新西兰Taranaki盆地第四系深水水道迁移规律与沉积模式

王光绪， 吴 伟， 林畅松， 叶雅萌， 李 全， 刘惟庆， 冯阵东， 赵晓明

(1.河南理工大学资源环境学院，河南焦作 454003； 2.中国地质大学(北京)海洋学院，北京 100191; 3.大港油田第三采油厂地质研究所，河北沧州 061723; 4.河南理工大学安全科学与工程学院，河南焦作 454003； 5.西南石油大学地球科学与技术学院，四川成都 610500)

随着陆地资源逐渐枯竭，海洋资源的开发利用前景备受关注[1]。全球各大深水盆地已发现和报道了大量与水道相关的油气储层，譬如扎伊尔扇、墨西哥湾、中国南海等地区[2-3]。深水水道砂体是深海油气资源最重要的储集类型之一，其巨大的油气勘探潜力吸引了深水沉积和石油勘探开发领域的关注[4-6]。深水水道迁移是目前研究难点，前人对其控制因素进行探讨。海底地形是控制水道形态和迁移路径的首要因素[7-9]，地貌坡度影响水道下切深度、弯曲度，从而影响水道迁移。陡坡区水道下切深度大、弯曲度小，基本无迁移发生；缓坡区水道下切深度小、弯曲度大，水道迁移频繁。深水水道平面上可分为侧向迁移和沿下倾方向迁移，在剖面上也存在侧向迁移和垂向迁移两种表现形式[10]。另外，重力流性质差异会影响海底地貌形态，进而改变水道迁移路径[11-14]。天然堤在一定程度上可减缓海底水道形态的改变[12,15]，天然堤的加积和固结作用会增强水道的限制能力，导致水道形态不易弯曲。基于复合水道或水道体系，在水道迁移方面已取得丰硕成果[8]，但对水道形态及其迁移的刻画精度不高，限制了对水道内富砂沉积物横向连续性和叠置方式的理解，无法指导开发尺度水道砂体构型的建立。油气勘探实践中，地震技术的应用在识别深部储层中发挥了重要作用[16]，复合水道在地震资料中易识别，而其基本构成单元——单水道在深埋储层中却很难识别出来，刻画并揭示单水道的形态变化、迁移规律是揭开复合水道储层非均质性的必要手段，对水道砂体储层横向连续性预测具有重要的指导意义。前人利用地震、露头等对新西兰Taranaki盆地深水水道的研究已取得一定成果[17-18]。Rotzien等[17]利用露头数据探究了水道-堤岸复合体的地层结构特征和演化过程。Mattos等[18]则应用地震数据探明断层可以影响水道形态的变化，并预测了水道储层的分布。笔者以新西兰Taranaki盆地第四系深水单水道为研究对象，基于高分辨率三维地震数据，利用地震剖面分析等地震解释技术，刻画水道迁移路径，探索水道迁移规律和迁移模式，厘清影响水道迁移的因素，为深水水道进行开发尺度储层评价提供依据。

1 地质背景

1.1 新西兰Taranaki盆地概况

新西兰Taranaki盆地(TB)主要占据新西兰西部大陆架的近海区域，包括新喀里多尼亚海槽(New Caledonia Trough,NCT)的东南区域，以及Taranaki半岛和南岛北部陆地区域。新西兰Taranaki盆地内充填了白垩纪到第四纪的沉积物[19]。新西兰深水Taranaki盆地具有复杂的构造历史，构造形态与太平洋-澳大利亚板块边界的演化有关(图1(b))，盆地自白垩纪开始发育，在晚白垩世至古近纪时期演化成为被动边缘。

1.2 研究区概况

研究区位于新西兰深水Taranaki盆地向西北深海领域延伸的区域，即深水Taranaki盆地(DTB)的东南部(图1)。研究区内超过1 000 m水深的三维地震数据覆盖面积约1 700 km2。研究区西南部的地貌单元为Lord Howe海隆(LHR)及Challenger高原(CP)，北部为西诺福克海岭(West Norfolk Ridge, WNR)，西北部为新喀里多尼亚海槽(NCT)，东部为一系列小盆地：北陆盆地(NB)、Wanganui盆地(WB)、King Country盆地(KCB)等[20]。

图1 研究区地理位置(据文献[21]，有修改)

2 数据与方法

2.1 地震数据

地震数据垂直采样间隔为4 ms (TWT)，地震数据处理面元为25 m×25 m。研究区浅层地层的主频近35 Hz，根据浅层地震波的传播速度约1 600 m/s，其数据的垂直分辨率约为11 m(垂直分辨率是指地震剖面中能分辨的最小地层厚度，通常认为垂直分辨率的极限为视波长的1/4)，能够满足此次研究的需要[20]。

2.2 研究方法

利用地震解释软件在地震资料中追踪解释第四系沉积物界面，随后提取地震方差属性。地震方差属性主要突出地震数据的不连续性，可利用其识别出深水水道，并刻画水道形态变化过程。地震剖面与时间切片相结合是分析水道迁移演化的关键。利用地震解释软件可以实现时间切片与地震剖面的交互显示。在水道不同形态段内分别以约10、20、30 ms的时间间隔获取时间切片，而采用不同的时间间隔主要受水道形态的变化幅度影响。在研究区局部区域内地形相对平缓，可将时间切片视为等时切片。

本文中共选取水道弯曲度、宽度、深度、宽深比及坡度等5种定量参数，量化表征水道形态与迁移的关系，测量方法借鉴前人研究[22]。深水水道弯曲度被定义为水道轴线长度与起止点间直线长度的比值(图2(a))。深水水道宽度、深度的测量需要地震剖面的约束，在剖面上确定水道顶底界及左右边界(图2(b))，水道宽度即为左右边界间的直线距离，水道顶底边界间的垂直距离(底界面表示水道下切的最深谷底处)为水道时间深度(TWT)，利用目的层地震波速度为1 600 m/s，计算其真实深度。海底坡度(α)是利用水道截面高度差(H)与起止点平面投影间直线距离(L)的比值，并对其值进行反正切函数运算获得(图2(c),海底坡度α=arctan(H/L))。

图2 深水水道定量特征参数测量方法

3 结 果

3.1 深水水道形态特征

目标水道整体形态弯曲，平面上具有明显的形态变化。利用各定量参数及水道平面形态变化，可将目标水道划分为3类：低弯曲水道(LSC,弯曲度1.0～1.2)、中弯曲水道(MSC,弯曲度1.2～1.5)和高弯曲水道(HSC,弯曲度大于1.5)(图3)。本文中划分水道类型的方法借鉴了前人研究[23]，但分类所依据的数值是结合目标水道形态变化及参数测量结果确定的。

图3 深水水道平面形态特征

3.2 深水水道迁移-演化过程

3.2.1 LSC

该段水道表现为低弯曲形态(图4)，水道宽度最小值为159.05 m，最大值为555.58 m，平均值约为323.77 m；深度最小值为19.97 m，最大值为35.15 m。同时，对应剖面(a-a＇、b-b＇)(图4(c))显示，早期水道宽度小，下切深度大。随着水道的发育，其宽度逐渐扩宽，水道平面位置比较固定，多为垂向叠置运动，两侧的天然堤十分发育(图5)。

图4 深水水道低弯曲段不同时期的平面形态及地震剖面

图5 深水水道低弯曲段的演化过程

3.2.2 HSC

该段水道表现为高弯曲形态(图6、7)，水道宽度最小值可达37.37 m，最大值约为580.58 m，平均值约为215.43 m，而水道深度最小值为11.97 m，最大值为24.18 m。对应剖面(a-a＇、b-b＇、c-c＇、d-d＇)(图6(e))展示了水道的演化过程，地震剖面a-a＇、b-b＇、c-c＇中均展示水道向弯道外岸迁移，而地震剖面d-d＇展示了水道早期向弯道外岸迁移，后期又逐渐反向向弯道内岸运动(图6(e)和图7)。

3.2.3 MSC

该段水道表现为中弯曲形态(图8)，水道宽度平均值约为196.12 m，最大值仅为336.90 m，水道深度最大值仅为19.66 m。该段水道内多发生决口，其运动方向发生改变。

深水水道转向点P处，水道发生决口，早期运动方向近N-S的水道逐渐消亡，而后期运动方向近NW-SE的水道则成为主水道，此为大规模水道变动事件。深水水道分支点Q处，虽也发生水道决口，但仅为小规模水道变动事件，其整体运动方向未改变，并在水道汇聚点W处重新与主水道汇合。对应剖面(a-a＇、b-b＇、c-c＇、d-d＇,图8(e))展示了水道整体呈窄浅型，天然堤不发育，不同时间深度处水道位置变化较大，也存在相同时间深度多条水道并存的现象(图9)。

图9 深水水道中弯曲段的演化过程

4 讨 论

4.1 深水水道迁移类型

基于水道形态变化(图3)，结合实际观察结果与前人研究成果[15]，剖析不同形态的水道迁移，建立5种水道迁移类型(图10，表1),即垂向叠置迁移、扩张迁移、顺流迁移、障积回缩迁移和决口改道迁移。

垂向叠置迁移(图10 (a))，水道平面上无明显迁移轨迹变动，剖面上呈垂向叠置，其轴部位置相对固定。目标水道发育初期物源供给充足，水道内粗粒沉积物含量较高，下切侵蚀强烈，而侧向侵蚀较弱，故水道以垂向叠置为主，侧向无迁移。同时，水道两侧天然堤建造能力强，限制了水道的横向运动，平面上表现为低弯曲形态(表1)。

扩张迁移(图10(b))，水道垂直于古水流方向向弯道外岸扩张，其弯曲度较大。Abreu等[11]分析了“侧积体(LAPs)”的相关特征，水道向弯道外岸迁移，而内岸则不断接受沉积，进而形成LAPs。此过程类似水道扩张迁移，当流体的侧向侵蚀能力增大时，水道弯道外岸遭受侵蚀而内岸接受加积，此过程反复发生导致水道侧移，其弯曲度也逐渐增大(表1)。

顺流迁移(图10(c))，水道发育过程中重力流中粗粒沉积物含量降低，细粒沉积物比重增加，在高弯道位置细粒沉积物易溢出水道，形成单侧天然堤，天然堤的加固使水道处于较强限制性环境中，水道无法持续向弯道外岸侧运动，仅在限制范围内向侧前方迁移(表1)。

障积回缩迁移(图10(d))，属于局部水道迁移，不改变水道整体形态。此水道迁移方式可能受天然堤等所引起的局部区域限制性增强所控制。据前人研究，深水水道运动过程中遇到底辟、断层等构造时，部分水道会直接穿过构造且运动路径不变[24]，而部分水道的运动路径则会发生偏转[25]。Mayall等[7]指出，当水道流体的侵蚀能力超过岩盐构造生长速率时，水道会穿过岩盐构造而运动方向不变；反之，水道运动方向则发生偏转。障积回缩迁移与上述后者过程相似，但机制上存在差异。目标水道在外扩迁移中，其运动方向的局部地势较高，流体运动受到阻碍，水道会重新选择最优流动路径，转向弯道内岸运动(表1)。

决口改道迁移(图10(e))，多发育于中弯曲水道，水道流体以细粒沉积物为主，其下切侵蚀较弱，下切深度较浅，水道两侧壁已无法限制内部重力流，故在弯道处易发生决口，水道运动方向改变(表1)。

表1 深水水道迁移类型及特征

图10 深水水道的迁移类型模式

4.2 影响水道迁移的因素及深水水道沉积模式

4.2.1 海底坡度

深水水道外部形态是其弯曲度的直观表现，而水道的弯曲度则是海底坡度差异的反映。陡坡处易形成顺直形态且侧向迁移不发育的水道，因为陡坡处常遭受流体的下切侵蚀而几乎不发生沉积(末端位置除外)[4]，反之，缓坡处更利于水道的侧向迁移。

目标水道所在区域，其整体坡度逐渐缓和(图11(a),表2)，坡度陡缓控制水道弯曲程度，目标水道弯曲度呈先增后减的趋势(图11(b))，与Clark等[26]对国外多个深水区综合研究后所得结果具有一致性。

表2 深水水道不同形态段的海底坡度

图11 沿深水水道流动方向的海底坡度及弯曲度变化

陡坡区域内，重力施加给流体的力会增大流体的流速，其下切侵蚀能力随之增强，水道下切深度增大。此时，水道多垂向叠置运动，无明显的侧向迁移；随着坡度减缓，流体中的粗粒沉积物沉积，细粒沉积物则继续向前运动。流体的下切侵蚀减弱而侧向侵蚀增强，水道形成扩张迁移、顺流迁移和障积回缩迁移等侧向迁移方式；当坡度进一步减缓，水道流体的侵蚀能力基本消失，水道下切较浅从而难以约束内部流体，导致水道决口频发，随之发生迁移运动。

深水水道自身存在向均衡状态演化的趋势，通过改变自身的弯曲度、宽度、深度等达到均衡状态[27]。坡度陡缓影响水道弯曲度，而水道弯曲度也会反作用于坡度。高弯曲水道内，其横向运动幅度增大，下切深度变浅，故使水道坡度变缓。反之，低弯曲水道内，其横向运动受到限制，重力流能量集中导致下切深度增大，故使水道坡度变陡。

4.2.2 水道的限制能力

深水水道限制能力强弱与水道下切深度和天然堤建造高度有关。

低弯曲水道中下切侵蚀作用和天然堤建造共存(图12(a))，水道内部上下拓展空间，形成强限制环境，使水道侧向迁移不明显，以垂向叠置为主。

高弯度水道中下切侵蚀减弱而侧向侵蚀增强，且弯道外岸天然堤仍发育(图12(b))，有效阻止弯道的决口。但水道限制能力减弱，形成扩张迁移、顺流迁移、障积回缩迁移等复杂的侧向迁移方式。

中弯曲水道内部流体多以细粒沉积物为主，流体能量大幅降低，其下切侵蚀、侧向侵蚀作用微弱。天然堤结构基本不发育(图12(c))，水道的限制性消失，故水道决口事件频发，形成决口改道迁移。

图12 深水水道不同形态段内的天然堤

另外，利用水道不同形态段的宽深比(表3)，进一步验证水道限制能力存在差异。低、中、高弯曲水道的宽深比平均值分别为14.39、32.52、14.45，其值可以反映出水道限制性强弱，数值越大代表限制性越弱，故中弯曲水道限制性最弱。低弯曲与高弯曲水道的平均宽深比值相近，但低弯曲水道宽深比最大值为35.43，高弯曲水道为43.22，因此判定低弯曲水道的限制性强于高弯曲水道。

表3 深水水道宽深比分析

4.2.3 深水水道沉积模式

前人对水道演化进行探讨，并建立了多种水道沉积模式。Deptuck等[15]将水道演化分为早—晚期侵蚀阶段和3个沉积充填阶段，并基于水道平面形态、叠置结构及溢岸沉积的性质定义了不同的充填相，刻画了水道的运动路径。Lowe等[28]分析了水道平面形态及结构的变化，认为在演化过程中水道逐渐发育天然堤、决口扇等结构，其平面形态由相对顺直逐渐弯曲，最终消亡。

本文中综合考虑多种因素，建立3种深水水道沉积模式(图13)：

图13 深水水道沉积模式

(1)低弯叠置迁移沉积模式。深水水道低弯曲段，坡度陡，水道流体中粗粒沉积物比重大，其下切侵蚀作用强烈，水道剖面形态呈U型。水道两侧天然堤建造能力强，限制水道流体的横向运动，使水道沿着相对顺直的平面轨迹运动，形成垂向叠置迁移。同时，早期水道宽度较窄，后期随水道下切深度的增大，其宽度也随之拓宽。

(2)高弯侧向迁移沉积模式。深水水道高弯曲段，坡度变缓，水道流体中粗粒沉积物发生沉降，其下切侵蚀作用减弱而侧向侵蚀作用增强，水道剖面形态呈V型，平面上表现为高弯曲形态。在水道弯道处发育单侧天然堤，对水道的限制能力减弱，同时水道形成了扩张迁移、顺流迁移及障积回缩迁移等多种侧向迁移方式。

(3)中弯决口迁移沉积模式。深水水道中弯曲段，坡度进一步减缓，水道流体基本以细粒沉积为主，其下切侵蚀作用及侧向侵蚀皆减弱，水道剖面形态呈碟型，水道下切深度浅。水道在平面上仍存在小幅度的侧向迁移，但水道两侧的天然堤基本不发育，水道的限制能力基本消失，导致水道决口事件频发，造成决口改道迁移。

本文中建立的深水水道沉积模式与前人相比各有异同。首先，在分析水道的演化过程中皆探讨了水道平面形态的变化，包括水道的运动路径和水道弯曲程度的变化，以及水道结构等。其次，本文中对目标水道不同形态段内的迁移运动方式进行了标定，突出了不同因素下水道迁移运动的差异。

5 结 论

(1)依据各水道定量参数，将目标水道的平面形态划分为低弯曲、中弯曲和高弯曲等3类，并建立5种水道迁移类型，即垂向叠置迁移、扩张迁移、顺流迁移、障积回缩迁移和决口改道迁移。垂向叠置迁移多发育于低弯曲水道；扩张迁移、顺流迁移和障积回缩迁移多发育于高弯曲水道，障积回缩迁移属于局部迁移，仅影响水道局部区域的弯曲程度；决口改道迁移多发育于中弯曲水道。

(2)深水水道的迁移演化受多种因素控制，海底坡度和水道的限制能力是其主要控制因素。水道限制能力的强弱主要受水道下切深度和天然堤建造高度的控制。陡坡及水道限制能力强的区域内，水道形态相对顺直且迁移运动基本不发育;缓坡及水道限制能力弱的区域内，水道形态弯曲且迁移运动频繁。

(3)建立3种深水水道沉积模式，即低弯叠置迁移沉积模式、高弯侧向迁移沉积模式和中弯决口迁移沉积模式。