陶泽, 林畅松, 张忠涛, 张昕, 姜静, 张萍, 高楠安, 李浩, 吴高奎, 张博, 舒粱锋. (2017)珠江口盆地白云凹陷中新统韩江组中上部层序结构及深水重力流沉积* [J]. 古地理学报, 19(4): 623-634
Tao Ze, Lin Changsong, Zhang Zhongtao, Zhang Xin, Jiang Jing, Zhang Ping, Gao Nan'an, Li Hao, Wu Gaokui, Zhang Bo, Shu Liangfeng. (2017)Sequence architecture and deep water gravity-flow deposits of the middle and upper member of Hanjiang Formation of Miocene in Baiyun sag,Pearl River Mouth Basin[J]. Journal Of Palaeogeography, 19(4): 623-634. DOI:10.7605/gdlxb.2017.04.048  
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珠江口盆地白云凹陷中新统韩江组中上部层序结构及深水重力流沉积*
陶泽1, 林畅松2, 张忠涛3, 张昕1, 姜静2, 张萍1, 高楠安1, 李浩2, 吴高奎1, 张博3, 舒粱锋3
1 中国地质大学(北京)能源学院,北京 100083
2 中国地质大学(北京)海洋学院,北京 100083
3 中海石油(中国)有限公司深圳分公司研究院,广东广州 510240

第一作者简介 陶泽,女,1992年生,硕士研究生,从事层序地层学和沉积地质学的研究工作。E-mail: taoze@cugb.edu.cn。

通讯作者简介 林畅松,男,1958年生,教授,博士生导师,主要从事盆地分析和沉积学的研究。E-mail: lincs@cugb.edu.cn。

收稿日期:2016-07-22
基金:*国家自然科学基金项目(编号: 91328201,91528301)资助
摘要

基于地震、测井资料的综合分析开展珠江口盆地白云凹陷中中新世韩江组中上部发育的硅质深水沉积的层序地层、沉积构成和古地理环境研究。韩江组中上部发育 1个区域性的二级旋回( CSh),通过不整合面及相应的整合面进一步将该复合层序划分为 6个三级层序。一系列陆坡峡谷以及侵蚀作用形成的水道是主要层序界面的重要识别标志,斜坡进积楔、扇朵体的底界面,测井曲线突变以及钙质超微化石的相对低值也可以帮助识别层序界面。盆地的不同位置上层序结构有差异,重力流沉积单元也不同。本次研究在斜坡识别出 5种深水沉积单元: 浊流水道复合体、斜坡扇、陆坡峡谷、进积楔和半远洋—远洋沉积,在深海盆地识别出扇朵叶体。将浊流水道复合体划分为 5种沉积单元: 滞留沉积、水道天然堤、滑塌及碎屑流沉积、侧向增生体和末期充填沉积。在陆坡、陆隆以及深水盆地分别识别出侵蚀水道、侵蚀加积水道和加积水道。

关键词: 复合层序; 层序结构; 沉积单元; 浊流水道; 地震相; 韩江组; 白云凹陷; 珠江口盆地
中图分类号:P512.2 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2017)04-0623-12
Sequence architecture and deep water gravity-flow deposits of the middle and upper member of Hanjiang Formation of Miocene in Baiyun sag,Pearl River Mouth Basin
Tao Ze1, Lin Changsong2, Zhang Zhongtao3, Zhang Xin1, Jiang Jing2, Zhang Ping1, Gao Nan'an1, Li Hao2, Wu Gaokui1, Zhang Bo3, Shu Liangfeng3
1 School of Energy Resources,China University of Geosciences(Beijing),Beijing 100083
2 School of Ocean Sciences and Resources,China University of Geosciences(Beijing),Beijing 100083
3 Research Institute of Shenzhen Branch,CNOOC,Guangzhou 510240,Guangdong

About the first author Tao Ze,born in 1992,is a master degree candidate. She is mainly engaged in sequence stratigraphy and sedimentology. E-mail: taoze@cugb.edu.cn.

About the corresponding author Lin Changsong,born in 1958,is a professor and Ph.D. supervisor. He is mainly engaged in basin analysis and sedimentology. E-mail: lincs@cugb.edu.cn.

Fund:Financially supported by the National Natural Science Foundation of China(No.91328201,91528301)
Abstract

The Middle and Upper Hanjiang Formation in the Pearl River Mouth Basin contains large scale siliciclastic deep-water,gravity-flow deposits. Gravity-flow deposits of the Middle and Upper Hanjiang Formation comprise a regional transgressive-regressive megacycle,which can be further classified into six sequences bounded by unconformities and their correlative conformities. A series of incised valleys or canyons and erosional-depositional channels are identifiable as marks of the major sequence boundaries which might have been formed as the result of global sea-level falls. Besides, prograding clinoform, bottom boundaries of fan lobes and relative low content of calcareous nannofossils are conducive to identification of sequence boundary. Not only the sequence architecture but also the depositional unit is different at various basin locations. Five gravity-flow depositional elements in the slope have been identified as follows: Turbidite channel complexes,lower slope fans,submarine canyon,prograding clinoforms and pelagic sediments. Turbidite channel complexes are divided into five depositional elements: Basal lags,channel and levee system,slumps,lateral accretion packages and telophase filling. Three types of channels are classified: Erosional,erosional-aggradational and aggradational,geometries of which changing along with gradient.

Key words: composite sequence; sequence architecture; depositional unit; turbidite channel; seismic facies; Hanjiang Formation; Baiyun sag; Pearl River Mouth Basin

深水水道是浅水陆架区向深水陆坡盆地地区输送陆源沉积物的通道, 往往和斜坡— 盆底扇体系的深水储集层有关(Kolla et al., 2001; Posamentier and Kolla, 2003; Mayall et al., 2006; Weimer et al., 2007; Wynn et al., 2007; Gong et al., 2013; Lin et al., 2014), 因此深水重力流体系沉积机制、沉积模式及观测研究日益得到人们的高度重视和关注。然而由于揭露深水体系的钻井较少, 对深水沉积体系内部构成有待进一步探讨。近年来地震数据分辨率的提高加强了对深水区地貌、内部结构、演化及水道发育的相关控制因素的认识(Clark and Pickering, 1996; Kolla et al., 2007)。在不同盆地中, 受海平面变化和盆地演化的控制, 深水重力流的沉积体系差异很大, 前人已经对控制因素进行了深入研究(Richards et al., 1998; Mayall et al., 2010)。

白云凹陷自中中新统韩江组以来发育了一套斜坡和海底重力流沉积, 分布面积达数千平方千米(林畅松等, 2001)。罕见的大型海底重力流水道及深水扇沉积, 长数百千米, 宽数千米至数十千米, 其沉积构成和发育演化与中新世以来的气候及海平面变化密切相关, 因而引起人们的广泛关注(Li et al., 2004; Tian et al., 2009; Li et al., 2014; Wu et al., 2014), 但是大部分研究关注晚中新世粤海组沉积时期以来发育的深水水道的几何形态和内部构成(Gong et al., 2012, 2013)、分类(李华等, 2013a, 2013b)、沉积序列(李磊等, 2009)及成因机制(袁圣强等, 2010a, 2010b, 2010c)。由于研究学者掌握资料的限制以及深水层序地层划分难度较大, 对从韩江组开始发育的厚层斜坡水道及扇朵体的重力流沉积体系层序结构及沉积样式、相分布及沉积物输送体系的研究较少。作者是在掌握全区最新三维地震资料及最新钻井的基础上, 建立韩江组中上部层序格架, 并在格架内部对重力流沉积体系进行综合分析。

作者研究的重点在于白云凹陷韩江组中上部地层的层序构成、沉积单元以及相分布。以大量二维、三维高精度地震和钻井资料为基础, 结合均方根振幅地震属性进行综合分析, 首次建立白云— 荔湾凹陷西侧一带韩江组深水泥岩背景的层序地层格架, 在格架内部对白云凹陷深水沉积体系进行了详细的地质— 地球物理分析, 首次从深水水道地震反射特征、钻井显示、侵蚀形态和平面展布特征等方面提出韩江组水道沉积类型。

1 地质背景和地层

珠江口盆地位于广东省大陆外侧南海北部大陆架上, 呈北东— 南西走向, 大致平行于华南大陆岸线的陆架和陆坡区海域, 是华南大陆的水下延伸部分(图 1)。

图1 南海北部盆地分布、白云凹陷层序柱状图及韩江组沉积体分布
a— 南海北部盆地分布及水深(m); b— 白云凹陷韩江组层序柱状图(Lin et al., 2016); c— 层序界面SB3向下100, ms提取的均方根振幅属性图, 显示研究区的7条深水水道及朵叶体, 红色代表相对低阻抗的砂岩; d— 珠江口盆地白云凹陷盆地位置Fig.1 Tectonic division of North China Sea, distribution of large scale depositional facies and sequence classification of the Miocene of Baiyun sag

白云凹陷面积约为2000, km2, 位于珠二坳陷的东部, 是盆地内规模最大和最深的凹陷, 北靠中央隆起带番禺低隆起, 南临南部隆起带, 西南为开平凹陷, 东望潮汕凹陷(图 1-d), 凹陷水深200~2000, m, 是位于陆棚边缘斜坡带的沉积凹陷, 分为主凹和南凹2个部分。白云凹陷新生界沉积厚度大于11, km, 具有下断上拗的双层结构, 基底为前古近纪变质岩、火山岩, 发育地层自下而上依次为神狐组、文昌组、恩平组、珠海组、珠江组和韩江组、粤海组和万山组。文昌组和恩平组深湖相暗色泥岩为白云凹陷最重要的烃源岩系, 之上的珠海组浅海三角洲和珠江— 韩江深水扇具有良好的储盖组合(庞雄等, 2007)。韩江组厚600~2100, m, 岩性主要为泥岩和泥质粉砂岩组成, 夹中— 细粒和中— 粗粒砂岩层(图 1-b), 显示出多个区域性海侵— 海退旋回性。韩江组在白云凹陷基本上为广海陆坡— 深海盆地的深水沉积环境, 发育一系列陆坡水道、浊积扇及深水朵叶体(图 1-c)(许仕策等, 1995; 柳保军等, 2011; 庞雄等, 2014; Xie et al., 2014)。

2 层序结构

层序地层学中, 盆地的年代框架决定了浅水陆架沉积物(高位)和相应的深水沉积物(低位)的关系, 在勘探的过程中, 对层序地层框架的详细了解有利于高精度预测岩相组合、粒度大小和深水沉积体系的潜在储集层质量, 也可以帮助确定关键盖层(密集段)及预测沉积物质的分配。层序地层的概念中大型的侵蚀谷底部通常是三级层序界面, 更小级别的侵蚀底部可以作为四级和五级层序界面, 大多数水道都与三级层序的低位体系域有关(Mayall et al., 2006)。作者通过研究认为, 珠江口盆地白云凹陷深水水道发育具有等时追踪的意义, 可以作为厘定复合层序CSh内部三级层序界面的重要标志(图 2)。有孔虫、钙质超微化石丰度和分异度低值对应海退层序界面, 本区层序界面与钙质超微化石的丰度和分异度均有良好的对应关系(图 3), 根据明显的下切侵蚀特征, 结合古生物丰度和分异度的迅速下降, 有助于在缺乏钻井资料及明显不整合面特征的白云凹陷深水区进行层序的识别和划分。

图2 白云凹陷横向地震剖面层序地层格架
a— 水道内部层序界面划分模式; b— 韩江组中上部水道内部层序界面划分; c— 过白云凹陷陆坡水道地震剖面展示水道与3级层序界面的关系Fig.2 Sequence stratigraphy framework in cross seismic profile in Baiyun sag

图3 白云凹陷韩江组层序地层格架
a— 基于井、震、古生物资料的白云凹陷BY-L井层序地层划分; b— 过BY-L井地震剖面层序地层划分; c— 白云凹陷陆坡— 深海盆地地走向地震剖面图, 显示复合层序CSh的层序结构, SB1有强烈侵蚀特征, 所有三级层序界面都可以通过斜坡处的水道复合体及滑塌沉积的底界面以及远端沉积朵体的底部确定Fig.3 Sequence stratigraphy framework of the Hanjiang Formation in Baiyun sag

研究集中在中中新统韩江组中上部(13.8— 10.5, Ma)的复合层序CSh(图 5), 该复合层序上、下部界面为复合层序界面CSBy以及CSBh。在CSh这个复合层序内, 5个层序界面(SB1-5)定义了6个三级层序(SQ1-6), 在地震剖面上这些层序界面可以追溯到全盆地。层序界面可以通过侵蚀、下切以及上超等接触关系识别, 在斜坡区域, 层序界面的主要识别标志是侵蚀或者侵蚀加积型水道、大型下切谷, 缺少侵蚀水道的层序界面是利用斜坡进积楔作为识别标志, 在陆隆以及深海平原, 层序界面位于堆积的朵叶体叠覆之下。复合层序界面CSBh的合成记录标定(BY-L井)结果为强振幅、连续性高的强相位波峰, 界面之上为典型谷形负向凹陷的下切谷, 下切深度大, 内部反射轴的振幅、连续性和周围地层有明显差异, 为平行的高振幅、强连续性, 低频率地震反射, 界面之下为弱振幅、中等连续的地震反射。该界面处GR曲线迅速增大。CSBh为陆坡坡度突变不整合, 在早新世末期, 南海洋中脊停止扩张, 区域挤压力消失, 引起洋壳下沉, 南海北部整体开始向南掀斜, 陆坡坡度逐渐增加, 到13.8, Ma陆坡坡度突然增大(王永凤等, 2015)。海平面在此时迅速下降到达最低值, 一套分布面积达数千平方千米的斜坡和海底重力流沉积开始发育。三级层序界面SB1在斜坡处表现为明显的削截不整合, 界面之下是一套中等振幅、斜交型前积几何构型、中等连续性的地震反射, 上部是杂乱、高振幅、中等连续性的地震反射, 结合均方根振幅属性图解释为浊流水道复合体, 测井曲线上表现为声波时差的突然减小。界面SB2在斜坡处和深海盆地中均识别出明显的上超不整合接触, 斜坡处弱振幅、弱连续的同相轴(解释为浊流水道复合体)上超于界面之上, 深海盆地处强振幅、强连续的平行地震反射(解释为叠置朵叶体)上超于界面之上, 界面SB2位于浊流水道底界面和堆积的朵叶体叠覆之下。界面SB5在倾向地震剖面中表现为强烈下切(图 3), 界面之上为高振幅、强连续、上超于下切界面的地震反射, 解释为浊流水道充填, 界面之下为低振幅、连续性很差的同相轴, 解释为深海泥岩披覆, 反映海平面又一次下降, 水道开始下切, 该界面既是重力流的底界面也是远洋沉积的顶界面, DT曲线在此处由下部的箱型变为上部的漏斗型, 是沉积作用转换面。SB4和SB3也可以分别根据上超的接触关系及水道的下切侵蚀识别出来。SB1-5及上下2个复合层序界面对应钙质超微化石分异度和分异度的相对低值(图 4)。

图4 白云凹陷韩江组典型的水道地震剖面
a1-a5— 研究区水道的不同叠置方式, 从a1-a5砂泥比增大; a6— a1-a5位置; b— 滞留沉积和侧向增生体; c— 滑塌沉积; d— 末期沉积Fig.4 Seismic profiles of typical channels of Hanjiang Formation in Baiyun Sag

图5 白云凹陷韩江组水道平面及剖面形态
A— 水道平面形态; b— 水道地震剖面; c— 地震剖面素描Fig.5 Seismic profiles and planer map of various channels in Hanjiang Formation in Baiyun Sag

3 深水沉积体系

深入分析地震相响应是开展深水储集层预测的前提, 在无井区或者井控程度较低的地区, 以水道和扇朵叶体的地震响应信息为线索, 根据地震反射结构特征, 可以预测扇朵叶体和水道的砂体分布。根据内部构造和结构、外部几何形态, 识别出9种主要的地震相(表 1), 相关的沉积相的解释基于BY-L井的岩心和岩相、利用地震剖面解释沉积相的文章也为解释提供了基础(Mayall et al., 2006, Weimer et al., 2007, Gong et al., 2013; Lin et al., 2014), 陆坡从23.5, Ma开始在珠江口盆地白云凹陷开始发育(庞雄, 2006)。陆坡以泥质沉积为主, 局部夹有浊流成因的粉砂岩或极细砂岩。根据地震剖面及钻井揭示的沉积特征, 陆坡体系发育的沉积类型包括浊流水道、斜坡滑塌、陆坡峡谷、进积楔和深海泥岩披覆等沉积单元(表 1)。

表1 白云凹陷韩江组地震相特征 Table1 Characteristics of seismic facies of the Hanjiang Formation in Baiyun sag
3.1 浊流水道

地震剖面结合地震属性图可以有效识别浊流水道, 强振幅、连续性好的地震反射是深水水道的典型特征, 上部是天然堤披覆沉积, 下部为谷形侵蚀水道。侵蚀边界往往呈U型或V型, 界面下部是明显削截、上部是上超(表 1), 水道轴部均方根振幅值明显高于周围地层。

3.1.1 内部构成

深水水道的形成通常是连续而复杂的侵蚀及充填过程(Abreu et al., 2003)。每个水道都是一种模式或者一系列模式, 不能应用到所有区域(Mayall et al., 2006)。重力驱动沉积过程包括高密度和低密度的浊流、泥石流、碎屑流、滑塌、半远洋披覆沉积。参考Mayall的划分原理(水道构成在很差的地震质量中也能够识别, 能够有效预测储集层分布及非均质性), 将浊流水道划分为滞留沉积、叠置水道天然堤、滑塌沉积、侧向增生体和末期充填(图 6)。

图6 白云凹陷韩江组中上部大型沉积体平面分布
a— 重力流沉积体系均方根振幅属性(时窗: SB3向下100, ms); b— 重力流沉积体系平面分布Fig.6 Distribution of large scale depositional bodies of the middle and upper member of Hanjiang Formation in Baiyun Sag

大部分侵蚀浊流水道都有某种形式的滞留沉积, 研究区滞留沉积位于水道底部, 在地震上表现为强振幅、连续性中等— 差的同相轴(图 4-b)。大部分侵蚀水道充填的最终单元是高弯曲度的天然堤水道, 水道通常在大侵蚀水道的原始限制中溢出形成薄层水道, 其他情况下最终阶段是宽超过500, m, 数十米深的水道及和水道轴部相距很远的天然堤(图 4-a)。水道复合体沉积可能有时和滑塌沉积在地震剖面识别中容易混淆, 这些水道复合体沉积分布在坡度明显变陡处, 以杂乱的内部反射、不规则的外部形态和下超于下伏地层为特征, 与常见的滑塌沉积地震相类似, 但是结合地震剖面和RMS均方根振幅属性解释为水道沉积(表 1), 在地震上将这种类型的地震相和滑塌及碎屑流沉积地震相区分开非常重要, 因为这种水道内部地震反射不透明、振幅较弱以及连续性差, 没有反射来帮助识别独立水道, 但是它们是优质储集层。地震相3解释为深水水道滑塌沉积, 在陆隆及深水盆地中少见, 以透镜型正向隆起的外部几何形态, 内部中等振幅、连续性差的杂乱反射为特征, 沉积成因为水道内部滑塌以及与水道无关的碎屑流沉积, 沉积速率中间大, 两侧小。Posamentier 和 Kolla(2003)认为滑塌和碎屑流在低位层序早期最常见, 也可能存在于旋回的中部。作者研究中滑塌、碎屑流沉积大部分出现在水道充填的边部, 在地震上表现为弱— 中等振幅、不连续— 杂乱的同相轴, 在某些地区表现为弱振幅、不透明的同相轴(图 4-c)。总体上来说, 滑塌、碎屑流相是由泥质基质及泥质砂岩组成, 有复杂的几何形态, 并不是有利储集层, 但是能够形成重要的渗透阻隔层。侧向增生体(LAPs)发育在滞留沉积之上, 地震相为前积几何构型(图 6-b), 水道边缘发育的“ 叠瓦状” 的地震反射结构趋向于平行水道, 大多数向水道方向倾斜, 侧向增生体同陆上河流中的点坝在发育位置及其形态结构上比较类似, 但受控于不同的流体作用过程, 可以形成规模可观的储集层。末期充填沉积是深水水道中最常见的沉积类型, 它的出现预示水道活动的结束, 末期充填广泛分布, 往往表现为强振幅或弱振幅的连续水平反射特征, 说明了其垂向加积过程(Janoco et al., 2013), 其中富砂末期充填在地震剖面上表现为向上凸起的帽式结构(图 4-d), Posamentier和 Kolla(2003)认为这是由于该沉积中心富砂和富泥沉积的差异压实所致。决定末期充填相的因素很多, 主要包括末期流体特征、原始水道形态以及水道所处的海底环境等。

3.1.2 平面、剖面几何形态

白云凹陷韩江组水道北部较窄, 剖面上呈V型的几何形态, 下切深度小; 向中部水道逐渐加宽, 在剖面上表现为U型, 此时下切深度增加, 宽深比较大; 向南水道继续变窄, 剖面中水道呈V型, 宽深比较中部宽水道降低; 进入荔湾凹陷后深水朵叶体发育, 水道演化为多条分支水道(图 5-a)。一些宽浅的侵蚀水道也在韩江组中识别出来, 这些水道相对顺直, 并且侵蚀界面比较浅, 宽深比从10︰1到 12︰1。 在白云凹陷, 这些水道大概4~10, km宽, 数十到数百千米深, 地震反射特征是中等— 强振幅, 中等— 差连续性, 亚平行的内部充填的地震反射。水道的边缘模糊, 有一些比较陡峭, 这些宽浅的水道通常没有天然堤沉积。

深水水道发育的侵蚀与加积过程之间的平衡与陆架的坡度与物源的供给有很大关系。陆坡往往发育低密度的浊流, 它们下切侵蚀并不卸载沉积物, 在物源供给充足的情况下高陡度的海底发育水道天然堤复合沉积, 水道内部往往具有复杂的下切充填结构, 具有侧向迁移或垂向叠置的特征(图 5-c)。在坡度较陡的区域, 可容纳空间小, 水流流速快, 发育单一的深切供应水道或者侧向迁移的叠置水道; 而在坡度较缓的区域, 集中在角度较陡的陆坡与低角度的深海盆地之间的过渡带, 早期形成的水道为沉积物提供了一个相对封闭的限制性环境, 侵蚀和沉积共同作用形成多个较宽浅的水道, 低角度的深海盆地为发育扇朵体提供了一个非限制性环境, 扇朵体内的水道呈透镜型加积(图 5-c, (5))。总体来说, 随着坡度减小, 从陆坡到盆底, 水道宽厚比(水道宽度与厚度的比值)增大, 从 1︰1 可增大到 200︰1。

3.2 其他深水沉积单元

斜坡扇主要分布在白云凹陷西南部下斜坡处(图 1-c), 在SQ1中发育, 反射同相轴振幅强、连续性好, 上超于CSBh界面之上, 外部形态为楔形, 上超点位于下斜坡, 地层可以延伸到深海盆地(表 1)。陆坡峡谷或者下切谷是CSBh(13.8, Ma)的重要识别标志, 一般为几十千米宽, 宽深比为 6︰1 到10︰1(表 1; 图3, CSBh), 地震剖面中表现为典型的谷形负向凹陷的反射构型, 振幅强、连续性好, 频率低, 和周围地层有明显差异, 在平面上大型陆坡峡谷表现为顺直的几何形态, 水道充填呈现加积结构(图 1; 图3), 在此时海平面迅速下降到达最低值。本区中进积楔为标准的S型前积构型, 具有明显的顶积层、前积层和底积层, 以低振幅、差连续性反射结构为特征, 在SQ5和SQ6层序内发育, 此类沉积相指示大陆坡沉积, 钻井揭示为泥岩沉积, 在SQ1发育斜交型前积结构(图 3), 但是较SQ5和SQ6中的前积体振幅更强、连续性更好。扇朵体沉积表现为典型的三高反射结构: 高振幅、强连续性、高频率反射结构, 上超于下伏地层之上(表 1), 它们主要分布在陆坡和陆隆的过渡带以及深海平原, 以远源浊流沉积为主, 由于限制型环境逐渐消失, 因此朵体分布范围较大, 侧向连续性较好(图 1-c; 图6), 近端朵体沉积主要由朵体沉积及少量的分支水道沉积组成, 远端朵体沉积则主要由砂泥薄互层的朵体沉积组成。深水沉积在地震剖面上有2种表现形式, 地震相8包含了席状平行至亚平行的低振幅连续反射结构, 覆盖在水道之上, 解释为半远洋泥岩披覆(表 1), BY-L井的数据显示这种地震相对应于灰色到棕灰色的弱胶结泥岩披覆沉积, 中间夹有薄层的黏土质灰岩; 地震相9的典型特征是上覆地层为平行构造, 弯曲地覆盖在下伏不整合面之上, 形态与下伏地形形态完全一致、无上超关系的披盖反射构型, 是深水尤其是远洋沉积的显著标志, 由深水环境中悬浮沉积物均匀加积起来的, 覆盖面积十分广泛。

3.3 沉积单元平面形态特征

受物源供给差异及古地貌变化等因素影响, 不同区域水道在宽度、深度、剖面形态及内部充填等方面均存在明显差异, 整体北窄南宽, 北部较窄, 中部逐渐加宽, 向南进入荔湾凹陷后, 水道逐渐演化为多条分支水道, 前端发育深水朵叶体(图 6)。图6为界面SB3向下100, ms所提取的均方根属性图, 陆架区振幅高, 斜坡处整体振幅偏弱, 结合地震剖面, 全区基本为弱振幅的深海沉积, 水道和斜坡水道均为高振幅沉积, 是由于块状搬运复合体的强烈侵蚀作用形成的。

3.4 沉积层序构成样式

深水水道可以发育在海平面变化的不同时期, 一些水道是在低位体系域形成的, 该时期大量沉积物侵蚀陆坡并到盆底, 对河床侵蚀使其失稳, 产生朝向水道的滑塌, 水道充填包含滑塌块体。水道回填出现在海平面相对升高的阶段, 该阶段沉积向陆迁移, 只有很少的沉积物能够到达盆底。另外, 由于陆架边缘三角洲朝海快速进积且变陡或者由于溯源侵蚀, 大型的海底峡谷也可形成于高位期, 陆坡调整也出现在断裂活动阶段或者沿陆架边缘的快速构造沉降阶段。研究区韩江组斜坡背景沉积层序以水道复合体及沉积朵体底部界面作为层序界面, 深海沉积的凝缩层作为标志层。一个沉积层序主要分为3个阶段: 低位体系域、海侵体系域以及高位体系域。低位体系域时, 随着相对海平面持续下降, 重力流供给加强, 是深水重力流侵蚀沉积最为活跃的阶段, 斜坡处发育下切侵蚀型水道, 深海盆地发育上超于层序界面的沉积朵叶体。水道作为重力流的搬运通道, 沉积物分布在下伏朵体。随后相对海平面上升, 重力流供给能量以及强度都有所减弱, 但海侵体系域仍然发育斜坡水道, 以加积型水道为主, 朵体沉积向陆退积, 当相对海平面达到最高继而下降。高位体系域中水道以侵蚀加积共同作用为主, 发育斜坡进积楔以及朵叶体(图 7)。

图7 白云凹陷韩江组中上部斜坡深水沉积层序构成样式
a— 白云凹陷陆坡— 深海盆地地走向地震剖面图(剖面位置见图1(c)); b— 地震剖面解释图Fig.7 Internal architecture features of sequence set in the middle and upper member of Hanjiang Formation in Baiyun Sag

4 结论

1)通过追踪不整合面及其在地震剖面上相应的整合面, 韩江组中上部复合层序CSh可以被划分为6个三级层序, 层序界面的主要识别标志是侵蚀、下切以及上超, 每个层序界面对应钙质超微化石含量及分异度的相对低值。在上斜坡区域, 层序界面的主要识别标志是侵蚀或者侵蚀加积型水道和大型下切谷, 复合层序界面CSBh的主要识别标志是大型下切水道或峡谷。缺少侵蚀水道的层序界面是利用斜坡进积楔作为识别标志, 在下斜坡、陆隆以及深海平原, 层序界面位于堆积的朵叶体叠覆之下。

2)通过对三维地震剖面及测井、古生物资料的综合分析, 珠江口盆地白云凹陷包含的巨厚的硅质深水沉积, 斜坡区包含5种深水沉积单元, 包括浊流水道复合体、斜坡扇、陆坡峡谷、进积楔和半远洋— 远洋沉积; 浊流水道复合体划分为5种沉积单元: 滞留沉积、水道天然堤、滑塌沉积、侧向增生体和末期充填。

3)白云凹陷深水区韩江组水道北部较窄, 向中部加宽, 向南水道继续变窄, 进入深水扇朵体演化为分支水道, 向南总体上下切深度加深, 由V型转化为U型的几何形态。陆坡水道内部具有复杂的下切充填结构, 具有侧向迁移或垂向叠置的特征。坡度较陡的区域发育单一的深切供应水道或者侧向迁移的叠置水道; 而在坡度较缓的区域, 侵蚀和沉积共同作用形成多个较宽浅的水道, 低角度的深海盆地发育扇朵体提供了一个非限制性环境, 扇朵体内的水道呈透镜形加积。

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