合水地区三叠系长7段重力流沉积特征分析

常梁杰 庞军刚 王欣月

(1.西安石油大学 地球科学与工程学院，西安 710065；2.陕西省油气成藏地质学重点实验室，西安 710065)

0 前 言

自重力流理论出现以来，有关深水砂体沉积模式及其成因的认识始终未能统一，因此根据沉积分类所划分的重力流类型也并不一致。此外，在陆相湖盆重力流研究中，学科术语混乱及沉积模式不完善等问题也影响了对重力流沉积的统一认识[1]。邹才能等人引入砂质碎屑流理论解释块状细粒砂岩的成因[2]。李相博等人利用砂质碎屑流理论，将有关研究中所识别的广义浊积岩重新识别为砂质碎屑流沉积物、经典浊积岩和滑塌岩等3种重力流沉积类型[3]。廖纪佳等人在前面3种沉积物的基础上又识别出了泥质碎屑流沉积物，并得出砂质碎屑流沉积物发育最多、泥质碎屑流沉积物发育最少的结论[4]。杨仁超等人将重力流沉积按其成因划分为5类单元，并运用湖底扇模式解释了重力流类型的展布[5]。张雷等人认为合水地区主要发育5类重力流沉积岩相组合，且岩性组合类型与沉积空间密切相关[6]。杨华等人运用水槽实验模拟陇东地区的沉积过程，发现半深湖—深湖区的沉积微相中含有砂质碎屑流、浊积岩、深湖泥，认为泥沙含量、湖盆底形、湖水位及流速、物源等因素影响重力流砂体的形成[7]。刘芬等人研究认为湖盆中部发育湖底扇和滑塌体 2类沉积体，并识别出湖底扇的3类亚相和6种微相[8]。从砂质碎屑流的引入到重力流类型的进一步划分，再到不同类型重力流的分布规律及影响因素，这些重力流沉积研究越来越深入，但都是基于成因分类进行重力流描述。

为了进一步细分沉积成因类型，以便实现对重力流类型的准确划分，本次研究将通过构型要素分析的方法针对合水地区的重力流沉积类型进行分析，并建立沉积模式。

1 研究区地质背景

鄂尔多斯盆地是位于华北地台西部的一个多旋回叠合含油气盆地[9]，其中包含了伊蒙隆起、渭北挠褶带、西缘冲断带、天环向斜、伊陕斜坡和晋西挠褶带等6个构造单元[10](见图1a)。研究区(合水地区)位于伊陕斜坡的西南部，紧邻天环向斜；同时，北起华池，南抵长武，西至泾川，东达上畛。鄂尔多斯盆地受印支运动的影响，在晚三叠世形成整体呈西南低、北东高的古地理格局，在延长组沉积期经历了发生—发展—消亡的演化过程，以河流—三角洲—湖泊相为特征的陆源碎屑沉积为主[8]。鄂尔多斯盆地上三叠统延长组从上至下分为5个岩性段、10个油层组(由下至上，长10—长1油层组)。其中，长7油层组沉积期处于湖盆发展的鼎盛阶段(见图1b)，湖盆沿北西—南东向大面积展布，深湖区域主要位于盆地西南的镇原—环县—旬邑一带，盆地西南部发育多级水下坡折带及大量的深水重力流沉积[7]。

图1 研究区构造位置及延长组地层柱状图

2 重力流沉积类型划分

长久以来，对于重力流的分类一直存在争议。在最早的研究中，Dott按照流体的流动机制将重力流划分为塑性流和黏性流[11]。之后，Middleton等人按照支撑机制类别将重力流划分为泥石流、颗粒流液化沉积物流和浊流[12]。Lowe综合了上述两种分类方案，按照流动状态将重力流划分为流体流和碎屑流，并根据支撑机制进一步将其划分为低密度浊流、高密度浊流、流体流、液化流、颗粒流和黏性碎屑流[13]。而Shanmugam则按照碎屑的含量、流体的含水量和黏土的含量，将重力流划分为颗粒流、砂质碎屑流、泥质碎屑流和浊流[14]。后来，国内学者广泛运用砂质碎屑流理论来解释深水块状砂岩的成因，并成功预测了油气储层[15-16]。

在此，采用Shanmugam的分类方案，通过对研究区长7油层组的取心井段和露头的详细观察与描述，根据沉积构造特征将重力流沉积物划分为砂质碎屑流沉积、浊流沉积、泥质碎屑流沉积、滑塌沉积等4种类型，详情如图2所示。

2.1 砂质碎屑流沉积

砂质碎屑流属于非牛顿流体,具有一定的屈服强度和触变特性。砂质碎屑流的屈服强度，主要是由颗粒碰撞摩擦强度及一部分黏土基质提供的黏性强度。通常，沉积物是以整体冻结的方式沉积下来[17]。所谓整体冻结，是指在受阻机制的作用下，大小不同的沉积物颗粒以相同的速度沉降而形成块状砂岩。因此，砂质碎屑流可发育7层厚块状细砂岩(见图2a)，块状砂岩与上覆岩层突变，上接触面不规则。同时，上层含有漂浮泥砾(见图2b)，表明流体具有一定的屈服强度及塑性流变学特性。研究区大规模发育砂质碎屑流沉积，岩性主要为块状细砂岩、粉砂岩及富含不规则泥岩撕裂屑的细砂岩。

图2 重力流沉积类型

泥质碎屑流沉积一般形成于重力流沉积过程中的初级阶段，泥质碎屑流的泥质含量较高(一般大于75%)[18]。与砂质碎屑流一样，泥质碎屑流也具有一定的屈服强度，且主要是由黏性基质提供的黏性强度。泥质碎屑流整体上由泥质砂岩组成，其中含有少量的砂质团块、泥砾和粉砂质泥岩(见图2c)，具有塑性流体的特征。

2.3 浊流沉积

浊流属于牛顿流体，沉积物浓度低，无屈服强度，碎屑颗粒以紊流形式搬运。当外力消失时，其内部的悬浮颗粒开始发生沉积，满足大颗粒先沉积、小颗粒后沉积的规律，从而形成正粒序沉积特征[3]。鲍马序列(见图2d、g)和正递变层理是结果最准确的浊流沉积识别依据。研究区浊积岩广泛发育，有些浊流沉积层面上会有植物茎干化石(见图2e)，这也说明浊流能够将沉积物搬运至深水中。浊积岩底部发育印模、沟模(见图2f)，这是由于沉积物表面在水流作用下形成的冲刷痕在后期被砂质填充所致。火焰状构造、重荷模等同生变形构造的形成，是由于含水的塑形沉积物受到不均匀载荷所致。浊积岩顶部的平行层理、沙纹交错层理(见图2g)等变形层理牵引流构造的形成，是因为浊流被稀释而转化为牵引流，上覆流体驱动沉积物所致。浊流沉积的单层厚度跨度较大，从几毫米到十几厘米均有分布，并在垂向上频繁叠置，这说明其间发生过多期次浊流事件。

2.4 滑塌沉积

滑塌沉积，是指斜坡上的陆源物质受地震等触发机制的影响而发生垮塌，然后与周围水体相混合或液化而发生塑性变形。滑塌沉积多出现于斜坡带的中下部，而研究区的滑塌岩位置正是呈现此类特征。滑塌沉积的岩性主要包括灰色细砂岩、粉砂质泥岩等，可见包卷层理(见图2h)、揉皱变形(见图2i)等变形构造。

3 重力流沉积特征分析

研究区沉积主要为形成于深湖区的湖底扇沉积，其物源多来自南部、西南部，也有少部分来自东北部，具有多物源汇聚的特点[19]。

3.1 沉积微相类型特征分析

长7油层组主要出自深湖沉积环境，发育湖底扇相。根据岩电组合及相序演化特征，可将其划分为内扇、中扇、外扇等亚相，以及近源水道、远源水道、溢岸沉积、浊积朵叶体、深湖泥等微相(见图3)。

图3 研究区长7油层组X176单井相解释

3.1.1 内扇亚相

内扇亚相位于层序的上部，与浅水区的沉积物相连接，主要发育水道微相。因其发育于坡折带上，属于侵蚀型，故其微相为近源水道。

近源水道为长期向湖盆深水区输送砂质碎屑物的通道，也可作为沉积场所，发育砂质碎屑流沉积[20]。水道的根部一般为滑塌或三角洲前缘的砂体。近源水道的自然电位及自然伽马测井曲线一般呈箱形。近源水道的岩相主要为源于砂质碎屑流成因的中—薄层块状砂岩。

3.1.2 中扇亚相

中扇亚相起始于坡折带，向湖盆中部延伸，可划分为远源水道微相和溢岸沉积微相。其下部的中层砂岩底部通常发育冲刷面，与下伏岩层突变相接触，偶见大型槽模。其上部通常发育薄层砂岩，与下部突变相接触，可见火焰状构造。

远源水道末端盆地的地形变缓，水道的发育不再受限制，离物源区较远，能量衰减，此时砂质碎屑流的前端转化为浊流。因此，远源水道在垂向上主要表现为砂质碎屑流和浊流的叠置[21]。远源水道的自然电位及自然伽马测井曲线呈中幅箱形或钟形。

溢岸沉积为沉积物漫溢出远源水道而形成，砂体厚度较小，沉积物颗粒为极细的砂和粉砂，底部具有浊流沉积特征，可见不完整的鲍马序列。一般情况下，溢岸沉积的自然电位及自然伽马测井曲线呈锯齿形。

3.1.3 外扇亚相

外扇亚相位于中扇亚相的外围，主要发育浊积朵叶体微相。研究区发育了多期浊积朵叶体微相，且相互叠加。其流体性质为浊流，具有不完整的鲍马序列，厚度不超过1 m，顺着物源方向浊积岩朵叶体厚度逐渐变薄、粒度逐渐变小。岩性主要为粉砂岩、泥质粉砂岩等，与灰黑色泥岩呈薄互层。因研究区深湖泥多与浊积朵叶体互层发育，故将其归为外扇亚相。实际上，深湖泥为来自远岸的深水沉积，其岩性主要为灰黑色及黑色页岩灰油页岩，富含有机质，且在长73亚段发育状况最佳。测井曲线呈高伽马、高声波时差和高电阻特征，自然电位曲线贴近基线[22]。

3.2 剖面分布特征分析

3.2.1 Z140—Z49井组

以研究区Z140井—Z49井组为例进行分析，其剖面如图4所示。该井组位于盆地中部，由 6口钻井(Z140、LS11、Z212、Z120、L90、Z49)组成，自NW—SE向垂直物源方向展布，剖面整体上处于半深湖—深湖相沉积。其中，Z212、Z120、L90这3口井发育连片的水道沉积。

图4 研究区Z140—Z49井组连井剖面图

在长73亚段沉积期，浊流沉积仅在Z212井和Z140井发育，可见浊积朵叶体，深湖泥沉积则广泛发育。这是由于长73亚段沉积时期处于温度适宜、降雨量充沛、湖盆范围最大、还原性最强的古沉积环境，非常有利于有机质的大量发育和富集。

在长72亚段沉积期，可见远源水道微相大量发育，在L90井也可见浊积朵叶体[23]。这是由于构造运动强烈，物源充足，三角洲进积，三角洲前端的砂体因失稳或地震等触发作用的影响而垮塌，经过近源水道运移到深湖区平原发育大量的远源水道。

在长71亚段沉积时期，可见近源水道发育程度高。这是因为在长71亚段沉积期，基底上升湖盆萎缩，深湖面积减少。

3.2.2 N109—Z60井组

以研究区N109—Z60井组为例进行分析，其剖面如图5所示。该井组位于盆地中部，由5口钻井(N109、N220、Z120、Z191、Z60)组成，自SW—NE向沿物源方向展布，剖面整体处于半深湖—深湖沉积，其中N220井和Z120井发育大量的水道沉积。在长73亚段沉积期，仅N109井、N220井发育浊积朵叶体；在长72亚段沉积时期，Z120、N220井发育近源水道、远源水道、溢岸沉积。总体上，长71亚段沉积时期主要发育近源水道，其砂体连片性相对优于长72亚段。

图5 研究区N109—Z60井组连井剖面图

3.3 平面分布特征分析

在长73亚段沉积期，湖盆面积处于鼎盛时期，深湖泥岩沉积大量发育，重力流沉积局部发育(见图6a)。研究区重力流沉积分布中，主要发育外扇亚相，极少发育内扇亚相。重力流微相类型包括近源水道、远源水道、溢岸、浊积朵叶体等沉积微相，水道展布方向为SW—NE向，朵叶体位于水道沉积前端的湖盆中心处。

在长72亚段沉积期，湖盆萎缩，深湖泥岩沉积较长73亚段有所减少，湖盆中心有多期朵体叠置(图6b)。近源水道发育滑塌沉积，岩心资料显示存在滑塌微相。长72亚段主要发育中扇亚相，中扇亚相延伸到湖盆中部，呈片状展布。长72亚段砂质碎屑流沉积因水动力条件优于长73亚段，所以相对而言其砂体厚度较大，粒度较粗。

在长71亚段沉积期，湖盆进一步萎缩，深湖泥岩沉积逐渐减少，湖底扇沉积于研究区边部，重力流分布更加广泛。此沉积格局与长72亚段有较多相似性，朵体更为发育，湖盆中心有多期重力流沉积大面积堆积(见图6c)。

图6 研究区长7段小层砂体展布

4 研究区重力流沉积模式

根据以上分析并结合相关研究资料[15]，建立了研究区重力流沉积模式(见图7)。研究区重力流沉积发育内扇、中扇、外扇等3种沉积亚相，以及近源水道、远源水道、溢岸、浊积朵叶体、深湖泥等5种沉积微相。从长73亚段到长71亚段沉积期，湖盆萎缩，源区剥蚀量加大，河流携带大量的碎屑物质向湖盆运移堆积，三角洲前缘堆积的砂体受自身重力或构造活动的影响而发生垮塌，形成内扇亚相近源水道微相，发育粒度较粗的砂质碎屑流沉积和滑塌沉积。中扇亚相发育远源水道微相，远源水道水动力减弱；同时，发育粒度较细的砂质碎屑流沉积和溢岸沉积，泥质碎屑流极少，以块状细砂岩为主，砂体厚度大。外扇亚相发育完整或有部分鲍马序列特征的薄层浊积朵叶体微相，砂体厚度较薄，通常与深湖泥形成互层发育。

图7 研究区重力流沉积模式

5 结 语

鄂尔多斯盆地合水地区延长组长7段发育砂质碎屑流、泥质碎屑流、浊流和滑塌沉积等4种重力流沉积类型。其中：砂质碎屑流沉积以块状细砂岩为主，顶部一般含有漂浮泥砾；泥质碎屑流发育少量，含有泥质团块和砂质团块；浊流沉积呈鲍马序列，底部可见负载构造，研究区可见多期浊流沉积发育；滑塌沉积通常发育变形层理或泥岩褶皱变形，有时可见高角度小断层。

在自身重力或构造活动的触发下，斜坡处不稳定三角洲前缘堆积的砂体发生滑塌，并在液化后依次发育砂质碎屑流、泥质碎屑流和浊流沉积。同时，依次发育近源水道、远源水道、溢岸、浊积朵叶体、深湖泥等5种沉积微相。其中：内扇亚相以近源水道沉积为主；中扇亚相以远源水道和溢岸沉积为主，砂体厚度大；外扇亚相以薄层浊积朵叶体为主，浊积朵叶体通常与深湖泥互层发育。

在长73亚段沉积时期，以外扇沉积为主，发育浊积朵叶体和深湖泥沉积微相；在长72亚段沉积时期，以中扇和外扇亚相沉积为主，发育远源水道、溢岸、浊积朵叶体等沉积微相；在长71亚段沉积时期，以中扇沉积为主，发育近源水道微相，砂体的连片性较好。