东海陆架盆地西湖凹陷平湖组—花港组沉积层序

周瑞琦，傅恒，徐国盛，苗清，付振群

1.四川省煤田地质工程勘察设计研究院油气瓦斯所，成都 610072 2.成都理工大学，成都 610059 3.中海石油(中国)有限公司，上海 200030 4.中海油田服务股份有限公司，河北廊坊 065201

迄今为止，层序地层学已形成5种主要学派，分别为Vail层序、Hunt & Tucker层序、Galloway成因层序、Embry海进—海退(T—R)层序和Cross高分辨率层序。Vail层序[1]和Hunt & Tucker层序[2- 3]均是在地震地层学基础上发展起来的，但前者利用不整合面将内部体系域三分而后者却是将其四分，后者意在强调强制性海退，他们在中国影响较大；Galloway成因层序[4]和Embry海进—海退(T—R)层序[4]均将内部体系域二分，即强调海退和海侵过程，他们在中国影响不大；Cross高分辨率层序[5]强调多级次基准面旋回，即认为多级次的基准面组合可反映各种地质过程，在中国影响逐渐变大。

西湖凹陷平湖组和花港组是东海陆架盆地勘探的重点，利用Vail层序地层学理论，依托钻录井、地震资料等划分西湖凹陷平湖组、花港组层序地层，建立层序格架和体系域沉积模式，并揭示沉积层序的主控因素，对西湖凹陷油气勘探具有重要意义。

1 区域地质背景

东海陆架盆地盆地位于欧亚板块、菲律宾板块和太平洋板块相互作用的特殊部位，盆地主要受始新世—渐新世菲律宾板块向欧亚板块斜向俯冲影响，还叠加了同期菲律宾板块顺时针旋转及郯庐断裂脉冲式左行走滑的双重影响，盆地形态明显呈菱形，整体扩张同时也具左行走滑性质，是钓鱼岛残余弧后的走滑拉分陆缘裂谷盆地[6]。盆地自西向东分为西部坳陷带、中央隆起带和东部坳陷带[7]。西湖凹陷位于东部坳陷带内[8]，北接福江凹陷，东为钓鱼岛隆褶带，南连钓北凹陷，西接虎皮礁—海礁—渔山隆起和长江坳陷，面积约5.18×104km2(图1)。

东海陆架盆地西湖凹陷经历了早期多幕裂陷和断陷、中期拗陷和多幕挤压反转[9]、晚期沉降，凹陷的构造—地层格架具有深、中、浅层叠加的“三层式”结构特点。平湖组沉积期为断陷晚期，花港组沉积期为坳陷早期(图2)。

平湖组沉积期末，凹陷西缓坡带见有明显的角度不整合，其余地区多见低角度不整合，钻井揭示花港组底部为含有风化剥蚀形成的褐红色砾石，属下切水道充填，是海平面下降构造沉积响应。该海平面下降对应了始新世/渐新世全球变化的Oi- 1(First Oligo- cene Glacial)骤冷事件[10]，Oi- 1事件表层浮游有孔虫绝灭率高，底栖有孔虫绝灭率中等，浅水软体动物绝灭率达68%～97%[11]，δ13C、δ18O正偏[12]，反映全球表层温度骤然降低约4 ℃，深水降温7 ℃～8 ℃，全球表层海水温度明显下降，赤道附近均温仅20 ℃±，两极2 ℃±，相当于现在南极冰盖85%～95%的冰量已在南极海域出现[13]，南极冰盖形成，地球从此由两极无冰状态过渡到单极冰盖状态，全球平均海平面下降约70 m(图2)；花港组沉积期末，凹陷形成区域性的角度不整合，凹陷东缘有大规模岩浆侵入，同期全球平均海平面下降对应了古近纪/新近纪全球变化的Mi- 1(First Miocene Glacial)变冷事件[10]，Mi- 1事件δ13C、δ18O明显波动[12]，赤道太平洋底层水温至少下降2 ℃，南极冰盖相当于现今冰盖的120%[13]，并伴随约50 m的海平面下降(图2)。

图1 东海陆架盆地大地构造位置及构造区划Fig.1 Geotectonic position of East China Sea basin

图2 东海陆架盆地构造沉积演化与新生代全球气候变化Fig.2 Sedimentary- climate evolution of the Cenozoic in East China Sea basin

2 层序地层

根据Vail层序地层学理论，二级层序(简称为SSQ)又称“构造层序”，时限一般3～50 Ma，层序界面(简称为SSB)通常为隆升不整合界面，代表较强烈的局部性的构造运动，常形成角度不整合，沉积间断时间较长；三级层序(简称SQ)主要受控于海平面升降，三级层序界面(SB)多为侵蚀不整合，一个完整的三级层序由海侵体系域(TST)、高位体系域(HST)和低位体系域(LST)组成。根据构造演化期次及全球海平面变化，东海陆架盆地新生界可识别出7个二级层序。平湖组与花港组分属SSQ3上部与SSQ4，他们又共同组成6个三级层序(SQ1—SQ6)。凹陷的坡折带位于东次凹西侧，西缓坡带至中央反转带的广阔区域为坡折带之上沉积区。由于坡折带之上的低位体系域沉积很薄，地震及钻井识别均很困难，因此仅在该区域识别出海侵体系域和高位体系域(图2，3)，低位体系域位于东次凹。

2.1 层序界面

2.1.1 二级层序界面(隆升不整合)

二级层序界面(SSB)为隆升不整合界面，它是由构造隆升和全球海平面升降两种因素共同叠加而形成的不整合界面。这类界面通常所反映的构造隆升常常是局部性的，主要反映造陆作用。界面上下地层的接触关系通常为平行不整合或微角度不整合，代表的沉积间断约为数个至十个百万年。隆升不整合SSB4和SSB5，也是新生代2次全球气候变化的沉积响应。界面之下为遭受剥蚀的老层序高位体系域粗粒沉积，界面之上为新层序细粒沉积(图4)。

图3 西湖凹陷平湖组、花港组沉积序列及层序特征Fig.3 Pinghu- Huagang Formation sequence stratigraphy of Xihu Sag

图4 西湖凹陷C—D剖面平湖组、花港组钻井、地震层序及其界面特征Fig.4 C-D profile show well and seismic sequence of Pinghu- Huagang Formation in Xihu sag

SSB4在工区为平湖组/花港组界面，地震界面T30，界面在工区西侧海礁隆起与Tg叠合。界面之下为平湖组三角洲粗粒沉积，界面之上为花港组三角洲细粒沉积。SSB4具有明显的侵蚀现象，地震上可见削截现象，全区主要以中—高连续、中—强振幅为主。

SSB5在工区为花港组/龙井组界面，地震界面T20，该界面西侧海礁隆起也与Tg叠合。界面之下为花港组三角洲粗粒沉积，界面之上为龙井组细粒沉积。SSB5削截现象明显，主要特征为高连续、中—强振幅，地震特征稳定在全区易追踪。

2.1.2 三级层序界面(侵蚀不整合)

三级层序界面侵蚀不整合(SB)是海平面下降形成的层序不整合界面，叠加了新层序的海侵上超，存在低位体系域期短期沉积间断，主要表现为垂向上岩性岩相突变。界面下伏浅水岩相突变为上覆深水岩相。

西湖凹陷平湖组、花港组可识别出5个侵蚀不整合(SB1、SB2、SB3、SB5和SB6)。界面下伏遭受剥蚀的老层序高位体系域三角洲砂体，界面之上为新层序海侵体系域前三角洲泥岩；地震界面是海侵上超和高位削截的叠合界面，反射终止关系明显，较易追踪(图4)。

2.1.3 体系域界面(初始海泛面、最大海泛面)

三级层序内部体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)是三级层序内部跨过坡折带的海泛面，它是低水位体系域(LST)和海侵体系域(TST)的物理分界面，在该界面之上水深突然大幅度增加。西湖凹陷平湖组、花港组6个坡折带之上的初始海泛面(ts1、ts2、ts3、ts4、ts5和ts6)与三级层序界面侵蚀不整合(暴露不整合)叠合为一个界面(由于低位下切谷充填不易识别，所以未划分低位体系域)，表现为海侵上超不整合。

最大海泛面(mfs)是三级层序内部海平面上升到最高后开始下降的拐点界面，是退积与进积的转换面，是海侵体系域(TST)与高位体系域(HST)的分界面。西湖凹陷平湖组、花港组可识别出6个最大海泛面(mfs1、mfs2、mfs3、mfs4、mfs5和mfs6)，该类界面的岩性岩相在垂向上为突变，界面之下多为海侵体系域前三角洲泥岩、粉砂质泥岩，界面之上过渡为高位体系域三角洲前缘细砂岩、粉砂岩。测井曲线组合外形由下部GR微齿状高值向上陡变为GR箱状低值。地震界面为海侵期上超与高位下超复合界面，反射终止关系较明显，区域上较易追踪(图4)。

2.2 三级层序及其体系域特征

东海盆地西湖凹陷(西部地区)坡折带之上平湖组、花港组划分了6个三级层序、6组海侵体系域和高位体系域(图3)，坡折带之上(西部地区)发育的低位体系域下切水道局限于地震剖面密度及分辨率，将其并入下伏三级层序的高位体系域；东次凹位于坡折带之下(无钻井揭示)充填低位体系域，依据地震反射外形及层序沉积模式推断发育湖底扇、斜坡扇和低位楔；在东陡坡带(东部地区)发育物源来自钓鱼岛隆褶带的扇三角洲或近岸水下扇砂砾质沉积，地震反射特征为丘形、楔形反射外形，亚平行、前积内部反射结构(图4)。

2.2.1 平湖组层序特征

平湖组沉积期，广海在钓鱼岛隆褶带以东，但海水从南部进入了西湖凹陷，沉积中心东次凹形成了半封闭的陆棚。

西缓坡带—中央反转带平湖组3个三级层序(SQ1、SQ2、SQ3)，在纵向上反映3次海侵—海退旋回。海侵体系域主要发育海侵期的前三角洲—陆棚泥质沉积，高位体系域主要发育物源来自西湖凹陷西部海礁或渔山隆起的三角洲平原砂砾质—三角洲前缘砂质—东次凹前三角洲、陆棚泥质沉积，以及物源来自西湖凹陷东部钓鱼岛隆褶带的近岸水下扇或扇三角洲砂砾质—东次凹陆棚泥质沉积。

如SQ2相当于平湖组中段，时限38.8～37.2 Ma，时限约1.6 Ma(图2)。SQ2底界(SB2)为侵蚀不整合、海侵上超不整合、整一界面的叠加，顶界(SB3)为侵蚀不整合。在凹陷西部隆起区存在地层缺失，地震剖面上见削截、上超反射。SQ2仅西缓坡带钻穿，厚度变化大。依据ts2及mfs2，将SQ2划分为低位、海侵、高位体系域。SQ2低位体系域，发育在东次凹，推测为湖底扇、斜坡扇及低位楔砂质、粉砂质夹泥质沉积。SQ2海侵体系域，发育前三角洲泥质—陆棚泥质沉积，厚度较小。地震反射特征为席状反射外形，平行—亚平行反射结构，弱—中振幅，中连续。SQ3高位体系域主要发育三角洲前缘砂岩、粉砂岩沉积向东次凹过渡为前三角洲—陆棚泥质沉积；地震反射特征表现为席状反射外形，亚平行、前积反射结构，中—强振幅，中—高连续。(图5)。

2.2.2 花港组层序特征

花港组沉积期，南部与广海的通道关闭，西湖凹陷为滨海湖泊，但在海侵期可能与广海连通。

西缓坡带—中央反转带花港组3个三级层序(SQ4、SQ5、SQ6)，在纵向上反映了3次水进—水退旋回。海侵体系域主要发育海侵期的前三角洲—深湖(可能与广海连通)泥质沉积，高位体系域主要发育物源来自海礁或渔山隆起的三角洲前缘砂质沉积。

如SQ6相当于花港组上段上部，年龄25.7～23.03 Ma，时限约2.67 Ma(图2)。SQ6底界(SB6)为侵蚀不整合，顶界(SSB5)为隆升不整合，为二级层序界面。依据ts6及mfs6，将SQ6划分为低位、海侵、高位三个体系域。SQ6低位体系域，发育在东次凹，推测为湖底扇、斜坡扇及低位楔砂质、粉砂质夹泥质沉积。SQ6海侵体系域，发育前三角洲泥质—深湖泥质沉积，厚度较小，地震反射特征为席状反射外形，平行—亚平行反射结构，弱—中振幅，中连续。SQ6高位体系域，发育两期进积砂体，西缓坡西缘为三角洲平原砾岩、含砾砂岩、粗—中砂岩，向东过渡为三角洲前缘砂岩，东次凹沉积前三角洲—深湖砂泥岩及扇体；以见大量向西次凹前积现象为特征，为席状、楔形反射外形，亚平行—杂乱反射结构， 中—强振幅，中—差连续(图6)。

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

2.2.3 层序格架

平湖组和花港组共同充填6个三级层序(SQ1—SQ6)，即代表6期三级层序时限内的海侵—海退旋回(图7)。低位体系域主要充填于沉积中心的东次凹(图7未见，后述)。

SQ1—SQ6海侵体系域(TST)主要保留了前三角洲—深湖泥质沉积，越靠近东部沉积中心泥岩厚度越大。三角洲平原和前缘向海礁或渔山隆起(剥蚀区)退积，但受后期海退(水退)剥蚀影响未保留(图7)。

SQ1—SQ6高位体系域(HST)西缓坡带向东直至东次凹依次发育三角洲平原砂砾岩、砂岩—三角洲前缘前积砂体—前三角洲砂泥岩—深湖泥岩或低位扇体，期间充填多期次级海侵泥岩。高位体系域海平面下降速度缓慢，三角洲向东进积，可容空间决定沉积砂体厚度；随着海平面继续下降，早期沉积的三角洲砂体遭受暴露剥蚀为当期的三角洲提供物源，因此高位体系域三角洲砂体由东向西残余厚度越来越薄、由西向东保留越来越多，如Y1井的砂体厚度明显大于N1、B2、B1、B3井的残余厚度，Y1井顶部还可见三角洲向东部推进过程中保留的三角洲平原砂砾岩(图7)。

3 体系域沉积模式

3.1 低位体系域

西湖凹陷平湖组、花港组沉积中心位于东次凹，坡折带位于东次凹以西。低位体系域充填于东次凹，地震识别为湖底扇、斜坡扇和低位楔砂质、粉砂质沉积。低位体系域在坡折带之上的下切河道充填砂砾，由于厚度不大，将其并入老层序的高位体系域(图8)。

低位期，海平面(基准面)下降到了坡折带之下①→②→③→④时期，西湖凹陷西缓坡带老层序高位体系域砂质沉积暴露剥蚀改造，坡折带之上发育深切谷砂砾质充填。西湖凹陷东陡坡带发育物源来自钓鱼岛隆褶带的扇三角洲和近岸水下扇砂砾质沉积。在坡折带之下的东次凹依次发育湖底扇、斜坡扇和低位楔砂质、粉砂质沉积，海平面①→②时期下降，发育湖底扇，物源经由深切谷来自西部海礁隆起—渔山隆起，或来自东部钓鱼岛隆褶带近岸水下扇扇缘；海平面②→③时期下降到最低点，可能发育斜坡扇，物源来自西部海礁隆起—渔山隆起；海平面③→④时期上升但仍在坡折带之下，发育向东前积特征明显的低位楔，物源来自西部海礁隆起—渔山隆起。

图8 西湖凹陷平湖组低位体系域沉积模式Fig.8 LST depositional model of Pinghu Formation in Xihu sag

3.2 海侵体系域

SQ1～SQ6海侵体系域，海平面(基准面)上升到了坡折带之上的初始海泛面④→最大海泛面⑥时期。在西湖凹陷西缓坡带发育物源来自海礁隆起—渔山隆起的西湖凹陷西缓坡带三角洲退积，残留前三角洲—陆棚(或深湖)泥质沉积。在西湖凹陷东陡坡带发育物源来自钓鱼岛隆褶带的扇三角洲或近岸水下扇砂砾质—陆棚(或深湖)泥质沉积(图9)。

3.3 高位体系域

SQ1～SQ6高位体系域海平面(基准面)从最大海泛面⑥⑦开始下降，经海平面⑧下降至坡折带之下的海平面⑨。由于海平面下降，物源来自海礁隆起—渔山隆起的西湖凹陷西缓坡带三角洲进(前)积，三角洲依次以前积斜层形态向东次凹陆棚(或深湖)推进，下超于最大海泛面之上。同样由于海平面下降，近物源的西湖凹陷西缓坡带边缘高位体系域早期沉积暴露并遭受剥蚀，形成顶界侵蚀不整合面。西湖凹陷东陡坡带发育物源来自钓鱼岛隆褶带的扇三角洲和近岸水下扇砂砾质沉积(图10)。

图9 西湖凹陷平湖组海侵体系域沉积模式Fig.9 TST depositional model of Pinghu Formation in Xihu sag

3.4 层序演化主控因素

构造运动和物源供给决定西湖凹陷构造沉积格局，古气候和海平面升降对三级层序及其内部体系域发育的影响更大。

构造运动对层序的控制主要表现在构造运动对层序可容空间(沉积区)形成所起的主要作用。东海陆架盆地属于残余弧后的走滑拉分陆缘裂谷盆地，为西湖凹陷平湖组、花港组沉积可容空间持续扩大提供了保障。西湖凹陷东西部双物源供给形成了西部海礁隆起—渔山隆起剥蚀区—西缓坡至东次凹沉积区—东部钓鱼岛隆褶带剥蚀区的沉积格局。

受古气候的影响，平湖组沉积末期对应了同期全球平均海平面下降约70 m，西湖凹陷西缓坡带平湖组顶部暴露剥蚀；花港组沉积末期对应了全球同期全球平均海平面下降约50 m，西湖凹陷西缓坡带花港组顶部暴露剥蚀。古气候还是海平面(基准面)周期性升降变化的主要控制因素，是三级层序及其内部体系域沉积相带展布的主要控制因素。

海平面(基准面)周期性升降变化控制了三级层序发育及其内部体系域演替，同时也控制了体系域沉积相展布，不同体系域的相带展布明显不同(图8，9，10)。

4 结论

(1) 西湖凹陷西缓坡带发育物源来自海礁隆起—渔山隆起的三角洲—陆棚(平湖组)或湖泊(花港组)沉积体系，东陡坡带发育物源来自钓鱼岛隆褶带的扇三角洲或近岸水下扇—陆棚(平湖组)或湖泊(花港组)沉积体系，沉积中心在东次凹。

(2) 根据构造演化期次及全球海平面变化识别出划分出7个二级层序。西湖凹陷平湖组、花港组划分为2个二级层序(SSQ3—SSQ4)和6个三级层序(SQ1—SQ6)。由于将坡折带之上下切谷河道充填归在老层序的高位体系域中，所以坡折带之上仅发育TST和HST。

(3) 构造运动和物源供给决定西湖凹陷构造沉积格局，古气候和海平面升降对三级层序及其内部体系域发育的影响更大。构造运动控制层序可容空间。东西部双物源供给形成剥蚀区—沉积区—剥蚀区沉积格局。受古气候的影响平湖组和花港组沉积末期全球海平面分别下降约70 m和50 m。同时古气候和海平面共同控制体系域交替及沉积相展布。

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