東海陸架盆地西湖凹陷平湖組—花港組沉積層序

周瑞琦，傅恒，徐國盛，苗清，付振群

1.四川省煤田地質工程勘察設計研究院油氣瓦斯所，成都 610072 2.成都理工大學，成都 610059 3.中海石油(中國)有限公司，上海 200030 4.中海油田服務股份有限公司，河北廊坊 065201

迄今為止，層序地層學已形成5種主要學派，分別為Vail層序、Hunt & Tucker層序、Galloway成因層序、Embry海進—海退(T—R)層序和Cross高分辨率層序。Vail層序[1]和Hunt & Tucker層序[2- 3]均是在地震地層學基礎上發展起來的，但前者利用不整合面將內部體系域三分而后者卻是將其四分，后者意在強調強制性海退，他們在中國影響較大；Galloway成因層序[4]和Embry海進—海退(T—R)層序[4]均將內部體系域二分，即強調海退和海侵過程，他們在中國影響不大；Cross高分辨率層序[5]強調多級次基準面旋回，即認為多級次的基準面組合可反映各種地質過程，在中國影響逐漸變大。

西湖凹陷平湖組和花港組是東海陸架盆地勘探的重點，利用Vail層序地層學理論，依托鉆錄井、地震資料等劃分西湖凹陷平湖組、花港組層序地層，建立層序格架和體系域沉積模式，并揭示沉積層序的主控因素，對西湖凹陷油氣勘探具有重要意義。

1 區域地質背景

東海陸架盆地盆地位于歐亞板塊、菲律賓板塊和太平洋板塊相互作用的特殊部位，盆地主要受始新世—漸新世菲律賓板塊向歐亞板塊斜向俯沖影響，還疊加了同期菲律賓板塊順時針旋轉及郯廬斷裂脈沖式左行走滑的雙重影響，盆地形態明顯呈菱形，整體擴張同時也具左行走滑性質，是釣魚島殘余弧后的走滑拉分陸緣裂谷盆地[6]。盆地自西向東分為西部坳陷帶、中央隆起帶和東部坳陷帶[7]。西湖凹陷位于東部坳陷帶內[8]，北接福江凹陷，東為釣魚島隆褶帶，南連釣北凹陷，西接虎皮礁—海礁—漁山隆起和長江坳陷，面積約5.18×104km2(圖1)。

東海陸架盆地西湖凹陷經歷了早期多幕裂陷和斷陷、中期拗陷和多幕擠壓反轉[9]、晚期沉降，凹陷的構造—地層格架具有深、中、淺層疊加的“三層式”結構特點。平湖組沉積期為斷陷晚期，花港組沉積期為坳陷早期(圖2)。

平湖組沉積期末，凹陷西緩坡帶見有明顯的角度不整合，其余地區多見低角度不整合，鉆井揭示花港組底部為含有風化剝蝕形成的褐紅色礫石，屬下切水道充填，是海平面下降構造沉積響應。該海平面下降對應了始新世/漸新世全球變化的Oi- 1(First Oligo- cene Glacial)驟冷事件[10]，Oi- 1事件表層浮游有孔蟲絕滅率高，底棲有孔蟲絕滅率中等，淺水軟體動物絕滅率達68%～97%[11]，δ13C、δ18O正偏[12]，反映全球表層溫度驟然降低約4 ℃，深水降溫7 ℃～8 ℃，全球表層海水溫度明顯下降，赤道附近均溫僅20 ℃±，兩極2 ℃±，相當于現在南極冰蓋85%～95%的冰量已在南極海域出現[13]，南極冰蓋形成，地球從此由兩極無冰狀態過渡到單極冰蓋狀態，全球平均海平面下降約70 m(圖2)；花港組沉積期末，凹陷形成區域性的角度不整合，凹陷東緣有大規模巖漿侵入，同期全球平均海平面下降對應了古近紀/新近紀全球變化的Mi- 1(First Miocene Glacial)變冷事件[10]，Mi- 1事件δ13C、δ18O明顯波動[12]，赤道太平洋底層水溫至少下降2 ℃，南極冰蓋相當于現今冰蓋的120%[13]，并伴隨約50 m的海平面下降(圖2)。

圖1 東海陸架盆地大地構造位置及構造區劃Fig.1 Geotectonic position of East China Sea basin

圖2 東海陸架盆地構造沉積演化與新生代全球氣候變化Fig.2 Sedimentary- climate evolution of the Cenozoic in East China Sea basin

2 層序地層

根據Vail層序地層學理論，二級層序(簡稱為SSQ)又稱“構造層序”，時限一般3～50 Ma，層序界面(簡稱為SSB)通常為隆升不整合界面，代表較強烈的局部性的構造運動，常形成角度不整合，沉積間斷時間較長；三級層序(簡稱SQ)主要受控于海平面升降，三級層序界面(SB)多為侵蝕不整合，一個完整的三級層序由海侵體系域(TST)、高位體系域(HST)和低位體系域(LST)組成。根據構造演化期次及全球海平面變化，東海陸架盆地新生界可識別出7個二級層序。平湖組與花港組分屬SSQ3上部與SSQ4，他們又共同組成6個三級層序(SQ1—SQ6)。凹陷的坡折帶位于東次凹西側，西緩坡帶至中央反轉帶的廣闊區域為坡折帶之上沉積區。由于坡折帶之上的低位體系域沉積很薄，地震及鉆井識別均很困難，因此僅在該區域識別出海侵體系域和高位體系域(圖2，3)，低位體系域位于東次凹。

2.1 層序界面

2.1.1 二級層序界面(隆升不整合)

二級層序界面(SSB)為隆升不整合界面，它是由構造隆升和全球海平面升降兩種因素共同疊加而形成的不整合界面。這類界面通常所反映的構造隆升常常是局部性的，主要反映造陸作用。界面上下地層的接觸關系通常為平行不整合或微角度不整合，代表的沉積間斷約為數個至十個百萬年。隆升不整合SSB4和SSB5，也是新生代2次全球氣候變化的沉積響應。界面之下為遭受剝蝕的老層序高位體系域粗粒沉積，界面之上為新層序細粒沉積(圖4)。

圖3 西湖凹陷平湖組、花港組沉積序列及層序特征Fig.3 Pinghu- Huagang Formation sequence stratigraphy of Xihu Sag

圖4 西湖凹陷C—D剖面平湖組、花港組鉆井、地震層序及其界面特征Fig.4 C-D profile show well and seismic sequence of Pinghu- Huagang Formation in Xihu sag

SSB4在工區為平湖組/花港組界面，地震界面T30，界面在工區西側海礁隆起與Tg疊合。界面之下為平湖組三角洲粗粒沉積，界面之上為花港組三角洲細粒沉積。SSB4具有明顯的侵蝕現象，地震上可見削截現象，全區主要以中—高連續、中—強振幅為主。

SSB5在工區為花港組/龍井組界面，地震界面T20，該界面西側海礁隆起也與Tg疊合。界面之下為花港組三角洲粗粒沉積，界面之上為龍井組細粒沉積。SSB5削截現象明顯，主要特征為高連續、中—強振幅，地震特征穩定在全區易追蹤。

2.1.2 三級層序界面(侵蝕不整合)

三級層序界面侵蝕不整合(SB)是海平面下降形成的層序不整合界面，疊加了新層序的海侵上超，存在低位體系域期短期沉積間斷，主要表現為垂向上巖性巖相突變。界面下伏淺水巖相突變為上覆深水巖相。

西湖凹陷平湖組、花港組可識別出5個侵蝕不整合(SB1、SB2、SB3、SB5和SB6)。界面下伏遭受剝蝕的老層序高位體系域三角洲砂體，界面之上為新層序海侵體系域前三角洲泥巖；地震界面是海侵上超和高位削截的疊合界面，反射終止關系明顯，較易追蹤(圖4)。

2.1.3 體系域界面(初始海泛面、最大海泛面)

三級層序內部體系域界面包括初始海泛面(ts)和最大海泛面(mfs)。

初始海泛面(ts)是三級層序內部跨過坡折帶的海泛面，它是低水位體系域(LST)和海侵體系域(TST)的物理分界面，在該界面之上水深突然大幅度增加。西湖凹陷平湖組、花港組6個坡折帶之上的初始海泛面(ts1、ts2、ts3、ts4、ts5和ts6)與三級層序界面侵蝕不整合(暴露不整合)疊合為一個界面(由于低位下切谷充填不易識別，所以未劃分低位體系域)，表現為海侵上超不整合。

最大海泛面(mfs)是三級層序內部海平面上升到最高后開始下降的拐點界面，是退積與進積的轉換面，是海侵體系域(TST)與高位體系域(HST)的分界面。西湖凹陷平湖組、花港組可識別出6個最大海泛面(mfs1、mfs2、mfs3、mfs4、mfs5和mfs6)，該類界面的巖性巖相在垂向上為突變，界面之下多為海侵體系域前三角洲泥巖、粉砂質泥巖，界面之上過渡為高位體系域三角洲前緣細砂巖、粉砂巖。測井曲線組合外形由下部GR微齒狀高值向上陡變為GR箱狀低值。地震界面為海侵期上超與高位下超復合界面，反射終止關系較明顯，區域上較易追蹤(圖4)。

2.2 三級層序及其體系域特征

東海盆地西湖凹陷(西部地區)坡折帶之上平湖組、花港組劃分了6個三級層序、6組海侵體系域和高位體系域(圖3)，坡折帶之上(西部地區)發育的低位體系域下切水道局限于地震剖面密度及分辨率，將其并入下伏三級層序的高位體系域；東次凹位于坡折帶之下(無鉆井揭示)充填低位體系域，依據地震反射外形及層序沉積模式推斷發育湖底扇、斜坡扇和低位楔；在東陡坡帶(東部地區)發育物源來自釣魚島隆褶帶的扇三角洲或近岸水下扇砂礫質沉積，地震反射特征為丘形、楔形反射外形，亞平行、前積內部反射結構(圖4)。

2.2.1 平湖組層序特征

平湖組沉積期，廣海在釣魚島隆褶帶以東，但海水從南部進入了西湖凹陷，沉積中心東次凹形成了半封閉的陸棚。

西緩坡帶—中央反轉帶平湖組3個三級層序(SQ1、SQ2、SQ3)，在縱向上反映3次海侵—海退旋回。海侵體系域主要發育海侵期的前三角洲—陸棚泥質沉積，高位體系域主要發育物源來自西湖凹陷西部海礁或漁山隆起的三角洲平原砂礫質—三角洲前緣砂質—東次凹前三角洲、陸棚泥質沉積，以及物源來自西湖凹陷東部釣魚島隆褶帶的近岸水下扇或扇三角洲砂礫質—東次凹陸棚泥質沉積。

如SQ2相當于平湖組中段，時限38.8～37.2 Ma，時限約1.6 Ma(圖2)。SQ2底界(SB2)為侵蝕不整合、海侵上超不整合、整一界面的疊加，頂界(SB3)為侵蝕不整合。在凹陷西部隆起區存在地層缺失，地震剖面上見削截、上超反射。SQ2僅西緩坡帶鉆穿，厚度變化大。依據ts2及mfs2，將SQ2劃分為低位、海侵、高位體系域。SQ2低位體系域，發育在東次凹，推測為湖底扇、斜坡扇及低位楔砂質、粉砂質夾泥質沉積。SQ2海侵體系域，發育前三角洲泥質—陸棚泥質沉積，厚度較小。地震反射特征為席狀反射外形，平行—亞平行反射結構，弱—中振幅，中連續。SQ3高位體系域主要發育三角洲前緣砂巖、粉砂巖沉積向東次凹過渡為前三角洲—陸棚泥質沉積；地震反射特征表現為席狀反射外形，亞平行、前積反射結構，中—強振幅，中—高連續。(圖5)。

2.2.2 花港組層序特征

花港組沉積期，南部與廣海的通道關閉，西湖凹陷為濱海湖泊，但在海侵期可能與廣海連通。

西緩坡帶—中央反轉帶花港組3個三級層序(SQ4、SQ5、SQ6)，在縱向上反映了3次水進—水退旋回。海侵體系域主要發育海侵期的前三角洲—深湖(可能與廣海連通)泥質沉積，高位體系域主要發育物源來自海礁或漁山隆起的三角洲前緣砂質沉積。

如SQ6相當于花港組上段上部，年齡25.7～23.03 Ma，時限約2.67 Ma(圖2)。SQ6底界(SB6)為侵蝕不整合，頂界(SSB5)為隆升不整合，為二級層序界面。依據ts6及mfs6，將SQ6劃分為低位、海侵、高位三個體系域。SQ6低位體系域，發育在東次凹，推測為湖底扇、斜坡扇及低位楔砂質、粉砂質夾泥質沉積。SQ6海侵體系域，發育前三角洲泥質—深湖泥質沉積，厚度較小，地震反射特征為席狀反射外形，平行—亞平行反射結構，弱—中振幅，中連續。SQ6高位體系域，發育兩期進積砂體，西緩坡西緣為三角洲平原礫巖、含礫砂巖、粗—中砂巖，向東過渡為三角洲前緣砂巖，東次凹沉積前三角洲—深湖砂泥巖及扇體；以見大量向西次凹前積現象為特征，為席狀、楔形反射外形，亞平行—雜亂反射結構， 中—強振幅，中—差連續(圖6)。

圖5 西湖凹陷C—D剖面SQ2沉積相、地震相特征Fig.5 C-D profile show sedimentary and seismic facies of SQ2

2.2.3 層序格架

平湖組和花港組共同充填6個三級層序(SQ1—SQ6)，即代表6期三級層序時限內的海侵—海退旋回(圖7)。低位體系域主要充填于沉積中心的東次凹(圖7未見，后述)。

SQ1—SQ6海侵體系域(TST)主要保留了前三角洲—深湖泥質沉積，越靠近東部沉積中心泥巖厚度越大。三角洲平原和前緣向海礁或漁山隆起(剝蝕區)退積，但受后期海退(水退)剝蝕影響未保留(圖7)。

SQ1—SQ6高位體系域(HST)西緩坡帶向東直至東次凹依次發育三角洲平原砂礫巖、砂巖—三角洲前緣前積砂體—前三角洲砂泥巖—深湖泥巖或低位扇體，期間充填多期次級海侵泥巖。高位體系域海平面下降速度緩慢，三角洲向東進積，可容空間決定沉積砂體厚度；隨著海平面繼續下降，早期沉積的三角洲砂體遭受暴露剝蝕為當期的三角洲提供物源，因此高位體系域三角洲砂體由東向西殘余厚度越來越薄、由西向東保留越來越多，如Y1井的砂體厚度明顯大于N1、B2、B1、B3井的殘余厚度，Y1井頂部還可見三角洲向東部推進過程中保留的三角洲平原砂礫巖(圖7)。

3 體系域沉積模式

3.1 低位體系域

西湖凹陷平湖組、花港組沉積中心位于東次凹，坡折帶位于東次凹以西。低位體系域充填于東次凹，地震識別為湖底扇、斜坡扇和低位楔砂質、粉砂質沉積。低位體系域在坡折帶之上的下切河道充填砂礫，由于厚度不大，將其并入老層序的高位體系域(圖8)。

低位期，海平面(基準面)下降到了坡折帶之下①→②→③→④時期，西湖凹陷西緩坡帶老層序高位體系域砂質沉積暴露剝蝕改造，坡折帶之上發育深切谷砂礫質充填。西湖凹陷東陡坡帶發育物源來自釣魚島隆褶帶的扇三角洲和近岸水下扇砂礫質沉積。在坡折帶之下的東次凹依次發育湖底扇、斜坡扇和低位楔砂質、粉砂質沉積，海平面①→②時期下降，發育湖底扇，物源經由深切谷來自西部海礁隆起—漁山隆起，或來自東部釣魚島隆褶帶近岸水下扇扇緣；海平面②→③時期下降到最低點，可能發育斜坡扇，物源來自西部海礁隆起—漁山隆起；海平面③→④時期上升但仍在坡折帶之下，發育向東前積特征明顯的低位楔，物源來自西部海礁隆起—漁山隆起。

圖8 西湖凹陷平湖組低位體系域沉積模式Fig.8 LST depositional model of Pinghu Formation in Xihu sag

3.2 海侵體系域

SQ1～SQ6海侵體系域，海平面(基準面)上升到了坡折帶之上的初始海泛面④→最大海泛面⑥時期。在西湖凹陷西緩坡帶發育物源來自海礁隆起—漁山隆起的西湖凹陷西緩坡帶三角洲退積，殘留前三角洲—陸棚(或深湖)泥質沉積。在西湖凹陷東陡坡帶發育物源來自釣魚島隆褶帶的扇三角洲或近岸水下扇砂礫質—陸棚(或深湖)泥質沉積(圖9)。

3.3 高位體系域

SQ1～SQ6高位體系域海平面(基準面)從最大海泛面⑥⑦開始下降，經海平面⑧下降至坡折帶之下的海平面⑨。由于海平面下降，物源來自海礁隆起—漁山隆起的西湖凹陷西緩坡帶三角洲進(前)積，三角洲依次以前積斜層形態向東次凹陸棚(或深湖)推進，下超于最大海泛面之上。同樣由于海平面下降，近物源的西湖凹陷西緩坡帶邊緣高位體系域早期沉積暴露并遭受剝蝕，形成頂界侵蝕不整合面。西湖凹陷東陡坡帶發育物源來自釣魚島隆褶帶的扇三角洲和近岸水下扇砂礫質沉積(圖10)。

圖9 西湖凹陷平湖組海侵體系域沉積模式Fig.9 TST depositional model of Pinghu Formation in Xihu sag

3.4 層序演化主控因素

構造運動和物源供給決定西湖凹陷構造沉積格局，古氣候和海平面升降對三級層序及其內部體系域發育的影響更大。

構造運動對層序的控制主要表現在構造運動對層序可容空間(沉積區)形成所起的主要作用。東海陸架盆地屬于殘余弧后的走滑拉分陸緣裂谷盆地，為西湖凹陷平湖組、花港組沉積可容空間持續擴大提供了保障。西湖凹陷東西部雙物源供給形成了西部海礁隆起—漁山隆起剝蝕區—西緩坡至東次凹沉積區—東部釣魚島隆褶帶剝蝕區的沉積格局。

受古氣候的影響，平湖組沉積末期對應了同期全球平均海平面下降約70 m，西湖凹陷西緩坡帶平湖組頂部暴露剝蝕；花港組沉積末期對應了全球同期全球平均海平面下降約50 m，西湖凹陷西緩坡帶花港組頂部暴露剝蝕。古氣候還是海平面(基準面)周期性升降變化的主要控制因素，是三級層序及其內部體系域沉積相帶展布的主要控制因素。

海平面(基準面)周期性升降變化控制了三級層序發育及其內部體系域演替，同時也控制了體系域沉積相展布，不同體系域的相帶展布明顯不同(圖8，9，10)。

4 結論

(1) 西湖凹陷西緩坡帶發育物源來自海礁隆起—漁山隆起的三角洲—陸棚(平湖組)或湖泊(花港組)沉積體系，東陡坡帶發育物源來自釣魚島隆褶帶的扇三角洲或近岸水下扇—陸棚(平湖組)或湖泊(花港組)沉積體系，沉積中心在東次凹。

(2) 根據構造演化期次及全球海平面變化識別出劃分出7個二級層序。西湖凹陷平湖組、花港組劃分為2個二級層序(SSQ3—SSQ4)和6個三級層序(SQ1—SQ6)。由于將坡折帶之上下切谷河道充填歸在老層序的高位體系域中，所以坡折帶之上僅發育TST和HST。

(3) 構造運動和物源供給決定西湖凹陷構造沉積格局，古氣候和海平面升降對三級層序及其內部體系域發育的影響更大。構造運動控制層序可容空間。東西部雙物源供給形成剝蝕區—沉積區—剝蝕區沉積格局。受古氣候的影響平湖組和花港組沉積末期全球海平面分別下降約70 m和50 m。同時古氣候和海平面共同控制體系域交替及沉積相展布。

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