鄂尔多斯盆地子长地区延长组深水砂岩露头精细解剖

江 涧,赵俊峰,李 嫄

(1.西北大学 地质学系，陕西 西安 710069；2.西北大学 大陆动力学国家重点实验室，陕西 西安 710069；3.合肥工业大学 资源与环境工程学院，安徽 合肥 230009；4.中国石油长庆油田分公司第一采气厂，陕西 靖边 718500)

0 引 言

自浊流理论提出的半个多世纪来，深水沉积研究进展迅速。许多学者对深水沉积实体、理论与沉积模式等开展了研究，取得丰富的成果与认识[1-6]。其中具有代表性的发现是Bouma于1962年根据浊流沉积在垂向上的结构构造和岩相组合特征，总结建立了一套浊积岩沉积序列，即鲍马序列[1]。随后，众多学者纷纷对深水沉积模式进行研究与探讨，至今该序列仍被广泛应用于深水沉积中[7-10]。20世纪90年代以来，砂质碎屑流、异重流等模式的提出把深水沉积研究带入一个新阶段[11-14]。目前，关于深水沉积的争论主要集中于两方面：一方面是深水砂体的成因；另一方面是沉积模式与重力流流体性质转化上的分歧[7-9]。深水沉积研究的难点在于深水沉积和流态转换过程中的识别标志、沉积类型及深水沉积模式的建立[7-16]。

鄂尔多斯盆地位于华北克拉通西部[图1(a)]，属于中生代大型内陆湖盆，现今残余盆地面积约25×104km2，是中国第二大沉积盆地[17-18]。三叠系延长组为该盆地最主要的含油层段，延长组沉积期湖盆的主要物源来自于东北与西南两大方向，前者形成了大型的曲流河三角洲沉积体系，后者形成了辫状河三角洲沉积体系。在晚三叠世延长组沉积期，湖盆经历了发生、发展、鼎盛、衰减、消亡5个演化阶段[19]。

以往普遍认为，长1油层组沉积期鄂尔多斯盆地已经准平原化，然而子长[图1(b)]、横山、庙沟等地区浊积岩的发现[20-21]表明，在整个盆地普遍抬升遭受剥蚀时，这些地区却沉降成为湖盆，并且水体比较深。这一现象吸引了许多学者的注意和对长1油层组沉积体系的重新思考。以往对于子长地区长1油层组深水沉积体系的研究主要是采用有机地球化学、岩相学、测井相等分析方法[21-25]，而对子长地区广泛出露的深水沉积露头剖面精细解剖较少。本文按照构型单元的基本理论和方法对典型沉积露头剖面进行精细解剖，对鄂尔多斯盆地子长地区石家川、井沟坪等剖面的深水砂岩进行了实地测量，共测量剖面9个、沉积柱13个，统计古水流数据54组，沿剖面估算研究区长1油层组深水砂岩层厚约60 m，大致可以划分为45个韵律层，结合两个剖面信息制作出子长地区深水砂岩沉积柱状图[图2(b)]，以期为进一步认识延长组深湖相砂体特征以及预测深水储集砂体提供依据。

1 岩相类型与岩相组合

岩相是特定的沉积环境下所形成的岩石单元，主要由岩石类型和沉积构造表征[26]。而对于浊积岩等深湖相砂岩岩相的分类，许多学者提出了各异的分类观点[27-31]。本文采用Miall提出的岩相分类[31-33]，在鄂尔多斯盆地子长地区长1油层组内主要识别7种岩相类型(表1)，分别为块状砂岩相(Sm)、具撕裂屑块状砂岩相(Smt)、平行层理砂岩相(Sh)、沙纹交错层理粉砂岩相(Fr)、同生变形构造粉砂岩相(Fd)、水平层理粉砂岩相(Fl)与块状泥岩相(Fm)。按照岩相在剖面上的共生关系，这些岩相类型又可以归为4类岩相组合：厚层块状砂岩(或偶夹薄层泥岩)组成的岩相组合(LA1)、块状砂岩与粉砂岩组成的具明显鲍马序列的近基浊积岩相组合(LA2)、不规则砂泥岩相组合(LA3)、薄层粉砂岩与泥岩互层的远基浊积岩相组合(LA4)。

图1 鄂尔多斯盆地子长地区地质简图Fig.1 Geological Sketch Map in Zichang Area of Ordos Basin

表1 长1油层组浊积岩相类型Tab.1 Types of Turbidite Lithofacies of Chang-1 Interval

(1)块状砂岩相：为深灰—灰绿色大型砂体[图3(a)]，颗粒大小较为均一，内部基本无构造或偶见火焰状构造，局部块状砂岩内可肉眼识别微弱粒度由下至上逐渐变细的现象，底面可见槽模、沟模和火焰状等底面侵蚀构造[图3(e)～(g)]，由于区内块状砂岩厚度相差极大(0.3～3.0 m)，因而块状砂岩相可分为厚—巨厚层块状砂岩相与中层块状砂岩相，这两类岩相水动力强，尤其是前者。块状砂岩相解释为高密度浊流迅速堆积的结果[4,15-16]。

(2)具撕裂屑块状砂岩相：为灰绿色块状砂岩，识别标志为泥岩撕裂屑[图3(a)]，基质支撑，内部无明显构造，可发育成巨厚层。具撕裂屑块状砂岩一般形成在水道单元的侵蚀基底内，通常在剖面上与块状砂岩叠置。这种岩相解释为砂质碎屑流沉积[11,34]。

(3)平行层理砂岩相：发育于块状砂岩相上部，为一套浅灰绿色砂岩，厚度为5～30 cm，砂体内部发育平行层理[图3(b)]。这种岩相解释为较高密度浊流迅速堆积的结果[15]。

图(a)引自文献[23],有所修改；图(b)中，CH为水道，LV为堤岸，LB为朵体图2 长1油层组及其第四砂层组沉积柱状图Fig.2 Sedimentary Stratigraphic Columns of the Fourth Sand Member and Chang-1 Interval

图(a)～(d)剖面中的clay、silt、v、f、s表示沉积物的粒度，其中，clay为黏土，silt为粉砂，v为极细砂，f为细砂,s为砂图3 长1油层组岩相组合类型及典型沉积构造Fig.3 Types of Lithofacies Associations and Representative Sedimentary Structures in Chang-1 Interval

图4 石家川剖面长1油层组Ⅱ类水道Fig.4 Channel Ⅱ of Chang-1 Interval in Shijiachuan Section

图(c)中n为测量的槽模产状个数图5 石家川剖面长1油层组Ⅳ类水道-朵体复合体Fig.5 Channel Ⅳ-lobe Complex of Chang-1 Interval in Shijiachuan Section

(4)沙纹交错层理粉砂岩相：发育于砂体的中上部，位于平行层理砂岩相之上，为灰绿色粉砂岩，内部纹层呈缓波状[图3(c)]，纹层爬升及倾斜迁移方向主要为210°，单组纹层起伏1～2 cm，层厚3～6 cm，由水下沙波迁移形成。沙纹交错层理粉砂岩相通常发育在浊积水道或堤岸沉积内部[34]，解释为伴随浊流衰退过程中的牵引流沉积[4,34-35]。

(5)同生变形构造粉砂岩相：发育在沙纹交错层理粉砂岩相的上部，岩性为灰绿色粉砂岩，厚度小于10 cm，区内露头上的变形构造主要为包卷层理[图3(h)]，解释为浊流衰退过程中伴随的滑动、滑塌作用沉积结果[34-35]。

(6)水平层理粉砂岩相：发育于沙纹交错层理粉砂岩相之上，通常与薄层泥岩互层，为一套深灰绿—灰黑色泥质粉砂岩。层厚一般小于10 cm，发育水平层理[图3(d)]，解释为静水环境下低密度浊流缓慢堆积[4,9]。

(7)块状泥岩相：发育于水平层理粉砂岩相之上或夹于厚层块状砂岩相之中，呈灰绿—灰黑色，常与粉砂岩互层[图3(d)]，层厚5～20 cm，泥岩相常发育于朵体沉积中，解释为深水重力流的横向转移或深湖泥质物悬浮堆积[4]。

2 等级界面划分

借鉴Miall提出的河流与浊流沉积体系中的等级界面划分[31-33]，运用构型单元划分方法，结合露头剖面的沉积特征，在鄂尔多斯盆地子长地区共识别出4级界面，它们构成了一组代表不同时限的等级界面体系[32]。

(1)一级界面：交错层系的界面，代表了相似底形的连续沉积[32-33]，在研究区内主要表现为浊积岩(鲍马序列)中沙纹交错层理的上、下界面。

(2)二级界面：简单层系组之间的界面，表征水流的状况或者方向产生变化，但并未出现显著时间间隔[32-33]。这类界面的上、下岩相一般不同，如一个鲍马序列中不同层段之间的界面(图4)。

(3)三级界面：大底形内的横切侵蚀面，常常有泥质沉积物的夹层，指示了沉积期水位的升降变化，但其内部的底形方向或沉积方式未出现明显的变化[32-33]。研究区内识别的三级界面为不同鲍马序列之间的界面(图4、5)，本文按照三级界面所限定的构型单元进行内部解剖。

(4)四级界面：大底形的上界面，剖面上的形状常是向上凸起或平坦的。其下伏的层理面以及比其低级的界面(一～三级界面)以小角度被其削截，且其之下的构型单元内常见泥披[32-33]。研究区内的四级界面为浊积岩与上覆黏土层之间的界面(图5、6)。

3 构型单元划分

构型单元分析就是结合古水流数据对露头横剖面进行岩相、等级界面和构型单元划分，以揭示沉积体系的空间展布，从而恢复沉积体系的演化史[36-38]。其中，等级界面和构型单元划分是其关键所在[36]。然而，由于深水沉积体系是重力流与牵引流并存的体系，所以对于深水沉积体系，其等级界面与构型单元的识别相比其他沉积体系更为困难。许多学者也提过一些关于深水沉积体系或冲积体系的构型单元划分方案[39-45],但目前对于深水沉积体系(尤其是深湖沉积体系)的构型并没有达成广泛共识。

通过对鄂尔多斯盆地子长地区露头拍摄所得到的照片进行拼接合成，然后根据古水流数据、岩相类型与等级界面的划分，识别出了3类构型单元(表2)，分别是水道、堤岸和朵体。

3.1 水 道

水道构型单元是重力流在重力作用下流经水下斜坡或湖底形成的[44]。水道发育于扇体的各个部位，这些水道填充物通常叠置在一起，并且可能合并[46]。通过对子长地区深水砂体露头的精细解剖，识别了本区内发育的4类水道。

(1)Ⅰ类水道：砂质碎屑流和高密度浊流共同作用而形成[34,42]。底部主要发育具撕裂屑块状砂岩相，往上为厚—巨厚层块状砂岩相，偶夹薄层泥岩相(Smt-Sm/Smt-Fm-Sm)，横向延伸性有限，岩相组合为多期厚层块状砂岩叠置在一起(图6)。根据对该类水道的构型分析，Ⅰ类水道可能的演化过程如图6(c)所示。当一期重力流自物源处(三角洲前缘)向斜坡流动时，由于斜坡坡度较陡，重力流首先会对斜坡发生侵蚀作用，在坡折转换带处发育碎屑流沉积，以弱固结状态下的薄层泥岩被负载构造破坏形成的泥岩撕裂屑为识别标志。下一期重力流对先前形成的水道首先发生侵蚀作用，随后沉积[图6(c)]。

(2)Ⅱ类水道：高密度的砂质浊流沉积[42-43]。底部发育有厚—巨厚层块状砂岩相，其上为平行层理砂岩相和沙纹交错层理粉砂岩相，泥岩相沉积构成顶部(Sm-Sh-Fr-Fl-Fm)(图4)。Ⅱ类水道与其他水道的显著区别是，在水道内部见完整鲍马序列[图4(b)]，且横向延伸性最好。根据对该类水道的构型分析，其可能的演化过程如图4(d)所示。与Ⅰ类水道不同的是，由于坡度变缓，当重力流流态发生变化时，形成的Ⅱ类水道宽深比会变大[43,47-48]，浊流在水道内发育稳定沉积，当浊流溢出水道时会在外侧形成堤岸构型单元[图4(d)]。

(3)Ⅲ类水道：低密度的砂质浊流沉积。水道内发育滞留和滑塌成因的块状砂岩[42-43,49]，整体表现为厚—巨厚层块状砂岩相、沙纹交错层理粉砂岩相、水平层理粉砂岩相与顶部泥岩相组合(Sm-Fr-Fl-Fm)(图7)。Ⅲ类水道的发育是继承Ⅱ类水道而来[图8(b)]，当浊流衰退时，粒度较粗的物质在浊流底部形成滞留沉积物，浊流上部在湖水作用下伴随着滑塌与牵引流作用，形成沙纹交错层理与包卷层理。

(4)Ⅳ类水道:泥质浊流沉积[42,49]。主体为中层块状砂岩相，砂体上、下发育泥岩相与薄层粉砂岩相交互沉积(Sm-Fl-Fm)(图5)。与Ⅰ～Ⅲ类水道相比，Ⅳ类水道能量最弱，发育在深湖平原，大多数时间接受来自湖内的悬浮物质堆积[图5(d)]。

从古水流数据来看(图7)，研究区长1油层组浊积岩主要来源于东北部，为东北部三角洲沉积体系的再搬运。重力流在一定触发机制下形成后，向深湖区运动，由于湖底地形的逐渐变缓以及湖水对重力流的不断稀释，浊积扇体能量逐渐衰减，沉积物密度与流速逐渐降低，导致重力流的类型从高密度碎屑流逐渐向泥质浊流转化，从而导致水道的类型呈现Ⅰ类→Ⅱ类→Ⅲ类→Ⅳ类的转化趋势[42-45，47-48]。

3.2 堤 岸

堤岸构型单元是重力流携带的细粒沉积物溢出水道形成的[43,46]，主要发育在扇体的中下部，其古流向与相邻水道相差约40°(图7)。研究区内堤岸一般呈板状或席状叠加在一起，其内部常发育沙纹交错层理、水平层理等。堤岸沉积物积聚在水道的侧面或上面，缺乏水道滞后的较粗糙特征[46]。通常堤岸构型单元内显示有冲刷痕迹、交错层理以及相对有限的横向延伸性[43]，虽然这些特征显示与上、中扇水道相似，但规模较小，且常常由不规则的砂泥岩互层组成。

3.3 朵 体

深水朵体构型单元是在水动力较弱的条件下，泥质物悬浮堆积形成的[45]。深水浊积扇的下扇是朵体的位置。研究区内朵体构型单元常由薄层粉砂岩相与泥岩相互层(Fl-Fm)组成，其中朵体厚度一般小于0.5 m，主要呈席状发育于Ⅳ类水道之间(图5)。

4 深水沉积演化与可能的浊流模式

根据岩相类型与构型单元分析可知，鄂尔多斯盆地子长地区深湖相砂体主要分为水道、堤岸与朵体3种构型单元，且这些单元富有一定的规律性，自下而上，总是指示水动力由强变弱，层厚由厚变薄。其中，在水道构型单元填充内，砂体的横向延伸性较好，尤其是Ⅱ、Ⅲ类水道(图4、7)；而在堤岸构型单元中，砂体的横向连续性有限，常常被水道构型单元截断(图6)；朵体构型单元横向连续性一般，往往发育在泥质浊流形成的水道构型单元之间(图5)，而在堤岸构型单元之上并不发育。

重力流的触发需要物源、坡度以及触发机制[50]。鄂尔多斯盆地在延长组沉积晚期，湖盆演化与发展受到深部地质构造与印支运动共同的影响，而频繁的构造活动可能触发重力流[10]。在这种条件下，子长地区在晚三叠世长1油层组沉积期形成了一套深湖相沉积，由于湖盆范围较大，地势较平缓，物源长距离搬运，从而导致砂体粒度偏细。当东北部三角洲发生进积时，三角洲前缘或前三角洲沉积物不断累积，在一定的触发机制与重力流的作用下，沉积物会向湖盆中心转移，途中不断侵蚀斜坡与湖底的泥质沉积物并导致沉积物流态发生转变[50-55]，处于扇体不同部位的水道构型单元也显示出多样性(图8)。在上扇区域，坡度较陡，主要发育Ⅰ类水道，由于水道迁移较快，往往不发育堤岸，砂体横向延伸性有限；与之相对应的，由于坡度较缓，在中扇区域形成了更多的弯曲体系，主要发育Ⅱ、Ⅲ类水道，垂向上往往与堤岸相邻，这两类砂体延伸性非常大，是子长地区深水砂体的主要组成部分；在下扇区域，主要是湖底接受的悬浮沉积，其可能被低密度泥质浊流侵蚀、沉积形成Ⅳ类水道。

值得一提的是，本文仅限于对子长地区的深水砂体沉积构型单元研究，通过有限的露头建立初步的水道沉积模式(图8)，这对于认识湖相深水沉积而言是远远不够的。探索深水沉积的预测问题应从多方面入手，包括物理模拟、地震沉积学及多学科的交叉应用，最终为预测深水储集砂体提供依据。

5 结 语

(1)鄂尔多斯盆地子长地区广泛发育深湖相浊积砂岩，岩石类型主要为灰绿色细粒长石砂岩、粉砂岩以及灰绿—灰黑色泥岩，在砂体内部发育槽模等深水沉积标志。根据构型单元划分方法，可将研究区内深湖相砂体分为块状砂岩相(Sm)、具撕裂屑块状砂岩相(Smt)、平行层理砂岩相(Sh)、沙纹交错层理粉砂岩相(Fr)、同生变形构造粉砂岩相(Fd)、水平层理粉砂岩相(Fl)与块状泥岩相(Fm)7种岩相类型；这些岩相类型可归为厚层块状砂岩(或偶夹薄层泥岩)组成的岩相组合(LA1)、块状砂岩与粉砂岩组成的具明显鲍马序列的近基浊积岩相组合(LA2)、不规则砂泥岩相组合(LA3)及薄层粉砂岩与泥岩互层的远基浊积岩相组合(LA4)4类岩相组合；根据上述岩相类型和岩相组合，进而识别出水道(CH)、堤岸(LV)和朵体(LB)3种构型单元。

(2)浊积扇不同部位所发育的水道单元类型不同。在上扇区域，主要发育Ⅰ类水道，砂体横向延伸性有限；在中扇区域，主要发育Ⅱ、Ⅲ类水道，这两类砂体延伸性较好；在下扇区域，主要是湖底接受的悬浮沉积，发育横向延伸性不好的Ⅳ类水道。