湖相深水块状细粒沉积岩的特征及成因——以济阳坳陷始新统为例

马芳侠 ，王力 ，罗丹婷 ，张译丹 ，葛云锦 ，杜克峰

（1.陕西延长石油（集团）有限责任公司研究院，陕西 西安 710075；2.中国地质大学（北京）能源学院，北京 100083）

0 引言

细粒物质（直径小于 62.5 μm）［1-2］的沉积作用是沉积学研究最薄弱的环节之一。随着近年来页岩油气勘探如火如荼地展开，细粒物质的沉积过程已成为沉积学研究的热点问题［3-4］。其中，块状细粒沉积岩指那些内部结构均一、缺少沉积构造（缺少纹层）的细粒沉积岩［5-6］，它最早发现于地中海东部［7-8］，随后在大西洋东部赤道附近和墨西哥湾西北部也有发现［5，9］。

关于块状细粒沉积岩的成因争议较大：Ryan［10］认为是深海悬浮物在静水中的沉积，在沉积过程中不受季节影响，因此表现为均质特征；然而，最新研究表明，其块状构造形成于动荡水体中［11-12］；另外，Mccave等［13］发现当高密度浊流以某种方式冻结时，也可以形成块状细粒沉积岩。

迄今为止，块状细粒沉积岩基本都发现于海洋环境中，而对湖相块状细粒沉积岩的报道甚少。本文通过观察济阳坳陷始新统湖相细粒沉积岩，在1 093 m岩心中识别出95 m块状细粒沉积岩。考虑到湖泊与海洋在构造背景、水动力条件、对气候敏感性等方面都有显著不同，不能简单套用海洋研究成果到湖泊中，需要对湖相块状细粒沉积岩的特征和成因机制开展系统研究。

1 地质背景

济阳坳陷位于渤海湾盆地东南部，面积约2.6×104km2，东南部以鲁西隆起为界，东部为垦东-青坨子凸起为界，西北部以埕宁隆起为界（见图1a）。济阳坳陷新生界包括古近系、新近系和第四系地层（见图1b、图2）。

图1 区域地质背景

古近系地层又分为孔店组（Ek）、沙河街组（Es）和东营组（Ed），Es细分为 4 段（从底到顶为 Es4—Es1）（见图2）。研究的目标层是Es4上部和Es3下部，其沉降速率分别为260 m/Ma和520 m/Ma（见图2）。从Es4到 Es3，气候由干旱变为潮湿［14］（见图 2）。

图2 济阳坳陷古近系

在Es4和Es3期间，湖泊边缘发育了一系列扇三角洲和辫状河三角洲，在湖泊中心充填了数百米深水细粒沉积岩，作为该区的主要烃源岩。这些细粒沉积岩富含碳酸盐矿物（平均质量分数43.06%）、石英和长石（平均质量分数31.59%）、黏土矿物（平均质量分数25.35%）（见图 3）。

图3 济阳坳陷细粒沉积岩的矿物三角图

利用济阳坳陷5口井（罗69井、罗67井、牛页1井、樊页1井、利页1井）的连续取心资料，选取共计1 093 m深水细粒沉积岩岩心。5口井岩心的长度分别为 223，203，35，414，218 m。分析测试资料包括薄片、孢粉鉴定、全岩X射线衍射分析、常微量元素分析、高分辨率场发射扫描电子显微镜观察（FESEM）、总有机碳测定、生油潜力测定和干酪根分离鉴定。

3 沉积特征

3.1 岩石学特性

1 093 m细粒沉积岩由998 m暗色页岩和95 m块状细粒沉积岩组成，块状细粒沉积岩占8.69%。研究区块状细粒沉积岩为深灰色、灰黑色，与暗色纹层状细粒沉积岩互层（见图4a—4d）。不同期次的块状细粒沉积岩在垂向上连续叠置，或被暗色页岩分隔。

图4 块状细粒沉积岩的岩石学特征

单层块状细粒沉积岩厚度小于1 m（见表1），底部和顶部总是突变接触，且在岩心横截面上可见丰富的形成于浅水环境的腹足化石和煤屑（见图4g，4h），薄片下常见介形虫碎片和沟鞭藻（见图4i，4m）。各期次的底部为粉砂条带或微冲刷面，表现为向上变细的正粒序（见图 4b，4d，4f，4j，4k）。 内部矿物组分杂乱分布，电镜下可见方解石微晶（见图4l）与块状细粒沉积岩互层的暗色页岩常具有塑性变形特征（见图4c）。块状细粒沉积岩石英质量分数比较高，且从薄片观察发现石英颗粒呈棱角状。

表1 块状细粒沉积岩层厚度数据

研究区块状细粒沉积岩TOC值高（1.57%～4.61%，平均2.86%）（见图5，块状细粒沉积岩的位置在岩性柱中以红色线条标注，DOP为黄铁矿化程度，RT为温度比，RH为湿度比）。氢指数（HI）与有机质热解峰温度（Tmax）的关系曲线表明，块状细粒沉积岩中的有机质主要为Ⅰ—Ⅱ型（见图6），这表明块状细粒沉积岩中的有机质主要是低等浮游生物等［15］。

图5 罗69井Es3综合图

图6 氢指数与有机质热解峰温度的相关性

3.2 沉积环境

3.2.1 水氧化还原条件和含盐度

研究区块状细粒沉积岩及其邻近页岩都是深色的（见图 4a—4d，4g，4j）， 因此很难直观地从岩石颜色上区分它们在沉积过程中氧化还原性的强弱。本文借助地化测试资料开展氧化还原性分析。在地化分析中，DOP，Th/U和V/（V+Ni）能够指示水体的氧化还原性。其中，DOP，V/（V+Ni）值随水体还原性减弱而升高，而Th/U值随水体还原性减弱而降低。上述资料表明，块状细粒沉积岩沉积过程中，水体还原性较暗色页岩弱，尽管它们都形成于深水环境中（见图5）。另外，Sr/Ba值能够指示水体含盐度。Sr/Ba值越高，含盐度越高。分析测试资料表明，块状细粒沉积岩的Sr/Ba值明显比暗色页岩低，反映了相对较低的水体盐度（见图5）。

3.2.2 气候和构造条件

在气候背景下沉积于相对干旱的气候背景，而沉积于相对湿润的气候背景（见图2）。另外，的沉降速率是的2倍（见图2）。相应地，块状细粒沉积岩在的细粒沉积岩中仅占3.08%，而在升高到 11.33%，是的 4倍（见表 2），表明块状细粒沉积岩倾向于沉积在相对湿润且具有高沉降速率的背景下。

表2 和的块状细粒沉积岩比较

表2 和的块状细粒沉积岩比较

地层 Es4上 Es3下岩心总长度/m 422 671块状细粒沉积岩总长度/m 12 76块状细粒沉积岩占比/% 3.08 11.33

利用孢粉数据精确表征气候变化与块状细粒沉积岩发育的关系。根据其母体植物对温度的适应性，孢粉分为喜暖型、喜冷型和广温型。根据其母本植物对湿度的适应性，孢粉分为喜湿型、喜干型和中间型［16］。温度比的计算公式为RT=广温型孢粉数/（广温型+喜冷型）孢粉数×每个薄片中的孢粉数量，湿度比计算公式为RH=喜湿型孢粉数/（喜湿型+喜干型）孢粉数×每个薄片中的孢粉数量。RT值高代表温度高，RH值高代表湿度高。孢粉和花粉分析结果表明，块状细粒沉积岩具有比黑色页岩高得多的RT和RH值，说明其具有相对更加温暖湿润的气候条件（见图5）。

3.2.3 分布特征

以过罗69井的剖面为例（见图7），块状细粒沉积岩主要分布于罗69井的2 945～3 010 m，与该深度对应的浅水区域有较多的中粗粒沉积，而其他层段较少。此外，块状细粒沉积岩正好分布于浊流砂岩的远端区域，说明两者在成因上有某种关联（见图7）。

图7 沾化凹陷东西走向垦71—罗69井沉积剖面

4 形成过程

4.1 沉积机制

将研究区的块状细粒沉积岩解释为浊流末梢沉积，在浊流向前运动过程中能量逐渐减弱，使细粒物质沉积于浊流最前端。原因为：

1）块状细粒沉积岩在岩心和薄片下具有显著的浊积岩特征（见图4）。其顶底突变的特征指示事件沉积，且底部的粉砂条带表明，块状细粒沉积岩形成于水动力逐渐减弱的条件下，这正好符合浊流的特性。块状细粒沉积岩底部的冲刷面也支持浊积岩的侵蚀特性。由于浊积岩事件沉积的特征，导致各种矿物混杂堆积，从而解释了块状细粒沉积岩中各种矿物组分杂乱分布的特征。

2）块状细粒沉积岩与浊积砂的空间配置关系也支持浊流成因的解释。在经典的鲍马序列中，A—E段分布范围依次扩大，其中A—D段为砂质沉积，而E段为泥质沉积。若将研究区钻遇的块状细粒沉积岩解释为鲍马序列E段，则正好解释了其分布于浊积砂前端，且在分布层位上与浊积砂相同的特征。

3）块状细粒沉积岩中大量的棱角状石英、腹足化石、煤屑和介形虫碎片也支持浊流的解释。这是由于浊流在从浅水到深水搬运的过程中，不仅带来了沉积物，也带来了相对富含氧和河口处盐度较低的水体，从而使研究区块状细粒沉积岩的还原性和盐度比相邻的暗色页岩低。

综上所述，从岩石学特征、空间配置关系、地化特征上均显示研究区块状细粒沉积岩为浊流末梢沉积，相当于鲍马序列E段。

4.2 触发机制

浊流虽然是事件沉积，其诱导机制既可是突发性的地质作用，也可能是在长期的地质作用下，从量变到质变的结果［17］。研究区内与块状细粒沉积岩相邻的暗色页岩常具有塑性变形特征（见图4c），可能说明地震事件是块状细粒沉积岩的诱导机制之一［18］。另外，从长周期的诱导机制看，气候和构造事件是2个主要因素［19］。本文3.2.2部分中表明，在温暖潮湿的气候和高沉降速率条件下，容易沉积块状细粒沉积岩。这是由于：1）温暖湿润的气候会导致强降雨和频繁而强烈的洪水，从而使三角洲等滑塌，与此相关的实例在智利中部海域［20］和挪威海域［21］的现代环境中均有报道；2）高沉降速率能够增加沉积载荷［22］，在高沉积载荷下，沉积物容易发生破坏［23］，例如密西西比河三角洲地区的三角洲前缘的块体运动［24］和不列颠哥伦比亚省Kitimat Arm峡湾的泥石流［25］均归因于构造活动下的高沉积载荷。

4.3 沉积过程与模式

如图8所示，块状细粒沉积岩分布于浊积砂体前端。通过重力流的沉积和分异过程，浊积泥在沉积较粗粒浊积砂后开始沉积。在相对靠近浊流源头的地方，浊积泥可能会上覆于浊积砂之上，但是到浊流远端，浊积砂逐渐消失，只沉积浊积泥岩。

图8 济阳坳陷块状细粒沉积岩的形成模式

一次浊流持续时间通常为1.5～3.0个月，且浊流在搬运过程中能够卷入水体中已有的悬浮物质，这种卷入作用在浊流末梢的密度降低后尤为明显［9］。另外，在形成时期，济阳坳陷大量发育浮游沟鞭藻［26］，被浊流卷入并沉积，从而使该区块状细粒沉积岩富含有机质。浊流在搬运过程中也能卷入浮游沟鞭藻通过生物化学作用诱导形成的微晶方解石，这就解释了块状细粒岩中富含方解石的特征。前人研究中也有相关报道：地中海东部希腊海沟的浊积泥岩富含浮游有机质［27］；Ochoa 等［12］也报道了墨西哥下加利福尼亚州El Rosario地层露头和美国俄克拉何马州Woodford页岩的浊积泥岩不含有在海水中形成的生物成因颗粒（主要为颗石藻）。

根据以上沉积过程分析，建立了研究区块状细粒沉积岩的形成模式。

5 形成模式

通常认为烃源岩形成于水体持续缺氧的静水环境，因为一般认为，在持续缺氧环境下有机质才能保存。然而，研究区块状细粒沉积岩TOC基本都大于2.0%，且S1+S2与TOC相关性表明该块状细粒沉积岩是潜在的有效烃源岩（见图9）。图9显示了块状细粒沉积岩的生油潜力［28］，这就突破了传统烃源岩都形成于水体持续缺氧、静水环境的认识。

研究区块状细粒沉积岩形成于相对湿热的气候背景下，而相对湿热的气候背景也是该区浮游沟鞭藻勃发的重要诱导机制。两者的相互契合为浊流携带和沉积浮游沟鞭藻创造了得天独厚的条件，而浊流快速沉积的特征，使沉降到水体底部的有机质迅速和氧气隔绝，创造了有利的保存条件。该区块状细粒沉积岩成为潜在有效烃源岩，说明烃源岩并不都形成于静水、缺氧的环境，浊积泥岩的成烃潜力同样值得重视。

图9 热解S1+S2与TOC的关系

6 结束语

济阳坳陷始新统块状细粒沉积岩为浊流末梢沉积，相当于鲍马序列E段。温暖湿润的气候和高沉降速率是形成该块状细粒沉积岩的2个主要诱导机制。水体持续缺氧的静水环境并不是烃源岩形成的必要条件，浊积泥岩在一定条件下也可以形成有效烃源岩。

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