0 引言
自源-汇系统的理论提出以来，经过近20年的发展，在不同构造背景下多尺度源汇系统的研究手段、分级分类、主控因素等方面取得了大量创新成果[7⇓⇓⇓-11]，并逐步从学术界走向工业界，对全球油气勘探意义重大。当前，深水是油气储量增长的主要领域，其中深水扇富砂性预测是深水油气勘探评价的关键之一，然而沉积物从剥蚀区搬运到深水区其时间-空间跨度均较大，受物源、海底地形、气候、海平面升降等多因素影响，深水扇类型多样、发育模式繁多，有利富砂深水扇难预测[12-13]。为此，国内外学者以外陆架为界将由陆到洋的源汇系统细分为“物源区—内陆架”和“外陆架—深海盆地”两个次级源汇系统[14-15]，并指出“外陆架—深海盆地”子系统中针对陆架边缘三角洲-深水扇源汇关系的研究能更直观地反映陆架边缘地区沉积演化过程与深水沉积响应之间的耦合关系，有助于更精准地揭示砂体动态分散过程，对预测富砂深水扇意义重大。
研究区白云南洼位于中国珠江口盆地白云凹陷南部，主体处于超深水区，现今水深1 200~2 600 m。前人研究指出古近系珠海组沉积时期白云南洼发育陆架边缘三角洲-深水扇沉积体系，但主要侧重于从经典的层序地层学角度开展陆架边缘三角洲层序结构、沉积特征及演化、储层物性、主控因素等方面研究[16⇓-18]，尚未从源汇系统角度建立起研究区洲-扇之间的耦合关系，导致凹陷区富砂深水扇的分布规律和成因机制尚不清楚。为此，本文基于大量岩心、钻井和三维地震资料，系统阐述研究区洲-扇耦合关系，探讨不同类型洲-扇耦合关系的成因机制，不仅对深化陆架边缘源-汇系统研究具有重要理论意义，还对预测该区深水扇有利勘探区带具有非常重大的现实意义。
1 地质概况
白云南洼位于珠江口盆地白云凹陷与荔湾凹陷之间（见图1a ），构造单元划分上为白云凹陷的一个次一级洼陷，被顺鹤隆起和云荔低隆起所包围（见图1b ）。新生代时期，白云南洼经历了古新世—始新世断陷、渐新世断拗以及中新世以来的拗陷3期构造演化阶段，整体表现为一个海侵的过程，古近系文昌组—第四系均有发育，其中文昌组—恩平组以陆相沉积为主，珠海组分为6段，自上而下为珠海组一段—珠海组六段（简称珠一段—珠六段）（见图1c ），发育珠海组海陆过渡相—海相沉积体系，珠江组为海相沉积[17]。
珠海组沉积期，在南海运动的影响下，珠江口盆地由断陷转向拗陷，相对海平面持续上升[19]，在白云凹陷东南—长昌凹陷—鹤山凹陷一带形成大范围的陆架坡折带，发育大型洲-扇沉积体系（见图1a ）。同时随着北西向古珠江物源供给增强，沉积物通量增大[20]，坡折带持续向东南方向迁移，洲-扇沉积体系不断向盆内进积[21]。白云南洼陆架坡折带整体具有相似特征，平面呈北东—南西向展布，在沉积物差异供给、海平面变化、古隆起等因素共同控制下，从珠海组四段起开始发育陆架坡折带，出现典型的陆架-陆坡-深水盆地结构，经历了初始形成期（珠四段沉积期）、发展期（珠三段沉积期）和稳定期（珠二段和珠一段沉积期）3个阶段[17]，持续发育洲-扇沉积体系（见图2 、图3 ）。珠海组晚期，白云运动导致陆架坡折带向北跃迁到白云凹陷北坡-番禺低隆起地区[21]，白云南洼珠海组上覆厚层的珠江组深海泥岩。为此，本文重点研究珠四段—珠一段洲-扇沉积体系发育的特征和源汇耦合关系，探讨其成因机制，以期为该区有利区勘探提供参考依据。
2 资料和方法
研究主要利用中国海洋石油集团有限公司（简称中国海油）在白云南洼新采集处理的高分辨率三维地震资料（见图1b ），地震资料采集面积约4 500 km2，主频为15~50 Hz，其中目的层珠海组主频为40 Hz。地震资料采集面元为12.5 m×25.0 m，采样间隔为2 ms，地震剖面以国际勘探地球物理学家学会（SEG）负极性显示。井震对比揭示地震振幅的强弱变化大致反映沉积物岩性的变化，其中强振幅反映上下地层波阻抗差较大，对应相对富砂沉积；而弱振幅反映上下地层波阻抗差较小，对应相对富泥沉积。
在前人划分的三级层序基础上[17,21]，首先通过井震对比，在研究区识别出7个三级层序界面（SB33.90、SB29.50、SB28.40、SB27.20、SB26.00、SB24.80和SB23.03）（见图2 ），地层也可相应的划分为6段；然后在等时地层格架约束下利用专业沉积地层分析软件Paleoscan的等时地层切片技术，结合岩心相及地震相分析，重点精细刻画珠四段—珠一段沉积时期沉积体系平面展布特征；此外，通过平面与剖面地震相的相互对比验证，选取了5张具有代表性的珠四段至珠一段内的均方根振幅（RMS）属性等时地层切片与古地貌进行叠合（见图3 ），最终确定不同时期沉积体系的分布和演化规律，揭示不同类型的洲-扇源汇耦合关系。
3 洲-扇源汇耦合关系
3.1 洲-扇沉积体系特征及演化
3.1.1 陆架区岩心的沉积微相分析
前已述及，珠海组沉积时期整个白云凹陷东南—长昌凹陷—鹤山凹陷陆架区均发育大型的陆架边缘三角洲[21]，虽然研究区内缺乏岩心资料，但基于对白云凹陷内珠海组岩心和测井资料的综合分析，可精细揭示陆架区陆架边缘三角洲的沉积特征及充填结构。通过对陆架区取心段岩相类型和组合的系统分析，识别出陆架边缘三角洲前缘水下分流河道、河口坝、前缘滑塌体和分流间湾等4种微相类型（见图4 ）。
图4 白云凹陷珠海组陆架边缘三角洲典型岩心相特征（a）F井，3 231.97 m，灰绿色细砂岩，含海绿石，冲刷充填构造，三角洲前缘水下分流河道；（b）F井，3 236.50 m，灰白色中砂岩，楔状交错层理，三角洲前缘水下分流河道；（c）G井，4 103.50 m，棕灰色泥质粉砂岩，生物扰动，河口坝；（d）H井，3 150.60 m，灰绿色细砂岩，平行层理，河口坝；（e）H井，3 527.82 m，深灰色细—粉砂岩，同生变形构造，前缘滑塌体；（f）H井，3 157.82 m，灰绿色细砂岩，灰黑色泥岩与灰色粉砂岩薄互层，透镜状层理、波状层理、脉状层理，偶见生物扰动，支流间湾 |
陆架边缘三角洲前缘水下分流河道以中—厚层浅灰色粗—中粒砂岩为主，底部常发育冲刷充填构造（见图4a ），向上粒度逐渐变细，发育板状或槽状交错层理（见图4b ），顶部偶见生物扰动；河口坝微相以中—厚层中—细粒砂岩为主，整体呈现下细上粗的反韵律，下部生物扰动发育（见图4c ），向上过渡到交错层理与平行层理（见图4d ）。前缘滑塌体以厚层块状泥质砂岩或粉砂质泥岩为主，夹同生变形粉砂岩或砂岩（见图4e ），形成于三角洲前缘远端，是重力滑动作用的结果。分流间湾微相以灰黑色泥岩间夹粉砂质条带或粉砂质纹层为主，发育水平层理、波状层理或透镜状层理（见图4f ），生物钻孔和生物扰动构造极其发育，局部偶见小型交错层理。
3.1.2 陆架—陆坡区典型地震相及主要沉积单元
通过井震对比，依据地震反射结构和平面均方根振幅属性在研究区识别出5种主要的沉积单元，包括陆架边缘三角洲、浪控砂脊、陆坡水道、朵叶体、块体搬运复合体（MTDs）（见图5 ）。
①陆架边缘三角洲：在研究区各时期广泛分布，发育于陆架坡折带附近，平面上呈弓形或新月形，以中—强振幅反射为主，连续性好，长度为7~35 km，宽度为150~180 km；地震剖面见明显的S型、斜交前积反射结构（见图5a ），其前积层厚度较大，各段厚度超过200 m，最大约380 m，陆架坡折附近为其最大的沉积、沉降中心，向陆、向海方向地层迅速减薄。
②浪控砂脊：在珠四段晚期—珠一段早期均较发育，形成于陆架边缘三角洲前缘前端，单一砂脊平面呈土豆状，规模不大，面积为10~30 km2，连续性较差，垂向上呈短轴透镜状强振幅反射（见图5b ），厚度为18~35 m。多个砂脊整体呈条带状，主要沿着或平行于陆架坡折带分布，是强水动力作用下陆架边缘三角洲被流体改造的典型标志。
③陆坡水道：在陆坡区广泛分布，地震响应特征十分明显，平面上呈宽窄不同（单个水道几百米到几千米不等）、弯曲度差异大、延伸距离可达十几千米的强振幅反射条带，地震剖面上整体呈V型—U型反射，内部以弱连续强振幅为主（见图5c ），反映多期水道横向摆动、垂向叠置的特点，是沉积物从陆架边缘向深水搬运的主要通道。
④朵叶体：研究区中下陆坡区常见，主要发育于陆坡水道末端，由于地形坡度变缓，水道限制性减弱，沉积物分散卸载而成，平面上呈扇状强振幅反射，面积为15~200 km2。剖面上以低频-强振幅-中连续地震反射为主，垂直物源方向上呈“中间厚两翼薄”的透镜状反射（见图5d ），对下伏地层没有明显侵蚀下切作用，朵叶体厚度为20~50 m，平均厚度约35 m，是有利储集体。
⑤块体搬运复合体（MTDs）：主要分布于珠三段，为陆架边缘和上陆坡沉积物垮塌形成，在平面属性中显示为大面积弱振幅的透明反射区域，宽度为9~21 km，向下延伸约34 km；在地震剖面上顶底界面反射不连续，内部地层变形剧烈，呈弱振幅、杂乱、叠瓦状反射（见图5e ），与上覆和下伏地层形成鲜明对比，是重力滑塌作用的典型产物，难以形成有效储层。
3.1.3 流体作用类型及特征
1975年，Galloway[22]根据河流、波浪和潮汐等流体作用的相对强弱关系提出河控、浪控和潮控的三角洲三端元分类方案，被广泛应用于三角洲沉积体系研究中。近年来，随着对海相三角洲沉积研究的不断深入，国内外学者逐渐意识到单一沉积动力机制解释无法准确表征沉积记录中复杂的砂体结构与时空展布，且从全球现今陆架来看，河流-波浪-潮汐混合动力常见，其中波浪作用较强[23]，因此在海相三角洲沉积特征分析中对河流、波浪、潮汐混合作用过程逐渐被重视[24⇓-26]。本文基于白云凹陷珠海组岩心精细描述，揭示白云凹陷陆架区存在河流-波浪-潮汐混合动力影响，且不同水动力条件砂体的岩心特征差异明显，其中河控是本区最为常见的类型，岩性粒度整体呈向上变细的正韵律变化，发育交错、平行层理，可见冲刷充填构造（见图6a ），沉积构造规模向上减小，反映了水动力条件由强逐渐变弱的特点。波浪作用表现对前期河流供给的砂体进行改造和破坏，形成中—厚层砂质沉积，发育楔状交错层理、浪成交错层理，见定向排列泥砾（见图6b ），生物扰动和生物碎屑常见，同时砂岩分选较好，磨圆度为圆状—次圆状。而潮汐作用下可见砂泥互层的韵律层理、泥质披覆以及双黏土层，其中砂、泥岩层厚度变化具有明显周期性，反映出潮汐沉积中大小潮的变化（见图6c ）。在平面上，内陆架主要以河控-浪控为主，外陆架以浪控-潮控为主[24]，因此，研究区发育的陆架边缘三角洲易受到波浪和潮汐改造作用影响。
3.1.4 沉积体系演化规律
区域研究揭示白云凹陷珠海组沉积物主要源于华南大陆，来自北西向的古珠江作为主要运输通道连接了源区与沉积区，携带大量陆缘碎屑呈多点放射状向凹陷内部供给[16-17,21]。珠海组沉积早期（珠六段—珠五段），白云南洼整体处于陆架区沉积环境，发育正常的陆架三角洲沉积[17]。自珠四段沉积期开始形成典型的陆架-陆坡结构，物源以北西向古珠江为主，发育洲-扇沉积体系；该时期陆架边缘三角洲主要分布于西南侧（见图3a 、图7a ），其前方沿坡折带发育多个浪控砂脊，但其下方深水扇不发育；而北侧陆架边缘三角洲不发育，陆坡发育一系列条带状水道，末端形成小规模深水扇，以水道-朵叶体为主。珠三段继承性发育，除西北向物源外，北部物源供给开始增强，陆架边缘三角洲分布规模较珠海组四段沉积时明显增大，南北两侧发育多期深水扇（见图3b 、图7b ）。珠二段沉积时期，随着相对海平面持续下降，西北部物源供给增强，沉积物大量向深水区搬运，发育大规模朵叶复合体（见图3c 、图7c ）。珠一段沉积时期，研究区物源仍以北部和西北部为主，持续发育大型陆架边缘三角洲（见图3d 、图7d ），但该时期随着相对海平面快速上升，自下而上的均方根振幅属性揭示深水扇沉积体系呈退积式叠置样式，砂体逐渐向陆架边缘迁移，晚期深水扇不发育，仅局部发育孤立水道（见图3e 、图7e ），均方根振幅属性图上见明显的条状状强振幅反射。因此，珠四段—珠一段沉积时期，研究区洲-扇沉积体系规模具有先增大后减小的特点，珠三段—珠一段早期深水扇发育，珠二段晚期平面分布规模最大，陆坡区E井揭示珠三段砂体发育，厚达94 m，测井曲线上呈多期反旋回，反映不断进积的特点（见图8 ）；揭示珠二段发育厚层中粗粒深水砂岩，砂岩厚度达68 m。而深水扇主要沉积单元经历了水道-朵叶体—朵叶复合体—水道演化过程（见图3 、图7 ）。
3.2 洲-扇源汇耦合类型
针对洋陆边缘源-汇系统，Helland-Hansen等[27]依据地形地貌、搬运距离和沉积区水深的差异性，将其划分为“陡坡-近源-深水”、“缓坡-远源-浅水”和“缓坡-远源-深水”3类，但却难以精准地揭示陆架边缘砂体动态分散过程。Gong等[28]通过对全球24个大陆边缘127个洲-扇源汇体系的研究，在Allen[14]洋陆源汇系统分级思路的基础之上，进一步提出了物源供给、可容纳空间和气候变化的三端元陆架边缘划分方案，为陆架边缘三角洲-深水扇沉积体系的精细化和定量化研究提供了参考。在洲-扇源汇理念的指导下，基于对白云南洼珠海组陆架边缘沉积体系的精细解剖，从陆架边缘三角洲-深水扇是否发育以及实用性的角度出发，将陆架边缘洲-扇耦合关系划分为“有洲有扇、有洲无扇、无洲有扇”3种不同类型。
3.2.1 有洲有扇型
3.2.2 有洲无扇型
有洲无扇型洲-扇源汇系统的主要特点是陆架区发育陆架边缘三角洲，顺物源其下倾方向的陆坡区却不发育深水扇。该类型洲-扇组合样式在珠四段西南侧、珠三段中部以及珠一段上部均可见（见图3 、图7 ），且各时期陆架边缘三角洲规模均较大，地震上表现为明显的强振幅反射，垂向上以加积-进积为主。研究区该类型洲-扇源汇系统在各阶段的广泛分布进一步揭示了陆架边缘“源”到深水扇末端沉积“汇”的复杂性，比如珠三段沉积时期，研究区中部即使在强物源供给及相对海平面下降条件下，深水区仍不发育深水扇，关于其成因后续将重点讨论。
3.2.3 无洲有扇型
无洲有扇型的主要特点是陆坡区发育深水扇，但其溯源上倾方向的陆架区不发育陆架边缘三角洲。该类型洲-扇源汇系统在研究区并不常见，主要发育于珠四段沉积时期，分布于研究区北段（见图3 、图7a ），而该时期白云南洼陆架-陆坡结构初始形成，北侧缺乏陆源物质供给，陆架边缘三角洲不发育，但古地貌与均方根振幅属性叠合显示陆坡区发育一系列条带状强振幅充填水道，于末端形成朵叶状深水扇，但规模较小。
4 成因机制
从源汇系统角度而言，陆架边缘三角洲作为陆源物质向深水搬运的一个“中转站”，它的存在使大量沉积物通过陆架搬运至深水区，形成深水扇。早期的研究强调海平面变化在陆架边缘三角洲中对砂体分散的作用，指出下降期陆架边缘三角洲砂体易向下搬运，形成富砂深水扇[32-33]。然而，越来越多的研究表明除相对海平面外，物源供给（强/弱）、气候条件（温室/冰室）、流体作用（河流、波浪、潮汐）以及沉积物粒度（粗/细）等均会影响陆架边缘三角洲沉积物向深水的输送[34⇓-36]。因此，陆架边缘“源”到深水扇沉积“汇”的洲-扇源汇耦合关系十分复杂，不同类型洲-扇甚至同一类型洲-扇的发育特征及其成因机制存在差异性，白云南洼3种不同类型洲-扇源汇系统亦是如此。
4.1 有洲有扇型
由于重要的学术和工业价值，有洲有扇型洲-扇源汇系统在全球被广泛报道，该类型的洲-扇源汇系统主要发育在三角洲给养的陆架边缘[37]，因而充足的物源供给导致在陆架边缘能够堆积形成陆架边缘三角洲是形成该类型洲-扇源汇系统的先决条件。在沉积物供给一定条件下，深水扇的形成与陆架坡折迁移轨迹密切相关，大规模的深水扇通常形成于下降或者平缓型迁移轨迹中[38-39]。研究区在珠三段—珠二段沉积时期发育的洲-扇源汇系统具备上述两大条件，均形成于物源供给强烈的相对海平面下降时期，以下降型陆架坡折迁移轨迹为主，发育大型水道-朵叶复合体，且在珠二段晚期深水扇平面分布规模最大（见图3 、图7 ）。另外，值得注意的是珠一段沉积早期相对海平面上升，沉积物供给相对减弱，但研究区仍可发育一定规模的深水扇，通过三色混相分频属性（RGB）融合揭示其主要原因就是沿陆坡发育一系列深水水道切割陆架坡折和陆架边缘三角洲相连（见图9 ），导致陆架边缘三角洲砂体仍能通过水道向下持续搬运，形成富砂深水扇。爱尔兰西部Porcupine盆地始新统的陆架边缘亦有此特点[40]，在沉积物供给强度较小的条件下，早始新世时由于发育水道化陆架边缘，盆地内形成富砂深水扇；而晚始新世陆架边缘水道不发育，深水区以富泥的块体搬运复合体和远洋沉积为主。
4.2 有洲无扇型
前已述及，有洲无扇型洲-扇系统在研究区广泛分布，但成因机制却各不相同，主要有3个方面原因：①缺“源”：珠一段沉积晚期，随着海平面快速上升，白云南洼沉积物供给不足，沉积物主要堆积在陆架边缘地区，陆架坡折迁移轨迹角度呈高角度上升型，深水扇不发育，前人在琼东南盆地第四纪陆架边缘亦报道了这一特点[39]。②少“渠”：珠三段沉积时期，在强物源供给及相对海平面下降背景下，研究区南北两侧均发育深水扇，但中部却发育块体搬运沉积，主要原因是该时期地形坡度“中间陡、两侧缓”，陆坡区水道主要发育于南北两侧，中部水道不发育，沉积物难以持续向深水稳定输送。挪威Spitsbergen陆缘及古近系西北陆缘[41]均揭示如果陆坡区不发育连通陆架边缘的“渠”，即使是在相对海平面下降时期，富砂的陆架边缘三角洲难以将陆架边缘砂体输送到深水盆地中。③流体改造：珠海组沉积时期，白云凹陷陆架边缘区广泛存在河流、波浪和潮汐等不同流体作用，其中珠四段沉积时期，白云南洼陆架边缘初始形成，地形坡度较缓（0.4°~1.5°），遭受了强烈的波浪作用，沿陆架坡折形成浪控砂脊，而陆架边缘三角洲被波浪改造后，难以继续向下搬运形成深水扇（见图10a ），这与澳大利亚大北卡那封盆地早白垩世陆架边缘特征类似[42]（见图10b ）。因此，缺“源”、少“渠”和流体改造是形成“有洲无扇”型洲-扇源汇系统的3大主要成因，Gong等[9]通过数值模拟和实例的地震沉积学分析亦支持这一点。
4.3 无洲有扇型
传统层序地层学低位扇的预测模型认为在相对海平面下降时期，陆架区可容纳空间变小，粗碎屑沉积物在陆架边缘过路搬运至陆坡和盆地形成深水扇[32-33]， 发育无洲有扇型洲-扇源汇系统。然而，需要注意的是研究区珠四段沉积时期发育的“无洲有扇”型洲-扇源汇系统并非形成于相对海平面下降时期，且不存在前人提出的顶底地层地震反射同相轴合并等典型沉积过路标志[43]，为物源供给不足导致研究区北段陆架边缘三角洲不发育，但其下方却仍发育深水扇。推测其主要原因是由于南部陆缘发育的陆架边缘三角洲遭受波浪改造作用，沿着坡折带向北搬运，而北部陆坡区发育一系列水道体系。上陆坡发育多条孤立窄水道，单水道宽度为160~950 m，整个水道体系宽度约23 km（见图11a ）；到中陆坡水道开始汇聚，但水道宽度变大，单水道宽度300~2 000 m，整个水道体系宽度约10.6 km（见11b）；至下陆坡多条水道汇聚，形成复合水道体系，宽度约5.2 km（见图11c ）。南侧改造搬运而来的沉积物正是沿着北部陆坡区水道继续向深水中搬运汇聚形成深水扇。因此，无洲有扇型洲-扇系统需两大地质条件相互耦合：①流体改造：沉积物被波浪或洋流侧向搬运到陆坡水道的头部；②“渠”畅：陆坡区发育一系列连通陆架边缘的“渠”道，流体改造搬运而来的沉积物沿“渠”继续向深水中搬运分散。前人在研究珠江口盆地白云北坡浅层珠江组深水扇时也注意到了这一点，古珠江陆架边缘三角洲受波浪作用改造和水道的影响，在白云陆坡深水区发育无洲有扇型耦合关系[9]。
研究区不同类型洲-扇源汇系统的特征和成因机制差异显著。白云南洼珠四段—珠三段沉积时期受水动力作用和水道发育程度的限制，有洲无扇型源汇系统广泛发育，深水扇发育规模相对有限；珠二段—珠一段沉积早期洲-扇耦合关系最佳，中下陆坡区中段富砂深水扇规模最大，是有利的勘探区带。
5 结论
从陆架边缘三角洲-深水扇（洲-扇）是否发育的角度出发，在白云南洼珠海组识别出“有洲有扇、有洲无扇、无洲有扇”3种不同类型的洲-扇耦合类型。
不同类型洲-扇源汇系统的成因机制存在明显差异性，其中强物源供给和相对海平面下降两大因素主控“有洲有扇”型洲-扇源汇系统的形成，但陆架边缘深水水道的发育有助于在弱物源供给条件下及相对海平面上升时期仍能发育“有洲有扇”型洲-扇源汇系统。缺“源”、少“渠”和流体改造是“有洲无扇”型发育的3大主要原因。陆架边缘的流体改造和陆坡区“渠”畅相互耦合控制了“无洲有扇”型的发育。
顺畅且连通的洲-扇耦合关系是发育富砂深水扇的关键，白云南洼珠二段—珠一段早期洲-扇耦合关系最佳，中下陆坡区中段富砂深水扇规模最大，勘探潜力较大。