东营凹陷为渤海湾盆地济阳坳陷中的一个次级构造单元(图 1), 位于山东省的北部, 是在古生界基岩古地形背景上发育起来的中、新生代箕状断陷— 坳陷湖盆。盆地断陷初期发育的古近系孔店组一段(孔一段)和沙河街组四段下亚段(沙四下亚段)(Ek1-Es4x)为一套统称为“ 红层” 的砂泥岩互层剖面(图 2), 与红层同时发育的是位于盆地洼陷带— 陡坡带的巨厚膏盐岩层。对于红层的沉积特征和沉积模式以及膏盐层的形成机制, 很多学者进行了大量的研究(Watker, 1967; 李维锋等, 1996; 陈发亮等, 2000; 王建伟等, 2001; 袁静和覃克, 2001; 杨剑萍和操应长, 2002; 金强, 2003; 吕明才等, 2004; 纪友亮等, 2005; 袁静, 2005; 陈波等, 2007; 徐磊等, 2008; 贺振建, 2009), 多数学者认为东营凹陷红层和膏盐层形成时期气候干旱, 蒸发作用强烈, 以氧化环境为主, 并且分别建立了红层和膏盐层的沉积成因模式(王建伟等, 2001; 袁静和覃克, 2001; 杨剑萍和操应长, 2002; 吕明才等, 2004; 袁静, 2005)。但是, 红层和膏盐层在沉积盆地中往往并不是单一的出现, 而是常呈共生状态。东营凹陷孔一段— 沙四下亚段沉积时期, 在盆地的缓坡带发育了厚层红层沉积, 而在盆地的陡坡带则发育了厚层的膏盐岩沉积, 并且两者之间常出现互层现象。因此, 红层和膏盐层在成因上往往具有必然的联系, 应将它们作为一个统一的整体进行研究。在分析东营凹陷孔一段— 沙四下亚段红层和膏盐层沉积特征的基础上, 结合沉积环境分析, 探讨红层— 膏盐层的沉积成因模式。

图1

Fig.1

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	图1 济阳坳陷东营凹陷构造位置及构造特征Fig.1 Tectonic location and tectonic characteristics of Dongying Sag in Jiyang Depression

图2

Fig.2

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	图2 济阳坳陷东营凹陷孔一段— 沙四下亚段综合柱状图Fig.2 Comprehensive column of the Ek1-Es4x in Dongying Sag in Jiyang Depression

东营凹陷孔一段— 沙四下亚段岩石类型多样, 缓坡带和洼陷带及陡坡带岩性差别明显。缓坡带主要发育厚度相对较薄的灰色、灰绿色、紫红色及杂色细砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩、粉砂质泥岩、泥岩, 局部地区发育火成岩, 在缓坡带边缘发育厚度相对较大的紫红色、棕红色及灰色砾岩、含砾砂岩等; 洼陷带主要发育厚度较大的蒸发岩沉积, 主要包括灰色膏岩、盐岩、盐膏岩、泥质膏岩、含膏泥岩、含盐泥岩、泥岩等, 局部可见灰色、紫红色含盐粉砂岩、含盐细砂岩、含膏粉砂岩及含砾砂岩、砾岩; 陡坡带靠近控盆断层附近主要发育厚度较大的灰色含砾砂岩、砾岩等(图 2)。红层砂岩沉积物中长石和岩屑含量较高, 岩石类型主要为岩屑质长石砂岩和长石质岩屑砂岩, 此外还有少量亚长石砂岩。砂岩沉积物成分成熟度较低(表 1), 自下而上呈现出逐渐增大的趋势, 表明沉积物沉积过程中经受的水动力作用时间和强度逐渐增加。

表1

Table1

表1(Table1)

表1 东营凹陷孔一段— 沙四下亚段(Ek1-Es4x)红层砂岩岩石学特征 Table1 Petrological characteristics of red beds of the Ek1-Es4x in Dongying Sag 样品数 /个 层位 石英含量/% 长石含量/% 岩屑含量/% 成分成熟度 一般 平均 一般 平均 一般 平均 一般 平均 44 Es4xs 37~55 44.9 25~37 34.1 14~32 20.9 0.56~1.22 0.83 20 Es4xx 38~56 45.7 33~38 35.8 6.5~27 18.5 0.61~1.26 0.88 156 Ek1 5~47 32.5 2~41 30.3 15~95.5 39.1 0.05~1.00 0.53

表1 东营凹陷孔一段— 沙四下亚段(Ek1-Es4x)红层砂岩岩石学特征 Table1 Petrological characteristics of red beds of the Ek1-Es4x in Dongying Sag

1.2 沉积构造特征

通过对东营凹陷孔一段— 沙四下亚段20余口取心井的岩心精细观察和描述, 表明红层— 膏盐层沉积构造类型丰富多样, 且在盆地的不同位置, 沉积构造类型具有明显不同的特征。在缓坡带边缘常见反映重力流作用和水上沉积作用的紫红色杂基支撑砾岩以及紫红色含砾砂岩、砂岩、泥岩(图 3-a), 可见块状层理和粒序层理等; 在缓坡带内部常见到反映牵引流作用和水下沉积作用的交错层理、平行层理、浪成沙纹层理以及粉砂质泥岩和泥质粉砂岩中的生物钻孔等(图 3-b至图3-e), 表明红层沉积具有重力流和牵引流并存、水上沉积作用与水下沉积作用并存的特征。早中期沉积的膏盐层常与紫红色泥岩、砂岩互层出现, 而晚期形成的膏盐层常与暗色泥岩、砂岩呈现互层特征(图 3-f, 3-g), 表明早中期湖盆水体浅, 以氧化环境为主, 晚期湖盆水体相对加深, 表现出一定的还原特征。

图3

Fig.3

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	图3 东营凹陷孔一段— 沙四下亚段红层— 膏盐层沉积构造特征（a— 杂基支撑砾岩, 王110井, 2286.2m, Ek1; b— 交错层理, 王130井, 1744.1m, Ek1; c— 平行层理, 王斜99井, 1916.43m, Es4x; d— 浪成沙纹交错层理, 梁120井, 3099.4m, Es4x; e— 生物钻孔, 纯古1井, 2319m, Es4x; f— 膏盐岩与红色泥岩接触, 郝科1井, 3769m, Es4x; g— 膏 盐岩与灰色泥岩互层, 丰深2井, 4298.9m, Ek1）Fig.3 Sedimentary structure characteristics of red beds-gypsum salt beds of the Ek1-Es4x in Dongying Sag

图4

Fig.4

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	图4 东营凹陷孔一段— 沙四下亚段红层沉积粒度概率图类型（a— 直线式, 王110井, 2316.15m, Ek1; b— 高斜一跳一悬式, 官113井, 2471.25m, Es4x; c— 低斜一跳一悬式, 王110井, 2299.83m, Ek1; d— 两跳一悬式, 官118井, 3007.9m, Es4x; e— 滚动跳跃加悬浮式, 官113井, 2491.78m, Es4x; f— 多滚动多 跳跃加悬浮式, 官118井, 3009m, Es4x）Fig.4 Types of grain size probability curves of red beds of the Ek1-Es4x in Dongying Sag

1.4 沉积物垂向叠加样式

东营凹陷孔一段— 沙四下亚段红层沉积在盆地不同位置具有不同的发育特征, 使得其在盆地的不同位置具有不同的垂向叠加样式(图 5)。在盆地缓坡带边缘, 沉积砂体厚度大、粒度粗, 在一个旋回的底部常发育砾岩、含砾砂岩等, 并且具有冲刷— 充填构造, 向上沉积物粒度逐渐变细, 砂体厚度逐渐变薄, 泥岩发育在旋回的顶部, 厚度较小, 此种类型的沉积旋回往往为基准面持续上升下的产物, 如博斜24井(图 5-a)。盆地缓坡带内侧, 沉积砂体厚度变薄, 粒度变细, 常表现为向上粒度变细的正旋回, 一个旋回底部常为粒度相对较粗、厚度相对较大的砂岩, 向上粒度变细、砂体厚度变薄, 旋回顶部主要为厚度相对较大的泥岩沉积或薄砂层沉积, 反映了基准面在泥岩沉积末期由上升转为下降, 如王46井(图 5-b)。盆地洼陷带靠近缓坡带一侧, 沉积物粒度相对较细, 砂体厚度非常薄, 并且常和膏盐层呈互层产出, 很多学者的研究表明, 东营凹陷孔一段— 沙四下亚段膏盐层为蒸发成因(金强, 2003; 徐磊等, 2008), 即膏盐岩形成时沉积水体相对较浅, 基准面处于下降状态, 因此, 此处的沉积旋回表现为初期的薄砂层沉积和晚期的膏盐岩沉积, 薄砂层沉积初期基准面处于上升状态, 薄砂层沉积晚期和膏盐岩沉积时期基准面处于下降状态, 并且膏盐岩沉积自下而上表现为含膏泥岩、泥质膏盐岩、膏盐岩和盐岩的演化序列, 沉积盆地洼陷带靠近缓坡带一侧沉积主要为此种类型的旋回的垂向叠加, 如郝科1井(图 5-c)。

图5

Fig.5

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	图5 东营凹陷孔一段— 沙四下亚段红层— 膏盐层沉积物垂向叠加样式Fig.5 Vertical superposition styles of red beds-gypsum salt beds of the Ek1-Es4x in Dongying Sag

盆地洼陷带相对靠内位置, 砂体基本不发育, 沉积物主要为泥岩和膏盐岩互层, 膏盐岩沉积是由于蒸发作用所致。因此, 在旋回发育的早期往往沉积厚度相对较大的泥岩层, 此时基准面处于上升状态; 旋回发育的中晚期, 泥岩厚度逐渐减薄、膏盐岩厚度逐渐增大, 并且膏盐岩自下而上表现为含膏泥岩、泥质膏盐岩、膏盐岩和盐岩的演化序列, 此时基准面处于下降状态, 如新东风10井(图 5-d)。盆地洼陷带相对靠近陡坡带一侧, 沉积物主要为薄层泥岩、泥质膏盐岩、厚层膏盐岩和盐岩互层, 旋回发育初期, 由于基准面处于上升状态, 湖盆水体范围相对较大, 盐度相对较低, 以发育薄层泥质膏盐岩沉积为主, 并且内部泥岩各层相对较厚; 旋回发育的中晚期, 基准面下降, 湖盆水体范围迅速减小, 盐度增大, 沉积物主要为少量的泥质膏盐岩和含膏泥岩互层以及大套的膏盐岩和盐岩互层, 如丰深2井(图 5-e)。盆地陡坡带靠近控盆断层位置, 沉积物表现为中厚层砾岩、砂岩和薄层膏盐岩互层沉积, 旋回发育早期, 以沉积中厚层砾岩、砂岩为主, 基准面处于上升状态, 向上沉积物厚度逐渐减薄, 粒度变细; 旋回发育晚期, 由于陆源沉积物供给量减小, 湖盆水体变浅, 盐度增大, 以沉积膏盐岩为特征, 如丰深1井(图 5-f)。盆地不同位置的不同垂向叠加样式表明, 东营凹陷孔一段— 沙四下亚段沉积时期, 沉积环境复杂多变, 湖盆水体呈现出快速的消长过程。

为研究东营凹陷孔一段— 沙四下亚段沉积时期沉积环境特征, 对丰深2井取心井段进行系统的取样, 分析其矿物含量及常量和微量元素的变化, 利用古气候和古盐度指标确定孔一段— 沙四下亚段沉积时期的沉积环境特征。由于丰深2井样品中碳酸盐矿物发生了不同程度的重结晶作用, 常用来判断古气候的碳氧同位素指标并不适用于本次研究。Rb/Sr值是海相条件下常用的气候地球化学指标之一。一般认为在海相环境、潮湿条件下Rb/Sr值变小, 干旱条件下 Rb/Sr 值变大

图6

Fig.6

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	图6 东营凹陷丰深2井古气候和古盐度指标相关关系图Fig.6 Correlation of paleoclimate and paleosalinity indexes of Well Fengshen 2 in Dongying Sag

(申洪源等, 2006)。在陆相湖泊研究中也经常应用该比值来反映古湖泊的气候变化。在陆相盆地中, 尽管潮湿条件下的化学风化作用强烈, Rb大量析出而被黏土吸附, 但这些黏土不会残留原地, 而是主要被剥蚀搬运进入盆地, 大量吸附Rb的黏土被搬运至湖泊中央沉积; 同时进入湖盆的溶解Sr²⁺一般则是在偏干旱时候与碳酸盐类质同象而沉积, 所以就造成了潮湿环境下Rb/Sr值的加大。因此, 在陆相盆地中, Rb/Sr值的含义实际上与海相条件下相反, 即Rb/Sr值高代表偏潮湿的气候环境, 而Rb/Sr值低代表偏干旱的气候条件(沈吉等, 2001)。

小尺度的沉积旋回中, 泥页岩中大都含有极细粉砂级的石英和长石, 而粗碎屑进入湖盆主要通过入湖水流, 所以当泥页岩中的极细粉砂含量明显增多时, 表明入湖的水流增强、湖水的循环性变好, 其沉积背景是气候潮湿。

用地球化学方法推断古盐度是最常用的、也是效果较为理想的一种方法。由于丰深2井样品中含有较多的碳酸盐、石膏和石盐等盐类矿物, 常用的碳酸盐稳定同位素法、相当B元素法和元素比值法对古盐度的反映很不敏感(孙镇城等, 1997; 李进龙和陈东敬, 2003)。因此, 考虑采用沉积物中盐类物质的含量来近似地代表沉积水体的古盐度。对于丰深2井取心段, 其重要的特征是无论泥岩还是页岩, 普遍含有不定量的石膏和碳酸盐, 而且这些石膏和碳酸盐均为原生, 所以可以用石膏与碳酸盐的百分比作为盐度的替代指标。

图6所示, 泥页岩中作为盐度指标的碳酸盐+硫酸盐与古气候指标Rb/Sr值具有明显的负相关性(图 6-a), 气候潮湿条件下盐类的沉淀明显减少, 表明盐类矿物一般在干旱气候条件下形成。Rb/Sr值与(长石+石英)含量以及亲碎屑元素Cr含量具有正相关性(图 6-b, 6-e), 气候潮湿条件下, 石英、长石等极细粉砂含量明显增加。硫酸盐+碳酸盐与泥页岩中的石英+长石极细粉砂的含量以及亲碎屑元素Cr含量明显负相关(图 6-c, 6-d)。

图7

Fig.7

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	图7 东营凹陷丰深2井沙四下亚段(Es4x)矿物含量、元素及古气候变化特征Fig.7 Characterisitcs of mineral content, elements and paleoclimate change of Es4x of Well Fengshen 2 in Dongying Sag

以颗粒形式搬运的石英和长石砂岩, 最常见的方式就是借助各种水流进入湖泊。入湖水流越强、湖水受扰动的程度越大, 则以悬浮方式进入湖泊中的极细粉砂就越多。随着河水的不断注入, 湖泊水体也就越淡化, 盐类物质的沉淀相应地也就越少, 从而造成了极细粉砂与盐类物质含量的负相关。从这个角度也说明, 古气候对古盐度变化起着明显的控制作用。(石英+长石)含量与P元素含量呈正相关关系(图 6-f)。P元素主要来源于水生生物, 水生生物的繁盛与否与营养物质的多少密切相关。对于明显分层的平静水体, 营养物质主要来源于入湖水流以及底层湖水的上涌。而底层湖水的上涌, 在盐度分层的情况下, 一般与湖水的淡化和入湖水流对湖水的扰动有关。

因此, 丰深2井中的石英和长石主要是在气候转为相对潮湿时期, 由入湖水流携带进入湖盆的, 同时使得湖盆水体盐度明显降低, 盐类矿物含量减少; 而盐类矿物则是在气候转为干旱、入湖水流减少、湖水水位降低的情况下沉积的。通过分析图7表明, 东营凹陷孔一段— 沙四下亚段红层— 膏盐层沉积时期气候干湿变化非常频繁, 丰深2井仅在14m厚的地层内就可识别出多个气候干湿交替变化旋回。气候潮湿时, 入湖水流量大, 湖平面上升, 主要沉积灰色泥岩和页岩; 气候干旱时, 入湖水流量明显减少, 蒸发作用强烈, 湖平面快速下降, 主要沉积灰色含膏泥岩、白云质泥岩及白云质页岩。孔一段— 沙四下亚段沉积时期频繁的干湿气候交替变化导致薄砂层和膏盐层呈频繁互层特征。

东营凹陷孔一上亚段— 沙四下亚段下段沉积时期泥岩颜色主要为氧化色, 还原色非常少, 表明这一时期水体较浅, 湖盆水位相对较低, 沉积环境以干旱、氧化为主(图 8-a, 8-b); 沙四下亚段上段沉积时期, 湖盆边缘泥岩颜色仍以氧化色为主, 但还原色泥岩含量明显增加,

图8

Fig.8

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	图8 东营凹陷孔一段— 沙四下亚段(Ek1-Es4x)泥岩颜色和膏盐岩厚度分布图（a— Ek1上部泥岩颜色及膏盐岩厚度分布图; b— Es4x下部泥岩颜色 及膏盐岩厚度分布图; c— Es4x上部泥岩颜色及膏盐岩厚度分布图）Fig.8 Distribution of color of mudstone and thickness of gypsum salt deposit of the Ek1-Es4x in Dongying Sag

且湖盆内部以还原色为主, 表明湖盆水体深度有所增加, 湖盆水位相对较高(图 8-c)。前人对东营凹陷古近系膏盐层成因的研究表明, 膏盐层形成早中期, 湖盆水体较浅, 变化频繁, 膏盐层为浅水蒸发成因; 膏盐层形成中晚期, 湖盆水体相对较深, 且水体较为稳定, 膏盐层为深水蒸发成因(徐磊等, 2008)。由图8中膏盐岩厚度等值线分布特征可知, 孔一段上亚段和沙四下亚段下段膏盐岩分布范围相差不大, 且分布范围较小, 表明此时湖盆稳定水体范围非常小; 而沙四下亚段上段沉积时期膏盐岩分布范围明显增大, 表明此时湖盆稳定水体范围较大。结合上述的古气候分析表明, 东营凹陷孔一段— 沙四下亚段沉积期, 气候干湿交替频繁, 湖平面表现为频繁的上升和下降的振荡性特征。孔一段— 沙四下亚段下段沉积时期稳定水体范围小, 湖盆水位相对较低, 气候潮湿期和干旱期湖平面和湖盆水体范围变化较大, 湖泊表现为低水位振荡性特征; 而沙四下亚段上段沉积期, 湖平面仍表现为气候干湿交替变化控制下的频繁振荡特征, 由于湖盆水体分布范围较广, 水深相对较深, 水位相对较高, 湖泊表现为高水位振荡性特征。

在红层沉积特征分析的基础上, 结合古环境特征分析, 综合利用钻井岩心资料、测井、录井及地球化学等资料建立了孔一段— 沙四下亚段红层— 膏盐层的沉积成因模式(图 9, 图10)。

3.1 低水位振荡性湖泊沉积模式

低水位振荡性湖泊水体范围和深浅主要受入湖洪水的影响。在洪水活跃期, 湖盆由于受入湖洪水的影响, 湖平面迅速上升, 湖水范围迅速扩大, 并且入湖洪水携带大量的陆源碎屑物质在盆地缓坡带和局部的陡坡带堆积, 在缓坡带边缘形成了规模不等的冲积扇沉积, 缓坡带内部形成大规模连片分布的漫湖三角洲砂体。

由于湖平面相对较深, 各种湖流如波浪等作用较强, 对连片分布的砂体改造, 形成在连片砂体前端孤立分布的滨湖滩坝沉积。洪水活跃期由于大量的入湖洪水的影响, 湖盆水体盐度较低, 在湖盆洼陷带主要沉积红色或灰色泥岩或含膏泥岩, 局部地区发育泥质膏盐岩。在洪水间歇期, 由于气候干旱, 湖盆水体范围由于强烈的蒸发作用而迅速萎缩, 湖平面快速下降, 洪水期缓坡带沉积的连片分布的砂体大部分暴露出水面, 仅在湖盆洼陷带存在一定范围的水体。

由于强烈蒸发作用和缺乏入湖淡水的补给, 湖盆水体盐度增大, 并且呈现出一定的分带性, 相应的沉积物也表现出明显的分带性, 在水体边缘主要沉积紫红色泥岩和钙质泥岩, 向内部逐渐沉积含膏泥岩和膏盐岩。因此, 一个完整的洪水期— 间洪水期沉积序列在盆地缓坡带边缘表现为基准面持续上升背景下的陆源粗碎屑沉积, 向上沉积物粒度逐渐变细, 砂体厚度逐渐变薄; 在广阔的间歇性暴露出水面的缓坡带沉积区, 洪水期— 间洪水期沉积序列表现为基准面以上升为主背景下的陆源碎屑沉积, 晚期基准面快速下降, 自下而上, 由盆地边缘向盆地内部沉积物粒度逐渐变细, 砂体厚度逐渐变薄, 顶部发育厚度相对较大的紫红色泥岩沉积; 在盆地洼陷带靠近缓坡带一侧, 洪水期— 间洪水期沉积序列表现为基准面上升背景下的薄层砂泥岩互层和基准面下降背景下的含膏泥岩、泥质膏盐岩和膏盐岩沉积; 在盆地洼陷带相对靠内位置, 洪水期— 间洪水期沉积序列表现为基准面上升背景下的泥岩沉积和基准面下降背景下的含膏泥岩、泥质膏盐岩和泥岩互层以及晚期的膏盐岩沉积; 在盆地洼陷带相对靠近陡坡带一侧, 洪水期— 间洪水期沉积序列表现为基准面短暂上升背景下的薄层泥质膏盐岩和薄层泥岩互层及基准面下降背景下的泥质膏盐岩、含膏泥岩互层与晚期的厚层膏盐岩沉积; 在盆地陡坡带附近, 洪水期— 间洪水期沉积序列表现为基准面上升背景下的陆源粗碎屑沉积和基准面下降背景下的薄层含膏泥岩、泥质膏盐岩互层(图 9)。

图9

Fig.9

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	图9 低水位振荡性湖盆红层— 膏盐层沉积成因模式Fig.9 Sedimentary origin model of red beds-gypsum salt beds of lower water level oscillatory lacustrine basin

3.2 高水位振荡性湖泊沉积模式

高水位振荡性开阔湖泊水体范围和深浅变化主要受控于河流作用。河流作用强烈期, 由于大量水体注入湖泊, 使得湖盆水体范围扩大, 湖平面上升, 入湖河流携带大量的陆源碎屑物质在盆地缓坡带堆积, 形成规模较大的连片分布的浅水型三角洲砂体。湖盆水体范围广阔时, 各种湖流如波浪作用较为发育, 将浅水型三角洲砂体改造成分布于其前端的孤立的滨湖滩坝砂体。盆地陡坡带发育少量的近岸水下扇沉积。由于河流作用强烈, 湖盆水体能够得到充分的补给, 水体盐度较低, 在盆地洼陷带主要沉积泥岩或钙质泥岩, 局部地区发育含膏泥岩和泥质膏盐岩。河流作用衰弱期, 由于蒸发作用, 湖盆水体范围缩小, 湖平面下降, 部分河流作用强烈期沉积的浅水型三角洲暴露出水面, 此时盆地缓坡带边缘的沉积作用主要表现为波浪等湖流对先前形成砂体的改造作用, 而在盆地内侧, 由于湖盆水体盐度增加, 主要沉积盐类矿物, 并且由盆地边缘向盆地内部呈现出泥岩、含膏泥岩、泥质膏盐岩和膏盐岩的变化序列。一个完整的河流作用强烈期— 河流作用衰弱期沉积序列在盆地不同位置的特征与完整的洪水期— 间洪水期沉积序列在盆地不同位置的特征基本一致, 所不同的是在缓坡带沉积区, 河流作用衰弱时期发育一定规模的滨浅湖滩坝沉积(图 10)。

图10

Fig.10

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	图10 高水位振荡性湖盆红层— 膏盐层沉积成因模式Fig.10 Sedimentary origin model of red beds-gypsum salt beds of higher water level oscillatory lacustrine basin

1)通过对东营凹陷古近系孔一段— 沙四下亚段红层沉积构造、碎屑颗粒粒度分析, 认为孔一段— 沙四下亚段红层沉积具有水上沉积和水下沉积共存、重力流沉积与牵引流沉积并存的特征, 红层— 膏盐层在盆地的不同位置具有明显不同的垂向叠加样式, 反映了沉积环境的复杂多变。

2)东营凹陷古近系孔一段— 沙四下亚段沉积时期沉积环境以干旱为主, 呈现出干湿频繁交替变化的特征。气候相对潮湿时期, 湖盆盐度较低, 以沉积砂泥岩为主; 气候干旱时期, 湖盆盐度高, 以沉积膏盐岩为主。

3)通过对红层— 膏盐层沉积构造特征和泥岩颜色的分析, 结合前人对东营凹陷膏盐岩成因的研究, 表明孔一段— 沙四下亚段下段红层— 膏盐层沉积期为低水位振荡性湖泊, 沙四下亚段上部沉积期为高水位振荡性湖泊。低水位振荡性湖泊湖平面受季节性洪水控制, 湖盆水体浅, 变化频繁, 洪水活跃期, 入湖洪水携带大量碎屑物质在盆地缓坡带形成规模较大的滨湖砂体, 洼陷带主要沉积红色或灰色泥岩或含膏泥岩; 洪水间歇期, 湖泊盐度升高, 沉积作用以洼陷带的膏盐岩沉积为主; 高水位振荡性湖泊湖平面受河流作用控制, 湖盆水体相对较深, 水体稳定, 河流作用强烈期, 沉积作用主要表现为缓坡带受河流和湖流控制的滨浅湖沉积, 洼陷带主要沉积泥岩或钙质泥岩, 可见含膏泥岩; 河流作用衰弱期, 湖泊盐度升高, 沉积作用主要表现为洼陷带的膏盐岩沉积和缓坡带湖流对先期沉积物的改造作用。在盆地不同的位置, 低水位振荡性湖泊和高水位振荡性湖泊沉积具有明显不同的垂向叠加序列。