参考Allen和Johnson(2011)在海侵沉积序列的研究, 按照岩性和沉积构造描述岩心, 并划分出鄂尔多斯东南部本溪组的岩相类型, 解释了其主要的沉积特征, 以提供对障壁沉积体系下沉积物的理解, 后续方便识别出其组合的亚相沉积环境。岩相类型涵盖由煤层、泥岩、粉砂岩、砂岩到砾岩的岩性变化, 从槽状交错层理的强水动力, 到波状层理的较低水动力, 到块状泥岩的低能条件环境变化, 其他还包括生物扰动、黄铁矿和生物碎屑等特征, 记录了障壁体系下各个亚环境独特的沉积特点(表 1)。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 鄂尔多斯盆地东南部本溪组岩相划分及特征 Table 1 Lithofacies division and characteristics in the Benxi Formation, southeastern Ordos Basin

表 1 鄂尔多斯盆地东南部本溪组岩相划分及特征 Table 1 Lithofacies division and characteristics in the Benxi Formation, southeastern Ordos Basin

不同的岩相组合成了障壁体系下的相序列, 主要可进行识别的包括障壁岛、潮汐水道—三角洲、潮坪—潟湖和沼泽序列, 其符合经典的现代海岸障壁体系的相模型和识别标志(Oertel, 1985; Reinson, 1992)(图 4), 在岩心标定的测井曲线上也分别具有特别的形态响应(图 5)。

图 4

Fig.4

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	图 4 典型障壁—潮坪—潟湖沉积体系模式(修改自Reinson, 1992)Fig.4 Typical barrier-tidal flat-lagoon sedimentary system model(modified from Reinson, 1992)

图 5

Fig.5

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	图 5 鄂尔多斯盆地东南部本溪组障壁体系相类型及其特征Fig.5 Facies types and characteristics of barrier systems in the Benxi Formation, southeastern Ordos Basin

3.2.1 障壁岛—冲溢扇 障壁岛岩性主要由灰白、灰色杂基支撑砾岩和灰褐色中—粗砂岩组成, 内部少有细粒夹层, 分选、磨圆较好, 砾石为石英质, 内部颗粒支撑和杂基支撑, 粒径最大可达2 cm, 杂基含量平均范围2.5%~8.8%, 内部含褐色铁质。沉积构造以板状交错层理为主, 局部发育高角度的槽状交错层理, 顶部可见双向交错层理, 并过渡到泥质沉积。内部缺乏生物扰动构造, 表明高能水动力环境(图 4)。高角度槽状交错层理和加积作用代表障壁岛向海岸的沉积特征。测井曲线上, 障壁的响应具有明显的底部突变, 以箱型为主, 次为钟型, 整体呈低锯齿光滑, 反映其本身强水动力的持续冲刷作用, 泥质很少在内部形成夹层面, 均值性较强(图 5-a)。障壁岛本身为平行海岸长轴优势的富砂沉积体, 由水体与相邻陆地隔开, 在海侵过程中被保存, 在迁移过程中也可能被改造, 形成砂泥岩薄层互层。

厚层块状的障壁砂岩表明障壁长期稳定的加积, 持续快速堆积, 后期被海平面快速上升越过从而优先保存(Mulhern et al., 2021)。冲溢扇为障壁岛伴生产物, 风暴期间, 障壁岛上的碎屑物随波浪水流越过其顶部, 冲刷形成扇状堆积物, 在现代障壁岛中, 冲溢扇形态特点很容易识别, 然而在古代地层记录中, 难以将其从障壁岛序列中区分出来。

3.2.2 潮坪—潟湖 岩性以由厚层深色泥岩为主, 夹灰色薄层粉砂岩和细砂岩, 泥岩内部可见波状粉砂质纹层, 含有少量的植物化石, 偶见生物扰动现象和黄铁矿颗粒的富集, 局部发育细砂岩透镜状层理, 粉砂岩多和泥岩形成薄互层, 可见纹层面变形。测井曲线上多呈现出低幅度的锯齿形或线性(图 5-b)。潮坪—潟湖沉积物被解释为海侵期间形成的障壁岛复合体的一部分(Nummedal and Swift, 1987), 与障壁岛在平面上伴生过渡, 由于障壁本身对波浪作用的阻挡和削弱, 形成了相对闭塞的弱水动力条件, 以障壁岛间的潮汐水道与广海连通, 陆源碎屑物质输入较弱, 以泥质细粒为主的沉积物和煤层在低能量环境中广泛发育, 波状粉砂岩夹层和非碳质泥页岩代表水动力的波动, 表明其受潮汐作用影响(图 4)。

3.2.3 潮汐水道—三角洲 该相由灰褐色、灰色中砂岩、细砂岩组成, 分选性和磨圆度较好, 可见泥质纹层。内部发育明显的底部冲刷面, 三角洲朵体的翼部则因受波浪的强烈改造以多向或不同方向的交错层理为主, 可见槽状交错层理、透镜状层理和波状层理、双向交错层理, 泥岩撕裂屑表明泥岩的侵蚀和改造(图 5-c)。主要受潮汐水流作用, 潮汐水道内泥质含量通常较低, 均质性较强, 潮汐三角洲由于与后障壁—潟湖泥质沉积物接触, 内部均质性差异很大。和障壁体系伴生的潮汐水道—三角洲不同于正常的潮汐三角洲沉积, 其与前三角洲或三角洲前缘相无关, 也无来自海岸线的河流直接碎屑物质输入, 通常在障壁岛之间以透镜状的形式保存下来, 且容易受到水流改造。该相代表一种将较粗的海洋沉积物向陆地方向输送到潟湖的搬运方式, 潮汐水道代表潟湖和开放海洋水体之间的持续连接和水体交换(Hubbard et al., 1979)(图 4)。

3.2.4 沼泽 岩性以深灰色碳质泥岩和灰黑色煤层为主, 粉砂质含量降低, 碳质含量范围从低到富含有机物到纯煤层(大于50 cm), 可见大量植物叶片和根茎碎屑, 向上部含量增加。煤层在泥岩段内部不发育, 但顶部厚度超过2 m, 反映长期的封闭—半封闭的还原环境(图 4)。由于煤层和碳质泥岩、泥岩段的互层, 测井曲线上煤层的发育可使伽马值降低, 但导致电阻的异常高, 因此形成了高锯齿状的钟型和漏斗型组合(图 5-d)。海侵过程中的地层含有高度富含有机质的碳质页岩和煤含量, 表明此时有更多的淡水和陆地有机质输入。

从区域沉积背景上看, 鄂尔多斯盆地在本溪组沉积时期形成了南北向展布的中央古隆起, 古隆起以西为祁连海, 以东为华北海, 该时期研究区位于华北海之内, 海水大致垂直于中央古隆起由东向西侵入(何登发等, 2020)。盆地北缘断裂带形成了冲积扇, 部分进入华北海形成扇三角洲, 之后经波浪作用改造, 沿中央古隆起向南推进形成障壁岛带(贾浪波等, 2019)。而古隆起靠近华北海一侧在潮汐作用下形成了潮坪沉积, 自东向西为潮下带—潮间带—潮上带, 整体上自中央古隆起向东依次呈现潮坪—障壁—潟湖—浅海陆棚的沉积展布格局。岸线轨迹呈北西-南东向展布, 障壁体系的长轴方向与岸线方向平行。

利用成像测井和倾角测井中的倾角矢量优势向代表古流向, 解释出单井砂砾岩段水流方向为北东向, 因此此套障壁砂砾岩沉积展布大致走向为北西—南东向(图 6)。再结合邻区内本溪组的倾角矢量记录的古流向, 认为主要的古水流方向来自于东北, 其次为西南和北西—南东方向, 反映向岸流、离岸流以及沿岸流复杂作用, 障壁砂体仍然具有北西—南东向的局部优势。

图 6

Fig.6

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	图 6 鄂尔多斯盆地东南部本溪组障壁砂体成像测井特征及古流向玫瑰图Fig.6 Imaging logging characteristics of barrier sandbody and rose diagram of palaeoflow direction in the Benxi Formation, southeastern Ordos Basin

岸线轨迹的细节受井网密度限制难以刻画, 在5~10 km精度宏观上的趋势仍然具有较高的准确性, 仅在东南部由于数据的缺乏, 控制井的约束程度降低, 有待进一步证实。总体而言, 研究区内, 岸线轨迹显然是呈北西—南西走向, 从本2段到本1段, 岸线轨迹具有继承性。按照地厚恢复的古地貌表现出了岸线轨迹的大致方向(图 7), 但并不能作为沉积时期的实际岸线, 只是与古真实岸线的轨迹大致平行, 或与向沉积中心倾斜的斜坡方向垂直。此岸线轨迹方向有助于明确障壁的长轴及迁移方向。

图 7

Fig.7

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	图 7 鄂尔多斯盆地东南部本溪组不同时期古地貌背景 a—古地貌恢复方法示意; b—本1段底地貌; c—本2段底地貌Fig.7 Palaeogeomorphic background of the Benxi Formation in different periods in southeastern Ordos Basin

据区内井网(井网密度范围3km×3km~10km×10km)测井曲线, 利用漆家福和杨桥(2001)提出的分层去压实校正方法恢复地层厚度, 泥岩和砂岩压实系数分别为0.0004 m^-1和0.00025 m^-1(Fu et al., 2021), 并使用印模法恢复研究区范围内本1段和本2段的宏观古地貌(图 7-a)。

宏观上, 本2段古地貌表现为多期岸线陡坡, 呈阶梯式变化特点, 东北部为沉积中心方向, 西南部为近岸线迁移的隆起(图 7-b)。古地貌沿北西—南东向主要有大于3期明显的坡折, 类似台阶式的陡缓组合形式, 陡坡横向距离小于20 km, 高度超过10 m, 恢复的坡度范围在0.3° ~0.8° 之间, 平均值为0.62° , 反映了马家沟组顶部不整合面的原始古地形特征, 可能与当时长期海退暴露后的地表区域侵蚀相关。

随着本2段的陆表海障壁—潟湖—浅海体系的沉积充填作用, 古地貌由台阶式向线性演化, 因此本1段古地貌表现为单期线性缓坡, 坡度范围在0.1° ~0.4° 之间, 平均值为0.21° , 呈渐变式特点, 不存在宏观上的明显坡折(图 7-c), 主要的局部起伏位于盆地方向, 岸线方向地形起伏较小。继承本2段的特征, 东北部依旧为主要的盆地沉积中心, 地层厚度向西南部减薄, 随着海平面的逐步上升, 地层向西南部超覆。

区内本2段台阶式缓坡—陡坡组合古地貌和本1段线性渐变缓坡古地貌构成了鄂尔多斯东南部本溪组不同时期的古地理背景, 并且控制了地层内部多次海侵过程下的障壁体系的迁移样式。

5.1.1 本2段 本2段在侵蚀不整合面上接受海侵沉积, 受鄂尔多斯盆地中央古隆起的影响, 该区具有明显西南、西、南部高而东北、北和东部低的地形特征, 主要来自南部物源的碎屑物质受潮汐、波浪的牵引改造形成北西—南东向展布的障壁体系(图 9-a)。平面上, 多个平行岸线方向的障壁岛相互平行排列, 障壁岛间可发育小型潮汐水道—三角洲沉积体, 单期障壁砂厚2~6 m, 多期叠置可达5~12 m, 最大砂厚超过13 m。障壁主体在沿岸线方向连续性较高, 最厚的障壁分布在东北区域, 并垂直岸线向西南迁移方向逐步减薄, 直至障壁砂体不发育。障壁岛靠海方向伴生滨面沉积, 孤立的障壁岛之间则以泥质、粉砂质为主的潟湖—潮坪沉积为主(图 8; 图 9)。

图 8

Fig.8

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	图 8 鄂尔多斯东南部本溪组障壁体系连井对比剖面(L1—L4为沿岸线方向, L5—L7为垂直岸线方向)Fig.8 Well correlation of barrier systems of the Benxi Formation in southeastern Ordos Basin(L1-L4 is parallel to the shoreline, and L5-L7 is perpendicular to shoreline)

图 9

Fig.9

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	图 9 鄂尔多斯盆地东南部本溪组障壁体系的平面展布和厚度变化规律 a—本2段砂厚及相图; b—本1段砂厚及相图; c—障壁砂体厚度与岸线距离关系Fig.9 Distribution and thickness variation of barrier systems in Benxi Formation, southeastern Ordos Basin

5.1.2 本1段 本1段在本2段海侵沉积后的地形之上, 继承了其整体的沉积展布格局, 沉积中心依然位于东北方向, 岸线位于西南。由于整体海平面上升, 海岸线向西方向推进, 使得整体相带向西迁移(图 9-b)。相比本2段, 平面上障壁体系的范围明显增加, 障壁岛之间的连续性增强, 主要长轴方向依旧保持与岸线平行。小型潮汐水道—三角洲沉积体较本2段发育增多, 单期障壁砂厚2~5.2 m, 多期叠置后范围4~8 m, 最大砂厚超过9.3 m, 砂体厚度整体较本2段减小, 分布面积有所增大。平面上滨面和障壁改造的薄层砂体范围分布面积较广, 而潟湖—潮坪的范围缩减, 到本1段晚期, 受大范围海侵影响, 沼泽开始发育。从障壁分布的规律来看, 平缓的古地貌是造成障壁砂体减薄但连续分布、障壁岛间受改造沉积物分布广的主要原因(图 8; 图 9)。

在区内井网下建立不同方向的剖面(图 8), 在垂直岸线方向上(图 9), 本1段和本2段的剖面呈现出不同的障壁迁移特点。本2段砂体以厚层叠置型为主, 单期障壁砂体厚度3.9~7.1 m, 多期叠置障壁厚度范围6.9~11.6 m(图 9-c)。障壁底部地形向西南部增高, 为阶梯组合式特征, 地层内部的障壁向西南高处迁移, 横向上多孤立分布, 反映海平面逐渐升高障壁体系的逐步后撤, 这种后撤表现为跳跃式的迁移方式, 沿着迁移方向障壁主体垂向上叠置较厚, 一旦海平面越过台阶后, 向岸方向的迁移距离增大, 障壁后的潟湖细粒沉积将不同期次障壁砂分隔(图 10-a)。来自本2段由岸线向沉积中心方向统计的障壁厚度变化趋势表明, 近岸线向远岸线方向, 障壁砂体的厚度呈现出阶梯式的增加, 这种迁移方式显然与古地形有关。

图 10

Fig.10

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	图 10 鄂尔多斯盆地东南部本溪组障壁迁移的不同样式对比 a—障壁滚动连续式迁移样式; b—障壁跳跃间隔式迁移样式Fig.10 Comparison of different patterns of barrier systems migration in the Benxi Formation, southeastern Ordos Basin

本1段的砂体厚度整体低于本2段, 其中单期障壁砂厚度多在3.1~4.2 m, 多期障壁厚度范围5.2~7.9 m。该时期地层内部障壁厚度不大, 具有横向上连续迁移的特点, 整体障壁依旧受海平面相对上升作用向高处后撤, 后期海平面下降, 障壁发育减弱, 主要以潟湖—沼泽的煤层为主。本1段的障壁表现为滚动连续式迁移方式, 沿着迁移方向障壁主体呈薄毯式, 叠置程度弱, 反映横向上较强的迁移(图 10-b)。古地形上由于是均匀变化的缓坡, 海平面的上升将导致障壁体系的潟湖—障壁交互, 并且早期的障壁被后一期次障壁改造, 障壁体系因此连续线性迁移, 形成广泛分布的较薄的障壁砂体, 剖面上也具有较强的连续性。来自不同岸线距离统计的障壁厚度来看, 该时期砂体厚度变化趋势趋于平缓, 向古地貌高处障壁发育减弱, 砂体厚度和规模减小(图 9-c)。

长周期尺度控制层序发育的因素主要包括构造运动、海平面升降和气候变化等。不同于前述短尺度因素直接控制沉积过程, 该类型因素多间接影响沉积过程, 即构造运动可以影响地形变化, 而气候因素则影响沉积物流态或供给速率。

障壁的保存、堆积取决于可容纳空间、沉积物供应和相对海平面的地质时间尺度变化(Fruergaard et al., 2015, 2020)。障壁—潟湖体系是动态变化的沉积系统, 对各种驱动因素(波浪、潮汐、气候等)作出反应, 并通过非动态地质变量调节, 比如基底的古地貌特点、沉积物供应量以及障壁—潟湖系统本身的形态(图 11)。

图 11

Fig.11

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	图 11 鄂尔多斯东南部本溪组障壁体系迁移控制因素Fig.11 Controlling factors of barrier systems migration in the Benxi Formation, southeastern Ordos Basin

外部沉积供给为障壁提供沉积物来源, 持续的沉积物供应对于维持障壁的完整性至关重要, 供应的减少会促使障壁改造, 导致横向拉伸、局部侵蚀, 甚至最终消失(Carter et al., 1987, 1989), 也可能使障壁向岸线后撤(Warrick et al., 2015), 典型例子为丹麦Wadden海由于沉积物不足导致全新世晚期障壁岛链暂时性的退化(Fruergaard et al., 2021)。然而对于本溪组来说, 沉积物供应速度难以量化, 体积、来源和供应率方面存在很大的不确定性, 因此此次不作详细探讨, 但地层记录中稳定分布的障壁砂体表明, 外部沉积物供给是一个由稳定到减弱的过程, 在本1段和本2段地层内, 障壁的向岸方向迁移, 规模和厚度减小, 代表了可能的稳定减弱的沉积物来源。

地质历史记录中的长时间尺度中, 在层序地层意义上, 障壁岛倾向发育在区域相对海平面上升期间, 向岸迁移期间保留在陆架海床上, 形成于完整的海侵序列中, 均匀间隔数至数十千米(Ciarletta et al., 2019b; Kennedy et al., 2020)。Demarest和Leatherman(1985)认为整个障壁系统保持形态, 随海平面上升向陆地迁移。周期性地质尺度障壁岛向陆地迁移解释了地层中厚的、堆叠的障壁岛沉积物的保存, 这些障壁岛显示出局部的或内部的前积、退积及加积相模式, 本溪组内部箱型、钟型障壁砂的叠置或孤立分布的组合特征体现了这种模式的有效性(图 9)。从层序角度来看, 本溪组为多期的中期海侵旋回叠置, 在海平面连续上升期间, 导致障壁的后撤, 后续的障壁系统的一部分可能会部分覆盖和保护先前系统的一部分, 从而促使了障壁体系沉积的良好保存。持续的海侵过程是地层记录中障壁体系保存的充分条件(Moore et al., 2010)。

Cowell等(1992, 1995)提出的滨面过渡模型(STM)认为, 障壁形态进化模式从障壁平移(即滚动)到侵蚀, 由最初存在的基底的坡度决定。同时越来越多的研究表明, 基底坡度与障壁迁移的速率和模式之间存在关系(Belkna and Kraft, 1985)。沉积前的古地貌坡度控制着障壁迁移的相对可容纳空间, 并在很大程度上影响障壁是否发生迁移、侵蚀或加积行为(Schwab et al., 2000)。Cooper等(2012)在苏格兰基岩上的障壁岛研究表明, 下部基岩表面的地形不规则性控制着屏障岛的平面和剖面形态, 对海侵过程中障壁岛的形成和演化具有主导作用。Hesp(1999)发现位于更陡峭的海侵沟壑表面上的障壁岛向陆地迁移的速度比位于平坦表面上的更快, 这与鄂尔多斯本溪组本2段障壁跳跃迁移类似, 该时期基底地貌为盆地范围的不整合侵蚀面, 具有不平整且陡峭组合的地形(图 7)。相反, 在沉积坡度之上的本1段, 坡度平缓且相对平坦, 形成连续的滚动式迁移样式。

因此, 在研究古代历史地质记录中的障壁—潟湖体系时, 宏观古地理背景(岸线、古地貌坡度特征)和地层旋回变化分析对明确海岸障壁迁移的形态动力行为, 对理解地层中障壁砂体的叠置样式以及预测该类沉积体系中的油气储集层展布至关重要。在建立障壁—潟湖海岸长时间尺度演化概念模型或地质框架时, 也应当将其作为核心地质参数纳入其中(图 11)。