東海陸架盆地西湖凹陷漸新統(tǒng)花港組年代標尺及層序界面定量識別

傳統(tǒng)層序地層學(xué)研究主要是依據(jù)巖心、露頭和生物化石，結(jié)合地震資料及測井資料進行不同級別的層序地層劃分［1］。在缺乏詳細巖心及生物化石或地球化學(xué)資料的情況下，肉眼識別測井曲線旋回尚存在一些多解性。通過井-震結(jié)合，充分運用數(shù)學(xué)手段對測井曲線進行分析，突顯其旋回性和界面信息，可提高層序地層劃分和識別的準確度及可信度［2］。傅里葉變換、沃爾什變換、小波變換、Hilbert?Huang變換和最大熵譜分析技術(shù)等數(shù)學(xué)信號處理技術(shù)在層序地層劃分、儲層流體識別及儲層巖性表征等方面進行了推廣應(yīng)用引發(fā)了廣泛的關(guān)注［2-7］。傅里葉變換和沃爾什變換具有恒定窗口的平穩(wěn)頻率的特質(zhì)；小波變換從不同尺度分析穩(wěn)定和非穩(wěn)定連續(xù)信號；Hilbert?Huang變換是一種基于經(jīng)驗的數(shù)學(xué)分析方法，用于處理非線性和非穩(wěn)定信號；最大熵譜分析是通過積分處理突出信號變化趨勢［7-9］。這些數(shù)學(xué)分析方法成功地運用在四川盆地和塔里木盆地等層序研究中，顯著地提高了層序地層劃分的準確性。

西湖凹陷是東海陸架盆地最大的含油氣性凹陷，約占東海陸架盆地油氣資源的60 %［10］，具有巨大的勘探潛力，探明資源量為3 000 × 108～5 000 × 108 m3［10-11］，是近海天然氣勘探重點區(qū)域之一［12-13］。花港組是西湖凹陷當前勘探開發(fā)的重點層位，近年來不斷發(fā)現(xiàn)新的油氣層［11，14］，其儲量呈逐年快速增長的趨勢。孫思敏等［15］通過巖心觀察、測井與錄井資料，將花港組劃分為2個中期旋回；魏恒飛等［16］基于地震、鉆測井及巖心資料綜合分析的基礎(chǔ)上，將花港組劃分為2個長期基準面旋回和7個中期基準面旋回；張建培等［17］依據(jù)鉆井地質(zhì)、地球物理和分析化驗等資料將花港組分為2套三級層序；高雁飛等［18］以層序地層學(xué)為指導(dǎo)依托測井數(shù)據(jù)和地震資料將花港組劃分為3套三級層序；于興河等［19］依據(jù)測井、巖心以及地震反射特征等資料將花港組劃分為5套三級層序及12套四級層序；周瑞琦等［20］依托鉆錄井和地震等資料將花港組劃分為3套三級層序。綜上所述，花港組內(nèi)部層序劃分方案仍未統(tǒng)一，且層序疊置樣式及時間尺度仍不清楚，嚴重制約有利相帶預(yù)測、砂體等時對比及油氣勘探進程。

本文以西湖凹陷中南部花港組為研究對象，基于層序地層學(xué)基本理論和方法，運用小波變換和最大熵譜分析技術(shù)，從測井曲線上獲取反映沉積環(huán)境變遷的關(guān)鍵層序界面信息；結(jié)合地震、巖心等資料，逐級完成花港組層序界面定量識別并建立其“浮動天文標尺”，以期為花港組后續(xù)油氣勘探提供地質(zhì)理論基礎(chǔ)。

西湖凹陷位于中國東海陸架盆地東北部，呈北東走向，東鄰釣魚島隆起帶，西接長江坳陷和海礁-漁山東隆起帶，北靠富江凹陷，南連釣北凹陷；凹陷自西向東依次為西部斜坡帶、西次凹、中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶、東次凹和東部斷階帶，其面積約為5.18 × 104 km2；其中中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶自北向南分為嘉興構(gòu)造帶、寧波構(gòu)造帶、玉泉構(gòu)造帶、黃巖構(gòu)造帶和天臺構(gòu)造帶（圖1a）。

研究區(qū)橫跨西次凹和黃巖構(gòu)造帶，自下而上發(fā)育上始新統(tǒng)平湖組、漸新統(tǒng)花港組和中新統(tǒng)龍井組等。始新世晚期—漸新世早期發(fā)生玉泉運動，導(dǎo)致西湖凹陷西部和釣魚島褶皺帶隆起及西湖凹陷中部快速沉降［21-22］；與此同時，全球發(fā)生變冷事件（Oi-1驟冷事件）［23］，海/湖平面快速下降使得部分平湖組露出水面遭受廣泛的剝蝕［22］；漸新世晚期—早中新世早期，花港運動及全球變冷事件（Mi-1驟冷事件）導(dǎo)致湖平面下降［23］，造成花港組暴露遭受剝蝕，與上覆龍井組呈區(qū)域性角度不整合接觸。28.1 Ma左右，花港組內(nèi)部發(fā)生一定規(guī)模海退并造成高部位沉積間斷；因此，花港組可分為花上段和花下段［19］。始新世西湖凹陷沉積物主要源于北部虎皮礁隆起，該物源大約貢獻了總沉積物量的3/5；東部釣魚島隆起和西部海礁隆起為次要物源，大約貢獻了總沉積物量的2/5［24］，該時期西湖凹陷主要發(fā)育河流-三角洲和湖泊沉積體系［25］（圖1b）。花港組下伏平湖組發(fā)育優(yōu)質(zhì)烴源巖，自身砂體分布廣泛且儲層物性好，上覆區(qū)域性蓋層，圈閉類型以滾動背斜和擠壓背斜圈閉為主，具備良好的油氣地質(zhì)條件［13］。

INPEFA（integrated prediction error filter analysis）曲線可以突顯出原始測井曲線中肉眼不易觀察到的變化趨勢［26］。通過最大熵頻譜分析（MESA-GR）處理測井曲線得到估計值，然后用測井曲線實際值減去估計值得到預(yù)測誤差濾波分析曲線（PEFA， prediction error filter analysis）［27］，再對PEFA曲線進行積分處理得到趨勢更加明顯的INPEFA曲線。趨勢的變化由多個拐點隔開，INPEFA值向上增加表現(xiàn)為正趨勢，向上減小則對應(yīng)負趨勢。INPEFA曲線的拐點和曲線變化趨勢反映了不同級次的層序界面和沉積旋回變化；正趨勢往往代表氣候開始濕潤，水位升高；負趨勢則代表氣候開始干旱，水位降低。

Daubechis（DB）小波變換是離散小波變換（DWT， discrete wavelet transform）的一種，本文采用Matlab中的db6小波變換分析該井伽馬曲線，通過DB小波分析對GR進行重構(gòu)，得到12條近似信號曲線（圖2a1—a12）和12條細節(jié)信號曲線（圖2d1—d12），其信號可定義為GR = a n + d1 + d2 + d3 + d4 + d5 + d6 + d7 + d8 + d9 + d10 + d11 + d12［28］。離散小波公式如下：

式中：Dn （t）為細節(jié)信號；An （t）為近似信號；n為分解程度。

近似信號曲線（圖2a1—a12）是一種形態(tài)接近GR曲線的重構(gòu)信號，其過濾掉了GR曲線上多余的細節(jié)，最大程度地保留了GR曲線的原始信息并將GR值變化的趨勢完美地展現(xiàn)出來，選擇合適階次的近似信號曲線對識別GR曲線中所包含的最大湖泛面（MFS）信息有很好的輔助作用（近似信號曲線的最大值一般對應(yīng)洪泛面）。

細節(jié)信號曲線（圖2d1—d12）是一種突出GR周期變化細節(jié)的重構(gòu)信號，把GR曲線中包含的界面信息以異常震動的形式凸顯出來，洪泛面和層序界面都是對應(yīng)于細節(jié)信號的異常震動。值得注意的是，單一階次DB小波變換結(jié)果可能會造成界面位置發(fā)生輕微錯位，從而不能精確地鎖定界面位置［29］，綜合運用多階次的細節(jié)信號曲線可更加準確地確定層序界面位置。

Morlet 小波變換是連續(xù)小波變換（CWT， continuous wavelet transform）的一種，通過Morlet小波變換分析，將一維測井曲線（如GR）轉(zhuǎn)換成二維頻譜和小波系數(shù)曲線。

連續(xù)小波公式如下［30］：

式中：α為拉伸或壓縮的尺度參數(shù)（α>0），β為小波位置偏移參數(shù)，f（t）是輸入信號；Ψ為小波函數(shù)。α值越大，分辨率越低，用于劃分長期旋回；反之，α值越小，分辨率越高，用于劃分短期旋回或長期旋回。

離散小波（DWT）對層序界面和趨勢變化響應(yīng)靈敏，選擇不同級次的小波重構(gòu)曲線可以識別出潛在的不同級次的層序界面［31］；連續(xù)小波（CWT）將一維測井曲線轉(zhuǎn)換為二維頻譜，其對測井曲線的旋回性識別度較高且穩(wěn)定性更強，通過改變尺度參數(shù)α可以得到能識別出不同級次旋回的二維頻譜。

本文依據(jù)旋回地層學(xué)原理對花港組進行天文軌道周期的識別，對研究區(qū)的三級層序界面進行年齡厘定，將層序地層學(xué)與旋回地層學(xué)有機結(jié)合，避免了層序地層學(xué)的“等時而不定時”和旋回地層學(xué)的“定時而不等時”的問題。研究區(qū)構(gòu)造活動穩(wěn)定，海（湖）平面升降產(chǎn)生的沉積物可記錄天文軌道周期［32］。GR曲線記錄了K，Th和U放射性元素含量的變化，準確反映了沉積物中泥質(zhì)含量的變化。泥質(zhì)含量與湖/海平面變化和沉積物供給有關(guān)，因此GR曲線可作為古氣候良好替代指標用于建立天文時間標尺［33］。

本文基于Acycle 2.1［34］軟件，輸入GR數(shù)據(jù)（軟件自動對數(shù)據(jù)中空值和無效值進行插值），對其進行去趨勢化處理；在此基礎(chǔ)上，利用多窗口頻譜分析方法對去趨勢化GR數(shù)據(jù)序列進行頻譜分析，其波峰代表著不同的天文軌道周期，重點選擇95 %置信度的數(shù)據(jù)結(jié)果，對90 %置信度以下的數(shù)據(jù)結(jié)果則有選擇地使用；對數(shù)據(jù)序列進行滑動窗口頻譜分析及高斯帶通濾波處理，利用濾波獲取的405 kyr長偏心率周期調(diào)諧短偏心率周期和歲差周期［35-36］，并最終建立花港組“浮動天文時間標尺”。

本文以地震接觸關(guān)系、INPEFA曲線及小波分析結(jié)果識別花港組頂?shù)撞徽辖缑妫ǘ墝有蚪缑妫?，并利用INPEFA曲線、小波重構(gòu)曲線及頻譜劃分三級及四級層序界面，具體研究結(jié)果如下。

西湖凹陷漸新統(tǒng)頂?shù)装l(fā)育兩個區(qū)域不整合界面，分別為平湖組與花港組分界面（底界面/SSB1）和花港組與龍井組分界面（頂界面/SSB2）；SSB1和SSB2均對應(yīng)二級層序界面。

SSB1形成于始新世末期玉泉構(gòu)造運動（33.9 Ma），該地質(zhì)事件標志著盆地由裂陷階段向拗陷階段轉(zhuǎn)變［22，37］，對應(yīng)于地震界面T30（圖4）。T30界面在地震上表現(xiàn)連續(xù)性強的反射軸，與上覆地層呈上超接觸關(guān)系，與下伏地層呈削截接觸關(guān)系（圖3）?；ǜ劢M以單束粉屬-雙束粉屬-櫟粉屬-榿木粉屬-高騰粉屬組合為主，平湖組以榿木粉屬-高騰粉屬組合為主［38］。從平湖組到花港組，元素含量Ga/Rb比值和Sr/Cu比值均明顯升高，表明花港組沉積時期較平湖組沉積時期寒冷［39］。

該界面處巖性由泥巖向厚層砂巖轉(zhuǎn)變，GR曲線則在界面處發(fā)生從高幅線型向低幅鐘形或鋸齒狀的變化。在INPEFA曲線上對應(yīng)于次要負拐點，表明該界面處沉積環(huán)境發(fā)生轉(zhuǎn)變，巖性由灰色泥巖向細砂巖及粉砂巖互層過渡。該界面在小波變換細節(jié)信號曲線d6（-5～5）和d7（3～16）上為低振幅振動，在d8細節(jié)信號曲線上為強振幅振動（-19～19），在小波變換近似信號曲線a7上為低值區(qū)（圖4）。

SSB2形成于漸新世末期的花港運動（23.03 Ma）［22］，對應(yīng)于地震界面T24，該界面在地震剖面上與上覆地層呈上超接觸關(guān)系，與下伏地層呈削截接觸關(guān)系（圖3），該界面對應(yīng)的地震反射軸連續(xù)性好且全區(qū)易于追蹤（圖3）。其在INPEFA曲線上位于次要正拐點（圖4），對應(yīng)由粉砂巖與灰色泥巖互層向灰色泥巖過渡，表明沉積環(huán)境發(fā)生轉(zhuǎn)變。在細節(jié)信號曲線（d6，d7，d8）上呈高頻弱振幅振動（-15～15），在近似信號曲線a7上對應(yīng)相對低值區(qū)（82）（圖4，圖5）。

根據(jù)Catuneanu等［40］所倡導(dǎo)的層序地層學(xué)劃分體系，三級層序通常包含一個完整的水進-水退旋回，三級層序界面通常對應(yīng)不整合面或與之對應(yīng)的整合界面；四級層序邊界則主要為洪泛面或次級水進-水退旋回轉(zhuǎn)換面。

以花港組頂?shù)捉缑娴纳疃葹槠鹬裹c確定窗口系數(shù)，對B3井GR曲線進行積分處理得到INPEFA曲線，通過識別其趨勢和拐點分析花港組內(nèi)部的不同級次層序界面和旋回結(jié)構(gòu)，自下而上識別出了4個三級層序界面（SB1—SB5）。如圖4所示，B3井INPEFA曲線上可識別4個明顯的正拐點，對應(yīng)深度分別為4 194.2，3 870.0， 3 662.3和3 468.8 m。這些正拐點對應(yīng)182～400 m厚度的旋回變化轉(zhuǎn)折，代表湖平面下降階段結(jié)束轉(zhuǎn)為上升階段，巖性由泥巖過渡為砂巖；這些拐點深度可解釋為三級層序界面。值得注意的是，SQ3的底界面（SB2）處發(fā)育一厚層砂巖（40 m），對應(yīng)強烈河道侵蝕面，造成INPEFA曲線在該界面呈現(xiàn)假性負拐點的特征（圖4）。根據(jù)INPEFA曲線的相對大尺度和明顯拐點和趨勢劃分旋回期次，能提高層序地層研究的準確性和可行性。

以花港組的頂?shù)咨疃茸鳛樘幚泶翱诘钠鹬股疃?，對B3井GR進行尺度因子α = 512的連續(xù)小波變換（圖4）和離散小波變換并選取細節(jié)信號曲線d6，d7，d8和近似信號曲線a7展開層序地層界面信號特征研究。其中，細節(jié)信號曲線d6整體呈現(xiàn)波峰波谷頻繁交替但異常震蕩顯著，而d7和d8波峰波谷交替頻率減慢并且曲線整體平緩，異常震蕩較為明顯；近似信號曲線a7最低值處發(fā)育大套的砂巖，最大值處發(fā)育砂泥互層，泥質(zhì)含量高（圖4）。細節(jié)信號曲線異常震蕩處對應(yīng)近似信號的最大值或最小值。頻譜分析發(fā)現(xiàn)能量團尺度自下而上逐漸減小再增大，其顏色由暖色調(diào)逐漸變?yōu)槔渖{(diào)再變?yōu)榕{(diào)，代表一個大尺度的沉積旋回變化（圖4）。這些能量團小波信號曲線的震蕩位置（圖4）與INPEFA曲線的拐點有良好的對應(yīng)關(guān)系。因此，小波變換曲線周期性的震蕩特征可為三級層序界面的定量識別提供佐證。

以SQ2為例，SQ2底界面（SB1）處細節(jié)信號曲線d6（-16～25）和d7（-43～48）均有明顯的異常高頻強振幅，d8振幅較弱，曲線表現(xiàn)為弱振幅（-11～16）向平滑過渡（圖4）。SQ2頂界面（SB2）處d6有明顯的異常振幅（-31～28），表現(xiàn)為高頻強振幅（-31～28）向高頻弱振幅（-8～13）轉(zhuǎn)變，d7為強振幅振動（-43～48），d8振幅較弱，曲線從平滑過渡為低強度振幅（-11~18）（圖4）。此外，SQ2底部發(fā)育一套薄的砂巖及沖刷面（圖6），自下而上在頻譜圖上表現(xiàn)出大尺度能量團—小尺度能量團—大尺度能量團的變化趨勢（圖4），代表了水體由淺變深再變淺及水動力減弱再增強的基準面變化；對應(yīng)于沉積物粒度由粗—細—粗的變化趨勢，與INPEFA曲線的正趨勢及負趨勢變化具有高度的一致性。

SB3是花港組內(nèi)部一個重要的三級層序界面，對應(yīng)為T25地震界面。T25界面之上發(fā)育一系列地震上超現(xiàn)象（圖3），界面對應(yīng)于INPEFA曲線上正拐點位置（圖4），巖性由灰色泥巖向灰色細砂巖轉(zhuǎn)變（圖6a）。該界面在小波細節(jié)信號d6曲線上表現(xiàn)為從弱振幅振動（-15～22）過渡為強振幅振動（-23～31），在d7上為強振幅振動（-46～34），在d8上強振幅振動（-2～3）（圖4）。類似地，綜合利用INPEFA曲線和小波變換進行層序地層研究，可將花港組自下而上劃分為5套三級層序（SQ1—SQ5；圖4，圖5）。

在三級層序格架內(nèi)，利用次一級地層疊置旋回信息可進一步識別四級層序（準層序組）。其中，利用INPEFA曲線負拐點及變化趨勢，可很好地識別三級旋回內(nèi)部的四級層序界面。

小波變換通過測井曲線的伸縮、平移把信號分解為不同尺度的成分，進而將測井曲線分解為不同周期的旋回［28］。近似信號曲線（圖2a1—a12）是通過過濾測井曲線的細節(jié)特征而保留其變化趨勢，最高值處一般對應(yīng)洪泛面，最低值處對應(yīng)層序界面［29］。細節(jié)信號曲線（圖2d1—d12）則是屏蔽測井曲線的趨勢信號，放大測井曲線的細節(jié)信息，異常震蕩處對應(yīng)層序界面。在單一層系內(nèi)沉積巖巖性和物性變化具有方向性和連續(xù)性［41］，對應(yīng)的頻譜是通過能量團尺度的大小和顏色的強弱變換趨勢顯示測井曲線中包含的旋回信息以及反映地層的疊加樣式。為了便于運用頻譜進行體系域和地層疊加樣式的研究，首先要構(gòu)建體系域和地層疊加樣式的頻譜地質(zhì)模型。

湖侵體系域在頻譜上表現(xiàn)為自下而上由大尺度能量團向小尺度能量團變化且能量團凹面向上，其能量團的顏色逐漸由暖色調(diào)變?yōu)槔渖{(diào)（圖7a）；湖退體系域在頻譜上表現(xiàn)為自下而上由小尺度能量團向大尺度能量團變化且能量團凹面向下，其能量團的顏色逐漸由冷色調(diào)變?yōu)榕{(diào)（圖7b）。

在體系域劃分的基礎(chǔ)上，在其格架內(nèi)開展準層序組研究，準層序組對應(yīng)四級層序。退積準層序組在頻譜上表現(xiàn)為自下而上由大尺度能量團向小尺度能量團變化，能量團的顏色逐漸由暖色調(diào)變?yōu)槔渖{(diào)（圖8a）；進積準層序組在頻譜上表現(xiàn)為之下而上由小尺度能量團向大尺度能量團變化，能量團的顏色逐漸由冷色調(diào)變?yōu)榕{(diào)（圖8b）；加積準層序組在頻譜上表現(xiàn)為自下而上能量團尺度大小變化極小，能量團顏色基本沒有變化（圖8c）。

以SQ2為例，其巖性垂向序列向上砂巖含量先減少再增多，內(nèi)部可識別明顯的正旋回和負旋回轉(zhuǎn)換界面，即對應(yīng)INPEFA曲線的負拐點，因此SQ2可分為兩套四級層序（H10和H9）。頻譜（α = 512）圖像分析顯示，自下而上SQ2能量團尺度呈現(xiàn)出由大逐漸變小再變大的趨勢，利用所建立的頻率模型可分別解釋為退積準層序組（H10）和進積準層序組（H9）。在小波變換曲線上，H9與H10界面（mfs2）處細節(jié)信號曲線d6顯示高幅度振幅（-18～19）過渡為低幅度振幅（4～6）（圖4）；近似信號曲線a7峰值指示洪泛面。通過以上分析，認為頻譜成像、小波變換與INPEFA曲線的變化趨勢在識別四級層序方面具有良好的一致性。

如圖4所示，在α = 512的頻譜中存在5個明顯的旋回（圖4），并與INPEFA曲線的變化趨勢吻合。異常震蕩處多為砂巖相變泥巖相或泥質(zhì)含量快速變化或存在河道沖刷面等地層突變，反映了沉積環(huán)境的變化；頻譜通過能量團變化的趨勢反映沉積環(huán)境變化的過程。類似地，在SQ1，SQ2和SQ4中各識別了兩個四級旋回及3個洪泛面（分別是mfs1，mfs2，mfs4），在SQ3和SQ5中各識別了3個四級旋回以及兩個洪泛面（分別是mfs3，mfs5）。據(jù)此把研究區(qū)花港組進一步劃分為12套四級層序（準層序組），自上而下分別命名為H1—H12（圖4）。此外，研究區(qū)A1，A2，B1及B2井的層序劃分結(jié)果與B3井的劃分結(jié)果也基本一致（圖5）。

本次將B3井的GR數(shù)據(jù)序列分為花上段和花下段，分別進行多窗口頻譜分析，選取頂?shù)捉缑鏋闀r間錨點做多窗口頻譜分析，其頻率的倒數(shù)即為旋回厚度。通過多窗口頻譜分析，花港組下段GR數(shù)據(jù)序列識別了63.93，15.11，13.51，13.20，4.75，4.84，4.90，4.93和5.41 m旋回厚度，選定63.93 m旋回厚度為405 kyr長偏心率周期，則15.11，13.51和13.20 m分別代表96，86和84 kyr短偏心率周期；4.84，4.93和5.41 m旋回厚度分別代表31，32和35 kyr斜率周期（圖9a）。

花港組上段GR數(shù)據(jù)序列共識別了85.84，20.04，19.24，17.81，8.56，6.94，6.87和6.76 m旋回厚度。選定85.84 m旋回厚度為405 kyr長偏心率周期，則20.04，19.24和17.81 m分別代表95，90和84 kyr短偏心率周期；8.56，6.94，6.87和6.76 m旋回厚度分別代表40，33，32和30 kyr斜率周期（圖9b）。

基于GR頻譜分析，識別了長偏心率、短偏心率、斜率周期及其旋回厚度。在此基礎(chǔ)上，通過演化譜分析及濾波處理，識別出405 kyr長偏心率周期，再以405 kyr長偏心率周期調(diào)諧短偏心率及斜率周期。花港組下段GR數(shù)據(jù)序列通過濾波處理輸出了10個405 kyr長偏心率周期（圖10a），其高斯濾波頻率（0.020 455 ± 0.001 504） cycle/m，31個94 kyr短偏心率周期，其高斯濾波頻率為（0.073 999 ± 0.001 805）cycle/m，演化譜滑動窗口為132.95 m?；ǜ劢M上段GR數(shù)據(jù)序列通過濾波處理輸出了11個405 kyr長偏心率周期（圖10b），其高斯濾波頻率為（0.014 937 ± 0.032 87） cycle/m，35個100 kyr短偏心率周期，其高斯濾波頻率為（0.049 888 ± 0.006 572） cycle/m，演化譜滑動窗口為133.875 m。

頻譜分析和演化譜分析表明，西湖凹陷花港組B3井沉積地層記錄了長期穩(wěn)定的405 kyr長偏心率周期和相對穩(wěn)定的100 kyr短偏心率周期。以穩(wěn)定的405 kyr長偏心率周期建立西湖凹陷B3井花港組上段和花港組下段“浮動天文標尺”，花港組三級層序持續(xù)時間跨度介于1～3 Myr。其中，SQ1沉積時間為1.2 Myr，H12持續(xù)時間約為0.405 Myr，H11持續(xù)時間約0.81 Myr。SQ2沉積時間跨度約2.0 Myr，H10和H9發(fā)育持續(xù)時間均為1.0 Myr左右；SQ3時間跨度為2.8 Myr，其中H8和H7共持續(xù)時長為2.0 Myr，H6持續(xù)時長約0.8 Myr。SQ4沉積時間為1.62 Myr，H5和H4持續(xù)時長分別為0.4 Myr和1.2 Myr；SQ5層序持續(xù)時間跨度長達 2.43 Myr，其中以H2和H1占據(jù)主導(dǎo)地位（約1.62 Myr）。

一級層序、二級層序及三級層序以不同規(guī)模不整合面或沉積間斷面為界面，四級層序與體系域?qū)有騿卧獎t以洪泛面為界面［42-43］。一級層序代表盆地從形成到衰亡的整個沉積序列，通常以板塊尺度的構(gòu)造不整合面為界面；二級層序一般包括完整的區(qū)域性水進水退沉積旋回，以區(qū)域性不整合及沖刷面為邊界；始新世時期東海陸架盆地由拉張應(yīng)力場轉(zhuǎn)變?yōu)閿D壓應(yīng)力場［22］，東部釣魚島褶皺帶垂直隆起［44-45］?；ǜ劢M頂?shù)锥墝有蚪缑鍿SB1和SSB2分別對應(yīng)玉泉運動（33.9 Ma）和花港運動（23.03 Ma）形成的不整合面，與此對應(yīng)的是Oi-1變冷事件和Mi-1變冷事件及其海平面大幅度下降［24，46-47］。

三級層序界面以盆地或凹陷尺度的微角度不整合及與之對應(yīng)整合面為界面，界面形成主要與海（湖）平面升降、氣候變化和冰川消融等因素有關(guān)［48］。三級層序內(nèi)部還可包含多個次一級水進水退的沉積旋回轉(zhuǎn)換界面，可作為四級層序界面［42］。利用數(shù)學(xué)手段的測井資料分析或元素地球化學(xué)及同位素測試方法可劃分更高級次的層序單元［7，49-50］。GR曲線記錄了沉積物中U，Th和K等放射性元素含量，GR高值區(qū)泥質(zhì)含量高，為湖平面上升至最高處；反之，則是湖平面下降到最低處。因此，基于GR數(shù)據(jù)獲取的INPEFA曲線趨勢變化可間接反推湖/海平面的變化［51］。西湖凹陷中南部花港組基于GR的INPEFA曲線拐點和趨勢變化反饋了5次明顯的水進-水退變化，代表了5個湖平面升降旋回（圖4），與漸新世海侵-海退旋回具有高度的一致性［52］；這與本論文所建立的由體系域頻譜模型所反饋的地層疊置樣式亦具有良好的耦合性。綜合研究表明，三級層序SQ1，SQ2和SQ4主要發(fā)育對稱半旋回層序結(jié)構(gòu)，而SQ3和SQ5發(fā)育非對稱型半旋回層序結(jié)構(gòu)（圖4）。西湖凹陷花港組時期構(gòu)造沉降緩慢且物源供給穩(wěn)定［53］，因此湖平面升降周期及對稱性決定了三級層序內(nèi)部地層結(jié)構(gòu)，并主導(dǎo)形成了多類型的四級層序旋回疊置樣式（圖4，圖5）。

1） 通過對西湖凹陷花港組GR曲線進行小波變換、最大熵譜以及地震接觸關(guān)系分析，并結(jié)合體系域與地層疊加樣式地質(zhì)模型，可將花港組劃分為1套（準）二級層序、5套三級層序和12套四級層序。

2） 利用最大熵譜分析對GR曲線進行數(shù)學(xué)分析識別了花港組沉積時期5次明顯的湖平面升降旋回，與5套三級層序有良好的耦合關(guān)系；花港組內(nèi)部的三級層序和四級層序（準層序組）疊置樣式主要受湖平面升降周期及對稱性調(diào)配，并且西湖凹陷花港組記錄了穩(wěn)定的405 kyr長偏心率周期和100 kyr短偏心率周期，且三級層序持續(xù)時間介于1.01～3.04 Myr，四級層序持續(xù)時長集中在0.4～1.0 Myr。

3） 頻譜對單井體系域和地層疊加樣式的識別效果較好，DB小波中d5，d6和d7細節(jié)信號曲線組合對層序界面響應(yīng)明顯，INPEFA曲線跟更能體現(xiàn)出曲線的變化趨勢；兩種方法在層序劃分中可相互驗證，提高層序界面和旋回信息識別準確度。