鄂尔多斯盆地三叠系延长组主要发育河流相及湖泊相，地层厚度大，一般为800~1 200 m，是盆地内石油勘探的主要层系。延长组底部以不整合面和下伏纸坊组为界，顶部为侏罗系古河侵蚀形成的区域性不整合，目前学术界对鄂尔多斯盆地三叠系延长组作为一个完整的Ⅱ级层序已达成共识，但对其Ⅲ级层序(或长期基准面旋回)的划分，却存在三分、四分、五分及六分等多种观点^[1]。赵天林等^[2] 在延长组识别出5个三级层序界面，划分了4个长期旋回层序；陈洪德等^[3]利用构造沉降的脉动性、气候的旋回性及沉积物差异供给等也将延长组划分为4个稳定的长期旋回；陈飞等^[4]综合利用岩心、钻井、测井和地震等资料，在延长组识别出5个层序界面，并划分出4个三级层序和11个四级层序；张凤奎等^[5]利用沉积环境标志、露头剖面、岩心、测井、地震和古生物等资料，将延长组分为5个三级沉积层序。这些划分方案中，层序划分基本没有脱离油层组的束缚^[6]，地层结构仍以层状加积为主^[7-8]。由于多数研究主要依赖钻井、岩心和露头资料，缺少地震横向约束，识别的标志层(如湖泛层)在横向对比时存在多解性，导致在进行地层划分及对比时产生“穿时”现象，影响对延长组沉积时期湖盆充填演化过程的认识。近年来，盆地内二维地震和新采集的三维地震资料显示延长组发育不同类型的前积结构和斜坡生长现象^[9-10]。这些发现不仅对过去岩性地层和层序地层划分方案提出了挑战，也为揭示延长组的地层结构、不同类型斜坡生长发育过程等，提供了新的启示和研究途径。目前，盆地西南部庆城地区已完成了2块三维地震，面积超过1 500 km²，同时也经过多年的勘探开发，积累了大量的钻井资料，有利于开展高密度井-震联合标定及对现有成果进行验证分析。

以三维地震和钻井资料为基础，对鄂尔多斯盆地庆城地区三叠系延长组中段(长7段—长3段)开展层序地层学研究，采用井-震精细标定、凝灰岩标志层约束和速度模型正演等方法，在等时地层格架内分析沉积充填演化规律，以期为后续勘探开发提供理论依据。

鄂尔多斯盆地是一个多构造体制、多演化阶段、多原型盆地叠合的克拉通盆地，根据现今构造形态特征及基底性质进一步划分为北部伊盟隆起、中部伊陕斜坡、南部渭北隆起、东部晋西挠褶带、西部的天环坳陷和西缘逆冲带等6个二级构造单元(图 1a)。三叠系延长组沉积时期，鄂尔多斯盆地进入坳陷型内陆湖盆发育的鼎盛时期，盆地的形成演化与印支构造运动密切相关，受秦岭造山带强烈碰撞和快速隆升的影响，湖盆范围迅速扩大，水体变深^[11-12]，盆地呈北隆南坳、北缓南陡且向东南开口的不对称箕状坳陷^[13]。该时期盆地内主要发育河流相、湖泊相及三角洲相碎屑岩沉积，依据岩性对比和参考厚度变化可将延长组划分为10个油层组，自下而上依次为长10段—长1段。长10段沉积期湖盆开始发育，在印支中期(秦岭地区构造活动相对活跃的时期)构造运动的影响下，盆地由早期的坳陷浅水湖盆转变为大面积深水坳陷，到长7段沉积期湖盆发育达到鼎盛，深湖区覆盖面积最大，最大湖泛期半深湖和深湖区范围超过9×10⁴ km^2[14]，沉降与沉积中心大致位于华池—正宁—黄陵一带^[15]；长7段沉积之后开始湖退，湖盆面积逐渐萎缩；长1段沉积期湖盆开始消亡，盆地整体平原沼泽化。总体而言，延长组反映了湖盆从形成、扩张、萎缩到消亡的完整演化过程^[16-17]，是研究大型坳陷湖盆充填演化过程的理想场所。

图 1

Fig. 1

下载原图 图 1 鄂尔多斯盆地构造单元划分(a)及庆城地区三叠系延长组岩性地层综合柱状图(b) Fig. 1 Structural unit division of Ordos Basin(a)and stratigraphic column of Triassic Yanchang Formation in Qingcheng area(b)

庆城地区位于伊陕斜坡西南部，靠近湖盆的最大沉降与沉积中心，物源主要来自盆地西南部^[18-19]，区内延长组主要发育一套河流-三角洲-湖泊-重力流沉积体系：长7段最大湖侵期，整体位于半深湖—深湖区，沉积了一套富有机质的暗色泥岩和油页岩；长7段中上部和长6段岩性包含暗色泥岩、灰色细砂岩和粉砂质泥岩等，其中广泛发育的细砂岩主要为深水重力流沉积^[20-21]；长4+5段岩性主要为泥岩和粉砂岩，局部发育黑色泥页岩，反映了较深水的沉积环境；长3段砂岩较发育，湖盆周缘物源供给充足，水体深度较小(图 1b)。

沉积层序通常以不整合面或相关的整合界面作为层序单元的分界面，但根据鄂尔多斯盆地庆城地区井-震标定结果，这些不整合面虽然在钻井上可识别，但发育规模一般较小、横向相变快，而且多处于砂泥岩频繁互层段，在地震剖面中表现为中—弱振幅或杂乱反射，既难以识别，也无法有效追踪对比。

研究区延长组中段发育的厚层泥岩具有高自然伽马(GR)、高声波时差(AC)和中—高电阻率(R_t) 的测井响应特征，与上、下围岩存在明显差异，往往可能形成明显的波阻抗界面，在地震剖面上对应强振幅、连续反射同相轴(图 2)。通过岩心和成像测井分析，这些厚层泥岩通常为深灰色、灰黑色，发育块状、水平层理，指示湖泛期水体加深、物源供给不足背景下形成的细粒沉积，横向上分布范围广，且在钻井和地震剖面上均能进行识别与对比。因此，可以湖泛面作为研究区层序单元划分的主要界面来建立沉积地层格架。

图 2

Fig. 2

下载原图 图 2 鄂尔多斯盆地庆城地区W1井三叠系延长组井-震标定(a)与湖泛泥岩特征(b) Fig. 2 Well-seismic calibration(a)and lake flooding mudstone characteristics(b)of Triassic Yanchang Formation of well W1 in Qingcheng area, Ordos Basin

传统地层对比一般将若干钻井进行地层厚度和岩性旋回对比，得出的结果是各油层组“铺毯子式”在全盆地内大致等厚和垂向加积。基于这种岩性地层格架进行平面编图，在湖盆中部往往呈现满盆富砂或满盆富泥的现象^{[15, 18]}，误差较大。研究区大量钻井在长4+5段发育高GR值的泥岩段，即“细脖子”细粒沉积，按照传统分层方法的研究结果认为该段存在一期短暂的湖侵^[22]。然而，该段在地震剖面上主要表现为向湖盆中心倾斜的前积反射结构，这与传统研究结论相矛盾。因此，本次研究以井-震标定、凝灰岩标志层对比和正演模拟等方法对湖泛泥岩的分布及等时对比结果进行重新认识。

研究区钻井分布密度较大，平均井距小于300 m，大大降低了因井距过大引起井间对比的多解性，有利于高密度井-震标定。

井-震标定结果(图 3)显示：①湖泛泥岩层(高GR泥岩)特征明显，井间对比关系清楚，在顺物源方向逐渐向湖盆方向倾斜，横向上存在变化，并非传统研究认为的大致等厚；纵向上主要分布在长6段—长3段，其中斜坡中段(大致对应长4+5段)的泥岩层厚度大，GR和AC等测井曲线与上、下地层的差异明显。②测井和岩性的横向对比关系与地震反射界面吻合程度高，这表明地震剖面中的前积反射结构并非假象。③长4 + 5段并非统一湖泛形成，而是不同时期斜积层细粒沉积的综合反映。

图 3

Fig. 3

下载原图 图 3 鄂尔多斯盆地庆城地区三叠系延长组过井地震剖面(a)及湖泛面对比(b) Fig. 3 Cross-well seismic section(a)and lake flooding surface correlation(b)of Triassic Yanchang Formation in Qingcheng area, Ordos Basin

研究区湖泛泥岩层非等厚结构并非个例，根据王西强等^[23]的报道，盆地内姬塬地区罗38井区和罗211井区也存在地层厚度在短距离内快速变化，且具有典型的前积结构的现象，与传统分层方案中提出的似等厚层状地层结构差异明显。

凝灰岩的成因决定了其在空间分布的广泛性和等时性，具有重要的地层对比意义^[24-25]。凝灰岩一般厚度小(几厘米到几十厘米)，具有典型的测井响应特征，高GR、高AC、低R_t，容易识别。在井距较大的情况下，单层凝灰岩的对比存在一定的多解性，但成组成对出现的多套凝灰岩层可以有效降低对比的不确定性。

研究区延长组长9段—长1段均有凝灰岩分布，对多口钻井进行凝灰岩横向对比发现：①所有口井在长7段—长4+5段均可以识别出4~8层凝灰岩，其中在长6段底—长4 + 5段顶发育的高GR泥岩之下发育3层稳定的凝灰岩，主要分布于长7段—长6段；②凝灰岩的横向对比关系与地震剖面中的前积反射结构、高GR泥岩层的分布趋势基本一致(图 4)，这也说明凝灰岩上部的这套高GR泥岩应该属于某一时期统一湖泛形成的沉积地层，具有等时对比意义。

图 4

Fig. 4

下载原图 图 4 鄂尔多斯盆地庆城地区三叠系延长组过井地震剖面(a)及凝灰岩层横向对比(b) Fig. 4 Cross-well seismic section(a)and contrastive characteristics of tuff layers(b)of Triassic Yanchang Formation in Qingcheng area, Ordos Basin

通过地震正演模拟可以降低地震资料的多解性，也可建立地震波与地层结构之间的对应关系。为了进一步明确研究区延长组中段的结构特征，利用顺物源方向多口钻井资料建立速度模型，开展正演模拟。首先利用层序地层对比方法，以湖泛泥岩为界面建立等时地层格架、搭建地质模型；然后在地质模型约束下，建立声波速度约束的层控内插速度模型；再根据研究区的地震主频分析，采用30 Hz雷克子波和自激自收的采集方式，设置道间距为10 m，开展正演模拟。结果表明：①按照湖泛泥岩建立的等时地层格架进行约束，得到的速度场横向变化平顺自然，除了长7段底部的厚层泥岩外，延长组中段湖泛泥岩与围岩速度也存在明显差异；②正演得到的地震同相轴表现为较强的连续反射，同时具有前积反射特征，与地震剖面基本吻合(图 5)。

图 5

Fig. 5

下载原图 图 5 鄂尔多斯盆地庆城地区三叠系延长组多井速度模型(a)、正演剖面(b)及实际地震剖面(c) Fig. 5 Multi-well velocity model(a), forward modeling section(b)and actual seismic section(c)of Triassic Yanchang Formation in Qingcheng area, Ordos Basin

综上所述，长7段之上的湖盆充填并非传统研究认为的大致等厚和垂向加积分布样式，较大规模的湖泛泥岩也并非局限于长4+5段，而是纵向上跨越多层，在长7段—长3段均有分布，且具有向湖盆中心倾斜推进的前积结构。

一般来说，钻井上可以识别出不同级次湖侵期形成的泥岩层，但是并非所有的湖侵泥岩都满足横向对比需求。选择湖侵规模较大，在地震剖面上反射界面清晰且横向上可追踪的湖泛泥岩层作为等时界面，可将研究区延长组中段划分为7个等时地层单元。需要注意的是，这里的等时是一个相对概念，湖泛泥岩层本身不是绝对等时的，但是以此为界可以分隔不同沉积单元，限定的地层是相对等时的。由于地层对比相当于“准层序组”的对比，所属湖泛面相当于“PSB界面”，故将地层单元自下而上命名为Pss1—Pss7。

区内顺物源方向上的连井剖面(图 6)显示：①地层结构与传统“千层饼状”加积特征不同，表现为向湖盆方向逐渐推进的前积结构。②层序界面上部顶积层厚度变化相对较小，与传统分层方案类似，受侏罗系古河道下切侵蚀影响，部分区域顶积层缺失严重，斜积层厚度变化较大，不同地层单元之间存在一定差异；③Pss1—Pss2地层厚度整体上表现为向湖盆中心呈楔形减小，顶积层厚度大，为80~ 120 m，底积层厚度非常小(如长7段底“张家滩页岩”)，一般为5~20 m；Pss3—Pss5斜积层厚度大且呈先增大后减小的趋势，最大厚度超过160 m，具有透镜状特征，顶积层和底积层厚度相对较小，分别为30~70 m和10~40 m，其中底积层厚度呈缓慢减小趋势；Pss6—Pss7斜积层厚度大，为110~150 m，且向湖盆中心呈逐渐变大趋势，顶积层厚度较小，为10~50 m，底积层一般为50~80 m，且较Pss1—Pss5明显增大，垂向加积作用增强。

图 6

Fig. 6

下载原图 图 6 鄂尔多斯盆地庆城地区三叠系延长组过井地震剖面(a)及连井层序单元对比(b) Fig. 6 Cross-well seismic section(a)and sequence unit correlation(b)of Triassic Yanchang Formation in Qingcheng area, Ordos Basin

将新的地层格架与传统分层进行对比(图 6)可知，研究区长4+5段横向上并非是同一时期统一湖泛形成的，而是多期湖泛造成的叠加响应结果；长7段底部的油页岩在地震剖面上具有连续强反射特征，但从层序结构分析来看，包含了许多前积地层的远端部分，并不是一次性地质事件的产物，该油页岩的形成时间跨度大，其顶界面不具有唯一的等时性。

在新的地层对比格架之下，庆城地区延长组中段湖泛面所限定的每个沉积单元一般由顶积层、斜积层和底积层组成，根据不同位置的岩心和测井相分析，区内滨浅湖相、半深湖相、深湖相均有分布，横向上相带跨度大，沉积砂体类型多样(图 7)。

图 7

Fig. 7

下载原图 图 7 鄂尔多斯盆地庆城地区三叠系延长组中段连井沉积相剖面 Fig. 7 Well-tie profile of sedimentary facies of Triassic Yanchang Formation in Qingcheng area, Ordos Basin

顶积层厚度比较小，一般为10~40 m，局部不发育。岩性主要为灰白色—灰色细砂岩，常见平行层理、植物碎屑及薄层炭质泥岩，指示湖岸线附近的三角洲平原与前缘过渡环境。其中，分流河道砂体的GR曲线表现为典型的钟形或箱形，单期河道砂体厚度为2~4 m，部分河道多期叠置，累计厚度可达8 m。

顶积层与斜积层过渡带主要发育灰色—灰绿色细砂岩，沉积期水动力较强，平行层理、交错层理及变形构造发育，为三角洲前缘沉积。GR曲线多呈漏斗形，为典型的“下细上粗”的反韵律结构，钻井上通常见多个反韵律垂向叠置，其间以厚度为1~4 m的深灰色泥岩、砂质泥岩分隔，指示了湖平面升降变化过程中伴随的三角洲进积作用。

斜积层GR与自然电位(SP)曲线多靠近泥岩基线，局部因发育滑塌或浊流等事件沉积，曲线呈底部突变的箱形或钟形。根据岩相特征，在前积斜坡区识别出3种沉积组合类型，一种是富含有机质的灰黑色、黑色泥页岩，其厚度为5~20 m，内部可见凝灰岩夹层，属于湖平面处于较高位置时形成的一套细粒沉积；另一种是深灰色、灰黑色泥岩与薄层砂岩组成的韵律层，该岩相在斜积层最为常见，砂岩厚度通常为厘米级，少数能超过50 cm，发育鲍玛序列、滑塌变形构造和微同沉积断裂；第3种为块状厚层砂岩夹深色泥岩组合，砂岩底部与深灰色或灰黑色泥岩突变接触，以块状层理为主，局部发育滑塌变形和搅浑构造，砂岩内部可见浑圆状泥砾或片状、板状泥岩撕裂屑，单层厚度为1~3 m，累计厚度为5~20 m，指示斜坡滑塌沉积或重力流水道沉积。

底积层主要发育灰黑色深湖泥岩和灰色重力流砂岩，常见泥质撕裂屑、包卷变形以及槽模、沟模等沉积构造，深湖泥岩中可见鱼类化石。这些重力流沉积砂体垂向叠置厚度大，一般为5~40 m，局部地区累计厚度可达百米。学者们对湖盆中部重力流砂体做了大量的研究工作^[26-27]，识别出滑塌沉积、砂质碎屑流沉积和浊流沉积等。砂质碎屑流沉积在延长组深水湖盆区广泛发育，以块状细砂岩为主，浊积岩通常发育不完整的鲍马序列，其厚度一般为几厘米到几十厘米。深水重力流的形成通常需要一定的斜坡背景、充足的物源供给和一定的触发机制，而研究区基本都满足这些条件，大规模前积反射结构指示了沉积斜坡的存在，斜坡的坡度为1°~2°；前积斜坡上部三角洲体系的不断进积提供了形成重力流沉积的物质条件；长7段及其上部普遍发育凝灰岩层，表明该时期火山活动频繁，林森虎等^[13]、杨华等^[27]通过凝灰岩锆石测年发现与印支二期秦岭造山带活动时间吻合，这为延长组深水重力流的发育提供了非常有利的条件。

整体上研究区顶积层古地形平缓，水体浅或处于水上环境，主要为三角洲平原和前缘相，随着沉积物持续供给和斜坡推进，三角洲前缘相分布范围逐渐向北东方向迁移；斜积层以泥质沉积为主，局部夹重力流砂体，斜坡底部开始大量出现滑塌、砂质碎屑流、浊流等重力流沉积，这些重力流砂体沿坡脚呈裙带状分布，累计厚度通常可达数十米。

根据研究区前积斜坡的发育过程，可将其演化过程分为初期(Pss1—Pss2)，中期(Pss3—Pss5)以及晚期(Pss6—Pss7)共3个阶段(图 8，图 9)。

图 8

Fig. 8

下载原图 图 8 鄂尔多斯盆地庆城地区三叠系延长组过井地震剖面(a)及其反射结构特征(b)(延安组9段底拉平) Fig. 8 Cross-well seismic section(a)and reflection structure characteristics(b)of Triassic Yanchang Formation in Qingcheng area, Ordos Basin

图 9

Fig. 9

下载原图 图 9 鄂尔多斯盆地庆城地区三叠系延长组中段(长7段之上)充填演化特征 Fig. 9 Filling evolution characteristics above Chang 7 member of Triassic Yanchang Formation in Qingcheng area, Ordos Basin

(1) 斜坡发育初期(湖盆充填的早期阶段)。中—晚三叠世，受秦岭造山带强烈碰撞和快速隆升的影响，鄂尔多斯盆地南部沉降幅度较大，其古地理呈北高南低、水体北浅南深以及沉积厚度北小南大的特征^[11]。长7段底沉积时，湖平面高、可容纳空间大，盆地处于弱补偿状态，大量来自秦岭造山带的陆源碎屑在研究区西南部堆积下来^{[13, 16]}，而向湖盆方向因为陆源碎屑沉积物供给减弱，地层厚度逐渐减小，湖盆中部总体处于“饥饿”状态，主要发育厚度较小的深湖相页岩，即凝缩段沉积。研究区地层结构特征整体表现为厚度向湖盆中心减小的楔状体，顶积层厚度大，发育三角洲体系，斜积层厚度较小，以细粒沉积为主，坡度也比较小，粗粒沉积物主要发育在顶积层和斜积层的中上部，垂向具有明显的加积特征。

(2) 斜坡发育中期(湖盆快速充填和前积斜坡发育的鼎盛阶段)。长10段—长8段沉积期，盆地地势相对平坦，自长8段沉积末期开始，印支构造活动加剧，湖盆基底发生不均衡沉降，沉降中心位于延安—定边—环县—庆阳连线内^{[11, 27]}，研究区发育较陡的斜坡。随着盆地边缘沉积物不断堆积，研究区斜坡底形更加明显，坡度不断增大，同时越靠近湖盆中部，水体深度和可容纳空间越大，这为大规模斜坡(斜坡高度大于100 m)的发育创造了基础条件。该阶段顶积层、斜积层和底积层均发育较完整，其中斜积层厚度最大，斜坡倾角也明显大于早期，反映了沉积物供给充足，沉积速率大于可容纳空间的增长速率。顶积层广泛发育三角洲前缘沉积，砂地比通常大于30%，其中分流河道与河口坝的砂地比可达50%。斜积层仍以半深湖—深湖沉积为主，砂地比一般小于20%。在沉积物供给充足和陡倾斜坡背景下，斜坡上部顶积层三角洲前缘沉积砂体易发生垮塌，沿着斜坡向深水区再搬运形成重力流沉积。从勘探实例来看，该时期深湖相重力流砂体非常发育，是盆地内湖盆中部致密岩性油藏勘探开发的主要对象。总体而言，该时期的前积体不断充填湖盆，湖盆面积大幅缩小，三角洲体系表现出明显的进积特征。

(3) 斜坡发育晚期(湖盆逐渐走向消亡的阶段)。由于湖盆收缩，水体变浅，盆地可容纳空间小于沉积碎屑补给量，沉积作用逐渐增强，大量沉积物被搬运到斜积层和底积层堆积，斜积层和底积层的厚度均较大，斜坡的高度和坡度则相应变小，湖盆中部加积作用增强。顶积层全面平原化，发育漫滩沼泽和分流河道，斜积层的上段和中上段主要发育三角洲前缘水下分流河道、河口坝、远砂坝与席状砂，斜积层中下部和底积层则以前三角洲—半深湖相泥质沉积为主，局部夹有小规模重力流沉积，砂体发育程度明显低于斜坡发育中期。总体上，该阶段底积层厚度大，反映了垂向加积的过程，斜积层厚度大则指示进积的充填特征。

除了上述3个阶段外，受构造活动、湖平面升降等因素影响，斜坡的演化往往还存在许多过渡类型。例如从早期加积向大规模前积转化时，存在加积和进积共同作用形成的前积体，该前积地层兼具向湖盆方向厚度减小的楔状和斜坡厚、两侧薄的“S”形前积特征。同时，在不同湖盆底形及沉积物供给的背景下，斜坡的结构、规模和演化过程也会存在一定差异。鄂尔多斯盆地三叠系延长组中上部沉积时期，盆地东北部具有相对平缓的古底形，物源主要来自阴山古陆和吕梁古隆起，因而斜坡的发育和充填演化特征可能存在其独特性，还需要开展进一步研究工作。

综合分析认为，研究区大型坳陷深水湖盆中沉积物的堆积和沉积充填过程是从盆缘向湖盆中心逐步推进，在长7段最大湖泛沉积之后出现了震荡性湖退，期间由于气候、构造活动等多种因素影响，湖平面存在多期小规模湖侵作用，湖泛泥岩将不同时期的前积地层分隔成不同沉积单元，在靠近湖盆中心区域，地层前积充填结构特征较为明显。

(1) 鄂尔多斯盆地庆城地区三叠系延长组中段(长7段—长3段)发育一套高伽马、高声波、中—高电阻率的厚层泥岩，属于某一时期统一湖泛形成的沉积地层，具有等时对比意义；长4 + 5段并非同一时期统一湖泛形成的，而是多期湖泛造成的叠加响应结果。

(2) 庆城地区延长组中段前积地层以湖泛泥岩为界可划分为7个等时沉积单元，这些地层单元彼此叠置，总体向湖盆中心方向进积，垂向上表现为顶积层、斜积层和底积层“三元”结构，顶积层主要发育三角洲体系，斜积层以前三角洲和半深湖相泥岩沉积为主，底积层发育深湖相泥岩和重力流沉积。

(3) 庆城地区延长组7段之后的湖盆充填表现为震荡湖退背景下的前积式充填特征，斜坡的演化可划分为3个阶段，早期主要发育于靠近湖盆边部的浅水区，地层总体具有加积—弱进积叠置样式；中期前积斜坡推进到半深湖—深湖区，斜坡高度增加、坡度变大，底积层深水重力流沉积较为发育，地层表现为“S”形前积结构，以弱加积—进积叠置样式为主；晚期湖盆进一步收缩，水体变浅，斜坡规模和坡度减小，底积层的厚度大、加积作用增强。