西湖凹陷漸新世層序地層格架與沉積充填響應

于興河，李順利，曹冰，侯國偉，王亞風，皇甫志遠

1.中國地質大學(北京)能源學院，北京 100083 2.中國石油大學(北京)地球科學學院，北京 102249 3.中海油上海分公司勘探開發研究院，上海 200032

西湖凹陷漸新世層序地層格架與沉積充填響應

于興河1，李順利2，曹冰3，侯國偉3，王亞風1，皇甫志遠1

1.中國地質大學(北京)能源學院，北京 100083 2.中國石油大學(北京)地球科學學院，北京 102249 3.中海油上海分公司勘探開發研究院，上海 200032

東海陸架盆地是中國近海最大的沉積盆地，而西湖凹陷又是其中規模最大的富油氣凹陷。多年的勘探實踐證明漸新統花港組為西湖凹陷主力產氣層段，但其層序地層劃分長期存在較大爭議。在分析了西湖凹陷盆地結構與構造格局的基礎上，依據測井、巖芯以及地震反射特征，將西湖凹陷漸新統劃分出5個三級層序與12個體系域，建立了其等時地層格架；并通過大量巖芯的寫實性描述，結合沉積構造與遺跡化石鑒別以及地球化學資料分析對沉積環境進行了判識，分析結果認為西湖凹陷漸新統花港組沉積時期發生過兩次較大的海侵事件，形成“南海北陸”的沉積格局，并發育了河流、三角洲、潮控河口灣以及無障壁海岸四種沉積體系，其沉積體系類型較多，從南到北變化巨大。西湖凹陷漸新世整體表現為“東西短軸三角洲”、“南部潮汐河口灣”、“東北緩岸灘壩”的沉積體系展布格局。系統分析了沉積相在各層序中的展布特征及其對海平面變化的響應、層序演化過程及其對海平面變化的響應，構建了東海陸架盆地西湖凹陷構造—沉積成因模式，明確了“斷坳轉換，海陸交替”的盆地構造背景與沉積充填的響應關系。

西湖凹陷；花港組；層序劃分；沉積響應

西湖凹陷是東海陸架盆地最大的古近系含油氣盆地，具有較好的油氣地質條件，是該盆地內具有較大勘探潛力的地區[1]，也是我國近海天然氣重點勘探區域之一[2-6]。隨著地質資料的不斷豐富和勘探工作的逐漸深入，人們對西湖凹陷漸新統層序劃分和沉積環境的認識產生了較大的分歧，主要表現在巨厚的漸新統花港組(最大厚度超過2 500 m)劃分為兩個三級層序是否合適？通常來說，新生代三級層序的時間跨度為0.5～3 Ma[7-9]，而現有的花港組劃分方案過粗，顯然超出了該范圍，為簡單的巖性地層劃分，無法反映層序格架對沉積環境變遷的響應特征，更不利于對其沉積演化規律與油氣勘探的深入研究。另外，漸新世到底為局限海環境還是陸相淡水湖泊環境，有無海侵事件發生，沉積體系類型為河流、三角洲還是濱岸灘壩，前人觀點較多，但演化規律不明。眾所周知，數萬平方公里的凹陷只發育一種沉積體系的認識本身就存在明顯的偏頗，關鍵是不同沉積體系的發育與展布特征及其演化規律則是當前亟待解決并明確的核心。

目前，前人對西湖凹陷花港組的沉積類型主要存在以下幾種認識：武法東通過對海綠石的研究，認為西湖凹陷花港組總體為不同程度受到海水或咸水—半咸水影響的濱岸湖泊三角洲—河流環境[10]；陳琳琳與謝月芳通過巖石學特征、古生物及微量元素等研究提出西湖凹陷整體為遭受海侵的陸相湖盆，發育有沖積扇、河流及湖泊沉積體系[11]；沉積相的研究爭議比較明顯：王果壽等[12]認為漸新統花港組以陸相沉積為主，發育近岸湖泊沉積與河流沉積體系，其中花下段為海侵湖相；孫思敏等[13]認為西湖凹陷花港組為一套辮狀河與曲流河交互的陸相沉積體系；胡明毅等[14]認為凹陷西部緩坡帶為正常河流和三角洲沉積，東部陡坡帶為扇三角洲與湖泊沉積體系；張紹亮等[15]認為花港組下段發育曲流河扇、辮狀河扇、曲流河三角洲及辮狀河三角洲四種相類型。由此可見，關于花港組的沉積相認識眾說紛紜，受勘探程度與地質資料分布限制、主要證據(直接)與次要證據(間接)權衡等問題，本研究從直接證據出發，對西湖凹陷的沉積特征進行重新厘定。

1 區域地質概況

東海陸架盆地位于亞洲板塊東南緣，以新生代沉積為主，長約1 400 km，總面積為26.7 km2。西湖凹陷位于東海陸架盆地東部坳陷帶，西側以海礁隆起、魚山凸起為界，東部以釣魚島隆褶帶為界，南部以釣北凹陷為界，北部與長江凹陷、虎皮礁凸起毗鄰，面積約為4.6×104km2，西湖凹陷的構造單元可進一步劃分為西部斜坡帶、西部次凹、中央反轉帶、東部次凹及東部斷階帶。西湖凹陷具有復雜的盆地結構與構造樣式，其中一個重要表現就是反轉構造樣式復雜，且分布于盆地各個構造區帶，整體上具東西分帶和南北分塊的格局。凹陷西斜坡發育的構造主要有斷階、地塹及地壘；中央凹陷帶主要以復合“Y”字型、花狀斷裂及羽狀斷裂組合，東部斷裂帶以發育“Y”字型斷裂及梳狀、羽狀組合特征(圖1)，這些斷裂形成了油氣的主要運移通道或者構造圈閉[17-19]。

古近系是西湖凹陷重要的地層單元，也是烴源巖較發育的層位。其中花港組發育于漸新世，是在漸新世早期玉泉運動的基礎上沉積形成的[4,11]。花港組巖性由下粗上細的兩個旋回組成，因而前人根據巖性、測井、地震資料將其劃分為上、下兩段[13,20-22]：下段為深灰色泥巖與灰白色中—細砂巖互層，上段為深灰色泥巖與淺灰色砂巖互層，夾少量煤線。花港組厚度在1 000～2 000 m之間，花上段厚度總體上大于花下段厚度。其中花上段在東部斷階區中部達到最厚，向西部及兩側呈現逐漸減薄的趨勢；而花下段在西次凹中部達到最厚，向兩側減薄[15]。

2 層序識別與劃分

2.1 鉆井層序識別標志

(1) 巖芯層序界面識別。在西湖凹陷南部春曉井區的取芯井中，可識別出花港組底部的層序界面與旋回特征(圖2)。該界面為典型的巖性突變面，見弱的沖刷作用。層序界面以下為灰色至淺灰色粉砂質泥巖，其泥巖色深質純，反映水體較深，向上泥巖顏色變淺，成層性變差，并見大量植物葉片化石，為濱岸淺水沼澤沉積，總體上反映了水體逐漸變淺的湖平面下降旋回特征；而界面之上則為灰白色塊狀中細砂巖(圖2)，且砂巖厚度較大，疊置砂體厚度可達數十米，砂巖粒度向上變細，見流水沙紋層理；總體反映出相對湖平面緩慢下降再上升、地層單元整體呈退積的特點。

(2) 測井層序界面識別。通過分析研究區鉆井資料的測井曲線特征，并結合巖性界面的分析結果與地震上的標定，明確了花港組的各層序界面及其幾何特征，進而劃分出層序格架內的沉積旋回及其組合形式。花港組底部的層序界面在伽馬曲線上表現為箱型或鐘形底部的突變(圖3A)，表明巖性與沉積環境的突然變化，反映出相對海平面下降期出現侵蝕作用所形成的界面特征。該界面為始新統平湖組與漸新統花港組的分界，為盆內的區域不整合，即為典型的陸上不整合面[23]。而花港組內部的層序界面則通常為伽馬曲線的漏斗形與鐘形的轉換處，為退積與進積的轉換面或稱為水退沖刷面(圖3A，B)。該界面處偶爾發育較薄的細粒沉積(圖3A)，其上部被砂巖所侵蝕(應為濱岸侵蝕面)，由于泥巖通常為下部旋回后期的次級洪泛沉積或者淺水低能環境產物，之后被下一期相對海平面上升半旋回部分的地層單元侵蝕或削蝕。

圖1 東海陸架盆地西湖凹陷漸新世構造單元劃分與盆地結構特征(據文獻[16]修改)Fig.1 Tectonic units and basin structure in the Oligocene of the Xihu Sag, East China Sea Shelf Basin (modified from reference[16]

圖2 西湖凹陷T-2井花港組巖芯層序界面與旋回特征Fig.2 Lithological sequence boundary and cyclic characteristics of the Huagang Formation, Well T-2, Xihu sag

洪泛面作為劃分不同旋回的界限，同樣需要在測井曲線上準確識別，并進行側向對比。洪泛面在測井曲線上多位于伽馬測井曲線的峰值與電阻率測井的低值位置，曲線為突出的鋸齒狀(圖3)。垂向上通常為沉積物粒度由正粒序與反粒序的轉換處，反映相對海平面的穩定上升向緩慢下降的轉換過程。另外，除最大洪泛面之外，層序內部還存在多期次級的洪泛面，這些界面的識別是劃分準層序組、準層序的基礎。

2.2 地震層序識別標志

地震層序是以不整合及其與之對應的整合的地震反射為界，內部反射相對整一的地震反射單元[24-25]。地震層序的識別與劃分是根據地震反射界面的等時性、覆蓋范圍廣及三維空間延伸的特征將盆地或者凹陷內沉積體劃分為不同級別的地層單元[26-28]。本文根據研究區地震反射結構特征，在漸新統識別出了六種界面類型(圖4)。

圖3 西湖凹陷A-3井花港組測井層序界面與旋回識別標志Fig.3 Well-log sequence boundaries and cyclic indicators of the Huagang Formation, Well A-3, Xihu sag

2.2.1 層序界面(不整合)

西湖凹陷中，漸新統主要發育三個不整合面，由下至上分別為花港組下段底界(T30)、花港組下段頂界(T21)、花港組上段頂界(T20)。

在地震剖面上，T30表現為地層削截與上超，對應于地質歷史時期的玉泉運動[29]。該構造運動發生于始新世與漸新世之間，使花港組與平湖組呈角度不整合接觸關系。東海陸架盆地自漸新世開始，構造背景由之前的拉張應力場轉化為擠壓應力場[30]，使盆地(凹陷)由裂陷階段向坳陷階段轉換，凹陷內剝蝕作用普遍，但剝蝕量相對較小[10]。該不整合面為裂后隆起與斷—坳構造調整型不整合，可能與巖石圈的拉伸末期絕熱熔融導致的熱隆起和斷陷向熱冷卻坳陷沉降轉換作用有關[31]。

T21為花港組下段與花港組上段的分界線，在地震上主要表現為上超現象。該不整合面反應了花港組上段與花港組下段之間存在一次較大規模的湖(海)退事件，先前沉積的花港組下段暴露并遭受一定程度地剝蝕，形成較為廣泛的沉積間斷[31]。隨后凹陷發生沉降，發生大規模湖(海)侵作用，在此不整合面之上形成一系列上超地層單元。

T20為漸新統花港組的頂界，在地震反射剖面上為平行或削截特征，形成于古近紀與新近紀中新世之間的花港運動[32]。西湖凹陷中西部地層在該界面上下表現為平行不整合接觸，而凹陷東部發育削截，地層呈角度不整合接觸。此時構造應力場仍主要為擠壓，強烈的擠壓作用導致構造發生反轉，并伴有大規模巖漿侵入活動[29]。區域地質背景分析顯示，該時期中國東部盆地漸新世普遍受到強烈的擠壓作用或壓扭作用，并伴隨巖漿侵入作用，從而形成不整合接觸[32-34]。

圖4 西湖凹陷漸新統地震層序界面類型、及其識別特征Fig.4 Seismic sequence boundaries and their indicators of the Oligocene in the Xihu Sag

2.2.2 洪泛面

層序地層劃分和對比中，洪泛面包括初始洪泛面(IFS)與最大洪泛面(MFS)，是三級層序內部體系域的重要的分界面。因此，本文中利用區域地震反射資料，以界面特征(振幅、頻率、連續性)與上下的反射結構為基礎，分別識別出花港組各段的初始洪泛面與最大洪泛面，其中最為顯著的兩次最大海侵分別發生在29.5 Ma與24.3 Ma左右[15](圖5)。在地震剖面上，初始洪泛面可越過沉積坡折，該面之下地層反射特征為前積結構(低位體系域)，而該洪泛面之上地層則為退積結構(水進體系域)。在地震剖面上，最大洪泛面在西湖凹陷邊緣往往與下超包絡面對應，即地層下超終止點的連線。西湖凹陷中最大洪泛面是漸新世層序中水進體系域與高位體系域的分界，代表了西湖凹陷范圍內沉積時期的最大水深，表現為具有一定厚度且廣泛分布的泥巖沉積，在地震反射剖面上為振幅較強，連續性好的特征。

2.3 層序劃分方案

通過地震反射剖面、測井相以及巖芯識別出漸新統底界(構造面T30)為區域性侵蝕不整合面是玉泉運動形成的古構造運動不整合面。而頂部構造面T20則為區域性沉積間斷不整合面，代表了II級層序界面，后期受花港運動影響，在西湖凹陷東西部形成角度不整合。而花港組內的構造面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除此三個層序界面以外，通過測井和巖芯還識別出三個沉積轉換面和五個最大湖泛面。在層序界面識別的基礎上，漸新統花港組共劃分為5個三級層序，結合精細的鉆井資料與地震剖面的解釋，進一步劃分出花港組內12個體系域(圖5)。

3 沉積環境與體系

3.1 沉積環境

西湖凹陷生物標志化合物甾烷C27-C28-C29分析結果顯示，早漸新世早期存在著陸相與海灣環境均有發育的證據。而在漸新世中期，生物標志化合物主要指示海灣環境，中央反轉帶與西次凹中部全部為海相沉積環境，由此說明漸新世西湖凹陷發生了海侵作用。另外，花港組在中央反轉帶中部多口井、多個層位發現海綠石[10]，且通過對其Al2O3與K2O的分析發現，西湖凹陷海綠石是受海侵作用影響的咸水環境成因，反映了漸新世海侵作用主要發生在西湖凹陷的中東部與南部。西湖凹陷南部發育大量咸水—半咸水環境下的遺跡化石(圖6)，主要類型為U型跡(Arenicolites)、蛇形跡(Ophiomorpha)、漫游跡(planolites)及針管跡(Skolithos),代表前濱—臨賓淺水環境，再次證明西湖凹陷中南部受到較為明顯的海侵影響。

圖5 東海陸架盆地西湖凹陷漸新統層序界面類型Fig.5 Sequence stratigraphic boundaries of the Oligocene in the Xihu Sag, East China Sea Shelf Basin

3.2 沉積體系類型

花港組的海綠石、微量元素等方面的研究成果指示西湖凹陷海侵范圍有限，北部為陸相沉積，南部為過渡沉積環境[10]，因而受海侵范圍的影響，沉積時期整體沉積格局出現分異特征，河流沉積體系主要發育在凹陷西部斜坡帶與東部斷階帶，以近源辮狀河為主，沉積物粒度較粗，河道底部見礫石，以高含量的牽引與跳躍組份為主，箱狀厚層的河道—砂壩砂體相互疊置，垂向序列表現出槽板交替的砂包泥特征(圖7A)，是下游三角洲沉積體系的主要供源通道(圖8)。

圖6 西湖凹陷漸新世遺跡化石類型與對應的沉積環境(模式圖據文獻[35]修改)Fig.6 Trace fossils and corresponding sedimentary environments in the Oligocene, Xihu sag (modified from reference [35])

河流沉積體系的發育主要受地形坡度與物源區距離等因素控制。西湖凹陷花港組的河流沉積體系主要發育在西部斜坡帶靠近海礁隆起區一帶，地形坡度較大，且離物源較近，河流類型以辮狀河為主，也發育少量曲流河。在層序地層格架內，低位體系域的河流砂體主要表現為箱形，且相互疊置，砂體連通性好，泥巖層較少且薄，形成“砂包泥”的特征，河道砂體在垂直物源方向上多呈對稱性，為辮狀河；而高位體系域中，細粒的泛濫平原沉積增多，呈“泥包砂”的特征，河道砂體多為鐘形，以曲流河為主，且由于河道的遷移作用，砂體在垂直物源方向上呈非對稱性特征，砂體之間疊置較少，多呈孤立形態。

三角洲沉積體系包括辮狀三角洲與扇三角洲，其中辮狀三角洲主要發育在西湖凹陷西側，而扇三角洲分布在西湖凹陷的東部斷階帶。辮狀河三角洲沉積體系粒度相對扇三角洲來說較細，以含礫砂巖、中粗砂巖為主，跳躍和懸浮組份相對扇三角洲較高，分流河道和水下分流河道發育，河口壩較少，垂向上整體以砂泥間互的多期正粒序疊置而成的反旋回為特征(圖7B)。三角洲在地震剖面上主要表現為楔形的地質體，地震相沿三角洲的順物源方向多表現為前積結構，而在垂直物源方向，地震反射為丘形，內部反射結構為雙向下超(圖9)。三角洲不同部位的地震反射結構不同，其頂積層主要表現為振幅強度中等與連續性中等的特征；前積層振幅和連續性有所增強，主要是由于泥巖沉積增多，沉積界面的波阻抗差增大；而底積層則以弱振幅、連續性差為特征，主要是前三角洲主要為厚層泥巖沉積，反射界面不明顯。濱岸帶三角洲體系主要是河流作用占主導，前積結構明顯，但由于處于凹陷緩坡區域，通常見頂積層與前積層，底積層不明顯[36]。平面上，辮狀三角洲體系以朵葉狀為主，其展布方式也受同生斷層形成的構造調節帶控制，多為斜列入湖。

圖8 西湖凹陷花港組河流沉積體系的地震反射特征Fig.8 Seismic reflection characteristics of fluvial systems of the Huagang Formation, Xihu Sag

圖9 西湖凹陷花港組三角洲沉積體系的地震反射特征Fig.9 Seismic reflection characteristics of deltaic systems of the Huagang Formation, Xihu Sag

潮控河口灣沉積體系主要發育在西湖凹陷南部春曉井區。受潮汐作用影響，河口灣體系形成于半封閉的海灣環境，沉積物粒度不一，牽引、跳躍及懸浮組份均發育。該沉積體系垂向上以厚層正粒序為特征，測井上表現出明顯的鋸齒大鐘形。沉積單元主要包括潮汐水道、潮汐砂壩、砂質潮坪、泥質潮坪以及鹽沼，平面上呈喇叭口狀(圖7C)。河口灣沉積體系在地震反射的橫向剖面上以中等振幅與連續性為特征，表現為頂平底凹與底平頂凹的透鏡狀地質體，分別代表了潮汐水道與潮汐砂壩。砂體橫向上(垂直水道方向)對稱性較好，但由于內部缺少連續的泥巖層，砂體內部尤其是水道砂體內部結構不明顯；而在縱向剖面上(平行水道方向)則以連續性好、砂體厚度穩定為特征。砂質潮坪與泥質潮坪在地震上表現為中等振幅、連續性好的反射特征(圖10)。河口灣通常是指在地形較緩的海陸過渡帶，海水與淡水共同作用的近岸半封閉環境[37]。因此，河口灣通常具有兩種互為消長的沉積作用：河流作用與潮汐作用。河流將沉積物向海方向搬運，而河流作用向海方向逐漸減弱；潮汐將沉積物向陸方向搬運，且潮汐作用逐漸增強，二者在河口灣中間部位交匯，形成兼具河流與潮汐作用的河口灣沉積體系。河口灣通常形成相對海平面上升，特別是海侵時期，相對海平面下降時期則消失，甚至被河流下切或充填[38]。

濱岸灘壩沉積體系主要發育在凹陷東部寧波井區，沉積體系規模大，分布范圍較廣。其中濱岸灘壩沉積物成分與結構成熟度高，發育牽引、跳躍及懸浮組份，但與河口灣體系的區別在于濱岸灘壩的跳躍組份高，而牽引與懸浮組份均較低。濱岸灘壩垂向上以粒序不明顯的箱狀砂體為主，且多期濱岸灘壩疊置形成巨厚的砂巖組(圖7D)。西湖凹陷花港組濱岸灘壩砂巖復合體厚度巨大(最厚可達80 m)。砂體在地震剖面上較為明顯，其特征主要為中等振幅與連續性的、底平頂凸的透鏡狀反射。濱岸灘壩主要是由巨厚的砂巖組成，其內部波阻抗界面不明顯，因而其內部反射結構不明顯，多為空白反射。而濱岸灘壩之間泥質沉積因與砂巖波阻抗差大，則表現為強振幅、連續性好的特征(圖11)。在垂直濱岸灘壩軸向方向的剖面上，底平頂凸的透鏡狀砂壩相互疊置，分布范圍從數百米至數公里；而在平行濱岸灘壩軸向方向的剖面上表現為相互平行的長條狀砂壩復合體，延伸范圍可達數十公里。

4 層序格架與沉積作用

4.1 層序地層格架

本文在確定層序地層劃分方案的基礎上，通過地震剖面與連井剖面進一步識別不同三級層序內的體系域。下降體系域(Falling-Stage System Tract)形成于西湖凹陷內相對海平面快速下降時期，以出現強制性海退面為標志。在花港組下段沉積結束之后，西湖凹陷出現了一次沉積間斷(對應于構造面T21)，即相對海平面快速下降，在西部斜坡帶出現了強制性海退面，進而形成了一套較薄的、分布范圍較為局限的下降體系域(圖12)。

圖10 西湖凹陷花港組下段潮控河口灣體系的地震反射特征Fig.10 Seismic reflection characteristics of tidal-estuary systems of the Huagang Formation, Xihu Sag

圖11 西湖凹陷花上段濱岸灘壩的地震反射特征Fig.11 Seismic reflection characteristics of coastal beach-bar systems of the Huagang Formation, Xihu sag

低位體系(Lowstand System Tract)形成于西湖凹陷相對海平面下降至緩慢上升時期，下部以層序界面或者下降體系域的頂面為界，形成一套楔形砂質的沉積體，地層呈向盆地方向進積的特征。從西湖凹陷地震剖面來看，花港組的低位體系域厚度均較薄，以弱振幅、連續性差為特征。

湖侵體系域(Transgressive System Tract)是指形成于西湖凹陷內相對海平面快速上升時期的一套向陸地方向退積的沉積體，該時期受湖(海)侵作用的影響，沉積體以泥質為主，在地震上初始洪泛面與最大洪泛面均表現為強振幅、連續性好的特征(圖12)。從西湖凹陷花港組的最大洪泛面的分布范圍來看，湖盆范圍或海侵范圍從漸新世早期向漸新世晚期逐漸擴大。

高位體系域(Highstand System Tract)形成與相對海平面緩慢上升至緩慢下降時期，形成一套不斷向盆地方向進積的砂泥互層的沉積體，在地震上表現為中等振幅與連續性的特征。從地震剖面上看，西湖凹陷花港組高位體系域的厚度均較大，反映了凹陷內沉積物供給充足，可容納空間充足(圖12)。

4.2 湖平面變化與沉積作用

湖平面的升降對凹陷濱岸帶的沉積體系的形成與結構具有重要影響。本文根據研究區地震剖面反射特征與層序地層Wheeler變換理論[25]，通過識別地層上超尖滅點位置，繪制了研究區的相對海平面變化曲線(圖13)。從層序地層學與沉積環境分析來看，漸新世西湖凹陷共有五次完整的相對湖平面升降旋回，分別發生兩次大范圍的湖侵作用(SQ3與SQ5最大洪泛面)。因此，在相對海平面升降旋回中形成的不同時期的體系域，具有不同的沉積體系類型特征。從西湖凹陷漸新世相對海(湖)平面變化特征來看，該地區的相對海(湖)平面與可容納空間整體呈上升趨勢，并表現為持續的岸線上超(圖13)。

西湖凹陷漸新世早期主要為湖泊沉積，凹陷西斜坡的濱岸帶可容納空間迅速減少，向陸方向的區域甚至暴露并遭受剝蝕，西湖凹陷西斜坡的濱岸帶主要發育具有較強下切侵蝕能力的河流沉積體系。而在隨著相對湖平面緩慢上升，可容納空間逐漸增加，在凹陷濱岸帶逐漸形成三角洲沉積體系，且由于相對湖平面上升與可容納空間增加速率的升高，三角洲的加積作用大于前積作用，形成上升型的沉積坡折點趨勢(圖13)。

西湖凹陷漸新世中期(29.5 Ma與24.3 Ma左右)湖平面上升與構造沉降共同產生的相對湖平面快速上升的階段。湖侵體系域以沉積作用緩慢、砂泥比值低、一組或多組退積型地層結構為特征，整體為一套泥巖為主的沉積，發育大量自生海綠石與浮游有孔蟲。西湖凹陷南部受海侵影響，潮汐作用明顯增加，地形坡度較緩的南部地區形成海陸過渡的潮控河口灣沉積體系(圖13)；西湖凹陷漸新世晚期，湖平面由相對上升轉為相對下降，該時期沉積物供給速率常大于可容納空間增加的速率，因此形成多組以向盆地方向進積的的準層序組。西湖凹陷濱岸帶河流作用逐漸增強，發育大型三角洲沉積體系，而受可容納空間的限制，其前積作用大于加積作用，形成下降型的沉積坡折點趨勢(圖13)。此時海水逐漸退出西湖凹陷，波浪與潮汐作用的影響變小，河口灣與灘壩砂壩體系不發育。

綜上所述，三角洲體系可以發育在不同體系域中，而不同層序時期體系域中三角洲的沉積特征有所不同。如低位域時期由于湖盆水體相對較低，湖岸線多向盆地方向遷移，導致三角洲向湖盆進積明顯，沉積物向湖搬運較遠，河道的作用較強，由于地形變緩，三角洲通常呈朵葉狀或鳥足狀。海侵時期，岸線被水體淹沒并快速向陸方向撤退，易形成潮控河口灣體系。而高位域時期，由于岸線變化較小，水位通常較高，三角洲總體以加積與進積為主，波浪與河流共同影響三角洲的形成與發育，三角洲外觀形態通常多呈扇形或尖嘴狀。因此，不同類型的三角洲首先在外觀形態上有所差異，也導致其沉積砂體的分布形式有所不同，其與影響三角洲結構—成因的坡度大小、物源遠近、粗度粒細及河道發育程度有關。

圖12 西湖凹陷花港組連井層序地層格架Fig.12 Well correlation showing sequence stratigraphic framework of the Huagang Formation, Xihu sag

圖13 東海陸架盆地西湖凹陷漸新世海平面變化的地震響應Fig.13 Seismic response of sea level change in the Oligocene, Xihu sag, East China Sea Shelf Basin

4.3 層序格架內沉積體系分布與演化

在西湖凹陷層序格架建立的基礎上，基于地震與鉆井資料，明確了各層序內沉積體系類型與展布規律(圖14)。

圖14 東海陸架盆地西湖凹陷漸新世層序格架內沉積體系分布特征Fig.14 Distribution of sedimentary systems within sequence stratigraphic framework of the Oligocene, Xihu sag, East China Sea Shelf Basin

(1) SQ-1。西湖凹陷主要為海陸過渡相背景，低位與湖侵體系域時期，凹陷周緣廣泛發育河流—三角洲沉積體系。河流類型主要為近源砂質辮狀河，河流下切作用明顯，在西部斜坡帶與東部斷階帶均形成明顯的下切谷充填，砂巖粒度粗、厚度大，下切河谷中河道砂體相互疊置，形成厚層箱狀的疊置復合砂體。高位體系域時期，三角洲體系主要沿凹陷坡折帶以上的斜坡區域分布，多為斜列入湖，前積結構明顯，由于地形坡度較大，慣性作用明顯，三角洲多呈扇形或朵葉狀。在凹陷坡折以下，可能發育小規模的透鏡狀砂質碎屑流或濁流體系。

(2) SQ-2。低位體系域時期，主要發育河流—三角洲體系。海侵體系域時期，隨著相對海平面的快速上升，以南部與東部地區最為明顯。受海侵作用影響，凹陷南部發育潮控河口灣體系。而凹陷西部斜坡帶與東部斷階帶等區域，岸線后撤，河流—三角洲體系萎縮，形成一套以泥巖為主的細粒沉積。高位體系域時期，主要以河流—三角洲體系為主。

(3) SQ-3。低位與湖侵體系域時期，西湖凹陷濱岸帶主要為河流—三角洲沉積體系，隨著三角洲體系不斷地向盆地方向進積，而受可容納空間增加速率的限制，加積作用較弱。高位體系域時期，西湖凹陷形成了廣泛的三角洲平原(或泛濫平原)沉積，以薄的砂泥互層為特征，并發育薄煤層或煤線等。

(4) SQ-4。該時期主要為河流—三角洲體系、受潮汐影響的三角洲以及濱岸灘壩體系。低位體系域時期，河流—三角洲體系主要分布在西湖凹陷西部，三角洲體系多以垂直濱岸線入湖，沉積規模比SQ3大。凹陷東北部，早期形成的三角洲沿岸砂壩暴露出水面，受到波浪作用的強烈改造，砂巖成分與結構成熟高，發育多組沖洗層理，形成一套濱岸灘壩體系。湖侵體系域時期，凹陷南部地區的海水未完全退去，濱岸帶形成的三角洲受到一定的潮汐作用影響，發育指狀砂壩，形成受潮汐影響的三角洲體系。高位體系域時期，凹陷周緣主要為三角洲體系。

(5) SQ-5。低位體系域時期，西湖凹陷主要發育河流—三角洲體系。海侵體系域時期，凹陷受第二次海侵作用的影響，水體范圍擴大，濱岸帶岸線再次后撤，河流—三角洲沉積體系發育速率急劇降低，灘壩體系被淹沒，停止增長，在凹陷范圍內形成一套泥巖為主的細粒沉積。高位體系域時期，隨著相對海平面從緩慢上升轉變為緩慢下降，西湖凹陷周緣的河流發生回春作用，攜帶大量陸源碎屑物質，在凹陷周緣形成廣泛的三角洲沉積。該階段西湖凹陷沉積地形坡度最緩，三角洲規模大，分布廣，受河流作用的驅動，三角洲多為大型朵葉狀，同時發育大范圍的三角洲平原、泛濫平原及沼澤沉積，煤層較為常見。

4.4 沉積充填模式

東海陸架盆地大地構造背景為區域板塊碰撞與俯沖[39]，東海陸架盆地西湖凹陷的構造演化必定與區域的板塊構造密切相關。全球海平面變化對西湖凹陷的沉積充填具有重要的影響。這兩個重要的因素的演化決定了西湖凹陷內宏觀的構造格局與充填樣式。而盆地內部構造樣式、地形坡度、相對海平面變化等因素的演化直接決定了凹陷的微觀沉積構型特征。本文以東海陸架盆地內構造樣式、相對海平面與可容納空間變化、地形地貌特征等為基礎，建立了西湖凹陷構造—沉積充填模式(圖15)，并分析了構造作用與海平面變化的演化對凹陷內沉積作用的控制機理，總結了漸新世西湖凹陷濱岸帶沉積動力學機制的演化規律。

4.4.1 SQ1—SQ3

漸新世開始，東海陸架盆地裂陷作用停止，東側出現向西或西北向的仰沖作用，使東海陸架盆地處于左旋壓扭或擠壓環境，東部釣魚島隆褶帶抬升，盆地在熱冷卻與擠壓應力的驅動下開始拗陷下沉[40]，西湖凹陷中央反轉帶西側可能存在擠壓撓曲沉降作用。坳陷初期，西湖凹陷內的大多數斷層停止活動(東界斷層除外)，但凹陷內繼承了早期裂陷作用形成的構造格局，其斷裂體系(斷階)對早漸新世的沉積起到一定的控制作用，其構造調節帶的發育使得西湖凹陷濱岸帶的三角洲體系多呈斜列入湖方式。SQ1時期，全球海平面的下降，使得凹陷內的相對海平面下降，可容納空間減少，形成一套侵蝕—充填的低位體系域，主要為河流—三角洲沉積體系。SQ2時期，大約在29.5 Ma時，全球海平面發生一次較大幅度的上升(圖15)，使得漸新世西湖凹陷內發生第一次海侵作用，形成了一套海陸過渡沉積。西湖凹陷南部地區潮汐作用明顯，形成了潮控河口灣體系。隨后，SQ3時期，全球海平面持續下降，西湖凹陷內的相對海平面上升速率減小直至緩慢下降，潮汐作用消失，河流作用增強，濱岸帶形成了一套以河流—三角洲體系為主的砂泥互層沉積。

4.4.2 SQ4—SQ5

早漸新世沉積結束后，受太平洋板塊俯沖影響，西湖凹陷內出現一次沉積間斷，形成了T21構造面。

圖15 東海陸架盆地漸新世構造背景與沉積充填模式圖Fig.15 Tectonic setting and depositional model in the Oligocene, East China Sea Shelf Basin

在西斜坡的局部地區出現微角度不整合，隨后進入快速坳陷階段，湖盆范圍擴大。SQ4時期凹陷內活動斷裂體系較少，沉積地形主要受構造沉降以及先前沉積的底形控制，西部海礁隆起與東部釣魚島隆褶帶為主要的碎屑剝蝕區，物源供給充足，西部斜坡帶與東部斷階帶均形成近源河流與三角洲沉積體系，而三角洲體系由于受構造調節帶影響小，多為垂直入湖，因凹陷東、西地形坡度差異，三角洲沉積體系呈陡坡小而多、緩坡大而少的特征。晚漸新世早期，全球海平面發生大幅度的下降(圖15)，這也可能是SQ3與SQ4之間形成沉積間斷的原因之一。然后全球海平面開始振蕩上升，加之構造沉降作用，西湖凹陷內可容納空間開始增加，形成了一套低位河流—三角洲沉積體系。值得指出的是，SQ5的低位時期，西湖凹陷中央反轉構造帶北部寧波地區先前沉積的沿岸砂壩在海平面下降時期暴露水面，而在相對海平面緩慢上升過程中，受到波浪作用的強烈改造，形成碎屑濱岸灘壩沉積體系。在此之后，全球海平面又發生了一次較大幅度的上升，是的西湖凹陷內發生第二次海侵作用，河流—三角洲沉積體系發育減緩甚至停滯，形成細粒的泥巖沉積段。SQ5末期，由于區域擠壓應力逐漸增強，物源區剝蝕作用加強，供給速率與供給量增加，加之全球海平面整體不斷下降，西湖凹陷內可容納空間開始迅速減小，進入沉積萎縮期，濱岸帶河流作用占主導地位，形成廣泛的河流—三角洲沉積體系，且三角洲沉積不斷向凹陷中心推進，沉積中心不斷向凹陷中心遷移。最終在漸新世末期沉積作用停止，發生花港運動，東海陸架盆地東部坳陷帶整體抬升遭受剝蝕，并形成了區域性的反轉構造帶。

5 結論

(1) 以巖芯、測井及地震界面識別為基礎，劃分了單井高精度層序旋回，以地震剖面為基礎，識別了海平面升降與岸線上超規律，厘定了西湖凹陷漸新統層序劃分方案，建立了其層序地層格架，共劃分出漸新統5個三級層序，12個體系域，明確了西湖凹陷兩大海侵期次與體系域演化規律。

(2) 根據精細巖芯觀察與描述，結合測井響應，識別了西湖凹陷漸新統4類主要的沉積體系。河流體系：以正粒序為主的，呈透鏡狀特征；三角洲體系：以多期疊置的反粒序為主，具有明顯的前積結構；潮控河口灣體系：以厚層疊置鋸齒狀正粒序為主；以及濱岸灘壩體系：以巨厚箱狀砂巖為主，具有典型的沖洗層理。

(3) 漸新世早期，西湖凹陷主要為陸相湖盆背景，凹陷周緣廣泛發育河流—三角洲沉積體系，隨著相對海平面的快速上升，西湖凹陷發生了明顯的海侵作用，凹陷南部發育潮控河口灣體系。漸新世晚期，凹陷北部受波浪改造影響，形成一套灘壩體系。最后，漸新世末期，西湖凹陷內廣泛發育河流體系與緩坡性三角洲體系。

(4) 結合盆地類型、凹陷結構及構造演化階段，建立了漸新統弧后裂谷盆地的構造—沉積成因充填模式，明確了西湖凹陷濱岸帶早期潮汐、后期波浪改造的沉積動力學機制與沉積演化規律。再現了漸新世西湖凹陷“西部緩坡大而少”、“東部陡坡小而多”、“南部長軸河口灣”、“東北濱岸灘砂壩”的沉積體系展布格局，并按層序再現了凹陷內的沉積體系展布特征與演化規律。

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Oligocene Sequence Framework and Depositional Response in the Xihu Depression, East China Sea Shelf Basin

YU XingHe1, LI ShunLi2, CAO Bing3, HOU GuoWei3, WANG YaFeng1, HUANGFU ZhiYuan1

1. School of Energy Resources, China University of Geosciences, Beijing 100083, China 2. College of Geological Sciences, China University of Petroleum, Beijing 102249, China 3. China National Offshore Oil Corporation Limited Shanghai Branch, Shanghai 200032, China

The East China Sea Shelf Basin (ECSSB) is the largest sedimentary basin in offshore China, which contains the largest hydrocarbon bearing unit of Xihu Depression. However, after years of exploration practices, the Huagang Formation in Oligocene has been proven as a major gas reservoir, which has undergone controversy on subdivision of sequence stratigraphy and types of sedimentary systems for a long time. Combining with basin structure and tectonic context, this study subdivides the Oligocene into 5 third-order sequences and 12 system tracts in the Xihu Sag on the basis of base level cycle analysis, core calibration, and seismic reflection features.Furthermore, sedimentary environments were identified by core description, sedimentary structures, trace fossils, and geochemical analysis. Typical sedimentary sequences were established including fluvial, delta, tidal estuary, and beach-bar systems.Sedimentary system types and distribution have been clarified of the Huagang Formation in the Xihu Sag. In the Oligocene, the Xihu Sag was in a transitional environment (mainly in lacustrine environment), which experienced two major times of marine transgressions (around 29.5 Ma and 24.3 Ma). Depositional systems were diverse from south to north, mainly consisting of deltas in the short axis from east to west, tidal estuaries in the south, and beach-bars in the northeast gentle slope. Finally, tectonic-sedimentary genetic model has been established in the ECSSB, showing basin tectonic setting and depositional response under the context of rifting-depression transition and marine-continental alternation.

Xihu Sag; Huagang Formation; sequence subdivision; depositional response

1000-0550(2017)02-0299-16

10.14027/j.cnki.cjxb.2017.02.009

2016-07-18； 收修改稿日期： 2016-12-02

國家科技重大專項項目(2011ZX05023-001-009)；中國博士后科學基金項目(2015M581269)；國家自然科學基金項目(41572080)[Foundation: National Science and Technology Major Project, No. 2011ZX05023-001-009; China Postdoctoral Science Foundation，No. 2015M581269; National Natural Science Foundation of China, No. 41572080)]

于興河，男，1958年出生，教授，沉積學與石油地質學，E-mail：billyu@cugb.edu.cn

P618.13

A