西湖凹陷渐新统花港组大型沿岸砂坝沉积特征及主控因素*

2020-06-05李顺利陈彬滔于兴河侯国伟高照普

古地理学报 2020年3期

李顺利李竞陈彬滔许磊于兴河侯国伟高照普

1 中国地质大学(北京)能源学院，北京 1000832 中海油研究总院有限责任公司，北京 100028 3 中国石油勘探开发研究院西北分院，甘肃兰州 730020 4 中海石油研究中心东海研究所，上海 200030 5 中国石化华北油气分公司勘探开发研究院，河南郑州 450000

西湖凹陷是东海陆架盆地中规模最大的古近系富生烃凹陷，其主力烃源岩与储集层分别为始新统平湖组与渐新统花港组。目前，关于平湖组的沉积环境与沉积体系类型认识较为一致，多数沉积学家认为平湖组为海陆过渡环境的潮控沉积体系，包括潮坪及受潮汐影响的三角洲沉积(李顺利等，2018；Lietal.， 2018；赵洪等，2018；蒋一鸣等，2019)。而花港组的沉积环境与沉积体系类型存在较大争议，在沉积环境认识方面，存在西湖凹陷渐新世陆相湖盆环境(孙思敏，2006；胡明毅等，2010；张绍亮等，2014)、受海侵影响的海陆过渡环境(武法东等，1997；陈琳琳，1998；王果寿等，2002；于兴河等，2017；李顺利等，2018)2种不同认识；具体到西湖凹陷花港组沉积体系类型则存在更多不同认识，主要有河流—三角洲体系(武法东等，1997；王果寿等，2002；朱毅秀等，2019)、河流体系(孙思敏与彭仕宓，2006；张绍亮等，2014；刘金水等，2019)及多种沉积体系(河流、三角洲、河口湾、沿岸砂坝等)共存(于兴河等，2017；李顺利等，2018；Lietal.， 2018)的观点。目前，自生海绿石、泥岩甾烷等资料均指示西湖凹陷在渐新世主要是受海侵作用影响的过渡环境(李顺利等，2018)。西湖凹陷中东部花港组发育厚层、巨厚层砂岩沉积，为了进一步明确沉积成因类型和时空分布特征，作者基于精细写实的岩心观察与测量、结合测井响应与地震反射，开展花港组沉积物的搬运方式与水动力条件、沉积砂体的叠置样式与空间展布以及沉积模式综合研究，并结合现代沉积实例类比，为油气勘探提供可靠的沉积地质基础。

1 区域地质概况

图 1 西湖凹陷构造单元与综合地层柱状图Fig.1 Structural units and stratigraphic column of Xihu sag

西湖凹陷总面积约4.6×104ikm2，西起海礁隆起，东至钓鱼岛隆褶带，南部以钓北凹陷为界，北边毗邻虎皮礁凸起，是东海陆架盆地中最大的富生烃凹陷。依据构造样式差异，西湖凹陷可划分为东部断阶带、东部次洼、中央反转构造带、西部次洼以及西部斜坡带。西湖凹陷西部斜坡带发育多组断层，形成相应的断阶、地垒/地堑，而凹陷中部则以花状断裂、羽状断裂为特征，凹陷东部见Y字形断裂及羽状断裂。总的来说，西湖凹陷表现为“东西分带”、“南北分块”的特点(图 1)。西湖凹陷始新统平湖组按照岩性共划分为3个段，主要发育深灰色、灰色泥岩、粉砂质泥岩及粉细砂岩，普遍发育煤层或煤线。花港组可划分为2个正旋回沉积岩性段：下段为深色泥岩与浅色中—细砂岩互层，厚度为100～550im，平均350im，整体具有西部次洼沉积厚、两侧薄的特征；上段为深灰泥岩与灰白色砂岩互层，夹少量煤线(陈琳琳等，1998；刘金水等，2012)，厚度为150～600im，平均为370im，整体呈东部厚、西侧薄的特征。研究区位于西湖凹陷东部断阶带与中央反转构造带，面积约1250ikm2，三维地震资料覆盖研究区范围，钻遇花港组探井5口，其中取心井2口(图 1)。

作者在结合西湖凹陷区域构造演化特征的基础上，通过地震反射剖面、测井以及岩心垂向结构差异，结合地震频谱属性趋势分析技术(Integrated Prediction Error Filter Analysis，INPEFA)(路顺行等，2007)，识别出渐新统顶(T20)、底界(T30)均为不整合面，分别形成于西湖凹陷的花港运动与玉泉运动，代表了Ⅱ级层序界面(刘景彦等，2000)。而花港组内的构造面T21则为局部沉积间断面，在斜坡部位具有明显的剥蚀与低角度不整合，向凹陷中心则过渡为整合接触，代表了Ⅲ级层序界面，同时根据钻井资料与地震剖面的解释与洪泛面识别，西湖凹陷花港组可划分为5个三级层序，此次研究的目的层段主要位于花港组沉积晚期(上段)的SQ4与SQ5(图 1)。

2 花港组厚层砂岩沉积特征

2.1 岩石特征

A—含砾中砂岩，N-2井，3708.40～3708.82im；B—冲洗层理中细砂岩，H-1井，4187～4187.45im；C—冲洗层理中砂岩，N-7井，3414.30～3414.45im；D—冲洗层理中细砂岩，H-1井，4186.45～4186.75im；E—冲洗层理细砂岩，N-1井，3870.55～3870.9im；F—冲洗层理细砂岩，N-2井，4004.85～4005.15im；G—沙纹层理粉细砂岩(见针管迹)，N-2井，3692.63～ 3692.48im；H—沙纹层理粉砂岩，H-1井，3724.13～3724.29im图 2 西湖凹陷中东部渐新统花港组厚层砂岩岩心特征Fig.2 Core characteristics of thick sandstone in the Oligocene Huagang Formation，central-eastern Xihu sag

1)块状含砾中砂岩。在N-2井中，发育多层灰色、灰白色中厚层块状含砾中砂岩，偶见砾石层及冲刷面，砾石成分复杂，包含石英岩、灰岩及火山岩碎屑，结构成熟度较高，磨圆度好，分选中等，且扁平状砾石具有不同倾向(图 2-A)。砾石以颗粒或砂质杂基支撑为特征，垂向上自下至上组合序列为块状含砾中砂岩、板状交错层理中砂岩、块状中砂岩，砂体厚度一般为2～5im，作者研究层段含砾砂岩主要分布在N-2井附近，其他井未见。块状含砾中砂岩反映应为陆源碎屑输入后，在强水动力中心快速沉积，形成块状的粗粒沉积。

2)冲洗层理中细砂岩。研究区花港组广泛发育具冲洗层理的浅灰色、灰白色中厚层状中细砂岩(图 2-B，2-C，2-D，2-E，2-F)，纹层倾角小，纹层组倾向相同或相反。砂岩组分单一，主要为石英碎屑，分选好、磨圆中等，垂向上自下至上通常与块状中细砂岩互层出现，砂体厚度一般1～3im，平面上在N-7井、H-1井、N-1井均有分布。冲洗层理砂岩表明沉积物搬运水动力条件较强，具有滨岸带往复性水流特征，与持续的波浪作用有关(Boggs，2014)。

3)沙纹层理粉细砂岩。以灰色、浅灰色薄层状(0.1im左右)粉细砂岩为主，常见沙纹层理、透镜状层理等，偶见针管迹等遗迹化石(图 2-G，2-H)。粉细砂岩中夹薄层状泥质粉砂岩，垂向以向上变细的正粒序为特征，下部通常为块状细砂岩，上部逐渐过渡为泥质粉砂岩或泥岩，砂体厚度一般为0.3～1.0im，平面上在N-2井、H-1井均有发育。该类岩石反映沉积水动力条件较弱，以低能扰动环境为主，适宜部分生物发育。

2.2 典型沉积构造及参数

冲洗层理是碎屑滨岸沉积最典型的标志之一，但该沉积构造易与双向交错层理或楔状交错层理(不同角度的板状交错层理)混淆。冲洗层理的识别主要依据纹层组的倾向与倾角。通过测量N-1(3847.45～3872.04im)、N-2(3691.53～4248.07im)2口取心井花港组厚层砂岩的交错层理倾角与(剖面)倾向数据，并对41个测量数据进行统计分析，经地层倾角矫正后，交错层理倾向多为相同倾向，少量倾向相反，倾角最小值为0.5°，最大值为10°，平均为5.6°(图 3)。以N-2井为例，该段砂岩自下而上主要发育多组块状中砂岩、冲洗层理中细砂岩，顶部为沙纹层理粉细砂岩，整体呈现向上变细的正粒序，单砂体厚度为3.4～6.5im，叠置砂体厚度超过15.8im。

2.3 测井与地震响应

通过研究区5口井的测井资料分析，西湖凹陷中东部渐新统花港组厚层砂岩在伽马测井曲线上主要表现为下部厚层—巨厚层低幅锯齿箱型、顶部逐渐过渡为高幅锯齿型特征，局部也发育钟型、漏斗型(图 4)，泥岩较薄，垂向上整体呈“砂包泥”的特征。伽马测井曲线下部特征反映砂岩较纯，泥质含量低，可能与沉积水动力条件较强有关，而顶部曲线特征则反映水动力条件逐渐减弱，泥质含量增多，形成砂泥互层的沉积特征。从连井对比剖面来看(图4)，砂体厚度大，单砂体一般为2～8im，复合砂体厚度可达10～30im，砂体延伸距离远，可超过10ikm。

依据N-2等井的岩心和测井标定，西湖凹陷花港组厚层砂岩在地震剖面上的响应多表现为中振幅、弱连续性、丘状(底平顶凸)的地震相特征，顶底泥岩则主要为强振幅、强连续性及席状特征，由于砂岩底部与下伏泥岩为突变接触，波阻抗差大，地震相的界限明显，而顶部由砂岩逐渐过渡至泥岩，地震相的界限较为模糊。砂体边界厚度减小，强振幅、高连续性的界面向两侧尖灭或合并，丘形反射内部结构不明显，以杂乱或空白反射为主(图 5-A，5-B)。根据N-2井标定的三维空间刻画，厚层砂体在走向(NNE-SSW)剖面上延伸范围较广，长度约为30ikm，而在垂直于砂体走向的剖面上，砂体延伸范围通常为1.5～5ikm(图 5)。

3 沿岸砂坝沉积展布

西湖凹陷中东部渐新统花港组厚层砂岩的岩石特征、井—震响应、多组典型的冲洗层理均表明，渐新统花港组为碎屑滨岸沉积，且主要位于岸线附近的冲洗带，水动力强，波浪作用明显。结合西湖凹陷构造-沉积背景(武法东等，1997；刘景彦等，2000)，研究区位于东部断阶区与中央反转带东侧，其物源主要来自东侧钓鱼岛隆褶带。为了刻画研究区大型沿岸砂坝及周缘沉积体系的展布特征，作者以西湖凹陷中部更大范围的三维地震覆盖区(约2000ikm2)、24口钻测井资料为基础，采用地震属性进行聚类分析、优选，与钻井数据统计出单井的含砂率进行拟合，并以取心井沉积相标定，以地震属性为约束，计算并预测花港组上段平面含砂率分布，从而分析研究区的沉积相特征(图 6)。

SQ4沉积时期，依据钻井标定的地震均方根属性(RMS)高值区为砂岩集中发育区域，主要分布在西湖凹陷东部，呈朵叶状分布在钓鱼岛隆褶带西侧，同时井震属性拟合的含砂率也表明研究区东侧为明显的朵叶状砂岩分布。因此，西湖凹陷中东部沉积体系主要受东部的钓鱼岛隆褶带控制，形成多个辫状河三角洲体系(李顺利，2015)，研究区主要为辫状河三角洲前缘(图 6-A，6-B)。SQ5沉积时期，研究区的地震均方根属性(RMS)高值区呈条带状分布，两侧为均方根属性低值区，即富泥质沉积为主。拟合含砂率表明研究区发育NNE-SSW向的富砂沉积，说明测井曲线上识别出的多期叠置厚层砂体在平面上的展布方向为NNE-SSW，与岸线平行，且延伸长度达30ikm以上，表明该套厚层砂岩为大型沿岸砂坝沉积，而研究区外的西南方向发育大型朵叶状富砂沉积体，主要为辫状河三角洲体系(图 6-C，6-D)。

图 3 西湖凹陷渐新统花港组冲洗层理(剖面)倾向与倾角特征(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)

图 4 西湖凹陷渐新统花港组连井对比剖面Fig.4 Well correlation section of the Oligocene Huagang Formation in Xihu sag

图 5 西湖凹陷中东部渐新统花港组厚层砂体的地震反射特征Fig.5 Seismic characteristics of thick sandbodies in the Oligocene Huagang Formation in central-eastern Xihu sag

图 6 西湖凹陷中东部渐新统花港组地震属性(均方根振幅)与沉积相展布Fig.6 Seismic attribution and sedimentary facies distribution of the Oligocene Huagang Formation in central-eastern Xihu sag

4 大型沿岸砂坝沉积模式

沿岸砂坝主要发育在碎屑滨岸，以厚层块状层理、冲洗交错层理砂岩为特征，砂岩成分与结构成熟度均较高，垂向序列呈不明显的正粒序，单砂体厚度一般为数米，而多期砂体叠置可达数十米厚。沿岸砂坝向陆一侧为滨岸平原沉积，以富含植物根系的泥岩为主；而向盆地一侧受湖平面下降影响，不断向盆地方向推进，形成进积式的厚层地层叠置样式(图 7)。平面上，沿岸砂坝通常发育在三角洲体系的侧缘或外侧，平行岸线分布。

从研究区花港组沉积演化过程来看，西湖凹陷中东部的沿岸砂坝可能由早期的辫状河三角洲前缘砂体改造而来。从SQ4至SQ5沉积时期，西湖凹陷整体处于基准面(湖平面)下降的过程(于兴河等，2017)，湖盆水体变浅，波浪作用增强，研究区东南部早期形成的辫状河三角洲前缘受波浪作用改造逐渐形成沿岸砂坝(SQ5)。由河口带来的部分粗粒沉积物(砾石)也指示了沿岸砂坝的发育与三角洲形成有关。

图 7 西湖凹陷中东部渐新统花港组大型沿岸砂坝沉积模式Fig.7 Depositional model of large-scale longshore bar in the Oligocene Huagang Formation in central-eastern Xihu sag

5 大型沿岸砂坝发育主控因素探讨

5.1 波浪作用与河口作用

波浪作用是湖盆滨岸带最普遍的作用营力，持续的波浪作用将河流搬运至盆地边缘的沉积物进行分选与再分配，提高沉积物的结构与成分成熟度，随着波浪的能量在碎浪带、冲洗带逐渐减弱，沉积物将会沿岸线堆积或以小角度与岸线斜交分布(取决于波浪运动方向)，形成沿岸砂坝体系(Hansen and Svendsen，1986;Guillén and Palanques，1993;Boggs，2014)。需要指出的是，波浪作用与季风的影响密切相关，如果湖盆缓坡受到某一方向季风的持续作用，则容易在湖盆的局部形成大规模的沿岸砂坝(Shanetal.， 2015；陈骥等，2018)。渐新世晚期，西湖凹陷为北亚热带气候条件，主要受东亚季风的影响(吴正韩，2014)。从西湖凹陷古地貌恢复来看(李顺利，2015)，东部的钓鱼岛隆褶带在一定程度上会阻挡夏季的东南季风，因此波浪作用可能主要受冬季的西北季风控制，从而易形成NE-SW向的沿岸砂坝(图 6-D)。

河口作用对沿岸砂坝的形成也起到非常重要的作用，因为河流携带的大量沉积物是沿岸砂坝发育的物质基础。当河流携带的沉积物在河口发生泄载与沉积，波浪或沿岸流会将沉积物进行再搬运、再沉积，从而形成沿岸砂坝(Alemanetal.， 2015;Anthony，2015)。因此，河流携带沉积物的量可能就决定了沿岸砂坝形成的规模，即大型沿岸砂坝的形成通常可能跟较大规模三角洲体系的发育有密切的成因联系。SQ4沉积时期，研究区东部主要发育①、②、③号辫状河三角洲，面积为45～120ikm2，且三角洲前缘被波浪作用改造，形成①号沿岸砂坝，长约18ikm，宽约4.5ikm，面积约64ikm2(图 6-B)，反映该时期研究区东部物源供给充足，形成的沿岸砂坝沉积主要分布在三角洲前缘。SQ5沉积时期，研究区内三角洲不发育，主要为①、②号沿岸砂坝，长10～25ikm，宽1.5～3ikm，面积25～72ikm2，但研究区东南方向发育①号三角洲，面积约180ikm2(图 6-D)，表明研究区东部物源供给减少，而东南部物源供给增强，形成大规模三角洲，且沉积物被波浪与沿岸流搬运至研究区位置，形成沿岸砂坝。

5.2 基准面变化

在盆地缓坡或滨岸，基准面的变化与沉积物供给速率共同控制滨岸水动力条件与沉积体叠置样式(Davis and Clifton，1987)，而通常基准面下降过程更有利于波浪的形成与作用，从而有利于沿岸砂坝的形成(Rossetti，2000;Lietal.， 2018)。根据青海湖现代砂坝沉积物测年与湖平面升降曲线恢复(陈启林等，2019；王菁等，2019)，青海湖沿岸砂坝主要形成于湖平面不断下降的过程中，分布在湖退背景下的低位体系域，波浪作用在碎浪带形成滩坝，而在滨岸冲洗带则形成沿岸砂坝。但王菁等(2019)也指出早期形成的沿岸砂坝在湖平面下降过程中会遭受侵蚀，而在湖平面上升时期更有利于沿岸砂坝保存。晚渐新世，西湖凹陷整体处于湖盆萎缩期(孙思敏与彭仕宓，2006；于兴河等，2017)，湖平面在SQ4、SQ5两个层序旋回均表现为早期短暂上升后持续下降(图 1)，因此来自研究区东部钓鱼岛隆褶带的沉积物不断往前推进，且在波浪的作用下形成一系列大型沿岸砂坝。

5.3 现代沉积实例类比

图 8 内蒙古黄旗海现代三角洲与沿岸砂坝沉积Fig.8 Modern deltaic and longshore bar deposition in Huangqihai Lake，Inner Mongolia

黄旗海位于内蒙古乌兰察布察哈尔右翼前旗北东向5ikm处，是一个面积约50ikm2的现代断陷湖盆(Lietal.， 2013;Shanetal.， 2015)。黄旗海周缘发育霸王河、大河湾、卢子庙等多条季节性河流(Shanetal.， 2015)，并注入湖盆水体形成三角洲，其中霸王河、卢子庙三角洲侧缘均发育沿岸砂坝(图 8)。根据笔者野外考察与探槽实测，并结合当地水文资料，分析得知卢子庙三角洲侧缘的沿岸砂坝主要形成于湖水萎缩、湖平面不断下降的过程(Zhangetal.， 2011)，受西北季风影响(Shanetal.， 2015)，湖盆波浪作用将卢子庙1号三角洲前缘的沉积物不断改造形成平行岸线的1号沿岸砂坝(图 8)，由于三角洲距离物源区较近(约11ikm)，厚层、富砂的沿岸砂坝表层及内部发育多期砾石沉积。黄旗海近年来几近干涸，三角洲与岸线向湖盆方向迁移，1号三角洲与1号沿岸砂坝已停止发育，逐渐形成2号三角洲及其侧缘的2号沿岸砂坝；随着河道改道，2号三角洲停止发育后，在西北侧形成3号三角洲及其侧缘的3号沿岸砂坝。该现代沉积实例反映了湖平面下降过程中，季风和波浪作用对三角洲的改造与沿岸砂坝形成起到控制作用。