印度尼西亞/納土納地質
貢獻者：Murti, N., Minarwan, Darman, H.
本文討論的納土納地區包括納土納群島及其在印度尼西亞領土內的周邊地區。該地區構成南海最西南端，其直接地質鄰居包括馬來盆地、彭尤盆地、砂拉越盆地和巽他陸架。納土納地區本身目前由兩個第三紀盆地構成，即西納土納盆地和東納土納盆地，它們被納土納隆起（圖 1）隔開。
本文是對現有已發表資料和作者所能接觸到的各種未發表內部研究的綜合文獻研究結果。本文的目的是簡單明瞭地解釋納土納地區的地理事實，並展現其地質亮點。更詳細的研究、調查和實驗可以在參考文獻中找到。
納土納地區的地質資訊主要來自石油勘探，高頻率勘探導致了該地區許多全面的地質研究。這些研究的可用性並不意味著該地區的地質歷史得到了充分理解。仍然存在許多需要解決的不確定性，這在接下來的文字中可以看到。
西納土納盆地北部以呵叻隆起為界，呵叻隆起是一個向南傾斜的單斜基底高地。南部以巽他陸架為界，東部以納土納隆起為界。西北部開口到西北-東南方向延長的馬來盆地，西南端開口到一個較小的東西方向延長的彭尤盆地。馬來盆地與彭尤盆地之間被丹格爾隆起隔開，丹格爾隆起是一個向東延伸到西納土納盆地西部的脊狀高地。在西納土納盆地本身，可以識別出幾個主要的構造要素，即阿諾斷陷、南卡卡普斷陷、北部中央高地、南部中央高地和阿納巴斯斷陷（圖 2）。
西納土納盆地的主要構造走向是西南-東北和西北-東南（Wongsosantiko & Wirojudo, 1984），包括幾個大的西北-東南走向的剪下斷層。斷層的特點是運動方向的變化，從淺層地層的逆斷層到深層地層的正斷層。褶皺型別也從頂部的背斜轉變為深部的半地塹。西納土納盆地被 Daines (1985) 分類為一個陸內未發育的裂谷盆地。該盆地的各種構造要素是在兩個不同的變形時期形成的，即始新世晚期-漸新世早期的拉伸期，導致了地塹和半地塹的形成，以及後來的壓縮階段，導致了構造的倒轉。這種壓縮階段重新激活了現有的構造，並逆轉了運動方向。
納土納隆起將西納土納盆地和東納土納盆地隔開，是巽他陸架的北部突出部分。這條隆起連同呵叻隆起，在第三紀期間週期性地出露（White & Wing, 1978），從而為兩個相鄰盆地提供了沉積物來源。
東納土納盆地西側以納土納隆起為界，東側開口到砂拉越盆地。南部以巽他陸架為界，北部以越南盆地為界。Hutchison (1989) 將東納土納盆地劃分為索康次盆地和東北納土納盆地。它們被保斯-拉奈隆起隔開，保斯-拉奈隆起是一個與納土納隆起東側平行的特徵，它也構成了索康次盆地的東北邊界。這兩個盆地都向東開口到砂拉越盆地（圖 2）。在該地區的晚白堊世-早始新世重建中，White & Wing (1978) 得出結論，東納土納盆地是位於越南近海、穿過納土納水域到達砂拉越的大型前弧盆地的一部分。
與西納土納盆地不同，東納土納盆地的主要構造走向為北北西-南南東，只有北部存在西南-東北走向的構造（Wongsosantiko & Wirojudo, 1984）。這些西南-東北走向的構造是拉張斷層和半地塹，類似於在西納土納盆地中發現的斷層，但裂谷規模通常小於西納土納盆地的斷層。在東納土納盆地，所有的構造都是拉張的，似乎沒有發生過壓縮構造階段。White & Wing (1978) 指出，構造走向似乎遵循著潛在的基底結構，該結構是由向東遷移的俯衝帶形成的。
西納土納盆地和東納土納盆地的地層框架首先由 Pupilli (1973) 基於岩石地層學編制。自那以後，在西納土納盆地不同特許經營區塊工作的幾家公司已經為該地區開發了各種地層柱，並使用了不同的命名法，這可以在 Armitage & Viotti (1977)、Pollock 等人 (1984)、Daines 等人 (1985)、Sutoto (1991)、Fahman 等人 (1991) 和 Ginger 等人 (1993) 的後續作品中看到。本文中使用的、對整個地區的概括性地層框架可以在圖 4 中看到。
在西納土納盆地的層序之下是白堊紀基底，據 Pollock 等人 (1984) 稱，它由角閃巖組成。根據最近一項更詳細的研究，基底實際上包含侵入性酸性型火成岩，如石英閃長巖、花崗岩和千枚巖、綠泥石片岩、片麻岩和角閃巖。
西納土納盆地中最早的沉積物被認為比早漸新世更古老，這基於對在基底沉積物中發現的輝綠岩侵入體的年代測定。晚始新世 (?) 至早漸新世的拉瑪組位於基底之上。拉瑪組主要由河流-三角洲、河流和沖積扇砂岩組成。貝努阿組與拉瑪組整合接觸。該組是一套被解釋為湖泊成因的頁岩。拉瑪組和貝努阿組大部分都缺乏動物化石，除了某些指示淡水沉積環境的孢粉化石。在貝努阿頁岩之上是下加布斯組的互層砂岩和頁岩。砂岩是細粒至中粒砂岩，含有植物碎屑，通常形成厚層、塊狀或向上變細的單元，通常呈塊狀外觀。該層序被解釋為河流-三角洲和河流成因，其年齡根據孢粉化石確定為漸新世。
在上加布斯組之上，克拉斯頁岩在中漸新世至晚漸新世時期沉積於湖泊環境中。然後，克拉斯頁岩逐漸被上加布斯組的互層砂岩和頁岩所取代。上加布斯組的砂岩是細粒至極細粒的，呈塊狀或向上變細的單元，類似於下加布斯組。該組沉積於晚漸新世-早中新世時期的辮狀三角洲和湖泊平原環境中。孢粉學資料表明，漸新世/中新世邊界位於加布斯層序的最上部。然後，巴拉特頁岩在上加布斯組之上沉積，在湖泊沉積環境中沉積，在早中新世時期，某些地方受到海洋條件的影響。這個確定的年齡是基於沒有發現漸新世及更古老的標誌層，以及可能存在弗洛爾休特齊亞·萊維波利。在巴拉特頁岩沉積之後，阿朗組與之整合接觸。孢粉學證據表明該組的年齡為早中新世至中中新世。整個阿朗組沉積於淺海環境，與盆地反轉和相對海平面變化有關，波動至以煤沼為主的沿海平原。
在上阿朗組之上，穆達組不整合地沉積於淺海環境中。穆達組底部不整合面在西納土納盆地得到了廣泛的識別。穆達組由泥岩、頁岩和砂岩組成。該組從晚中新世一直延續到現代。
Hakim & Suryono (1994) 的地質圖顯示，位於納土納隆起的納土納群島東部由中生代（早-中白堊世）混雜沉積物（Bunguran 組）和晚白堊世花崗岩組成。更古老的火成岩，來自侏羅紀的鎂鐵質和超鎂鐵質岩石，在島嶼的幾個地方出露。在納土納群島的西部和北部，出露了由礫岩、塊狀砂岩和粉砂岩組成的沉積層序。該沉積物被解釋為河流過程的結果，並被解釋為與西納土納盆地的漸新世-中新世沉積物相當。在巽他陸架，即西納土納盆地南部的阿納巴斯群島，也能找到晚白堊世的花崗岩（Samodra, 1995）。
東納土納盆地的地層框架在已發表的文獻中並不常見，本文使用的是從多個已發表和未發表作品中概括得來的地層框架（圖4）。東納土納盆地發現的最古老沉積物形成於晚漸新世至早中新世（Pertamina & BEICIP, 1985）。這些沉積物由下部砂岩單元和上部頁岩單元組成。砂岩相當於西納土納盆地中的上加布斯組。該沉積物被認為是沖積平原和三角洲平原的產物。覆蓋在其上的頁岩相當於西納土納盆地中的巴拉特組，由綠色的和灰色的海洋頁岩組成。該層序代表了該地區的最大海侵。由於這些層序沒有被任何井鑽探到，因此在索康子盆地中無法觀察到它們。覆蓋在巴拉特頁岩上的沉積物是下阿蘭組的砂岩，它形成於海退階段，終止了海侵。海退階段緊隨其後的是海侵。海退和海侵的砂岩層序共同構成了下阿蘭砂岩。海侵結束於下阿蘭頁岩的形成，該頁岩由灰色和棕色的海洋頁岩組成。在南部，下阿蘭頁岩之後是索康砂岩的形成。這些地層形成於早中新世到中中新世期間。
在北部，與下阿蘭頁岩整合疊置的是特倫布組。Pupilli (1973) 將該組劃分為下部和上部兩個段。下部段被稱為臺地段，其特點是層狀泥晶灰巖、顆粒灰巖和束狀灰巖。上部段被稱為礁段，由高度富含化石的成巖白雲岩組成。下部段和上部段之間的邊界在某些地方是不整合的。該不整合標誌著海退階段的結束。特倫布組上部段由許多礁體構成，礁體之間的凹陷被海洋頁岩和泥灰岩充填。在中中新世到晚中新世特倫布組在北部形成的同時，南部發生了海侵階段，沉積了上阿蘭頁岩（Pertamina & BEICIP, 1985）。該頁岩之後是上阿蘭砂岩。砂岩也延伸到北部，覆蓋在特倫布組之上。最年輕的地層姆達組不整合覆蓋所有最古老的沉積物，並作為海侵沉積層序形成。
地質歷史
[edit | edit source]納土納地區是巽他古陸的一部分，因此該地區的演化可以追溯到巽他古陸的形成。根據Hutchison (1989) 的說法，巽他古陸是東南亞穩定的陸核，它形成於晚三疊世並形成克拉通。Taylor 和 Hayes (1983) 重建了在中侏羅世到中白堊世期間，巽他古陸東部形成了一個俯衝帶，由太平洋板塊從東部俯衝形成。在俯衝帶西側，火山活動伴隨著花崗岩侵入。這些活動形成的岩石後來發生了變質，併成為納土納地區第三紀盆地的基底，這一點已透過鑽井得到證實（Pupilli, 1973）。俯衝活動也導致了混雜巖複合體的形成，如納土納島嶼的納土納隆起（Hamilton, 1979）。
在晚白堊世，這種俯衝活動仍在繼續，並不斷向東移動，正如 Pupilli (1973) 和 Hamilton (1979) 所推測的那樣。此時，俯衝帶沿著一條從西南婆羅洲穿過納土納島東部延伸至越南近海的線發生。這種俯衝一直持續到古新世早期和始新世。根據 Taylor 和 Hayes (1983) 的說法，納土納隆起和西南婆羅洲的火山活動一直持續到古新世早期，而根據 White 和 Wing (1978) 的說法，混雜巖相是在始新世期間在 Paus-Ranai 隆起形成的。在俯衝帶的西側，沉積了陸架沉積物，形成了南索康子盆地的底部地層（White 和 Wing, 1978）。沉積記錄表明，到漸新世，這種俯衝帶已完全停止（White 和 Wing, 1978）。
俯衝帶的停止以及西納土納盆地和東納土納盆地的形成和隨後的演化可以用幾種關於印度、亞洲和太平洋板塊相對運動的理論來解釋。Tapponnier 等人 (1982) 和 Daly 等人 (1991) 提出的區域性第三紀構造框架通常被用作解釋南海地區構造演化的模型，因為它們似乎與該地區已開發的構造單元非常吻合。這兩篇論文都指出，印度板塊向亞洲的壓入導致了印度支那的旋轉。然而，Tapponnier 等人 (1982) 認為，東南亞的盆地演化主要是由於印度和亞洲碰撞時印度支那和東部中國的大規模橫向擠出造成的。後來在 1991 年，Daly 等人認為，這種碰撞的主要影響只是印度支那的順時針旋轉和蘇門答臘活動邊緣的伸展，而不是東南亞盆地演化。
Wongsosantiko 和 Wirojudo (1984) 以及 Daines (1985) 使用 Tapponnier 等人 (1982) 的“擠出”模型解釋了納土納地區的構造發展。馬來半島和巽他陸架相對於亞洲大陸的東南向運動導致泰國灣和西納土納地區發生了裂谷和拉張。在泰國和馬來盆地，由於與裂谷相關的左旋運動，形成了 NW-SE 向的斷陷。同時，由於巽他陸架與印度支那的分離，形成了以 SW-NE 向為主的斷陷，這些斷陷佔據了西納土納盆地（Wongsosantiko 和 Wirojudo, 1984）。Daines (1985) 將這種在早漸新世發生的構造特徵稱為西納土納盆地的斷陷發育階段。然而，Daines (1985) 認為，斷陷（尤其是 SW-NE 向的邊界斷陷）是印度和亞洲碰撞的直接結果，而不是拉張的結果。
Daly 等人 (1991) 使用不同的方法解釋了西納土納盆地的形成與南海的開裂有關。太平洋板塊向北俯衝到歐亞大陸板塊之下，在始新世停止了運動。這種停止運動之後是地殼的重力塌陷，這是由於俯衝洋殼的回撤造成的。然後，塌陷之後發生了裂谷，導致南海開裂。太平洋板塊運動的變化停止了沿著從西南婆羅洲穿過納土納島東部延伸至越南近海的線發生的俯衝，並將其轉化為走滑斷層。因此，根據 Daly 等人 (1991) 的概念，形成西納土納盆地的裂谷是由右旋應力體系造成的，其初始開裂是南海的開裂。西納土納盆地的這種早漸新世至中漸新世裂谷階段導致了拉瑪組、貝努瓦組和下加布斯組的沉積。
在東納土納盆地，當沿著從西南婆羅洲到越南近海的俯衝線在漸新世變得不活躍時，之前的弧前盆地沉積物沉積之後，沉積了淺水和深水相（White 和 Wing, 1978）。然而，該盆地中井證實的最古老沉積物是晚漸新世沉積物，它們相當於西納土納盆地中的上加布斯組和巴拉特組，並且主要是沖積平原和三角洲平原環境（Pertamina & BEICIP, 1985）。這些沉積物是裂谷階段的結果，根據 Wongsosantiko 和 Wirojudo (1984) 的說法，該階段也影響了東納土納盆地，特別是北部，形成了 SW-NE 向的半斷陷。在早中新世到中中新世期間，南海擴張持續進行，導致了 NNW-SSE 向構造的形成，遵循著基底弱帶模式。
在中漸新世到早中新世，發生了一段構造靜止期，即裂谷後階段（Ginger 等人，1993）。這段時間沉積的沉積物形成了克拉思組和上加布斯組。巴拉特組是在它們之後沉積的，被認為包括在裂谷後和同逆轉巨層序中（Ginger 等人，1993）。裂谷後和同逆轉巨層序之間的邊界由巴拉特組上部看到的巴拉特組下部的超覆面標誌。
在裂谷後階段之後，早中新世到中中新世的壓縮應力階段導致西納土納盆地的斷陷發生逆轉和走滑斷層。在一些反轉的斷陷中，中新世沉積物被完全侵蝕，導致漸新世沉積物與姆達組直接接觸（圖 5）。使用 Daly 等人 (1991) 的概念，可以解釋壓縮應力是由形成南海擴張南部尾部的陸塊與婆羅洲碰撞造成的。根據 Daines (1985) 的說法，壓縮應力（主要形成西納土納盆地中 SW-NE 向的背斜）來自印度板塊向亞洲的東北方向穿插。阿蘭組是在這種逆轉時期形成的沉積物。
這些應力對東納土納盆地的影響不足以形成任何壓縮構造。根據 Pertamina 和 BEICIP (1985) 的說法，壓縮階段只導致東納土納盆地發生區域性隆起。在早中新世到晚中新世期間，南索康子盆地發生了幾輪沉積，形成了阿蘭組和索康砂岩。在東北納土納盆地，形成的地層是阿蘭組和特倫布組。
隆起期結束於晚中新世的一般不整合（Ginger 等人，1993），該不整合形成了同逆轉和逆轉後產物之間的邊界。在逆轉後階段形成的地層是姆達組。在東納土納盆地，最後一次沉積迴圈形成了相當於姆達組的地層。
經濟價值
[edit | edit source]人們對納土納地區的興趣主要源於其戰略位置和經濟價值，即其碳氫化合物資源。這裡發現了印度尼西亞最大的天然氣田（埃克森美孚的“L”巨型氣田），但不幸的是，它尚未開發。隨著西納土納天然氣專案的實施，該地區的價值近年來不斷上升。該專案由海灣石油、普利米爾石油和康菲石油公司共同開發，旨在向新加坡出售來自西納土納地區天然氣田的天然氣。
納土納地區的勘探歷史始於 1968 年，當時納土納海域“A”區塊（覆蓋納土納地區的北部）和納土納海域“B”區塊（南部）分別授予了阿吉普和康菲石油公司。1974 年，康菲石油公司成功發現了烏當油田，阿吉普發現了阿諾亞油田。1975 年，康菲石油公司發現了貝拉納克油田。在 1980 年代，康菲石油公司發現了更多重要的油田，例如 Ikan Pari（1983 年）、Forel（1984 年）和 Belida（1989 年），以及天然氣田，例如 Bawal（1979 年）和 Tembang（1981 年）。在 1980 年代到 1990 年代期間，其他公司在卡卡普區塊和納土納海域“A”區塊也發現了其他一些油氣田。最近的發現是 1999 年普利米爾石油公司鑽探的佩利坎天然氣田。
該地區的儲層岩石主要是加布斯和阿朗組的砂岩，以及特倫布組的石灰岩。油通常存在於加布斯砂岩中，而氣存在於阿朗砂岩中。油的烴源巖主要來自貝努阿組的頁岩。天然氣主要為生物成因，產自阿朗組。克拉斯組和巴拉特組分別作為下加布斯組和上加布斯組的良好蓋層。在阿朗組，蓋層是層內蓋層。西納土納盆地的圈閉主要是構造圈閉，以倒轉背斜（圖 5）和扭斷構造為主。東納土納盆地的圈閉主要是地層圈閉，例如礁灘構造（圖 6），或構造圈閉，例如基底隆起上的覆蓋構造。
阿諾亞、貝利達和卡卡普油田是西納土納盆地三個產量最高的產油區。這些油田生產的原油品質優異，API 度可達 46-49 度，在市場上能賣出好價錢。
我們要感謝印尼國家石油公司（Pertamina）BPPKA 和普利米爾石油公司允許我們使用資料併發布此論文，並感謝印尼石油天然氣協會（IPA）允許我們使用參考文獻。我們也要感謝普利米爾石油公司的同事們在鼓勵和討論方面給予的支援，以及印尼加札瑪達大學地質系 Wartono Rahardjo 先生和圖書館員在研究工作中提供的幫助。