被动陆缘深水海底限制性水道三维地震表征及沉积演化——以纳米贝盆地为例

付志方，宫越，苏玉山，郭荣涛，林东升，汲生珍

中国石油化工股份有限公司石油勘探开发研究院，北京 100083

0 引言

目前全球范围内石油勘探开发已走向深海，深水、超深水海域并不断获得突破性油气发现，如大西洋东海岸的尼日尔三角洲盆地、下刚果—刚果扇盆地、加蓬盆地，及墨西哥湾、中国南海等区域，均发现了以大型限制性浊积水道砂为储集层的高产油气田[1-4]。深海限制性水道是沉积物的主要搬运通道及粗碎屑沉积场所，是被动陆缘盆地内主要的油气储集层。因此，限制性水道的内部构型、平面展布等静态特征的刻画，水道的侵蚀、沉积建造等动态要素及控制因素的研究，有助于提高浊积水道钻前储层预测和剩余油分布预测的准确度[5]。

深水水道的描述和研究，通常基于三维地震数据勘探目的层的地震响应。但是，深层目标层段的地震反射受地震分辨率的限制和后期沉积压实、构造活动的影响，很难客观、准确地解析浊积水道的真实外形和内部结构。因此，以纳米贝盆地受差异压实和构造运动影响较小的第四纪深水海底沉积地层为目标[6-7]，基于浅层高分辨率叠前深度域三维地震资料，通过水道剖面特征、平面形态的精细刻画，及水道内部构型与演变的解析，总结、归纳深水水道的沉积模式及其沉积演化的控制因素。以期研究成果能对深水水道的储层预测和地质建模带来启发。

1 地质背景

纳米贝盆地是随着冈瓦纳大陆的解体和大西洋的持续扩张形成的，盆地演化大致分为二叠纪—早侏罗世的前裂谷期、晚侏罗世—早白垩世的裂陷期、早白垩世末的过渡期和晚白垩世至今的被动陆缘（漂移）期四个阶段[8]。被动陆缘早期层序主要由海相泥岩地层组成，为富含有机质的烃源岩，被动陆缘晚期至现今层序发育一系列海进—海退旋回，以海相泥页岩和深水浊积砂岩沉积为特征，其中渐新统和中新统浊积砂岩为油气主要储集层。被动陆缘晚期随着大西洋扩张的加快及早期陆壳冷却沉降，促进了陆缘地层的倾斜及陆缘盆地可容空间的增加，形成了以窄陆架、宽缓陆坡、缓坦陆基为典型特征的构造长期相对稳定的被动陆缘地形（图1），为深水大型限制性水道的发育奠定了充分的地质基础。

图1 研究区综合图（a）研究区位置；（b）OO’地震剖面Fig.1 Location map of study area

研究区被高分辨率三维地震采集覆盖，地震测线网格密度12.5 m×12.5 m，叠前深度偏移三维地震数据体为该区水道的研究提供了客观、立体的深度域资料基础。研究区位于纳米贝盆地中北部，距离西非海岸线约10 km，面积约2 000 km2，水深介于600～2 600 m（图1）。地震反射海底地貌图（图2a）显示，研究区海底地形整体东南高西北低，东南区地形呈现宽缓的正向背斜构造背景，西北区地形表现为宽缓的负向向斜构造背景，西北部低凹区为构造沉降中心区域。陆上贝罗河（Bero River）从工区东南方海岸入海，经研究区西南流向西北方向，延伸长度约60 km，是研究区现今主要深水限制性浊积水道。

图2 地震反射海底地貌图（a）及海底倾角图（b）Fig.2 Seismic reflection submarine geomorphological map (a) and dip angle of seabed (b)

2 深水限制性水道的地震表征

水道受水流侵蚀能力、水道底部滞留沉积的影响不同和成熟度差异，不同水道或同一水道的不同位置，水道特征均有较大不同。研究区内主要有两条代表性的水道（图2a），其一为位于南部边缘部位的发育早期的小型顺直水道，其二为位于中部的发育成熟期的贝罗河水下弯曲水道。通过剖析水道在地震反射剖面上的几何外形、内部构型，并分析现今水道在海底地震反射地貌图中的平面特征、地形背景，及提取等时反射层地震属性反应的多期水道平面展布及演化关系，期望在时空上全方位挖掘限制性水道的沉积特征与演化过程。

2.1 南部发育早期小型顺直水道

依据地震反射海底地貌（图2a）和海底倾角（图2b），南部小型水道在研究区内延伸约20 km，平面上呈顺直展布，走向几乎完全垂直于海底地形等深线，海底地形坡度介于3°～4°，沿水道地形坡度由浅至深逐渐增大。图3为过水道上、中、下位置的aa’、bb’及cc’三条横切水道地震反射剖面，剖面间距约5 km。地震反射剖面显示，水道两边河床近似“V”型对称，水道深度从上游到下游渐次变小，水道宽度也依次缓慢变小，而水道宽深比依次明显增大，水道内或底部未见明显的砂体沉积地层的强地震反射，即未发育明显的粗粒滞留沉积。上述地震响应特征表明南部小型顺直水道处于早期侵蚀性过路不沉积的水道发育阶段。

图3 横切南部水道地震剖面（位置见图2）Fig.3 Typical seismic profiles across southern channel

2.2 中部成熟期贝罗河深水限制性弯曲水道

贝罗河陆上峡谷头部与其水下河口直接相连，为深水限制性水道的形成提供了有利的源动力条件。该水道从东南向西北穿过研究区中部（图2），是多期次发育的、弯曲的、典型的水下限制性浊积水道。

2.2.1 剖面特征

从图4地震反射剖面可知，地震剖面上水道现今河床呈明显的不对称深“V”型反射，水道沉积体地震反射外形为明显的“U”型，可分为上、下两套地震反射层序，下部层序为粗粒滞留沉积层，呈现强振幅、中等频率、中等连续的内部地震反射，平面呈现向缓坡加积叠置，该地震响应特征使其明显区别于周边围岩地层；上部层序为深海漂浮泥质披覆沉积，呈现弱振幅、高频、较连续的地震反射响应特征，且与广海沉积层无缝连接，但水道内地层明显增厚。地震剖面上堤岸地形基本保持原始区域地形形态，无明显溢岸沉积建造。上述地震响应反映了限制性水道的主要特点：强水流动力，重力流活动限制在连通水道内，水流侵蚀作用总体大于沉积，底部沉积侧向加积粗粒地层。

图4 水道横截面地震反射典型剖面（位置见图2）Fig.4 Typical seismic profiles across Bero deepwater turbidite channel

深水限制性水道在地质时间尺度上，往往由相邻期次的单一水道以不同的切割、叠合等关系组合而形成深水水道沉积体系。从图4 地震剖面反射特征来看，水道沉积体系可大概归纳为侧切叠加式和垂切叠加式两个类型，地震剖面下部明显发育侧切叠加式水道沉积体系，地震剖面上部明显发育垂切叠加式水道沉积体系。

2.2.2 现今水道平面特征

研究区地震反射海底地形（图2）总体呈东南高西北低，现今贝罗河水下限制性水道从东南高部位向西北低凹处展布，延伸长度约60 km。依据研究区内水道的整体特征，可分为上下两段，以水道海底水深1 900 m 为界线，水深1 900 m 至900 m 以浅为上段，水深1 900 m 至2 600 m 以深为下段，上、下两段水道特征明显不同（表1、图2），水道分界处也是海底地形变化的枢纽地带，上段地形坡度较陡，介于2°～3°，下段地形坡度较缓，介于0.5°～2°。水道弯曲度、摆动幅度与其位置、地形坡度及水道演化程度相关。

表1 水道特征要素表Table 1 Characteristic elements of the channel

水道上段海底背景地形具明显的以水道轴线近似对称的正向构造特征（图2），说明水道上段周边地层有一个长期的沉积建造，即该段水道发育程度相对较高；水道下段周边海底地形具明显的负向构造背景，且水道直线与负向构造轴线不一致，预示该段水道随西北部沉降中心的向北移动而向构造低部位迁移的趋势，即该段水道发育程度相对较低。

2.2.3 平面演化特征

为了描述水道平面演化特征，在海底地震反射层及其以下大约1 000 m的浅部地层范围内，解释了现今、中期、早期三个地震反射界面（图5）。该套地层相当于更新世—全新世时期的沉积地层[9]，同时也是水下限制性水道体系的集中发育层段。提取三个反射层面的对水道砂体沉积响应敏感的地震均方根振幅属性（图6a～c），以揭示各期水道的平面展布及演化（图6d）。

图5 浅层地震反射上、中、下部层位解释典型剖面（位置见图2）Fig.5 Interpreted isochronous horizons of typical seismic sections

图6 深水水道早、中、晚期平面演化图（a）早期水道；（b）中期水道；（c）晚期水道；（d）早中晚期水道叠合图Fig.6 Early,middle and late evolution of deepwater channel

早期水道为单支，位于研究区中南部，从研究区东南角延伸到研究区西部边界中心位置。中期水道中部分为双支，整体位置相对早期向北部大幅移动。现今水道又变为单支，位于研究区正中部，从研究区西南角延伸到东北角，整体位置相对中期水道向北移动。从三期水道平面叠合关系图（图6d）可知，水道的演化从早期到现今整体渐进式向北移动，上段迁移距离较小，下段迁移距离较大。中期水道在水道中部发育为两支，南侧一支为早期水道在该处的消亡遗迹，北侧一支为晚期水道在该处的早期雏形。水道的迁移方向明显指向西北部盆地沉降中心位置，即预示着盆地沉降中心控制着水道的迁移方向。

3 深水限制性水道沉积演化及控制因素

水道的沉积演化包括水流的侵蚀和水流携带物的沉积两个方面，水流的侵蚀作用为水道沉积提供可容空间[10]。在现今静态地震反射剖面上以已很难直接观察到水流的侵蚀过程，但是水道沉积地层在深海环境下被很好地保存下来，其在地震剖面上的几何外形和内幕反射结构可以反映当时沉积时的侵蚀方式和沉积模式，各期水道的平面展布可通过现今海底地貌和等时地震层位振幅属性客观反映。依据前述限制性水道地震表征的分析结果，对单水道沉积演化模式（图7）、水道体系沉积演化模式（图8）及控制因素等分别进行了探索性归纳总结。

图7 单水道沉积演化模式（a）早期侵蚀阶段；（b）中期侵蚀与沉积平衡阶段；（c）晚期充填消亡阶段Fig.7 Sedimentary evolution model of an individual channel

图8 限制性水道体系沉积演化模式（a）侧向切叠模式；（b）垂向切叠模式Fig.8 Sedimentary evolution model of channel system

3.1 沉积演化模式

单水道沉积演化模式：早期侵蚀阶段，水道顺直，水动力强，以垂向侵蚀为主，河谷呈深“V”型，随着水道河曲的出现，河谷呈现凸岸河床陡而凹岸河床较缓的不对称“V”型，此时在凸岸处因流速相对较慢而引起粗粒砂体堆积，形成面积狭小的侧向加积。中期重力流侵蚀与沉积平衡阶段，在河曲处的横向环流的作用下，侧向侵蚀加强，原先的“V”字形河谷展宽，水道弯曲度增大，水流携带的粗粒物质在缓岸一侧沉积、扩大，细粒的悬移质随水流带往下游[11-12]，此时侵蚀和沉积维持一种近似的动态平衡。晚期泥质充填消亡阶段，水道流量、流速变小，沉积作用大于侵蚀，较粗颗粒物在水道底部快速沉积，随着水流的持续减弱，水道细粒悬浮质及深海漂移物充填水道上部空间，水道消亡。该模式揭示了水道下部粗粒沉积的外形表现为上平下凹的“U”形“块状”砂岩沉积体，其内部砂体单向侧面叠置，水道上部细粒沉积形成近水平或水平状的“层状”泥岩地层。

水道体系沉积演化模式：水道体系往往由多个相邻期次的单一水道以多种形式的侵蚀切割、沉积叠合而成[13]。水道沉积体系可归纳为侧向切叠式和垂向切叠式两种类型。侧向切叠模式，即晚期水道侧向侵蚀、切割早期水道的单边河道地层而形成新的水道后，侧向向上沉积叠加的模式；垂向切叠模式，即晚期水道近垂直向下侵蚀切割早期水道沉积的主要区域而形成新的水道后，垂向向上沉积叠加的模式。在深水限制性水道沉积体系中，一般上陆坡趋向于发育垂向切叠模式，下陆坡趋向于发育侧向切叠模式，但是总体以侧向切叠模式为主要沉积体系类型，侧向切割方向一般指向水道围岸地形向下倾斜一侧。垂向切叠模式在时空上是短期的、相对的出现，侧向切叠模式在时空上是长期的、绝对的存在。

3.2 沉积演化控制因素

水道的演化是水流与河床不断相互作用的过程，在这一过程中，泥沙运动是纽带，其演化主要经历垂向侵蚀、侧向侵蚀与加积、废弃三个过程。其总的控制因素有地貌形态、构造活动、海平面升降、古气候变化、地球自转偏向力、等深流和水道通过地层的岩性及结构等多种因素[14-15]。不同类型的水道有其各自不同的独特特征和其主要控制因素。

深水限制性水道的沉积演化，主要经历早期短时间的以侵蚀作用为主的水道可容空间的建造、中期长时间的一侧侵蚀和另一侧沉积的动态平衡建造、晚期以海洋漂浮物为主的细粒沉积充填水道的废弃过程。其主要特征是重力流的流动和沉积完全被限制在水道可容空间以内，需要水道内重力流长期维持较大的动能，以保障重力流远距离搬运。研究区贝罗河水下浊积水道处于宽缓陆坡上，延伸长度约600 km，沿水道走向的陆坡角度自上而下为4°～0.5°（图2b、图9 中地震剖面GG’、HH’、JJ’），大范围相对稳定的较大坡降角度为重力流长距离搬运提供了持续的动力。

图9 沿贝罗河深水水道地震剖面及位置图Fig.9 Seismic profile and location map along the Bero deepwater channel

研究区海底构造图显示现今凹陷中心位于研究区西北部，图9 中沿水道左、中、右地震反射剖面GG’、HH’、JJ’的海底深度线显示靠近沉降中心一侧剖面JJ’海底深度明显低于远离沉积中心一侧剖面GG’海底深度，即水道靠近沉降中心侧水道堤岸高度明显低于远离沉降中心的另一侧堤岸，两岸高度差异大大降低了靠近沉降中心一侧较低堤岸的稳定性，易于被水流淹没、侵蚀，致使各期水道由老至新依次由南向北迁移，且水道西北段靠近沉降中心位置的迁移幅度明显较大。图9 中EE’、FF’地震剖面横切水道两岸高差相对较大位置，剖面上东北堤岸明显低于西南岸，剖面上两岸高差分别达到38 m 和54 m，另外，水道两侧堤岸地形视倾角也有明显差异，靠近沉降中心一侧堤岸视倾角为0.49°～0.52°，明显大于另一侧（0.35°～0.33°），堤岸高差和视倾角差异较大处的低堤岸一侧易于发生溢岸流或堤岸坍塌决口而形成新的分支水道[16]，图6b 中的中期水道即在此位置形成分支水道。

深水限制性水道的源—汇系统中，水道沉积演化的动力来源于物源供给驱动和可容空间驱动的共同作用，物源供给驱动提供大规模浊积水流和强大的初始能量，可容空间驱动保障深水水道内的重力流能量的持续和长距离搬运[17]。可容空间驱动是深水水道演化的最主要动力，被动陆缘盆地的窄陆架、宽缓陆坡的海底地形为深水浊积水道的发育提供了独特且广阔的可容空间背景，窄陆架减少了重力流能量的衰减，而宽陆坡又可持续为重力流提供能量，是深水浊积水道大规模、长距离延伸的有利空间。被动陆缘盆地长期持续稳定的构造沉降中心控制着各期深水水道的平面迁移总体方向和分支水道的发育位置及走向。水道体系内浊积砂体发育的期次往往由物源供给的频次决定。水道沉积体系内由早至晚各期水道沉积体在平面上的投影呈现为向盆地沉降中心依次展开的长半径、短弧长的窄扇形。故此，海底地形、构造活动是深水限制性水道沉积发育、演化的主控因素。

4 结论

（1）海底浅层高分辨率地震资料对深水限制性水道的现今轮廓和历史沉积的地震响应特征显著。早期水道为河床近似“V”型对称的、沿最大坡降发育的顺直水道，无沉积或少量粗砾发育。中晚期水道为河床凹岸侧陡、凸岸侧缓的非对称“V”型的弯曲水道，水道沉积外形为宽缓的“U”型，地震反射剖面呈明显的二元结构，下部地震相为强振幅、中频、断续反射，上部为弱振幅、高频、连续反射。

（2）单一限制性水道的沉积模式以凹岸侧向侵蚀、凸岸侧“S”型加积为主，原先的“V”字形河谷逐渐展宽并沉积发育为“U”型水道沉积体，并具有明显的下粗上细二元沉积结构。水道沉积体系分为侧切叠置和垂切叠置两种模式，以侧切叠置模式为主。

（3）窄陆架、宽陆坡的被动陆缘海底地形控制深水限制性水道的长度规模及延伸方向，陆缘盆地的构造沉降中心控制着各期水道的迁移方向，古气候变化的频次控制着水道体系内浊积砂体发育的期次。

致谢 感谢审稿专家和编辑对文稿提出的宝贵意见。感谢中石化石勘院吕雪雁博士的帮助。