基于层序地层学理论的新进展(Catuneanu et al., 2009), 综合考虑沉积旋回和地层叠置样式, 本次研究提出利用层序界面、最大海泛面、最大海退面和高频海泛面等4种兼具理论和实用意义的界面, 作为高频层序地层划分的主要界面类型( 具体划分依据参考高阳东等, 2021)。

层序界面在地震剖面上通常表现为强振幅、高连续性反射, 局部可见明显的河道下切作用, 区域上表现出明显不整合面特征(图2)。钻井上, 层序界面多表现为箱状砂体的底界面, 横向对比性较好(图 2)。最大海泛面通常对应于海泛作用范围最广的时刻, 地震上表现为典型的下超, 上部为高位三角洲沉积, 在测井曲线上以GR的高值和正反旋回分界为主要识别标志(图 2)。最大海退面即所谓的首次海泛面, 通常对应着海退最远并开始转为海侵的时刻。本次研究中, 由于海侵体系域总体发育较薄, 最大海退面在地震上常常与最大海泛面重合, 在部分海侵体系域发育较厚的情况下可以很好地区分开(图 2)。在测井曲线上, 最大海退面标志着明显海侵位置(砂体粒度变细)(图 2-a)。

随后, 考虑到在部分层序内, 利用上述3种界面划分出的高位体系域厚度较大, 本次研究增加高频海泛面作为层序地层格架的补充界面。值得注意的是, 高频海泛面主要在钻井上进行划分, 表现为反旋回的准层序组的顶界面, 代表了沉积水深的突然变大。由此, 在体系域划分的基础之上实现更加精细的层序地层格架划分(图 2)。

图 2

Fig.2

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	图 2 珠江口盆地恩平地区中新世早-中期典型层序地层格架方案(位置见图 1-b)Fig.2 Sequence stratigraphic framework of the early-middle Miocene in Enping area, Pearl River Mouth Basin(see location in Fig.1-b)

相比于陆相沉积体系, 在海相沉积体系开展地震沉积学研究具有较多优势, 主要体现在: (1)海相盆地沉积相带规模较大, 砂体横向连续性好。通常来说, 海相三角洲和河道体系的规模可能要比陆相盆地三角洲规模大出一个数量级, 易于开展地震识别。(2)物源方向较为单一和稳定, 易于判断砂体展布方向。(3)沉积相带较为稳定。因此, 应该充分运用三维数据体, 开展精细的地震地貌分析, 在此基础上开展地震微相的刻画工作。

本次沉积相识别和划分主要参考如下原则: (1)充分利用三维地震平面信息, 从传统的“ 点— 线— 面” 研究思路转换为“ 体— 面先行, 点— 线验证” , 先从三维地震资料入手, 充分利用地震地貌信息进行沉积相的解释, 通过制作高精度地震切片, 建立地震地貌学识别模式, 进而结合现代地貌信息进行沉积环境分析; (2)充分基于高精度层序地层格架的约束, 在高精度地层格架下进行编图; (3)充分利用最后结合测井和岩性信息进行交叉印证, 包括岩矿、粒度数据和岩相、遗迹化石相分析等。

3.2.1 主分流河道

通过对地震资料的充分分析, 揭示出多期大规模的河道状沉积体系(图 3)。众所周知, 分流河道体系是三角洲平原的骨干砂质沉积相带, 除了自身发育较好的储集层砂体之外, 同时也是整个体系内最为高效的砂体输送通道。因此, 掌握了河道体系的展布就基本上控制了整个三角洲体系的轮廓, 对河道体系的精细刻画及认识三角洲的整体相带展布至关重要。由于河道特殊的形成过程, 其沉积体与周围沉积相带具有截然的差异和界限, 因此在地震剖面应较为容易区分, 但识别仍然需要多方面佐证。大型辫状河长期以来难以在地震资料上进行识别(Zeng et al., 2020; Tan et al., 2020)。经过系统分析, 从地震地貌学类比、钻井响应特征、现代沉积模式总结等多个方面交叉印证, 确定了研究区的大型河道状沉积体为辫状河沉积。

图 3

Fig.3

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	图 3 珠江口盆地恩平地区中新世早-中期典型辫状水道的地震沉积学响应特征(左侧为分频加RGB融合切片)Fig.3 Seismic sedimentology of large-scale braided river channels of the early-middle Miocene in Enping area, Pearl River Mouth Basin(the left panel shows seismic slices extracted from frequency decomposition and RGB blending)

3.2.2 曲流河道

在恩平地区中新统中识别出来多期小型、高弯曲度的河道状沉积体, 解释为曲流河道(图 4)。曲流河道在规模上远远小于辫状水道, 通常具有中等的宽度, 一般在0.5~5 km之间, 且弯曲度一般较高, 最大可达2.6, 地震剖面响应特征与其他类型河道相似, 呈现弱振幅背景中的强振幅。

图 4

Fig.4

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	图 4 珠江口盆地恩平地区中新世早-中期典型曲流河道的地震沉积学响应特征(a为分频加RGB融合切片)Fig.4 Seismic sedimentology of meandering river channels of the early-middle Miocene in Enping area, Pearl River Mouth Basin (Fig. a shows seismic slice extracted from frequency decomposition and RGB blending)

3.2.3 海岸砂脊

在多个层序的高位体系域提取的地震切片显示出明显的条带状沉积特征, 均方根属性图表现为明显的强振幅, 而RGB分频切片上则表现出“ 弧形” 的规律条带, 展布方向总体与岸线平行。经过分析, 认为该类沉积体为海岸砂脊(beach ridge), 是近年来是海陆过渡相中研究的热点沉积类型之一(Jackson et al., 2010), 连续的海岸砂脊可以构成典型的浪控海岸平原沉积(strandplain)。例如, Jackson等(2010)利用三维地震数据对北海盆地Brent组海岸砂脊进行了研究, 并与现代海岸砂脊进行了地貌学对比, 建立了海岸砂脊的沉积模式。其最为典型的标志是平行于岸线展布, 单个海岸砂脊宽度约为50 m, 长度约50 km, 但多期复合以后宽度可达数千米, 而长度可达到数十至数百千米。多数学者认为, 海岸砂脊形成机制通常与活跃的波浪作用有关, 因此, 海岸砂脊的存在是识别浪控三角洲的典型沉积标志(Jackson et al., 2010; Bourget et al., 2014)。

海岸砂脊与陆架砂脊在平面地貌形态上非常相似, 均表现为条带状平行于岸线的砂体, 但本质上还是具有明显区别: (1)海岸砂脊一般易于互相叠加形成厚层砂体, 而陆架砂脊多被陆架泥岩包裹, 整体呈现孤立砂的形态; (2)从相带分布上, 海岸砂脊位于岸线附近, 属于近岸相带, 海岸砂脊被分流河道切穿, 说明其位于岸线附近, 而陆架砂脊通常位于内陆架至中陆架的浅海环境中, 较少与三角洲分流河道伴生。

图 5

Fig.5

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	图 5 珠江口盆地恩平地区中新世早-中期典型海岸砂脊地震沉积学响应特征(a为均方根振幅, b为RGB分频切片)Fig.5 Seismic sedimentology of beach ridges of the early-middle Miocene in Enping area, Pearl River Mouth Basin (Fig.a represents RMS attribute; Fig.b shows the seismic slice extracted from frequency decomposition and RGB blending)

在层序地层格架的约束下, 本次研究充分运用频谱分解、RGB颜色融合和多种地震切片等地震沉积学技术, 对研究区中新世早-中期古珠江三角洲的沉积演变进行了系统刻画(图 6, 图 7)。针对单一层序来说, 不同体系域内的地震切片揭示了明显差异的地震地貌和沉积体系特征(图 6)。总体来说, 低位体系域在RGB分频切片上显示出了规模巨大的河道沉积体系, 期次多达12期, 且结合层序地层格架分析后发现, 大型河道体系主要集中在低位体系域内(图 1)。河道体系宽度最大处超过了20 km, 主干河道内部小型河道相互交切明显, 呈现出明显的“ 辫状” 特点。研究区多口钻井钻遇了该种类型的沉积体系, 测井曲线显示为箱状砂岩, 且横向可对比性较强。经过综合分析, 将其解释为低位期辫状河道沉积。与低位体系域不同, 海侵和高位体系域则展现了截然不同的沉积面貌, 主要包括低能量的曲流河道或者平行岸线的海岸砂脊、沿岸沙坝等。随后, 结合其他多个层序的地震切片结果, 发现不同体系域发育的沉积体系具有较强的规律性, 也从侧面印证出所划分的高频层序地层格架具有较好的预测性。

图 6

Fig.6

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	图 6 珠江口盆地恩平地区中新世早-中期典型单期层序内不同体系域沉积特征演变 a— 恩平北带SQHJ61层序LST沉积微相图; b— 恩平北带SQHJ61层序TST沉积微相图; c— 恩平北带SQHJ61层序HST1 沉积微相图; d— 恩平北带SQHJ61层序HST2沉积微相图Fig.6 Sedimentary evolution within a single typical sequence with varying systems tracts of the early-middle Miocene in Enping area, Pearl River Mouth Basin

通过高精度沉积相图的编制, 本次研究重建了恩平凹陷北带靶区的沉积演变历史(图 7)。值得注意的是, 在17期高频层序内, 本次研究共识别出来区内6次重要的主河道改道和相应的物源方向迁移, 成为恩平地区沉积演变中的最大特色。

图 7

Fig.7

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	图 7 珠江口盆地恩平地区中新世早-中期具物源方向变迁代表性的沉积相 a— 恩平北带SQZJ42层序沉积微相图; b— 恩平北带SQZJ33层序LST沉积微相图; c— 恩平北带靶区SQZJ22层序LST沉积微相图; d— 恩平北带SQHJ61层序HST2沉积微相Fig.7 Representative maps showing provenance change of sedimentary faceis of the early-middle Miocene in Enping area, Pearl River Mouth Basin

随着层序地层学等新兴学科的发展, 尤其是对第四纪三角洲研究实例的增多, 三角洲的分类方案也日趋复杂化, 例如, 依据三角洲发育位置划分为内陆架三角洲、中陆架三角洲、陆架边缘三角洲和湾头三角洲等, 或者按照其在层序中的发育位置划分为高位三角洲、低位三角洲和海侵三角洲等(Porebski and Steel, 2003)。但目前来说, 按照三角洲主控沉积过程的划分方案仍然引用最为广泛, 即河控、浪控和潮控等3种类型(Galloway, 1975)。通常情况下, 对于三角洲类型的判定通常是基于岩心、露头的精细沉积层理、岩性组合和旋回序列的分析, 但在没有露头资料且岩心资料也非常缺乏的条件下, 对三角洲类型及其沉积过程进行判断难度较大。作者采用了地震地貌学方法, 通过地震沉积学技术手段制作地震分频融合切片, 揭示主要的地震地貌特点, 并通过与现代三角洲典型沉积单元的地貌特征进行对比, 进而对三角洲类型进行甄别, 建立了地震地貌特征与三角洲类型的相关关系。

通常来说, 河控三角洲以分流河道发育为其主要特征, 通常在地震切片上显示出大型分流河道的地震地貌(图 3, 图 4), 部分主干河道末端具有明显的“ 鸟足状” 分叉特征(图 3-a)。与河控三角洲明显不同, 浪控三角洲分流河道较为不发育, 仅发育少数主干河道且少见河道分叉现象。一般来说, 海岸砂脊、海岸沙坝等平行岸线的条带砂体的出现是浪控型三角洲最为有力的地震判别标志(Otvos, 2000; Jackson et al., 2010; Milli et al., 2013)。本次研究中在高频层序的高位期常见浪控三角洲(图 5)。

进入21世纪以来, “ 大河” (big rivers)一直是沉积学领域研究的热点问题(Miall, 2014; Fielding, 2007; Ashworth and Lewin, 2012)。作为将水和沉积物从造山带向盆地搬运的重要通道, 大河在很多属性特征上与小型河流具有本质的区别(Ashworth and Lewin, 2012)。值得注意的是, 大河与大型下切谷不能混淆, 其成因在本质上是不同的(Miall, 2014)。下切谷和非下切型河道在形成机制、充填结构和层序地层意义上具有明显的差异(Posamentier and Allen, 1999; Catuneanu et al., 2009)。下切谷和河道的本质区别在于是否对外部的沉积有贡献, 下切谷通常与周围沉积毫无关系, 且具有规模大、多期充填、弯曲度小且发育分支切谷等特征。在下切谷的充填早期阶段, 其本身底部常常被大型河道占据(Zhuo et al., 2015)。相比而言, 非下切型河道则通常仅发育有简单的内部充填结构并且与周围沉积体系具有成因上的联系。

利用现今的遥感技术, 现代的大河可以被很好地识别和研究(Ashworth and Lewin, 2012)。但对于埋藏在古代地层中的大河, 其识别的难度非常大。例如在泰国湾陆架区, Miall(2006)在厚度达到8 km的地层内, 仅识别出了宽度约为4 km的中型河道, 并没有发现预期中的大河。在本次研究之前, 多数报道的大河宽度也没有超过5 km(Miall, 2002; Darmadi et al., 2007; Ethridge and Schumm, 2007; Wood, 2007)。Zeng等(2020)提出在地震资料中识别大型河道体系是困难的, 并且仅有较少的研究实例(Zhuo et al., 2015)。利用高精度三维地震资料, 本次研究在珠一坳陷恩平地区中新统中下部识别出了多个规模巨大的河道体系, 且基于高精度层序格架的约束后发现, 大型辫状河道体系多集中于该区域, 为此类古代大河道的存在提供了充分的证据。有理由认为, 地震切片上揭示的大型河道体系为中新世古珠江的主要入海流路。

鉴于珠一坳陷恩平地区的大型辫状河道体系集中发育在低位体系域, 因此其成因目前尚有争议, 部分学者提出低位体系域主要发育在陆架坡折之下, 而陆架区则不具有低位体系域的发育保存条件(He et al., 2017)。通常意义上来说, 相对海平面变化是海相层序地层发育的主要控制因素之一, 但是对于河口— 三角洲来说, 其并不具有稳定的沉积水体, 而其可容空间可能会受到上游的“ 河流均衡面” 的控制。河流均衡面位于稳定状态时, 沿着该界面不存在明显的沉积和侵蚀作用, 而当均衡状态被构造或相对海平面变化打破时, 则会产生相应的调整。基于沉积层序理论的新进展(Catuneanu et al., 2009), 低位体系域发育时期, 相对海平面开始上升(基于较高的沉积物供给仍然保持正常海退状态), 而河流均衡面则将向上调整, 进而导致沉积作用的发生。因此, 在珠一坳陷恩平地区的低位辫状河体系, 正是由于河流均衡面在一定条件下的控制作用才得以产生相应的可容空间和沉积物保存条件。

恩平地区的地震资料显示出古珠江三角洲沉积体系的丰富变化, 包括相带展布、河道体系规模和流向和沿岸砂体发育等(图 6, 图 7)。尤其值得注意的是, 在T50-T35目的层内(持续时间在5~6^Ma), 研究中揭示了珠一坳陷恩平地区河道的流向转变次数多达6次, 这到底是何种因素导致的?通常来说, 控制三角洲和近岸地区沉积— 侵蚀作用的因素主要可以分为2类, 包括上游(upstream)和下游(downstream)控制因素(Miall, 2002, 2014)。其中, 上游控制因素主要包括构造运动和物源区气候变化, 而下游控制因素主要包括相对海平面变化(Ethridge and Schumm, 2007; Miall, 2014)。通常来说, 下游控制因素的控制作用向海逐渐增强而向陆方向逐渐减弱。珠一坳陷恩平地区距离岸线和陆架坡折距离相近, 可能受到上游和下游控制因素的联合影响。但是如果结合低位期的海平面下降背景, 可以推测大型辫状河体系和河控三角洲的发育更易于受到上游因素的作用; 相比而言, 高位期的河控三角洲则更易于受到下游相对海平面变化的控制。

此外, 经过与珠江口盆地海平面曲线(秦国权, 2002)的对比发现, 大型海平面下降的次数、规模与大型低位辫状河道体系的发育期次和规模不具有绝对的正相关关系, 多期的大型河道体系的发育与海平面低位没有直接关系, 甚至可发育在三级海平面的高位阶段(图 4)。因此, 推测部分自旋回沉积过程, 如河道决口, 在恩平地区沉积演变过程中扮演了重要的角色。例如, Muto(2001)提出, 在稳定的沉积物供给和稳定的海平面条件下, 三角洲和滨岸体系并不是可以持续进积的, 而是在维持一定时期进积后发生撤退过程, 即所谓的“ delta autoretreat” 过程。三角洲自旋回后撤的主要原因是三角洲水下斜坡有效作用面积的逐渐增加, 在此情形下, 稳定的沉积物供给将难以维持陆坡的进积。三角洲自旋回后撤过程表明, 三角洲的后撤或海侵作用并非一定是构造、气候和海平面变化等区域控制因素的响应。研究认为, 恩平地区三角洲和河道体系的多期性可能与三角洲的自我后撤和河道的自旋回决口过程密切相关。