深水峡谷广泛发育于大陆边缘，它不仅是沉积物向深海搬运的主要通道，还是深海粗粒碎屑沉积的主要场所^{[1, 2, 3]}。人们对海底峡谷开展研究，一方面是因为大型海底峡谷记录了丰富的古气候、海平面变化和区域构造演化信息，另一方面也因为它常常蕴育着深水油气的重要储层^{[4, 5]}。南海北部的琼东南盆地历经多年勘探，已证实了中央峡谷体系的存在，其主体位于盆地中央坳陷带内，与现今陆架坡折大致平行^{[6, 7]}。前人对中央峡谷体系已进行了多年的研究，取得了关于峡谷形态^{[8, 9, 10]}、沉积充填^{[6, 11, 12, 13, 14]}及成因演化^{[6, 8]}的诸多认识。Gong等^[15]和李冬等^[12]利用相关的三维地震资料和井资料对峡谷演化进行了较深入的研究，将其划分为四个侵蚀—充填阶段，并指出峡谷演化早期的莺歌海组大量发育与浊流相关的富砂沉积。

尽管如此，前人尚未利用不同区段的三维工区对中央峡谷的沉积演化进行空间上的横向对比；而且对中央峡谷早期的富砂沉积的沉积类型及空间展布刻画得也不够，而这对于系统、准确地认识中央峡谷的沉积演化及储层分布极为必要。笔者基于录井、测井、古生物资料和不同区段的高精度三维地震资料，结合剖面反射和平面属性特征，划分了峡谷西段莺歌海组的内部沉积期次，识别出峡谷充填的典型沉积类型，探讨了各沉积期次的沉积构成及平面展布特征，进一步阐明了中央峡谷的西段的沉积演化历史，在此基础上还对研究区内的有利储层分布进行了预测。

图 1 琼东南盆地构造区划及中央峡谷展布示意图 Fig. 1 Tectonic division of Qiongdongnan Basin and the distribution of Central Canyon

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琼东南盆地位于南海北部，整体呈NE向展布，总面积约4×10⁴ km²，是在中生代基底之上发育的一个大型新生代裂谷型大陆边缘盆地^{[16, 17]}，可划分为北部坳陷带、中部隆起带、中央坳陷带和南部隆起带4个一级构造单元。盆地的裂后沉降期始于早中新世，并于晚中新世进入到加速沉降期^[18]。琼东南盆地深水沉积体系即形成于加速沉降期^{[19, 20]}，并在盆地东西部形成不同的陆架—陆坡体系^{[20, 21]}。中央峡谷西起莺歌海盆地，东至西沙海槽，整体呈“S”型NE向展布，其长约570 km，宽6~15 km，充填了厚达700 m的深海重力流沉积^[6] ，W1、W2、W3三口探井均钻遇了峡谷段沉积。本次研究的中央峡谷西段，为W、E两个三维地震工区及之间的峡谷段，经过乐东凹陷、陵水凹陷和松南低凸起^[16]，全长约180 km，宽6~8 km。 2 沉积期次及沉积类型

目前，研究人员认为与浊流相关的浊积水道、天然堤、席状砂和块体流沉积是中央峡谷中主要的深水沉积类型。深水沉积体系的演化不仅包括浊流沉积、块体流沉积及深海泥质沉积等沉积类型，也包括沉积、过路不沉积以及侵蚀等地质作用^{[22, 23]}。沉积类型的不同、地质作用的交替极有可能导致地震波组特征的差异，因此可以根据峡谷充填的地震波组特征，并结合代表地质作用的反射界面，来推测其演化历史。

上新世以来琼东南盆地进入加速沉降阶段，海平面整体呈现上升趋势，共经历了4期长期海平面升降旋回，莺歌海组沉积(S30~S29)对应于第一期海平面升降旋回^{[12, 15]}。中央峡谷西段发育于上新世早期，在短期海平面变化、盆地加速沉降、物源供给充足的综合控制下^[6]，峡谷内部的莺歌海组发育了一系列次级沉积旋回，并整体表现为下细上粗的粒序特征。大量剖面显示峡谷西段的莺歌海组存在多个侵蚀界面，这些界面所限定的地质体普遍存在水道的下切侵蚀和垂向叠置，波组特征差异显著，代表了不同的沉积类型和演化历史。据此，在S30和S29之间，我们主要依据界面的侵蚀特征，将峡谷充填自下而上划分为五个沉积期次DS1、DS2、DS3、DS4、DS5，各期次顶界面分别为S1、S2、S3、S4、S29(图 2)。琼东南盆地中央峡谷充填主要包括浊积水道、浊积席状砂、天然堤及越岸沉积、块体流及深海泥质沉积等沉积类型^[10]。

图 2 中央峡谷轴向剖面沉积期次划分(剖面位置见图 1) Fig. 2 Depositional sets on the axial profile of Central Canyon (profile location is shown in Fig. 1)

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通过结合区内两口钻井的录井、测井、古生物资料和过井剖面的反射特征，认为本区主要发育水道复合体、水道—天然堤、浊积席状砂及块体流沉积这4种沉积类型。水道复合体沉积在W3井岩性上表现为砂泥岩频繁互层，伽马曲线上表现为起伏较大的锯齿形，剖面上对应着一套连续性中等的强振幅反射。水道—天然堤沉积两口井均钻遇，岩性为大套砂岩夹薄层泥岩，伽马曲线具有明显齿化箱型的特征，剖面上表现为与水道复合体类似的强振幅反射，但连续性相对更好。W3井钻遇了多套夹在厚层泥岩中的薄层浊积席状砂，厚度为1~10 m，剖面上表现为杂乱—空白反射背景下的中—强振幅反射，连续性好，测井上表现为平缓背景下的尖凸起。块体流沉积是在峡谷充填中占比最高的沉积类型，W2、W3井均有钻遇。由于块体流沉积富含泥质，因此伽马曲线上表现为平缓的低值背景，这与深海泥岩的特征类似。深水块体流沉积是重力失稳的产物，具有曲型的剖面特征：杂乱—空白反射或叠瓦状逆冲构造或强振幅的残余块体。在合成地震记录的基础上，对W2、W3井进行了期次界面的精细标定，并综合分析了各沉积期次的沉积类型。通过反射特征对比和平面属性研究发现：沉积期次1主要为水道复合体，沉积期次2和3主要为水道—天然堤，沉积期次4主要为块体流和水道—天然堤，沉积期次5主要为块体流和浊积席状砂。 3 峡谷沉积演化 3.1 期次1(S30~S1)沉积特征

沉积期次1位于峡谷底部，是峡谷演化早期的产物。在E工区的剖面上，该期次内部普遍可以见到水道的标志性反射特征——“眼球状”强振幅反射，宽度约700 m，时间厚度约100 ms；测井曲线上表现为多个“钟型”的垂向叠加形态(图 3)。为了研究该期次在平面上的展布特征，在E工区内拾取了3 928 ms、3 904 ms、3 872 ms的方差体时间切片，显示期次内部发育有3期叠置的水道，构成了图中所示的水道复合体(图 4d)。W工区内，该沉积期次在地震剖面上主要表现为低频、中等连续的强振幅反射，可见沿峡谷轴向侧向迁移的水道形态(图 4a，c)。W3井揭示的沉积期次1位于水道复合体的凸岸，表现为大套的砂泥岩互层，其中砂岩均厚约5 m，净厚度近100 m(图 2)，推测为水道边滩沉积。综合可知，水道复合体在W工区和E工区的沉积期次1都普遍发育，且该沉积期次为轴向物源控制的富砂沉积。

图 3 钻井—地震标定及沉积类型(过井剖面位置见图 1) Fig. 3 Seismic-well tie and depositional types (the well-pass profile locations are shown in Fig. 1)

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图 4 沉积期次1反射剖面及地震切片特征 Fig. 4 Characteristics of DS1 on reflection profile and seismic slice

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沉积期次2在地震剖面上均表现为一套连续性好的中—强振幅反射，普遍存在典型的“海鸥翼”状(图 4a)反射特征，解释为沿峡谷轴向展布的水道—天然堤沉积。E工区内W3井揭示了期次2的大套砂岩，在测井上呈现出典型的箱型特征，更进一步证实了水道体系的存在。然而，W工区内的W2井在期次2仅钻遇了一套泥岩，这可能是井位过于靠近峡谷边坡，天然堤的细粒沉积逐渐过渡为泥岩导致的。综合而言，W工区和E工区的沉积期次2均普遍发育富砂的水道—天然堤沉积，同样为轴向物源控制。

沉积期次3在剖面上整体表现为低频、连续性好的强振幅反射(图 5)。CC’剖面中，期次3呈现出与期次2类似的“海鸥翼”状反射，指示该期次同样为水道—天然堤沉积。因此，AA’、BB’剖面中S3界面的“侵蚀凹槽”可能代表着具有侵蚀作用的水道。W2井位于水道北侧的强振幅区域，揭示了天然堤沉积为大套的砂岩夹薄层泥岩，砂岩总厚146 m，平均砂地比高达84.3%。这套天然堤沉积在伽马曲线表现为典型的齿化箱型特征(图 3)，说明砂体纯净、分选好。通过提取W工区内期次3的RMS属性(图 5)，发现水道为沿峡谷轴向展布的弱振幅条带，宽度可达2 500 m；天然堤沉积呈片状分布于水道两侧，边界清晰，中—强振幅。由于W2井证实了期次2的天然堤沉积富砂，因此其余具有相似反射特征的6块沉积体可能同样富含砂质。自西向东，剖面上期次3的厚度逐渐加大，天然堤沉积体的振幅能量也逐渐增强，据此推测自西向东，水道逐渐由侵蚀为主转向沉积为主。在E工区，期次3在工区西部往往具有与W工区类似的剖面反射特征，表现为水道—天然堤沉积；而在东部则渐变为杂乱—空白反射，表现为块体流沉积。E工区内W3井由于远离水道主体，因此揭示的期次3为大套泥岩，剖面上表现为杂乱反射，测井曲线上为低幅锯齿状(图 3)。

图 5 W工区沉积期次3反射剖面及层间RMS属性特征 Fig. 5 Characteristics of reflection profile and interval RMS attributes for DS3 in W survey

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沉积期次4在W、E工区内都有发育，但其顶界面S4在W2井附近及井眼以西被部分削截(图 4a)，因此W2井未钻遇S4界面。E工区以虚线为界，西部强振幅广泛分布，东部则以弱振幅为主。W3井位于E工区东部，钻遇了期次4的一套厚层泥岩，顶部发育薄砂层。根据过井剖面的“海鸥翼”形态可知，这是该期次末期发育的富砂的水道—天然堤沉积(图 4b)。实际上，被W3井钻遇的水道—天然堤在整个E工区都是发育的，RMS属性图显示该期水道自西向东横贯E工区，宽度约1 500 m(图 6)。在E工区的西部，该水道为多期复合水道，表现为平面上相互交叉的强振幅条带；水道复合体两侧还分布有天然堤，表现为平面上不规则片状强振幅；在水道的凸岸，还发育有3个“鸟爪状”的决口扇朵体，也表现为强振幅。在E工区东部，峡谷底S30时间地貌上可以清晰看到北部陆坡上存在多处滑塌痕，指示了下方发育有大量滑塌堆积(图 6)。属性图上显示的大片弱振幅反射紧邻北部陆坡分布，与滑塌痕有着良好的对应关系。结合剖面上的杂乱反射特征(图 4b)以及滑塌痕和弱振幅的对应关系推测，E工区东部主要发育块体流沉积。W工区的期次4也有类似的特征，剖面上主要表现为来自北部陆坡的杂乱反射，向南逐渐过渡为强振幅反射。综合可知，沉积期次4主要为块体流沉积和水道—天然堤，其中块体流主要来自北部陆坡，水道—天然堤依然为峡谷轴向物源供给。

图 6 E工区沉积期次4层间RMS属性—沉积解释图 Fig. 6 Sedimentary explanation of interval RMS attribute for DS4 in E survey

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W、E工区内的沉积期次5均被钻井揭示，为大套泥岩夹薄层砂岩。根据剖面特征和测井曲线形态，将大套泥岩解释为块体流，其中夹杂的薄层砂岩则解释为浊积席状砂。图 7a显示，W工区内期次5主要由多期块体流组成，峡谷南坡发育有少量浊积席状砂。块体流的杂乱反射表现为北厚南薄、向南逐渐尖灭的特点，而且块体流与席状砂呈突变接触关系，说明块体流来自北部陆坡，可能在向南运动的过程中侵蚀了早期沉积的席状砂。同样的，E工区内期次5也主要由块体流组成，少量席状砂覆盖在块体流之上表现为层状中—强反射；块体流也表现为北厚南薄的特点，说明其来自北部陆坡。综合而言，在期次5的充填过程中，块体流来自北部陆坡，而且逐步取代轴向物源成为峡谷充填的主要控制因素。期次5中的块体流可能只是中央峡谷块体流发育演化的序幕，后期规模巨大的块体流自北部陆坡向南运动，在块体流趾部形成了壮观的叠瓦状逆冲构造(图 7)。

图 7 沉积期次5剖面特征(剖面位置见图 5、图 6) Fig. 7 Profile features of DS5(profile locations are shown in Fig. 5 and Fig. 6)

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虽然中央峡谷西段的沉积演化在东、西两个工区之间具有一致性，但同时也表现出一定的差异性。首先，水道体系类型东、西有别：西部主要表现为侵蚀型水道，东部主要表现为过渡型—沉积型水道。最具代表性的是期次3，W工区剖面上错断的同相轴和属性图中清晰的强弱振幅边界指示了西部强烈的水道侵蚀作用(图 5)，而东部E工区剖面上水道—天然堤的“海鸥翼”特征普遍，指示沉积作用占据主导地位。苏明等^[6]指出中央峡谷是随着陆坡的向西迁移而逐渐向西上溯形成的。那么西侧作为水道体系上游，其侵蚀能力要强于东侧，这种侵蚀—沉积能力的相对变化可能是导致本区西侧偏侵蚀、东侧偏沉积的重要原因。其次，块体流的发育规模在东部要大于西部。峡谷演化晚期(期次4~期次5)块体流非常发育并逐渐占据主导地位。E工区内期次4、期次5在剖面上普遍显示为大套的杂乱反射(图 4b)，这说明本区东部的块体流分布更为广泛。图 5，图 6显示峡谷北坡在E工区也更为陡峭，滑塌痕也更为普遍，这可能是造成东、西部块体流发育规模差异的原因之一。 4 中央峡谷西段演化特征及有利储层预测

中央峡谷西段充填了厚达700 m的重力流沉积，并总体表现为下部浊流沉积为主，上部块体流沉积为主的格局。期次1至期次3均为水道体系，其中的水道充填和天然堤在峡谷轴向大剖面上表现为侧向连续性较好的强振幅反射(图 2)，这说明轴向水道体系在峡谷早期是广泛发育的。剖面上表现为高连续、强振幅的水道充填和天然堤已被W2、W3井证实为大套的砂质沉积(图 3)，平均孔隙度25%以上，物性良好。另外，峡谷头部的W1井在峡谷下部钻遇了大套的水道沉积，自下而上表现为中细砾岩—砂岩—粉砂岩的沉积序列，这进一步证实了峡谷早期(期次1~期次3)轴向物源供给充分且为富砂背景，具备发育大量优质砂岩储层的潜力。因此在本区寻找有利储层的应该着眼于水道充填、天然堤这类富砂的浊流沉积类型。中央峡谷下部的期次1至期次3与浊流演化密切相关，而浊流受重力的驱动，通常沉积于海底的低洼地带，整体形态也受其控制^[24]。因此，在综合优势沉积类型的前提下，要优选地势低洼处的高连续、强振幅区域。

对有利储层的选择，还应该考虑到块体流的影响。一方面，块体流在其运动的过程中会对下伏地层造成强烈的侵蚀，破坏原始地层的内部结构。在琼东南盆地深水区发育有大规模的块体流沉积^[25]，其对中央峡谷内部发育海底扇的侵蚀，使得扇体原始沉积物遭到破坏，并导致后期地质流体在侵蚀部位发生逸散^[26]，研究区内，北部陆坡块体流对峡谷顶部的浊积席状砂就造成了强烈的侵蚀作用(图 7)。另一方面，块体流的厚层泥岩也可作为有效的局部甚至区域盖层，与下伏的砂质储层构成良好的储盖组合。所以在对中央峡谷内部发育有利储集体进行评价时，还应当关注上覆块体流沉积的影响。 5 结论

(1) 琼东南盆地中央峡谷西段莺歌海组的内部充填包括5个沉积期次，自下而上依次为：水道复合体(DS1)、水道—天然堤(DS2~DS3)、水道天然堤和块体流(DS4)、块体流和浊积席状砂(DS5)，整体表现为下部浊流沉积为主，上部块体流沉积为主的二元结构。

(2) 峡谷充填早期(DS1~DS3)主要受轴向物源控制，表现为富砂的浊流沉积；峡谷充填晚期(DS4~DS5)轴向物源的控制作用减弱，北部陆坡物源控制作用增强，主要表现为富泥的块体流沉积。

(3) 峡谷充填早期的水道充填和天然堤是峡谷内的优质砂岩储层，剖面上表现为高连续、强振幅反射特征，因此寻找有利储层的关键是找到水道体系中具类似反射特征的区域，同时还要注意上覆块体流沉积侵蚀前期浊积砂体而形成的不整合面对于油气保存的不利影响。