東營(yíng)凹陷西部沙四上亞段湖相碳酸鹽巖沉積特征及主控因素

摘 要 【目的】東營(yíng)凹陷西部沙四上亞段發(fā)育大規(guī)模湖相碳酸鹽巖沉積，目前對(duì)其發(fā)育規(guī)律及成因模式的認(rèn)識(shí)尚存爭(zhēng)議。【方法】基于巖心、薄片觀察及測(cè)錄井資料，對(duì)東營(yíng)凹陷西部沙四上亞段碳酸鹽巖的巖石類型、沉積微相及其時(shí)空展布進(jìn)行了研究?！窘Y(jié)果】（1）研究區(qū)湖相碳酸鹽巖主要發(fā)育8種巖石類型，根據(jù)巖性組合識(shí)別出礁灘、淺灘—灘間、混積—灰泥坪和風(fēng)暴—重力流4種沉積微相。（2）該區(qū)湖相碳酸鹽巖沉積時(shí)期宏觀上為小型構(gòu)造臺(tái)地，沉積體系空間發(fā)育和展布主要受古地貌和古風(fēng)場(chǎng)兩個(gè)因素控制。古地貌決定了沉積微相發(fā)育的類型及分布，臺(tái)地頂部向廣闊湖盆方向發(fā)育礁灘及淺灘高能相帶，而向陸地方向?yàn)榛旆e—灰泥坪沉積，東部和南部的臺(tái)地斜坡風(fēng)暴—重力流發(fā)育。盛行東南風(fēng)作用下迎風(fēng)側(cè)和背風(fēng)側(cè)的水動(dòng)力差異影響了沉積體系發(fā)育，促進(jìn)臺(tái)地頂部礁灘復(fù)合體及大面積淺灘相帶的形成，使高能沉積相帶主體垂直風(fēng)浪呈NE—SW向連片展布，向南和向東規(guī)模逐漸擴(kuò)大?！窘Y(jié)論】研究區(qū)風(fēng)浪—地貌聯(lián)控的碳酸鹽巖臺(tái)地沉積模式對(duì)湖相碳酸鹽巖油氣勘探及有利相帶預(yù)測(cè)具有一定的指導(dǎo)作用。

關(guān)鍵詞 東營(yíng)凹陷；湖相碳酸鹽巖；古地貌；風(fēng)浪作用；沉積模式

第一作者簡(jiǎn)介 王文靜，女，2001年出生，本科，碳酸鹽巖沉積學(xué)，E-mail： 201900579@yangtzeu.edu.cn

通信作者 劉圣乾，男，副教授，碩士生導(dǎo)師，E-mail： liusq@yangtzeu.edu.cn

中圖分類號(hào) P588.2 文獻(xiàn)標(biāo)志碼 A

0 引言

湖相碳酸鹽巖廣泛發(fā)育于陸相湖盆之中，如渤海灣盆地、柴達(dá)木盆地、蘇北盆地、鄂爾多斯盆地、海拉爾盆地、坎波斯盆地和桑托斯盆地等均有發(fā)育，是目前國(guó)內(nèi)外研究的熱點(diǎn)[1-4]。東營(yíng)凹陷湖相碳酸鹽巖廣泛發(fā)育，在過(guò)去的幾十年里，前人對(duì)其空間展布、主控因素及宏觀沉積模式進(jìn)行了大量研究[5-13]，縱向上主要分布于沙四上亞段和沙一段，平面上主要分布于緩坡及水下隆起帶濱淺湖環(huán)境，形成和演化主要受控于古氣候、古構(gòu)造、古地貌、陸源碎屑注入、古物源、古水深及古水介質(zhì)條件等因素，并建立了湖相碳酸鹽巖綜合模式[7]、斷陷湖盆碳酸鹽巖沉積模式[8]，“五古”控制模式[9]，地貌—層序主控模式[10]，地貌主控模式[12]，半孤立碳酸鹽臺(tái)地沉積模式[13]等豐富了湖相碳酸鹽巖沉積理論。

然而，湖相碳酸鹽巖成因復(fù)雜多變[14-16]，對(duì)于東營(yíng)凹陷西部平方王地區(qū)沙四上亞段大量發(fā)育的“礁灰?guī)r”[5-7，11，17]，前人觀點(diǎn)主要受海相生物礁或臺(tái)地相模式的影響，偏模式化[5，11]。與海相碳酸鹽巖相比[18]，湖相碳酸鹽巖生物礁較為少見(jiàn)，規(guī)模小，以點(diǎn)狀發(fā)育的礁體為主[19-21]，海相生物礁模式在湖盆中的適用性尚存爭(zhēng)議。近年來(lái)發(fā)展的湖泊沉積動(dòng)力學(xué)理論認(rèn)為古風(fēng)場(chǎng)對(duì)湖泊沉積體系具有重要影響，如碎屑巖灘壩、碳酸鹽巖灘壩等[13，22-24]。實(shí)際上，風(fēng)對(duì)碳酸鹽巖沉積展布亦具有重要作用[25-26]。前人在研究湖相碳酸鹽巖沉積主控因素及成因模式時(shí)，較少關(guān)注風(fēng)場(chǎng)、風(fēng)動(dòng)力等因素，尚存在一定不足。

本文以東營(yíng)凹陷西部平方王地區(qū)沙四上亞段為研究對(duì)象，綜合利用鉆井巖心、薄片等資料，研究湖相碳酸鹽巖巖石類型、巖相組合、沉積微相及時(shí)空展布特征，探討影響湖相碳酸鹽巖沉積體系形成和展布的主控因素，從而完善陸相湖盆碳酸鹽巖主控因素及沉積模式。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

東營(yíng)凹陷是渤海灣盆地濟(jì)陽(yáng)坳陷內(nèi)新生代典型的陸相斷陷湖盆，構(gòu)造上由博興、牛莊、利津、民豐等多個(gè)洼陷組成（圖1a），自下而上依次發(fā)育古近系孔店組、沙河街組、東營(yíng)組，新近系館陶組、明化鎮(zhèn)組。沙四上亞段至沙三中亞段時(shí)期，東營(yíng)凹陷處于斷陷—擴(kuò)張階段，湖盆大幅度沉降，湖盆面積與水體深度達(dá)到最大[28]。平方王地區(qū)位于東營(yíng)凹陷西部，該區(qū)北鄰濱縣利津—林樊家斷陷構(gòu)造帶（圖1b），東臨利津洼陷，南靠博興洼陷，西鄰里則鎮(zhèn)洼陷，為一個(gè)三面臨洼一面靠陸的構(gòu)造高地。

沙四上亞段沉積時(shí)期，東營(yíng)凹陷處于東亞季風(fēng)氣候區(qū)，氣候由冷干向暖濕轉(zhuǎn)變，湖盆水體為咸化—半咸化環(huán)境[29-30]，湖相碳酸鹽巖在湖盆中廣泛分布。研究區(qū)湖相碳酸鹽巖主要為深灰色、灰褐色薄層灰?guī)r、泥質(zhì)灰?guī)r互層、生物灰?guī)r、粒屑灰?guī)r和白云巖，含枝管藻礁灰?guī)r或白云巖（圖1c）。沙四上亞段與上覆地層沙三段和下伏地層沙四下亞段之間均為平行不整合接觸，前人將其劃分為一個(gè)三級(jí)層序，從下到上為低位體系域（LST）、湖侵體系域（TST）、高位體系域（HST）。湖相碳酸鹽巖主要發(fā)育于高位體系域，垂向上分為H-1和H-2兩個(gè)準(zhǔn)層序組[27]。

2 巖石類型

根據(jù)巖心、薄片觀察，在研究區(qū)識(shí)別出8種碳酸鹽巖類型，主要包括藻格架白云巖、黏結(jié)白云巖、顆?；?云巖、泥晶顆粒灰?guī)r、顆粒泥晶灰?guī)r、泥晶灰?guī)r、礫屑灰?guī)r和混積巖。

2.1 藻格架白云巖

巖心一般以破碎狀產(chǎn)出，塊狀無(wú)層理，垂向上厚度一般不大，常與顆?；?云巖伴生產(chǎn)出（如b182井，b246井）。薄片中枝管藻多呈管束狀產(chǎn)出，直徑一般介于30～60 μm，可見(jiàn)細(xì)管束狀（縱切面）、橢圓狀（斜切面）、圓環(huán)狀（橫切面）結(jié)構(gòu)（圖2a，b）。管壁主要為泥晶白云石，后期被亮晶方解石充填，構(gòu)成巖石骨架。骨架中可見(jiàn)大量的生物碎屑、砂屑等顆粒，顆粒通常具有較好的分選和磨圓性。

2.2 黏結(jié)白云巖

黏結(jié)白云巖在層位上與藻格架白云巖接近，巖心上一般呈黃色土塊狀，內(nèi)部疙瘩狀、團(tuán)塊狀，不顯層理，垂向上與顆?；?guī)r、顆粒泥晶灰?guī)r互層（如b76井，b182井），厚度較小。薄片中常見(jiàn)不規(guī)則塊狀、云朵狀凝塊（圖2c），偶見(jiàn)常黏結(jié)藻屑、生屑、砂屑等顆粒，無(wú)明顯生物格架。研究區(qū)黏結(jié)白云巖主要以兩種形式存在，一種是疊層構(gòu)造明顯的疊層石黏結(jié)白云巖，常與生屑白云巖夾層產(chǎn)出；另一種為不具明顯紋層、內(nèi)部雜亂的凝塊石黏結(jié)白云巖，相對(duì)較少見(jiàn)。

2.3 顆粒灰/云巖

通常呈灰白色，垂向上厚度很薄，多發(fā)育在枝管藻或黏結(jié)巖附近，或者單獨(dú)以薄夾層形式產(chǎn)出于顆粒泥晶灰?guī)r中。主要為灰?guī)r，一般與泥晶顆?；?guī)r交互產(chǎn)出，少數(shù)為全部云化的白云巖，一般與枝管藻白云巖或黏結(jié)白云巖密切共生。顆粒磨圓多為圓—次圓狀，分選性一般—較好，顆粒間點(diǎn)—線接觸，粒間幾乎不含灰泥填隙物（圖2d）。根據(jù)鏡下觀察的顆粒類型，研究區(qū)主要發(fā)育亮晶砂屑灰/云巖、亮晶鮞?；?guī)r及由砂屑、鮞粒、生屑復(fù)合而成的復(fù)合顆?；?guī)r，在研究區(qū)分布廣泛。

2.4 泥晶顆?；?guī)r

巖心一般為黃白色，塊狀，層理構(gòu)造不明顯，與顆?；?guī)r和顆粒泥晶灰?guī)r共生（b77井）。通常分選和磨圓一般，泥晶含量較高，顆粒含量大于50%，主要為砂屑、生物碎屑及少量細(xì)礫級(jí)內(nèi)碎屑。根據(jù)顆粒類型不同，可分為泥晶生屑灰?guī)r和泥晶砂屑灰?guī)r。泥晶生屑灰?guī)r的生屑類型主要為腹足類及介形類，泥晶砂屑灰?guī)r中砂屑呈顆粒支撐，顆粒之間呈點(diǎn)接觸或不接觸（圖2e）。

2.5 顆粒泥晶灰?guī)r

巖心一般為淺灰白色，厚度較薄，常與泥晶顆?；?guī)r共生。薄片中見(jiàn)灰泥支撐結(jié)構(gòu)，主要顆粒類型為砂屑、生屑，殼體完整者亦較常見(jiàn)。顆粒分布情況復(fù)雜，有雜亂和順層分布兩種。雜亂分布者通常為砂屑泥晶灰?guī)r，含少量細(xì)礫級(jí)內(nèi)碎屑，顆粒在基質(zhì)中一般為點(diǎn)接觸或不接觸（圖2f）；順層分布者主要為生屑泥晶灰?guī)r，主要為腹足、介形類生物碎片。

2.6 泥晶灰?guī)r

一般為灰白色或黃白色，呈層狀產(chǎn)出，常見(jiàn)水平層理或微波狀層理，偶見(jiàn)垂直層面的收縮縫。薄片中內(nèi)部結(jié)構(gòu)通常較單一，成分上主要為泥晶方解石及少量順層分布的介形蟲(chóng)碎片，顆粒類型較少且含量不超過(guò)10%。顆粒含量增高時(shí)，逐漸過(guò)渡為顆粒泥晶灰?guī)r，在研究區(qū)常見(jiàn)。

2.7 礫屑灰?guī)r

一般呈塊狀，無(wú)層理，且厚度較薄不超過(guò)20 cm。主要是由礫屑、砂屑、灰泥等組成，礫屑含量一般大于10%，一般雜亂分布（圖2k）。巖心底面發(fā)育沖刷面（圖2l，m），頂面發(fā)育截切構(gòu)造等沉積構(gòu)造（圖2n）。薄片中可見(jiàn)完整介形蟲(chóng)化石與亮晶顆粒巖礫屑共存現(xiàn)象（圖2g）。礫屑含量多時(shí)可見(jiàn)顆粒支撐結(jié)構(gòu)，礫屑間主要為點(diǎn)接觸，大部分排列不規(guī)則，混雜堆積（圖2h）。礫屑灰?guī)r在研究區(qū)南部和東部較常見(jiàn)。

2.8 混積巖

混積巖是碳酸鹽巖到碎屑巖的過(guò)渡類型，主要由碳酸鹽巖與碎屑巖或黏土物質(zhì)混合沉積形成，常見(jiàn)巖石類型有泥質(zhì)灰?guī)r、（含）砂質(zhì)灰?guī)r等。巖心上一般為厚度不大的層狀，與泥巖或者砂泥巖互層，主要發(fā)育于沙四段碳酸鹽巖大量富集層段下部的湖侵體系域，高位體系域較少，在環(huán)中部剝蝕區(qū)地帶常見(jiàn)，剝蝕區(qū)西北部沉積區(qū)最常見(jiàn)。薄片中可見(jiàn)較多陸源碎屑，泥質(zhì)及灰泥含量高，介形蟲(chóng)、魚(yú)骨等生物碎屑常見(jiàn)（圖2i）。

3 沉積微相

東營(yíng)凹陷西部沙四上亞段主體為濱—淺湖背景，在平方王構(gòu)造高地上碳酸鹽巖大量富集、堆積，高位域時(shí)期演化成為碳酸鹽巖臺(tái)地環(huán)境。基于巖心、薄片觀察及主要巖性組合分析，在研究區(qū)識(shí)別出4種沉積微相，分別為礁灘、淺灘—灘間、混積—灰泥坪和風(fēng)暴—重力流（圖3）。

3.1 沉積微相類型

3.1.1 礁灘

該微相主要包括顆?；?云巖、藻格架白云巖、泥晶顆?；?guī)r、黏結(jié)白云巖四類巖石類型，均為中—高能水動(dòng)力條件下形成的沉積物，垂向上主要表現(xiàn)為向上變淺的沉積序列。序列底部主要由含泥晶的生屑、砂屑灰/云巖組成，泥晶含量高，顆粒簸選不徹底，指示礁間或?yàn)╅g等中等水動(dòng)力環(huán)境。中部為與藻礁相關(guān)的藻格架白云巖、藻凝塊石黏結(jié)白云巖、藻疊層石黏結(jié)白云巖等，是礁灘區(qū)別于其他微相的主要標(biāo)志。上部為顆粒白云巖，常見(jiàn)藻屑。由于枝管藻抗浪能力較弱，易受到風(fēng)浪改造和破壞，形成的礁體規(guī)模一般較小，在強(qiáng)風(fēng)浪作用下，早期固結(jié)—半固結(jié)的沉積物被重新改造，就近堆積，形成礁灘復(fù)合沉積。礁灘微相整體具有高自然電位（SP）幅差、低自然伽馬（GR）、高電阻、高聲波時(shí)差（AC）等測(cè)井特征。

3.1.2 淺灘—灘間

主要由顆?；?云巖、泥晶顆?；?guī)r及顆粒泥晶灰?guī)r組成，顆粒類型主要為內(nèi)碎屑和介形蟲(chóng)、腹足類等生物碎屑，黏結(jié)巖少見(jiàn)。局部可見(jiàn)少量鮞粒，核心為砂屑、生屑等，包殼一般為泥晶。垂向上，泥晶顆?；?guī)r和顆粒泥晶灰?guī)r變化頻繁，與顆粒灰/云巖通常密切共生，形成向上變粗的沉積序列。序列下部主要為基質(zhì)支撐的顆粒泥晶灰?guī)r，偶見(jiàn)厘米級(jí)薄層的生物碎屑層，存在較多相對(duì)完整的介形蟲(chóng)或腹足類生物碎屑，反映沉積環(huán)境總體上為中低能水動(dòng)力條件。上部主要為顆粒支撐的泥晶顆?；?guī)r及顆?；?云巖，一般在同一層位產(chǎn)出，厚度不大，指示相對(duì)較強(qiáng)水動(dòng)力環(huán)境下的淺灘和灘緣沉積。淺灘和灘間二者垂向上頻繁交互，反映湖平面頻繁升降特征。淺灘微相具有高SP幅差、低GR、高電阻、高AC的測(cè)井特征，而灘間通常為中低值特征，二者整體構(gòu)成間斷疊加韻律特征。

3.1.3 混積—灰泥坪

該微相主要由泥巖、灰質(zhì)泥巖及少量混積巖構(gòu)成。研究區(qū)混積巖主要為灰泥和粉砂—泥級(jí)的石英、長(zhǎng)石等陸源碎屑混合而成，黏土含量高時(shí)形成泥質(zhì)灰?guī)r。此外，介形蟲(chóng)碎屑較為常見(jiàn)，局部夾薄層生屑泥晶灰?guī)r。發(fā)育水平層理、微波狀層理，層面上可見(jiàn)大量炭屑及少量小型生物潛穴，反映相對(duì)濱湖的低能環(huán)境。垂向上，泥巖與混積巖或顆粒泥晶灰?guī)r可呈互層狀產(chǎn)出，局部夾薄層泥晶顆?；?guī)r，在測(cè)井上電阻率及聲波時(shí)差值均較高，整體測(cè)井曲線變化幅度小，缺乏高電阻率，與高聲波同層相區(qū)別。

3.1.4 風(fēng)暴—重力流

主要巖石類型有泥晶顆?；?guī)r、顆粒泥晶灰?guī)r、泥質(zhì)灰?guī)r，巖石中普遍含有數(shù)量不等的礫屑及砂級(jí)內(nèi)碎屑，分選差。常見(jiàn)礫屑類型為泥晶灰?guī)r礫石（圖2h），主要表現(xiàn)為原地卷起的撕裂狀（圖2m，n），少數(shù)為顆?；?guī)r或疊層石白云巖礫屑。與其共生的介形蟲(chóng)多呈細(xì)小的碎片狀，化石殼體完整者亦較常見(jiàn)（圖2g），反映沉積環(huán)境的水動(dòng)力變化范圍大，高、低能沉積物混合的特征。礫屑為本巖性組合中常見(jiàn)組分，含量不等，大部分為漂浮狀礫石，偶見(jiàn)礫石支撐的礫屑灰?guī)r。礫石未觀察到明顯定向排列性，普遍呈雜亂狀分布，可見(jiàn)直立狀、橫臥狀、斜臥狀及“倒小字”狀排列，反映風(fēng)暴作用增強(qiáng)期，礫屑的快速堆積作用。礫屑灰?guī)r中常見(jiàn)攪混構(gòu)造，與下伏泥晶顆?；?guī)r或顆粒泥晶灰?guī)r之間常見(jiàn)強(qiáng)烈沖刷痕，可能為風(fēng)暴作用下早期沉積物受強(qiáng)烈攪動(dòng)改造后再次沉積，或?yàn)槭茱L(fēng)暴作用誘發(fā)導(dǎo)致的重力流沉積。

垂向上，具有明顯的多旋回性，下粗上細(xì)的正旋回最常見(jiàn)，偶爾可見(jiàn)下細(xì)上粗的反旋回。如b182位于平方王地區(qū)東部的斜坡，垂向上發(fā)育多期下粗上細(xì)的正旋回（圖4），見(jiàn)侵蝕—沖刷構(gòu)造、截切構(gòu)造、攪混構(gòu)造及正粒序遞變等與風(fēng)暴重力流相關(guān)的沉積構(gòu)造。根據(jù)巖心中觀察的明顯沉積構(gòu)造界面、礫屑大小及含量的旋回性變化可細(xì)分為七個(gè)小旋回?？傮w上，自下而上風(fēng)暴沉積構(gòu)造發(fā)育的規(guī)模及礫屑顆粒大小有所減小、礫屑含量總體降低，單一旋回的厚度及旋回中較細(xì)粒巖性占比總體變大，反映了風(fēng)暴作用頻率、強(qiáng)度總體由強(qiáng)到弱的變化過(guò)程。

3.2 沉積微相連井對(duì)比

選取北西—南東、南西—北東兩個(gè)方向典型井做連井沉積相剖面，北西—南東向剖面自北向南依次過(guò)b77井、b16井、b197井、bx171井，南抵平南斷裂帶（圖5a）；南西—北東向剖面自南向北依次過(guò)b16井、b76井、b182井、b184井（圖5b），東臨利津凹陷（圖6）。

垂向上，HST分為下部的H-1準(zhǔn)層序組和上部的H-2準(zhǔn)層序組。H-1時(shí)期，中部地區(qū)以泥晶顆?；?guī)r和顆粒泥晶灰?guī)r的旋回疊加為主，主要為淺灘—灘間微相；平南斷層附近的南部斜坡帶，主要為泥晶顆?；?guī)r、顆粒泥晶灰?guī)r疊加，局部存在風(fēng)暴—重力流沉積（圖5a，bx171井；圖5b，b184井）。H-2時(shí)期，中部地區(qū)變化不大，仍以礁灘、淺灘—灘間沉積為主；而南部斷層帶發(fā)生較大變化，演變?yōu)轭w粒灰?guī)r、藻格架白云巖的礁灘旋回疊加為主（圖5a，b197井；圖5b，b182井）?？傮w上，自下而上礁灘規(guī)模具有擴(kuò)張的趨勢(shì)。

側(cè)向上，中部整體以礁灘和淺灘—灘間微相為主，相帶規(guī)模較大。向東礁灘逐漸不發(fā)育，局部發(fā)育小規(guī)模淺灘沉積，地形坡度較大的位置發(fā)育風(fēng)暴—重力流沉積（圖5a，b197井；圖5b，b182井）。南部由于遇到平南斷層，發(fā)育風(fēng)暴—重力流沉積（圖5a，bx171井），且規(guī)模較東部大，發(fā)育多期。北部地貌平緩，主要發(fā)育混積—灰泥坪微相（圖5a，b77井）?？傮w上，沉積微相側(cè)向變化與地貌變化基本一致。

3.3 沉積相平面展布及演化

高位體系域時(shí)期，平方王構(gòu)造高地整體處于濱淺湖—半深湖的沉積環(huán)境。在單井、連井沉積相分析和對(duì)比的基礎(chǔ)上，刻畫(huà)H-1和H-2兩個(gè)準(zhǔn)層序組的沉積相平面展布。總體上，礁灘及淺灘—灘間微相平面上呈向東突出的“反C字形”展布，外側(cè)逐漸向半深湖—深湖過(guò)渡，局部發(fā)育風(fēng)暴—重力流沉積。

H-1時(shí)期，研究區(qū)中部發(fā)育大面積的淺灘—灘間沉積，礁灘微相呈點(diǎn)狀散布其中。中部的剝蝕區(qū)域?qū)\灘—灘間沉積相帶一分為二，南部淺灘—灘間沉積相帶規(guī)模較大，北部規(guī)模較小。兩列條帶狀高能相帶的中部，相對(duì)處于低能環(huán)境，高能礁灘或?yàn)┫嗖话l(fā)育，接受部分來(lái)自剝蝕區(qū)的碎屑物質(zhì)，形成混合沉積，發(fā)育混積—灰泥坪微相。東部及平南斷裂帶附近的南部主要發(fā)育風(fēng)暴—重力流，南部受平南斷層影響，坡度較東側(cè)陡（圖7），風(fēng)暴—重力流沉積相對(duì)更為發(fā)育。

H-2時(shí)期繼承了H-1時(shí)期基本沉積格局，整體上變化規(guī)律不大，礁灘及淺灘微相平面上有連接成片的趨勢(shì)，向南和向東有所擴(kuò)大，在b182至b180井一帶附近的風(fēng)暴—重力流不再發(fā)育，演變?yōu)榻笧┘皽\灘微相。此時(shí)，湖泊水深總體上較H-1沉積時(shí)期變淺，碳酸鹽巖沉積的可容納空間持續(xù)減小，垂向加積作用逐漸受到限制而側(cè)向遷移至鄰區(qū)，驅(qū)使礁灘及淺灘微相平面上分布范圍擴(kuò)大。此外，該時(shí)期風(fēng)暴—重力流沉積總體上規(guī)模有所減小，可能是沉積物被搬運(yùn)到更深的深湖區(qū)，而研究區(qū)鉆井大多分布于臺(tái)地頂部及斜坡而未觀察到?；旆e—灰泥坪微相分布范圍略微擴(kuò)大，可能由湖平面下降、濱淺湖范圍擴(kuò)大，臺(tái)地頂部剝蝕區(qū)短時(shí)暴露充當(dāng)局部物源所致。

4 湖相碳酸鹽沉積主控因素

湖相碳酸鹽巖成因復(fù)雜，對(duì)環(huán)境變化反映敏感，巖石類型復(fù)雜多樣，沉積相垂向和平面上變化迅速，形成過(guò)程受古氣候、古物源、古構(gòu)造、古水深等多種因素的控制[9-10，29]。參考陸相湖盆“風(fēng)—源—盆”系統(tǒng)沉積動(dòng)力學(xué)理論[31]，這些控制因素可以歸納為“氣候（古氣候、古風(fēng)場(chǎng)）—物源（古物源）—盆地（古地貌、古水深）”三個(gè)要素。從盆地角度看，平方王地區(qū)宏觀上為水下高地，物源上亦遠(yuǎn)離碎屑物源輸入的影響，考慮到當(dāng)時(shí)相對(duì)暖濕的氣候條件[30]，本身即滿足“溫、清、淺”的環(huán)境基礎(chǔ)；而研究區(qū)湖相碳酸鹽巖的形成和演化，與盆地因素中的微古地貌、古水深和氣候要素中的古風(fēng)場(chǎng)之間的關(guān)系更為直接。

4.1 臺(tái)地微地貌控制了不同微相的形成和發(fā)育

平方王地區(qū)是三面臨洼一端與陸地相連的半孤立式構(gòu)造高地，奠定了研究區(qū)水下隆起的宏觀地貌基礎(chǔ)，遠(yuǎn)離碎屑物源，外部碎屑物質(zhì)供給不足[32]，形成了有利于碳酸鹽巖沉積的清澈、水淺的臺(tái)地環(huán)境。

在有利于碳酸鹽巖發(fā)育的宏觀臺(tái)地背景下，微地貌進(jìn)一步控制了不同微相的形成和發(fā)育?；趨^(qū)域上鉆井層序地層劃分結(jié)果，碳酸鹽巖主要發(fā)育于高位體系域[33]。利用58口鉆井低位體系域和湖侵體系域沉積地層厚度數(shù)據(jù)，根據(jù)地層厚度法半定量恢復(fù)了平方王地區(qū)碳酸鹽巖沉積前的古地貌。古地貌恢復(fù)結(jié)果揭示研究區(qū)宏觀上為頂平的臺(tái)地地貌，主要發(fā)育三個(gè)微地貌單元，分別為臺(tái)地平頂、臺(tái)地斜坡及臺(tái)外洼地（圖7），基本對(duì)應(yīng)濱淺湖、半深湖和深湖分布范圍。

不同微地貌單元的發(fā)育位置、規(guī)模及水體深淺差異，控制了不同沉積微相的平面分布和發(fā)育規(guī)模。對(duì)比臺(tái)地微地貌與沉積微相發(fā)育位置及平面展布規(guī)律（圖6），可見(jiàn)沉積體系展布與臺(tái)地微地貌具有很好的一致性。臺(tái)地頂部地勢(shì)比較平緩，水體相對(duì)較淺，能量較強(qiáng)，為發(fā)育淺灘—灘間及少量點(diǎn)礁的高能相帶。東部、南部整體為朝向廣闊湖泊的臺(tái)地斜坡背景，在風(fēng)暴浪作用的控制下容易發(fā)育風(fēng)暴沉積。同時(shí)由于地形較陡，且南部地形較東部更陡（圖7），風(fēng)暴沉積物可能繼續(xù)沿斜坡向下搬運(yùn)，形成風(fēng)暴—重力流沉積，使風(fēng)暴浪攪起的碳酸鹽巖粗碎屑沉積于斜坡更低的位置，甚至搬運(yùn)至深湖沉積下來(lái)。

4.2 風(fēng)浪提供了碳酸鹽巖沉積后改造及再沉積的動(dòng)力

古地貌是水體深淺及水動(dòng)力強(qiáng)弱的基礎(chǔ)，風(fēng)浪對(duì)沉積物亦具有強(qiáng)改造作用，可影響沉積物的空間分布。沉積微相連井對(duì)比及平面展布結(jié)果（圖5，6）表明，臺(tái)地頂部及臺(tái)地東部緩坡上部礁灘、淺灘大規(guī)模發(fā)育，平面上高能相帶主體呈NE—SW向展布，其東部和南部發(fā)育風(fēng)暴—重力流沉積，而西北方向主要形成規(guī)模較小的灘—灘間及大片的混積—灰泥坪沉積。由此推測(cè)，當(dāng)時(shí)盛行的風(fēng)向應(yīng)為東南風(fēng)。前人通過(guò)對(duì)孢粉記錄的研究，證實(shí)中國(guó)東部在始新世中晚期已經(jīng)形成東亞季風(fēng)氣候[34-35]。濟(jì)陽(yáng)坳陷在沙河街組沉積期處于東亞季風(fēng)氣候區(qū)，且季風(fēng)氣候強(qiáng)烈影響了區(qū)域風(fēng)場(chǎng)[30]，這與此次研究認(rèn)識(shí)一致，研究區(qū)正是在盛行東南風(fēng)的改造下進(jìn)而形成大面積的礁灘連片沉積。

臺(tái)地東部和南部的迎風(fēng)帶是接受風(fēng)浪改造最強(qiáng)烈的區(qū)域，也是礁體發(fā)育最快、規(guī)模最大的區(qū)域，發(fā)育礁灘、淺灘等反映高能水體特征的沉積微相，在沉積物中常見(jiàn)大量藻屑、灰/云質(zhì)砂屑顆粒等，是早期礁或?yàn)w沉積物在高能條件下被破壞之后原地改造和堆積的產(chǎn)物。此外，受廣闊水域方向吹來(lái)的東南風(fēng)及東亞季風(fēng)氣候條件下頻發(fā)的風(fēng)暴作用影響，南側(cè)及東側(cè)斜坡發(fā)育強(qiáng)烈沖刷痕、風(fēng)暴—重力流沉積（如bx171井、b182井）。

而背風(fēng)帶由于受到礁體及灘體的遮擋，風(fēng)浪作用相對(duì)較弱，水體能量較低，沉積物多以顆粒泥晶灰?guī)r、泥晶顆?；?guī)r交互的形式出現(xiàn)。礁體破壞再改造機(jī)會(huì)較小，礁灘展布規(guī)模不及迎風(fēng)帶。

4.3 地貌和風(fēng)浪作用疊加共同促進(jìn)礁—灘體系大面積展布

礁灘微相和淺灘微相均形成于強(qiáng)水動(dòng)力環(huán)境，從平面上看，二者共同構(gòu)成了礁—灘體系，這一高能相帶由微地貌、風(fēng)浪作用或二者共同控制。微地貌決定了湖相碳酸鹽巖微相的平面分布，風(fēng)浪提供了沉積后改造和再沉積的動(dòng)力，二者相輔相成，控制了研究區(qū)礁—灘體系的沉積和演化過(guò)程。

研究區(qū)臺(tái)地頂部地形平緩，南北差異較小（圖7），而礁—灘體系主要發(fā)育于偏南和偏東部位，盛行的東南風(fēng)持續(xù)作用于水體，在這些位置遇到淺水地帶形成強(qiáng)烈的波浪作用帶，促進(jìn)了礁—灘體系的發(fā)育。同時(shí)，波浪破碎的沉積物在回流或者風(fēng)暴流作用下可攜至斜坡或更深水區(qū)域。H-1至H-2準(zhǔn)層序組沉積時(shí)期，水體相對(duì)逐漸變淺，加之斜坡上部波浪回流持續(xù)的沉積物供給和加積作用，臺(tái)地東部緩坡區(qū)域（尤其是緩坡上部，圖7），逐漸被塑造為發(fā)育礁—灘體系的新的高能帶；而臺(tái)地南部由于坡度過(guò)陡，地貌重塑難度大，地貌和風(fēng)浪條件變化較小。因此，H-2準(zhǔn)層序組沉積時(shí)期，在風(fēng)浪作用和地貌的共同作用下，礁—灘體系向臺(tái)地東部緩坡逐漸拓展，在平面上逐漸形成大面積展布的格局（圖6b）。

5 湖相碳酸鹽巖沉積模式

通過(guò)對(duì)湖相碳酸鹽巖沉積主控因素的分析，建立了由風(fēng)浪—地貌聯(lián)合控制的碳酸鹽巖臺(tái)地沉積模式（圖8），地貌和風(fēng)浪兩個(gè)因素共同作用控制了湖相碳酸鹽巖的沉積及演化過(guò)程。

首先，構(gòu)造高地提供了宏觀的水下隆起地貌基礎(chǔ)，形成了有利于碳酸鹽巖形成和發(fā)育的臺(tái)地環(huán)境。臺(tái)地微地貌控制了水體深淺及初始水動(dòng)力的強(qiáng)弱，水動(dòng)力條件強(qiáng)的臺(tái)地頂部為濱淺湖淺水區(qū)，發(fā)育藻礁、礁灘、淺灘微相，形成高能礁—灘復(fù)合相帶沉積。臺(tái)地斜坡同沉積斷層發(fā)育，坡度變大、水體加深，總體為半深湖低能沉積，局部存在風(fēng)暴—重力流沉積，臺(tái)地之外逐漸過(guò)渡到深水區(qū)。

其次，古東亞季風(fēng)氣候下盛行的東南風(fēng)導(dǎo)致了迎風(fēng)和背風(fēng)兩側(cè)波浪作用的差異，迎風(fēng)帶發(fā)育高能礁灘，背風(fēng)帶主要沉積低能混積—灰泥坪。同時(shí)，風(fēng)浪作用仍是沉積物改造和再沉積的動(dòng)力，可對(duì)礁體進(jìn)行反復(fù)多次沖刷、改造，使得迎風(fēng)帶礁灘、淺灘在區(qū)域上得以大面積展布。并且，迎風(fēng)帶斜坡風(fēng)暴—重力流沉積更為發(fā)育。

6 結(jié)論

（1） 東營(yíng)凹陷西部沙四上亞段主要發(fā)育藻格架白云巖、黏結(jié)白云巖、顆?；?云巖、泥晶顆粒灰?guī)r、顆粒泥晶灰?guī)r、泥晶灰?guī)r、礫屑灰?guī)r、混積巖8種巖石類型。根據(jù)巖相組合及沉積特征可識(shí)別出礁灘、淺灘—灘間、混積—灰泥坪、風(fēng)暴—重力流沉積4種微相。

（2） 研究區(qū)湖相碳酸鹽巖主要受控于古地貌和古風(fēng)場(chǎng)，建立了一種風(fēng)浪—地貌共同控制的碳酸鹽巖臺(tái)地模式。微地貌單元的水動(dòng)力差異決定了不同微相的形成和發(fā)育，臺(tái)地頂部發(fā)育淺灘—灘間及小型礁灘微相，斜坡發(fā)育風(fēng)暴—重力流沉積；古風(fēng)場(chǎng)提供了沉積后改造和再沉積的動(dòng)力，盛行東南風(fēng)的條件下迎風(fēng)側(cè)與背風(fēng)側(cè)風(fēng)浪作用差異導(dǎo)致的能量分帶，影響了沉積體系展布，最終促成了迎風(fēng)側(cè)臺(tái)地頂部礁—灘復(fù)合沉積連片展布、斜坡風(fēng)暴—重力流發(fā)育的沉積格局。

致謝 感謝長(zhǎng)江大學(xué)高達(dá)副教授、兩位審稿專家及編輯老師提出的寶貴意見(jiàn)，使論文質(zhì)量進(jìn)一步提高。

參考文獻(xiàn)（References）

［1］ Muniz M C， Bosence D W J. Lacustrine carbonate platforms： Facies，cycles， and tectonosedimentary models for the presalt LagoaFeia Group （Lower Cretaceous）， Campos Basin， Brazil[J]. AAPGBulletin， 2018， 102（12）： 2569-2597.

［2］ Reijmer J J G， Blok C N， El-Husseiny A， et al. Petrophysics andsediment variability in a mixed alluvial to lacustrine carbonatesystem （Miocene， Madrid Basin， central Spain） [J]. The DepositionalRecord， 2022， 8（1）： 317-339.

［3］ Wu J， Liang C， Yang R C， et al. Variation of lacustrine carbonatedeposition in the Eocene Dongying Depression and its comparisonwith Holocene environments[J]. Geological Magazine， 2022，159（6）： 963-980.

［4］ 劉震，張軍華，王靜，等. 湖相碳酸鹽巖研究進(jìn)展及展望[J]. 石油地球物理勘探，2022，57（2）：487-497.［Liu Zhen， Zhang Junhua，Wang Jing， et al. Review and prospect of research on lacustrinecarbonate rocks[J]. Oil Geophysical Prospecting， 2022， 57（2）： 487-497.］

［5］ 杜韞華. 山東第三紀(jì)藻礁[C]//范嘉松. 中國(guó)生物礁與油氣. 北京：海洋出版社，1996：275-293.［Du Yunhua. Tertiary algal reefsin Shandong[C]//Fan Jiasong. Biological reefs and oil and gas inChina. Beijing： China Ocean Press， 1996： 275-293.］

［6］ 周書(shū)欣. 我國(guó)湖相碳酸鹽巖研究現(xiàn)狀[J]. 石油與天然氣地質(zhì)，1992，13（4）：461-462.［Zhou Shuxin. Research status of lacustrinecarbonate rocks in China[J]. Oil amp; Gas Geology， 1992， 13（4）： 461-462.］

［7］ 王英華，周書(shū)欣，張秀蓮. 中國(guó)湖相碳酸鹽巖[M]. 徐州：中國(guó)礦業(yè)大學(xué)出版社，1993：21-35.［Wang Yinghua， Zhou Shuxin，Zhang Xiulian. Lacustrine carbonates in China[M]. Xuzhou： ChinaUniversity of Mining and Technology Press， 1993： 21-35.］

［8］ 姜秀芳. 濟(jì)陽(yáng)坳陷沙四段湖相碳酸鹽巖分布規(guī)律及沉積模式[J]. 油氣地質(zhì)與采收率，2010，17（6）：12-15.［Jiang Xiufang.The distribution pattern and sedimentary mode of the carbonaterock in Sha4 member in Jiyang Depression[J]. Petroleum Geologyand Recovery Efficiency， 2010， 17（6）： 12-15.］

［9］ 宋國(guó)奇，王延章，路達(dá)，等. 山東東營(yíng)凹陷南坡地區(qū)沙四段純下亞段湖相碳酸鹽巖灘壩發(fā)育的控制因素探討[J]. 古地理學(xué)報(bào)，2012，14（5）：565-570.［Song Guoqi， Wang Yanzhang， Lu Da， etal. Controlling factors of carbonate rock beach and bar developmentin lacustrine facies in the Chunxia submember of member 4of Shahejie Formation in south slope of Dongying Sag， Shandongprovince[J]. Journal of Palaeogeography， 2012， 14（5）： 565-570.］

［10］ 紀(jì)友亮，馬達(dá)德，薛建勤，等. 柴達(dá)木盆地西部新生界陸相湖盆碳酸鹽巖沉積環(huán)境與沉積模式[J]. 古地理學(xué)報(bào)，2017，19（5）：757-772.［Ji Youliang， Ma Dade， Xue Jianqin， et al. Sedimentaryenvironments and sedimentary model of carbonaterocks in the Cenozoic lacustrine basin， western Qaidam Basin[J]. Journal of Palaeogeography， 2017， 19（5）： 757-772.］

［11］ 李勇，鐘建華，溫志峰，等. 濟(jì)陽(yáng)坳陷古近系湖相生物礁油氣藏研究[J]. 沉積學(xué)報(bào)，2006，24（1）：56-67.［Li Yong， ZhongJianhua， Wen Zhifeng， et al. The study on the Palaeogene lacustrinereefs in Jiyang Sag， eastern Shandong province[J]. ActaSedimentologica Sinica， 2006， 24（1）： 56-67.］

［12］ 陳少平，劉麗芳，黃勝兵，等. 湖相碳酸鹽巖：渤中凹陷油氣勘探新領(lǐng)域[J]. 中國(guó)海上油氣，2019，31（2）：20-28.［Chen Shaoping，Liu Lifang， Huang Shengbing， et al. Lacustrine carbonate rock：A new domain of oil and gas exploration in Bozhong Sag ofBohai Sea[J]. China Offshore Oil and Gas， 2019， 31（2）： 20-28.］

［13］ Liu S Q， Jiang Z X， He Y B， et al. Geomorphology， lithofaciesand sedimentary environment of lacustrine carbonates in the EoceneDongying Depression， Bohai Bay Basin， China[J]. Marineand Petroleum Geology， 2020， 113： 104125.

［14］ Tucker M E， Wright V P. Carbonate sedimentology[M]. Oxford：Blackwell Science， 1990： 101-227.

［15］ Gierlowski-Kordesch E H. Lacustrine carbonates[J]. Developmentsin Sedimentology， 2010， 61： 1-101.

［16］ James N P， Dalrymple R W. Facies models[M]. St. John’s： TheGeological Association of Canada， 2010： 541-576.

［17］ 杜韞華. 渤海灣地區(qū)下第三系湖相碳酸鹽巖及沉積模式[J].石油與天然氣地質(zhì)，1990，11（4）：376-392.［Du Yunhua. Eogenelacustrine carbonate rocks and sedimentary model in BohaiBay region[J]. Oil amp; Gas Geology， 1990， 11（4）： 376-392.］

［18］ 李安鵬，高達(dá)，胡明毅，等. 川中地區(qū)燈影組四段微生物巖沉積模式及主控因素[J]. 沉積學(xué)報(bào)，2023，41（4）：1080-1096.［LiAnpeng， Gao Da， Hu Mingyi， et al. Deposition model and mainfactors controlling depositional processes for microbialites in theFourth member， Dengying Formation， central Sichuan Basin[J].Acta Sedimentologica Sinica， 2023， 41（4）： 1080-1096.］

［19］ 劉金華，唐建東，鐘思瑛，等. 金湖凹陷西斜坡阜二段湖相碳酸鹽巖沉積模式研究[J]. 沉積學(xué)報(bào)，2012，30（1）：65-72.［LiuJinhua， Tang Jiandong， Zhong Siying， et al. Sedimentary modelof lacustrine carbonate rock in the Second member of FuningFormation， the West slope of Jinhu Sag[J]. Acta SedimentologicaSinica， 2012， 30（1）： 65-72.］

［20］ 金振奎，石良，高白水，等. 碳酸鹽巖沉積相及相模式[J]. 沉積學(xué)報(bào)，2013，31（6）：965-979.［Jin Zhenkui， Shi Liang， Gao Baishui，et al. Carbonate facies and facies models[J]. Acta SedimentologicaSinica， 2013， 31（6）： 965-979.］

［21］ 熊連橋，李建平，謝曉軍，等. 湖相碳酸鹽巖沉積微相類型及沉積模式：以坎波斯盆地東部下白堊統(tǒng)湖相碳酸鹽巖為例[J].沉積學(xué)報(bào)，2021，39（3）：767-780.［Xiong Lianqiao， Li Jianping，Xie Xiaojun， et al. Sedimentary microfacies and depositionalmodel of lake carbonates： A case study of Lower Cretaceous carbonatesin the eastern Campos Basin[J]. Acta SedimentologicaSinica， 2021， 39（3）： 767-780.］

［22］ 李國(guó)斌，姜在興，楊雙，等. 利津洼陷沙四上亞段沉積相及演化研究[J]. 特種油氣藏，2008，15（5）：35-39.［Li Guobin， JiangZaixing， Yang Shuang， et al. Sedimentary facies and evolvementin upper Es4 of Lijin Sag[J]. Special Oil and Gas Reservoirs，2008， 15（5）： 35-39.］

［23］ 王俊輝. 東營(yíng)凹陷始新統(tǒng)風(fēng)場(chǎng)—物源—盆地系統(tǒng)沉積動(dòng)力學(xué)研究[D]. 北京：中國(guó)地質(zhì)大學(xué)（北京），2016：23-145.［WangJunhui. Sedimentary dynamics of a wind-source-basin system inthe Eocene Dongying Depression[D]. Beijing： China Universityof Geosciences （Beijing）， 2016： 23-145.］

［24］ 姜在興，王俊輝，張?jiān)? 灘壩沉積研究進(jìn)展綜述[J]. 古地理學(xué)報(bào)，2015，17（4）：427-440. ［Jiang Zaixing， Wang Junhui，Zhang Yuanfu. Advances in beach-bar research： A review[J].Journal of Palaeogeography， 2015， 17（4）： 427-440.］

［25］ James N P， Jones B. Origin of carbonate sedimentary rocks[M].Chichester： John Wiley amp; Sons， 2016： 95-272.

［26］ Wunsch M， Betzler C， Lindhorst S， et al. Sedimentary dynamicsalong carbonate slopes （Bahamas archipelago） [J]. Sedimentology，2017， 64（3）： 631-657.

［27］ 田繼軍，姜在興. 東營(yíng)凹陷沙河街組四段上亞段層序地層特征與沉積體系演化[J]. 地質(zhì)學(xué)報(bào)，2009，83（6）：836-846.［TianJijun， Jiang Zaixing. Sequence stratigraphy characteristics andsedimentary system evolution of upper Es4s in the Dongying Depression[J]. Acta Geologica Sinica， 2009， 83（6）： 836-846.］

［28］ 王居峰. 濟(jì)陽(yáng)坳陷東營(yíng)凹陷古近系沙河街組沉積相[J]. 古地理學(xué)報(bào)，2005，7（1）：45-58.［Wang Jufeng. Sedimentary faciesof the Shahejie Formation of Paleogene in Dongying Sag， JiyangDepression[J]. Journal of Palaeogeography， 2005， 7（1）： 45-58.］

［29］ 姜秀芳. 濟(jì)陽(yáng)坳陷湖相碳酸鹽巖沉積主控因素[J]. 油氣地質(zhì)與采收率，2011，18（6）：23-27.［Jiang Xiufang. Main controllingfactors of lacustrine carbonate rock in Jiyang Depression[J].Petroleum Geology and Recovery Efficiency， 2011， 18（6）：23-27.］

［30］ 王冠民，林國(guó)松. 濟(jì)陽(yáng)坳陷古近紀(jì)的古氣候區(qū)分析[J]. 礦物巖石地球化學(xué)通報(bào)，2012，31（5）：505-509.［Wang Guanmin， LinGuosong. Eongene paleoclimate zone study in the Jiyang Depression[J]. Bulletin of Mineralogy， Petrology and Geochemistry，2012， 31（5）： 505-509.］

［31］ 姜在興. 風(fēng)場(chǎng)—物源—盆地系統(tǒng)沉積動(dòng)力學(xué)：沉積體系成因解釋與分布預(yù)測(cè)新概念[M]. 北京：科學(xué)出版社，2016：1-256.［Jiang Zaixing. Sedimentary dynamics of windfield-sourcebasinsystem： New concept for interpretation and prediction[M].Beijing： Science Press， 2016： 1-256.］

［32］ 李得立，譚先鋒，夏敏全，等. 東營(yíng)凹陷沙四段湖相白云巖沉積特征及成因[J]. 斷塊油氣田，2010，17（4）：418-422.［LiDeli， Tan Xianfeng， Xia Minquan， et al. Sedimentary characteristicsand genesis of lacustrine dolomite in the Fourth memberof Shahejie Formation in Dongying Sag[J]. Fault-Block Oil amp;Gas Field， 2010， 17（4）： 418-422.］

［33］ 劉圣乾. 東營(yíng)凹陷西部沙四上亞段湖相碳酸鹽巖沉積特征研究[D]. 北京：中國(guó)地質(zhì)大學(xué)（北京），2018：19-145.［LiuShengqian. Sedimentary characteristics of lacustrine carbonatesin the upper Fourth member of Shahejie Formation （Es4s）， westernDongying Depression[D]. Beijing： China University of Geosciences（Beijing）， 2018： 19-145.］

［34］ Quan C， Liu Y S， Utescher T. Eocene monsoon prevalence overChina： A paleobotanical perspective[J]. Palaeogeography， Palaeoclimatology，Palaeoecology， 2012， 365-366： 302-311.

［35］ Meng Q T， Bruch A A， Sun G， et al. Quantitative reconstructionof Middle and Late Eocene paleoclimate based on palynologicalrecords from the Huadian Basin， northeastern China： Evidencefor monsoonal influence on oil shale formation[J]. Palaeogeography，Palaeoclimatology， Palaeoecology， 2018， 510： 63-77.

基金項(xiàng)目：國(guó)家自然科學(xué)基金項(xiàng)目（41902117）；大學(xué)生創(chuàng)新創(chuàng)業(yè)訓(xùn)練計(jì)劃項(xiàng)目（Yz2020033）