2020, Vol. 29
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2. 中海石油(中国)有限公司 上海分公司, 上海 200335
2. Shanghai Branch, CNOOC Limited, Shanghai 200335, China
东海陆架盆地是我国重要含油气盆地，始新统平湖组是凹陷油气勘探的主要目的层段之一，前人对平湖组层序地层、沉积体系、构造、储层进行了深入研究[1-5].在沉积相及沉积体系研究方面，吴嘉鹏、赵洪、付振群等学者通过对整个凹陷内岩相、岩相组合、沉积构造、测井曲线特征及地震等资料的研究，认为平湖组沉积时期主要为海相沉积环境，发育潮汐影响的三角洲、潮坪和局限海湾等沉积相[6-11]；而李纯洁、薛丹、朱扬明等学者则分别通过对单井、Y气田及整个凹陷的岩相、古生物、有机地球化学、层序地层等方面综合分析认为平湖组应为陆相沉积环境，主要发育湖泊-沼泽及三角洲沉积，局部存在海侵现象[12-16].前人研究主要针对整个凹陷或凹陷内次级构造单元等大区域的沉积体系，而对井区等小区块的精细分析较少.为明确研究区沉积环境和对研究区有利砂体分布进行预测，有必要开展对平湖组沉积微相类型的精细研究.本文综合利用岩心、测井、地震和分析测试等资料，对东海陆架盆地某凹陷P井区平湖组的岩相类型、沉积构造特征进行详细研究，分析平湖组的沉积微相类型，结合地震属性图分析沉积微相平面分布特征，提出本区平湖组沉积模式，以期为P井区平湖组有利砂体的预测及下一步勘探开发提供依据.
1 区域地质概况东海陆架盆地位于欧亚板块东部大陆边缘，面积约为26×104 km2，东以钓鱼岛隆褶带将其与冲绳海槽相隔，西为浙闽隆起，南接台湾中新生代盆地群，向北延伸至对马海峡附近，总体走向为北东向.某凹陷是东海陆架盆地最大的次级单元，位于东海陆架盆地浙东拗陷带中部，呈北东向展布，长460 km，宽约75~130 km，面积为5.9×104 km2，为一个北北东走向的大型含油气凹陷.其构造演化主要经历了古新世断陷阶段-晚始新世断拗阶段-渐新世至中新世拗陷阶段-第四纪区域沉降阶段，具东西分带、南北分块的特征，可划分为西部斜坡带、中部反转构造带和东部断阶带[17-18]（图 1a）.
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图 1 P井区井位分布图 Fig.1 Well locations in P well area 1-井位（well location）；2-一级构造单兀分区线(first-order tectonic boundary); 3-构造带界线（boundary of tectonic belt); 4-断层(fault); 5-P井区(P well area) |
P井区位于某凹陷西部斜坡带（图 1b），自下而上发育始新统瓯江组、温州组、宝石组、平湖组，渐新统花港组，中新统龙井组、玉泉组和柳浪组，上新统三潭组（图 2）.平湖组整体为深灰色泥岩与浅灰色细-粗砂岩互层，煤层发育，厚度500~1500 m，可划分为E2pSQ1~E2pSQ3（平湖组下段-平湖组上段）3个三级层序[19-20]，E2pSQ1（平湖组下段）为灰-深灰色泥岩与粉砂岩细砂岩不等厚互层，夹沥青质煤；E2pSQ2（平湖组中段）上部为粉砂岩、泥质粉砂岩与粗砂岩、泥岩互层，下部为灰-深灰色泥岩夹细砂岩、粉砂岩，煤层发育；E2pSQ3（平湖组上段）上部为粉砂岩、泥质粉砂岩与粗砂岩、泥岩互层，下部为粗砂岩、含砾粗砂岩夹泥质粉砂岩、粉砂质泥岩.
2 沉积特征 2.1 岩石学特征
研究区平湖组呈现出砂泥不等厚互层的特征，砂地比小于0.5.对平湖组78个砂岩样品薄片鉴定结果统计表明，平湖组砂岩以长石岩屑砂岩与岩屑长石砂岩为主，少量为岩屑砂岩与岩屑石英砂岩（图 3）.石英含量为64%~81%，平均为68.9%；长石含量为7%~21%，平均为13.23%，主要为正长石，少量斜长石；岩屑含量为7%~20%，平均为17.78%，以岩浆岩、变质岩岩屑为主，含少量沉积岩岩屑；杂基体积分数低于2%.总体粒度较细，为细-中砂岩，局部可见含砾中粗砂岩.碎屑颗粒多为次圆-次棱角状，分选中等-好，颗粒间呈线接触关系，颗粒支撑（图 4）.概率累计曲线呈现出“一滚两跳一悬”四段式的特征，滚动、跳跃、悬浮总体发育.滚动总体含量30%~35%，斜率高，分选好；跳跃总体分两段，含量60%左右，总体斜率较高，分选较好；悬浮总体含量5%~10%，斜率较高，分选较好.曲线反映出稳定牵引流沉积物的特征（图 5）.总体上看，研究区平湖组砂岩具成分成熟度中等和结构成熟度较高的特点.
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图 3 平湖组砂岩岩性分类图 Fig.3 Classification diagram of the sandstone of Pinghu Formation Q一石英（quartz); F-长石（feldspar); L-岩屑（lithic clast); I -石英砂岩(quartz sandstone); Ⅱ一长石石英砂岩（feldspar-quartz sandstone); Ⅲ一岩屑石英砂岩（lithic quartz sandstone); Ⅳ-长石砂岩（arkose); V-岩屑长石砂岩（lithic arkose); Ⅵ-长石岩屑砂岩（feldspar lithic sandstone); Ⅶ-岩屑砂岩（lithic sandstone) |
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图 4 平湖组中粒岩屑砂岩显微结构特征 Fig.4 Microscopic structure of the medium grained lithic sandstone a- W-l，4204 m; b- W-l，4208 m |
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图 5 平湖组砂岩粒度概率累计曲线 Fig.5 Cumulative curve of grain size distribution of the sandstone of Pinghu Formation a- X-l，4183.5 m；b- X-l，4183.9 m |
研究区泥岩、粉砂岩较发育，其中泥岩矿物成分以黏土矿物为主，主要为伊利石、高岭石，部分层段可见绿泥石及伊蒙混层.粉砂岩中以石英为主，长石、岩屑少见，泥质含量较高，镜下可见高岭石、伊利石等黏土矿物.因砂岩成分更具代表性，故本文对泥岩与粉砂岩岩石学特征不做分析.
2.2 沉积构造特征研究区平湖组沉积构造丰富，粗砂岩中常见交错层理（图 6A）和块状层理（图 6B），反映了较强的水动力条件，其中交错层理倾角5~8°，层系厚度6~10 cm，偶见砾石，砾石直径0.5~1.2 cm.反映沉积物沉积速率较快，一般出现在河道沉积物中.
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图 6 P井区典型沉积构造岩心照片 Fig.6 Core photographs of typical sedimentary structures of P well area A-黄褐色交错层理含砾粗砂岩，砾石呈灰色、白色、黑色，次圆-次棱角状，定向性明显，X-4井，4579.3 m (cross-bedding pebbled coarse conglomerate); B一灰褐色平行层理含砾粗砂岩，砾石呈灰色、白色、黑色，次圆-次棱角状，一定定向，X-3井，4690.9 m (parallel bedding pebbled coarse conglomerate); C-上部灰白色交错层理细砂岩，与下部灰色泥岩冲刷接触，X-2井，4063.6 m (cross-bedding fine sandstone and mudstone); D一灰白色块状细砂岩，无明显沉积构造，X-4井，4566.4 m (massivefinesandstone); E-灰褐色交错层理细砂岩，纹层厚度超过10 cm，倾角约为20。，双黏土层发育，X-2井，456205 m (cross-bedding fine sandstone); F一灰白色平行层理细砂岩，0-1井，4084.66 m (parallel bedding fine sandstone); G一灰色细砂岩，发育韵律层理，砂泥岩互层，X-4井，4564.66 m (rhythmic fine sandstone interbedded with sand-mudstone); H一灰色浪成砂纹层理细砂岩，纹层呈“人”字型，P-1井，3757 m (wave-ripple bedding fine sandstone); I-灰色泥质粉砂岩，生物扰动发育，可见虫孔、生物潜穴，X-4井，4561.4 m (argillaceous siltstone with bioturbation); J一灰褐色块状层理泥岩，P-1井，3680.6 m (massive bedding mudstone); K一黑色块状层理碳质泥岩; X-3井，4697.51 m (massive bedding carbonaceous mudstone); L一灰色双向交错层理细砂岩，0-1井，4083.96 m (bidirectional cross-bedding fine sandstone); [一灰黑色透镜状层理粉砂质泥岩，砂岩在泥岩中呈透镜状，P-1井，3345.7 m (lenticularbeddingsiltymudstone); \-灰色脉状层理细砂岩，泥岩在砂岩中呈脉状，P-2井，3651.3 m (flaser bedding fine sandstone); 0-灰色-褐色泥岩，生物扰动发育，Y-1井，3494.9 m (mudstone with bioturbation) |
细砂岩中普遍发育冲刷构造（图 6C）、块状层理（图 6D）、交错层理（图 6E）、平行层理（图 6F）、韵律层理（图 6G）等沉积构造.其中，交错层理倾角3~6°，层系厚度10~15 cm，偶见零星砾石，双黏土层较发育；平行层理层系厚度5~8 cm，分选较好；韵律层理表现为砂泥岩互层，纹层厚度0.2~0.3 cm.该类沉积构造一般由潮汐作用或者季节变化形成[21].
粉细砂岩中常发育有砂纹层理（图 6H）、生物扰动构造（图 6I）及脉状层理（图 6N）等构造，往往代表弱水动力条件.砂纹层理纹层呈“人”字型，层系厚度4~7 cm.脉状层理表现为泥岩在砂岩中呈脉状分布，泥岩厚度小于0.3 cm，是潮汐层理的一种.该类沉积构造一般在潮下带、潮间带中常见.
泥岩中可见块状层理（图 6J）、液化变形构造，部分泥岩碳质含量较高（图 6K），水动力条件较弱.在平湖组沉积物中还观察到了代表潮汐作用的双向交错层理（图 6L）、韵律层理（图 6M）.暗色粉细砂岩和泥岩中都观察到的水平生物钻孔及生物扰动构造（图 6O），也反映出平湖组沉积时期为浅水、低能的还原环境.
3 沉积微相特征根据研究区岩石学、沉积构造等特征，结合前人研究识别了潮汐影响的三角洲及潮坪两种沉积相，划分为三角洲前缘、前三角洲、潮间带3种沉积亚相，可进一步划分为水下分流河道、河口沙坝、分流间湾、席状砂、前三角洲泥、潮汐水道、泥坪等7种沉积微相（表 1）[22-24].
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表 1 P井区平湖组沉积微相划分及沉积特征 Table 1 IMvision and characteristics of sedimentary faces of P well area |
该亚相由水下分流河道、河口沙坝、分流间湾、席状砂等沉积微相组成，各微相特征如下.
1水下分流河道微相1）.在三角洲前缘沉积中，水下分流河道主要由灰色-灰白色中粗砂岩、灰色含砾中粗砂岩组成，发育块状层理、交错层理、平行层理、潮汐层理等沉积构造，双黏土层常见，反映出沉积时存在潮汐影响.由于水动力条件较强，河道底部常见冲刷构造，河道迁移不明显，垂向上表现为多期河道叠置的特征，单个河道厚度10~15 m，测井曲线表现为微齿化箱型或钟形（图 7A）.
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图 7 P井区平湖组测井相特征 Fig.7 Logging facies characteristics of Pinghu Formation in P well area |
2）分流间湾微相.研究区分流间湾主要由灰色、深灰色泥岩-粉砂质泥岩组成.水体安静，主要发育块状层理、生物扰动构造、变形构造，偶见透镜状层理，可见植物碎片.由于潮汐作用影响，砂质与粉砂质条带发育，自然伽马曲线表现为齿化直线型（图 7B）.
3）河口沙坝微相.河口沙坝主要由灰色-灰白色中细砂岩组成，发育块状层理、交错层理、平行层理、砂纹层理、韵律层理及潮汐层理等沉积构造，沙坝底部常见反映潮汐作用的双黏土层.自然伽马曲线表现为微齿化漏斗形（图 7C），反映具有粒度向上变粗的反粒序.
4）席状砂微相.席状砂是由潮汐与波浪改造河口沙坝沉积物形成，岩性主要由灰黄色粉细砂岩-泥质粉砂岩组成，分选较好，发育水平层理、砂纹层理、透镜状层理及平行层理等沉积构造.自然伽马曲线表现为指型（图 7D），且一般不超过2 m，由于席状砂单层厚度较薄，垂向层序不明显.
3.1.2 前三角洲亚相前三角洲沉积位于三角洲沉积体系的远端，是整个三角洲沉积环境中水体最深的地方，沉积水体安静，岩性为深色泥岩及粉砂质泥岩为主，发育水平层理、生物扰动构造，可见少量生物潜穴.自然伽马曲线表现为大段微齿化的直线型（图 7D）.
3.2 潮坪沉积体系研究区仅在个别井平湖组底部识别了潮坪沉积，识别出潮间带亚相，并进一步划分出了潮汐水道、泥坪2种沉积微相.潮汐水道微相主要为黄色中细砂岩与黄色含砾中砂岩，可见双向交错层理、潮汐层理等典型潮汐沉积标志，自然伽马曲线多呈齿化箱型（图 7E）.泥坪沉积岩性主要为灰色泥岩，发育水平层理、波状层理，自然伽马曲线表现为齿化直线型（图 7F）.
4 沉积微相展布及沉积模式 4.1 沉积微相垂向特征顺物源剖面（图 8）揭示，沉积相自北西至南东由三角洲沉积转变为三角洲与局限海交互沉积.垂向上沉积相相序的演变，反映出平湖组沉积时期存在3次海平面升降变化.
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图 8 P井区平湖组连井剖面 Fig.8 Well sections of Pinghu Formation in P well area 1-二角洲前缘(delta front); -水下分流河道(underwater distributary channel); 3-前二角洲(prodelta); 4-局限海(limited sea); 5-河口项/潮汐沙坝(mouth bar/ tidal bar); 6-席状砂（sand sheet); 7-正断层（normal fault); 8-层序界面（sequence boundary) |
E2pSQ1（平湖组下段）沉积时期沉积厚度较小，对应第一次海平面变化，沉积微相以三角洲沉积为主，发育三角洲前缘、前三角洲亚相，北部砂体较为孤立，南部砂体相互切割叠置. E2pSQ2（平湖组中段）沉积时期沉积厚度大，对应第二次海平面变化，海平面整体相较于平湖组上段高.下部海平面较低，为三角洲沉积，发育三角洲前缘、前三角洲亚相，水下分流河道厚度小，叠置程度低；中部海平面较高，为三角洲-局限海沉积，潮汐水道不发育；上部海平面较低，发育三角洲前缘、前三角洲亚相，水下分流河道厚度大，远端可见薄层席状砂与河口沙坝沉积. E2pSQ3（平湖组上段）沉积时期沉积厚度较小，对应第三次海平面变化，海平面整体相较于平湖组中段低，发育三角洲前缘、前三角洲亚相，砂体发育及叠置情况与平湖组下段相似，北部砂体较为孤立，南部砂体叠置现象明显.
此外，地震剖面与平面RMS属性图揭示出研究区同生正断层较发育，呈北东向展布.断层倾向为北西向，与边界断层倾向相反，属反向同生正断层.断层两盘平湖组沉积厚度存在较大差异，如在Y-1井与X-4井之间发育一条大型反向同生正断层.通过地震剖面实测，平湖组下段、中段、上段断层生长指数分别为1.03、1.10、1.20，反映出断层对沉积作用有一定的影响. E2pSQ1沉积时期，断距较大，河道沉积物主要在上盘低部位沉积，很难越过断层进一步向盆地推进，水下分流河道延伸范围有限；E2pSQ2及E2pSQ3沉积时期，断距较小，水下分流河道沉积物充填满上盘低部位后，越过断层在下盘继续沉积，水下分流河道沉积物延伸较远.
4.2 沉积微相平面展布特征平面上，P井区平湖组主要发育潮汐影响三角洲前缘亚相，呈北西向展布，以水下分流河道与分流间湾沉积微相为主，主要在北东向同生断层上盘发育，潮坪发育在三角洲两侧，偶见潮汐水道沉积.研究区E2pSQ1沉积时期断层生长指数介于1.06~1.34之间，断层活动不强，随着沉积物向盆地中心推进，水下分流河道面积不断增大，分叉增多，河口沙坝常发育于河道分叉与末端处，研究区东部发育少量潮坪沉积，偶见潮汐水道与水下分流河道连通（图 9A）；E2pSQ2沉积时期断层生长指数介于1.21~1.48之间，断层较为活跃，由于断层活动造成可容纳空间增大，可容纳空间增长大于沉积速率（物源供给），沉积作用主要集中在低位，水下分流河道加宽，分叉减少，河口沙坝仅在水下分流河道末端发育（图 9B）；E2pSQ3沉积时期断层生长指数介于1.1~1.45之间，断层活动减弱，沉积物供给增多，河道分叉增多，河口沙坝发育，潮坪沉积仅在三角洲体系两侧局部发育（图 9C）.
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图 9 P井区平湖组RMS属性图及沉积微相平面展布特征 Fig.9 RMS attribute and sedimentary facies distribution of Pinghu Formation in P well area A-平湖组下段（E2pSQ1); B-平湖组中段（E2pSQ2); C-平湖组上段（E2pSQ3); 1 -水下分流河道（underwater distributary channel); 2-分流间湾(interdistributary); 3-前三角洲（prodelta); 4-泥坪(mud flat); 5-潮汐水道(tidal channel); 6-局限海(limited sea); 7-河口坝/潮汐沙坝(mouth bar/tidal bar);8-席状砂(sand sheet) |
通过分析研究区沉积微相及同生断层平面分布，认为沉积微相平面分布受到物源方向与断层走向夹角的大小、断距大小等因素影响.当断距较小时，若物源方向与断层走向夹角较小，水下分流河道可能出现改道等现象；当断距较大时，水下分流河道沉积物仅在断层上盘低部位沉积.如研究区东部平湖组上段局部地震属性（图 10A）所示，该区域主要发育三角洲前缘沉积，红色强振幅的水下分流河道砂体较为发育，同时该区域同生断层也较为发育，水下分流河道砂体分布受到断层影响明显.沉积微相平面图（图 10B）中也反映出沉积微相平面分布受到物源方向与断层走向夹角的大小、断距大小等因素影响.当沉积物由西向东运移时，由于第一条断层断距较小且物源方向与断层走向夹角较大，沉积物只能将上盘低部位充填满后，再向盆地内推进；沉积物经过第二条断层时，由于物源方向与断层走向夹角较小，平面上可见河道有明显的改道现象；当沉积物经过第三条断层时，由于该断层断距相对较大并且物源方向与断层走向夹角较大，沉积物无法充填满上盘低部位，也无法通过改道的方式继续向盆地内部推进，因此只能在该位置终止下来.
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图 10 P井区平湖组断层影响沉积微相分布样式 Fig.10 10 Patterns of fault-influenced sedimentary facies of Pinghu Formation in P well area A- P井区东部局部地震属性图(seismic attribute map); B - P井区东部局部沉积微相平面图(sedimentary facies pattern); 1 -三角洲前缘(delta front); 2-水下分流河道（underwater distributary channel); 3-分流间湾（interdistriButary; 4-断层（fault）；5-运移方向（migration direction） |
平湖组沉积时期，西湖凹陷为局限海（沉积环境），西部海礁隆起提供物源，由西向东入海形成三角洲沉积，潮坪沉积在三角洲两侧发育，偶见潮汐水道.由于离物源区较远，单砂体厚度和连续叠置砂体厚度均较小，沉积物粒度较细且泥岩厚度大，地形相对较陡，有利于水动力条件较强的三角洲前缘水下分流河道发育.通过地震资料分析，同生断层对研究区三角洲前缘沉积物分布影响明显，水下分流河道可能出现改道等现象，沉积物主要分布在同生断层上盘及断层尖灭点附近，可能发育良好的储集层（图 11）.
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图 11 P井区平湖组沉积模式图 Fig.11 Sedimentary model of Pinghu Formation in P well area 1-三角洲前缘(delta front); 2-水下分流河道(underwater distributary channel); 3-分流间湾（interdistributary); 4-前三角洲（prodelta); 5-泥坪（mud flat); 6-潮汐水道(tidal channel); 7-局限海(limited sea); 8-河口坝/潮汐沙项(mouth 9ar/tidal bar); 9-席状砂(sand sheet); 10-正断层(normal fault) |
1）P井区平湖组发育一套潮汐影响三角洲-潮坪沉积体系.潮汐影响三角洲可进一步识别出三角洲前缘、前三角洲2种沉积亚相，包括水下分流河道、河口沙坝、分流间湾、席状砂等5种沉积微相.潮坪沉积主要发育潮间带沉积亚相，划分出了潮汐水道、泥坪2种沉积微相.
2）沉积微相的平面分布受到同生断层的影响.断距较小时，随着物源方向与断层走向夹角的增大，水下分流河道会出现改道等现象；断距较大时，水下分流河道沉积物仅在同生断层上盘低部位沉积.
3）在沉积体系分析的基础上，建立了研究区潮汐影响三角洲前缘的沉积模式.研究区平湖组受潮汐作用影响强烈，潮坪沉积发育在三角洲两侧，偶见潮汐水道与水下分流河道连通，沉积物分布受到反向同生正断层影响，主要分布在同生断层上盘及断层尖灭点附近.
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