西湖凹陷中部花港组异重流沉积特征及模式*

刘江艳 张昌民 侯国伟 何 苗 黄苓渝 朱 锐 胡 威

(1. 长江大学地球科学学院 湖北武汉 430100；2. 中海石油(中国)有限公司上海分公司 上海 200050； 3. 中海油研究总院有限责任公司 北京 100028)

1892年，瑞士科学家Forel[1]发现莱茵河和罗恩河在流入康斯坦斯湖和日内瓦湖以后，浑浊寒冷的河水并没有和干净温暖的湖水混合，而是潜入湖底流动，从而揭开了对异重流(hyperpycnal flows)研究的序幕。Bates等[2]最早将异重流定义为“来自河口的、密度大于其所注入水体(湖泊或海洋)的密度流”，Mulder等[3]进一步指出“异重”并非是指“高密度流”(high-density currents)，而是代表“高于一定的密度门槛”，实际上相当于Lowe[4]提出的低密度浊流(low-density turbidity currents，小于1 500 kg/m3)。但其与Bouma的经典浊流(主要以滑塌或三角洲前积层失稳造成的触发型浊流)不同，异重流不需要沉积物的早期积累及地震、海啸等事件性的触发机制，它可以在洪水期将沉积物由河口直接搬运到深水区域，是一种持续性较强的稳定型浊流。

多年来，研究人员对异重流沉积开展了大量有意义的探索，2001年，Mulder等[5]首次对地中海深水中发现的异重流沉积特征进行了剖析并建立了异重流沉积模式，认为异重流沉积主要表现为下部反粒序-上部正粒序组合，是异重流区别于其他类型重力流的一个重要特征；同时对20世纪地中海深水发育的洪水成因的异重流沉积记录进行了详解，分析了异重流特征所反映的气候变化信息[6]；2003年，又对海洋中异重流的成因、特征及其沉积物特征进行了论述，认为异重流的形成与河流类型、流量、构造运动、气候、地形等多种因素相关，并指出异重流在地层记录中广泛分布，值得引起重视[3]；Petter等[7]分析了Spitsbergen中部盆地始新世陆架边缘地区异重流空间分布特征，认为异重流的发育对斜坡区砂体展布具有重要影响；Zavala等[8]分析了阿根廷白垩系 Rayoso 组湖相地层中的异重流沉积记录及其成因；杨仁超 等[9]在鄂尔多斯盆地晚三叠世湖相地层中发现了异重流沉积并阐述了其对深水储层发育的重要控制作用。可见，异重流作为一种新发现的从河口向深水输送沉积物的重要方式及其对砂体展布的重要控制作用，正在成为国际沉积学的研究热点。

笔者在对西湖凹陷花港组沉积体系研究过程中，结合岩心、微观薄片及测井资料等分析，在西湖凹陷中部花港组首次识别出了异重流沉积，对其沉积构造特征及成因、薄片特征及储层物性特征进行了分析，建立了研究区异重流沉积模式并探讨了其控制因素。异重流沉积的发现，对深化西湖凹陷花港组沉积体系认识、完善细粒沉积砂岩成因解释及指导后期油气勘探具有重要意义。

1 区域地质概况

西湖凹陷位于东海陆架盆地浙东坳陷带中部，东临钓鱼岛隆褶带，西连海礁隆起，北接福江凹陷，南临钓北凹陷(图1)[10]。南北长约400 km，东西宽约100 km，总面积约40 000 km2。西湖凹陷在构造区划上位于亚洲大陆边缘，处于西太平洋与亚欧大陆的洋陆过渡带，是一个在活动大陆边缘基础上发育起来的新生代弧后盆地；其构造演化主要经历了古新世断陷阶段—晚始新世断拗阶段—渐新世至中新世拗陷阶段—第四纪区域沉降阶段，在渐新世末(花港运动)和中新世末(龙井运动)分别经历了构造反转，内部自西向东可以划分为3个构造单元，即西部缓坡斜坡带、中央洼陷反转带和东部陡坡断阶带[11]。

图1 西湖凹陷构造单元划分

西湖凹陷主要以新生代碎屑岩沉积为主，自下而上依次发育了始新统平湖组、渐新统花港组、中新统龙井组、玉泉组和柳浪组、上新统三潭组以及第四系的东海群。花港组岩性特征整体为下粗上细的2个大旋回，前人研究将其分为上段和下段(图2)，下段为灰黑色泥岩与灰白色细—中砂岩互层，上段为灰黑色泥岩与灰白色细砂岩互层，局部夹少量煤线[12-13]。

花港组发育时期，分别有来自盆地北部、西部、东部3个方向的物源提供丰富的碎屑物质，盆地东陡西缓并持续稳定沉降，这些背景为重力流发育提供了可能，但前人对花港组沉积体系的研究中鲜有重力流沉积体系的相关论述[14-17]。

图2 西湖凹陷地层发育特征

2 花港组异重流沉积特征

2.1 岩心特征

在西湖凹陷中部A井花港组近10 m岩心中，观察到多个特殊的垂向粒序层，这种粒序层一般由上、下2个沉积单元组成，即向上变粗的底部沉积单元(反粒序)和向上变细的顶部沉积单元(正粒序)(图3a、b)。岩性包括粉砂岩、细砂岩及中砂岩，少见粗砂岩，整体粒度较细。层序中部粒度最粗，即使在厚度为几厘米的泥质粉砂岩层中也可看到相同的粒序变化特征。层序厚度最大50 cm，最小仅3 cm。这种粒序层与深水暗色泥岩间互沉积，层序底部多见冲刷面，有时也会呈渐变或突变接触；发育水平层理、交错层理、爬升沙纹层理、软沉积物变形等沉积构造，局部砂岩层内还可见前积层，前积层厚度一般不超过3 cm，纹层连续性差，横向变化快。上、下2个沉积单元之间有时可见微弱的侵蚀面，一般对应粒度最粗处。局部泥质粉砂岩中可见植物碎片。

注：a—A井长约40 cm的岩心中发育8个旋回；其中可见5个反粒序-正粒序旋回，3个旋回仅保留了上部正旋回沉积；发育爬升沙纹层理、波状层理，顶部旋回中见泄水构造。b—A井长约10 cm的岩心中发育3个反粒序-正粒序组成的旋回；底部及顶部旋回中见层内微侵蚀面，对应沉积物粒度最粗的部位；顶部旋回中见少量泥砾，对应粒度较粗处；为洪峰时期对下部地层的冲刷侵蚀所形成。c—A井长约20 cm岩心中仅保留上部正旋回单元的异重流沉积；厚度约10 cm，主要为细砂岩，向上粒度变细；发育爬升沙纹层理。GBC—gradual bottom contact,底部渐变接触。EBC—erosive bottom contact,底部侵蚀接触。GC—gradual contact,渐变接触。EC—erosive contact,侵蚀接触。SC—sharp contact,突变接触。

图3西湖凹陷中部A井花港组异重流沉积岩心特征

Fig.3CorefeaturesofhyperpycnalflowdepositofHuagangFormationofWellAincentralXihusag

前人研究认为，向上变粗的反粒序通常有3种成因。一是由于浊流泥沙云团底部侵蚀面附近混杂有大量的泥质碎屑，这些泥质碎屑的存在会导致局部沉积物平均粒径减小，形成几厘米到几米厚的反粒序，但这种成因的反粒序层一般不发育任何层理和沉积构造[18]；二是当上、下2层物质流体性质不同时，随着摩擦力逐渐减小，底层物质的搬运速率自下而上会逐渐增强，其搬运的颗粒也会呈现出自下而上由细变粗的趋势，故而形成反旋回，加之顶层物质在搬运过程中会向底层扩散，使得底层沉积物浓度不断增强到某一临界值继而呈现稳定状态，这种过程会在垂向上形成一系列向上变粗的反粒序透镜体，且常见砾石以上粒径的粗粒物质，这种成因的反粒序层也通常不发育层理[19]。第三，洪水期在河口位置随着水体流量及强度不断增强，当河口泥沙浓度达到一定临界值及以上时，颗粒负载的浑浊流体便可形成异重流，从河口直接向深水搬运沉积物，由于单期洪水事件整体上总是呈先增强后减弱的趋势，在洪水增强期，只要流体速率低于侵蚀阈值，即可形成下细上粗的反粒序；但其粒径较前2种相对偏细，异重流同时具备重力流及牵引流特征，可发育多种沉积构造，当沉积物搬运速率大于卸载速率时(即以向前搬运作用为主)，可形成不对称的沙纹层理，反之则可形成爬升波纹层理。

本次研究中观察到的粒序特征显然与前2种成因的粒序特征不符，且岩心特征与Mulder[3,6]发现的异重流沉积特征极为相似，判定为洪水成因形成的异重流沉积。下部反粒序为洪水增强期水体能量不断增大所形成，上部正粒序为洪水衰退期水体能量逐渐减弱所形成。中部细砂岩层中发育爬升沙纹层理，反映出沉积物以卸载作用为主，向前搬运作用为辅，软沉积物变形构造反映出洪峰期能量较大，造成未固结的沉积物中孔隙流体逸散形成多种类型的泄水构造。上、下粒序层之间多见微侵蚀面，是由于洪峰期水体能量最强时对下部沉积产生一定的侵蚀作用。局部断面上可见陆源植物碎片(图4)，这是异重流沉积物区别于“触发型”浊流的一个重要特征，由于异重流可以直接将沉积物从河口搬运到深水区域，因此可以将完整的陆源植物碎片携带到深水位置。此外，在岩心中有时仅可观察到上部正粒序沉积单元(图3c)，这可能是由于洪峰期能量较强，持续时间较长，对下部先期沉积的反粒序层侵蚀作用强烈，故仅能看到厚度较小的下部沉积单元，或仅保存了上部正粒序沉积单元。

图4 西湖凹陷中部花港组异重流成因粉砂岩横剖面岩心特征

2.2 微观薄片特征

对图4中岩心对应的微观薄片进行观察，发现砂岩主要以颗粒支撑为主，填隙物含量少，颗粒之间主要呈点接触，反映出沉积物经历了较远距离的搬运，细粒杂基物质在水流长距离的搬运作用下被淘洗掉。砂岩中的陆源矿物碎屑含量高，主要以石英为主，含量达80%以上，长石含量不到10%(图5)。此外，微观薄片也呈现出与岩心相似的粒序变化特征，泥质含量变化对粒序变化影响显著，泥质含量越高，粒度越细，颜色越暗。薄片中可看到明显的反粒序-正粒序变化特征，中部粒度最粗，最大粒径将近0.3 mm。砂岩内部可见较多暗色条带，暗色条带泥质含量较高，粒度较细，连续性较差，可能是由于洪水期间短暂的水动力变弱沉积而成(图5)。在完整的反粒序-正粒序旋回中，镜下可见粒序层中间有微弱的侵蚀面，对应于粒度最粗的部位，反映出洪峰期能量最强时对下部沉积物质具有一定的侵蚀作用。但是并不是所有的旋回都保存完整的反粒序-正粒序单元，一些旋回中仅能看到上部正旋回，反映出洪峰时期对下部地层侵蚀作用较强。

图5 西湖凹陷中部花港组异重流微观薄片特征

2.3 储层物性特征

异重流沉积物具有明显的粒序性，导致储层具有明显的层内非均质性。通过物性参数分析，发现储层物性特征在垂向上也呈现出一定的韵律性，这种韵律性与粒度变化及泥质含量变化规律是一致的。泥质含量大、粒度较细时，储层渗透率变低，物性差；泥质含量小、粒度较粗时，孔隙度变大，渗透率变高，物性变好(图6)。可见，异重流沉积的旋回性对储层非均质性具有重要影响。

图6 西湖凹陷中部花港组异重流沉积物性特征

3 花港组异重流形成主控因素

异重流的形成受构造、气候、地形、水体密度差、水深等因素综合影响，它尤其可以记录一系列气候变化和构造背景变化信息。季节性的洪水河流相对容易形成异重流，但是与河流类型相关，小型、中型河流在季节性洪泛期更易形成异重流，而大型河流虽然流量大，却可能由于浓度不够而难以形成异重流，但是地形坡度增大、构造活动增强等等一些特殊地质条件可增加异重流形成的几率。

西湖凹陷花港组沉积时期，发育亚热带气候背景下的河流-三角洲沉积，该气候最显著的特征表现为夏季高温多雨、冬季温和少雨[20]，即全年降水集中时间明显，其余时间降水少，较为干旱。季节性降水导致盆地内河流体系在不同时期的流量具有差异性，在降水集中期，河流流量增大，洪泛形成的可能性增强。此外，来自盆地西部、东部及北部的物源体系为盆地提供了稳定的沉积物供给。洪泛背景及充足的碎屑物质供给，为异重流形成提供了较大的可能性。

从构造背景看，西湖凹陷主要经历了早期断陷(古新世—始新世)—中期拗陷(渐新世—中新世)—晚期整体沉降(上新世—第四纪)等3个演化阶段，并在始新世末期、渐新世、中新世发生了3期构造反转。花港组沉积时期，受到了花港运动造成的第2期构造反转的影响，构造反转在盆地西部、中部、东部表现出的反转强度、反转构造样式的分布各有不同，其中，中央洼陷反转构造带构造规模较大、反转构造较为强烈，对盆地内沉积体系及油气分布造成了显著影响[10]。此外，花港组沉积时期，盆地东、西地形坡度差异明显，西部为大型缓坡带，东部为陡坡断阶带，地形坡度大，地形陡峭。本次研究区中A井地处中央洼陷反转构造带，东临陡坡断阶带，且地震资料解释上可见其东部发育大量断层，在花港组沉积时期仍频繁活动。东部陡峭的地形背景及复杂的构造运动背景，为研究区异重流形成提供了可能。

杨仁超 等[9]认为，陆相湖盆中，地形陡峭、洪水频发、碎屑物质供给丰富、湖水密度较低等特征容易满足异重流的形成条件。本次研究区域具备了异重流形成的2个重要条件，一是季节性的集中降水为洪泛提供了极大可能，二是盆地东部陡峭的地形及活动强烈的反转构造运动共同提供了异重流发育所需的构造条件。

4 花港组异重流沉积模式

在对花港组异重流沉积的岩心及薄片特征观察的基础上，认为花港组异重流沉积主要发育M1、M2、M3共3种沉积模式(图7)，并对不同模式沉积特征及形成机理进行了论述。

图7 西湖凹陷中部花港组异重流沉积模式

M1粒度整体较细，发育薄的下部反粒序层单元和薄的上部正粒序层单元。泥质粉砂岩、粉砂岩为主，单个粒序层厚度一般为几毫米，发育较完整的下部单元及上部单元，粒度最粗处为粉砂岩，沉积构造以水平层理为主。这种模式代表了整体较弱的水动力条件，反映水体流量及含砂量较少，沉积速率缓慢，洪水能量增强及减弱所经历的时间较长，为水体能量缓慢增强继而缓慢减弱所形成。一般未见层内微侵蚀面，反映水体能量整体较弱，与上、下地层多为渐变接触。

M2粒度较粗，下部反粒序层不发育或极薄，多见保存完整的上部正粒序沉积单元。粒度较M1粗，发育粗粉砂—细砂岩，主要为细砂岩，向上粒度变细，发育正旋回。厚度为几厘米到几十厘米。沉积构造主要为爬升沙纹层理、波状层理及不连续的小型前积纹层。反映出沉积颗粒以卸载作用为主，向前搬运的作用为辅。局部可见变形构造，为洪峰期水能量较强时促使未固结的沉积物发生泄水作用形成。与上、下地层为突变接触或渐变接触。与M1相比，反映了水动力增强，沉积速率加快。主要保留了上部正粒序沉积单元，反映洪峰期对下部地层存在侵蚀作用，未见明显的层内侵蚀面。

M3粒度较M1、M2粗，发育较完整的下部反粒序及上部正粒序沉积单元。沉积物为细砂岩—中砂岩，有的层序中见泥砾，泥砾多为不规则状，粒度最大可达4 mm，粒度最粗处见粗砂岩。厚度一般小于20 cm。沉积构造主要为爬升沙纹层理、波状层理，局部见软沉积物变形构造。反映了整体较强的水动力背景。见明显的层内微侵蚀面，洪峰时期对下伏地层侵蚀作用强烈。

花港组异重流沉积中以M2发育较为广泛，以粉砂岩—细砂岩变化为主，沉积厚度最大约50 cm。

5 结论

1) 首次在西湖凹陷中部花港组发现了异重流沉积。岩心上主要表现为一系列反粒序-正粒序层序组合，反映了洪水期水体能量增强—减弱的变化过程。发育水平层理、爬升沙纹层理、波状层理、软沉积物变形等沉积构造。上、下2个粒序层之间有时可见侵蚀面，反映洪峰时期对下伏地层的侵蚀作用。薄片中可见砂岩层中石英含量较高，泥质含量变化与粒序变化一致；可见与岩心相似的粒序变化特征，中部粒度最粗，最大粒径将近0.3 mm。储层物性参数垂向变化显示出与岩心粒序变化相似特征，反映出异重流沉积的粒序层对储层层内非均质性具有明显影响。

2) 花港组异重流发育主要受强烈的构造运动和亚热带季风气候所造成的季节性集中降水综合影响。

3) 花港组发育3种异重流沉积模式，表现出不同的粒度、沉积厚度、沉积构造差异，反映了不同的水动力背景及沉积速率。

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