南海北部神狐海域峽谷層序結(jié)構(gòu)差異與控制因素

付 超，于興河，何玉林 ，梁金強，匡增桂，董亦思，金麗娜

(1.中國地質(zhì)大學(xué)(北京) 能源學(xué)院，北京 100083; 2.廣州海洋地質(zhì)調(diào)查局，廣東 廣州 510760; 3.中國科學(xué)院 地質(zhì)與地球物理研究所，北京 100029)

0 引 言

神狐海域溝壑縱橫，發(fā)育多期不同形態(tài)的水道。深水水道發(fā)育形態(tài)受控因素較多，如重力、底流(或等深流)、大洋渦流共同作用，除此之外，水下峽谷中往復(fù)的潮汐底流、各種內(nèi)波、上升流和下降流等都對其有所影響[1-3]。同時，受限于地震精度不高、自由氣影響地震同相軸極性等因素，僅依靠地震反射終止關(guān)系很難對峽谷附近的層序有較好的劃分方案[4-5]。然而深海區(qū)域等時界面的建立對確立各時期的沉積過程、沉積參數(shù)等沉積特征具有重要的意義[6]。因此，前人對其進行深入研究，Olabode[7]提出利用地震反射特征(極性、連續(xù)性)差異對峽谷區(qū)的層序進行劃分。 Di Celma[5]在此基礎(chǔ)上提出利用單井?dāng)?shù)據(jù)識別出四級侵蝕界面，從而確定不同尺度下層序的劃分方案。隨著層序標(biāo)準(zhǔn)化的發(fā)展，針對深水峽谷區(qū)這類側(cè)向劇烈變化的情況，Berton[8]和Neal[9]認(rèn)為僅利用地震接觸關(guān)系和典型井點難以進行標(biāo)準(zhǔn)層序劃分。

除了難以空間對比之外，目前僅利用定性描述的方法來研究深水峽谷的層序結(jié)構(gòu)和層序格架是不夠的，原因是該方法不能反映形成層序的機制。Amorosi 2016年在研究Adriatic Sea和Jiang 2016年在研究南海北部陸坡晚中新世沉積結(jié)構(gòu)時均指出，不能將層序演化僅僅歸納為可容納空間的演化。尤其是這種劃分方法無法解釋低位域和高位域時期在峽谷內(nèi)部可以發(fā)育大量粗粒沉積物的現(xiàn)象[10]。

本次研究通過對神狐峽谷的層序結(jié)構(gòu)進行分析，指出高位域發(fā)育粗粒沉積物是由于層序結(jié)構(gòu)差異發(fā)育造成的。通過統(tǒng)計加積距離(A)、進積距離(P)、加積速率(Ra)、進積速率(Rp)、沉積通量(Fc)和陸架坡折遷移軌跡(TSe)[11]，發(fā)現(xiàn)研究區(qū)存在兩種類型的層序結(jié)構(gòu)：物源驅(qū)動型層序和沉降驅(qū)動型層序。提出了這兩種層序結(jié)構(gòu)的區(qū)別、劃分方案和演化模式。

采用多尺度的層序識別方法，通過地震同相軸接觸關(guān)系對三級層序進行劃分，然后井震結(jié)合劃分出四級層序界面。通過對8口井的四級界面識別確定對應(yīng)的各層序沉積參數(shù)，建立三維層序格架，在此基礎(chǔ)上分析影響層序形成的多重因素。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

神狐研究區(qū)位于南海北部陸坡中部，珠江口盆地南部白云凹陷的深海沉積區(qū)(圖1(a))。經(jīng)度范圍為113°10″～113°20″。珠江口盆地為新生代沉積盆地，在古近紀(jì)后共發(fā)生3次構(gòu)造運動，即古新世至早漸新世裂谷階段、晚漸新世過渡階段和早中新世到第四紀(jì)坳陷階段[12-13]。晚漸新世至早中新世，南海發(fā)生一次較大規(guī)模構(gòu)造運動，稱白云運動。該運動使得珠江口外陸架坡折向北躍遷，沉積中心隨之北移，白云凹陷演化為深水陸坡環(huán)境[14]。

圖1 2015年神狐水合物鉆探區(qū)位置及本次研究中使用的水合物鉆探井位置Fig.1 Location of the gas hydrate drilling sites in 2015 (study area), and those analyzed in this study(a)構(gòu)造分區(qū)；(b)海底地貌；(c)綜合柱狀圖；1.開云低凸起；2.番禺低凸起；3.東沙隆起；4.白云凹陷

Haq等[15]建立了全球海平面變化曲線，在此基礎(chǔ)上，Han等[16]根據(jù)Haq曲線研究指出南海在晚中新世后海平面不斷上升，南海北部海侵程度增強。珠江口陸架三角洲向海方向沉積推進受到限制，沉積作用明顯向北遷移。海平面旋回(圖1(c))在低位期下降到中陸架的位置(即珠一坳陷南部邊界)，粗粒物質(zhì)主要沉積在外陸架的番禺低隆起區(qū)，白云凹陷的沉積速率大大降低，大量細(xì)?；蚰噘|(zhì)沉積物進入到白云深水區(qū)。水合物新鉆遇區(qū)位于珠江口盆地南部深水區(qū)，粒度相對較細(xì)[14]。

本次研究的主要井位分布在峽谷兩側(cè)的隆起區(qū)(井位坐標(biāo)見圖1(b))，峽谷位于白云凹陷中部(2007年中國第一次海域天然氣水合物鉆探航次(GMGS1)西側(cè))，多為北北西走向。根據(jù)陳芳等[17]研究認(rèn)為水合物儲層巖性為粵海組的含有孔蟲細(xì)粒粉砂巖—泥巖，上部萬山組的細(xì)粒沉積物可以作為水合物儲層的區(qū)域蓋層；下部韓江組的高有機質(zhì)泥巖沉積可以為水合物儲層提供氣源(圖1(c))。根據(jù)海底地形的多波束數(shù)據(jù)可以確定其斜坡上部主要形態(tài)為不對稱的Ⅴ型和對稱的U型，斜坡下部較為平坦。研究區(qū)坡度較大，最大坡度可以達到2°，深度為800～2 000 m。新鉆探區(qū)(2015年中國第三次海域天然氣水合物鉆探航次GMGS3)和GMGS1沉積背景相近，沉積單元類型相似。依據(jù)Wang等[18]對GMGS1沉積單元的研究，GMGS3沉積單元的類型具體可以分成谷底沉積(TDs)、斜坡沉積(LIDs)、基底侵蝕間斷(BEDs)和沉積物(SW)。

2 層序界面識別

根據(jù)相對海平面變化曲線，白云凹陷粵海組時期海平面相對較高，而萬山組時期海平面相對較低，故其深水重力流沉積物通量不同[11,19]。首先根據(jù)Clift 2015年對工區(qū)北部(番禺低隆起)PY33-1-1的定年研究，識別萬山組底界(對應(yīng)5.5 Ma)和粵海組底界(對應(yīng)11.5 Ma)。然后通過臨區(qū)鉆井對比(LW3-1-1)和W18的合成地震記錄(圖2)，確定研究區(qū)地震地層的地質(zhì)年代。

為了精細(xì)對比沉積結(jié)構(gòu)的差異，本次研究摒棄了傳統(tǒng)的可以涵蓋所有層序模式的概念及方法，而是以體系域、層序界面為研究對象的標(biāo)準(zhǔn)化層序研究[4,20]。同時，采用Di Celma[5]對峽谷層序研究提出的分級方案及研究手段，將研究層段分成三級層序(大型峽谷侵蝕界面)和四級層序(峽谷內(nèi)小型擺動水道侵蝕面)。依據(jù)Vail[21]對三級層序時間跨度的要求(0.5～3 Ma)，地震接觸界面和井震標(biāo)定，劃分出3個三級層序界面(T1、T2、T3)，其中T1對應(yīng)更新世瓊海組的底界面；T2對應(yīng)上新世萬山組的底界面；T3對應(yīng)晚中新世粵海組的底界面。在T2和T3界面間劃分出3個層序界面(T21、T22、T23)(劃分方案見圖1)。

2.1 地震識別標(biāo)志

峽谷區(qū)由于水道相互交切，根據(jù)地震界面難以準(zhǔn)確判斷各侵蝕界面的級次。Deptuck[22]在對Niger斜坡的水道進行研究時指出水道演化具有階段性特點。本次研究利用侵蝕面作為等時界面，確定峽谷侵蝕區(qū)三級層序界面的相對位置。但是在不同峽谷形成階段，判斷侵蝕面的方法不同。

圖3 不同類型水道侵蝕與三級層序界面識別Fig.3 Different canyon evolution stages and the identified three-order stratigraphic boundary

(1)侵蝕階段。水道下切侵蝕不深，有清晰的下切邊界(圖3)[23-24]，水道易遷移形成連續(xù)的下切侵蝕面。一般認(rèn)為侵蝕面底部為等時界面。(2)改造階段。水道侵蝕易造成沉積物失穩(wěn)，造成峽谷兩側(cè)發(fā)生大量滑塌體，滑塌體對底部水道滯留沉積產(chǎn)生置換(Displacement)[25](圖3)，由于滑塌體形成是伴隨水道侵蝕形成的，故可以將滑塌體底部和水道侵蝕面確定為等時的層序邊界。(3)充填階段。內(nèi)部多期水道相互交切，并且通常伴隨側(cè)向遷移(圖3)，在同一時間段內(nèi)多期疊加水道可以共存在一個峽谷中[5,23]，因此可將其共同的侵蝕界面作為等時的層序邊界。(4)差異沉降階段。受不穩(wěn)定沉降作用導(dǎo)致峽谷軸向距離較寬，形成小型的微盆地(mini-basin)[26]，連續(xù)的上超點可以作為微盆地邊緣的標(biāo)志，從而將其作為等時的層序邊界。

2.2 單井識別標(biāo)志

圖4 四級次水道侵蝕識別和井震結(jié)合層序劃分Fig.4 Four-order stratigraphic boundary distinguished and the integrated core-well-seismic data analysis

在三級侵蝕界面識別基礎(chǔ)上，可以完成峽谷區(qū)T2—T3的刻畫。但是對于侵蝕較為嚴(yán)重的T1，僅在地震資料上是很難識別的。T2和T3受水道定向遷移作用影響(圖4)，同相軸錯亂，因此針對這種在限制性峽谷內(nèi)峽谷定向擺動的水道界面定義為四級層序界面。對于四級侵蝕界面，僅僅根據(jù)地震資料同樣較難劃分，故本次研究參考Di Celma[5]的方法(圖4)，依據(jù)其垂向沉積韻律，結(jié)合測井巖心資料，在空間上識別出次級侵蝕界面[5]。選取從陸坡上游到下游的三條過井剖面，在峽谷充填內(nèi)部可見明顯的同相軸極性的韻律性疊置，通過井震標(biāo)定(圖4)后確定極性變化處均發(fā)生GR值的突變，在成像測井和巖心上可見明顯的侵蝕界面。

3 層序差異分析

依據(jù)界面識別標(biāo)志，對NNW 向的剖面進行層序格架的建立。并且依據(jù)Catuneanu[4]提出的體系域的劃分標(biāo)準(zhǔn)，對其體系域進行識別(圖5)。認(rèn)為在層序Ⅲ和層序Ⅳ中峽谷下切較深，有明顯的侵蝕谷；在上部的層序Ⅰ、層序Ⅱ和下部的層序Ⅴ和層序Ⅳ中，其層序邊界侵蝕谷不明顯，但層序上部發(fā)育較為明顯的進積楔(圖5)。Muto[27]對濱岸軌跡(shoreline trajectory)進行研究，計算深海峽谷可容納空間大小和物源供給通量。

圖5 峽谷區(qū)層序劃分與解剖Fig.5 Canyon stratigraphic division and seismic profile analysis

研究區(qū)在晚漸新世—早中中新世時期受白云運動作用，海平面上升到北部的番禺低隆起上(圖1)，使研究區(qū)完全處于深水陸坡環(huán)境中[28]。參考Moto[27]提出的陸架前積體模型，本次研究將其擴展到深水陸坡環(huán)境，用于求取陸坡峽谷區(qū)的沉積參數(shù)(海平面升降和物源供給、古地貌和可容納空間)。目前對峽谷區(qū)的層序定量計算通常采用Moto[27]和Neal[9]提出的層序定量化統(tǒng)計參數(shù)：加積距離(A)，進積距離(P)、加積速率(Ra)、進積速率(Rp)、沉積通量(Fc)和陸架坡折遷移軌跡(TSe)。

兩種類型的層序參數(shù)計算方法不同：對于物源驅(qū)動型層序結(jié)構(gòu)中加積速率(Ra)主要由物源供給速率(S)決定(Ra=S)；對于沉降驅(qū)動型層序結(jié)構(gòu)中加積速率(Ra)由沉積物供給速率(S)和沉降速率(D)共同控制(Ra=S-D)。

3.1 物源驅(qū)動型層序參數(shù)計算

加積速率(Ra)計算方法：物源供給速率(S)主要依靠GR值和粒度數(shù)據(jù)推算(圖6)。在深海沉積中，主要的快速堆積類型為遠(yuǎn)源濁流和近源垮塌體。Yu[29]指出該研究區(qū)中粗粒物質(zhì)代表沉積速率相對較快，并且得到粒度和物源供給速率(S)間的量化關(guān)系(S=4.2Φ-0.2)。利用其關(guān)系得到物源供給速率(S)。物源供給速率(S)的垂向分量表示加積速率(Ra)。在具體計算過程中，通過統(tǒng)計地震剖面中水道充填厚度(B)和水道平均充填時間(T)得到，根據(jù)如下計算公式：

Ra=B/T=S

(1)

進而確定其加積速率。

進積速度(Rp)計算方法：首先通過統(tǒng)計剖面上前積同相軸的長度，得到沉積體長軸方向距離(L)，然后依據(jù)Moto 2002年的計算公式：

Rp=L/T

(2)

依據(jù)上述計算方法，層序 Ⅲ和層序Ⅳ中加積距離(A)順陸坡向下逐漸增大后迅速減小，進積距離(P)變化不明顯。加積速率(Ra)為40～80 m/Ma，進積速率(Rp)為1.0～1.5 km/Ma。層序 Ⅲ沉積參數(shù)變化幅度和范圍大于層序Ⅳ。可以解釋為層序 Ⅲ和層序Ⅳ物源供給主要來自遠(yuǎn)源的濁流沉積和近源陸坡垮塌，因此在陸坡轉(zhuǎn)折處加積速率最快；在海底平原范圍內(nèi)主要沉積半深海泥質(zhì)沉積，沉積物通量下降迅速降低。層序 Ⅲ和層序 Ⅳ的沉積參數(shù)變化可能是海平面的頻率變化引起的(圖1)。

根據(jù)剖面解釋(圖5)，這種類型海底陸坡轉(zhuǎn)折點的運動軌跡是向遠(yuǎn)離岸線方向移動，呈現(xiàn)上超型曲線。進積曲線和沉積通量曲線為明顯的三段式。

3.2 沉降驅(qū)動型層序參數(shù)計算

加積速率(Ra)計算方法：由物源供給(S)減去沉降速率(D)得到。研究區(qū)沉積物的密度和粒度相近，壓實程度不高，因此壓實校正、古水深校正和海平面變化校正均可忽略。其沉降速率(D)參考Liao[30]對白云凹陷沉降計算方法，分成構(gòu)造沉降(H)和熱沉降(W)，其中構(gòu)造沉降(H)對研究區(qū)的影響可以通過統(tǒng)計斷點間的垂向距離差得到。

加積速率(Ra)的計算公式為地震剖面中水道充填厚度(B)減去構(gòu)造沉降(H)，和沉積時間(T)的比值：

Ra=(B-H)/T=S

(3)

進積速度(Rp)計算方法：可以按照公式(2)計算方法，通過統(tǒng)計前積體的長軸距離得到。

依據(jù)上述計算方法，層序Ⅴ和層序 Ⅳ的加積距離和進積距離相對穩(wěn)定，沒有較大的變化。層序Ⅴ和層序 Ⅳ沉積過程相對穩(wěn)定，沒有發(fā)生較為明顯的變化，沉積物持續(xù)提供，但沉積物通量相比較小，不發(fā)生明顯的溝谷侵蝕。但受東沙運動作用(圖1)影響，底部發(fā)生鏟式斷裂，斷距為50～150 m，造成進積曲線和沉積通量曲線呈現(xiàn)明顯的四段式。

4 深水區(qū)峽谷層序演化模式

4.1 物源驅(qū)動型層序演化模式

通過對層序Ⅲ和層序Ⅳ進行精細(xì)解剖，深水峽谷區(qū)在快速沉積充填過程中可以劃分成“三元”結(jié)構(gòu)，即低位域、海侵域和高位域。對于低位域的峽谷區(qū)，大量的遠(yuǎn)源濁流沉積由古珠江三角洲提供。濁流對峽谷的侵蝕造成峽谷區(qū)峽谷側(cè)壁的失穩(wěn)，從而增加了濁積水道側(cè)向遷移的可能(圖5層序Ⅲ和層序Ⅳ剖面)。不穩(wěn)定的峽谷環(huán)境發(fā)育大量的近源滑塌體，堆積在陸坡底部轉(zhuǎn)折處。同時由于低位域可容納空間較小，并且沒有新的可容納空間產(chǎn)生(構(gòu)造沉降產(chǎn)生新的可容納空間)，因此大量的沉積物對底部侵蝕，形成明顯的下切侵蝕谷，進而形成了峽谷區(qū)溝壑相間的特點。

對于海侵域的峽谷區(qū)，海平面持續(xù)上升，但沉積物供給量下降。在地震反射特征上表現(xiàn)為下切侵蝕谷上部連續(xù)性較好、反射極性較強。在沉積過程中將其解釋為滑塌體數(shù)量減少、濁積水道收縮、侵蝕程度下降。即由于可容納空間增加，沉積物供給量減少，出現(xiàn)上超型前積反射。

對于高位域的峽谷區(qū)，海平面相對較高。此時沉積中心不斷后撤，濁流沉積和近源滑塌不發(fā)育。在地震剖面上(圖5)顯示該層段大量發(fā)育波狀平行反射，連續(xù)性較好。Gong[31]將其解釋為該時期底流作用較強，對峽谷區(qū)原有的沉積物進行侵蝕，形成大面沉積物波和細(xì)粒牽引流沉積。綜合認(rèn)為物源驅(qū)動型層序演化模式符合經(jīng)典的陸坡沉積演化過程[21]，即一般發(fā)育完整的“三元”層序結(jié)構(gòu)。

4.2 沉降驅(qū)動型層序演化模式

通過對層序Ⅴ和層序Ⅳ進行精細(xì)解剖，深水峽谷區(qū)在沉降過程中其沉積過程可以劃分成“四元”結(jié)構(gòu)，即低位域、海侵域、高位域和海退域。對于低位域的峽谷區(qū)，有大量沉積物供給，但是相比物源供給型層序結(jié)構(gòu)沉積物供給量較小，因此無法形成大范圍的侵蝕峽谷。并且，由于鏟式正斷層的發(fā)育，使可容納空間增加，因此在低位域時期可以看到較為完整的透鏡狀地震相(圖5層序 Ⅳ剖面)，將其解釋為陸坡扇和盆地扇。

對于海侵域和高位域的峽谷區(qū)，海平面持續(xù)上升，但沉積物供給量下降，沉積中心不斷后撤，底流改造作用增強，體系域內(nèi)充填樣式和物源供給驅(qū)動型層序演化模式相似。

海退域的劃分主要依據(jù)Catuneanu[4]的層序標(biāo)準(zhǔn)化的要求提出的，即依據(jù)不同的沉積疊加樣式劃分體系域。在地震剖面上((圖5)層序Ⅴ和層序Ⅳ高位域為下谷上部較為連續(xù)的一套地震反射軸，極性較強。但其在層序Ⅳ和層序Ⅲ的低位侵蝕谷底界面中存在一系列成明顯“S”型進積的同相軸。根據(jù)層序內(nèi)參數(shù)統(tǒng)計結(jié)果(層序Ⅴ和層序Ⅳ在該階段加積速率(Ra)和進積速率(Rp)均增加)，將其劃分成海退域。該時期，沉積無供應(yīng)增加，濁積流體和近源滑塌增加。同時底流作用也較強，因此形成了大面積底流改造的粗粒沉積物，同時該時期沉積物波和天然堤較為發(fā)育。

5 深水區(qū)峽谷層序演化控制因素

根據(jù)前文描述，神狐峽谷區(qū)層序結(jié)構(gòu)多樣，分布規(guī)律和幾何形態(tài)不均一，說明其所受的影響因素并不單一。參考Yuan[32]的研究成果，認(rèn)為構(gòu)造背景、氣候和海平面變化、古海底地形都可以成為峽谷區(qū)層序樣式的控制因素。結(jié)合Clark[33]在研究尼羅河三角洲時指出斷裂對層序樣式也具有控制作用。綜上所述及大量前人對峽谷區(qū)層序樣式的主控因素的研究成果，認(rèn)為研究區(qū)主要處于深水環(huán)境，古氣候和海平面對新近系峽谷影響不大，將古地貌變化和斷裂構(gòu)造(物源供給和可容納空間)歸為深水區(qū)峽谷層序演化多樣的主要原因[33-35]。

圖7 兩種類型層序演化模式Fig.7 Two evolution patterns of stratigraphic evolution

圖8 古地貌對層序演化的控制作用Fig.8 Controls of paleo-geomorphology on stratigraphic evolution

物源驅(qū)動型層序演化模式沉降驅(qū)動型層序演化模式體系域組成低位域+海侵域+高位域低位域+海侵域+高位域+海退域海平面變化幅度海平面變化明顯(層序Ⅳ)、海平面變化不明顯(層序Ⅲ)同時存在海平面變化不明顯(層序Ⅴ和層序Ⅳ)層序界面具有明顯的峽谷侵蝕界面作為初始洪泛面(FS);最大海泛面(MFS)反射較弱,但連續(xù)性強具有較明顯的峽谷侵蝕界面作為初始洪泛面(FS);最大海泛面(MFS)反射較強,中部有明顯錯斷;海泛面上部發(fā)育較為整齊的前積體底界面為最大海退面(MRS)主控因素物源供給、海平面變化、氣候物源供給、海平面變化、氣候,基底構(gòu)造運動沉積單元斜坡扇、盆地扇(低位域);沉積物波,水道體系(高位域和海侵域)斜坡扇、海底扇(低位域);沉積物波,水道體系、斜坡扇(高位域和海侵域)識別標(biāo)志同相軸內(nèi)部連續(xù)性較好,頂部有明顯的峽谷侵蝕同相軸內(nèi)部存在明顯錯斷,侵蝕面上下均可見整齊同相軸前積

根據(jù)層序Ⅱ—層序Ⅳ的古地貌演化特征(圖8)，峽谷A、B、C在新近系定向遷移的方向不同，因此推斷，該時期峽谷移動主要受地貌的差異抬升造成的，而非底流作用。新近系以來研究區(qū)西部受差異壓實而緩慢抬升，因此導(dǎo)致峽谷A和峽谷B逐步向東側(cè)移動。正是由于這種峽谷的定向遷移導(dǎo)致峽谷A和B逐漸分離形成匯聚性水道。

峽谷區(qū)地貌的變化，改變了侵蝕的強度和物源供給量[36]。層序Ⅳ時期斜坡傾角較小，全區(qū)物源供給量較少，因此有利于沉降驅(qū)動型層序邊界的形成；相反，在層序Ⅱ和層序Ⅲ中，地層傾角不斷增大，隨著AB水道的匯聚，物源供給持續(xù)增加，因此更有利于物源驅(qū)動型層序的形成。

斷裂構(gòu)造在神狐峽谷區(qū)主要發(fā)育兩種類型：由于斷裂錯動導(dǎo)致的大型滑脫斷裂和由于差異壓實導(dǎo)致的小型失穩(wěn)斷裂。前者控制著基底的相對位置，進而控制可容納空間的大小[37]。在圖5的剖面解釋中，層序Ⅴ和層序Ⅳ中發(fā)育同生斷裂，導(dǎo)致上盤同相軸向下錯斷。除了大型斷裂，在層序內(nèi)部還發(fā)育少量小型同生斷裂，由于其對層序影響較小，因此，研究中可以忽略這類斷裂。

6 結(jié) 論

(1)通過將峽谷演化和多級次層序界面相結(jié)合，在南海北部陸坡白云凹陷神狐海域確定了6個四級層序。其中各層序界面平面樣式不同：在層序Ⅲ和層序Ⅳ的界面上可見明顯的下切谷，而層序Ⅴ和層序Ⅳ層序中可見同生斷裂。其中層序Ⅲ、Ⅳ屬于物源驅(qū)動型層序，層序Ⅴ、Ⅳ屬于沉降驅(qū)動型層序。

(2)確定兩種類型的層序參數(shù)的統(tǒng)計公式，認(rèn)為沉降驅(qū)動型層序和物源驅(qū)動型層序的加積速率(Ra)方法不同，沉降驅(qū)動型層序在計算加積速率(Ra)僅需考慮物源供給速率(S)，而物源驅(qū)動型層序在計算加積速率(Ra)要考慮到物源供給速率(S)和構(gòu)造沉降(H)。

(3)提出兩種類型的層序演化模式。物源驅(qū)動型層序，受控于沉積物供應(yīng)，易發(fā)育大規(guī)模的侵蝕峽谷和重力流沉積，可以劃分成3個體系域：低位域濁積水道發(fā)育，近源垮塌較多；海侵域濁積水道萎縮，近源垮塌減少；高位域底流改造增強。沉降驅(qū)動型層序，沉積過程伴隨同生斷裂，其可以劃分成4個體系域：低位域、海侵域和高位域沉積特征和物源驅(qū)動型層序相同，海退域中底流改造和快速堆積同時存在。同時對造成層序結(jié)構(gòu)的內(nèi)外原因進行總結(jié)，外因為古氣候、海平面，內(nèi)因為古地貌變化和斷裂構(gòu)造。認(rèn)為內(nèi)因是控制新近系深水區(qū)峽谷層序演化的主要原因。

致謝：本次研究數(shù)據(jù)由廣州海洋地質(zhì)調(diào)查局提供，在此對為本次研究提供幫助的林霖、唐倩宇、趙晨帆表示感謝。