杨仁超, 尹伟, 樊爱萍, 韩作振. (2017)鄂尔多斯盆地南部三叠系延长组湖相重力流沉积细粒岩及其油气地质意义[J]. 古地理学报, 19(5): 791-806
Yang Renchao, Yin Wei, Fan Aiping, Han Zuozhen, A. J.van Loon. (2017)Fine-grained, lacustrine gravity-flow deposits and their hydrocarbon significance in the Triassic Yanchang Formation in southern Ordos Basin[J]. Journal Of Palaeogeography, 19(5): 791-806.   
DOI:10.7605/gdlxb.2017.05.062
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鄂尔多斯盆地南部三叠系延长组湖相重力流沉积细粒岩及其油气地质意义
杨仁超1,2, 尹伟3, 樊爱萍1, 韩作振1
1. 山东省沉积成矿作用与沉积矿产重点实验室,山东科技大学地球科学与工程学院,山东青岛 266590
2. 海洋国家实验室,海洋矿产资源评价与探测技术功能实验室,山东青岛 266071
3. 中国石化石油勘探开发研究院, 北京 100083
4.Geocom Consultants,Valle del Portet 17,03726 Benitachell,Spain

第一作者简介：杨仁超,男,1976年生,博士,现为山东科技大学副教授,主要从事沉积学与油气地质学研究。E-mail: yang100808@126.com

收稿日期:2016-10-08
基金:“鄂尔多斯盆地南部晚三叠世异重流沉积机制(编号:41372135)”及“鄂尔多斯盆地南部延长组泥质重力流沉积特征与形成机制(编号:41672120)”,以及山东科技大学科研团队计划 (编号:2015TDJH101)共同资助
摘要

随着页岩油气勘探开发和相关领域研究的不断深入,细粒沉积物的搬运和沉积已成为当前沉积学研究的热点问题之一,但中国中生代湖泊环境中的泥质重力流沉积尚未引起应有的关注。通过岩心观察、薄片鉴定等手段及综合研究,分析了鄂尔多斯盆地晚三叠世湖相泥质重力流沉积特征,探讨了其形成机制与成因分类。鄂尔多斯盆地三叠系延长组湖相泥页岩结构类型多样,发育泥质块体流沉积、泥质碎屑流沉积、泥质浊流沉积和泥质异重流沉积等多种重力流沉积类型。按照泥质含量将重力流划分为砂质重力流、泥质重力流和混合重力流3种亚类,并根据成因将重力流划分为滑塌体、碎屑流、浊流及异重流等4种亚类;结合成因和泥质含量,将重力流沉积共划分为12种类型。滑塌岩、碎屑岩分布于三角洲前缘斜坡脚附近;浊积岩、异重岩广泛分布于三角洲斜坡至沉积中心。认为泥质沉积物可以在强水动力条件下搬运—沉积;重力流沉积细粒物质在湖相沉积中占据很大的比例;泥质重力流对泥页岩中的碎屑物质、黏土矿物及有机质的搬运和沉积起到重要作用,因而对于页岩油气的生烃、储集性能和压裂工艺研究具有重要意义。

关键词: 重力流; 细粒沉积; 泥质碎屑岩; 泥质浊积岩; 泥质异重岩; 非常规油气; 鄂尔多斯盆地; 延长组
中图分类号:A 文献标志码:P512;TE121.1 文章编号:1671-1505（2017）05-0791-16
Fine-grained, lacustrine gravity-flow deposits and their hydrocarbon significance in the Triassic Yanchang Formation in southern Ordos Basin
Yang Renchao1,2, Yin Wei3, Fan Aiping1, Han Zuozhen1, A. J.van Loon1,4
1 Shandong Provincial Key Laboratory of Depositional Mineralization & Sedimentary Minerals, College of Earth Science and Engineering, Shandong University of Science and Technology,Qingdao 266590,Shandong
2 Laboratory for Marine Mineral Resources,Qingdao National Laboratory for Marine Science and Technology,Qingdao 266071,Shandong
3 Petroleum Exploration & Production Research Institute, SINOPEC, Beijing 100083
4 Geocom Consultants,Valle del Portet 17,03726 Benitachell,Spain
the first author:Yang Renchao,born in 1976,Ph.D.,is an associate professor of Shandong University of Science and Technology. He is currently engaged in researches of sedimentology and petroluem geology. E-mail: yang100808@126.com
Fund:[Co-funded by the National Natural Science Foundation of China: Depositional Mechanisms of the Late Triassic Hyperpycnites in the Southern Ordos Basin (No.41372135) and Sedimentary Features and Depositional Processes of Muddy Gravity￣flows Deposits in the Yanchang Formation in the Southern Ordos Basin (No.40872024), and Shandong University of Science and Technology Research Fund (No.2015TDJH101)]
Abstract

With deepening research on the development of shale oil and gas development and related fields,transportation and deposition of fine-grained sediments have been a significant area of research in the stratigraphic community. However,muddy gravity￣flow deposits in the Mesozoic lacustrine environment in China have received little attentions. Based on core examinations,thin section identifications and comprehensive analysis,current study investigate sedimentary features of muddy gravity￣flow deposits in the Late Triassic southern Ordos Basin,and discuss their genesis and classifications. Various types of lacustrine mudstones or shales were recognized in the Yanchang Formation in the southern Ordos Basin,including muddy slumps,muddy debris flows,muddy turbidity currents and muddy hyperpycnal flows. Gravity￣flow deposits are classified into three types, namely sandy gravity￣flow deposits,muddy gravity￣flow deposits and hybrid gravity￣flow deposits. Based on mud contents and gravity flows’ originations, four types of slumps,debris flows,turbidity currents and hyperpycnal flows were inferred. And then they are classified into 12 types based on origination and mud content. Slumps and debrites mainly occur near to toe slope of delta fronts, while turbidites and hyperpycnites are well developed in large extent from delta slopes to basin plains. It is considered that (1) mud can be transported and deposited by active hydrodynamics; (2) fine-grained deposits created by gravity flows take a high percentage in lacustrine mudstones and shales; (3) muddy gravity flows are significant in transportations and depositions of clastic particles,clay minerals and organic matters, and are thus of great significance to hydrocarbon generating,reservoir capability and research on fracturing to unconventional oil and gas.

Key words: gravity flow; fine-grained deposits; muddy debrite; muddy turbidite; muddy hyperpycnite; unconventional oil and gas; Ordos Basin; Yanchang Formation

随着页岩油气的开发, 细粒物质沉积学成为当今沉积学界研究的前沿领域和热点话题(Hovikoski et al., 2008; Aplin and Macquaker, 2011; 姜在兴等, 2013; Kostic, 2014; Plint, 2014; Terlaky et al., 2016; Yang et al., 2017a, 2017b)。泥质沉积物可以在动荡水体环境中搬运沉积, 这一新认知突破了“ 泥质只能在静水环境中垂向沉降” 的传统观点(Schieber, 1994; Macquaker and Bohacs, 2007; Ichaso and Dalrymple, 2009; Ghadeer and Macquaker, 2011, 2012); 泥质沉积物可以被浊流、碎屑流、异重流以及重力驱动液化泥流等搬运(Plint, 2014; Schieber, 2016), 这一新认识对于细粒沉积作用机理研究具有重要意义。鄂尔多斯盆地三叠系延长组湖相泥岩、页岩及油页岩等细粒沉积岩规模巨大, 不仅是中生界致密砂岩油气主要的烃源岩, 而且有巨大的页岩油气、油页岩等非常规油气资源潜力(刘岩等, 2013; 王永炜等, 2014)。延长组细粒沉积岩中发育多种类型的重力流沉积, 但长期以来地质学界和油气工业界多聚焦于致密砂岩储集层(邓秀芹等, 2011; Yang and Deng, 2013; Yang et al., 2014; Zou et al., 2014); 关于延长组泥、页岩的成因较少关注, 其中的重力流事件沉积研究刚刚起步。故作者以鄂尔多斯盆地南部(面积约15000, km2)晚三叠世湖相细粒沉积体系为例, 通过对112口钻井岩心的详细观测以及10件泥质岩样品的镜下鉴定, 研究了湖相泥质重力流的沉积特征、分类与成因, 以期为湖相泥页岩沉积地质研究和非常规油气勘探提供理论参考。

1 地质背景
1.1 构造和地层

鄂尔多斯盆地位于华北板块的西部, 是中国第2大盆地(图 1-A), 包括周缘新生代断陷, 面积320000, km2, 其周缘被阴山、吕梁山、秦岭、六盘山和贺兰山等山脉围限。盆地发育在太古代稳定结晶基底之上, 经历了古生代、中生代至新生代的构造-沉积充填演化, 形成了平均厚度达4~5, km的盖层(Yang and Deng, 2013; Zou et al., 2014)。晚三叠世, 盆地南部的古陆因扬子板块与华北板块的碰撞而抬升, 并为盆地南部提供主要的物源(Weislogel et al., 2006; Dong et al., 2012)。华北板块被南部扬子板块和北部兴蒙板块的对冲挤压, 使得鄂尔多斯盆地向下拗陷, 在晚三叠世盆地南、北分别形成了3.5° ~5.5° 和1.5° ~2.5° 的坡度(邓秀芹等, 2011; Yang and Deng, 2013; Yang et al., 2017a)。晚三叠世早期, 盆地基底快速沉降, 发生快速湖侵, 沉积物分别从南部的秦岭、六盘山地区和北部的阴山向湖盆搬运堆积(邓秀芹等, 2011; Yang and Deng, 2013; Zou et al., 2014)。

图1 鄂尔多斯盆地晚三叠世早期沉积地质背景(据Yang and Deng, 2013; Yang et al., 2017a; 有修改)
A— 盆地大地构造位置; B— 延长组地层柱状图Fig.1 Sedimentary geological background of Ordos Basin in the early Late Triassic (modified after Yang and Deng, 2013; Yang et al., 2017a)

1.2 地层与沉积背景

延长组作为盆地中生界最主要的油气产层, 发育了厚达1000~1300, m 的河流— 三角洲— 湖泊沉积。受印支运动幕式构造活动的挤压抬升, 延长组与下伏的下三叠统纸坊组在盆缘呈不整合接触(邓秀芹等, 2011; Yang and Deng, 2013)。延长组顶部遭受不同程度的剥蚀, 与上覆的下侏罗统延安组呈不整合接触(图 1-B)。基于岩性组合、凝灰岩标志层(K0~K9)以及测井响应特征, 延长组自下而上被划分为长10— 长1等10个油层组(Yang and Deng, 2013)。

延长组产出的大量藻类及植物化石表明鄂尔多斯盆地在中、晚三叠世处于低纬度温暖潮湿的气候背景(Ji et al., 2010)。受印支期秦岭造山带碰撞隆升的影响, 鄂尔多斯盆地基底下沉, 三角洲— 湖泊相沉积占据主导地位(刘池洋等, 2006); 长7油层组沉积时, 湖泊范围达到最大, 深湖相沉积广泛发育(图 1), 形成了盆地中生界最主要的烃源岩, 同时也是非常规油气储集岩。随着盆缘的河流三角洲逐渐向盆地进积, 以重力流沉积为主的湖底扇广泛发育, 长6油层组成为鄂尔多斯盆地南部主要的致密油储集层段之一。盆缘的快速抬升、陡峭的坡度、湿润的气候条件、丰富的近距离物源供给及快速沉积等特点有利于诱发各种重力流沉积(刘池洋等, 2006; Ji et al., 2010; Yang and Deng, 2013; Yang et al., 2014, 2017a), 例如在盆地南部深湖沉积环境中形成的重力流沉积细粒物质, 是研究区最为发育的沉积类型之一。

2 泥质重力流沉积特征及成因
2.1 泥质滑塌变形构造

2.1.1 沉积特征

鄂尔多斯盆地延长组湖泊— 三角洲背景下沉积的泥质岩发育多种类型的变形构造(图 2), 如滑塌包卷构造、液化变形构造、崩塌变形— 混合构造、泥质碎屑构造等。这类泥质岩的共同特征是: 岩性不纯, 砂泥混杂, 变形构造常见, 常含有泥质岩碎屑, 常呈块状, 泥质岩原始沉积层理遭受破坏, 单层厚度较大, 一般5~20, cm, 最大可达50, cm。

泥质滑塌体的颜色、质地不纯, 暗色泥岩与灰色粉砂质泥岩非层状产出。泥质岩中变形构造常见, 发育规模不等, 下部纹层细, 变形强烈; 上部纹层厚, 变形规模较大, 以包卷变形为主(图 2-A)。灰色粉砂质泥岩中, 常含有浅灰色泥质粉砂岩的条带或团块, 软沉积物变形构造发育, 泥质岩原始沉积层理被破坏(图 2-B)。泥质粉砂岩、粉砂质泥岩与暗色泥岩逐渐过渡, 或存在较清晰的界限, 变形构造常常与之伴随, 含有少量泥质碎屑(图 2-C)。粉砂质泥岩、泥质粉砂岩及暗色泥岩的纹层发生强烈揉皱变形, 可以追索液化、泄水构造痕迹(图 2-D)。暗色泥岩、粉砂质泥岩与泥质粉砂岩呈不规则团块状、条带状混合, 含有泥质碎屑和暗色泥岩条带和网脉(多为暗色泥岩), 小型变形构造可见(图 2-E, 2-F), 甚至泥质碎屑(MI)内部也可见到细小的暗色泥岩碎屑(图 2-F)。

图2 鄂尔多斯盆地南部三叠系延长组泥质岩变形构造
A— 滑塌包卷构造, J4井, 1454.32~1454.56, m; B— 液化变形构造, 夹浅灰色泥质粉砂岩条带, J2井, 1319.85~1320.03, m; C— 崩塌变形— 混合构造, J4井, 1437.75~1437.90, m; D— 液化变形构造, HH80井, 2077.02~2077.21, m; E— 崩塌混合— 泥质碎屑构造, J4井, 1429.42~1429.64, m; F— 泥岩碎屑构造, 图E局部放大。DM: 暗色泥岩; SM: 粉砂质泥岩; SSDS: 软沉积物变形构造; MS: 泥质粉砂岩; MI: 泥质碎屑; PY: 黄铁矿结核Fig.2 Deformation structures of argillaceous rocks in the Triassic Yanchang Formation, southern Ordos Basin

2.1.2 成因解释

泥质岩的岩性特征及沉积构造的解析是其成因分析的重要基础, 鄂尔多斯盆地南部延长组长7、长6油层组泥质岩中常见各类变形构造。其中, 滑塌变形构造系泥质沉积物在斜坡失稳的情况下, 沿斜坡向下滑动, 由于底部的摩擦阻挡, 滑塌体中上部由于惯性继续向前运动, 沉积物在富含水和保持塑性及层内粘结性的状态下, 发生滑动、滚动或包卷变形; 在此过程中, 砂质、粉砂质沉积物会被裹挟其中并参与变形。岩性差异导致其变形行为的不同: 暗色泥岩质纯、粘结性好, 多发生塑性变形, 一般不失去层内连续性; 含砂、粉砂的沉积物黏性较差, 或呈条带状、团块状包卷于泥质岩之中, 或与泥质岩发生不同程度的混合, 造成岩性的混杂(图 2-A, 2-C)。在运动的过程中, 富含水的软沉积物容易受到扰动而产生液化变形(图 2-B, 2-D), 或形成泄水构造, 液化变形可以加剧不同密度和黏度的沉积物之间的混合。随着滑塌包卷构造的进一步发展, 部分黏性较差的泥质沉积物失去粘结力, 发生崩解和破碎, 从而形成泥质碎片, 形状大小不同的泥质碎片夹杂于强烈变形和掺混的沉积物之中(图 2-E)。较大的泥质碎片内部可见诸多细小的泥质斑点(图 2-F), 其可能的来源有2种: 其一, 在滑动变形过程中, 压结程度不同的泥质岩岩屑混入塑性的泥质碎屑之中; 其二, 较大的泥质碎屑本身由泥质碎屑流沉积而成, 并被二次搬运。随着泥质碎屑含量的增加, 流体性质可向泥质碎屑流逐渐过渡。

2.2 泥质碎屑构造

文中所指的泥质碎屑构造是指泥质沉积物中含有大量先期沉积并经过再改造的泥质碎片的沉积构造, 岩石基质为泥质(或粉砂质泥), 同时含大量泥质碎片, 岩石中的总泥质含量体积比大于50%。泥质碎屑构造与砂质碎屑流形成的沉积构造的最大不同是: 前者泥质含量高(体积比大于50%), 基质为泥质; 后者泥质含量多低于岩石体积比25%, 最多不超过岩石体积比50%, 基质为砂质颗粒。二者的相同之处在于都含有一定量的泥质碎片。具有泥质碎片结构与泥质基质的沉积岩, 称为泥质碎屑岩(Muddy debrite)。此处仅限于泥质细粒沉积, 含有一定量泥质、以陆源砾石— 砂级颗粒为主的粗碎屑岩不在此范围讨论。

2.2.1 沉积特征

鄂尔多斯盆地南部延长组长7、长6油层组的泥质岩发育泥质碎屑构造(图 3), 如粉砂质泥岩中含有大量暗色泥岩碎屑(MI), 暗色泥岩(DM)可呈条带状或撕裂状分布于泥质基质之中, 可含一定量的泥质粉砂岩(细砂岩)透镜体或条带(图 3-A)。软沉积物变形构造常见, 泥质粉砂岩以团块、枝状等不规则形态散布于泥岩之中, 暗色泥岩以不规则撕裂屑的形式漂浮于岩石中, 在强烈变形区域, 由于混合作用使得泥质粉砂岩(细砂岩)与泥岩、粉砂质泥岩的边界趋于模糊(图 3-B)。以粉砂质泥为基质的沉积岩中, 暗色泥岩呈现不同大小(一般3~5, cm)的撕裂屑漂浮其中, 或粘结性较好的暗色泥岩液化变形构造, 偶尔可见同生黄铁矿结核沿暗色泥岩纹层分布(图 3-C)。泥岩碎屑也可呈细小粒状散布于粉砂质泥岩之中, 大小2~5, mm之间, 体积含量约15%, 形状多不规则; 可见泥质粉砂岩透镜体, 透镜体内部也含有泥质碎屑; 泥质变形构造可见(图 3-D)。在灰色粉砂质泥基质中, 分布大量暗色泥岩碎屑, 大小1~3, cm, 约占岩石体积35%, 呈扁平状近于顺层排列; 泥质碎屑岩中发育大量方解石细脉(CV), 方解石脉绕过或切穿泥质碎屑(图 3-E, 3-F)。

2.2.2 成因解释

泥质碎屑构造的形成主要受各类重力流控制, 如泥质沉积物经滑塌、崩解和变形而形成泥质碎屑流, 泥质碎屑流可以在盆地斜坡脚至沉积中心之间发生快速堆积而成; 或由重力流侵蚀堤岸系统的泥岩(或具有较强粘结性的泥质沉积物)产生的泥质碎屑混入重力流沉积系统而成。在未固结成岩的泥质沉积物被继续搬运的过程中, 变形构造常见, 由于密度、含水饱和度和黏度的不同, 不同成分的沉积物之间发生复杂的调整, 导致岩石变形、崩解、混合, 造成岩性的强非均质性。其变形行为特征与发展过程密切相关: 在变形初期, 密度较大、黏度较低的泥质粉砂呈楔状挤入暗色泥岩条带之中, 可将暗色泥岩撕裂, 但部分暗色泥岩纹层之间仍保持连接(图 3-A); 随着变形作用的进一步发展, 进而产生泥质碎片, 泥质碎片多发生分离, 泥质碎屑之间仍有部分或局部相连(图 3-C); 随着运动和变形的加剧, 泥质碎屑完全发生分离, 呈漂浮状不均匀散布于泥质基质之中(图 3-B); 最终或形成细小的碎屑与泥质基质充分混合, 均匀分布其中(图 3-D, 3-E, 3-F)。

泥质碎屑岩与泥质滑塌体的区别主要表现为: (1)从成分上讲, 泥质碎屑岩中含大量泥质碎片, 泥质滑塌体成分以泥质为主, 混有一定量的砂、粉砂, 但泥质碎片含量低; (2)在结构构造方面, 前者纹层发生崩解, 后者纹层连续, 变形构造发育。

图3 鄂尔多斯盆地南部三叠系延长组泥质碎屑岩沉积特征
A— 泥质撕裂变形构造, J4井, 1321.30~1321.45, m; B— 泥质碎屑— 变形构造, 夹浅灰色泥质粉砂岩条带, H12井, 2046.22~2046.46, m; C— 泥岩撕裂屑, H12井, 2041.43~2041.62, m; D— 泥质碎屑— 变形构造, J4井, 1448.17~1448.32, m; E— 泥质碎屑构造, H133井, 1915.92~1916.04, m; F— 图E局部放大。DM: 暗色泥岩; SM: 粉砂质泥岩; SSDS: 软沉积物变形构造; MS: 泥质粉砂岩; MI: 泥岩碎屑; PY: 黄铁矿结核; CV: 方解石脉Fig.3 Sedimentary characteristics of argillaceous clastic rocks in the Triassic Yanchang Formation, southern Ordos Basin

2.3 泥质正粒序构造

2.3.1 沉积特征

该类型泥质岩的显著特征是具有正粒序结构, 泥质岩下部颜色浅、与泥质粉砂岩呈渐变过渡, 上部泥质较纯, 泥岩颜色较深, 反映粒度、泥质含量的逐渐变化。这种正粒序泥岩多呈薄层状与浊积砂岩、粉砂岩共生, 形成韵律互层结构; 砂岩、粉砂岩底部常发育小型槽模、沟模等沉积构造。鄂尔多斯盆地南部延长组长7、长6深湖背景下沉积的细粒沉积常见正粒序构造, 单层泥质岩厚度较小, 多介于1~5, mm之间; 常与粉砂质泥岩共生, 并形成互层结构; 底部的泥质粉砂岩可见小型底模构造(图 4-A, 4-B)。镜下也可见泥岩的粒序层理构造, 下部含有较多极细粉砂, 向上极细粉砂粒径变小, 含量降低(图 4-C)。

图4 鄂尔多斯盆地南部三叠系延长组泥质浊积岩、泥质异重岩沉积特征
A— 纹层状浊积粉砂质泥岩, J6井, 1394.33~1394.47, m; B— 图A的局部放大; C— 图B局部的镜下照片; D— 逆— 正粒序粉砂质泥岩, J13井, 1250.50~1250.61, m; E— 韵律层理粉砂质泥岩, Z2井, 1230.01, m。SM: 粉砂质泥岩; MS: 泥质粉砂岩; MI: 泥岩碎屑; TC: 槽模。图D据Yang等, 2017bFig.4 Sedimentary characteristics of argillaceous turbudites and hyperpycnal rocks in the Triassic Yanchang Formation, southern Ordos Basin

4 湖相重力流沉积分类与综合模式
4.1 湖相重力流沉积分类

重力流沉积分类不仅对于沉积成因研究具有理论价值, 而且对于岩相分析、非常规油气储集层预测具有现实意义。建立湖相重力流沉积分类体系对于相关领域的科学研究和油气资源开发具有实用性。但湖相重力流的类型多样, 针对以砂、泥二元组分为主的湖相重力流沉积, 目前尚未有系统的分类。文中建议的分类主要考虑了湖相重力流沉积中最主要的砂(含砾、粉砂)、泥两类结构组分, 此处的结构组分“ 砂” 为广义, 即重力流沉积中粒度较粗的组分, 以砂为主, 可含有一定量的砾石、粉砂; 由于砾石很难以悬浮的方式搬运, 浊积岩中难以见到砾石, 故本分类中未将砾石成分单独考虑; 对于沉积的碳酸盐矿物、火山碎屑物质、有机质等次要组分没有单独考虑。此外, 分类标准还综合考虑了岩石的结构和成因。

该分类体系的依据主要是: 首先, 以沉积物(岩)中的泥质含量将水下重力流分为砂(砾)质重力流(泥质小于25%)、泥质重力流(泥质大于50%)、混合重力流(泥质25%~50%)等3种亚类; 其次, 根据搬运介质和流体的类型, 将重力流划分为滑塌块体流、碎屑流、浊流、异重流4种亚类; 将2种分类方法叠合, 将水下重力流划分为12种类型(表1)。

表1 湖相重力流沉积物综合分类方案 Table1 Classification of lacustrine gravity flow deposits

2.3.2 成因解释

正粒序细粒沉积岩与下部的泥质粉砂岩(细砂岩)共生, 且其底部常见底模构造, 这些特征常常作为浊积岩的识别标志。浊流中呈悬浮状态搬运的细粒沉积物按照粒度大小依次沉降, 故正粒序成为浊流沉积的典型构造。以紊流支撑机制为主的浊流, 由于流体密度较大, 当紊流的扬举力与沉积物所受的浮力之和大于沉积物重力与粘滞力之和时, 紊流对下伏沉积物产生强烈的掏蚀作用, 造成沉积底面出现大小不同的浅坑。这些浅坑被后来的沉积物充填, 变形成了槽模、沟模等底模构造; 故底模构造也是浊流沉积的重要标志之一。正粒序泥岩与浊积砂岩频繁共生, 每一个泥岩— 粉砂岩的正粒序组合系同一次浊流事件的沉积产物, 故与浊积砂岩伴生的泥质岩应归于浊积泥岩的范畴。

2.4 泥质韵律粒序构造

2.4.1 沉积特征

泥质韵律粒序构造是指泥质岩中呈现出粒度、粉砂质含量和颜色在垂向上呈周期性重复出现; 可以由逆粒序— 正粒序的组合形式反复出现; 也可以是成对出现的逆粒序— 正粒序组合夹杂单独的正粒序或逆粒序(图 4-D, 4-E)。鄂尔多斯盆地南部延长组泥质岩韵律纹层的厚度变化较大, 多介于1~15, mm之间。由于泥质岩粒度细, 在岩心或野外过程中, 粒度的变化难以直接用裸眼去判断, 但受泥质、粉砂质和有机质等含量变化的影响, 泥质岩粒度的变化常常可以通过颜色的变化来判断; 此外, 泥质岩中, 常含有一些泥质岩碎屑, 泥质碎屑出现的带往往对应于粒度最粗的部分, 此时也可通过泥质碎屑的变化判断泥质岩的粒度变化。显微镜下, 这种粒度大小的变化、泥质— 粉砂质含量的变化可以直接进行观测; 粒序层的识别可以达到0.05, mm(图 4-E); 在每一个韵律层组合之间, 泥质、有机质含量较高; 在韵律层由逆粒序向正粒序转换之际, 细粉砂等含量较高, 且单颗粒直径达到该层粒径的最大。

2.4.2 成因解释

鄂尔多斯盆地延长组湖泊— 三角洲背景下沉积的韵律层理泥质岩, 可以用洪水形成的异重流沉积机理来解释。异重流是一种洪水河流输入型的稳定浊流, 由于2种水体的密度差和沿斜坡向下的重力分量的作用, 密度较大的洪水河流潜入汇水盆地水体底部, 并沿盆地底部做长距离搬运悬浮沉积物。异重流的搬运机制主要依靠紊流的扬举力, 从流体本质上讲, 它与浊流是相同的, 属于广义的浊流范畴。但由于其成因不同, 将其与斜坡失稳滑塌产生的经典浊流区分开来(Mulder and Syvitski, 1995; Mulder et al., 2003)。

三角洲前缘水下分流河口最容易具备这样2个条件, 三角洲前缘较大梯度的沉积斜坡和大量的洪水注入, 因此, 三角洲前缘水下分流河口— 沉积坡折带之下, 有利于异重流的产生。当盆地坡度降低之后, 异重流的流速降低, 其所携带的大量沉积物依次沉降下来; 随着洪水作用的不断增强, 单一沉积层内的粒度向上变粗; 至洪水异重流作用强度减弱, 沉积物粒度又逐渐变细。一次洪水事件一般可以形成一个完整的逆粒序— 正粒序组合。但若洪峰持续时间较长, 洪峰期的水流可以对先前洪水增强期的沉积造成侵蚀, 故粒序层之间可见微侵蚀面; 或者洪水增强期的逆粒序段被完全侵蚀, 而仅仅以洪峰后期的正粒序沉积为特征。因此, 逆粒序— 正粒序的成对出现不是判断异重流沉积的唯一标准。当流速降低后, 较粗粒的砂可以在靠近三角洲前缘的近端优先沉淀; 而较细的粉砂、泥质沉积物则可以被搬运至更远的盆地中心发生沉积。由于搬运距离远、粒度细、流速较低, 抵达末端的细粒沉积物异重流的侵蚀作用逐渐减弱, 故泥质异重岩中的逆粒序— 正粒序转换面附近难以见到砂质异重岩中常见的微侵蚀面。

3 湖相重力流成因机制探讨

鄂尔多斯盆地延长组重力流沉积早期被认为浊积砂岩(李文厚等, 2001; 郑荣才等, 2006; 傅强等, 2008); 邹才能等(2008)提出湖盆中心发育洪水浊积扇及滑塌浊积扇等重力流沉积砂体; 李相博等(2009)认为延长组深水沉积中的砂质碎屑流最为发育; 之后的认识发展为碎屑流、浊流并存, 存在从碎屑流向浊流沉积的转换(Zou et al., 2012; Yang et al., 2014); 最近, 在延长组发现了异重流沉积砂体(Yang et al., 2014; 杨仁超等, 2015; 孙福宁等, 2016)、泥质碎屑流沉积(刘芬等, 2015)。

异重流、碎屑流与浊流存在复杂的共生共存关系(Haughton et al., 2009; Sumner, 2009; Bernhardt et al., 2012; Kane and Ponté n, 2012; Talling et al., 2012)。其一, 碎屑流向浊流转化: 砂质碎屑流可以与水体混合、稀释, 向浊流转化, 这种转化一般发生于流体的中上部和尾部(Shanmugam, 1996; Sumner, 2009; Bernhardt et al., 2012; Yang et al., 2014)。其二, 浊流向碎屑流转化: 随着悬浮沉积物的沉降, 浊流底部悬浮沉积物浓度不断增加; 且流体侵蚀底床或水下天然堤, 堤岸物质可以重新进入水道系统, 当浓度增大到一定程度, 并含有一定泥质碎屑时, 浊流转化为碎屑流(Talling, 2007; Christopher et al., 2009; Sumner, 2009; Bourget et al., 2010; Bernhardt et al., 2012)。其三, 异重流也可向砂质碎屑流转化, 或诱发砂质碎屑流的产生(Khripounoff, et al., 2009; Bourget, et al., 2010; Sawyer et al., 2014; Yang et al., 2017a)。前者的转化机制与上述浊流向碎屑流的转化机制相同。而洪水期的河流强烈的冲刷作用以及流体对底部沉积物施加的切应力, 都是诱发三角洲前缘斜坡失稳滑塌的可能因素。因而, 异重流也可诱发碎屑流及浊流的发生。在平水期或河流洪水中的悬浮沉积物浓度不足以产生异重流时, 河流携带的沉积物在三角洲前缘水下分流河口以河口坝或水下分流河道的形式就近沉积; 当这种积累达到一定程度, 并有外部因素激发时, 滑塌— 液化变形— 碎屑流— 浊流等依次产生。因此, 碎屑岩、浊积岩与异重岩可以在一定时空范围内共生共存。地史长河中, 地质条件的多变性和复杂性决定了人们对沉积产物的认识存在多解性。

鄂尔多斯盆地延长组湖相泥岩常见变形构造, 常常混入一定量的砂质、粉砂质组分, 这些混入组分常呈条带状、团块状不均匀分布; 也可与泥质组分充分混合, 形成局部相对均匀的沉积物; 还常在泥质岩中见到较早的泥质碎片。软沉积物变形构造一般发生于同生作用阶段, 与沉积水动力条件无直接关系; 细粒沉积物、较粗粒物质和泥砾的混合显然难以用单一沉积水动力条件来解释。因此, 具有上述特征的泥质沉积物主要是在重力作用下, 发生的块体搬运或重力流搬运为主, 或发生大量变形构造。这些重力流沉积事件最容易发生于三角洲前缘斜坡地带。

延长组泥质岩中的变形构造与重荷模、火焰状构造、砂球— 砂枕构造等不同, 单纯重力作用下(或受地震波扰动)发生的软沉积物变形构造以垂向的物质调整为主要方式; 本文所展示的泥质岩变形构造多表现为复杂的变形方式和强烈的变形程度, 这种变形作用的发生可能是在物质发生垂向调整的同时, 伴随着水平方向上的运动或沿斜坡方向的运动, 譬如滑塌、崩塌、调整和搅混。且由于泥质沉积物在同沉积期, 含有大量的孔隙水, 在受到扰动的情况下更易于产生液化、变形。

与砂质沉积物类似, 这种泥质变形构造在沉积速率较快、压实排水不畅、坡度较大的三角洲前缘地带最易发生。滑塌变形过程可能以砂质为主, 也可能以泥质为主, 或二者均参与其中; 半固结的泥质碎屑也可成为其主要组分。

该分类体系中, 根据搬运介质性质, 滑动、滑塌及碎屑流均为高密度的沉积物块体流, 属于宾汉流体, 多为颗粒支撑或基质支持结构, 黏度大, 当重力沿斜坡向下的分量减小后, 易于快速冻结; 多形成块状沉积构造。浊流、异重流均属于较低密度的牛顿流体, 沉积物为紊流支撑, 呈悬浮状态被搬运; 当流速和紊流度降低之后, 悬浮沉积物依次沉降, 常形成粒序层理。需要说明的是, 自滑动— 滑塌— 碎屑流至浊流, 之间的转化可以是连续的、渐变的; 碎屑流可以向浊流转化, 浊流也可以向碎屑流转化或诱发滑塌、碎屑流; 同样, 洪水异重流也可侵蚀底床, 或诱发斜坡失稳, 产生碎屑流和浊流。这些重力流沉积的分布的总体规律是, 自斜坡向盆地中心, 重力流沉积的粒度整体变细; 滑塌、碎屑流等事件沉积的单层厚度较大, 但其分布范围较局限; 但由于浊流和异重流密度较小, 弥散水团的沉积范围较广, 因此, 浊积岩、异重岩单层厚度虽小, 但其分布范围较广。

4.2 湖相重力流沉积综合模式

现有的湖相重力流沉积的理想模式主要针对砂质重力流沉积而言; 随着页岩油气开发和研究的深入(张金川等, 2009; 邹才能等, 2012), 泥、页岩等深水细粒沉积成因受到关注(庞军刚等, 2014; 蒲秀刚等, 2016), 并建立了湖侵— 水体分层为主的湖相富有机质页岩的沉积模式(袁选俊等, 2015)。但随着现代重力流沉积学理论研究的不断深入, 现有的沉积模式难以囊括以砂岩、泥岩为主的陆相湖盆重力流沉积类型。故本文在前人研究基础上, 综合考虑了多种重力流沉积类型, 以鄂尔多斯盆地南部晚三叠世深湖沉积为例, 建立了湖相重力流沉积综合模式(图 5)。

图5 湖相重力流沉积模式(据Yang等, 2016, 有修改)Fig.5 Sedimentary model of lacustrine gravity flows(modified from Yang et al., 2016)

盆地基底的逆冲断裂可使盆地出现较大的坡度; 加之临近物源在三角洲前缘的快速堆积, 可进一步增强沉积斜坡的坡度, 使盆地南部呈现陡坡。延长组长7— 长6油层组中的软沉积物变形构造极其发育, 凝灰质岩夹层频现, 表明晚三叠世构造活跃, 地震、火山频发(Yang et al., 2014; Yang et al., 2017a)。因此, 陡坡地貌、构造活跃与沉积物快速堆积的叠合, 三角洲前缘斜坡易于失稳, 从而产生重力流事件沉积。在河流平水期, 河流以牵引流携带的沉积物在三角洲前缘堆积; 而在洪水期, 河流携带大量泥沙, 流体密度急剧增大, 洪水流速增大, 在陡坡带古地貌条件下, 山区河流的流体性质可转化为重力流。以较高密度、较大流速进入湖盆的山区洪水, 在浅水地带可形成较长的水下分流河道沉积, 并与湖水混合; 在三角洲前缘坡折带之下迅速下潜, 沿斜坡底部流动, 可形成分布广泛的异重流沉积。在潜入带, 由于湖水受到粘滞牵引以及局部湖面的上涌, 密度较小的湖水向潜入带回流, 造成洪水携带的植物碎屑在潜入带附近漂浮聚集(Zavala et al., 2012)。洪水异重流携带的悬浮沉积物会在不同的地带按照颗粒的粗细依次沉积, 临近三角洲前缘地带, 以砂质沉积为主; 至盆地中心, 则以粉砂质泥岩、泥岩为主。在异重流易于产生的三角洲斜坡带上, 由于洪水异重流的侵蚀, 可产生大量泥质碎屑, 底部可以形成碎屑流; 或者由于洪水异重流产生的切应力也可诱发三角洲前缘斜坡的失稳, 进而产生滑塌、碎屑流和浊流。因此, 不同重力流流体类型之间可以相互转换, 或诱发产生其他重力流; 不同成因重力流沉积类型可以共生共存。

滑塌岩、碎屑岩主要源自三角洲前缘斜坡的失稳、变形和块体搬运; 主要分布于三角洲前缘坡折带之下, 至斜坡脚附近; 平面形态可呈不规则扇形、舌形。浊积岩、异重岩沿纵向延伸一般较远, 分布面积较广, 呈扇形、朵叶状分布于斜坡至深湖之间的广阔地带。随着三角洲前缘的推进, 可依次出现异重岩— 浊积岩— 碎屑岩— 滑塌岩的垂向组合序列。

5 非常规油气地质意义讨论

湖相泥、页岩的沉积机理复杂, 除了人们较熟悉的黏土矿物絮凝沉淀、碳酸盐矿物、有机质和凝灰质沉积之外; 陆源碎屑物质的输入占据重要地位, 尤其是对泥、页岩储集性能和压裂密切相关的较粗粒脆性矿物的输入机制, 仍有待深入研究。故以鄂尔多斯盆地南部延长组湖相沉积为例, 研究泥质重力流的沉积特征, 建立其沉积模式, 对于湖相细粒物质沉积学理论、非常规油气储集层形成机理研究及页岩油气储集层压裂工业参数研究具有重要理论价值和现实意义。

从生烃作用角度来看, 重力流沉积细粒物质对于烃源岩的原始积累有重要作用。其一, 洪水输入型浊流常含有大量陆源有机物质, 这些物质一方面为微生物提供了大量营养, 或直接增加源岩的有机碳含量, 最新的研究表明, 许多大颗粒有机质主要来自于陆源的输入(Khripounoff et al., 2009; Turowski et al., 2016)。其二, 大量有机质及碎屑物质的输入会在很大程度上影响盆地的生态环境(Khripounoff et al., 2009), 为湖盆生物提供了丰富的营养物质, 进而影响湖盆内微生物的繁衍和有机质的积累。其三, 重力流事件沉积向盆地内输入大量外来物质, 是一种重要的搬运— 沉积机制, 会加快深水区的沉积速率和有机质的埋藏保存(Yang et al., 2017a)。例如, 长7油层组页岩以灰黑色、黑色纹层状泥页岩、粉砂质泥岩为主, 这些纹层以及粉砂质泥岩大部分是重力流事件沉积形成的; 长7油层组TOC介于0.51%~22.6%之间, 平均值为2.56%(刘岩等, 2013)。长7油层组干酪根为腐殖— 腐泥型, 也表明来自陆生高等植物组分对总有机碳的贡献不容小觑。

从储集性能角度来看, 砂质碎屑流产生的厚层块状砂岩是深水沉积盆地中致密砂岩油气的主要储集体; 浊流及异重流产生的薄层粉砂岩、泥页岩等是页岩油气的主要储集体。在人们研究泥页岩压裂力学性质之时, 石英、长石等脆性矿物的含量是其中重要的评价指标(张金川等, 2009; 邹才能等, 2012)。尽管泥质岩中存在成岩成因的粉砂级石英(Schieber et al., 2000), 但具有一定磨圆度和分选性的石英、长石等碎屑颗粒多数是由物源区经搬运— 沉积而成。认为泥质岩形成于静水低能环境絮凝沉淀的传统观点, 难以解释泥质岩中存在的砂质、粉砂质沉积物。鄂尔多斯盆地延长组存在大量纹层状的泥页岩(袁选俊等, 2015), 其中相当一部分粉砂质纹层是重力流沉积成因的。鄂尔多斯盆地长7油层组石英体积分数在15%~56%之间, 平均31.1%; 而延长探区长7油层组中脆性矿物含量平均达35%(王永炜等, 2014); 黏土矿物体积分数在20%~77%之间, 平均44.5%; 黏土矿物主要为伊利石和伊/蒙混层矿物, 以及少量的绿泥石(王永炜等, 2014)。虽然泥页岩中的黏土矿物在成岩作用过程中, 可能会发生一系列矿物成分、结构的变化, 但其原始物质的积累离不开陆源黏土物质的输入。

重力流细粒沉积广泛分布于三角洲前缘斜坡至盆地沉积中心的广阔范围之内, 可以累积厚度较大的沉积地层。以细粒沉积岩为主要储集层的页岩油气, 具有自生自储的特点。细粒沉积岩广泛分布于盆地深水沉积区, 极大地拓展了页岩油气的勘探范围。在深湖背景下沉积的延长组具有巨大的页岩气资源量(刘岩等, 2013; 王永炜等, 2014); 其中, 仅长7油层组含气(油)页岩段50%地质概率资源总量可达1.1506× 1012m3(刘岩等, 2013); 表明鄂尔多斯盆地延长组具有巨大的非常规油气资源潜力。随着非常规油气勘探和沉积地质研究的不断深入, 重力流细粒沉积在盆地非常规油气地质方面的重要意义将逐渐被认识和接受。

6 结论

1)细粒沉积物质的搬运— 沉积机理研究表明: 泥质沉积物能够以集合颗粒或泥质团块的形式被搬运; 可以在强水动力条件下发生沉积。水下沉积物重力流在细粒物质的搬运— 沉积过程中扮演着极其重要的角色, 重力流细粒沉积物质类型多样。根据细粒沉积物的物质组分、结构、沉积构造(含同生变形构造)、纹层接触关系、厚度及沉积背景等综合分析, 认为鄂尔多斯盆地延长组湖相沉积中, 发育泥质滑塌岩、泥质碎屑岩、泥质浊积岩及泥质异重岩等多种类型的重力流沉积细粒岩。

2)以泥质含量为依据, 将水下沉积物重力流划分为砂质重力流(泥质小于25%)、混合重力流(泥质25%~50%)和泥质重力流(泥质大于50%)3种亚类; 依据搬运方式和介质、流体成因的不同, 将重力流划分为滑塌体、碎屑流、浊流、异重流等4种亚类; 2种方法叠合, 将水下沉积物重力流详细划分为12种类型。

3)以鄂尔多斯盆地南部晚三叠世为例, 建立了湖相重力流沉积综合模式, 认为不同类型重力流沉积之间的关系是连续过渡的, 流体之间可以相互转化或诱发其他重力流的产生, 故不同类型重力流沉积可以共生共存。

4)沉积物重力流在细粒沉积物、有机质的输入、沉积、富集、环境变化及有机质埋藏保存等方面对于生烃具有重要建设作用; 重力流输入盆地的大量黏土物质、碎屑颗粒对于非常规油气的储集性能、压裂工艺参数评价具有研究价值和现实意义。非常规油气地质勘探开发研究工作中, 应加强对细粒沉积物之中的重力流沉积类型甄别和沉积机理的深入研究。

The authors have declared that no competing interests exist.

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