新西蘭Taranaki盆地第四系深水水道遷移規律與沉積模式

王光緒， 吳 偉， 林暢松， 葉雅萌， 李 全， 劉惟慶， 馮陣東， 趙曉明

(1.河南理工大學資源環境學院，河南焦作 454003； 2.中國地質大學(北京)海洋學院，北京 100191; 3.大港油田第三采油廠地質研究所，河北滄州 061723; 4.河南理工大學安全科學與工程學院，河南焦作 454003； 5.西南石油大學地球科學與技術學院，四川成都 610500)

隨著陸地資源逐漸枯竭，海洋資源的開發利用前景備受關注[1]。全球各大深水盆地已發現和報道了大量與水道相關的油氣儲層，譬如扎伊爾扇、墨西哥灣、中國南海等地區[2-3]。深水水道砂體是深海油氣資源最重要的儲集類型之一，其巨大的油氣勘探潛力吸引了深水沉積和石油勘探開發領域的關注[4-6]。深水水道遷移是目前研究難點，前人對其控制因素進行探討。海底地形是控制水道形態和遷移路徑的首要因素[7-9]，地貌坡度影響水道下切深度、彎曲度，從而影響水道遷移。陡坡區水道下切深度大、彎曲度小，基本無遷移發生；緩坡區水道下切深度小、彎曲度大，水道遷移頻繁。深水水道平面上可分為側向遷移和沿下傾方向遷移，在剖面上也存在側向遷移和垂向遷移兩種表現形式[10]。另外，重力流性質差異會影響海底地貌形態，進而改變水道遷移路徑[11-14]。天然堤在一定程度上可減緩海底水道形態的改變[12,15]，天然堤的加積和固結作用會增強水道的限制能力，導致水道形態不易彎曲?；趶秃纤阑蛩荔w系，在水道遷移方面已取得豐碩成果[8]，但對水道形態及其遷移的刻畫精度不高，限制了對水道內富砂沉積物橫向連續性和疊置方式的理解，無法指導開發尺度水道砂體構型的建立。油氣勘探實踐中，地震技術的應用在識別深部儲層中發揮了重要作用[16]，復合水道在地震資料中易識別，而其基本構成單元——單水道在深埋儲層中卻很難識別出來，刻畫并揭示單水道的形態變化、遷移規律是揭開復合水道儲層非均質性的必要手段，對水道砂體儲層橫向連續性預測具有重要的指導意義。前人利用地震、露頭等對新西蘭Taranaki盆地深水水道的研究已取得一定成果[17-18]。Rotzien等[17]利用露頭數據探究了水道-堤岸復合體的地層結構特征和演化過程。Mattos等[18]則應用地震數據探明斷層可以影響水道形態的變化，并預測了水道儲層的分布。筆者以新西蘭Taranaki盆地第四系深水單水道為研究對象，基于高分辨率三維地震數據，利用地震剖面分析等地震解釋技術，刻畫水道遷移路徑，探索水道遷移規律和遷移模式，厘清影響水道遷移的因素，為深水水道進行開發尺度儲層評價提供依據。

1 地質背景

1.1 新西蘭Taranaki盆地概況

新西蘭Taranaki盆地(TB)主要占據新西蘭西部大陸架的近海區域，包括新喀里多尼亞海槽(New Caledonia Trough,NCT)的東南區域，以及Taranaki半島和南島北部陸地區域。新西蘭Taranaki盆地內充填了白堊紀到第四紀的沉積物[19]。新西蘭深水Taranaki盆地具有復雜的構造歷史，構造形態與太平洋-澳大利亞板塊邊界的演化有關(圖1(b))，盆地自白堊紀開始發育，在晚白堊世至古近紀時期演化成為被動邊緣。

1.2 研究區概況

研究區位于新西蘭深水Taranaki盆地向西北深海領域延伸的區域，即深水Taranaki盆地(DTB)的東南部(圖1)。研究區內超過1 000 m水深的三維地震數據覆蓋面積約1 700 km2。研究區西南部的地貌單元為Lord Howe海隆(LHR)及Challenger高原(CP)，北部為西諾?？撕X(West Norfolk Ridge, WNR)，西北部為新喀里多尼亞海槽(NCT)，東部為一系列小盆地：北陸盆地(NB)、Wanganui盆地(WB)、King Country盆地(KCB)等[20]。

圖1 研究區地理位置(據文獻[21]，有修改)

2 數據與方法

2.1 地震數據

地震數據垂直采樣間隔為4 ms (TWT)，地震數據處理面元為25 m×25 m。研究區淺層地層的主頻近35 Hz，根據淺層地震波的傳播速度約1 600 m/s，其數據的垂直分辨率約為11 m(垂直分辨率是指地震剖面中能分辨的最小地層厚度，通常認為垂直分辨率的極限為視波長的1/4)，能夠滿足此次研究的需要[20]。

2.2 研究方法

利用地震解釋軟件在地震資料中追蹤解釋第四系沉積物界面，隨后提取地震方差屬性。地震方差屬性主要突出地震數據的不連續性，可利用其識別出深水水道，并刻畫水道形態變化過程。地震剖面與時間切片相結合是分析水道遷移演化的關鍵。利用地震解釋軟件可以實現時間切片與地震剖面的交互顯示。在水道不同形態段內分別以約10、20、30 ms的時間間隔獲取時間切片，而采用不同的時間間隔主要受水道形態的變化幅度影響。在研究區局部區域內地形相對平緩，可將時間切片視為等時切片。

本文中共選取水道彎曲度、寬度、深度、寬深比及坡度等5種定量參數，量化表征水道形態與遷移的關系，測量方法借鑒前人研究[22]。深水水道彎曲度被定義為水道軸線長度與起止點間直線長度的比值(圖2(a))。深水水道寬度、深度的測量需要地震剖面的約束，在剖面上確定水道頂底界及左右邊界(圖2(b))，水道寬度即為左右邊界間的直線距離，水道頂底邊界間的垂直距離(底界面表示水道下切的最深谷底處)為水道時間深度(TWT)，利用目的層地震波速度為1 600 m/s，計算其真實深度。海底坡度(α)是利用水道截面高度差(H)與起止點平面投影間直線距離(L)的比值，并對其值進行反正切函數運算獲得(圖2(c),海底坡度α=arctan(H/L))。

圖2 深水水道定量特征參數測量方法

3 結 果

3.1 深水水道形態特征

目標水道整體形態彎曲，平面上具有明顯的形態變化。利用各定量參數及水道平面形態變化，可將目標水道劃分為3類：低彎曲水道(LSC,彎曲度1.0～1.2)、中彎曲水道(MSC,彎曲度1.2～1.5)和高彎曲水道(HSC,彎曲度大于1.5)(圖3)。本文中劃分水道類型的方法借鑒了前人研究[23]，但分類所依據的數值是結合目標水道形態變化及參數測量結果確定的。

圖3 深水水道平面形態特征

3.2 深水水道遷移-演化過程

3.2.1 LSC

該段水道表現為低彎曲形態(圖4)，水道寬度最小值為159.05 m，最大值為555.58 m，平均值約為323.77 m；深度最小值為19.97 m，最大值為35.15 m。同時，對應剖面(a-a＇、b-b＇)(圖4(c))顯示，早期水道寬度小，下切深度大。隨著水道的發育，其寬度逐漸擴寬，水道平面位置比較固定，多為垂向疊置運動，兩側的天然堤十分發育(圖5)。

圖4 深水水道低彎曲段不同時期的平面形態及地震剖面

圖5 深水水道低彎曲段的演化過程

3.2.2 HSC

該段水道表現為高彎曲形態(圖6、7)，水道寬度最小值可達37.37 m，最大值約為580.58 m，平均值約為215.43 m，而水道深度最小值為11.97 m，最大值為24.18 m。對應剖面(a-a＇、b-b＇、c-c＇、d-d＇)(圖6(e))展示了水道的演化過程，地震剖面a-a＇、b-b＇、c-c＇中均展示水道向彎道外岸遷移，而地震剖面d-d＇展示了水道早期向彎道外岸遷移，后期又逐漸反向向彎道內岸運動(圖6(e)和圖7)。

3.2.3 MSC

該段水道表現為中彎曲形態(圖8)，水道寬度平均值約為196.12 m，最大值僅為336.90 m，水道深度最大值僅為19.66 m。該段水道內多發生決口，其運動方向發生改變。

深水水道轉向點P處，水道發生決口，早期運動方向近N-S的水道逐漸消亡，而后期運動方向近NW-SE的水道則成為主水道，此為大規模水道變動事件。深水水道分支點Q處，雖也發生水道決口，但僅為小規模水道變動事件，其整體運動方向未改變，并在水道匯聚點W處重新與主水道匯合。對應剖面(a-a＇、b-b＇、c-c＇、d-d＇,圖8(e))展示了水道整體呈窄淺型，天然堤不發育，不同時間深度處水道位置變化較大，也存在相同時間深度多條水道并存的現象(圖9)。

圖9 深水水道中彎曲段的演化過程

4 討 論

4.1 深水水道遷移類型

基于水道形態變化(圖3)，結合實際觀察結果與前人研究成果[15]，剖析不同形態的水道遷移，建立5種水道遷移類型(圖10，表1),即垂向疊置遷移、擴張遷移、順流遷移、障積回縮遷移和決口改道遷移。

垂向疊置遷移(圖10 (a))，水道平面上無明顯遷移軌跡變動，剖面上呈垂向疊置，其軸部位置相對固定。目標水道發育初期物源供給充足，水道內粗粒沉積物含量較高，下切侵蝕強烈，而側向侵蝕較弱，故水道以垂向疊置為主，側向無遷移。同時，水道兩側天然堤建造能力強，限制了水道的橫向運動，平面上表現為低彎曲形態(表1)。

擴張遷移(圖10(b))，水道垂直于古水流方向向彎道外岸擴張，其彎曲度較大。Abreu等[11]分析了“側積體(LAPs)”的相關特征，水道向彎道外岸遷移，而內岸則不斷接受沉積，進而形成LAPs。此過程類似水道擴張遷移，當流體的側向侵蝕能力增大時，水道彎道外岸遭受侵蝕而內岸接受加積，此過程反復發生導致水道側移，其彎曲度也逐漸增大(表1)。

順流遷移(圖10(c))，水道發育過程中重力流中粗粒沉積物含量降低，細粒沉積物比重增加，在高彎道位置細粒沉積物易溢出水道，形成單側天然堤，天然堤的加固使水道處于較強限制性環境中，水道無法持續向彎道外岸側運動，僅在限制范圍內向側前方遷移(表1)。

障積回縮遷移(圖10(d))，屬于局部水道遷移，不改變水道整體形態。此水道遷移方式可能受天然堤等所引起的局部區域限制性增強所控制。據前人研究，深水水道運動過程中遇到底辟、斷層等構造時，部分水道會直接穿過構造且運動路徑不變[24]，而部分水道的運動路徑則會發生偏轉[25]。Mayall等[7]指出，當水道流體的侵蝕能力超過巖鹽構造生長速率時，水道會穿過巖鹽構造而運動方向不變；反之，水道運動方向則發生偏轉。障積回縮遷移與上述后者過程相似，但機制上存在差異。目標水道在外擴遷移中，其運動方向的局部地勢較高，流體運動受到阻礙，水道會重新選擇最優流動路徑，轉向彎道內岸運動(表1)。

決口改道遷移(圖10(e))，多發育于中彎曲水道，水道流體以細粒沉積物為主，其下切侵蝕較弱，下切深度較淺，水道兩側壁已無法限制內部重力流，故在彎道處易發生決口，水道運動方向改變(表1)。

表1 深水水道遷移類型及特征

圖10 深水水道的遷移類型模式

4.2 影響水道遷移的因素及深水水道沉積模式

4.2.1 海底坡度

深水水道外部形態是其彎曲度的直觀表現，而水道的彎曲度則是海底坡度差異的反映。陡坡處易形成順直形態且側向遷移不發育的水道，因為陡坡處常遭受流體的下切侵蝕而幾乎不發生沉積(末端位置除外)[4]，反之，緩坡處更利于水道的側向遷移。

目標水道所在區域，其整體坡度逐漸緩和(圖11(a),表2)，坡度陡緩控制水道彎曲程度，目標水道彎曲度呈先增后減的趨勢(圖11(b))，與Clark等[26]對國外多個深水區綜合研究后所得結果具有一致性。

表2 深水水道不同形態段的海底坡度

圖11 沿深水水道流動方向的海底坡度及彎曲度變化

陡坡區域內，重力施加給流體的力會增大流體的流速，其下切侵蝕能力隨之增強，水道下切深度增大。此時，水道多垂向疊置運動，無明顯的側向遷移；隨著坡度減緩，流體中的粗粒沉積物沉積，細粒沉積物則繼續向前運動。流體的下切侵蝕減弱而側向侵蝕增強，水道形成擴張遷移、順流遷移和障積回縮遷移等側向遷移方式；當坡度進一步減緩，水道流體的侵蝕能力基本消失，水道下切較淺從而難以約束內部流體，導致水道決口頻發，隨之發生遷移運動。

深水水道自身存在向均衡狀態演化的趨勢，通過改變自身的彎曲度、寬度、深度等達到均衡狀態[27]。坡度陡緩影響水道彎曲度，而水道彎曲度也會反作用于坡度。高彎曲水道內，其橫向運動幅度增大，下切深度變淺，故使水道坡度變緩。反之，低彎曲水道內，其橫向運動受到限制，重力流能量集中導致下切深度增大，故使水道坡度變陡。

4.2.2 水道的限制能力

深水水道限制能力強弱與水道下切深度和天然堤建造高度有關。

低彎曲水道中下切侵蝕作用和天然堤建造共存(圖12(a))，水道內部上下拓展空間，形成強限制環境，使水道側向遷移不明顯，以垂向疊置為主。

高彎度水道中下切侵蝕減弱而側向侵蝕增強，且彎道外岸天然堤仍發育(圖12(b))，有效阻止彎道的決口。但水道限制能力減弱，形成擴張遷移、順流遷移、障積回縮遷移等復雜的側向遷移方式。

中彎曲水道內部流體多以細粒沉積物為主，流體能量大幅降低，其下切侵蝕、側向侵蝕作用微弱。天然堤結構基本不發育(圖12(c))，水道的限制性消失，故水道決口事件頻發，形成決口改道遷移。

圖12 深水水道不同形態段內的天然堤

另外，利用水道不同形態段的寬深比(表3)，進一步驗證水道限制能力存在差異。低、中、高彎曲水道的寬深比平均值分別為14.39、32.52、14.45，其值可以反映出水道限制性強弱，數值越大代表限制性越弱，故中彎曲水道限制性最弱。低彎曲與高彎曲水道的平均寬深比值相近，但低彎曲水道寬深比最大值為35.43，高彎曲水道為43.22，因此判定低彎曲水道的限制性強于高彎曲水道。

表3 深水水道寬深比分析

4.2.3 深水水道沉積模式

前人對水道演化進行探討，并建立了多種水道沉積模式。Deptuck等[15]將水道演化分為早—晚期侵蝕階段和3個沉積充填階段，并基于水道平面形態、疊置結構及溢岸沉積的性質定義了不同的充填相，刻畫了水道的運動路徑。Lowe等[28]分析了水道平面形態及結構的變化，認為在演化過程中水道逐漸發育天然堤、決口扇等結構，其平面形態由相對順直逐漸彎曲，最終消亡。

本文中綜合考慮多種因素，建立3種深水水道沉積模式(圖13)：

圖13 深水水道沉積模式

(1)低彎疊置遷移沉積模式。深水水道低彎曲段，坡度陡，水道流體中粗粒沉積物比重大，其下切侵蝕作用強烈，水道剖面形態呈U型。水道兩側天然堤建造能力強，限制水道流體的橫向運動，使水道沿著相對順直的平面軌跡運動，形成垂向疊置遷移。同時，早期水道寬度較窄，后期隨水道下切深度的增大，其寬度也隨之拓寬。

(2)高彎側向遷移沉積模式。深水水道高彎曲段，坡度變緩，水道流體中粗粒沉積物發生沉降，其下切侵蝕作用減弱而側向侵蝕作用增強，水道剖面形態呈V型，平面上表現為高彎曲形態。在水道彎道處發育單側天然堤，對水道的限制能力減弱，同時水道形成了擴張遷移、順流遷移及障積回縮遷移等多種側向遷移方式。

(3)中彎決口遷移沉積模式。深水水道中彎曲段，坡度進一步減緩，水道流體基本以細粒沉積為主，其下切侵蝕作用及側向侵蝕皆減弱，水道剖面形態呈碟型，水道下切深度淺。水道在平面上仍存在小幅度的側向遷移，但水道兩側的天然堤基本不發育，水道的限制能力基本消失，導致水道決口事件頻發，造成決口改道遷移。

本文中建立的深水水道沉積模式與前人相比各有異同。首先，在分析水道的演化過程中皆探討了水道平面形態的變化，包括水道的運動路徑和水道彎曲程度的變化，以及水道結構等。其次，本文中對目標水道不同形態段內的遷移運動方式進行了標定，突出了不同因素下水道遷移運動的差異。

5 結 論

(1)依據各水道定量參數，將目標水道的平面形態劃分為低彎曲、中彎曲和高彎曲等3類，并建立5種水道遷移類型，即垂向疊置遷移、擴張遷移、順流遷移、障積回縮遷移和決口改道遷移。垂向疊置遷移多發育于低彎曲水道；擴張遷移、順流遷移和障積回縮遷移多發育于高彎曲水道，障積回縮遷移屬于局部遷移，僅影響水道局部區域的彎曲程度；決口改道遷移多發育于中彎曲水道。

(2)深水水道的遷移演化受多種因素控制，海底坡度和水道的限制能力是其主要控制因素。水道限制能力的強弱主要受水道下切深度和天然堤建造高度的控制。陡坡及水道限制能力強的區域內，水道形態相對順直且遷移運動基本不發育;緩坡及水道限制能力弱的區域內，水道形態彎曲且遷移運動頻繁。

(3)建立3種深水水道沉積模式，即低彎疊置遷移沉積模式、高彎側向遷移沉積模式和中彎決口遷移沉積模式。