付 超，于興河，何玉林 ，梁金強，匡增桂，董亦思，金麗娜

(1.中國地質大學(北京) 能源學院，北京 100083; 2.廣州海洋地質調查局，廣東 廣州 510760; 3.中國科學院 地質與地球物理研究所，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，水下峽谷中往復的潮汐底流、各種內波、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]在此基礎上提出利用單井數(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。隨著層序標準化的發(fā)展，針對深水峽谷區(qū)這類側向劇烈變化的情況，Berton[8]和Neal[9]認為僅利用地震接觸關系和典型井點難以進行標準層序劃分。

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構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構時均指出，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構進行分析，指出高位域發(fā)育粗粒沉積物是由于層序結構差異發(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構：物源驅動型層序和沉降驅動型層序。提出了這兩種層序結構的區(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系對三級層序進行劃分，然后井震結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的各層序沉積參數(shù)，建立三維層序格架，在此基礎上分析影響層序形成的多重因素。

1 區(qū)域地質背景

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，在古近紀后共發(fā)生3次構造運動，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?；蚰噘|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[14]。

本次研究的主要井位分布在峽谷兩側的隆起區(qū)(井位坐標見圖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)，多為北北西走向。根據(jù)陳芳等[17]研究認為水合物儲層巖性為粵海組的含有孔蟲細粒粉砂巖—泥巖，上部萬山組的細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5.5 Ma)和粵海組底界(對應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)地震地層的地質年代。

為了精細對比沉積結構的差異，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準化層序研究[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定，劃分出3個三級層序界面(T1、T2、T3)，其中T1對應更新世瓊海組的底界面；T2對應上新世萬山組的底界面；T3對應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 地震識別標志

峽谷區(qū)由于水道相互交切，根據(jù)地震界面難以準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)，造成峽谷兩側發(fā)生大量滑塌體，滑塌體對底部水道滯留沉積產生置換(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。內部多期水道相互交切，并且通常伴隨側向遷移(圖3)，在同一時間段內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志，從而將其作為等時的層序邊界。

2.2 單井識別標志

圖4 四級次水道侵蝕識別和井震結合層序劃分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上，可以完成峽谷區(qū)T2—T3的刻畫。但是對于侵蝕較為嚴重的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，在峽谷充填內部可見明顯的同相軸極性的韻律性疊置，通過井震標定(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準，對其體系域進行識別(圖5)。認為在層序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：對于物源驅動型層序結構中加積速率(Ra)主要由物源供給速率(S)決定(Ra=S)；對于沉降驅動型層序結構中加積速率(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源濁流和近源垮塌體。Yu[29]指出該研究區(qū)中粗粒物質代表沉積速率相對較快，并且得到粒度和物源供給速率(S)間的量化關系(S=4.2Φ-0.2)。利用其關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源的濁流沉積和近源陸坡垮塌，因此在陸坡轉折處加積速率最快；在海底平原范圍內主要沉積半深海泥質沉積，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折點的運動軌跡是向遠離岸線方向移動，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，分成構造沉降(H)和熱沉降(W)，其中構造沉降(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 物源驅動型層序演化模式

通過對層序Ⅲ和層序Ⅳ進行精細解剖，深水峽谷區(qū)在快速沉積充填過程中可以劃分成“三元”結構，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)峽谷側壁的失穩(wěn)，從而增加了濁積水道側向遷移的可能(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生(構造沉降產生新的可容納空間)，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粒牽引流沉積。綜合認為物源驅動型層序演化模式符合經典的陸坡沉積演化過程[21]，即一般發(fā)育完整的“三元”層序結構。

4.2 沉降驅動型層序演化模式

通過對層序Ⅴ和層序Ⅳ進行精細解剖，深水峽谷區(qū)在沉降過程中其沉積過程可以劃分成“四元”結構，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構沉積物供給量較小，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，體系域內充填樣式和物源供給驅動型層序演化模式相似。

海退域的劃分主要依據(jù)Catuneanu[4]的層序標準化的要求提出的，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)層序內參數(shù)統(tǒng)計結果(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)層序結構多樣，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，認為構造背景、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

物源驅動型層序演化模式沉降驅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)識別標志同相軸內部連續(xù)性較好,頂部有明顯的峽谷侵蝕同相軸內部存在明顯錯斷,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，因此導致峽谷A和峽谷B逐步向東側移動。正是由于這種峽谷的定向遷移導致峽谷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動型層序的形成。

斷裂構造在神狐峽谷區(qū)主要發(fā)育兩種類型：由于斷裂錯動導致的大型滑脫斷裂和由于差異壓實導致的小型失穩(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，導致上盤同相軸向下錯斷。除了大型斷裂，在層序內部還發(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 論

(1)通過將峽谷演化和多級次層序界面相結合，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屬于物源驅動型層序，層序Ⅴ、Ⅳ屬于沉降驅動型層序。

(2)確定兩種類型的層序參數(shù)的統(tǒng)計公式，認為沉降驅動型層序和物源驅動型層序的加積速率(Ra)方法不同，沉降驅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)和構造沉降(H)。

(3)提出兩種類型的層序演化模式。物源驅動型層序，受控于沉積物供應，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。同時對造成層序結構的內外原因進行總結，外因為古氣候、海平面，內因為古地貌變化和斷裂構造。認為內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)由廣州海洋地質調查局提供，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。