大型陆相坳陷湖盆深湖区前积型地震地层特征及砂体分布规律<br/>——以鄂尔多斯盆地陇东地区延长组中段为例

大型陆相坳陷湖盆深湖区前积型地震地层特征及砂体分布规律
——以鄂尔多斯盆地陇东地区延长组中段为例

2022-06-04惠潇侯云超喻建龙盛芳郭懿萱刘永涛张杰

沉积学报 2022年3期

关键词：湖盆三角洲砂体

惠潇，侯云超，喻建，龙盛芳，郭懿萱，刘永涛，张杰

1.中国石油长庆油田分公司勘探开发研究院，西安 710018

2.低渗透油气田勘探开发国家工程实验室，西安 710018

3.中国石油长庆油田分公司，西安 710018

4.中国石油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

鄂尔多斯盆地是中国典型的内陆坳陷型盆地，油气资源十分丰富，是我国近二十年来石油天然气储量、产量增长最快的地区。三叠系延长组是最主要的含油层系，由于盆地内部比较稳定、无大规模的构造活动，长期以来认为延长期湖盆演化具有“整体升降、平起平落”的特征[1]，按照“标志层约束、大体等厚、旋回对比”的思路，主要应用测井资料，以各段凝灰岩为标志层进行地层对比（K0-K9），其特点是盆地内各油层组呈平行整合接触关系，基本上等厚分布。传统等厚分层的结果导致不同沉积体系、不同沉积相带、不同沉积底形的地层在盆地内的分布基本没有变化，很显然这种“切面包片”式的地层分布模式不符合湖盆演化过程和沉积地层分布及展布规律。鄂尔多斯盆地地震层序研究多年来未能取得认识突破，究其原因主要有两方面：一是地震资料未能有效发挥作用，长期以来受困于黄土高原地区二维地震沿沟部署不成网，而且巨厚黄土层对地震波的吸收衰减严重导致资料品质差，难以满足精细地震地层对比的需要；二是传统等厚地层对比方法多年来指导油田勘探开发成效显著，实现了油田发展从百万吨到千万吨级别的重大跨越，沉积地层格架基本符合盆地总体稳定的构造背景，可操作性强，应用层序地层等新方法必须考虑油田应用实际情况。

20 世纪90 年代以来，许多学者应用层序地层的理论对延长组进行了研究和讨论，郭艳琴等[2]将延长组层序划分为四期，李凤杰等[3]认为发育5 个三级层序，李相博等[4]通过小波变化分析认为延长组发育六期三级层序，其他学者也提出了各种地层方案[5-9]，但由于陆相地层相变快、连续性差，而且受二维资料品质差、不成网的限制，仅利用钻井资料只是“一孔之见”，资料井是否具有代表性、研究范围可否有效控制、连井之间如何对比等关键问题没有得到有效解决，未能取得实质性研究进展。

地震地层利用地震反射特征，结合地质资料，研究成层岩系的沉积环境及其形成过程，与高分辨率地震勘探技术（尤其是三维地震）的发展和广泛应用存在密切的关系[10-11]，最初是在研究国外海相地层的基础上提出，20 世纪80 年代引入我国，对中国陆相盆地地层格架和沉积模式的研究取得了长足进步，有效地指导了油气勘探和开发[12]。近年来，陇东地区已获得了约5 000 km2的高品质三维地震数据体，基本实现了连片覆盖，为开展高精度地震地层研究提供了重要的资料保障。

在三维地震资料基础上，紧密结合大量钻井资料，首次系统地开展了陇东地区深水区前积型地震地层研究，重新划分并建立了延长组中段地层格架，分析了沉积演化序列，进一步刻画了砂体的空间展布特征及富集规律，取得了创新性认识。该项研究为鄂尔多斯盆地三叠系延长组地层对比提供了新的研究思路，为重新刻画砂体展布提供了典型范例，对油气勘探开发也具有重要的指导作用。同时，丰富了我国陆相盆地层序地层研究的理论，对国内外其他类似盆地开展地震沉积研究具有重要的借鉴意义。

1 地质背景和资料基础

1.1 地质背景

鄂尔多斯盆地是中国第二大沉积盆地，古生代属于大华北盆地的一部分，中生代逐渐演化为独立的内陆坳陷盆地，盆地内部构造比较稳定，地层平缓。上三叠统延长组发育多套生储盖组合，按沉积旋回自下而上划分为长10—长1 共10 个油层组，沉积演化经历了形成、发展、全盛、衰退至消亡的全过程[13-14]，发育一套完整的陆相河流—三角洲—湖泊沉积体系（图1），其中长7 沉积期进入最大湖泛期，广泛发育半深湖—深湖相厚层暗色泥岩、黑色页岩（张家滩页岩），湖盆底形呈西南陡倾、东北宽缓的不对称簸箕状，深湖中心沿北西—南东向展布。延长组主要有东北曲流河三角洲、西南辫状河三角洲、西北辫状河三角洲为代表的三大沉积体系，发育河流、三角洲、湖泊重力流沉积[15]。

图1 鄂尔多斯盆地延长组沉积体系分布及延长组地层柱状图Fig.1 Sedimentation system and strata profile of Yanchang Formation in Ordos Basin

陇东地区延长组沉积底形相对较陡，物源主要来自西南的东祁连地区及南部的秦岭地区[16]，延长组中段地震强反射同相轴前积现象最明显，主要对应于传统分层的长7—长3段，这一时期经历了从最大湖侵到逐渐萎缩湖退的演化过程，发育辫状河三角洲及湖泊沉积亚相，牵引流和重力流砂体类型多样，沉积构造丰富，砂岩储集体广泛分布，成藏条件有利，已发现了庆城、镇北等大中型油田，是重要的勘探开发领域。

1.2 地震地质基础资料

20 世纪90 年代，利用二维地震在延长组发现了地层前积现象，但受当时资料品质的影响，其真实性难以验证。近年来黄土塬三维地震采集技术取得重大突破，获得了高品质的三维地震数据体，为地震地质结合并深入开展沉积地层研究奠定了坚实的资料基础[17]。陇东地区已有约5 000 km2的三维地震，主要为近五年内采集处理的新资料，基本实现了连片覆盖（图2），有利于开展整体性和系统性研究。通过最新三维地震资料，在延长组传统的长7以上层段发现大量强反射同相轴前积现象，纵向上和横向上可连续追踪对比，进一步证实了地震前积地层的真实性和广泛性。

鄂尔多斯盆地经过多年来的勘探开发，已积累了大量的钻井资料，陇东地区钻穿长7地层的石油预探和评价井平均井距约2 km（图2），井控程度相对较高。每口探评井均有系统的岩性、电性等基本测录井数据，部分还配套实施了成像、元素等特殊测井，同时多年来的勘探和研究也积累了大量的岩心资料，有利于开展高密度的井—震联合标定和成果认识的验证分析。

图2 陇东地区三维地震分布及井控程度图Fig.2 3￣D seismic distribution and well distribution map in Longdong area

在以上资料的基础上，本文沿物源方向建立了8条高密度井—震对比剖面，以经过三维区的6条钻井—地震精细对比剖面为基础，其他的根据其变化趋势进行连井对比，重点针对延长组中段的地震地层特征和砂体展布规律开展研究分析。

1.3 研究方法和流程

首先通过大量的单井合成记录与地震反射同相轴进行标定，然后应用成像测井、岩心对比以及多井对比，明确了强反射连续同相轴为湖泛面凝缩层，是重要的地层界面；其次，沿物源方向规划的8 条地震—地质结合的连井剖面，按照“地震同相轴为趋势、以湖泛凝缩层为标志”的地层对比方案，重点对前积型地层分布的区域建立了新的地层格架；然后以庆城北三维区块为例，结合钻井资料和地震解释成果，分析了该区的沉积相和砂体展布形态，并对震荡湖退的沉积演化新认识进行了探讨；最后对照传统的等厚分层方案，对砂体展布规律进行了对比分析。

2 地震前积反射层特征

2.1 地震反射同相轴判定

地震记录上各道振动相位相同的极值（俗称波峰或波谷）的连线称为同相轴，在解释地震勘探资料时，常常根据地震记录上有规律地出现的形状相似的振动画出不同的同相轴，它们表示不同层次的地震波。地震同相轴代表的是波阻抗界面，如果为弱空白反射，且波形横向变化快，说明沉积体结构变化快，规模小，不宜作为地层界面，但区域性的标志层的地震反射同相轴多数是等时的，比如侏罗系延8的煤层反射以及长7 底部烃源岩的地震反射同相轴连续性好，可以作为地层界面。笔者认为，利用地震反射同相轴确定地层界面必须满足两个基本条件：一是高品质的地震资料，地震反射同相轴特征明显易识别，而且平面上连续分布可追踪，区域范围内可对比；二是地质资料可标定，在盆地范围内或有显著沉积差异的区块范围内，地震反射同相轴能代表地层沉积的确切地质意义，例如指示湖泛面的凝缩层沉积。

陇东地区三维地震资料显示，延长组中段（长7—长3）广泛发育向湖盆中心前积的连续地震反射，这些地震反射界面与传统岩性地层分层不一致，具有明显的“穿层”现象。如图3所示，在沿物源方向的地震剖面中（剖面位置见图2），前积层中部的地震反射具有强、连续特征，从传统长3 段穿入长7 段。在前积层上部，反射界面连续性变差、强度变弱，这主要是由于该部位的泥岩变薄，单层厚度小于10 m，超出了研究区地震分辨率下限（λ/4约为20 m），但在测井曲线上仍然可以明显识别出相应的标志层，因此通过地震强连续反射层及其连井剖面上标志层的分布形态，可以确定地层界面。

图3 陇东地区延长组中段地震剖面及连井对比（剖面位置见图2 中AB）Fig.3 Seismic profile and well cross￣section in the middle of the Yanchang Formation in Longdong area

2.2 测井曲线特征

通过大量钻井资料与地震的对比标定发现，地震强反射同相轴一般对应沉积厚度超过10 m 的泥岩。在前积层的斜坡部位，强振幅连续反射对应的测井响应为高伽马、高声波和中—高电阻，与长7 富有机质泥页岩相似。电成像测井显示，这些泥岩水平层理发育，同时含0.2~1 m 亮色高阻高TOC 条带，同时夹有黑色的低阻凝灰岩条带（图4）。在地震前积层上部，地层界面对应泥岩的厚度减小，其测井响应特征也发生了一定变化，自然伽马、声波时差和电阻率的测井值明显变低，波阻抗差异减小，其对应的地震反射强度总体减弱。对于湖泛泥岩所夹持的沉积体来说，测井相所体现的沉积旋回结构在不同位置表现出一定差异性。沉积单元上部为三角洲前缘相沉积，以三角洲进积形成的向上变粗不对称旋回为主，自然伽马与自然电位测井曲线表现为漏斗形或漏斗形—钟形复合特征。沉积单元的斜坡带主要为泥质沉积，自然伽马与自然电位测井曲线多靠近泥岩基线，局部因发育滑塌或浊流等事件沉积，测井曲线呈底部突变的箱型或钟形。在沉积单元下部的坡脚至深水区，测井相主要为顶底突变的箱形或齿化箱形，少数钟形，代表了重力流沉积物的快速堆积，重力流砂体与湖相泥岩互层出现，主要表现为垂向加积特征。

图4 不同层段前积层测井响应特征（Xi339 井）Fig.4 Well￣logging response characteristics of progradational strata at different intervals

2.3 岩性及沉积特征

在湖平面上升阶段，三角洲砂体向盆地边缘方向退积，在地震剖面上，强振幅连续反射界面对应的泥页岩代表了湖泛面凝缩层沉积，可作为地层界面的主要划分对比标志[18-20]。地震前积中下部的斜坡至坡脚处物源供给减弱、水体深度不断加深，在还原环境和较低的沉积速率背景下形成了富含有机质的灰黑色、黑色泥页岩（图5），其厚度一般10~35 m，在这些泥页岩内可见鱼鳞片化石和薄层凝灰岩夹层，局部层段发育小规模滑塌变形构造和薄层浊积砂岩，总体反映了深水斜坡沉积环境。在地震前积层上部，湖平面的上升导致早期三角洲前缘被淹没，转变为前三角洲或浅湖区半还原环境，因此也以泥质岩沉积为主，泥岩厚度4~15 m，颜色呈灰色或深灰色（图5）。由于靠近湖盆边缘陆源碎屑供给影响较大，泥岩中通常含有砂质条带或粉细砂岩薄夹层，碳质植物碎屑也比较常见。垂向上，砂质含量逐渐增加，前三角洲向三角洲前缘的远砂坝、河口坝发育，表现出典型的反旋回结构，体现了湖侵之后的三角洲进积作用。

图5 湖泛面凝缩层岩心照片（a）镇131井，长3，碳质泥岩含植物碎片；（b）白245井，长6，暗色泥岩，槽模构造；（c）张22井，长7，黑色页岩Fig.5 Photographs of cores from the condensed sections of lake￣flooding layer

3 前积型地震地层格架

3.1 地层界面的确定

地层界面的识别与对比是建立地震地层格架的基础和关键。前人关于延长组的层序地层研究多依赖于钻井的分析，钻井资料垂向分辨率高，但横向对比存在多解性，因此在单井层序划分基础上开展大范围井间对比时仍然有较大不确定性。为此，本文综合钻井垂向分辨优势和地震横向分辨优势，对陇东地区延长组地层界面进行重新厘定。

陇东地区延长组长7 底部发育一套20~40 m 厚的黑灰色泥页岩，是鄂尔多斯盆地延长组最大湖泛期形成的一套凝缩层，由于厚度大、横向分布稳定，在地震剖面上表现为一组明显的强振幅连续反射，基本对应于TT7地震反射轴，多个连续倾斜地震反射呈低角度向TT7收敛下超。尽管这套泥页岩本身是在盆地逐渐萎缩过程中形成的，占有相当大的时间跨度，但该泥岩底部广泛发育一套几厘米至几十厘米厚的凝灰岩（对应于长7 的底界），具有等时性，可作为延长组中段地层的底界面（图3）。

延长组前积型地层的上部包络面在地震剖面上表现为弱反射、差—中等连续性，需要指出的是，该界面由多段5~10 m 薄砂岩组合而成，由于地震分辨率的限制，不能准确识别薄层的岩性变化，所以形成了同相轴连续的假象，并不是地层界面。该界面上下地震反射结构存在差异（图3），之上地震反射主要呈乱岗或亚平行反射结构，地层分布与传统平行等厚地层方案基本类似；之下为前积连续型向湖盆中心延伸的反射结构，与传统地层方案差异较大。

3.2 前积型地层分布范围

大量井震对比表明，在地层界面的泥岩段普遍发育凝灰岩层，测井曲线为高伽马、高时差、低电阻特征，指示了同期发生的火山活动比较频繁，因此结合凝灰岩与湖泛泥岩分布可确定出完整的地层对比界面，即总体由下部厚层烃源岩、中部大段泥岩夹薄层烃源岩、上部三角洲前缘泥岩等组成。沉积体呈纺锤形分布，坡折带部位地层厚度最大，在深水坡折带之下地层为前积型特征，与传统等厚地层差异大，是本文研究重点，而其他部位与传统等厚地层类似呈平行分布，包括坡折带以上以及上包络面与侏罗系底部Tj之间的部分。如图6中的地震剖面所示（剖面位置见图7 中的蓝线），虚线勾勒出了前积地层的分布范围，Xi200 井位于地层坡折带起始部位，其左侧向物源方向，地震反射基本平行分布，其右侧向湖盆中心，地层为前积型向底部下超，图7 中展示了传统分层长6层的地层切片，地震强反射轴沿北西—南东向垂直于物源方向呈条带状展布，连续分布的强反射轴分布范围与前积型地层分布范围相同，据此可在平面上框定前积地层分布范围，图8中深水坡折带以下、红色线之间的湖盆中心是前积型地层主要分布区域。

图6 陇东地区Zh39—Xi246 延长组中段地震剖面（剖面位置见图7 中蓝线）Fig.6 Seismic profile of middle Yanchang Formation in Longdong area (Zh39￣Xi246)

图8 盆地延长组长7 期古地形图Fig.8 Topographic map of the basin in Chang7

3.3 地震地层格架

首先通过钻井的岩性、电性以及沉积旋回特征分析开展单井地层划分。由于每一期地层界面为低速泥岩，对应一个强波阻抗界面，因此地震剖面上以强波阻抗界面作为约束，然后结合地震反射终止关系，并通过精细的井震标定，选取骨架剖面进行顺物源和垂直物源的连井对比，最终建立研究区的地震地层格架。目前在陇东地区延长组中段识别出7 个前积型沉积单元，自研究区边部向湖盆中心依次简称为CHQ1-CHQ7（图9，剖面位置见图7中的蓝线）。从湖盆边部向湖盆中心，可容纳空间增大，有明显的地层增厚现象，例如盆地西南部ZH39井区地层厚度只有320 m 左右，而靠近湖盆中心的Xi223 井区地层厚度超过400 m。各沉积单元表现为依次向前叠置的沉积透镜体，坡度最大的前积段也是沉积厚度最大的部位，如CHQ6前积斜坡段地层厚度可达180 m。

图7 陇东地区三维区块地层切片（长7 以上150 ms）Fig.7 Slice of 3￣D seismic in Longdong area

图9 陇东地区延长组中段Zh39—Xi247 连井对比剖面与地层格架Fig.9 Well￣cross stratigraphic framework of the middle Yanchang Formation, Longdong area

4 砂体分布规律

本文重点研究陇东地区延长组中段前积型地震地层分布范围内的砂体分布特征，在多期震荡湖退背景下，高能三角洲供给充分、进积作用不断增强，砂体分布主要受物源供给、可容空间、搬运和卸载方式等影响。

4.1 砂体展布规律

以庆城北三维区为例，每期沉积单元砂体展布均具有明显的分区分带特征（图10），西南部富砂带砂地比一般在30%~50%，主要是三角洲前缘水下分流河道、河口坝和远砂坝砂体，从西南向东北方向，砂地比逐渐降低；三维区的东北部是深水重力流砂体富集区，砂地比为30%~60%，整体呈北西—南东向带状展布，前人研究表明该重力流砂体主要为砂质碎屑流、浊积岩及滑塌岩3 种成因[21-22]，砂地比超过40%的富砂带宽度可达5 km，主要分布在前积斜坡坡脚及邻近的湖盆区；两个富砂带中间存在一条近北西—南东走向的富泥沉积区，砂地比小于25%，对应前积地层的斜坡带，其宽度一般为5~15 km，富泥斜坡带局部存在砂地比相对较高的区域，为三角洲前缘滑塌形成的快速堆积体，规模一般较小，平面呈不规则坨状、条带状或朵状。

图10 庆城北三维区沉积单元砂地比平面图Fig.10 Sandstone percentage of different parasequence units in Qingchengbei 3￣D seismic area

对比不同沉积单元砂体分布规律可以看出，早期湖盆范围比较大，三角洲仅局限在庆城北三维区西南角，三角洲前端的斜坡带宽度超过10 km，坡度相对平缓，之后随着湖盆的萎缩和沉积物的持续供给，三角洲不断向东北方向进积，此时斜坡变陡变窄。对于斜坡带下部的重力流砂体来说，主要分布在坡脚或深水破折带附近，总体上，不同期次重力流砂体存在相互叠置的现象，同时也随着坡脚位置的变化逐渐向湖盆中心方向整体推进。

4.2 沉积演化序列

通过对沉积单元不同位置的岩心观察，结果表明每个单元内部沉积相序构成基本类似，表现为“上部三角洲（富砂）—中部前积斜坡（富泥）—下部重力流（富砂）”三段式沉积结构（图11，12）。上部：主要为三角洲前缘水下分流河道和河口坝砂体，以灰绿色细砂岩为主，常常发育平行、板状交错、槽状交错等牵引流成因的层理类型，见5~10 cm 的凝灰岩夹层；中部：以泥质沉积为主，砂体不发育，见10~30 cm的凝灰岩夹层；下部：大面积分布深水重力流砂体，主要富集在深水坡折带的坡脚部位，发育块状、变形、包卷构造以及泥岩撕裂屑，同时还发育有阶梯式微断裂，指示了坡度较陡的地貌背景，凝灰岩层常见，单层厚30~200 cm。

图11 陇东地区延长组中段沉积序列图Fig.11 Sedimentary sequence of the middle Yanchang Formation, Longdong area

4.3 震荡湖退沉积过程

鄂尔多斯盆地延长期湖盆演化具有快速沉降、缓慢充填的脉冲式特征，传统观点认为这一时期共发育四期重要的湖泛面，其中延长组中段分别有长7、长4+5 两期。研究认为，该时期湖盆是连续震荡湖退过程，没有明显的间隔特征，一是平行物源方向的地震反射表现为典型的向前进积反射结构，随着沉积体依次向湖盆中心进积充填，总体为湖退沉积环境，期间未见到明显的沉积间断，水体深度逐渐变浅，多期填充叠加后湖盆逐渐萎缩消失；二是在湖退过程中又经历了多次中等—小规模湖侵作用，形成了分布比较稳定的凝缩层，对应于地震剖面上的强振幅连续反射。

4.3.1 沉积期湖平面变化

湖盆充填过程中，随着湖平面的变化，沉积旋回相应的表现为“水进”、“水退”等地层叠置样式，这些地层叠置样式的一个重要的识别标志便是坡折点变化轨迹[23-24]。因此，结合地层叠置样式和坡折点变化轨迹，我们可以分析沉积期湖平面的升降。

CHQ1 是研究区前积地层底部的第一个沉积单元，地层厚度薄，前积斜坡坡度小。CHQ2 为一套轨迹点略上行的正常水退沉积，顶积层发育，该前积层相对于CHQ1沉积单元更向湖盆中心推进，前积斜坡坡度略微增大。CHQ3 内部轨迹点早期表现为近似水平的水退沉积，后期表现为明显上行的正常水退沉积，前积层高度从80~90 m 增加到110 m 左右，表明前积体形成时的古水深不断的加大。CHQ4 在上一期前积单元的基础上进一步向湖盆中心推进，轨迹点表现为先上行—后水平的特征，该沉积单元的顶积层与底积层均发育。CHQ5 整体由一套轨迹点略上行的正常水退沉积成因单元构成，前积层厚度非常大，顶积层厚度薄，表现为S型透镜状前积反射，与前期相比斜坡角度明显增大，表明这一时期物源供给充足，以前积斜坡向湖盆方向的快速推进为特征。CHQ6 与CHQ5 内部反射结构相似，不过早期轨迹点表现为下降式向盆迁移，缺少加积，反映了强制性水退沉积，之后为一套轨迹点略微上行的正常水退沉积单元。CHQ7为一套轨迹点先水平、后明显上行的正常水退沉积，轨迹点水平段前积体的顶积层非常薄，甚至不发育，表明湖平面处于相对稳定的阶段，之后轨迹点明显上升，前积体的顶积层开始发育，说明湖平面开始不断上升（图13）。

图12 沉积单元上部（a~c）、中部（g，h）和下部（d~f）的岩心（a）环82井，长3，变形构造；（b）镇335井，长3，槽状交错层理，夹碳屑；（c）白286井，长3，泥岩中的凝灰岩夹层；（d）城96井，长7，块状砂岩；（e）城96井，长7，变形造以及泥岩撕裂屑；（f）城96井，长7，泥页岩中的凝灰质纹层；（g）陇页14井，长4+5，连续泥岩和粉砂质泥岩；（h）陇页14井，长4+5，凝灰岩Fig.12 Photographs of cores from different parts of the sedimentary unit

尽管各沉积单元内部的坡折点迁移轨迹存在明显差异，但在地震剖面上基本都可以识别出6-7期轨迹点的明显上行过程，即对应湖平面的快速上升阶段（图13）。通过与钻井对比，这些轨迹点的明显上行处与湖泛泥岩层具有较好的对应关系。因此，坡折点迁移轨迹与钻井资料综合分析表明，研究区在整体湖退背景下存在多期震荡或多期小规模湖侵作用。

图13 陇东地区前积地层地震解释与坡折点轨迹迁移特征（剖面位置见图2 中CD）Fig.13 Seismic interpretation of progradational strata and slope break trajectory characteristics in Longdong area

4.3.2 泥页岩标志层分布

延长组中段在湖泛层内广泛分布有凝灰岩薄层，其发育时间段与秦岭地区构造活动相对最活跃的时期（印支中期，距今210~224 Ma）基本一致[25]，凝缩层的泥岩普遍含凝灰岩薄夹层，根据测井资料和单井旋回曲线分析结果，从湖盆边部到深湖区，单井测井曲线上可见到含凝灰岩的泥页岩标志层越来越多，旋回曲线也相应地出现了拐点，表明湖平面经历了多次的升降变化（图14）。随着构造活动引起的湖盆震荡变化越来越频繁，三角洲建设作用增强，当沉积物超过稳定状态或有外界因素触发，堆积在三角洲前缘区的大量碎屑物质便不断向湖盆中心滑塌充填推进，这也是深湖区重力流沉积砂体富集的主要诱发机制。

图14 陇东地区延长组中段单井旋回曲线图Fig.14 Well cycle curve in the middle part of Yanchang Formation, Longdong area

5 与传统方案的砂体分布特征对比

5.1 总体砂体分布特征对比

地震地层格架下砂体展布规律与传统等厚地层相比较，表现为“大同小不同、横同纵不同”的特征：一是大的砂岩富集层段相同，砂岩主要富集在斜坡带的上部和下部，分别对应传统分层的长3 段和长6~7 段，中间泥质斜坡主要对应传统分层的长4+5段，砂岩不发育；二是单井之间的小层连通性和油藏组合关系不同，由于滑塌重力流砂体进入深湖区后快速向两侧散开，基本呈水平分布，其垂直物源方向单井之间的分层和砂体分布基本对应，但顺物源方向传统地层与地震地层的划分方案差异大；三是由于两个地层方案的富砂带均表现为湖盆中心垂直物源方向分布的扇状体，总体上平面富集形态基本类似。

5.2 上部层段砂体分布特征对比

该层段主要反应了三角洲平原和三角洲前缘相带的沉积特征，发育牵引流为主的分流河道和河口坝砂体，单层砂厚3~10 m，平面呈鸟足状或朵叶状展布，主河道宽度一般5~10 km，沿斜坡延伸约10~20 km，末端尖灭于斜坡中部的泥岩，受充足物源供给和湖浪作用双重影响，河道侧向摆动频繁。与传统等厚地层砂体分布形态对比，差异主要集中在前积型地震地层发育的部分，随着湖盆的逐渐萎缩，湖岸线逐渐向湖盆中心后退，三角洲分流河道砂延伸影响范围逐渐增大，靠近物源区的长3段砂岩沿斜坡连续延伸到长4+5段，在湖盆中心部位的长2段砂岩连续延伸到长3 段，反映了湖退砂进、充填抬升的沉积演化过程。

5.3 下部层段砂体分布特征对比

下部层段主要发育重力流沉积砂岩储集体，位于富泥斜坡带的坡脚之下。杨华等[26]学者认为，以深水坡折带为界，西南物源长7段砂体由坡上至坡下形成“厚—薄—厚”的变化趋势，湖水位是决定重力流沉积砂体厚度及规模的主要因素。与传统等厚地层方案对比，一是坡脚部位的厚层砂岩基本对应传统分层的延长组长71-2油层组，每一期沉积单元内的砂体可向上延伸到长6油层组；二是沉积单元内的下部砂岩平面呈扇状形态，长轴方向与物源方向垂直，为北西—南东向展布，与传统方案的分布形态类似；三是沉积末端的薄层砂岩基本对应于传统方案的长73小层，受滑塌沉积的输砂动力和深水泥岩的卸载阻力双重影响，如果输砂动力较强，则来自上部的重力流砂体可一直搬运到湖盆底部，切蚀替换原始沉积的泥岩，反之则湖盆底部仍然发育厚层泥岩沉积，重力流砂体主要富集在坡脚部位的长71-2油层组（图15）。

图15 陇东地区Xi318—Yu49 井延长组中段地层对比及油藏分布图（剖面位置见图2 中EF）Fig.15 Stratigraphic correlation and reservoir sections (Xi318￣Yu49) of middle Yanchang Formation, Longdong area