通过对沉积物粒度、结构、沉积构造、测井相、地震反射特征等进行综合分析, 认为西湖凹陷中南部花港组上段发育浅水三角洲沉积体系, 且以三角洲平原沉积亚相为主。

3.1.1 地球化学、泥岩和古生物特征反映浅水沉积环境

在油气地球化学中, Pr/nC₁₇与Ph/nC₁₈的比值关系能够指示成烃母质的形成环境, 比值大于2一般为氧化环境, 而比值小于1则指示还原环境(Chen et al., 2009)。研究区花港组上段样品的Pr/nC₁₇ 值为0.45~1.7(平均0.92), Ph/nC₁₈值为0.12~0.48(平均0.36), 两者的比值关系(图 5)表明, 研究区花港组上段的成烃母质形成于弱氧化—弱还原沉积环境。

图 5

Fig.5

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	图 5 西湖凹陷B2井渐新统花港组上段烃源岩Pr/nC17和 Ph/nC18相关图(底图改自Chen et al., 2009)Fig.5 Correlation plots of Pr/nC17 vs. Ph/nC18 of source rock in the upper member of Oligocene Huagang Formation in Well B2 of Xihu sag(base map modified from Chen et al., 2009)

此外, 泥岩的颜色和性质及古生物特征可以较好地指示沉积水体的深浅。花港组上段的泥岩有3种类型, 分别是浅灰色含粉砂泥岩、灰褐色碳质泥岩和深灰色泥岩。其中, 浅灰色含粉砂泥岩和灰褐色碳质泥岩(图 6-A, 6-B)的分布较广泛, 沉积厚度大于0.5 m, 且在泥岩岩心中可见被子植物化石(图 6-C), 指示其沉积时很可能为靠近湖边的陆上或浅水环境。深灰色泥岩一般较纯(图 6-D), 但在研究区内几乎不可见, 仅在紧邻研究区南部的探井中可见到此类岩心。在粉砂岩、泥质粉砂岩等细粒沉积岩心剖面上可见垂直虫孔发育, 其表现为多个密集出现的垂直管状体, 管中充填有上覆地层的砂质物(图 6-A; 图 7-A), 说明其一般发育于高能的浅水环境中。

图 6

Fig.6

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	图 6 西湖凹陷中南部渐新统花港组上段泥岩岩心特征 A—浅灰色含粉砂泥岩, 可见垂直虫孔构造, A3井, 4200.1 m; B—灰褐色碳质泥岩, D2井, 2579.9 m; C—灰褐色泥岩, 含被子植物叶片化石, F1井, 2959.3 m; D—深灰色泥岩, M3井, 4069.9 mFig.6 Core characteristics of mudstone in the upper member of Oligocene Huagang Formation in central-south part of Xihu sag

图 7

Fig.7

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图 7 西湖凹陷中南部渐新统花港组上段岩心沉积构造与韵律特征 A—浅灰色泥质粉砂岩, 垂直虫孔发育, A1井, 3531.8 m; B—浅灰色细砂岩, 槽状交错层理发育, B3井, 3427.5 m; C—细砂岩, 楔状交错层理发育, B3井, 2422.85 m; D—细砂岩, 平行层理发育, A3井, 4187.6 m; E—含砾细砂岩, 底部见冲刷面, A1井, 3527.8 m; F—中砂岩, 含泥砾, D1井, 2717.14 m; G—粉砂岩, 含泥质条带, A3井, 4198.92 m; H—波状层理, A3井, 4200.58 m; I—正韵律, M3井, 4066.79~4068.85 m; J—均质韵律, D2井, 2769.90~2773.88 mFig.7 Sedimentary structures and rhythmic characteristics of core of the upper member of Oligocene Huagang Formation in central-south part of Xihu sag

3.1.2 沉积构造与粒度特征反映牵引流沉积

研究区的砂岩岩心见块状构造和各种类型的交错层理, 包括槽状交错层理、板状交错层理、平行层理等(图 7-B, 7-C, 7-D), 这些沉积构造均指示其为牵引流沉积。在细砂岩底部可见滞留沉积, 砾石的磨圆度好且呈半定向排列, 指示水流为单一方向(图 7-E)。部分细砂岩中可见不规则泥砾镶嵌于其中的冲刷—充填构造(图 7-F), 其为流动介质侵蚀破坏下伏的松散泥质沉积物并短距离搬运后形成的沉积构造。岩心中多个薄泥质层或细砂层不规则等厚交互沉积形成的波状或脉状层理也较为常见(图 7-G, 7-H), 这种沉积构造可能形成于河流—三角洲入湖(海)处或水动力较弱的牵引流边部位置。

岩心观察表明, 西湖凹陷中南部花港组上段的沉积物粒度整体较细, 以细砂岩、粉砂岩和泥岩为主, 分选中等, 颗粒磨圆度为次棱角状—次圆状。沉积物的粒度概率累积曲线呈三段式, 反映沉积物搬运方式以跳跃和悬浮搬运为主, 含少量滚动搬运成分(图 8-A)。粒度分布C-M图中的数据点绝大多数分布在P-Q-R-S段, 亦反映了以跳跃和悬浮搬运为主的牵引流沉积特征(图 8-B)。

图 8

Fig.8

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	图 8 西湖凹陷中南部渐新统花港组上段粒度分布散点图Fig.8 Grain size distribution of the upper member of Oligocene Huagang Formation in central-south part of Xihu sag

3.1.3 岩心韵律、测井曲线形态及地震相反映以分流河道为主的沉积特征

在西湖凹陷中南部花港组上段的岩心中常见正韵律和均质韵律(图 7-I, 7-J), 反韵律分布较少, 但在研究区以南的地区较常见。自然伽马曲线能较好地反映岩性, 形态包括钟型、箱型、漏斗型和指型4类。4类曲线形态中, 钟型、箱型和指型的比例较高, 分别为29%、36%和30%, 而漏斗型曲线的占比很低, 仅为5%(表1)。正韵律(钟型曲线)一般反映陆相的河流或三角洲分流河道沉积, 均质韵律(箱型曲线)可能指示河道或河口坝沉积, 其中指示河道的均质韵律的下部一般为反映河道间沉积的浅灰色含杂质的泥岩和粉砂质泥岩, 而指示河口坝的均质韵律的下部一般为湖相沉积的深色质纯泥岩。由于前者在研究区内普遍发育而后者几乎不发育, 因此推测其指示河道沉积, 而不是三角洲前缘的河口坝沉积。反韵律(漏斗型曲线)可能是溢岸(决口扇)或者河口坝沉积, 而能够反映河口坝沉积的反韵律其下部一般与深色质纯的泥岩组合出现, 但该岩性组合在研究区内则更少见, 即三角洲前缘几乎不发育。综上所述, 可推测研究区花港组上段沉积时以三角洲沉积体系的平原部分为主, 而在研究区以南的地区发育以河口坝为主的三角洲前缘沉积。此外, 结合地震切片上波谷呈明显的条带状响应、地震剖面上强波谷反射呈顶平底凸状或透镜状的现象(图 4-A, 4-D), 可进一步印证研究区花港组上段沉积时三角洲分流河道沉积十分发育。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 西湖凹陷中南部渐新统花港组上段测井曲线形态统计 Table 1 Statistics of logging curve morphology in the upper member of Oligocene Huagang Formation in central-south part of Xihu sag 伽马曲线形态 总占比/% 井区占比/% M区 A区 B区 C区 钟型 29 33 23 40 32 箱型 36 29 44 30 33 漏斗型 5 2 3 6 8 指型 30 36 30 24 27

表 1 西湖凹陷中南部渐新统花港组上段测井曲线形态统计 Table 1 Statistics of logging curve morphology in the upper member of Oligocene Huagang Formation in central-south part of Xihu sag

依据研究区花港组上段地球化学特征、泥岩特征、古生物化石、沉积构造、粒度分布、岩心韵律、测井曲线形态和地震相等特征的综合分析, 认为西湖凹陷中南部花港组上段发育以三角洲平原为主的浅水三角洲沉积体系, 且分流河道沉积是最主要的砂体类型。

在识别出浅水三角洲沉积体系的基础上, 根据测井曲线与岩心标志进一步识别出分流河道、分流河道间、溢岸、河口坝和滨浅湖等微相(表 2)。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 西湖凹陷中南部渐新统花港组上段不同沉积微相的岩电特征 Table 2 Lithological and logging characteristics of sedimentary microfacies of the upper member of Oligocene Huagang Formation in central-south part of Xihu sag

表 2 西湖凹陷中南部渐新统花港组上段不同沉积微相的岩电特征 Table 2 Lithological and logging characteristics of sedimentary microfacies of the upper member of Oligocene Huagang Formation in central-south part of Xihu sag

分流河道沉积是浅水三角洲平原的骨架砂体, 岩性以中砂岩和细砂岩为主, 分选较好, 发育平行层理、板状交错层理、楔状交错层理、槽状交错层理等。分流河道底部一般可见明显的冲刷-充填构造, 河道底砾岩常见定向排列(图 7-B至7-F)。垂向上呈向上变细的正韵律或粒度变化不明显的均质韵律, 自然伽马曲线呈钟型或箱型(表2)。分流河道砂体在地震平面上呈条带状, 在地震剖面上表现为具有强振幅、较好连续性的波谷, 偶见透镜状。分流河道的沉积特征与河流沉积近似, 该微相构成了浅水三角洲平原亚相的骨架部分。在分流河道内部, 根据厚层砂体的发育位置与形态, 可将其区分为心滩和点坝2种类型, 心滩一般出现在河道的中部, 而点坝则靠近河道的一侧发育。

分流河道间沉积为分流河道之间水动力较弱的细粒沉积, 分布范围较广。岩心上主要为浅灰色泥岩或碳质泥岩, 含少量粉砂和细砂。泥岩中含较多的杂质, 可见碳屑、植物根茎化石等, 主要发育水平层理、透镜状层理和生物扰动构造(图7-A)。自然伽马曲线较平直, 无明显韵律性(表2)。

溢岸沉积是紧邻分流河道两侧的细粒沉积, 包括分流河道两侧的天然堤沉积以及洪水期河道越岸决口扇或决口水道沉积, 以灰色粉砂岩为主, 岩心中一般发育波状交错层理和上攀交错层理等沉积构造。自然伽马曲线呈中尖峰状、指状, 具有较低的声波时差与电阻率, 韵律不明显。由于溢岸沉积体的厚度一般较小(小于10 m)、地震响应不明显, 因此难以被清晰识别。

河口坝为分流河道携带的沉积物进入湖盆水体时发生沉降和沉积形成的沉积体, 岩性以细砂岩为主, 底部可见粉砂岩, 厚度中等, 分选较好, 受到河流与湖浪的双重冲刷而发育平行层理、槽状交错层理等沉积构造。岩心剖面呈典型的反韵律、均质韵律或复合韵律, 具有较高的声波时差与较低的电阻率, 剖面上呈“底平顶凸”状。河口坝砂体在研究区内的发育程度较低, 具有反韵律特征的岩心在研究区内仅局部可见, 而在研究区以南的区域较常见。

滨浅湖沉积为相对安静水体环境下形成的细粒沉积, 与分流河道间泥岩相比, 滨浅湖中的泥岩几乎不含杂质、质地较纯, 岩心中常见块状层理或水平层理等沉积构造。自然伽马曲线的响应特征表现为极高伽马值, 靠近泥岩基线, 具较低电阻率与声波时差(表2)。

在上述5种不同类型微相中, 浅水三角洲平原分流河道沉积是研究区最主要的砂体类型, 河口坝在研究区内发育程度低, 仅在研究区以南地区出现频率较高, 因此文中重点对分流河道的沉积构型特征进行描述。

综合分析花港组上段不同沉积时期的沉积微相分布可以发现, 花港组上段以浅水三角洲平原沉积为主, 湖相沉积仅在H1时期局部可见。参考前人对分流河道的划分方案(贺婷婷等, 2014), 本次研究根据分流河道的弯曲度特征, 将西湖凹陷中南部花港组上段的浅水三角洲分流河道划分为3种类型: 辫流型分流河道、辫-曲转换型分流河道和曲流型分流河道(图 9)。其中, 辫流型分流河道的弯曲度分布在1~1.05之间, 辫-曲转换型分流河道的弯曲度为1.05~1.15, 曲流型分流河道的弯曲度大于1.15。通过对分流河道的宽度等特征进行测量和统计(测量方法见第2节), 认为不同类型分流河道的平面形态、规模和叠置样式等特征存在差异。

图 9

Fig.9

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	图 9 西湖凹陷中南部渐新统花港组上段分流河道弯曲度与厚度关系Fig.9 Diagram of curvature and thickness of distributary channels in the upper member of Oligocene Huagang Formation in central-south part of Xihu sag

进一步分析表明, 3种类型的分流河道具有不同的沉积序列(图 10)。辫流型分流河道沉积以中—细砂岩为主, 河道底部可见磨圆度较好的砾石, 心滩砂体呈均质韵律, 且底部可见不规则泥岩撕裂屑呈半定向镶嵌于砂岩中(10-A)。在辫—曲转换型分流河道中, 具有侧积层的点坝沉积与上部的均质韵律心滩砂体紧密共存, 中间常发育薄层的溢岸细粒沉积(10-B)。曲流型分流河道的沉积序列与曲流河相似, 但其粒度相对较细, 岩心呈典型的正韵律(10-C)。

图 10

Fig.10

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	图 10 西湖凹陷中南部渐新统花港组上段分流河道的典型沉积序列 A—辫流型分流河道; B—辫—曲转换型分流河道; C—曲流型分流河道Fig.10 Typical sedimentary sequences of distributary channels in the upper member of Oligocene Huagang Formation in central-south part of Xihu sag

4.2.1 平面形态特征

辫流型分流河道在花港组上段的底部最为发育(H5b小层), 平面上可见2条较宽的分流河道分布在研究区中西部, 呈近NE-SW向展布, 河道弯曲度很低(图 11)。研究区内分流河道的平面组合样式主要呈交织条带型, 2条规模较大的分流河道被中间发育的2条较小的分流河道所连通。河道内部的厚层砂体主要出现在河道中部, 与辫状河中的心滩砂体相似。单一的心滩砂体在平面上一般呈“椭圆形”、不规则“菱形”等形态, 多个心滩砂体在分流河道内组合成或密或疏的不规则“斑点状”, 平面上具有“窄坝宽水道”的特征(图 11-D)。

图 11

Fig.11

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	图 11 西湖凹陷中南部渐新统花港组H5b小层分流河道及其内部构型 A—最小振幅属性地层切片; B—沉积微相平面图; C—砂体厚度平面分布图; D—分流河道内部构型平面图Fig.11 Distributary channels and its architecture of H5b layer in the Oligocene Huagang Formation in central-south part of Xihu sag

辫-曲转换型分流河道在H3砂层组沉积中期(H3b时期)发育程度最高, 呈NE-SW流向穿过研究区中部(图 12), 在花港组上段初始沉积阶段(H5b时期)研究区西部亦局部可见该类型分流河道(图 11)。辫-曲转换型分流河道既具有辫状河发育心滩的特征, 也可见与曲流河相似的河道一侧“点坝”的发育现象, 是心滩、点坝共同出现在同一河道中的一种分流河道类型。不同的分流河道在平面上呈分叉-合并型的组合样式, H3b时期发育的辫-曲转换型分流河道在研究区中部频繁地分叉、合并, 并在研究区南部彻底分叉为2条分流河道。

图 12

Fig.12

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	图 12 西湖凹陷中南部渐新统花港组H3b小层分流河道及其内部构型 A—最小振幅属性地层切片; B—沉积微相平面图; C—砂体厚度平面分布图; D—分流河道内部构型平面图Fig.12 Distributary channels and its architecture of H3b layer in the Oligocene Huagang Formation in central-south part of Xihu sag

曲流型分流河道具有与曲流河相似的高弯曲度特征(图 13), 该类型分流河道在H1d时期广泛分布, H3b时期在研究区的东西两侧局部发育(图 12)。在曲流型分流河道中, 厚层砂体一般以点坝的形式分布于河道一侧。在H3b时期, 可见明显的新月形点坝分布在河道的边部, 点坝的规模与分流河道的规模和弯曲程度呈正相关。H1d时期发育的曲流型分流河道呈NW-SE向展布, 多条分流河道在平面上呈现不同的组合样式, 主要有单一条带型、分叉-合并型2种类型。

图 13

Fig.13

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	图 13 西湖凹陷中南部渐新统花港组H1d小层分流河道及其内部构型 A—最小振幅属性地层切片; B—沉积相平面图; C—砂体厚度平面分布图; D—分流河道内部构型平面图Fig.13 Distributary channels and its architecture of H1d layer in the Oligocene Huagang Formation in central-south part of Xihu sag

4.2.2 分流河道的规模

辫流型分流河道宽度大(2~4 km)、砂体厚(30~35 m), 具有“低弯度、宽而厚”的特征(图 14)。河道中的厚层砂体出现在心滩处, 河道交汇处的砂体厚度也明显增大(图 9-C)。辫流型分流河道的宽厚比较大, 厚度与宽度呈较明显的对数正相关(R²=0.7733)。

图 14

Fig.14

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	图 14 西湖凹陷中南部渐新统花港组上段分流河道宽度与厚度散点图Fig.14 Diagram of width and thickness of distributary channels in the upper member Oligocene Huagang Formation in central-south part of Xihu sag

辫-曲转换型分流河道的弯曲度比辫流型分流河道有所增加, 河道规模则有所减小, 河道砂体的宽度为1000~2500 m, 厚度范围较大(20~45 m), 平均厚度为35 m。辫-曲转换型分流河道砂体的宽厚比中等, 厚度和宽度呈很好的对数正相关(R²=0.8865)(图 14)。与辫流型分流河道相比, 辫-曲转换型分流河道内心滩的发育规模和频率都有所降低, 而在河道交汇处其规模则有一定增加(图 11; 图 12)。

曲流型分流河道呈 “窄而薄”的特征, 其宽度为100~500 m, 平均235 m; 厚度为20~35 m, 平均27 m。曲流型分流河道砂体的宽厚比较小, 厚度与宽度之间呈较好的对数关系(R²=0.527)(图 14), 随着河道宽度的增加, 河道厚度呈现出明显的增加趋势, 这可能与曲流型分流河道的侧向加积有关。

4.2.3 分流河道的垂向叠置样式

花港组分流河道砂体的叠置关系可以总结为2种类型, 即相同类型分流河道之间与不同类型分流河道之间。在上述2类叠置关系中可识别出3种主要的垂向叠置样式: 切叠型、叠加型和孤立型。

辫流型分流河道侧向迁移快, 砂体规模整体较大, 一般表现为辫流型分流河道砂体的相互切叠, 在其他2类分流河道中切叠型的砂体叠置样式发育程度较低。呈切叠型接触的砂体间的连通性较好, 不存在物性隔夹层, 且该类型的叠置样式在地震上也有较好的响应, 距地层顶面不同高程的强波谷反射的分流河道在侧向上相互连接(图 15-A)。该样式主要分布在中期基准面上升半旋回的底部, 空间上形成叠置连片的砂体。

图 15

Fig.15

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	图 15 西湖凹陷中南部渐新统花港组上段分流河道垂向叠置关系类型Fig.15 Vertical stacking style types of distributary channel sandbodies in the upper member of Oligocene Huagang Formation in central-south part of Xihu sag

叠加型的砂体叠置样式主要出现在研究区的辫-曲转换型分流河道之间, 而其与辫流型和曲流型分流河道之间的砂体叠置关系较为少见。叠加型的砂体之间相互接触或间隔很小, 下切现象几乎不发育(图 15-B)。垂向叠加型的砂体分布样式主要出现在中期基准面旋回上升半旋回的中部。

孤立型的砂体在曲流型分流河道中最为常见, 由于其规模相对其他2类分流河道较小, 不同的曲流型分流河道砂体在垂向上多以透镜状镶嵌在河道间的细粒泥岩中, 形成了典型的“泥包砂”结构(图 15-C)。这种孤立型的砂体叠置样式主要分布在中期基准面上升的末期或旋回转换面附近。

基于对西湖凹陷中南部花港组上段沉积演化规律的认识, 本次提出了西湖凹陷花港组上段浅水三角洲分流河道的构型模式(图 16)。随着长期基准面的上升, 形成了一系列垂向上具有继承性的分流河道沉积。在长期基准面旋回上升初期, 形成了以低弯度的辫流型分流河道为主的沉积, 河道较顺直, 砂体宽而厚(图 16-A)。在长期基准面上升的中期, 形成了以中低弯度的辫-曲转换型分流河道为主的沉积, 砂体规模中等(图 16-B)。在长期基准面上升的晚期, 分流河道呈“窄而薄”的高弯度曲流型, 平面组合样式为单一条带状或交织条带状(图 16-C)。

图 16

Fig.16

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	图 16 西湖凹陷中南部渐新统花港组上段分流河道构型模式Fig.16 Architecture model of distributary channels in the upper member of Oligocene Huagang Formation in central-south part of Xihu sag

不同类型分流河道的构型模式对于油气勘探和精细开发具有较高的指导意义和应用价值。辫流型、曲流型与辫-曲转换型分流河道的规模具有一定差异, 在进行油气勘探时可指导构造-岩性圈闭的搜索。曲流型河道以构造-岩性圈闭为主, 重点关注气田周边构型岩性潜力的搜索; 辫流型河道以构造油气藏为主, 重点关注剩余油气的挖潜, 提高采收率。

砂体的叠置关系和连通性则对油气田精细开发有较好的指示意义, 辫流型分流河道垂向上多呈切叠型, 砂体连通性好, 油气平面非均质程度相对较低; 曲流型分流河道的砂体以孤立型为主, 砂体侧向连通性较差, 油气以顺河道方向运移为主。

古地貌对分流河道的影响主要体现在地形坡度上, 地形坡度的差异造成了浅水三角洲分流河道弯曲度的变化, 进而造成分流河道类型的差异。西湖凹陷中南部花港组上段沉积时期主要受到花港运动的影响, 花港运动开始于H5砂组沉积的早期, 结束于H1砂组沉积的末期。花港组上段沉积之前, 研究区的古地貌整体为北高南低, 中部的地形坡度(约 1/500)比东西两侧的地形(坡度约1/1000)更陡, 地形也相对低洼, 为低弯度的辫流型分流河道的形成提供了条件(图 17-A)。花港组上段沉积中期(H3砂组开始沉积时), 花港运动的初始活动造成了研究区南部开始逐步抬升, 导致中部地形坡度差异有所减小, 形成了弯曲度有所增加的辫-曲转换型分流河道; 而由于东西两侧的地形坡度相对较缓(坡度约1/1500), 形成了具有更低弯曲度的曲流型分流河道(图 17-B)。H1砂组开始沉积时花港运动达到鼎盛期, 研究区中部和南部低洼地区的进一步抬高造成了全区基本呈“填平补齐”的地貌特征, 因此发育具有高弯曲度的曲流型分流河道。同时, 由于该阶段南北向的地形差异不明显, 分流河道也由早期的近NS向过渡为NW-SE向展布, 沉积中心由研究区南侧逐渐变为研究区东部(图 17-C)。

图 17

Fig.17

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	图 17 西湖凹陷中南部渐新统花港组上段古地貌Fig.17 Palaeogeomorphology of the upper member of Oligocene Huagang Formation in central-south part of Xihu sag

基准面旋回的升降变化是造成研究区三角洲分流河道的规模和叠置样式差异的重要因素。本次参考前人的基准面旋回划分方案(于兴河等, 2017), 以花港组沉积期间的湖平面升降变化、气候特征等作为主要依据, 结合A/S(可容空间/沉积物供给速率)变化趋势, 将花港组划分为6个中期旋回。花港组上段包含MSC4、MSC5和MSC6共3个中期旋回, 分别对应H4-H5砂层组、H2-H3砂层组和H1砂层组(图 2)。其中, 花港组上段开始沉积至H1d为长期基准面的上升阶段, H1d至花港组顶部为长期基准面下降阶段。

结合基准面旋回的变化, 可以发现分流河道的规模和叠置样式受控于基准面旋回的变化。其中, 长期基准面的变化对于分流河道的规模起到了主控作用, 而中期基准面的升降变化则控制着分流河道砂体的垂向叠置样式(图 18)。

图 18

Fig.18

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	图 18 西湖凹陷中南部渐新统花港组上段井震对比剖面Fig.18 Well-seismic comparison profile of the upper member of Oligocene Huagang Formation in central-south part of Xihu sag

在长期基准面旋回上升初期(花港组上段初始沉积阶段)或下降晚期(H1砂组顶部), 由于物源供给充足, 分流河道砂体宽而厚, 规模较大; 而在长期基准面旋回上升的中晚期(H1中下部沉积时期), 随着物源供给的明显下降, 砂体厚度和平面规模也减小。在中期基准面旋回上升早期或下降晚期(H5底部、H4顶部、H3底部和H2顶部), 砂体在较低的可容空间下发生频繁的侧向迁移, 因此砂体主要呈切叠型的垂向叠置样式; 而随着中期基准面逐渐上升, 可容空间逐渐增加, 砂体侧向迁移程度的降低, 造成砂体的垂向接触样式逐渐向弱连通的叠加型和不连通的孤立型演变(H2中部、H1中下部)(图 16; 图 18)。