东非鲁伍马盆地位于莫桑比克东北部和坦桑尼亚东南部(图 1-a), 是东非被动大陆边缘的主要含油气盆地之一(张光亚等, 2018)。鲁伍马盆地呈南窄北宽的纵向展布, 具有“ 陆架窄(5~30 km)、陆坡陡(3° ~5° )” 的特点。盆地深水区自西向东可划分为3个构造带, 分别是陆坡逆冲构造带、凯瑞巴斯地堑带及戴维隆起带(图 1-a, 1-c)。研究区位于东非莫桑比克北部海岸线以东约80 km处, 面积约1500 km², 水深约1500~2000 m, 构造上处于西侧逆冲带与东侧地堑带之间的过渡区域, 构造简单, 为油气的保存创造了条件。

图 1

Fig.1

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	图 1 东非鲁伍马盆地区域地质背景 b— 据Fonnesu et al., 2020; c— 修改自张光亚等, 2018Fig.1 Regional geological background of Rovuma Basin in East Africa

鲁伍马盆地沉积了侏罗系、白垩系、古近系、新近系及第四系的连续地层(图 1-b, 图 2-a), 其中古近系是盆地深水区主要的含气层段(张光亚等, 2018; Fonnesu et al., 2020; 王敏等, 2022)。自古新世以来, 鲁伍马三角洲沉积不断向海推进, 大量沉积物重力流顺陆坡由西向东搬运至深水区, 形成大规模的海底扇沉积储集层。现今莫桑比克陆架边缘受到自北向南流动的表层莫桑比克洋流及漩涡的影响, 而在深水区存在沿陆坡走向自南向北流动的南极底流(图 1-a)(de Ruijter et al., 2002; Breitzke et al., 2017)。海底实测数据显示, 深层南极底流的流速平均0.2~0.4 m/s, 最大可达1.2 m/s(Fuhrmann et al., 2020)。相比于事件性的沉积物重力流, 底流在地质历史时期为长期、准稳态存在的, 其运动方向与沉积物重力流近于垂直, 可对海底扇沉积特征产生一定的改造作用。

图 2

Fig.2

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	图 2 鲁伍马盆地研究区区域地震剖面(a)与目的层序底面构造等值线图(b)Fig.2 Regional seismic profile(a)and structural map of basal boundary of target sequence(b)in the study area of Rovuma Basin

研究区目的层段为下始新统的完整三级层序, 海底面以下埋深2200~2500 m。层序底界面为一个大型的峡谷下切面, 其上部地层呈明显的上超接触关系(图 2-a)。该海底扇水道体系在空间上呈近东西走向的弯曲宽条带状, 平面宽度可达10~20 km, 下切深度超过500 m, 其内部净砂体厚度近400 m(图 2-b)。

研究区目前已钻5口探井/取心井, 平均井距超过5 km。其中, 取心井2口(X-1井、X-2井), 累计取心长度约145 m, 有系统的岩心照片。自然伽马、电阻率、声波时差、密度、中子等各类测井曲线齐全, 可满足单井岩性识别与井震标定。

研究区有深度域的近角道集、中角道集、远角道集以及三维叠后地震资料, 其覆盖面积约2500 km²。地震平面采样精度为25 m× 12.5 m, 垂向采样率为3 ms。对于下始新统目的层段, 不同类型地震资料的主频及垂向分辨率存在差异(表 1), 其中, 近角道集地震能较好反映等时地层分布, 而远角道集地震能较好反映砂体(尤其厚砂体)分布。前人利用不同角道集的地震资料, 采用基于模型的限制稀疏脉冲反演方法得到了目的气藏的波阻抗反演数据体(Cavanna et al., 2014)。通过井震概率统计分析认为, 该反演数据体总体上能较好地区分砂泥岩, 波阻抗越大, 砂岩概率越高(图 3)。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 鲁伍马盆地研究区地震资料类型及品质 Table 1 Type and quality of seismic data in the study area of Rovuma Basin 序号 地震资料类型 目的层主频/Hz 目的层分辨率/m 用途 1 近角道集叠合地震 30 30 等时地层对比 2 中角道集叠合地震 25 38 地震反演 3 远角道集叠合地震 15 63 振幅属性提取与砂体解释 4 三维叠后地震 25 38 地层对比与砂体解释 5 波阻抗反演数据体 / / 砂体解释

表 1 鲁伍马盆地研究区地震资料类型及品质 Table 1 Type and quality of seismic data in the study area of Rovuma Basin

图 3

Fig.3

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	图 3 鲁伍马盆地研究区地震反演波阻抗与砂岩概率统计图Fig.3 Statistic plot of seismic impedance and sand probability in the study area of Rovuma Basin

采用“ 井震结合、层次约束、多维互动” 的海底扇储层构型表征思路(赵晓明等, 2012), 综合以上的岩心、测井及三维地震资料, 分水道复合体和单一水道2个级次依次开展井间砂体构型表征。为充分挖掘地震信息, 综合了地震波形分析、地震属性提取(振幅属性与相干属性)、RGB属性融合、波阻抗岩性识别等多种地震砂体解释方法。

目标水道体系主要形成于三级层序的海退— 低位体系域, 而海侵— 高位域主要发育稳定的半远洋泥岩(图 4-b, 4-d)。水道体系内部通常发育不同级次的水道构型单元, 根据前人分级方案(Sprague et al., 2002; Mayall et al., 2006; 林煜等, 2013), 可分为水道体系、水道复合体、单一水道以及单一水道内部若干更小级次的构型单元(图 4-a)。本次研究综合地震、测井及岩心资料, 在水道体系内部识别了水道复合体和单一水道的构型特征, 现分别阐述如下。

图 4

Fig.4

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	图 4 鲁伍马盆地研究区下始新统海底扇水道体系构型级次与井震响应特征 a— 修改自林煜等, 2013; b— 修改自王敏等, 2022Fig.4 Architectural hierarchy and well-to-seismic features of the Lower Eocene submarine channel systems in the study area of Rovuma Basin

2.1.1 水道复合体

水道体系内部一般由多期水道复合体叠置充填而成, 单期水道复合体大致对应一期准层序, 代表一期五级海平面升降旋回的产物(Zhang et al., 2018)。在地震剖面上, 水道体系内部不同期次的水道复合体之间以侧向较连续的波峰反射轴相区分(图 4-b), 对应于测井上多期砂体之间的富泥层段(GR回返明显), 其厚度5~10 m(图 4-d)。据此特征, 在地震上识别并追踪了6个侧向连续的波峰反射轴, 将水道体系划分为6个准层序, 自上而下依次命名为A~F(图 4-b, 修改自王敏等, 2022)。

水道复合体总体分布于水道体系中下部的B~F准层序, 单期水道复合体在地震上表现为弱连续(或杂乱)、中强振幅的波状反射特征, 底部下切侵蚀特征明显, 对应测井上相对富砂的沉积单元(内部含泥岩夹层), 垂向上呈现向上变细变薄的沉积序列, 其厚度平均40~60 m, 最大可达100 m(图 4-d)。局部地震反射轴可见叠瓦状结构, 反映了水道复合体内部更为复杂的构型组成。在准层序均方根振幅属性上(以B小层为例), 水道复合体总体表现为宽条带状的中高振幅反射单元, 宽度可达10 km, 其内部可见多个窄条带的高振幅反射单元, 代表水道复合体内部存在多个单一水道构型单元(图 4-c)。

2.1.2 单一水道

水道复合体内部可由多个单一水道复合而成, 单一水道是最基本的水道成因单元, 具有顶平底凸的形态。在水道复合体内部, 地震反射轴的分叉或不连续现象代表了其内部多个单一水道侧向叠置的部位(图 4-b); 该部位的砂体厚度一般较薄, 对应于RMS振幅属性图上水道复合体内部的相对低振幅响应, 而单一水道轴部的砂体厚度一般较大, 对应于相对较高的振幅属性(图 4-c), 单一水道宽度介于800~2000 m之间。

单一水道轴部在测井曲线上整体表现为箱型或钟型的形态特征, 以均质序列或向上变薄变细的沉积序列为主, 其水道厚度35~80 m(图 5-a)。进一步根据岩心观察分析发现, 单一水道内部是由多套均质或正旋回的砂体垂向拼接而成, 发育富砂型的岩相组合类型。单一水道底部具有明显的侵蚀特征, 发育底部滞留成因的块状砂砾岩以及泥质碎屑流成因的块状泥质不等粒砂岩(图 5-a), 而水道主体以厚层拼接的块状含砾粗砂岩及中粗砂岩组成, 局部可见具水平层理或交错层理的中粗砂岩, 可能与局部强底流的改造作用有关。

图 5

Fig.5

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	图 5 鲁伍马盆地研究区下始新统水道(a)与溢岸(b)的测井及岩心响应特征Fig.5 Well-log and core features of channel(a)and overbank(b)deposits of the Lower Eocene in the study area of Rovuma Basin

溢岸沉积一般分布于水道沉积的两侧, 由水道重力流上部的相对细粒物质向水道两岸漫溢形成。根据溢岸沉积的分布范围及响应特征, 可以分为外部天然堤和内部天然堤两类。

外部天然堤分布于整个水道体系的顶部及两侧, 尤其在目标水道体系的北侧十分发育, 在地震剖面上呈明显的楔状形态, 厚度大, 侧向延伸距离远(图 4-b)。地震反射轴向南侧的水道方向倾斜, 具有弱振幅、中连续的结构特征, 对应测井上齿化的高GR段, 反映总体富泥的岩性组成, 且距离水道体系越远, 泥质含量越高。

另外, 位于水道体系顶部附近的天然堤— 溢岸沉积在地震上保留了明显的波状形态特征, 在平面RMS振幅属性图上表现为明显的波痕构造特征(图 6-a), 可解释为沉积物波。相比于浊流溢出或流体剥离成因的沉积物波(Piper and Normark, 1983; Posamentier and Kolla, 2003; Wynn and Masson, 2008), 研究区的沉积物波主要分布在水道体系的北侧, 且波痕展布呈现向北迁移(底流方向)的特征, 反映了底流对沉积物波的改造作用(Fonnesu et al., 2020)。

图 6

Fig.6

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	图 6 鲁伍马盆地研究区下始新统朵叶沉积的地震属性(a)与测井响应(b)特征Fig.6 Seismic attributes(a)and well-log features(b)of submarine lobe deposits of the Lower Eocene in the study area of Rovuma Basin

内部天然堤分布于水道体系内部, 位于单一水道及水道复合体的两侧, 其规模总体较小, 地震反射较弱, 厚度薄, 地震剖面上不易与水道单元相区分。由于距离水道较近, 其岩性相比外部天然堤较粗, 测井曲线以锯齿状形态为主, 岩心显示其整体发育砂泥交互的岩性组合, 以块状或交错层理中细砂岩、平行层理细砂岩、粉砂岩、粉砂质泥岩、泥岩的薄互层为特征(图 5-b)。该砂泥交互的岩性组合也可出现在水道边缘及顶部等能量相对较弱的沉积环境中。相比于水道轴部能量较强的含砾粗砂岩或中粗砂岩, 研究区较细粒的岩性(如细砂岩、粉砂岩等)普遍发育类似牵引流的层理构造, 这表明底流对细粒物质具有较明显的改造作用(Shanmugam, 2016)。

朵叶沉积一般形成于水道末端, 为沉积物重力流在相对开阔环境下快速撒开堆积而成的扇状沉积体。在研究区, 朵叶沉积主要分布于目标水道体系顶部的A准层序, 在地震剖面上呈席状的高振幅反射特征, 底部无明显侵蚀现象, 两侧不受水道体系下切边界的限制(图 4-b), 对应于平面上连片状的高振幅反射单元(图 6-a)。在海底扇水道体系充填的晚期, 主要表现为侧向较开阔的非限制性地形地貌特征, 因而有利于朵叶体的发育。

根据井震标定结果显示, 朵叶体整体为相对富砂的沉积构型要素, 但在不同部位的沉积序列特征有所差别。朵叶主体在自然伽马曲线上呈箱型特征, 代表整体较均质的沉积序列, 而密度、中子曲线显示, 均质沉积序列内部实际是由多个弱反旋回序列垂向组合而成的, 其间发育薄的粉— 细砂或富泥质的夹层(图 6-b), 反映了朵叶体逐渐进积的沉积过程。朵叶边缘或决口朵叶在测井曲线上呈漏斗型, 为向上变厚、变粗的反旋回序列(图 6-b), 底部为砂泥交互的岩性组合特征。

依据复合砂体的构型识别特征, 采用“ 垂向分期、侧向划界” 的方法思路, 表征水道体系内部复合砂体的空间分布。首先, 在井震标定的基础上, 综合地震反射剖面与波阻抗反演剖面, 在水道体系内部垂向划分了6期复合砂体, 分别对应A— F 6个准层序(图 7); 其次, 在单期复合砂体内部, 根据溢岸沉积与水道(或朵叶)沉积在地震剖面及平面振幅属性图上的差异响应特征, 确定复合砂体的侧向边界与平面分布(图 8)。复合砂体级次的构型表征结果表明, 目标水道体系内部不同期次的复合砂体呈现出特殊的空间叠置样式与分布演化规律。

图 7

Fig.7

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	图 7 鲁伍马盆地研究区下始新统水道体系内部复合砂体构型剖面分布图Fig.7 Architectural section of composite sand bodies within the Lower Eocene channel system in the study area of Rovuma Basin

图 8

Fig.8

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	图 8 鲁伍马盆地研究区下始新统水道体系内部不同期次复合砂体的地震属性图与平面构型分布图Fig.8 Seismic attributes and architectural maps of composite sandbodies within the Lower Eocene channel system in the study area of Rovuma Basin

3.1.1 复合砂体的空间叠置样式

据连井地震剖面及复合砂体构型剖面图(图 7)可知, 目标水道体系内部的6期复合砂体逐渐向南侧向迁移上超, 整体表现为逆底流侧向迁移叠置样式。在地震剖面上, 水道体系的南侧表现出明显的地层上超现象, 多期水道复合砂体(F— B准层序)的上超点逐渐向南迁移, 至最后一期朵叶复合砂体(A准层序)上超点消失; 相比之下, 水道体系的北侧主要发育大规模的楔状天然堤沉积。前人通过水槽物理模拟实验证实, 底流可将相对细粒的溢岸物质搬运至水道顺底流一侧, 形成不对称的天然堤— 溢岸沉积(Miramontes et al., 2020)。因此, 受这种底流改造的影响, 不同期次的复合砂体优先向地形限制程度较弱的逆底流一侧发生侧向迁移叠置。

水道体系内部多期复合砂体之间整体发育较稳定的泥岩隔层, 表现为侧向较连续的波峰反射轴与低阻抗层段(图 7-a, 7-b), 对应井上的泥岩隔层厚度为5~10 m(图 7-c)。层间泥岩隔层的存在可导致不同期次的复合砂体之间垂向整体不连通或连通性很弱, 这对气藏开发过程具有重要的影响。另据气藏气水分布研究表明, B复合砂体与C复合砂体的气水界面不一致, 两者相差近15~20 m, 这也进一步从侧面证实了层间泥岩隔层对多期复合砂体的分隔作用。

3.1.2 复合砂体的分布演化规律

根据水道体系内部复合砂体的剖面及平面表征结果(图 7; 图 8), 发现不同期次复合砂体的成因类型及分布特征存在一定的差异, 整体可划分为3个演化阶段。

1)早期峡谷限制性水道复合体。早期的水道复合体(F— E准层序)整体限制在峡谷水道体系的底部, 两侧与峡谷水道壁呈上超接触关系, 平面上与峡谷水道形态整体一致, 呈近东西走向的弯曲宽条带状(图 8)。由于受到早期峡谷水道壁的限制, 水道复合体两侧的天然堤— 溢岸发育程度较低或几乎不发育。前人研究认为, 峡谷早期以下切侵蚀及底部滞留沉积为主, 多为粗粒的砂砾岩及泥质碎屑流沉积, 峡谷壁垮塌及变形构造较明显, 泥质含量总体较高(Deptuck et al., 2003; Mayall et al., 2006; 林煜等, 2013; Zhang et al., 2015, 2018)。

2)中期峡谷半限制性水道复合体。随着早期峡谷的充填, 峡谷限制性减弱, 大量细粒物质可漫溢出峡谷, 并由于底流的改造作用, 在峡谷北侧(顺底流一侧)形成大规模的天然堤— 溢岸沉积, 而此时的水道复合体(D— B准层序)仍然受到峡谷南侧水道壁的限制, 并呈向南(逆底流方向)迁移上超的特征。钻井(X-1井)资料显示, 水道复合体内部以砂泥交互或砂夹泥的岩性充填为主, 且向上砂质含量逐渐增加, 表明水道类型逐渐由早期的侵蚀过路型水道转化为沉积充填型水道。

3)晚期非限制性朵叶复合体。当水道体系完全被水道复合体充填后, 古地貌变得较平坦开阔, 此时沉积物重力流快速散开并堆积成朵叶复合体(A准层序), 其南侧不再受峡谷水道壁的限制, 上超点消失, 而北侧依然受到天然堤— 溢岸的限制。钻井(X-1井)资料显示朵叶复合体整体为厚层的砂岩段。

单一连通砂体是复合砂体内部单一成因的连通单元, 在水道沉积中相当于单一水道级次。本节以主力含气的B水道复合体为例, 在复合砂体构型分布的约束下, 充分挖掘地震信息, 进一步开展单一连通砂体(单一水道)的构型表征。

单一连通砂体构型表征的技术关键是如何确定水道复合体内部单一水道的侧向叠置边界, 其识别依据主要包括: (1)地震剖面上同相轴的分叉或不连续, 前人做过大量的地震正演模拟证实这种地震波形的侧向变化一般对应砂体的叠置部位, 可据此定性地识别单一水道边界(图 9-a, 9-b); (2)地震振幅属性图上的相对弱振幅条带以及相干属性上的高值条带(图 9-c, 9-d), 一般反映单一水道叠置边界处砂体较薄的部位, 另外考虑不同角道集地震数据对砂体厚度识别的差异, 采用RGB属性融合显示的方法(图 9-e), 可以看出蓝绿冷色调(高频的近角度地震数据为主)代表单一水道边界处砂体较薄的部位, 而红黄暖色调(低频的远角道集地震数据为主)反映了单一水道轴部砂体较厚的部位。

图 9

Fig.9

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	图 9 鲁伍马盆地研究区下始新统水道体系内部B小层单一水道叠置边界的识别标志Fig.9 Identification marks of stacking boundaries between individual channels in subzone B of the Lower Eocene channel system in the study area of Rovuma Basin

根据以上单一水道边界识别依据, 通过井震结合、平剖互动, 在B水道复合体内部识别了5期单一水道, 从南到北依次命名为B1— B5(图 10-a, 10-b)。综合研究认为, 单一水道砂体的空间叠置样式及连通关系具有一定的差异性和规律性。

图 10

Fig.10

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	图 10 鲁伍马盆地研究区下始新统水道体系内部B小层单一水道构型平面分布(a)与剖面分布图(b)Fig.10 Architectural map(a)and section(b)of individual channels within subzone B of the Lower Eocene channel system in the study area of Rovuma Basin

3.2.1 单一连通砂体的差异复合样式

根据地震剖面上同相轴的叠置关系(图 9-a)以及连井对比剖面(图 10-b)分析判断, 南部单一水道及其天然堤依次叠加在北部相邻的单一水道之上, 表明5期单一水道整体呈自北向南(逆底流方向)侧向迁移, 即由北向南B5— B1水道逐渐变新。值得注意的是, 由于图 9-a剖面北部构造高程(偏陆坡上游方向)略高于南部构造高程(偏陆坡下游方向), 造成南部新水道看似埋藏更深。经测量统计, 单一水道的侧向宽度整体介于800~2000 m之间。

尽管多期单一水道整体上依次向逆底流方向(南侧)迁移叠置, 但考虑平面上单一水道的迁移路径及切叠关系, 可在水道不同部位进一步划分为2种水道迁移样式, 相应的砂体连通性存在一定差异。

1)顺水道纵向迁移样式。根据单一水道平面构型解释结果, 早期B5— B3水道的弯曲段顶点逐渐向东部下游方向发生迁移(图 10-a), 后期水道部分切割早期水道, 表现为典型的顺水道纵向迁移样式(Labourdette, 2007)。据X-4井— X-1井的连井地震剖面显示, 纵向迁移部位的单一水道砂体之间彼此切叠, 地震同相轴没有明显的分叉或断开, 且振幅属性没有明显的减弱(图 11-b), 表明B3水道与B4水道在该部位切叠连通。

图 11

Fig.11

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	图 11 鲁伍马盆地研究区下始新统水道体系内部单一水道砂体构型叠置样式与连通关系Fig.11 Architectural stacking patterns and connectivity between individual channel sand bodies within the Lower Eocene channel system in the study area of Rovuma Basin

2)逆底流侧向迁移样式。由B3水道至B1水道, 水道弯曲段表现为自北向南逆底流方向的侧向迁移(图 10-a)。据X-1井— X-3井的连井波阻抗反演剖面(图 11-a)显示, 单一水道砂体侧向叠置边界部位的波阻抗值明显减弱, 表明该部位发育侧向泥质隔挡层, 导致B3、B2、B1单一水道砂体之间的侧向连通性变差。

3.2.2 单一水道内部的砂体分布规律

单一水道作为最基本的成因单元, 其内部砂体分布呈现一定的规律性。在侧向上, 单一水道轴部的水动力较强, 砂体厚度与砂泥比较高; 而水道边缘的水动力较弱, 砂体厚度与砂泥比较低, 多为砂泥交互的岩性组合特征, 尤其是顺底流一侧的水道边缘受底流改造明显, 其砂岩密度较逆底流一侧较高。另一方面, 受沉积物重力流物质组成及沉积过程的影响, 在垂向不同层位以及平面不同部位的单一水道砂体充填特征存在一定的差异(图 10-a, 图 12-a)。

图 12

Fig.12

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	图 12 鲁伍马盆地研究区下始新统水道体系内部单一水道构型分布(a)与单一水道内部充填(b, c)Fig.12 Architectural distribution of individual channels(a)and individual channel fills(b, c)within the Lower Eocene channel system in the study area of Rovuma Basin

1)水道充填垂向演化特征。根据测井曲线特征及岩性解释结果, 可将单一水道内部充填划分为砂泥交互型和富砂型两大类。砂泥交互型的水道充填在测井曲线上表现为锯齿状的钟型特征(图 12-c), 水道内部的泥岩夹层发育程度较高, 主要出现在水道体系的下部(如D— C准层序; 图 12-a), 属于低密度浊流成因或高密度— 低密度之间的过渡类型(Zhang et al., 2015, 2018; 刘飞等, 2021); 富砂型的水道充填在测井曲线上表现为厚层的弱钟型或箱型特征(图 12-b), 其内部泥岩夹层发育程度较低, 主要出现在水道体系的中上部(如B准层序, 图 12-a), 属于高密度浊流成因(Lowe, 1982; Zhang et al., 2015, 2018; 刘飞等, 2021)。总体上, 在层序演化的海退— 低位域阶段, 沉积物重力流的砂质含量逐渐增加, 导致水道类型由砂泥交互型逐渐演化为富砂型水道(图 12-a)。

除以上2种基本类型外, 前人还识别了碎屑流水道与泥质浊流水道(Mayall et al., 2006; 林煜等, 2013; 刘飞等, 2021)。碎屑流水道一般分布在水道体系底部(研究区未钻遇), 泥质含量较高, 与底部滞留或滑塌变形的砂砾岩伴生; 而泥质浊流水道多分布在水道体系充填晚期的上游部位, 主要为泥质充填, 可夹薄层的粉砂岩及细砂岩, 现有钻井未钻遇, 但通过地震属性可粗略识别(见下一部分)。

2)水道砂体平面分布规律。单一水道平面不同部位的砂体发育程度也不尽相同。根据富砂型水道内部单一连通砂体的表征结果(B准层序; 图 10-a)可知, 在单一水道下游弯曲部位的砂体厚度较大(振幅属性较高), 而上游顺直部位的砂体厚度较薄(振幅属性较弱), 以泥质充填为主, 为泥质浊流成因。这种砂体分布可能与地形坡度变化以及弯曲部位的水动力条件有关。前人研究发现, 在重力流水道的弯曲部位容易形成类似曲流河的二次环流, 但方向与之相反(Peakall et al., 2000), 这种反向环流有利于沉积物重力流的沉积, 导致弯曲部位的砂体更为发育。

物源性质、海平面升降、地震海啸、地形地貌等外部因素决定了沉积物重力流的发育频率、物质组成及流动机制, 从根本上控制海底扇沉积构型的形成演化。

与常规重力流主控的海底扇水道体系构型模式(Sprague et al., 2002; Mayall et al., 2006; Lin et al., 2014; Zhang et al., 2018)相比, 该模式表现出一定的相似性: (1)海底扇水道体系内部由多级次的构型单元组成(水道复合体、单一水道及其内部砂体充填), 且发育不同类型的泥质隔夹层, 这主要受控于多期次、多旋回的重力流沉积过程本身; (2)水道体系内部主要发育水道— 天然堤复合体, 而水道体系顶部发育朵叶复合体, 反映了不同地形限制程度对重力流侵蚀— 搬运— 沉积过程的控制作用; (3)水道体系内部不同层位的砂泥比例(向上逐渐增加)及水道充填类型(砂泥交互型变为富砂型)存在差异, 体现了层序演化过程中重力流成因机制变化对水道构型的控制作用。

前人研究认为, 底流可对沉积物重力流顶部悬浮、低速的细粒物质起到一定的搬运作用, 并间接影响水道的迁移过程与砂体叠置样式(Fonnesu et al., 2020; Fuhrmann et al., 2020; Miramontes et al., 2020)。这种影响在不同级次的水道构型样式上有不同的特征体现, 并区别于常规的浊积水道构型样式:

1)受底流影响, 水道体系内部不同期次的复合砂体之间表现出规律性地向逆底流方向侧向迁移叠置, 不同于常规情况下的垂向叠置或无序的补偿叠置(Sprague et al., 2002; Mayall et al., 2006; Lin et al., 2014)。这种复合砂体之间的单向迁移叠置, 在一定程度上有利于层间泥岩隔层的保存, 使得层间砂体连通性较弱。

2)受底流影响, 水道复合体内部不同单一水道之间主要表现为顺水道纵向迁移或逆底流侧向迁移的样式, 而顺底流的侧向迁移样式受到较大限制, 不易出现。纵向迁移部位由于水道的切叠, 泥岩侧向隔挡体不易保存, 而侧向迁移部位的泥岩侧向隔挡体容易保存下来, 使得砂体侧向连通性减弱。

常规的浊积水道可表现出不同方向的侧向迁移与纵向迁移(Posamentier and Kolla, 2003; Labourdette, 2007), 与底流没有直接关系。受水道弯曲段浊流离心力的影响, 水道有向外岸方向发生侧向迁移的趋势, 且水道弯曲度越大, 侧向迁移程度越大(Lin et al., 2014)。当底流存在时, 水道有向逆底流方向发生侧向迁移的趋势, 且在不同的水道弯曲段, 底流与浊流离心力的作用方向存在差异: 当两者作用方向一致时基本表现为逆底流侧向迁移; 而当两者作用方向相反时可表现为逆底流侧向迁移或顺水道纵向迁移, 顺底流的侧向迁移受到较大程度的抑制, 只有当水道弯曲度足够大时, 浊流离心力产生的侵蚀能力可能克服底流导致的地形限制, 形成顺底流的侧向迁移样式, 这在研究区浅层偶有出现。

3)受底流影响, 单一水道顶部的细粒物质容易搬运并沉积在顺底流一侧的水道边缘或溢岸部位, 导致高密度浊积水道的正旋回特征不明显(图 12-b), 多表现为均质序列, 水道内部夹层基本不发育(不包括早期的砂泥交互型水道充填)。相比起来, 在缺少底流的情况下, 浊积水道上部的细粒物质较多, 充填序列可呈较明显的正旋回特征, 其内部也可存在少量的细粒或泥质夹层(林煜等, 2013; Zhang et al., 2018)。

前人对东非海底扇的研究结果总体支持水道逆底流侧向迁移的结论(陈宇航等, 2016; Fonnesu et al., 2020; Fuhrmann et al., 2020), 但未能明确该结论成立的水道级次。作者研究在前人基础上更进一步, 强调水道体系内部不同期次复合砂体之间基本呈逆底流侧向迁移叠置样式, 而水道复合体内部不同单一水道之间除逆底流侧向迁移样式外, 还可呈顺水道纵向迁移样式, 而顺底流的侧向迁移样式不易出现。另外, 研究还突显了不同类型隔夹层分布及砂体连通性的差异, 代表性地揭示了东非陆架边缘重力流— 底流交互作用控制的海底扇水道体系构型模式, 对其他地区类似地质条件下的海底扇水道构型模式也有重要的借鉴意义。

与东非海底扇模式刚好相反, 前人对南海地区海底扇水道构型的研究发现, 水道基本呈顺底流侧向迁移的样式(Gong et al., 2013; 李华等, 2014)。针对这种模式, 前人也提出了多种解释, 比如, Fonnesu 等(2020)指出东非逆底流水道迁移样式为重力流— 底流同时作用的产物, 而南海顺底流水道迁移样式可能为重力流— 底流交替作用的产物。Gong 等(2018)指出南海深水水道不发育类似东非深水水道的不对称天然堤— 溢岸沉积, 可能与较大的峡谷深度限制了细粒物质的溢出有关。由此可见, 重力流与底流交互作用的过程机制十分复杂, 不同地区、不同地质背景下的沉积响应可能差别较大, 目前的研究认识仍然十分局限, 需要未来更为深入的探讨。