鄂爾多斯盆地西南慶城地區延長組前積斜坡生長及其控砂規律

摘 要 【目的】前積斜坡在湖泊或海洋環境中均可出現，其生長方式能夠反映物源、湖平面及沉積物輸送和分散樣式的變化。鄂爾多斯盆地西南部最新三維地震資料顯示，延長組中上部存在較典型的前積斜坡生長現象。這一發現改變了以往延長組“千層餅式”沉積分層的傳統認識，也為分析三角洲—深湖區砂體分布規律及儲層預測提供了新思路。【方法】以斜坡生長理論為指導，基于三維地震和鉆井資料，將鄂爾多斯盆地西南部慶城地區延長組長7—長1油層組依次劃分為F1～F6共6期前積斜坡體?！窘Y果與結論】定量表征了發育較完整的F1～F4斜坡體特征，識別出平坦型（0°～0.5°）和低角度上升型（0.5°～1.0°）兩種坡折遷移軌跡。F1沉積期，物源供應弱，湖盆規模最大，形成加積型斜坡，砂體主要發育于頂積層。F2～F3沉積期，物源供應增強，湖盆收縮，形成進積型斜坡，具有平坦型遷移軌跡，砂體主要分布在深湖區。F4沉積期，形成加積—進積混合型斜坡，具有低角度上升型遷移軌跡，頂積層及深湖區均富砂。物源供給與湖平面變化是研究區斜坡生長及砂體分布的主控因素。

關鍵詞 前積斜坡體；濱線遷移軌跡；砂體分布樣式；延長組；慶城地區；鄂爾多斯盆地

第一作者簡介 夏勇，男，1994年出生，碩士研究生，沉積學，E-mail： 3189945082@qq.com

通信作者 趙俊峰，男，教授，盆地分析與沉積學，E-mail： zjf@nwu.edu.cn

中圖分類號 P618.13 文獻標志碼 A

0 引言

前積斜坡可出現在湖泊或海洋的濱岸環境、大陸架內部和大陸邊緣。具有等時意義的、向盆地傾斜的沉積界面稱為斜坡地形（clinoform）；由不同斜坡地形所夾的等時巖石單元稱為（前積）斜坡沉積或斜坡巖層（clinothem）[1?2]。完整的前積斜坡包含相對平坦的頂積層、向盆地傾斜的前積層和低緩的底積層[2]。斜坡體的內部結構和外部形態，反映地層的堆疊方式，可用于恢復大陸或者湖盆邊緣的古底形、古水深，揭示海/湖平面升降以及氣候變化、沉積物分散樣式等[3?6]。前人在陸架邊緣斜坡沉積的研究過程中發現，前積斜坡深水區沉積物分散樣式和坡折遷移軌跡有較好的耦合關系[2，7?14]。坡折遷移軌跡具體是指濱線或陸架邊緣坡折點隨時間推移而形成的路徑[3]，可用于分析湖/海平面的變化和沉積體系的演化[7，15]。根據形態特征可將坡折遷移軌跡分為上升型、平坦型和下降型三種類型[8]。遷移軌跡分析是對斜坡沉積的橫向—垂向地貌特征和相應沉積物分散樣式的剖析[3，7]，重點關注坡折點遷移的路徑和方向。以往關于坡折遷移軌跡與沉積物分散樣式之間關系的報道，多數為大陸邊緣海洋沉積環境[9?14]，而對陸相湖盆方面的研究甚少，目前的報道僅有匈牙利Pannonian盆地[16]、羅馬尼亞Dacian盆地[5]、渤海灣盆地[17?18]等有限的實例。其中關于坳陷型湖盆的斜坡生長及其與砂質沉積物分散樣式的響應關系，尚未有相關報道。

鄂爾多斯盆地三疊紀延長組沉積期為一大型內陸坳陷湖盆，沉積了一套厚1 000～1 400 m的碎屑巖建造[19]，是該盆地石油勘探的主要層系。近年來，隨著三維地震勘探的加強，在延長組三角洲—深湖沉積過渡地帶識別出不同類型的前積斜坡體，其中盆地東北部以低角度疊瓦狀為主，而西南部則以高角度斜交型、“S”型為主，主要發育在延長組長7以上的層位[20]。研究區慶城地區位于鄂爾多斯盆地的西南部，區內延長組前積斜坡發育，現象典型，為研究坳陷湖盆斜坡地形下沉積物分散樣式提供了較好的實例。近年來，已有關于延長組前積斜坡的研究報道[20?23]，前人工作主要涉及斜坡類型、古水深恢復以及地層等時劃分等方面，而關于斜坡生長與砂體分布的關系尚缺乏深入研究。本文運用斜坡生長相關理論和方法，對慶城地區延長組中上部發育的多期前積斜坡進行了精細解剖，并分析了斜坡生長與砂體分布的內在聯系。

1 地質概況

鄂爾多斯盆地是我國重要的能源盆地，富集石油、天然氣、煤炭等資源[24?25]。晚三疊世延長組沉積期為大型內陸坳陷湖盆[26]，經歷了形成、擴張、萎縮、消亡四個演化階段[27]。受控于構造沉降、物源供給及基準面的變化，在長7段沉積期湖盆發育達到鼎盛，之后經歷了多期湖侵—湖退沉積旋回，至長1段沉積后湖盆萎縮消亡[28?29]。

勘探表明，盆地石油資源主要賦存于中南部地區的三疊系延長組[30]，延長組沉積中心位于盆地中南部，呈北西—南東向展布，湖盆主要存在東北和西南兩大沉積物源體系[31?32]。其中，東北部距物源區較遠，古地形較緩，沉積體系主要為曲流河三角洲[33]。研究區慶城地區處于盆地的西南部（圖1a），主要接受來自秦嶺的近物源供給，古地形較陡，多發育辮狀河三角洲體系[34?35]。

2 研究方法與資料基礎

本文運用沉積學、地震地層學和前積斜坡生長的基本理論，依托研究區1 800 km2三維地震資料及140余口鉆井資料和巖心，結合前人建立的相關公式[3，8]，定量表征延長組前積斜坡體的形態特征、坡折遷移特征等，對典型剖面進行井—震結合的砂體解釋，分析不同斜坡生長方式下的砂體分布規律，通過三維地震屬性提取和測井巖性解釋，刻畫各前積期次的砂體平面分布規律。結合物源供給、湖平面變化等討論湖盆斜坡生長對砂體分布的控制作用。

3 延長組前積斜坡表征

3.1 斜坡體期次及類型

結合井—震資料，對主干地震剖面進行斜坡期次劃分，識別出延長組中上部主要發育6期前積斜坡體，依次命名為F1～F6（在沖積平原區與傳統等厚分層基本一致），受印支運動抬升作用影響，F5～F6僅保留湖盆中心部位的沉積。晚三疊世末的印支運動，使該盆地發生短暫的抬升剝蝕改造，形成了起伏不平的古地貌，之后又填平補齊式地接受了侏羅紀沉積，造成三疊系延長組在盆地不同部位分別與富縣組或延安組呈區域不整合接觸[24]。鑒于鄂爾多斯盆地整體升降的演化特點，選取侏羅系延安組延9段標志性煤層作為基準面進行拉平處理，可基本消除富縣組古河道對層拉平產生的影響，近似反映延長組各期沉積結束的基準面（圖2b、圖3b）。主要對保存較為完整的F1～F4斜坡體進行分析。

研究區主要接受來自西南和南部的物源供應。從順物源方向的地震剖面觀察，F1～F4期斜坡體的外部形態相似，呈透鏡狀。4期斜坡體均具有完整的斜坡結構，發育厚度不一的頂積層、斜坡層和底積層。內部地震反射結構呈“S”型。

斜坡分類常依據外部形態和內部反射結構[20?21]。據上述特征，4期斜坡體可統一歸類為透鏡狀“S”型。此外，也可依時間跨度進行斜坡分類。Johannessenet al.[9]認為，時間尺度上，斜坡可分為4個級別：4～6 My、1～2 My、100’s ky和10’s ky。依據項目內部資料，研究區Z389井及L14井的凝灰巖鋯石定年數據，得到F1期地層最小年齡為235 My，F3期最小年齡為210 My。前人對長7 油層組底部和上部的凝灰巖碎屑鋯石定年數據顯示，長7 年齡介于221.8～228.2 My[36]。故單個斜坡沉積單元沉積時間大致為4～6 My尺度。

為定量表征斜坡體結構，利用頂積層厚度與斜坡層厚度的比值，進行斜坡分類和表征。用“H 頂/H 斜”比值，反映地層相對厚薄。以厚度比值“1.00”為基準，比值大于1.00為“頂厚+斜薄”型，比值小于1.00為“頂薄+斜厚”型。據此將研究區內4期斜坡體分為兩類（表1）：“頂厚+斜薄”型（F1期）、“頂薄+斜厚”型（F2～F4期）。

3.2 斜坡體厚度特征

斜坡體特征可依據其地層厚度、形態、坡度等進行描述。利用井—震結合剖面，統計相關幾何參數（表1、圖4）。

對研究區內順物源的典型地震剖面分析表明，F1地層整體偏薄，其中頂積層稍厚，斜坡層和底積層較薄，為不對稱“S”形態；頂積層呈中弱振幅—低連續反射，厚度介于90～120 m；斜坡層為中弱振幅—低連續反射，厚度介于40～80 m；底積層為中強振幅—高連續反射，厚度介于20～30 m。F2呈不對稱“S”形態；頂積層為弱振幅—低連續反射，厚度介于80～110 m；斜坡層為中強振幅—中連續反射，厚度介于80～180 m；底積層為中強振幅—高連續反射，厚度介于20～40 m。

F3、F4具有中間厚—兩端薄的對稱“S”形態。其中，F3期：頂積層為弱振幅—低連續反射，厚度介于50～70 m；斜坡層具有中強振幅—中高連續反射，厚度介于100～200 m；底積層為弱振幅—弱連續反射，厚度介于40～70 m。F4期：頂積層為中弱振幅—低連續反射，厚度介于50～90 m；斜坡層具有中強振幅—中高連續反射，厚度介于90～180 m；底積層厚度介于60～70 m。

對比地層厚度及斜坡坡度（β）（表2），認為斜坡層厚度與形態具有相應變化規律。F1～F4期斜坡層厚度整體呈變厚趨勢，在形態上，由不對稱的“S”形態轉變為對稱“S”形態，在坡度上，呈整體變陡趨勢。物源供給對斜坡的形成至關重要，而高速的物源供給易形成過路沉積，產生較陡的沉積坡度[4]。例如，F3期坡度較陡且沉積厚度較大，表明該時期物源較為充足?？傮w而言，從F1至F4期，沉積總厚度及坡度的變化趨勢，表明物源供給量整體增加，供應速率逐漸變大，湖盆可容納空間逐步減小。

3.3 坡折遷移特征

3.3.1 參數與方法

為定量表征斜坡體特征及其生長方式，引入相關參數：（1）結構參數：斜坡高度（Rc，單位m）、斜坡坡度（β，單位°）、加積高度（A，單位m）、進積距離（P，單位km）、遷移角度（θ，單位°）、A/P 值等；（2）物源供給參數：加積速率（Ra，單位m/My）、進積速率（Rp，單位km/My）和橫斷面的凈沉積物通量（cross-sectional netsediment flux，Fc，單位km2/My）。

斜坡結構參數幾何意義如圖5。物源供給參數計算公式如下[37?38]：

Ra=A/T （1）

Rp=P/T （2）

Fc=Rp×A×10-3 （3）

式中：T 為時間尺度，單位為My。計算結果見下文表3。

采用坡折遷移軌跡分析，研究斜坡生長與砂體分布之間的關系。其主要步驟為：（1）選取順物源方向典型剖面，建立等時地層格架；（2）選取統一界面作拉平處理，識別坡折點的位置；（3）追蹤坡折點的垂向、橫向（向陸/湖盆方向）遷移軌跡，確定坡折遷移軌跡的類型（上升型、平坦型或下降型）；（4）結合鉆井取心、測井解釋與地震資料，分析不同期次斜坡體對應的砂體發育特征。

3.3.2 坡折遷移軌跡類型

坡折遷移角度的變化能夠反映物源供給變化、湖/海平面升降等信息[3，9，39]。在陸架斜坡的邊緣遷移角度分類中，細分為高角度上升型遷移（大于2°）、低角度上升型遷移、平坦型和低角度下降型遷移[12]。

坡折遷移方向指示湖盆的沉積充填過程。進積式的遷移軌跡，表明湖盆演化是以向沉積中心的縱向推進為主導。通過坡折遷移軌跡參數計算（表2），可分為兩類坡折遷移軌跡：低角度上升型（0.5°～1.0°）與平坦型（0°～0.5°）。其中F1頂界面a的坡折點為地形坡折點，處于深水沉積環境。F2遷移角度介于0.366°～0.489°，F3 遷移角度介于0.256°～0.275°，均屬于平坦型。根據巖心觀察，F2、F3期坡折點附近沉積環境以三角洲前緣為主，F2、F3期坡折點為地形坡折點。F4遷移角度介于0.475°～0.673°，為低角度上升型。根據巖心觀察，F4期坡折點西南方向發育炭屑、煤線等代表淺水沉積的三角洲平原亞相沉積，坡折點向北東方向主要發育三角洲前緣沉積。因此，F4期坡折點為濱岸坡折點。綜合地層厚度（H 頂/H 斜）、遷移角度、A/P 比值，認為F1具有“加積型”地層疊加樣式，F2、F3則為“強進積型”，F4為“加積與進積混合型”。

此外，比較斜坡坡度與遷移角度（圖6），發現a、b、c、d四個界面的坡度呈現初始較緩，而后變陡，最后再變緩的變化特征。對應遷移角度表現出初始稍大，而后變小，最后再變大的趨勢。平緩的遷移軌跡對應較陡的斜坡。F1沉積期，物源供應初始規模小，a界面的坡度受原始地形控制，物源因素影響小。F1沉積期之后，沉積物供應逐漸充足，物源對坡度的影響逐漸占主導，b、c、d界面整體變陡。由此推測，在較高物源供給速率影響下[5]，具有平緩遷移軌跡的強進積型斜坡體，其斜坡坡度往往偏大?；蛞蛟谄骄忂w移軌跡下，多發生過路沉積，沉積物向湖心進積并堆積于斜坡區域，形成更陡的斜坡。較陡的坡度促進了重力流的形成，使得較多的砂質沉積物被搬運至深湖區。

4 斜坡生長控砂規律

4.1 砂體剖面分布特征

為分析不同斜坡生長方式下砂體的剖面分布特征，結合地震、測井資料，建立砂體分布連井對比剖面（圖7，8）。通過對典型剖面進行觀察，總結F1～F4期斜坡體的砂體優勢部位及其演變規律。

由F1過渡至F4期，其砂體發育的優勢部位不同，尤其在深水區分異明顯，即斜坡層下半部和底積層砂體的不斷變多。對比發現，F1期砂體多發育在頂積層和斜坡層上半部，底積層富泥；F2期，砂體富集于斜坡層，底積層、頂積層砂體較少；F3期，砂體多發育在斜坡層下半部、底積層，而較薄的頂積層中砂體較少；F4期，既含較豐富的頂積層砂體（淺湖區），亦有較豐富的斜坡層下半部及底積層砂體（深湖區）（圖7，8）。

4.2 砂體平面分布特征

為揭示各期斜坡沉積的砂體平面分布及其變化規律，依據地震和測井解釋，編制了F1～F4沉積期的砂體厚度圖（圖9）。結果表明，隨著斜坡體向湖盆中心的推進，砂體厚度分布樣式發生規律性變化。

F1沉積期，湖盆規模最大，此時物源供給相對不足，斜坡層砂體相對較厚，累計厚度介于20～30 m。巖心觀察表明，該期斜坡的底積層砂體主要為重力流成因。受地震、重力等影響，斜坡層上部發生滑塌，并向深湖區繼續搬運。深湖區重力流砂體厚度偏?。▓D10b），厚0～15 m，呈條帶狀展布。

F2～F3沉積期，湖盆轉變為過補償沉積。坡折帶之上的頂積層砂體漸多，砂體厚40～50 m，多為三角洲前緣砂。在物源充足的背景下，砂體經坡折帶搬運至半深湖—深湖區，坡折帶以下的砂體增多，厚度加大，其中斜坡層砂體厚度可達40 m。由于沉積物不斷累積以及較陡的坡度，重力流沉積廣泛發育（圖10d）。過渡到湖盆中心處，底積層砂體薄，厚度介于0～10 m。

湖盆發展到F4沉積期，三角洲持續向湖盆中心進積，三角洲前緣沉積（圖10h）范圍更廣，砂體也進一步向研究區東北方向推進。總體而言，F1砂體多分布于研究區西南部，F2、F3、F4砂體逐漸向研究區中部和東北部深湖區聚集。

4.3 斜坡生長與砂體分布的關系

斜坡生長方式具體表現為斜坡體的形態、遷移軌跡等方面?；谇拔男逼滦螒B及遷移軌跡的分析，總結斜坡生長方式與砂體分布的關系。F1為加積型斜坡，具“頂厚+斜薄”特征，砂體多發育于斜坡體中上部。F2～F3為進積型斜坡，呈“頂薄+斜厚”特征，具有平坦型軌跡，斜坡層下半部富砂。F4為加積—進積混合型斜坡，具有低角度上升型軌跡，頂積層及斜坡層下半部富砂。由此認為，隨著加積型斜坡轉變為進積型斜坡（F1～F3）以及遷移角度的降低（F2～F3），砂體逐漸富集于深湖區（斜坡層下半部及底積層）。遷移角度的增加（F4）會提高加積高度，頂積層的砂體厚度因此增大。

此外，需要考慮遷移角度的增加對深湖區砂體的影響。研究區F4遷移角度比F2、F3有所增大，其深湖區砂體仍較豐富。造成這一現象的原因或為：（1）湖盆規模小且距源區更近，物源供給較充足；（2）湖平面上升快而周期短，形成的遷移角度較低（仍小于1°）；（3）F4沉積期已進入湖盆演化末期，湖平面上升所增加的可容納空間有限。因此，分析遷移角度變化與砂體分布的聯系，需要綜合物源、湖平面、湖盆演化階段等因素。

5 斜坡生長對砂體分布的控制

控制斜坡生長方式及深湖區砂體分布的因素主要有物源、湖平面變化、氣候等[4?5，9，12?14，18]。由于延長組整體的氣候為溫暖濕潤環境，故氣候因素并非造成延長組中上部前積斜坡差異性生長的主要因素。

5.1 物源供給

在各個斜坡沉積期，其物源供給量不同。F1～F4期，物源供給表現為少量低速—大量高速—相對降速的變化過程（表3）。

F1沉積厚度較其他3期薄（表4），反映F1處于欠補償沉積期，A/S值大于1，為高可容納空間階段。此階段，形成加積型斜坡，砂體主要發育在頂積層，而深湖區富泥質沉積。F1沉積期之后，物源供應通量增加，湖盆由欠補償沉積過渡為過補償沉積，A/S值開始減小。在強物源供應背景下，進積速率增加，產生低角度上升型軌跡，形成進積型斜坡。其中，F3沉積期的進積速率與凈沉積物通量處于高峰，形成平坦型軌跡，深湖區砂體富集程度遠超F1期。因此，物源供給對研究區的斜坡生長及砂體分布具有主導作用。高物源供給通量與高供給速率，是深湖區砂體富集的重要因素。

5.2 湖平面變化

湖平面的升降影響湖盆可容納空間的變化，控制湖盆斜坡的生長方式，調節沉積物的分散樣式。水位變化幅度與進積速率（或物源供給速率）共同控制斜坡的形態[40?43]。

綜合前人研究[22，27?28]及遷移軌跡分析，認為在湖退背景下，湖平面有多期短暫上升，但湖盆可容納空間整體減小。在水體規模最大而物源供應弱時（F1沉積期），斜坡沉積速率較低，以加積式沉積為主。當湖平面下降而物源供給增強時（F2～F3沉積期），加積速率降低，進積速率增加，深湖區砂體變多。在物源供應整體穩定時（F4沉積期），湖平面上升，則加積速率增大而進積速率減小。因此，隨著湖平面整體下降，研究區湖盆斜坡由加積型轉變為進積型，遷移角度整體偏低，深湖區逐漸成為砂體重要富集場所。

基于前文斜坡形態、遷移軌跡以及物源供應等分析，認為研究區延長組斜坡生長方式及其砂體分布主要受控于物源供給與湖平面變化兩大因素。隨著物源逐漸充足以及整體性湖退，深湖區砂體由貧乏轉為豐富（圖11）。在低物源供給與高湖平面（高可容納空間）影響下，斜坡進積速率低，深湖區砂體少。然而，在高物源供給及湖退（可容納空間減?。┑谋尘跋?，進積速率高，深湖區富砂。因此，高物源供給及湖平面下降是深湖區富砂的重要因素。

綜上所述，在湖盆演化的F1～F4沉積期，斜坡體以進積方式向沉積中心推進，砂體被攜帶至湖盆深水區域，呈現出砂體向東北深湖區不斷推進、分布范圍擴大的趨勢。F4沉積期之后進入湖盆演化晚期，則主要為垂向加積式的充填過程。

6 結論

（1） 慶城地區延長組中上部存在斜坡生長現象，劃分出F1～F4共4期發育較完整的斜坡體，4期斜坡體呈透鏡狀“S”形態。依據“H 頂/H 斜”比值，分為“頂厚+斜薄”型（F1期，H 比值大于1）和“頂薄+斜厚”型（F2～F4期，H 比值小于1）兩類。

（2） F2、F3期的遷移軌跡為平坦型，F4期為低角度上升型。上升型遷移軌跡表明湖盆在整體湖退背景下，發生短期湖平面上升事件。3期遷移軌跡向湖盆中心推進，表明湖盆以進積方式充填。基于遷移軌跡與地層厚度，認為F1為“加積型”斜坡，F2、F3為“強進積型”斜坡，F4為“加積與進積混合型”斜坡。

（3） 物源供給與湖平面變化是研究區斜坡生長及砂體分布的主控因素。低沉積物供給與高湖平面背景下，多形成加積型斜坡，具有上升型遷移軌跡，砂體多發育于頂積層和斜坡層上半部；高沉積物供給與湖退背景下，形成進積型斜坡，具有平坦型或低角度上升型遷移軌跡，砂體多發育于斜坡層下半部、底積層。研究區F1～F4期的砂體，平面分布上表現為由西南向東北推進且分布變廣的趨勢，剖面上呈現向深湖區的斜坡層和底積層聚集的趨勢。

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基金項目：國家自然科學基金項目（42172123，42230815）