Rio Muni盆地第四纪陆坡地震地貌学①②

李 磊 李志军 闫 瑞 谭 卓 王小刚 都鹏燕

(1.西安石油大学地球科学与工程学院 西安 710065;2.重庆科技学院 重庆 401331;3.中海油研究总院 北京 100027;4.中海油田服务股份有限公司油田技术事业部资料解释中心 河北三河 065201;5.中国石油大学(北京)地球科学学院 北京 102249)

近年来，地震地貌学已广泛应用于深水水道、海底麻坑以及海底滑坡等海底地貌单元的研究［1～8］。纵观国内外地震地貌学的研究可知，地震地貌学是指利用地貌探测手段获得的地貌数据、三维地震数据及成像技术来开展地貌学的研究，主要研究盆地地表形态、结构、成因、演化和分布规律［1，3，7］。地震地貌学逐渐由最初的定性分析发展到了定量分析，更准确的表征了各种地貌单元的构型，研究其成因、分布与演化。目前深水水道地貌的研究主要集中在深水水道的内部结构、外部形态、叠置样式等沉积构型的表征、演化及控制因素研究［1～6，9～13］。海底麻坑地貌已引起国内外学者广泛关注，对其形态、成因机制取得了一定的认识［14～20］。而对于弯曲条带状海底麻坑与古埋藏水道的关系、形成过程、与滑坡等地质现象的关系等方面的研究相对薄弱，将是海洋地质研究的目标之一［18］。

第四纪陆坡地貌遭受后期改造和破坏程度小，地震资料分辨率高，能够反映地貌的原始形态，便于研究。本文基于Rio Muni盆地第四纪陆坡1 400 km2的三维地震数据(频带范围2～120 Hz，主频45 Hz)开展地震地貌学研究，分析陆坡地形特征，研究深水水道、麻坑及海底滑坡等陆坡地貌单元的成因、分布和演化过程，对深水储层预测及海底灾害预测具有一定的指导意义。

1 研究区陆坡地形

研究区位于Rio Muni盆地南部深水区，海底地形具有东西分带，南北分区特点(图1)。研究区由东向西，分别为陆架、上陆坡、中陆坡和下陆坡。陆架区水深小于200 m，地形较平缓，海底坡度小于0.03 rad。陆坡区水深200～1 600 m，上陆坡海底地形较陡，相对狭窄，其海底坡度大约为0.15～0.35 rad;中陆坡的坡度大约为0.05～0.15 rad;下陆坡临近深海盆地，其地形较缓，海底坡度大约为0～0.05 rad(图1)。南北区坡度低、中间区坡度高。北区的坡度大约为0～0.02 rad，中间区的坡度大约为0～0.04 rad，南区坡度大约为0～0.03 rad。

第四纪陆坡发育水道、滑坡、麻坑海底地貌单元(图1)。由上陆坡至下陆坡区，陆坡海底分布了大量条带状负地形(水道)，铲状滑坡，圆形或椭圆形海底麻坑(图1)。条带状海底负地形弯曲度介于1～1.5之间，差别较大。

2 研究区地貌单元

2.1 深水水道地貌

2.1.1 研究区水道地貌参数表征

Wood 和 Mize-Spansky［5］对水道构型参数(水道宽度、水道深度、水道弯曲度、弯曲带宽、弯曲带长和弯曲弧高度)进行了定量研究。水道宽度是指左右堤岸脊之间的长度(图2)。水道深度是水道底到堤岸脊的相对高度(图2b)。水道弯曲度是水道轴线长度与水道的直线长度的比值，代表了水道弯曲的程度。水道的弯曲度大小可能与陆坡的岩性、坡度、重力流流速、粒度、供给量和持续时间有关。弯曲带宽是两条最外层弯曲带切线之间的测量宽度，反映了水道迁移的程度(图2)。弯曲弧高度是弯曲段的最外层弯曲界限到该弯曲段最大上倾拐点和最大下倾拐点连线的垂线距离(图2)。弯曲带长为两个相邻最大上倾拐点和最大下倾拐点间直线长度，代表一个完整的弯曲段(图2)。

2.1.2 研究区水道地貌单元分类、分布及其构型表征

研究区第四纪陆坡发育11条深水水道(图1)。根据水道弯曲程度，研究区水道分为顺直水道(Ch1、CH2、Ch3、Ch4、Ch7、Ch8、Ch9 和 Ch10)和弯曲水道(Ch5、Ch6和 Ch11)2类。顺直水道的弯曲度小于1.2，而弯曲水道的弯曲度大于等于1.2。弯曲水道Ch5、CH6分布在北区，Ch11分布在南区，中区则主要发育顺直水道。上陆坡水道较发育，且多为顺直水道(图1)。中陆坡，发育于上陆坡的水道交汇成一条水道(Ch1～Ch3交汇于Ch4形成一条水道，Ch6-1、Ch6-2、Ch6-3和它们之间的多条小型顺直水道交汇成Ch6)。下陆坡，由于重力流供给减少，流速降低，侵蚀能力减弱，部分水道的深度逐渐减小，甚至消亡(Ch6～Ch10)。

(1)弯曲水道

由上陆坡至下陆坡，Ch11的横剖面显示，水道呈V或U形特征(图3)。中—上陆坡，坡度较陡，重力流流速大，对海底侵蚀能力强。重力流对水道外弯带不断侵蚀，导致水道壁较陡(图3a，b，e，f)。下陆坡，海底坡度变缓，重力流流速减小，侵蚀能力减弱，水道底部相对平缓，剖面呈 U形特征(图3c，d，g，h)。与曲流河牵引流作用相类似，深水重力流也具有截弯取直作用，早期高弯曲带被废弃，形成废弃水道带(图1、图3d)。外弯带的水道壁倾角大，堤岸窄，堤岸锥度大，而内弯带水道壁倾角小，堤岸较宽，锥度小。弯曲水道中的重力流对外弯带有较强的冲蚀作用，而对内弯带的作用力较小。外弯带不断地被冲蚀而变得陡而窄，而重力流在内弯带不断沉积从而使其变得宽缓。

图1 研究区海底地形图Fig.1 Topographic map of the seabed in the study area

图2 水道地貌参数(a)Ch5平面图;(b)Ch5横剖面Fig.2 Geomorphic parameters of the submarine channel

图3 典型弯曲水道(Ch11)横剖面Fig.3 Cross-sections of the typical sinuous channel

对研究区典型弯曲水道(Ch6和Ch11)构型参数定量分析可知(图4a～e)，水道的弯曲弧长与弯曲带长成正比关系，弯曲弧长越长，弯曲带长也越长，而且随坡度的减小，弯曲弧长与弯曲带长都有减小的趋势。弯曲度随坡度的减小而有增大的趋势。上陆坡，水道的宽深比与弯曲度整体呈反比关系。在中—下陆坡，水道的宽深比与弯曲度成正比关系，弯曲度越大，宽深比越大。

研究区水道的弯曲度与海底的坡度、重力流供给和持续时间密切相关。弯曲水道(Ch5、Ch6和Ch11)具有高弯曲度、低宽深比的特征，且均发育于陆架坡折(图1)。上陆坡海底垮塌或陆架三角洲河流输送的物质不断供给形成的持续重力流可能是中—下陆坡水道壁垮塌、水道弯曲度增大甚至废弃的重要原因之一。

(2)顺直水道

研究区顺直水道较发育，南北中三区均发育(图1)。上陆坡，重力流流速大，侵蚀能力强，以顺直水道为主。重力流供给持续时间长的水道在中—下陆坡逐渐转化为弯曲水道。起始于上陆坡中部的顺直水道(Ch7～Ch10)(图1)由于缺少长期得物源供给，由上陆坡至下陆坡，其水道宽度相对稳定，而水道深度逐渐减少甚至消亡，宽深比增大(图4f～h)。

2.1.3 陆坡地形与水道弯曲度、宽深比的关系

图4 典型水道构型参数(a)～(d)Ch11水道参数;(e)Ch6水道参数;(f)Ch7水道参数;(g)Ch8水道参数;(h)Ch9水道参数Fig.4 Parameters of typical channels

陆坡区，上陆坡至下陆坡，海底坡度逐渐减小。上陆坡发育的水道基本为顺直水道，弯曲度小。陆架坡折带海底滑坡或陆架河流输送的陆源物质形成的重力流，流经上陆坡，在中—下陆坡由于海底坡度降低，重力流流速减缓且经长距离搬运分选，粒度变细，水道的弯曲度逐渐增大。上陆坡至下陆坡，坡度逐渐降低，顺直水道的宽深比逐渐增大(图4f)。而弯曲水道的宽深比随坡度的减小而减小(图4a)。

2.2 麻坑地貌

海底麻坑一般认为是由海底浅层的生物气逸散，而在海底形成的负地形。海底麻坑呈圆形或椭圆形，横剖面呈U型特征，左右一般不对称(图1、图5a，b，c)。海底麻坑的分布特征可分为孤立麻坑和条带状麻坑。孤立海底麻坑在南、中和北区均有发育。孤立麻坑可以单独出现也可以成片出现(麻坑随机分布)。孤立麻坑下部发育的气烟囱具有振幅增强、同相轴下拉特征(图5a，b)。

条带状海底麻坑南北两区均有发育，南区较发育。条带状海底麻坑则由多个海底麻坑排列成直线或曲线状，长度延伸3～15 km，呈条带状分布(图1、图5a，b，c)。沿条带状海底麻坑走向剖面呈脊—槽相间地形特征(图5c)。由NE至W方向，海底麻坑的深度和宽度均呈不规则变化。麻坑壁的坡度向海盆一侧较陡，而向陆架一侧较缓。每一麻坑下方地震同相轴具有同相轴下拉且振幅增强特征(图5c)。在条带状海底麻坑下方地层中见强振幅充填地震相，推测为古埋藏重力流水道。由于重力流水道内部沉积物埋藏浅、压实程度低、沉积物固结程度低，孔隙好，便于浅层生物气的富集，进而导致沉积物与周围海底沉积物之间的波阻抗差异较大，振幅增强，频率降低(图5c)。麻坑下部则是气体逃逸通道，由于大量含气，速度降低，与周围海底泥质沉积具有较大的波阻抗差异，因此，在地震响应上具有振幅增强，同相轴下拉特征。现今海底发育的条带状海底麻坑基本上分布于古水道上方或两侧(图6)。

2.3 海底滑坡地貌

根据滑坡发育的位置及滑块体运动的方向可分为陆坡垮塌和水道壁垮塌［21］。陆坡重力失稳，滑动、滑塌形成的滑块体，具有朵状几何外形，滑块体后部发育铲状滑塌槽(图1、图5d)。滑块体顺滑脱面滑动，并发生一定程度的旋转，内部具有铲式扇构造特征。深水重力流对峡谷或水道长期侵蚀，水道壁重力失稳，导致水道壁滑塌形成的滑块体(图1、图5e)。

图5 典型海底地貌单元剖面(a)，(b)孤立麻坑不同方向剖面;(c)过条带状麻坑剖面;(d)陆坡滑坡剖面;(e)水道壁滑坡剖面Fig.5 Profiles of typical submarine geomorphic elements

图6 海底麻坑及古水道分布图(古水道顶界面+20 ms沿层相干)(据文献［18］修改)Fig.6 Distribution of the seabed pockmarks and palaeochannels(horizon coherence slice along the top of the palaeochannels+20 ms)(modified from the literature［18］)

3 典型地貌单元的演化

3.1 典型弯曲水道(Ch11)的演化

图7 Ch11时间切片(a)152 ms;(b)96 ms;(c)16 ms;(d)0 msFig.7 Time slices of the CH11

在早期，存在与Ch11相伴生的一条古水道，两条水道在一处汇聚一条(图7a)。随着时间的推移，Ch11弯曲度逐渐增大，部分高弯曲段呈“几”形特征，而伴生的古水道逐渐被废弃(图7b)。在图7c和图7d时间切片上，与Ch11相伴生的古水道基本上完全消失，早期Ch11高弯曲段在重力流作用下截弯取直，高弯曲部分被废弃，而在Ch11沿陆坡下方出现新的高弯曲段。与研究区其它顺直水道相比(Ch7～Ch10)，Ch11水道顶端延伸至陆架边缘，便于接受陆架边缘三角洲分流河道输送的陆源供给物质，成为维持重力流活动的活跃通道。随着陆缘物质和上陆坡滑塌物质的不断供给，重力流对外弯带水道壁不断侵蚀，导致水道壁垮塌，水道弯曲度增加。因此，除陆坡地形、坡度、陆坡非均质性以及重力流粒度等因素外，推测重力流供给也是影响水道弯曲度的重要因素之一。

图8 条带状海底麻坑演化图(a)～(d):152 ms、96 ms、16 ms、0 ms相干切片;(e)～(h):条带状海底麻坑演化模式(据文献［23］修改)Fig.8 Evolution of the sinuous pockmark belts

3.2 条带状海底麻坑的演化

Kelley等［22］提出了流体持续缓慢渗漏形成海底麻坑的平衡模式和突发事件因素(地震、海啸、海平面下降等)致使流体突然发生强烈渗漏或喷发形成海底麻坑的突变模式。一般认为条带状海底麻坑是由于深水水道缺少重力流流体输入，逐渐被废弃甚至充填的阶段，海底流体、气体或孔隙水逸散而形成［23］。李磊等(2013)将条带状海底麻坑的形成过程总结为:古水道超压形成—古水道超压释放—麻坑物质冲洗以及麻坑形成4个阶段［18］。早期重力流水道(图8a，e)的由于物源供给减少或被袭夺，形成废弃水道，废弃水道轴向不均匀沉积(椭圆形及其周围可能为富砂沉积)(图8b，f)。后期深海泥质披覆沉积均匀披覆在废弃水道之上。废弃水道内富砂沉积体成为深部气体或浅层气聚集场所，聚集的气体沿其上方的通道(断层、裂缝、渗透性砂体等)向海底逃逸，渗漏的气体致使近海底沉积地层疏松被海底洋流带走，在其周围形成圆形或椭圆形负地形(麻坑)(图8c，g)。废弃水道内富砂沉积体系内的气体持续逃逸，最终在古水道上方或两侧形成条带状海底麻坑(图 8e～h)。

4 结论

本文基于Rio Muni盆地高分辨率三维地震资料对研究区第四纪陆坡开展地震地貌学研究，主要取得了3点认识:

(1)研究区海底受深水重力流及流体流作用的影响，发育滑坡、深水重力流水道及海底麻坑3类典型地貌单元。

(2)起源于上陆坡的弯曲度较低的深水重力流水道，由于重力流水道物源供给不足，在下陆坡逐渐消亡，水道末端朵体不发育。而弯曲度较高的Ch5、Ch6及Ch11则起源于陆架坡折带之上的陆架区，且中下陆坡段的弯曲程度大于上陆坡，推测水道的弯曲程度受物源供给、陆坡坡度的控制。

(3)条带状麻坑分布在古水道上方或两侧的海底。推测古废弃水道内的不均匀沉积以及浅层气的逸散是形成条带状海底麻坑的主要因素。

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