鄂尔多斯盆地陇东地区长7 段重力流砂体构型及其主控因素

梁晓伟，鲜本忠，冯胜斌，陈鹏，尤源，吴千然，淡卫东，张文淼

1.中国石油长庆油田勘探开发研究院，西安 710018

2.中国石油大学（北京）地球科学学院，北京 102249

3.油气资源与探测国家重点实验室，北京 102249

0 引言

重力流是深水沉积物最重要的搬运机制之一[1]。深化重力流理论研究不仅有助于层序地层学[2-3]、源—汇系统沉积学[4-5]、古气候重建[6]等基础科学问题的探索，而且有助于海底灾害预防、油气勘探开发领域[7-10]等工程应用问题的解决。

长期以来，前人对鄂尔多斯盆地延长组7 段（长7段）重力流沉积开展了大量研究[4]，认为重力流沉积主要有两种类型：浊流沉积[7]和砂质碎屑流沉积[11-13]。同时，越来越多的研究人员也意识到，重力流沉积过程中普遍存在从碎屑流向浊流沉积的流体转换[14-16]。近年来，区内露头和钻井中泥质碎屑流[11]和异重流[17-20]的发现更加丰富了长7 段重力流沉积的认识，为陇东地区长7 段重力流砂体分布规律的研究奠定了基础。

尽管目前已在长7段重力流的岩相划分、流体成因、沉积微相等方面开展了大量研究，但是对于长7段内部不同时期小层发育期）重力流砂体的规模变化、垂向叠置关系、横向迁移情况等构型特征的认识非常薄弱。这极大制约了重力流砂岩储层发育规律的预测，进而影响了重力流砂岩储层油气的高效勘探和开发。亟需解决的问题包括：1）深水区域面积大，但三维地震工区面积小或缺乏，重力流成因的砂体分布特征及规律认识程度低[21]；2）缺乏合理、统一、有效的重力流砂体构型分类方案[22]；3）缺乏对湖相大型重力流沉积区砂体构型控制因素的研究[23-24]。

为了明确鄂尔多斯盆地长7 段重力流砂体构型特征及发育模式，本文基于鄂尔多斯盆地陇东地区700 余口钻测井资料，通过小层划分对比、砂体分布编图、单井砂体识别及叠置关系划分、井间砂体精细对比，建立重力流砂体构型分类方案，总结砂体构型的平面、垂向发育规律及其主控因素，为鄂尔多斯盆地长7 段重力流砂岩储层发育规律的理解和致密油的开发提供地质依据。

1 地质概况

鄂尔多斯盆地地理位置位于我国中部秦岭北侧，大地构造位置位于华北地台西部，是一个中生代与新生代叠加的、有多期次旋回且沉降稳定的大型坳陷盆地[10]。可以将鄂尔多斯盆地分为六个构造单元带，分别为伊陕斜坡、天环坳陷、晋西挠褶带、西缘逆冲带、伊盟隆起以及渭北隆起，呈现出四周的隆起、褶皱或断裂包围中间稳定盆地的、四周高中间低的特征[5]（图1a）。本次研究区为陇东地区，横跨庆阳、平凉两市，面积约5×104km2，占盆地面积的25%，其西部为西缘冲断带，中部横跨天环坳陷和伊陕斜坡，南部为渭北隆起，受四个构造单元控制，构造相对简单（图1）。

图1 鄂尔多斯盆地地质图（a）及研究区剖面分布图（b）Fig.1 (a) Geological map of Ordos Basin. (b) Profiles in study area

鄂尔多斯盆地上三叠统的延长组地层厚度约为1 000~1 300 m，自上而下可以划分为10个油组，也可称为10个段（图2a）。伴随着秦岭造山等构造运动的发生，晚三叠世延长期的鄂尔多斯湖盆依次经历了水体变深—变浅的变化过程，其中7油组沉积时期水体最深、湖盆面积最大，为湖盆演化发育的决定时期，主要包括河流、三角洲和湖泊等沉积环境，且重力流广泛发育。

Chenet al.[25]根据鄂尔多斯盆地长7段伽马（GR）测井曲线及密度（DEN）测井曲线的变化特点，利用旋回地层学基础理论，建立了鄂尔多斯盆地长7段地层格架，以及各亚段沉积的起止时间。依照地质年代表获得了长7 段烃源岩高分辨沉积速率变化情况和405 kyr 滤波天文校准曲线，并结合滑动窗口相关系数分析对获得的结果进行了对比验证（图2b）。从时间跨度上来看，长7 段为1 个完整的三级旋回，其中，长71、长72、长73亚段各自构成1个完整的四级旋回或亚段，之下各个旋回分界线可作为五级旋回或小层划分的重要依据。

因此，本次参照前人地层划分对比结果，依据油组标志层特征、沉积旋回特征和测井曲线特征，将长7 段分划为长71、长72和长73三个亚段，每个亚段厚度为32~40 m。其中，长72可细分为长722和长712两个小层，长71可细分为长721和长711两个小层（图2b），每个小层厚度大致相同，为15~23 m。

图2 鄂尔多斯盆地上三叠统延长组地层柱状图（a）及延长组长7 段小层划分及沉积演化图（b）Fig.2 (a) Column map of Upper Triassic Yanchang Formation, Ordos Basin. (b) Stratigraphic subdivision and sedimentary evolution of Chang 7 member

2 研究资料与方法

本次研究主要围绕7 条覆盖全区的连井剖面而展开（图1b）。研究资料包括7 条剖面上310 口钻井的录井资料和岩心资料、约735 口井的测井数据、共56口井岩心观察及岩石样品粒度、薄片分析。

研究中首先通过岩心观察、岩相分析、测录井深度校正、测井曲线形态分析，明确研究区重力流砂体的沉积特征和沉积规律，建立重力流沉积微相的划分方案。然后，在沉积微相分析的基础上分析砂体的级次关系、规模变化和纵横向叠置关系，开展重力流砂体构型的细分和平面展布特征研究。基于Petrel和Direct工区，进行区域性连井砂体对比，总结鄂尔多斯盆地长7段重力流砂体构型发育规律，构建研究区重力流砂体构型模型。最后，总结重力流砂体构型发育的主控因素。

3 重力流砂岩沉积与分布特征

3.1 重力流砂体沉积微相划分

重力流沉积微相精细研究是其砂体构型研究的基础[26-27]，在沉积微相内部讨论砂体构型特征，才能更准确地把握砂体构型的变化规律。因此，重力流砂体构型研究的前提在于重力流沉积微相的划分。基于前人对研究区重力流触发机制、流体类型判识基础上，首先根据露头中所观察到的上下岩层接触关系、岩性突变特征及砂体形态进行识别，然后综合应用研究区单井岩心沉积剖面结构、连井沉积剖面、岩性组合和结构特征及测井曲线响应特征，确定了各类构型要素的识别标志，开展了重力流沉积构型要素定量—半定量划分（表1）。本区重力流砂岩沉积分为重力流水道、溢岸和湖底扇3 个亚相7 个微相（图3）。

图3 研究区重力流沉积微相剖面及测井响应示意图Fig.3 Profile and logging response of gravity￣flow sedimentary facies in the study area

表1 鄂尔多斯盆地延长组长7段重力流沉积微相识别标志Table 1 Identification marks of gravity⁃flow sedimentary facies in Chang 7 member, Ordos Basin

3.2 长7段小层划分与对比

研究区共建立7条区域性连井对比剖面，分别为剖面1—剖面7（平面位置见图1b），在7 条剖面上开展长7段四个小层尺度的砂体对比。

以剖面3 中里91—里119—白81—木100—里34为例（图4），从图中可以看出长7段四个小层均有砂体分布，但相比于长72，长71的长721和长711两个小层砂体更为发育，最多可发育4~5 期重力流砂体，单期砂体厚度可达3 m。这可能与其处于上升的三级半旋回末端有关（图2b），因为此时湖盆已经萎缩到很小，重力流砂体逐渐向湖中心推进。

图4 鄂尔多斯盆地陇东地区延长组7 段小层对比与砂体对比图（位置见图1b）Fig.4 Comparison of small layers and sandbodies in the Chang 7 member, Longdong Area, Ordos Basin (location Fig.1b)

3.3 重力流砂体分布特征

研究区重力流砂体规模较大，主要来源于南北两大物源体系[28]。从长期砂体厚度平面图上可以看出，南北两大物源体系仍较为明显（图5）。其中南部和西南部物源的砂体连片性逐渐增强，尤其在庆阳和正宁一带，砂体成条带状（舌状）往前，物源供给更加稳定，水道发育。北部物源的砂体成土豆状，个别地方往前成条带状（舌状），物源不稳定，砂体连片性较差，但砂体厚度也有向盆地中心增大的趋势（图5）。

图5 鄂尔多斯盆地陇东地区延长组长小层重力流砂岩厚度图Fig.5 Thickness map of gravity￣flow sandstone in Changsmall layer, Longdong area, Ordos Basin

4 重力流砂体构型特征

4.1 重力流砂体构型分类方案

本研究基于砂体的沉积成因解释与沉积微相的精细刻画，综合考虑沉积微相、砂体级次关系、砂体规模变化与叠置关系对构型进行分类。基于各小层沉积微相分析，落实不同时期砂体成因类型及其分布。研究区发育洪水型重力流相[18]，包括重力流水道、湖底扇、溢岸等不同微相（表1、图3），不同成因类型砂体因其形成过程不同，具有不同的形态与展布[29-30]。

首先，对各小层以复合水道与复合扇体级别进行砂体垂向规模变化类型的划分。由于各小层处于层序演化的不同阶段，砂体垂向上规模受基准面变化的影响，呈规律性的变化，可识别出规模稳定型（等厚型）与规模不稳定型，其中规模不稳定型可细分为规模增加型与规模减弱型。然后，针对各小层内部砂地比与单砂体垂向叠置关系进行细分，分出连续叠加型、间隔叠加型、单层型和薄互层型。其中连续叠加型砂地比>50%，无或者少夹层；间隔叠加型砂地比>50%，夹层较发育；单层型砂地比<50%，隔层厚且分布稳定；薄互层型砂地比<50%，隔夹层多且稳定。同时可结合砂体横向迁移情况对各类进行细分，分为稳定型、定向型和不定向型。综合考虑砂体规模变化、垂向叠置关系、横向迁移情况，划分出30种砂体构型类型（表2）。

表2 重力流砂体构型分类方案Table 2 Gravity⁃flow sandbody configuration classification scheme

4.2 主要砂体构型特征

通过对全区7条长剖面的研究，共识别出723个砂体构型，包含27种类型。其中，最常出现的砂体构型为间隔叠加型，细分砂体构型以间隔叠加等厚稳定型（D1）、间隔叠加增强稳定型（E1）、间隔叠加减弱稳定型（F1）为主；出现较少的砂体构型为薄互层型（H、I、J）；未识别出薄互层减弱稳定型（J1）、薄互层减弱不定向型（J3）和连续叠加减弱不定向型（C3）。连续叠加型、间隔叠加型、单层型和薄互层型是最基础的4 类砂体构型，不同构型具有其独特的砂地比、单砂体厚度和隔夹层泥岩厚度。

（1）单层型

砂地比小于30%，多为孤立单砂体，表现为沉积作用较弱，多发育于侵蚀型水道微相中（图6a）。侵蚀型水道因具有较强的侧向迁移能力，导致不同时期的水道砂体相互切割，砂体间的连通性较好。

（2）薄互层型

砂地比小于30%，以发育大于2m 厚的泥质夹层为主要特征，多发育于过渡型水道边缘的漫溢沉积（天然堤）与湖底扇的扇缘部位（图6b，c）。由于漫溢沉积泥岩含量较高，导致垂向上不同时期单砂体之间彼此不连通；同时水道与漫溢之间被泥岩所分隔，表现为弱连通或者不连通。

（3）间隔叠加型

泥质含量较连续叠加型相对增加，砂地比大于50%，可见发育厚度小于1 m 的泥质夹层或泥质条带，在过渡型水道及板状朵叶体中均有发育，但在侵蚀型水道沉积微相中少见（图6b，d）。过渡型水道沉积时处于欠补偿条件下，在洪水能量增强—减弱交替演化过程中，不同时期水道间易发生泥质沉降，导致垂向上水道砂体不连通。

（4）连续叠加型

砂体泥质含量少，砂地比远大于30%，少数发育泥质夹层，但一般仅有0.2~0.5 m，为多期沉积叠加形成，砂体沉积稳定叠加，多发育于沉积型水道或板状朵叶体沉积微相中，该类砂体的垂向连通性和横向连通性相对较好（图6c）。

4.3 重力流砂体构型平面分布特征

进入长71亚段之后，湖泊进入了另一个湖平面上升—下降的沉积旋回。其中长小层处于下半部的湖平面上升—下降初期，盆地早期小规模扩张之后再次转入小规模萎缩阶段（图2b）。受此影响，长长小层的砂体构型表现出复杂多变、规律性差的整体特征。其中，减弱—增强复合性质的间隔叠加和连续叠加型砂体非常普遍（图7c）。除此之外，在物源供给较为充分的地区也发育间隔叠加稳定型和连续叠加稳定型砂体。本阶段砂体连片性增强，北部物源增强后导致北部的华池一带也开始发育较为连续的规模性间隔叠加或连续叠加的砂体；减弱—增强复合性质的砂体与该时期整体处于长7 段水体快速小规模加深又快速小规模变浅、湖泊出现扩张之后快速小规模萎缩有关（图2b）。

图7 研究区重力流砂体构型平面分布（a）长小层；（b）长小层；（c）长小层；（d）长小层Fig.7 Plan view of gravity￣flow sandbody types in study area(a)Chang small layer;(b)Changsmall layer;(c)Changsmall layer;(d)Changsmall layer

5 重力流砂体构型主控因素

重力流砂体构型受控于重力流沉积微相类型、基准面旋回变化以及物源供给速率，以下分别讨论这三种因素对砂体构型的影响。

5.1 沉积微相是控制重力流砂体构型的主要因素

由于不同沉积微相沉积过程与水动力条件的差异，导致砂体构型在平面上存在差异且受相带控制。对于侵蚀型水道来说，由于水动力较强，以“过路不沉积”为主要特征，通常发育薄层砂体，因此以单层型为主，多出现迁移摆动等特征。对于过渡型水道来说，由于水动力慢慢减弱，通常发育薄层砂体或间隔叠加型砂体，因此以单层型和间隔叠加型为主。而对于沉积型水道来说，由于水动力较弱，以沉积为主要特征，通常发育间隔叠加型或连续叠加型砂体，无迁移摆动等特征。朵叶体也主要发育间隔叠加型或连续叠加型砂体，但单期砂体厚度较薄，表明水动力已经达到最弱。浊积席状砂以薄互层型为主，砂体之间的间距较大（表3）。

顺物源方向表现为侵蚀型水道—过渡型水道—沉积型水道—朵叶体相序的构型类型以单层型—间隔叠加型—连续叠加型—间隔叠加型序列为主要特征（表3）。

表3 研究区长7段重力流砂体构型类型与沉积相关系Table 3 Relationship between configuration types and sedimentary facies of gravity⁃flow sandbodies in study area,Chang 7 member

5.2 基准面变化影响重力流砂体的垂向叠置方式

由于砂体规模受基准面旋回变化影响，不同时期主要构型类型存在差异。长72至长71沉积期，基准面下降，可容纳空间（A）减小，横向上整体表现为进积特征（图2b），垂向上砂体构型逐步变为增强型；同时长72与长71各小层内部砂体构型也受次一级基准面波动影响，表现为基准面上升时发育减弱型与稳定型，基准面下降时发育稳定型与增强型（表4）。

表4 研究区长7段各小层重力流砂体构型类型特征Table 4 Gravity⁃flow sandbody configuration type characteristics of each small layer in study area,Chang 7 member

5.3 物源供给速率影响砂体的垂向连通性

沉积物供给速率（S）会影响砂体的厚度，也影响砂体的垂向连通性，因此形成近源和远源差异性的砂体构型。沉积物供给速率越快的地方，A/S值不断减小，水道易发生侧向迁移和侵蚀早期形成的砂体，出现连续叠加型的几率越大（图7）。而平面上相同厚度砂体的区域，由于沉积过程不同，泥质夹层发育程度也会有所不同，因此内部可形成不同种类的砂体构型（图4、图7c）。

6 结论

（1）研究区重力流砂体规模较大，主要来源于南北两大物源体系。靠近物源的三角洲前缘斜坡—深水区，砂体较薄，厚度多为0~8 m，连片性差；而靠近盆地中心的深湖区，砂体较厚，多为8~16 m，连片性好。

（2）研究区长7 段重力流砂岩发育典型的水道—湖底扇体系，可细分为侵蚀型水道、过渡型水道、沉积型水道、溢岸、沟道化朵叶体、板状朵叶体和浊积席状砂7种沉积微相。

（3）综合考虑重力流砂体规模变化、垂向叠置关系、横向迁移情况，建立了重力流砂体构型划分方案。研究区共识别出723个构型单元，分为连续叠加型、间隔叠加型、单层型和薄互层型4类27种砂体构型，其中间隔叠加型最常出现，薄互层型发育最少。

（4）沉积微相、基准面变化和沉积物供给速率是该区重力流砂体构型的主控因素。顺物源方向，随着沉积微相从侵蚀型水道—过渡型水道—沉积型水道向湖底扇演化，砂体构型从单层型—间隔叠加型—连续叠加型向间隔叠加型演化。此外，重力流砂体构型受到基准面升降影响，不同时期砂体的优势构型不同。从亚段尺度看，随着基准面下降，长72至长71整体表现为进积，可容纳空间减小，增强型砂体增多；从小层尺度看，长72与长71内部各小层砂体构型还受次级基准面波动影响，基准面上升时发育减弱型，基准面下降时发育稳定型与增强型。最后，沉积物供给速率影响砂体厚度，进而影响砂体的垂向连通性。

致谢 本研究得到了长庆油田分公司研究院张晓辉、袁效奇、贺静、雷秀洁、李士祥等专家的大力帮助，在此一并致谢。