西湖凹陷渐新统花港组大型辫状河沉积体系特征*

张国华 刘金水 秦兰芝 赵 洪

(1.中海石油(中国)有限公司湛江分公司 广东湛江 524057; 2.中海石油(中国)有限公司上海分公司 上海 200030)

西湖凹陷中央反转带是东海陆架盆地最为重要的油气勘探地区之一，渐新统花港组是中央反转带的主力含油气层位。近年来随着油气勘探的持续深入，在中央反转带中北部花港组上段发现了多套厚逾百米的砂体，引领勘探向中北部转移，但这些大型砂体的来源及发育规律不清。前人针对研究区花港组的地震相[1-2]、构造演化[3]、沉积体系[4-6]及重矿物[7-8]等方面开展了相关研究，但研究手段过于单一，对于大型砂体的成因还存在很大争议。本文在原型盆地恢复的基础上，通过剥蚀厚度恢复等技术对西湖凹陷花港组沉积期古地貌进行恢复，在此基础上针对中央反转带花港组砂体来源与沉积体系进行分析，最终对大型辨状河水系的分布与演化展开系统研究，明确中央反转带大型砂体的成因及发育特征，以期对西湖凹陷花港组砂体预测及储层研究提供指导意义。

1 地质概况

西湖凹陷是东海陆架盆地东部坳陷带的一部分，是目前东海地区已发现油气规模最大的凹陷，其东邻钓鱼岛隆褶带，西邻海礁隆起，北、南分别与福江凹陷和钓北凹陷相接，总体呈北东走向，自西向东可划分为西部斜坡带、西次凹、中央反转构造带、东次凹及东部断阶带等5个构造单元(图1)。西湖凹陷新生代主要经历了基隆运动、瓯江运动、玉泉运动、龙井运动和冲绳海槽运动，新生界发育齐全，自下向上发育始新统平湖组，渐新统花港组，中新统龙井组、玉泉组及柳浪组，上新统三潭组及更新统东海群[9-11]。其中,花港组为西湖凹陷主要勘探目的层之一，主要为大型陆相坳陷沉积，分为花港组下段(T30—T21，简称花下段)与花港组上段(T21—T20,简称花上段)，对应两个下粗上细的岩性旋回。

图1 西湖凹陷区域构造格局Fig.1 Tectonic framework of Xihu sag

2 古地貌特征

西湖凹陷在渐新世经历了多期构造运动，凹陷西边界花港组原型盆地沉积充填结构保存较好，主要表现为向西超覆减薄的楔形沉积充填特征；凹陷东边界受后期改造强烈变形，地层受到大量剥蚀。因此，在进行原型盆地恢复的基础上，特别加强了对东部边界的确定和对古地貌的恢复。

2.1 凹陷东部边界确定

从花港组底界面(T30)厘定入手，明确花港组沉积早期盆缘控盆断裂基本停止活动，沉积充填受断裂活动影响较小，花港组主要为向盆地两侧逐渐减薄的坳陷型沉积充填。凹陷东部边界受花港组沉积后的构造运动影响，极大地改变了原有面貌，特别是岩浆上涌将凹陷东缘的地层和断裂“淹没”，从北至南其改造特征具有空间上的差异性(图2)。花港组沉积时期，西湖凹陷东部的北段为挤压差异隆升剥蚀改造段，东边界后期改造以断裂垂向调节为主，断块间存在差异隆升，靠近边界外缘断块隆升比内部强烈(图2a)；中段为弱挤压隆升剥蚀改造段，主要表现为后期侧向弱推挤变形，向东侧的楔形减薄特征明显，花港组原型盆地结构保存相对较完整(图2b)；南段为挤压强隆升剥蚀改造段，花港组沉积期经历了较强的挤压隆升剥蚀，地层陡立，T30为高角度强剥蚀不整合，原型盆地经历了较强烈的侧向挤压、横向收缩和隆升剥蚀(图2c)。从现今剖面可以看出，凹陷东部南段地层强烈隆升推挤剥蚀强烈，近一半厚的花港组及以下地层隆升剥蚀(图2)，因此现今残留边界并非花港组原始沉积边界。据残余地层的发育特征推断，凹陷东边界在始新世比在渐新世更向东，即花港组沉积时期东边界向西收缩迁移。

2.2 古地貌分析

古地貌对沉积体系的控制主要表现在不同类型古地貌单元的时空耦合而构成物源供给系统，其控制着砂体发育的位置、规模及充填样式[12-15]。根据地层对比法对剥蚀厚度进行恢复,并通过单井剥蚀厚度恢复进行对比验证。通过EBM盆地模拟系统恢复花港组总沉降量并确定压实系数，结合古水深等参数，通过三维可视化建模技术恢复古地貌并揭示沉积盆地格局,花港组沉积时期西湖凹陷可分为中心宽缓带、东部转换陡坡带和西部缓坡带,其中中心宽缓带是盆地下切最深的地方；东部转换陡坡带受构造作用较强，地层受强烈构造反转作用而遭受剥蚀；西部缓坡带构造活动相对较弱，发育多种下切水道。

在西湖凹陷成盆过程中，先存断裂在压扭作用下再活动或隐伏控制形成两侧斜坡对称分布，可发育多至4～5个坡阶，平面上可划分出西坡-阶带、中央深洼带、东坡-阶带等3个古地理单元。从原型盆地中央深洼带看，自北向南中央深洼带宽度发生变化，宽的部位为主要洼陷汇聚区，窄的部位地势相对较高，分隔凹陷为不同洼陷汇聚单元(图3)。根据2个窄缩段可将中央深洼带自北至南划分为北次洼、中次洼和南次洼。整体而言，花下段分布具有“东西分带、南北分块”的特征(图3a)；花上段分布继承了花下段古地理格局，整体地势变得相对宽缓(图3b)。

2.3 物源区分析

从西湖凹陷周边来看，海礁隆起基底为中生界火山岩；虎皮礁隆起周边的PZ-1、JDZV-2及KV-1等井均在新生界之下钻遇片岩及片麻岩，并且其周边勿南沙隆起及韩国岭南等地区出露地层均属于前寒武系变质岩[16]。钓鱼岛隆起带目前未钻探，但从其周边的中北琉球的本部带、南琉球的八重山及台湾岛的大南傲地层形成年代来看，均属于晚古生代—中生代地层[17]。

通过锆石测年分析明确中央反转带花港组砂体的物源区方向[17]，根据阴极发光信息系统初步判断为前寒武系、古生界及中生界的特征：研究区前寒武系锆石阴极发光普遍较暗且岩浆环带不明显，反映了变质母岩的特点；古生界锆石整体阴极发光较暗，既发育有岩浆成因的生长环带，又发育变质增生边；中生界锆石则具有更多岩浆成因的震荡环带发育的特征(图4)。对中央反转带8口井12个样品的锆石U-Pb年龄统计表明，由北至南前寒武系锆石减少，中生界与古生界锆石含量增加，所有样品中前寒武系锆石由北至南含量逐渐降低，但均大于60%，表明北部虎皮礁隆起为主物源；古生界和中生界所占比例各有变化，但均不超过30%，表明反转带两侧古生界—中生界为次物源。

图3 西湖凹陷花港组厚度图Fig.3 Isopach map of Huagang Formation in Xihu sag

图4 西湖凹陷花港组锆石阴极发光Fig.4 Zircon cathodoluminescence of Huagang Formation in Xihu sag

3 沉积体系特征

综合古地形、岩性及测井研究表明，西湖凹陷花港组沉积期受北东—南西走向地形控制，砂体在凹陷的不同部位具有不同的沉积特征，自北东向南西方向发育有辫状河-三角洲-湖泊沉积体系，其中辫状河沉积体系占主体，包括低辫状河体系和高辫状河体系；浅水三角洲体系以三角洲平原为主。

3.1 辫状河沉积体系

辫状河沉积体系多发育于山区或河流上游，河道摆动频繁，河道与心滩位置不固定，心滩密布且移动较快[18-19]，根据河道分叉指数及宽深比可区分出低辫状河体系(河道分叉指数≤1.5，宽深比≤40)和高辫状河体系(河道分叉指数>1.5，宽深比>40)。通过中央反转带12口井的岩心观察及单井解剖，对花港组沉积时期凹陷地形坡降以及河谷发育的变化特征进行研究，识别出了低辫状河与高辫状河体系(图5)。

图5 西湖凹陷花港组辫状河体系测井特征Fig.5 Logging characteristics of braided river system of Huagang Formation in Xihu sag

3.1.1低辫状河沉积体系

花港组沉积时期，西湖凹陷中央反转带北部河道上游受控于河谷规模，河道窄且发育局限，河道几乎不分叉，以发育砂砾岩和含砾砂岩相为主，呈典型的砂包泥组合特征；测井GR曲线呈钟形+箱形组合特征且以箱形为主(图5a)，其中以光滑或微齿化钟形-箱形、光滑钟形和箱形的纵向砂坝为主，夹有漏斗形的横向砂坝，具备低辫状河体系沉积特征。低辫状河可划分为河床与河漫滩2种亚相，主要分布于龙井构造地区。其中，低辫状河河床亚相在垂向上主要为河床滞留沉积和心滩微相的组合，河床滞留沉积主要为块状砂砾岩、粗砂岩，以近源砾石质薄层沉积为主，砾石成分复杂且呈叠瓦状排列，代表了稳定牵引流环境下的定向沉积特征，发育冲刷面(图6a)；心滩亚相以纵向砂坝最为发育，主要为平行层理细砂岩(图6b)，具有底平顶凸的外部形态且长轴平行于水流方向，平面上多呈菱形或舌形。

图6 西湖凹陷花港组岩心特征Fig.6 Core characteristics of Huagang Formation in Xihu sag

3.1.2高辫状河沉积体系

西湖凹陷中央反转带花港组高辫状河水道分布于河流中游，因河谷变宽、发育多分支河道，砂岩粒度总体小于低辫状河沉积相，以含砾砂岩为主；测井GR曲线呈小型钟形+箱形组合特征(图7)；粒度概率密度曲线为“二段式”，以悬浮和跳跃搬运为主。高辫状河体系主要分布于宁波构造-玉泉构造地区，中上游和中下游区域具备不同的沉积特征。其中，高辫状河体系中上游区域横向砂坝十分发育，形成了垂向上以块状层理纵向砂坝和大型板状交错层理横向砂坝相互叠置的沉积样式(图6c)，横向砂坝构成了河道沉积的主体，间或发育薄层的河漫沉积；纵向砂坝测井GR响应表现为光滑或低幅齿化钟形-箱形，而横向砂坝测井响应表现为漏斗形(图5b)。高辫状河体系中下游区域位于高辫状河与网状曲流河的过渡区，纵向砂坝主要发育大型板状交错层理的含砾细砂岩相，横向砂坝发育较少。

图7 西湖凹陷A2井花港组高辫状河体系横向砂坝与斜列砂坝叠置特征Fig.7 Overlap of horizontal sand bar and vertical sand bar in high braided river of Huagang Formation of Well A2 in Xihu sag

3.2 三角洲平原沉积体系

西湖凹陷中央反转带南部花港组沉积时期水体较浅、地形较平缓，形成浅水三角洲，发育以分流河道及分流砂坝砂体为主的大规模三角洲平原[20]，平原分流河道相互连接、侧向迁移受限，形成细粒沉积物的稳定河道，呈网状展布。

西湖凹陷中央反转带花港组三角洲平原分流河道粒度较粗，发育含内源泥砾和炭屑的小型交错层理浅灰色中—粗砂岩(图6d)，具较强水动力特点。河道间发育湿地和沼泽沉积的暗色泥岩及暗色泥岩与砂岩薄互层，可见透镜状层理(图6e)。由于单砂体薄但复合砂体厚度大，其分流河道发育且河口坝难以保留，垂向相序不连续。浅水三角洲平原在测井相上主要表现为中—低幅漏斗形及指形GR曲线，其中在远端坝等细砂岩发育层段表现为指形，而在河口坝、水下分流河道等中—细砂岩段表现为低幅漏斗形；概率密度曲线呈三段式，有滚动、跳跃和悬浮搬运类型。

4 大型辫状河沉积体系的分布与演化

花港组沉积时期，太平洋板块和菲律宾板块向欧亚板块俯冲挤压，导致沉积基准面迅速下降，在西湖凹陷形成河谷充填型层序格架。根据不同的沉积特征，可将西湖凹陷花港组分为1个二级层序和2个三级层序，2个三级层序分别对应于花上段和花下段，均包含完整的低位、水进和高位体系域。

花下段沉积时期属于菲律宾板块与太平洋板块对欧亚板块的碰撞初期，西湖凹陷以纵向变形为主。低位体系域湖泊仅在南部发育且面积较小，沉积中心靠近东边界断层。花下段低位期主控沉积为辫状河沉积，河道宽且延伸距离长，几乎整个凹陷中部及其以北的大片区域都被河道覆盖，主要是来自北部主河道入湖后形成的辫状河三角洲沉积，三角洲朵叶较大，连片展布(图8a)。

图8 西湖凹陷花港组沉积体系展布Fig.8 Sedimentary system distribution of Huagang Formation in Xihu sag

花下段水进与高位时期湖盆面积扩大，沉积中心开始往西迁移，湖盆面积扩大到低位时期的约1.5倍，河道规模明显萎缩且延伸距离变短，河道的前缘只到达黄岩构造地区，且河道摆动范围变窄，仍然维持了北—南向河道为主的展布特征(图8b)。

花上段低位时期，菲律宾板块与太平洋板块向欧亚板块下方俯冲，造成西湖凹陷东部抬升剥蚀，湖盆中心变小且沉积中心向北西向迁移；而幕式构造活动作用为厚层砂体多层系发育、多旋回沉积提供了高可容纳空间。花上段表现为南湖北河的特征，河道系统发育规模明显大于花下段，海礁隆起北部与钓鱼岛隆褶带物源区砂体汇入中北部的主辫状河道，北部的主河道基本没有分叉且摆动性相对较弱，沉积了巨厚砂体；中央反转带中部来自于西部下切谷控制的短源河道与北—南向主河道交汇形成大规模的三角洲平原发育区。北部低辫状河道形成了北部的大型砂体汇聚中心，中部地区高辫状河道与平原分流河道的共同作用形成了中部及中南部的2个大型厚砂汇聚中心，其单砂层组厚度大多大于100 m。北部的辫状河主河道、网状分布的分流河道以及西部短源河道进入湖泊后，形成的三角洲朵体在湖盆的北部边缘连在一起。同时湖盆西侧发育来自渔山东低隆起的三角洲朵叶体，东侧为来自钓鱼岛褶皱带分支水道的三角洲朵叶体，它们与北部朵叶体共同构成了花上段的湖泊三角洲体系(图8c)。

花上段水进与高位时期湖盆面积快速扩张，整个凹陷都被水体覆盖，河道系统快速消亡；沉积中心位于中央洼陷带的中央地带，呈现椭球形南—北向延伸；来自北部的轴向水道消失，取而代之的是一个小型的三角洲朵体(图8d)；盆地西侧依然是通过下切水道注入湖盆的短源扇体，自北往南分布有不同大小的扇体，其累计厚度均不超过100 m。

5 结论

1) 西湖凹陷在渐新统花港组沉积期主要为挤压收缩背景下形成的坳陷结构，可划分为中心宽缓带、东部转换陡坡带和西部缓坡带，其中中央深洼带形成宽度不同的北、中、南三个次洼。花港组下段分布具有“东西分带、南北分块”的特征；花港组上段分布继承了花港组下段古地理格局，整体地势变得相对宽缓。

2) 在渐新世大型挤压收缩拗陷背景下，西湖凹陷中央反转带花港组限制性河谷中发育以辫状河体系为主的沉积模式,平缓的沉积地形为辫状河砂体大面积分布奠定了基础，花港组辫状河体系砂体物源主要来自于北部的虎皮礁隆起，凹陷东西两侧为次物源。

3) 花港组沉积期，西湖凹陷受地形控制自北向南主要发育低辫状河体系、高辫状河体系和浅水三角洲平原体系。其中，低辫状河体系位于凹陷北部近物源河道上游，河道窄且发育局限，多发育砂砾岩和含砾砂岩相；高辫状河体系位于河流中游，发育多分支河道，以含砾砂岩相为主；浅水三角洲平原体系位于凹陷南部春晓-天外天构造地区，分流河道呈网状展布。

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