珠江口盆地荔湾凹陷晚渐新世—早中新世重力流沉积类型及其特征*

2020-12-07邢作昌张忠涛林畅松洪方浩

古地理学报 2020年6期

邢作昌张忠涛林畅松张博洪方浩宫越

1 核工业北京地质研究院，北京 100029 2 中国地质大学(北京)能源学院，北京 100083 3 中海石油(中国)有限公司深圳分公司研究院，广东深圳 518000 4 中国地质大学(北京)海洋学院，北京 100083

典型的重力流沉积发育在陆架坡折以下的深水和半深水环境中，通常水深在200im以下，故也被称为深水重力流(Reading and Richards，1994；Shanmugam，2016)。重力流沉积模式先后经历了Bouma序列、Lowe序列和Stow-Piper序列，从Mutti-Walker经典扇模式、Reading基于粒级的综合海底扇分类演化到Shanmugam碎屑流主导深水斜坡模式，并从深水盆地延伸到陆相湖泊(Lowe，1982；Shanmugam，2002；Bouma，2004；乔博等，2013；鲜本忠等，2014；Xuetal.，2016)。近年来对深水重力流沉积体系的研究更加精细，对不同类型重力流的沉积过程(Tallingetal.，2012；任金锋，2016；Posamentieretal.，2019)、沉积模式(Sylvesteretal.，2012；Laugier and Plink，2016；Pratheretal.，2017)、控制因素(Dixonetal.，2012；Kimetal.，2013；Steel and Milliken，2013；Gongetal.，2015,2016)的探讨也更加深入。

作为中国南海北缘最大油气生产基地的珠江口盆地，其油气勘探已从浅水陆架走向深水陆坡(米立军等，2016)。伴随着勘探风险的不断增加，深水区内重力流沉积的研究越来越受到关注，虽然前人对古珠江深水扇进行了较为细致的研究，但这些研究多集中于白云凹陷内(庞雄等，2007；李磊，2010；戴朝成等，2014；王永凤等，2016)，针对超深水陆坡区荔湾凹陷的关注相对较少，目前该区域仍缺乏重力流体系沉积特征的系统性探讨。文中在大量高精度地震及少量钻孔资料的基础上，通过地震相组合的系统分析，对荔湾凹陷重力流体系的沉积类型、时空演化及控制因素进行归纳，以期为盆地超深水区重力流沉积规律的总结和油气勘探提供参考。

1 地质概况

珠江口盆地自南向北可分为南部隆起带、南部坳陷带、中央隆起带、北部坳陷带和北部断阶带5个二级构造单元(图 1-a)(Gong and Li，2004；Linetal.，2018；Zhangetal.，2019)。研究区位于南部隆起带的荔湾凹陷内，包括白云南洼、荔湾东洼、荔湾西洼和顺鹤隆起南支共4个次级单元(图 1-b)。荔湾凹陷是珠四凹陷洋陆过渡带之上的超深水凹陷，北以云荔低隆起与白云凹陷相邻，南部与南海西北次海盆相接，东部以兴荔凸起与兴宁凹陷相望(图 1-b)，面积约2.5×104ikm2，水深2000～3000im，呈现出南深北浅的特点，属于超深水区(何家雄等，2009；纪沫等，2014)。

A—珠江口盆地地理位置及二级构造单元划分，红色方框示意b图范围；b—文中所用地震测线、属性切片位置底图为研究区基底的构造单元划分轮廓

荔湾凹陷位于明显减薄的大陆边缘细颈化带—远端带内(任建业等，2015)，经历了早期海底扩张(裂后—断拗过渡期)、晚期海底扩张(裂后拗陷期)、后海底扩张三大构造演化阶段(林畅松等，2018)。渐新世，被动大陆边缘开始形成，发育厚层的裂后沉积(Gong and Li，2004；Barckhausenetal.，2014)。晚渐新世，大陆斜坡形成于白云—荔湾凹陷，随后跃迁到白云凹陷北坡，使得研究区沉积环境从浅水陆架突变为深海海盆，对应南海北部洋中脊跃迁事件(Briaisetal.，1993；邵磊等，2005；Dongetal.，2009)。研究区自底到顶依次发育古近系文昌组、恩平组和珠海组，新近系珠江组、韩江组、粤海组和万山组以及第四系(庞雄等，2007；Sunetal.，2016；邢作昌等，2019)。珠海组为裂后早期地层，底部为T7破裂不整合界面(32—30iMa，CSB1)(Gong and Li，2004；邵磊等，2005；Barckhausenetal.，2014；Morley，2016；Linetal.，2018)，顶界面(CSB2)为区域上超不整合界面，对应地质时间23—21iMa(Lietal.，2006；Linetal.，2018)。珠海组底部为滨岸和河流相砂质泥岩、砂岩，中部为厚层海侵泥岩，顶部为陆架边缘三角洲—重力流体系砂泥岩互层(曾清波等，2015；Linetal.，2018)。珠江组下部为半深海—深海相砂岩，上部为厚层深海相泥岩(柳保军等，2011；Linetal.，2018；Xieetal.，2019)。

利用研究区内的三维、二维地震数据，在追踪各级不整合面及其对应整合面的基础上，结合大洋钻探探井U1501、U1505提供的古生物年代学资料，确立了研究区珠海组—珠江组的层序划分方案(图 2)，即渐新世—早中新世地层可划分2个复合层序(CS1和CS2)和7个层序(CS1-1、CS1-2、CS1-3、CS1-4、CS2-1、CS2-2、CS2-3)。文中重点关注的是珠海组至珠江组底部地层，涉及CS1-1、CS1-2、CS1-3、CS1-4、CS2-1共5个层序，该地层不仅是近年来珠江口盆地油气勘探的主要目标层位，同时也是南海破裂不整合层序研究的热点对象(Morley，2016；Linetal.，2018)。

地层划分据庞雄等(2006)；有孔虫、钙质超微化石定年据Jian等(2018)资料整理；层序划分参考邢作昌(2019)；构造和气候事件、沉降曲线引自Lin等(2018)和林畅松等(2018)

2 重力流沉积类型

通过大量地震测线的层位标定和地震相分析，认为研究区内存在4类典型的地震相组合(SFA)，分别对应4类重力流沉积类型(表 1；图 3)，即前三角洲浊积扇(地震相组合1)、块体搬运沉积(地震相组合2)、水道化斜坡扇(地震相组合3)和大型下切谷之下的盆底扇(地震相组合4)。沉积类型1(前三角洲浊积扇)的规模较小，主要位于研究区西北珠海组陆架边缘三角洲的前三角洲部分，分布比较局限；沉积类型2和沉积类型3规模较大，主要分布在珠海组中上部；沉积类型4主要集中于珠江组底部CS2-1的下斜坡—盆地方向。

表 1 珠江口盆地荔湾凹陷晚渐新世—早中新世斜坡重力流体系沉积类型Table 1 Sedimentary types of gravity flow depositional systems of the Late Oligocene-Early Miocene in Liwan sag，Pearl River Mouth Basin

2.1 沉积类型1：前三角洲浊积扇

沉积类型1对应于地震相组合1(SFA-1)，表现为小型丘状强振幅杂乱地震相、细长条带状中弱低连续反射地震相、点状弱振幅反射地震相等，以丘状中强振幅低连续反射地震相占优(图 3)，主要分布在研究区西北珠海组内大型斜交反射、S形反射或复合前积反射层下部靠盆地方向(表 1；图 3)。鉴于珠海内陆架边缘附近的大型斜交反射、S形反射或复合前积反射层通常被解释为陆架边缘三角洲沉积(邢作昌等，2019；Zhangetal.，2019)，而该地震相组合又恰巧位于其前三角洲的陆坡方向，结合其特征推断此地震相组合为前三角洲浊积扇，即与三角洲同期形成的、由前三角洲滑塌而成的、规模相对其他类型而言较小的浊积沉积。单个扇体仅几百米的规模，但多期的扇体可连接成片形成前三角洲浊积扇裙。

该类重力流体系与陆架边缘三角洲的关系密切(Linetal.，2018；林畅松等，2018)，可能是由陆架边缘三角洲提供物源、通过异重流搬运方式沉积在前三角洲的产物，富砂的可能性较大。研究区西北部珠海组中上部进积趋势明显的地区，先存重力流砂体可能被后期陆架边缘三角洲覆盖，进而垂向上可能形成陆架边缘三角洲前缘砂体与重力流砂体的多层叠置，从而形成厚层砂体。考虑到该种砂体良好的储集层物性及半深海泥有利的烃源岩及盖层条件，认为此类重力流砂体可能是超深水区油气勘探的有利目标。

2.2 沉积类型2：块体搬运沉积

沉积类型2对应于地震相组合2(SFA-2)，在剖面上呈席状发育在珠海组上部CS1-3、CS1-4靠盆地下陆坡方向的低位体系域底部(图 3)，平面上呈不规则带状展布于陆坡—盆地方向的荔湾东洼地区(包括白云南洼—荔湾东洼过渡带)。具体来看，底面为不平整的侵蚀底界面，顶面为局部带有侵蚀沟槽的不规则顶界面(图 4-a)。头部一般以发育断坡崖(head scarp)、多条小型滑脱断层、拉张旋转块体为特征。这些小型滑脱断层在剖面上具有一致的倾向，其底部统一汇聚在滑脱面之上(图 4-a)，在时间切片上表现为北东走向的条带状低频高振幅地震相的边部(图 4-b中红色虚线)，而在方差体切片上为高值(黄或红)交织的线形或网状(图 4-c)，它们将原本一致的地层错断、滑动甚至旋转形成旋转块体，从而使头部地层发生滑移、滑塌甚至局部变形(图 4-a)。在趾部可见一系列高角度小型逆冲断层及伴生的拖曳滑块，显示趾部以挤压变形为主。就地震相而言，该组合内部由席状中高振幅断续杂乱反射、中弱振幅不连续半透明反射(图 4-a)、楔形弱振幅杂乱—半透明反射等地震相组成；水平切片为半圆状中弱振幅不规则地震相(图 4-b)，与侵蚀、下切下伏地层形成的环带状地震相差异明显；同时切片显示其内部的不均一性强，既有中弱振幅高频杂乱反射区，又有短轴强振幅低频带状反射区(图 4-b)，可能是其内部充填沉积物分选较差的证据之一。另外，钻井岩屑揭示该套沉积对应大套分选差的泥质粉砂岩、泥岩等。结合小型逆冲断层走向和古地理背景，推测该类重力流沉积整体向东南方向移动。

A—地震剖面上地震相组合2由中高振幅断续杂乱地震相、中弱振幅不连续半透明地震相等组成，头部可见滑坡陡崖、多条小型滑脱断层及旋转断块；b—时间切片，注意图示的重力流类型2的蠕动方向(紫红色未充填箭头)、小型滑脱断层(红色虚线)及旋转块体；c—方差体切片，黄色箭头示意块体搬运方向。图a位置见图3-b绿色框，图b、图c平面位置见图1-b

水道化斜坡扇通过众多小水道与陆架边缘三角洲相连，其头部水道振幅较弱，扇朵体部分振幅相对较强，推断朵体段富砂的可能性大。切片位置见图1-b

图a为走向横切面，图b为倾向纵切面；SB4为层序CS1-4的底界面，层序划分方案参考图 2；剖面位置见图 5-b

综合来看，研究区内沉积类型2的特征与特立尼达拉岛(Moscardellietal.，2006)、珠江口盆地第四系(Sunetal.，2017，2018)等地层中的块体搬运沉积特征类似，即都位于沉积层序底部、被水道和堤岸沉积物覆盖或上超、整体呈丘状或席状外形的地震相组合，且具有一定的滑移、滑塌过程，与学者们对MTDs的定义(Moscardellietal.，2006；Bayliss and Pickering，2015)基本一致，故将其解释为块体搬运沉积。根据其总体表现的弱振幅特征，结合其他盆地该类沉积富泥的一般规律(Posamentier and Kolla，2003)，推测研究区内此类型重力流沉积总体以富泥为主。

剖面位置见图1-b，图a中井A为距离剖面最近的钻井的投影

2.3 沉积类型3：水道化斜坡扇

沉积类型3对应于地震相组合3(SFA-3)，剖面上呈楔状分布于珠海组CS1-4低位体系域内地震相组合2之上的顶部地层中(图 3)，平面上呈朵状、细条状展布于白云南洼—荔湾东洼过渡带斜坡上(图 5-b)。该组合在陆架坡折以上发育陆架边缘三角洲沉积，头部以发育多条小型水道为特征(图 5；图 6)。水道亚相起源于陆架坡折之下的上陆坡方向，与陆架坡折处的陆架边缘三角洲距离很近。水道宽300～4000im，长3～10ikm，横切面显示水道数量较多(几条至十几条)、下切浅(约10～40ims)、中弱振幅充填(图 6-a)、U形和V形常见(个别地方可见W形)；均方根振幅属性切片显示这些斜坡小水道走向与陆架坡折垂直，或弯或直、甚至不规则。水道与扇朵体共生发育(图 6-a)，朵体横剖面为中间厚两端薄的梭形，内部可见多条U-V形下切水道，扇体水道化常见(图 6-a)。在顺物源的倾向剖面可见扇朵体整体呈楔形悬挂在大陆斜坡上，末端朵体的振幅有所减弱，呈弱振幅断续—平行反射地震相(图 6-b)，部分斜坡扇内部可见“欧翼状”反射，为典型的水道—天然堤沉积(图 7-b)。另外，井震综合分析表明，沉积类型3的振幅强度中等(比沉积类型4小，但比沉积类型2大；图 7)，表明地震剖面上振幅强弱的绝对值并非与富砂直接对应，相对弱的地震相单元富砂的情况也是客观存在的，深海地震相分析中地层是否富砂应综合考虑研究对象振幅强弱的相对值及所处的地质背景。从振幅上看，沉积类型3的水道端(靠物源侧)振幅弱、扇端(靠盆地侧)强(图 5-a)，可能表明沉积期水道作为沟通陆架边缘三角洲与斜坡扇的通道，主要起到输送粗粒沉积物的枢纽作用，没有或很少发生沉积作用(沉积过路不留)，从而使更多的粗粒沉积物堆积在斜坡扇内。该认识被钻井A揭示的远端靠盆地方向的斜坡扇以砂质沉积为主所证实(图 7-c)，与Gong 等(2016)提出的“具有水道连通的斜坡，沉积富砂的可能性更大”的统计结论相一致。

总的来看，地震相组合3代表的重力流沉积是呈叠置扇体分布在上—中陆坡的一种特殊斜坡扇。头部通过斜坡水道与陆架边缘三角洲体系相连，内部扇体水道化严重，即水道化斜坡扇，沉积相以水道堤岸复合体+浊积扇朵体为主。

2.4 沉积类型4：盆底扇

沉积类型4对应于地震相组合4(SFA-4)，以典型的大型双向下超丘形强振幅连续中频地震相为识别标志，头部可见大型的下切谷，中部可见多条水道充填地震相，下部可见典型席状朵体，主要发育在研究区中东部珠海组底部CS2-1层序下斜坡方向的低位体系域中(表 1，图 3)，解释为盆底扇沉积。该类沉积与水道化斜坡扇沉积(沉积类型3)的不同之处在于，其位于远离陆架坡折的下斜坡—深水盆地背景中，陆架坡折处发育大型下切谷(下切80～120ims)，陆坡上发育的水道规模远大于后者的小型水道体系(图 6-a)，振幅总体比后者更强(图 3；图 7-a)。

该类重力流沉积与Walker(1978)提出的经典深水扇模型非常相似。研究区可分出上扇、中扇和下扇3个亚相：上扇部分由陆架坡折处的大型下切峡谷(弱振幅充填，图 3)为单一补给水道开始，沿大陆坡不断发育。顺陆坡多个水道的发现标志着中扇开始形成(图 6-a)，中扇起始端的上陆坡方向下切深度达到最大(90～130ims，最深200ims)；中扇内部的主水道底部可见滞留沉积，中上部为前积充填，充填振幅总体较弱；中扇下部的扇朵体整体呈双向下超丘形强振幅中高频连续平行反射地震相(图 7-b)，为前缘决口扇的砂泥互层的典型地震响应特征，内部可见W形主水道及多个U形分支水道，拉平的地震剖面上朵体顶部的小型浊积水道可见。钻孔A井揭示了朵体内部的浊积水道由厚层中粗砂夹薄层深海泥构成(图 7)，与钟形测井曲线对应良好，表明该沉积类型具有良好的储集层物性。需要注意的是，下扇远端朵体主要表现为丘形高振幅连续反射地震相，厚度相对中扇而言要薄一些(图 8)。总的来看，研究区沉积类型4的上扇—中扇—下扇发育较为完整，是由下切谷、水道充填、前缘决口扇、席状朵叶体等微相构成的典型盆底扇沉积。

剖面位置见图1-b，SFA地震相组合

沉积类型2为块体搬运沉积；沉积类型3为水道化斜坡扇沉积；沉积类型4为盆底扇沉积

沉积类型1为前三角洲浊积扇，沉积类型2为块体搬运沉积，沉积类型3为水道化斜坡扇沉积，沉积类型4为盆底扇沉积

3 重力流沉积时空演化与控制因素

3.1 重力流沉积的时空演化

研究区内不同类型的重力流沉积集中分布在珠海组和珠江组底部，涉及到CS1-1、CS1-2、CS1-3、CS1-4、CS2-1共5个层序(图 2)。根据地震相组合的平面分布范围，勾画出不同时期各种沉积相的平面分布范围，总结了不同类型重力流体系的时空演化规律： CS1-2时期，陆架坡折位于研究区以北，研究区内重力流沉积不发育，仅西北部与白云凹陷交界处存在小范围水道化斜坡扇沉积(图 9-a)；CS1-3时期，陆架坡折迁移至研究区西北，大致呈NE向展布，距离陆架坡折较近的陆坡上以水道化斜坡扇(沉积类型2)为主，而在距离坡折较远的荔湾东洼以块体搬运沉积(沉积类型3)为主(图 9-b)；CS1-4时期，陆架边缘三角洲体系的平面沉积范围在研究区达到最大，对应水道化斜坡扇的规模也比CS1-3时期大得多，在更靠近盆地的荔湾东洼南部，沉积了最大范围的块体搬运沉积(沉积类型2，图 9-c)；CS2-1时期，随着陆架坡折向北跃迁出研究区，研究区突变为深水陆坡环境，对应沉积相发生巨变，区内无三角洲发育，仅发育以盆底扇为主的重力流沉积(沉积类型4，图 9-d)。需要注意的是，研究区不同时期受到不同程度的火山岩体侵入或刺穿的影响，使得部分沉积物内部出现一定的变形或改造(图 9)。

3.2 重力流沉积的控制因素

研究区内重力流沉积类型的演化受到构造、海平面变化、沉积物供给及古气候等多种因素的共同制约。区域构造背景决定了研究区晚渐新世—早中新世长期处于陆架边缘—陆坡的深水盆地(柳保军等，2011；庞雄等，2012；Linetal.，2018)，为研究区内不同类型重力流沉积的发育创造了必要的水深和坡度条件；海平面的周期性波动直接影响了沉积期风暴、底流等水动力条件，从而诱发了重力流沉积的产生(Shanmugam，2016；Posamentier等，2019)；而晚渐新世古季风增强背景下的充足沉积物供给，为研究区重力流沉积提供了充沛物源(Cliftetal.，2002；Linetal.，2018；邢作昌，2019)。

海平面变化与构造沉积耦合作用下的基准面变化，控制了不同类型重力流沉积体系的发育(图 10)。阶段 1-2: 沉积类型2(块体搬运沉积为主)形成于强制海退早期富泥陆架的垮塌沉积物在盆底的再沉积；阶段3: 随着基准面继续下降，在强制海退晚期陆架上的三角洲等较粗的沉积物被剥蚀再沉积，在原先沉积类型2之上发育沉积类型3(水道化斜坡扇沉积)；阶段4: 基准面有所上升，在低位正常海退期在陆架坡折附近沉积了以陆架边缘三角洲为代表的低位楔沉积；阶段5: 随着基准面的上升，在原沉积体系之上沉积了短暂的海侵沉积，但研究区内此类沉积很少，故认为此阶段非常短暂；阶段6: 高位正常海退，研究区内充足的沉积物供给在陆架坡折附近形成巨厚的S形、S-斜交形大型陆架边缘三角洲—斜坡前积层等，在靠近盆地的前三角洲位置发育与三角洲同期的前三角洲浊积扇(沉积类型1)；阶段7: 随着基准面的再次下降，原先陆架坡折附近的陆架边缘三角洲前缘砂体受到大范围剥蚀，这些沉积物在斜坡—盆地方向再沉积形成研究区内的沉积类型4(盆底扇)。晚渐新世—中新世初(对应层序CS1-4～CS2-1)，上述沉积演化的规律在研究区表现的最为明显，其他层序形成时期部分重现上述规律，推测可能是由于基准面变化过程中的速率、幅度不同所致。由此可见，研究区内重力流沉积类型的存在并不是孤立的，而是统一形成于基准面变化旋回中。