大型陸相坳陷湖盆深湖區前積型地震地層特征及砂體分布規律
——以鄂爾多斯盆地隴東地區延長組中段為例

惠瀟，侯云超，喻建，龍盛芳，郭懿萱，劉永濤，張杰

1.中國石油長慶油田分公司勘探開發研究院，西安 710018

2.低滲透油氣田勘探開發國家工程實驗室，西安 710018

3.中國石油長慶油田分公司，西安 710018

4.中國石油東方地球物理勘探有限責任公司研究院長慶分院，西安 710021

0 引言

鄂爾多斯盆地是中國典型的內陸坳陷型盆地，油氣資源十分豐富，是我國近二十年來石油天然氣儲量、產量增長最快的地區。三疊系延長組是最主要的含油層系，由于盆地內部比較穩定、無大規模的構造活動，長期以來認為延長期湖盆演化具有“整體升降、平起平落”的特征[1]，按照“標志層約束、大體等厚、旋回對比”的思路，主要應用測井資料，以各段凝灰巖為標志層進行地層對比（K0-K9），其特點是盆地內各油層組呈平行整合接觸關系，基本上等厚分布。傳統等厚分層的結果導致不同沉積體系、不同沉積相帶、不同沉積底形的地層在盆地內的分布基本沒有變化，很顯然這種“切面包片”式的地層分布模式不符合湖盆演化過程和沉積地層分布及展布規律。鄂爾多斯盆地地震層序研究多年來未能取得認識突破，究其原因主要有兩方面：一是地震資料未能有效發揮作用，長期以來受困于黃土高原地區二維地震沿溝部署不成網，而且巨厚黃土層對地震波的吸收衰減嚴重導致資料品質差，難以滿足精細地震地層對比的需要；二是傳統等厚地層對比方法多年來指導油田勘探開發成效顯著，實現了油田發展從百萬噸到千萬噸級別的重大跨越，沉積地層格架基本符合盆地總體穩定的構造背景，可操作性強，應用層序地層等新方法必須考慮油田應用實際情況。

20 世紀90 年代以來，許多學者應用層序地層的理論對延長組進行了研究和討論，郭艷琴等[2]將延長組層序劃分為四期，李鳳杰等[3]認為發育5 個三級層序，李相博等[4]通過小波變化分析認為延長組發育六期三級層序，其他學者也提出了各種地層方案[5-9]，但由于陸相地層相變快、連續性差，而且受二維資料品質差、不成網的限制，僅利用鉆井資料只是“一孔之見”，資料井是否具有代表性、研究范圍可否有效控制、連井之間如何對比等關鍵問題沒有得到有效解決，未能取得實質性研究進展。

地震地層利用地震反射特征，結合地質資料，研究成層巖系的沉積環境及其形成過程，與高分辨率地震勘探技術（尤其是三維地震）的發展和廣泛應用存在密切的關系[10-11]，最初是在研究國外海相地層的基礎上提出，20 世紀80 年代引入我國，對中國陸相盆地地層格架和沉積模式的研究取得了長足進步，有效地指導了油氣勘探和開發[12]。近年來，隴東地區已獲得了約5 000 km2的高品質三維地震數據體，基本實現了連片覆蓋，為開展高精度地震地層研究提供了重要的資料保障。

在三維地震資料基礎上，緊密結合大量鉆井資料，首次系統地開展了隴東地區深水區前積型地震地層研究，重新劃分并建立了延長組中段地層格架，分析了沉積演化序列，進一步刻畫了砂體的空間展布特征及富集規律，取得了創新性認識。該項研究為鄂爾多斯盆地三疊系延長組地層對比提供了新的研究思路，為重新刻畫砂體展布提供了典型范例，對油氣勘探開發也具有重要的指導作用。同時，豐富了我國陸相盆地層序地層研究的理論，對國內外其他類似盆地開展地震沉積研究具有重要的借鑒意義。

1 地質背景和資料基礎

1.1 地質背景

鄂爾多斯盆地是中國第二大沉積盆地，古生代屬于大華北盆地的一部分，中生代逐漸演化為獨立的內陸坳陷盆地，盆地內部構造比較穩定，地層平緩。上三疊統延長組發育多套生儲蓋組合，按沉積旋回自下而上劃分為長10—長1 共10 個油層組，沉積演化經歷了形成、發展、全盛、衰退至消亡的全過程[13-14]，發育一套完整的陸相河流—三角洲—湖泊沉積體系（圖1），其中長7 沉積期進入最大湖泛期，廣泛發育半深湖—深湖相厚層暗色泥巖、黑色頁巖（張家灘頁巖），湖盆底形呈西南陡傾、東北寬緩的不對稱簸箕狀，深湖中心沿北西—南東向展布。延長組主要有東北曲流河三角洲、西南辮狀河三角洲、西北辮狀河三角洲為代表的三大沉積體系，發育河流、三角洲、湖泊重力流沉積[15]。

圖1 鄂爾多斯盆地延長組沉積體系分布及延長組地層柱狀圖Fig.1 Sedimentation system and strata profile of Yanchang Formation in Ordos Basin

隴東地區延長組沉積底形相對較陡，物源主要來自西南的東祁連地區及南部的秦嶺地區[16]，延長組中段地震強反射同相軸前積現象最明顯，主要對應于傳統分層的長7—長3段，這一時期經歷了從最大湖侵到逐漸萎縮湖退的演化過程，發育辮狀河三角洲及湖泊沉積亞相，牽引流和重力流砂體類型多樣，沉積構造豐富，砂巖儲集體廣泛分布，成藏條件有利，已發現了慶城、鎮北等大中型油田，是重要的勘探開發領域。

1.2 地震地質基礎資料

20 世紀90 年代，利用二維地震在延長組發現了地層前積現象，但受當時資料品質的影響，其真實性難以驗證。近年來黃土塬三維地震采集技術取得重大突破，獲得了高品質的三維地震數據體，為地震地質結合并深入開展沉積地層研究奠定了堅實的資料基礎[17]。隴東地區已有約5 000 km2的三維地震，主要為近五年內采集處理的新資料，基本實現了連片覆蓋（圖2），有利于開展整體性和系統性研究。通過最新三維地震資料，在延長組傳統的長7以上層段發現大量強反射同相軸前積現象，縱向上和橫向上可連續追蹤對比，進一步證實了地震前積地層的真實性和廣泛性。

鄂爾多斯盆地經過多年來的勘探開發，已積累了大量的鉆井資料，隴東地區鉆穿長7地層的石油預探和評價井平均井距約2 km（圖2），井控程度相對較高。每口探評井均有系統的巖性、電性等基本測錄井數據，部分還配套實施了成像、元素等特殊測井，同時多年來的勘探和研究也積累了大量的巖心資料，有利于開展高密度的井—震聯合標定和成果認識的驗證分析。

圖2 隴東地區三維地震分布及井控程度圖Fig.2 3￣D seismic distribution and well distribution map in Longdong area

在以上資料的基礎上，本文沿物源方向建立了8條高密度井—震對比剖面，以經過三維區的6條鉆井—地震精細對比剖面為基礎，其他的根據其變化趨勢進行連井對比，重點針對延長組中段的地震地層特征和砂體展布規律開展研究分析。

1.3 研究方法和流程

首先通過大量的單井合成記錄與地震反射同相軸進行標定，然后應用成像測井、巖心對比以及多井對比，明確了強反射連續同相軸為湖泛面凝縮層，是重要的地層界面；其次，沿物源方向規劃的8 條地震—地質結合的連井剖面，按照“地震同相軸為趨勢、以湖泛凝縮層為標志”的地層對比方案，重點對前積型地層分布的區域建立了新的地層格架；然后以慶城北三維區塊為例，結合鉆井資料和地震解釋成果，分析了該區的沉積相和砂體展布形態，并對震蕩湖退的沉積演化新認識進行了探討；最后對照傳統的等厚分層方案，對砂體展布規律進行了對比分析。

2 地震前積反射層特征

2.1 地震反射同相軸判定

地震記錄上各道振動相位相同的極值（俗稱波峰或波谷）的連線稱為同相軸，在解釋地震勘探資料時，常常根據地震記錄上有規律地出現的形狀相似的振動畫出不同的同相軸，它們表示不同層次的地震波。地震同相軸代表的是波阻抗界面，如果為弱空白反射，且波形橫向變化快，說明沉積體結構變化快，規模小，不宜作為地層界面，但區域性的標志層的地震反射同相軸多數是等時的，比如侏羅系延8的煤層反射以及長7 底部烴源巖的地震反射同相軸連續性好，可以作為地層界面。筆者認為，利用地震反射同相軸確定地層界面必須滿足兩個基本條件：一是高品質的地震資料，地震反射同相軸特征明顯易識別，而且平面上連續分布可追蹤，區域范圍內可對比；二是地質資料可標定，在盆地范圍內或有顯著沉積差異的區塊范圍內，地震反射同相軸能代表地層沉積的確切地質意義，例如指示湖泛面的凝縮層沉積。

隴東地區三維地震資料顯示，延長組中段（長7—長3）廣泛發育向湖盆中心前積的連續地震反射，這些地震反射界面與傳統巖性地層分層不一致，具有明顯的“穿層”現象。如圖3所示，在沿物源方向的地震剖面中（剖面位置見圖2），前積層中部的地震反射具有強、連續特征，從傳統長3 段穿入長7 段。在前積層上部，反射界面連續性變差、強度變弱，這主要是由于該部位的泥巖變薄，單層厚度小于10 m，超出了研究區地震分辨率下限（λ/4約為20 m），但在測井曲線上仍然可以明顯識別出相應的標志層，因此通過地震強連續反射層及其連井剖面上標志層的分布形態，可以確定地層界面。

圖3 隴東地區延長組中段地震剖面及連井對比（剖面位置見圖2 中AB）Fig.3 Seismic profile and well cross￣section in the middle of the Yanchang Formation in Longdong area

2.2 測井曲線特征

通過大量鉆井資料與地震的對比標定發現，地震強反射同相軸一般對應沉積厚度超過10 m 的泥巖。在前積層的斜坡部位，強振幅連續反射對應的測井響應為高伽馬、高聲波和中—高電阻，與長7 富有機質泥頁巖相似。電成像測井顯示，這些泥巖水平層理發育，同時含0.2~1 m 亮色高阻高TOC 條帶，同時夾有黑色的低阻凝灰巖條帶（圖4）。在地震前積層上部，地層界面對應泥巖的厚度減小，其測井響應特征也發生了一定變化，自然伽馬、聲波時差和電阻率的測井值明顯變低，波阻抗差異減小，其對應的地震反射強度總體減弱。對于湖泛泥巖所夾持的沉積體來說，測井相所體現的沉積旋回結構在不同位置表現出一定差異性。沉積單元上部為三角洲前緣相沉積，以三角洲進積形成的向上變粗不對稱旋回為主，自然伽馬與自然電位測井曲線表現為漏斗形或漏斗形—鐘形復合特征。沉積單元的斜坡帶主要為泥質沉積，自然伽馬與自然電位測井曲線多靠近泥巖基線，局部因發育滑塌或濁流等事件沉積，測井曲線呈底部突變的箱型或鐘形。在沉積單元下部的坡腳至深水區，測井相主要為頂底突變的箱形或齒化箱形，少數鐘形，代表了重力流沉積物的快速堆積，重力流砂體與湖相泥巖互層出現，主要表現為垂向加積特征。

圖4 不同層段前積層測井響應特征（Xi339 井）Fig.4 Well￣logging response characteristics of progradational strata at different intervals

2.3 巖性及沉積特征

在湖平面上升階段，三角洲砂體向盆地邊緣方向退積，在地震剖面上，強振幅連續反射界面對應的泥頁巖代表了湖泛面凝縮層沉積，可作為地層界面的主要劃分對比標志[18-20]。地震前積中下部的斜坡至坡腳處物源供給減弱、水體深度不斷加深，在還原環境和較低的沉積速率背景下形成了富含有機質的灰黑色、黑色泥頁巖（圖5），其厚度一般10~35 m，在這些泥頁巖內可見魚鱗片化石和薄層凝灰巖夾層，局部層段發育小規?；冃螛嬙旌捅訚岱e砂巖，總體反映了深水斜坡沉積環境。在地震前積層上部，湖平面的上升導致早期三角洲前緣被淹沒，轉變為前三角洲或淺湖區半還原環境，因此也以泥質巖沉積為主，泥巖厚度4~15 m，顏色呈灰色或深灰色（圖5）。由于靠近湖盆邊緣陸源碎屑供給影響較大，泥巖中通常含有砂質條帶或粉細砂巖薄夾層，碳質植物碎屑也比較常見。垂向上，砂質含量逐漸增加，前三角洲向三角洲前緣的遠砂壩、河口壩發育，表現出典型的反旋回結構，體現了湖侵之后的三角洲進積作用。

圖5 湖泛面凝縮層巖心照片（a）鎮131井，長3，碳質泥巖含植物碎片；（b）白245井，長6，暗色泥巖，槽模構造；（c）張22井，長7，黑色頁巖Fig.5 Photographs of cores from the condensed sections of lake￣flooding layer

3 前積型地震地層格架

3.1 地層界面的確定

地層界面的識別與對比是建立地震地層格架的基礎和關鍵。前人關于延長組的層序地層研究多依賴于鉆井的分析，鉆井資料垂向分辨率高，但橫向對比存在多解性，因此在單井層序劃分基礎上開展大范圍井間對比時仍然有較大不確定性。為此，本文綜合鉆井垂向分辨優勢和地震橫向分辨優勢，對隴東地區延長組地層界面進行重新厘定。

隴東地區延長組長7 底部發育一套20~40 m 厚的黑灰色泥頁巖，是鄂爾多斯盆地延長組最大湖泛期形成的一套凝縮層，由于厚度大、橫向分布穩定，在地震剖面上表現為一組明顯的強振幅連續反射，基本對應于TT7地震反射軸，多個連續傾斜地震反射呈低角度向TT7收斂下超。盡管這套泥頁巖本身是在盆地逐漸萎縮過程中形成的，占有相當大的時間跨度，但該泥巖底部廣泛發育一套幾厘米至幾十厘米厚的凝灰巖（對應于長7 的底界），具有等時性，可作為延長組中段地層的底界面（圖3）。

延長組前積型地層的上部包絡面在地震剖面上表現為弱反射、差—中等連續性，需要指出的是，該界面由多段5~10 m 薄砂巖組合而成，由于地震分辨率的限制，不能準確識別薄層的巖性變化，所以形成了同相軸連續的假象，并不是地層界面。該界面上下地震反射結構存在差異（圖3），之上地震反射主要呈亂崗或亞平行反射結構，地層分布與傳統平行等厚地層方案基本類似；之下為前積連續型向湖盆中心延伸的反射結構，與傳統地層方案差異較大。

3.2 前積型地層分布范圍

大量井震對比表明，在地層界面的泥巖段普遍發育凝灰巖層，測井曲線為高伽馬、高時差、低電阻特征，指示了同期發生的火山活動比較頻繁，因此結合凝灰巖與湖泛泥巖分布可確定出完整的地層對比界面，即總體由下部厚層烴源巖、中部大段泥巖夾薄層烴源巖、上部三角洲前緣泥巖等組成。沉積體呈紡錘形分布，坡折帶部位地層厚度最大，在深水坡折帶之下地層為前積型特征，與傳統等厚地層差異大，是本文研究重點，而其他部位與傳統等厚地層類似呈平行分布，包括坡折帶以上以及上包絡面與侏羅系底部Tj之間的部分。如圖6中的地震剖面所示（剖面位置見圖7 中的藍線），虛線勾勒出了前積地層的分布范圍，Xi200 井位于地層坡折帶起始部位，其左側向物源方向，地震反射基本平行分布，其右側向湖盆中心，地層為前積型向底部下超，圖7 中展示了傳統分層長6層的地層切片，地震強反射軸沿北西—南東向垂直于物源方向呈條帶狀展布，連續分布的強反射軸分布范圍與前積型地層分布范圍相同，據此可在平面上框定前積地層分布范圍，圖8中深水坡折帶以下、紅色線之間的湖盆中心是前積型地層主要分布區域。

圖6 隴東地區Zh39—Xi246 延長組中段地震剖面（剖面位置見圖7 中藍線）Fig.6 Seismic profile of middle Yanchang Formation in Longdong area (Zh39￣Xi246)

圖8 盆地延長組長7 期古地形圖Fig.8 Topographic map of the basin in Chang7

3.3 地震地層格架

首先通過鉆井的巖性、電性以及沉積旋回特征分析開展單井地層劃分。由于每一期地層界面為低速泥巖，對應一個強波阻抗界面，因此地震剖面上以強波阻抗界面作為約束，然后結合地震反射終止關系，并通過精細的井震標定，選取骨架剖面進行順物源和垂直物源的連井對比，最終建立研究區的地震地層格架。目前在隴東地區延長組中段識別出7 個前積型沉積單元，自研究區邊部向湖盆中心依次簡稱為CHQ1-CHQ7（圖9，剖面位置見圖7中的藍線）。從湖盆邊部向湖盆中心，可容納空間增大，有明顯的地層增厚現象，例如盆地西南部ZH39井區地層厚度只有320 m 左右，而靠近湖盆中心的Xi223 井區地層厚度超過400 m。各沉積單元表現為依次向前疊置的沉積透鏡體，坡度最大的前積段也是沉積厚度最大的部位，如CHQ6前積斜坡段地層厚度可達180 m。

圖7 隴東地區三維區塊地層切片（長7 以上150 ms）Fig.7 Slice of 3￣D seismic in Longdong area

圖9 隴東地區延長組中段Zh39—Xi247 連井對比剖面與地層格架Fig.9 Well￣cross stratigraphic framework of the middle Yanchang Formation, Longdong area

4 砂體分布規律

本文重點研究隴東地區延長組中段前積型地震地層分布范圍內的砂體分布特征，在多期震蕩湖退背景下，高能三角洲供給充分、進積作用不斷增強，砂體分布主要受物源供給、可容空間、搬運和卸載方式等影響。

4.1 砂體展布規律

以慶城北三維區為例，每期沉積單元砂體展布均具有明顯的分區分帶特征（圖10），西南部富砂帶砂地比一般在30%~50%，主要是三角洲前緣水下分流河道、河口壩和遠砂壩砂體，從西南向東北方向，砂地比逐漸降低；三維區的東北部是深水重力流砂體富集區，砂地比為30%~60%，整體呈北西—南東向帶狀展布，前人研究表明該重力流砂體主要為砂質碎屑流、濁積巖及滑塌巖3 種成因[21-22]，砂地比超過40%的富砂帶寬度可達5 km，主要分布在前積斜坡坡腳及鄰近的湖盆區；兩個富砂帶中間存在一條近北西—南東走向的富泥沉積區，砂地比小于25%，對應前積地層的斜坡帶，其寬度一般為5~15 km，富泥斜坡帶局部存在砂地比相對較高的區域，為三角洲前緣滑塌形成的快速堆積體，規模一般較小，平面呈不規則坨狀、條帶狀或朵狀。

圖10 慶城北三維區沉積單元砂地比平面圖Fig.10 Sandstone percentage of different parasequence units in Qingchengbei 3￣D seismic area

對比不同沉積單元砂體分布規律可以看出，早期湖盆范圍比較大，三角洲僅局限在慶城北三維區西南角，三角洲前端的斜坡帶寬度超過10 km，坡度相對平緩，之后隨著湖盆的萎縮和沉積物的持續供給，三角洲不斷向東北方向進積，此時斜坡變陡變窄。對于斜坡帶下部的重力流砂體來說，主要分布在坡腳或深水破折帶附近，總體上，不同期次重力流砂體存在相互疊置的現象，同時也隨著坡腳位置的變化逐漸向湖盆中心方向整體推進。

4.2 沉積演化序列

通過對沉積單元不同位置的巖心觀察，結果表明每個單元內部沉積相序構成基本類似，表現為“上部三角洲（富砂）—中部前積斜坡（富泥）—下部重力流（富砂）”三段式沉積結構（圖11，12）。上部：主要為三角洲前緣水下分流河道和河口壩砂體，以灰綠色細砂巖為主，常常發育平行、板狀交錯、槽狀交錯等牽引流成因的層理類型，見5~10 cm 的凝灰巖夾層；中部：以泥質沉積為主，砂體不發育，見10~30 cm的凝灰巖夾層；下部：大面積分布深水重力流砂體，主要富集在深水坡折帶的坡腳部位，發育塊狀、變形、包卷構造以及泥巖撕裂屑，同時還發育有階梯式微斷裂，指示了坡度較陡的地貌背景，凝灰巖層常見，單層厚30~200 cm。

圖11 隴東地區延長組中段沉積序列圖Fig.11 Sedimentary sequence of the middle Yanchang Formation, Longdong area

4.3 震蕩湖退沉積過程

鄂爾多斯盆地延長期湖盆演化具有快速沉降、緩慢充填的脈沖式特征，傳統觀點認為這一時期共發育四期重要的湖泛面，其中延長組中段分別有長7、長4+5 兩期。研究認為，該時期湖盆是連續震蕩湖退過程，沒有明顯的間隔特征，一是平行物源方向的地震反射表現為典型的向前進積反射結構，隨著沉積體依次向湖盆中心進積充填，總體為湖退沉積環境，期間未見到明顯的沉積間斷，水體深度逐漸變淺，多期填充疊加后湖盆逐漸萎縮消失；二是在湖退過程中又經歷了多次中等—小規模湖侵作用，形成了分布比較穩定的凝縮層，對應于地震剖面上的強振幅連續反射。

4.3.1 沉積期湖平面變化

湖盆充填過程中，隨著湖平面的變化，沉積旋回相應的表現為“水進”、“水退”等地層疊置樣式，這些地層疊置樣式的一個重要的識別標志便是坡折點變化軌跡[23-24]。因此，結合地層疊置樣式和坡折點變化軌跡，我們可以分析沉積期湖平面的升降。

CHQ1 是研究區前積地層底部的第一個沉積單元，地層厚度薄，前積斜坡坡度小。CHQ2 為一套軌跡點略上行的正常水退沉積，頂積層發育，該前積層相對于CHQ1沉積單元更向湖盆中心推進，前積斜坡坡度略微增大。CHQ3 內部軌跡點早期表現為近似水平的水退沉積，后期表現為明顯上行的正常水退沉積，前積層高度從80~90 m 增加到110 m 左右，表明前積體形成時的古水深不斷的加大。CHQ4 在上一期前積單元的基礎上進一步向湖盆中心推進，軌跡點表現為先上行—后水平的特征，該沉積單元的頂積層與底積層均發育。CHQ5 整體由一套軌跡點略上行的正常水退沉積成因單元構成，前積層厚度非常大，頂積層厚度薄，表現為S型透鏡狀前積反射，與前期相比斜坡角度明顯增大，表明這一時期物源供給充足，以前積斜坡向湖盆方向的快速推進為特征。CHQ6 與CHQ5 內部反射結構相似，不過早期軌跡點表現為下降式向盆遷移，缺少加積，反映了強制性水退沉積，之后為一套軌跡點略微上行的正常水退沉積單元。CHQ7為一套軌跡點先水平、后明顯上行的正常水退沉積，軌跡點水平段前積體的頂積層非常薄，甚至不發育，表明湖平面處于相對穩定的階段，之后軌跡點明顯上升，前積體的頂積層開始發育，說明湖平面開始不斷上升（圖13）。

圖12 沉積單元上部（a~c）、中部（g，h）和下部（d~f）的巖心（a）環82井，長3，變形構造；（b）鎮335井，長3，槽狀交錯層理，夾碳屑；（c）白286井，長3，泥巖中的凝灰巖夾層；（d）城96井，長7，塊狀砂巖；（e）城96井，長7，變形造以及泥巖撕裂屑；（f）城96井，長7，泥頁巖中的凝灰質紋層；（g）隴頁14井，長4+5，連續泥巖和粉砂質泥巖；（h）隴頁14井，長4+5，凝灰巖Fig.12 Photographs of cores from different parts of the sedimentary unit

盡管各沉積單元內部的坡折點遷移軌跡存在明顯差異，但在地震剖面上基本都可以識別出6-7期軌跡點的明顯上行過程，即對應湖平面的快速上升階段（圖13）。通過與鉆井對比，這些軌跡點的明顯上行處與湖泛泥巖層具有較好的對應關系。因此，坡折點遷移軌跡與鉆井資料綜合分析表明，研究區在整體湖退背景下存在多期震蕩或多期小規模湖侵作用。

圖13 隴東地區前積地層地震解釋與坡折點軌跡遷移特征（剖面位置見圖2 中CD）Fig.13 Seismic interpretation of progradational strata and slope break trajectory characteristics in Longdong area

4.3.2 泥頁巖標志層分布

延長組中段在湖泛層內廣泛分布有凝灰巖薄層，其發育時間段與秦嶺地區構造活動相對最活躍的時期（印支中期，距今210~224 Ma）基本一致[25]，凝縮層的泥巖普遍含凝灰巖薄夾層，根據測井資料和單井旋回曲線分析結果，從湖盆邊部到深湖區，單井測井曲線上可見到含凝灰巖的泥頁巖標志層越來越多，旋回曲線也相應地出現了拐點，表明湖平面經歷了多次的升降變化（圖14）。隨著構造活動引起的湖盆震蕩變化越來越頻繁，三角洲建設作用增強，當沉積物超過穩定狀態或有外界因素觸發，堆積在三角洲前緣區的大量碎屑物質便不斷向湖盆中心滑塌充填推進，這也是深湖區重力流沉積砂體富集的主要誘發機制。

圖14 隴東地區延長組中段單井旋回曲線圖Fig.14 Well cycle curve in the middle part of Yanchang Formation, Longdong area

5 與傳統方案的砂體分布特征對比

5.1 總體砂體分布特征對比

地震地層格架下砂體展布規律與傳統等厚地層相比較，表現為“大同小不同、橫同縱不同”的特征：一是大的砂巖富集層段相同，砂巖主要富集在斜坡帶的上部和下部，分別對應傳統分層的長3 段和長6~7 段，中間泥質斜坡主要對應傳統分層的長4+5段，砂巖不發育；二是單井之間的小層連通性和油藏組合關系不同，由于滑塌重力流砂體進入深湖區后快速向兩側散開，基本呈水平分布，其垂直物源方向單井之間的分層和砂體分布基本對應，但順物源方向傳統地層與地震地層的劃分方案差異大；三是由于兩個地層方案的富砂帶均表現為湖盆中心垂直物源方向分布的扇狀體，總體上平面富集形態基本類似。

5.2 上部層段砂體分布特征對比

該層段主要反應了三角洲平原和三角洲前緣相帶的沉積特征，發育牽引流為主的分流河道和河口壩砂體，單層砂厚3~10 m，平面呈鳥足狀或朵葉狀展布，主河道寬度一般5~10 km，沿斜坡延伸約10~20 km，末端尖滅于斜坡中部的泥巖，受充足物源供給和湖浪作用雙重影響，河道側向擺動頻繁。與傳統等厚地層砂體分布形態對比，差異主要集中在前積型地震地層發育的部分，隨著湖盆的逐漸萎縮，湖岸線逐漸向湖盆中心后退，三角洲分流河道砂延伸影響范圍逐漸增大，靠近物源區的長3段砂巖沿斜坡連續延伸到長4+5段，在湖盆中心部位的長2段砂巖連續延伸到長3 段，反映了湖退砂進、充填抬升的沉積演化過程。

5.3 下部層段砂體分布特征對比

下部層段主要發育重力流沉積砂巖儲集體，位于富泥斜坡帶的坡腳之下。楊華等[26]學者認為，以深水坡折帶為界，西南物源長7段砂體由坡上至坡下形成“厚—薄—厚”的變化趨勢，湖水位是決定重力流沉積砂體厚度及規模的主要因素。與傳統等厚地層方案對比，一是坡腳部位的厚層砂巖基本對應傳統分層的延長組長71-2油層組，每一期沉積單元內的砂體可向上延伸到長6油層組；二是沉積單元內的下部砂巖平面呈扇狀形態，長軸方向與物源方向垂直，為北西—南東向展布，與傳統方案的分布形態類似；三是沉積末端的薄層砂巖基本對應于傳統方案的長73小層，受滑塌沉積的輸砂動力和深水泥巖的卸載阻力雙重影響，如果輸砂動力較強，則來自上部的重力流砂體可一直搬運到湖盆底部，切蝕替換原始沉積的泥巖，反之則湖盆底部仍然發育厚層泥巖沉積，重力流砂體主要富集在坡腳部位的長71-2油層組（圖15）。

圖15 隴東地區Xi318—Yu49 井延長組中段地層對比及油藏分布圖（剖面位置見圖2 中EF）Fig.15 Stratigraphic correlation and reservoir sections (Xi318￣Yu49) of middle Yanchang Formation, Longdong area

6 結論

（1）隴東地區延長組中段廣泛發育向湖盆中心前積的連續地震反射，地震強反射同相軸一般對應沉積厚度超過10 m 含凝灰巖層的泥質巖相，為湖泛期凝縮層沉積，可作為地層劃分對比的主要標志。

（2）延長組中段為震蕩性湖退充填沉積背景，前積型地層主要發育在深水坡折帶之下，其他部位與長7最大湖侵期的底界基本呈平行分布；沿物源向湖盆中心，各沉積單元呈透鏡體依次向前疊置。

（3）研究區延長組中段的沉積單元均發育上部三角洲前緣（富砂）、中部斜坡（富泥）和下部深水重力流（富砂）三段式沉積序列，砂巖主要富集在斜坡帶的上部和下部，與傳統等厚方案對比，宏觀砂體的富集層段和平面發育位置基本一致，但順物源方向單井之間的小層連通性和疊置關系差異較大。