東非魯武馬盆地海底旋回坎沉積演化及控制因素

孫輝，劉少治，邵大力，呂福亮，許小勇，左國平，劉艷紅，王雪峰

中國石油杭州地質(zhì)研究院，杭州 310023

0 引言

已知的許多早期海底扇模型都顯示出朵體直接與水道相連[1-5]，但不斷增加的證據(jù)顯示實(shí)際沉積并非總是如此。廣泛的侵蝕通常發(fā)生于水道與朵體沉積之間的過渡區(qū)域，這一區(qū)域就是水道—朵體過渡帶[6-8]。水道—朵體過渡帶內(nèi)的特征地貌通常由超臨界流的水躍作用產(chǎn)生。傳統(tǒng)沉積研究認(rèn)為超臨界沉積底形在地層記錄中很難保存下來，因而對(duì)這種底形基本沒有進(jìn)行系統(tǒng)介紹，與超臨界流所形成底形（如逆行沙丘、沖槽與沖坑）相關(guān)的研究一直都很匱乏[9]。伴隨著近年來包括數(shù)值模擬[10]、海底觀測[11]、地形地貌[12]等多個(gè)領(lǐng)域研究的不斷發(fā)展，超臨界重力流沉積作用的研究也取得了長足的進(jìn)步，理論認(rèn)識(shí)不斷提高[13]。特別是隨著海上油氣勘探的不斷發(fā)展，全球海上勘探范圍不斷擴(kuò)大，不斷發(fā)現(xiàn)各種海底底形，深水底形成為了目前深海科學(xué)領(lǐng)域的一個(gè)研究熱點(diǎn)[14]。超臨界流旋回坎（Cyclic steps）[15]就是其中的一種重要底形，它由沿水下斜坡向盆地中心搬運(yùn)、在水力跳躍作用下發(fā)生超臨界流與亞臨界流頻繁轉(zhuǎn)化而形成的具有大型波狀旋回坎的高密度濁流[13]形成。近年來多位學(xué)者分別通過物理模擬和數(shù)值模擬方法進(jìn)一步論證了旋回坎的存在[16-18]，認(rèn)識(shí)到旋回坎的研究對(duì)于完善“源—匯”系統(tǒng)的研究[19]及彌補(bǔ)高流態(tài)條件下底形演化及沉積物特征的研究具有重要意義[20]。當(dāng)前對(duì)旋回坎的研究工作及實(shí)例很多[21]，相關(guān)研究主要集中于地貌動(dòng)力學(xué)模擬、底形識(shí)別兩方面[9]，與旋回坎有關(guān)的沉積物的巖相發(fā)育特征被系統(tǒng)地總結(jié)[21-23]，但是關(guān)于“過程—產(chǎn)物”研究仍需在未來幾年內(nèi)不斷驗(yàn)證[24]。當(dāng)前許多工作只是對(duì)于海底單期次的旋回坎開展研究[25]，而對(duì)于同一部位多期次旋回坎的沉積演化特征研究較少。魯武馬盆海底水道末端發(fā)育一處面積近60 km2的水道—朵體過渡帶，水道—朵體過渡帶內(nèi)發(fā)育粗粒旋回坎。目前該盆地公開發(fā)表的文章中[26-29]，海底水道—朵體過渡帶底形曾以粗粒濁流沉積物波的方式進(jìn)行過論述[30]，當(dāng)時(shí)僅根據(jù)其具有向上游遷移的逆行砂丘底形加以分析，并沒有深入解釋地貌形成的原因，不利于分析水道—朵體過渡帶內(nèi)旋回坎的演化過程。本文通過深化水道—朵體過渡帶內(nèi)的沉積底形分析，采用最新行業(yè)內(nèi)基本認(rèn)同沉積底形的命名——旋回坎，進(jìn)而探討水道—朵體過渡帶內(nèi)大規(guī)模旋回坎形成的過程及原因，希望研究結(jié)果可以對(duì)海洋沉積動(dòng)力學(xué)的研究及該地區(qū)的油氣勘探發(fā)揮一定的借鑒作用。

1 概況

魯武馬盆地位于非洲大陸東部，橫跨坦桑尼亞東南沿岸和莫桑比克的東北部，是中生代以來隨著東岡瓦納大陸裂解、印度洋形成而產(chǎn)生的系列盆地之一[31]，也是東非被動(dòng)大陸邊緣最主要的含油氣盆地。盆地東部為凱端巴斯盆地（Kerimbas Basin），西部為莫桑比克褶皺帶，北部以魯武馬轉(zhuǎn)換帶為界，與坦桑尼亞的曼達(dá)瓦次盆（Mandawa Sub-Basin）分隔[32]（圖1a）。盆地以中—新生界沉積為主，深水區(qū)主要沉積了中侏羅世到新生代地層，發(fā)育豐富的重力流與底流交互作用形成的深水沉積體系[29,33]。油氣勘探中完鉆井區(qū)的地震反射特征可以反映未鉆井區(qū)域相似地震反射特征可能對(duì)應(yīng)的巖性，為進(jìn)一步開展淺層地震資料信息的深入挖掘和分析提供了類比借鑒。地震剖面反射特征（圖1b）、地震振幅屬性圖（圖1c）、沿層相干切片等信息用以開展沉積體的剖面結(jié)構(gòu)和平面形態(tài)分析，奠定了深水旋回坎研究的基礎(chǔ)。研究區(qū)從水道到朵體區(qū)面積約600 km2（圖1a），主要研究的水道—朵體過渡帶發(fā)育的矩形框的面積約210 km2（圖1c）。水深約2 000～2 700 m。全區(qū)3D地震資料全覆蓋，研究工作用疊前時(shí)間偏移資料開展振幅屬性及相干切片提取分析。

圖1 東非魯武馬盆地地理位置（據(jù)參考文獻(xiàn)[32]修改）與深水水道—朵體過渡帶位置（a）東非魯武馬盆地區(qū)域構(gòu)造位置圖；（b）過水道—朵體過渡帶的地震剖面；（c）水道—朵體過渡帶海底地貌圖Fig.1 Rovuma Basin,East Africa:(a)structural location map(modified from reference[32]);(b)seismic section crossing channel-lobe transition zone;and(c)submarine geomorphological map of channel-lobe transition zone

2 魯武馬盆地海底水道—朵體過渡帶沉積特征

2.1 水道—朵體過渡帶基本特征

Wynnet al.[34]在開展不同深水體系的水道—朵體過渡帶特征的研究時(shí)，根據(jù)水道口處沉積物的地貌形態(tài)推測了濁流沉積時(shí)供給系統(tǒng)的效率，認(rèn)為當(dāng)水道口處無水道—朵體過渡帶發(fā)育時(shí)，濁流為低效率體系；而在坡折之下發(fā)育一些大型復(fù)合陡崖、大型孤立陡崖以及一些侵蝕線理特征時(shí)，濁流處于高效率體系，發(fā)育水道—朵體過渡帶，可以形成沉積物波和發(fā)生復(fù)合砂體的再沉積作用。因此，從水道朵體過渡帶的存在與否以及過渡帶內(nèi)沉積底形的形態(tài)特征，可以初步推測供給系統(tǒng)的效率、沉積物的粒度。魯武馬盆地海底水道口與朵體之間、陡陸坡向相對(duì)緩陸坡過渡區(qū)域，存在一些大型孤立陡崖，形成多個(gè)沖刷槽，平面呈新月形—近圓形，形態(tài)近似于三角形（圖2），可能是海底濁流形成的侵蝕型旋回坎[35-36]。由于海底濁流經(jīng)歷了從限制型向開闊型的水體躍遷，致使流體迅速擴(kuò)散和紊流程度增加，眾多侵蝕刻槽和線形構(gòu)造底形在該區(qū)域形成。水道—朵體過渡帶內(nèi)存在的侵蝕沖刷和線理，可能以粗粒沉積為主[7]，由分布不均勻的粗粒砂和礫石分隔[37-38]。地震剖面上，該區(qū)域與周邊地層相比，整體顯示出強(qiáng)振幅反射特征，也間接暗示了水道—朵體過渡帶沉積的粒度特征。

圖2 東非魯武馬盆地海底水道—朵體過渡帶的深水旋回坎平面形態(tài)Fig.2 Morphology of deep-water cyclic steps in the submarine channel-lobe transition zone,Rovuma Basin,East Africa

2.2 旋回坎的期次

根據(jù)地震反射特征和地震反射同相軸產(chǎn)狀的差異，在魯武馬盆地海底水道—朵體過渡帶的不同區(qū)域，至少可以識(shí)別三個(gè)期次遷移和疊置的旋回坎沉積（圖3）。北部旋回坎為較強(qiáng)振幅、連續(xù)—弱連續(xù)的地震反射特征，地層南傾；南部旋回坎呈強(qiáng)振幅—弱連續(xù)地震反射，披覆于早期傾斜地層之上，底部對(duì)下伏沉積具有明顯的侵蝕，具有受早期地貌控制的補(bǔ)償性充填沉積特征。北部以孤立/復(fù)合陡崖底形為主（圖3、圖4a，b），形成時(shí)期較早，與蒙特雷峽谷的侵蝕型旋回坎的形態(tài)接近[39]，但規(guī)模上要大得多，可以識(shí)別出兩期——早期及中期沉積（圖3）。同一期次旋回坎內(nèi)部地震反射同相軸彼此平行，向迎流面傾斜。背流面的反射同相軸顯示出明顯的侵蝕削截特征，同一列波不同期次的背流面連續(xù)受到侵蝕，局部的迎流面靠近陡崖底部的部位也會(huì)被侵蝕。早期沉積的迎流面與中期沉積之間存在明顯的不整合接觸面，推測是被中期濁流侵蝕后形成（圖4a，b）。晚期沉積主要分布于南部，以相對(duì)小型的波狀沉積為主（圖3、圖4c，d），形態(tài)似穩(wěn)定/不穩(wěn)定的逆行砂丘[40]。沿著濁流運(yùn)動(dòng)方向，南部沉積具有逆行特征，單一沉積內(nèi)部地震反射同相軸彼此平行，復(fù)合沉積顯示出產(chǎn)狀上的差異性，多組反射同相軸彼此呈角度接觸。晚期復(fù)合沉積的局部旋回坎的迎流面存在較深的沖刷槽（圖4c，d）。

圖3 魯武馬盆地水道—朵體過渡帶內(nèi)旋回坎的南北差異地貌（剖面的平面位置見圖2）Fig.3 Different topographic forms by cyclic steps in channel-lobe transition zone,Rovuma Basin(location shown in Fig.2)

圖4 東非魯武馬盆地海底水道—朵體過渡帶旋回坎沉積期次（a）過北部區(qū)域的任意線A-A′的地震剖面；（b）對(duì)應(yīng)于測線A-A′的地質(zhì)解釋剖面；（c）過南部區(qū)域任意線B-B′的地震剖面；（d）B-B′的地質(zhì)解釋剖面；（e）包括水道—朵體過渡帶的海底沿層相干切片F(xiàn)ig.4 Sedimentary stages of cyclic steps in submarine channel-lobe transition zone in Rovuma Basin,East Africa(a)seismic profile of arbitrary line A-A′crossing the northern region;(b)geological interpretation of section A-A′;(c)seismic profile of arbitrary line B-B′crossing the southern region;(d)geological interpretation of section B-B′;and(e)coherent slice along seafloor containing channel-lobe transition zone

2.3 旋回坎的波長及波高

旋回坎的南、北分區(qū)圖中（圖4e），北部大型復(fù)合/孤立陡崖之間的旋回坎波長約為0.9～1.6 km，波高約為42～131 m。波的走向長度約為1～2.5 km，近盆波的波長及波高均低于近陸區(qū)域?qū)?yīng)的參數(shù)，波長與波高沿陸坡向源方向逐漸增加。6組波的走向上局部等時(shí)線可以閉合，為被沖刷槽分割而成的孤立的丘。南部為小型波狀沉積分布區(qū)，6組波由陸向盆波長及波高均逐漸增加，波長約0.9～2.2 km，波高約18～75 m，近陸一端延伸至水道內(nèi)部。不同位置的波具有不同的波長及波高（表1），北部平均波長低于南部，而平均波高北部比南部大得多，波高和波長具有較好的正相關(guān)性（圖5）。北部區(qū)域通常由兩期或三期彼此在迎流一側(cè)疊置的波組成，多期波高垂向增加，波長大于單期波長，多期旋回坎的遷移疊加最終形成了一些獨(dú)立的微隆起（圖2）。南部區(qū)域?yàn)閱纹诘哪嫘猩扒鸬仔危懴蚪璧牟ㄐ螀?shù)逐漸增加。無論北部還是南部的波，波長/波高比都遠(yuǎn)大于1，波長為幾百至幾千米，波呈列狀分布且向上游遷移，符合超臨界流形成的旋回坎特征。

表1 魯武馬盆地海底水道—朵體過渡帶內(nèi)旋回坎測量參數(shù)表Table 1 Measured parameters of cyclic steps in the submarine channel-lobe transition zone,Rovuma Basin

圖5 魯武馬盆地海底水道—朵體過渡帶不同部位波長與波高相關(guān)性分析Fig.5 Analysis of correlation between wave length and wave height in different parts of the submarine channel-lobe transition zone,Rovuma Basin

3 魯武馬盆地深水水道—朵體過渡帶內(nèi)旋回坎的沉積演化及控制因素

3.1 旋回坎的沉積演化

魯武馬盆地海底水道—朵體過渡帶內(nèi)的旋回坎演化經(jīng)歷了沿陸坡走向由北向南方向遷移的過程（圖3），早、中期沉積主要分布于過渡帶的北部，晚期分布于南部區(qū)域，遷移的結(jié)果導(dǎo)致了現(xiàn)今海底喇叭形大型旋回坎地貌的形成。從早到晚旋回坎區(qū)域先向陸擴(kuò)張、再由北向南遷移。北部靠近現(xiàn)今水道口的位置，可以識(shí)別出除早、中期旋回坎以外局部發(fā)育的晚期旋回坎（圖6），只在水道口附近小范圍存在。此外在水道北側(cè)也可以識(shí)別出受底流影響形成的漂積堤，以及在水道內(nèi)部發(fā)育的小型旋回坎（圖2，6）。漂積堤平行于陸坡走向發(fā)育，從西往東呈類似堤壩的正向地形延伸（圖2）。E-E′剖面中顯示，早、中期旋回坎從陸坡向洋盆方向的波高明顯降低，疊置后由陸向盆的波高具有降低的趨勢。每一期旋回坎與陸坡沉積地震反射特征存在明顯的差異，推測從早期向中期演化時(shí)，水道—朵體過渡帶向陸方向擴(kuò)張，沉積范圍增加，同期陸坡沉積范圍收縮。下伏的局部早期沉積可能被其后的濁流改造，使靠近旋回坎的沉積表面被侵蝕（圖6）。

圖6 魯武馬盆地水道—朵體過渡帶不同期次旋回坎剖面解釋（a）過任意線E-E′的地震剖面；（b）過E-E′的地質(zhì)解釋剖面Fig.6 Sectional interpretation of cyclic steps at different stages in channel-lobe transitional zone,Rovuma Basin(a)seismic profile of arbitrary line E-E′crossing the northern region;(b)geological interpretation of section E-E′

由于中期旋回坎在形成過程中對(duì)早期沉積進(jìn)一步侵蝕，現(xiàn)今只能在剖面上根據(jù)上、下地層接觸關(guān)系判斷沉積期次，很難恢復(fù)早期旋回坎沉積時(shí)的位置和形態(tài)，因此演化分析時(shí)將早、中期作為一個(gè)整體開展研究。圖7a中的強(qiáng)振幅分布反映了旋回坎迎流面的沉積形態(tài)，而背流面受濁流侵蝕影響以弱振幅反射為主；晚期旋回坎位于水道前端向盆伸展區(qū)域，具有朵葉狀外部形態(tài)，周緣呈現(xiàn)不規(guī)則羽狀。靠近水道口處，由多個(gè)“人”字型陡崖線狀排列，隨著遠(yuǎn)離水道口，“人”字間夾角逐漸增大，之后演變?yōu)閺?fù)合沉積陡崖（圖7b）。由于晚期的旋回坎沒有被進(jìn)一步破壞，晚期沉積的外部形態(tài)基本可以代表單期旋回坎的分布。最晚期的強(qiáng)底流作用在水道北側(cè)形成的條帶狀分布的漂積堤披覆于中期沉積之上，形成水道—朵體過渡帶西部的沉積邊界。

圖7 不同期次旋回坎平面分布（a）魯武馬盆地海底水道—朵體過渡帶內(nèi)從海底到向下100 ms層間均方根振幅分布圖；（b）不同期次旋回坎的平面分布簡圖Fig.7 Distribution of cyclic steps in different stages(a)RMS amplitude map from the seafloor to 100 ms downward in the submarine channel-lobe transitional zone,Rovuma Basin;(b)schematic of cyclic steps in(a)

3.2 旋回坎演化的控制因素

魯武馬盆地海底水道—朵體過渡帶內(nèi)旋回坎早—中期由盆向陸、晚期由北向南遷移，這種演化方式受多種因素控制。北部區(qū)域旋回坎沉積期次多，除了兩個(gè)期次各自沉積時(shí)濁流呈現(xiàn)出的超臨界狀態(tài)，兩個(gè)期次之間濁流仍然會(huì)在早期形成的各個(gè)陡崖處發(fā)生內(nèi)水躍作用。研究人員通過物理模擬實(shí)驗(yàn)證明[41-42]，超臨界流在水道口發(fā)生內(nèi)水躍并產(chǎn)生沉積，水道口的沉積進(jìn)一步促使內(nèi)水躍的發(fā)生，沉積物在水道內(nèi)向上游沉積充填，最終導(dǎo)致水流改道，與水道相連的水道—朵體過渡帶分布區(qū)發(fā)生遷移。早期旋回坎向中期旋回坎演化時(shí)，除垂向的疊置以外，中期旋回坎沉積區(qū)有向陸坡方向遷移的趨勢（圖6）。超臨界濁流活動(dòng)時(shí)，不僅侵蝕本期沉積的背流面，而且也會(huì)侵蝕前一期旋回坎的背流面并在迎流面上沉積。隨著沉積的不斷加高，背流面不斷侵蝕，旋回坎不斷向迎流面一側(cè)移動(dòng)，當(dāng)迎流面上不斷向前遷移的沉積延伸到它近源一端相鄰波的背流陡崖水躍作用侵蝕區(qū)時(shí)，在迎流面的前端沉積部分被侵蝕，這種雙側(cè)的侵蝕（圖4b）導(dǎo)致整體波長一定程度上減小，而同時(shí)波高增加，最終波長/波高比值相對(duì)于單期旋回坎的對(duì)應(yīng)參數(shù)而降低（表1）。

水道向單側(cè)遷移可能是促使不同期次旋回坎由北向南單側(cè)遷移的影響因素之一。底流對(duì)水道內(nèi)濁流作用導(dǎo)致非對(duì)稱天然堤和單側(cè)遷移水道的形成，水道從早期向晚期逐漸向南側(cè)遷移，在水道北側(cè)形成單側(cè)漂積堤沉積（圖8）[29]。隨著北側(cè)堤的不斷加高，早期地貌對(duì)濁流形成限制，流體流動(dòng)受單側(cè)限制，水道不斷向與底流流動(dòng)方向相反的一側(cè)遷移，新一期非對(duì)稱堤沉積于水道側(cè)翼，該過程不斷重復(fù)。此外，早期在北部形成的疊置的旋回坎也構(gòu)成了晚期濁流波及范圍的限制，伴隨著水道的南向遷移，晚期旋回坎補(bǔ)償沉積于水道—朵體過渡帶的南部，在水道口處受超臨界流水躍作用，在F1斷層的下盤區(qū)域，形成晚期超臨界流旋回坎底形。

圖8 魯武馬盆地陸坡水道沉積期次分析Fig.8 Sedimentary analysis of slope waterway,Rovuma Basin

莫辛布瓦沖斷帶內(nèi)的長期活動(dòng)可能也是導(dǎo)致旋回坎延伸方向和遷移變化的原因。漸新世開始，隨著全球海平面的持續(xù)下降，陸架環(huán)境表現(xiàn)為進(jìn)積型河流—三角洲沉積體系，隨著沉積厚度越來越大，以前緣亞相為沉積主體受重力均衡作用不斷向海傾斜，形成了凸面朝向海洋、走向大致平行于海岸線的弧形生長斷裂[31]。弧形生長斷裂在向海前緣形成的弧形復(fù)合體，在向海方向主滑脫層中分離出的一系列向上凸起、表面有輕微傾角的撇裂斷層（Splay fault），并形成逐漸消失在東部的斷層傳導(dǎo)褶皺[32]。在地震剖面上可以觀察到?jīng)_斷帶內(nèi)的地層分布于現(xiàn)今海底（圖1b、圖6a），反映了構(gòu)造活動(dòng)一直持續(xù)到現(xiàn)今，并且影響到海底的沉積作用。構(gòu)造活動(dòng)導(dǎo)致不同沉積時(shí)期處于斷層傳導(dǎo)褶皺上部及其周邊不同部位的旋回坎的下伏地層傾角存在差異。北部地層傾角約為1.9°～2.3°，南部地層傾角2.6°～3.1°，北部較南部更平緩。北部不同時(shí)期沉積的地層傾角普遍低于南部。從早到晚，北部地層傾角逐漸增加之后降低，早期地層傾角為1.9°，中期傾角最陡，約為2.3°，晚期傾角為2.0°。南部從早到晚地層傾角逐漸變陡。早期下傾地層沿陸坡傾向傾角約為1.2°，中期及晚期下傾地層沿陸坡傾向傾角均約為1.6°。無論哪一時(shí)期，陸坡傾向上的傾角均比走向上的傾角更陡，傾角之間差值為0.4°～1.5°（表2）。走向與傾向陸坡傾角的共同作用，致使最晚期的旋回坎近于北西—南東走向延伸；由早到晚傾向與走向的傾角不斷增加，也促使了旋回坎平面上的遷移。

表2 不同期次旋回坎不同方向地層傾角變化表Table 2 Variation of dip angles in different directions of cyclic steps at different stages

水道—朵體過渡帶內(nèi)旋回坎早—中期由盆向陸、晚期再由北向南遷移，不同期次旋回坎之間的侵蝕—沉積作用改變了單期旋回坎的波形參數(shù)和地貌形態(tài)，旋回坎的遷移變化控制了水道—朵體過渡帶的平面分布形態(tài)。水道口處的超臨界流內(nèi)水躍作用是旋回坎逆向遷移的主要原因；旋回坎沿陸坡走向的遷移及分布主要受三個(gè)因素控制：1）底流影響的水道向南側(cè)遷移；2）早、中期北部形成的旋回坎地貌形成了北部屏障，控制了晚期旋回坎的分布位置；3）莫辛布瓦沖斷帶內(nèi)構(gòu)造的長期活動(dòng)可能也是導(dǎo)致旋回坎延伸方向和遷移變化的另一原因。該認(rèn)識(shí)對(duì)補(bǔ)充“源—匯”系統(tǒng)中高流態(tài)條件下旋回坎演化及控制因素的研究具有重要意義。

4 結(jié)論

（1）魯武馬盆地海底濁流存在高效率體系，發(fā)育由多期次深水粗粒旋回坎組成的水道—朵體過渡帶。受波長及波高差異的影響，水道—朵體過渡帶南、北分區(qū)，北部為大型孤立/復(fù)合陡崖、沖刷槽分布區(qū)，單一微隆起規(guī)模大，多個(gè)微隆起成群發(fā)育，由多期疊置旋回坎組成；南部為小型波狀沉積分布區(qū)，由單期旋回坎構(gòu)成。

（2）魯武馬盆地海底旋回坎從早期到中期由盆向陸遷移，從中期到晚期由北向南遷移。超臨界流內(nèi)水躍作用、底流作用、地形地貌和長期的構(gòu)造活動(dòng)是旋回坎遷移演化的主要影響因素，分析結(jié)果進(jìn)一步完善了“源—匯”系統(tǒng)中高流態(tài)條件下旋回坎形成過程及成因認(rèn)識(shí)。

（3）地震資料可以用于海底大型旋回坎沉積特征的解釋，地震反射同相軸傾角、傾向等變化反映了沉積時(shí)地層的沉積方式，同相軸的連續(xù)性反映了沉積期次或侵蝕特征，地震反射能量可以初步定性指示沉積物粒度，深入挖掘地震響應(yīng)代表的地質(zhì)信息對(duì)開展深水沉積研究具有重要意義。

致謝 感謝審稿人提出的寶貴意見及編輯老師對(duì)于稿件的幫助。