鄂尔多斯盆地陇东地区延长组三角洲前缘前积结构特征

冯 雪，高胜利，2，刘永涛，王秀珍

（1.西安石油大学地球科学与工程学院，西安 710065；2.陕西省油气成藏地质学重点实验室，西安 710065；3.中国石油集团东方地球物理勘探有限责任公司研究院长庆分院，西安 710021）

0 引言

根据前积结构预测沉积体系、砂体分布成为当前预测储层潜力、评价储层性能的重要方法。近年来将钻井与地震资料相结合，深入分析前积反射等时划分与测井分层的关系、前积内部结构与沉积相带之间的联系，并将以上研究结果应用于湖盆底形恢复、指导古水流向等多领域［1-4］。研究过程中发现由于不同方向的斜坡地形、剥蚀情况、物源供给不同，造成的前积反射形态各异。通常根据前积反射的内部、外部形态进行分类，可分为S 型-楔状、平行斜交型-板状、切线斜交型-楔状、S 与斜交复合型-透镜状、平行斜交型-丘状、叠瓦型-板状等结构形态［5-9］。

自2003 年在美国召开的“陆架边缘三角洲和陆坡深水发育的石油系统”会议以来，海域沉积相研究进展迅速，三角洲-深水沉积模式开始受到重视［10-15］。国内学者在分析海、陆相的差异后，认为一些理论可以运用到内陆盆地［16-17］。如在Johannesen等［18］将三角洲亚相分布与斜坡结构相结合，提出三角洲前缘位于前积反射斜坡层的上段，前三角洲位于前积反射的斜坡主体上等一系列观点后，丛富云等［19］系统提出了三因素陆架边缘划分体系和深水沉积模型，祝彦贺［20］、庞雄等［21］发现斜坡是“源-渠-汇”系统的主体，其演化历史可通过水平面、物源供给变化表示。由Henriksen［22］研究的迁移轨迹分析理论多应用于海相沉积，但是随着在南海北部、珠江口、东非大陆等地区深水砂体预测成果的出现，用迁移轨迹反映沉积演化的方法逐渐被接受，并应用于坡折地形在几十米内的滨海系统和坡折地形高度达百米以上的陆架边缘沉积系统［23］。目前Steel［18］将陆架边缘沉积系统的概念放大至任何存在大型坡折地形的盆地，推动了迁移轨迹分析理论的完善。

鄂尔多斯盆地三叠纪湖盆演化受控于可容纳空间增长速率和沉积物供给速率的相对大小［24-25］。先通过地震相总结前积反射类型、探讨三角洲与深水沉积的分布，将前积反射结构和迁移轨迹分析应用在砂体展布和沉积相预测中。再根据迁移轨迹判断湖平面的相对升降，反映沉积物供给和可容纳性之间的相互作用，水平—轻微下降的陆架边缘迁移轨迹表示沉积物进积序列，此时沉积物增长速率高于可容空间的增长速率，盆底沉积砂体［15，26-29］。

鄂尔多斯盆地陇东地区已有沿沟二维地震资料约为20 000 km，三维地震覆盖面积约5 300 km2，选取陇东地区以志丹、镇宁、环县为界的二维地震资料（地震垂向分辨率约为50 m）和庆城北地区三维地震资料研究前积结构特征。结合连井剖面、合成记录和地震属性分析对砂岩储层的岩性变化、沉积相进行分析，研究沉积微相、岩性分布规律，预测有利储层发育的位置。

1 地质概况

鄂尔多斯盆地夹于东部太平洋构造域和西部特提斯构造域之间，兼受板块碰撞、海洋构造域的影响，形成了盆地的整体沉降形态［图1（a）］。受印支、燕山运动的影响，盆地于中生代产生大规模内陆坳陷，形成了鄂尔多斯盆地的生油体系［12］。晚三叠世开始，盆地进入前陆盆地的演化阶段，燕山运动早期构造活动强烈，在发育重要储集层的同时，强烈的构造运动造成的逆冲、逆断裂带连接了三叠系的生油岩，使延长组的生油岩进入生排烃高峰［30］。在三叠纪延长组时湖盆发育达到鼎盛，伴随着基准面的升降、可容纳空间和沉积物补给通量的变化，湖盆经历了坳陷到消亡4 个演化时期［图1（b）］。研究区位于鄂尔多斯盆地的西南部，以正宁、镇原、环县、白豹、志丹为界。该区三叠系延长组的沉积物主要受西南物源控制，部分地区也受东北物源影响。通过对比2 个方向前积结构发现：研究区西部前积结构的特征明显，前积层的倾斜角度高，因而延伸距离短；东部前积层的倾斜角度略小，而其延伸距离相对较长，这种差异性预示着在研究区西部发育近源的深水相沉积，而在研究区东部发育远源的三角洲相沉积。综合对比10 个层段的砂体类型，概括出延长组多发育细砂岩、粉砂质泥岩和粉砂岩，其中长6、长7 层段主要发育细砂岩和泥质粉砂岩。

图1 鄂尔多斯盆地构造单元划分（a）及地层综合柱状图（b）（据文献［8］修改）Fig.1 Division of structural units（a）and stratigraphic column（b）of Ordos Basin

2 陇东地区延长组地震前积反射类型

选取东西向2 条二维长测线，识别出剖面中前积反射类型，分析各前积类型的特征，认为不同地震反射形态代表的地质含义不同。为体现不同类型前积体在时间域上的关系，对延长组进行古地貌恢复，选取侏罗系直罗组底进行层拉平，其结果可反映出三叠纪古斜坡西南高东北低的构造特征，提供了发育前积的有利条件。依据内部几何形态与外部形状组合模式，剖面中识别出4 种前积反射类型（图2）：S 型-透镜状反射（Ⅰ类）、S 型-楔状反射（Ⅱ类）、平行斜交型-楔状反射（Ⅲ类）和切线斜交型-板状反射（Ⅳ类）。

图2 陇东地区延长组地震剖面及其地质解释地震剖面为沿侏罗系直罗组底的层拉平剖面；Ⅰ类：S 型-透镜状反射；Ⅱ类：S 型-楔状反射；Ⅲ类：平行斜交型-楔状反射；Ⅳ类：切线斜交型-板状反射；剖面位置见图1Fig.2 Seismic progradation reflection section and its geological interpretation of Yanchang Formation in Longdong area

2.1 内部形态S 型-外部形态呈透镜状反射（Ⅰ类）

S 型-透镜状前积反射（Ⅰ类）对应测井分层的长4+5—长7 段，以长4+5 期短暂的湖侵形成的区域性洪泛面为界。反射外部形态呈现透镜状，内部近似S 型，总体连续性较好，具有中等强度振幅和地层下超现象［图3（a）］。此类前积反射形态与地貌接近，S 型-透镜状反射形态主要由斜坡地貌控制。

深入分析Ⅰ类前积反射的振幅变化、几何形态和迁移轨迹，发现其主要具有以下5 种特征：①前积反射在上部平行反射和前积层下段处振幅强，在前积层上部和底端振幅较弱，连续性呈现强—弱—强—弱的变化；②前积反射顶部向陆地方向延伸较远，达到了133 km，代表三角洲平原相发育；③顶积层厚度大，而底积层不发育；④前积层长度约21 km，前积高度为150～230 m，计算得前积体倾斜角度约1°，表示此时水体较浅；⑤斜坡迁移轨迹呈平稳状态［图3（a）］。这5 点特征说明此类前积发育三角洲平原相及三角洲前缘相，深水沉积相欠发育。

图3 陇东地区三叠系延长组地震反射特征Fig.3 Seismic reflection characteristics of Triassic Yanchang Formation in Longdong area

2.2 内部形态S 型-外部形态呈楔状反射（Ⅱ类）

Ⅱ类前积反射内部为S 型，外部形态为楔状，大致对应测井分层的长3—长7 段，前积层上部对应长3—长4+5 段，前积层下部对应长6—长71段，据此推测可能发育三角洲前缘与深水沉积。深入研究发现此类前积反射连续性差，底部有高振幅下超现象，前积坡度缓（前积反射的长度为14.237 km，前积层的高度为135～193 m，前积体倾斜角度约为0.8°），前积层有平坦到略微向下的迁移轨迹［图3（b）］，且前积体有顶部沉积薄、斜坡体厚度变大、底积层发育的特征，说明此段深水沉积发育而三角洲平原不发育。

S 型反射内有明显的凹进和凸出，结合前人研究认为凹进形成的谷为河道或湖底峡谷深沟，前积层中的凸出部分是输送的沉积物堆积形成的砂体。

2.3 内部形态平行斜交型-外部形态呈楔状反射（Ⅲ类）

Ⅲ类前积反射外部形态为楔状，内部结构为平行斜交型，斜坡以上主要对应测井分层的长4+5段，斜坡以下对应测井分层的长6—长7 段。具有连续性较强、振幅中等—弱、陆架边缘迁移轨迹轻微下降、顶积层和底积层发育明显、前积坡度较大的特征［图3（c）］。

前积继续向湖盆推进，来自西南和东部的物源在此处交汇，并在前积反射终止处出现前积汇水现象。前积反射整体振幅较弱，在前积反射底部汇水处振幅略有增强，说明该地区发育深水砂岩，且前积反射延伸17.52 km，高度为176～250 m，坡度在1.6°左右，代表发育于水动力较弱的深水环境。前积反射上段坡度突变处向陆地方向延伸距离约为5 km，说明此处三角洲相发育，并与前积反射底部的深水沉积形成三角洲-深水沉积模式。

2.4 内部形态切线斜交型-外部形态呈板状反射（Ⅳ类）

Ⅳ类前积反射外部形态为板状，内部形态为切线斜交型，主要对应长3 段及长4+5 段。以测井标定的长61顶部为下组合面，长31顶部为上组合面，构成了层内厚度均匀，无顶、底积层，且具有中等—弱振幅、弱连续性、缓倾（前积距离22 419 m，高度为140～180 m，前积角度为0.46°）的前积反射，代表三角洲前缘沉积环境［图3（d）］。

3 延长组前积反射的沉积相分析

3.1 三角洲平原亚相与三角洲前缘亚相

三角洲相在盆地延长组地区分布广，主要发育部位具有S 型-透镜状前积反射（Ⅰ类）与切线斜交型-板状前积反射（Ⅳ类）的地震相。S 型-透镜状前积反射（Ⅰ类）有略微上升或略微上升后变为平坦的迁移轨迹，略微上升的迁移轨迹是快速湖侵的标志，此时湖平面上升，沉积物堆积在靠近陆地的平原区域以及斜坡顶部的坡折带，造成三角洲平原亚相及三角洲前缘亚相发育，湖水携带的泥质从湖底运移到前积体顶端，造成三角洲前缘砂体发育（沉积物也可能在湖侵时期沉积，但沉积厚度比水退序列薄，产生的沉积物进积现象不明显）。在相对湖平面上升期间，当沉积物供应充足，即沉积物供给速率与可容空间的生成速率相等时，前积体上部沉积砂体，湖底发育泥岩；当沉积物供应不充足时，沉积物供给速率低，造成以有限沉积为特征的整个区域的快速湖侵，沉积物无法运移到湖盆底部，深水沉积不发育［15］。

略微上升后平坦的轨迹表明相对湖平面略微上升，沉积物供应充足可以抵消湖平面上升产生的可容空间。倾斜的地形会使沉积物随水流绕过平原向下运移并在三角洲前缘沉积，湍急河流携带的沉积物一部分沉积在平原区域，一部分流到斜坡上，构成三角洲前缘亚相［图4（a）—（b）］。地震剖面中前积层顶端的凸出就是三角洲前缘发育的特征，反映水平面上升期河流主导的砂质三角洲的进积。倾斜的原始地层、充足的沉积物供给及湖平面的上升是构成S 型-透镜状反射的主要因素，此类反射代表三角洲平原亚相和三角洲前缘亚相发育，深水沉积不发育［图4（a）—（b）］。

切线斜交型-板状前积反射（Ⅳ类）无顶积层发育，是强烈进积的现象，沉积物供给充足，未在盆地边缘停留而随河流进入盆地。前积层段的坡度变化处到前积结束的距离较长，中间有小幅的凹进和凸起，说明存在水道和下切谷，是前积层输送沉积物的标志［图4（g）—（h）］。前积反射底积层不发育，从时间域上看，此类型前积初始沉积到最后一次沉积的反射同相轴接近平行，且与东北向前积反射交汇，具有前积层厚度大，延伸长的特征，说明切线斜交型-板状反射三角洲前缘沉积十分发育。

3.2 浊积扇与前三角洲

浊积扇与前三角洲主要发育部位具有S 型-楔状前积反射（Ⅱ类）的地震相，具有平坦到略微向下的迁移轨迹。迁移轨迹表明沉积发生在相对湖平面稳定到湖平面略微下降时期，此时S 型前积代表沉积物的进积。平坦的迁移轨迹代表沉积物供应充足，可以抵消潜在的相对湖平面的上升［26］，前积层顶部出现的水道充填和下切谷是斜坡上沉积物运移构成的输送系统［图4（c）—（d）］，此系统可使高速水流继续将沉积物运移到湖盆底部，构成浊积扇沉积环境［25］。观察S 型-楔状前积反射［图3（b）］前积层上存在水道、下切谷，但底积层不发育、前积层厚度大，说明沉积物大部分运移到斜坡上，斜坡富含砂体而深水区砂岩较少，沉积物绕过平原运移到斜坡致使前三角洲亚相发育。

3.3 三角洲-浊积扇系统

三角洲-浊积扇系统主要发育部位具有平行斜交-楔状反射（Ⅲ类）的地震相，迁移轨迹呈现略微下降或略微下降至平稳趋势，前积结构主体为前积层。迁移轨迹表面湖平面下降，沉积物强烈进积，造成前积的距离较长且底积层发育。前积反射结构具有斜坡地形坡度较大、前积层下段振幅强、底积层发育、顶积层与前积层过渡部位外凸的特征，此构造处三角洲前缘砂岩、砂质碎屑岩、浊积岩较发育［图4（e）—（f）］。根据迁移轨迹和前积结构特征可以判断此类型前积主要发育三角洲前缘亚相和深水沉积。

图4 陇东地区延长组前积反射的地震沉积学解释Fig.4 Seismic sedimentological interpretation of progradational reflection of Yanchang Formation in Longdong area

4 庆城北三维区块地震沉积学解释

依据庆城北地区三维地震资料（图5）将前积结构划分为5 个期次。5 个期次分别有不同的形态特征，其中，期次Ⅰ振幅弱、前积角度小、前积层呈斜直线状；期次Ⅱ振幅由弱变强，前积层近似斜直线状且延伸较远；期次Ⅲ前积连续性较差、振幅呈中等强度、前积角度较大，S 型前积层倾斜段延伸至湖盆底部；期次Ⅳ为典型平行斜交型-楔状反射，前积层为斜直线状，连续性较好，振幅中等，底积层发育；期次Ⅴ发育顶积层，前积角度小，振幅弱。根据前积结构分析，期次Ⅲ振幅强度较强、前积角度较大，预测此期次发育深水沉积；期次Ⅳ可以根据振幅强度中等、斜直线前积层以及底积层发育判断此期次发育深水前积。

根据古地形［图6（a）］演化可以看出，该地区最初呈现北低南高的构造特征，西南部物源随水流从高到低运输至北部、东部，整体上砂岩从南向北扩散分布。从迁移轨迹分析沉积环境，因期次Ⅰ和期次Ⅱ从剖面中（图5）无法判断迁移轨迹，故只分析期次Ⅲ—Ⅴ。期次Ⅲ迁移轨迹略微向上，水平面上升、沉积物退积，盆地边缘发育三角洲砂岩［图6（b3）］；期次Ⅳ迁移轨迹平坦，且前积层呈平滑倾斜状，沉积物随水流快速搬运至斜坡，导致粗粒砂岩沉积在湖盆底部［图6（b4）］；期次Ⅴ迁移轨迹先平坦后上升，水平面从稳定到升高，发生湖侵现象，沉积物退积，既有浊积岩又有三角洲砂岩发育［图6（b5）］。根据迁移轨迹和砂体展布对应关系可以看出，迁移轨迹上升时，湖盆边缘三角洲砂岩发育；迁移轨迹平坦或略微下降时，湖盆底部浊积扇发育。

图5 陇东地区庆城北三维区块地震解释Fig.5 3D seismic interpretation of northern Qingcheng project in Longdong area

图6 陇东地区庆城北三维区块古地形演化（a）及地震振幅属性（b）Fig.6 Paleotopography evolution（a）and seismic amplitude attributes（b）of northern Qingcheng project in Longdong area

5 沉积相带的地震解释

将相同形态的前积反射认为是同时期形成，不同形态的前积反射则认为不是同一时期形成［5，31］。所以根据前积形态的不同，宏观上将陇东地区延长组西南方向层序划分为4 个前积期次，分别对应于长7—长6时期的深湖沉积阶段、长6—长4+5 时期的三角洲与深湖沉积阶段、长4+5—长3 时期的三角洲沉积阶段和长3—长1 时期的曲流河沉积阶段。第一期对应复杂S 型透镜状前积反射，第二期发育S 型楔状前积反射，第三期发育斜交型楔状反射，第四期为平行斜交型板状反射，最终上覆加积充填。

研究陇东地区湖盆沉积环境，首先对二维资料前积反射精细解释，根据前积反射的外部形态与前积反射的地层叠置关系进行层序划分（图7），再根据地震相特征结合测井岩心资料划分深湖范围。在长7 期之后，盆地基底抬升回返，周缘碎屑物质迅速向湖盆中部推进，三角洲前缘斜坡快速增长，当坡度大于休止角度时，在外力触发下前缘沉积物会垮塌形成重力流。

图7 华池地区前积初始点、结束点（M，N）（a）与庆城地区前积初始、结束点（O，P）（b）［位置见图8（a）］Fig.7 Initial and end points of progradation in Huachi area（M，N）（a）and in Qingcheng area（O，P）（b）

延长组前积反射主要由三角洲和重力流湖底扇（或浊积扇）构成，前积反射整体发育在浅湖—深湖背景中［32-33］。图8 显示各期前积反射的深湖范围，对确定油气藏、寻找优质储层有重要意义。第一期前积（长7—长6）发育在前积反射结构的底部，位于底积层或前积层下段，多发育深水重力流沉积；第二期前积对应长4+5—长6，发育三角洲沉积和深水沉积，是油气藏的重要位置；第三期和第四期多发育三角洲沉积，湖泊范围大幅缩小。在确定沉积相分布后，根据反射类型和反射结构预测浊积岩的位置（图8）。

图8 陇东地区三叠纪延长期湖盆岸线与古地理格局Fig.8 Shoreline and paleogeographic pattern of Triassic lake basin in Longdong area

6 延长组成藏组合

长7 期湖盆强烈扩张，半深湖—深湖沉积相范围达到最大，发育富含有机质且成熟度高的优质烃源岩［24，30，34］。前积体下部沉积砂岩，且近距离接触长7 源岩，构成优质含油砂岩直接覆盖在长7 源岩之上的储集单元（图9）。陇东地区长7—长6—长4+5 段构成了一个完整的生储盖组合。长7 提供半深湖—深湖相优质烃源岩，长6 三角洲前缘砂体成为良好储层，二者构成了一个优质的生储组合，长4+5 段是以浅湖相砂泥岩、深湖泥岩形成的良好盖层。

图9 陇东地区三叠系延长组成藏和源储组合［位置见图8（a）］Fig.9 Accumulation and source reservoir assemblage of Triassic Yanchang Formation in Longdong area

7 结论

（1）鄂尔多斯盆地陇东地区三叠系延长组存在4 种前积反射类型，S 型透镜状、S 型楔状、平行斜交型楔状、切线斜交型板状。其中S 型透镜状反射为三角洲平原亚相和三角洲前缘亚相；S 型楔状反射主要发育三角洲前缘亚相和浊积扇；平行斜交型楔状反射为三角洲—深水沉积模式；切线斜交型板状主要为三角洲前缘沉积。

（2）迁移轨迹上升代表三角洲砂岩较发育，迁移轨迹平坦或下降代表浊积岩发育。有顶积层的S 型前积迁移轨迹一般为上升，三角洲砂岩发育；有顶积层且有底积层的S 型前积结构一般为迁移轨迹平坦至下降，前积层顶端三角洲砂岩发育，前积层底部浊积岩发育；平行斜交型前积迁移轨迹为平坦，无顶积层、有底积层，浊积扇较发育。

（3）根据反射类型的不同，将鄂尔多斯盆地陇东地区延长组长7—长1 划分为4 个前积期次，第一期（长7—长6）对应S 型透镜状，第二期（长6—长4+5）对应S 型楔状，第三期（长4+5—长3）对应平行斜交型楔状，第四期（长3—长1）对应切线斜交型板状，展示了湖盆消亡过程的同时也体现了三角洲平原、三角洲前缘、深水沉积之间的变化关系。