基于深水源汇参数定量表征的陆架边缘分类及其对深水沉积富砂性的预测^*

Classification of shelf margins based on characterization of deep-water source-to-sink parameters and its implications on finding suitable deepwater reservoirs

摘要

源汇系统方法原理运用于有利砂体预测的深水油气勘探实践中时,存在深水源汇参数,包括海平面变化、物源供给(Q_s)和可容空间(δ_a),难以定量表征的难题。本研究提出了定量表征这3大源汇参数的方法以及基于陆架边缘分类的深水沉积富砂性预测方法。海平面变化依据地质年代可以划分为“高频高幅冰室海平面变化和低频低幅温室海平面变化”2种类型,Q_s依据陆架坡折迁移速率可被区分为“高Q_s低Q_s”2种条件,δ_a依据陆架坡折迁移轨迹可以被区分为“低δ_a,中δ_a和高δ_a”3种类型。这3种不同类型源汇参数之间的相互耦合形成了10种不同类型的陆架边缘,每一种类型的陆架边缘具有差异的深水沉积富砂性程度。依据该方法,可将SQ13.8珠江陆缘划分为“高Q_s-中δ_a、高Q_s-低δ_a和高Q_s-高δ_a”3种类型的冰室陆架边缘。低幅下降型或低幅上升型陆架坡折迁移轨迹(-2°<T_se<1°)使得粗碎屑颗粒无论是在冰室海平面变化还是温室海平面变化、无论是高供给(高Q_s)还是低供给(低Q_s)条件下,总能被搬运分散到深水陆坡区形成富砂海底扇。中幅上升型(1°<T_se<4°)在高供给(高Q_s)条件下,孕育富砂的高位海底扇; 而在低供给(低Q_s)条件下,发育富泥的深水沉积体系(如块状搬运沉积体系等)。高幅上升型(4°<T_se<20°)或向陆回退型(90°<T_se<180°)陆架坡折迁移轨迹在高供给(高Q_s)条件下发育小规模富砂海底扇,而在低供给(低Q_s)条件下则与大型富泥块状搬运沉积体系相伴生。依据这一陆架边缘分类的深水沉积富砂性预测新方法,高Q_s-低δ_a-冰室陆架边缘深水富砂程度较高,而钻井结果显示其发育水道型海底扇砂岩(厚约10余米、见箱状测井相的黄色细砂岩);证实了该方法的有效性。

Abstract

The application of the source-to-sink methodology in predicting reservoir occurrence in deep-water hydrocarbon exploration is frequently impeded by the difficulty of quantifying deep-water source-to-sink(S2S)parameters,such as sea-level fluctuations,sediment supply(Q_s),and accommodation space(δ_a). This study establishes a method for quantitatively characterizing these three S2S parameters and identifies suitable deep-water hydrocarbon reservoirs based on the classification of shelf margins. Our findings indicate that sea-level fluctuations can be categorized as either icehouse or greenhouse based on geological age,sediment supply can be distinguished as high or low based on the rates of shelf-edge movement,and accommodation space can be classified as low,medium,or high based on the angles of shelf-edge trajectories. The interaction of these three S2S parameters results in 10 distinct types of shelf margins,each associated with a specific risk level for finding suitable hydrocarbon reservoirs in deep-water areas. Applying these quantitative methods to the Pearl River margin of the SQ13.8 age has led to the identification of three primary types of icehouse margins: high Q_s-medium δ_a,high Q_s-low δ_a,and high Q_s-high δ_a. Shelf-edge trajectories that are slightly falling or rising(-2°<T_se<1°)can transport coarse-grained clastics to the deep-water slope,forming sand-rich submarine fans regardless of whether the system is controlled by icehouse or greenhouse sea-level conditions and whether sediment supply is high or low. Moderately rising shelf-edge trajectories(1°<T_se<4°)promote the formation of sandy highstand submarine fans under high sediment supply conditions but are associated with muddy deep-water systems under low sediment supply scenarios. Steeply rising or backstepping shelf-edge trajectories(1°<T_se<4° and 90°<T_se<180°,respectively)tend to form small-scale sand-rich submarine fans under high sediment supply,while under low sediment supply they are commonly associated with large-scale mud-rich mass-transport depositional systems. According to this shelf-margin classification-based prediction model,icehouse shelf margins with high Q_s and low δ_a show the highest sand-rich potential in deep-water settings. This conclusion is supported by borehole data,which reveal the presence of tens of meters thick sandstones in channelized submarine fans,exhibiting block well-log patterns. These findings validate the effectiveness of the proposed new methods for identifying suitable deepwater reservoirs.

Graphical abstract

关键词

源汇参数 / 陆缘分类 / 物源供给 / 可容空间 / 储集层预测

Key words

source-to-sink parameters / shelf-margin classification / sediment supply / accommodation space / prediction of hydrocarbon reservoirs

0 引言

“低可容纳空间”或“高物源供给”能够驱动河流或三角洲向外陆架一侧迁移驻留,并将陆源物源供给总量约2/3搬运卸载到陆架边缘 (shelf margin)及其以深的深水陆缘(Petter et al., 2013;Gong et al., 2016;Fisher et al., 2021;龚承林等,2021)。以陆架边缘为界,可以将这一由陆到洋的源汇系统划分为“物源区—内陆架”和“外陆架—深海盆地”2个次级源汇系统,亦即物源区—浅水源汇系统和深水源汇系统(龚承林等,2021)。深水源汇系统中沉积物由外陆架分散卸载到深水陆坡的沉积物输运过程形成陆架边缘及其所伴生的陆架边缘三角洲—海底扇重力流沉积体系,这一深水源汇过程主要受控于海平面变化、物源供给和可容空间(Paumard et al., 2018;Fisher et al., 2021;龚承林等,2022)。

深水源汇参数(海平面变化、物源供给和可容空间)之间的相互耦合形成不同类型的陆架边缘堆砌样式(如进积型、加积型和退积型等)以及不同类型的陆架坡折迁移轨迹(如下降型、上升型和回撤型等)(Carvajal and Steel,2006;Carvajal et al., 2009;Gong et al., 2016;Paumard et al., 2018)。通过追踪分析陆架边缘堆砌样式和陆架坡折迁移轨迹可以更加客观地在一个连续的水进或水退过程中,分析沉积物在外陆架和深水陆坡搬运分散过程的迁移演变(深水源汇过程)(Paumard et al., 2018;Pellegrini et al., 2020)。因而,陆架坡折迁移轨迹和陆架边缘叠置样式常常被认为是陆源粗碎屑颗粒向深水中搬运分散形成海底扇的“预言者”(Carvajal et al., 2009;Gong et al., 2016;Paumard et al., 2018)。然而,“如何定量表征深水源汇参数(海平面变化、物源供给和可容空间),进而对深水沉积体系的富砂程度进行预测”一直是层序地层学和深水油气勘探的重点和难点所在(Carvajal and Steel,2009;Martinsen et al., 2010;Paumard et al., 2018;Catuneanu,2022)。本研究在深水源汇参数(海平面变化,物源供给和可容空间)定量表征的基础上,提出一种基于源汇参数定量表征的深水沉积富砂性评价方法; 以期解决“在无井/少井条件下进行深水沉积富砂性预测”这一深水油气勘探的难点。

1 深水源汇参数定量表征

“海平面变化、沉积物供给(Q_s)和陆架可容空间(δ_a)”是控制沉积物在深水源汇系统中搬运分散的3个最主要参数,可以分别通过地质年代、陆架坡折迁移速率和陆架坡折迁移轨迹进行定量表征(图 1)。

1.1 基于“地质年代”的海平面变化表征

在约46亿年的地质历史时期中,主要存在着“冰室气候”和“温室气候”2种气候类型,而冰室气候类型又进一步分为“冰期(气候较寒冷,持续时间较长)”与“间冰期(气候较温暖,持续时间较短)”(Takashima et al., 2006;Nance et al., 2014)。“冰室气候”和“温室气候”具有截然不同的海平面变化特征(振幅和频率)(Sømme et al., 2009)。一般而言,冰室气候往往伴随着高频(10's~100's kyr)高幅(10's~100's m)的海平面变化,而温室气候则伴随着低频(100's~1000's kyr)低幅(10's m)的海平面变化(Takashima et al., 2006;Sømme et al., 2009;Nance et al., 2014)。

“晚寒武世、晚泥盆世、石炭纪、二叠纪、三叠纪、渐新世、新近纪和第四纪”被认为是冰室气候期; 而“早—中寒武世、奥陶纪、志留纪、早—中泥盆世、侏罗纪、白垩纪、古新世和始新世”被认为是温室气候期(Takashima et al., 2006;Nance et al., 2014)。故而,可以依据地质年代可将深水陆缘的海平面变化区分为“冰室海平面变化——高频(10's~100's kyr)高幅(10's~100's m)海平面升降”和“温室海平面变化——低频(100's~1000's kyr)低幅(10's m)海平面升降”2种类型。在本研究所统计分析的20个深水陆缘实例中,温室海平面变化所对应的深水陆缘仅6个,约占30%;而冰室海平面变化所对应的深水陆缘达14个,约占70%(表 1)。

1.2 基于“陆架坡折迁移速率”的物源供给(Q_s)表征

在跨越陆架边缘的区域地震剖面上,由平坦浅水陆架转折为陡倾深水陆坡的转折点即为“陆架坡折”,而起始陆架坡折点与终止陆架坡折点之间的连线即为“陆架坡折迁移轨迹”(图 2-a,2-b)。以起始陆架坡折点为坐标原点(0,0)建立如图 2-b和图 2-c所示的陆架坡折迁移轨迹坐标系,其中横轴 ( x轴)代表陆架坡折沿水平方向运动(向盆地进积为“+”,而向陆地方向退积则为“-”),而纵轴 ( y轴)代表陆架坡折沿垂直方向运动(向上加积为“+”,而向下底积则为“-”)(图 2-c)。依据公式1和2,便可计算获取陆架坡折加积速率(R_a)和陆架坡折进积速率(R_p):

(公式1) R_{\mathrm{a}} = \frac{\mathrm{d}y}{T}

(公式2) R_{\mathrm{p}} = \frac{\mathrm{d}x}{T}

式中: dx=陆架坡折进积距离; dy=陆架坡折加积距离; T=陆架坡折迁移轨迹的地质年龄(图 2-b,2-c)。

利用公式(1)和(2),计算获取了如表 1所示的20个典型深水陆缘的R_a和R_p;它们可以被区分为统计特征差异的2组(图 3-a;表 1)。深水陆缘1-13具有较小的R_a或R_p,其中R_a从12 m/Myr到146 m/Myr不等(均值为106 m/Myr、中值为107 m/Myr),R_p 从-0.50km/Myr到9.79 km/Myr不一(均值为4.04 km/Myr、中值为4.20 km/Myr)(图 3-a中的蓝色数据点所示)。深水陆缘14-20具有较大的R_a 或R_p,其中R_a 从95 m/Myr到281 m/Myr不等(均值为219 m/Myr、中值为239 m/Myr),R_p 从14.95 km/Myr到47.78 km/Myr不一(均值为24.04 km/Myr、中值为18.63 km/Myr)(图 3-a中的橘色数据点所示)。

交汇分析表明,深水陆缘14-20陆架坡折加积速率是深水陆缘1-13的2~3倍; 深水陆缘14-20陆架坡折进积速率是深水陆缘1-13的5~6倍(图 3-a;表 1)。前人研究表明较大R_a和R_p 的预示着较高的物源供给(Carvajal and Steel,2006;Carvajal et al., 2009);这就意味着深水陆缘14-20具有较高的物源供给(Q_s),而深水陆缘1-13则具有较低的物源供给。据此,可以依据陆架坡折迁移速率(R_a和R_p)将物源供给(Q_s)这一源汇参数区分为: (1)高物源供给(高Q_s): R_a >150 m/Myr或R_p>10 km/Myr(图 3-a中的橘色数据点);(2)低物源供给(低Q_s): R_a<150 m/Myr或R_p<10 km/Myr(图 3-a中的蓝色数据点)。

一般而言,高物源供给深水陆缘往往由“汇水面积大、径流量巨”的大江大河及其所伴生的规模三角洲供源,而低物源供给深水陆缘则由“汇水面积小、径流量微”的河流及其所伴生的局限三角洲供源。例如,孟加拉湾东北若开陆缘的陆架坡折加积速率为239~281 m/Myr,陆架坡折进积速率为17.06~18.63 km/Myr;是一典型的高物源供给深水陆缘(表 1)。这一深水陆缘是世界上最大的沉积物分散系统(喜马拉雅—孟加拉湾源汇系统)的最终汇区,源自世界上最高山脉(喜马拉雅造山带)的布拉马普特拉河—恒河的流域面积达2×10⁶km²,每年向孟加拉湾流域盆地供应超过10⁹t沉积物,形成世界上最大的海底扇(孟加拉扇)(Blum et al., 2018)。南海西北陆缘海南岛段(琼东南陆缘)陆架坡折加积速率为142~145 m/Myr,为一典型的低物源供给深水陆缘(表 1)。该深水陆缘由海南岛南部系列河流(藤桥河、陵水和和万泉河)供源,这些供源水系的累计汇水区面积约3000 km²,年供给沉积物量为2.7×10⁶t; 相应所形成的海底扇规模亦较小。

1.3 基于“陆架坡折迁移轨迹”的可容空间(δ_a)表征

在确定陆架坡折迁移轨迹的基础上,利用公式3计算获取陆架坡折迁移轨迹的轨迹角角度(T_se):

(公式3) T_{\mathrm{s}\mathrm{e}} = \mathrm{a} \mathrm{r} \mathrm{c} \mathrm{t} \mathrm{a} \mathrm{n} \left(\frac{\mathrm{d}y}{\mathrm{d}x}\right)

式中: dx=陆架坡折进积距离; dy=陆架坡折进积距离; T_se=陆架坡折迁移轨迹的角度(图 2-d)。

统计分析表明,陆架坡折迁移轨迹依据T_se可以被区分为5种主要的类型: 低幅下降型(-2°<T_se<0°)、低幅上升型(0°<T_se<1°)、中幅上升型(1°<T_se<4°)、高幅上升型(4°<T_se<20°)和向陆回退型(90°<T_se<180°)(图 3-b)。这5种类型的陆架坡折迁移轨迹指示了3种类型的可容空间(δ_a): (1)低δ_a(下降型沉积基准面或相对海平面下降): -2°<T_se<1°;(2)中δ_a(缓慢上升型基准面或相对海平面缓慢上升): 1°<T_se<4°;(3)高δ_a (快速上升型基准面或相对海平面快速上升): 4°<T_se<180°。

2 陆架边缘分类与深水沉积富砂性

深水源汇参数(海平面变化,物源供给和可容空间)之间的相互耦合形成10种不同类型的陆架边缘,每一种陆架边缘具有差异的深水沉积富砂性程度(图 4)。

2.1 基于源汇参数的陆架边缘分类

前已述及,海平面变化具有“高频高幅的冰室海平面变化和低频低幅的温室海平面变化”2种差异的特征,物源供给具有“高Q_s和低Q_s”2种不同的尺度,而可容空间具有“低δ_a、中δ_a和高δ_a”3种不同的类型(图 4)。这3种不同类型的源汇参数之间的耦合作用形成了10种不同类型的陆架边缘: (1)高Q_s-高δ_a-冰室陆架边缘; (2)高Q_s-中δ_a-冰室陆架边缘; (3)高Q_s-低δ_a-冰室陆架边缘; (4)低Q_s-高δ_a-冰室陆架边缘; (5)低Q_s-中δ_a-冰室陆架边缘; (6)低Q_s-低δ_a-冰室陆架边缘; (7)高Q_s-中δ_a-暖室陆架边缘; (8)高Q_s-低δ_a-暖室陆架边缘; (9)低Q_s-中δ_a-暖室陆架边缘; (10)低Q_s-低δ_a-暖室陆架边缘(图 4)。

“海平面变化、物源供给和可容空间”之间的相互耦合形成6种不同类型的冰室陆架边缘和4种不同类型的温室陆架边缘,温室陆架边缘相较于冰室陆架边缘不发育“高δ_a (快速上升型基准面)”可容空间条件(图 4)。造成这一现象的原因可能是由于温室气候的海平面变化频率往往较低(100's~1000's kyr)且幅度也较小(10's m),故而常常亦缺少高幅上升型或向陆回退型陆架坡折迁移轨迹(Sømme et al., 2009;Gong et al., 2016)。

2.2 冰室陆架边缘富砂性分析

在冰室气候条件下,发育存在6种类型的陆架边缘: 高Q_s-高δ_a-冰室陆架边缘,高Q_s-中δ_a-冰室陆架边缘,高Q_s-低δ_a-冰室陆架边缘,低Q_s -高δ_a-冰室陆架边缘,低Q_s-中δ_a-冰室陆架边缘和低Q_s-低δ_a-冰室陆架边缘(图 4)。

低幅下降型(-2°<T_se<0°)和低幅上升型(0°<T_se<1°)陆架坡折迁移轨迹常常被认为是下降型沉积基准面或相对海平面下降(低δ_a)的“代言人”(Carvajal and Steel,2006;Gong et al., 2016;Paumard et al., 2018;Pellegrini et al., 2020)。低δ_a能够驱动河口迁移驻留在外陆架、继而向深水陆缘分散卸载陆源沉积颗粒形成富砂的海底扇,从而导致“不管是高Q_s 还是低Q_s”背景,低幅下降型或低幅上升型陆架坡折迁移轨迹的前方总是发育出现相对富砂的深水沉积(如海底扇等)(Posamentier et al., 1988;Catuneanu et al., 2009;龚承林等,2022)。Muto和Steel(2002)从物理实验角度证实了低δ_a能够驱动河流及其所伴生的三角洲迁移驻留在陆架边缘,进而将所携带的陆源粗碎屑颗粒搬运分散到深水陆坡形成海底扇。由此可见,“高Q_s-低δ_a-冰室陆架边缘”和“低Q_s-低δ_a-冰室陆架边缘”所形成的深水沉积体系相对富砂(图 4)。这一结论被如图 5-a所示的晚中新世琼东南陆缘所证实,该陆缘形成于晚中新世冰室海平面变化条件下,计算R_a为-74 m/Myr、R_p 为8.18 km/Myr,见低幅下降型陆架坡折迁移轨迹(T_se=0.52°);为一典型的低Q_s-低δ_a冰室陆缘(表 2)。在这一冰室陆缘上,深水陆坡发育可见呈“楔状、中强振幅—中高频率—中高连续、前积反射”的富砂海底扇(图 5-a)。

中幅上升型(1°<T_se<4°)陆架坡折迁移轨迹是缓慢上升型基准面或相对海平面缓慢上升(中δ_a)的“代言人”(Carvajal and Steel,2006;Gong et al., 2016;Paumard et al., 2018;Pellegrini et al., 2020)。在高Q_s条件下,中δ_a可能被高Q_s所压制,从而导致粗碎屑颗粒在可容空间缓慢上升条件下搬运分散到深水陆坡形成小规模高位海底扇(highstand submarine fan)。在“低物源供给(低Q_s)”条件下,相对海平面缓慢上升(中δ_a)可能抑制粗碎屑颗粒搬运驻留在外陆架,从而导致中幅上升型陆架坡折迁移轨迹前方往往发育出现大规模的块状搬运沉积体系(mass-transport systems)。由此可见,高Q_s-中δ_a-冰室陆架边缘富砂性程度中等,而低Q_s-中δ_a-冰室陆架边缘富砂性程度较低(图 4)。这一结论被如图 5-a所示的上新世琼东南陆缘所证实,该陆缘形成于上新世冰室海平面变化条件下,计算R_a为188 m/Myr、R_p为9.40 km/Myr,见中幅上升型陆架坡折迁移轨迹(T_se=1.15°);为一典型的高Q_s-中δ_a冰室陆缘(表 2)。在这一低Q_s-中δ_a冰室陆缘上,深水陆坡发育存在呈“顶平定凸状、强振幅—高频率—高连续、充填反射”的相对富砂的深水水道(图 5-a)。

高幅上升型(2°<T_se<20°)和向陆回退型(90°<T_se<180°)陆架坡折迁移轨迹往往被认为是快速上升型基准面或相对海平面快速上升(高δ_a)的“预言者”(Carvajal and Steel,2006;Gong et al., 2016;Paumard et al., 2018;Pellegrini et al., 2020)。高δ_a使得河流—三角洲难以跨越内陆架到达外陆架,从而导致在高幅上升型和向陆回退型陆架坡折迁移轨迹前方往往形成相对富泥的深水沉积体系(如块状搬运复合体、富泥陆架边缘斜坡进积体等)。由此可见,高Q_s-高δ_a-冰室陆架边缘和低Q_s-高δ_a-冰室陆架边缘所形成的深水沉积体系相对富泥,深水富砂性程度相对较低(图 4)。这一结论被如图 5-a所示的第四纪琼东南陆缘所证实,该陆缘形成于第四纪冰室海平面变化条件下,计算R_a 为533 m/Myr、R_p 为6.03 km/Myr,见高幅上升型陆架坡折迁移轨迹(T_se=5.07°);为一典型的“高Q_s-高δ_a 冰室陆缘”(表 2)。在这一高Q_s-高δ_a冰室陆缘上,深水陆坡发育可见大规模相对富泥的、呈杂乱反射的块状搬运沉积(图 5-a)。

2.3 温室陆架边缘富砂性分析

在温室气候条件下,发育存在4种类型的陆架边缘: 高Q_s-低δ_a-暖室陆架边缘,高Q_s-中δ_a-暖室陆架边缘,低Q_s-低δ_a-暖室陆架边缘和低Q_s -中δ_a-暖室陆架边缘(图 4)。

在“低频(100's~1000's kyr)低幅(10's m)的温室海平面变化”条件下,无论是物源供给高(高Q_s)还是物源供给低(低Q_s),下降型沉积基准面/相对海平面下降(低δ_a)总能够驱动河口迁徙到外陆架向深水中分散卸载陆源沉积颗粒形成海底扇或斜坡扇(Gong et al., 2016;Paumard et al., 2018;Pellegrini et al., 2020);从而使得高Q_s-低δ_a-暖室陆架边缘和低Q_s-低δ_a-温室陆架边缘所对应的深水沉积体系相对富砂(图 4)。这一结论被如图 5-b所示的Sptisbergen陆架边缘所证实,该陆缘形成发育在早始新世温室气候条件下; 在早始新世4~5个百万年内,其向盆地方向进积了20~30 km,具有低物源供给(低Q_s)的特征(Steel and Olsen,2002;Johannessen and Steel,2005)。在这一低物源供给的温室陆架边缘上,低幅上升型(陆架边缘SM2)和低幅下降型(陆架边缘SM3)陆架坡折迁移轨迹前方发育可见富砂的海底扇,这些海底扇厚度为30~80 m,延伸长度约10 km(图 5-b;表 2)(Steel and Olsen,2002;Johannessen and Steel,2005)。

在“低频(100's~1000's kyr)低幅(10's m)的温室海平面变化”条件下,高物源供给(高Q_s)可能压制相对海平面缓慢上升(中δ_a)并向深水中搬运分散粗碎屑颗粒形成海底扇,而低物源供给(低Q_s)可能被相对海平面缓慢上升(中δ_a)所压制使得河流无法迁移抵达外陆架; 从而使得高Q_s-中δ_a-暖室陆架边缘所对应的深水沉积体系相对富砂,而低Q_s-中δ_a-温室陆架边缘所对应的深水沉积体系则相对富泥(图 4)。这一结论被如图 5-b所示的低物源供给(低Q_s)、温室陆架边缘所证实,在Spitsbergen温室陆架边缘上,中幅上升型(陆架边缘SM1和SM4)陆架坡折迁移轨迹前方相对富泥,无明显的富砂海底扇发育存在(图 5-b;表 2)(Steel and Olsen,2002;Johannessen and Steel,2005)。

3 基于陆架边缘分类的深水沉积富砂性预测实例应用

将基于陆架边缘分类的深水沉积富砂性预测方法运用到中中新世珠江陆缘(14.6—13.4 Ma)深水沉积富砂性预测中来(图 6;图7;图 8),钻井证实了该方法的有效性。

3.1 中中新世珠江陆缘类型划分

南海北部珠江陆缘沉积层序SQ13.8顶底分别以形成于13.4 Ma和14.6 Ma的最大海泛面(MFS)为界,形成发育于中中新世气候转型期(middle Miocene climate transition,约14.8—12.8 Ma)(图 6)。中中新世气候转型期,全球整体降温约3 ℃,为典型的冰室气候期; 故南海北部珠江陆缘沉积层序SQ13.8形成发育在高频(10's~100's kyr)高幅(10's~100's m)的冰室海平面变化条件下。

南海北部中中新世珠江陆缘沉积层序SQ13.8顶底界面的地质年代分别为13.4 Ma和14.6 Ma,地质年龄为1.2 Myr(图 5)。1.2 Myr内,珠江陆架坡折垂向加积了114 m,计算为R_a为95 m/Myr;向海一侧进积了69.88 km,计算 R_{\mathrm{p}}为20.88 km/Myr(表 2)。故而,中中新世珠江陆缘(SQ13.8)具有较高的物源供给条件(高 Q_{\mathrm{s}} ),为高 Q_{\mathrm{s}}陆架边缘(图 5;表 2)。

在南海北部中中新世珠江陆缘SQ13.8层序内: (1)红色陆架坡折点(陆架边缘SM1)垂向加积约80 m、进积距离仅3.30 km,计算T_se为1.40°,为一中幅上升型陆架坡折迁移轨迹、对应缓慢上升型基准面(中 {\delta }_{\mathrm{a}} )(图 5;表 2);(2)蓝色陆架坡折点(陆架边缘SM2)向下底积(degradation)约111 m、进积距离达20.71 km,计算T_se为-0.31°,为一低幅下降型陆架坡折迁移轨迹、对应下降型沉积基准面(低 {\delta }_{\mathrm{a}})(图 5;表 2);(3)紫色陆架坡折点(陆架边缘SM3)向上加积约67 m、向陆回退约1.91 km,计算T_se为92.01°,为一向陆回退型陆架坡折迁移轨迹、对应快速上升型基准面(高 {\delta }_{\mathrm{a}})(图 5;表 2)。

3.2 基于陆缘分类的富砂性预测

如前所述,珠江陆缘沉积层序SQ13.8发育3种类型的陆架边缘: 高Q_s-中δ_a-冰室陆架边缘(发育红色陆架坡折点的陆架边缘SM1)、高Q_s-低δ_a-冰室陆架边缘(见蓝色陆架坡折点的陆架边缘SM1)和高Q_s-高δ_a-冰室陆架边缘(发育紫色陆架坡折点的陆架边缘SM1)(图 5;表 2)。

依据如图 4所示的陆架边缘类型与深水沉积富砂性程度对比图版,珠江陆架边缘SM1(高Q_s-中δ_a-冰室陆架边缘)所对应深水沉积可能富砂,深水沉积富砂程度中等(中富砂性程度)。在浅水外陆架,珠江陆架边缘SM1较为富砂,在A1井和A2井上可见反旋回性特征明显的陆架边缘三角洲砂(以黄色砂岩和黄色细砂岩为主),单层砂岩最大厚度可达17.8 m(A1井1867.40~1849.60 m)(图 7)。在深水陆坡,珠江陆架边缘SM1则相对富泥,在B1井和B2井上以厚层(可达90.4 m,B1井2333.20~2242.80 m)的灰色泥岩为主(图 7)。

依据如图 4所示的陆架边缘类型与深水沉积富砂性程度对比图版,珠江陆架边缘SM2(高Q_s-低δ_a-冰室陆架边缘)所对应深水沉积相对富砂,深水沉积富砂程度较高(高富砂性程度)。在浅水外陆架,珠江陆架边缘SM2最为富砂,在A1井和A2井上可见黄色砂岩、黄色细砂岩和黄白色中砂岩,这些砂岩单层最大厚度可达77 m(A2井2146.00~2069.00 m),反旋回性特征明显,为典型的陆架边缘三角洲砂(图 7)。在深水陆坡,珠江陆架边缘SM2相对较为富砂,在B2井2230.00~2218.00 m见黄色细砂岩,这些黄色细砂岩厚约10余米,正旋回特征明显,为典型的海底扇砂岩(图 7;图 8-b)。在平面属性上,这些海底扇砂岩表现为“朵状强均方根振幅属性单元(朵叶)及其所伴生的窄而低弯度的强均方根振幅属性条带(水道)”地震地貌相特征,为典型的深水水道—朵叶复合体(水道型海底扇)(Doughty-Jones et al., 2017;Howlett et al., 2021;McHargue et al., 2021)。

依据如图 4所示的陆架边缘类型与深水沉积富砂性程度对比,珠江陆架边缘SM3(高Q_s-高δ_a-冰室陆架边缘)所对应深水沉积相对富泥,深水沉积富砂程度较低(低富砂性程度)(表 2)。钻井结果显示: 从浅水外陆架(A1井和A2井)至深水陆坡(B1井和B2)的连井剖面上,珠江陆架边缘SM3为一套厚度从24 m(B2井1849.50~1825.10 m)至48 m(B2井2015.00~2063.00 m)不等的灰色泥岩,局部夹薄层(1.5 m)黄色砂岩(A2井1961.50~1960.00 m)(图 7)。

3.3 基于陆缘分类富砂性预测意义

经典的层序地层学理论多从“基准面变化(A/S)”的角度来分析预测深水沉积单元的富砂性(Catuneanu,2022;龚承林等,2022),这一层序控砂方法原理应用于有利砂体预测时,有时会碰到“坡折不一定控砂、层序(低位)不一定有扇”的窘境(徐长贵和龚承林,2023)。针对这一难题,本研究提出在定量表征“海平面变化、物源供给和可容空间”的基础上,对陆架边缘进行分类; 提出了基于陆架边缘分类的深水沉积富砂性预测方法(图 4)。相较于传统层序方法原理,该方法考虑的参数更多,故预测的结果也更为准确。譬如,在同一基准面变化(缓慢上升型基准面(中 {\delta }_{\mathrm{a}} ))条件下,基于陆架边缘分类的深水沉积富砂性预测方法分不同的沉积物供给条件(高Q_s和低Q_s)和海平面变化特征(温室海平面变化与冰室海平面变化)将陆架边缘进行分为4种基本类型(高Q_s-中δ_a-冰室陆架边缘,低Q_s-中δ_a-冰室陆架边缘,高Q_s-中δ_a-暖室陆架边缘和低Q_s-中δ_a-暖室陆架边缘),每一类陆架边缘所对应的深水沉积富砂性程度各有差异(图 4)。

从2010年至今,地质学家将沉积物在母岩区的剥蚀、流域盆地的搬运与汇水盆地的堆积纳入到一个由“源”到“汇”的系统中,将源汇系统方法原理运用到有利砂体预测研究中来(林畅松等,2015;徐长贵和杜晓峰,2017;朱红涛等,2017;徐长贵和龚承林,2023)。“海平面变化、物源供给和可容空间”被公认为是深水源汇过程3个最主要的控制因素(源汇参数),如何定量表征这3大深水源汇参数一直是源汇系统研究的难点所在(林畅松等,2015;Romans et al., 2016;Gong et al., 2016;Paumard et al., 2018;Catuneanu,2022)。本研究提出了“基于地质年代的海平面变化表征、基于陆架坡折迁移速率的物源供给表征和基于陆架坡折迁移轨迹的可容空间表征”方法原理,这一方法原理有助于更好地开展定量源汇分析。

4 结论

本研究在深水源汇参数,包括海平面变化、物源供给(Q_s)和可容空间(δ_a),定量表征的基础上,提出了基于陆架边缘分类的深水沉积富砂程度预测新方法; 该方法有效地预测了中中新世珠江陆缘深水沉积的富砂性。

1)海平面变化依据地质年代可以划分为高频高幅的冰室海平面变化和低频低幅温室海平面变化,Q_s依据陆架坡折迁移速率可被区分为高Q_s (R_a >150 m/Myr或R_p>10 km/Myr)与低Q_s(R_a<150 m/Myr或R_p<10 km/Myr),δ_a 依据陆架坡折迁移轨迹可以被区分为: 低 δ_a(-2°<T_se<1°),中δ_a(1°<T_se<4°)和高δ_a(4°<T_se<180°)。

2)不同类型的源汇参数之间的耦合作用形成6种不同类型的冰室陆架边缘和4种不同类型的温室陆架边缘,温室陆架边缘相较于冰室陆架边缘不发育“高 {\delta }_{\mathrm{a}}(快速上升型基准面)”可容空间条件。

3)在冰室海平面变化条件下,下降型沉积基准面(低 {\delta }_{\mathrm{a}} )的前方往往富砂、快速上升型基准面(高 {\delta }_{\mathrm{a}} )的前方往往富泥; 缓慢上升型基准面(中 {\delta }_{\mathrm{a}} )可能被高 Q_{\mathrm{s}}所压制、出现相对富砂的深水沉积(如高位海底扇),而可能被将低 Q_{\mathrm{s}}淹没,出现相对富泥的深水沉积。在温室海平面变化条件下,不论 Q_{\mathrm{s}}的高低,下降型沉积基准面(低 {\delta }_{\mathrm{a}} )的前方往往富砂,而缓慢上升型基准面(中 {\delta }_{\mathrm{a}} )可以被高 Q_{\mathrm{s}}所压制或将低 Q_{\mathrm{s}}淹没; 从而导致在高 Q_{\mathrm{s}}条件下出现相对富砂的深水沉积,而在低 Q_{\mathrm{s}}条件下出现相对富泥的深水沉积。

4)基于源汇参数定量表征可将SQ13.8珠江陆缘划分为“高 Q_{\mathrm{s}}-中 {\delta }_{\mathrm{a}}、高 Q_{\mathrm{s}}-低 {\delta }_{\mathrm{a}}和高 Q_{\mathrm{s}}-高 {\delta }_{\mathrm{a}}”3种类型的冰室陆架边缘,依据陆架边缘分类的深水沉积富砂性预测方法认为高 Q_{\mathrm{s}}-低 {\delta }_{\mathrm{a}}-冰室陆架边缘深水富砂程度较高。钻井结果显示,在SQ13.8珠江高 Q_{\mathrm{s}}-低 {\delta }_{\mathrm{a}}-冰室陆架边缘深水区发育水道型海底扇砂岩,故该深水沉积富砂程度预测新方法有效且可靠。

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基金资助

*中海油有限公司生产性科研项目(SCKY-2023-SHENHAI-02)

中海油“十四五”重大科技项目(KJGG2021-0100)

中海油“十四五”重大科技项目(KJGG2022-0102)

中海油“十四五”重大科技项目(KJGG2022-0103)