被动陆缘盆地逆冲、底辟构造对深水层序结构的控制——以尼日尔三角洲盆地某深水区为例

蔺 鹏 吴胜和 胡光义

1.中国石油大学（北京）地球科学学院 2.中国石油辽河油田公司勘探开发研究院 3.中海油研究总院有限责任公司

0 引言

被动陆缘是由于大陆的张裂、破裂以及洋底扩张而形成的受生长断层控制的宽阔的大陆边缘，被动陆缘盆地是油气资源最为富集的沉积盆地[1]。随着理论与技术的进步，被动陆缘盆地深水区已逐渐成为世界油气勘探开发的热点领域[2-3]。三角洲型被动陆缘盆地指被具有独立构造—沉积特征的大型高建设性三角洲改造了原有结构的被动陆缘盆地[1-2]。在大型三角洲引发的重力滑动作用下，该类盆地从陆向海依次发育伸展构造区、底辟构造区和逆冲构造区，3大构造区均含有丰富的油气资源[4]。

层序地层学是油气地质研究的重要基础理论。一个理想的层序由强制海退域（FSST）、低位域（LST）、海侵域（TST）和高位域（HST）组成[5]。而通常情况下，被动陆缘盆地深水区由于物源供给量有限，垂向沉积期次较少，深水层序主要由相对富砂质的重力流沉积（FSST＋LST）和泥质披覆沉积（TST＋HST）组成[6]。深水沉积体系的类型与规模主要受到海平面升降旋回因素的控制[5]。相比之下，三角洲型被动陆缘盆地深水区还受到逆冲/底辟构造活动的影响，其层序结构特征相对复杂。在构造活动影响下，深水区存在沉积与侵蚀作用相平衡的趋势面，其下为可容空间，其上为侵蚀/滑塌区[7-8]。受控于多变的深水地貌，重力流水道的分布样式可归纳为改变流向、绕过障碍、两侧受限和穿越障碍4种类型[9-10]。逆冲/底辟构造成因的微盆地（MB）为深水层序提供了充足的可容空间，也是重力流沉积集中分布的场所[11]。在构造活动和沉积速率的综合作用下，微盆地内可形成滞留沉积和过路沉积两种不同的沉积充填样式[8,12]。可见，三角洲型被动陆缘盆地逆冲/底辟构造活动对深水层序的形成具有重要控制作用。

前人对海平面升降旋回控制下的被动陆缘盆地深水层序结构特征进行了大量的研究，但关于三角洲型被动陆缘盆地逆冲/底辟构造活动对深水层序结构的控制作用目前仍缺少足够的认识。从逆冲/底辟构造主控下的地貌演化视角出发，探讨其对深水层序结构和重力流沉积充填的控制作用，不仅对层序地层学和地震地貌学的发展具有理论意义，而且对被动陆缘盆地的深水油气勘探具有指导意义。为此，笔者以尼日尔三角洲盆地这一典型的三角洲型被动陆缘盆地中某深水区为例，综合应用三维地震资料和测井资料，揭示了三角洲型被动陆缘盆地逆冲/底辟构造对深水层序结构的控制机理。

1 研究区概况

研究区位于非洲西部下陆坡深水区，水深介于1 250～1 750 m，面积为1 200 km2，距离尼日利亚海岸150～190 km（图1-a）。构造位置上，尼日尔三角洲盆地位于非洲板块西部，为典型的三角洲型被动陆缘盆地，研究区位于该盆地南缘，晚中新世至今一直处于陆坡环境[13]。该盆地海域范围从北向南依次发育伸展构造区、泥底辟构造区、内褶皱逆冲区、滑脱褶皱区和外褶皱逆冲区（图1-a），不同的构造区间通过深海超压泥岩滑脱面相互连接[13-14]。研究区位于滑脱褶皱区和外褶皱逆冲区分界处（图1-a）。

图1 研究区地理位置与构造纲要图

1.1 地层与沉积

尼日尔三角洲盆地沉积地层为白垩系—第四系[15]。始新世以来，尼日尔三角洲盆地进入大规模海退阶段，发育大型三角洲，地层整体呈渐进式向海进积。研究区新生界自下而上划分为Akata组和Agbada组[13,15]。Akata组发育富含有机质的海相泥岩；Agbada组主要发育海底扇砂岩[14]。中新世至今，研究区一直处于深水环境，在北部尼日尔水系和贝努埃水系的供源下发育海底扇沉积[16]。

深水层序界面一般以普遍的下部侵蚀、上部底超（上超和下超的统称）以及界面两侧地震相特征的显著差异为识别依据[5,17]。深水环境下，侵蚀被认为是重力流冲刷下伏地层的标志，底超一般与海底扇的加积有关[5]。综合前人研究成果与全球海平面升降曲线，结合W1井的测井资料标定，确定研究区层序界面的地震识别标志为：①层序界面为明显的沉积突变界面，界面之上主要发育具有强振幅特征的重力流沉积，界面之下多为弱振幅的富泥质沉积；②由于层序底部主要发育重力流沉积，层序界面处存在重力流下切—侵蚀现象；③受控于构造活动与重力流沉积，层序界面多为区域性的超覆不整合界面，界面之上具有底超特征。根据该识别标志，在研究区Agbada组识别出SB1～SB9共9个层序界面，分别对应距今10.5 Ma以来的9次海平面升降旋回，SB1界面与Agbada组顶界面之间构成9个层序，依次命名为SQ1～SQ9[18-20]，也是笔者本次研究的目的层段（图 2、3）。

图2 尼日尔三角洲盆地W1井Agbada组层序划分图

1.2 构造

在重力滑动作用下，研究区先后发育逆冲断层和泥底辟两期构造活动，二者均为同沉积构造[18,21]。逆冲断层集中发育于研究区南部，各断层均沿Akata组泥岩内部滑脱面向SSW方向逆冲滑脱（图1-b）。研究区中部可见形成于泥底辟作用下的大型滑脱褶皱（图1-b），其形成时间稍晚于逆冲断层。下伏Akata组泥岩因内部存在超压而导致其抗剪切应力强度降低，具有较强的塑性[22]。在三角洲进积的影响下，塑性泥岩向深海方向迁移，形成泥底辟构造[23]。Agbada组的SQ2～SQ4层序主要受控于逆冲断层活动，SQ5～SQ7层序形成于泥底辟主控阶段，SQ1、SQ8和SQ9层序则较少受到构造活动的影响[18,24]。

2 研究方法

研究区全区覆盖叠后时间偏移三维地震资料（SEG正极性）。测线间距12.5 m，垂向采样率3 ms。地震资料在浅层近海底处主频为70 Hz，优势频宽介于20～85 Hz，按浅层地震波速1 900 m/s估算，垂向分辨率为6 m；目的层最深处主频为35 Hz，按深层地震波速3 000 m/s估算，垂向分辨率为20 m，满足笔者本次研究的需要。另外，W1井提供了高品质的测井曲线资料（自然电位、自然伽马、电阻率、声波等），可实现对地震资料的标定，为沉积体系的识别和解释提供可靠的信息。

根据地震反射同相轴终止关系、反射结构、构型、外形划分地震相类型。结合W1井测井岩性信息标定及前人成果，将地震相解释为不同的深水沉积单元。再采用地震沉积学方法，以层序界面及沉积体系界面为约束，综合使用多种地震属性，以平面与剖面结合的方式明确深水沉积单元的空间分布特征。研究区内，相干（COH）属性在水道（CH）侵蚀边界处存在良好的响应，能够刻画水道的形态；均方根振幅（RMS）与砂质含量间存在良好的正相关关系，可用来刻画富砂质沉积单元的几何形态；方位角（AZI）反映同相轴的倾向，该属性切片能够显示界面处的侵蚀擦痕。

研究区深水沉积主要包括两类：①形成于低能环境的泥质披覆沉积，沉积速率慢且粒度较细，在不同部位厚度差异不大；②集中于地貌低部位的重力流沉积。因此，等时地层单元厚度较大处对应古地貌低部位，厚度明显较薄处为构造高部位，可据此确定目标界面的相对古地貌。按照地层厚度平面趋势进行局部去侵蚀校正以减小误差。研究区目的层在沉积过程中长期处于海退背景下，经历了由深海平原逐步演变为陆坡的过程，地形坡度逐步增大。根据地震资料及地震波在海水中的速度估算求得研究区现今地形坡度仅0.9°。据此推断，目的层在沉积过程中的地形坡度不足0.9°，同时由于研究区范围较小，不同部位水深相近，因此在进行古地貌恢复时未考虑古水深所造成的影响。综上，对于层序界面及层序内部关键地层界面，根据目标界面至层序顶界的地层厚度依次恢复各界面相对古地貌，以反映不同期次沉积体系对地貌的改造。

3 深水沉积单元类型及特征

3.1 水道

深水环境下的水道（CH）由重力流下切侵蚀大陆斜坡而成。在地震剖面上，水道具有“U/V”字形下切充填地震反射外形，底部呈侵蚀接触，内部为亚平行、中—强振幅、中等连续地震反射，向两侧底超于下伏界面之上（图4-a）；水道两侧有时伴生中—弱振幅楔状天然堤（图4-a）；平面上为条带状（图4-b）。测井资料显示，该类地震相的自然伽马和电阻率曲线具有较高的幅度，底部为突变接触，整体上为钟形，主要对应富砂质沉积[25-26]。水道沉积通常具有较高的含砂量，具有形成良好储层的潜力。

3.2 朵体

图3 研究区Agbada组典型层序地层格架地震剖面图

朵体是重力流沉积物局部堆积而成的扇状沉积体，其主体为富砂质沉积，内部由泥岩夹层分隔，常被认为是深水环境中的优质储层。

剖面上，朵体具有丘状地震反射外形，内部为平行、强振幅、高连续性反射，底超于下伏地层之上（图4-c）；平面上，朵体通常为扇状，在均方根振幅属性平面图上对应扇形连片强振幅区（图4-d）。该类地震相所对应的测井响应特征为自然伽马和电阻率曲线幅度均较大，为锯齿状的箱形或钟形，代表富砂质的重力流沉积[25-26]。

3.3 块体搬运沉积

块体搬运沉积（Mass Transport Deposits，缩写为MTD）指由滑动、滑塌、碎屑流等重力流作用所形成的沉积体[27]。MTD含有较多的细粒沉积物，通常不能形成储层，但由于其低渗透率特征而可作为垂向/侧向渗流隔挡体控制油气分布[28]。MTD在地震剖面上为弱振幅、杂乱、断续、半透明丘状/不规则反射，平面形态主要受控于地貌，多为孤立分布[29]（图4-e～h）。该类地震相通常具有锯齿状高自然伽马与低电阻率特征，由富泥质碎屑流和滑块组成[30]。

根据MTD在层序中的位置及其与下伏地层的接触关系，将研究区内的MTD划分为侵蚀型和加积型两种类型。侵蚀型MTD发育于层序底部，与下伏地层呈侵蚀接触（图4-e），底界可见侵蚀擦痕（图4-f），由碎屑流高速运动侵蚀下伏地层而成[30]。加积型MTD位于层序中上部，与下伏地层呈整合接触（图4-g），由碎屑流在动能较小时堆积而成[31]。

图4 研究区典型深水沉积单元的地震识别特征图

3.4 泥质披覆沉积

泥质披覆沉积主要由平面分布范围较广的暗色泥岩组成，不能形成有效储层，但可作为垂向渗流隔挡体。在地震剖面上为席状、平行、高连续性、弱振幅高频反射，与下伏地层整合接触；在测井曲线上，自然伽马曲线为高值，位于基线处[25]。泥质披覆沉积在研究区内广泛发育，常被重力流水道和MTD侵蚀，在均方根振幅属性图上为低值背景。

4 深水沉积单元分布特征

研究区Agbada组的深水层序类型可归纳为逆冲断层主控型、泥底辟主控型和沉积填平补齐主控型3种类型。笔者以3个典型层序作为代表，分析不同类型深水层序内部沉积单元的分布与组合特征。

4.1 逆冲断层主控型深水层序

SQ3层序主要受控于逆冲断层活动，其内部存在地震相特征突变界面（即S3界面），界面两侧地震相由下部弱振幅反射突变为上部的强振幅反射（图5-a）。S3界面在研究区内可追踪对比，由该界面分隔的沉积组合A、B均具有下部强振幅反射、上部弱振幅反射的旋回特征（图5-a）。井震标定结果表明，研究区内强振幅反射通常代表富砂质沉积，弱振幅反射多对应富泥质沉积[26]。

图5 SQ3层序内部深水沉积单元分布及古地貌特征图

沉积组合A的古地貌在研究区表现为微盆地沉积地貌，即MB3.1～MB3.3（图5-b），均方根振幅属性展示在研究区北部、东部发育4个扇形强振幅沉积单元（图5-c）。该类沉积单元在剖面上为平行—强振幅—高连续性丘状反射，底超于层序底界面SB3之上（图5-a），为北部物源供给下发育的朵体，命名为L3.1～L3.4。弱振幅—杂乱—断续—半透明丘状反射覆于L3.1之上，沿其底界面的方位角属性切片未见侵蚀擦痕（图5-d），为加积型MTD。沉积组合B的古地貌、均方根振幅属性与沉积组合A近似，其均方根振幅属性展示在研究区也发育4个扇形强振幅沉积单元（图5-e、f）。扇形沉积单元在剖面上对应平行—强振幅—高连续性丘状反射，向边缘逐渐减薄并底超于S3界面之上（图5-a），为重力流朵体，命名为L3.5～L3.8。弱振幅—杂乱—断续—半透明丘状反射覆于L3.5之上，向东、西两侧底超减薄，沿其底界面的方位角属性切片未见侵蚀擦痕（图5-g），为加积型MTD。

4.2 泥底辟主控型深水层序

SQ7层序主要受控于泥底辟构造活动，地层集中分布于研究区东、西两侧，在研究区中部上超于底界面SB7之上（图6-a）。SQ7层序的地震相特征自下而上依次为弱振幅—杂乱不规则反射、两期强振幅—亚平行—下切充填反射和弱振幅平行反射（图6-a），表明该层序由4期沉积组成。

图6 SQ7层序内部深水沉积单元分布及古地貌特征图

SQ7层序古地貌总体表现为东低西高（图6-b～d）。层序底部沉积单元在地震剖面上为弱振幅—杂乱—断续—半透明不规则反射，向研究区中部底超减薄（图6-a），底界面方位角属性图上可见顺陆坡倾向的侵蚀擦痕（图6-e），为侵蚀型MTD。MTD之上为亚平行—强振幅—中等连续性的“U”字形下切充填地震反射（图6-a）。该类地震相在均方根振幅属性图上均对应弯曲强振幅条带（图6-f、g），为重力流水道。3条水道分别命名为CH7.1～CH7.3（图6-f、g）。CH7.2上覆于CH7.1西侧“肩部”，表明CH7.2的形成晚于CH7.1。另外，在研究区西南部可见由CH7.3供源的扇形强振幅朵体L7（图6-g）。在水道、朵体沉积之上，研究区内均匀覆盖平行—弱振幅—高连续性地震反射（图6-a），为泥质披覆沉积。

4.3 沉积填平补齐主控型深水层序

SQ8层序的形成较少受到构造活动的影响，其内部存在地震相特征突变界面，即S8界面，该界面之下均为强振幅反射，之上为弱振幅反射（图7-a）。S8界面可在全区范围内追踪对比，将SQ8层序划分为下部的富砂质沉积和上部的富泥质沉积。

SQ8层序古地貌如图7-b所示，中部高四周低。层序下部主要为中—强振幅地震反射，向中部厚度略有减薄。在研究区内可观测到3处“U”字形下切充填地震反射（图7-a），沿SQ8层序底界面的相干属性切片显示该类地震反射在平面上对应具有低相干边界的条带（图7-c），为重力流水道。3条水道依次命名为CH8.1～CH8.3。SQ8层序上部主要为平行—弱振幅—高连续性地震反射，其厚度在不同部位差异不大，且局部遭受下切侵蚀，为泥质披覆沉积（图 7-a）。

图7 SQ8层序内部深水沉积单元分布及古地貌特征图

5 深水层序结构及主控因素

深水层序的形成主要受控于物源供给和可容空间两种因素。物源方面，深水环境下碎屑沉积物的类型和供给量受到海平面升降、构造活动、气候等多种因素的影响。深水可容空间的分布则主要受控于地貌形态。构造是地貌特征的主控因素，而沉积作用亦可在一定程度上改造局部地貌[32]。针对三角洲型被动陆缘盆地深水区的特点，笔者探讨了逆冲/底辟构造对深水层序结构的控制作用。

5.1 逆冲断层主控型深水层序结构

SQ3层序形成于逆冲断层主控阶段。该层序地层集中于研究区北部，南部厚度明显较薄（图5-b）。研究区南部发育垂直物源方向展布的逆冲相关背斜，北部和东部形成了3个微盆地MB3.1～MB3.3（图 5-b）。

MB3.1内发育两套下部朵体、上部MTD的沉积组合（图5-a）。MTD均为弱振幅反射且底部无侵蚀擦痕，为低能—富泥质沉积。尼日尔三角洲盆地陆架宽介于50～100 km，陆坡水道向上终止于陆架坡折，属于迟滞响应深水源—汇系统，该系统不会对较小尺度的高频信号做出响应[33]。因此，在层序内部体系域尺度的时间范围内，单一物源（尼日尔三角洲）供给下重力流类型通常不会发生频繁的周期性变化。另外，这种沉积组合仅出现于由逆冲断层主控的层序内，表明其成因很可能与逆冲断层活动密切相关。这种特殊深水沉积组合的成因是富泥质沉积物垮塌形成的再搬运碎屑流混入浊流，粗粒富砂质沉积物优先沉积在流体底部形成朵体，富泥质碎屑流随后沉积并覆于其上[34-36]。低能、富泥质的再搬运碎屑流通常是由位于地貌高部位的沉积物失稳—滑塌—堆积而成[30]，而逆冲断层引起的局部构造抬升为再搬运碎屑流提供了必要的触发机制。综上所述表明，逆冲断层活动期微盆地内的低能—富泥质加积型MTD并非由尼日尔三角洲直接供源，而是源自逆冲断层活动所引发的再搬运碎屑流。

SQ3层序在MB3.1内发育最为完整。两套沉积组合的底部均发育朵体，在两期朵体沉积之间可见由再搬运碎屑流堆积而成的厚层MTD，证明两个朵体并非在同一期重力流作用下形成的连续沉积，二者之间存在时间间隔。以上证据表明在SQ3层序沉积过程中，陆源重力流曾两次进入陆坡并形成了两期朵体。根据深水层序地层学理论，重力流进入陆坡深水区最有可能发生在海平面大幅下降的强制海退期和陆架大面积出露的低位期[5]。据此，SQ3层序底部朵体L3.1和MTD1的沉积组合为强制海退域（FSST），上覆朵体L3.5为低位域（LST），顶部加积型MTD2反映了无陆源重力流注入的再搬运碎屑流沉积，为海侵域＋高位域（TST＋HST）（图5-a）。

强制海退期的陆源重力流受逆冲背斜阻挡，被逆冲断层F1上盘微盆地MB3.1捕获（图5-b）。同时，由逆冲断层活动诱发的再搬运碎屑流在MB3.1内与陆源重力流混合（图8），形成朵体与MTD垂向叠加的沉积组合（图5-a、图8）。部分陆源重力流进入研究区东侧微盆地MB3.2并形成朵体L3.4（图5-b、c）。沉积作用消耗了微盆地MB3.1和MB3.2内的可容空间，二者规模均有所减小（图5-b、e）。

低位期的陆源重力流进入深水区，与逆冲断层活动诱发的再搬运碎屑流混合（图8），微盆地MB3.1内再次形成了朵体、MTD的组合（图5-a、图8）。微盆地MB3.2内可容空间消耗殆尽后，其对重力流的限制作用大幅减弱。通过切割位于逆冲断层F2上盘的伴生背斜，重力流进入位于研究区东南部的微盆地MB3.3中并形成新的朵体L3.8（图5-e、f）。

5.2 泥底辟主控型深水层序结构

SQ7层序沉积时，研究区中部发育泥底辟成因的滑脱褶皱。地层主要集中于研究区东部，西部地层厚度相对较薄，而中部地层极薄几近缺失（图6-b）。这表明，研究区东西两侧发育顺陆坡倾向的狭长微盆地MB7.1和MB7.2，且MB7.1的高程明显低于MB7.2（图 6-b）。

SQ7层序在MB7.1内先后发育4期沉积，依次为侵蚀型MTD、两期重力流水道、泥质披覆沉积。这一序列与理想深水层序模型具有良好的对应关系。强制海退早期，海平面大幅下降引发陆架边缘失稳形成碎屑流并于陆坡处形成MTD；强制海退晚期和低位期，由于陆架出露，由尼日尔三角洲供源的富砂质重力流得以进入陆坡深水区形成多期水道；海侵—高位期，由于海平面的持续上升，陆源碎屑沉积物被陆架可容空间捕获，难以进入深水区，故陆坡处主要发育原地沉降而成的泥质披覆沉积（图8）。SQ7层序内部沉积体系为强制海退域（FSST）MTD＋早期水道、低位域（LST）晚期水道和海侵—高位域（TST＋HST）泥质披覆沉积（图6-a）。

强制海退早期的MTD发育于地势最低的微盆地MB7.1内（图8），其平面形态受控于微盆地形状（图6-b、e）。强制海退晚期，重力流继续进入MB7.1（图6-c、f），形成两侧伴生天然堤的水道CH7.1（图6-a、图8），水道CH7.1从中部向两侧沉积厚度逐渐减薄（图6-a），于MB7.1内形成中部微凸起，而在CH7.1与滑脱褶皱之间形成了新的地貌低部位（图6-d、图8）。低位期，由于水道CH7.1及其天然堤改变了MB7.1内的地貌，重力流水道CH7.2在新的地貌低部位，即CH7.1的“肩部”沉积（图6-a、图8）；西侧微盆地内的水道CH7.3于研究区西南部形成朵体L7（图6-d、g）。海侵—高位期的泥质沉积披覆于早期沉积物之上（图6-a、8）。

图8 重力滑动主控的深水层序结构模式图

5.3 沉积填平补齐主控型深水层序结构

SQ8层序形成于构造平静期，主要受控于沉积填平补齐作用。该层序厚度在研究区不同部位差异不大，地貌整体相对平缓（图7-b）。由于无微盆地发育，SQ8层序垂向沉积期次较少。S8界面之下的富砂质重力流水道体系为强制海退域＋低位域（FSST＋LST），S8界面之上的泥质披覆沉积解释为海侵域＋高位域（TST+HST）（图 7-a）。

强制海退期和低位期，研究区相对平缓的地貌导致重力流主要发生沉积过路并以下切侵蚀的方式形成水道（图7-c、图8）。海侵—高位期，陆架新增可容空间大量捕获碎屑沉积物导致进入深水区的沉积物大幅减少，研究区主要发育泥质披覆沉积（图7-a、图 8）。

5.4 深水层序结构的主控因素

三角洲型被动陆缘盆地深水层序结构是外陆架—深水盆地沉积物搬运分散体系对海平面升降旋回与逆冲/底辟构造的响应与反馈。深水重力流沉积过程受可容空间控制，若可容空间不足，重力流主要以沉积过路的形式形成水道，层序内沉积期次较少，通常仅由富砂质的水道（FSST＋LST）与上覆泥质沉积（TST＋HST）组成。相比之下，形成于逆冲/底辟构造活动中的微盆地为沉积体系提供了充足的可容空间，其内部沉积期次较多，深水层序结构相对完整。

泥底辟作用下，滑脱褶皱两侧发育形态狭长的微盆地，为深水沉积提供了可容空间。深水层序结构对海平面升降旋回的各个阶段均可做出响应，与理想的深水层序模型具有较好的一致性。重力流在微盆地内依次形成侵蚀型MTD（FSST下）和多期水道（FSST上、LST）。朵体可发育于局部低洼处，但规模较小。早期沉积体系能够以改变微盆地内部地貌格局的方式影响晚期重力流的分布（图8）。层序结构由强制海退域、低位域和海侵—高位域3部分组成。

逆冲断层主导下，微盆地分布于断层两侧。陆源重力流受逆冲断层上盘背斜阻挡并被限制于微盆地内。另一方面，逆冲断层活动诱发早期沉积物垮塌形成再搬运碎屑流，向微盆地内注入了另一种物源。重力流在不同微盆地间重复充填—溢出过程。受控于微盆地形态，沉积体系主要由朵体和MTD组成（图8）。逆冲微盆地内可容空间充足，发育多期沉积，但由于再搬运碎屑流的注入“稀释”了海平面升降旋回对层序结构的主导作用，导致层序结构与理想模型存在明显的差异性。在逆冲构造与海平面升降旋回综合作用下，强制海退域发育下部朵体、上部MTD的沉积组合，低位域由混合流体中首先沉积出的富砂质朵体组成，海侵—高位域为泥质披覆沉积混入的MTD。总体上，层序结构表现出垂向三分的特征。

6 结论

1）由大型三角洲引发的逆冲/底辟构造活动对深水层序结构具有重要控制作用，主要体现在两个方面：①构造活动控制了微盆地的形成并为深水层序提供了充足的可容空间，进而决定了深水沉积单元的类型与空间分布特征；②逆冲断层活动能够触发再搬运碎屑流，为深水层序提供了另一种物源。

2）逆冲断层主导下，逆冲相关微盆地是深水层序发育的主要场所。在强制海退期和低位期，陆源重力流与由逆冲断层引发的再搬运碎屑流在微盆地内混合形成下部朵体、上部MTD的沉积组合。重力流在不同微盆地间重复充填—溢出过程，深水层序主要由朵体和MTD组成。

3）泥底辟主导下，滑脱褶皱两侧形成狭长纵向微盆地。其内部深水层序主要由多期水道相互叠加而成，朵体仅发育于局部低洼处，且规模较小。微盆地内自下而上发育MTD—海底扇水道/朵体—泥质披覆沉积。早期重力流水道占据了微盆地最深处，改变了局部地貌格局，导致晚期重力流在滑脱褶皱与早期水道之间的地貌低部位处形成新的水道沉积。

4）构造平静期，微盆地不发育，可容空间分布相对均匀，重力流主要发生沉积过路。深水层序仅由重力流水道和泥质披覆沉积两期沉积垂向叠加而成，沉积期次较少。