朱筱敏, 葛家旺, 宋爽, 汪瑞良, 袁立忠, 刘军. (2016)南海北部长昌—鹤山凹陷渐新世陆架边缘三角洲—深水扇地震响应及形成条件* [J]. 古地理学报, 18(3): 367-380
Zhu Xiaomin, Ge Jiawang, Song Shuang, Wang Ruiliang, Yuan Lizhong, Liu Jun. (2016)Seismic responses and forming conditions of the Oligocene shelf-edge delta and deepwater fan system in Changchang-Heshan sag,northern South China Sea[J]. Journal Of Palaeogeography, 18(3): 367-380. DOI:10.7605/gdlxb.2016.03.026  
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南海北部长昌—鹤山凹陷渐新世陆架边缘三角洲—深水扇地震响应及形成条件*
朱筱敏1, 葛家旺1, 宋爽1, 汪瑞良2, 袁立忠2, 刘军2
1 中国石油大学(北京)地球科学学院,北京 102249
2中海石油(中国)深圳分公司研究院,广东广州 510240

第一作者简介 朱筱敏,男,1960年生,中国石油大学(北京)地球科学学院教授,主要从事沉积地质学及层序地层学教学和研究工作。E-mail: xmzhu@cup.edu.cn。

收稿日期:2016-02-20
基金:*国家油气重大专项项目(编号:2011ZX05025-005-02)资助
摘要

位于现今大陆斜坡之上的长昌—鹤山凹陷是继中国南海北部白云和荔湾深水区油气勘探突破之后的又一个深水战略性勘探区块。根据地震反射上超、下超和顶超等典型反射终止关系、地震相组合以及旋回特征,将渐新统珠海组自下向上划分为 ZHSQ1— ZHSQ6共 6套三级层序,并在层序格架中,识别出陆架弱—中振幅高连续席状、陆架斜坡变振幅中连续 S型—斜交前积楔形、盆地斜坡变振幅中连续丘形双向上超等 6种地震相类型,其中大型斜交 S型前积和陆坡丘形双向超覆地震反射分别代表陆架边缘三角洲和深水扇沉积。研究表明,随着构造活动、海平面等地质条件的变化,陆架边缘三角洲及深水扇发育特征发生了相应变化。在珠海组 ZHSQ1和 ZHSQ2沉积时期,断层继承性活动,陆架坡折类型为断控型,沉积体系以局限浅海和近源的三角洲沉积组合为特征。在珠海组 ZHSQ3— ZHSQ6沉积时期,盆地进入拗陷阶段,陆架坡折类型为沉积型坡折;在古珠江稳定充裕的供源作用下,陆架坡折带不断向海迁移且范围逐渐变大;伴随着相对海平面下降,大套的前积体不断向前推进,最大前积距离近 20, km,且前积角度不断增大;同期深水扇自下而上出现频率增高,且位置更靠近陆架边缘三角洲,规模变大。

关键词: 陆架边缘三角洲; 深水扇; 地震相; 珠海组; 长昌—鹤山凹陷; 南海北部
中图分类号:P539.2 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2016)03-0367-14
Seismic responses and forming conditions of the Oligocene shelf-edge delta and deepwater fan system in Changchang-Heshan sag,northern South China Sea
Zhu Xiaomin1, Ge Jiawang1, Song Shuang1, Wang Ruiliang2, Yuan Lizhong2, Liu Jun2
1 College of Geosciences,China University of Petroleum(Beijing),Beijing 102249
2 The Research Institute of Shengzhen Branch, CNOOC Limited,Guangzhou 510240,Guangdong;

About the first author Zhu Xiaomin,born in 1960,is a professor in China University of Petroleum(Beijing). He is mainly engaged in teaching and research of sedimentology and sequence stratigraphy. E-mail: xmzhu@cup.edu.cn

Fund:[Financially supported by National Science and Technology Major Projects of Oil and Gas (No.2011ZX05025-005-02)]
Abstract

Changchang-Heshan sag is a deepwater sedimentary basin and located on the continental slope in the northern South China Sea. It is an important strategic exploration block after oil and gas exploration breakthrough in Baiyun and Liwan sags in adjacent deep-water regions. Guided by the theory of classic sequence stratigraphy and based on the characteristics of the seismic reflection and stratigraphic cycles,the Oligocene Zhuhai Formation could be divided into six third-order sequences(namely ZHSQ1,ZHSQ2,ZHSQ3,ZHSQ4,ZHSQ5 and ZHSQ6 from bottom to top). Six types of seismic facies,including high continuity,weak-medium amplitude sheet seismic facies of shelf,S-shaped and oblique progradational seismic facies of shelf-edge,variable amplitude,medium continuity,mound-shaped bidirectional overlap seismic facies of continental slope and so on,are identified within the Zhuhai Formation. S-shaped and oblique progradational seismic facies represents shelf-edge delta,while mound-shaped bidirectional overlap seismic facies represents deepwater fan. The shelf-edge delta and deepwater fan systems have been changed with the formation condition of tectonic and sea level variation. The results show that during the deposition of ZHSQ1 and ZHSQ2,the boundary faults of the sag were active and the shelf slope-break belt was controlled by these faults. The depositional system was limited by the assemblage of shallow marine and proximal deltas. The basin stepped into depression stage and the boundary faults were inactive during the depositional period from ZHSQ3 to ZHSQ6;meanwhile,the shelf slope-break belt was characterized by the sedimentary slope break belts,migrated forward to the central sea direction and became larger all the time under the control of relative sea level falling with stable material source supply from the ancient Pearl River. At the same time,the shelf-edge delta prograded with distance nearly 20,km,and the slope got increasingly steep. Therefore,the occurrence frequency and scale of deep-water fans in front of the shelf-edge delta increased from early to late,and the position became closer to the shelf-edge delta.

Key words: shelf-edge delta; deep-water fan; seismic facies; Zhuhai Formation; Changchang-Heshan sag; northern South China Sea

水深超过300~500, m海域的深水油气勘探是目前全球油气勘探开发的热点之一, 具有十分广阔的前景(张功成等, 2011, 2013; 朱伟林等, 2012)。世界深水区巨型— 大型油气田主要集中在大西洋两侧典型被动大陆边缘盆地, 中国主要分布在南海和东海海域(张功成等, 2013)。近年来, 南海北部珠江口盆地深水区白云凹陷PY30-1气田、荔湾凹陷荔湾3-1大气田等取得油气勘探成功, 使珠江口盆地油气勘探部署与研究逐渐从陆架浅水区向陆坡深水区迈进(米立军等, 2008; 施和生等, 2010; 林鹤鸣和施和生, 2014)。其中, 在陆架和陆坡之间常常发育陆架边缘三角洲巨厚的沉积体。陆架边缘三角洲是指发育于大陆架边缘, 越过陆架坡折向陆坡逐渐延伸发育的三角洲, 其中沉积物在被搬运至陆架边缘附近时, 受到海平面变化(常为下降)、断裂活动、物源供给等因素的影响, 在自身重力作用下相当大一部分沉积物会越过陆架坡折, 形成发育于陆架边缘/陆架斜坡上的巨厚沉积层, 并常常伴随深水扇沉积。由于其良好的成藏条件, 现成为当前国际沉积学和油气勘探开发的热点(Muto and Steel, 2002; Poreski and Steel, 2003; 吴景富等, 2010; 王永凤等, 2011; 徐强等, 2011; 祝彦贺等, 2011; 曾清波等, 2015)。

长昌— 鹤山凹陷位于南海北部陆架边缘下陆坡, 平均水深约2000, m, 属于超深水区, 是南海北部向超深水迈进的油气勘探新区(刘军, 2013)。目前, 长昌— 鹤山凹陷石油地质研究仍处于钻前的地质研究初级阶段(二维地震覆盖全区, 但无钻井资料)。前人通过类比和参考相邻的白云凹陷地层埋深和钻井资料, 认为始新世— 早渐新世断陷期, 广泛发育生烃潜力较大的烃源岩(石宁等, 2013), 渐新统珠海组发育大套斜交或S型前积反射, 前端可见深水扇沉积, 具有形成大中型油气田的石油地质条件(刘军, 2013; 纪沫等, 2015)。

陆架边缘坡折迁移及陆架边缘/斜坡沉积体系组合研究(陆架边缘三角洲及其与深水扇之间的关系)不仅是当今国际沉积地质学研究的热点, 也已成为制约超深水盆地长昌— 鹤山凹陷油气勘探的瓶颈。故笔者主要依据最新采集的二维地震剖面, 通过对全区断层、地震层位及内部的地震相精细解释分析, 在建立渐新统珠海组层序地层格架的基础上, 识别了不同时期的陆架坡折带, 详细分析了陆架边缘沉积充填特征及演化规律, 为南海超深水油气勘探与区域研究提供了地质依据。

1 区域地质概况

珠江口盆地位于南海北部, 为新生代大陆边缘伸展盆地, 总面积约1.7× 105, km2(图 1-A)。自北向南依次划分为北部断阶带、北部坳陷带、中央隆起带、中部坳陷带、南部隆起带以及南部坳陷带等6个次级构造单元。长昌— 鹤山凹陷位于珠江口盆地南部坳陷带的西南部, 现今属于南海北部大陆边缘的下陆坡, 地壳强烈减薄的洋陆过渡带处。它们是2个相互连通的呈NE-SW走向、油气成藏条件较好、富有勘探前景的沉积盆地。其北侧为顺鹤隆起, 东北与白云凹陷相邻, 西南侧为西沙隆起, 东南与双峰盆地相接(图 1-A)。长昌凹陷可分为5个次级构造单元(三级构造单元), 包括长昌北洼、长昌东洼、长昌南洼、长昌北低凸起和长昌中低凸起; 鹤山凹陷分为6个次级构造单元:鹤山主洼、鹤山南洼、鹤山东洼、鹤山北洼、鹤山南部低凸起、鹤山东北低凸起(图 1-B)。长昌— 鹤山凹陷面积约1.3× 104, km2, 现今水深超过1500, m, 自北向南海水深度逐渐增加, 最深达3000, m(石宁等, 2013); 其为勘探新区, 研究程度低, 全区被二维地震测线覆盖, 地震测网密度3× 3, km~3× 6, km, 无钻井资料。

南海北部大陆边缘经历了古近纪3幕裂陷作用和新近纪裂后热沉降构造演化。相应的, 深水盆地(凹陷)充填了与浅水区相似的古新统— 始新统、下渐新统、中渐新统— 上渐新统3套陆相— 海陆过渡相的裂陷期地层, 以及新近系海相沉积为主的裂后期沉积地层(崔莎莎等, 2009; 朱伟林等, 2012)。渐新世, 深水区主要处于断拗转化演化阶段, 发育稳定的陆架坡折带, 坡折线位于白云凹陷南端、南部隆起带一带(图 1, 柳保军等, 2011a), 古珠江提供充沛物源堆积于深水区, 形成了珠海组大规模的陆架边缘三角洲— 深水扇沉积, 是南海北部非常有利的勘探目标和层系, 也是本文讨论的重要目的层段(图 1, 图2)。

图1 珠江口盆地构造单元划分(A)及长昌— 鹤山凹陷构造位置(B)(古珠江物源方向引自赵中贤等, 2009; 珠海组期陆架坡折带分布引自柳保军等, 2011a)Fig.1 Tectonic unit division of Pearl River Mouth Basin(A)and location of Changchang-Heshan sag(B)(Ancient Pear River direction cited from Zhao et al., 2009; the shelf break belt distribution during the Zhuhai deposition after Liu et al., 2011a)

图2 珠江口盆地新生代地层综合柱状图(据庞雄等, 2007; 柳保军等, 2011b修订)Fig.2 Cenozoic comprehensive column of Pearl River Mouth Basin (After Pang et al., 2007; Liu et al, 2011b)

2 渐新统珠海组层序地层格架

搭建层序格架是地震相和沉积体系研究的基础, 其关键是识别层序界面。层序界面是以不整合面或与之相对应的整合界面, 主要以削截、上超、顶超、下超等地震反射为标志(Mitchum, 1977; Vail, 1977)。基于Vail经典层序地层学理论和全区二维地震资料解释, 对比周边地区(白云凹陷等)重大层序界面, 将珠海组划分为6个三级层序:ZHSQ1— ZHSQ6, 自下而上层序边界分别命名为T70、ZHSB2— ZHSB6和T60。不同级别的层序界面在地震反射接触关系上具有不同的特征:T70和T60属于二级区域重大不整合面。通过与白云凹陷跨凹陷地震剖面对比、ODP1148站孢粉古生物定年, T70对应的时代大约为32, Ma, 即恩平组与珠海组的分界面, 是由于南海运动造成抬升、在剥蚀构造背景下形成的破裂不整合面(邵磊等, 2004; 庞雄等, 2007a), 代表着盆地由断陷阶段开始转化为拗陷阶段; T60是古近系、新近系之间的界线, 对应时代23.8, Ma, 代表白云运动(孙珍等, 2006; 庞雄等, 2007b; 柳保军等, 2011a)。珠海组沉积时间跨度约9.2, Ma, T70和T60界面具有明显而且分布广泛的削截、上超和下超等地震终止关系(图 2, 图3, 图4), 属于区域性分布的构造— 沉积— 气候转换界面(柳保军等, 2011b)。

研究区横跨珠江口盆地陆棚和陆坡, 层序界面容易识别。通过上超、下超和顶超等典型的地震接触关系、地震相组合以及旋回特征, 在渐新统珠海组内部识别了ZHSB2— ZHSB6共计5个三级层序界面。在珠海组内部每个三级层序内(时间跨度1~2, Ma), 从陆架到陆坡可见平行— 亚平行席状反射、三角洲前积地震反射、深水扇双向上超反射及席状披覆地震相等组合(图 3, 图4)。基于研究区所有二维测线层序界面闭合解释, 建立了长昌— 鹤山凹陷珠海组三级层序充填格架(表 1)。

图3 鹤山凹陷珠海组A-A’ 地震原始剖面(上)和层序、坡折带地质解释剖面(下)(测线位置见图1-B 中A-A’ )Fig.3 Original seismic reflection profile A-A’ (upper)and its geological interpretation(seismic profile location shown in Fig.1-B, A-A’ ) of the Zhuhai Formation in Heshan sag

图4 鹤山凹陷珠海组B-B’ 地震原始剖面(上)和层序、坡折带地质解释剖面(下)(测线位置见图1-B 中B-B’ )Fig.4 Original seismic reflection profile B-B’ (upper)and its geological interpretation(seismic profile location shown in Fig.1-B, B-B’ ) of the Zhuhai Formation in Heshan sag

表1 珠江口盆地长昌— 鹤山凹陷珠海组层序地层格架 Table1 Sequence stratigraphy framework of the Zhuhai Formation of Changchang-Heshan Sag in Pearl River Mouth Basin
3 陆架坡折带识别及其分布

对于大陆边缘型盆地来说, 陆架坡折的存在及识别十分重要。陆架坡折不仅分割了地形地貌单元(陆架和陆坡的分界), 而且在控制沉积体系分布中起着至关重要的作用:海平面的周期性升降会导致在陆架坡折带两侧形成不同的沉积体系组合— — 滨浅海陆架沉积体系(牵引流为主, 比如陆架边缘三角洲)和深水陆坡沉积体系(重力流为主), 进而造成陆架坡折两侧砂体发育和分布特征的差异。

3.1 陆架坡折的识别依据

考虑到研究区无钻井资料, 故本文主要依据地震反射和层序厚度变化特征识别陆架坡折带, 以地震剖面中厚度变化和反射结构分析为出发点, 来准确确定坡折点的位置。在地震剖面上, 陆架坡折带对应等T0时间(即厚度)急剧变化的部位; 在地质剖面上表现为地层厚度的急剧变化。在地层等厚图上, 坡折带对应等值线密集处, 地层厚度由坡折到坡脚急剧增厚(柳保军等, 2011b; 冉怀江等, 2012)。识别陆架坡折带还可根据:①层序界面之上与初始海泛面对应的第1个上超点, 其下为明显的沉积楔状体; ②低位楔形体的上超尖灭处。进而在二维地震剖面上, 识别各个时期的坡折带(点)及其迁移规律(图 3, 图4)。

3.2 陆架坡折带迁移规律

根据上述识别陆架坡折的方法, 利用地震剖面对研究区珠海组6套层序的陆架坡折点进行了识别和追踪, 并在平面上将同一时期发育的坡折点相连成线, 进行平面组合, 再将这种组合投影到地层等厚图上, 最终确定了长昌— 鹤山凹陷珠海组每个层序的陆架坡折带分布位置以及迁移规律(图 5)。由于珠海期, 携带大量碎屑物的古珠江水系主要覆盖白云凹陷、南部隆起带中东部及鹤山凹陷, 形成展布稳定的陆架坡折带。但古珠江水系没有推进至长昌凹陷(赵中贤等, 2009), 因此长昌凹陷北部未形成陆架坡折带(图 1-A)。

图5 鹤山凹陷珠海组不同层序陆架坡折带分布Fig.5 Distribution of shelf slope-break belts during different sequence deposition of the Zhuhai Formation in Heshan sag

珠海期, 陆架坡折带主要分布在鹤山凹陷靠近顺鹤隆起区附近一带, 坡折带呈NE向展布, 各个时期坡折带宽窄不一。从珠海组ZHSQ2到ZHSQ6, 坡折带的宽度依次变大, 逐渐向远离顺鹤隆起的SE向推进, 具体特征如下:ZHSQ2时期, 陆架坡折带NE向分布宽度约68.5, km, 坡折线紧邻顺鹤隆起南部边缘分布; 自珠海组ZHSQ3沉积开始, 珠江口盆地相对二级海平面开始下降(图 2), 陆架坡折向前(海盆中央)推进约1.5~2.6, km, 形成ZHSQ3时期NE向分布、宽度约95.2, km的陆架坡折带; ZHSQ4— ZHSQ6时期, 相对海平面继续下降, 陆架坡折带继续向海盆方向推进, 陆架坡折带NE向分布宽度依次变大, NE向分布宽度分别为109.3, km、112, km和144.9, km, 向前推进距离2.4~8, km。

表2 珠江口盆地长昌— 鹤山凹陷珠海组地震相类型、地震反射特征及其沉积环境解释(参见图3和图4) Table2 Seismic facies and their sedimentary interpretation of the Zhuhai Formation of Changchang-Heshan sag in Pearl River Mouth Basin

4 陆架边缘三角洲和深水扇的分布及演化
4.1 地震响应特征

地震相是由特定地震反射参数所限定三维空间的地震反射特征, 是特定沉积相或地质体的地震响应。长昌— 鹤山地区属于无井区, 需要利用横向连续性较好的地震资料进行研究。大量的研究成果表明, 地震相分析能够较为准确的反映沉积体系演化(Brown and Fisher, 1980; Shannon et al., 2005; Catuneanu, 2006, 朱筱敏, 2008)。通过区域背景、海平面变化、水动力条件, 结合沉积物供给、构造沉降等因素, 可确定不同层序内的地震相类型及其对应的沉积类型(Vail, 1977; 徐怀大等, 1990; 唐武等, 2012; 陈泓君等, 2013; 马俊明等, 2013)。

本次地震相分析除了考虑振幅、频率、连续性等地震相参数外, 主要利用可信度较高的地震反射内部结构和外部形态来描述地震相。研究表明, 本区发育陆架弱— 中振幅高连续席状、陆架强振幅高连续席状、陆架斜坡变振幅中连续S型— 斜交前积楔形、盆地斜坡强振幅低连续低幅上超充填、盆地斜坡变振幅中连续丘形双向上超、盆地斜坡中振幅高连续席状披覆等6种地震相类型(表 2)。受控于构造位置差异, 地震相类型及特征不同。

陆架向岸地带, 常常发育中高连续中— 强振幅席状地震相, 以席状外形、亚平行— 波状地震反射结构、中高连续性为特征(图 3, 图4), 反映了一个沉积区域内相对稳定、水体能量较弱的沉积环境, 是滨岸— 浅海的地震反射响应。主要分布于研究区鹤北凸起靠北部地带。席状披覆地震相以席状外形、平行结构、高连续性、中— 低频为主要地震反射特征, 主要分布于大陆斜坡及盆地区, 反映了物质成分较为均一, 水体开阔、水动力较弱, 沉积环境稳定, 常常以泥岩沉积为主, 解释为半深海— 深海沉积环境。

在陆架坡折附近和陆坡地区, 由于地形坡度发生变化以及复杂的陆坡地貌, 发育陆架边缘三角洲和深水扇(斜坡扇和盆地扇)沉积体, 详细的地震反射特征描述如下:

1)陆架边缘三角洲地震反射响应。陆架边缘三角洲沉积体的地震反射表现为一组同相轴倾斜并向前推进、与顶部和底部的同相轴呈角度相交或切线相交, 整体具有前积反射结构特征, 振幅中等— 强、连续性好, 外形呈楔状, 地震相常常与上部层序界面顶超接触, 可细分为S型前积结构(B1)、斜交型前积结构(B2)以及斜交-S型前积结构(B3)等3种类型(表 2)。主要分布在陆架边缘、上斜坡等区域, 下倾方向与浊积岩伴生, 上倾方向过渡为浅海沉积; 代表着海平面下降至陆架边缘附近(低位体系域), 高能的水流环境, 沉积供给速度快, 沉积体向海盆方向推进的过程; 这些前积反射的顶超面与下超面垂直落差可达250, ms(时间深度), 向海、向陆沉积变薄, 水平延伸可达数千米(图 3, 图4), 如此大落差和长距离的前积楔也只有在陆架边缘才能形成, 往往代表陆架边缘三角洲沉积(王永凤等, 2011; 吴景富等, 2010; 徐强等, 2011)。

陆架边缘三角洲主要发育于珠海组ZHSQ2至ZHSQ6时期。ZHSQ2时期, 研究区陆架边缘三角洲的规模较小(约20, km2), ZHSQ3时期, 三角洲的规模变化不大; 随着陆架坡折带继续推进, ZHSQ4至ZHSQ6时期的陆架边缘三角洲逐步向前迁移, 面积达到数百平方千米(ZHSQ6时期)。值得注意的是, 在珠海组沉积晚期, 物源供给变强, 陆架边缘三角洲大面积推进至鹤山凹陷西部地区(图 6-E)。

图6 鹤山凹陷珠海组不同层序陆架边缘三角洲及深水扇体系演化图Fig.6 Evolution of shelf edge delta and deepwater fan system of different sequences during the Zhuhai Formation deposition in Heshan sag

2)深水扇地震反射响应。深水扇地震反射通常表现为低幅上超地震相(C1)和丘形地震相(C2)。低幅上超地震相具有丘形外部形态、不规则亚平行内部结构、强振幅不连续的特征, 常发育于斜坡地区, 推测对应浊流成因的斜坡扇, 横向上常递变为丘形双向上超或杂乱充填地震相, 常包裹于席状披覆地震相(D)内(图 3, 图4, 表2)。

丘形地震相以不规则丘形、平坦状双向上超为特征, 振幅和连续性均可变, 频率周期变化大, 主要分布于研究区斜坡和盆底的构造低部位, 解释为盆地扇沉积。这里将斜坡扇和盆地扇统称为深水扇, 横向上递变为低幅上超充填(C1)或席状披覆地震相(D)。深水扇主要发育于ZHSQ3至ZHSQ6时期, 早期规模小(单体面积近10, km2), 分布较为孤立; 至ZHSQ4和ZHSQ6时期, 深水扇面积增大, 出现频率增高, ZHSQ5时期发育6个大小不一的深水扇体, ZHSQ6时期的深水扇体面积最大, 部分扇体叠合连片发育, 复合扇体面积可达数十平方千米。

4.2 沉积分布及演化

珠海组沉积早期, 南海运动使得整个珠江口盆地发生广泛的海侵, 长昌— 鹤山凹陷逐渐被海水淹没(柳保军等, 2011a; 刘军, 2013); 处于陆架边缘的长昌— 鹤山凹陷发育了较为复杂的沉积相及其组合, 主要有陆架沉积体系(滨岸及浅海陆棚)、陆架边缘三角洲及斜坡沉积体系。陆架边缘三角洲前缘主体位置与陆架坡折带关系密切。陆坡沉积体系可包括陆坡泥、峡谷水道、斜坡扇及盆地扇等沉积, 其中斜坡扇和盆地扇与陆架边缘三角洲相伴生, 未发现较为明显的峡谷水道地震反射, 本文把斜坡扇和盆地扇统称为深水扇。

珠海组沉积早期(ZHSQ1+ZHSQ2), 凹陷边界断层继承性活动, 继承性发育断裂坡折带(图 3, 图4)。此阶段以顺鹤隆起和西沙隆起近源供给为主, 物源供给较为分散, 不发育大型的斜交— S型前积地震反射, 总体上以陆架弱— 中振幅中高连续席状地震相(A1)、强振幅高连续席状地震相(A2)对应的浅海沉积为特征, ZHSQ1时期凹陷南北均发育规模较小的三角洲(面积几平方千米), 不发育断裂坡折带前端的深水扇体; ZHSQ2时期, 三角洲连片, 规模变大(面积几十平方千米), 分布于顺鹤隆起的南部, 说明物源供给相对ZHSQ1更加集中(图 6)。

珠海组沉积中晚期(ZHSQ3— ZHSQ6), 凹陷边界断层近于停止活动, 发育典型意义的陆架坡折带。在地震剖面上容易识别多种大型前积反射地震相(B), 对应发育了4期陆架边缘三角洲。单期陆架边缘三角洲向前推进距离为2~4, km。伴随着陆架坡折带的向海迁移, ZHSQ3— ZHSQ6中发育的4套大型陆架边缘三角洲累计向前推进逾20, km(图 3, 图4), 反映了充沛而强大的古珠江水系物源供源作用。此时发育具有一定规律的深水扇组合:ZHSQ3时期发育3个较为孤立的深水扇体, 呈土豆状, 面积较小, 数平方千米, 距离陆架边缘三角洲约1.3, km; ZHSQ4时期, 3个扇体的面积增大, 最大面积逾10, km2, 与陆架边缘三角洲的距离减小(约0.5~1, km); ZHSQ5和ZHSQ6时期, 陆架边缘三角洲前端的深水扇具有数量多、规模大的特征(图 3, 图4), 且相对于前两期, 深水扇更为靠近陆架边缘三角洲, ZHSQ6时期深水扇具有连片发育的特征(图 6)。

5 陆架边缘三角洲— 深水扇形成条件
5.1 古珠江提供充沛物源

珠江口盆地深水区经历了多期次构造活动, 陆源碎屑物质来源复杂, 不同时期存在较大差异。始新世盆地经历早晚两期裂陷, 盆地结构主要表现为地堑、半地堑及其组合形态, 地形高差大, 气候湿热, 沉积环境主要为近源扇体— 三角洲— 湖泊沉积环境, 发育较好的烃源岩(朱伟林等, 2012; 林鹤鸣和施和生, 2014)。始新世末期, 南海发生扩张, 珠江口盆地发生广泛的海侵, 物源体系发生重大变化; 渐新世时期, 华南古珠江水系是珠江口盆地主要的物源。古珠江水系物源供给量具有渐新世高、中新世低以及之后又增高的特征(邵磊等, 2004; 黄维和汪品先, 2006)。珠海组沉积时期古珠江的沉积物通量在100~40000t/km2· a之间, 与黄河、恒河等大型现代河流沉积物通量相当(曾清波等, 2015), 说明珠海组沉积时期物源供给非常充沛, 为大型陆架边缘三角洲— 深水扇发育提供了稳定的物质基础。

5.2 相对海平面下降

陆架边缘三角洲的生长发育及陆架三角洲之间的转化, 主要受海平面升降的控制(Muto and Steel, 2002; Poreski and Steel, 2003)。海平面的下降及充足的物源供给使三角洲主体可能越过陆架边缘到达陆坡上方, 并在之后的海平面缓慢上升过程中逐渐发育三角洲前积楔, 直至后期海平面快速上升, 三角洲退积、演化为正常陆架三角洲。珠海组沉积早期(32~28.5, Ma), 继承性主边界断层微弱活动(图 3, 图4), 珠江口盆地深水区发生相对海平面上升, 研究区沉积环境以局限浅海为主, 局部发育规模较小的三角洲沉积。珠海组沉积中晚期(28.5~23.8, Ma), 继承性主边界断层基本停止活动, 深水区经历了4期大规模的相对海平面下降, 地震上可见明显的海岸上超点向海盆中央方向迁移(图 2, 庞雄等, 2007; 柳保军等, 2011a; 图3, 图4), 稳定而充足的珠江水系向西南方向分叉(赵中贤等, 2009), 在长昌— 鹤山凹陷形成大规模的斜交— S型前积体, 陆架坡折带也向海迁移, 顶积层不断向海扩展(图 3, 图4)。

5.3 构造活动较稳定

在南海运动之后, 南海北部珠江口盆地深水区由早期的断陷阶段进入断拗转换阶段, 南海的扩张使得南部隆起带、白云凹陷、开平— 顺德凹陷等逐渐变为浅海陆架环境。研究区珠海组沉积早期(32~28.5, Ma), 继承性的主边界断层微弱活动, 靠近主边界断层的地层呈现明显的楔形结构, 地震反射由断层根部向盆地方向收敛, 地层厚度受断层控制(图 3, 图4), 此阶段不发育大规模的陆架坡折(存在断裂坡折带, 断控型), 沉积环境为局限浅海— 小规模的三角洲(扇体)体系(图 6-A, 6-B); 珠海组沉积中晚期(28.5~23.8, Ma), 继承性主边界断层近于停止活动, 盆地进入热沉降阶段, 地层以平行— 亚平行层状为主, 在断层下盘不存在明显的厚度中心, 在古珠江水系稳定充裕的供源条件下, 发育多套前积体沉积并且逐步向前推进, 形成稳定的陆架坡折带(沉积型)(图 6-C, 6-D), 接受陆架边缘三角洲— 深水扇及海相沉积。渐新世末期, 南海扩张轴发生改向和向南跃迁, 研究区发生强烈沉降并演变为深水陆坡环境(庞雄等, 2007a; 施和生等, 2010)。因此, 珠海组中晚期处于构造和沉降的稳定期, 是大型陆架坡折及陆架边缘三角洲发育的构造基础。

5.4 陆架坡折带和地形坡度动态变化

珠海期构造相对稳定, 在古珠江充沛的供源供给条件下, 受控于珠海组中晚期(28.5, Ma~23.8, Ma)二级海平面下降(图 2), 陆架边缘三角洲伴随陆架不断向海迁移而不断进积, 坡折带NE向分布宽度依次变大。伴随着陆架坡折向海迁移, S型前积体不断堆积, 造成陆坡的坡度越来越陡(平均角度在2.7° ~6.1° 之间变化), 从ZHSQ3时期开始发育深水扇体。随着陆坡坡度变陡, 深水扇由孤立出现、面积小(几平方千米, ZHSQ3), 演变为规模和出现频率逐渐变大, 至ZHSQ6时期, 深水扇甚至连片发育, 单体最大面积近12, km2(图 6, 图7)。

图7 珠海期陆架坡折带迁移规律及其对沉积体系展布的控制作用Fig.7 Migration of shelf-slope break belts during the Zhuhai Formation deposition and its controls on sedimentary system distribution

6 讨论

陆架边缘三角洲— 深水扇沉积是一个从陆架到陆架坡折再到陆坡深水区的复杂沉积体系, 是当今国际沉积学术界的研究热点, 众多专家学者对其识别标志、分布规律、发育主控因素、与层序地层格架(海平面升降)关系及其石油地质条件进行了诸多研究和讨论(Muto and Steel, 2002; Plink-Bjö rklund and Steel, 2002; Uroza and Steel, 2008; Carvajal and Steel, 2009)。

在不同的地质条件下, 陆架边缘三角洲— 深水扇的发育及其相互关系具有差异性。多数学者认为陆架边缘三角洲及其伴随的陆坡滑塌沉积往往只发育在低位或下降体系域, 但Uroza 和 Steel(2008)提出了高位体系域也发育陆架边缘三角洲的沉积模式。在海平面下降至陆架坡折附近时, 部分沉积物会越过坡折发生滑塌形成斜坡扇和盆地扇, 但也存在不发育盆地扇的实例(Plink and Steel, 2002)。综合起来, 陆架边缘三角洲的形成受控于构造活动、海平面升降、物源供给、水动力条件等诸多因素。

渐新世, 在南海北部白云凹陷南侧、南部隆起带一带形成稳定的陆架坡折, 发育大型陆架边缘沉积体系(徐强等, 2011; 柳保军等, 2011a; 曾清波等, 2015)。本文通过二维地震测线, 讨论了白云凹陷西南深水区长昌— 鹤山凹陷陆架边缘三角洲— 深水扇沉积特征及形成条件。认为渐新世长昌— 鹤山凹陷发育的陆架边缘三角洲与大型的陆坡滑塌、铲状生长断层相伴生(图 3, 图4), 发育有大量的底辟构造, 在上陆坡普遍发育滑动滑塌及浊流沉积(纪沫等, 2015)。根据Porebski和Steel(2003)等学者的分类, 为不稳定陆架边缘三角洲类型。陆架边缘三角洲, 以及伴随产生的深水扇广泛分布于鹤山凹陷珠海组不同时期, 是未来深水勘探的有利区带。随着研究资料增加(特别是钻井资料), 南海北部渐新世陆架边缘沉积体系组合特征、相对海平面下降幅度(及其与坡折带的关系)、古珠江供源系统及其变化、古气候及水动力条件、同沉积断层的活动及其影响、陆架边缘三角洲的定量描述及内部结构精细刻画、是否存在大规模的海底峡谷及盆地扇等方面的研究将会不断深入。

致谢 感谢中海石油(中国)深圳分公司允许发表该文。该项目研究得到了中海石油(中国)深圳分公司柳保军、李孔森、葛昊等的帮助指导, 在此一并表示感谢。

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