PALAEOENVIRONMENTAL EVOLUTION OF SUBAQUEOUS YANGTZE DELTA INFERRED FROM SEDIMENTARY RECORDS
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摘要: 长江口水下三角洲60 m的HYZK5钻孔,揭示了末次冰期以来河流相、滨海湖沼相、河口湾-浅海相(前三角洲相)和水下汊道相的沉积环境演化。泥炭层形成于末次冰期的冷湿气候环境;有孔虫丰度的变化反映了12 000 cal.aBP以来海平面迅速上升,但在11 200~10 000 cal.aBP出现短暂的停顿。沉积物的粒度、磁化率、有机碳氮分析结果表明,三者在不同沉积相中存在明显的差异。磁化率在一定程度上可以指示水动力的强弱,间接反映沉积环境的演变,但难以反映气候的变化。河口湾-浅海(前三角洲)相粒度、磁化率和有机碳氮指标的变化均很小,反映了其沉积环境相对稳定。最上层粒径的粗化、磁化率的增大、有机碳氮的减少以及三者波动幅度的加剧,均反映了其处于潮流、波浪、径流等动力相互作用的高能沉积环境,也是长江口北支及其口外水下三角洲衰退的重要证据。虽然粒度、磁化率、有机碳氮和有孔虫丰度指标在较大的沉积环境变化中均有所反映,但由于海陆交互作用的河口地区沉积环境和动力因素的复杂性和多变性,要揭示河口地区冰后期以来的气候演化特征,还需要寻找其他可靠的环境代用指标作更深入的研究。Abstract: A~60 m long core HYZK5 was taken from the subaqueous Yangtze River delta. It consists of fluvial, coastal marsh, estuarine-shallow marine (prodelta)and distributary facies deposited since the latest glacial maximum. Peat was formed during the last glaciation when the climate was cold and wet. Foraminifera abundance shows that sea level had risen rapidly since 12 000 cal.aBP, but paused during 11 200~10 000 cal.aBP. The data of grain size, magnetic susceptibility, organic carbon and nitrogen show obvious variations in sedimentary facies in the core. Magnetic susceptibility can reflect hydrodynamics to certain extent, and indirectly suggest the evolution of sedimentary environment. But it is not a good indicator of climatic change. Parameters including grain size, magnetic susceptibility, organic carbon and nitrogen in the estuarine-shallow marine (prodelta)facies are very stable, reflecting a relatively stable environment. By contrast, coarser particle size, higher magnetic susceptibility and lower organic elements as well as intensive fluctuations occurred at the top layer of the core indicate a high-energy environment under the joint action of tidal current, runoff and other dynamics. The above phenomena have also provided important evidence for the siltation of the North Branch of Yangtze River and the decline of its mouth bar. Owing to the intensive land-sea interaction and complicated post-depositional changes in the Yangtze River Estuary, it is necessary to seek other sensitive and reliable proxies for postglacial climatic evolution.
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南黄海盆地位于扬子板块的海域延伸部分，是一个发育在前震旦系变质岩基底之上、由海相中-古生界和陆相中-新生界多期沉积叠覆而成的叠合盆地[1, 2]。其中海陆相的分界发生在中三叠世末期，印支运动使得扬子板块和华北板块发生了陆陆碰撞，结束了整个南黄海盆地的海相沉积阶段。近年的调查研究表明该区海相中-古生界发育完整，具有较好的油气前景[3, 4]。地震勘探是海域油气勘探的主要手段，速度又是地震勘探的重要参数。速度信息贯穿于地震资料处理、解释、反演以及地层岩性及压力预测、储层刻画等整个过程。获得准确的速度是地震资料处理解释的重点，是储层预测反演的基础[5-7]，也是本区地震勘探乃至中-古生界油气勘探的关键环节。
受南黄海特殊的地震地质条件影响，中-古生界的地震成像相对较差。通过正演模拟及对实际资料的分析，总结了该区海相层速度分析的三大主要难点。在此基础上，提出综合利用三种方法来提取地震速度信息：通过多数据质控速度分析获得基础的速度场信息；通过初至波层析反演提高中-浅层的速度精度，并将其作为中-浅部的初始速度模型；利用层控网格层析反演技术进一步提高速度的准确性，获得最终的海相层速度信息。这3种方法的组合充分挖掘了地震波信息，获得了较为可靠的海相层速度。在获得的地震速度基础上，结合本海域及下扬子陆区已有的钻井速度信息，对区内海相地层的速度特征进行了总结。南黄海中-古生代海相地层速度总体上随岩性变化呈高低相间分布结构。其中T11-1(下志留统高家边组顶界)及T13(震旦系-下寒武统顶界)界面上下速度差异较小。海相下构造层速度总体较高，不同地层间速度差异小，利用地震数据提取的速度信息仍存在不确定性。
1. 南黄海海相地层速度分析难点
1.1 浅部存在高速屏蔽层导致海相地层速度谱能量弱
已有的调查研究认为南黄海盆地海相中-古生代地层主要分布于崂山隆起及勿南沙隆起[8]。印支期以来强烈的隆升改造导致中-新生代地层剥蚀殆尽，隆起区整体缺失侏罗纪、白垩纪和古近系，三叠系也是局部发育，从而导致新生代碎屑岩地层直接与中-古生代碳酸盐岩地层接触，新生代碎屑岩地层速度多在2000m/s左右，中-古生代碳酸盐岩速度约为5500~6500m/s，巨大的波阻抗差异形成能量屏蔽界面。该界面(T2界面)在南黄海海域表现为区域不整合面，分布广、埋藏浅(600~800m)。由Zoeppritz方程计算可知界面上下的波阻抗差异越大，透射能量占比越小[9]。前人的研究表明本区T2界面之下地震能量不到震源子波能量的10% [10]。此外，中-古生代地层间物性差异本来就小于新生代地层，最终导致海相地层速度谱能量弱，拾取困难。
1.2 速度分析方法对于高速的海相地层速度分辨率低
基于相似性原理的速度谱方法是获得地震速度的主要手段[11]。如图 1所示含3组密集反射的合成记录，每组中又包含3个薄层。3组密集层自上而下对应的层速度分别为2000、3000和4000m/s。在速度谱上沿时间方向各同相轴尚能分开，但在速度方向随着层速度的增加其能量团越来越发散。合成记录的速度分析结果表明速度分析方法对于高速地层不敏感，速度分辨率低。作为油气勘探的主要目的层，南黄海盆地海相地层埋藏深，地层压实作用强，整体呈高速特征。同时，包括三叠系下统青龙组、下二叠统栖霞组、奥陶系及中上寒武统等岩性均为碳酸盐岩，速度分布于5500~6800m/s。速度分析方法的这一特点将导致拾取高速地层速度能量团时存在不确定性。如图 2，崂山隆起实际地震资料动校正道集1.6s处的同相轴反射能量较强，但对应的速度能量团仍非常发散，速度分布在3500~6500m/s，这是由于该处为高速灰岩地层所致，拾取此类速度能量团存在速度的不确定性。
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图 2 实际资料速度谱(a)及动校正道集(b)Figure 2. Velocity semblance (a) and NMO gather (b) of real data1.3 多次波干扰严重
南黄海盆地平均水深在50m以内，属于典型的陆架浅水环境。海面和海底两个强反射系数界面产生大量的浅水多次波。同时T2不整合界面在影响能量下传的同时也加剧了多次波干扰，使得大量地震波能量在海面、海底及不整合屏蔽界面间来回震荡形成多次波[12, 13]。海相地层反射本来就弱，加上大量的多次波干扰，速度能量团被低速强能量掩盖，在速度谱中拾取有效反射速度难上加难。如图 3，原始数据速度谱中存在能量很强的低速能量团，屏蔽界面下海相地层的有效能量团几乎无法辨识。为此，在精细速度分析前必须对多次波进行有效压制，突出有效反射波信息。
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图 3 原始数据速度谱(a)及动校正道集(b)Figure 3. Velocity semblance (a) and NMO gather (b) of raw data2. 地震速度的提取
由于以上难点的存在，单一依靠速度谱资料无法准确拾取海相地层速度。通过对南黄海多道地震资料的分析和测试，综合使用了3种方法来提取地震速度。
2.1 多数据质控速度分析
在速度分析时引入多种数据，包括速度谱、动校正道集、叠加剖面、速度剖面、速度比例扫描剖面等(图 4)。对于速度谱能量团弱或无速度能量团的层段，充分参考叠加剖面中地层走向以及速度剖面中的速度分布(图 5)。同时建立统一的速度分析底图，当前速度分析点难以拾取时参考相交及相邻测线点的速度点。对于速度能量团发散的深部地层，进行常速扫描及速度比例扫描，以成像效果最佳的速度扫描结果作为速度取值。对于横向地层能够追踪的层段，利用沿层速度分析方法来提高速度的分辨能力(图 6)。通过以上多数据质控下的速度拾取，获得了与构造形态匹配的速度场信息，该速度场基本能够反映本区海相地层的速度分布特征(图 7)。
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图 4 多信息控制进行速度拾取(a)速度谱; (b)动校正道集; (c)叠加剖面Figure 4. Velocity picking with multi-data controlling2.2 初至波层析反演
理论模拟数据和实际资料中均存在能量较强的折射波(图 8)。是否可以通过量取折射波的斜率来求取下覆地层的速度信息？首先对折射波的时距曲线进行分析。
倾斜界面的折射波时距曲线表现为一直线：
$$ t = \frac{{x\sin \left( {i \pm \varphi } \right)}}{{{\upsilon _1}}} + \frac{{2h\cos i}}{{{\upsilon _1}}} $$ (1) $$ {\upsilon _2} = \frac{{{\upsilon _1}}}{{\sin i}} $$ (2) 其中，${\upsilon _1} $为上覆地层速度，$ {\upsilon _2}$为下覆地层速度，x为炮检点距离，i是临界角，φ为地层倾角。当激发点位于界面下倾方向时，式(1)中正负号取负，反之上倾方向激发时取正。当界面水平时，φ，此时时距曲线公式为：
$$ t = \frac{{x\sin i}}{{{\upsilon _1}}} + \frac{{2h\cos i}}{{\upsilon 1}} = \frac{x}{{{\upsilon _2}}} + \frac{{2h\cos i}}{{{\upsilon _1}}} $$ (3) 式(3)表明界面水平时，下覆地层速度等同于折射波斜率的倒数。而式(1)表明当界面倾斜时折射波斜率的倒数与下覆地层速度不一致：下倾激发时量取折射波斜率获得的视速度比真实的下覆地层速度高，而上倾激发时获得的视速度比实际速度低[14-16]。因此，通过折射波斜率换算的速度信息不够准确。
初至波层析反演是指利用初至波的走时信息，通过建立初始速度模型进行射线追踪，构建旅行时方程及反演求解等过程使理论走时与实际初至波走时逐步逼近，当两者的差足够小时认为当前的速度模型即为地下介质的真实速度结构。利用初至波进行层析反演的方法已被广泛应用于低降速带区进行近地表速度结构调查[17, 18]以及海陆深部构造研究[19-21]。因此，可以利用南黄海盆地普遍存在的折射初至波，通过层析反演的方法部分揭示高速屏蔽层下海相地层的速度特征，获得中-浅层精确的速度模型。
初至波层析反演过程包括：拾取初至时间，建立初始速度模型，射线追踪计算理论初至时间，利用理论走时和实际走时的差值进行反演迭代修正速度模型直至走时误差达到预设范围[22]。为了获得正确的反演结果必须确保初至波拾取的准确性。采用炮域及共偏移距域交互验证的方法进行拾取(图 9)，拾取过程中对于不明确的走时要舍弃，然后再通过插值的方法获得所有点的初至走时。不适合的初始模型将导致反演陷入局部极值，最终得到错误的反演结果。因此，利用叠前时间偏移速度场作为初始模型，该模型是相对准确的初始模型。通过多轮的反演迭代获得初至波层析速度场。如图 10，与初始模型相比，进行3轮迭代后的速度场能够显示出高速屏蔽层下海相地层更多的速度变化细节，这些细节的变化可能是由于横向岩性变化所引起的。
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图 9 炮域(a)和偏移距域(b)拾取初至Figure 9. First-break picking in shot-gather (a) and common-offset-gather (b)![]()
图 10 初始速度模型(a)及三次迭代的层析速度场(b)Figure 10. Initial velocity model and (a) tomographic velocity field after iteration of three times (b)从偏移剖面及层析反演速度的叠合剖面对比可以看到(图 11)，该方法能够获得中-浅层(取决于地震数据排列长度)较为精确的速度场信息。获得的速度场信息与剖面的构造形态基本一致，同时根据屏蔽层下的速度分布可以初步判断下覆海相地层的岩性特征。反演结果中红色高速可能表明不整合屏蔽层下接触的是碳酸盐岩地层，而相对较低的速度(黄绿色)表明该处可能残存部分碎屑岩地层，推断碎屑岩的地质属性为二叠系龙潭-大隆组。
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图 11 偏移剖面(a)及层析反演速度场(b)Figure 11. Migration section (a) and velocity field with tomographic inversion (b)2.3 网格层析反演
层析反演技术被广泛应用于深度域速度建模，其中基于网格的层析反演方法根据剩余曲率分析原理，其基本原则为：如果偏移后共成像点中来自不同炮检距的各道成像深度之间误差为零，那么认为偏移速度是正确的。该方法完全数据驱动，反演精度高，可以获得相对准确的速度高频分量[23, 24]。但是在低信噪比、构造复杂地区，没有地质约束时反演不易收敛，有时反演结果不符合地质规律。在南黄海地区，中-浅层速度建模时可利用初至波层析反演获得的速度。而针对深部海相古生界，初至波层析反演深度不够，仅靠叠前时间偏移速度场精度又不够。因此深部速度建模时需要加入层位控制，并利用已有下扬子陆域海相地层的速度认识对速度取值进行约束。总的来说，本区的网格层析反演主要实现过程包括：将初至波层析反演结果和层控的深部速度信息融合拼接获得初始速度模型并进行叠前深度偏移；利用共成像点道集上生成的剩余曲率，根据一定的拾取原则来完成剩余曲率的自动拾取，确定参与反演的种子点；在剖面上拾取倾角场和已知地质信息作为形态约束条件(图 12)，提供反演的稳定性及反演结果与构造的吻合性；利用已知的偏移速度信息及拾取的种子点进行射线追踪，从大量射线路径中选取满足炮点-反射点-检波点的射线路径；利用剩余曲率、倾角场、偏移速度及射线路径进行速度反演，生成剩余速度场；更新速度场进行深度偏移迭代，以剖面成像效果的提高作为判断速度准确性的主要标准(图 13)。
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图 12 主测线(a)及联络测线(b)倾角场Figure 12. Dip fields of inline direction(a) and crossline direction (b)![]()
图 13 偏移剖面对比(a)速度更新前(b)速度更新后Figure 13. Migration sections comparison (a) before velocity updating and (b) after velocity updating通过以上6步的迭代获得最终的深度域速度信息。由于网格层析方法提取了地层倾角信息，同时又进行了深部的层位速度约束，获得的速度场特征与地质构造的吻合度较高，速度的取值也符合对于地层岩性的认识(图 14及图 15)。
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图 14 偏移剖面(a)及对应的网格层析速度场(b)Figure 14. Migration section (a) and the corresponding velocity field of grid-tomography (b)![]()
图 15 网格层析前后速度对比(a)网格层析前; (b)网格层析后Figure 15. Velocity comparison with grid-tomography(a) before tomography and (b) after tomography表 1 南黄海盆地海相地层岩性特征及速度结构Table 1. Lithological feature and velocity structure of marine strata in the South Yellow Sea basin
3. 南黄海盆地速度特征
通过对地震数据速度信息的提取，同时参考本海域已有钻井速度及下扬子陆区的地层速度[25, 26]，总结了南黄海盆地主要海相地层的速度特征。本区印支面(T2界面)之下存在七大海相速度层：第一速度层为三叠系下统海相碳酸盐岩，表现为高速特征；第二速度层为二叠系龙潭组和大隆组碎屑岩夹煤层，呈现低速特征；第三速度层为中石炭黄龙组-下二叠统高速碳酸盐岩地层；第四速度层由中上志留统-下石炭统海相碎屑岩，具有中-高速特征；第五速度层为下志留统高家边组，表现为中速特征。第六速度层为中上寒武统-奥陶系，速度偏高。第七速度层为震旦系-下寒武统泥岩及白云岩夹白云岩，仍表现为高速特征。
总体来说，南黄海盆地海相地层为碎屑岩与碳酸盐岩互层结构，其速度也随岩性变化表现为高低相间结构，普遍存在速度的突变和倒转。从各地层的速度取值也可以看出T11-1及T13界面上下速度差异小，从而导致反射系数小，界面波阻不易识别。同时，海相下构造层(T12界面之下)普遍呈高速特征，其速度分层较为困难，这也是下构造层内各地层区分难、预测难的主要原因。
4. 结论
受南黄海盆地特殊的地震地质条件影响，本区海相地层速度分析存在三大主要难点。基于多道地震资料，本文提出综合利用3种方法来提高地震波速度的精度。在此基础上结合海域及邻区陆域已有钻井速度资料对海相地层的速度特征进行了总结。
(1) 充分利用折射波进行初至波层析能够获得中-浅部较为精确的速度；
(2) 基于中-古生界地震资料品质，单纯依靠网格层析反演无法获得准确的深度速度信息，层控的网格层析方法是获得本区深度域速度结构的现实出路；
(3) 在利用地震资料提取速度的同时，必须参考下扬子陆域的海相地层速度分布规律，才能把握本区海相地层的速度结构特征。
(4) 海相下构造层内部速度差异小，区分困难。急需一口针对古生界的钻井，对深部速度进行标定。
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