滑动岩体是在外界触发条件下沿着剪切面形成的砂体沉积, 在研究区分布较少。滑动岩体内部变形较少, 可保留原始的沉积构造特征, 只是在滑动剪切面处有变形。岩性以细砂岩、粉砂岩及泥质粉砂岩为主。在岩心上其主要的识别标志有:底部见主剪切带, 顶部砂泥突变接触(图 2-A, 2-B); 泥岩中见砂质注入体。滑动岩体一般不易保存, 在外力作用下易于向滑塌砂体转化。

研究区滑塌沉积是指在受到外力的作用下, 沿下凹滑移面运移, 并发生旋转剪切变形而形成的砂质和泥质沉积物的总称, 砂质滑塌沉积物称之为滑塌岩。在晚三叠世受印支运动的影响大, 盆地在整体沉降过程中, 受到地震、火山活动的影响, 使流体产生的超孔隙压力不足以支撑沉积物的重力, 三角洲前缘的砂体发生液化, 进而形成滑塌岩。在滑塌过程中, 砂体常发生卷曲变形, 发育变形层理及微褶皱, 砂泥混合, 这些都是识别滑塌砂体的重要证据。

研究区滑塌沉积特征主要有:(1)常见滑塌褶皱, 滑塌褶皱分为砂质褶皱(图 2-C)和泥质褶皱(图 2-D)2种; (2)粉砂岩及粉砂质泥岩中见包卷层理及砂球、砂枕构造(图 2-E)、旋转火焰状构造(图 2-F); (3)泥岩中见肠状液化砂岩脉(图 2-G)及砂质体侵入(图 2-H); (4)砂泥的交界处可见泥质滑塌面。

图2

Fig.2

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	图2 鄂尔多斯盆地南部延长组滑动、滑塌沉积特征Fig.2 Sedimentary characteristics of slide and slump deposits of the Yanchang Formation in southern Ordos Basin

砂质碎屑流是一种塑性流变、层流状态的沉积物流, 沉积物通常以整体“ 冻结” 的方式发生沉积(Shanmugam, 2012), 体现了一种块体搬运过程。砂质碎屑流内部存在多种支撑机制, 主要包括摩擦产生的强度、基质聚合产生的强度及浮力, 其黏土含量可变, 沉积物体积浓度较高(> 25%)。在研究区延长组长6— 长7油层组广泛发育砂质碎屑流沉积, 岩性以细砂岩、粉砂岩为主, 整体呈块状, 局部含有泥砾及泥岩撕裂屑, 其沉积特征如下:

1)岩性为中— 细粒岩屑长石砂岩、长石岩屑砂岩, 块状层理, 不具任何沉积构造现象( 图 3-A)。单层砂体厚度大, 一般大于0.5, m, 有较好的含油性。

2)突变的顶底面接触关系。砂质碎屑流沉积物顶部常与泥岩突变接触, 这种接触方式是砂质碎屑流沉积物整体冻结沉积作用的重要证据(图 3-B)。其底部一般不会形成明显的冲刷侵蚀现象, 但可见负载的底接触(图 3-C)。砂质碎屑流属于层流, 不具侵蚀性, 因此底接触面比较平坦, 负载构造是由于砂体突然侵位和卸载作用形成的。

3)具泥岩撕裂屑及“ 漂浮状” 泥砾。灰黑色泥岩撕裂屑呈层状分布, 大小混杂, 分选、磨圆较差, 具不明显的定向性(图 3-D), 属内源型碎屑沉积物。对于这种泥岩撕裂屑的成因, 孟庆任等(2007)通过对西秦岭和松潘地体三叠系深水沉积研究认为, 早期浊流对下伏地层进行侵蚀, 将泥岩碎屑卷入其中, 随后发生流体转换, 从而形成具泥岩撕裂屑的砂质碎屑流。笔者认为泥岩撕裂屑可由砂质滑塌及泥质碎屑流形成过程中产生, 泥岩碎屑被卷入上覆砂质沉积物中形成了具泥岩撕裂屑的块状砂岩。研究区“ 漂浮状” 泥砾具浅黄的氧化色, 磨圆较好(图 3-E), 属外源型碎屑沉积物。这种泥砾形成于三角洲平原, 由于分流河道的侧向侵蚀作用, 使分流间湾中的泥砾被冲刷至三角洲前缘水下分流河道中, 在一定的触发机制下, 滑塌、坠入砂质沉积物中形成。

4)具“ 泥包砾” 结构。“ 泥包砾” 结构是指泥质结核被泥质外壳呈同心环状包裹, 漂浮在块状砂岩中( 图 3-F)。李相博等(2014)通过研究“ 泥包砾” 的形成过程, 认为“ 泥包砾” 结构表现出了沉积物块体搬运状态, 它对确定延长组深水块状砂岩为砂质碎屑流具有标志性意义。

5)砂质碎屑流的块状砂岩在粒度概率曲线上表现为两段式(图 4)。跳跃总体占整个粒度分布大部分, 一般占70%~80%, 斜率45° ~50° ; 悬浮总体占整个粒度分布的15%~25%, 斜率20° ~25° 。这种特征表明砂质碎屑流同时具有牵引流的特征, 沉积物以整体沉降为主, 颗粒分选差, 曲线形态常呈微向上凸的弧线, 矿物的结构成熟度及成分成熟度都较低。

图3

Fig.3

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	图3 鄂尔多斯盆地南部延长组砂质碎屑流沉积特征Fig.3 Sedimentary characteristics of sandy debris flow deposits of the Yanchang Formation in southern Ordos Basin

浊流属于牛顿流体, 不具有任何屈服强度, 一旦受到外力作用就会运动, 它位于重力流沉积的末端。其流动状态属于紊流, 具有侵蚀性, 因此在浊积岩的底部常见到槽模、沟模等各种底模构造。浊积岩具有正粒序的沉积特征, 这是由于重力分异作用形成的, 大的颗粒先沉积, 小的颗粒后沉积。

图4

Fig.4

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	图4 鄂尔多斯盆地南部延长组砂质碎屑流块状砂岩粒度概率分布图Fig.4 Grain-size probability plot of massive sandstone of sandy debris flow of the Yanchang Formation in southern Ordos Basin

近年来, 作为描述浊积岩特有沉积构造的“ 鲍玛序列” 受到人们的质疑。Lowe(1982)将Ta段解释为高密度浊流, 而将Tb-d段解释为低密度浊流。Shanmugam(1996, 2000)认为Ta段中只有粒序层理的砂岩段才是浊积岩, 具块状砂岩层段属于砂质碎屑流沉积, 具平行层理的Tb段及具沙纹交错层理的Tc段是浊积岩受到底流改造作用形成的, Td则是悬浮沉积层段。本文中认同正粒序是浊积岩识别的重要标志。研究区浊流沉积具有以下特征:

1)具突变、侵蚀底接触关系。由于浊流紊乱的流动状态, 往往对下伏地层产生侵蚀作用, 因此在浊积岩的底部常见沟模(图 5-A, 5-G)、槽模(图 5-B, 5-G)、锥模(图 5-C)等底模构造。

2)研究区浊积岩厚度较小, 单层厚度一般小于0.5, m(图 5-D), 发育正粒序, 顶部具渐变的岩性接触关系。

3)在粒序层理的上部可见具牵引流成因的平行层理、小型交错层理、流水沙纹层理和水平层理, 构成不完整鲍马序列的ABC、CDE、CD、DE等层段(图 5-E, 5-F)。

图5

Fig.5

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	图5 鄂尔多斯盆地南部延长组浊流沉积特征Fig.5 Sedimentary characteristics of turbidity deposits of the Yanchang Formation in southern Ordos Basin

泥质碎屑流是以泥岩、粉砂质泥岩为主, 内部混杂有砂质团块或砾石的黏性流体(李相博等, 2014)。支撑颗粒之间的基质强度主要取决于黏土含量的高低(鲜本忠等, 2013)。当黏土含量较少时, 表现为刚性流动, 砂质团块不规则且棱角分明; 当黏土含量较多时, 表现为塑性流动, 可见一定磨圆性的砂质团块和泥砾。在研究区泥质碎屑流表现为以下沉积特点:

1)泥质碎屑流沉积物整体发生流体流动, 表现为无粒序的块状, 但在泥质碎屑流内部常见不规则的粉砂岩团块(图 6-A), 其与泥质滑塌具变形构造相区别。

2)块状的暗色泥岩、粉砂质泥岩内部可见近直立的土黄色泥砾(图 6-B)及灰黑色泥岩撕裂屑(图 6-C), 泥砾长度可达十几厘米, 磨圆较好, 表明当时泥质碎屑流具有很大的黏度, 是一种宾汉体, 而非牛顿流体, 反映了整体为“ 冻结” 的流动搬运状态。

图6

Fig.6

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	图6 鄂尔多斯盆地南部延长组泥质碎屑流沉积特征Fig.6 Sedimentary characteristics of muddy debris flow deposits of the Yanchang Formation in southern Ordos Basin

重力流砂体的垂向组合是流体性质转换或同种性质流体叠置最直接的反映, 分析重力流不同成因类型砂体之间的叠置关系, 对于分析重力流沉积的形成过程有着重要意义。通过对研究区典型井的岩心观察及描述(图 7和图8), 根据砂体成因类型及其组合关系, 将研究区重力流砂体的垂向组合归纳为五类:

1)多期砂质碎屑流垂向叠置。这种组合在研究区最为常见, 表现为多期块状砂质碎屑砂体在垂向上的相互叠置, 累计厚度可达20, m, 多期砂质碎屑流的叠置在长7油层组中最为常见, 且砂体的横向连通性较好, 为油气的大规模成藏奠定了物质基础。

2)砂质滑塌与砂质碎屑流之间的叠置。在三角洲前缘斜坡坡脚处, 发育变形层理的砂质滑塌体其上部被块状砂质碎屑流砂体覆盖, 形成纵向上的叠置关系, 也可出现砂质滑塌体与砂质碎屑流的多期叠置。

3)泥质碎屑流与砂质碎屑流的叠置。这种组合关系在研究区也较为常见, 泥质碎屑流呈块体搬运, 见泥岩撕裂屑及粉砂岩团块, 这与正常沉积的湖相泥岩相区别, 其上部覆盖块状砂质碎屑流, 可见灰黑色泥岩撕裂屑及“ 漂浮状” 泥砾。

4)砂质碎屑流与浊流的叠置。浊流可由砂质碎屑流沉积物浓度的降低而形成, 这种叠置关系的出现, 反映了2种不同性质流体之间的转换, 其次, 不同期次不同流态的重力流沉积物在同一地点的叠置也可形成这种垂向关系, 从野外剖面中可以清楚的观察到这2种不同性质流体之间的叠置(图 9), 砂质碎屑流砂体一般厚度较大, 浊流砂体厚度较薄, 呈席状展布。

5)多期浊流的叠置。不同期次的浊流砂体可以在同一位置相互叠置, 每一期次的浊流砂体都代表了一次重力流沉积事件, 这种叠置关系在研究区也常见, 并且具有较好的连通性, 但厚度一般较薄。

通过以上单井砂体垂向组合的研究, 明确了研究区重力流砂体垂向层序, 并在此基础上编制了从三角洲前缘到半深湖— 深湖的砂体连通剖面图( 图 10)。从剖面图上可以看出:在长8期主要沉积三角洲前缘砂体, 长6— 长7期湖盆扩张, 水体加深, 半深湖— 深湖范围急剧扩大, 沉积了研究区广泛的重力流砂体。滑塌砂体多分布在半深湖— 深湖的滑移面上, 电性特征表现为自然伽马呈中幅齿化钟型或指型, 分布较少, 多呈孤立的透镜体状; 砂质碎屑流砂体在半深湖— 深湖区域广泛分布, 是扇水道的主体, 电性上表现为伽马曲线呈中幅箱型或钟型, 砂体垂向叠置厚度大, 连通性好, 是形成油气的主要储集体; 浊流砂体分布在砂质碎屑流砂体的前端或侧翼, 自然伽马呈指状、低幅齿化, 砂体厚度相对较薄, 有一定的连通性, 但由于储集体的非均质性强, 粒度较细, 较难形成油气有效储集体。

研究区发育的重力流是在特定的地质条件下形成的, 主要的影响因素有物源供给、地形坡度和触发机制。在三角洲前缘砂体厚度大, 分布范围广, 为半深湖— 深湖区的重力流砂体奠定了物质基础。地形坡度是形成重力流的前提条件, 晚三叠世受构造活动的影响, 鄂尔多斯盆地形成了西南、南部陡倾、东部宽缓的地形特点(邓秀芹等, 2008), 而研究区正处于陡坡带。

图7

Fig.7

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	图7 鄂尔多斯盆地南部延长组重力流垂向组合样式(旬41井)Fig.7 Vertical combination style of gravity flow deposits of the Yanchang Formation in southern Ordos Basin(Well Xun 41)

延长期鄂尔多斯盆地受印支运动影响强烈, 地震、火山活动频发(葛毓柱等, 2015; 田媛等, 2015)。地震、火山活动是重力流重要的触发机制, 并由此可引发湖啸、风暴、湖泊涌浪作用, 可将三角洲前缘中搬运来的浅黄色泥岩碎屑携带的半深湖— 深湖环境中, 它是块状砂岩沉积“ 泥砾” 的来源。此外, 也有学者研究认为季节性洪水也可能是重力流触发的一种重要机制(杨仁超等, 2014), 在长6、长7油层组的野外观察及岩心中, 可见到芦木植物化石、炭化植物碎屑, 证明当时气候较湿润, 再加上地震、火山等恶劣环境的影响, 可能会导致洪水频发, 成为影响重力流发生的另一种重要因素。

图8

Fig.8

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	图8 鄂尔多斯盆地南部延长组重力流垂向组合样式(旬42井)Fig.8 Vertical combination styles deposits of gravity flow of the Yanchang Formation in southern Ordos Basin (Well Xun 42)

通过综合分析, 对整个研究区沉积物重力流的形成过程有了较清晰的认识, 可分为以下5个阶段(图 11):

阶段1:三角洲前缘沉积阶段。由物源区搬运来的陆源碎屑沉积物, 经过沉积分异作用在三角洲前缘沉积下来, 水下分流河道砂体是沉积的主体, 夹有分流间湾暗色泥岩, 形成底部泥岩顶部砂岩的垂向沉积结构。

阶段2:滑动阶段。三角洲前缘砂体及暗色泥岩在自身重力和外力(地震、风暴、湖啸、洪水等)作用下, 在半深湖— 深湖的平直滑移面上形成轻微变形的滑动砂体及泥质沉积物。砂质沉积物整体呈块状, 在滑动砂体前端发生变形, 底部暗色泥岩中见砂体侵入现象, 可见变形层理及撕裂屑。

阶段3:滑塌变形阶段。三角洲前缘砂体或滑动砂体继续向深湖方向滑塌, 在上凹滑移面上停止并堆积下来, 形成滑塌变形砂体。在该阶段砂体塑性变形强烈, 出现滑塌褶皱、旋转火焰状构造、包卷层理、砂球砂枕构造、肠状液化砂岩脉, 泥岩塑性变形强烈, 见泥质褶皱、泥岩撕裂屑及泥砾。

阶段4:砂质碎屑流及泥质碎屑流形成阶段。在液化及湖水稀释作用下, 砂体发生块体搬运, 在其底部的泥岩发生剪切变形, 形成的泥岩撕裂屑连同外源“ 泥砾” 被卷入上覆砂体中, 形成砂质碎屑流特有的沉积现象。块状砂岩中的“ 泥包砾” 反映了砂质碎屑流整体搬运过程(李相博等, 2014), 是一种塑性流变、层流态的沉积物流。最终, 砂体在湖底平原或斜坡坡脚处沉积下来, 形成砂质碎屑流沉积。

同时位于浪基面以下的泥岩或粉砂质泥岩发生整体塑性流体流动, 形成具泥岩撕裂屑及泥砾的泥质碎屑流, 泥质碎屑流的形成机理与砂质碎屑流基本一致。

阶段5:浊流形成阶段。砂质碎屑流砂体在搬运过程中, 逐渐向深湖方向延伸, 其砂体浓度也随之降低, 流体性质演变为牛顿流体, 呈湍动状态搬运, 颗粒被湍流支撑, 最后砂体因重力分异作用在深湖平原上逐渐沉积下来, 形成浊积岩, 并具有正粒序的典型特征, 可见槽模、沟模等底模构造。