混合沉积是一种特殊的沉积现象（张世铭等，2017），作为碳酸盐沉积和陆源碎屑沉积之间的过渡类型（宋章强等，2020），广泛发育于陆相湖泊和海相陆棚、斜坡及台地等环境中（司马立强等，2014；于冬冬等，2018）。因其特殊的沉积背景（刘桂珍等，2018），对了解盆地的古气候、构造运动、海（湖）平面升降、沉积速率以及沉积动力学有特殊的意义（张锦泉和叶红专，1989；王国忠等，2001；董桂玉等，2007；薛永安等，2020）。同时，混合沉积物因具有良好的近油源条件和储集条件（宋光永等，2022），又是油气运移、富集的重要载体，受到国内外学者的广泛关注。国外学者在20世纪50年代开始关注混合沉积现象（Maxwell and Swinchatt，1970），但研究内容多限于岩性和产状的简单描述。20世纪80年代自Mount（1985）首次提出混合沉积物概念以来，国内外学者开始对混积岩的分类、成因等进行研究和讨论（张锦泉和叶红专，1989）。20世纪90年代之后，对混合沉积机制、控制因素、沉积模式及其与油气关系的研究逐渐成为主要趋势（杨朝青和沙庆安，1990；江茂生和沙庆安，1995）。进入21世纪，国内外学者对混合沉积研究逐渐完善与深入，主要包括岩石成分、岩性命名等基础理论问题的讨论（叶茂松等，2018），不同沉积背景下混合沉积模式的建立（宋章强等，2020），混合沉积型油气储层的发现及其油气地质意义的探讨（解习农等，2018；薛永安等，2020）。前人对混合沉积的研究多集中在海相环境，对陆相湖盆混积岩研究较为薄弱。近年来，随着国内油气勘探开发力度的增大，我国在陆相盆地中陆续发现大量的陆源碎屑—碳酸盐混合沉积现象（王越等，2017；张世铭等，2017；叶子倩等，2020；崔航等，2022），且相继获得重大油气突破，展现出巨大的资源潜力和勘探前景，混合沉积储层作为一种重要的非常规储层（昌建波等，2017），已成为当下油气增储上产的重要领域之一（庞小军等，2022）。

饶阳凹陷蠡县斜坡在沙河街组一段下亚段（以下简称沙一下亚段）沉积时期经历古近系以来最大规模的湖侵（薛辉等，2020），在大的水进背景下又出现多次小规模水退，水进水退的频繁变化叠加研究区宽缓的斜坡背景和隆凹相间的构造格局十分有利于混合沉积的发生（叶子倩等，2020）。前人对研究区沙一下亚段的研究主要集中在“尾砂岩”和湖相碳酸盐岩（杨帆等，2010；薛辉等，2019）两方面，且多作为两个独立的系统分别研究，将两者的混合沉积作为整体研究相对较少：杜一帆等（2020）通过分析沙一下亚段混积滩坝沉积和分布特征，认为混积滩坝岩性以灰质砂岩、砂质鲕粒灰岩、生物碎屑灰岩为主，混积滩坝的发育和展布受控于古气候、古物源、古地貌、古水体等地质因素；叶蕾等（2020）分析沙一下亚段沉积环境发现，沙一下亚段发育浅水三角洲和滨浅湖滩坝两种亚相，造成多种岩性混合沉积，以深灰色、灰黑色泥岩、粉砂质泥岩夹灰色细砂岩、粉砂岩、生物碎屑灰岩和白云质灰岩为主。综上所述，前人认为沙一下亚段混合沉积普遍发育，二者相互混杂、交替出现，但对该套混合沉积认识程度较低，尤其是对沉积特征研究还相当薄弱，且优质混积岩储层发育机制及分布规律尚不清楚，仍需进行系统规模的研究。

近年来，华北油田针对沙一下亚段混合沉积储层勘探取得重要油气突破，部署5口探井，均获高产工业油流，证实该区混合沉积储层具有巨大的勘探潜力，在随后部署的一些井中也钻遇类似的混积岩储层，但储层品质相差悬殊，试油试采结果差距较大，针对该区沙一下亚段混合沉积特征及控储效应的研究已成为下步勘探开发的核心地质问题。因此，笔者在大量岩心及薄片观察的基础上，结合测井、地震和分析化验等资料，分析沙一下亚段混合沉积的岩石学特征，明确微相类型及分布规律，总结发育模式及控制因素，探讨混合沉积对储层的控制作用，从而预测有利的储层发育区，以期为下一步勘探开发提供理论依据。

蠡县斜坡位于渤海湾盆地冀中坳陷饶阳凹陷的西部（刘金龙等，2016），是在中上元古界碳酸盐岩基底上发育的继承性斜坡，斜坡整体呈北东走向，西抬东倾，地形起伏不大，坡度小于4°（赵贤正等，2016）。斜坡内北东向断裂与北西向鼻状构造相互配合，构成南北分区、东西分带的构造格局（张峰等，2015；刘建等，2016）（图1a）。蠡县斜坡经历多期幕式构造运动，纵向上依次发育东营组（Ed）、沙一上亚段（Es1s）、沙一下亚段（Es1x）、沙二段（Es₂）和沙三段（Es₃）共5套含油层系（图1b），目的层沙一下亚段沉积时期，地层平缓，气候温暖湿润，先后经历湖盆萎缩和扩张2个沉积演化阶段，构成一个完整的三级沉积旋回，自下而上依次发育三角洲平原、三角洲前缘、滨浅湖、半深湖等沉积亚相，反映湖退到湖侵的沉积过程（杜一帆等，2021）。本文根据岩性组合特征，将沙一下亚段细分为I、II、III三个砂组（图1c）：III砂组对应高位体系域，为辫状河三角洲前缘沉积环境，以细砂岩、灰质细砂岩、粉砂岩为主，为区内主力储层发育期；II砂组为湖侵体系域早期，主要为滨浅湖沉积环境，以灰质细砂岩、含砂鲕粒灰岩、泥质灰（云）岩、砂质灰（云）岩为主，为混合沉积主要发育期；I砂组为湖侵体系域晚期，属于半深湖—深湖沉积，主要发育灰质泥岩、灰质页岩、油页岩等，是研究区主力烃源岩和优质盖层发育期。

图  1  蠡县斜坡工区概况

Figure 1.  Overview of the Lixian slope

通过对研究区35口井的岩心观察与387张矿物薄片的分析鉴定，认为蠡县斜坡沙一下亚段既有同一层系的成分混合沉积，也有互（夹）层混合沉积，即存在狭义和广义两种混合沉积类型（曾楷等，2020），狭义的混合沉积构成混积岩，广义混合沉积构成混积层系。

目前，国内外关于混积岩的命名和分类尚未统一（王梦琪等，2020；吴奎等，2020）。本文在Mount（1985）分类方案基础上，参考张雄华（2000）提出的三端元分类法，依据组分含量的差异将研究区沙一下亚段混积岩划分混积砂岩类、混积碳酸盐岩类、混积泥岩类3大类，可进一步细分为6种类型（表1）。

含碳酸盐岩颗粒砂岩。灰色—浅灰色，见块状层理（图2a），该类岩石以陆源碎屑为主，含量介于60%~90%，碳酸盐颗粒含量介于10%~25%，颗粒类型主要为鲕粒、生物碎屑及砂屑（图2b，c），颗粒粒径较小（0.1~0.3 mm）。研究区含碳酸盐岩颗粒砂岩多形成于水动力较强且陆源碎屑供应不足的沉积环境中。

图  2  蠡县斜坡沙一下亚段混积岩岩石学特征

Figure 2.  Mixed rock petrological characteristics in the lower First member of the Shahejie Formation, Lixian slope

含灰（灰质）砂岩。灰色，见平行层理（图2d），偶见小型交错层理，岩石中陆源碎屑含量较高（介于50%~90%），陆源碎屑中石英含量最高（图2e，介于65%~75%），粒径介于0.10~0.25 mm，分选中等，次圆—次棱角状，见少量碳酸盐矿物，多为泥粉晶结构，含量介于15%~25%，也见少量碳酸盐颗粒。含灰（灰质）砂岩多形成于三角洲前缘或滨浅湖滩坝等浅水蒸发环境中。

含砂颗粒灰（云）岩。灰色、灰黑色，块状（图2f），岩石中碳酸盐岩颗粒含量介于50%~75%，颗粒类型主要为鲕粒和生物碎屑（图2g~h），含有少量内碎屑（图2i），其中，鲕粒大小一般介于0.2~0.4 mm，呈同心圆状排列，核心多为石英、砂屑、生物介壳等。含砂颗粒灰（云）岩中陆源碎屑含量较少（5%~25%），以石英为主，长石较少，碎屑颗粒多为次棱角—次圆状，零散分布于碳酸盐颗粒之间（图2j），分选性和磨圆度均较差，粒径介于0.1~0.2 mm。含砂颗粒灰（云）岩多形成于物源供给不充分的高能浅水环境。

含砂（砂质）泥晶灰（云）岩。灰褐色—浅灰色，块状（图2k），岩石中碳酸盐含量超过70%，成分主要为方解石或白云石，泥粉晶结构，有一定数量的陆源碎屑混入（图2l），含量介于15%~30%，陆源碎屑不均匀分布在碳酸盐岩基质中，偶见砂屑、鲕粒和生物碎屑颗粒。含砂（砂质）泥晶灰（云）岩主要形成于浅湖较低能环境中。

含泥（泥质）灰（云）岩。灰色—灰黑色，见泥质纹层（图2m），该类岩石中碳酸盐矿物含量大于50%，多为粉晶、泥晶结构，见少量鲕粒、螺类、介形虫等（图2n）。泥质含量较高，介于15%~45%，粉砂、砂级陆源碎屑含量较少。含泥（泥质）灰（云）岩多形成于局限封闭静水环境。

灰（云）质泥（页）岩。灰色—深灰色，黑色，具有水平层理（图2o），富含有机质，泥质含量超过50%，见层理缝，多被方解石填充（图2p），碳酸盐岩矿物含量介于10%~45%，含少量石英、长石等陆源碎屑，该类岩石多形成于水动力条件较弱的静水还原环境中。

物源供给和湖平面升降变化，使得碳酸盐岩、陆源碎屑岩、混积岩在垂向上频繁交互（王启明等，2020），形成混积层系。本文参考董桂玉等（2007）的分类方法，依据岩性组合方式，认为蠡县斜坡沙一下亚段存在陆源碎屑岩—碳酸盐岩层系、陆源碎屑岩—混积岩层系、碳酸盐岩—混积岩层系、混积岩—混积岩层系4种混积层系，依据组合关系可进一步划分出16种类型（图3），各种混积层系常相互叠加，交替发育，形成复杂的混合沉积复合体。

图  3  蠡县斜坡沙一下亚段混积层系类型

Figure 3.  Types of mixing in sedimentary system of the lower First member, Shahejie Formation, Lixian slope

此类混积层系在区内最为普遍，主要有细砂岩与颗粒灰岩、细砂岩与泥晶灰（云）岩2种类型。细砂岩与颗粒灰岩混积层系中细砂岩为沉积主体（图3a），岩性较细，分选性较好，灰色，颗粒灰岩薄层状产出，灰色、灰褐色，主要为生物灰岩，此类混积层系主要形成于距离物源较近的滨浅湖区域。细砂岩与泥晶灰（云）岩混积层系中砂岩粒度较细，以粉—细砂为主，泥晶灰岩颜色主要为灰色、深灰色，泥—粉晶结构，二者以互层或夹层形式出现，厚度均较薄，垂向上夹杂在厚层泥岩当中（图3b），说明沉积时水动力较弱，多发育在水下分流间湾微相。

此类混积层系在区内广泛发育，主要表现为泥岩与砂质灰岩、泥岩与泥质灰岩、泥岩与灰质砂岩、泥岩与灰质泥岩、细砂岩与灰质细砂岩、细砂岩与泥质灰岩、细砂岩与砂质灰岩等7种类型。泥岩与砂质灰岩混积层系中泥岩为灰色，砂质灰岩为褐灰色，二者互层状产出（图3c），说明沉积时水体能量变化较快，主要形成于向上变浅的滨浅湖环境。泥岩与泥质灰岩混积层系中泥岩呈灰色、深黑色，泥质灰岩多以薄层状形式产出（图3d），灰色，多形成于远离陆源的水体安静的泥坪环境。泥岩与灰质细砂岩混积层系中二者互层分布（图3e），泥岩灰色、灰绿色，说明沉积时水体能量不稳定，主要发育在间歇性废弃的水下分流河道微相。泥岩与灰质泥岩混积层系中泥岩厚度较大（图3f），灰色—灰黑色，灰质泥岩厚度较薄，此类混积层系主要形成于物源供给不足、水动力条件较弱的泥坪或水下分流间湾微相。细砂岩与灰质细砂岩混积层系中细砂岩为沉积主体（图3g），灰质细砂岩多表现为夹层形式，砂岩分选性较好，说明沉积时陆源碎屑供给较为充分，主要形成于水动力较强的水下分流河道或砂质滩坝混积微相。细砂岩与泥质灰岩混积层系中二者互层状产出（图3h），厚度较薄，砂岩以细砂为主，夹少量粉砂，泥质灰岩主要为灰色，泥晶结构，此类混积层系主要形成于靠近陆源一侧的砂质滩坝混积微相。细砂岩与砂质灰岩混积层系同细砂岩与泥质灰岩混积层系一样，薄层状产出（图3i），夹杂在厚层泥岩之中，主要形成于砂质滩坝混积微相。

此类混积层系在研究区比较少见，主要为颗粒灰岩与灰质细砂岩、颗粒灰岩与灰质页岩、泥晶灰岩与泥质灰岩、泥晶灰岩与灰质泥岩4种。颗粒灰岩与灰质细砂岩混积层系中以大套厚层状的鲕粒灰（云）岩或生屑灰（云）岩为主（图3j），底部为薄层状的灰质细砂岩，主要形成于陆源碎屑供给较少的碳酸盐岩滩坝混积微相。颗粒灰岩与灰质页岩混积层系中底部为鲕粒灰岩，向上突变为灰质页岩（图3k），灰色、灰黑色，推测为水体突然变深，主要形成于碳酸盐岩滩坝靠近湖心一侧。泥晶灰岩与泥质灰岩混积层系中二者厚度都较薄，互层状分布（图3l），泥晶灰岩为灰色，以灰泥为主，泥质灰岩灰黑色，夹泥质条带，主要形成于滩间混积微相。泥晶灰岩与灰质泥岩混积层系中泥晶灰岩以薄层夹在灰质泥岩中（图3m），灰质泥岩灰黑色，该类混积层系主要形成于水动力较弱的滩间或半深湖泥混积微相。

此类混积层系在研究区较为常见。主要表现为灰质细砂岩与砂质灰岩、灰质泥岩与泥质灰岩、灰质细砂岩与泥质灰岩3种类型。灰质细砂岩与砂质灰岩混积层系中二者多以互层形成产出（图3n），灰质细砂岩呈灰色，以细砂为主，砂质灰岩呈深灰色，形成于水动力较强的砂质滩坝或碳酸盐滩坝混积微相。灰质泥岩与泥质灰岩混积层系中泥质灰岩以薄层状夹杂在灰质泥岩之中（图3o），颜色多为灰黑色，主要形成于水体较安静的滩间或半深湖泥混积微相。灰质细砂岩与泥质灰岩混积层系中二者互层状产出（图3p），灰质细砂岩呈灰色，泥质灰岩呈深灰色，主要形成于向上变深的沉积环境，受陆源碎屑影响较少，主要发育在滩间混积微相。

目前，国内外关于混合沉积的沉积相定义、微相的划分没有统一的方案（杜晓峰等，2020）。在此，笔者依据研究区特殊的沉积环境及在该环境下形成的混合沉积物特征的综合，在岩心观察基础上，结合测井曲线及地震响应特征，认为研究区混合沉积主要在三角洲前缘、滨浅湖、半深湖3种亚相中发育。

该类混积亚相发育较少，主要分布在蠡县斜坡西南部，该区距离湖岸线较远，当陆源碎屑供应充足时，三角洲前缘朵体不断向东北方向进积，碳酸盐生长受到抑制，混合沉积不发育；当物源供应不稳定，三角洲前缘朵体向西南方向退积，在沉积间歇期可导致碳酸盐矿物在原先沉积的砂质基底上生长，形成混积层系。研究区三角洲前缘混积亚相整体上仍具有三角洲前缘的沉积特征，主要发育在三角洲前缘远端，由于河道输砂能力减弱，有利于混合作用发生，依据不同的沉积部位可进一步划分为水下分流河道、河口坝、水下分流间湾3种微相。此3种微相在垂向上与滨浅湖亚相互层形成混积层系。

水下分流河道微相。河道底部常发育厚层的细砂岩或灰质细砂岩，是由于陆源碎屑供应不足，碳酸盐矿物析出与碎屑物质混合形成，上部由于水体安静，发育泥岩、灰质泥岩（图4a），在测井曲线上自然伽马曲线呈齿状钟形，电阻率中高值，地震上表现为顶平底凸的特征，同相轴表现为中—弱振幅、弱前积反射特征。

图  4  蠡县斜坡沙一下亚段混合沉积不同微相井震特征

Figure 4.  Well logs and seismic sections of mixed sediments with different microfacies, lower First member, Shahejie Formation, Lixian slope

河口坝微相。该类微相底部为灰黑色泥岩或粉砂岩，向上过渡为灰质细砂岩或含生物碎屑细砂岩（图4b），垂向上表现为向上变粗的反韵律，自然电位曲线呈漏斗形，电阻率下小上大，地震上表现为顶凸底平特征，同相轴表现为中—弱振幅、断续特征。

水下分流间湾微相。该类微相位于三角洲前缘低洼处，水动力条件较弱，岩性主要为厚层灰色泥岩夹薄层泥晶灰岩或泥质灰岩（图4c），自然电位曲线表现为平直形、微幅指形，电阻率低值，地震上同相轴较为连续，表现为中—弱振幅特征。

滨浅湖亚相主要发育在研究区中东部，依据形成环境及岩性特征可进一步划分为泥坪、砂质滩坝、碳酸盐岩滩坝、滩间4种混积微相。

泥坪混积微相。该类微相处于陆相与湖相的过渡带（纪友亮等，2017），波浪和湖流作用都较弱，岩性主要为灰（云）质泥岩、灰（云）质粉砂岩，少量泥质灰岩、泥岩，见水平层理和植物碎片，主要发育陆源碎屑岩—混积岩层系和混积岩—混积岩层系（图4d）。泥坪混积微相中泥质含量较高，自然电位曲线较为平直，局部指形，电阻率为中低值，地震振幅能量中等，较为连续，平行—亚平行状。

砂质滩坝混积微相。该类微相主要发育在水体较浅、水动力作用较强的滨浅湖地区，且多分布在纯砂质滩坝靠湖一侧（罗妮娜等，2020），岩性以浅灰色、灰白色含灰或灰质细砂岩为主，中厚层状，砂质滩坝混积微相中砂质含量介于60%~80%，以石英为主，分选性较好，磨圆度较高，含有少量鲕粒、异地搬运来的生物碎屑颗粒及砂屑。砂质滩坝混积微相在相序上表现为向上变粗的反韵律，主要发育陆源碎屑岩—混积岩层系（图4e）。测井曲线特征同河口坝类似，自然电位一般为低幅齿化漏斗形，电阻率中低值，地震上呈丘状反射，中—强振幅。

碳酸盐岩滩坝混积微相。该类微相多发育于靠近湖心一侧的古地貌隆起处，水动力较强，陆源碎屑供给较少，是碳酸盐颗粒与碎屑颗粒混合的最佳场所（王金友等，2013）。该相带形成的混积岩主要为含砂颗粒灰（云）岩，含少量砂质泥晶灰（云）岩，具有生物碎屑含量高、泥质含量低的特点，主要发育陆源碎屑岩—碳酸盐岩层系和陆源碎屑岩—混积岩层系（图4f）。自然伽马曲线呈箱形或齿化箱形，电阻率中高值，地震响应特征与砂质滩坝混积微相相似，同相轴波状起伏。

滩间混积微相。该类微相发育在混积型滩坝间的滨浅湖区域，位于最低湖水面和浪基面之间的低洼地带，水体能量较低，岩性主要为浅灰色、灰色泥（砂）质灰（云）岩，少量灰绿色灰（云）质泥岩，见细小水平层理，主要发育陆源碎屑岩—混积岩层系（图4g）。自然电位曲线呈指形，电阻率中低值，地震上同相轴中—强振幅、连续性较差、杂乱状。

半深湖混积亚相发育在浪基面以下水体较深的部位，该区靠近湖盆中心区域，水体安静，主要发育半深湖泥混积微相。

半深湖泥混积微相。主要发育在研究区东北部、东部，该区水动力条件较弱，岩性主要为厚层深灰色、灰黑色泥岩，夹薄层灰（云）质泥（页）岩，含少量泥质灰 （云） 岩，多见水平层理，半深湖泥混积微相主要发育陆源碎屑岩—混积岩层系和混积岩—混积岩层系（图4h）。自然伽马曲线一般为低幅齿形或平直形，电阻率中低值，地震上表现为中—强振幅、连续性较好、平行状。

蠡县斜坡沙一下亚段沉积时期，主要发育西南方向太行山地区物源，伴随构造沉降及气候转向温润，湖侵开始，随着湖平面的上升和周期性的震荡，混合沉积开始发育。近东北方向A—A´连井剖面可以看出（图5a），III砂组沉积时期，研究区整体处于低水位期，陆源碎屑供应较为充分，在西南部靠近物源区，主要发育三角洲前缘水下分流河道，河口坝微相零星发育；中部处于滨浅湖环境，分别发育泥坪和砂质滩坝混积微相；东北部基本处于半深湖环境，发育半深湖泥混积微相。II砂组沉积时期，处于湖侵体系域早期，随着湖平面上升，西南部三角洲前缘砂体向物源方向退积，水下分流河道微相发育范围较小，该时期滨浅湖范围较大，在靠近物源方向主要发育砂质滩坝混积微相；在地势低洼区主要发育滩间混积微相；远离物源区的水下古隆起主要发育碳酸盐岩滩坝混积微相；东部水体较深，发育半深湖泥混积微相。I砂组沉积时期，研究区整体进入湖侵体系域晚期，该时期湖盆范围最大，在西南方向水动力较强，主要发育碳酸盐岩滩坝混积微相，且越靠近湖心方向，碳酸盐岩颗粒含量越少，在滩间低洼区发育滩间混积微相；中东部水体较深，主要发育半深湖泥混积微相。从近东北剖面可以看出，横向上沉积环境由三角洲前缘向滨浅湖、半深湖过渡，相变较快，水下分流河道、河口坝、砂质滩坝和碳酸盐岩滩坝等混积微相分布不稳定，连续性差；纵向上随着水体逐渐变深，多类型的混合沉积叠置复合发育。

图  5  蠡县斜坡沙一下亚段混合沉积连井相剖面

Figure 5.  Cross⁃well section of facies in mixed sediments, lower First member, Shahejie Formation, Lixian slope

从近北西向B—B´剖面可知（图5b），Ⅲ砂组沉积时期，研究区西南部陆源碎屑供应较为充分，主要发育三角洲前缘水下分流河道微相；东南部水体较深，陆源供应不足，主要发育泥坪混积微相，在古地貌高地，发育砂质滩坝混积微相。II砂组沉积时期，湖侵开始，三角洲前缘分布范围减小，湖盆范围扩大，在地势较高处，发育砂质滩坝混积微相，同时由于水体逐渐变深，物源供应不足，在砂质滩坝混积微相上部见碳酸盐滩坝混积微相发育。I砂组沉积时期，湖盆范围最大，在近物源区砂质滩坝混积微相发育，在远离物源的中部地区，碳酸盐滩坝混积微相发育，东部水体较深，主要发育半深湖泥混积微相。从近北西向剖面可以看出，横向上各混积微相有一定连续性，自西向东厚度有逐渐减薄趋势；纵向上随着水体逐渐变深，混积岩类型由混积砂岩类向混积碳酸盐岩类、混积泥岩类转变。

蠡县斜坡沙一下亚段沉积时期具有西南高、北东低的古地貌特点，地层整体宽缓，具有隆凹相间的构造格局。根据单井相、连井相及地震相分析，编制各个小层沉积微相图（图6）。

图  6  蠡县斜坡沙一下亚段混合沉积微相特征

Figure 6.  Mixed sedimentary microfacies characteristics in the lower First member of the Shahejie Formation, Lixian slope

III砂组沉积时期，气候干热，湖平面较低，在西南部G44、G47、G28等井区发育三角洲前缘水下分流河道微相（图6a），该区受陆源碎屑的影响严重，混合沉积不发育；在G29、G37、G11等井区属于三角洲前缘前端，陆源碎屑供给不充分，主要发育水下分流河道混积微相；同时，由于河流分叉、砂体卸载，在G107井区发育河口坝混积微相；研究区中部基本进入滨浅湖环境，在局部古地貌高地形成砂质滩坝混积微相，如G2井区；在滩间低洼区域主要发育滩间混积微相，如G34井区；研究区东部大部分地区都处于半深湖沉积环境，水体较为安静，在G43井区发育半深湖泥混积微相。III砂组沉积时期，西南部陆源碎屑供给充分，混合沉积主要分布在研究区中东部。

II砂组沉积时期，湖侵开始，湖平面缓慢上升，西南部三角洲前缘相带范围减小，水下分流河道延伸不远（图6b），滨浅湖范围较大，G29井区主要发育砂质滩坝混积微相；在靠近湖心一侧的水下古隆起区，如G27、G2、G23等井区，陆源碎屑供给较弱，主要发育碳酸盐岩滩坝混积微相；在研究区东部XL4、XL6井区，水体较深，主要发育半深湖泥混积微相。II砂组沉积时期，陆源碎屑供给减少，西南部三角洲前缘砂体不断向物源方向退积，在中东部局部古地貌高地上见砂质滩坝和碳酸盐岩滩坝混合沉积，混积滩坝大致呈南北走向，表现为透镜状或孤立状，该时期混合沉积类型多、规模大。

I砂组沉积时期，湖平面不断上升，研究区西南部G28、G27、G4等井区发育滨浅湖沉积，其他大部分区域处于半深湖沉积环境（图6c）。西南部G26、G44等井区主要发育砂质滩坝混积微相；远离物源区如G104、G27井区，陆源碎屑供给较少，主要发育碳酸盐岩滩坝混积微相；中部G19、G23井区水体较深，主要发育半深湖泥混积微相。I砂组沉积时期主要发育滩坝混积微相，但滩坝规模较小，在平面上连续性差。

在上述对蠡县斜坡沙一下亚段混合沉积特征研究的基础上，认为研究区存在低水位期和高水位期两种混积模式。低水位期主要对应Ⅲ砂组沉积时期，该期湖平面较低，可容纳空间较小（图7a）。研究区西南部物源供应充足，三角洲前缘砂体不断向东北方向进积，水下分流河道迁移改道频繁，河口坝不发育，沉积的岩性以陆源碎屑为主，碳酸盐岩生长受到抑制，混合沉积作用不明显，在三角洲前缘前端，由于物源供应能力降低，发育水下分流河道微相，在三角洲砂体边缘靠近滨浅湖区域，发育泥坪混积微相。在水下古隆起区发育砂质滩坝混积，形成的混积岩中陆源碎屑含量较高，主要发育砂岩—灰质砂岩混积层系。在滩间低洼区，水动力较弱，物源供应不足，主要发育泥岩—泥质灰岩混积层系。在东部靠近湖心一侧，水流不畅，岩性颗粒较细，为半深湖泥混积微相，主要发育泥岩—灰质泥岩混积层系。

图  7  蠡县斜坡沙一下亚段混合沉积模式

Figure 7.  Models of mixed sedimentary rock in the lower First member of the Shahejie Formation, Lixian slope

高水位期主要对应II、I砂组沉积时期，该时期由于大规模的湖侵，湖平面较高，物源供应能力减弱，三角洲砂体向西南方向退积，研究区大部分地区处于浪基面以下（图7b）。因物源供应有限，河流携带的沉积物容易在河口位置卸载堆积形成河口坝微相，岩性以陆源碎屑为主，主要发育细砂岩—灰质细砂岩混积层系。同时，由于水下分流河道改道或者废弃，水下分流间湾微相发育，主要发育泥岩—灰质泥岩混合层系。在三角洲前缘与滨浅湖过渡区域，水动力条件较弱，主要发育泥坪混积微相。在近物源方向一侧水下古隆起区，受河流—三角洲物源体系控制形成砂质滩坝混积微相，该区陆源碎屑物质含量较多，主要发育细砂岩—灰质细砂岩混合层系。在远离物源方向的低隆区，陆源碎屑供给严重不足，主要发育碳酸盐岩滩坝混积微相，该区碳酸盐岩成分占主体。在滩间低洼区，湖水闭塞，主要发育灰质泥岩—泥质灰岩混积层系。东部水体较深，水动力较弱，主要发育半深湖泥混积微相。

气候与水体环境通过影响降水及干湿过程，进而影响碳酸盐岩的发育、分布及产出率变化，对混积岩的形成和分布具有重要的控制作用（杜一帆等，2020）。据殷杰等（2017）对沙一下亚段古生物孢粉资料分析，认为代表温暖、潮湿背景的落叶阔叶树的栎粉属占多数，平均含量可达30%，也见含量介于10%~15%的麻黄粉属，蕨类孢子很少，说明沙一下亚段沉积时期气候条件相对干旱。另外，分析研究区沙一下亚段13口井的微量元素，发现Sr/Cu值介于3.33~8.86，平均为5.31，Sr/Ba值介于0.39~1.81，平均为0.76；Th/U值介于1.32~7.18，平均为3.87，以上参数均指示沙一下亚段沉积时期气候总体属于相对干旱状态，且为微咸水—半咸水环境。该环境十分有利于藻类、螺类、介形虫等生物生长和碳酸盐岩的发育，与陆源碎屑一起形成同层混合和互（夹）层式混合沉积物。因此，炎热干旱的气候与咸化的水体环境，是研究区混积岩、混积层系广泛发育的根本条件。

混合沉积多发育在相对稳定的构造背景中，正向古地貌单元是混合沉积发育和分布的主要位置（宋章强等，2020）。蠡县斜坡沙一下亚段沉积时期，湖盆进入裂陷扩张期，构造活动较弱，地层稳定沉降，湖平面上升，在研究区西南部，古地貌较高，盆广水浅，阳光充足，营养丰富，有利于生物繁殖和碳酸盐岩发育，该区受波浪和湖流作用较强，易与陆源碎屑混合形成混合沉积体系，垂向上多表现为碳酸盐岩与碎屑岩间互沉积。沙一上亚段沉积时期，研究区进入断坳抬升期，西南部物源供应充分，不利于混合沉积形成，该时期以大型三角洲沉积为主。

蠡县斜坡具有隆凹相间的构造格局（薛辉等，2019），统计发现研究区80%以上的混合沉积发育在西南部相对高的古地貌上。在斜坡中部，古地貌相对较低，水体较为安静，形成的混合沉积物中碳酸盐颗粒含量较少，岩性主要为泥质灰岩、灰质泥岩。在斜坡东部，古地貌更加低洼，混合沉积不发育。因此，稳定的构造背景和正向古地貌是混合沉积形成的重要条件。

陆源碎屑物质的供给直接影响混合沉积的组分特征和发育规模（王启明等，2020）。前人研究表明，陆源碎屑供给与碳酸盐岩沉积具有此消彼长的关系（黄众等，2018）。沙一下亚段沉积时期，研究区西南部物源供给不稳定，洪水期陆源碎屑供给量较大，对碳酸盐岩沉积具有一定的抑制作用，形成的混积岩中陆源碎屑含量较多；间歇期物源供给减少，在适宜的水体环境和古地貌背景下，生物和碳酸盐岩开始大量发育，形成的混积岩中碳酸盐含量较高。研究区中东部，陆源碎屑供给较少，水体较深，混积岩中泥质含量较高。因此，物源供给强弱是控制混合沉积的一个重要因素。

湖平面升降通过控制陆源碎屑物质的供给和碳酸盐岩的发育程度来影响混合沉积的进行（江茂生和沙庆安，1995）。Ⅲ砂组沉积时期，蠡县斜坡湖平面较低，西南方向的物源不断向湖盆中心进积，形成的混合沉积物以陆源碎屑为主，灰岩以及泥（砂）质灰岩呈薄层状产出。II砂组沉积时期，湖平面有所上升，陆源碎屑逐步向物源方向退积，充足的可容空间为碳酸盐岩沉积提供了有利的条件，该时期形成以碳酸盐岩占主体的混合沉积物，纵向上表现为鲕粒灰岩、生屑灰岩与陆源碎屑一起形成同层式或互层式混合。I砂组沉积时期，湖平面最高，湖盆范围最大，该时期碳酸盐产率降低甚至完全停止，主要形成由灰质泥岩、泥灰岩、油页岩、泥岩构成的混积层系。

综上所述，研究区沙一下亚段混合沉积受气候及水体环境、构造背景及古地貌、物源供给条件、湖平面升降等4种因素共同控制，其中气候及水体环境、构造背景及古地貌和物源供给条件是主要因素，湖平面升降是次要因素。

对研究区15口井423个岩心物性数据统计分析发现，不同类型岩石储层物性差异性较大（图8a），相对较纯的砂岩类和碳酸盐岩类储层物性较好，平均孔隙度分别为14.6%、15.8%，混积岩类储层物性相对较差，平均孔隙度为9.45%，混积岩中含碳酸盐岩颗粒砂岩和含砂颗粒灰（云）岩储层物性最好，平均孔隙度分别为12.7%和15.6%；其次为灰质砂岩和含砂泥晶灰（云）岩，平均孔隙度分别为11.6%和7.3%；泥质灰（云）岩和灰(云) 质泥岩孔隙度最差，通常为非储层。

图  8  蠡县斜坡沙一下亚段混合沉积孔隙度、渗透率特征

Figure 8.  Porosity and permeability characteristics of mixed sedimentation, lower First member, Shahejie Formation, Lixian slope

分类统计发现，不同微相条件下混积岩储层物性明显不同（图8b，c）。碳酸盐岩滩坝混积为最有利的微相类型，该相带受湖平面周期性震荡，极易暴露出水而发生淡水淋滤溶蚀作用和白云石化作用，发育大量的溶蚀孔和生物体腔孔（图2h），岩性主要为含砂颗粒灰（云）岩，储层物性最好，平均孔隙度为16.6%，平均渗透率为25.4×10^-3 μm²。砂质滩坝混积微相次之，该微相受湖浪改造淘洗充分，泥质杂基少，主要发育含鲕粒（生屑）细砂岩、灰质细砂岩，砂岩分选性好，有利于粒间孔隙的发育，储层物性较好，平均孔隙度为14.8%，平均渗透率为8.8×10^-3 μm²。三角洲前缘环境下形成的水下分流河道和河口坝微相储层物性也相对较好，岩性主要为灰质细砂岩、含碳酸盐岩颗粒细砂岩，平均孔隙度分别为11.4%、13.4%。滩间混积微相储层岩性致密，储层物性较差，平均孔隙度为7.3%。低能环境下形成的分流间湾、泥坪和半深湖泥混积微相中泥质含量较高，岩性较细，主要为灰质泥岩，储层物性最差，平均孔隙度分别为2.1%、1.7%、1.7%。

研究区混合沉积对储层的控制作用主要表现在两个方面：一是沉积环境为混积岩储层形成提供物质基础，控制优质储层的形成和展布。蠡县斜坡沙一下亚段沉积时具有封闭咸化的湖泊环境，该环境十分有利于藻类、螺类、介形虫等生物发育和碳酸盐矿物的饱和沉淀，特别是在研究区西南部，在水下古隆起处碳酸盐岩滩坝混积微相发育，该相带形成的岩性富含颗粒，且颗粒类型主要为生屑，统计生屑含量与储层物性关系（图9a），发现二者正相关性明显，生屑含量越高，孔隙度越好。同时，封闭咸化环境下形成的泥晶包壳、螺类、介形虫及内碎屑颗粒增强了岩石的抗压强度（庞小军等，2020）。统计泥晶包壳含量与压实损失孔隙度的关系，发现二者负相关明显（图9b），表明包壳含量越多，压实损失孔隙度越少，储层物性越好。

图  9  混合沉积与优质储层关系

Figure 9.  Relationship between mixed sedimentation and high⁃quality reservoirs

另一方面，沉积旋回控制有利混积岩储层发育位置，是影响混积岩储层非均质性的重要因素（刘辰生和于汪，2015）。蠡县斜坡沙一下亚段沉积时期，整体表现为向上变深的沉积序列，但由于湖平面周期性变化，在内部发育多个湖侵—湖退沉积旋回，纵向上多旋回的沉积背景造成不同期次碳酸盐岩滩坝混积储层与低能泥质灰岩（灰质泥岩）相互叠置，使得储层非均质性较强，含砂生屑灰岩、含砂鲕粒灰岩等优质混积岩储层就发育在旋回顶部，且均在湖退半旋回中（图9c）。如G118井在2 330.6~2 343.4 m连续取心，在SQ1-2-HST发育碳酸盐岩颗粒滩混积微相，旋回顶部物性测试孔隙度达18.7%，渗透率达34.5×10^-3 μm²，综合解释为油层，底部孔隙度为13.6%，渗透率为15.8×10^-3 μm²，综合解释为差油层；在SQ1-2-TST中发育滩间混积微相，主要为泥质灰岩，岩心孔隙度平均为4.5%，渗透率平均为3.7×10^-3 μm²，为非渗透层。

基于上述分析，认为碳酸盐岩滩坝和砂质滩坝组成的混积滩坝是最有利的微相类型。通过将研究区各小层混积滩坝厚度叠加，编制等值线图，结合古地貌特征、构造特征和平面分布规律，综合分析得出蠡县斜坡沙一下亚段混合沉积有利储层分布预测图（图10），可以看出研究区混积滩坝在平面上表现为3条近似南北向的条带状分布，分别为G30—G109—G9-10、G14—G104和GS4—G102—G28方向，其中最有利的储集区带分布在G109、G9-10井区，该区主要处于构造位置较高的古隆起上，混积滩坝的厚度超过60 m，受风化淋滤作用和白云岩化作用强，平均孔隙度为19.3%、渗透率为46.3×10^-3 μm²。其次为西南部G28井区，该区混积滩坝厚度平均为42.8 m，主要发育含砂生屑云岩、生屑云岩，平均孔隙度为17.6%、渗透率为24.8×10^-3 μm²，且靠近反向正断层，有利于裂缝和溶蚀孔隙的发育，可作为下一步有利的油气勘探重点区。

图  10  蠡县斜坡沙一下亚段混合沉积有利储层分布预测

Figure 10.  Favorable reservoir prediction in mixed sedimentation, lower First member of the Shahejie Formation, Lixian slope

（1） 蠡县斜坡沙一下亚段发育混积砂岩类、混积碳酸盐岩类和混积泥岩类的3大类、6小类混积岩，存在陆源碎屑岩—碳酸盐岩层系、陆源碎屑岩—混积岩层系、碳酸盐岩—混积岩层系、混积岩—混积岩层系4大类、16种混积层系类型。

（2） 蠡县斜坡沙一下亚段混合沉积主要发生在三角洲前缘、滨浅湖、半深湖3种亚相中，可识别出水下分流河道、河口坝、水下分流间湾、泥坪、砂质滩坝、碳酸盐岩滩坝、滩间和半深湖泥8种混合沉积微相，沙一下亚段混合沉积在横向上相变较快，纵向上多类型岩石频繁叠置，平面上各小层混合沉积特征差异性明显，发育低水位期和高水位期两种混合沉积模式。

（3） 混合沉积主要受气候及水体环境、构造背景及古地貌、物源供给条件、湖平面升降等4种因素共同控制。高能相带发育的砂质滩坝和碳酸盐岩滩坝是有利混积微相类型，形成的混积岩储层物性最好，封闭咸化水体是混积岩储层形成基础，控制优质储层形成和展布，沉积旋回控制优质储层的发育程度和分布范围。综合分析认为蠡县斜坡西南部G109、G9-10、G28井区发育混积滩坝是有利的勘探目标。