鄂爾多斯盆地慶陽氣田二疊系山西組1段層序結構與沉積演化及其控制因素

夏 輝，王 龍，張道鋒，王繼平，范倩倩，馮 敏，王 艷

（1.中國石油長慶油田分公司勘探開發(fā)研究院，陜西 西安 710018；2.低滲透油氣田勘探開發(fā)國家工程實驗室，陜西 西安 710018）

慶陽氣田位于鄂爾多斯盆地西南部，天然氣三級地質(zhì)儲量超2 000×108m3，勘探開發(fā)遠景可觀［1-3］，二疊系山西組1段（山1段）是其主力產(chǎn)層。為避免不同學術觀點的分歧，近年來學者們倡導獨立于模式的層序地層學標準化研究［4-6］。將傳統(tǒng)的井-震結合定性層序劃分與基于測井的小波變換、INPEFA技術等定量劃分相結合，可以很好地解決陸相湖盆層序劃分中關鍵界面難以識別問題，目前已成為層序劃分方法的發(fā)展趨勢之一［7-8］。在等時地層格架內(nèi)揭示沉積充填演化過程，進行砂體分布預測是盆地分析及石油工業(yè)界研究的熱點領域［9-11］。此外，三角洲-河流過渡沉積環(huán)境中，不同可容空間下層序結構樣式及其內(nèi)部沉積充填特征也受到學者們的廣泛關注［12-14］。

前人在鄂爾多斯盆地南部研究區(qū)及鄰區(qū)山西組的沉積特征［15-18］、物源體系［19-21］及構造演化［22-23］等方面取得了豐碩的成果，但是大多是在巖性地層單元下以大尺度開展的，而在等時地層格架內(nèi)針對山1段內(nèi)部的層序結構及沉積演化研究仍然較為缺乏，其控制因素尚不明晰，這些關鍵地質(zhì)問題制約著氣田的勘探開發(fā)步伐。學者們應用不同的層序地層學理論，針對研究區(qū)及鄰區(qū)山西組提出過多種層序地層劃分方案，然而不同成果之間存在明顯分歧。朱筱敏等（2002）最早將太原組-山西組劃分為一個三級層序［15］，山西組相當于高位體系域，主要發(fā)育三角洲體系。陳洪德等（2011）在探討盆地山西組沉積環(huán)境時，將本溪組-山西組劃分為一個超長期旋回（對應二級層序），太原組-山西組相當于高位體系域，山1段發(fā)育淺水曲流河三角洲沉積［24］。近年來，于興河等（2017）在盆地南部及鄰區(qū)山西組劃分出1個二級層序，其中山1段作為1個三級層序，沉積期發(fā)育曲流河三角洲體系［25］。

本文綜合利用三維地震、鉆井、測井、巖心及分析化驗等資料，在前人研究基礎上，通過井-震結合追蹤對比，應用測井小波變化及INPEFA技術，建立慶陽氣田研究區(qū)山1段層序地層格架，在等時格架內(nèi)揭示山1段沉積演化規(guī)律，探討古地貌、古水流流向及湖平面變化等因素的控制作用。該成果豐富了陸相湖盆淺水三角洲體系沉積演化及控制作用的基礎地質(zhì)認識，也為研究區(qū)后續(xù)的油氣勘探開發(fā)提供了理論借鑒。

1 地質(zhì)背景

鄂爾多斯盆地可劃分為伊盟隆起、西緣沖斷帶、天環(huán)坳陷、伊陜斜坡、渭北隆起及晉西撓曲帶6個一級構造單元，慶陽氣田位于鄂爾多斯盆地西南部，本次研究區(qū)主要包括天環(huán)坳陷東南部和伊陜斜坡西南部的部分地區(qū)（圖1）。

圖1 鄂爾多斯盆地慶陽氣田構造單元劃分（a）、井位分布（b）及地層綜合柱狀圖（c）Fig.1 Sketch map showing the subdivision of tectonic unitsin the Qingyang gas field of Ordos Basin（a）with the distribution of well locations（b）and comprehensive stratigraphic column（c）of the study area

受早古生代中央古隆起隆升作用的影響，研究區(qū)缺失下古生界奧陶系和上古生界石炭系，二疊系與下古生界呈不整合接觸［23］。研究區(qū)晚古生代整體為一套海-陸過渡相沉積建造［24］，二疊系自下而上依次發(fā)育下統(tǒng)太原組、山西組、中統(tǒng)下石盒子組、上石盒子組以及上統(tǒng)石千峰組。山西組自下而上劃分為山2段和山1段，后者是本次研究的目的層段，自下而上劃分出3個亞段，依次為山13、山12及山11亞段。山13亞段和山11亞段巖性均以灰白色、灰綠色細-粗砂巖為主，前者砂巖廣泛發(fā)育，局部發(fā)育含礫粗砂巖，山12亞段由厚層泥巖與薄層砂巖間互發(fā)育構成。山1段主要發(fā)育淺水三角洲及濱淺湖沉積。

2 層序單元劃分與結構特征

2.1 層序界面特征及單元劃分

層序是指由不整合及其對應的整合界面所限定的一套具有成因聯(lián)系的地層單元，是盆地分析的基本等時地層單元［26］。通過井-震結合追蹤對比、測井小波變換及INPEFA技術綜合分析，在研究區(qū)二疊系中劃分出3個二級層序及14個三級層序，二級層序分別相當于其下統(tǒng)太原組-山西組、中統(tǒng)下石盒子組-上石盒子組及上統(tǒng)石千峰組。山西組依據(jù)地震反射特征、沉積旋回、地層疊置樣式、測井小波系數(shù)曲線及INPEFA曲線等劃分出2個三級層序SQ1和SQ2（圖2，圖3），本次重點研究層段山1段與SQ2相當，內(nèi)部依據(jù)初始湖泛面和最大湖泛面可進一步劃分出低位體系域（LST）、湖侵體系域（TST）和高位體系域（HST）。

圖2 鄂爾多斯盆地慶陽氣田山西組層序地層劃分Fig.2 Sequence stratigraphic division for the Shanxi Formation，Qingyang gasfield，Ordos Basin

三級層序界面SB1是山西組的底界面，在三維地震剖面上表現(xiàn)為低頻、連續(xù)性好、強振幅的波峰反射結構特征，對應TP10反射界面（圖3）。在測井曲線上，界面上下具有顯著突變特征，鉆井巖性上可觀察到太原組煤層向山西組砂泥巖明顯轉(zhuǎn)變的特征（圖4a）。二級層序界面SB3為山西組與下石盒子組的分界面，也是山1段的頂界面，與地震剖面上TP8反射界面對應。在地震剖面上顯示出低頻、連續(xù)性好、中強振幅反射特征，該界面上下振幅強弱存在明顯差異（圖3）。在W8井中該界面測井曲線發(fā)生突變，表現(xiàn)為明顯的砂泥巖突變界面（圖4c）。三級層序界面SB2是山西組內(nèi)部的層序界面，為山1段的底界面。該界面在地震剖面上可觀察到明顯的底超反射特征（圖3），界面處往往顯示出巖性與電性的突變特征，地層疊置樣式由進積式轉(zhuǎn)變?yōu)橥朔e式（圖4b）。

山1段內(nèi)部可依據(jù)初始湖泛面和最大湖泛面劃分出各體系域單元。依據(jù)地層疊加樣式的轉(zhuǎn)變界面可在研究區(qū)中南部大部分井區(qū)識別出初始湖泛面，而北部濱淺湖砂泥巖間互發(fā)育的局部井區(qū)，由于旋回特征不明顯，界面較難識別。該界面處表現(xiàn)為界面之下多呈加積或進積樣式，界面之上則轉(zhuǎn)變?yōu)橥朔e疊加樣式。此外，該界面也常表現(xiàn)為沉積相突變界面，由界面之下的（水下）分流河道沉積轉(zhuǎn)變?yōu)榻缑嬷系暮拥篱g或濱淺湖灘壩沉積。最大湖泛面分布較為穩(wěn)定，可以區(qū)域追蹤對比，表現(xiàn)出退積疊加樣向加積或進積樣式轉(zhuǎn)變的特征，該界面處以自然伽馬高值為特征，廣泛發(fā)育泛濫平原、分流間灣或濱淺湖等泥質(zhì)沉積（圖4d）。

小波變化和INPEFA技術是基于測井曲線定量劃分層序的重要方法和手段［8，27-29］。小波分析劃分層序的理論基礎，是對原始測井信號進行小波變換后，可以通過重構的多尺度小波系數(shù)曲線識別不同頻率、周期的沉積旋回。低頻和高頻系數(shù)曲線分別反映出長周期與短周期的沉積旋回特征［27］。利用W3井自然伽馬曲線進行demy小波一維離散變換分析，在獲得的d10小波系數(shù)曲線上，層序界面顯示出小波系數(shù)曲線“高值-低值-高值”的轉(zhuǎn)換特征。在d8小波系數(shù)曲線上最大湖泛面具有由低值到高值再變?yōu)榈椭档奶卣鳎▓D3）。對自然伽馬曲線進行預測誤差分析，綜合取得的INPEFA（預測誤差趨勢）曲線形態(tài)、趨勢和拐點劃分不同級次的層序，利用整體、分段和局部的INPEFA可分別識別出長周期、中周期和短周期的沉積旋回［29］。在該技術分析中，層序界面主要位于負趨勢向正趨勢轉(zhuǎn)變的正向拐點位置（圖4），代表了砂質(zhì)含量高于預測值向泥質(zhì)含量高于預測值轉(zhuǎn)變的趨勢，表明該時期應屬水退向水進轉(zhuǎn)換的階段［29］，最大湖泛面則對應著分段的負向拐點，初始湖泛面表現(xiàn)為局部的負向拐點（圖4）。值得指出的是，把以上兩種定量層序劃分方法與傳統(tǒng)定性劃分方法結合時，一方面應該在基于井-震追蹤對比建立的高級別（一級至三級）層序格架約束下開展；另一方面，其重構或預測的水退界面僅代表目的層段在某一時期自然伽馬值發(fā)生轉(zhuǎn)變的位置，在進行界面厘定時，應結合具有地質(zhì)意義的、代表水退事件開始發(fā)生的底突變界面綜合分析，盡量避免陷入“定量”的教條化和絕對化。

圖4 鄂爾多斯盆地慶陽氣田山西組層序界面特征Fig.4 Sequence boundary characteristics of the Shanxi Formation，Qingyang gasfield，Ordos Basin

2.2 沉積層序結構

研究區(qū)山1段顯示出完整的從水進到水退的沉積結構，其層序分布總體呈現(xiàn)出自東南向西北逐漸增厚的變化趨勢（圖5）。東南部的W10井沉積厚度僅為39 m，中部各井沉積厚度相當，西北部W14井則增厚至54 m。低位體系域主要由中厚層中-粗砂巖構成，表現(xiàn)為明顯的加積疊加樣式；湖侵體系域以泥質(zhì)沉積為主，總體顯示出退積疊加樣式，局部井位呈現(xiàn)出加積-退積復合樣式；高位體系域發(fā)育多期砂體，具有明顯的進積樣式（圖5）。南部井區(qū)以富砂的水進序列和富泥的水退序列為主，向中部水進—水退序列砂體廣泛發(fā)育，旋回呈典型的對稱性，北部局部井區(qū)由砂泥巖互層沉積構成，旋回特征不甚明顯。總體上，區(qū)內(nèi)山1段不同地區(qū)層序結構特征的差異反映了其沉積相帶的遷移及可容空間的變化。

圖5 鄂爾多斯盆地慶陽氣田山1段層序?qū)Ρ雀窦埽ㄆ拭嫖恢靡妶D1）Fig.5 Sequence correlation framework of Shan-1 Member in Qingyang gasfield，Ordos Basin（See Fig.1 for the location）

3 沉積體系類型及其演化

3.1 沉積體系類型及特征

通過巖心、測井及三維地震等資料綜合分析，在研究區(qū)山1段識別出了淺水河流三角洲體系及湖泊體系。

3.1.1 巖相組合及粒度特征

巖相或巖石相是指由單一沉積事件形成的巖石單元，通過分析其組合類型可解釋不同沉積環(huán)境中形成的具有成因差異的沉積相或亞相［26］。通過對研究區(qū)30余口取心井的系統(tǒng)描述、分析，山1段可識別出15種巖相類型，并歸結出8種主要的巖相組合類型（表1；圖6）。

表1 鄂爾多斯盆地慶陽氣田山1段巖相組合類型Table1 The classification of lithofacies associations of Shan-1 Member，Qingyang gas field，Ordos Basin

巖相組合FA1由厚層含礫粗砂巖及中-粗砂巖組成（圖6a，b，d，f，g），發(fā)育類型豐富的交錯層理，解釋為三角洲平原分流河道沉積。分流河道沉積（FA1）通常與泛濫平原（FA2）或分流間灣（FA4）泥質(zhì)沉積在垂向上共生，碳質(zhì)泥巖相代表了三角洲平原泛濫平原沼澤弱還原環(huán)境中所形成的特有沉積物（圖6n）。巖相組合FA3—FA5應屬三角洲前緣沉積，塊狀含礫砂巖相、塊狀層理砂巖相及平行層理粉砂巖相反映出快速堆積的特點（圖6c，e，h），暗色泥礫的發(fā)育反映出水下沉積環(huán)境的存在（圖6c）。FA6—FA8解釋為濱淺湖沉積，沙紋層理粉砂巖、波狀層理粉砂巖、脈狀層理粉砂巖以及含植物根跡的泥巖相反映了典型的水動力頻繁動蕩的濱岸環(huán)境（圖6i，j，k，m）。

圖6 鄂爾多斯盆地慶陽氣田山1段典型巖相類型巖心照片F(xiàn)ig.6 Typical lithofacies typesof Shan-1 Member，Qingyang gas field，Ordos Basin

粒度概率曲線能夠很好地反映出沉積水動力條件的變化，是沉積相分析的基礎工作［30］。山1段低位體系域的巖石類型主要為細粒、細-粗粒巖屑砂巖、長石巖屑砂巖及少量巖屑石英砂巖。粒度概率曲線以兩段式和三段式為主，具有跳躍總體含量高、斜率較大、包含2個次總體、懸浮總體含量低等特征，反映出牽引流的沉積特點（圖7）。例如，研究區(qū)西南部的W26井和W27井樣品的粒度概率曲線呈一跳一懸兩段式，整體缺乏滾動總體，跳躍總體含量在60%～80%，粒徑Φ值在0.5～2.5，斜率較大，約65°，而懸浮總體含量低（圖7a），較高的跳躍總體含量說明其形成于強水動力條件下，推測應屬三角洲平原環(huán)境。向湖盆方向的中部和東北部成因砂體的粒度曲線表現(xiàn)為三段式（圖7b，c），且跳躍總體含量高，均包含兩個次總體。W28井懸浮總體含量明顯增高，說明水動力能量減弱，兩個次總體反映出三角洲前緣或濱岸環(huán)境雙向水流回流沖刷的水動力特征?？傮w上，區(qū)內(nèi)不同位置鉆井的粒度特征，揭示出沉積環(huán)境沿沉積傾向由強水動力的三角洲平原過渡到前緣，而后演變?yōu)樗w頻繁動蕩的濱岸環(huán)境。

圖7 鄂爾多斯盆地慶陽氣田山1段粒度累積概率曲線Fig.7 Probability accumulation curves of grain size of the Shan-1 Member，Qingyang gas field，Ordos Basin

3.1.2 淺水三角洲體系

淺水河流三角洲是由曲流河匯入蓄水盆地時在濱岸帶形成的沉積體系，其三角洲前緣通常位于浪基面之上［31］。單位體積內(nèi)鈷元素的含量與沉積速率相關，含量越低，沉積速率越慢，往往反映淺水環(huán)境，前人在研究區(qū)利用多口鉆井的鈷元素含量經(jīng)由古水深公式計算［32］，認為山1段古水深范圍為0.20～16.03 m，平均古水深8.46 m①長慶油田分公司.鄂爾多斯盆地隴東地區(qū)上古生界儲層展布規(guī)律與勘探目標評價［R］.陜西西安：中國石油長慶油田分公司，2020.。

研究區(qū)山1段淺水三角洲體系發(fā)育平原和前緣沉積。前三角洲和濱淺湖泥質(zhì)沉積往往不易區(qū)分，本文不作重點討論。淺水三角洲平原主要發(fā)育分流河道和泛濫平原沉積，巖相組合為FA1—FA2，W15井的沉積序列表現(xiàn)為多期分流河道相互疊置，復合河道的厚度與上覆泛濫平原沉積厚度相當，具典型的河流“二元結構”，測井曲線以鐘形-箱形復合形為特征（圖8a）。泛濫平原沉積發(fā)育典型的泥炭沼澤環(huán)境形成的暗色炭質(zhì)泥巖（圖6n）。

三角洲前緣發(fā)育水下分流河道、河口壩和分流間灣等微相。在沿著沉積傾向的地震剖面上，可觀察到明顯的疊瓦狀前積反射現(xiàn)象（圖3）。水下分流河道以灰白色、灰綠色細-中砂巖為主，垂向序列表現(xiàn)為典型的間斷正韻律，多期水下分流河道往往相互切割疊置。以研究區(qū)W7井為例，取心井段顯示出4期水下分流河道相互疊置，各期沉積厚度在1.4～2.6 m，由多個正粒序疊加構成正旋回，其垂向巖相組合為FA3（表1），測井曲線形態(tài)為鐘形（圖8b）。這種沉積序列形成于淺水湖盆背景下，由于可容空間有限，后期發(fā)育的水下分流河道往往會沖刷前期的粉砂和泥質(zhì)沉積，所以表現(xiàn)為多期水下分流河道砂體的相互切割疊置，而各期之間往往缺乏細粒沉積物。

研究區(qū)的河口壩沉積垂向序列表現(xiàn)為多個反粒序復合構成的反旋回，其巖相組合為FA5，以漏斗形測井相為特征。如W29井取心段可觀察到多期河口壩疊加（圖8c），各期之間有泥質(zhì)間隔，單期壩體平均厚度為1.5 m，巖性由泥質(zhì)粉砂巖向上變?yōu)橹猩皫r，發(fā)育波狀層理和沙紋層理（圖8c）。由于水體較淺，水下分流河道遷移頻繁，河口壩常遭受沖蝕改造，而保存下來的多是殘余壩體［33］，在研究區(qū)最薄的壩體僅0.5 m，垂向上與水下分流河道沉積共生（圖8d）。

3.1.3 湖泊體系

研究區(qū)山1段發(fā)育的湖泊體系包括灘壩沉積和濱淺湖沉積。灘壩是形成于濱淺湖區(qū)受湖浪、湖流和沿岸流共同作用的一種沉積砂體［34］，又可分為砂質(zhì)壩和砂質(zhì)灘沉積，在研究區(qū)可識別出壩主體、壩側(cè)緣、壩間及砂質(zhì)灘4種微相。

壩主體微相是砂質(zhì)壩沉積的主體部分，形成于強水動力環(huán)境中，受湖浪和沿岸流的選積作用，巖性以細-中砂巖為主，偶爾可見到粗砂巖，巖相組合為FA6，多發(fā)育低角度交錯層理和浪成沙紋層理，以齒化漏斗形測井相為特征（圖8b）。W14井的壩砂厚度為1～4 m，常常與濱淺湖灰色泥質(zhì)沉積間互發(fā)育，其上發(fā)育壩側(cè)緣微相，沉積物粒度變細，以粉砂巖和細砂巖為主，發(fā)育平行層理。壩間微相以低能沉積環(huán)境中形成的塊狀層理粉砂質(zhì)泥巖或泥巖為主。砂質(zhì)灘形成于相對較弱的水動力環(huán)境中，相較于砂質(zhì)壩而言，其沉積物粒度細、厚度薄，以細砂巖為主，沉積厚度在0.5～2.0 m，巖相組合為FA7，測井曲線呈指狀，通常與壩砂共生，二者中間發(fā)育壩間微相（圖8d）。整體上，砂質(zhì)灘與砂質(zhì)壩垂向序列表現(xiàn)為多個反粒序相互疊置構成的復合反旋回，各期砂體之間為淺湖泥沉積。

圖8 鄂爾多斯盆地慶陽氣田山1段典型沉積序列Fig.8 Typical sedimentary sequence of the Shan-1 Member，Qingyang gas field，Ordos Basin

3.2 沉積體系分布與演化

山1段沉積期，研究區(qū)的物源主要來源于西南部的碎屑沉積物［20-21］。山1段由低位、湖侵及高位體系域構成（圖9）。低位域沉積期，靠近物源方向的W10井與W31井主要發(fā)育三角洲平原沉積，底砂礫巖與泛濫平原構成典型的“二元結構”沉積單元，表現(xiàn)為明顯的正旋回。中部的W32井與W33井以三角洲前緣水下分流河道沉積為主，至靠近湖盆中心的W21井，則主要發(fā)育多期灘壩砂體。湖侵期，中部井區(qū)發(fā)育水下分流河道砂體，東北部的W21井發(fā)育單期薄層灘壩沉積，砂體規(guī)模變小。高位域時期，沉積砂體較為發(fā)育，以分流河道、水下分流河道和河口壩沉積為主，往往垂向上多期砂體相互疊置。W21井也發(fā)育兩期水下分流河道，研究區(qū)發(fā)育的沉積體系順物源方向分帶性明顯，垂向演化反映出山1段沉積期經(jīng)歷了一次完整的水進—水退的演化過程。

圖9 鄂爾多斯盆地慶陽氣田山1段連井沉積相剖面（剖面位置見圖1）Fig.9 Cross-well sedimentary faciescorrelation of the Shan-1 Member，Qingyanggasfield，Ordos Basin（See Fig.1 for thesection location）

綜合分析沉積序列、測井相、沉積相對比剖面及沉積砂體分布特征，在研究區(qū)可劃分出三角洲平原、三角洲前緣以及前三角洲-濱淺湖3個相帶區(qū)。低位-湖侵體系域沉積期，碎屑沉積體系自西南向東北湖盆內(nèi)分散、堆積，研究區(qū)西南部三角洲平原區(qū)發(fā)育4支主干古水系，向東北部過渡為三角洲前緣亞相，在W29井區(qū)一帶水下分流河道發(fā)生匯流，三角洲砂體呈朵狀廣泛分布。在三角洲前緣側(cè)翼及其前方靠近湖盆區(qū)，發(fā)育受沿岸流和湖浪選積作用形成的灘壩砂體（圖10a）。高位體系域沉積期，隨著湖平面逐漸下降，三角洲體系不斷發(fā)生向湖盆方向的進積，沿著沉積傾向，水下分流河道呈條帶狀向湖盆內(nèi)長距離分流推進，而沉積走向上，河道帶變窄，較前期沉積砂體的橫向延展規(guī)模變小（圖10b）。

圖10 鄂爾多斯盆地慶陽氣田山1段各體系域沉積期沉積體系平面分布Fig.10 Maps showing depositional systems of each system tract during deposition of the Shan-1 Member，Qingyang gas field，Ordos Basin

4 控制因素

山西組沉積期，盆地西南部研究區(qū)構造活動趨于穩(wěn)定，為填平補齊階段，發(fā)育近海湖盆背景下的淺水曲流河三角洲［18，24］。

4.1 古地貌

早二疊世山西期，鄂爾多斯盆地西南部研究區(qū)受深部地幔熱冷卻作用，區(qū)內(nèi)發(fā)生緩慢沉降［22］，構造活動整體趨于穩(wěn)定［24］。山1段在繼承前期古構造格局的基礎上，整體接受沉積，處于填平補齊充填演化階段［23］。因此，山1段沉積時期，構造作用在研究區(qū)主要體現(xiàn)在其對早期沉積前的微古地貌的塑造和構造均衡緩慢沉降引起的可容空間變化的影響。

盆地內(nèi)宏觀構造古地貌對于沉積體系的發(fā)育和分布具有重要控制作用［35-36］。對于不同的微觀古地貌單元，由于水動力能量存在差異，進而影響著局部砂體的分布［36-37］。在層序格架內(nèi)，選取在研究區(qū)發(fā)育穩(wěn)定、廣泛分布的最大湖泛面作為古沉積水平面［35］，采用印模法［38］，恢復了山1段（低位-湖侵體系域）沉積前的微古地貌，劃分出高地、斜坡、洼地等不同的微古地貌單元（圖11a）。研究區(qū)南部和西部為相對高地，沿著SW-NE方向，向東北部盆地內(nèi)古地形變緩，逐漸演變?yōu)樾逼?洼地，最深陷的沉降中心則位于研究區(qū)東北部。低位域時期，湖平面整體較低，微古地貌格局影響著可容空間大小，進而控制著層序內(nèi)部的結構樣式。靠近物源的西南部及中部發(fā)育厚層多期疊加的（水下）分流河道砂體，旋回特征清晰，而東北部則由濱淺湖泥巖或薄層灘壩砂構成，旋回特征不明顯（圖9）。

圖11 鄂爾多斯盆地慶陽氣田山1段沉積前古地貌（a）與沉積期古水流流向（b）Fig.11 Palaeogeomorphology before deposition（a）and palaeoflow directions during deposition（b）of the Shan-1 Member，Qingyang gas field，Ordos Basin

4.2 古水流流向

前人通過重礦物特征、碎屑巖礦特征、稀土元素特征及碎屑鋯石U-Pb定年等方面的研究，認為研究區(qū)山1段物源來自于西南方向的祁連古陸與西秦嶺古陸中北部，主要為元古宙的穩(wěn)定陸殼基底物質(zhì)再旋回和大陸造山帶物質(zhì)［19-21］。

古水流流向為揭示沉積體系沿特定物源方向的分散路徑提供了直接證據(jù)［39］。通過研究區(qū)6口鉆井的地層傾角測井資料，應用極射赤平投影原理繪制的山1段低位域時期古水流流向玫瑰花圖上顯示，該時期的古水流流向總體呈SW-NE方向，局部井區(qū)為近N-S（圖11b），這與前人在該區(qū)利用野外露頭資料揭示的古水流流向具有較好的可對比性［21］，在研究區(qū)西南部的平?jīng)龆罍掀拭嫔希?段的古水流流向為自西南向東北方向。

綜合研究區(qū)微古地貌與古水流流向特征，結合過不同地貌單元的連井剖面砂體發(fā)育特征（圖9），認為山1段低位域時期，沉積砂體的發(fā)育分布受微古地貌與古水流流向的耦合作用控制。來自西南物源的碎屑沉積物沿著西南部斜坡-溝槽向盆地內(nèi)分散、堆積充填。具體表現(xiàn)為：三角洲平原分流河道砂體是由沉積物沿沉積傾向順地貌高地搬運堆積而成，在三角洲前緣斜坡處砂體沉積厚度明顯增大，為砂體富集區(qū)；而向東北部盆地的沉積中心，由于水體加深，沉積物受湖流頂托和湖浪沖刷作用，則主要發(fā)育薄層灘壩砂體。

4.3 湖平面變化

山西組粘土礦物中高嶺石含量明顯高于伊利石，而且其Sr/Cu比值平均為4.03（比值＜5代表溫濕的古氣候），均反映出沉積期溫暖濕潤的古氣候條件［40］。研究區(qū)巖心觀察顯示，山1段發(fā)育的泥巖顏色以灰色、深灰色、灰黑色等為主，植物根跡化石碎片也較為發(fā)育（圖6），這也反映了沉積期古氣候的溫暖濕潤。山西組山2段至下石盒子組盒8段沉積期盆地古氣候逐漸由濕熱向干冷轉(zhuǎn)變［24，41］。氣候的變化會造成湖平面的頻繁波動，進而控制著三級層序內(nèi)部結構樣式的差異［12］。

Fischer圖解起緣于前人通過研究碳酸鹽巖露頭沉積旋回表征海平面變化時提出的，后經(jīng)過修正［42］，目前已作為陸相湖盆研究相對湖平面變化的一種有效方法，其代表了沉積物堆積時引發(fā)的新增可容空間的變化［28，43-44］。山1段沉積期在研究區(qū)西南穩(wěn)定物源供給下［17-19］，若可容空間持續(xù)增長，則垂向上地層的沉積厚度會逐漸增大，F(xiàn)ischer曲線呈正偏移；反之，則表現(xiàn)為負偏移。一階差分法是利用對巖性響應敏感的自然伽馬測井數(shù)據(jù)計算目的層段沉積旋回個數(shù)和厚度的一種方法［45］。本次研究選取了研究區(qū)南部的W34井及北部的W13井，對山西組原始自然伽馬數(shù)據(jù)采用線性回歸、一階差分、極值判別等方法各劃分出55和69個超短期旋回（圖12），并進一步進行了Fischer圖解分析。建立了研究區(qū)不同區(qū)域的相對湖平面變化曲線。

Fischer圖解研究結果表明，山西組整體呈一個完整的升降旋回，內(nèi)部可識別出2期較為明顯的次級湖侵，山1段（SQ2）對應第2期。山1段時期圖解曲線的旋回厚度累積偏差發(fā)生了明顯的由正向偏移向負向偏移的轉(zhuǎn)變，反映出可容空間發(fā)生過由增大至減小的變化過程。研究區(qū)南部W34井和北部W13井的Fischer圖解曲線均反映出山1期經(jīng)歷了明顯的“湖侵—湖退”演化過程。南部W34井山1段相對湖平面上升與下降過程持續(xù)的時間大體相當，而北部W13井則顯示出湖平面快速上升—緩慢下降的變化過程（圖12）。從區(qū)域上來看，山西組自下而上的古鹽度及Sr/Ba比值變化特征揭示出山1段整體為區(qū)域性水退序列［24］（圖2），前人在盆地南部鄰區(qū)建立的山1段基準面變化曲線也反映出，山1段總體呈現(xiàn)水進—水退序列，其內(nèi)部發(fā)生過次級的湖平面升降變化［25］（圖13），這些成果均與本次研究成果具有很好的可對比性。

圖12 鄂爾多斯盆地慶陽氣田山西組Fischer圖解Fig.12 Fischer plots of the Shan-1 Member，Qingyang gas field，Ordos Basin

Fischer圖解所反映的山1段湖平面升降變化在沉積層序結構和沉積微相的演化上具有很好的響應特征（圖13）。隨著經(jīng)典層序地層學的發(fā)展，人們提出了獨立于模式的層序地層學分析方法，一個完整的三級層序內(nèi)發(fā)育APD序列的演變，即從地層疊置樣式的特定組合序列PA（前積—加積）、R（退積）及APD（加積—前積—降積）的演變分析沉積層序［5-6］。山1段自上而下發(fā)育“PA—R—AP”疊置樣式，在LST時期，主要發(fā)育PA序列，以前緣河口壩和水下分流河道沉積為主；TST以濱淺湖或分流間灣泥質(zhì)沉積構成的R序列為主；HST時期發(fā)育AP序列，早期以決口扇或席狀砂形成的砂泥巖薄互層沉積為主，晚期南部發(fā)育多期溢岸砂，北部主要發(fā)育河口壩。

圖13 鄂爾多斯盆地慶陽氣田山1段湖平面變化控制的沉積層序特征Fig.13 Characteristics of depositional sequences controlled by the lacustrine level changes of Shan-1 Member，Qingyang gas field，Ordos Basin

綜合微古地貌、古水流流向、湖平面變化及沉積相展布規(guī)律，建立了山1段沉積模式（圖14）。山1段早期（LST沉積期），沉積體系的發(fā)育明顯受微古地貌與古水流流向的耦合作用控制，該時湖平面位置較低，可容空間有限，物源供給充足，來自西南部的古水系攜帶大量沉積物向湖盆內(nèi)充填、分散，特別是在微地貌斜坡區(qū)，水下分流河道砂體廣泛發(fā)育，平面上呈朵狀，垂向以PA序列為特征，是最為有利的砂體富集區(qū)。山1段中期（TST沉積期）隨著湖平面上升至最高位置，沉積體系整體發(fā)生向西南陸地方向的明顯退積，主要發(fā)育R序列。山1段晚期（HST沉積期），可容空間逐漸減小，物源供給相對增強，水下分流河道不斷向湖盆方向進積，平面呈枝狀，早期廢棄的三角洲砂體受沿岸流和湖浪的二次改造，形成灘壩沉積，該時期垂向以AP序列為主。總體上，沉積相帶隨著湖平面的整體變化發(fā)生向陸地或湖盆方向的遷移，而次一級小規(guī)模的水進—水退，則控制了層序內(nèi)部可容空間序列發(fā)生“PA—R—AP”的演變。

圖14 鄂爾多斯盆地慶陽氣田山1段沉積演化模式Fig.14 Depositional evolvement model of the Shan-1 Member，Qingyang gas field，Ordos Basin

5 結論

1）慶陽氣田研究區(qū)二疊系山1段為由一個完整的水進—水退旋回構成的三級層序，其內(nèi)部低位、湖侵及高位體系域的可容空間序列分別以PA序列、R序列和AP序列為主?？傮w上山1段的層序厚度表現(xiàn)出由西南向東北方向增厚的變化趨勢。

2）山1段發(fā)育淺水三角洲和湖泊沉積體系，低位-湖侵體系域沉積期砂體橫向切疊，發(fā)育規(guī)模大，形成朵狀水下分流河道帶，高位體系域時期形成枝狀水下分流河道帶，向湖盆內(nèi)長距離進積。在三角洲側(cè)翼及前方濱淺湖區(qū)發(fā)育灘壩砂體。

3）山1段低位域沉積期，微古地貌與古水流流向的耦合作用控制著砂體的發(fā)育與分布。該時期，湖平面處于初始上升期，可容空間有限，來自西南方向的碎屑沉積物在研究區(qū)中部微地貌斜坡區(qū)大規(guī)模堆積，形成了多期疊置的水下分流河道沉積，為研究區(qū)最有利的砂體富集區(qū)。

4）山1段湖平面變化表現(xiàn)為完整的上升—下降旋回。湖平面的整體變化影響著沉積相帶的平面遷移演化，而其內(nèi)部發(fā)生的多次次級振蕩則控制了沉積層序內(nèi)部可容空間“PA（進積—加積）—R（退積）—AP（加積—進積）”疊置樣式的轉(zhuǎn)變。