辫状河三角洲沉积岩性主要以灰黑色泥岩、灰色粉砂岩和灰白色中粗砂岩和细砾岩为主, 其中水下分流河道总体为向上变细的正韵律, 底部为河床滞留沉积的细砾岩, 可见斜层理和冲刷面(图 3-a), 其中河道沉积颗粒分选中等, 颗粒为次棱角— 次圆状(图 3-d); 河口坝沉积主要为灰白色细砂岩, 岩性较纯, 可见虫孔等生物扰动构造(图 3-b); 支流间湾沉积主要为灰黑色粉砂岩、泥岩, 可见波状层理(图 3-f), 其中沉积颗粒分选中等, 次棱角到次圆, 杂基含量较高(图 3-e); 水下天然堤主要为灰白色粉细砂岩, 可见脉状层理(图 3-c)。

图3

Fig.3

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图3 珠江口盆地L凹陷始新统文昌组典型岩石学特征 a— 辫状河三角洲前缘分支河道河床底部滞留沉积, 文五段, W4井, 4156.6, m; b— 生物扰动构造, 辫状河三角洲前缘河口坝沉积, 文五段, W4井, 4161.6, m; c— 波状层理和脉状层理, 辫状河三角洲前缘水下天然堤, 文五段, W4井, 4165.4, m; d— 颗粒为次棱角到次圆, 辫状河三角洲前缘水道沉积, 文五段, W4井, 4158.7, m, 单偏光; e— 颗粒次棱角— 次圆, 分选中等, 辫状河三角洲前缘支流间湾, 文五段, W4井, 4162.25, m, 单偏光; f— 波状层理, 辫状河三角洲前缘支流间湾沉积, 文五段, W4井, 4171.7, m, ; g— 近源冲积平原混杂堆积, 文六段, W4井, 4542.5, m; h— 粉细砂岩, 滨浅湖滩坝沉积, 文三段, W4井, 3719, m; i— 半深湖泥岩沉积, 文四段, W4井, 3970, mFig.3 Typical petrologic feature of the Eocene Wenchang Formation in L sag, Pearl River Mouth Basin

冲积平原沉积发育于文六段, 主要为近源的混杂堆积, 可见岩屑主要为花岗岩岩屑(图 3-g); 本地区钻井资料较少, 扇三角洲主要依据地震相进行识别。

湖泊相包括滨浅湖亚相和深湖亚相, 滨浅湖沉积主要以灰色滨浅湖泥岩为主, 其中可见水平层理(图 3-h), 夹薄层滩坝砂岩; 深湖沉积主要表现为厚层黑色泥岩(图 3-i), 夹杂重力流砂岩。

利用自然伽马曲线并结合录井资料, 在研究区进行测井相识别, 共识别出箱型— 钟型、漏斗型、交互指型等测井相。

辫状河三角洲平原辫状河道主要对应“ 箱型” 或者“ 齿化箱型” , 说明水动力较强、河道相互交切, 越岸沉积可见粉红色泥岩; 辫状河三角洲前缘水下分支河道主要为“ 箱型” 或齿化“ 钟型” , 河口坝为“ 漏斗型” , 反映水动力向上增强, 河口坝经常被水下分支河道冲蚀, 残余坝体与河道叠加, 席状砂主要为高幅指型与泥岩基线交互(图 4)。

图4

Fig.4

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	图4 珠江口盆地L凹陷始新统文昌组典型测井相分析Fig.4 Analysis of typical logging facies of the Eocene Wenchang Formation in L sag, Pearl River Mouth Basin

滨浅湖主要发育砂岩和泥岩, 测井曲线为指型, 表示滨浅湖环境中砂泥岩互层, 半深湖、深湖环境主要发育半深湖泥岩, 测井曲线为稳定高值, 其中湖底扇测井曲线上表现为大套泥岩基线夹薄层指型砂岩(图 4)。

地震相是指有一定分布范围的三维地震反射单元, 其地震参数如反射结构、几何外形、振幅、频率、连续性和层速度, 皆与相邻单元不同, 一般反映了沉积物一定的岩性组合、层理和沉积特征; 文中主要通过地震内部反射结构和外部形态再结合地震反射参数振幅、频率及连续性等划分地震相类型(Brown and Fisher, 1979; 张厚福等, 1988)。

根据地震相的定义, 地震剖面上反射特征变化, L凹陷文昌组主要为5种地震相类型, 包括下切充填相、席状相、楔形相、块状相及丘形相(张万选等, 1989; Prosser, 1993), 具体根据地震反射内部结构细分为10种类型(表 2)。

表2

Table 2

表2(Table 2)

表2 珠江口盆地L凹陷始新统文昌组主要地震相类型 Table 2 Main types of seismic facies of the Eocene Wenchang Formation in L sag, Pearl River Mouth Basin

表2 珠江口盆地L凹陷始新统文昌组主要地震相类型 Table 2 Main types of seismic facies of the Eocene Wenchang Formation in L sag, Pearl River Mouth Basin

2.3.1 充填地震相

低频中弱振中连续性下切充填地震相(表 2中A)主要发育于下切谷内, 下切谷多体现为“ 底凹顶平” 特征, 在地震剖面上呈冲蚀沟谷状, 内部反射结构为低频、中弱振、中等连续性, 反映河道下切充填特征; 近物源区下切谷中一般有厚层河道砂岩发育, 代表一种强水动力环境; 下切谷的发育程度主要与边界断裂间断式活动引起的可容空间的重新分配有关, 同时下切谷发育的位置与物源区的供给速率、物源的规模大小有关(李成海等, 2014), 在本地区下切谷主要发育在边界断裂附近陡坡带, 同时陡坡带下切谷发育的位置也指示了陡坡带物源方向及扇体发育部位。

中频中振低— 中连续前积充填地震相(表 2中B)在研究区在文昌组大量发育, 表现为一系列的同向轴侧向加积, 内部结构在本区主要表现为“ S” 型前积和叠瓦型前积, 频率中等, 振幅中等, 中低连续; 该类地震相反映水体能量较强, 砂地比在本区多为60%, 反映三角洲前缘厚层砂岩夹薄层泥岩, 该地震相主要分布在初始裂陷期文六段缓坡带和弱裂陷期文三段— 文一段湖盆东部长轴方向。

2.3.2 席状地震相

席状地震相是陆相湖盆最常见的地震相单元, 在研究区席状相内部为亚平行、平行、乱岗及杂乱结构, 相应代表深湖、半深湖稳定环境和滨浅湖、辫状河三角洲平原不稳定沉积环境。

低频中弱振中连续亚平行弱反射地震相(表 2中C)由一组平行或者近平行的弱地震反射轴组成, 内部为为中弱振幅、低频率、中连续性弱反射结构, 上下层接触为近平行接触, 外部形态为席状; 代表沉积区域稳定、低能深湖相沉积环境, 沉积主要以厚层纯泥岩为主, 夹薄层湖底扇砂岩, 岩性较为均一, 因而地震相表现为弱反射特征; 该地震相在本区主要在强烈裂陷期文四段发育, 分布范围较小, 集中分布在半地堑深洼带部位。

中频中强振中高连续平行反射地震相(表 2中D)是由一系列平行的强地震反射同向轴构成, 内部反射结构以中频、中强振、中高连续平行反射为特征, 也表现为席状; 反映沉积区水动力相对较弱, 以半深湖泥岩为主, 夹薄层砂岩, 相对弱反射的深湖相泥岩, 水动力相对稍强, 砂地比也相对较高; 该地震相主要在文四段和文三段发育, 分布在半地堑深洼带部位。

中频中振差连续亚平行杂乱反射地震相(表 2中E)在剖面上显示由一系列连续性相对较差近平行的地震反射同向轴构成, 内部反射结构以中频中振差连续亚平行反射为特征, 该地震相反映沉积时水动力较强, 沉积主要以三角洲平原的河道砂岩夹薄层泥岩为主, 该地震相主要发育在弱裂陷期三角洲充填阶段文三段— 文一段中, 分布于半地堑缓坡带部位和长轴物源区附近。

中低频中低振差连续乱岗反射地震相(表 2中F)表现为同向轴错乱无序, 内部反射结构以中低频中低振差连续乱岗反射为特征, 该地震相反映沉积水动力较强, 砂地比在本区为21%左右, 反映的是滨浅湖和三角洲前缘远端分散弱水流的沉积环境, 该地震相在本区主要发育于文三段— 文一段, 分布在中洼缓坡带远离物源区部位和上文昌组深洼带部位。

2.3.3 楔形相

本次研究楔形相主要是发育在断陷湖盆边界断层附近、由地震反射轴构成的楔形反射单元。在本地区主要发育杂乱和弱前积2种结构。

中— 低频中弱振低差连续楔形杂乱弱前积反射地震相(表 2中G)整体呈楔形特征, 内部可识别出弱前积, 中低频, 振幅中等偏弱, 连续性较差; 反映陡坡带物源发育区形成的扇三角洲沉积; 主要发育在初始裂陷期和弱裂陷期, 分布在陡坡带边界断裂附近, 联络线上对应丘形特征。

中低频弱振差连续楔形杂乱反射地震相(表 2中H)整体也呈楔形特征, 内部主要以不规则的杂乱反射组成, 中低频率, 弱振幅, 差连续; 该地震相主要发育在边界断层附近, 其上可见同相轴超覆, 反映粗杂沉积物高速堆积, 解释为近岸水下扇沉积, 其上发育湖相泥岩超覆; 主要发育在强烈裂陷期文四段沉积时期, 即边界断层活动性最强时期, 断层的下降盘。

2.3.4 块状弱反射相

低频中弱振差连续弱反射地震相(表 2中I)整体以内部杂乱、不连续、不整一反射为特征, 频率较低, 中弱振幅, 连续性较差, 整体表现为块状外形, 反映的是以砂、砾为主的高能沉积环境, 是冲积平原或辫状河三角洲平原沉积; 主要在初始裂陷期文六段缓坡带发育。

2.3.5 丘形反射相

丘形反射相(表 2中J)内部为杂乱反射结构, 中低频率、中弱振幅, 连续性中差, 整体表现为丘形, 反映的是砂、砾混杂的沉积环境, 表现的是扇三角洲或近岸水下扇走向方向特征; 主要发育在文昌组不同裂陷时期陡坡带边界断裂附近。

初始裂陷期发育SQ1, 对应文六段, 该时期边界断层刚开始活动, 可容空间相对较小, 地层分布相对较为局限, 仅在中洼西端和东洼局部发育, 地层厚度分布相对较为均匀; 该时期研究区周边有北部L中低凸起, 东部有L东低凸起, 西南部有H低凸起, 南部有D隆起, 作为该时期的主要物源区; 中洼北部陡坡带和东洼南倾断层附近发育弱振低频不连续弱前积楔形反射地震相, 对应扇三角洲沉积(图 5, 图7), 中洼外缓坡带近物源区发育块状中弱振低频差连续杂乱弱反射地震相(图 5), 并且W5井标定, 通过测井曲线及井壁心资料分析认为, 是一套物性相对较差的砂砾岩混杂堆积的冲积平原沉积。内缓坡带部位发育中振中频中好连续前积反射地震相, 对应辫状河三角洲前缘沉积(图 6)。中洼和东洼洼陷中心主要对应弱中振中频中连续亚平行乱岗状地震相, 对应滨浅湖沉积(图 5至图7)。

图5

Fig.5

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	图5 珠江口盆地L凹陷中洼主测线方向线地震相解释剖面Fig.5 Seismic facies interpretation of line-drawing profile in the middle subsag of L sag, Pearl River Mouth Basin

图6

Fig.6

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	图6 珠江口盆地L凹陷中洼长轴方向地震相解释剖面Fig.6 Seismic facies interpretation of profile along longitudinal axis of middle subsag in L sag, Pearl River Mouth Basin

图7

Fig.7

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	图7 珠江口盆地L凹陷东洼主测线方向地震相解释剖面Fig.7 Seismic facies interpretation of line-drawing profile in the east subsag in L sag, Pearl River Mouth Basin

强烈裂陷期早期发育SQ2-LST, 对应文五段, 该时期边界断层活动性较强, 可容空间增大, 发生湖侵, 地层展布范围较上一时期更大, 中洼和东洼首次连通, 其中在中洼西南区, 后期抬升, 该段地层被剥蚀, 整体地层厚度楔形不明显。该时期, 物源继承上一个时期, 中洼北部和东洼南部边界断裂附近局部发育弱振低频不连续杂乱弱前积楔形反射地震相, 是扇三角洲沉积。中洼缓坡区在西南H低凸起向洼陷中心方向有弱中振中低频连续叠瓦状前积反射相发育, 前积方向为北东方向(图 6), 对应来自H低凸起物源的辫状河三角洲沉积, W4井显示该地震相主要为厚层的辫状河三角洲河道砂岩沉积, 也是古近系文昌组的主要储集层段; 东洼缓坡带发育来自L东低凸起物源方向的前积反射, W9井显示为辫状河三角洲前缘沉积。各洼陷中心主要以弱中振低中频低连续乱岗反射地震相和中强震高中频中高连续平行亚平行席状反射地震相为主, 对应滨浅湖和半深湖沉积(图 5, 图7)。

强烈裂陷期中晚期发育SQ2-TST+HST, 对应文四段, 该时期边界断层强烈活动, 湖盆发生大规模扩张, 可容空间增大, 主要表现为饥饿沉积, 该时期地层展布范围达到最大, 地层主要分布在中洼和东洼湖盆中心及缓坡带地区, 沉积地层具有明显楔形特征(图 5); 该时期由于发生强烈湖侵, H低凸起大部分没于水下, L东低凸起为主要物源区, 物源整体后退; 通过井上测井曲线及录井岩性资料分析, 文四段由3期准层序组构成, 同时在地震剖面上也可以明显看到3期下超充填特征(图 5), 侧面反映强烈裂陷期, 边界断层有3期强烈活动; 中洼和东洼边界断裂附近发育楔形杂乱反射对应近岸水下扇沉积(图 5, 图7), 缓坡带为平行亚平行席状反射对应半深湖沉积, W4井和W9井均显示为厚层半深湖泥岩夹薄层湖底扇沉积(图 5, 图7), 洼陷中心主要对应弱振低频低连续弱反射的深湖相厚层泥岩, 以及中振中高频中高连续平行亚平行席状反射半深湖泥岩(图 5至图8)。

图8

Fig.8

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	图8 珠江口盆地L凹陷始新统文昌组不同时期地震沉积相平面展布特征Fig.8 Distribution characteristics of sesmic facies and sedimentary facies of the Eocene Wenchang Formation at different stages of L sag, Pearl River Mouth Basin

弱裂陷期发育SQ3, LST、TST和HST分别对应文三段、文二段和文一段。该时期边界断层活动性逐渐减弱, 湖水变浅, 可容空间减小, 地层在中洼和东洼均有分布, 地层分布范围相对SQ4范围减小, 地层楔形特征减弱; 该时期主要物源为L东低凸起, 次要物源是L中低凸起和D隆起。整体该层地震相明显较下层地震相连续性较差, 说明该层沉积时水体相对较浅, 主要为一些砂泥互层沉积, 仔细分析, 中洼陡坡带边界断裂附近识别出弱振低频不连续楔形杂乱反射地震相对应冲积扇(图 5, 图8), 东洼断裂附近楔形杂乱反射为扇三角洲沉积(图 7, 图8); L东低凸起分别向中洼和东洼供源, 凸起前端可识别出弱振低频不连续亚平行杂乱反射地震相, 对应辫状河三角洲平原, 顺物源水流方向南西西向可见大量前积反射(图 6), 并且钻井资料— 测井曲线及录井资料显示, 主要为辫状河三角洲的厚层河道砂岩, 测井相与地震相可以很好吻合; 中洼西北边及西南缓坡带主要为弱中振低中频低连续乱岗状反射(图 5), W4井测井资料显示主要为泥岩夹薄层滩坝砂岩, 对应滨浅湖沉积; 中洼由于东部长轴方向供源能力较强, 沉积中心向西北方向迁移, 东洼沉积中心依旧为洼陷中心, 沉积中心为中强震高中频中高连续平行亚平行席状反射地震相, 对应半深湖泥岩(图 7, 图8)。

古近系文昌组三级层序SQ1发育时期, L凹陷处于初始裂陷期, 呈现小盆小湖特征(图 9-a)。凹陷以分散断洼出现, 中洼和东洼分隔分布, 东洼受反向断层控制; 中洼主要接受来自L中低凸起和H低凸起方向短轴物源, 东洼物源主要来自于L东低凸起。洼陷对应冲积平原— 辫状河三角洲(扇三角洲)— 滨浅湖沉积体系。缓坡带向洼陷中心方向主要发育冲积平原— 辫状河三角洲沉积体系, 洼陷中心主要对应滨浅湖沉积, 陡坡带主要对应扇三角洲沉积。东洼受反向断层控制形成扇三角洲沉积。SQ1沉积时期, 地层刚开始张裂, 火山活动较为频繁, 可容空间小, 湖泊水体范围较小, 因而沉积主体为含火山碎屑的粗砾混杂堆积。

图9

Fig.9

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	图9 珠江口盆地L凹陷始新统文昌组不同时期沉积模式Fig.9 Depositional models of the Eocene Wenchang Formation at different stages of L sag, Pearl River Mouth Basin

古近系文昌组三级层序SQ2发育时期, 边界断层活动性逐渐增强并且活动性达到最大, 凹陷处于强烈裂陷期。下面分强烈裂陷期早期发育的SQ2-LST(低位体系域)和强烈裂陷期中晚期发育的SQ2-TST+HST(湖侵和高位体系域)进行讨论。

强烈裂陷期早期发育SQ2-LST, 断层活动性逐渐增强, 湖盆规模逐渐扩大, 具大盆浅湖特征(图 9-b)。中洼和东洼连通成为统一洼陷; 物源继承前一时期特征, 但由于湖侵物源整体后退, 同时在洼陷长轴方向有来自L东低凸起方向物源。洼陷对应辫状河三角洲(扇三角洲)— 滨浅湖(半深湖)沉积体系。缓坡带向洼陷中心方向发育大规模辫状河三角洲— 滨浅湖沉积, 洼陷中心发育半深湖沉积, 陡坡带继承性扇三角洲沉积。此时水体范围扩大, 水体相对较浅, 物源较为充足, 缓坡带三角洲前缘砂体发育规模大且淘洗较为干净, 因而这一时期砂体也是目前研究区主要储集层段。

强烈裂陷期中晚期SQ2-TST+HST, 断层活动性达到最大, 湖盆规模也达到最大、最深, 对应大盆深湖环境(图 9-c)。物源继承性发育, 但由于湖侵物源整体大规模后退。洼陷主要对应近岸水下扇— 深湖沉积体系。外缓坡带部位继承性局部小规模辫状河三角洲发育, 内缓坡带主要发育湖侵的半深湖泥岩, 其中夹杂来自三角洲前缘的滑塌浊积扇沉积, 砂岩较为纯净, 物性较好; 洼陷中心主要对应半深湖— 深湖相厚层泥岩; 陡坡带由于断层活动速率较大, 主要对应近岸水下扇沉积。总体而言这一时期主要发育厚层湖相泥岩, 是本区最为主要的一层烃源岩和盖层, 同时该时期湖底扇砂岩物性较好, 也是本区主要储集层。

弱裂陷期SQ3, 断层活动性逐渐减弱, 湖盆由于可容空间增长速率小于沉积物供给速率, 水体逐渐变浅, 对应大盆浅湖环境(Santos et al., 2014)。缓坡带由于H低凸起部位淹没物源供给减弱, 洼陷长轴方向来自L东低凸起方向物源供给能力较强。洼陷整体对应轴向辫状河三角洲— 滨浅湖沉积体系。缓坡带物源不发育部位为滨浅湖沉积, 物源较强部位为辫状河三角洲沉积。整体表现为陡坡带L中低凸起和长轴L东低凸起强物源汇聚, 形成辫状河三角洲充填洼陷。