印度尼西亚/纳土纳地质
贡献者：Murti, N., Minarwan, Darman, H.
本文讨论的纳土纳地区包括纳土纳群岛及其在印度尼西亚领土内的周边地区。该地区构成南海最西南端，其直接地质邻居包括马来盆地、彭尤盆地、砂拉越盆地和巽他陆架。纳土纳地区本身目前由两个第三纪盆地构成，即西纳土纳盆地和东纳土纳盆地，它们被纳土纳隆起（图 1）隔开。
本文是对现有已发表资料和作者所能接触到的各种未发表内部研究的综合文献研究结果。本文的目的是简单明了地解释纳土纳地区的地理事实，并展现其地质亮点。更详细的研究、调查和实验可以在参考文献中找到。
纳土纳地区的地质信息主要来自石油勘探，高频率勘探导致了该地区许多全面的地质研究。这些研究的可用性并不意味着该地区的地质历史得到了充分理解。仍然存在许多需要解决的不确定性，这在接下来的文字中可以看到。
西纳土纳盆地北部以呵叻隆起为界，呵叻隆起是一个向南倾斜的单斜基底高地。南部以巽他陆架为界，东部以纳土纳隆起为界。西北部开口到西北-东南方向延长的马来盆地，西南端开口到一个较小的东西方向延长的彭尤盆地。马来盆地与彭尤盆地之间被丹格尔隆起隔开，丹格尔隆起是一个向东延伸到西纳土纳盆地西部的脊状高地。在西纳土纳盆地本身，可以识别出几个主要的构造要素，即阿诺断陷、南卡卡普断陷、北部中央高地、南部中央高地和阿纳巴斯断陷（图 2）。
西纳土纳盆地的主要构造走向是西南-东北和西北-东南（Wongsosantiko & Wirojudo, 1984），包括几个大的西北-东南走向的剪切断层。断层的特点是运动方向的变化，从浅层地层的逆断层到深层地层的正断层。褶皱类型也从顶部的背斜转变为深部的半地堑。西纳土纳盆地被 Daines (1985) 分类为一个陆内未发育的裂谷盆地。该盆地的各种构造要素是在两个不同的变形时期形成的，即始新世晚期-渐新世早期的拉伸期，导致了地堑和半地堑的形成，以及后来的压缩阶段，导致了构造的倒转。这种压缩阶段重新激活了现有的构造，并逆转了运动方向。
纳土纳隆起将西纳土纳盆地和东纳土纳盆地隔开，是巽他陆架的北部突出部分。这条隆起连同呵叻隆起，在第三纪期间周期性地出露（White & Wing, 1978），从而为两个相邻盆地提供了沉积物来源。
东纳土纳盆地西侧以纳土纳隆起为界，东侧开口到砂拉越盆地。南部以巽他陆架为界，北部以越南盆地为界。Hutchison (1989) 将东纳土纳盆地划分为索康次盆地和东北纳土纳盆地。它们被保斯-拉奈隆起隔开，保斯-拉奈隆起是一个与纳土纳隆起东侧平行的特征，它也构成了索康次盆地的东北边界。这两个盆地都向东开口到砂拉越盆地（图 2）。在该地区的晚白垩世-早始新世重建中，White & Wing (1978) 得出结论，东纳土纳盆地是位于越南近海、穿过纳土纳水域到达砂拉越的大型前弧盆地的一部分。
与西纳土纳盆地不同，东纳土纳盆地的主要构造走向为北北西-南南东，只有北部存在西南-东北走向的构造（Wongsosantiko & Wirojudo, 1984）。这些西南-东北走向的构造是拉张断层和半地堑，类似于在西纳土纳盆地中发现的断层，但裂谷规模通常小于西纳土纳盆地的断层。在东纳土纳盆地，所有的构造都是拉张的，似乎没有发生过压缩构造阶段。White & Wing (1978) 指出，构造走向似乎遵循着潜在的基底结构，该结构是由向东迁移的俯冲带形成的。
西纳土纳盆地和东纳土纳盆地的地层框架首先由 Pupilli (1973) 基于岩石地层学编制。自那以后，在西纳土纳盆地不同特许经营区块工作的几家公司已经为该地区开发了各种地层柱，并使用了不同的命名法，这可以在 Armitage & Viotti (1977)、Pollock 等人 (1984)、Daines 等人 (1985)、Sutoto (1991)、Fahman 等人 (1991) 和 Ginger 等人 (1993) 的后续作品中看到。本文中使用的、对整个地区的概括性地层框架可以在图 4 中看到。
在西纳土纳盆地的层序之下是白垩纪基底，据 Pollock 等人 (1984) 称，它由角闪岩组成。根据最近一项更详细的研究，基底实际上包含侵入性酸性型火成岩，如石英闪长岩、花岗岩和千枚岩、绿泥石片岩、片麻岩和角闪岩。
西纳土纳盆地中最早的沉积物被认为比早渐新世更古老，这基于对在基底沉积物中发现的辉绿岩侵入体的年代测定。晚始新世 (?) 至早渐新世的拉玛组位于基底之上。拉玛组主要由河流-三角洲、河流和冲积扇砂岩组成。贝努阿组与拉玛组整合接触。该组是一套被解释为湖泊成因的页岩。拉玛组和贝努阿组大部分都缺乏动物化石，除了某些指示淡水沉积环境的孢粉化石。在贝努阿页岩之上是下加布斯组的互层砂岩和页岩。砂岩是细粒至中粒砂岩，含有植物碎屑，通常形成厚层、块状或向上变细的单元，通常呈块状外观。该层序被解释为河流-三角洲和河流成因，其年龄根据孢粉化石确定为渐新世。
在上加布斯组之上，克拉斯页岩在中渐新世至晚渐新世时期沉积于湖泊环境中。然后，克拉斯页岩逐渐被上加布斯组的互层砂岩和页岩所取代。上加布斯组的砂岩是细粒至极细粒的，呈块状或向上变细的单元，类似于下加布斯组。该组沉积于晚渐新世-早中新世时期的辫状三角洲和湖泊平原环境中。孢粉学数据表明，渐新世/中新世边界位于加布斯层序的最上部。然后，巴拉特页岩在上加布斯组之上沉积，在湖泊沉积环境中沉积，在早中新世时期，某些地方受到海洋条件的影响。这个确定的年龄是基于没有发现渐新世及更古老的标志层，以及可能存在弗洛尔休特齐亚·莱维波利。在巴拉特页岩沉积之后，阿朗组与之整合接触。孢粉学证据表明该组的年龄为早中新世至中中新世。整个阿朗组沉积于浅海环境，与盆地反转和相对海平面变化有关，波动至以煤沼为主的沿海平原。
在上阿朗组之上，穆达组不整合地沉积于浅海环境中。穆达组底部不整合面在西纳土纳盆地得到了广泛的识别。穆达组由泥岩、页岩和砂岩组成。该组从晚中新世一直延续到现代。
Hakim & Suryono (1994) 的地质图显示，位于纳土纳隆起的纳土纳群岛东部由中生代（早-中白垩世）混杂沉积物（Bunguran 组）和晚白垩世花岗岩组成。更古老的火成岩，来自侏罗纪的镁铁质和超镁铁质岩石，在岛屿的几个地方出露。在纳土纳群岛的西部和北部，出露了由砾岩、块状砂岩和粉砂岩组成的沉积层序。该沉积物被解释为河流过程的结果，并被解释为与西纳土纳盆地的渐新世-中新世沉积物相当。在巽他陆架，即西纳土纳盆地南部的阿纳巴斯群岛，也能找到晚白垩世的花岗岩（Samodra, 1995）。
东纳土纳盆地的地层框架在已发表的文献中并不常见，本文使用的是从多个已发表和未发表作品中概括得来的地层框架（图4）。东纳土纳盆地发现的最古老沉积物形成于晚渐新世至早中新世（Pertamina & BEICIP, 1985）。这些沉积物由下部砂岩单元和上部页岩单元组成。砂岩相当于西纳土纳盆地中的上加布斯组。该沉积物被认为是冲积平原和三角洲平原的产物。覆盖在其上的页岩相当于西纳土纳盆地中的巴拉特组，由绿色的和灰色的海洋页岩组成。该层序代表了该地区的最大海侵。由于这些层序没有被任何井钻探到，因此在索康子盆地中无法观察到它们。覆盖在巴拉特页岩上的沉积物是下阿兰组的砂岩，它形成于海退阶段，终止了海侵。海退阶段紧随其后的是海侵。海退和海侵的砂岩层序共同构成了下阿兰砂岩。海侵结束于下阿兰页岩的形成，该页岩由灰色和棕色的海洋页岩组成。在南部，下阿兰页岩之后是索康砂岩的形成。这些地层形成于早中新世到中中新世期间。
在北部，与下阿兰页岩整合叠置的是特伦布组。Pupilli (1973) 将该组划分为下部和上部两个段。下部段被称为台地段，其特点是层状泥晶灰岩、颗粒灰岩和束状灰岩。上部段被称为礁段，由高度富含化石的成岩白云岩组成。下部段和上部段之间的边界在某些地方是不整合的。该不整合标志着海退阶段的结束。特伦布组上部段由许多礁体构成，礁体之间的凹陷被海洋页岩和泥灰岩充填。在中中新世到晚中新世特伦布组在北部形成的同时，南部发生了海侵阶段，沉积了上阿兰页岩（Pertamina & BEICIP, 1985）。该页岩之后是上阿兰砂岩。砂岩也延伸到北部，覆盖在特伦布组之上。最年轻的地层姆达组不整合覆盖所有最古老的沉积物，并作为海侵沉积层序形成。
地质历史
[edit | edit source]纳土纳地区是巽他古陆的一部分，因此该地区的演化可以追溯到巽他古陆的形成。根据Hutchison (1989) 的说法，巽他古陆是东南亚稳定的陆核，它形成于晚三叠世并形成克拉通。Taylor 和 Hayes (1983) 重建了在中侏罗世到中白垩世期间，巽他古陆东部形成了一个俯冲带，由太平洋板块从东部俯冲形成。在俯冲带西侧，火山活动伴随着花岗岩侵入。这些活动形成的岩石后来发生了变质，并成为纳土纳地区第三纪盆地的基底，这一点已通过钻井得到证实（Pupilli, 1973）。俯冲活动也导致了混杂岩复合体的形成，如纳土纳岛屿的纳土纳隆起（Hamilton, 1979）。
在晚白垩世，这种俯冲活动仍在继续，并不断向东移动，正如 Pupilli (1973) 和 Hamilton (1979) 所推测的那样。此时，俯冲带沿着一条从西南婆罗洲穿过纳土纳岛东部延伸至越南近海的线发生。这种俯冲一直持续到古新世早期和始新世。根据 Taylor 和 Hayes (1983) 的说法，纳土纳隆起和西南婆罗洲的火山活动一直持续到古新世早期，而根据 White 和 Wing (1978) 的说法，混杂岩相是在始新世期间在 Paus-Ranai 隆起形成的。在俯冲带的西侧，沉积了陆架沉积物，形成了南索康子盆地的底部地层（White 和 Wing, 1978）。沉积记录表明，到渐新世，这种俯冲带已完全停止（White 和 Wing, 1978）。
俯冲带的停止以及西纳土纳盆地和东纳土纳盆地的形成和随后的演化可以用几种关于印度、亚洲和太平洋板块相对运动的理论来解释。Tapponnier 等人 (1982) 和 Daly 等人 (1991) 提出的区域性第三纪构造框架通常被用作解释南海地区构造演化的模型，因为它们似乎与该地区已开发的构造单元非常吻合。这两篇论文都指出，印度板块向亚洲的压入导致了印度支那的旋转。然而，Tapponnier 等人 (1982) 认为，东南亚的盆地演化主要是由于印度和亚洲碰撞时印度支那和东部中国的大规模横向挤出造成的。后来在 1991 年，Daly 等人认为，这种碰撞的主要影响只是印度支那的顺时针旋转和苏门答腊活动边缘的伸展，而不是东南亚盆地演化。
Wongsosantiko 和 Wirojudo (1984) 以及 Daines (1985) 使用 Tapponnier 等人 (1982) 的“挤出”模型解释了纳土纳地区的构造发展。马来半岛和巽他陆架相对于亚洲大陆的东南向运动导致泰国湾和西纳土纳地区发生了裂谷和拉张。在泰国和马来盆地，由于与裂谷相关的左旋运动，形成了 NW-SE 向的断陷。同时，由于巽他陆架与印度支那的分离，形成了以 SW-NE 向为主的断陷，这些断陷占据了西纳土纳盆地（Wongsosantiko 和 Wirojudo, 1984）。Daines (1985) 将这种在早渐新世发生的构造特征称为西纳土纳盆地的断陷发育阶段。然而，Daines (1985) 认为，断陷（尤其是 SW-NE 向的边界断陷）是印度和亚洲碰撞的直接结果，而不是拉张的结果。
Daly 等人 (1991) 使用不同的方法解释了西纳土纳盆地的形成与南海的开裂有关。太平洋板块向北俯冲到欧亚大陆板块之下，在始新世停止了运动。这种停止运动之后是地壳的重力塌陷，这是由于俯冲洋壳的回撤造成的。然后，塌陷之后发生了裂谷，导致南海开裂。太平洋板块运动的变化停止了沿着从西南婆罗洲穿过纳土纳岛东部延伸至越南近海的线发生的俯冲，并将其转化为走滑断层。因此，根据 Daly 等人 (1991) 的概念，形成西纳土纳盆地的裂谷是由右旋应力体系造成的，其初始开裂是南海的开裂。西纳土纳盆地的这种早渐新世至中渐新世裂谷阶段导致了拉玛组、贝努瓦组和下加布斯组的沉积。
在东纳土纳盆地，当沿着从西南婆罗洲到越南近海的俯冲线在渐新世变得不活跃时，之前的弧前盆地沉积物沉积之后，沉积了浅水和深水相（White 和 Wing, 1978）。然而，该盆地中井证实的最古老沉积物是晚渐新世沉积物，它们相当于西纳土纳盆地中的上加布斯组和巴拉特组，并且主要是冲积平原和三角洲平原环境（Pertamina & BEICIP, 1985）。这些沉积物是裂谷阶段的结果，根据 Wongsosantiko 和 Wirojudo (1984) 的说法，该阶段也影响了东纳土纳盆地，特别是北部，形成了 SW-NE 向的半断陷。在早中新世到中中新世期间，南海扩张持续进行，导致了 NNW-SSE 向构造的形成，遵循着基底弱带模式。
在中渐新世到早中新世，发生了一段构造静止期，即裂谷后阶段（Ginger 等人，1993）。这段时间沉积的沉积物形成了克拉思组和上加布斯组。巴拉特组是在它们之后沉积的，被认为包括在裂谷后和同逆转巨层序中（Ginger 等人，1993）。裂谷后和同逆转巨层序之间的边界由巴拉特组上部看到的巴拉特组下部的超覆面标志。
在裂谷后阶段之后，早中新世到中中新世的压缩应力阶段导致西纳土纳盆地的断陷发生逆转和走滑断层。在一些反转的断陷中，中新世沉积物被完全侵蚀，导致渐新世沉积物与姆达组直接接触（图 5）。使用 Daly 等人 (1991) 的概念，可以解释压缩应力是由形成南海扩张南部尾部的陆块与婆罗洲碰撞造成的。根据 Daines (1985) 的说法，压缩应力（主要形成西纳土纳盆地中 SW-NE 向的背斜）来自印度板块向亚洲的东北方向穿插。阿兰组是在这种逆转时期形成的沉积物。
这些应力对东纳土纳盆地的影响不足以形成任何压缩构造。根据 Pertamina 和 BEICIP (1985) 的说法，压缩阶段只导致东纳土纳盆地发生区域性隆起。在早中新世到晚中新世期间，南索康子盆地发生了几轮沉积，形成了阿兰组和索康砂岩。在东北纳土纳盆地，形成的地层是阿兰组和特伦布组。
隆起期结束于晚中新世的一般不整合（Ginger 等人，1993），该不整合形成了同逆转和逆转后产物之间的边界。在逆转后阶段形成的地层是姆达组。在东纳土纳盆地，最后一次沉积循环形成了相当于姆达组的地层。
经济价值
[edit | edit source]人们对纳土纳地区的兴趣主要源于其战略位置和经济价值，即其碳氢化合物资源。这里发现了印度尼西亚最大的天然气田（埃克森美孚的“L”巨型气田），但不幸的是，它尚未开发。随着西纳土纳天然气项目的实施，该地区的价值近年来不断上升。该项目由海湾石油、普利米尔石油和康菲石油公司共同开发，旨在向新加坡出售来自西纳土纳地区天然气田的天然气。
纳土纳地区的勘探历史始于 1968 年，当时纳土纳海域“A”区块（覆盖纳土纳地区的北部）和纳土纳海域“B”区块（南部）分别授予了阿吉普和康菲石油公司。1974 年，康菲石油公司成功发现了乌当油田，阿吉普发现了阿诺亚油田。1975 年，康菲石油公司发现了贝拉纳克油田。在 1980 年代，康菲石油公司发现了更多重要的油田，例如 Ikan Pari（1983 年）、Forel（1984 年）和 Belida（1989 年），以及天然气田，例如 Bawal（1979 年）和 Tembang（1981 年）。在 1980 年代到 1990 年代期间，其他公司在卡卡普区块和纳土纳海域“A”区块也发现了其他一些油气田。最近的发现是 1999 年普利米尔石油公司钻探的佩利坎天然气田。
该地区的储层岩石主要是加布斯和阿朗组的砂岩，以及特伦布组的石灰岩。油通常存在于加布斯砂岩中，而气存在于阿朗砂岩中。油的烃源岩主要来自贝努阿组的页岩。天然气主要为生物成因，产自阿朗组。克拉斯组和巴拉特组分别作为下加布斯组和上加布斯组的良好盖层。在阿朗组，盖层是层内盖层。西纳土纳盆地的圈闭主要是构造圈闭，以倒转背斜（图 5）和扭断构造为主。东纳土纳盆地的圈闭主要是地层圈闭，例如礁滩构造（图 6），或构造圈闭，例如基底隆起上的覆盖构造。
阿诺亚、贝利达和卡卡普油田是西纳土纳盆地三个产量最高的产油区。这些油田生产的原油品质优异，API 度可达 46-49 度，在市场上能卖出好价钱。
我们要感谢印尼国家石油公司（Pertamina）BPPKA 和普利米尔石油公司允许我们使用数据并发布此论文，并感谢印尼石油天然气协会（IPA）允许我们使用参考文献。我们也要感谢普利米尔石油公司的同事们在鼓励和讨论方面给予的支持，以及印尼加札玛达大学地质系 Wartono Rahardjo 先生和图书馆员在研究工作中提供的帮助。