瓊東南盆地北礁凹陷上新統(tǒng)等深流影響的水道沉積體系

李俞鋒，蒲仁海，樊笑微，張功成，趙學欽，鮑晶晶，李雅漠，王炯

( 1. 西南科技大學 環(huán)境與資源學院 固體廢物處理與資源化教育部重點實驗室，四川 綿陽 621010；2. 西北大學 大陸動力學國家重點實驗室，陜西 西安 710069；3. 自然資源部海底礦產(chǎn)資源重點實驗室，廣東 廣州 510075；4. 陜西延長石油（集團）有限責任公司研究院，陜西 西安 710075；5. 中海油研究總院有限責任公司，北京 100027；6. 自然資源部第三海洋研究所 海洋與海岸地質實驗室，福建 廈門 361005；7. 四川工程職業(yè)技術學院，四川 德陽 618030；8. 中國石油天然氣股份有限公司 西南油氣田分公司川中油氣礦，四川 遂寧 629200)

1 引言

深海并不是一個寧靜的環(huán)境，存在各種地質營力，如濁流、等深流、海底風暴、內(nèi)波、內(nèi)潮等。這些地質營力并非完全是獨立存在的，當兩者或多者同時存在并發(fā)生交互作用時，可形成特殊的沉積體系，常在地震資料上表現(xiàn)出特殊的地震反射，如濁流與等深流交互作用（或相互影響）時，主要形成兩種沉積體系類型：（1）向等深流下游方向單向遷移的水道沉積體系（圖1a），其中水道或峽谷堤岸較高，未發(fā)生越過堤岸的濁流溢堤沉積，即濁流僅沉積在水道內(nèi)，如在南海北部神狐海域[1-4]，瓊東南盆地北部斜坡[5-6]，巴西坎波斯盆地大陸邊緣和巴西西南部邊緣海峽谷[7-8]、格陵蘭伊爾明厄盆地峽谷[9]、西非加蓬盆地峽谷[10]，下剛果盆地沿岸[11-12]；（2）向等深流上游方向單向遷移的水道沉積體系（圖1b），水道堤岸較低，上部濁流越過單側堤岸，形成溢岸濁流沉積，如在東非魯伍馬盆地[13-14]、瓊東南盆地北礁凹陷中中新統(tǒng)[15]、非洲東部莫桑比克北部沿岸[16-19]。其中東非海域魯伍馬盆地受等深流的影響造成單側天然堤規(guī)模很大，單側天然堤限制了濁流的活動范圍，往上游方向遷移，而且等深流將濁流中的細粒部分攜帶至等深流的下游，造成單側天然堤持續(xù)建造，整個濁流水道體系持續(xù)遷移[18-19]。

圖1 等深流與濁流交互作用的兩種沉積類型Fig. 1 Two types of sediment models for the interaction between contour currents and turbidity flows

盡管它們形成的水動力條件有所差異，但形態(tài)上有一定的相似性，如均發(fā)育順直或近于順直的水道。等深流與濁流交互作用在深水中普遍存在[2,20]，且兩者交互作用形成的砂體，往往是高孔高滲的儲集體[21-22]，這已引起了地質學界的廣泛關注。這兩種水道往往在地質歷史時期持續(xù)時間較長，而本文中水道發(fā)育持續(xù)時間很短，在上新世晚期，其有何種沉積特征和差異，有待深入研究，對該問題的揭示，有利于加深對等深流與濁流交互作用的理解。

2 區(qū)域地質背景

瓊東南盆地位于南海西北部（圖2a），是新生代伸展盆地[23]，具有南北高，中間低的構造格局（圖2a）[24]，該盆地自新生代以來，呈現(xiàn)南北高中間低、西淺東深的階梯式地貌特征[24]，研究區(qū)處于南部隆起向中央坳陷的過渡帶區(qū)—北礁凹陷與部分北礁凸起（圖2a），地形地貌顯示出南高北低的特點（圖2b）。本文中所用地震數(shù)據(jù)來自覆蓋北礁三維地震的西部（局部）地震數(shù)據(jù)，該資料的地震面元為25 m×12.5 m，垂向采樣間隔為2 ms，縱向分辨率約20 m。該盆地自晚中新世以來，處于加速熱沉降階段[2,24]（圖3），且盆地處于穩(wěn)定階段，即構造斷層不活躍[25]。北礁凹陷自中新世以來已處于半深海環(huán)境[26-27]，之后海水深度不斷加深。

現(xiàn)今南海水體主要被分為3層，由上至下分別為表層水、中層水、深層水[28]。南海表層水夏季逆時針流動，冬季順時針流動，受季風影響明顯，主要分布在水深350 m以淺的范圍；中層水呈順時針流動，深度主要分布在350～1 350 m；深層水逆時針流動，主要分布在1 350 m以下的范圍內(nèi)[2,29-30]。中層水-深層水影響著南海北部斜坡水道的遷移方向以及丘狀漂積體、環(huán)槽的發(fā)育與分布，它們也常被稱為中層與深層相關等深流[3,30]。

圖2 瓊東南盆地構造單元（改自文獻[24]）（a）與北礁凹陷三維地震勘測上新統(tǒng)上段（含水道沉積體系）的古地貌圖（b）Fig. 2 Tectonic unit of the Qiongdongnan Basin (modified from reference [24]) (a) and paleogeomorphic map of the upper Pliocene(aquifer channel sedimentary system) from three dimensional seismic survey of Beijiao Sag (b)

圖3 瓊東南盆地深水區(qū)地層綜合柱狀圖Fig. 3 Comprehensive stratigraphic histogram in the deep-water area of the Qiongdongnan Basin

3 水道沉積體系剖面特征

由西非下剛果盆地地震資料和廣西田林、內(nèi)蒙古桌子山野外露頭剖面可知，深水水道沉積體系被劃分為水道、堤岸、決口扇及廢棄水道4個沉積單元，并認為該體系是深水油氣勘探的優(yōu)勢區(qū)[31]。南海北礁凹陷黃流組底部水道沉積體系結構單元被劃分為侵蝕界面、底部滯留沉積以及上部的水道-堤岸復合體[26]，且該凹陷的梅山組單向遷移水道沉積體系被劃分為底部侵蝕界面和其上部水道砂-堤岸泥過渡復合體兩個結構單元[15]。北礁凹陷三維區(qū)上新統(tǒng)（T20-T30）上部發(fā)育了一套典型的水道沉積體系（圖4a），根據(jù)其外部形態(tài)和內(nèi)部結構可分為早、晚兩期：早期水道沉積體系可劃分為侵蝕界面、底部滯留沉積（即水道）、溢堤沉積（片狀與扇狀）4個結構單元；晚期水道沉積體系可劃分為侵蝕界面、塊體搬運沉積體或滑塌體充填的水道、片狀溢堤沉積3個結構單元（圖4b1，圖4c1）。早期侵蝕界面呈“V”型，明顯分隔開連續(xù)強振幅的水道砂和弱振幅的遠洋泥；早期水道與下伏地層呈明顯的削截關系，振幅強度較大，可能預示砂體粒徑較大，與泥巖形成較大的波阻抗差有關；中振幅溢堤沉積僅位于水道的左側（圖4b，圖4b1），或者在水道兩側均分布（圖4c，圖4c1）。晚期水道沉積體系在早期基礎上繼承性發(fā)育，晚期水道比早期水道規(guī)模大，中振幅雜亂發(fā)射的滑塌體充填在水道中，類似于滑塌體充填的中央峽谷[32]，早期-晚期水道均以垂向加積為主，均呈現(xiàn)出對稱性，未出現(xiàn)單向遷移現(xiàn)象，強振幅連續(xù)性好的溢堤沉積發(fā)育在水道的左側，其右側不再發(fā)育強振幅的溢堤沉積（圖4b1，圖4c1），晚期溢堤沉積呈現(xiàn)出（異常）強振幅而非下伏早期溢堤沉積的中振幅，可能是晚期溢堤沉積體（粉砂巖-泥巖）中含有低頻淺層氣所致（如圖4a中青色虛線框）。

4 水道平面展布特征

圖4 瓊東南盆地北礁凹陷上上新統(tǒng)早-晚期水道沉積體系剖面特征（a-c）及其沉積單元劃分（b1，c1）Fig. 4 Profiles characteristics (a-c) and sediment units divisions (b1, c1) of the early and late channel sedimentary systems in the upper Pliocene in the Beijiao Sag, Qiongdongnan Basin

北礁凸起與北礁凹陷過渡區(qū)形成的局部斜坡走向為NEE向，而該沉積體系（主要為水道）的走向為NE向，兩者斜交（圖2b），這與大多數(shù)水道與斜坡垂直形態(tài)迥異。早期水道沉積體系沉積相平面展布由近順直水道、扇狀溢堤沉積和片狀溢堤沉積組成（圖5a，圖5a1），它們以強-中振幅為特征，與遠洋泥質弱振幅形成鮮明的對比。晚期水道沉積體系以異常強振幅片狀溢堤沉積及近順直水道為特征（圖5b，圖5b1）。早期水道較窄（圖4b），寬約200 m，晚期水道較寬，寬約800 m，早期扇狀溢堤沉積發(fā)育區(qū)大多分布在局部水道曲率較大位置處，晚期水道曲率較大位置（水道右側）不再發(fā)育扇狀溢堤沉積，可見，右側扇狀溢堤沉積的發(fā)育不僅與水道曲率有關，還與水道的規(guī)模有關（如寬度、深度等）。值得關注的奇特現(xiàn)象是：水道盡管與局部斜坡斜交，但未出現(xiàn)單向遷移現(xiàn)象，而表現(xiàn)垂向加積或疊置現(xiàn)象，呈對稱分布；兩期片狀溢堤沉積均嚴格分布在水道左側；早期扇狀溢堤沉積嚴格分布在水道的右側。初步認為是重力流受到等深流的影響形成的結果，首先該區(qū)是否存在等深流呢?見下文分析。

5 環(huán)槽及丘狀漂積體指示的等深流信息

等深流流動方向通常平行于大陸斜坡[30]。在南海北部荔灣凹陷已發(fā)現(xiàn)的最早活躍的等深流可追溯至早中新世晚期，這種等深流強度較大，可底蝕形成長條形脊[32]，同樣，在北礁凹陷也發(fā)現(xiàn)在晚中新世早期活躍的等深流底蝕下伏梅山組地層，形成大面積分布的長條形殘丘[26]，且這種凹凸不平的底形影響了上覆丘狀漂積體和丘間環(huán)槽的分布[33]，這些信息都指示該區(qū)等深流強度較大，可影響沉積物形態(tài)。研究區(qū)伴隨水道沉積體系發(fā)育的同時，該區(qū)不遠處東南部北礁凸起上發(fā)育了大量的長條形凹凸不平的地貌—環(huán)槽（等深流水道）和丘狀漂積體（圖2b），在北礁凹陷水道沉積體系發(fā)育的時期，與之相鄰的北礁凸起上發(fā)育了長條形丘狀漂積體和環(huán)槽（圖6a，圖6b），丘狀漂積體以高連續(xù)弱振幅（似“透明”）為主要特征，它們之間為環(huán)槽發(fā)育區(qū)，環(huán)槽內(nèi)部也以高連續(xù)弱振幅為主要特征（圖6c）。相干屬性顯示，北東向長條形環(huán)槽（等深流水道）北西側為低相干（圖6a，圖6b），地震剖面顯示削截反射（青色小圓點）主要發(fā)生在環(huán)槽的北西側（圖6c），表明等深流在長條形環(huán)槽中的流動主要侵蝕了環(huán)槽的北西側，即等深流在科式力作用下向北西方向偏轉。在北半球，若等深流在科式力作用下向西北方向偏轉，則可推測研究區(qū)等深流流動方向應為由東向西逆時針流動。研究區(qū)現(xiàn)今水深不小于1 500 m（海水波速為1 500 m/s，雙程旅行時間≥2 000 ms），該深度屬于逆時針流動的深層水水團相關等深流發(fā)育范圍（細節(jié)見區(qū)域地質背景），這與通過環(huán)槽侵蝕特征推測的本文等深流及其流動方向相一致。這種持續(xù)的等深流侵蝕現(xiàn)象從晚中新世早期持續(xù)至今（圖6c中綠色虛線箭頭），表明在濁流發(fā)育時期，也存在等深流的發(fā)育，具備濁流與等深流交互作用的條件。

圖6 瓊東南盆地北礁凹陷早-晚期水道沉積體系相干屬性（a，b）及環(huán)槽與丘狀漂積體發(fā)育特征（c）Fig. 6 Coherence attribute of the early and late channel sedimentary systems (a, b) and the characteristics of moats and contourites (c) in the Beijiao Sag, Qiongdongnan Basin

6 水道沉積體系的成因初步探討及沉積模式

沿斜坡的等深流與垂直斜坡濁流相遇，兩者發(fā)生交互作用，在強等深流的作用下，迫使相對低密度的上部濁流越過堤岸，發(fā)生向等深流下游方向的溢岸濁流[8]（圖7a）。這些溢岸濁流部分沉積在堤岸（天然堤）上，部分形成溢堤沉積；在地質歷史中，長期的交互作用，使這類溢堤沉積持續(xù)性的發(fā)育，甚至出現(xiàn)偏移現(xiàn)象，最終溢堤沉積主要在等深流下游方向沉積[8]（圖7b），即在水道末端單側沉積。前兩種沉積模式均是前人的推測，未進行水槽實驗的驗證，隨著水槽實驗技術的成熟，當?shù)壬盍髋c濁流交互時，觀察到等深流確實能把濁流（尤其上部）平移向等深流的下游方向，而在等深流上游方向，等深流卻抑制溢岸濁流的推進[34]（圖7c），在此情況下，很容易誘導溢岸濁流的單側沉積。

北礁地區(qū)該體系發(fā)育時，地貌呈南高北低的特點，且水道由南向北逐漸加深（圖2b），研究區(qū)緊鄰南部隆起（圖2a），再結合扇狀溢堤沉積展布形態(tài)（圖5a1），與瓊東南盆地深水區(qū)主要來自北部和西北部物源不同，初步推測濁流由南向北流動（圖8）。

該區(qū)SW向活躍的等深流與濁流相遇，兩者發(fā)生交互作用，迫使溢岸濁流溢出水道（如圖7c濁流左側），在水道左側，溢岸濁流與等深流發(fā)生相向運動，溢岸濁流在等深流的擾動下，發(fā)生片狀分散，緩慢沉積，故在等深流下游方向沉積，形成僅水道左側分布的片狀溢堤沉積（圖8）。在水道彎曲處，濁流離心力較大，上部濁流溢出水道，在水道右側，溢出水道的溢岸濁流與等深流流向相反，發(fā)生相對運動，抑制溢岸濁流進一步流動（圖7c右側），致使溢岸濁流速度快速下降，近距離發(fā)生大量沉積，形成緊靠水道的扇狀溢堤沉積。而水道左側，彎曲處的溢岸濁流與等深流方向一致，發(fā)生相向運動，流速增加，震蕩加劇，廣泛分布（如圖7c左側霧狀溢堤沉積），顆粒不易集中快速堆積，隨著遠離水道，流速逐漸降低，逐漸發(fā)生大范圍的片狀溢岸濁流沉積，故水道左側有片狀溢堤沉積大面積分布。

圖7 等深流與濁流交互作用下濁流溢出堤岸的沉積模式及其水槽實驗Fig. 7 Sedimentary models and flume-tank experiment of turbidity flows overflowing levees under the interaction of contour currents and turbidity flows

結合上述這樣的水動力條件，初步提出本文這一特殊水道沉積體系的沉積模式（圖8）。值得注意的是：溢堤沉積是在離心力作用下溢出水道的濁流與等深流發(fā)生交互作用（等深流與離心力驅使下的濁流方向相反）這一水動力條件下形成的，具有很強的篩選作用，可帶走泥質，篩選出純凈的砂質，是潛在水合物和淺層氣的優(yōu)質儲集層；另外，該模式盡管能得到水槽實驗的證實，但個別小型扇狀溢堤沉積在順直水道處沉積，可能與等深流影響下濁流擾動形成的Kelvin-Helmholtz波有關，使?jié)崃饕绯鏊溃纬尚⌒蜕润w。由于該體系僅發(fā)生在上新世中后期，與單向遷移水道相比，持續(xù)時間很短，另外，早/晚期水道均呈對稱性，說明水道兩側累計沉積厚度差異性不大，水道總是由沉積多的一側向沉積少的一側單向遷移[5]的這種情況未發(fā)生，所以此水道沉積體系未發(fā)現(xiàn)單向遷移現(xiàn)象，而以垂向加積為主。

圖8 瓊東南盆地北礁凹陷受等深流影響的水道沉積體系沉積模式Fig. 8 Sedimentary model of the channel sedimentary system affected by contour currents in the Beijiao Sag, Qiongdongnan Basin

7 結論

研究區(qū)水道沉積體系發(fā)育在淺層（上新統(tǒng)地層中上部），與局部斜坡斜交，根據(jù)地震反射的內(nèi)部結構和外部形態(tài)，可把該水道沉積體系分為早、晚兩期，早期發(fā)育水道、片狀與扇狀溢堤沉積3個沉積單元，晚期僅發(fā)育水道和片狀溢堤沉積兩個沉積單元。

水道早期規(guī)模較小，以強振幅為特征，晚期以中-強振幅、雜亂內(nèi)部反射為特征，可能被滑塌體充填，水道與區(qū)域斜坡斜交，近于順直，局部彎曲。扇狀溢堤沉積緊臨水道右側且在曲率較大處呈扇形分布，片狀溢堤沉積僅在水道左側分布，早期以中振幅為主，晚期以強振幅為主，可能含淺層氣所致，均呈片狀展布，這些獨特的展布特征很可能是受等深流的影響。

等深流影響濁流沉積是形成這種水道沉積體系的主要原因，濁流與沿北礁凹陷局部斜坡流動的等深流相遇（斜交），驅使上部濁流越過堤岸，在水道左側發(fā)生溢岸濁流，在等深流下游方向，形成片狀溢堤沉積。水道局部曲率較大處的水道右側，在離心力作用下，溢岸濁流與等深流流向相對，受到等深流限制，快速沉積，故在水道右側發(fā)育緊鄰水道的扇狀溢堤沉積，由此提出了其沉積模式，該沉積模式與前人水槽實驗結果相一致。

致謝：感謝兩位匿名審稿專家提出的寶貴修改意見，使本文質量得到很大提升。