塔北隆起是塔里木盆地最有利的油气富集区之一，白垩系是塔北地区重要的勘探层系和油气产层^[1]。在塔北白垩系低缓构造背景下，缺少大规模构造圈闭的发育条件，随着油气勘探程度的提高，油气勘探逐步聚焦于更为隐蔽的岩性油气藏。塔里木盆地下白垩统舒善河组岩性圈闭发育，具有广阔的油气勘探前景，如在羊塔、英买力、热瓦普、桥古、星火等广大地区均已见良好的油气显示，特别是英买105井舒善河组薄砂层中首获高产工业油气流（产油30 m³/d，产气约1.5×10⁴ m³/d），证实在滩坝砂体的上倾尖灭带发育岩性油气藏^[2]。塔北地区舒善河组大面积发育的薄层砂体被厚层泥岩封闭，可形成较好的岩性或上倾尖灭型圈闭，成为潜在的勘探目标。

多年来，学者们对塔北地区前陆盆地演化^[3-5]、白垩系层序地层^[6-8]、白垩系沉积相^[9-11]、白垩系储层特征^[12-14]及油气成藏条件^[15-17]等领域已开展大量研究工作。夏辉等^[9]运用岩心、地震、测井及录井等资料，建立了舒善河组三角洲改造型和水下低隆起型滩坝沉积模式；刘勇等^[10]利用岩性资料并结合区域古地貌分析，认为舒善河组发育湖泊相；季丽丹等^[11]通过岩心观察、测井资料和实验分析，认为舒善河组发育扇三角洲—湖泊沉积体系，储层主要分布于舒善河组中段，即扇三角洲前缘水下分流河道砂岩段。针对塔北地区舒善河组砂体期次划分，各期次薄砂体的平面分布及沉积模式等尚未开展系统研究，严重制约了该区薄砂体岩性圈闭的预测。鉴于此，在已有研究的基础上，以沉积地质学理论为指导，通过XH1井等8口取心井的岩心观察、50件显微薄片观察、15口钻录井资料、1 561.1 km²三维地震资料解释，开展塔北新和地区舒善河组岩性段划分，着重精细研究新和地区舒善河组沉积微相特征、古地貌控制下的薄层砂体展布规律及沉积模式，以期为下一步的勘探开发提供依据。

新和地区位于塔里木盆地北部、天山南面，处于沙雅隆起之上的沙西凸起、雅克拉断凸和库车坳陷的南部斜坡带等3个构造单元的结合部^[18]（图 1），属于塔北隆起一级构造单元。塔北隆起是一个古生代—中生代的大型叠合古隆起，雏形形成于古生代中期，于古生代末—三叠纪定型为库车周缘前陆盆地的前隆^[19-20]。新和地区主体位于塔北隆起之上的沙雅隆起，该区主体部位自加里东晚期至燕山早期一直处于隆起状态，下白垩统沉积以前，各时代地层受到不同程度地剥蚀，特别是古生界受到严重剥蚀，在前中生界雅克拉断凸为剥蚀残丘，且残丘中部中生界下白垩统直接覆盖于前震旦系变质岩之上^[21]。

图 1

Fig. 1

下载原图 图 1 塔北新和地区区域构造位置（a）（据文献[23]修改）和白垩系地层格架（b） Fig. 1 Regional tectonic location of Xinhe area in northern Tarim Basin(a)and stratigraphic framework of Cretaceous(b)

塔北地区舒善河组为干旱炎热气候条件下，湖侵过程中形成的三角洲前缘及滨浅湖滩坝沉积^[22]，沉积物整体上为细粒碎屑岩。舒善河组在盆地内的沉积厚度差异大，为50~350 m，岩性以红褐色泥岩及灰绿色粉砂岩为主，从底到顶依次为砂泥岩频繁互层、厚层泥岩夹砂岩、薄层砂岩夹泥岩。

塔北新和地区沙雅隆起为库车前陆盆地的前陆隆起，三叠纪前陆盆地开始发育时，沙雅隆起即进入强烈隆升剥蚀阶段，不同程度地缺失古生界—侏罗系地层，舒善河组因湖侵超覆于沙雅隆起之上。新和地区主要发育下白垩统，自下而上依次为亚格列木群、舒善河组、巴西改组和巴什基奇克组。舒善河组与上覆巴西改组呈整合接触，超覆于沙雅隆起剥蚀基底之上，分别以角度不整合或平行不整合沉积于前震旦系、震旦系、寒武系、石炭系及三叠系之上。根据井震标定，地层界面和地震反射界面具有较好的对应关系，T₃³对应于舒善河组顶界，T₅⁰对应于舒善河组底界。通过舒善河组东西向、南北向井震结合的地层对比分析，显示舒善河组地层厚度差异较大，为44.0~264.5 m。

根据新和地区15口单井地层划分及对比分析，结合地层旋回及岩性特征，将舒善河组自下而上划分为舒1段、舒2段和舒3段。

舒1段岩性主要为灰色厚层泥岩、灰色薄层粉砂质泥岩和泥质粉砂岩，地层厚度为13.0~117.0 m；舒2段岩性为浅灰色、灰色泥岩，浅灰色、灰色泥质粉砂岩及粉砂岩与细砂岩的不等厚互层，地层厚度为33.0~107.3 m；舒3段为灰色、褐色泥岩与薄层浅灰色粉砂岩互层，地层厚度为44.0~133.8 m。

新和地区舒善河组东西向与南北向连井地层对比显示，在区域上发育“三段式”、“两段式”和“一段式” 3类地层格架，如QG4井位于洼地区，发育完整的“三段式”，地层厚度最大；QG1井位于隆起区，仅发育“一段式”，地层厚度小（图 2）。

图 2

Fig. 2

下载原图 图 2 塔北新和地区下白垩统舒善河组井震结合地层对比 Fig. 2 Stratigraphic correlation of well seismic combination of Lower Cretaceous Shushanhe Formation in Xinhe area, northern Tarim Basin

通过砂岩显微薄片观察，结合砂岩分类三角图分析可知，塔北新和地区舒善河组岩石类型主要为岩屑长石砂岩，其次为长石岩屑砂岩、长石砂岩，再次为长石石英砂岩（图 3）。岩石成分以石英为主，其次为长石。泥质杂基的体积分数为3.0%~9.5%，胶结物的体积分数为2.5%~30.0%，矿物组分包括方解石、硅质和褐铁矿；颗粒间主要呈点接触和线-点接触，基底-孔隙式、接触-孔隙式胶结。总体来看，砂岩粒度较小，为细粒和极细粒结构，砂岩的分选性以好为主，碎屑岩颗粒以次棱角—次圆为主，结构成熟度较好（图 4）。

图 3

Fig. 3

下载原图 图 3 塔北新和地区下白垩统舒善河组岩石类型三角图 Ⅰ. 石英砂岩；Ⅱ. 长石石英砂岩；Ⅲ. 岩屑石英砂岩；Ⅳ. 长石砂岩；Ⅴ. 岩屑长石砂岩；Ⅵ. 长石岩屑砂岩；Ⅶ. 岩屑砂岩。 Fig. 3 Triangular diagram showing rock composition of Lower Cretaceous Shushanhe Formation in Xinhe area, northern Tarim Basin

图 4

Fig. 4

下载原图 图 4 塔北新和地区QG3井下白垩统舒3段微观岩石学特征 （a）灰质细粒岩屑长石砂岩，5 888.05 m，铸体薄片，单偏光；（b）灰质中粒岩屑长石砂岩，5 892.65 m，铸体薄片，单偏光；（c）极细粒长石岩屑砂岩，5 867.60 m，铸体薄片，单偏光；（d）极细粒长石岩屑砂岩，5 986.28 m，铸体薄片，单偏光。 Fig. 4 Microscopic petrological characteristics of Lower Cretaceous Shu 3 member of well QG3 in Xinhe area, northern Tarim Basin

碎屑岩中的沉积构造可反映沉积物形成过程中的水动力条件。原生沉积构造一般在成岩阶段受成岩作用影响较小，所以一直被视为用于分析和判断沉积相的重要标志^[24-25]。通过对新和地区舒善河组XH1井等15口取心井的岩心观察，发现该区主要发育水平层理、沙纹层理、冲洗交错层理、平行层理构造等，可为划分沉积相类型提供依据。

（1）水平层理主要见于泥岩、粉砂质泥岩等暗色细粒沉积物中，纹层之间相互平行，常出现在滨湖泥低能和浅湖泥较深水低能沉积环境中。如QG4井和XH1井舒善河组的粉砂质泥岩，粉砂岩中均发育水平层理（图 5a，5b）。

图 5

Fig. 5

下载原图 图 5 塔北新和地区下白垩统舒善河组沉积构造岩心照片 （a）粉砂质泥岩中水平层理，QG4井，舒2段，5 770.06 m；（b）粉砂岩中的水平层理，XH1井，舒2段，5 694.04 m；（c）粉砂岩中的浪成沙纹层理，XH2井，舒3段，5 193.22 m；（d）细砂岩中的浪成沙纹层理，XH1井，舒3段，5 612.85 m；（e）粉砂岩中的沙纹层理、细砂岩中的冲洗交错层理，QG4井，舒3段，5 597.51 m；（f）粉砂岩中的冲洗交错层理，XH2井，舒2段，5 190.50 m；（g）粉—细砂岩中的平行层理、粉—细砂岩中沙纹层理，QG3井，舒3段，5 851.60 m；（h）粉—细砂岩中的平行层理，QG3井，舒3段，5 875.10 m。 Fig. 5 Core photos of sedimentary structure of Lower Cretaceous Shushanhe Formation in Xinhe area, northern Tarim Basin

（2）浪成沙纹层理，在粉砂岩中可见弱水流条件下的小型浪成沙纹层理，表明其经历过湖浪的淘洗，但粉砂岩的厚度较小且泥质含量高，表明湖盆水体浅，湖浪淘洗过程相对短暂。在研究区XH2井和XH1井舒善河组的粉砂岩中均可见沙纹层理（图 5c，5d）。

（3）冲洗交错层理，又称冲洗层理，由波浪向湖泊滨岸传播时，在滩面上产生的向岸或离岸的往复冲洗作用形成的低角度交错层理，岩心可见沉积纹层倾向具有双向性，由相互超覆的前积层组成，反映双向水流的存在。该类层理多发育在湖泊缓岸沉积环境中，如QG4井和XH2井舒善河组的粉—细砂岩中均发育冲洗交错层理（图 5e，5f）。

（4）平行层理在外形上与水平层理相似，但成因不同，平行层理常形成于较强的水动力环境下。在研究区，平行层理多出现在粉—细砂岩中，以粉—细砂岩与泥岩互层为特征，颜色深浅交替，是水体能量规律性变化的产物，常发育在湖岸和滨浅湖环境中。QG3井舒善河组的粉—细砂岩中可见平行层理发育（图 5g，5h）。

不同沉积微相的测井响应存在显著差异，表现在测井曲线的形态特征和测井参数值的大小2个方面，可以根据测井曲线对非取心段进行沉积相研究，从而弥补钻井取心资料的不足，并对沉积环境进行还原。通过对新和地区舒善河组测井曲线响应形态的分析，识别出自然伽马曲线齿化箱形（图 6a）、线形（图 6b）、钟形（图 6c）和指形（图 6d）等4种测井相。

图 6

Fig. 6

下载原图 图 6 塔北新和地区下白垩统舒善河组典型测井曲线特征 Fig. 6 Typical logging curve characteristics of Lower Cretaceous Shushanhe Formation in Xinhe area, northern Tarim Basin

齿化箱形曲线自然伽马值相对较低，曲线顶部表现为由高值到低值的突变，中部表现为较为稳定的“齿化箱形”低值，底部逐渐变为高值。中部的低自然伽马值代表存在较厚的砂岩层，顶部加速渐变，反映水动力突然减弱，物源供给骤降，该阶段砂岩沉积结束，逐渐转变为泥岩沉积。

线形曲线的自然伽马值较高，反映水动力较弱，沉积环境相对较为稳定，物源供给不充足，以泥岩、粉砂质泥岩等细粒沉积为主，为滨浅湖泥沉积。

钟形曲线表现为自然伽马曲线似钟形，反映沉积环境由低能突变为高能，又由高能缓慢恢复到低能，也反映了物源供应的逐渐减少。该时期以细砂岩和粉砂岩沉积为主，岩石粒度向上变小，为滨浅湖砂坝沉积。

指形曲线即自然伽马曲线呈分散指状，自然伽马值高值背景下局部低值突变，代表整体低能背景下的较高能薄层砂体沉积，代表了滨浅湖泥和滨浅湖砂坝沉积。

地震相是指地震反射的地质面貌，即指沉积体在地震剖面上响应的各种特征^[26]，实际工作中常使用反射结构、外部形态、振幅、频率等物理参数来表示^[27]。新和地区舒善河组地震剖面上两边表现为上超，对应XH101井—S53井区间主要为平行—亚平行反射组合，反射能量相对较强，代表了滨浅湖沉积环境特征。滨浅湖泥岩的地震相反射能量弱—中等、反射层平行、低频、等厚、连续性中等—好，滨浅湖砂坝表现为中等振幅，连续至断续反射明显（图 7）。

图 7

Fig. 7

下载原图 图 7 塔北新和地区下白垩统舒善河组（T50—T33）典型地震剖面 Fig. 7 Typical seismic section of Lower Cretaceous Shushanhe Formation(T50-T33)in Xinhe area, northern Tarim Basin

在上述岩石类型、沉积构造、测井相及地震相等沉积微相识别标志分析的基础上，进一步识别出滨浅湖泥微相和滨浅湖砂坝微相（图 8）。

图 8

Fig. 8

下载原图 图 8 塔北新和地区XH2井下白垩统舒善河组沉积相特征 Fig. 8 Sedimentary facies characteristics of Lower Cretaceous Shushanhe Formation of well XH2 in Xinhe area, northern Tarim Basin

（1）滨浅湖泥微相

滨浅湖泥微相的岩性主要为泥岩和粉砂质泥岩，颜色主要是以灰白色、浅灰色、灰色为主，也可见棕色和棕褐色，越往湖盆中心沉积物颜色越深且粒度越小。泥岩沉积厚度最大可达43.5 m，沉积构造常发育水平层理和沙纹层理。滨浅湖泥微相对应的测井曲线呈明显线形，自然伽马值较高。滨浅湖泥微相在地震剖面上主要表现为平行—亚平行反射组合。

（2）滨浅湖砂坝微相

滨浅湖砂坝多在湖泊边缘或湖中局部隆起周围，由湖流和波浪对河流携带的砂质再分配改造而成，呈条带状平行于岸线分布^[28-29]，该沉积微相中粉砂岩到中砂岩均有发育，同时夹薄层粉砂质泥岩，常呈薄互层分布，砂厚一般大于1 m，颜色多为浅灰色、灰色、灰褐色等；主要发育平行层理、沙纹层理、浪成沙纹交错层理和冲洗交错层理。自然伽马曲线常呈中幅指状、齿化钟形和箱形。薄砂体厚度（大于2 m）较大时，泥岩夹层不发育，自然伽马曲线表现为箱形、钟形；单层厚度（小于2 m）较小时，泥岩夹层发育，多为反粒序，有时粒序不明显，自然伽马曲线多表现为指形。地震剖面上滨浅湖砂坝砂体发育处沉积特征表现为中等反射，连续至断续，内部叠置。

在单井沉积相划分基础上，开展新和地区东西向和南北向沉积相对比研究，展示新和地区二维剖面上的沉积相演化特征。

XH5井—QG1井舒善河组东西向连井沉积相剖面显示，受沉积前古地貌控制，XH5井、XH101井和QG2井缺失舒1段，QG101井和QG1井缺失舒1段和舒2段，位于洼地的QG4井舒善河组的3段地层发育完整（图 9）。以QG4井为界，西至XH5井区，东至QG2井区早期发育滨湖泥微相，随着湖盆范围的扩大而逐渐演化为浅湖泥微相。XH5井、XH101井单砂体厚度较小，一般为2~6 m，砂体规模小且孤立。QG4井发育2套厚砂坝和多套薄层砂坝，QG2井舒2段和舒3段发育多套薄砂坝，QG101井舒3段发育1套厚层砂坝和3套薄砂坝。其中最薄砂坝的厚度为2 m，最厚的为8 m。总的来看，桥古地区的砂体空间上连续叠置，砂体发育程度整体优于新和地区，舒2段和舒3段砂坝发育较好。

图 9

Fig. 9

下载原图 图 9 塔北新和地区XH5井—QG1井下白垩统舒善河组连井剖面 Fig. 9 Well-tie contrast profile of Lower Cretaceous Shushanhe Formation across well XH5 to well QG1 in Xinhe area, northern Tarim Basin

XH3井—XH2井舒善河组南北向连井沉积相剖面显示（图 10）：受新和古隆起控制，XH3—XH5井缺失舒1段；XH2井受洼地控制，舒善河组内3段地层发育完整。XH3井发育单个厚砂坝，XH5井和XH1井均发育多个砂坝，且井间砂体连通性较好。XH2井也发育多个薄层砂坝，总体来看，XH1井砂坝发育最好。

图 10

Fig. 10

下载原图 图 10 塔北新和地区XH3井—XH2井下白垩统舒善河组连井剖面 Fig. 10 Well-tie contrast profile of Lower Cretaceous Shushanhe Formation across well XH3 to well XH2 in Xinhe area, northern Tarim Basin

依据塔北新和地区15口井砂体厚度（粉砂岩和细砂岩）数据统计，系统编制了舒善河组砂体厚度分布图，显示研究区舒善河组整体为滨浅湖沉积，砂坝外围为滨浅湖泥微相（图 11）。平面上，研究区舒善河组发育多个砂坝，呈较宽的北东—南西向条带状展布，砂体累积厚度为20~50 m，相比于新和地区，三道桥地区砂体厚度较大。

图 11

Fig. 11

下载原图 图 11 塔北新和地区下白垩统舒善河组沉积微相平面分布 Fig. 11 Plane distribution of sedimentary microfacies of Lower Cretaceous Shushanhe Formation in Xinhe area, northern Tarim Basin

根据舒善河组下伏接触层位统计，采用印模法和地层厚度的综合分析刻画研究区舒善河组沉积前的古地貌。古地貌分析表明，新和地区舒善河组沉积前发育“隆起、低隆起和洼地”三级古地貌（图 12）。隆起区分布于研究区东西两侧，地层厚度小于130 m；低隆起区分布于新和地区中部的局部鼻凸，厚度为140~145 m；洼地广泛分布于研究区中部地区。古地貌高的区域，舒善河组厚度小，古地貌低的区域，舒善河组沉积厚度大。

图 12

Fig. 12

下载原图 图 12 塔北新和地区下白垩统舒善河组沉积前古地貌 Fig. 12 Pre sedimentary paleogeomorphology of Lower Cretaceous Shushanhe Formation in Xinhe area, northern Tarim Basin

新和地区舒善河组的砂坝主要分布在湖岸线附近，高精度三维地震资料解释揭示了砂坝的空间展布特征和不同时期的沉积微相演化过程。舒善河组沉积总体为湖侵水进背景，垂向上共发育3期湖侵过程，自下而上，舒1段沉积期为低位期，湖侵超覆低隆起；舒2段为最大湖泛期，湖侵向隆起区超覆；舒3段沉积期为次级淹没期，湖侵完全超覆隆起。

舒1段沉积时期，研究区北东—南西呈现古隆起、滨湖、浅湖、滨湖、古隆起的展布格局（图 13）。沿古隆起区往湖盆中心依次发育滨湖泥—浅湖泥沉积微相，古隆起分布于北东和南西方向，滨湖主要分布于XH4—XH3—XH2井区连线的南西方向，区域内主要发育滨浅湖泥沉积微相，岩性主要为泥岩和粉砂质泥岩。

图 13

Fig. 13

下载原图 图 13 塔北新和地区下白垩统舒善河组1段沉积微相平面分布 Fig. 13 Plane distribution of sedimentary microfacies of the first member of Lower Cretaceous Shushanhe Formation in Xinhe area, northern Tarim Basin

舒2段沉积时期，研究区伴随着湖侵，古隆起向北东和南西方向迁移，滨湖也随之迁移，古隆起和滨湖面积缩小，浅湖面积进一步扩大，但整体仍呈现古隆起、滨湖、浅湖的沉积格局（图 14）。由于舒2段快速湖侵，物源供给较充足，在整体湖侵背景下湖水的周期性动荡有利于形成滨浅湖砂坝砂体，砂坝开始沿古隆起发育滨浅湖砂体，平面上砂体呈北东—南西向展布，并沿隆起区分别向东、向西迁移。砂体明显受古地貌的控制，古隆起北翼陡峭，坡度大，砂坝具有砂岩厚、相带窄的特点，古隆起南部较平缓，坝体具有砂岩薄并呈多排展布的特点，呈群带状、宽条带状，平行或斜交岸线分布。同时由于水动力变化频繁，垂向上呈现砂坝与泥滩间互沉积，岩性以泥岩、泥质粉砂岩和粉砂岩为主，广泛发育水平层理、平行层理、沙纹层理和冲洗层理。

图 14

Fig. 14

下载原图 图 14 塔北新和地区下白垩统舒善河组2段沉积微相平面分布 Fig. 14 Plane distribution of sedimentary microfacies of the second member of Lower Cretaceous Shushanhe Formation in Xinhe area, northern Tarim Basin

舒3段沉积时期，新和地区随着湖平面缓慢上升，滨浅湖面积持续扩大，舒善河组进入了填平补齐阶段，古隆起被全部淹没，全区为浅湖沉积（图 15）。由于物源供给减少，垂向上砂坝与滨浅湖泥岩间互沉积，具有泥岩厚、砂坝薄、泥滩包围砂坝的特征；岩性以泥岩和粉砂质泥岩为主，主要发育水平层理和平行层理。

图 15

Fig. 15

下载原图 图 15 塔北新和地区下白垩统舒善河组3段沉积微相平面分布 Fig. 15 Plane distribution of sedimentary microfacies of the third member of Lower Cretaceous Shushanhe Formation in Xinhe area, northern Tarim Basin

根据塔北新和地区下白垩统舒善河组各段沉积微相平面分布和演化规律，结合沉积前古地貌特征，建立了研究区舒善河组薄砂体的沉积模式（图 16）。

图 16

Fig. 16

下载原图 图 16 塔北新和地区下白垩统舒善河组滨湖—浅湖砂坝沉积模式 Fig. 16 Sedimentary model of shoal-shallow lake sand bar of Lower Cretaceous Shushanhe Formation in Xinhe area, northern Tarim Basin

舒1段沉积期主要局限于洼地区，在东西两侧隆起和中部低隆起区受湖浪作用，为滨湖砂坝砂体沉积；中部环低隆起浅水区为滨湖沉积。

舒2段沉积时期伴随着向东西两侧湖侵，湖平面快速上升，水体深度不断变大，滨湖砂坝砂体也随着湖盆扩张分别向东西两侧迁移，在靠近湖盆边界隆起区为滨湖沉积区，受湖浪作用以滨湖砂坝沉积为主，由于其水动力较浅湖区强，沉积物粒度大。研究区中部低隆起区完全淹没于浪基面之下，为浅湖沉积。

舒3段沉积期为持续的湖侵过程，全区被湖水淹没，均为浅湖沉积，主要发育浅湖砂坝砂体。综上所述，研究区舒善河组薄砂体沉积微相为滨湖砂坝和浅湖砂坝，是在湖侵演化过程中形成的。舒1段—舒2段处于由中部洼地向东西两侧持续湖侵的沉积阶段，发育滨湖砂坝和浅湖砂坝2类砂体。滨湖砂坝主要分布于东西两侧的隆起区，并逐渐随湖平面上升向东西两侧迁移。舒3段为浅湖沉积，薄砂体主要为浅湖砂坝砂体。

（1）塔北新和地区下白垩统舒善河组可划分为舒1段、舒2段和舒3段3个岩性段。舒善河组沉积时期，新和地区发育滨浅湖泥和滨浅湖砂坝沉积微相。

（2）研究区舒善河组薄砂体为滨浅湖砂坝砂体。舒1段、舒2段滨湖和浅湖均有发育，滨湖沉积分布于研究区东西两侧的隆起区，并伴随湖平面上升向东西两侧迁移，中部深水区为浅湖沉积；舒3段沉积期全区均为浅湖沉积。

（3）研究区舒善河组薄砂体平面分布与垂向演化主要受沉积前古地貌、湖平面变化、古水深控制。古地貌控制舒善河组的沉积厚度，并由中部的洼地区向东西两侧隆起区超覆沉积。伴随持续地湖平面上升，早期沉积的滨浅湖砂坝砂体向东西两侧迁移，湖水淹没隆起区，最终演化为浅湖沉积。对古水体研究发现在浅水区为滨湖沉积、深水区为浅湖沉积。