張曼莉,林暢松,2,何 敏,張忠濤,李 浩

[1.中國地質(zhì)大學(xué)(北京) 海洋學(xué)院,北京 100083； 2.中國地質(zhì)大學(xué)(北京) 能源學(xué)院,北京 100083；3. 中國海洋石油深圳分公司 石油勘探開發(fā)研究院,廣東 深圳 518000]

南海是分布于西太平洋的最大的邊緣海盆地,地處歐亞板塊、印度板塊、太平洋板塊的交匯處,被譽為地球上天然的動力學(xué)實驗室,并含有豐富的油氣等地質(zhì)資源,備受國內(nèi)外地學(xué)界和石油工業(yè)界的高度關(guān)注[1]。自晚漸新世以來,南海北部形成了廣闊的陸架邊緣,發(fā)育了一系列陸架邊緣三角洲和前三角洲斜坡扇體系,其沉積演化和控制因素的研究,近年來引起了人們的廣泛關(guān)注。這也一直是國際沉積地質(zhì)學(xué)研究的一個熱點課題。

前人對區(qū)內(nèi)的三角洲體系開展過較多研究,然而對其內(nèi)部的沉積-層序結(jié)構(gòu)或地層疊置樣式及三角洲朵體的時空分布等還缺乏研究[2-7]。有關(guān)這些三角洲和斜坡扇體系的發(fā)育演化及構(gòu)造、海平面、物源供給等的控制作用方面的研究也較少,有待于進一步探討。本文基于研究區(qū)大量的三維地震和鉆、測井資料,厘定了南海北部晚漸新世層序地層格架,識別和劃分了各層序的沉積成因類型,闡明了陸架邊緣三角洲-前三角洲斜坡扇體系的沉積結(jié)構(gòu)、發(fā)育演化及控制作用,為有利油氣儲集體的分布預(yù)測提供理論基礎(chǔ)。

1 地質(zhì)背景

珠江口盆地位于中國南海北部大陸邊緣,現(xiàn)今可分為5個北東向展布的構(gòu)造單元,自北向南依次為北部斷階帶、北部坳陷帶、中央隆起帶、南部坳陷帶及南部隆起帶(圖1a)。這些構(gòu)造帶被一系列北西向斷裂切割,使得珠江口盆地呈現(xiàn)“南北分帶、東西分塊”的構(gòu)造格局[8]。白云凹陷位于南部坳陷帶內(nèi),分為白云主洼、東洼、西洼、南洼4個洼陷。本文研究區(qū)位于珠江口盆地南部,主要包括白云主洼的東南區(qū)域和白云南洼(圖1a)。

南海自晚白堊世開始發(fā)生明顯的裂陷作用,從始新世至晚漸新世為裂陷期。裂陷作用至晚漸新世基本停止,珠江口盆地總體從裂陷向拗陷轉(zhuǎn)換,進入南海海底擴張階段(圖1b)。自漸新世以來,南海北部發(fā)育了廣闊的被動大陸邊緣,接受了巨厚的拗陷期充填[8-9]。晚漸新世在白云凹陷南坡形成早期的大陸坡折帶,隨后向白云凹陷北坡躍遷,沉積環(huán)境由淺海陸架過渡為深海陸坡環(huán)境,這可能與南海北部洋中脊向南跳躍有關(guān)[11-14]。

圖1 珠江口盆地的分布、構(gòu)造單元劃分及研究區(qū)位置(a);珠江口盆地晚漸新世沉積演化、層序劃分及構(gòu)造演化(b)(據(jù)文獻[10]修改)Fig.1 Distribution and tectonic unit division of the PRMB and the location of the study area(a);depositional evolution,sequence stratigraphic division and tectonic evolution of the PRMB in the Late Oligocene(modified from reference[10])

研究區(qū)發(fā)育自始新世至第四紀(jì)各時代的地層,自下而上為始新世文昌組、恩平組,晚漸新世珠海組,中新世珠江組、韓江組、粵海組,上新世萬山組,第四系。區(qū)域的地層年代主要是依據(jù)鈣質(zhì)超微化石、有孔蟲組合、古地磁所確定的[8,15-17]。文昌組、恩平組為裂陷期充填,主要巖性為灰黑色泥巖和砂巖,為濱淺湖、深湖沉積,與上覆珠海組不整合接觸。珠海組為拗陷早期沉積,底界為T7不整合(30 Ma),頂界為T6不整合面；厚約400～1 500 m,下部巖性為厚層砂質(zhì)泥巖和砂巖,向上為砂巖和暗色泥巖,為河流、濱岸及陸架碎屑沉積[2,18]。珠江組下部為三角洲及濱淺海砂巖沉積,上部為厚層淺海砂質(zhì)泥巖。韓江組整體發(fā)育厚層泥巖或粉砂巖,中下部夾砂巖或砂質(zhì)泥巖[5-6,18]。

2 層序格架與沉積成因類型

2.1 層序劃分與層序界面特征

層序是指由不整合及其對應(yīng)的整合面所限定的一套成因上有聯(lián)系的地層[19]。前人對區(qū)內(nèi)新近紀(jì)的層序做過較多工作并提出了很多劃分方案。區(qū)內(nèi)珠海組頂?shù)子蓞^(qū)域不整合分隔,大體可將其作為一個二級層序或復(fù)合層序[18]。最近的研究表明,區(qū)內(nèi)裂陷期沉積充填可劃分為2個復(fù)合層序(CS1-2),而珠海組是上覆坳陷期底部的一個復(fù)合層序(CS3)[10]。但是,珠海組內(nèi)部層序的劃分存在多種方案[4,7]。通過井震結(jié)合的追蹤對比,認(rèn)為可劃分為4個層序,層序內(nèi)部還可劃分出多個沉積成因類型和體系域(圖2)。

復(fù)合層序底界面(T7)為區(qū)域性不整合面,分布廣泛,可全區(qū)追蹤對比(圖2,圖3)。在研究區(qū)西北部可見明顯的削蝕和角度不整合,下覆地層受到了較明顯的剝蝕；而在白云南洼的西南或南側(cè)可觀察到明顯的上超接觸關(guān)系。同時,沿界面追蹤可看到規(guī)模較大的下切谷或水道充填(圖3b)。該界面為一裂后不整合面,可觀察到裂陷期的大多數(shù)斷裂向上終止于不整合界面之下。復(fù)合層序頂部界面(T6)也為一較廣泛分布的不整合面。研究區(qū)西部可見明顯的削蝕和微角度不整合；研究區(qū)西南部的白云南洼大范圍發(fā)育下切水道,至白云南洼西南側(cè)下斜坡區(qū)過渡為整合界面,可見明顯上超(圖2,圖3)。

復(fù)合層序內(nèi)的層序劃分主要依據(jù): ① 局部的削蝕不整合,各個層序界面在研究區(qū)均可觀察到局部的不整合面(圖2,圖3a)； ② 在測井曲線上一般都可觀察到明顯的突變,或表現(xiàn)為從水退向水進的疊置樣式的變化；如CS3-2和CS3-3的頂界面在白云南洼表現(xiàn)為水退-水進轉(zhuǎn)換面(圖4)；CS3-3頂界面之上也常觀察到上超(圖2)。 ③ 層序界面在地震剖面上還常表現(xiàn)為高連續(xù)性的強振幅反射界面,代表一種明顯的沖刷界面。同時一般都可觀察到上超接觸或其上后退的前積層的底超接觸關(guān)系(圖2)。

2.2 沉積成因單元與濱岸軌跡

盆地中沉積旋回的變化多表現(xiàn)為“水進”、“水退”等地層疊置樣式。一般可分為正常水退沉積(濱岸軌跡向盆遷移伴隨垂向加積)、強制性水退沉積(濱岸下降式向盆遷移,缺少加積)、水進沉積(濱岸軌跡向陸遷移)及垂向加積(沉積體系在垂向上的疊置)等地層疊置樣式或稱沉積成因類型[20-23]。因此,可根據(jù)這些地層疊置樣式來劃分層序內(nèi)的沉積成因單元。該方法著重于對沉積過程的分析,并被認(rèn)為是劃分和描述層序內(nèi)沉積體系的相對客觀的方法。同時,上述地層的疊置樣式的一個重要的識別標(biāo)志是坡折點變化軌跡,特別是濱岸和陸架邊緣坡折點的軌跡變化與盆地中的沉積旋回變化密切相關(guān)[24]。結(jié)合地層疊置樣式和濱岸軌跡的變化,我們可以劃分出“上行水退型”、“下行水退型”、“水進型”、“靜止型”沉積單元[24]。濱岸軌跡分析顯然為層序提供了一個簡單直接的描述性工具,擴充了傳統(tǒng)層序地層學(xué)的分析方法。與體系域模式相比,濱岸和陸架邊緣軌跡的分析并不以經(jīng)典的體系域模式所暗示的沉積過程來進行層序解釋,因而更具客觀性。這樣的解釋可以同時進行沉積體系遷移的精細的定性或定量分析。因此,對研究區(qū)晚漸新世各層序進行了沉積成因單元的劃分。

圖2 珠江口盆地南部晚漸新世層序地層格架(剖面位置見圖6)Fig.2 The sequence stratigraphic framework of the southern PRMB in the Late Oligocene(see Fig.6 for the profile location)DP.三角洲平原沉積；DF.三角洲前緣沉積；DF-SC.三角洲前緣-斜坡沉積復(fù)合體；SDF.滑塌-泥石流沉積；SF.斜坡扇；SE.陸架坡折；BU.基底不整合；SBF.裂陷期充填；ST.濱岸軌跡；B,C,D.三角洲前積體；①—④.沉積成因單元；SAR.略上行正常水退單元；AR.明顯上行正常水退單元；DR.下行強制水 退單元；onlap.上超；T6.不整合面；T7.不整合面；MFS.最大海泛面；PD.前三角洲沉積；LST.低位體系域；HST.高位體系域；CS1—CS4.層序

圖3 珠江口盆地南部珠海組外陸架三角洲地震特征(a)、斜坡扇沉積體系地震特征(b)和西南部CS3-1層序結(jié)構(gòu)特征(c)Fig.3 3D seismic interpretation of the outer shelf delta in the Zhuhai Formation, southern PRMB(a),seismic characteristics of the slope fan systems in the Zhuhai Formation,southern PRMB(b),and sequence architecture of CS3-1,southwestern PRMB(c)DC.三角洲前積體；DP.三角洲平原沉積；OSD.外陸架三角洲沉積體系；AR.上行正常水退沉積；FR水平強制水退；MS最大水泛面;SC.斜坡前積體；TC重力流水道充填；FS.前緣扇；SDF.滑塌-泥石流沉積；IV.下切谷充填；SM.深水泥巖沉積;AR-DR.正常水退-強制性水退沉積；onlap.上超； HST.高位體系域；TST.水進體系域；CS1—CS4.層序

1) CS3-1:是復(fù)合層序底部的第一個層序,在區(qū)內(nèi)相對拗陷區(qū)發(fā)育完整,相對隆起區(qū)部分缺失。其底部可劃分出一套明顯上超的水進沉積,其上部或頂部較強的同向軸可能為最大水進期形成的凝縮段(圖3c)。其上為一套軌跡點水平或略上行的正常水退沉積(前積層),常常以發(fā)育切線-斜交型前積反射結(jié)構(gòu)為特征。這些前積體主要在研究區(qū)西南側(cè)發(fā)育。前積層高度為100～150 m,主要發(fā)育于外陸架環(huán)境。

2) CS3-2:底部為近于水平的水進沉積,可觀察到向陸的邊緣上超,其上為一套軌跡點略上行的正常水退沉積,以發(fā)育切線-斜交型地震前積反射結(jié)構(gòu)為特征(圖2)。前積層高度為150～200 m,發(fā)育于外陸架。這些前積層分布于白云南洼中南部,相對于CS3-1層序的前積層更向盆地方向推進。

3) CS3-3:整體由一套軌跡點略上行的正常水退的沉積成因單元構(gòu)成(圖2,圖3a)。層序下部為一套發(fā)育薄頂積層的軌跡點持續(xù)上行的正常水退沉積,隨后發(fā)生明顯的水進,軌跡點后退；層序上部的前積體的頂積層非常薄,甚至不發(fā)育,為明顯的切線型反射結(jié)構(gòu),為一套軌跡點先水平、后略微上行的正常水退-強制性水退沉積(圖2)。據(jù)此可進一步分為兩個次一級的沉積成因單元。前積層高度300～600 m,顯然前積層已推進到陸架邊緣上斜坡區(qū),這些前積體相對于CS3-2更向海盆方向進積。

4) CS3-4:整體為一套軌跡點明顯上行的正常水退沉積單元,根據(jù)軌跡點的變化,可進一步劃分為4個次級成因單元(圖2中①—④)。早期的成因單元的濱岸軌跡具有明顯下行的特點,隨后略向陸遷移后再向海方向略下行進積(圖2中①和②)。從沉積單元①至沉積單元③具有相似的軌跡結(jié)構(gòu)。但最后的沉積單元④的軌跡點以持續(xù)上行為特征。這些單元的前積層高度從500～600 m增加至1 000～1200 m,表明前積體形成時的古水深不斷的加大。CS3-4的沉積成因單元是區(qū)內(nèi)向盆地方向推進最遠的一套前積體。隨后發(fā)生了大陸坡折向陸的大規(guī)模遷移,三角洲前積體后退至番禺低隆起的東南斜坡。

顯然,各層序的濱岸遷移軌跡和沉積成因類型有明顯差異。在水進和水退的旋回中,濱岸軌跡和沉積成因類型的變化是復(fù)雜的,如區(qū)域性的水退過程中存在局部短暫的水進。且沉積成因類型的分布也不像一個理想的沉積基準(zhǔn)面變化所預(yù)測的樣式[20]。這為研究沉積體系的組合和分布或體系域的內(nèi)部結(jié)構(gòu)提供了基礎(chǔ)。

2.3 沉積體系域

沉積層序一般可劃分為低位體系域、水進體系域、高位體系域和下降體系域[20-21]。本文在濱岸軌跡分析劃分沉積成因單元的基礎(chǔ)上,對研究區(qū)晚漸新世各層序內(nèi)的沉積體系域進行了劃分。研究表明,各層序顯示出特定的沉積體系域構(gòu)成樣式,其中CS3-1和CS3-2主要可劃分出水進體系域和高位體系域,而CS3-3和CS3-4發(fā)育有規(guī)模較大的低位域斜坡扇或海底扇體系(圖2—圖4)。

CS3-1和CS3-2以水進沉積單元頂部的凝縮段或最大水進界面劃分出水進體系域和高位體系域(圖3c,圖4)。水進體系域厚度較大,主要由一套水平上超的楔狀體組成,缺乏前積的沉積成因單元,主要由波浪、潮汐改造的碎屑海岸或河口灣等沉積組成。高位體系域主要為外陸架三角洲沉積,前積層較薄,以切線型及切線-斜交復(fù)合型前積結(jié)構(gòu)為特征。

圖4 珠江口盆地東北部過W1井地震剖面特征(剖面位置見圖6)Fig.4 Characteristics of seismic profile across Well W1 in the northeastern PRMB(see Fig.6 for the profile location)DF-SC.三角洲前緣-斜坡沉積復(fù)合體；SBF.斜坡扇沉積；S-D.滑塌-泥石流沉積；TC.濁積水道充填；F.三角洲前積體(圖6)；ST.濱岸軌跡；AR.明顯上行正常水退單元；DR.下行強制水退單元；onlap.上超；TR.削截；MFS.最大海泛面；TST.水進體系域；HST.高位體系域;CS3-1—CS3-4.層序；CS3B.層序CS3的底界面；CS4B.層序CS4的底面

CS3-3和CS3-4具有與下覆兩個層序不同的體系域結(jié)構(gòu),主要由水進-低位域和高位域組成,而水進沉積很薄或難以識別。底部的低位域發(fā)育大套斜坡扇或盆底扇以及厚層的重力流滑塌堆積；上部的高位域發(fā)育不斷向東南方向推進的陸架邊緣前積體(圖2)。局部下行的濱岸軌跡可能為次級層序的下降體系域,不發(fā)育頂積層,以切線型反射結(jié)構(gòu)為特征。

不難看出,不同層序的沉積體系域的發(fā)育程度和分布樣式是不同的,如在復(fù)合層序的水進序列中的層序(CS3-1和CS3-2)發(fā)育較厚的水進體系域,而高位體系域的三角洲前積體較薄(圖3c)；在復(fù)合層序水退序列中的層序(CS3-3和CS3-4)以發(fā)育厚層的明顯向海盆地推進的高角度陸架邊緣前積體和低位域斜坡扇為特征,水進體系域很薄或難以識別(圖2)。同時,同一體系域內(nèi)的濱岸軌跡變化不完全是同一趨勢的。如CS3-3和CS3-4層序的高位體系域內(nèi)出現(xiàn)多次局部的次級水進和強制性水退,而最后出現(xiàn)上行的正常水退。這顯然與一些經(jīng)典的體系域模式不同。

3 沉積體系類型及其沉積構(gòu)成

珠江口盆地晚漸新世陸架邊緣三角洲的特征及沉積充填結(jié)構(gòu),前人已作過較多的工作[2,5,7,10]。然而,由于缺少巖心資料,對巖相類型及組合的系統(tǒng)分析較少。依據(jù)巖心和測井資料,對研究區(qū)珠海組的巖相類型和組合進行了系統(tǒng)的分析。研究表明,珠海組可識別出10種主要的巖相組合(FA1—FA10,表1)。其中,FA1—FA3解釋為三角洲平原沉積,FA4—FA7解釋為三角洲前緣-前三角洲沉積,FA8—FA10解釋為斜坡濁積扇沉積。綜合巖相組合和地震相特征確定了研究區(qū)晚漸新世主要發(fā)育外陸架三角洲、陸架邊緣三角洲、斜坡等沉積體系。

3.1 三角洲沉積體系

3.1.1 巖相組合和地震相特征

巖相組合是指常常共生的、有序分布的巖相集合體,直接反映了沉積相或亞相的沉積構(gòu)成及成因差異[23]。巖相組合FA1由中厚層含礫砂巖、中粗粒砂巖、砂質(zhì)泥巖組成,總體為向上變細的正粒序,具箱形測井曲線形態(tài),為分流河道沉積[10]。與泛濫平原、分流間灣(FA2—FA3,表1)的粉砂巖、泥巖互層或煤層共生。FA1—FA3為三角洲平原沉積,常常上覆于三角洲前緣沉積之上。從巖相組合FA6到FA4總體構(gòu)成一個向上變粗的沉積序列,代表了三角洲前緣遠砂壩-河口壩-水下分流河道的沉積組合(表1；圖5a—d)。巖相組合FA6可由巨厚的細粉砂巖夾深灰色泥巖組成,發(fā)育大型的變形構(gòu)造,共生有滑塌堆積,代表形成于陸架邊緣深水的三角洲前緣遠端沉積[2,7,10]。

表1 珠江口盆地晚漸新世三角洲-斜坡扇沉積體系主要巖相組合及其沉積特征

圖5 珠江口盆地珠海組主要巖相組合及其特征Fig.5 The core photos showing the main lithofacies associations of the Zhuhai Formation and their features in the PRMBa.水下分流河道:灰色中細粒砂巖,具小型交錯層理,正粒序，W1井,埋深3 138～3 140 m；b.分流間灣:粉砂質(zhì)泥巖和暗色泥巖，W1井,埋深3 136～3 137 m；c.河口壩:淺灰色砂巖,夾波狀、條帶狀粉砂質(zhì)泥巖,發(fā)育生物擾動和生物鉆孔構(gòu)造，W1井,埋深3 145～3 147 m；d.遠沙壩:深灰色粉砂質(zhì)泥巖、淺灰色泥質(zhì)粉砂巖,發(fā)育密集的生物擾動、鉆孔和輕微滑動形成的變形構(gòu)造,反粒序，W1井,埋深3 157～3 158 m；e.斜坡滑塌體或泥石流:泥巖與 砂巖互層,可見大量蟲管、生物鉆孔和強烈生物擾動,變形構(gòu)造極其發(fā)育,如砂球構(gòu)造、碟狀構(gòu)造等，W1井,埋深3 506～3 508 m

上述各種巖相組合在地震上具有特定的反射結(jié)構(gòu)和地震相特征。三角洲平原沉積在地震上通常表現(xiàn)為平行、亞平行的反射結(jié)構(gòu),具中-高連續(xù)性,強振幅。主要為分流水道充填沉積、砂泥巖互層的分流間灣沉積及向上變粗的近端壩沉積,通常分布在前積反射結(jié)構(gòu)之上,局部的的槽狀或點狀反射代表較大的分流河道或下切河道充填(圖2,圖3b,圖4)[18]。而三角洲前緣沉積具前積反射結(jié)構(gòu),如S型、切線型、S-斜交復(fù)合型、疊瓦型等(圖2,圖3a,圖4)。前積體的厚度或高度反映了古水深,切線型前積體一般較薄,厚數(shù)十米至100余米,形成于相對淺水的環(huán)境,水動力條件較強導(dǎo)致頂積層被剝蝕；而S型、切線-斜交復(fù)合型前積體的厚度通常較大,代表向前推進至陸架邊緣時形成的三角洲,有些可厚達上千米,這顯然是陸架邊緣三角洲前緣與陸架邊緣斜坡復(fù)合的結(jié)果。

3.1.2 陸架與陸架邊緣三角洲沉積體系

在一個沉積旋回中,三角洲體系是隨著沉積基準(zhǔn)面或海平面的變化而發(fā)生變化的。因此,可根據(jù)相對海平面的變化將三角洲劃分為灣頭三角洲、內(nèi)陸架三角洲、外陸架三角洲及陸架邊緣三角洲,它們的時空分布、沉積相帶及控制因素等多存在明顯差異[4,25]。

陸架到外陸架的三角洲體系發(fā)育的水深相對較淺,并未推進至斜坡區(qū)。區(qū)內(nèi)識別出的珠海組外陸架三角洲的前積層的厚度多為100～150 m(經(jīng)去壓實校正的古水深在150～200 m),由于水動力較強,這些三角洲的前積層常表現(xiàn)為切線型或斜交型的前積反射結(jié)構(gòu)(圖3a)。主要發(fā)育在研究區(qū)西南側(cè)CS3-1和CS3-2層序的高位體系域中。

與此不同的是,陸架邊緣三角洲通常具有厚的三角洲前緣,這是由于陸架邊緣和斜坡區(qū)的水深遠大于陸架。研究區(qū)晚漸新世發(fā)育的陸架邊緣三角洲-斜坡沉積復(fù)合體的厚度一般大于150 m,可至1 000余米,顯然這些三角洲越過了陸架邊緣,其三角洲前緣和前三角洲沉積已與深水泥質(zhì)斜坡沉積復(fù)合到了一起,且繼續(xù)沿斜坡延伸幾百至上千米或更深[10]。同時,當(dāng)陸架邊緣三角洲不斷向海盆地推進、這類三角洲前緣沉積,特別是遠端前緣沉積含有大量滑塌堆積和變形構(gòu)造(圖2,圖3b)。前三角洲至陸架斜坡區(qū),一般共生有相對富砂的斜坡扇體系,這無疑與陡的斜坡地貌和豐富的沉積物供給有關(guān)。因此,陸架邊緣三角洲沉積體系明顯區(qū)別于外陸架三角洲,其地震反射結(jié)構(gòu)多為S型、S-斜交復(fù)合型、切線斜交型等,通常具有中-高等的振幅和連續(xù)性。以發(fā)育厚層的三角洲前緣近端和遠端砂壩、前緣遠端至前三角洲的大規(guī)?；冃味逊e為特征,三角洲平原沉積相對較薄或缺失。主要見于研究區(qū)CS3-3和CS3-4高位域,分布于研究區(qū)東南斜坡帶,且各前積復(fù)合體具有向走向擴展的趨勢(圖6a),這可能與波浪和沿岸流的改造有關(guān)[25-26]

3.1.3 三角洲沉積的發(fā)育分布與演化

珠江口盆地晚漸新世發(fā)育外陸架-陸架邊緣三角洲和深水斜坡扇沉積體系,是盆地內(nèi)最重要的油氣儲層。通過追蹤各層序內(nèi)三角洲前積體的分布,揭示了研究區(qū)三角洲的分布和演化。

研究表明,研究區(qū)具有兩個主物源供給河道或分流河道體系,分別在研究區(qū)西南和東北部形成三角洲復(fù)合體。在區(qū)西南部發(fā)育有CS3-1至CS3-4的4個三角洲前積復(fù)合體,各前積復(fù)合體具有面積逐漸擴大并向走向擴展的趨勢,與越向盆地方向越受到波浪和沿岸流的改造有關(guān)[25-26]。CS3-1的高位域發(fā)育有外陸架三角洲復(fù)合體,前積層高度約為100 m,面積約385 km2(圖6a,復(fù)合體A)。CS3-2早期發(fā)生海侵后,隨后發(fā)育高位域的三角洲復(fù)合體,沉積時的水體相對CS3-1已明顯加深,前積層厚度約150～200 m,反射結(jié)構(gòu)主要為S-斜交復(fù)合型、切線型,分布面積約350 km2(圖6a,復(fù)合體B)。CS3-3高位域中發(fā)育的三角洲明顯已推進到陸架邊緣,形成陸架邊緣三角洲,前積體厚度高達300～600 m,面積約930 km2,分布范圍較晚漸新世早期明顯增加(圖6a,復(fù)合體C)。其前積結(jié)構(gòu)主要為S型,整體為正常水退沉積,發(fā)育時期水體整體較深,有利于S型前積結(jié)構(gòu)的保存。最后在區(qū)內(nèi)發(fā)育的CS3-4大套的高位域陸架邊緣三角洲,其高度較CS3-3前積層更厚,古水深估算最大達1 000多米.這些前積體在向前推進時伴隨著較明顯的垂向加積,表明相對海平面高度有較明顯的上升且沉積物供給量大,形成明顯上行的正常海退沉積成因單元。CS3-4高位域的前積復(fù)合體分布面積約1 060 km2(圖6a,復(fù)合體D)。均方根振幅屬性切片分析表明,復(fù)合體中單一的三角洲朵體呈寬朵狀或伸長朵狀,可識別出三角洲平原、三角洲前緣、前緣遠端等沉積相帶(圖6b)。

研究區(qū)東北部在CS3-3和CS3-4的高位域中發(fā)育有2個三角洲復(fù)合體,面積分布為約400 km2,規(guī)模較西南部明顯較小,可能與古地貌和物源供給有很大關(guān)系,使得不同區(qū)域的陸架邊緣三角洲具不同的規(guī)模和結(jié)構(gòu)。研究區(qū)東北部位于白云凹陷內(nèi),坡度較緩,相對淺,發(fā)育的三角洲厚度及延伸范圍均相對較小；而區(qū)內(nèi)西南側(cè)位于白云南洼,地形坡度陡,相對深,為區(qū)內(nèi)的沉積中心,因而其三角洲復(fù)合體的期次多、分布范圍大[2]。

圖6 珠江口盆地珠海組三角洲前積體分布(a)及陸架邊緣三角洲體系均方根振幅切片(b)Fig.6 Distribution of the deltaic progradation complexes of the Zhuhai Formation(a),and the root mean square(RMS) amplitude slice of the shelf-margin delta systems in the Zhuhai Formation(b),PRMB

3.2 斜坡扇沉積體系

陸架邊緣斜坡或盆底由于滑塌、重力流再搬運或底流作用可形成圍繞前三角洲帶分布的斜坡扇沉積[23,27-28]。區(qū)內(nèi)珠海組上部(CS3-3和CS3-4)可識別出一系列重力流和斜坡扇沉積,它們具有特定的巖相組合(表1)。主要的巖相組合包括: ① 厚層無序的砂質(zhì)泥巖或泥質(zhì)砂巖夾軟變形粉砂巖和砂巖,主要為泥石流沉積； ② 厚層中細粒砂巖,塊狀或遞變層理,以重力流水道充填為主； ③ 薄層砂、泥巖互層,發(fā)育遞變層理、平行層理,可見火焰構(gòu)造,代表遠端濁積扇朵、越岸席狀濁積沉積。地震上,這些沉積單元顯示出特定的地震相和地震反射結(jié)構(gòu)。

泥石流沉積為厚層無序砂質(zhì)泥巖或泥質(zhì)砂巖夾軟變形粉砂巖和砂巖,多發(fā)育在斜坡遠端,其發(fā)育可能與斷層活動有關(guān),CS3-4底部可識別出一大規(guī)模的滑塌變形層(圖2,圖3b)。巖心中可觀察到大量的蟲管、生物鉆孔和強烈生物擾動現(xiàn)象,變形構(gòu)造極其發(fā)育(圖5e)。地震上,內(nèi)部以雜亂或空白的地震反射結(jié)構(gòu)為特征,其連續(xù)性和振幅一般較弱,這種地震反射結(jié)構(gòu)反映了相對動蕩的不穩(wěn)定環(huán)境下地層的劇烈變形。

重力流水道充填的巖性主要為厚層中-細粒砂巖,分選磨圓較差,一般厚約80～100 cm,有時甚至高達10～20 m；水道底部發(fā)育沖刷面,多為平行層理和塊狀層理構(gòu)造,具箱型測井曲線特征。地震上水道多表現(xiàn)為下凹的形態(tài),其內(nèi)部充填多為強振幅、高連續(xù)性的平行反射及連續(xù)性較弱的雜亂地震反射結(jié)構(gòu)(圖3b)。

濁積扇朵沉積為薄互層(5～30 cm)的細粒砂巖和泥巖沉積,具遞變層理、平行層理和小型交錯層理,可觀察到火焰狀構(gòu)造和負(fù)荷構(gòu)造。地震上為向上突起的透鏡狀形態(tài),具平行-亞平行反射及丘形地震反射結(jié)構(gòu),一般為中-強振幅,中等連續(xù)性,多與雜亂反射的斜坡滑塌或泥石流沉積伴生(圖3b,圖4)。

研究表明,區(qū)內(nèi)斜坡扇的發(fā)育與陸架邊緣三角洲密切相關(guān),并與陸架邊緣坡折的遷移方式有關(guān)系。相對陡的陸架三角洲-邊緣斜坡利于觸發(fā)滑動、滑塌和斷裂作用,使得陸架坡折前沿的斜坡能形成大量富砂的濁流沉積,這一過程已得到廣泛研究[25,29-31]。另外,明顯下行的快速前積期可能更利于大套的滑塌和斜坡扇的發(fā)育(圖3b)。這一時期橫向較廣泛的侵蝕作用導(dǎo)致高的沉積物供給,并通過斜坡峽谷和滑塌作用供給到下斜坡和盆地扇體系[24,32]。

4 控制因素

晚漸新世發(fā)育的從海進到海退的區(qū)域性沉積旋回受到了海平面變化、構(gòu)造沉降及沉積物供給的綜合控制。濱岸軌跡的變化受控于相對海平面變化,因此通過分析濱岸軌跡可以反映海平面的變化[23],軌跡點的上升代表著相對海平面的升高,軌跡點的下降則意味著相對海平面的降低。首先,研究表明復(fù)合層序和層序反映的海平面變化旋回結(jié)構(gòu)與Haq的海平面變化曲線大體是可以對比的。CS3-1的底界面為分隔斷、拗沉積的區(qū)域性裂后不整合面[19,33],裂后的熱衰減沉降(構(gòu)造沉降速率100 m/Ma,總沉降約300 m/Ma)顯然導(dǎo)致或加速了晚漸新世早期的海侵過程,這一時期的研究區(qū)海平面的上升趨勢與全球海平面的變化也有較好的對應(yīng)關(guān)系[17,34]。從Haq的全球海平面變化曲線來看,21 Ma左右達到最大的海平面下降期,也是區(qū)內(nèi)發(fā)育的陸架邊緣三角洲向盆地方向推進至最遠的時期。然而,復(fù)合層序中上部出現(xiàn)明顯的海退,最大水進期分布于CS3-1和CS3-2沉積期。這與此時大量的沉積物供給和較低的構(gòu)造沉降速率有關(guān)。物源區(qū)從裂后至漸新世末的持續(xù)隆起,明顯提高了物源區(qū)的剝蝕速度,增加了沉積物供給量[35]。漸新世末冰期導(dǎo)致的大規(guī)模海平面下降加強了這一過程。另外,一些學(xué)者的研究表明,24～21 Ma左右季風(fēng)的增強加速了物源區(qū)的剝蝕作用[36]。區(qū)域性的構(gòu)造沉降速率的減小(構(gòu)造沉降速度約50 m/Ma,總沉降約80 m/Ma)也是復(fù)合層序中上部區(qū)域性水退的重要原因之一?？梢钥闯?海平面的下降和大規(guī)模的沉積物供給是形成陸架邊緣三角洲和前三角洲富砂斜坡扇的重要條件。

5 結(jié)論

1) 南海北部珠江口盆地晚漸新世珠海組為一個復(fù)合層序(CS3),由區(qū)域性的不整合面及其對應(yīng)的整合面為界。復(fù)合層序內(nèi)依據(jù)局部的不整合和整合面、水退-水進轉(zhuǎn)換面等進一步分為4個層序(CS3-1至CS3-4)。依據(jù)層序內(nèi)的地層疊置樣式和坡折點軌跡變化劃分了各層序的沉積成因單元。CS3-1和CS3-2底部為近于水平的水進沉積,其上為一套軌跡點水平或略上行的正常水退沉積。CS3-3由一套略上行的正常水退、局部強制性水退的沉積單元構(gòu)成。CS3-4主要由一套軌跡點明顯上行的正常水退的沉積單元構(gòu)成,內(nèi)部次級單元可觀察到強制性水退沉積。它們顯示出特定的沉積體系域構(gòu)成樣式,CS3-3和CS3-4發(fā)育有規(guī)模較大的低位域斜坡扇或海底扇體系。

2) 研究區(qū)可識別出外陸架三角洲、陸架邊緣三角洲、斜坡扇等體系。CS3-1和CS3-2發(fā)育外陸架三角洲,前積層厚度為100～150 m。CS3-3和CS3-4主要發(fā)育陸架邊緣三角洲,三角洲-斜坡復(fù)合前積體的厚度為200～1 000 m,多為S型、S-斜交復(fù)合型和切線斜交型等地震反射結(jié)構(gòu),通常具有中-高等的振幅和連續(xù)性,巖相類型以發(fā)育厚層的三角洲前緣近端和遠端砂壩、前緣遠端至前三角洲的大規(guī)模滑塌變形堆積為特征。斜坡扇在地震上顯示為低幅的丘形反射或平行-亞平行結(jié)構(gòu),具中-強振幅；巖相以重力流水道充填、前緣濁積扇朵以及泥石流沉積為特征。較明顯下行的水退沉積單元常伴生前三角洲-斜坡濁積扇,構(gòu)成了區(qū)內(nèi)的重要儲層。晚漸新世經(jīng)歷了從濱岸到外陸架到陸架邊緣的沉積演化。

3) 通過追蹤各層序內(nèi)的外陸架-陸架邊緣三角洲前積體的分布,揭示出在研究區(qū)西南部發(fā)育有CS3-1至CS3-4的4個朵體,分布面積達350～1 000 km2；而研究區(qū)東北部發(fā)育有CS3-3和CS3-4的2個朵體,面積約400 km2。西南部的三角洲復(fù)合體具有面積逐漸擴大并向走向擴展的趨勢,與越向盆地方向越受到波浪和沿岸流的改造有關(guān)。

4) 晚漸新世發(fā)育的復(fù)合層序CS3形成了一個從海進到海退的區(qū)域性沉積旋回,早期的區(qū)域性海侵是在全球海平面上升的同時疊加裂后熱衰減沉降的結(jié)果,最大海侵期發(fā)生在晚漸新世中期(CS3-2),使得區(qū)內(nèi)的沉積環(huán)境由濱岸過渡到半深海。隨后發(fā)生明顯的海退并發(fā)育大規(guī)模陸架邊緣三角洲,這一時期物源區(qū)的隆起和漸新世末冰期的海退提供的大量的陸源碎屑沉積為CS3-3和CS3-4發(fā)育陸架邊緣三角洲提供了充足的物源供給。