藺 鵬 吳勝和 胡光義

1.中國石油大學（北京）地球科學學院 2.中國石油遼河油田公司勘探開發(fā)研究院 3.中海油研究總院有限責任公司

0 引言

被動陸緣是由于大陸的張裂、破裂以及洋底擴張而形成的受生長斷層控制的寬闊的大陸邊緣，被動陸緣盆地是油氣資源最為富集的沉積盆地[1]。隨著理論與技術的進步，被動陸緣盆地深水區(qū)已逐漸成為世界油氣勘探開發(fā)的熱點領域[2-3]。三角洲型被動陸緣盆地指被具有獨立構造—沉積特征的大型高建設性三角洲改造了原有結(jié)構的被動陸緣盆地[1-2]。在大型三角洲引發(fā)的重力滑動作用下，該類盆地從陸向海依次發(fā)育伸展構造區(qū)、底辟構造區(qū)和逆沖構造區(qū)，3大構造區(qū)均含有豐富的油氣資源[4]。

層序地層學是油氣地質(zhì)研究的重要基礎理論。一個理想的層序由強制海退域（FSST）、低位域（LST）、海侵域（TST）和高位域（HST）組成[5]。而通常情況下，被動陸緣盆地深水區(qū)由于物源供給量有限，垂向沉積期次較少，深水層序主要由相對富砂質(zhì)的重力流沉積（FSST＋LST）和泥質(zhì)披覆沉積（TST＋HST）組成[6]。深水沉積體系的類型與規(guī)模主要受到海平面升降旋回因素的控制[5]。相比之下，三角洲型被動陸緣盆地深水區(qū)還受到逆沖/底辟構造活動的影響，其層序結(jié)構特征相對復雜。在構造活動影響下，深水區(qū)存在沉積與侵蝕作用相平衡的趨勢面，其下為可容空間，其上為侵蝕/滑塌區(qū)[7-8]。受控于多變的深水地貌，重力流水道的分布樣式可歸納為改變流向、繞過障礙、兩側(cè)受限和穿越障礙4種類型[9-10]。逆沖/底辟構造成因的微盆地（MB）為深水層序提供了充足的可容空間，也是重力流沉積集中分布的場所[11]。在構造活動和沉積速率的綜合作用下，微盆地內(nèi)可形成滯留沉積和過路沉積兩種不同的沉積充填樣式[8,12]。可見，三角洲型被動陸緣盆地逆沖/底辟構造活動對深水層序的形成具有重要控制作用。

前人對海平面升降旋回控制下的被動陸緣盆地深水層序結(jié)構特征進行了大量的研究，但關于三角洲型被動陸緣盆地逆沖/底辟構造活動對深水層序結(jié)構的控制作用目前仍缺少足夠的認識。從逆沖/底辟構造主控下的地貌演化視角出發(fā)，探討其對深水層序結(jié)構和重力流沉積充填的控制作用，不僅對層序地層學和地震地貌學的發(fā)展具有理論意義，而且對被動陸緣盆地的深水油氣勘探具有指導意義。為此，筆者以尼日爾三角洲盆地這一典型的三角洲型被動陸緣盆地中某深水區(qū)為例，綜合應用三維地震資料和測井資料，揭示了三角洲型被動陸緣盆地逆沖/底辟構造對深水層序結(jié)構的控制機理。

1 研究區(qū)概況

研究區(qū)位于非洲西部下陸坡深水區(qū)，水深介于1 250～1 750 m，面積為1 200 km2，距離尼日利亞海岸150～190 km（圖1-a）。構造位置上，尼日爾三角洲盆地位于非洲板塊西部，為典型的三角洲型被動陸緣盆地，研究區(qū)位于該盆地南緣，晚中新世至今一直處于陸坡環(huán)境[13]。該盆地海域范圍從北向南依次發(fā)育伸展構造區(qū)、泥底辟構造區(qū)、內(nèi)褶皺逆沖區(qū)、滑脫褶皺區(qū)和外褶皺逆沖區(qū)（圖1-a），不同的構造區(qū)間通過深海超壓泥巖滑脫面相互連接[13-14]。研究區(qū)位于滑脫褶皺區(qū)和外褶皺逆沖區(qū)分界處（圖1-a）。

圖1 研究區(qū)地理位置與構造綱要圖

1.1 地層與沉積

尼日爾三角洲盆地沉積地層為白堊系—第四系[15]。始新世以來，尼日爾三角洲盆地進入大規(guī)模海退階段，發(fā)育大型三角洲，地層整體呈漸進式向海進積。研究區(qū)新生界自下而上劃分為Akata組和Agbada組[13,15]。Akata組發(fā)育富含有機質(zhì)的海相泥巖；Agbada組主要發(fā)育海底扇砂巖[14]。中新世至今，研究區(qū)一直處于深水環(huán)境，在北部尼日爾水系和貝努埃水系的供源下發(fā)育海底扇沉積[16]。

深水層序界面一般以普遍的下部侵蝕、上部底超（上超和下超的統(tǒng)稱）以及界面兩側(cè)地震相特征的顯著差異為識別依據(jù)[5,17]。深水環(huán)境下，侵蝕被認為是重力流沖刷下伏地層的標志，底超一般與海底扇的加積有關[5]。綜合前人研究成果與全球海平面升降曲線，結(jié)合W1井的測井資料標定，確定研究區(qū)層序界面的地震識別標志為：①層序界面為明顯的沉積突變界面，界面之上主要發(fā)育具有強振幅特征的重力流沉積，界面之下多為弱振幅的富泥質(zhì)沉積；②由于層序底部主要發(fā)育重力流沉積，層序界面處存在重力流下切—侵蝕現(xiàn)象；③受控于構造活動與重力流沉積，層序界面多為區(qū)域性的超覆不整合界面，界面之上具有底超特征。根據(jù)該識別標志，在研究區(qū)Agbada組識別出SB1～SB9共9個層序界面，分別對應距今10.5 Ma以來的9次海平面升降旋回，SB1界面與Agbada組頂界面之間構成9個層序，依次命名為SQ1～SQ9[18-20]，也是筆者本次研究的目的層段（圖 2、3）。

圖2 尼日爾三角洲盆地W1井Agbada組層序劃分圖

1.2 構造

在重力滑動作用下，研究區(qū)先后發(fā)育逆沖斷層和泥底辟兩期構造活動，二者均為同沉積構造[18,21]。逆沖斷層集中發(fā)育于研究區(qū)南部，各斷層均沿Akata組泥巖內(nèi)部滑脫面向SSW方向逆沖滑脫（圖1-b）。研究區(qū)中部可見形成于泥底辟作用下的大型滑脫褶皺（圖1-b），其形成時間稍晚于逆沖斷層。下伏Akata組泥巖因內(nèi)部存在超壓而導致其抗剪切應力強度降低，具有較強的塑性[22]。在三角洲進積的影響下，塑性泥巖向深海方向遷移，形成泥底辟構造[23]。Agbada組的SQ2～SQ4層序主要受控于逆沖斷層活動，SQ5～SQ7層序形成于泥底辟主控階段，SQ1、SQ8和SQ9層序則較少受到構造活動的影響[18,24]。

2 研究方法

研究區(qū)全區(qū)覆蓋疊后時間偏移三維地震資料（SEG正極性）。測線間距12.5 m，垂向采樣率3 ms。地震資料在淺層近海底處主頻為70 Hz，優(yōu)勢頻寬介于20～85 Hz，按淺層地震波速1 900 m/s估算，垂向分辨率為6 m；目的層最深處主頻為35 Hz，按深層地震波速3 000 m/s估算，垂向分辨率為20 m，滿足筆者本次研究的需要。另外，W1井提供了高品質(zhì)的測井曲線資料（自然電位、自然伽馬、電阻率、聲波等），可實現(xiàn)對地震資料的標定，為沉積體系的識別和解釋提供可靠的信息。

根據(jù)地震反射同相軸終止關系、反射結(jié)構、構型、外形劃分地震相類型。結(jié)合W1井測井巖性信息標定及前人成果，將地震相解釋為不同的深水沉積單元。再采用地震沉積學方法，以層序界面及沉積體系界面為約束，綜合使用多種地震屬性，以平面與剖面結(jié)合的方式明確深水沉積單元的空間分布特征。研究區(qū)內(nèi)，相干（COH）屬性在水道（CH）侵蝕邊界處存在良好的響應，能夠刻畫水道的形態(tài)；均方根振幅（RMS）與砂質(zhì)含量間存在良好的正相關關系，可用來刻畫富砂質(zhì)沉積單元的幾何形態(tài)；方位角（AZI）反映同相軸的傾向，該屬性切片能夠顯示界面處的侵蝕擦痕。

研究區(qū)深水沉積主要包括兩類：①形成于低能環(huán)境的泥質(zhì)披覆沉積，沉積速率慢且粒度較細，在不同部位厚度差異不大；②集中于地貌低部位的重力流沉積。因此，等時地層單元厚度較大處對應古地貌低部位，厚度明顯較薄處為構造高部位，可據(jù)此確定目標界面的相對古地貌。按照地層厚度平面趨勢進行局部去侵蝕校正以減小誤差。研究區(qū)目的層在沉積過程中長期處于海退背景下，經(jīng)歷了由深海平原逐步演變?yōu)殛懫碌倪^程，地形坡度逐步增大。根據(jù)地震資料及地震波在海水中的速度估算求得研究區(qū)現(xiàn)今地形坡度僅0.9°。據(jù)此推斷，目的層在沉積過程中的地形坡度不足0.9°，同時由于研究區(qū)范圍較小，不同部位水深相近，因此在進行古地貌恢復時未考慮古水深所造成的影響。綜上，對于層序界面及層序內(nèi)部關鍵地層界面，根據(jù)目標界面至層序頂界的地層厚度依次恢復各界面相對古地貌，以反映不同期次沉積體系對地貌的改造。

3 深水沉積單元類型及特征

3.1 水道

深水環(huán)境下的水道（CH）由重力流下切侵蝕大陸斜坡而成。在地震剖面上，水道具有“U/V”字形下切充填地震反射外形，底部呈侵蝕接觸，內(nèi)部為亞平行、中—強振幅、中等連續(xù)地震反射，向兩側(cè)底超于下伏界面之上（圖4-a）；水道兩側(cè)有時伴生中—弱振幅楔狀天然堤（圖4-a）；平面上為條帶狀（圖4-b）。測井資料顯示，該類地震相的自然伽馬和電阻率曲線具有較高的幅度，底部為突變接觸，整體上為鐘形，主要對應富砂質(zhì)沉積[25-26]。水道沉積通常具有較高的含砂量，具有形成良好儲層的潛力。

3.2 朵體

圖3 研究區(qū)Agbada組典型層序地層格架地震剖面圖

朵體是重力流沉積物局部堆積而成的扇狀沉積體，其主體為富砂質(zhì)沉積，內(nèi)部由泥巖夾層分隔，常被認為是深水環(huán)境中的優(yōu)質(zhì)儲層。

剖面上，朵體具有丘狀地震反射外形，內(nèi)部為平行、強振幅、高連續(xù)性反射，底超于下伏地層之上（圖4-c）；平面上，朵體通常為扇狀，在均方根振幅屬性平面圖上對應扇形連片強振幅區(qū)（圖4-d）。該類地震相所對應的測井響應特征為自然伽馬和電阻率曲線幅度均較大，為鋸齒狀的箱形或鐘形，代表富砂質(zhì)的重力流沉積[25-26]。

3.3 塊體搬運沉積

塊體搬運沉積（Mass Transport Deposits，縮寫為MTD）指由滑動、滑塌、碎屑流等重力流作用所形成的沉積體[27]。MTD含有較多的細粒沉積物，通常不能形成儲層，但由于其低滲透率特征而可作為垂向/側(cè)向滲流隔擋體控制油氣分布[28]。MTD在地震剖面上為弱振幅、雜亂、斷續(xù)、半透明丘狀/不規(guī)則反射，平面形態(tài)主要受控于地貌，多為孤立分布[29]（圖4-e～h）。該類地震相通常具有鋸齒狀高自然伽馬與低電阻率特征，由富泥質(zhì)碎屑流和滑塊組成[30]。

根據(jù)MTD在層序中的位置及其與下伏地層的接觸關系，將研究區(qū)內(nèi)的MTD劃分為侵蝕型和加積型兩種類型。侵蝕型MTD發(fā)育于層序底部，與下伏地層呈侵蝕接觸（圖4-e），底界可見侵蝕擦痕（圖4-f），由碎屑流高速運動侵蝕下伏地層而成[30]。加積型MTD位于層序中上部，與下伏地層呈整合接觸（圖4-g），由碎屑流在動能較小時堆積而成[31]。

圖4 研究區(qū)典型深水沉積單元的地震識別特征圖

3.4 泥質(zhì)披覆沉積

泥質(zhì)披覆沉積主要由平面分布范圍較廣的暗色泥巖組成，不能形成有效儲層，但可作為垂向滲流隔擋體。在地震剖面上為席狀、平行、高連續(xù)性、弱振幅高頻反射，與下伏地層整合接觸；在測井曲線上，自然伽馬曲線為高值，位于基線處[25]。泥質(zhì)披覆沉積在研究區(qū)內(nèi)廣泛發(fā)育，常被重力流水道和MTD侵蝕，在均方根振幅屬性圖上為低值背景。

4 深水沉積單元分布特征

研究區(qū)Agbada組的深水層序類型可歸納為逆沖斷層主控型、泥底辟主控型和沉積填平補齊主控型3種類型。筆者以3個典型層序作為代表，分析不同類型深水層序內(nèi)部沉積單元的分布與組合特征。

4.1 逆沖斷層主控型深水層序

SQ3層序主要受控于逆沖斷層活動，其內(nèi)部存在地震相特征突變界面（即S3界面），界面兩側(cè)地震相由下部弱振幅反射突變?yōu)樯喜康膹娬穹瓷洌▓D5-a）。S3界面在研究區(qū)內(nèi)可追蹤對比，由該界面分隔的沉積組合A、B均具有下部強振幅反射、上部弱振幅反射的旋回特征（圖5-a）。井震標定結(jié)果表明，研究區(qū)內(nèi)強振幅反射通常代表富砂質(zhì)沉積，弱振幅反射多對應富泥質(zhì)沉積[26]。

圖5 SQ3層序內(nèi)部深水沉積單元分布及古地貌特征圖

沉積組合A的古地貌在研究區(qū)表現(xiàn)為微盆地沉積地貌，即MB3.1～MB3.3（圖5-b），均方根振幅屬性展示在研究區(qū)北部、東部發(fā)育4個扇形強振幅沉積單元（圖5-c）。該類沉積單元在剖面上為平行—強振幅—高連續(xù)性丘狀反射，底超于層序底界面SB3之上（圖5-a），為北部物源供給下發(fā)育的朵體，命名為L3.1～L3.4。弱振幅—雜亂—斷續(xù)—半透明丘狀反射覆于L3.1之上，沿其底界面的方位角屬性切片未見侵蝕擦痕（圖5-d），為加積型MTD。沉積組合B的古地貌、均方根振幅屬性與沉積組合A近似，其均方根振幅屬性展示在研究區(qū)也發(fā)育4個扇形強振幅沉積單元（圖5-e、f）。扇形沉積單元在剖面上對應平行—強振幅—高連續(xù)性丘狀反射，向邊緣逐漸減薄并底超于S3界面之上（圖5-a），為重力流朵體，命名為L3.5～L3.8。弱振幅—雜亂—斷續(xù)—半透明丘狀反射覆于L3.5之上，向東、西兩側(cè)底超減薄，沿其底界面的方位角屬性切片未見侵蝕擦痕（圖5-g），為加積型MTD。

4.2 泥底辟主控型深水層序

SQ7層序主要受控于泥底辟構造活動，地層集中分布于研究區(qū)東、西兩側(cè)，在研究區(qū)中部上超于底界面SB7之上（圖6-a）。SQ7層序的地震相特征自下而上依次為弱振幅—雜亂不規(guī)則反射、兩期強振幅—亞平行—下切充填反射和弱振幅平行反射（圖6-a），表明該層序由4期沉積組成。

圖6 SQ7層序內(nèi)部深水沉積單元分布及古地貌特征圖

SQ7層序古地貌總體表現(xiàn)為東低西高（圖6-b～d）。層序底部沉積單元在地震剖面上為弱振幅—雜亂—斷續(xù)—半透明不規(guī)則反射，向研究區(qū)中部底超減?。▓D6-a），底界面方位角屬性圖上可見順陸坡傾向的侵蝕擦痕（圖6-e），為侵蝕型MTD。MTD之上為亞平行—強振幅—中等連續(xù)性的“U”字形下切充填地震反射（圖6-a）。該類地震相在均方根振幅屬性圖上均對應彎曲強振幅條帶（圖6-f、g），為重力流水道。3條水道分別命名為CH7.1～CH7.3（圖6-f、g）。CH7.2上覆于CH7.1西側(cè)“肩部”，表明CH7.2的形成晚于CH7.1。另外，在研究區(qū)西南部可見由CH7.3供源的扇形強振幅朵體L7（圖6-g）。在水道、朵體沉積之上，研究區(qū)內(nèi)均勻覆蓋平行—弱振幅—高連續(xù)性地震反射（圖6-a），為泥質(zhì)披覆沉積。

4.3 沉積填平補齊主控型深水層序

SQ8層序的形成較少受到構造活動的影響，其內(nèi)部存在地震相特征突變界面，即S8界面，該界面之下均為強振幅反射，之上為弱振幅反射（圖7-a）。S8界面可在全區(qū)范圍內(nèi)追蹤對比，將SQ8層序劃分為下部的富砂質(zhì)沉積和上部的富泥質(zhì)沉積。

SQ8層序古地貌如圖7-b所示，中部高四周低。層序下部主要為中—強振幅地震反射，向中部厚度略有減薄。在研究區(qū)內(nèi)可觀測到3處“U”字形下切充填地震反射（圖7-a），沿SQ8層序底界面的相干屬性切片顯示該類地震反射在平面上對應具有低相干邊界的條帶（圖7-c），為重力流水道。3條水道依次命名為CH8.1～CH8.3。SQ8層序上部主要為平行—弱振幅—高連續(xù)性地震反射，其厚度在不同部位差異不大，且局部遭受下切侵蝕，為泥質(zhì)披覆沉積（圖 7-a）。

圖7 SQ8層序內(nèi)部深水沉積單元分布及古地貌特征圖

5 深水層序結(jié)構及主控因素

深水層序的形成主要受控于物源供給和可容空間兩種因素。物源方面，深水環(huán)境下碎屑沉積物的類型和供給量受到海平面升降、構造活動、氣候等多種因素的影響。深水可容空間的分布則主要受控于地貌形態(tài)。構造是地貌特征的主控因素，而沉積作用亦可在一定程度上改造局部地貌[32]。針對三角洲型被動陸緣盆地深水區(qū)的特點，筆者探討了逆沖/底辟構造對深水層序結(jié)構的控制作用。

5.1 逆沖斷層主控型深水層序結(jié)構

SQ3層序形成于逆沖斷層主控階段。該層序地層集中于研究區(qū)北部，南部厚度明顯較?。▓D5-b）。研究區(qū)南部發(fā)育垂直物源方向展布的逆沖相關背斜，北部和東部形成了3個微盆地MB3.1～MB3.3（圖 5-b）。

MB3.1內(nèi)發(fā)育兩套下部朵體、上部MTD的沉積組合（圖5-a）。MTD均為弱振幅反射且底部無侵蝕擦痕，為低能—富泥質(zhì)沉積。尼日爾三角洲盆地陸架寬介于50～100 km，陸坡水道向上終止于陸架坡折，屬于遲滯響應深水源—匯系統(tǒng)，該系統(tǒng)不會對較小尺度的高頻信號做出響應[33]。因此，在層序內(nèi)部體系域尺度的時間范圍內(nèi)，單一物源（尼日爾三角洲）供給下重力流類型通常不會發(fā)生頻繁的周期性變化。另外，這種沉積組合僅出現(xiàn)于由逆沖斷層主控的層序內(nèi)，表明其成因很可能與逆沖斷層活動密切相關。這種特殊深水沉積組合的成因是富泥質(zhì)沉積物垮塌形成的再搬運碎屑流混入濁流，粗粒富砂質(zhì)沉積物優(yōu)先沉積在流體底部形成朵體，富泥質(zhì)碎屑流隨后沉積并覆于其上[34-36]。低能、富泥質(zhì)的再搬運碎屑流通常是由位于地貌高部位的沉積物失穩(wěn)—滑塌—堆積而成[30]，而逆沖斷層引起的局部構造抬升為再搬運碎屑流提供了必要的觸發(fā)機制。綜上所述表明，逆沖斷層活動期微盆地內(nèi)的低能—富泥質(zhì)加積型MTD并非由尼日爾三角洲直接供源，而是源自逆沖斷層活動所引發(fā)的再搬運碎屑流。

SQ3層序在MB3.1內(nèi)發(fā)育最為完整。兩套沉積組合的底部均發(fā)育朵體，在兩期朵體沉積之間可見由再搬運碎屑流堆積而成的厚層MTD，證明兩個朵體并非在同一期重力流作用下形成的連續(xù)沉積，二者之間存在時間間隔。以上證據(jù)表明在SQ3層序沉積過程中，陸源重力流曾兩次進入陸坡并形成了兩期朵體。根據(jù)深水層序地層學理論，重力流進入陸坡深水區(qū)最有可能發(fā)生在海平面大幅下降的強制海退期和陸架大面積出露的低位期[5]。據(jù)此，SQ3層序底部朵體L3.1和MTD1的沉積組合為強制海退域（FSST），上覆朵體L3.5為低位域（LST），頂部加積型MTD2反映了無陸源重力流注入的再搬運碎屑流沉積，為海侵域＋高位域（TST＋HST）（圖5-a）。

強制海退期的陸源重力流受逆沖背斜阻擋，被逆沖斷層F1上盤微盆地MB3.1捕獲（圖5-b）。同時，由逆沖斷層活動誘發(fā)的再搬運碎屑流在MB3.1內(nèi)與陸源重力流混合（圖8），形成朵體與MTD垂向疊加的沉積組合（圖5-a、圖8）。部分陸源重力流進入研究區(qū)東側(cè)微盆地MB3.2并形成朵體L3.4（圖5-b、c）。沉積作用消耗了微盆地MB3.1和MB3.2內(nèi)的可容空間，二者規(guī)模均有所減?。▓D5-b、e）。

低位期的陸源重力流進入深水區(qū)，與逆沖斷層活動誘發(fā)的再搬運碎屑流混合（圖8），微盆地MB3.1內(nèi)再次形成了朵體、MTD的組合（圖5-a、圖8）。微盆地MB3.2內(nèi)可容空間消耗殆盡后，其對重力流的限制作用大幅減弱。通過切割位于逆沖斷層F2上盤的伴生背斜，重力流進入位于研究區(qū)東南部的微盆地MB3.3中并形成新的朵體L3.8（圖5-e、f）。

5.2 泥底辟主控型深水層序結(jié)構

SQ7層序沉積時，研究區(qū)中部發(fā)育泥底辟成因的滑脫褶皺。地層主要集中于研究區(qū)東部，西部地層厚度相對較薄，而中部地層極薄幾近缺失（圖6-b）。這表明，研究區(qū)東西兩側(cè)發(fā)育順陸坡傾向的狹長微盆地MB7.1和MB7.2，且MB7.1的高程明顯低于MB7.2（圖 6-b）。

SQ7層序在MB7.1內(nèi)先后發(fā)育4期沉積，依次為侵蝕型MTD、兩期重力流水道、泥質(zhì)披覆沉積。這一序列與理想深水層序模型具有良好的對應關系。強制海退早期，海平面大幅下降引發(fā)陸架邊緣失穩(wěn)形成碎屑流并于陸坡處形成MTD；強制海退晚期和低位期，由于陸架出露，由尼日爾三角洲供源的富砂質(zhì)重力流得以進入陸坡深水區(qū)形成多期水道；海侵—高位期，由于海平面的持續(xù)上升，陸源碎屑沉積物被陸架可容空間捕獲，難以進入深水區(qū)，故陸坡處主要發(fā)育原地沉降而成的泥質(zhì)披覆沉積（圖8）。SQ7層序內(nèi)部沉積體系為強制海退域（FSST）MTD＋早期水道、低位域（LST）晚期水道和海侵—高位域（TST＋HST）泥質(zhì)披覆沉積（圖6-a）。

強制海退早期的MTD發(fā)育于地勢最低的微盆地MB7.1內(nèi)（圖8），其平面形態(tài)受控于微盆地形狀（圖6-b、e）。強制海退晚期，重力流繼續(xù)進入MB7.1（圖6-c、f），形成兩側(cè)伴生天然堤的水道CH7.1（圖6-a、圖8），水道CH7.1從中部向兩側(cè)沉積厚度逐漸減?。▓D6-a），于MB7.1內(nèi)形成中部微凸起，而在CH7.1與滑脫褶皺之間形成了新的地貌低部位（圖6-d、圖8）。低位期，由于水道CH7.1及其天然堤改變了MB7.1內(nèi)的地貌，重力流水道CH7.2在新的地貌低部位，即CH7.1的“肩部”沉積（圖6-a、圖8）；西側(cè)微盆地內(nèi)的水道CH7.3于研究區(qū)西南部形成朵體L7（圖6-d、g）。海侵—高位期的泥質(zhì)沉積披覆于早期沉積物之上（圖6-a、8）。

圖8 重力滑動主控的深水層序結(jié)構模式圖

5.3 沉積填平補齊主控型深水層序結(jié)構

SQ8層序形成于構造平靜期，主要受控于沉積填平補齊作用。該層序厚度在研究區(qū)不同部位差異不大，地貌整體相對平緩（圖7-b）。由于無微盆地發(fā)育，SQ8層序垂向沉積期次較少。S8界面之下的富砂質(zhì)重力流水道體系為強制海退域＋低位域（FSST＋LST），S8界面之上的泥質(zhì)披覆沉積解釋為海侵域＋高位域（TST+HST）（圖 7-a）。

強制海退期和低位期，研究區(qū)相對平緩的地貌導致重力流主要發(fā)生沉積過路并以下切侵蝕的方式形成水道（圖7-c、圖8）。海侵—高位期，陸架新增可容空間大量捕獲碎屑沉積物導致進入深水區(qū)的沉積物大幅減少，研究區(qū)主要發(fā)育泥質(zhì)披覆沉積（圖7-a、圖 8）。

5.4 深水層序結(jié)構的主控因素

三角洲型被動陸緣盆地深水層序結(jié)構是外陸架—深水盆地沉積物搬運分散體系對海平面升降旋回與逆沖/底辟構造的響應與反饋。深水重力流沉積過程受可容空間控制，若可容空間不足，重力流主要以沉積過路的形式形成水道，層序內(nèi)沉積期次較少，通常僅由富砂質(zhì)的水道（FSST＋LST）與上覆泥質(zhì)沉積（TST＋HST）組成。相比之下，形成于逆沖/底辟構造活動中的微盆地為沉積體系提供了充足的可容空間，其內(nèi)部沉積期次較多，深水層序結(jié)構相對完整。

泥底辟作用下，滑脫褶皺兩側(cè)發(fā)育形態(tài)狹長的微盆地，為深水沉積提供了可容空間。深水層序結(jié)構對海平面升降旋回的各個階段均可做出響應，與理想的深水層序模型具有較好的一致性。重力流在微盆地內(nèi)依次形成侵蝕型MTD（FSST下）和多期水道（FSST上、LST）。朵體可發(fā)育于局部低洼處，但規(guī)模較小。早期沉積體系能夠以改變微盆地內(nèi)部地貌格局的方式影響晚期重力流的分布（圖8）。層序結(jié)構由強制海退域、低位域和海侵—高位域3部分組成。

逆沖斷層主導下，微盆地分布于斷層兩側(cè)。陸源重力流受逆沖斷層上盤背斜阻擋并被限制于微盆地內(nèi)。另一方面，逆沖斷層活動誘發(fā)早期沉積物垮塌形成再搬運碎屑流，向微盆地內(nèi)注入了另一種物源。重力流在不同微盆地間重復充填—溢出過程。受控于微盆地形態(tài)，沉積體系主要由朵體和MTD組成（圖8）。逆沖微盆地內(nèi)可容空間充足，發(fā)育多期沉積，但由于再搬運碎屑流的注入“稀釋”了海平面升降旋回對層序結(jié)構的主導作用，導致層序結(jié)構與理想模型存在明顯的差異性。在逆沖構造與海平面升降旋回綜合作用下，強制海退域發(fā)育下部朵體、上部MTD的沉積組合，低位域由混合流體中首先沉積出的富砂質(zhì)朵體組成，海侵—高位域為泥質(zhì)披覆沉積混入的MTD。總體上，層序結(jié)構表現(xiàn)出垂向三分的特征。

6 結(jié)論

1）由大型三角洲引發(fā)的逆沖/底辟構造活動對深水層序結(jié)構具有重要控制作用，主要體現(xiàn)在兩個方面：①構造活動控制了微盆地的形成并為深水層序提供了充足的可容空間，進而決定了深水沉積單元的類型與空間分布特征；②逆沖斷層活動能夠觸發(fā)再搬運碎屑流，為深水層序提供了另一種物源。

2）逆沖斷層主導下，逆沖相關微盆地是深水層序發(fā)育的主要場所。在強制海退期和低位期，陸源重力流與由逆沖斷層引發(fā)的再搬運碎屑流在微盆地內(nèi)混合形成下部朵體、上部MTD的沉積組合。重力流在不同微盆地間重復充填—溢出過程，深水層序主要由朵體和MTD組成。

3）泥底辟主導下，滑脫褶皺兩側(cè)形成狹長縱向微盆地。其內(nèi)部深水層序主要由多期水道相互疊加而成，朵體僅發(fā)育于局部低洼處，且規(guī)模較小。微盆地內(nèi)自下而上發(fā)育MTD—海底扇水道/朵體—泥質(zhì)披覆沉積。早期重力流水道占據(jù)了微盆地最深處，改變了局部地貌格局，導致晚期重力流在滑脫褶皺與早期水道之間的地貌低部位處形成新的水道沉積。

4）構造平靜期，微盆地不發(fā)育，可容空間分布相對均勻，重力流主要發(fā)生沉積過路。深水層序僅由重力流水道和泥質(zhì)披覆沉積兩期沉積垂向疊加而成，沉積期次較少。