吕奇奇, 辛红刚, 王林, 罗顺社, 淡卫东, 冯胜斌. (2023). 鄂尔多斯盆地宁县地区三叠系延长组7段湖盆细粒重力流沉积类型、特征及模式* [J]. 古地理学报, 25(4): 823-840.
LU Qiqi, XIN Honggang, WANG Lin, LUO Shunshe, DAN Weidong, FENG Shengbin. (2023). Sedimentary types,characteristics and model of lacustrine fine-grained gravity flow in the Member 7 of Trassic Yanchang Formation in Ningxian area,Ordos Basin[J]. Journal Of Palaeogeography, 25(4): 823-840.   
Doi: 10.7605/gdlxb.2023.04.061
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鄂尔多斯盆地宁县地区三叠系延长组7段湖盆细粒重力流沉积类型、特征及模式*
吕奇奇1, 辛红刚2,3, 王林1, 罗顺社1, 淡卫东2,3, 冯胜斌2,3
1 长江大学地球科学学院,湖北武汉 430100
2 低渗透油气田勘探开发国家工程实验室,陕西西安 710018
3 中国石油长庆油田分公司勘探开发研究院,陕西西安 710018
通讯作者简介 罗顺社,男,1961年生,博士,教授,主要从事沉积学及储层地质学研究。E-mail: 201673021@yangtzeu.edu.cn。

第一作者简介 吕奇奇,男,1986年生,博士,副教授,主要从事非常规油气沉积学研究工作。E-mail: lvqiqiabcd@163.com。

收稿日期:2023-03-09 修回日期:2023-05-18
基金资助:*国家自然科学基金项目(编号: 42102170)和国家重点基础研究发展计划“973”项目(编号: 2014CB239003)联合资助
摘要

湖盆细粒重力流沉积砂体是深水盆地勘探的有利目标区。综合利用岩心、钻井、测录井及薄片鉴定资料,对鄂尔多斯盆地宁县地区三叠系延长组 7段细粒重力流沉积类型、特征、沉积演化过程以及沉积模式进行探究。研究结果表明: 研究区长 7段主要发育 10种岩相、 6种岩相组合和 5种深水沉积类型,即滑动—滑塌沉积、砂质碎屑流沉积、混合事件层、浊流沉积和深湖相泥质沉积; 并依据其岩相及组合特征、深水沉积类型将半深湖—深湖亚相划分出限制性水道、非限制性水道、堤岸、朵叶体、水道间及半深湖—深湖泥 6种沉积微相; 三角洲前缘沉积物受外力作用开始失稳运动,经历了滑动、滑塌、砂质碎屑流、混合事件层、浊流 5个演化阶段,伴随着“流体转换分离”及“滑水作用”,致使重力流沉积从湖盆边缘至湖盆中心依次发育限制性水道—堤岸、非限制性水道—堤岸、朵叶体等沉积单元。该研究有助于加深对湖盆细粒重力流沉积的认识,为深水油气勘探与开发提供指导。

关键词: 细粒重力流沉积; 深水沉积类型; 沉积模式; 延长组 7段; 三叠系; 鄂尔多斯盆地
中图分类号:TE121.3 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2023)04-0823-18
Sedimentary types,characteristics and model of lacustrine fine-grained gravity flow in the Member 7 of Trassic Yanchang Formation in Ningxian area,Ordos Basin
LU Qiqi1, XIN Honggang2,3, WANG Lin1, LUO Shunshe1, DAN Weidong2,3, FENG Shengbin2,3
1 School of Geosciences,Yangtze University,Wuhan 430100,China
2 National Engineering Laboratory for Exploration and Development of Low Permeability Oil & Gas Fields,Xi'an 710018,China
3 Exploration and Development Research Institute of Changqing Oilfield Branch Company Ltd., PetroChina,Xi'an 710018,China
About the corresponding author LUO Shunshe,born in 1961,is a professor in the School of Geosciences,Yangtze University. He is mainly engaged in sedimentology and reservoir geology. E-mail: 201673021@yangtzeu.edu.cn.

About the first author LU Qiqi,born in 1986,is an associate professor in the School of Geosciences,Yangtze University. He is mainly engaged in unconventional oil and gas sedimentology research. E-mail: lvqiqiabcd@163.com.

Fund:Co-funded by the National Natural Science Foundation of China(No.42102170)and the National Basic Research Program(973 Program)of China(No.2014CB239003)
Abstract

The lacustrine fine-grained gravity flow sand body is a favorable target area for exploration in deep-water basins. Based on core,drilling,well logging,mud logging and thin section identification,the sedimentary types,characteristics,sedimentary evolution process and sedimentary model of fine-grained gravity flow are studied in the Member 7 of Yanchang Formation in the Ningxian area,Ordos Basin. The findings results show the presence of ten lithofacies,six lithofacies associations,and five types of deep-water sediments,including slide-slump deposits,sandy debris flow deposits,hybrid event bed,turbidity current deposits and deep lacustrine muddy deposits. According to the lithofacies and their combination characteristics,the semi-deep to deep lake subfacies can be further divided into six sedimentary microfacies: confined channel,unconfined channel,levee,lobe,inter-channel and semi-deep to deep lake mud. The delta front sediments destabilized under the action of external forces,and experienced five evolution stages of sliding,slumping,sandy debris flow,hybrid event bed,and turbidity currents. With the“fluid transformation and separation”and“hydroplaning”,the gravity flow deposits gradually evolved from confined channel-levees,unconfined channel-levees,to lobes toward the center of basin. This study will help to deepen the understanding of lacustrine fine-grained gravity flow deposits and provides guidance for deep-water oil and gas exploration and development.

Key words: fine-grained gravity flow deposits; deep-water sedimentary types; sedimentary model; Member 7 of Yanchang Formation; Triassic; Ordos Basin

水下重力流作为浅水沉积物向深水搬运的重要机制之一, 是形成深水环境广泛分布的粗碎屑砂体沉积及伴生的细粒沉积的主要沉积过程, 近年来一直作为国内外沉积学界广泛关注并重点研究的前沿领域(Shanmugam, 2013; 杨仁超等, 2014; 袁选俊等, 2015; 吕奇奇等, 2017; 邱振和邹才能, 2020)。国内外学者基于野外露头实例解剖、岩心观察、镜下鉴定、水槽模拟和数值模拟实验, 对水下重力流成因类型(Middleton and Hampton, 1973; Lowe, 1979, 1982)、搬运过程及沉积特征(Talling et al., 2007, 2012; Baas et al., 2009; Talling, 2013)、流体转化(Mohrig and Marr, 2003; Haughton et al., 2003; Felix and Peakall, 2006; Talling et al., 2007; Felix et al., 2009; Talling, 2013)、沉积模式(杨田等, 2015; 张家强等, 2021)等方面展开了大量研究, 提出了经典鲍马序列(Bouma, 1962)、扇模式(Normark, 1970)、砂质碎屑流(Shanmugam, 1996, 2017)、异重流(Bates, 1953; 杨仁超等, 2015; Zavala and Arcuri, 2016)、超临界流(Parker, 1996; Postma and Cartigny, 2014)、混合事件层(Haughton et al., 2003, 2009; Felix et al., 2009; Talling, 2013)等模型及概念, 这些相关理论具有里程碑式的意义, 不仅丰富了对重力流流体类型的理解, 并对深水油气勘探具有广泛的指导意义。特别是自20世纪90年代砂质碎屑流概念及斜坡沉积模式相继被提出(Shanmugam, 1996, 2013), 使得水下重力流成为了含油气盆地重力流研究的重要组成部分, 该理论阐述了砂质碎屑流是一种有别于黏性浊流的黏滞性塑性流体, 沉积物呈连续塑性块状被搬运; 其相对理论及模式是对“ 鲍马序列” 、“ 浊积扇模式” 及“ 浊流理论” 等深水沉积理论的部分否定及完善。中国学者借鉴海相碎屑流理论, 将该理论应用到鄂尔多斯(邹才能等, 2009)、松辽(潘树新, 2012)、渤海湾(夏景生等, 2017)、准噶尔(孙靖等, 2019)等多个含油气盆地中, 掀起了对砂质碎屑流沉积研究的热潮, 对常规与非常规油气勘探具有重大意义。

鄂尔多斯盆地长7段沉积期发育典型的内陆坳陷淡水湖盆, 在湖盆区内沉积了一套成因类型多样、分布范围广的细粒沉积岩, 细粒沉积岩厚度所占比例介于60%~80%之间, 湖盆中心比例可达90%以上(袁选俊等, 2015; 吕奇奇等, 2022), 而重力流是将粉砂及泥质等细粒沉积物运移至深湖中心的主要搬运方式(Schieber and Southard, 2009), 其搬运机制及成因研究具有重要的油气地质意义(邹才能等, 2022)。近年来, 前人在鄂尔多斯盆地细粒重力流沉积研究方面取得了一定的成果, 主要集中在沉积类型及特征(杨仁超等, 2014; 张倚安, 2021)、沉积动力学机制、沉积模式(Wang et al., 2021)等方面。然而, 目前针对湖盆细粒重力流成因机制及沉积模式尚存在不同认识(杨田等, 2021), 砂体内部叠置关系及成因机理较复杂, 制约了湖盆细粒重力流沉积砂体油气勘探与开发。

为解决上述问题, 本次以鄂尔多斯盆地宁县地区延长组长7段为研究对象, 在岩心、钻井、测录井、镜下薄片资料的基础上, 以N228井为典型井并结合研究区邻井, 对该区岩相类型及组合、湖相深水沉积类型及沉积微相特征进行描述; 并对湖盆细粒重力流沉积搬运机制、流态转化及形成过程进行分析与探讨, 建立了湖盆细粒重力流沉积模式, 以期为湖盆深水区油气勘探提供指导。

1 地质概况

鄂尔多斯盆地位于中国东部与西部构造带的接合部位, 是一个中生界、新生界叠加在古生界之上的大型多旋回克拉通盆地, 面积可达25× 104km2。盆地整体按照基底性质、构造形态可分为6个一级构造单元(图 1-a)(田媛等, 2015)。宁县地区位于鄂尔多斯盆地西南部, 北及庆城, 南抵长武, 西至庆阳, 东达正宁, 区域构造上属伊陕斜坡西南部(图 1-a)。晚三叠世, 受印支期强烈构造运动影响使得祁连— 秦岭造山带发生挤压碰撞(陈安清等, 2011), 形成西南陡倾、东北宽缓的古地理格局(陈安清等, 2011; 葸克来等, 2020)。晚三叠世延长组沉积时期, 印支运动使华北板块与扬子板块发生碰撞, 盆地经历了拗陷、扩张、回返抬升直至萎缩消亡的全部过程, 沉积了一套以河流相、三角洲相及湖泊相为主的陆源碎屑沉积岩, 厚度为1000~1300m(杨华和邓秀芹, 2013)。延长组可进一步分为10个段(长10-长1)(图 1-b)。长10-长8段沉积期, 研究区由河流体系逐渐演变为三角洲沉积体系, 长7段沉积期处于湖盆强烈拗陷期, 湖盆发育达到鼎盛阶段, 形成了面积达6.5× 104km2的半深湖— 深湖沉积(张晓辉等, 2020); 长7段自下而上可分为3个小层(长73、长72、长71), 其下部(长73)主要发育了一套以厚层暗色泥岩、灰黑色页岩为主的富有机质细粒沉积, 中上部(长72-长71)主要为一套细粒砂岩夹暗色泥岩。从长6-长4+5段沉积期开始, 湖盆回返抬升, 三角洲开始大规模发育, 长3-长1段沉积期, 湖盆萎缩, 直至逐渐消亡(王岚等, 2012; 杨仁超等, 2014)。

图 1 鄂尔多斯盆地构造单元划分及延长组综合柱状图(据张家强等, 2021; 有修改)Fig.1 Structural unit division and comprehensive histogram of Yanchang Formation in Ordos Basin(modified from Zhang et al., 2021)

2 深水沉积岩相组合特征及类型
2.1 岩相类型及特征

研究区长7段岩石类型丰富, 岩性以灰褐色细砂岩, 灰色、深灰色粉砂岩, 暗色、黑色泥页岩为主, 夹少量凝灰岩。基于典型井岩心观察及详细描述分析, 并依据沉积构造、颜色、微观特征等在研究区共识别出块状洁净细砂岩相(Sm)、含泥砾或泥岩撕裂屑块状细砂岩相(Smt)、正粒序递变层理细— 粉砂岩相(Sa)、平行层理极细— 粉砂岩相(Sh)、波纹层理粉砂岩相(Fr)、平行纹层(泥质)粉砂岩相(Fl)、滑塌变形细— 粉砂岩相(Ssd)、块状泥岩相(Mm)、水平纹层页岩相(S)、凝灰岩相(T)10种岩相类型, 对其主要特征及成因解释见表 1。

表 1 鄂尔多斯盆地宁县地区长7段岩相类型及沉积特征 Table1 Lithofacies types and sedimentary characteristics of the Member 7 of Yanchang Formation in Ningxian area, Ordos Basin
2.2 湖相深水沉积特征及岩相组合类型

基于典型取心井岩心的详细观察, 结合研究区邻井的测录井资料, 借鉴沉积过程— 流体类型划分方案(邹才能等, 2009), 将长7段划分出滑动— 滑塌沉积、砂质碎屑流沉积、混合事件层、浊流沉积、深湖相泥质沉积共5种深水沉积类型, 并结合岩相垂向叠置特征, 明确深水沉积中所发育的岩相组合类型(图 2)。

图 2 鄂尔多斯盆地宁县地区长7段岩相垂向组合模式
注:岩相代号含义见表1Fig.2 Vertical assemblage pattern of lithofacies of the Member 7 of Yanchang Formation in Ningxian area, Ordos Basin

2.2.1 滑动— 滑塌沉积

研究区滑动— 滑塌沉积发育较少, 主要发生在斜坡— 坡脚处, 岩性主要包括灰褐色细— 粉砂岩、泥质粉砂岩、粉砂质泥岩等, 砂泥混杂, 可常见泥岩滑动面(图 3-a)、砂质注入体(图 3-b)等构造, 此外, 还存在被外围泥岩所包裹的砂球构造(图 3-c), 指示滑动— 滑塌沉积侵蚀早期沉积物并继续搬运的特征。滑动— 滑塌沉积岩相组合主要由滑塌变形细— 粉砂岩相(Ssd)与薄层块状泥岩相(Mm)组成(图 2-a)。

图 3 鄂尔多斯盆地宁县地区长7段滑动— 滑塌、砂质碎屑流沉积特征
a— 见泥岩滑动面, Zh70井, 长71, 1555.10m; b— 穿插的细砂岩注入脉, Zh70井, 长72, 1605.35m; c— 细砂岩底部不平整滑动面, 可见泥岩中包卷的砂球, Zh70井, 长71, 1554.75m; d— 洁净块状层理细砂岩, Zh70井, 长73, 1636.20m; e— 不规则状泥岩撕裂屑, N228井, 长72, 1698.10m; f— 近平行排列的泥岩撕裂屑, N228井, 长71, 1689.70m; g— 块状层理细砂岩, 见次棱角状泥砾构造, N228井, 长71, 1686.50m; h— 粉砂质细砂岩, 见“ 泥包砾” 结构, N228井, 长72, 1727.90m; i— 块状层理细砂岩与上下泥岩呈突变接触, 见底部冲刷构造, N228井, 长71, 1666.98mFig.3 Sedimentary characteristics of sliding-slumping and sandy debris flow in the Member 7 of Yanchang Formation in Ningxian area, Ordos Basin

2.2.2 砂质碎屑流沉积

砂质碎屑流是一种具塑性流变性质, 呈层流状态的沉积物流, 其固有的性质(基质强度、颗粒间摩擦力)使得流体通常呈整体“ 冻结式” 搬运沉积(Shanmugam, 2012)。研究区广泛发育砂质碎屑流沉积, 岩性以与暗色泥岩伴生的块状灰色、褐灰色细砂岩、细— 粉砂岩为主, 呈块状构造, 不具其他沉积构造(图 3-d), 沉积厚度较大, 单砂体厚度规模为分米级至米级, 分布范围一般在0.2~25. m, 主要沉积特征有: (1)发育不规则形(图 3-e)和与层面近乎平行排列具一定成层性(图 3-f)的2种类型泥岩撕裂屑, 反映砂质碎屑流呈“ 冻结式” 固结沉积(Shanmugam, 1996); (2)块状砂岩沉积层序中上部发育漂浮次棱角状泥砾, 以氧化土黄色、褐色为主(图 3-g); (3)可见被泥质外壳呈环状同心包裹的“ 泥包砾” 结构(图 3-h); (4)与上下泥岩或页岩呈突变接触(图 3-i), 可见底部冲刷构造, 反映流体呈固结沉降的特点。砂质碎屑流沉积岩相组合主要包括2个亚类: Ⅰ 类组合由厚层块状洁净细砂岩相(Sm)与薄层块状泥岩相(Sh)组成(图 2-b), 岩相Sm中不含其他沉积构造, 底部一般无侵蚀性, 基底光滑平整; Ⅱ 类组合由含泥砾或泥岩撕裂屑块状细砂岩相(Smt)与薄层泥岩相(Sh)互层产出(图 2-c), 并与上覆或下伏岩层呈突变接触, 底部可见侵蚀面。

2.2.3 混合事件层

研究区混合事件层主要由砂质碎屑流向浊流发生转化时形成(吕奇奇等, 2020), 当砂质碎屑流在搬运过程中, 遭到环境水体稀释、破碎剪切、水力跳跃等作用时流体表面发生部分变化向其顶部或侧翼的浊流转化(Felix et al., 2009)。该类事件在研究区较为发育, 下部砂质碎屑流沉积厚度一般较大, 上部浊流沉积厚度较小, 二者厚度分布阈值一般为0.2~3.0 m。根据2种流体转化的阶段和程度, 流体沉积厚度也会随之变化(图 4-a, 4-b), 转化前期, 下部发育厚层状砂质碎屑流砂体, 其顶部发育薄层状浊流砂体, 可见微弱沙纹层理和火焰状构造(图 4-a), 随转化程度增高, 下伏砂质碎屑流砂体沉积厚度变薄, 上覆浊流砂体厚度增加(图 4-b), 直至转化后期, 砂质碎屑流几乎全部转化为浊流(Felix et al., 2009; 操应长等, 2017; 吕奇奇等, 2020)。混合事件层岩相组合类型多变, 主要由含泥砾、泥岩撕裂屑块状细砂岩相(Smt)、正粒序递变层理细— 粉砂岩相(Sa)、平行层理极细— 粉砂岩相(Sh)、波纹层理粉砂岩相(Fr)、平行纹层(泥质)粉砂岩相(Fl)、块状泥岩相(Mm)有序组合而成(图 2-d), 整体向上呈现正粒序特征, 自下而上分别为砂质碎屑流沉积、浊流沉积。

图 4 鄂尔多斯盆地宁县地区长7段混合事件层、浊流沉积、深湖相泥质沉积特征
a— 混合事件层, 下部发育砂质碎屑流沉积, 上部发育薄层浊流沉积, 见鲍马序列ACE段及火焰状构造, N228井, 长72, 1710.34m; b— 混合事件层, 下部砂质碎屑流沉积, 可见泥岩撕裂屑, 上部浊流沉积, 可见微弱平行层理, Zh40井, 长72, 1451.98m; c— 浊流沉积, 底部可见火焰状构造, 发育鲍马序列AE组合, N228井, 长72, 1736.00m; d— 浊流沉积, 发育鲍马序列DE组合, N228井, 长73, 1745.63m; e— 沟模构造, N228井, 长72, 1718.40m; f— 槽模构造, N228井, 长72, 1716.77m; g— 重荷模构造, N228井, 长71, 1683.40m; h— 褐黄色凝灰岩, 可见方解石条带, N228井, 长73, 1755.90m; i— 块状泥岩, N228井, 长73, 1745.00m; j— 灰黑色页岩, N228井, 长73, 1757.50mFig.4 Characteristics of hybrid event beds, turbidity current deposits, and deep lacustrine muddy deposits in the Member 7 of Yanchang Formation in Ningxian area, Ordos Basin

2.2.4 浊流沉积

浊流属于牛顿流体, 不具任何屈服强度, 沉积物内部由湍流支撑并呈悬浮状态搬运沉降。研究区浊流沉积广泛发育, 以薄层细— 粉砂岩、砂岩夹薄层泥岩为主, 单期浊积砂岩沉积厚度较小, 一般小于0.5m, 但可见多期浊积砂岩与泥页岩呈薄互层, 表明浊流发育频次较高; 多发育正粒序, 在其之上见具牵引流特征的平行层理、沙纹层理、顶部泥岩段, 与其组成不完整的鲍马序列, 常见AE、DE组合(图 4-c, 4-d)。在浊积岩底部可见火焰状构造(图 4-c), 由于浊流呈湍流状态, 往往会侵蚀下伏沉积物, 从而在底部形成沟模(图 4-e)、槽模(图 4-f)、重荷模(图 4-g)等底模构造, 并与下伏泥岩多呈突变接触。浊流沉积岩相组合主要由正粒序递变层理细— 粉砂岩相(Sa)、平行层理极细— 粉砂岩相(Sh)、波纹层理粉砂岩相(Fr)、平行纹层(泥质)粉砂岩相(Fl)、块状泥岩相(Mm)有序组合而成(图 2-e), 底部见槽模、沟模等底模构造, 并与下伏泥页岩呈突变接触, 多发育不完整的鲍马序列, 常见AE、ACE、DE组合。

2.2.5 深湖相泥质沉积

深湖相泥质沉积为正常湖相环境的原地沉积, 常与砂质碎屑流沉积及浊流沉积互层发育, 其发育的暗色、灰黑色泥页岩常与细砂岩、粉砂岩呈突变接触, 局部发育褐色、黄褐色凝灰岩, 夹方解石条带(图 4-h)。泥质沉积按照岩性、沉积构造、有机质含量主要可分为暗色泥岩(图 4-i)及黑色富有机质页岩(图 4-j)2种类型, 二者均是在水动力较弱的半深湖— 深湖环境下缓慢沉降形成(张家强等, 2021)。研究区暗色泥岩一般呈块状, 可见植物炭屑(图 5-a); 黑色页岩颜色较深, 有机质含量较高, 镜下可见少量鱼骨化石碎屑(图 5-b)、硅质纹层呈断续状, 泥质纹层平行于层面排列(图 5-c)、草莓状黄铁矿(图 5-d), 指示静水还原环境。深湖相泥质沉积岩相组合由凝灰岩相(T)与块状泥岩相(Mm)或水平纹层页岩相(S)互层组成(图 2-f), 该组合由火山碎屑沉积与深湖相原地沉积所组成, 为半深湖— 深湖环境所发育的产物(王岚等, 2023)。

图 5 鄂尔多斯盆地宁县地区长7段深湖相泥质沉积特征
a— 泥岩中含炭化碎屑, 组分由黏土矿物和泥级碎屑组成, N228井, 1745.55m, (-); b— 油页岩中含大量粉砂及鱼骨化石碎屑, N228井, 1764.15m, (-); c— 具发育的显微层理构造, 其中含球粒状黄铁矿, 具层间缝, N228井, 1749.70m, (-); d— 草莓状黄铁矿, N228井, 1764.15m, 扫描电镜Fig.5 Sedimentary characteristics of deep lacustrine muddy deposits in the Member 7 of Yanchang Formation in Ningxian area, Ordos Basin

3 湖盆细粒重力流沉积微相类型及特征

研究区长7段重力流沉积具有多物源特征, 湖底扇模式发育不明显, 具较明显的水道特征(廖纪佳等, 2013; 杨仁超等, 2014; 吕奇奇等, 2017)。依据重力流沉积类型、岩相类型及沉积发育特征, 在研究区长7段半深湖— 深湖亚相中共识出6种沉积微相(图 6; 图 7; 图 8)。

图 6 鄂尔多斯盆地宁县地区N228井长7段(全井段)岩心解释剖面图Fig.6 Core interpretation profile of section(whole section)of Well N228 in the Member 7 of Yanchang Formation in Ningxian area, Ordos Basin

图 7 鄂尔多斯盆地宁县地区长7段连井沉积微相剖面图(剖面位置见图 1-a)Fig.7 Sedimentary microfacies profile of well-tie in the Member 7 of Yanchang Formation in Ningxian area, Ordos Basin (The profile position is shown in Fig.1-a)

图 8 鄂尔多斯盆地宁县地区长7段沉积微相测井特征Fig.8 Well logging characteristics of sedimentary microfacies in the Member 7 of Yanchang Formation in Ningxian area, Ordos Basin

3.1 水道沉积

1)限制性水道。主要发育在斜坡带中上部, 靠近三角洲前缘前端, 可作为运输沉积物至半深湖— 深湖的主要通道, 该类型水道下切侵蚀作用较强而沉积性较弱, 沉积物多以过路为主, 且由于限制作用较强使得水道迁移摆动不明显, 多以垂向叠置为主(图 7, A-A')。水道内部以发育块状砂质碎屑流沉积为主, 砂质碎屑流沉积砂体占重力流沉积砂体比例可达70%以上, 其砂体单层厚度在1.0~4.8 m之间, 根部可见少量滑塌沉积, 粒度较粗, 主要为细— 粉砂岩。岩相主要由Sm、Smt组成, 少见Ssd岩相, 与Mm或S岩相呈互层产出, 与上覆或下伏的泥岩或页岩多呈突变接触, 底部可见冲刷面, 以发育岩相组合图2-b、图2-c的富砂沉积为主(图 8-a), 局部发育岩相组合图2-a。GR曲线多为箱型(图 8-a)。

2)非限制性水道。 主要发育在坡折带底部与深水湖盆之间, 距物源区较远, 由于重力作用减弱, 沉积物在此处开始逐渐卸载, 水道以沉积型为主, 但由于限制性作用减弱使得水道容易发生迁移摆动(图 7, A-A'和B-B'), 沉积物堆积逐渐溢出河道形成两侧堤岸沉积, 堤岸发育程度较高。水道内部以发育砂质碎屑流及浊流沉积砂岩为主, 其砂质碎屑流沉积砂体有所减少, 占重力流沉积砂体比例在5%~70%之间, 细、粉砂岩砂体厚度分布阈值一般为1.0~3.0m, 沉积物粒度较细, 多为Sm/Smt、Sa、Sh、Fr、Mm岩相, 在垂向上多以发育岩相组合图2-d(图 6-a, 6-b, 6-c), 表现为下部砂质碎屑流沉积向上部浊流沉积转化形成的混合事件层, 砂质碎屑流运输至斜坡底部, 由于运输距离较长, 经过水体稀释、剪切破碎、流体转化作用逐渐转化为浊流, 浊流携带泥沙一部分在此沉积, 一部分继续向前搬运。GR曲线多为锯齿状箱型或钟型(图 8-b, 8-c)。

3.2 堤岸沉积

主要发育在限制性水道或非限制性水道两侧, 由重力流沉积物漫溢而形成。水道内部砂质碎屑流及浊流沉积砂岩均有发育, 沉积物粒度较细, 以细— 粉砂岩、泥质粉砂岩为主, 多发育Sm/Smt、Sa、Sh、Fr、Mm岩相, 可见半深湖— 深湖泥质沉积与砂质碎屑流沉积或浊流沉积分别交替发育(图 6-a, 6-b)。GR曲线多为齿状钟型或指状(图 8-d)。

3.3 朵叶体沉积

主要发育在坡底平原至湖盆中心, 当沉积物在非限制性水道中不断卸载, 水道侵蚀性减弱, 在水道末端由于能量减弱无法继续携带砂体前进, 逐渐形成片状或席状的朵叶体。朵叶体沉积中砂质碎屑流沉积砂体占重力流沉积砂体比例在5%以下, 以发育浊流沉积为主, 单层砂体厚度一般小于0.5 m, 此时砂质碎屑流已大部分转化为浊流, 主要由Fr、Fl、Mm、S岩相组成, 以发育岩相组合图2-e为主, 可见多期浊流沉积与深湖泥质沉积互层发育, 表现为厚层浊积砂岩夹薄层深湖相泥岩(图 6-c, 6-d), 垂向上发育多种不完整的鲍马序列, 常见CE、DE、CDE组合。GR曲线呈低幅齿状或指状(图 8-e)。

3.4 水道间/半深湖— 深湖泥沉积

水道间/半深湖— 深湖泥微相岩性主要为Mm、S、T岩相, 可见丰富的古生物化石, 主要以岩相组合图2-f的形式产出。该微相以厚层暗色泥页岩为典型特征, 夹薄层凝灰岩(图 6-e), 垂向上表现为深湖相泥质沉积与火山碎屑沉积交替发育。其GR曲线主要为低幅的微锯齿状(图 8-f)。

4 湖盆细粒重力流沉积发育特征

为明确湖盆细粒重力流沉积垂向发育特征, 本文选取研究区具典型代表的长7段全井段取心井N228井为例进行描述(图 6)。自下而上, N228井长73亚段(1769.00~1736.50m)主要发育一套厚层灰黑色泥页岩夹凝灰岩及少量粉砂岩的细粒沉积, 主体以岩相组合图2-f的形式产出, 上部还发育岩相组合图2-e, 沉积环境主体为半深湖— 深湖泥沉积, 向上变为朵叶体沉积; 长72亚段(1736.50~1697.50m)整体以细— 粉砂为主, 夹少量泥页岩; 砂岩占比较大(约80.0%), 其中砂质碎屑流砂体累计厚度可达19.56m, 占长72层厚比例的50.0%, 浊流砂体累计厚度可达11.65m, 占长72层厚比例的30.0%; 其下部主要发育岩相组合图2-e, 向上主要以岩相组合图2-d的形式产出, 沉积环境由朵叶体沉积单元向非限制性水道— 堤岸沉积转变; 长71小层(1697.50~1665.50m)整体发育细— 粉砂岩夹泥页岩沉积; 砂岩占比相对较大(约占62.2%), 其中砂质碎屑流砂体累计厚度可达11.59m(占总厚度36.2%); 浊流砂体累计厚度可达8.31m(占总厚度26.0%), 主要以岩相组合图2-b、图2-c、图2-d的形式产出, 沉积环境以非限制性水道— 堤岸沉积为主。

为探究湖盆细粒重力流沉积横向演化规律, 建立了顺物源、垂直物源2条对比剖面(图 7, A-A'和B-B')。长73亚段整体以发育非限制性水道— 堤岸沉积、朵叶体沉积为主, 限制性水道— 堤岸沉积仅在N198井发育; 至长72亚段, 重力流沉积规模明显变大, 其中限制性水道— 堤岸沉积推进至N82井, 非限制性水道— 堤岸沉积范围增大, 向前推进至N228井, 朵叶体沉积范围缩小; 长71亚段, 重力流沉积规模进一步变大, 水道沉积继续向前推进, 非限制性水道— 堤岸沉积范围继续推进至N45井, 朵叶体沉积几乎不发育。

5 讨论
5.1 湖盆细粒重力流流动搬运机制分析

三角洲前缘斜坡处的沉积砂体受外力作用失稳开始滑动, 而后滑动块体内部构造发生变形、进一步液化, 继而向滑塌沉积转化, 其动力主要来源于重力, 分散压力为其主要支撑机制(Shanmugam, 2013), 在该阶段深水沉积类型为滑动— 滑塌沉积, 主要发育岩相组合图2-a。随着向前搬运, 流体发生塑性形变, 以黏性块体搬运沉积, 当与周围水体进一步混合时会发生流体转变逐渐转化为砂质碎屑流(Felix and Peakall, 2006)(图 9; 图 10); 当砂质碎屑流沿斜坡向下搬运时, 会受到自身重力作用和流体的阻力作用, 流体受阻会反作用于砂质碎屑流顶部或前端, 表现对其的动压力(图 10), 若流体对水下碎屑流的动压超过其自身沿斜坡方向的重力分量, 在碎屑流头部与斜坡基底接触部位会侵入一层液体, 减少与基底的剪切拖拽, 碎屑流头部也逐渐抬起, 形成“ 滑水作用” (Mohrig et al., 1998; Harbitz et al., 2003; De et al., 2004; Talling, 2013); 在滑水作用下, 减小了水下碎屑流与斜坡基底的摩擦力, 使得水下碎屑流头部能往前快速搬运, 逐渐脱离原有流体, 继续向前搬运后沉积, 形成“ 分散型碎屑流块体” ; 砂质碎屑流内部以发育岩相组合图2-b、图2-c为主, 前者为流体早期搬运形成; 后者为搬运后期砂质碎屑流块体“ 滑水作用” 逐渐减弱与基底发生剪切拖拽, 将湖底泥质沉积物卷入撕裂所形成(图 3-e, 3-f); 砂质碎屑流沉积主要发育在坡折带下部及末端(图 9; 图 10)。随砂质碎屑流搬运至坡脚处后, 坡度变缓, 其沉积物大量卸载, 并与环境水体发生稀释逐渐向浊流转化, 其转化阶段即前文述及的混合事件层(图 9; 图 10), 其转化成因包括以下几种: 砂质碎屑流的液化作用(Kuenen and Migliorini, 1950; Lowe, 1976)、沉积物破碎转化机制(Schwarz, 1982)、顶部剪切侵蚀(Marr et al., 2001)、界面混合成因(Morgenstern, 1967)、水力跳跃作用(Wagoner and Komar, 1969)、环境流体混合机制(Allen, 1971), 前人对其也有所报道(Zou et al., 2012; 吕奇奇等, 2020)。浊流继续搬运可将粒度较细的细粒沉积岩搬运至湖盆中央深水区, 从而形成以粉砂、泥质沉积物为主的朵叶体沉积(图 9; 图 10)。

图 9 鄂尔多斯盆地宁县地区长73亚段沉积微相Fig.9 Sedimentary microfacies in the sub-Member 73 of Yanchang Formation in Ningxian area, Ordos Basin

图 10 鄂尔多斯盆地宁县地区长7段水下重力流沉积过程、流体转变示意图(据Shanmugam et al., 1994; 有修改)
注: ①三角洲前缘砂岩发生失稳逐渐开始滑动; ②滑动块体内部构造发生变形、进一步液化, 转化为滑塌体; ③滑塌体转化为砂质碎屑流, 局部夹杂泥砾及泥岩撕裂屑, 头部抬升, 发生滑水作用; ④砂质碎屑流头部与体部分离, 继续向前搬运形成分散型碎屑流块体; ⑤砂质碎屑流逐渐转化为浊流Fig.10 Underwater gravity flow sedimentary process and flow transformation diagram in the Member 7 of Yanchang Formation in Ningxian area, Ordos Basin(modified from Shanmugam et al., 1994)

5.2 湖盆细粒重力流沉积模式

综合区域地质背景, 结合对研究区重力流沉积岩相及组合特征、湖相深水沉积类型、微相特征及动力学过程分析的研究, 建立了长7段细粒重力流沉积模式(图 11)。其规律如下: (1)在坡折带上部, 三角洲前缘砂体受构造活动、地震、火山活动等触发因素的影响发生失稳垮塌开始沿限制性水道运动, 以岩相组合图2-a的形式产出; 而在坡折带末端, 由于坡度变缓, 砂质碎屑流开始大量卸载沉积, 以岩相组合图2-b、图2-c的形式产出; (2)随砂质碎屑流继续搬运, 流体遭受液化作用, 剪切侵蚀作用减弱, 沉积作用增强, 限制性水道也随之转变为非限制性水道; 砂质碎屑流与环境流体发生作用逐渐转化为其前端或侧翼的浊流, 2种流体转化形成混合事件层, 以岩相组合图2-d的形式产出; (3)随搬运距离增加, 此时非限制性水道末端由于限制程度及能量减弱无法继续携带砂体前进, 逐渐形成片状或席状的朵叶体, 在内部沉积一套以岩相组合图2-e为主的浊积砂岩与深湖相泥岩互层的细粒沉积; (4)从长73亚段沉积期至长71亚段沉积期, 由于湖水面下降, 重力流沉积体系规模逐渐扩大, 向湖盆中心推进。

图 11 鄂尔多斯盆地宁县地区长7段湖盆细粒重力流沉积模式
a— 长73沉积期湖盆细粒重力流沉积模式; b— 长72沉积期湖盆细粒重力流沉积模式; c— 长71沉积期湖盆细粒重力流沉积模式。岩相代号含义见表1Fig.11 Sedimentary model of fine-grained gravity flow in the Member 7 of Yanchang Formation lacustrine in Ningxian Area, Ordos Basin

5.3 油气地质意义

研究区长7段重力流沉积砂体由于沉积成因差异致使储集性能好坏及分布也具有较大差异。在限制性水道中, 主要以发育块状砂质碎屑流砂体为主, 单砂体厚度在1.0~4.8 m之间, 多期叠置, 沉积厚度较大, 小层累计厚度可达20m; 储集层物性发育特征最好, 孔隙度平均值大于12%, 渗透率平均值大于0.12× 10-3μ m2, 为研究区的优质储集层; 在非限制性水道中, 主要以发育砂质碎屑流与浊流混合成因砂体为主, 砂体主要呈厚层砂岩夹薄层泥质沉积, 细、粉砂岩砂体厚度分布阈值一般为1.0~3.0 m, 储集层物性特征一般, 孔隙度平均值一般为10%~12%, 渗透率平均值一般为0.08× 10-3~0.12× 10-3μ m2之间, 储集性能较好, 但弱于限制性水道, 为一般储集层; 朵叶体以发育浊流砂体为主, 发育薄层粉砂岩, 粒度较细, 厚度较薄, 单砂体厚度一般小于0.5 m; 储集物性参数较低, 孔隙度分布阈值在5%~9%之间, 渗透率分布阈值在0.02× 10-3~0.05× 10-3μ m2之间, 此类储集层较前者相对较差。

就孔隙度和渗透率而言, 限制性水道沉积微相高于非限制性水道沉积微相及朵叶体沉积微相, 但由于非限制性水道及朵叶体沉积中砂体垂向上多期叠置, 横向连通性较好, 也可形成规模储集层。最后, 重力流沉积储集层勘探还需综合砂体规模、成岩作用等多种因素综合考虑。

6 结论

1)鄂尔多斯盆地宁县地区长7段发育10种岩相类型、6种垂向组合方式; 其深水沉积体系中主要发育5种类型: 滑动— 滑塌沉积、砂质碎屑流沉积、混合事件层、浊流沉积、深湖相泥质沉积。其中混合事件层主要为砂质碎屑流向浊流转化的过渡段。

2)依据岩相类型及组合特征、深水沉积类型将研究区长7段半深湖— 深湖亚相细分为限制性水道、非限制性水道、堤岸、水道间、朵叶体、半深湖— 深湖泥6种微相类型。

3)研究区长7段重力流依次经历滑动、滑塌、砂质碎屑流、混合事件层、浊流5个演化阶段, 在搬运过程中存在“ 流体转换分离” 及“ 滑水作用” , 致使重力流沉积从坡折带到湖盆中心依次发育限制性水道— 堤岸沉积、非限制性水道— 堤岸沉积、朵叶体沉积, 并建立了长73亚段至长71亚段湖盆细粒重力流沉积演化模式。

4)研究区长7段不同沉积相带类型对储集层控制作用明显, 其中限制性水道储集层质量优于非限制性水道及朵叶体, 但由于非限制性水道及朵叶体沉积中砂体垂向上多期叠置, 横向连通性较好, 也可形成规模储集层。

(责任编辑 郑秀娟; 英文审校 徐 杰)

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