鄂爾多斯盆地南部延長組湖相水道-朵狀體濁積扇沉積模式

龐軍剛,常梁杰,國吉安,楚美娟,馬治國,王梓萱,王欣月

(1.西安石油大學(xué) 地球科學(xué)與工程學(xué)院/陜西省油氣成藏地質(zhì)學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，陜西 西安 710065;2.陜西地礦第二綜合物探大隊(duì)有限公司,陜西 西安 710016;3.中國石油天然氣股份有限公司 長慶油田分公司,陜西 西安 710021)

深海/湖沉積物重力流已經(jīng)成為國內(nèi)外學(xué)術(shù)界廣泛關(guān)注的前沿領(lǐng)域。Kuenen 等1950年發(fā)表了“粒序?qū)永硎怯蓾崃鞒练e”的觀點(diǎn),開啟了深水重力流的研究;而后Bouma總結(jié)出了單次濁流事件的垂向序列特征,即著名的的鮑瑪序列,成為鑒定濁流沉積的識別性標(biāo)志;Walker于1978年提出了著名的“海底扇”模式。這些有關(guān)重力流研究的相關(guān)理論具有里程碑式的意義,在深水沉積研究領(lǐng)域被廣泛接受并應(yīng)用于油氣勘探實(shí)踐中。油氣勘探中，在多個含油氣盆地中發(fā)現(xiàn)了重力流砂體,表明這些重力流砂體是深湖/海有利的油氣儲集體。而后,大量的研究工作結(jié)合現(xiàn)代深海沉積的觀察、野外露頭、室內(nèi)模擬實(shí)驗(yàn)及計(jì)算機(jī)數(shù)值模擬,對于濁流及相關(guān)深水重力流的搬運(yùn)和沉積過程、相模式等方面的研究，深化了人們對深水領(lǐng)域的認(rèn)識[1-8]。

前人在該領(lǐng)域的研究重點(diǎn)主要表現(xiàn)為:① 傳統(tǒng)濁流理論指導(dǎo)下的滑塌濁積扇、濁積水道沉積的特征和展布規(guī)律;② 對深水重力流的沉積類型及特征進(jìn)行較詳細(xì)研究,但對與油氣勘探開發(fā)關(guān)系密切的不同類型重力流沉積物的平面分布特征及其模式，研究得不夠充分,對重力流砂體的規(guī)模、內(nèi)部結(jié)構(gòu)及分布規(guī)律認(rèn)識不清;③ 近年來，中國學(xué)者廣泛采用砂質(zhì)碎屑流理論,過分夸大了砂質(zhì)碎屑流的貢獻(xiàn)而忽略了經(jīng)典的鮑瑪序列及海底扇模式[9-10]。英國國家海洋中心國際著名深水沉積學(xué)家Tailing[11]及英國利茲大學(xué)重新厘定了水下沉積物密度流的相關(guān)概念及形成機(jī)理,代表了當(dāng)今國際深水沉積學(xué)研究的最新進(jìn)展。深水沉積研究的難點(diǎn)在于深水沉積和流態(tài)轉(zhuǎn)換過程中的識別標(biāo)志、沉積類型及沉積模式[12]。目前已有的研究成果多集中于海相地層,對湖相重力流沉積的研究相對薄弱。 前人對湖泊深水重力流沉積的識別主要通過巖心觀察、測井、地震等地下勘探資料,而對露頭剖面的精細(xì)解剖較少。

鄂爾多斯盆地上三疊統(tǒng)延長期湖盆沉積中心重力流沉積廣泛發(fā)育,石油儲量巨大,是當(dāng)前和今后重要的勘探地域[13-14]。然而勘探中發(fā)現(xiàn)，其深水砂體普遍含油,但富集程度明顯不同,不同區(qū)域的砂體結(jié)構(gòu)與連通性存在一定的差異,有必要進(jìn)一步認(rèn)識不同類型砂體的特征、成因及其分布規(guī)律,指導(dǎo)頁巖油的勘探與開發(fā)。本研究通過對盆地西南部(華慶地區(qū))的40口鉆井巖心(長度約820 m)及盆地東南部2個露頭剖面的沉積學(xué)描述，以鄂爾多斯盆地南部長6和長7為例，描述了重力流的巖相類型、巖相組合及沉積微相,識別出了濁積巖、滑塌巖、深水原地沉積等類型；劃分出了水道、堤岸/溢漫、前緣朵狀體、水道間/深湖沉積等不同沉積相單元,并系統(tǒng)刻畫了不同沉積微相的沉積特征及其分布規(guī)律。

1 地質(zhì)背景

鄂爾多斯盆地為中國第二大沉積盆地,發(fā)育下古生界、上古生界及中生界多套含油氣層系?，F(xiàn)今的鄂爾多斯盆地包括渭北隆起、伊盟隆起、西緣逆沖帶、天環(huán)拗陷、伊陜斜坡和晉西撓褶帶等6個一級構(gòu)造單元(見圖1A)。盆地內(nèi)部主要為西傾單斜,局部發(fā)育鼻狀隆起。盆地內(nèi)中生代地層廣泛分布,其中上三疊統(tǒng)延長組是最重要的烴源巖和主力產(chǎn)油層位之一,為一套典型的內(nèi)陸湖盆沉積,三角洲及深湖重力流砂體廣泛發(fā)育[15]。根據(jù)地層劃分標(biāo)志層及沉積旋回,延長組自上而下可劃分為長1～長10等10個油層組,其中長10～長8期為湖盆開始發(fā)育階段,長7～長4+5為湖盆擴(kuò)張階段,長3～長1為湖盆淤淺和消亡階段。長7期湖水深度及湖盆面積均達(dá)到最大(面積約5.5×104km2),代表了伴隨著南部秦嶺的造山隆升過程中,湖盆最大下陷期和發(fā)展鼎盛期[16]。長6、長7期，盆地南部深湖沉積砂體廣泛發(fā)育,也是隴東地區(qū)頁巖油的主要勘探開發(fā)層系。長7可劃分為長71、長72、長73,長6劃分為長61、長62、長63(見圖1B)。

圖1 華慶地區(qū)位置及地層柱狀圖Fig.1 location of area Huaqingandstrata column

地層對比及過井地震剖面資料均顯示:鄂爾多斯盆地東北部及西南部存在多級坡折帶,淺水與深水區(qū)存在明顯的地形坡度突變帶[17],有利于形成深水重力流;大范圍的資料追蹤顯示,延長組深水斜坡及湖底水道/溝道廣泛發(fā)育,為深水區(qū)搬運(yùn)、卸載了大量的碎屑物,且砂體發(fā)育,疊置連片性好,為深水區(qū)頁巖油藏的形成提供了有效的儲集層[18-19]。

前人研究表明，延長組存在滑動、滑塌、碎屑流、濁流等多種成因的深水重力流,多種類型的流體在搬運(yùn)和沉積過程中相互轉(zhuǎn)化,形成了垂向上相互疊置、側(cè)向上連接的復(fù)合成因的砂體,從而影響了不同層段的巖性、物性及其含油性[20-21]。從延長組的沉積演化看,這幾種重力流在湖盆由鼎盛向萎縮轉(zhuǎn)換的長6、長7期最為發(fā)育。而已有的沉積學(xué)研究成果缺乏更加細(xì)致的微相劃分,對不同沉積微相在垂向及橫向上的形成轉(zhuǎn)化機(jī)理認(rèn)識不清,影響了深水區(qū)石油的勘探與開發(fā)。

2 半深湖—深湖沉積的主要識別標(biāo)志

中國中生代湖泊沉積廣泛發(fā)育,通常采用風(fēng)暴浪基面、正常浪基面、季節(jié)性枯水面和洪水面,將湖泊劃分為深湖、半深湖、淺湖和濱湖4個亞相類型。深湖處于風(fēng)暴浪基面以下,通常為靜水缺氧的還原環(huán)境,波浪、湖流的水動力,甚至風(fēng)暴時期水流的攪動作用也觸及不到;半深湖為風(fēng)暴浪基面與正常(天氣)浪基面之間的地帶;淺湖為季節(jié)性枯水期湖平面和正常天氣浪基面之間的淺水地帶;濱湖為季節(jié)性洪水期岸線和枯水期岸線之間的湖平面波動帶。延長期這幾個亞相在平面上大致呈環(huán)帶狀分布。根據(jù)保存的地層沉積記錄進(jìn)行沉積環(huán)境恢復(fù)時,特別是應(yīng)用井下巖心及測井資料時,受識別精度的影響,這些微相的識別有一定的難度。因此,濱湖、淺湖統(tǒng)稱為(濱)淺湖亞相;相應(yīng)地,半深湖、深湖合一稱為半深湖—深湖亞相[18]。陳全紅等[13]根據(jù)古生物化石、遺跡化石、原生沉積構(gòu)造、自生礦物等沉積相標(biāo)志恢復(fù)的延長期古水深顯示,其風(fēng)暴浪基面在15～30 m。

(濱)淺湖區(qū)牽引流沉積廣泛發(fā)育,而深湖—半深湖區(qū)重力流沉積大量發(fā)育。因此,在這些不同水深域沉積的砂體表現(xiàn)出明顯的差異,如砂體的展布及連通性,以及作為油氣儲層時物性的差異等。在沉積相及古地理恢復(fù)中,對淺湖與深湖沉積的識別就顯得尤為重要。龐軍剛等[17]通過收集能反映古水深的巖石礦物、沉積構(gòu)造、古生物等方面的相標(biāo)志,并根據(jù)淺湖與深湖沉積在巖性、沉積構(gòu)造、生物化石、測井曲線及垂向沉積序列等方面存在的差異，對二者加以識別。

半深湖—深湖泥巖呈深黑色,質(zhì)地較純,以發(fā)育塊狀層理和水平層理為特征,未見如泥裂、雨痕等地表暴露沉積標(biāo)志,未見浪成波痕、大型交錯層理、槽狀交錯層理等典型淺水成因的沉積構(gòu)造,魚、魚鱗化石常見,地層中黃鐵礦團(tuán)塊普遍,這些標(biāo)志均指示了較強(qiáng)的水下還原、深湖—半深湖沉積環(huán)境。與深色泥頁巖互層的重力流砂巖、含礫砂巖等粗粒沉積往往為頂?shù)淄蛔兘佑|關(guān)系,或者為底部突變、上部漸變的接觸方式;即使中厚層砂巖夾薄層泥巖的地區(qū),泥巖也常呈黑色或者深灰色。

3 巖相類型及特征

巖相是能指示特定沉積環(huán)境的巖石單元,可通過巖石顏色、粒度、紋層類型、成分等特征表現(xiàn)出來,通過巖相類型可以推測沉積物的搬運(yùn)方式和水動力條件,集中表現(xiàn)為巖石粒徑大小和沉積構(gòu)造方面的特征。本研究主要依據(jù)Maill[22]提出的巖相分類方案,在鄂爾多斯盆地延長組內(nèi)識別出7種巖相類型(見表1), 這些類型及其主要特征分述如下。

1)塊狀砂巖相(Sm):為灰色—灰綠色砂體,呈均勻塊狀或局部可識別出微弱正粒序;砂巖底面可見槽模、溝模、負(fù)載及火焰狀等底面侵蝕或不均勻負(fù)載構(gòu)造;可進(jìn)一步分為巨厚—厚層塊狀砂巖相和中層塊狀砂巖相,這兩類巖相均指示了很強(qiáng)的水動力條件 (見圖2A,B, C)。該巖相解釋為高密度濁流迅速堆積的結(jié)果,一般發(fā)育在濁流沉積的早期或頭部。

2)具泥巖撕裂屑塊狀砂巖相(Smt):為灰綠色塊狀砂巖,基質(zhì)支撐,泥巖撕裂屑呈漂浮狀,一般出現(xiàn)在厚層塊狀砂巖的下部,代表了水道底部的侵蝕沉積。該巖相解釋為碎屑流沉積,通常在垂向上與塊狀砂巖相疊置 (見圖2D)。

3)平行層理砂巖相(Sh):為淺灰綠色砂巖,厚度為3～20 cm,發(fā)育平行層理(見圖2E, F),常發(fā)育在塊狀砂巖相的上部,其解釋為較高密度濁流迅速堆積的結(jié)果。

4)沙紋交錯層理粉砂巖相(Fr):為灰綠色粉砂巖,內(nèi)部紋層呈緩波狀,單組紋層起伏1～2 cm,單層厚度4～10 cm,由水下小型沙波側(cè)向遷移形成(見圖2I)。其多位于平行層理砂巖相之上，在砂體的中、上部常見；其常發(fā)育在濁積水道頂部或堤岸漫溢沉積內(nèi),解釋為伴隨濁流衰退過程中的牽引流改造沉積。

5)同生變形粉砂巖相(Fd):為灰綠色粉砂巖,單層厚度一般小于10 cm。研究區(qū)延長組的變形構(gòu)造主要有階梯狀斷層和滑動面(見圖2G, H)以及包卷層理,常發(fā)育在沙紋交錯層理粉砂巖相的上部。其解釋為濁流衰退過程中伴隨的滑動-滑塌沉積或液化變形。

6)水平層理粉砂巖相(Fl):為一套深灰—灰黑色泥質(zhì)粉砂巖,單層厚度一般小于10 cm,水平層理發(fā)育(見圖2J),常與薄層狀泥巖互層,多發(fā)育在沙紋交錯層理粉砂巖相之上。其解釋為靜水環(huán)境下低密度濁流的緩慢沉降作用。

7)塊狀泥巖相(Fm):呈灰綠—灰黑色,常與粉砂巖互層,層厚3～15 cm,常夾于厚層塊狀砂巖相之中,或發(fā)育在水平層理粉砂巖相之上。其解釋為深水重力流的橫向遷移或深湖泥質(zhì)物懸浮堆積。

根據(jù)上述巖相類型分析該區(qū)湖相流體的成因類型可知,研究區(qū)延長組主要發(fā)育濁流、碎屑流、沉積液化流、滑塌沉積。

表1 重力流沉積巖相類型劃分方案(據(jù)文獻(xiàn)[23]修改)Fig.1 Lithofacies classification schemeof sediment gravity flow deposits

4 重力流沉積微相類型及其特征

按照不同的沉積位置,研究區(qū)延長組發(fā)育的水道型重力流沉積可分為斜坡沉積、坡底沉積和湖底平原沉積3個亞相[4,7,23-24]。斜坡沉積亞相主要發(fā)育限制型水道和水道間沉積微相,且由于斜坡處重力作用強(qiáng),流體攜砂能力強(qiáng),沉積作用較弱。限制型水道主要作為沉積物向深水區(qū)輸送的主要通道,而坡底附近為主要沉積區(qū),主要發(fā)育非限制型水道、漫溢沉積和水道間。湖底平原主要發(fā)育水道前緣朵體和深湖泥沉積微相。

4.1 水道沉積(CT)

1)限制型水道:在深水斜坡的中上部,水道多具有較強(qiáng)的侵蝕性，表現(xiàn)為侵蝕-弱沉積型的特征,以濁流沉積為主,局部發(fā)育滑動-滑塌巖及碎屑流沉積；沉積物粒度相對較粗,以細(xì)砂巖為主,多為Sm、Smt、Fd巖相；單砂體厚度相對較薄(一般小于2 m),塊狀構(gòu)造發(fā)育,砂巖底部可見沖刷面構(gòu)造及揉皺變形構(gòu)造,早期沉積的泥巖被侵蝕卷入水道底部沉積;常與堤岸或深水原地沉積互層產(chǎn)出;平面上，砂體呈窄條帶分布,垂向上多呈孤立式間隔疊置,野外也可見侵蝕為主的水道,不規(guī)則的侵蝕面上部主要為泥質(zhì)充填沉積。GR曲線多為齒化箱形或鐘形(見圖3A, C, E)。

2)非限制型水道: 在深水斜坡底部, 由于逐漸遠(yuǎn)離物源區(qū), 水道多以沉積卸載為主, 主要發(fā)育濁流及部分碎屑流塊狀砂巖, 單砂體厚度較大(一般為5～10 m), 粒度相對較細(xì), 多為Fd、 Sm/Smt和Fm相,砂巖內(nèi)部可見泥巖撕裂屑或漂浮泥礫,底部可見沖刷面構(gòu)造；常形成下部碎屑流沉積、上部濁流沉積的反復(fù)疊置,疊置砂體厚度可達(dá)25 m以上,該微相上部可見堤岸細(xì)粒沉積;平面上，砂體呈條帶狀分布,由于水道的側(cè)向遷移頻繁,可形成廣泛分布的水道砂體。GR曲線多為平直箱型(見圖3B, D)。

A 塊狀砂巖，頂部突變接觸， 西176， 長63， 1 724.9 m； B 塊狀砂巖，白213，長6，2 151.3 m； C 塊狀砂巖中見正粒序，白432，長63，2 247.1 m；D 含撕裂屑塊狀砂巖，山170，長63，2 048.9 m；E 下部平行層理，上部塊狀層理，白432，長63，2 237.5 m；F 平行層理砂巖，白432，長63，2 239.7 m；G 階梯狀斷層，里45，長63，4-29-80; H 滑動面，白516，長63，2 027.2 m; I 沙紋層理粉砂巖，白432，長61，1 959.0 m; J 水平層理粉砂巖，白432，長63，2 245.2 m(井號位置見圖8)圖2 華慶地區(qū)長6重力流不同巖相類型Fig.2 Lithofacies type of sediment gravity flow deposit of Chang 6 in area Huaqing

4.2 堤岸/漫溢沉積(LV)

其發(fā)育于斜坡底部非限制型水道的側(cè)翼,往往是由于小規(guī)模的溢漫而形成較細(xì)粒粉砂巖及泥質(zhì)粉砂巖,砂泥互層沉積也常見。單砂體厚度為0.5～2 m,多由Fl、Fm巖相組成,主要為低密度濁流的產(chǎn)物,常與厚層塊狀砂巖伴生發(fā)育。 在垂向上常處于水道砂巖的上部,而橫向延伸有限；平面上呈條帶狀或板狀平行重力流水道展布。GR曲線多為齒化鐘形或指形(見圖3B, D)。

A 側(cè)向多期疊置的砂體沉積，限定性水道沉積，可見重力流水道底沖刷及側(cè)向加積作用沉積，旬邑山水河，長71；B 厚層砂體向上漸變?yōu)榉凵皫r及泥巖，由水道向堤岸/漫溢及水道間過渡，水道底沖刷幅度較小，旬邑山水河，長71；C A 圖局部放大；D 厚層砂體向上漸變?yōu)榉凵皫r及泥巖，由非限制性水道沉積向朵狀體、堤岸/漫溢及水道間沉積過渡，旬邑山水河，長71；E 厚層砂巖呈頂平底透狀，限定性水道沉積(最下部厚層砂巖)，水道底沖刷面起伏較大，水道形態(tài)呈下凹上平狀，銅川瑤曲，長71(剖面位置見圖1)圖3 銅川—旬邑地區(qū)長7重力流水道、漫溢及水道間沉積特征Fig.3 Depositional characteristics of the channels,overflow and interchannels deposits of turbidite of Chang 7 area Tongchuan-Xunyi

4.3 前緣朵狀體沉積(LT)

其發(fā)育于遠(yuǎn)離物源區(qū)的湖底平原或湖底沉積前端,由于碎屑物的水道區(qū)不斷卸載沉積,流體密度逐漸降低,水道侵蝕能力減弱,流體呈大面積漫流狀,在水道末端形成席狀分布的朵葉體沉積。其由Fd、Fr、Fl巖相組成,為低密度濁流沉積的產(chǎn)物,砂體厚度較薄,一般小于0.5 m,呈薄板狀與深湖泥巖互層,多層朵狀體砂巖中間夾薄層泥巖。GR曲線為齒化箱形狀或指狀(見圖4)。

A 疊置狀中—薄層砂巖，底部發(fā)育溝模構(gòu)造，銅川瑤曲，長71；B 中—薄層砂巖夾深灰色泥巖，銅川瑤曲，長71；C 砂巖中發(fā)育Ta-Te 段，銅川瑤曲，長71；D 多層中—薄層砂巖疊置，具有向上變厚、變粗的趨勢，銅川瑤曲，長71(剖面位置見圖1)圖4 銅川地區(qū)長7重力流朵狀體沉積特征Fig.4 Depositional characteristics of the turbidite lobes deposits of Chang 7 in area Tongchuan

4.4 水道間/深湖泥沉積(ST)

其以深水原地泥巖、頁巖為主,主要由Fl、Fm巖相構(gòu)成,在橫向上分布穩(wěn)定,且沉積厚度較大,可見黃鐵礦團(tuán)塊/結(jié)核。根據(jù)發(fā)育特征,水道間沉積可分為斜坡沉積水道間和坡底水道間,斜坡水道間常在多期重力流沉積間隙期形成,坡底水道間多為重力流沉積間隙期或末期的沉積;而深湖泥多為黑色質(zhì)純的泥巖。其測井曲線呈低幅齒化狀,幅度接近于泥巖基線(見圖3B, 3D,圖5)。

5 重力流沉積動力學(xué)過程分析

5.1 垂向沉積層序及微相組合

根據(jù)不同成因重力流砂體的垂向組合可以推測沉積期不同流體性質(zhì)的轉(zhuǎn)換或者同種性質(zhì)流體的多期疊加,從而分析沉積巖形成的流體性質(zhì)、沉積動力學(xué)過程等。通過對盆地南部野外露頭及研究區(qū)典型井巖心的觀察(見圖5),將研究區(qū)重力流砂體的成因類型及其垂向組合關(guān)系歸納為以下5類。

1)多期水道濁積砂體垂向疊置[25](見圖6)。這種組合主要為多期塊狀砂體在垂向上的疊置,累計(jì)厚度可達(dá)20 m,在長6、長7油層組中最為常見。多期疊置的水道濁流沉積砂體的橫向連通性較好,為研究區(qū)最有利的儲集體類型。

2)滑塌沉積與水道濁積巖的疊置。在三角洲前緣斜坡的坡腳處,縱向上形成變形層理的砂泥混雜滑塌體上覆塊狀濁流砂體的疊置關(guān)系,也可出現(xiàn)滑塌體與濁積水道砂體的多期疊置。

3)水道濁積砂體與朵狀濁積砂體的疊置。朵狀低密度濁積砂體可由早期碎屑流及高密度濁流沉積物濃度的降低而形成,這種疊置關(guān)系的出現(xiàn),反映了2種不同時期流體性質(zhì)之間的轉(zhuǎn)換。不同期次、不同流態(tài)的重力流沉積物在同一地點(diǎn)的疊置也可形成這種垂向關(guān)系。野外剖面中可見水道與朵狀體沉積砂體之間的垂向疊加和側(cè)向漸變過渡,水道沉積碎屑流及濁積砂體一般厚度較大(>0.5 m),朵狀濁流砂體厚度較薄(<0.3 m),呈席狀展布。

4)多期朵狀體濁積砂體的疊置。不同期次的濁流朵狀體砂體可以在同一位置疊置出現(xiàn),這種疊置關(guān)系在研究區(qū)也常見,并且具有較好的連通性,但砂體厚度一般較薄,中間往往有薄的泥巖隔層。

圖5 華慶地區(qū)白432井長6 重力流垂向組合特征Fig.5 Characteristics of vetical facies association of Chang 6 of well Bai 432 in area Huaqing

圖6 合水地區(qū)寧12井長7多期水道砂體垂向疊置(據(jù)文獻(xiàn)[25]重新解釋)Fig.6 Vertical superimposition of multi-stage channel sand bodies of Chang 7 of well Ning 12 in area Heshui

5.2 沉積相與砂體橫向展布及其組合

通過以上單井沉積微相及砂體垂向組合的研究,明確了研究區(qū)重力流砂體的垂向?qū)有?。從延長組長8～長6期沉積微相及砂體剖面圖分析可知(見圖7,8):長8期主要發(fā)育淺湖沉積背景,三角洲前緣砂體廣泛發(fā)育,長6—長7期湖盆擴(kuò)張,水體加深,半深湖—深湖范圍急劇擴(kuò)大,重力流砂體廣泛發(fā)育?；绑w自然伽馬呈中幅齒化鐘型或指型,多分布在半深湖—深湖的滑移面上,但研究區(qū)分布較少,常為孤立的透鏡體狀;水道濁積巖砂體的伽馬曲線呈中幅箱型或鐘型,分布廣泛,構(gòu)成了湖底扇水道的主體,砂體垂向疊置厚度大,連通性好,構(gòu)成了最主要的含油層段;朵狀體濁流砂體的自然伽馬曲線呈指狀、低幅齒化,在水道濁積砂體的前端或其側(cè)翼分布,砂體厚度相對較薄,有一定的連通性,但沉積物粒度較細(xì),較強(qiáng)的非均質(zhì)性,在部分地區(qū)可形成油氣的有效儲集體。

根據(jù)延長組不同成因砂體的組合及分布研究可知:在這幾種重力流沉積中,濁流最為發(fā)育,其次為碎屑流,而沉積液化流僅在局部層段發(fā)育,發(fā)育于濁流啟動的初期;從空間分布上看,滑動-滑塌及碎屑流主要分布在深水坡折帶附近,濁積巖分布在其前方或頂部。

6 水道-朵狀體組合的湖底扇沉積模式

結(jié)合前人大量的研究成果[21,23-24],認(rèn)為鄂爾多斯盆地長6、長7段廣泛發(fā)育水道型濁流沉積(見圖3,圖7)。同時，本研究建立了斜坡-水道-朵狀體的重力流沉積模式,其主要的沉積特征如下(見圖9)。

注：重力流水道常呈下凹上平狀，橫向延伸遠(yuǎn)，前緣朵狀體常呈頂?shù)淄蛔兊谋訝顖D7 華慶地區(qū)長6—長7重力流沉積微相剖面對比圖(剖面位置見圖8)Fig.7 Profile of sediment gravity flow deposits of Chang 6 and Chang 7 in area Huaqing

圖8 華慶地區(qū)長63砂體厚度等值線圖Fig.8 Isopach map of sandstone thickness of sub-member Ch 63 in area Huaqing

圖9 鄂爾多斯盆地延長組長6—長7期湖相水道-朵狀體型重力流沉積模式圖Fig.9 Depositional model of lacustrine sediment gravity flow deposits characterised by channels-lobes of Chang 6 and Chang 7 of the Yanchang Formation, Ordos Basin

1)鄂爾多斯盆地華慶地區(qū)長6、長7主要受盆地東北部物源的影響[26],在東北部淺湖或湖盆邊緣廣泛發(fā)育三角洲前緣。這些三角洲前緣分流河道沉積往湖盆中心推進(jìn)的過程中,尚未固結(jié)或處于半固結(jié)狀態(tài),在坡折帶附近快速堆積,發(fā)生失穩(wěn)垮塌并向坡折帶下方搬運(yùn),隨著下伏泥質(zhì)碎屑物質(zhì)的不斷侵蝕、卷入,流體的密度和狀態(tài)不斷發(fā)生變化,依次發(fā)育滑移、滑塌、碎屑流、濁流4個階段。非限制性水道化的水道以泥質(zhì)沉積為主;當(dāng)水體相對較長時間限定在相對固定的河道內(nèi)時,形成限制性水道,主體為高密度濁流。在搬運(yùn)過程中,這些水道體的邊緣或前端不斷與湖水混合,并沉積卸載,不斷發(fā)生稀釋轉(zhuǎn)化,最終演化為低密度濁流朵狀體沉積2,13,23,27]。從延長組盆地斜坡的坡折帶向深水湖盆方向,不同類型的重力沉積依次發(fā)育,坡折帶附近常發(fā)育滑動-滑塌沉積,向斜坡遠(yuǎn)端及湖底平原深水區(qū)發(fā)生流態(tài)轉(zhuǎn)化,形成碎屑流及濁流沉積,研究區(qū)濁流沉積最為發(fā)育。

2)重力流沉積砂體橫向展布的水道化特征顯著, 野外露頭可見限制性和非限制性水道類型。 根據(jù)地貌及沉積物特征, 從斜坡向盆地方向可依次形成限制型水道、 非限制型水道、 溢漫沉積、 水道間、 前緣朵體和深湖泥。 水道沉積砂體底部的泥巖撕裂屑發(fā)育,常呈不規(guī)則分布, 粒徑為1～5 cm, 向上過渡為塊狀砂巖或正粒序?qū)永砩皫r; 從斜坡區(qū)往深水平原區(qū), 泥礫的粒徑有逐漸減少的趨勢,泥礫的含量也有降低的趨勢。 推測該現(xiàn)象反映具有強(qiáng)侵蝕作用的濁流對深湖區(qū)早期沉積的、 尚未固結(jié)或半固結(jié)的泥頁巖的侵蝕, 并再次被搬運(yùn) 、破碎和沉積, 特別是在水道沉積的早期, 部分泥礫具有明顯的棱角狀和撕裂狀, 部分保留有頁理構(gòu)造[12-13,28]; 隨著濁流頭部碎屑物的不斷沉積, 流體密度逐漸降低, 水動力強(qiáng)度減弱, 砂巖底部內(nèi)部的泥巖撕裂屑變得少見, 粒徑也逐漸變小。

3)受外界因素觸發(fā),推測研究區(qū)為斜坡滑塌型重力流沉積。雖然同沉積期，季節(jié)性洪水、地震作用、火山噴發(fā)等均可觸發(fā)重力流的發(fā)生[9,20]，但根據(jù)研究區(qū)長6、長7 段地層中廣泛發(fā)育軟沉積物變形構(gòu)造,表明研究區(qū)重力流沉積體系與斜坡區(qū)碎屑物的快速堆積、斜坡失穩(wěn)、滑動-滑塌有著密切的聯(lián)系。長7下部地層中凝灰?guī)r夾層多見,長6地層中凝灰?guī)r夾層也普遍多見,因此,同期秦嶺周邊的火山活動對滑塌型重力流的形成也有觸發(fā)作用[6,8]。

4)研究區(qū)不同沉積類型砂體的疊置關(guān)系差異明顯。連井剖面沉積微相對比顯示:水道軸部或近端主要為厚層砂體,多為連續(xù)疊加型及間隔疊加型;在側(cè)向或頂部發(fā)育薄層的砂體,主要形成側(cè)向單層型、多期互層型。這些沉積疊置的砂體類型構(gòu)成了研究區(qū)主要的儲集體。通過野外露頭及測井資料砂體的追蹤對比可知，重力流水道沉積單砂體寬一般2～4 km,厚度5～15 m;朵狀體流沉積規(guī)模相對較小,寬度一般3～5 km,厚度2～6 m。非限制性水道濁積巖厚度大,是深水沉積重要的儲集體；朵狀體濁積體分布范圍廣，厚度薄,常與深湖相泥巖呈互層狀分布。

7 結(jié)論

1)根據(jù)研究區(qū)延長組半深湖—深湖沉積在巖性、沉積構(gòu)造、生物化石、測井曲線及垂向沉積序列等方面的特征，識別和描述了7種巖相類型特征：主要巖相類型有塊狀砂巖相(Sm)、具泥巖撕裂屑塊狀砂巖相(Smt)、平行層理砂巖相(Sh)、沙紋交錯層理粉砂巖相(Fr)、同生變形粉砂巖相(Fd)、水平層理粉砂巖相(Fl)、塊狀泥巖相(Fm)，代表了濁流沉積(高密度、低密度)、碎屑流沉積巖、滑塌沉積、深水原地沉積等成因類型。

2)本研究識別出了研究區(qū)延長組存在重力流水道沉積、堤岸/漫溢沉積、前緣朵狀體沉積和水道間/深湖泥沉積4種微相。其中，水道沉積廣泛發(fā)育，順著水道方向，水道的下切侵蝕作用逐漸變?nèi)?，由限制型演化為非限制型水道，在河道?cè)翼或前端逐漸演化為中薄層的朵狀或堤岸濁積巖，以此建立了湖盆水道-朵狀體的重力流沉積模式，認(rèn)為其為外界觸發(fā)因素影響的斜坡滑塌型重力流。

3)剖面及平面相分析表明，研究區(qū)湖底扇水道中厚層砂巖及中薄層朵狀體砂巖沉積廣泛發(fā)育，且塊狀砂巖普遍含油，這些砂巖儲層鄰近烴源巖，有利于形成致密油；在5種類型的重力流砂體的成因類型及其垂向組合關(guān)系中，多期水道濁積砂體垂向疊置類型最為發(fā)育，也是深湖—半深湖區(qū)最有利的儲層類型。