0 前言
针对上述问题，本文以西湖凹陷平湖斜坡平湖组中段和上段为例，聚焦地形对河流-潮汐沉积体系的控制作用。基于钻井测井数据和地震资料，分别从静态和动态的角度开展沉积体系时空演化研究。静态研究旨在明确不同时期沉积体系的平面展布与垂向叠置特征，动态研究则侧重于分析沉积体系随时间的演变过程与驱动机制，二者相互补充，共同揭示地形与沉积体系的耦合机制，以期明确岩性圈闭的分布规律，助力突破当前勘探瓶颈，提升油气资源的开发效率，为研究区后续油气勘探与开发提供坚实的科学依据。
1 区域地质概况
研究区位于西湖凹陷西部斜坡带平湖斜坡的北部，主要的油气勘探层位是始新统平湖组。平湖组自下而上分为下段、中段和上段，其沉积特征受区域构造运动和海平面变化的显著控制。平湖组下段（简称平下段）沉积期，强烈的构造运动导致地块快速抬升，伴随海平面急剧上升，形成了障壁岛—潟湖沉积环境，障壁岛阻挡了外海的波浪和潮流，使潟湖内水动力较弱，以泥质沉积为主。平中段沉积期，构造活动减弱，海平面达到最高值，障壁岛被海水淹没形成水下低凸起，最大海泛面的发育将平中段进一步分为下、上两个亚段。平中段下亚段（简称平中下亚段）沉积期海平面快速上升，发育潮坪—潟湖沉积，以泥质沉积为主，沉积环境稳定；平中上亚段沉积期高海平面频繁波动，以三角洲前缘—滨浅海相砂质沉积为主，水动力条件较强。平上段沉积期，构造活动最弱，海平面下降，形成开阔海岸沉积环境，水动力稳定且较弱，沉积物以细粒物质为主，地层结构较为均一[25-27]。
2 平湖组中段、上段沉积体系特征
2.1 海平面变化、古水流及古地貌特征
2.1.1 海平面变化特征
在研究区 P7 井平中下亚段，地层呈现大套泥岩与多套薄煤层交互的特征，且含砂率自下而上逐渐减小。这种沉积序列指示了海平面不断上升的过程，此时期水体逐渐加深，以泥质沉积为主，同时适宜的沉积环境为煤层的形成创造了条件（图2）。
平中上亚段沉积期，沉积环境发生显著变化。此时期潮汐作用增强，古水流携带大量砂质沉积物在潮下带堆积，形成了潮汐砂体。地层中砂层数量明显增多，单层厚度加大，含砂率显著提升，这些现象表明海平面开始下降，水体变浅，潮汐动力对沉积物的改造作用凸显（图2）。
平上段沉积期，海礁隆起构造抬升，物源供给增加，河流不断向海推进，导致海平面进一步下降。在这一阶段，河流作用与潮汐作用相互交织，最终形成了潮控三角洲沉积体系（图2）。
研究区的另外一个典型特征是煤层发育，可以达到30层之多，煤层的频繁出现意味着沉积环境反复从适宜植物生长、堆积的陆地环境，转变为水体覆盖的环境，反映出上述3个沉积时期海平面经历了频繁的升降变化。
2.1.2 水动力类型
研究区取心井较多，岩心资料覆盖面较广。在小尺度上岩心对不同水动力作用反映的差异相对较小，因此本文引用了Rossi提出的沉积过程概率量化的分析方法[28]，针对P2井、P12井、P16井的典型岩心段进行岩性精细描述，对不同水动力发生的概率进行分析，认为研究区存在河流作用、潮汐作用和波浪作用3种水动力作用[9]。P2井主要受到河流与潮汐的相互作用（图3a），其中河流比潮汐作用要显著，说明P2井位置比P12井更靠近陆向，或者为分流河道的主河道；P12井主要受到河流与潮汐的相互作用（图3b），潮汐作用较显著，体现在双黏土层和泥质披覆层，代表潮汐改造的河道或者砂坝；P16井波浪作用显著增强，整体呈现河流、潮汐与波浪三者的相互作用（图3c）。总体来看，在岩心准层序尺度上，河流沉积记录自下而上先增加再减少，潮汐沉积记录呈相反趋势变化，波浪沉积记录呈不规律分布，这表明了风暴浪主要改造远端的砂坝，向陆方向地层主要受控于河流和潮汐的混合作用。
2.1.3 古地貌特征
基于研究区三维地震资料精细解释与古地貌定量恢复，系统揭示了沉积地层发育的时空演化规律。在平中下亚段沉积演化过程中，构造活动对地貌格局起主导作用。沉积早期，强烈的断裂活动致使研究区M低凸起与N凸起区域隆升，形成显著的海底地形起伏（图4a，4b）；这种构造地貌特征直接制约沉积物供给与沉积过程，进而控制砂体平面展布。受构造沉降差异影响，反向断槽区域沉积物持续堆积，相较于断垒带呈现出明显的地层厚度优势（图4a，4b）。平中上亚段沉积期，构造活动强度显著减弱，伴随海平面上升，前期隆升的M低凸起与N凸起逐渐被海水淹没，演变为水下低凸起地貌。此阶段，沉积作用成为塑造地层结构的主导因素，随着沉积物的持续堆积，断槽与断垒带之间的沉积厚度差异逐步缩小。然而，残留的海底地形起伏仍对沉积过程具有一定的控制效应（图4a，4c）。至平上段沉积期，构造活动基本停滞，研究区地形趋于平缓。在此背景下，沉积过程以垂向加积为主，地层厚度在平面上呈现出均匀变化的特征（图4a，4d）。
2.2 典型沉积单元
表1 西湖凹陷平湖斜坡典型沉积单元识别标志Table 1 Identification markers of typical sedimentary units in Pinghu slope of Xihu Sag |
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注：沉积单元测井相与过井地震剖面对应，岩心与所做的粒度分析来自对应探井。 |
开阔潮坪潮道/潮沟 位于海岸线附近，是受潮汐作用形成的。在涨潮和落潮时，水流通过潮道进出潮坪，导致潮道内的水位和水流速度发生变化。潮道通常是连接海洋和潮坪的主要水道之一，在向远离海洋方向延伸时，潮道逐渐分散、变细，进而形成潮沟（见表1，平面形态的图①）。潮道的长度和宽度因地形和潮差的不同而变化，长度为10~15 km，宽度为200~400 m，厚度为30~50 m，多潮道叠加厚度可至100 m；潮道内的水流速度可能会随着潮汐的变化而变化，在潮汐涨落过程中，水流可能会加速或减缓，形成潮道内的水动力特征。潮道内部以细砂岩充填为主，呈正粒序，GR曲线呈近似锯齿化钟形，平行层理发育，粒度变化不大，地震上呈多层叠置的透镜状反射特征。潮道根据形态可分为直线型、弯曲型或分支型等类型，其形状取决于地形和潮汐的作用。开阔潮坪潮沟（tidal creek）也是受潮汐影响的水道，潮沟通常比较窄小，长度相对较短，更多地局限在潮坪内部，沿着潮坪的地势低洼处或与潮坪的相连的河流中形成。潮沟长1~2 km，宽10~20 m，厚度普遍为3~5 m。潮沟的规模较小，潮沟内的水量相对较少，水流速度也较慢。潮沟内以粉砂岩充填为主，向泥岩逐渐过渡，GR曲线呈指状。
限制地形潮流通道 位于障壁岛或隆起之间，是潮流流经的主要通道，通常较宽广，具有较大的水深（见表1，平面形态的图②）。沉积厚度较大，底部以砂砾岩沉积为主，向上岩性逐渐变细，呈正粒序，粒度中值曲线具有典型的滚动、跳跃和悬浮三段式特征，GR测井曲线呈箱形，透镜状地震反射特征，往往分布于障壁岛之间，连接潟湖和广海。
潮汐砂坝 位于河口湾、潮控三角洲前缘，是河流作用和潮流作用共同作用的结果（见表1，平面形态的图③）。沉积物供给和河流流速对潮汐砂坝的形成起着至关重要的作用。河流在流向海洋的过程中，会携带大量的沉积物。当河流流速减小，这些沉积物就会逐渐沉积在河口，形成河口坝。潮汐对河口坝进行冲刷和塑形，使其形成U形或椭圆形潮汐砂坝，潮汐砂坝的长度为1.5~2 km，宽度为1.2~1.6 km，面积在1.3~2.0 km2之间，长宽比小于1.5。潮汐砂坝的高度和坡度则会受到潮汐的影响，潮汐强度越大，越容易形成潮汐砂坝。潮汐砂坝以反粒序沉积为主，底部为粉砂岩加薄层泥岩，上部为细砂岩沉积，岩心可见泥质披盖和交错层理发育，整体以细粒沉积为主，粒度中值曲线以跳跃、悬浮为主，可见丘状地震发射特征，主要分布在河口湾地带，受潮汐作用改造明显。
潮汐砂脊 位于河口湾、海湾的潮下带，与潮流方向近似平行的、脊槽相间的潮汐沙脊（见表1，平面形态的图④）。在潮流作用下，不同粒度的沉积物受到水流的搬运，粗颗粒物质沉积于砂脊的脊部，而细颗粒物质则沉积于脊部之间的洼槽部位。潮汐砂坝的长度为2~2.5 km，宽度为1.3~1.6 km，面积在1.6~2.5 km2之间，长宽比大于1.5。潮汐砂脊的岩性往往呈反粒序，岩心上可见双黏土层、双向交错层理等潮汐沉积构造，粒度相对于潮汐砂坝较粗，粒度中值曲线呈滚动、跳跃二段式特征，GR测井响应呈漏斗状，地震上呈透镜状反射特征。
沿岸砂坝或障壁砂坝 位于破浪带附近或水下低凸起处，波浪的能量消耗较大，携带的沉积物也容易沉积下来，最终形成平行于岸线的沿岸砂坝或沿水下低凸起走向分布的障壁砂坝（见表1，平面形态的图⑤）。沿岸砂坝的GR测井响应呈齿状钟形或近似箱形，岩心上的沉积构造以块状层理为主，可见平行层理，粒度较细，同样体现了沿岸砂坝的分选性、磨圆度较好。
分流河道 位于河流入海口的位置，河流作用明显，沉积物以河流的二元结构为主（见表1，平面形态的图⑥）。GR测井曲线呈钟形，岩心上的沉积构造以块状层理为主，粒度中值曲线呈现滚动、跳跃和悬浮的三段式特征，地震剖面上可看到前积反射特征。
冲越扇 位于障壁岛潟湖一侧，是由于风暴或强大水流所带来的大量沉积物沉积而形成的扇形沉积体（见表1，平面形态的图⑦）。地震剖面上可见下超前积，GR测井响应呈箱形或钟形，岩心观察显示以中细砂岩为主，粒度中值曲线呈现滚动、跳跃和悬浮的三段式特征。
2.3 沉积体系时空展布特征
图5 西湖凹陷平湖斜坡平湖组岩心特征Fig. 5 Core characteristics of Pinghu Formation in the Pinghu slope of Xihu Sag |
位于北部X区靠近物源的P1井平中下亚段发育的岩性以细砂岩为主，在岩心上见平行层理以及泥质披盖的交错层理，反映了三角洲前缘的潮汐砂坝沉积（图5a）；P3井远离物源，平中上亚段的岩心以含砾细砂岩为主，可见平行层理、单向流水砂纹等潮汐特征，反映了潮道大规模发育的特征（图5b）。位于中部Y区靠近物源的P6井的平中下亚段岩心以细砂岩为主，发育双黏土层，可见泥质披覆，反映了三角洲前缘的潮汐砂坝的沉积特征（图5c）；P8井在平中下亚段钻遇到了水下低凸起，岩心以细砂岩为主，发育块状层理，颗粒磨圆较好，指示发育潮间带沿岸砂坝（图5d）；P12井在平中下亚段的岩心以深灰色泥岩为主，发育块状层理，为浅海泥沉积（图5e）。位于南部Z区的P16井平上段的岩心以粉砂岩为主，发育泥质披盖的交错层理，指示发育潮下带潮汐砂脊（图5f）。
综上所述，研究区平湖组平中下亚段、平中上亚段及平上段沉积环境在空间上呈现“东西分带、南北分区”的动态变化特征。
东西方向上，沉积相带受海平面升降、物源供给及古地貌影响，呈现明显的陆—海相带分异，且不同时期分带模式存在差异。平中下亚段沉积期障壁海岸环境下，物源供给较少，且海平面位置较低，障壁岛的阻挡将东西两边的沉积单元完全分隔开来，西部发育了以河流和潮汐共同作用形成的潮控三角洲沉积体系，向东过渡为被障壁岛阻挡形成的障壁岛—潟湖沉积体系，再向东的潮下带发育潮汐砂脊。平中上亚段沉积期无障壁水下凸起海岸环境下，随着海平面上升，障壁岛被淹没到水下形成了水下低凸起，水下低凸起同样造成了东西两端的分割，西端仍以潮控三角洲发育为主，向东因水下低凸起阻隔，低凸起之间发育限制地形潮道、低凸起上发育沿岸砂坝，再向东至潮下带广泛分布潮汐砂脊。平上段沉积期开阔缓坡海岸环境下，海平面相对较高，地形相对平缓，河流三角洲向海稳定推进，大量物源由西推进，在西部形成了多个大型三角洲，三角洲前缘沉积物被潮汐冲刷携带在东部潮下带形成了大量孤立潮汐砂脊。
南北方向上，北部X区、中部Y区和南部Z区因物源距离、古地形差异，沉积相组合呈现分区性，且各时期特征相对稳定。北部X区，靠近物源，以潮控三角洲发育为主，地形变化造成了潮道沉积，以及在障壁岛与水下低凸起周围的障壁砂坝沉积，总体上反映强潮汐改造的近源沉积。中部Y区，物源供应较少，主要发育障壁岛潟湖沉积，潟湖内以潮汐砂坝沉积为主，障壁岛外侧的潮下带发育潮汐砂脊沉积，总体上沉积环境复杂，以远源搬运沉积为主。南部Z区，整体上以潮下带为主，发育潮汐砂脊，物源影响弱，以潮汐改造的远源沉积为主。
从平中下亚段的障壁岛海岸的复杂分带，到平中上亚段水下低凸起海岸的东西分带，再到平上段的开阔缓坡海岸的分带特征，反映出海平面从上升到下降、物源供给从少到多的演化过程，以及地貌单元变化对沉积体系变化的影响。
研究区平中下亚段沉积期物源供给不多，来自西北侧的物源主要在潟湖内沉积，障壁岛外的潮下带的砂体都是被古水流携带而沉积形成的，该时期波浪作用较强，在潟湖内有冲越扇沉积。在平中上亚段沉积期物源供给进一步减少，沉积物来源更依赖于外部物源的输入。此时海平面升高，潮汐作用强烈，在潟湖内前期沉积体被潮汐作用改造形成了潮汐砂坝，在潮下带发育大量潮汐砂脊，在潮汐来回冲刷作用下，潮道从潮下带向潮间带曲折展布，波浪携带的砂体在低凸起上提前碎浪沉积了大量障壁砂坝沉积。在平上段沉积期，河流作用增强，来自西北方向的陆上物源增多，大量河流三角洲沉积物向海展布，在三角洲的前端，沉积物被潮汐作用改造形成了潮汐砂脊。
3 沉积数值模拟
3.1 数值模拟方法及参数选取
本次沉积数值模拟采用的是Delft3D软件，该软件是由荷兰代尔夫特水利研究所开发的一款功能强大的计算机软件包，应用场景包括海岸、河口、河流、湖泊和水库等地区，并取得了丰富的研究成果[36]。Delft3D-FLOW模型水平方向采用正交的曲线网格，沿着陆地边界和河道走向覆盖整个研究域，从而避免模型发散。垂直方向上可以采用边界拟合的σ坐标，便于更切合研究域的真实地貌。模型采用了有限差分法的优势，通过在空间上对三维浅水方程进行离散，不仅能适应任意大小的矩形网格，还可针对实际问题的复杂度进行不同网格精度的调整来增强求解精度。沉积模拟主要采用水动力方程模型，其主要包括泥沙数值模拟与水动力数值模拟两部分。在悬浮泥沙的计算过程中，系统自动融入了三维水动力过程和非平衡含沙量剖面的适应性特征，并且也考虑了悬浮泥沙的密度效应。水动力数值模拟则是通过应用水平动量方程、连续性方程以及物质传输搬运方程这一系列方程来实现的。同时，水深的变化能够实时反馈给水动力计算环节，从而使得沉积过程的描述更为精确，模拟结果更加贴近实际情况。
开展沉积数值模拟前，需要对模拟参数进行设定，包括模型大小、模型边界条件、砂泥比、河流流量、潮汐强弱，同时结合研究区实际地貌进行水深设置，具体参数设置如表2所示。模型根据岩心分析定义2种沉积物，分别为非黏性沉积物与黏性沉积物（对应砂与泥）；模拟时间设置为10 a，离散时间步长为1 min，沉积加速因子为100（反映大约1 000 a的沉积过程）。形态加速因子不会对沉积数值模拟得到的结果产生影响。
表2 沉积数值模拟参数选取Table 2 Selection of parameters for sedimentary numerical simulation |
| 参数项 | 数值 |
|---|---|
| 模拟时长/a | 10 |
| 模型大小/km | 45 ×30 |
| 网格大小/m | 15 ×15 |
| 离散时间步长/min | 1 |
| 河流流量/ （m³·s-1） | 500 |
| 潮汐幅度/m | 8 /4 |
| 沉积物粒度/mm | 0.2 |
| 砂泥比 | 3:1 |
| 沉积加速因子 | 100 |
注：潮汐幅度参数障壁海岸为8 m，水下低凸起海岸为4 m。 |
模型边界的设置主要根据研究区实际地形特点和物源供给特点，其中左侧为河流物源供给（陆地边界），右侧为潮汐作用（海洋边界），在此基础上设置3种地形特征，分别为障壁海岸、水下低凸起海岸以及开阔缓坡海岸，来模拟研究区平中段—平上段的沉积过程，在水下低凸起与障壁岛环境的沉积模拟中根据实际地形条件预设了一个潮汐通道（图9）。
3.2 数值模拟结果及讨论
当潮汐作用较强时，就障壁岛环境而言，不难发现，其迎潮汐一侧的沉积物明显多于潮汐作用较弱时，又因特殊地貌下形成的天然潮汐通道，三角洲明显被潮汐作用改造较强。形成的潮汐砂脊主要发育在潮汐作用弱的靠海一侧。
反观水下低凸起环境中，潮汐砂脊发育较明显。水体流速分析揭示，在水下低凸起环境中，水体从低凸起上流过时，受地形阻碍产生的分流情况不明显，而且当潮汐作用加强时，沉积物更易越过低凸起进入三角洲前缘。当潮汐强度较强时，越过水下低凸起的沉积物更多，同时三角洲的被改造程度也较大，沉积物与三角洲前缘相混合；而当潮汐强度较弱时，三角洲前缘与因潮汐作用形成的沉积物有明显的界限，且有少量沉积物直接在低凸起上沉积，形成厚度小的潮汐砂脊，同时迎潮汐一侧的砂体发育成规模大、形态清楚的潮汐砂脊（图10b）。
结合研究区比例尺对模拟结果进行砂体面积定量统计分析可知，在障壁岛环境中形成的潮汐砂脊面积最小为0.36 km2、最大为2.67 km2，与此同时因障壁岛的阻挡影响，在障壁岛附近形成了面积约5.89 km2的大面积的片状砂；而在水下低凸起环境中形成的潮汐砂脊面积最小为2.03 km2，最大为4.89 km2，且砂体基本以条带状的潮汐砂脊的形态出现。由此进一步证明水下低凸起环境中潮汐砂脊较障壁岛环境更为发育。
平缓型海岸的潮汐水动力较弱，潮流速度相对较慢，模拟过程中的水动力作用相对较弱，首先出现波状海岸的特征，随后随着三角洲的发育砂体向海迁移，同时在潮汐不断来回冲刷下出现顺潮流方向的潮汐砂脊特征，三角洲前缘也被潮汐作用改造形成潮汐砂脊；当潮汐作用增大时潮下带砂体多被携带至海岸，同时三角洲被改造程度也加大，呈现出三角洲前缘面积变广、潮汐砂脊规模变小的特点（图10c）。
综上所述，在限制性海岸条件下，潮汐作用对砂体沉积的控制作用主要受地形条件及海平面位置的影响。海平面较低时更容易形成潮汐砂脊沉积。在相同潮汐强度下，障壁岛对潮流的阻碍作用影响了研究区潮汐砂脊的发育；水下低凸起地形与缓坡条件下的潮流作用对砂体的沉积控制占主导地位。
4 沉积演化模式
障壁海岸沉积模式 西湖凹陷平湖组沉积的早期发育M低凸起和N凸起，为当时形成障壁海岸提供了基础（图11a）。北部X区，由西向东发育潮控三角洲、潮坪（潮道、潮沟）—潟湖—潮坪（潮道、潮沟）；中部Y区，分别发育潮控三角洲、潟湖、冲越扇、障壁岛、沿岸砂坝和潮汐砂脊；南部Z区，发育潮间带（潮道、潮沟）、潮下带（潮汐砂脊、砂席）。
无障壁水下低凸起海岸沉积模式 随着海平面的不断上升，西湖凹陷平湖组平中上亚段沉积时期，M低凸起和N凸起没于水下，成为水下凸起。这一时期，无障壁水下凸起海岸沉积体系成为了主要的沉积模式（图11b）。北部X区，由西向东发育潮控三角洲、潮坪（潮道、潮沟）、限制地形潮道和沿岸砂坝；中部Y区，分别发育潮间带（潮道、潮沟）、海湾（潮汐砂坝）、沿岸砂坝和潮汐砂脊/砂席；南部Z区，发育潮间带（潮道、潮沟）、潮下带（潮汐砂脊、砂席）。
开阔缓坡海岸沉积模式 平上段沉积时期海平面下降，河流作用增强，三角洲向海推进，由西向东，北部、中部和南部潮汐大面积影响三角洲，三角洲前端较深水区发育潮汐砂脊（图11c）。
综合研究区勘探开发实践与本次沉积体系时空演化模式，认为研究区主要发育5类规模性砂体：①P7井区平中上亚段潮汐砂坝砂体；②M低凸起古沟槽内以及M低凸起—N凸起间潮流通道内发育的限制地形潮道砂体；③M低凸起东侧潮汐砂脊-砂席复合砂体；④P15井区向海一侧辐射砂脊砂体；⑤M低凸起和N凸起沿岸砂坝。在研究区规模岩性油气圈闭勘探中，这些砂体已被作为实际开发目标。例如，某新开发井定位于M低凸起的沿岸砂坝，钻测井资料显示此处发育粒度均一的细砂岩，与沿岸砂坝的形成模式相吻合。
5 结论
（1）首次将古海底地貌、水动力条件与海岸沉积模式相结合，系统分析了这些因素对潮流动态和沉积体系分布的影响，建立了河流-潮汐沉积体系的研究识别标志。通过对识别标志的定性描述和定量测量，明确了河流-潮汐沉积体系中独特的沉积单元，如潮道、潮沟、潮汐砂脊以及潮汐砂席。
（2）综合应用钻测井数据、地震资料，采用先进的沉积过程数值模拟技术，实现了对沉积体系时空演化过程的复现。通过定量分析，揭示了海底地形与海平面变化对潮汐沉积砂体的控制作用，构建了涵盖障壁海岸、无障壁水下低凸起海岸以及无障壁缓坡海岸的沉积模式，进一步丰富和完善了海岸沉积体系的理论框架。
（3）通过数值模拟过程分析，明确在低海平面时期，障壁海岸地区的砂体呈现片状分布，而在高海平面时期，水下低凸起海岸的砂体则呈现条带状分布。障壁海岸与水下低凸起海岸中的大规模潮汐砂脊以及受限制潮道砂体，是未来油气勘探的重点目标。
