目前，已有超过60多个国家在深水重力流沉积领域获得了显著的油气勘探成果，如在墨西哥湾盆地、孟加拉湾盆地、北海盆地以及刚果盆地相继发现了大型油气田。重力流储集体已逐渐成为我国南海重要的勘探类型，相继在珠江口盆地和莺歌海盆地获得勘探发现^[1]。“十二五”期间，在莺歌海盆地东方区沿着西部昆嵩隆起物源区蓝江河流水系，找到了大规模低位域重力流海底扇体，发现了东方13大气田，从此莺歌海盆地黄流组重力流沉积逐渐被关注^[2]。莺歌海盆地已成为未来南海天然气增储上产的主战场之一，“十三五”期间，随着勘探重心向盆地东部转移，主要勘探对象变成了以东部海南岛为物源区的重力流沉积体系，寻找大型优质储集体仍然是该区勘探研究的重点和难点问题^[3]。

由于以往该区缺乏大面积连片三维地震，研究程度较低，研究往往针对输导体系及天然气主运移方向^[4]。近年来，随着三维地震资料和钻井资料的逐步丰富，发现盆地东部黄流组二段发育大型重力流沉积^[5-6]，然而，对于整片区域的重力流沉积成因及控制因素方面研究较为薄弱。因此，利用钻井、测井、地震资料，通过位移-距离法、3Dmove古构造恢复等技术方法，对盆地东部中新世黄流组坡折类型、物源供给通道、盆地沉降等方面进行综合研究，并预测大型储集体展布，以期为“十三五”期间勘探决策提供理论支撑。

南海位于印支地块、华南地块及太平洋板块的夹持区域。印支地块与华南地块碰撞形成了规模巨大的走滑断裂带（红河断裂带）。莺歌海盆地位于南海西北部，是红河大型走滑断裂带在海洋上形成的第一个走滑-伸展型盆地^[7]，被派生的莺西断裂带（细分为黑水河断裂、马江断裂、长山断裂等）、一号断裂带（细分为莺东断层、一号断层等）等2条走滑断裂带分隔成莺西斜坡、中央坳陷带、莺东斜坡等3个一级构造单元^[8]。莺歌海盆地周缘主要发育西部昆嵩隆起和东部海南隆起两大物源区，其中盆地西部、中部主要受昆嵩隆起物源影响，已证实发育东方13海底扇^[2]，而盆地东部主要受海南隆起物源影响，发育重力流峡谷水道和海底扇沉积（图 1）。盆地凹陷区具有强烈沉降（沉降速率约500~1 400 m/Ma）、快速充填（新生代地层最大厚度达17 km）、高温超压（地温梯度约4.6 ℃/100 m、压力系数可高达2.2）、底辟发育等显著特征^[9-10]。

图 1

Fig. 1

下载eps/tif图 图 1 莺歌海盆地大构造背景及充填序列 Fig. 1 Tectonic settings and filling sequence of Yinggehai Basin

莺歌海盆地东部黄流组发育峡谷水道、海底扇等2种沉积类型。峡谷水道（LD10）发育在黄流组二段，平面上整体沿盆地长轴方向呈NW向展布，因此也称为轴向水道。峡谷水道源头分布在一号断裂带中部，自北往南东方向延伸，总长约150 km，宽度约3.7~10.0 km，深度约200~400 m^[6]（图 2）。海底扇在黄一段、黄二段都发育，其中黄二段主要与峡谷水道伴生，分布面积约350 km²，厚度约60 m。黄一段海底扇分布在靠近海南岛源区位置，面积约600 km²，厚度约200 m。

图 2

Fig. 2

下载eps/tif图 图 2 重力流沉积体系特征 Fig. 2 Characteristics of gravity flow deposits

走滑转换带概念是在构造变换带之后提出的。构造变换带的概念起源于对挤压盆地的逆冲推覆构造体系的研究，是指地层在区域构造应力作用下发生变形的过程中，地层为保持应变和位移量的守恒而产生的构造变形带^[11]。后来，该理念被引入到走滑区和伸展区的构造研究。走滑转换构造一词由叶洪^[12]作了系统论述，是指“与走滑断层相伴生的或者说由断层的走滑运动‘转换’而成的各类张性、压性或张扭性、压扭性构造”。莺歌海盆地东部一号断裂带是红河走滑断裂带在海上的延伸部分，在此分成3支（东方断层、莺东断层、一号断层），都为北西—南东展布的南西向倾斜的走滑-伸展正断层。采用位移-距离法对黄流组沉积时期一号断裂带特征进行剖析，发现该断裂带由多条断层串联而成，在莺东断层与一号断层串联交接部位，断层活动微弱，甚至有些剖面计算出断层在该时期活动速率为0 m/Ma[图 3（a）]，表明莺东断层和一号断层在交会处由于走滑运动转换形成走滑转换带，该处活动性较小。断层两侧发育地形较高的隆起，风化剥蚀产生的碎屑物质及由河流水系搬运而来的碎屑物质一起沿走滑转换带搬运至凹陷沉积[图 3（b）]。

图 3

Fig. 3

下载eps/tif图 图 3 一号断裂带位移（a）与走滑转换带控沉积物示意图（b） Fig. 3 Displacement-distance of No. 1 fault zone(a)and strike-slip transition zone controlled sediments(b)

许多盆地已证实转换带往往是碎屑物质的主要搬运通道。从地震资料上清晰可见，莺歌海盆地走滑转换带处发育大型古沟谷和断槽，宽度可达5~ 9 km（图 4），这表明在地质历史时期，该部位存在大规模的下切侵蚀，搬运沉积物的能力较强。通过三维地震追踪也发现，大型峡谷水道和大面积分布的海底扇起始于该走滑转换带前端，可见走滑转换带应是碎屑物质注入盆地的主要通道。这个过程是侵蚀作用提供的和海南岛河流水系带来的碎屑物质都向走滑转换带低洼处汇聚，再向盆内注入形成了大型三角洲，并在三角洲前端形成了大型海底扇、水道等重力流沉积体系[参见图 2（a）]。

图 4

Fig. 4

下载eps/tif图 图 4 黄流组底面构造图（a）及古沟谷典型地震剖面（b） Fig. 4 Bottom structure of Huangliu Formation(a)and typical section of valley(b)

坡折带是指地形坡度发生突变的地带^[13]，按成因机制可以划分为断裂坡折、挠曲坡折和沉积坡折^[14-15]。不同坡折类型形成了不同的古地貌形态，控制了不同沉积类型：①断裂坡折发育在一号断层附近，因断层活动导致断裂坡折上、下地形高差大，在距今10.5 Ma（黄流组沉积时期）海平面大幅下降背景下，断裂坡折之上的区域遭受剥蚀，成为物源区，断裂坡折之下接受黄流组沉积（图 5），发育三角洲沉积体系；②挠曲坡折发育在盆内近斜坡区，是由于下覆断层隐伏式微弱活动导致海底地形发生挠曲变形所致。挠曲坡折控制了三级层序内的体系域分布。挠曲坡折之上区域缺少低位域沉积，只发育了海侵+高位体系域，底界面（T40）表现为上超下削的地震特征，挠曲坡折之下区域低位体系域发育。目前发现的大型重力流峡谷水道、海底扇都位于挠曲坡折之下（图 5），可见挠曲坡折对重力流沉积具有控制作用。总体上，坡折样式对层序沉积样式的控制过程是：断裂坡折下发育的三角洲或扇三角洲持续向凹陷方向前积，在挠曲坡折带由于坡度加大、水体加深，诱发形成了重力流，形成了低位域峡谷水道和海底扇，因此在挠曲坡折之下区域是寻找大型重力流储集体的有利区域（图 5）。

图 5

Fig. 5

下载eps/tif图 图 5 莺歌海盆地东部坡折类型（剖面位置见图 4） Fig. 5 Slope break in eastern Yinggehai Basin

海平面下降对重力流沉积具有明显的控制作用^[16-17]。谢金有等^[18]基于有孔虫和钙质超微化石资料，辅以古生态、成因相及特征沉积构造分析和反射地震剖面的海岸上超分析，编制了莺歌海盆地和琼东南盆地海平面变化曲线，表明黄流组沉积时期发生了大规模海平面下降事件（参见图 1），如DF1-1-11井古水深从100多米下降到25 m。王振峰等^[19]指出南海西沙地区西科1井BIT指数在中中新世晚期（距今10.5 Ma）出现了大幅度地上升，表明该时期受全球及区域海平面变化下降影响，大气淡水淋滤碳酸盐台地，导致其有机分子化合物中BIT指数呈现高值。总之，南海地区黄流组沉积早期大规模海平面下降事件已被古生物、化学元素等多方面证据所证实，这一特征与全球海平面变化吻合。目前，勘探实践表明莺歌海盆地乃至琼东南盆地黄流组二段是重力流最为发育的层段，这是因为该时期海平面下降，滨线向盆地方向迁移，有利于碎屑物质长距离搬运至凹陷内沉积。

盆地沉降与海平面升降耦合作用可影响可容纳空间变化，从而控制了沉积物的充填和堆积样式，最终影响沉积体系和层序的展布特征^[20]。一直以来，莺歌海盆地裂后期沉降速率远高于正常热沉降速率，而被称为异常沉降。崔涛等^[21]通过回剥法和应变速率反演方法，结合钻井和地层剖面资料进行研究，认为盆缘断裂的右旋走滑作用是异常沉降的主要控制因素。孙珍等^[7]通过物理模拟实验进行莺歌海盆地构造演化机制分析，认为其左旋走滑向右旋走滑转换时期大致发生在距今10.4 Ma前后，应力场来自华南地块沿红河断裂的右行走滑。该认识从侧面佐证了异常沉降的原因。新的三维地震资料连片处理后，可见莺歌海凹陷在距今10.5 Ma时发生了明显的构造反转。梅一段沉积时期，北部东方区和南部乐东区呈现出巨大的沉降速率差异，北部东方区沉降速率最大，南部乐东区沉降速率较小，导致该时期为南高北低的格局，局部沉降中心位于北部东方区。黄流组沉积时期，南部乐东区沉降速率大于北部东方区沉降速率，导致局部沉降中心迁移至乐东区，莺歌海凹陷呈现出北高南低的古地貌格局（图 6），碎屑物质注入盆地后向南部搬运，这是导致峡谷水道、海底扇都由北往南延伸的主要原因。总之，多方面证据都表明受右旋走滑作用影响，莺歌海凹陷中新世沉降作用机制特殊、特征异常。

图 6

Fig. 6

下载eps/tif图 图 6 构造反转面S40面（10.5 Ma）地震剖面（剖面位置见图 1） Fig. 6 Seismic section of tectonic inversion surface S40(10.5 Ma)

利用3Dmove软件进行古构造恢复，表明在上述异常沉降机制的影响下，莺歌海凹陷南部和北部沉降速率差异很大，凹陷内古地貌不是简单的“圆锅底”形态，而是沿盆地长轴方向产生了不同的沉积坡降并且形成了局部沉降中心。重力流沉积与沉降中心具有良好的叠合性（参见图 2），表明异常沉降作用形成的局部沉降中心对重力流沉积卸载具有控制作用。例如，黄二段沉积时期，盆地内重力流海底扇进入鼎盛发育时期，在凹陷中部昌南区—南部乐东区沉降中心附近发育了DF29，DF36，LD14，LD15等众多海底扇以及LD10大型峡谷水道[参见图 3（a）]；黄一段沉积时期，隆凹格局减弱，海平面相对上升，低位体系域分布广泛，东方、昌南、乐东区都有发育，东方区发育DF13海底扇、乐东区发育LT32海底扇[参见图 2（b）]。

古地貌对沉积作用具有重要影响，直接或间接控制沉积体的类型、规模及其展布特征^[22-23]。底辟构造指在一定地质条件下深部低密度物质发生塑性流动变形，并沿上覆地层薄弱区挤入或上侵而形成的一种构造，在世界范围内已被大量揭示^[24]。显然，底辟活动也会改变海底地形，从而对沉积物卸载位置产生影响。莺歌海盆地黄流组至少可以识别出2种控制沉积的底辟类型：①塌陷型（昌南6-1）。在底辟深部低密度物质上涌结束后，在底辟周缘形成巨大的塌陷区，塌陷区外地层沉积厚度薄、塌陷区内沉积地层突然增厚，且由于坡度加大形成了重力流沉积（DF36海底扇）[图 7（a）]；②隆升型（乐东8-1）。底辟隆升导致底辟顶部水体变浅，可容纳空间小，沉积厚度薄。底辟翼部地势较低，可容纳空间充足，地层沉积厚，常卸载重力流沉积（LD15海底扇）[图 7（b）]。

图 7

Fig. 7

下载eps/tif图 图 7 2种底辟活动控沉积类型（剖面位置见图 2） Fig. 7 Two types of diapirism controlled deposition

莺歌海盆地东部黄流组发育大型海底扇和峡谷水道两类重力流沉积体系。该重力流沉积成因是走滑转换带控制了主要沉积物供给通道，受盆内异常沉降作用影响，造成盆地内黄流组沉积期北高南低的古地貌格局，碎屑物质注入盆地后向南部搬运，在挠曲坡折处坡度加大形成重力流，继续向沉降中心附近搬运卸载，发育低位域重力流沉积体。重力流沉积卸载位置受到底辟活动影响，隆升型底辟翼部和塌陷型底辟核部均是重力流沉积卸载区（图 8）。在LD10大型峡谷水道LD10-F井钻遇172 m厚的中砂岩[参见图 2（b）]，这一勘探突破验证了前期研究的正确性，揭示了该区大型重力流海底扇和轴向水道领域的巨大勘探前景，已成为南海西部海域“十三五”期间重要的天然气勘探领域。

图 8

Fig. 8

下载eps/tif图 图 8 莺歌海盆地东部黄流组沉积模式 Fig. 8 Sedimentary model of Huangliu Formation in Eastern Yinggehai Basin

前已述及，莺歌海盆地东部黄流组沉积期整体处于坳陷阶段，盆地以热沉降作用为主，由于一号断裂活动强度较弱，呈现出向盆地边缘减薄的坳陷结构特征，并未呈现出断层下降盘地层增厚等典型断陷结构特征，研究过程中容易忽略构造对层序沉积的影响。实际上，与构造相关的坡折类型、异常沉降、底辟活动等许多非典型构造因素明显控制了层序沉积特征，这些特征不同于近些年国内外研究较多的典型构造活动型盆地^[25]，如前陆盆地、主动大陆边缘盆地、断陷盆地，也不同于被动大陆边缘盆地的经典层序地层模式。这是走滑-伸展型莺歌海盆地表现出的具有特色的非典型构造-层序沉积特征。

（1）莺歌海盆地东部边缘走滑转换带大型沟谷发育，控制了主物源注入通道；挠曲坡折处坡度加大促发了重力流的形成；大规模海平面下降与凹陷内异常沉降作用耦合控制了低位域重力流砂体分布；盆内底辟活动改变了微古地貌格局，从而影响了重力流沉积卸载位置。LD10峡谷水道的成功勘探揭示了该区大型重力流海底扇和轴向水道领域的巨大勘探前景。

（2）与构造相关的坡折类型、异常沉降、底辟活动等非典型构造活动均对层序沉积具有重要的控制作用。表现出走滑-伸展型莺歌海盆地发育许多具有特色的非典型构造-层序沉积特征。这些特征明显不同于被动大陆边缘盆地经典层序地层模式以及近些年国内外研究较多的典型构造活动型盆地，值得进一步深入探讨。