关于西湖凹陷平湖地区平湖组沉积认识历来颇受争议，前人分别从岩心、地化、测井、地震反演或水槽实验等途径论证，观点有早期的海陆交互相^[1]、潮汐三角洲^[2]、受潮汐影响的辫状河三角洲^[3] 和后期的三角洲-潮道砂体沉积等^[4]，并都提出了相应的沉积模式。随着勘探开发过程的推进，更多资料证实了平湖组中上部的三角洲-潮道沉积模式。而针对平湖组深部，特别是P12 段，由于资料较少，沉积环境仍有争议：如其中某一时期发育的长条带状砂体沉积认识有分歧，有认为是古河道，也有认为是障壁砂坝；另外D井于 P12 层钻遇成分和结构成熟度高的含砾石英中砂岩的沉积相归属也有争议，重力流砂体、沿岸砂坝、障壁岛砂坝等都是大家争议的沉积类型。因此，至今尚未有较为合理的、系统的沉积模式来解释平湖组深部的沉积样式，对上述分歧给出很好的解释并统一在一起。

本文从盐度、沉积构造、UFR 砂坪、岩相配置关系等多方面给出证据，对平湖组深部的沉积进行研究，提出其发育的是潮控河口湾沉积，并结合地震信息建立了其沉积演化模式。

1 地质背景

平湖油气田位于上海市东南方向的东海海域，地质构造上，位于西湖凹陷保俶斜坡中段，西靠平湖主断裂，东临三潭深凹。自古新世到始新世时期，在区域张扭性应力作用下，形成了以北北东向为主、北北西向为辅的不同级别的断层，把平湖油气田分隔呈多个构造圈闭：北部八角亭构造，中部放鹤亭构造，西南中山亭构造，东南放南构造（图 1）。平湖油气田自上而下钻遇的地层有第四系东海群，新近系上新统三潭组，中新统柳浪组、玉泉组，古近系渐新统花港组和始新统平湖组及以下八角亭组和宝石组；主要含油气层系为花港组和平湖组，具有“上油下气、深大浅小、塔式聚集”的成藏特征^{[5, 6]}。随着油田进入开发后期，迫切需要新的勘探突破，因此在平湖组深部找平湖的勘探战略下，对平湖组深部地层的沉积认识对未来勘探扩储意义重大。

平湖组地层岩性以砂泥岩为主，自上部往下部，砂地比降低（图 2），中上部可达到30% 以上，粒度较粗，主要为灰色-浅灰色中细砂岩，为三角洲前缘水下分流河道、潮道、砂坪沉积等。而P12段砂地比小于20 %，砂岩以浅灰色粉细砂岩为主，粒度偏细，单层厚度偏薄（＜ 5 m），局部较厚，连通性较差，煤层普遍发育，整体以“泥包砂”结构为特征（图 3）。沉积特征与中上部有着明显差异，其形成环境一直以来颇有争议，本文将从多个方面展开讨论。

2 沉积认识 2.1 盐度

古盐度是地质历史时期沉积环境特征的重要标志，恢复古盐度信息对认识环境变化，特别是海陆交互相具有重要意义^[7]。在众多反映古盐度特征元素中，硼元素分析法是最常用方法，其依据是自然界水体中硼的浓度是盐度的线性函数，而黏土矿物在沉积过程中有相当数量硼被吸附固定下来，因而吸收的硼含量与水体盐度呈双对数关系^[8]。

对C井P12 段9 个灰色泥岩样品进行B含量测定，并运用Couch^[9] 和Adamas^[10] 方法对古盐度进行恢复，结果见表 1。

Couch 公式：

$Sp=\frac{\text{logB *-0}\text{.11}}{\text{1}\text{.28}}\text{ }$

(1)

$\text{B * =}\frac{\text{B样}}{\text{4}Xi\text{+2}Xm\text{+}Xk}$

(2)

Adamas 公式：

$Sp= 0.097 7 דB” -7.043$

(3)

$\text{''B'' = 8}\text{.5}\times \frac{\text{B样}}{{{\text{K}}_{2}}\text{O}}$

(4)

式中：Sp为古盐度，‰；Xi、Xm、Xk分别为伊利石、蒙脱石和高岭石的质量分数；系数表示各矿物吸收强度。

结果表明，样品硼质量浓度60~90 μg / g，平均75.7 μg/g，经恢复后的古盐度值平均约10‰ ~12‰，属于海陆过渡相，相对于现今的长江口或杭州湾（5‰ ~20‰）^{[11, 12]}，其盐度值偏高（表 2），说明海水入侵较为严重，最具有代表性的是强潮型河口沉积。

2.2 沉积构造

河口湾沉积由于受到多方水体共同作用，因此具有复杂独特的沉积构造，包括潮汐作用留下的潮汐层理、波浪作用的浪成交错、波痕层理以及河流作用形成的河道槽状交错层理等。

岩心观察中可以看到丰富的潮汐韵律层理（图 4），主要现象有：（1）双黏土层，且多呈波状或脉状交错层理；（2）大小潮引起的砂泥厚度韵律变化；（3）砂体呈透镜状或束状体样式。另外还可见丰富的生物扰动或植物碎片、薄煤层等，虫孔以垂直或斜交岩层分布，反映了海陆过渡相中动荡的水体环境。C井岩心中双向大角度交错的古河道砂体前人往往解释成槽状层理的两翼或者是河道摆动两期河道变迁形成，本次将该河道砂体形成环境定位在潮控河道的潮汐弯曲带，在这里，潮道沉积和河道点砂坝沉积在河流和潮汐双重能量强弱变化下交替出现，二者容易形成双流向的古河道砂体^[13]。

测井曲线上，可以看到P12 段砂体发育较多的逆粒序沉积（图 5）。齿中线以上倾平行略收敛形态为主，反映了水流能量增强和物源供给越来越丰富的环境，常见的是河口砂坝、纵向迁移的潮汐砂坝沉积等。研究区P12 段由于砂岩发育较少，不发育建设性三角洲，潮汐砂坝砂体沉积可能性较大。

2.3 UFR 砂坪

关于在D井钻遇的成分成熟度和结构成熟度较高的含砾石英中砂岩，而在相邻的C井钻遇的砂岩（长石岩屑砂岩和岩屑长石砂岩）性质差异较大（图 6），对此有人提出过重力流或沿岸砂坝模式来解释其成因。研究认为，由于平湖地区平湖组整体处在海陆交互相，水体较浅，不足以形成重力流沉积；而砂体展布方向也否定了沿岸砂坝的判断（图 7c）。

UFR 砂坪是潮控河口湾特有的沉积相^[14]。其是指高流态砂坪，位于河口湾中部喇叭口顶点处。受地形限制，潮汐能量达到最大，在反复淘洗的水流作用下，砂岩分选磨圆达到最佳。四川元坝地区Y402 井取心层位中曾见到UFR 砂坪，“千层饼”构造，测井上表现为极低GR 值，平湖D井石英砂岩符合以上特征，也吻合潮控河口湾相沉积模式。

2.4 岩相配置关系

河口湾是下沉河谷的海向部分，受河流作用、潮汐作用、波浪作用综合影响，由于河流作用较弱，泥砂供应不足，在潮汐和波浪作用下容易形成开口向海的喇叭口状沉积体^[15]。依据三方作用强弱主控影响下，可分为潮控河口湾、浪控河口湾和浪控-潮控过渡河口湾。

河口湾沉积典型的岩相配置主要包括三部分：（1）下部低水位期下切河谷陆相河流沉积；（2）中部为海侵河口湾沉积，主要发育潮控砂坝；（3）上部为高水位期滨岸潮坪沉积或浪控砂体沉积。

上述河口湾沉积三部分在平湖地区地震振幅图上有较好的呈现，如图 7，海侵早期，发育的是长条状陆相河道砂体沉积，随着海侵的进行，河流作用减弱，潮汐作用主导，为垂直或斜交海岸线的河口湾沉积，砂体以长形潮汐砂坝为主，在平面上表现为花布状，但砂体延伸方向一致，在河道喇叭口打开处，沉积的是UFR 砂坪。海侵后期，达到高水位体系域，该河口湾部分被覆盖充填，主要发育潮坪细粒泥质沉积，全区发育大套泥岩和泥质粉砂岩。

3 沉积模式

P12 段地层受斜坡带位置和断层影响厚度差异较大，其中放二断块揭示的地层最为完整，沉积现象也最为丰富。从岩心、测井、地震属性中出发，综合地化测试、沉积现象及成因机制等，总结了放鹤亭P12 段的潮控河口湾沉积模式及演化过程（图 8）。

由于物源供给不足，在河流和潮汐作用的双重作用下，放鹤亭P12段主要发育的是潮控河口湾沉积：上游为正常河流沉积，受潮汐影响较小或无影响；中游潮汐弯曲带，在这里能量最弱，沉积物容易堆积，且分选较差，在潮汐和河流的作用下易形成双向砂体沉积；下游为UFR砂坪以及潮汐砂坝沉积，在这里水体能量较强，沉积物经过反复淘洗分选磨圆较好，是未来勘探的有利目标砂体。在此沉积模式下，依据地震振幅图，可将潮控河口湾沉积演化过程分为四个部分（图 9）。

（1）海侵早期，发育低水位期下切陆相河流沉积，水体能量较弱，下游河口可被潮汐改造，形成喇叭口河口湾。

（2）海侵期，河口砂坝被强烈潮汐作用切割，形成顺河道方向长形砂坝，顶口处由于潮汐能量最强，沉积物受到反复淘选，形成UFR 纯净砂岩砂坪。

（3）随着海侵，河谷开始被充填，发育潮坪细粒-泥质沉积。

（4）海侵后期，河谷基本被充填，受波浪作用，砂体沿平行于岸线方向堆积。

4 结论

（1）平湖油气田放鹤亭地区平湖组P12 段泥岩B质量浓度平均约75 μg / g，恢复的古盐度值10‰ ~12‰，说明该时期为海陆过渡相，且受到强烈的海水入侵。

（2）岩心、岩屑中可以看到丰富的潮汐韵律、双向河道砂体以及UFR 砂坪等，综合分析认为放鹤亭平湖组深部发育的沉积相类型为潮控河口湾沉积相。

（3）结合河口湾岩相配置关系和地震信息，建立了放鹤亭地区P12 段潮控河口湾沉积演化模式：海侵早期发育潮控河道，海侵中期发育潮控河口湾，形成UFR 砂坪和潮汐砂坝，海侵后期发育潮坪-浪控河口湾沉积。