西湖凹陷漸新統(tǒng)花港組大型沿岸砂壩沉積特征及主控因素*

李順利 李 競 陳彬滔 許 磊 于興河 侯國偉 高照普

1 中國地質(zhì)大學(xué)(北京)能源學(xué)院，北京 1000832 中海油研究總院有限責(zé)任公司，北京 100028 3 中國石油勘探開發(fā)研究院西北分院，甘肅蘭州 730020 4 中海石油研究中心東海研究所，上海 200030 5 中國石化華北油氣分公司勘探開發(fā)研究院，河南鄭州 450000

西湖凹陷是東海陸架盆地中規(guī)模最大的古近系富生烴凹陷，其主力烴源巖與儲集層分別為始新統(tǒng)平湖組與漸新統(tǒng)花港組。目前，關(guān)于平湖組的沉積環(huán)境與沉積體系類型認識較為一致，多數(shù)沉積學(xué)家認為平湖組為海陸過渡環(huán)境的潮控沉積體系，包括潮坪及受潮汐影響的三角洲沉積(李順利等，2018；Lietal.， 2018；趙洪等，2018；蔣一鳴等，2019)。而花港組的沉積環(huán)境與沉積體系類型存在較大爭議，在沉積環(huán)境認識方面，存在西湖凹陷漸新世陸相湖盆環(huán)境(孫思敏，2006；胡明毅等，2010；張紹亮等，2014)、受海侵影響的海陸過渡環(huán)境(武法東等，1997；陳琳琳，1998；王果壽等，2002；于興河等，2017；李順利等，2018)2種不同認識；具體到西湖凹陷花港組沉積體系類型則存在更多不同認識，主要有河流—三角洲體系(武法東等，1997；王果壽等，2002；朱毅秀等，2019)、河流體系(孫思敏與彭仕宓，2006；張紹亮等，2014；劉金水等，2019)及多種沉積體系(河流、三角洲、河口灣、沿岸砂壩等)共存(于興河等，2017；李順利等，2018；Lietal.， 2018)的觀點。目前，自生海綠石、泥巖甾烷等資料均指示西湖凹陷在漸新世主要是受海侵作用影響的過渡環(huán)境(李順利等，2018)。西湖凹陷中東部花港組發(fā)育厚層、巨厚層砂巖沉積，為了進一步明確沉積成因類型和時空分布特征，作者基于精細寫實的巖心觀察與測量、結(jié)合測井響應(yīng)與地震反射，開展花港組沉積物的搬運方式與水動力條件、沉積砂體的疊置樣式與空間展布以及沉積模式綜合研究，并結(jié)合現(xiàn)代沉積實例類比，為油氣勘探提供可靠的沉積地質(zhì)基礎(chǔ)。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

圖 1 西湖凹陷構(gòu)造單元與綜合地層柱狀圖Fig.1 Structural units and stratigraphic column of Xihu sag

西湖凹陷總面積約4.6×104ikm2，西起海礁隆起，東至釣魚島隆褶帶，南部以釣北凹陷為界，北邊毗鄰虎皮礁凸起，是東海陸架盆地中最大的富生烴凹陷。依據(jù)構(gòu)造樣式差異，西湖凹陷可劃分為東部斷階帶、東部次洼、中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶、西部次洼以及西部斜坡帶。西湖凹陷西部斜坡帶發(fā)育多組斷層，形成相應(yīng)的斷階、地壘/地塹，而凹陷中部則以花狀斷裂、羽狀斷裂為特征，凹陷東部見Y字形斷裂及羽狀斷裂?？偟膩碚f，西湖凹陷表現(xiàn)為“東西分帶”、“南北分塊”的特點(圖 1)。西湖凹陷始新統(tǒng)平湖組按照巖性共劃分為3個段，主要發(fā)育深灰色、灰色泥巖、粉砂質(zhì)泥巖及粉細砂巖，普遍發(fā)育煤層或煤線?；ǜ劢M可劃分為2個正旋回沉積巖性段： 下段為深色泥巖與淺色中—細砂巖互層，厚度為100～550im，平均350im，整體具有西部次洼沉積厚、兩側(cè)薄的特征；上段為深灰泥巖與灰白色砂巖互層，夾少量煤線(陳琳琳等，1998；劉金水等，2012)，厚度為150～600im，平均為370im，整體呈東部厚、西側(cè)薄的特征。研究區(qū)位于西湖凹陷東部斷階帶與中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶，面積約1250ikm2，三維地震資料覆蓋研究區(qū)范圍，鉆遇花港組探井5口，其中取心井2口(圖 1)。

作者在結(jié)合西湖凹陷區(qū)域構(gòu)造演化特征的基礎(chǔ)上，通過地震反射剖面、測井以及巖心垂向結(jié)構(gòu)差異，結(jié)合地震頻譜屬性趨勢分析技術(shù)(Integrated Prediction Error Filter Analysis，INPEFA)(路順行等，2007)，識別出漸新統(tǒng)頂(T20)、底界(T30)均為不整合面，分別形成于西湖凹陷的花港運動與玉泉運動，代表了Ⅱ級層序界面(劉景彥等，2000)。而花港組內(nèi)的構(gòu)造面T21則為局部沉積間斷面，在斜坡部位具有明顯的剝蝕與低角度不整合，向凹陷中心則過渡為整合接觸，代表了Ⅲ級層序界面，同時根據(jù)鉆井資料與地震剖面的解釋與洪泛面識別，西湖凹陷花港組可劃分為5個三級層序，此次研究的目的層段主要位于花港組沉積晚期(上段)的SQ4與SQ5(圖 1)。

2 花港組厚層砂巖沉積特征

2.1 巖石特征

A—含礫中砂巖，N-2井，3708.40～3708.82im；B—沖洗層理中細砂巖，H-1井，4187～4187.45im；C—沖洗層理中砂巖，N-7井，3414.30～3414.45im；D—沖洗層理中細砂巖，H-1井，4186.45～4186.75im；E—沖洗層理細砂巖，N-1井，3870.55～3870.9im；F—沖洗層理細砂巖，N-2井，4004.85～4005.15im；G—沙紋層理粉細砂巖(見針管跡)，N-2井，3692.63～ 3692.48im；H—沙紋層理粉砂巖，H-1井，3724.13～3724.29im圖 2 西湖凹陷中東部漸新統(tǒng)花港組厚層砂巖巖心特征Fig.2 Core characteristics of thick sandstone in the Oligocene Huagang Formation，central-eastern Xihu sag

1)塊狀含礫中砂巖。在N-2井中，發(fā)育多層灰色、灰白色中厚層塊狀含礫中砂巖，偶見礫石層及沖刷面，礫石成分復(fù)雜，包含石英巖、灰?guī)r及火山巖碎屑，結(jié)構(gòu)成熟度較高，磨圓度好，分選中等，且扁平狀礫石具有不同傾向(圖 2-A)。礫石以顆?；蛏百|(zhì)雜基支撐為特征，垂向上自下至上組合序列為塊狀含礫中砂巖、板狀交錯層理中砂巖、塊狀中砂巖，砂體厚度一般為2～5im，作者研究層段含礫砂巖主要分布在N-2井附近，其他井未見。塊狀含礫中砂巖反映應(yīng)為陸源碎屑輸入后，在強水動力中心快速沉積，形成塊狀的粗粒沉積。

2)沖洗層理中細砂巖。 研究區(qū)花港組廣泛發(fā)育具沖洗層理的淺灰色、灰白色中厚層狀中細砂巖(圖 2-B，2-C，2-D，2-E，2-F)，紋層傾角小，紋層組傾向相同或相反。砂巖組分單一，主要為石英碎屑，分選好、磨圓中等，垂向上自下至上通常與塊狀中細砂巖互層出現(xiàn)，砂體厚度一般1～3im，平面上在N-7井、H-1井、N-1井均有分布。沖洗層理砂巖表明沉積物搬運水動力條件較強，具有濱岸帶往復(fù)性水流特征，與持續(xù)的波浪作用有關(guān)(Boggs，2014)。

3)沙紋層理粉細砂巖。以灰色、淺灰色薄層狀(0.1im左右)粉細砂巖為主，常見沙紋層理、透鏡狀層理等，偶見針管跡等遺跡化石(圖 2-G，2-H)。粉細砂巖中夾薄層狀泥質(zhì)粉砂巖，垂向以向上變細的正粒序為特征，下部通常為塊狀細砂巖，上部逐漸過渡為泥質(zhì)粉砂巖或泥巖，砂體厚度一般為0.3～1.0im，平面上在N-2井、H-1井均有發(fā)育。該類巖石反映沉積水動力條件較弱，以低能擾動環(huán)境為主，適宜部分生物發(fā)育。

2.2 典型沉積構(gòu)造及參數(shù)

沖洗層理是碎屑濱岸沉積最典型的標志之一，但該沉積構(gòu)造易與雙向交錯層理或楔狀交錯層理(不同角度的板狀交錯層理)混淆。沖洗層理的識別主要依據(jù)紋層組的傾向與傾角。通過測量N-1(3847.45～3872.04im)、N-2(3691.53～4248.07im)2口取心井花港組厚層砂巖的交錯層理傾角與(剖面)傾向數(shù)據(jù)，并對41個測量數(shù)據(jù)進行統(tǒng)計分析，經(jīng)地層傾角矯正后，交錯層理傾向多為相同傾向，少量傾向相反，傾角最小值為0.5°，最大值為10°，平均為5.6°(圖 3)。以N-2井為例，該段砂巖自下而上主要發(fā)育多組塊狀中砂巖、沖洗層理中細砂巖，頂部為沙紋層理粉細砂巖，整體呈現(xiàn)向上變細的正粒序，單砂體厚度為3.4～6.5im，疊置砂體厚度超過15.8im。

2.3 測井與地震響應(yīng)

通過研究區(qū)5口井的測井資料分析，西湖凹陷中東部漸新統(tǒng)花港組厚層砂巖在伽馬測井曲線上主要表現(xiàn)為下部厚層—巨厚層低幅鋸齒箱型、頂部逐漸過渡為高幅鋸齒型特征，局部也發(fā)育鐘型、漏斗型(圖 4)，泥巖較薄，垂向上整體呈“砂包泥”的特征。伽馬測井曲線下部特征反映砂巖較純，泥質(zhì)含量低，可能與沉積水動力條件較強有關(guān)，而頂部曲線特征則反映水動力條件逐漸減弱，泥質(zhì)含量增多，形成砂泥互層的沉積特征。從連井對比剖面來看(圖4)，砂體厚度大，單砂體一般為2～8im，復(fù)合砂體厚度可達10～30im，砂體延伸距離遠，可超過10ikm。

依據(jù)N-2等井的巖心和測井標定，西湖凹陷花港組厚層砂巖在地震剖面上的響應(yīng)多表現(xiàn)為中振幅、弱連續(xù)性、丘狀(底平頂凸)的地震相特征，頂?shù)啄鄮r則主要為強振幅、強連續(xù)性及席狀特征，由于砂巖底部與下伏泥巖為突變接觸，波阻抗差大，地震相的界限明顯，而頂部由砂巖逐漸過渡至泥巖，地震相的界限較為模糊。砂體邊界厚度減小，強振幅、高連續(xù)性的界面向兩側(cè)尖滅或合并，丘形反射內(nèi)部結(jié)構(gòu)不明顯，以雜亂或空白反射為主(圖 5-A，5-B)。根據(jù)N-2井標定的三維空間刻畫，厚層砂體在走向(NNE-SSW)剖面上延伸范圍較廣，長度約為30ikm，而在垂直于砂體走向的剖面上，砂體延伸范圍通常為1.5～5ikm(圖 5)。

3 沿岸砂壩沉積展布

西湖凹陷中東部漸新統(tǒng)花港組厚層砂巖的巖石特征、井—震響應(yīng)、多組典型的沖洗層理均表明，漸新統(tǒng)花港組為碎屑濱岸沉積，且主要位于岸線附近的沖洗帶，水動力強，波浪作用明顯。結(jié)合西湖凹陷構(gòu)造-沉積背景(武法東等，1997；劉景彥等，2000)，研究區(qū)位于東部斷階區(qū)與中央反轉(zhuǎn)帶東側(cè)，其物源主要來自東側(cè)釣魚島隆褶帶。為了刻畫研究區(qū)大型沿岸砂壩及周緣沉積體系的展布特征，作者以西湖凹陷中部更大范圍的三維地震覆蓋區(qū)(約2000ikm2)、24口鉆測井資料為基礎(chǔ)，采用地震屬性進行聚類分析、優(yōu)選，與鉆井數(shù)據(jù)統(tǒng)計出單井的含砂率進行擬合，并以取心井沉積相標定，以地震屬性為約束，計算并預(yù)測花港組上段平面含砂率分布，從而分析研究區(qū)的沉積相特征(圖 6)。

SQ4沉積時期，依據(jù)鉆井標定的地震均方根屬性(RMS)高值區(qū)為砂巖集中發(fā)育區(qū)域，主要分布在西湖凹陷東部，呈朵葉狀分布在釣魚島隆褶帶西側(cè)，同時井震屬性擬合的含砂率也表明研究區(qū)東側(cè)為明顯的朵葉狀砂巖分布。因此，西湖凹陷中東部沉積體系主要受東部的釣魚島隆褶帶控制，形成多個辮狀河三角洲體系(李順利，2015)，研究區(qū)主要為辮狀河三角洲前緣(圖 6-A，6-B)。SQ5沉積時期，研究區(qū)的地震均方根屬性(RMS)高值區(qū)呈條帶狀分布，兩側(cè)為均方根屬性低值區(qū)，即富泥質(zhì)沉積為主。擬合含砂率表明研究區(qū)發(fā)育NNE-SSW向的富砂沉積，說明測井曲線上識別出的多期疊置厚層砂體在平面上的展布方向為NNE-SSW，與岸線平行，且延伸長度達30ikm以上，表明該套厚層砂巖為大型沿岸砂壩沉積，而研究區(qū)外的西南方向發(fā)育大型朵葉狀富砂沉積體，主要為辮狀河三角洲體系(圖 6-C，6-D)。

圖 3 西湖凹陷漸新統(tǒng)花港組沖洗層理(剖面)傾向與傾角特征(N-2井)Fig.3 Characteristics of dipping and dip angle of the swashed beddings(slabbed cores) in the Oligocene Huagang Formation in Xihu sag(Well N-2)

圖 4 西湖凹陷漸新統(tǒng)花港組連井對比剖面Fig.4 Well correlation section of the Oligocene Huagang Formation in Xihu sag

圖 5 西湖凹陷中東部漸新統(tǒng)花港組厚層砂體的地震反射特征Fig.5 Seismic characteristics of thick sandbodies in the Oligocene Huagang Formation in central-eastern Xihu sag

圖 6 西湖凹陷中東部漸新統(tǒng)花港組地震屬性(均方根振幅)與沉積相展布Fig.6 Seismic attribution and sedimentary facies distribution of the Oligocene Huagang Formation in central-eastern Xihu sag

4 大型沿岸砂壩沉積模式

沿岸砂壩主要發(fā)育在碎屑濱岸，以厚層塊狀層理、沖洗交錯層理砂巖為特征，砂巖成分與結(jié)構(gòu)成熟度均較高，垂向序列呈不明顯的正粒序，單砂體厚度一般為數(shù)米，而多期砂體疊置可達數(shù)十米厚。沿岸砂壩向陸一側(cè)為濱岸平原沉積，以富含植物根系的泥巖為主；而向盆地一側(cè)受湖平面下降影響，不斷向盆地方向推進，形成進積式的厚層地層疊置樣式(圖 7)。平面上，沿岸砂壩通常發(fā)育在三角洲體系的側(cè)緣或外側(cè)，平行岸線分布。

從研究區(qū)花港組沉積演化過程來看，西湖凹陷中東部的沿岸砂壩可能由早期的辮狀河三角洲前緣砂體改造而來。從SQ4至SQ5沉積時期，西湖凹陷整體處于基準面(湖平面)下降的過程(于興河等，2017)，湖盆水體變淺，波浪作用增強，研究區(qū)東南部早期形成的辮狀河三角洲前緣受波浪作用改造逐漸形成沿岸砂壩(SQ5)。由河口帶來的部分粗粒沉積物(礫石)也指示了沿岸砂壩的發(fā)育與三角洲形成有關(guān)。

圖 7 西湖凹陷中東部漸新統(tǒng)花港組大型沿岸砂壩沉積模式Fig.7 Depositional model of large-scale longshore bar in the Oligocene Huagang Formation in central-eastern Xihu sag

5 大型沿岸砂壩發(fā)育主控因素探討

5.1 波浪作用與河口作用

波浪作用是湖盆濱岸帶最普遍的作用營力，持續(xù)的波浪作用將河流搬運至盆地邊緣的沉積物進行分選與再分配，提高沉積物的結(jié)構(gòu)與成分成熟度，隨著波浪的能量在碎浪帶、沖洗帶逐漸減弱，沉積物將會沿岸線堆積或以小角度與岸線斜交分布(取決于波浪運動方向)，形成沿岸砂壩體系(Hansen and Svendsen，1986;Guillén and Palanques，1993;Boggs，2014)。需要指出的是，波浪作用與季風(fēng)的影響密切相關(guān)，如果湖盆緩坡受到某一方向季風(fēng)的持續(xù)作用，則容易在湖盆的局部形成大規(guī)模的沿岸砂壩(Shanetal.， 2015；陳驥等，2018)。漸新世晚期，西湖凹陷為北亞熱帶氣候條件，主要受東亞季風(fēng)的影響(吳正韓，2014)。從西湖凹陷古地貌恢復(fù)來看(李順利，2015)，東部的釣魚島隆褶帶在一定程度上會阻擋夏季的東南季風(fēng)，因此波浪作用可能主要受冬季的西北季風(fēng)控制，從而易形成NE-SW向的沿岸砂壩(圖 6-D)。

河口作用對沿岸砂壩的形成也起到非常重要的作用，因為河流攜帶的大量沉積物是沿岸砂壩發(fā)育的物質(zhì)基礎(chǔ)。當河流攜帶的沉積物在河口發(fā)生泄載與沉積，波浪或沿岸流會將沉積物進行再搬運、再沉積，從而形成沿岸砂壩(Alemanetal.， 2015;Anthony，2015)。因此，河流攜帶沉積物的量可能就決定了沿岸砂壩形成的規(guī)模，即大型沿岸砂壩的形成通常可能跟較大規(guī)模三角洲體系的發(fā)育有密切的成因聯(lián)系。SQ4沉積時期，研究區(qū)東部主要發(fā)育①、②、③號辮狀河三角洲，面積為45～120ikm2，且三角洲前緣被波浪作用改造，形成①號沿岸砂壩，長約18ikm，寬約4.5ikm，面積約64ikm2(圖 6-B)，反映該時期研究區(qū)東部物源供給充足，形成的沿岸砂壩沉積主要分布在三角洲前緣。SQ5沉積時期，研究區(qū)內(nèi)三角洲不發(fā)育，主要為①、②號沿岸砂壩，長10～25ikm，寬1.5～3ikm，面積25～72ikm2，但研究區(qū)東南方向發(fā)育①號三角洲，面積約180ikm2(圖 6-D)，表明研究區(qū)東部物源供給減少，而東南部物源供給增強，形成大規(guī)模三角洲，且沉積物被波浪與沿岸流搬運至研究區(qū)位置，形成沿岸砂壩。

5.2 基準面變化

在盆地緩坡或濱岸，基準面的變化與沉積物供給速率共同控制濱岸水動力條件與沉積體疊置樣式(Davis and Clifton，1987)，而通?；鶞拭嫦陆颠^程更有利于波浪的形成與作用，從而有利于沿岸砂壩的形成(Rossetti，2000;Lietal.， 2018)。根據(jù)青海湖現(xiàn)代砂壩沉積物測年與湖平面升降曲線恢復(fù)(陳啟林等，2019；王菁等，2019)，青海湖沿岸砂壩主要形成于湖平面不斷下降的過程中，分布在湖退背景下的低位體系域，波浪作用在碎浪帶形成灘壩，而在濱岸沖洗帶則形成沿岸砂壩。但王菁等(2019)也指出早期形成的沿岸砂壩在湖平面下降過程中會遭受侵蝕，而在湖平面上升時期更有利于沿岸砂壩保存。晚漸新世，西湖凹陷整體處于湖盆萎縮期(孫思敏與彭仕宓，2006；于興河等，2017)，湖平面在SQ4、SQ5兩個層序旋回均表現(xiàn)為早期短暫上升后持續(xù)下降(圖 1)，因此來自研究區(qū)東部釣魚島隆褶帶的沉積物不斷往前推進，且在波浪的作用下形成一系列大型沿岸砂壩。

5.3 現(xiàn)代沉積實例類比

圖 8 內(nèi)蒙古黃旗?，F(xiàn)代三角洲與沿岸砂壩沉積Fig.8 Modern deltaic and longshore bar deposition in Huangqihai Lake，Inner Mongolia

黃旗海位于內(nèi)蒙古烏蘭察布察哈爾右翼前旗北東向5ikm處，是一個面積約50ikm2的現(xiàn)代斷陷湖盆(Lietal.， 2013;Shanetal.， 2015)。黃旗海周緣發(fā)育霸王河、大河灣、盧子廟等多條季節(jié)性河流(Shanetal.， 2015)，并注入湖盆水體形成三角洲，其中霸王河、盧子廟三角洲側(cè)緣均發(fā)育沿岸砂壩(圖 8)。根據(jù)筆者野外考察與探槽實測，并結(jié)合當?shù)厮馁Y料，分析得知盧子廟三角洲側(cè)緣的沿岸砂壩主要形成于湖水萎縮、湖平面不斷下降的過程(Zhangetal.， 2011)，受西北季風(fēng)影響(Shanetal.， 2015)，湖盆波浪作用將盧子廟1號三角洲前緣的沉積物不斷改造形成平行岸線的1號沿岸砂壩(圖 8)，由于三角洲距離物源區(qū)較近(約11ikm)，厚層、富砂的沿岸砂壩表層及內(nèi)部發(fā)育多期礫石沉積。黃旗海近年來幾近干涸，三角洲與岸線向湖盆方向遷移，1號三角洲與1號沿岸砂壩已停止發(fā)育，逐漸形成2號三角洲及其側(cè)緣的2號沿岸砂壩；隨著河道改道，2號三角洲停止發(fā)育后，在西北側(cè)形成3號三角洲及其側(cè)緣的3號沿岸砂壩。該現(xiàn)代沉積實例反映了湖平面下降過程中，季風(fēng)和波浪作用對三角洲的改造與沿岸砂壩形成起到控制作用。

6 結(jié)論

1)西湖凹陷中東部花港組厚層砂巖成分與結(jié)構(gòu)成熟度高，垂向上多組(含礫)塊狀中砂巖、沖洗交錯層理中細砂巖互層，整體呈向上變細的正粒序，其中交錯層理的紋層傾角為0.5°～10°，平均5.6°，表明該地區(qū)在漸新世為典型的碎屑濱岸沉積，且主要位于岸線附近水動力強的沖洗帶，波浪作用明顯。

2)西湖凹陷花港組大型沿岸砂壩的厚層砂巖在伽馬測井曲線上整體表現(xiàn)為下部低幅鋸齒箱狀、頂部逐漸過渡為高幅鋸齒狀特征，地震上主要為中振幅、弱連續(xù)性、丘狀(底平頂凸)反射，沿岸砂壩在平面上長約30km，寬1.5～5km。

3)湖平面下降過程中的波浪作用與河口作用是控制大型沿岸砂壩形成的主要因素，其中波浪作用使沉積物沿岸線堆積或以小角度與岸線斜交分布，而河口攜帶的大量沉積物，被波浪或沿岸流再搬運、再沉積，容易在三角洲側(cè)緣形成大型沿岸砂壩。