沉积过路现象的地震识别特征及控制因素探讨

尚文亮 ，徐少华，蔡默仑，高红灿，李小刚，陈 岑，蔡长娥，秦 磊

（1.复杂油气田勘探开发重庆市重点实验室，重庆 401331；2.重庆科技学院石油与天然气工程学院，重庆 401331；3.中国石油集团川庆钻探工程有限公司地质勘探开发研究院，成都 610051）

0 引言

沉积过路（Sediment bypass）的概念同基准面（Base level）相伴提出，且经历了多次发展［1-2］。Cross［3］创立了陆相高分辨率层序地层学，认为基准面是一势能面，沉积过路发生在基准面与地表面相交的地方，其代表沉积物路过但无侵蚀与沉积发生［4］。

对沉积过路现象的研究不仅是全球“源—汇（Source to Sink）”计划中的重要环节，还将有助于进一步理解沉积物运输过程及盆地充填机制，并帮助学者判断海平面及可容纳空间的变化历史［5］。截至目前，关于沉积过路的探讨大多是在分析层序结构的过程中，根据陆架之上或陆坡水道内的无沉积现象作一种推荐性解释，对沉积过路的识别和主控因素的研究较少［6-8］。Stevenson 等［9］首次对深水沉积过路现象作了系统研究，并建立了沉积过路在露头观测尺度的识别标志，主要通过寻找沉积过路过程中产生的侵蚀沟槽或薄层沉积体加以判断。目前，对于从地震尺度上识别沉积过路仍鲜有提及。关于沉积过路形成的原因，Stevenson 等［9］强调了坡度的控制意义。通常认为坡度是控制流体侵蚀、沉积能力以及沉积体结构等的前提［10-11］。此外，Rouse［12］，Leeder［13］及Pantin 等［14］也从数值拟合的角度出发寻找沉积过路发生的流体及坡度条件，结果表明沉积物粒度、浓度、流体流量及坡度均是确保沉积物保持均衡状态的核心因素，即既无侵蚀也无沉积［11，15］。尽管如此，现今国内一些学者发现在某些具有低坡度的陆架环境中也有沉积过路现象存在，例如在强制海退体系域（FSST）时期，海平面下降至陆架坡折之下，沉积物在陆架之上无法停留并向陆坡输送［16-19］。沉积过路到底受坡度、沉积物粒度、浓度等因素控制还是受可容纳空间变化的控制还有待进一步研究。基于此问题，笔者对国内外所发现的沉积过路现象进行系统的分析，揭示沉积过路在地震上的表现，并对不同案例进行对比分析，以期探明沉积过路的主控因素。研究结果有助于完善沉积过路在不同尺度下的识别标志，增强对沉积物分带分布的理解与认识，进而为油气藏勘探开发提供理论指导［20-21］。

1 沉积过路的概念

高分辨率层序地层学认为，基准面总是向其幅度最大值或最小值单向移动，构成一个完整的上升旋回或下降旋回。基准面旋回变化通过调节可容纳空间（A）的大小，进一步影响沉积物行为以及相应的地层结构［3，22-25］。当基准面上升至地表之上时，A值大于0，以沉积作用为主；当基准面与地表重合时，A 值等于0，沉积物以过路为主；当基准面下降至地表之下时，A 小于0，沉积物以侵蚀为主（图1）［26-27］。基准面实际上为一势能面，其通过调控沉积物的行为，如沉降、侵蚀等来达到势能的平衡；其中沉积过路即是势能平衡时沉积物的一种表现，其代表沉积物侵蚀与沉积能力达到平衡，沉积物仅仅路过、不留痕迹。

图1 中过路区域Ⅰ代表陆相冲积环境，过路区域Ⅱ代表陆架—陆坡环境。受海平面升降及构造活动的影响，过路区域Ⅱ相比过路区域Ⅰ可容纳空间变化更为频繁，地形地貌更为复杂，一方面是沉积物运移与堆积的场所，另一方面也是重力流对沉积物进行二次搬运的重点区域，诸多的沉积过路现象在过路区域Ⅱ中被发现［28-29］。因此，笔者主要聚焦于Cross［3］理论模型中的过路区域Ⅱ，对陆架—陆坡环境中的沉积过路现象进行探讨。

图1 基准面、可容纳空间和反映可容纳空间与沉积物之间平衡的地貌状态（据文献［23］修改）①和⑤：A>0；②和④：A=0；③：A<0Fig.1 Base level，accommodation space and the balance between accommodation space and deposits

2 沉积过路的地震识别特征

露头上识别沉积过路的方法主要是寻找特殊的过路标志，如重力流过路过程中的异粒重力尾沉积、底部滞留粗碎屑、侵蚀痕迹或遗迹化石等［30-34］。沉积过路意味着无沉积也无侵蚀，由此形成的沉积过路带常缺少某几段沉积地层。因此，测井上识别沉积过路的方法是通过地层对比确定所缺失的地层，从而识别沉积过路，但是当沉积物对下伏地层强烈侵蚀而造成下伏地层缺失时，测井上便难以将其与沉积过路相区分［35］。沉积过路所持续的时间及覆盖范围决定了沉积过路带的规模大小，露头或测井上识别出的沉积过路带多以中小规模为主，从地震上可以识别较大规模的沉积过路带。

2.1 沉积过路的地震识别实例

2.1.1 巴西近海沉积过路实例

图2 为巴西近海一地震剖面，该剖面记录了陆架边缘—陆坡沉积物的滑塌、运移与沉积过程。其中①和②界面、③和④界面之间为正常的地层叠置，（2b）为沉积物滑塌及运移对下伏地层造成的侵蚀痕迹，（2d）与（3b）之间为块体搬运复合体沉积（MTCs，即Mass-transport complexes）。在整个剖面中存在2 个明显的无沉积带（2a）与（2c），二者在地震上无明显的侵蚀与沉积现象，表现为顶底地层的地震同相轴合并。

图2 巴西近海沉积过路现象在地震上的表现（据文献［9］修改）（a）地震剖面；（b）（2c）对应的红色线框等比例放大图；（c）沉积过路模式图。X，Y，Z 区域分别对应（3a）与（2b），（2c），（2d）及（3b）间的地层Fig.2 Seismic performance of sediment bypass in offshore Brazil

由于MTCs 随着搬运距离增加，其浓度会逐渐降低，并转化为侵蚀能力较低的重力流，最终发生卸载。在整个过程中，沉积物经历了2 次地形坡度的变化，其中，X 区域中地形平均坡度为2.3°，MTCs在该处向低侵蚀重力流转化。进入Y 区域，由于地形坡度的增加，重力流的流速随即增加，沉积物发生过路。当重力流进入Z 区域中，地形坡度陡降，重力流能量降低并发生卸载。由于MTCs 在X 区域强烈下切从而为后期沉积物提供了可容纳空间，在该空间的后期充填中，陆架之上可容纳空间几乎为0，沉积物在此以过路为主形成（2 a），并在X 区域沉积形成了（2 b）与（3 a）间的正常叠置地层，而后沉积物运移至Y 区域，由于地形坡度大，沉积物再次过路并在Z 区域沉积［36-37］。

2.1.2 珠江陆架及深水沉积过路实例

图3 展示了478 ka 以来我国珠江陆架边缘与深水地层结构。该时期海平面波动具有高频短时的特点，加之沉积物供应充足，致使岸线逐渐向海移动并靠近陆架边缘［36］。与此同时，斜坡水道切入三角洲前缘与三角洲直接相连，确保了沉积物能够直接向深水输送。图3（a）显示，发育于最顶部的陆架边缘三角洲主体位于斜坡之上，而向陆一侧缺少与三角洲主体相等时的地层，表明该时期河流在陆架之上以过路为主，无沉积。图3（b）可见微盆地Ⅰ在上陆坡缺少与其等时的地层，反映该时期沉积物在上陆坡以过路为主。微盆地Ⅱ在溢出点之下的斜坡上缺少与其等时的地层，反映该处沉积物以过路为主。从地震剖面上可以看到沉积过路带均表现为顶底地层的地震反射同相轴合并。

陆架之上的过路带主要是由于海平面快速下降致使陆架遭受暴露，沉积物无堆积空间而由河流携带过路。陆坡上的2 个沉积过路带①和②，①坡度约5.0°，②坡度约5.1°。沉积过路带①和②的分布受微盆地Ⅰ与微盆地Ⅱ的充填过程控制。其中，微盆地Ⅰ的最大充填量受溢出点限制，在充填高度未达到溢出点之前，陆坡之上沉积物一直处于过路状态［图3（b）中①］。当超出溢出点时，沉积物继而充填微盆地Ⅱ，此时微盆地Ⅱ上倾斜坡同样处于过路状态［图3（b）中②］。

图3 珠江陆架边缘及深水系统地层结构地震剖面图（据文献［36］修改）（a）珠江陆架边缘及深水系统地层结构；（b）图（a）中蓝色线框放大图，珠江深水系统沉积过路模式图Fig.3 Seismic profile of stratigraphic structure of the Pearl River shelf and deep water system

2.1.3 珠江口盆地深水沉积过路实例

图4 为珠江口盆地沿陆架向深海的某地震剖面。刘汉尧等［37］前人对珠江口盆地第四纪层序地层的研究结果表明，该时期海平面主体呈下降趋势，大规模的重力流沿深水水道向深海输送。图4显示，在重力流向深海输送的过程中上陆坡区域几乎无沉积，说明该时期水道内部沉积物均处于均衡状态，沉积物主体过路。沉积物在上陆坡坡度约1.17°之处过路，过路距离达10 km，在坡脚处坡度约0.42°之处卸载，过路带上缺少与卸载区对应的地层，表现为顶底地层的地震同相轴合并。

图4 珠江口盆地沉积过路现象在某地震剖面上的表现（据文献［37］修改）Fig.4 Seismic performance of sediment bypass in Pearl River Mouth Basin

2.1.4 东非鲁武马盆地沉积过路实例

东非鲁武马盆地（Rovuma Basin）具备“窄陆架、陡陆坡”的地貌特征（图5），在早渐新世，沉积物重力流运输至海底形成了面积达300 km2的大型朵体复合体［28］。由图5（b）可见，朵体复合体砂岩在其上端地形突变之处尖灭，并过渡为泥岩沉积。说明重力流在运输过程中，在朵体复合体之上的区域以过路为主，从而缺失了相应的重力流沉积。沉积过路带地形坡度达1.6°，朵体复合体沉积区域地形坡度约0.3°，过路带在地震剖面上表现为地震反射同相轴的合并［图5（a）］。

图5 鲁武马盆地沉积过路现象在地震上的表现（据文献［28］修改）Fig.5 Seismic performance of sediment bypass in Rovuma Basin

2.2 地震剖面识别沉积过路的多解性

通过地震剖面观察顶底地层地震反射轴特征可用以识别沉积过路。但是，当测线经过隆起、底辟等构造高点，或者是测线位置刚好切入“沉积饥饿段”的时候，地震剖面上也可以出现同相轴合并的情况。此时若将地震同相轴合并的部分笼统的归为沉积过路带显然是错误的。如图6 所示，尼日尔三角洲深水区发育一中部隆起带，该隆起带在地震剖面上表现为地层顶底地层地震反射同相轴合并。事实上，沉积物在该处并非过路状态，相反，由于隆起带地形相对较高，沉积物运移至该处受到阻挡常表现出强烈的侵蚀特征。此外，当测线位于“沉积饥饿段”时，因缺少物源供给导致地层厚度较薄，此时在地震剖面上同样可以观察到顶底地层地震反射同相轴合并的现象，但其却不代表沉积过路。因此，“地震反射同相轴合并”是在地震剖面上识别沉积过路的唯一但不绝对标志。古隆起侧缘常有地层上超接触现象，可以作为区分古隆起与沉积过路的标志。沉积过路带通常与沉积物卸载区相伴产生，可作为区别沉积过路与“沉积饥饿段”的标志。

图6 尼日尔三角洲深水区更新世陆坡地形（a）及过陆坡典型地震剖面（b）（据文献［38］修改）Fig.6 Topography of Pleistocene continental slopes（a）and typical seismic profiles across continental slopes（b）in deep waters of Niger Delta

3 讨论

3.1 陆坡类型及可容纳空间对沉积过路的控制

3.1.1 陆坡类型与沉积过路的关系

陆坡根据其地貌形态可分为均衡陆坡和非均衡陆坡，均衡陆坡总体具平滑的上凹形态，陆坡地形平缓，坡度渐变且向海坡度逐渐减小，内部可容纳空间分布均匀；非均衡陆坡相比均衡陆坡地形复杂，陆坡坡度更陡且变化无序，内部可容纳空间分布不均匀［39-41］。对国内外部分沉积过路现象进行统计汇总，发现大多数案例具有非均衡陆坡的特征（表1）。

陆坡调整模式强调构造运动常会使陆坡非均衡性增强，同时陆坡会通过控制沉积物的侵蚀、过路及沉积等行为使其再次趋于均衡［42-45］。非均衡陆坡向均衡陆坡的演化实际上是一个“填平补齐”的过程，在这个过程中沉积过路的作用明显且发生频率很高，一旦陆坡演化为均衡陆坡便进入稳定的填充状态，沉积过路发生的频率便相应降低。

表1 各案例沉积过路特征对比信息Table 1 Comparative information of sediment bypass characteristics in each case

3.1.2 可容纳空间对沉积过路的控制

非均衡陆坡内部可容纳空间分布不均匀，大多数非均衡陆坡都发育着池状可容纳空间（Pondedbasin Accommodation Space）、愈合陆坡可容纳空间（Healed-slope Accommodation Space）及陆坡可容纳空间（Slope Accommodation Space）等3 种类型（图7）。池状可容纳空间为发育在陆坡上的三维封闭的地形低点，通常是由于盐岩、页岩的退出或构造与重力诱导下沉积物滑塌而形成；愈合陆坡可容纳空间为阶梯状均衡面之上与向海、陆逐渐变小的楔形均衡面之间的空间；陆坡可容纳空间是位于愈合陆坡可容纳空间顶部与陆坡最高稳定坡度角之间的空间［39，44，46］。

图7 非均衡陆坡内不同类型可容纳空间的分布情况（据文献［47］修改）Fig.7 Distribution of different types of accommodation spaces in above-grade slope

沉积过路可以发生在非均衡陆坡内的不同位置，包括上陆坡、中陆坡与下陆坡，而控制沉积过路发生位置变化的主要因素是可容纳空间变化（参见表1）。非均衡陆坡的演化主要分4 个阶段，分别为池状可容纳空间充填阶段、愈合陆坡可容纳空间充填阶段、陆坡可容纳空间充填阶段和重力滑塌阶段，不同类型的可容纳空间充填阶段为沉积过路提供潜在过路区（图8）。

（1）池状可容纳空间充填阶段。池状盆地的最大溢出点控制沉积物在该可容纳空间的最大充填量，当沉积物量有限时，沉积物只能充填在第一个池状盆地溢出点所控制的空间内部，沉积物在其上倾方向过路。当沉积物量足够时，沉积物在先前的盆地顶部及下一个池状盆地上倾斜坡过路，并在下一个溢出点所限制的空间内沉积。

图8 非均衡陆坡的演化与沉积过路的关系（据文献［46］修改）①②为池状可容纳空间充填阶段；③④为愈合陆坡可容纳空间充填阶段；⑤⑥为陆坡可容纳空间充填；⑦⑧为重力滑塌阶段Fig.8 Relationship between evolution of above-grade slope and sediment bypass

（2）愈合陆坡可容纳空间充填阶段。愈合陆坡可容纳空间的充填过程受到楔状均衡面的调节。楔状均衡面位于海底之上的区域，沉积物以沉积为主；楔状均衡面位于海底之下的区域，沉积物表现出侵蚀特征；楔状均衡面与海底相交的区域，沉积物以过路为主。

（3）陆坡可容纳空间充填阶段（案例1）：愈合陆坡可容纳空间充填完成后，陆坡坡度趋于稳定渐变状态，并随着沉积物的持续补给，陆坡厚度也逐渐增加。在该过程中，海平面的波动影响着陆架之上的沉积过路。若海平面下降至陆架之下至使陆架处于暴露状态，则陆架成为潜在过路带。

（4）陆坡滑塌阶段。随着陆坡可容纳空间的充填，陆坡趋于均衡并随着沉积物陆续供给，其坡度也逐渐增大，当陆坡坡度超过其最大稳定坡度角时，沉积物易受重力、构造运动等因素的影响而发生滑塌并形成新的池状盆地，滑塌后的沉积物在运移过程中会在下陆坡的斜坡之上过路。

3.2 粒度、浓度、流体流量及坡度对沉积过路的控制

3.2.1 粒度、浓度及流体流量与沉积过路的关系

Stevenson 等［35］提到，深水环境下沉积物过路需要流体整体处于均衡状态，并能够保持其内部全部泥沙负荷处于悬浮态，同时流体强度不足以夹带周缘其他泥沙。Rouse［12］，Leeder［13］，Paker［14］及Pantin等［15］通过数值模拟的方式拟合出了使沉积物保持悬浮的理论模型。尽管不同学者提出的模型具有差异性，但沉积物粒度、浓度、流体流量对颗粒悬浮均具有较大影响（表2）。

表2 流体性质与沉积过路间的数值关系（据文献［9］修改）Table 2 Numerical model of the relationship between fluid properties and sediment bypass

深水重力流类型多样，不同类型重力流的流动机制也各不相同。对于以湍流（紊流）支撑的浊流而言，其体积浓度通常为1%～25%，在该浓度区间内，流体流量与颗粒粒度是控制沉积过路的主要因素［48］。流体流量越大，浊流的负载能力越强，越有利于颗粒悬浮使其过路。颗粒越细，越容易达到悬浮态，也越容易发生过路。随着沉积物浓度的增加，湍流受到抑制并逐渐转化为以基质强度支撑的碎屑流（体积浓度一般为25%～95%）。碎屑流具有块体流动的运动特征，控制其过路的主要因素是浓度。对于具有高泥质含量的泥质碎屑流（体积浓度50%～90%）而言，滑水效应及基底剪切润滑作用有利于碎屑流克服流体下部与基底剪切摩擦拖拽作用，从而确保流体保持过路状态。对于具有高砂质含量的砂质碎屑岩而言（浓度体积25%～95%），黏土-水基质体积浓度低至5%也足以润滑颗粒，减弱相互摩擦，促使流体过路［49］。所以，砂质碎屑流和泥质碎屑流都具有发生过路的条件，只是促使二者发生过路的机制不同。

此外，沉积物的粒度、流体流量及浓度还受海平面、气候变化、物源供给强度及构造运动的影响。一般来讲，下降的海平面及充足的物源供给常导致重力流流量和浓度加大，频繁的构造运动促使地貌不均衡化增强，这二者在一定程度上增加了沉积过路发生的概率。

3.2.2 坡度对沉积过路的控制

对各案例的分析结果表明（参见表1），案例2和5 中，最大坡度5.10°与最小坡度0.06°均能使沉积物保持过路状态，表明绝对坡度并非是影响沉积过路的主要原因。相反，在案例5 中，当坡度由0.02°过渡到0.06°时，沉积物由沉积转变为过路，虽然其绝对坡度差只有0.04°，但相对坡度比却达到了3。说明相对坡度比在启动沉积过路上的作用比绝对坡度或绝对坡度差更为重要。此外，过路状态下不同的沉积物浓度、粒度与流体流量往往对应着不同的临界相对坡度比，而当这4 者中的某一项发生改变时，过路状态即会发生改变而导致侵蚀或沉积的发生，因此沉积过路作用启动的“临界坡度比”是以不同的沉积物浓度、粒度与流体流量为前提的。

Pohl 等［50］所做的关于沉积过路终止点位置的实验如图9 所示。首先确保上陆坡沉积物处于过路状态，固定下陆坡坡度为1°，依次增大上陆坡坡度，坡度差随之增大。可以发现随着上陆坡、下陆坡坡度差增大，沉积过路终止点逐渐向远离装置箱的方向移动。实验结果表明，绝对坡度差的作用主要是决定沉积过路持续的距离，坡度差越大，过路持续的距离越长，坡度差越小，过路持续的距离越短。

图9 沉积过路所持续距离与上下陆坡绝对坡度差的关系（据文献［50］修改）Fig.9 Relationship ofthecontinuousdistanceofsediment bypasswith theabsoluteslopedifferencebetweenS上.上陆坡坡度；S下.下陆坡坡度；S差.上下陆坡坡度差。图中流体由右向左流动，表明坡度差越大，过路距离越长the upper and lower slopes

4 结论

（1）沉积过路代表着沉积间断，沉积过路持续的时间、距离决定了由此形成的沉积过路带的规模及范围大小。在地震尺度上识别大规模沉积过路带应以等时地层对比为原则进行，相应的过路带在地震上常表现为顶底地层的地震反射同相轴合并。

（2）沉积过路多发生在非均衡陆坡上，在非均衡陆坡均衡化的过程中意义重大。大多数非均衡陆坡内存在3 种类型可容纳空间：池状可容纳空间、愈合陆坡可容纳空间及陆坡可容纳空间，非均衡陆坡演化过程中，不同可容纳空间充填阶段为沉积过路提供潜在过路区。

（3）沉积物粒度、浓度、流体流量及坡度决定了沉积物能否在潜在过路区实现过路。对浊流而言，粒度与流体流量是影响其过路的主要因素，粒度越小、流量越大，越易发生过路，反之越难。对于碎屑流而言，由砂、泥质浓度差异为依据分为泥质碎屑流与砂质碎屑流。其中，泥质碎屑流发生过路主要依赖滑水效应及基底剪切润滑作用，砂质碎屑流发生过路主要依靠黏土-水基质对颗粒的润滑作用。

（4）绝对地形坡度对沉积过路的发生与否不起决定作用，相对坡度比和绝对坡度差才是控制沉积过路发生的关键。相对坡度比是沉积过路启动的重要条件，但不同的浓度、粒度与流体流量的沉积物发生沉积过路的临界相对坡度比又不相同。另外，绝对坡度差越大，沉积过路的距离越长；绝对坡度差越小，沉积过路的距离越短。

致谢：重庆科技学院刘家恺、杨丽玉、陈鸿、卢科良等在文献收集方面做出了很大贡献，在此一并表示感谢！