東非魯伍馬盆地深水X氣藏海底扇儲層構(gòu)型研究：重力流—底流交互作用的指示意義*

張佳佳 吳勝和 王瑞峰 王 敏 陳 梅 王曉豐徐慶巖 熊綺聰 余季陶 王 黎

1中國石油大學(xué) （北京）地球科學(xué)學(xué)院，北京 102249

2中國石油大學(xué) （北京）油氣資源與探測國家重點實驗室，北京 102249

3中國石油勘探開發(fā)研究院，北京 100083

4中國石油莫桑比克公司，北京 100034

深水重力流與底流交互作用是當(dāng)今世界深水沉積研究的熱點領(lǐng)域。在深水陸坡背景下不僅發(fā)育順陸坡向下搬運的沉積物重力流，還可存在平行陸坡搬運的底流，兩者方向近于垂直，且相互作用過程復(fù)雜，可對海底扇沉積特征產(chǎn)生重要影響。前人在中國南海等地的深水陸坡環(huán)境下發(fā)現(xiàn)了特殊的順底流方向單向遷移的水道沉積，這被認(rèn)為是重力流—底流交互作用形成的沉積產(chǎn)物 （Gonget al.，2013，2018；李華等，2014）。然而，來自東非陸架邊緣的最新研究證實，深水單向遷移水道主要表現(xiàn)為逆底流方向側(cè)向遷移 （Palermoet al.，2014；陳宇航等， 2016； Chenet al.， 2020； Fonnesuet al.，2020），這也引發(fā)了學(xué)術(shù)界關(guān)于重力流—底流交互作用機(jī)理的深入探討。例如，近年來國外學(xué)者通過水槽沉積模擬實驗、深海底流監(jiān)測等手段研究了重力流—底流交互作用的沉積產(chǎn)物與形成機(jī)理 （Fuhrmannet al.，2020；Miramonteset al.，2020），深化了該領(lǐng)域的研究認(rèn)識。然而，現(xiàn)有研究更多關(guān)注了重力流—底流交互作用控制下的海底扇水道宏觀沉積模式及其砂體分布特征，而關(guān)于底流對不同級次水道構(gòu)型疊置樣式的差異影響研究較少，因而限制了重力流—底流交互作用過程的理論認(rèn)知。另一方面，開展多級次的海底扇沉積構(gòu)型模式研究對于分析砂體連通性及指導(dǎo)深水油氣勘探開發(fā)同樣具有重要的實際意義。

近年來，在東非魯伍馬盆地深水區(qū)陸續(xù)發(fā)現(xiàn)了多個大型的海底扇氣田 （孔祥宇，2013；曹全斌等，2018；張光亞等，2018；王敏等，2022），引起了學(xué)術(shù)界與工業(yè)界的廣泛關(guān)注。魯伍馬盆地的海底扇沉積受底流的改造作用較為明顯，發(fā)育特殊的沉 積 模 式 （陳 宇 航 等，2016；Fonnesuet al.，2020），對深入認(rèn)識重力流—底流交互作用過程具有重要的指示意義。選取魯伍馬盆地具有代表性的始新統(tǒng)X氣藏為研究對象，綜合研究區(qū)豐富的巖心、測井及三維地震資料開展海底扇儲層構(gòu)型精細(xì)表征，以期闡明目標(biāo)氣藏內(nèi)部的砂體連通特征，并建立重力流—底流交互作用控制的海底扇沉積構(gòu)型模式。

1 研究區(qū)概況

1.1 地質(zhì)背景

東非魯伍馬盆地位于莫桑比克東北部和坦桑尼亞東南部（圖1－a），是東非被動大陸邊緣的主要含油氣盆地之一 （張光亞等，2018）。魯伍馬盆地呈南窄北寬的縱向展布，具有 “陸架窄 （5～30 km）、陸坡陡 （3°～5°）”的特點。盆地深水區(qū)自西向東可劃分為3個構(gòu)造帶，分別是陸坡逆沖構(gòu)造帶、凱瑞巴斯地塹帶及戴維隆起帶（圖1－a，1－c）。研究區(qū)位于東非莫桑比克北部海岸線以東約80 km處，面積約1500 km2，水深約1500～2000 m，構(gòu)造上處于西側(cè)逆沖帶與東側(cè)地塹帶之間的過渡區(qū)域，構(gòu)造簡單，為油氣的保存創(chuàng)造了條件。

魯伍馬盆地沉積了侏羅系、白堊系、古近系、新近系及第四系的連續(xù)地層（圖1－b，圖2－a），其中古近系是盆地深水區(qū)主要的含氣層段 （張光亞等，2018；Fonnesuet al.，2020；王敏等，2022）。自古新世以來，魯伍馬三角洲沉積不斷向海推進(jìn)，大量沉積物重力流順陸坡由西向東搬運至深水區(qū)，形成大規(guī)模的海底扇沉積儲集層?，F(xiàn)今莫桑比克陸架邊緣受到自北向南流動的表層莫桑比克洋流及漩渦的影響，而在深水區(qū)存在沿陸坡走向自南向北流動的南極底流（圖1－a）（de Ruijteret al.，2002；Breitzkeet al.，2017）。海底實測數(shù)據(jù)顯示，深層南極底流的流速平均 0.2～0.4 m／s，最大可達(dá)1.2 m／s（Fuhrmannet al.，2020）。相比于事件性的沉積物重力流，底流在地質(zhì)歷史時期為長期、準(zhǔn)穩(wěn)態(tài)存在的，其運動方向與沉積物重力流近于垂直，可對海底扇沉積特征產(chǎn)生一定的改造作用。

圖1 東非魯伍馬盆地區(qū)域地質(zhì)背景Fig.1 Regional geological background of Rovuma Basin in East Africa

圖2 魯伍馬盆地研究區(qū)區(qū)域地震剖面 （a）與目的層序底面構(gòu)造等值線圖 （b）Fig.2 Regional seismic profile（a）and structural map of basal boundary of target sequence（b）in the study area of Rovuma Basin

研究區(qū)目的層段為下始新統(tǒng)的完整三級層序，海底面以下埋深2200～2500 m。層序底界面為一個大型的峽谷下切面，其上部地層呈明顯的上超接觸關(guān)系（圖2－a）。該海底扇水道體系在空間上呈近東西走向的彎曲寬條帶狀，平面寬度可達(dá)10～20 km，下切深度超過500 m，其內(nèi)部凈砂體厚度近400 m（圖2－b）。

1.2 資料方法

研究區(qū)目前已鉆5口探井／取心井，平均井距超過5 km。其中，取心井2口 （X－1井、X－2井），累計取心長度約145 m，有系統(tǒng)的巖心照片。自然伽馬、電阻率、聲波時差、密度、中子等各類測井曲線齊全，可滿足單井巖性識別與井震標(biāo)定。

研究區(qū)有深度域的近角道集、中角道集、遠(yuǎn)角道集以及三維疊后地震資料，其覆蓋面積約2500 km2。地震平面采樣精度為25 m×12.5 m，垂向采樣率為3 ms。對于下始新統(tǒng)目的層段，不同類型地震資料的主頻及垂向分辨率存在差異（表1），其中，近角道集地震能較好反映等時地層分布，而遠(yuǎn)角道集地震能較好反映砂體 （尤其厚砂體）分布。前人利用不同角道集的地震資料，采用基于模型的限制稀疏脈沖反演方法得到了目的氣藏的波阻抗反演數(shù)據(jù)體 （Cavannaet al.，2014）。通過井震概率統(tǒng)計分析認(rèn)為，該反演數(shù)據(jù)體總體上能較好地區(qū)分砂泥巖，波阻抗越大，砂巖概率越高（圖3）。

圖3 魯伍馬盆地研究區(qū)地震反演波阻抗與砂巖概率統(tǒng)計圖Fig.3 Statistic plot of seismic impedance and sand probability in the study area of Rovuma Basin

表1 魯伍馬盆地研究區(qū)地震資料類型及品質(zhì)Table 1 Type and quality of seismic data in the study area of Rovuma Basin

采用 “井震結(jié)合、層次約束、多維互動”的海底扇儲層構(gòu)型表征思路 （趙曉明等，2012），綜合以上的巖心、測井及三維地震資料，分水道復(fù)合體和單一水道2個級次依次開展井間砂體構(gòu)型表征。為充分挖掘地震信息，綜合了地震波形分析、地震屬性提取 （振幅屬性與相干屬性）、RGB屬性融合、波阻抗巖性識別等多種地震砂體解釋方法。

2 海底扇儲層構(gòu)型要素類型及特征

構(gòu)型要素特征識別是開展儲層構(gòu)型表征的基礎(chǔ)。本節(jié)通過測井標(biāo)定地震、巖心標(biāo)定測井的思路，確定了海底扇水道體系內(nèi)部發(fā)育水道、溢岸及朵葉體3類不同的構(gòu)型要素，下面分別闡述不同類型構(gòu)型要素的井震識別特征。

2.1 水道沉積

目標(biāo)水道體系主要形成于三級層序的海退—低位體系域，而海侵—高位域主要發(fā)育穩(wěn)定的半遠(yuǎn)洋泥巖（圖4－b，4－d）。水道體系內(nèi)部通常發(fā)育不同級次的水道構(gòu)型單元，根據(jù)前人分級方案 （Sprague et al.，2002；Mayall et al.，2006；林 煜 等，2013），可分為水道體系、水道復(fù)合體、單一水道以及單一水道內(nèi)部若干更小級次的構(gòu)型單元（圖4－a）。本次研究綜合地震、測井及巖心資料，在水道體系內(nèi)部識別了水道復(fù)合體和單一水道的構(gòu)型特征，現(xiàn)分別闡述如下。

2.1.1 水道復(fù)合體

水道體系內(nèi)部一般由多期水道復(fù)合體疊置充填而成，單期水道復(fù)合體大致對應(yīng)一期準(zhǔn)層序，代表一期五級海平面升降旋回的產(chǎn)物 （Zhang et al.，2018）。在地震剖面上，水道體系內(nèi)部不同期次的水道復(fù)合體之間以側(cè)向較連續(xù)的波峰反射軸相區(qū)分（圖4－b），對應(yīng)于測井上多期砂體之間的富泥層段 （GR回返明顯），其厚度5～10 m（圖4－d）。據(jù)此特征，在地震上識別并追蹤了6個側(cè)向連續(xù)的波峰反射軸，將水道體系劃分為6個準(zhǔn)層序，自上而下依次命名為A～F（圖4－b，修改自王敏等，2022）。

圖4 魯伍馬盆地研究區(qū)下始新統(tǒng)海底扇水道體系構(gòu)型級次與井震響應(yīng)特征Fig.4 Architectural hierarchy and well-to-seismic features of the Lower Eocene submarine channel systems in the study area of Rovuma Basin

水道復(fù)合體總體分布于水道體系中下部的B～F準(zhǔn)層序，單期水道復(fù)合體在地震上表現(xiàn)為弱連續(xù)（或雜亂）、中強(qiáng)振幅的波狀反射特征，底部下切侵蝕特征明顯，對應(yīng)測井上相對富砂的沉積單元（內(nèi)部含泥巖夾層），垂向上呈現(xiàn)向上變細(xì)變薄的沉積序列，其厚度平均40～60 m，最大可達(dá)100 m（圖4－d）。局部地震反射軸可見疊瓦狀結(jié)構(gòu)，反映了水道復(fù)合體內(nèi)部更為復(fù)雜的構(gòu)型組成。在準(zhǔn)層序均方根振幅屬性上 （以B小層為例），水道復(fù)合體總體表現(xiàn)為寬條帶狀的中高振幅反射單元，寬度可達(dá)10 km，其內(nèi)部可見多個窄條帶的高振幅反射單元，代表水道復(fù)合體內(nèi)部存在多個單一水道構(gòu)型單元（圖4－c）。

2.1.2 單一水道

水道復(fù)合體內(nèi)部可由多個單一水道復(fù)合而成，單一水道是最基本的水道成因單元，具有頂平底凸的形態(tài)。在水道復(fù)合體內(nèi)部，地震反射軸的分叉或不連續(xù)現(xiàn)象代表了其內(nèi)部多個單一水道側(cè)向疊置的部位（圖4－b）；該部位的砂體厚度一般較薄，對應(yīng)于RMS振幅屬性圖上水道復(fù)合體內(nèi)部的相對低振幅響應(yīng)，而單一水道軸部的砂體厚度一般較大，對應(yīng)于相對較高的振幅屬性（圖4－c），單一水道寬度介于800～2000 m之間。

單一水道軸部在測井曲線上整體表現(xiàn)為箱型或鐘型的形態(tài)特征，以均質(zhì)序列或向上變薄變細(xì)的沉積序列為主，其水道厚度35～80 m（圖5－a）。進(jìn)一步根據(jù)巖心觀察分析發(fā)現(xiàn)，單一水道內(nèi)部是由多套均質(zhì)或正旋回的砂體垂向拼接而成，發(fā)育富砂型的巖相組合類型。單一水道底部具有明顯的侵蝕特征，發(fā)育底部滯留成因的塊狀砂礫巖以及泥質(zhì)碎屑流成因的塊狀泥質(zhì)不等粒砂巖（圖5－a），而水道主體以厚層拼接的塊狀含礫粗砂巖及中粗砂巖組成，局部可見具水平層理或交錯層理的中粗砂巖，可能與局部強(qiáng)底流的改造作用有關(guān)。

圖5 魯伍馬盆地研究區(qū)下始新統(tǒng)水道 （a）與溢岸 （b）的測井及巖心響應(yīng)特征Fig.5 Well－log and core features of channel（a）and overbank（b）deposits of the Lower Eocene in the study area of Rovuma Basin

2.2 溢岸沉積

溢岸沉積一般分布于水道沉積的兩側(cè)，由水道重力流上部的相對細(xì)粒物質(zhì)向水道兩岸漫溢形成。根據(jù)溢岸沉積的分布范圍及響應(yīng)特征，可以分為外部天然堤和內(nèi)部天然堤兩類。

外部天然堤分布于整個水道體系的頂部及兩側(cè)，尤其在目標(biāo)水道體系的北側(cè)十分發(fā)育，在地震剖面上呈明顯的楔狀形態(tài)，厚度大，側(cè)向延伸距離遠(yuǎn)（圖4－b）。地震反射軸向南側(cè)的水道方向傾斜，具有弱振幅、中連續(xù)的結(jié)構(gòu)特征，對應(yīng)測井上齒化的高GR段，反映總體富泥的巖性組成，且距離水道體系越遠(yuǎn)，泥質(zhì)含量越高。另外，位于水道體系頂部附近的天然堤—溢岸沉積在地震上保留了明顯的波狀形態(tài)特征，在平面RMS振幅屬性圖上表現(xiàn)為明顯的波痕構(gòu)造特征（圖6－a），可解釋為沉積物波。相比于濁流溢出或流體剝離成因的沉積物波（Piper and Normark，1983；Posamentier and Kolla，2003；Wynn and Masson，2008），研究區(qū)的沉積物波主要分布在水道體系的北側(cè)，且波痕展布呈現(xiàn)向北遷移 （底流方向）的特征，反映了底流對沉積物波的改造作用 （Fonnesuet al.，2020）。

內(nèi)部天然堤分布于水道體系內(nèi)部，位于單一水道及水道復(fù)合體的兩側(cè)，其規(guī)?？傮w較小，地震反射較弱，厚度薄，地震剖面上不易與水道單元相區(qū)分。由于距離水道較近，其巖性相比外部天然堤較粗，測井曲線以鋸齒狀形態(tài)為主，巖心顯示其整體發(fā)育砂泥交互的巖性組合，以塊狀或交錯層理中細(xì)砂巖、平行層理細(xì)砂巖、粉砂巖、粉砂質(zhì)泥巖、泥巖的薄互層為特征（圖5－b）。該砂泥交互的巖性組合也可出現(xiàn)在水道邊緣及頂部等能量相對較弱的

沉積環(huán)境中。相比于水道軸部能量較強(qiáng)的含礫粗砂巖或中粗砂巖，研究區(qū)較細(xì)粒的巖性 （如細(xì)砂巖、粉砂巖等）普遍發(fā)育類似牽引流的層理構(gòu)造，這表明底流對細(xì)粒物質(zhì)具有較明顯的改造作用（Shanmugam，2016）。

2.3 朵葉沉積

朵葉沉積一般形成于水道末端，為沉積物重力流在相對開闊環(huán)境下快速撒開堆積而成的扇狀沉積體。在研究區(qū)，朵葉沉積主要分布于目標(biāo)水道體系頂部的A準(zhǔn)層序，在地震剖面上呈席狀的高振幅反射特征，底部無明顯侵蝕現(xiàn)象，兩側(cè)不受水道體系下切邊界的限制（圖4－b），對應(yīng)于平面上連片狀的高振幅反射單元（圖6－a）。在海底扇水道體系充填的晚期，主要表現(xiàn)為側(cè)向較開闊的非限制性地形地貌特征，因而有利于朵葉體的發(fā)育。

根據(jù)井震標(biāo)定結(jié)果顯示，朵葉體整體為相對富砂的沉積構(gòu)型要素，但在不同部位的沉積序列特征有所差別。朵葉主體在自然伽馬曲線上呈箱型特征，代表整體較均質(zhì)的沉積序列，而密度、中子曲線顯示，均質(zhì)沉積序列內(nèi)部實際是由多個弱反旋回序列垂向組合而成的，其間發(fā)育薄的粉—細(xì)砂或富泥質(zhì)的夾層（圖6－b），反映了朵葉體逐漸進(jìn)積的沉積過程。朵葉邊緣或決口朵葉在測井曲線上呈漏斗型，為向上變厚、變粗的反旋回序列（圖6－b），底部為砂泥交互的巖性組合特征。

圖6 魯伍馬盆地研究區(qū)下始新統(tǒng)朵葉沉積的地震屬性 （a）與測井響應(yīng) （b）特征Fig.6 Seismic attributes（a）and well-log features（b）of submarine lobe deposits of the Lower Eocene in the study area of Rovuma Basin

3 海底扇儲層構(gòu)型空間分布特征

在構(gòu)型要素特征識別的基礎(chǔ)上，進(jìn)一步通過井震結(jié)合、平剖互動，分復(fù)合砂體和單一連通砂體2個級次，依次開展海底扇儲層構(gòu)型的井間預(yù)測，確定不同級次砂體構(gòu)型單元的空間疊置樣式及其連通關(guān)系。

3.1 復(fù)合砂體的宏觀分布特征

依據(jù)復(fù)合砂體的構(gòu)型識別特征，采用 “垂向分期、側(cè)向劃界”的方法思路，表征水道體系內(nèi)部復(fù)合砂體的空間分布。首先，在井震標(biāo)定的基礎(chǔ)上，綜合地震反射剖面與波阻抗反演剖面，在水道體系內(nèi)部垂向劃分了6期復(fù)合砂體，分別對應(yīng)A—F 6個準(zhǔn)層序（圖7）；其次，在單期復(fù)合砂體內(nèi)部，根據(jù)溢岸沉積與水道 （或朵葉）沉積在地震剖面及平面振幅屬性圖上的差異響應(yīng)特征，確定復(fù)合砂體的側(cè)向邊界與平面分布（圖8）。復(fù)合砂體級次的構(gòu)型表征結(jié)果表明，目標(biāo)水道體系內(nèi)部不同期次的復(fù)合砂體呈現(xiàn)出特殊的空間疊置樣式與分布演化規(guī)律。

3.1.1 復(fù)合砂體的空間疊置樣式

據(jù)連井地震剖面及復(fù)合砂體構(gòu)型剖面圖（圖7）可知，目標(biāo)水道體系內(nèi)部的6期復(fù)合砂體逐漸向南側(cè)向遷移上超，整體表現(xiàn)為逆底流側(cè)向遷移疊置樣式。在地震剖面上，水道體系的南側(cè)表現(xiàn)出明顯的地層上超現(xiàn)象，多期水道復(fù)合砂體 （F—B準(zhǔn)層序）的上超點逐漸向南遷移，至最后一期朵葉復(fù)合砂體 （A準(zhǔn)層序）上超點消失；相比之下，水道體系的北側(cè)主要發(fā)育大規(guī)模的楔狀天然堤沉積。前人通過水槽物理模擬實驗證實，底流可將相對細(xì)粒的溢岸物質(zhì)搬運至水道順底流一側(cè)，形成不對稱的天然堤—溢岸沉積 （Miramontes et al.，2020）。因此，受這種底流改造的影響，不同期次的復(fù)合砂體優(yōu)先向地形限制程度較弱的逆底流一側(cè)發(fā)生側(cè)向遷移疊置。

水道體系內(nèi)部多期復(fù)合砂體之間整體發(fā)育較穩(wěn)定的泥巖隔層，表現(xiàn)為側(cè)向較連續(xù)的波峰反射軸與低阻抗層段（圖7－a，7－b），對應(yīng)井上的泥巖隔層厚度為5～10 m（圖7－c）。層間泥巖隔層的存在可導(dǎo)致不同期次的復(fù)合砂體之間垂向整體不連通或連通性很弱，這對氣藏開發(fā)過程具有重要的影響。另據(jù)氣藏氣水分布研究表明，B復(fù)合砂體與C復(fù)合砂體的氣水界面不一致，兩者相差近15～20 m，這也進(jìn)一步從側(cè)面證實了層間泥巖隔層對多期復(fù)合砂體的分隔作用。

3.1.2 復(fù)合砂體的分布演化規(guī)律

根據(jù)水道體系內(nèi)部復(fù)合砂體的剖面及平面表征結(jié)果（圖7；圖8），發(fā)現(xiàn)不同期次復(fù)合砂體的成因類型及分布特征存在一定的差異，整體可劃分為3個演化階段。

圖7 魯伍馬盆地研究區(qū)下始新統(tǒng)水道體系內(nèi)部復(fù)合砂體構(gòu)型剖面分布圖Fig.7 Architectural section of composite sand bodies within the Lower Eocene channel system in the study area of Rovuma Basin

1）早期峽谷限制性水道復(fù)合體。早期的水道復(fù)合體 （F—E準(zhǔn)層序）整體限制在峽谷水道體系的底部，兩側(cè)與峽谷水道壁呈上超接觸關(guān)系，平面上與峽谷水道形態(tài)整體一致，呈近東西走向的彎曲寬條帶狀（圖8）。由于受到早期峽谷水道壁的限制，水道復(fù)合體兩側(cè)的天然堤—溢岸發(fā)育程度較低或幾乎不發(fā)育。前人研究認(rèn)為，峽谷早期以下切侵蝕及底部滯留沉積為主，多為粗粒的砂礫巖及泥質(zhì)碎屑流沉積，峽谷壁垮塌及變形構(gòu)造較明顯，泥質(zhì)含量總體較高 （Deptuck et al.，2003；Mayall et al.，2006；林煜等，2013；Zhang et al.，2015，2018）。

2）中期峽谷半限制性水道復(fù)合體。隨著早期峽谷的充填，峽谷限制性減弱，大量細(xì)粒物質(zhì)可漫溢出峽谷，并由于底流的改造作用，在峽谷北側(cè)（順底流一側(cè)）形成大規(guī)模的天然堤—溢岸沉積，而此時的水道復(fù)合體 （D—B準(zhǔn)層序）仍然受到峽谷南側(cè)水道壁的限制，并呈向南 （逆底流方向）遷移上超的特征。鉆井 （X－1井）資料顯示，水道復(fù)合體內(nèi)部以砂泥交互或砂夾泥的巖性充填為主，且向上砂質(zhì)含量逐漸增加，表明水道類型逐漸由早期的侵蝕過路型水道轉(zhuǎn)化為沉積充填型水道。

3）晚期非限制性朵葉復(fù)合體。當(dāng)水道體系完全被水道復(fù)合體充填后，古地貌變得較平坦開闊，此時沉積物重力流快速散開并堆積成朵葉復(fù)合體（A準(zhǔn)層序），其南側(cè)不再受峽谷水道壁的限制，上超點消失，而北側(cè)依然受到天然堤—溢岸的限制。鉆井 （X－1井）資料顯示朵葉復(fù)合體整體為厚層的砂巖段。

3.2 單一連通砂體空間疊置樣式及連通關(guān)系

單一連通砂體是復(fù)合砂體內(nèi)部單一成因的連通單元，在水道沉積中相當(dāng)于單一水道級次。本節(jié)以主力含氣的B水道復(fù)合體為例，在復(fù)合砂體構(gòu)型分布的約束下，充分挖掘地震信息，進(jìn)一步開展單一連通砂體 （單一水道）的構(gòu)型表征。

單一連通砂體構(gòu)型表征的技術(shù)關(guān)鍵是如何確定水道復(fù)合體內(nèi)部單一水道的側(cè)向疊置邊界，其識別依據(jù)主要包括：（1）地震剖面上同相軸的分叉或不連續(xù)，前人做過大量的地震正演模擬證實這種地震波形的側(cè)向變化一般對應(yīng)砂體的疊置部位，可據(jù)此定性地識別單一水道邊界（圖9－a，9－b）；（2）地震振幅屬性圖上的相對弱振幅條帶以及相干屬性上的高值條帶（圖9－c，9－d），一般反映單一水道疊置邊界處砂體較薄的部位，另外考慮不同角道集地震數(shù)據(jù)對砂體厚度識別的差異，采用RGB屬性融合顯示的方法（圖9－e），可以看出藍(lán)綠冷色調(diào)（高頻的近角度地震數(shù)據(jù)為主）代表單一水道邊界處砂體較薄的部位，而紅黃暖色調(diào) （低頻的遠(yuǎn)角道集地震數(shù)據(jù)為主）反映了單一水道軸部砂體較厚的部位。

圖9 魯伍馬盆地研究區(qū)下始新統(tǒng)水道體系內(nèi)部B小層單一水道疊置邊界的識別標(biāo)志Fig.9 Identification marks of stacking boundaries between individual channels in subzone B of the Lower Eocene channel system in the study area of Rovuma Basin

根據(jù)以上單一水道邊界識別依據(jù)，通過井震結(jié)合、平剖互動，在B水道復(fù)合體內(nèi)部識別了5期單一水道，從南到北依次命名為 B1—B5（圖10－a，10－b）。綜合研究認(rèn)為，單一水道砂體的空間疊置樣式及連通關(guān)系具有一定的差異性和規(guī)律性。

圖10 魯伍馬盆地研究區(qū)下始新統(tǒng)水道體系內(nèi)部B小層單一水道構(gòu)型平面分布 （a）與剖面分布圖 （b）Fig.10 Architectural map（a）and section（b）of individual channels within subzone B of the Lower Eocene channel system in the study area of Rovuma Basin

3.2.1 單一連通砂體的差異復(fù)合樣式

根據(jù)地震剖面上同相軸的疊置關(guān)系（圖9－a）以及連井對比剖面（圖10－b）分析判斷，南部單一水道及其天然堤依次疊加在北部相鄰的單一水道之上，表明5期單一水道整體呈自北向南 （逆底流方向）側(cè)向遷移，即由北向南B5—B1水道逐漸變新。值得注意的是，由于圖9－a剖面北部構(gòu)造高程 （偏陸坡上游方向）略高于南部構(gòu)造高程（偏陸坡下游方向），造成南部新水道看似埋藏更深。經(jīng)測量統(tǒng)計，單一水道的側(cè)向?qū)挾日w介于800～2000 m之間。

盡管多期單一水道整體上依次向逆底流方向（南側(cè)）遷移疊置，但考慮平面上單一水道的遷移路徑及切疊關(guān)系，可在水道不同部位進(jìn)一步劃分為2種水道遷移樣式，相應(yīng)的砂體連通性存在一定差異。

1）順?biāo)揽v向遷移樣式。根據(jù)單一水道平面構(gòu)型解釋結(jié)果，早期B5—B3水道的彎曲段頂點逐漸向東部下游方向發(fā)生遷移（圖10－a），后期水道部分切割早期水道，表現(xiàn)為典型的順?biāo)揽v向遷移樣式 （Labourdette，2007）。據(jù)X－4井—X－1井的連井地震剖面顯示，縱向遷移部位的單一水道砂體之間彼此切疊，地震同相軸沒有明顯的分叉或斷開，且振幅屬性沒有明顯的減弱（圖11－b），表明B3水道與B4水道在該部位切疊連通。

2）逆底流側(cè)向遷移樣式。由B3水道至B1水道，水道彎曲段表現(xiàn)為自北向南逆底流方向的側(cè)向遷移（圖10－a）。據(jù)X－1井—X－3井的連井波阻抗反演剖面（圖11－a）顯示，單一水道砂體側(cè)向疊置邊界部位的波阻抗值明顯減弱，表明該部位發(fā)育側(cè)向泥質(zhì)隔擋層，導(dǎo)致B3、B2、B1單一水道砂體之間的側(cè)向連通性變差。

3.2.2 單一水道內(nèi)部的砂體分布規(guī)律

單一水道作為最基本的成因單元，其內(nèi)部砂體分布呈現(xiàn)一定的規(guī)律性。在側(cè)向上，單一水道軸部的水動力較強(qiáng)，砂體厚度與砂泥比較高；而水道邊緣的水動力較弱，砂體厚度與砂泥比較低，多為砂泥交互的巖性組合特征，尤其是順底流一側(cè)的水道邊緣受底流改造明顯，其砂巖密度較逆底流一側(cè)較高。另一方面，受沉積物重力流物質(zhì)組成及沉積過程的影響，在垂向不同層位以及平面不同部位的單一水道砂體充填特征存在一定的差異（圖10－a，圖12－a）。

1）水道充填垂向演化特征。根據(jù)測井曲線特征及巖性解釋結(jié)果，可將單一水道內(nèi)部充填劃分為砂泥交互型和富砂型兩大類。砂泥交互型的水道充填在測井曲線上表現(xiàn)為鋸齒狀的鐘型特征（圖12－c），水道內(nèi)部的泥巖夾層發(fā)育程度較高，主要出現(xiàn)在水道體系的下部 （如D—C準(zhǔn)層序；圖12－a），屬于低密度濁流成因或高密度—低密度之間的過渡類型 （Zhang et al.，2015，2018；劉飛等，2021）；富砂型的水道充填在測井曲線上表現(xiàn)為厚層的弱鐘型或箱型特征（圖12－b），其內(nèi)部泥巖夾層發(fā)育程度較低，主要出現(xiàn)在水道體系的中上部（如B準(zhǔn)層序，圖12－a），屬于高密度濁流成因（Lowe，1982；Zhang et al.，2015，2018；劉飛等，2021）?？傮w上，在層序演化的海退—低位域階段，沉積物重力流的砂質(zhì)含量逐漸增加，導(dǎo)致水道類型由砂泥交互型逐漸演化為富砂型水道（圖12－a）。

圖12 魯伍馬盆地研究區(qū)下始新統(tǒng)水道體系內(nèi)部單一水道構(gòu)型分布 （a）與單一水道內(nèi)部充填 （b，c）Fig.12 Architectural distribution of individual channels（a）and individual channel fills（b，c）within the Lower Eocene channel system in the study area of Rovuma Basin

除以上2種基本類型外，前人還識別了碎屑流水道與泥質(zhì)濁流水道 （Mayall et al.，2006；林煜等，2013；劉飛等，2021）。碎屑流水道一般分布在水道體系底部 （研究區(qū)未鉆遇），泥質(zhì)含量較高，與底部滯留或滑塌變形的砂礫巖伴生；而泥質(zhì)濁流水道多分布在水道體系充填晚期的上游部位，主要為泥質(zhì)充填，可夾薄層的粉砂巖及細(xì)砂巖，現(xiàn)有鉆井未鉆遇，但通過地震屬性可粗略識別 （見下一部分）。

2）水道砂體平面分布規(guī)律。單一水道平面不同部位的砂體發(fā)育程度也不盡相同。根據(jù)富砂型水道內(nèi)部單一連通砂體的表征結(jié)果 （B準(zhǔn)層序；圖10－a）可知，在單一水道下游彎曲部位的砂體厚度較大 （振幅屬性較高），而上游順直部位的砂體厚度較薄 （振幅屬性較弱），以泥質(zhì)充填為主，為泥質(zhì)濁流成因。這種砂體分布可能與地形坡度變化以及彎曲部位的水動力條件有關(guān)。前人研究發(fā)現(xiàn)，在重力流水道的彎曲部位容易形成類似曲流河的二次環(huán)流，但方向與之相反（Peakallet al.，2000），這種反向環(huán)流有利于沉積物重力流的沉積，導(dǎo)致彎曲部位的砂體更為發(fā)育。

4 討論：重力流—底流交互作用下的海底扇水道體系構(gòu)型模式

以上研究揭示了目標(biāo)海底扇水道體系內(nèi)部不同級次構(gòu)型單元的空間疊置樣式與連通關(guān)系，由于受到重力流與底流的共同影響，其構(gòu)型特征表現(xiàn)出一定的特殊性。綜合研究區(qū)的構(gòu)型研究成果，最終建立了研究區(qū)重力流—底流交互作用下的海底扇儲層構(gòu)型模式（圖13）。

圖13 東非地區(qū)重力流—底流交互作用下的海底扇水道體系構(gòu)型模式Fig.13 Architectural model of submarine channel systems in East Africa under interaction of sediment gravity flows and bottom currents

4.1 重力流對海底扇水道構(gòu)型形成演化的控制作用

物源性質(zhì)、海平面升降、地震海嘯、地形地貌等外部因素決定了沉積物重力流的發(fā)育頻率、物質(zhì)組成及流動機(jī)制，從根本上控制海底扇沉積構(gòu)型的形成演化。

與常規(guī)重力流主控的海底扇水道體系構(gòu)型模式（Spragueet al.， 2002；Mayallet al.， 2006； Linet al.，2014；Zhanget al.，2018）相比，該模式表現(xiàn)出一定的相似性：（1）海底扇水道體系內(nèi)部由多級次的構(gòu)型單元組成 （水道復(fù)合體、單一水道及其內(nèi)部砂體充填），且發(fā)育不同類型的泥質(zhì)隔夾層，這主要受控于多期次、多旋回的重力流沉積過程本身；（2）水道體系內(nèi)部主要發(fā)育水道—天然堤復(fù)合體，而水道體系頂部發(fā)育朵葉復(fù)合體，反映了不同地形限制程度對重力流侵蝕—搬運—沉積過程的控制作用；（3）水道體系內(nèi)部不同層位的砂泥比例 （向上逐漸增加）及水道充填類型 （砂泥交互型變?yōu)楦簧靶停┐嬖诓町?，體現(xiàn)了層序演化過程中重力流成因機(jī)制變化對水道構(gòu)型的控制作用。

4.2 底流對海底扇水道差異構(gòu)型樣式的影響

前人研究認(rèn)為，底流可對沉積物重力流頂部懸浮、低速的細(xì)粒物質(zhì)起到一定的搬運作用，并間接影響水道的遷移過程與砂體疊置樣式 （Fonnesuet al.， 2020； Fuhrmannet al.， 2020； Miramonteset al.，2020）。這種影響在不同級次的水道構(gòu)型樣式上有不同的特征體現(xiàn)，并區(qū)別于常規(guī)的濁積水道構(gòu)型樣式：

1）受底流影響，水道體系內(nèi)部不同期次的復(fù)合砂體之間表現(xiàn)出規(guī)律性地向逆底流方向側(cè)向遷移疊置，不同于常規(guī)情況下的垂向疊置或無序的補(bǔ)償疊置 （Spragueet al.，2002；Mayallet al.，2006；Linet al.，2014）。這種復(fù)合砂體之間的單向遷移疊置，在一定程度上有利于層間泥巖隔層的保存，使得層間砂體連通性較弱。

2）受底流影響，水道復(fù)合體內(nèi)部不同單一水道之間主要表現(xiàn)為順?biāo)揽v向遷移或逆底流側(cè)向遷移的樣式，而順底流的側(cè)向遷移樣式受到較大限制，不易出現(xiàn)?？v向遷移部位由于水道的切疊，泥巖側(cè)向隔擋體不易保存，而側(cè)向遷移部位的泥巖側(cè)向隔擋體容易保存下來，使得砂體側(cè)向連通性減弱。

常規(guī)的濁積水道可表現(xiàn)出不同方向的側(cè)向遷移與縱 向 遷 移 （Posamentier and Kolla，2003；Labourdette，2007），與底流沒有直接關(guān)系。受水道彎曲段濁流離心力的影響，水道有向外岸方向發(fā)生側(cè)向遷移的趨勢，且水道彎曲度越大，側(cè)向遷移程度越大 （Linet al.，2014）。當(dāng)?shù)琢鞔嬖跁r，水道有向逆底流方向發(fā)生側(cè)向遷移的趨勢，且在不同的水道彎曲段，底流與濁流離心力的作用方向存在差異：當(dāng)兩者作用方向一致時基本表現(xiàn)為逆底流側(cè)向遷移；而當(dāng)兩者作用方向相反時可表現(xiàn)為逆底流側(cè)向遷移或順?biāo)揽v向遷移，順底流的側(cè)向遷移受到較大程度的抑制，只有當(dāng)水道彎曲度足夠大時，濁流離心力產(chǎn)生的侵蝕能力可能克服底流導(dǎo)致的地形限制，形成順底流的側(cè)向遷移樣式，這在研究區(qū)淺層偶有出現(xiàn)。

3）受底流影響，單一水道頂部的細(xì)粒物質(zhì)容易搬運并沉積在順底流一側(cè)的水道邊緣或溢岸部位，導(dǎo)致高密度濁積水道的正旋回特征不明顯（圖12－b），多表現(xiàn)為均質(zhì)序列，水道內(nèi)部夾層基本不發(fā)育 （不包括早期的砂泥交互型水道充填）。相比起來，在缺少底流的情況下，濁積水道上部的細(xì)粒物質(zhì)較多，充填序列可呈較明顯的正旋回特征，其內(nèi)部也可存在少量的細(xì)粒或泥質(zhì)夾層 （林煜等，2013；Zhanget al.，2018）。

4.3 與其他模式的對比

前人對東非海底扇的研究結(jié)果總體支持水道逆底流側(cè)向遷移的結(jié)論 （陳宇航等，2016；Fonnesuet al.，2020；Fuhrmannet al.，2020），但未能明確該結(jié)論成立的水道級次。作者研究在前人基礎(chǔ)上更進(jìn)一步，強(qiáng)調(diào)水道體系內(nèi)部不同期次復(fù)合砂體之間基本呈逆底流側(cè)向遷移疊置樣式，而水道復(fù)合體內(nèi)部不同單一水道之間除逆底流側(cè)向遷移樣式外，還可呈順?biāo)揽v向遷移樣式，而順底流的側(cè)向遷移樣式不易出現(xiàn)。另外，研究還突顯了不同類型隔夾層分布及砂體連通性的差異，代表性地揭示了東非陸架邊緣重力流—底流交互作用控制的海底扇水道體系構(gòu)型模式，對其他地區(qū)類似地質(zhì)條件下的海底扇水道構(gòu)型模式也有重要的借鑒意義。

與東非海底扇模式剛好相反，前人對南海地區(qū)海底扇水道構(gòu)型的研究發(fā)現(xiàn)，水道基本呈順底流側(cè)向 遷 移 的 樣 式 （Gonget al.，2013；李 華 等，2014）。針對這種模式，前人也提出了多種解釋，比如，F(xiàn)onnesu等 （2020）指出東非逆底流水道遷移樣式為重力流—底流同時作用的產(chǎn)物，而南海順底流水道遷移樣式可能為重力流—底流交替作用的產(chǎn)物。Gong等 （2018）指出南海深水水道不發(fā)育類似東非深水水道的不對稱天然堤—溢岸沉積，可能與較大的峽谷深度限制了細(xì)粒物質(zhì)的溢出有關(guān)。由此可見，重力流與底流交互作用的過程機(jī)制十分復(fù)雜，不同地區(qū)、不同地質(zhì)背景下的沉積響應(yīng)可能差別較大，目前的研究認(rèn)識仍然十分局限，需要未來更為深入的探討。

5 結(jié)論

1）東非魯伍馬盆地研究區(qū)下始新統(tǒng)海底扇水道體系內(nèi)部發(fā)育水道、溢岸及朵葉體3種構(gòu)型要素。水道主要分布在水道體系內(nèi)部，可分為水道復(fù)合體、單一水道等不同級次的構(gòu)型單元；溢岸主要分布在水道體系的順底流一側(cè)；朵葉體主要分布在水道體系的頂部。

2）東非魯伍馬盆地研究區(qū)底流可影響水道體系內(nèi)部不同級次的砂體構(gòu)型疊置樣式。不同水道復(fù)合體之間整體呈逆底流側(cè)向遷移疊置樣式，其間可發(fā)育較穩(wěn)定的泥質(zhì)隔層；不同單一水道之間主要呈順?biāo)揽v向遷移或逆底流側(cè)向遷移樣式，其中縱向遷移部位的水道彼此切疊連通，而側(cè)向遷移部位容易保存泥質(zhì)側(cè)向隔擋體。

3）由于沉積物重力流性質(zhì)的不同，單一水道內(nèi)部可發(fā)育砂泥交互型或富砂型的巖性組合。垂向上，水道體系下部主要發(fā)育低密度濁流成因的砂泥交互型水道，而水道體系中上部主要發(fā)育高密度濁流成因的富砂型水道；平面上，在單一水道彎曲段的軸部砂體最為發(fā)育，在水道邊緣及上游部位的砂體較薄。