南海北部白云南洼陆架坡折带演化特征及其控制因素

舒梁锋 张丽丽 雷胜兰 高中亮 韩 霄 于 飒

(中海石油(中国)有限公司深圳分公司研究院，广东深圳 518054)

0 引言

陆架坡折带是陆架和陆坡两大地貌单元的自然分界和过渡带，同时也是海底地形坡度的突变带[1]，其特殊的地形、地貌反映了独特的水动力条件和沉积环境。陆架坡折带是近年来深水沉积的研究热点，也是深水油气勘探的重要领域。

前人对南海北部陆架坡折带的研究主要集中在珠江口盆地，包括：陆架坡折带的地形识别特征、类型、轨迹变化[2-5]； 陆架坡折带上、下的陆架边缘三角洲和深水扇沉积体系的沉积过程、响应及控制作用[6]； 陆架坡折带对沉积层序及体系域划分的影响[7]、在不同体系域的控砂特征[8]及油气勘探意义、对地层(岩性)油气藏或构造、地层复式油气藏的控制作用及勘探潜力[9]，尤其是针对陆架坡折带新近系中新统珠江组的研究较多。上述研究对整个南海北部深水区的演化和油气勘探具有重要意义。

研究区为白云南洼，位于南海北部白云凹陷南部，现今水深为1200～2600m，属于珠江口盆地深水—超深水区，洼陷内无钻井，仅在洼陷边缘有2口钻井。三维地震和钻井资料揭示珠海组发育大型三角洲和深水扇沉积体系，之前尚未精细研究珠海组演化特征，一直未厘清珠海组由浅水陆架沉积环境向深水陆坡转变过程中陆架坡折带的演化规律及其与深水沉积之间的关系。为此，本文基于研究区超2000km2的新三维地震资料和二十余条地震剖面的精细解释成果，结合陆架坡折带最新研究进展，通过精细分析陆架坡折带珠海组各沉积时期的沉积体系结构，明确陆架坡折带各期次的演化特征，总结其形成模式和主控因素，旨在了解白云南洼的区域演化规律和有利油气勘探目标，为深水新区勘探提供参考。

1 地质背景

白云南洼为白云凹陷南部相对独立的小洼陷，面积为1800km2，其边界为顺鹤隆起和云荔低隆起(图1左)。白云南洼构造演化经历了断陷、断拗和拗陷三个阶段，自下而上发育古近系文昌组、恩平组和珠海组，新近系珠江组、韩江组、粤海组和万山组，其中文昌组和恩平组为断陷期陆相地层，珠海组为断拗期海陆过渡相地层，珠江组之上为拗陷期海相地层。

渐新世，盆地由断陷向坳陷转换，相对海平面处于持续上升阶段[10]，沉积物通量增大[11]，白云凹陷东南至白云南洼形成了规模很大的陆架边缘三角洲体系，发育稳定的陆架坡折带。前人根据井震资料在珠海组内部识别出7个三级层序界面(SB33.9、SB29.5、SB28.4、SB27.2、SB26、SB24.8和SB23.03)，从而将珠海组划分为6个三级层序[6-7](图1右)。珠海组整体特征为：珠海组六段(SB33.9～SB29.5)和五段(SB29.5～SB28.4)，为正常的陆架三角洲沉积，分布范围有限； 珠海组四段(SB28.4～SB27.2)，为陆架边缘三角洲沉积，指示沉积物向海推进，分布范围变大； 珠海组三段(SB27.2～SB26)，陆架边缘三角洲沉积规模最大； 珠海组二段(SB26～ SB24.8)至一段(SB24.8～ SB23.03)，陆架边缘三角洲逐渐稳定，到一段沉积末期规模变小。

图1 白云南洼位置(左)和珠江口盆地综合柱状图(右)

2 珠海组沉积时期陆架坡折带特征

2.1 陆架坡折带识别

坡折带的地质、地球物理特征包括地震剖面的反射时间和地层倾角急剧增加、厚度等值线密集、由坡折到坡脚地层厚度急剧增大[2-3]等，还可利用沉积微相法[5，12]和沟谷—坡折带组合判断方法[8]等识别坡折带。

本文主要依据地震剖面反射形态和反射终止关系、地震沉积学和地震属性及沉积地层厚度准确识别坡折带。从地震反射终止关系看，层序界面之上第一个上超点(通常为初始海泛面上超点)的位置(图2a)，其下对应明显的沉积楔状体或低位楔形体的第一个削截点出现的位置(图2b)。地震反射形态显示，坡折带之下常呈楔状或丘状地震反射外形，拉平不同时期目的层，恢复其沉积期形态更容易识别坡折点的位置[13-14](图2b)。陆架坡折带作为陆架和陆坡两大地貌单元的自然分界，在目的层均方根振幅图上沉积古地貌表现为向陆方向地形梯度小，坡折带往往呈现朵状陆架边缘三角洲(图2c)； 向海方向地形梯度大，由于地形落差大，常形成单个或者连片的条带状陆坡沟谷或下切水道，水道向陆方向的尖灭点附近一般为陆架坡折带(图2c)。在去压实恢复及剥蚀量恢复前提下分析沉积地层厚度变化，发生明显变化的区带为坡折带。由于南海北部珠江口盆地基底较稳定，凹陷区抬升造成的剥蚀量较小，因此利用现今地层厚度变化可以识别沉积期坡折带，即：在坡折带上倾方向等值线稀疏； 在坡折带下倾方向等值线密集，坡折带位于厚度突变处。研究区西北部地层厚度等值线稀疏，东南部地层厚度等值线较密，坡折带走向呈NE-SW向展布(图2d)。

依据地震反射特征、均方根振幅属性及目的层厚度图，识别和追踪了珠海组的陆架坡折点(图3)，最终确定了白云南洼珠海组不同层序的陆架坡折带分布范围。

图2 白云南洼陆架坡折带识别标志(a)原始地震剖面(图1的剖面③)； (b)SB23.03层拉平地震剖面； (c)目的层(珠海组二段)均方根振幅； (d)目的层厚度图

图3 白云南洼珠海组坡折点迁移示意图(剖面位置见图1)

2.2 陆架坡折带总体特征

在珠海组沉积时期，陆架坡折带走向呈NE-SW向，其为由陆架边缘三角洲沉积形成的沉积型陆架坡折带，陆架边缘三角洲发育顶积层、前积层和底积层。各沉积期的坡折带宽度不一致，即从珠海组四段到一段沉积期坡折带先宽后窄，逐渐向SE向推进。从陆架坡折带变化来看：在珠海组六段和五段沉积期坡折带尚未形成； 在珠海组四段沉积中期坡折带才初步形成； 至珠海组三段沉积期陆架坡折带快速向海推进，此时陆架坡折带形态由弯曲变平直； 在珠海组二段沉积期陆架坡折带逐渐稳定，坡折带形态由锯齿状变得光滑； 在珠海组一段沉积期陆架坡折带逐渐稳定。故坡折带演化分为初始形成期(珠海组四段沉积期)、发展期(珠海组三段沉积期)、稳定期(珠海组二段和一段沉积期)三个阶段。

在初始形成期，陆架坡折带呈NE向分布，长度约为47km，坡折线呈近横向“S”形弯曲分布，中段向白云凹陷内凹，斜坡坡度为2.35°～4.76°(表1)。在发展期，陆架坡折向前快速推进了约10.7～12.7km，推进速率约为8.9～10.6km/Ma，斜坡坡度为0.96°～3.06°，形成NE向的长度约为59km的陆架坡折带(表1)。在稳定期，相对海平面下降，陆架坡折带向海盆方向推进速率变慢，珠海组二段推进距离为8.6～10.6km，进积速率约为7.2～8.75km/Ma，斜坡坡度为1.20°～2.13°； 珠海组一段推进距离为1.1～1.6km，进积速率为0.9～1.3km/Ma，斜坡坡度为3.76°～4.29°(表1)。总的来说，NE向陆架坡折带宽度由小变大再变小，坡折带长度介于47～63km，整个坡折带在珠海组沉积期向海推进距离为21～28km(图4)。

表1 白云南洼珠海组沉积期陆架坡折带特征参数

图4 白云南洼珠海组各沉积期陆架坡折带平面展布

2.3 坡折带演化特征

本文利用专业沉积地层分析软件Paleoscan分析珠海组的沉积体系，通过计算三维地震数据体的面元网络建立三维地层模型，并对关键界面精细解释、质控，在地质模型约束下形成等时地层切片。在确定珠海组四段(SB28.4～SB27.2)至珠海组一段(SB24.8～SB23.03)层序内三角洲划分期次后，形成等时地层切片，在等时格架下精细地刻画各时期坡折带。经过比对、筛选，最终选取了14张珠海组四段至珠海组一段均方根振幅属性等时地层切片，分析坡折带随时间的演化规律。

2.3.1 初始形成期

珠海组四段沉积早期整体沉积背景为陆架区，中晚期为陆架—陆坡区。研究区物源为西北和北部两个方向的三角洲沉积体系，三角洲规模较珠海组四段沉积之前变大。珠海组四段沉积早期(SB24.8)三角洲仅表现为北部存在部分水道，尚无陆架坡折带形成(图5)。中期(约28Ma)由西北和北部两个方向的三角洲推进而形成沉积坡折，沉积厚度达400m，分布面积达750km2。陆架坡折带在珠海组四段沉积中期形成，区域上连续分布并稳定存在，坡折带横向长度为47km，在平面上易识别。晚期(SB27.2)因三角洲未继续推进至陆架边缘，坡折带稳定且无迁移。

2.3.2 发展期

此期主要为珠海组三段沉积期，为珠海组三角洲沉积规模最大的时期。珠海组三段整体沉积背景为陆架—陆坡区，物源来自西北和北部两个方向，沉积体系主要为陆架边缘三角洲和深水沉积。根据陆架边缘三角洲的期次，可识别出五期坡折带变化轨迹(图6)。

图5 初始形成期陆架坡折带剖面(上)、平面(下)展布

在珠海组三段沉积期随着三角洲的快速向海推进，陆架坡折带平面上呈现分段式演化(图6)。珠海组三段沉积早期(Ⅰ期末)，随着由北部物源供应的三角洲持续进积，陆架坡折带向海推进的速度明显快于由西北物源供应的三角洲，坡折带走向由近NE向转为NEE向； 中期(Ⅲ期末)在陆架边缘三角洲发育的区域坡折带向海方向凸出，缺少沉积物供给的中间部位坡折带位置相对保持不变，坡折带整体表现为“两边凸，中间凹”的弯曲特点，此时陆架坡折带走向又变为NE-SW向； 晚期(SB26时期末)陆架坡折带三角洲由两边向中间沉积迁移，陆架坡折带中间凹部填平补齐，坡折带变得平直。在珠海组三段末期，坡折带稳定、无明显变化。

2.3.3 稳定期

此期为珠海组二段和一段沉积期。沉积体系为物源来自北部和西北方向的三角洲体系。珠海组二段的三角洲规模相对于珠海组三段变化不大，珠海组一段三角洲规模变小。

珠海组二段沉积期的陆架坡折带较稳定，走向为NE-SW向(图7)。珠海组二段沉积早期(SB26)坡折带与珠海组三段沉积末期一致，仅三角洲前缘规模变大； 中期三角洲沉积中心迁移，沉积物供应集中在坡折带中段，使坡折带变为“中间略凸，两边凹”的形态，同时受陆坡水道的切割，坡折带变为不光滑的锯齿状； 晚期(SB24.8)三角洲继续向海进积，坡折带稍有推进，形态变得相对光滑、平直。

图6 发展期陆架坡折带剖面(上)、平面(下)展布

坡折带北部的推进速率与西北部接近，可识别出两期坡折带的变化轨迹(图7)，北部坡折带主体向海推进距离达8.6km，进积速率为7.20km/Ma。西北部坡折带变化主体处于白云南洼西南部，推进距离为10.5km，进积速率为8.75km/Ma。

珠海组一段沉积期陆架坡折带整体相对稳定，平面走向也呈NE-SW向(图8)。珠海组一段沉积早期(SB24.8)坡折带与珠海组二段沉积末期一致，中期随着北部沉积物供给的加大，坡折带形态受多条陆坡水道切割而变为不光滑的锯齿状，西北部坡折带相对光滑； 晚期(SB23.03)三角洲以加积为主，坡折带推进距离不大，末期随着海平面快速下降，坡折带特征不明显，更多沉积物搬运至坡折之下，陆坡角度变小。

坡折带北部的进积速率与西北部一致，可识别出两期坡折带的变化轨迹(图8)，北部坡折带向海推进距离为1.1km，进积速率为0.90km/Ma。西北部坡折带变化主体处于白云南洼西南部，推进距离为1.6km，进积速率为1.30km/Ma。

2.4 坡折带演化与深水沉积之间的关系及油气勘探意义

白云南洼珠海组沉积期陆架坡折带的分布和迁移控制了沉积物的空间分布。初始形成期(珠海组四段沉积期)深水沉积物较少，以泥质为主，表现为弱均方根振幅； 发展期(珠海组三段沉积期)，受陆架边缘三角洲的前积影响，坡折带由弯曲形态变为近NE-SW向的平直形态，东北部由陆架边缘三角洲直接供给的陆坡水道较发育，以砂质沉积为主，西南侧水道以泥质为主，部分陆坡有重力滑塌体。稳定期(珠海组二段和一段沉积期)陆架边缘三角洲沉积范围扩大，陆架边缘砂质沉积物增多，表现为强均方根振幅，对应陆坡水道数量增加，水道形态特征明显，深水沉积物增多。此外，在24～21Ma期间季风的增强加速了物源区的剥蚀作用[15]，使渐新世晚期粗粒沉积物增多，并大多搬运至陆架坡折带之下，形成深水地层(岩性)储集砂体。

白云南洼周边的众多钻井证实，在珠海组沉积期白云南洼发育陆架坡折带控制的陆架边缘三角洲—深水扇沉积体系，与上覆珠江组泥岩形成南海北部深水区重要的储盖组合，并形成极具勘探价值的油气聚集带，为南海北部深水区重要的勘探目的层系。陆架坡折带上、下广泛发育的珠海组三角洲砂体与深水扇砂体具有一定的连片特征，既可作为主要储层也可以是油气横向运移的良好输导体系。白云南洼珠海组及其下伏的恩平组与文昌组作为烃源岩，而陆架坡折带附近存在大量有利构造及地层(岩性)圈闭，区域上晚期断裂活动沟通烃源，再运聚至上部陆架坡折带圈闭内成藏。因此，陆架坡折带的成藏条件优越，为白云南洼有利的油气聚集带，其中发展期和稳定期的陆架边缘三角洲和深水扇砂体为主要储集体，珠海组一段三角洲前缘和深水扇规模大，最为有利。

图7 稳定期陆架坡折带剖面(上)、平面(下)展布(珠海组二段沉积期)

图8 稳定期陆架坡折带剖面(上)、平面(下)展布(珠海组一段沉积期)

3 坡折带控制因素探讨

陆架坡折带的演化与沉积物供给、海平面变化、构造活动和古地貌等因素密切相关。大规模的沉积物供给，相对海平面先升后降和构造活动相对稳定共同控制了白云南洼陆架坡折带形态演化。相对海平面变化因素是作用于全区的，但在研究区北部和西南部坡折带形态差异明显，不同主控因素的坡折带形态不同。

3.1 充足的物源供给是坡折带形成关键

沉积物供给是陆架边缘增长的主要驱动力[16]。渐新世时期，白云南洼由西南方向的云开低凸起和北部方向的古珠江水系提供物源。古珠江水系在渐新世的沉积物通量为100～40000t/(km2·a)，与黄河、恒河等大型现代河流的沉积物通量相当[6]，物源供给非常充沛。该时期海岸线位于白云凹陷北坡，沉积亚相为三角洲平原和潮坪[17]，距白云南洼陆架边缘的距离为100km，较现代恒河的陆架宽度更小，有利于沉积物向深水搬运。

双物源差异供给对陆架坡折带平面展布的影响较大，尤其表现在珠海组三段(图9b)和二段(图9c)沉积期的陆架坡折带形态方面，北部的古珠江物源供给量较西南部的近源供给量大很多，导致沉积物厚度差异明显，如在珠海组四段至二段沉积期(图9a～图9c)北部地区沉积厚度大。持续的物源供给导致珠海组三段沉积期的坡折带形态由凹变平(图9b)。珠海组二段沉积期由于三角洲沉积中心往南部迁移，在珠海组二段沉积晚期南部坡折带进一步向海推进(图9c)。珠海组一段沉积期则由于整体沉积厚度小，坡折带推进距离不明显(图9d)。因此，不同时期坡折带向海的推进距离和进积速率存在差异。

图9 珠海组厚度与陆架坡折带叠合图(a)珠海组四段； (b)珠海组三段； (c)珠海组二段； (d)珠海组一段

3.2 相对海平面先升后降，改造坡折带展布形态

渐新世初期(33.9～28.4Ma)，白云南洼开始海侵，相对海平面上升，沉积环境为局限浅海，此时陆架坡折带尚未形成。渐新世中晚期(28.40～23.03Ma)，研究区相对海平面先升后降，在26Ma海平面上升到最大，与南海西部琼东南盆地的情况一致，均经历一次广泛海侵，浅海沉积覆盖盆地大部分区域[18]。之后海平面开始下降，至渐新世末冰期海平面大幅下降。在海平面上升阶段的物源供给基本沉积于陆架及陆架边缘，使陆架坡折带向海推进。在海平面下降时期，向陆坡搬运的沉积物总量多于陆架边缘，陆架边缘受陆坡水道侵蚀切割明显，陆架坡折带变成锯齿状。随着海平面进一步下降，陆架边缘沉积物整体被侵蚀，陆架与陆坡的高差减少，致使陆架坡折带形态变光滑，更多沉积物被搬运至陆坡深水区。

3.3 拗陷期整体构造活动稳定，顺鹤隆起限制坡折带范围

陆缘岩石圈薄化程度的差异导致拗陷期热沉降差异，进而控制了拗陷期陆架坡折带的发育和深水储集层沉积环境[19-20]。南海运动之后，珠江口盆地进入断拗转换阶段，裂后的热衰减沉降有利于渐新世早期海侵，白云南洼一带变为浅海陆架环境。在渐新世中晚期(28.40～23.03Ma)，盆地热沉降速率进一步减小，除局部古隆起有火山活动外，周边无明显构造运动，属于构造沉降的平静期。随着沉积物源的不断供给，在珠海组沉积晚期顺鹤隆起开始接受西北部物源的沉积，后期未能继续沉积，表现为“过路不留”，最终搬运至更南部的陆坡深水区。

因此，南海北部白云南洼珠海组的不同物源体系方向、供给规模、陆架宽度及地形坡度等因素形成不同的陆架坡折带，研究其演化特征及控制因素可以了解坡折带上、下不同沉积体系特征及分布规律，预测有利储集砂体及分布区域，对南海北部深水区油气勘探评价具有重要现实意义，也对其他地区坡折带研究具有借鉴意义。

4 结论

(1)白云南洼陆架坡折带整体呈NE-SW向展布，各个时期坡折带推进距离不一，从珠海组四段到一段沉积期，坡折带的宽度先大后小，逐渐向SE向推进。陆架坡折带平均坡度为0.96°～4.76°，向海推进距离为21～28km，进积速率约为0.9～10.6km/Ma。北部和西北部坡折带特征差异明显。

(2)坡折带演化可划分为初始形成期、发展期和稳定期三个阶段。珠海组六段和五段沉积期坡折带尚未形成，珠海组四段沉积中期坡折带才初步形成； 随后至珠海组三段沉积期陆架坡折带快速向海推进，陆架坡折带形态由弯曲变平直； 珠海组二段沉积期陆架坡折带逐渐稳定，坡折带外形由锯齿状变光滑； 珠海组一段沉积期陆架坡折带最终稳定，为坡折带稳定期。

(3)充足的物源供给是坡折带形成的关键因素，双物源差异供源造成北部和西北部坡折带形态差异，相对海平面先升后降，改造了坡折带展布形态； 拗陷期整体构造活动稳定，顺鹤隆起限制坡折带范围。陆架坡折带的演化受沉积物供给、海平面变化、构造活动等相互影响，最终形成陆架坡折带的地貌特征。研究陆架坡折带对南海北部深水区白云南洼的沉积体系演化和油气勘探具有重要意义。