在断陷湖盆演化的过程中，受同沉积断层多期活动、可容空间和水深变化的共同影响，在湖盆内部会发育多种类型的三角洲沉积体系^[1-3]。在我国多个陆相含油气盆地的研究中均发现了大量的三角洲沉积体系，而且是重要的油气聚集带，勘探潜力巨大^[4-7]。近年来，众多学者对三角洲地震沉积学特征进行了研究，不同类型的地震反射特征反映了不同的三角洲沉积^[8-9]。Liu等^[10]提出在湖相裂陷盆地中，构造活动与沉积物供应、可容空间及沉积区形态密切相关，并确定了3种不同构造活动速率对三角洲发育的不同影响。三角洲的类型及沉积演化特征也是沉积学和石油地质学研究的热点。

珠江口盆地陆丰凹陷早期的油气勘探集中于新近系韩江组和珠江组，随着勘探的深入，下部的古近系恩平组和文昌组逐渐成为勘探重点^[11]。葛家旺等^[12]以陆丰凹陷恩平组为例，指出在湖盆从发育到消亡的演变过程中，可容空间与沉积物供给的比值（A/S）及水深的变化可以表现在三角洲不同的地震反射结构、沉积特征和地震地貌中。近年来在陆丰凹陷恩平组发现多个油藏，油气勘探潜力巨大^[13]。陆丰凹陷古近系文昌组埋深超过3 000 m，勘探成本高，除陆丰13洼勘探程度较高，为已证实的富烃洼陷外^[13-14]，其余洼陷勘探程度均较低，且钻井资料较少，断陷湖盆三角洲时空演化与A/S的关系尚不明确。因此，以典型断陷湖盆珠江口盆地陆丰凹陷陆丰22洼文昌组为例，利用高分辨率三维地震资料和钻测井资料，基于层序地层学、沉积学理论与技术，结合地震反射特征、岩电特征和沉积旋回特征，建立等时地层格架，并对前积地震相类型、三角洲沉积特征及时空演化规律进行分析，探索A/S对断陷湖盆三角洲时空演化的控制作用，以期为珠江口盆地陆丰凹陷的油气进一步精细勘探提供地质依据。

珠江口盆地是在被动大陆边缘发育起来的新生代裂陷盆地^[15]，经历了先断后坳的构造演化过程^[16]，由北向南分为5个构造单元，分别是北部隆起带、北部坳陷带、中央隆起带、南部坳陷带和南部隆起带。陆丰凹陷位于珠江口盆地北部隆起带东部（图 1a），面积为7 760 km²，发育多个次级洼陷，其中陆丰13洼和陆丰15洼为已证实的富烃洼陷^[11]。研究区陆丰22洼位于陆丰凹陷最南部，勘探程度较低（图 1b）。珠江口盆地的构造演化经历了裂陷、坳陷和块断活化3个阶段^[10]，在新生代经历珠琼一幕和珠琼二幕等大型构造运动（地震标志层分别为Tg和T80），其中珠琼一幕到珠琼二幕为早期裂陷Ⅰ幕，文昌组由老到新经历了强断陷期和弱断陷期2个构造演化阶段。珠江口盆地自下而上发育了神狐组、文昌组、恩平组、珠海组、珠江组、韩江组、粤海组和万山组^{[11, 14]}，由于陆丰凹陷缺失神狐组，文昌组形成于强裂陷期，不整合或假整合于前古近系基底上。研究区文昌组岩性以厚层灰色泥岩为主，早期发育部分绿色玄武岩和砂岩，顶部为灰色泥岩夹砂岩（图 1c）。

图 1

Fig. 1

下载原图 图 1 珠江口盆地陆丰22洼区域构造位置（a）（b）、地层及构造演化综合柱状图（c）（据文献[11]修改） Fig. 1 Regional tectonic location(a)(b), stratigraphic and tectonic evolution column(c)of Lufeng 22 subsag, Pearl River Mouth Basin

研究区高精度三维地震资料覆盖整个工区（图 1b）目标层位精细解释网格为10×10（CDP），CDP间隔为12.5 m，频带为8~60 Hz，主频约25 Hz。目的层平均速度约2 400 m/s，垂向分辨率取1/4波长，约25 m。该区岩性录井资料、自然伽马、声波时差和密度测井曲线齐全，且质量均较好。

不同级别层序地层界面识别是建立层序地层格架的基础^{[1, 17]}。通过对珠江口盆地陆丰凹陷陆丰22洼三维地震资料的精细解释，利用识别出的上超、下超、削截、顶超等典型地震反射接触关系，结合钻测井、岩心、地球化学及古生物资料等，建立了该区文昌组层序地层格架。

在研究区文昌组识别出6个层序界面，自下而上对应的反射标志层分别为Tg，T85，T84，T83，T82和T80。Tg界面是陆丰22洼的基底界面，为一级层序界面，是珠琼一幕构造运动形成的区域不整合面^[17]，分隔了基底和古近系沉积地层，在洼陷北部表现为中—强振幅、高连续性的反射特征，南部表现为中振幅、中连续性的反射特征；该界面之上的文昌组地层成层性较好，局部上超，界面之下地震相特征为弱振幅、中频、低连续性的杂乱反射，可见明显的削截现象。T80界面将研究区裂陷期分为恩平组和文昌组，为二级层序界面，是构造幕的转换界面，反映了盆地区域性的构造运动^[17]，从地震剖面上可以看出T80界面具有广泛上超和明显削截的特征（图 2a）。Tg和T80界面中间的文昌组整体呈楔状，洼陷北部控洼断层处地层较厚，向南部缓坡带逐渐减薄（图 2b）。

图 2

Fig. 2

下载原图 图 2 珠江口盆地陆丰22洼古近系文昌组过A1井地震剖面（a）、沉积解释（b）和地层综合柱状图（c） Fig. 2 Seismic section(a), sedimentary interpretation(b)across well A1 and stratigraphic column(c)of Paleogene Wenchang Formation in Lufeng 22 subsag, Pearl River Mouth Basin

T85，T84，T83和T82是研究区文昌组内部的4个三级层序界面，常受次级构造作用的影响^[17]，不整合范围有限，在地震剖面上表现为中—强振幅和较好的连续性，并存在上超和削截现象（图 2a），同时界面上下地震相存在差异。文昌组内部T85界面之上存在上超现象，界面之下可见局部削截，地震相特征为弱—中振幅、低频、中连续性反射。T84界面可见上超现象，局部有不整合接触，GR测井曲线从漏斗形和高幅度箱形变为低幅度平直状，岩性由大段砂岩转变为整段泥岩。T83界面之上可见上超，有不整合接触，存在削截现象，在地震剖面上表现为中—强振幅、较为连续的反射特征。T82界面之上可见上超，界面之下存在顶超，从测井岩性资料上（图 2c）可以看出，界面之下为薄层砂泥互层，界面之上为厚层砂岩夹蓝色钙质粉砂岩和灰色泥岩，差异明显。

通过对以上层序界面的识别，结合研究区构造演化特征和测井曲线的变化特征等，将陆丰22洼文昌组从底部到顶部依次划分为SQ1，SQ2，SQ3，SQ4和SQ5+6层序，分别对应文昌组文六段至文一+二段，组成了文昌组完整的三级层序格架。

地震相是指在某一范围内分布的外部形态和内部结构均不同于相邻单元的地震反射单元^[18-19]。通过识别不同地震反射单元的结构和构型，在陆丰22洼古近系文昌组识别出4种地震前积反射类型：杂乱前积相（FS1）（图 3a）、下超前积相（FS2）（图 3b）、斜交前积相（FS3）（图 3c）和叠瓦前积相（FS4）（图 3d），并分析了这4种地震前积反射类型钻井标定对应的三角洲沉积时空分布特征。

图 3

Fig. 3

下载原图 图 3 珠江口盆地陆丰22洼古近系文昌组典型前积地震相剖面 Fig. 3 Typical progradational seismic facies section of Paleogene Wenchang Formation in Lufeng 22 subsag, Pearl River Mouth Basin

下文昌组沉积期，即SQ1，SQ2和SQ3层序沉积期，陆丰22洼以发育FS1和FS2地震相为主。SQ1和SQ2层序沉积期对应区内强断陷早期阶段，其中SQ1层序沉积期，陆丰22洼边界断层开始活动，在断层下降盘发育FS1地震相，洼陷西南部、南部缓坡带及东南部均可见FS2地震相大面积分布；SQ2层序沉积期，控洼断层活动速率增大，洼陷范围扩大，在主干断层下降盘发育FS1地震相，洼陷南部缓坡带发育大面积FS2地震相，且延伸较远。SQ3层序沉积期，洼陷北部陡坡带发育FS1地震相，在均方根振幅地层切片上可见多个朵状体，均方根振幅向前积方向逐渐增强，延伸距离可达4~ 5 km（图 4a）。

图 4

Fig. 4

下载原图 图 4 珠江口盆地陆丰22洼古近系文昌组SQ3和SQ4层序三角洲均方根振幅属性与沉积相 Fig. 4 RMS amplitude attributes and sedimentary facies of sequences SQ3 and SQ4 of Paleogene Wenchang Formation in Lufeng 22 subsag, Pearl River Mouth Basin

上文昌组沉积期，即SQ4和SQ5 + 6层序沉积期，陆丰22洼以发育FS3和FS4地震相为主，有少量FS1和FS2地震相分布于洼陷北部。SQ4层序沉积期，研究区进入弱断陷期，裂陷作用开始减弱，洼陷东北部控洼断层下降盘发育FS1地震相，规模较小；西北部发育FS2地震相，从均方根振幅地层切片上可以看出规模较大，延伸距离为5~6 km；东南部和南部缓坡发育FS3和FS4地震相，分布较大范围的树枝状振幅异常体，且延伸距离远（图 4b）。SQ5+6层序沉积期为断陷晚期，断层基本停止活动，洼陷东北部发育FS2地震相，南部发育大面积FS3和FS4地震相，向洼陷中心延伸较远。

根据地震相分析，结合钻测井和岩心资料，对陆丰22洼文昌组沉积体系进行研究，分析并总结了文昌组沉积期三角洲演化规律。

下文昌组沉积期：SQ1层序沉积期，陆丰22洼处于强断陷阶段早期，北部边界控洼断层开始活动，洼陷可容空间大，同时被来自东沙隆起的物源迅速充填，在洼陷北部陡坡带发育扇三角洲体系。SQ2层序沉积期，边界断层活动速率增大，洼陷范围扩大，扇三角洲规模增大，且向前延伸；东南侧和西南侧的东沙隆起供源能力强，辫状河三角洲沉积发育，规模有所扩大，且延伸距离变远；洼陷中央发育小范围半深湖—深湖相沉积。SQ3层序沉积期，断层持续活动，形成较大的可容空间，物源供给减少，洼陷整体处于欠充填阶段；三角洲向东沙隆起物源区后退，洼陷北部边界断层形成厚度较大的近源扇三角洲沉积；东南部缓坡辫状河三角洲规模有所减小，面积较小（图 4c），该时期研究区广泛发育半深湖—深湖相沉积，钻井岩性资料揭示SQ3层序地层发育大段泥岩，是文昌组的优质烃源岩。

上文昌组沉积期：SQ4层序沉积期，裂陷作用减弱，断层活动性逐渐变弱，洼陷可容空间减小，半深湖—深湖面积迅速减小，洼陷整体处于欠充填或平衡充填阶段。洼陷北部控洼断层陡坡区扇三角洲发育规模减小甚至不发育；西北部发育一定规模的辫状河三角洲；在南部和东南部缓坡带，来自东沙隆起的物源形成了大范围的辫状河三角洲沉积体系，水体较浅，向前延伸距离较远（图 4d）。SQ5+6层序沉积期，洼陷处于弱断陷后期，断层活动接近停止，湖水深度变浅。该时期洼陷可容空间极低，处于过充填阶段，砂体将洼陷逐渐填满，洼陷内整体发育大规模的辫状河三角洲沉积，南部缓坡三角洲向区内延伸最远。

在断陷湖盆三角洲演化过程中，构造活动、湖平面波动和气候变化等因素会对三角洲的形成产生影响，盆地沉积地层的形态与沉积样式主要受构造活动控制，包括同沉积断层活动、差异沉降等^[20]。在断陷湖盆中，A/S是湖盆三角洲演化重要的控制因素，其与地震前积结构及盆地形态存在响应关系^[12]，控洼断层空间活动的变化导致洼陷周缘地形的差异，造成充填样式的不同，形成不同特征类型的前积反射，进而在湖盆的演化过程中形成不同的三角洲沉积体系。T83转换界面将陆丰22洼文昌组分为下文昌组和上文昌组2个部分，标志着湖盆由鼎盛发育走向逐渐萎缩。因此，通过分析T83不整合界面上、下的SQ4和SQ3层序地层的构造形态与充填特征、沉积体系等方面差异，探讨A/S的变化对断陷湖盆三角洲时空演化的影响。

SQ3层序沉积期，陆丰22洼整体处于强断陷期。对3处控洼断层F22西、F22中和F22东各时期净沉降量的统计结果（图 5）表明，该时期控洼断层活动强度大，洼陷形成较大的可容空间，来自北部东沙隆起的物源在洼陷北部陡坡带形成大套近岸扇三角洲体系，该时期A/S > 1。地层整体呈楔状减薄，受断裂控制，向断裂方向增厚，表明为断裂活动与沉积过程同时发生的断陷沉积层。洼陷边缘沉积体呈下超前积充填特征，以发育FS1和FS2地震相为主，表现为中—强振幅、低频、连续性好的反射特征，局部表现为杂乱反射，且前积迁移轨迹具有向洼陷边缘、向上迁移的特征。SQ4层序沉积期，洼陷整体处于弱断陷期，断层活动减弱，可容空间较小，北部物源形成扇三角洲体系向前推进，南部和东部缓坡带形成延伸距离远、覆盖范围广的辫状河三角洲体系，该时期A/S ≤ 1。地层从北部断层根部到南部有减薄趋势，但整体与SQ3层序地层相比，地层厚度大幅减小，表明为弱断陷期阶段的沉积层。洼陷沉积体呈下超和斜交前积充填特征，以发育FS2和FS3地震相为主，表现为中弱振幅、中—高频率、低连续的反射特征，且前积迁移轨迹具有向洼陷内部、向水平或向下迁移的特征。

图 5

Fig. 5

下载原图 图 5 珠江口盆地陆丰22洼古近系文昌组边界断层活动性统计 Fig. 5 Statistics of fault activity at the boundary of Paleogene Wenchang Formation in Lufeng 22 subsag, Pearl River Mouth Basin

A/S的变化对湖盆三角洲沉积体系发育特征具有重要影响。钻井资料显示，SQ3层序发育大段灰褐色泥岩，为半深湖—深湖沉积。SQ4层序底部为细砂岩夹粉砂质泥岩，为三角洲前缘亚相，中部发育半深湖—深湖相灰褐色泥岩沉积，顶部为大段砂泥互层，与SQ3层序相比，砂泥比逐渐增大，三角洲相发育。沉积岩中的黏土矿物含量及其组合的变化规律能够指示盆地的古气候特征^[21]。SQ3层序沉积期，伊利石含量较高，高岭石和伊蒙混层含量低，古水深较大，说明该时期处于干燥寒冷气候。SQ4层序沉积期，伊利石含量较前期有很明显减少，高岭石含量增多，湖水深度降低，气候变得温暖湿润，洼陷范围进一步扩大。

地震振幅属性是刻画沉积体系分布和演化的一种有效方法^{[8, 12]}。葛家旺等^[12]对陆丰凹陷恩平组砂地比与均方根振幅属性之间的关系进行统计后得出，当RMS为低值时，含砂率较高，多为三角洲平原和前缘沉积；当RMS为高值时，含砂率较低，为泥质较多的前三角洲亚相或半深湖—深湖相沉积。SQ3层序沉积期，洼陷北部沿控洼断层发育大段近源振幅异常朵体，延伸较短，洼陷东部及东南部发育远源振幅异常朵体，向洼陷内部推进10~ 15 km，面积为200~240 km²，洼陷其余的大部分地区表现为中—强RMS振幅（参见图 4a），说明该时期洼陷广泛发育湖相泥岩沉积。SQ4层序时期，洼陷东部近半区域发育大套低RMS振幅异常朵体（参见图 4b），相比于SQ3层序沉积期，其向洼陷中心延伸距离更远，可达43 km，面积更大，约为800 km²，对应辫状河三角洲沉积体系。

总体来说，SQ3和SQ4层序沉积体系具有明显差异。SQ3层序沉积期，A/S >1，洼陷北部陡坡发育近岸扇三角洲体系，东部和东南部缓坡地区发育辫状河三角洲体系，中心及南部地区以湖相沉积为主，发育大面积半深湖—深湖沉积。SQ4层序沉积期，洼陷边界断层活动性减小，A/S ≤ 1，洼陷北部扇三角洲范围向物源区缩小，南部和东部地区辫状河三角洲沉积体系发育规模增大，半深湖—深湖面积大幅度减小，滨浅湖体系广泛发育。

为了探索A/S对湖盆三角洲演化的控制作用，利用三维地层模拟软件系统Dionisos对陆丰22洼古近系文昌组SQ3和SQ4层序地层开展数值模拟，进而分析该区文昌组三角洲时空演化规律。

选择模拟工区长29 km，宽13 km，平面网格间距为0.2 km。模拟目的层段为文昌组SQ3和SQ4层序，沉积时间为41.5~46.0 Ma，总时长为4.5 Ma，时间步长为0.05 Ma，岩性设置为砂岩、粉砂岩和泥岩。Dionisos软件的核心是用来描述非稳态过程的Fick第二定律，即沉积物搬运的扩散方程^[22]。该定律可以在长时间跨度和大尺度下描述自然界的沉积过程，进而模拟盆地在沉积过程中充填样式的演化^[23]。模拟时在软件中需要3个主要参数：可容空间、沉积物供应和搬运方式。

可容空间是指可供潜在沉积物充填的全部空间，包括沉积地层和初始可容空间，而且随着年代发生变化，可容空间受控于盆地不同地质时期的基底沉降、抬升和湖平面的变化^[24]。可容空间对沉积物进积、退积和加积的幅度具有控制作用，可以影响盆地沉积物的分布和沉积地层的叠置样式。

断陷湖盆可容空间的大小可以通过湖盆的构造沉降量和面积^[10]来确定：

式中：AT为可容空间，km³；TS为构造沉降量，m；SA为面积，km²。

由式（1）可得出，研究区SQ3层序沉积期的可容空间为674 km³，SQ4层序沉积期的可容空间为401 km³。

断陷湖盆中心充满沉积物，中心地层较厚而边缘较薄，因此厚度变化趋势可以反映水深变化趋势^[25]。厚地层表示相对深水，砂泥比较小；薄地层表示浅水，砂泥比较大。结合陆丰22洼古水深，最终得到该模型SQ3层序的基底初始水深图（图 6a）。湖平面变化对可容空间也有影响，研究区文昌组SQ3到SQ4层序沉积期湖平面变化频繁，整体呈先上升后下降的变化趋势（图 6b）。

图 6

Fig. 6

下载原图 图 6 珠江口盆地陆丰22洼古近系文昌组SQ3层序基底初始水深（a）、湖平面变化（b）及物源位置（c） Fig. 6 Initial basement water depth(a), lake level change(b)and source location(c)of sequence SQ3 of Paleogene Wenchang Formation in Lufeng 22 subsag, Pearl River Mouth Basin

SQ3层序沉积时期，在陆丰22洼北部识别出扇三角洲沉积体系，同时东部和东南部发育辫状河三角洲沉积体系；SQ4层序沉积时期，构造活动减弱，洼陷北部和东部三角洲体系继承性发育，南部缓坡带物源体系增多，辫状河三角洲沉积体系发育。因此，研究区沉积物供应主要来自北侧和南侧2个方向（图 6c）。沉积物供给的总体积可由沉积地层厚度的平均值乘以沉积区面积得出，不同时期、不同位置的物源供给量难以获取，主要是通过不断调整模型物源参数，在沉积物供应总量不变的情况下，将模型与实际地震剖面进行对比，最终得到较为合理的结果。

湖盆三角洲沉积体的局部形态也受沉积物搬运方式的控制，扇三角洲沉积环境中颗粒的搬运方式以短期高能搬运为主，辫状河三角洲沉积环境中存在长期低能搬运和短期高能搬运。在研究区这2种搬运方式共同作用，搬运参数由软件自动估算。

根据对地震相和沉积相的分析，设置可容空间、沉积物供应和搬运方式等主要参数，经多次模拟且不断优化各项参数，最终得到陆丰22洼文昌组SQ3和SQ4层序沉积数值模拟结果，其与实际地震资料所反映的地质现象和地震特征较为一致。模拟结果表明，文昌组SQ3和SQ4层序沉积期内，三角洲沉积体系演化存在显著差异。

SQ3层序沉积期，湖盆可容空间大，物源来自北部和东南部，供给相对充足，A/S >1；洼陷北部发育三角洲，从边界断层向湖盆内部呈扇形分布，含砂量向洼陷内明显降低，过渡为湖相泥岩（图 7a）；边缘沉积体呈下超充填特征，且前积迁移轨迹表现为向湖盆内部、向上迁移的特征，砂体沉积厚度较大，模拟结果剖面与实际地震剖面特征具有较高的一致性（图 8）。SQ4层序沉积期，湖盆逐渐被充填，构造活动减弱，可容空间变小，物源供给充分，A/S ≤ 1，三角洲砂体分布范围广（图 7b），该时期三角洲砂体呈斜交充填特征，且前积迁移轨迹具有向水平、向下迁移的特征，三角洲砂体向前推进，厚度逐渐减小（图 8）。

图 7

Fig. 7

下载原图 图 7 珠江口盆地陆丰22洼古近系文昌组砂体展布模拟结果 Fig. 7 Simulated sand body distribution of Paleogene Wenchang Formation in Lufeng 22 subsag, Pearl River Mouth Basin

图 8

Fig. 8

下载原图 图 8 珠江口盆地陆丰22洼古近系文昌组模拟结果与实际地震资料对比 Fig. 8 Comparison of simulated results with actual seismic data of Paleogene Wenchang Formation in Lufeng 22 subsag, Pearl River Mouth Basin

在断陷湖盆沉积过程中，构造活动是最主要的控制因素，A/S的变化控制了三角洲的发育，包括层序结构和剖面上的叠置样式等。结合模拟结果可以看出，当A/S > 1时，三角洲砂体多为下超前积充填特征并向洼陷内部、向上迁移，在洼陷中心、远离陡坡的位置可容空间大，物源供给极低，往往形成厚层稳定的泥岩沉积；当A/S ≤ 1时，三角洲砂体呈斜交或叠瓦前积充填特征，并向洼陷内部、向水平或向下迁移。

A/S是断陷盆地重要的控制因素，但湖平面的波动或气候变化在某些时候能够对三角洲砂体沉积样式产生影响，这些因素对三角洲时空演化的影响还需进一步分析。

（1）珠江口盆地陆丰凹陷陆丰22洼古近系文昌组发育杂乱前积型、下超前积型、斜交前积型、叠瓦前积型等4类三角洲沉积体系。SQ1，SQ2和SQ3层序沉积期，主要发育杂乱前积型和下超前积型三角洲；SQ4和SQ5+6层序沉积期，广泛发育斜交前积型和叠瓦前积型三角洲。

（2）SQ3层序沉积期，研究区构造活动强烈，A/S >1，陡坡带发育近源扇三角洲沉积，边缘前积体呈下超前积充填特征，前积迁移轨迹溯源向上迁移，深湖—半深湖相泥质沉积物分布范围较大，湖水较深；SQ4层序沉积期，构造活动减弱，A/S ≤ 1，三角洲砂体呈斜交前积充填特征，前积迁移轨迹向水平、向下迁移，三角洲向洼陷内部推进，发育规模变大。

（3）沉积数值模拟结果显示，研究区SQ3层序沉积期，A/S > 1时，三角洲砂体在洼陷陡坡带发育，泥质沉积物在洼陷中心大量沉积；SQ4层序沉积期，A/S ≤ 1时，洼陷被沉积物充填，三角洲砂体向中心推进，且砂体厚度逐渐减小，细粒砂质沉积物在前端沉积。模拟结果与实际资料和地质认识较一致且相互印证。