劉芬，朱筱敏，李洋，徐黎明，牛小兵，朱世發(fā)，梁曉偉，薛夢戈，賀敬聰

（1.中國石油大學(xué)（北京）地球科學(xué)學(xué)院；2.油氣資源與探測國家重點實驗室；3.中國石油長慶油田公司）

鄂爾多斯盆地西南部延長組重力流沉積特征及相模式

劉芬1,2，朱筱敏1,2，李洋1,2，徐黎明3，牛小兵3，朱世發(fā)1,2，梁曉偉3，薛夢戈1,2，賀敬聰1,2

（1.中國石油大學(xué)（北京）地球科學(xué)學(xué)院；2.油氣資源與探測國家重點實驗室；3.中國石油長慶油田公司）

基于巖心、測井資料和重力流研究理論等，對鄂爾多斯盆地西南部隴東地區(qū)重力流沉積特征及相模式進行了系統(tǒng)研究。研究區(qū)重力流沉積主要類型有滑動巖、滑塌巖、砂質(zhì)碎屑流沉積、泥質(zhì)碎屑流沉積與濁流沉積，受多方物源、湖盆底形、觸發(fā)機制等因素共同影響，多期重力流在湖盆中部形成兩類沉積體——湖底扇和滑塌體。湖底扇發(fā)育水道，可識別出內(nèi)扇、中扇、外扇3類亞相，主水道、主水道側(cè)緣、分支水道、分支水道側(cè)緣、水道間、濁積席狀砂等6種沉積微相，推測為季節(jié)性洪水成因?；w不發(fā)育水道，可劃分為滑動巖、滑塌巖、碎屑流舌狀體、濁積體等4部分，推測為地震等觸發(fā)機制導(dǎo)致的坡折地帶沉積失穩(wěn)垮塌形成。將相模式與重力流類型結(jié)合，可更加直觀地研究深湖區(qū)重力流沉積物組合特征、發(fā)育模式，為深水油氣勘探提供理論依據(jù)。圖11參18

重力流沉積；成因類型；沉積體系；沉積模式；延長組；鄂爾多斯盆地

0 引言

近期砂質(zhì)碎屑流概念被應(yīng)用到鄂爾多斯盆地延長組厚層砂巖成因解釋中[1]，對在陸相湖盆中尋找大規(guī)模巖性、地層油氣藏具有重要意義。實際研究表明，陸相湖盆中既存在塊體搬運和碎屑流沉積，也發(fā)育濁流沉積，因此用一種成因模式解釋深水沉積系統(tǒng)存在局限[2]。自20世紀(jì)90年代起，相繼在鄂爾多斯盆地的東緣、南緣和西緣發(fā)現(xiàn)了深水重力流沉積砂巖，并在其中發(fā)現(xiàn)了可觀的油氣儲量[3]。因此，對鄂爾多斯盆地重力流沉積砂巖的研究已成為盆地油氣可持續(xù)勘探開發(fā)的重點。本文基于多口井巖心觀察、測井分析及多種分析化驗資料，研究鄂爾多斯盆地重力流成因類型、沉積特征、沉積體系以及相模式，以期為陸相坳陷湖盆重力流研究提供借鑒。

1 地質(zhì)背景

研究區(qū)隴東地區(qū)位于鄂爾多斯盆地西南部伊陜斜坡中段及天環(huán)坳陷東部，整體構(gòu)造平緩，西部局部發(fā)育小型鼻狀隆起，面積約5×104km2（見圖1）。

圖1 鄂爾多斯盆地構(gòu)造單元劃分及延長組地層綜合柱狀圖

印支期是華北板塊與揚子板塊全面碰撞造山的關(guān)鍵時期，形成了秦嶺—大別山構(gòu)造帶，而此時北側(cè)的華北克拉通逐漸萎縮，進入鄂爾多斯內(nèi)陸盆地演化階段，沉積了一套厚度超過1 000 m的河流—三角洲—湖泊相碎屑巖，即三疊系延長組[4]。

晚三疊世延長組沉積期湖盆的演化是構(gòu)造控制下的一個完整的水進、水退旋回，經(jīng)歷了初始沉降（長10段沉積期）、快速發(fā)展（長9—長8段沉積期）、強烈拗陷（長7段沉積期）、逐漸萎縮（長6—長4+5段沉積期）至消亡（長3—長1段沉積期）的完整發(fā)展過程[5]。長10—長8段沉積期，盆地由河流沉積體系逐漸演化為大型三角洲沉積體系，長7段沉積期湖盆達到鼎盛，發(fā)育大面積半深湖—深湖沉積。從長7段沉積中期開始，湖盆周緣物源供給加強，三角洲不斷進積，湖盆開始萎縮。在一定觸發(fā)機制作用下，半深湖—深湖區(qū)域發(fā)育豐富的重力流沉積。長7段厚80～120 m，巖性主要為暗色泥巖、油頁巖、灰色細(xì)砂巖等。長6段沉積期湖盆繼續(xù)萎縮，三角洲建設(shè)作用加強，但仍發(fā)育深水重力流沉積，地層厚度90～140 m，巖性主要為灰色細(xì)砂巖、粉砂巖夾暗色泥巖、粉砂質(zhì)泥巖等。長7與長6段沉積期是延長組重力流發(fā)育的主要時期。

地形坡度是重力流形成的前提條件，湖盆古底形控制著砂體的發(fā)育程度、類型和分布范圍[6]。湖盆古底形恢復(fù)結(jié)果表明，延長組沉積期鄂爾多斯古湖盆呈現(xiàn)西部及南部地勢高、中部低洼、東北地勢高的特征（見圖2）。湖盆沉降中心位于研究區(qū)中部華池—白豹地區(qū)，湖盆地勢最大高差可達80 m左右。西南部及東北部各發(fā)育一條深水坡折，西南部坡折較陡，東北部坡折較緩，延長組沉積期湖盆底形特征有利于深水重力流的發(fā)育及其特征分異。

圖2 鄂爾多斯盆地西南部長72亞段沉積期湖盆底形恢復(fù)圖

2 重力流成因類型

重力流沉積的識別應(yīng)綜合巖性特征和相標(biāo)志進行判定，除重力流砂巖自身的巖性構(gòu)造特征外，與砂巖接觸的圍巖是否為深湖相暗色泥巖也是判斷重力流沉積的重要指標(biāo)之一。研究區(qū)長7—長6段暗色泥巖發(fā)育，常見黃鐵礦、魚化石等，指示半深湖—深湖沉積環(huán)境?；谀壳傲餍械某练e過程-流變學(xué)劃分方案[1]，將研究區(qū)延長組重力流沉積劃分為滑動巖、滑塌巖、砂質(zhì)碎屑流沉積、泥質(zhì)碎屑流沉積和濁流沉積等5種類型（見圖3、圖4）。

圖3 研究區(qū)長7—長6段滑動巖、滑塌巖沉積特征

圖4 研究區(qū)長7—長6段碎屑流、濁流沉積特征

2.1 滑動巖

滑動巖是在一定的外界條件觸發(fā)下，塊體沿著剪切面向下滑動形成的沉積。滑動巖最主要的特征是無明顯的內(nèi)部形變，保留原始的層理和構(gòu)造特征，外來特征明顯[7]。巖性以灰色粉細(xì)砂巖、泥質(zhì)粉砂巖為主。砂質(zhì)滑動具有以下厘米級巖心鑒別標(biāo)志：砂體內(nèi)部二次滑動面（見圖3a）、上接觸面突變（見圖3a）、底部主剪切面（見圖3d）、底部剪切帶（見圖3e）、砂質(zhì)注入體（見圖3g）等。研究區(qū)可見滑動巖，但數(shù)量較少，滑動巖在重力流演化過程中很快轉(zhuǎn)化為滑塌巖等（見圖3b）。

2.2 滑塌巖

滑塌巖是指塊體沿著滑動面運移，經(jīng)歷旋轉(zhuǎn)變形或崩塌掉入正在沉積的異地沉積物中的重力流沉積[8]?；鷰r發(fā)育強烈的同沉積形變，常具有包卷層理和滑塌變形構(gòu)造（見圖3b）等。研究區(qū)滑塌巖多分布在坡折帶的中下部，巖性主要包括灰色細(xì)砂巖、粉砂巖、粉砂質(zhì)泥巖等，可見砂質(zhì)褶皺（見圖3c）、球枕構(gòu)造（見圖3f）、攪混砂巖夾雜變形碎屑、砂質(zhì)注入體以及底面重荷模等構(gòu)造。

2.3 砂質(zhì)碎屑流沉積

碎屑流是一種賓漢型塑性流體，成因介于顆粒流與濁流之間，其沉積物支撐機制包括基質(zhì)強度、分散壓力和浮力等。

研究區(qū)延長組發(fā)育大范圍砂質(zhì)碎屑流沉積，典型巖性為與暗色泥巖伴生的塊狀細(xì)砂巖、粉砂巖和富含不規(guī)則泥巖撕裂屑的細(xì)砂巖，單層砂體最薄僅0.1 m左右，最厚可達5 m。參考Shanmugam提出的碎屑流鑒別標(biāo)志[8]，研究區(qū)砂質(zhì)碎屑流具有以下沉積特征：①發(fā)育塊狀構(gòu)造，并常見厚層塊狀砂巖疊置（見圖4a）；②部分塊狀砂巖底部具沖刷面（見圖4a），指示流體運動過程中對下伏沉積物的剪切作用；③塊狀砂巖內(nèi)部富含不規(guī)則泥巖撕裂屑（見圖4b、4d），泥巖撕裂屑與周圍泥巖顏色相同，是內(nèi)源泥巖碎屑，由流體在半深湖—深湖區(qū)搬運時侵蝕下伏泥巖而成，呈漂浮狀分散在細(xì)砂巖中，分選差，泥礫直徑約1～6 cm，毛刺發(fā)育，說明搬運距離短；④塊狀砂巖頂部存在泥巖漂礫（見圖4c），表現(xiàn)出反粒序；⑤與上覆巖層多呈突變接觸，

接觸面不規(guī)則（見圖4a）；⑥常見的構(gòu)造還有槽模（見圖4h）、溝模、重荷模（見圖4g）、液化脈等。

對研究區(qū)砂質(zhì)碎屑流成因砂巖進行粒度分析，以東北部白字號井區(qū)和西南部鎮(zhèn)字號井區(qū)為例，C-M圖表明（見圖5），砂質(zhì)碎屑流沉積主要位于QR段，基本平行于C-M基線。砂質(zhì)碎屑流為高密度流，沉積作用很快，粗顆粒沉積后隨即發(fā)生埋藏，組分中缺乏滾動顆粒。C值為110～700 μm，平均值為255 μm；M值為60～300 μm，平均值119 μm。C值與M值密切相關(guān)，且C值、M值變化幅度較大，形成與C-M基線平行的分布特征。

圖5 研究區(qū)砂質(zhì)碎屑流成因砂巖C-M分析圖（C—粒度分布累計曲線上累計質(zhì)量百分比為1%的顆粒粒徑；M—粒徑中值）

2.4 泥質(zhì)碎屑流沉積

泥質(zhì)碎屑流的形成機理與砂質(zhì)碎屑流基本相同，只不過泥質(zhì)碎屑流是一種以泥質(zhì)為主（泥質(zhì)含量大于75%），混雜有少量砂質(zhì)團塊、不規(guī)則泥礫和粉砂質(zhì)泥巖的塑性流體。

研究區(qū)延長組泥質(zhì)碎屑流沉積不太發(fā)育，巖心觀察發(fā)現(xiàn)，其可分為以下兩種：整體為泥巖或粉砂質(zhì)泥巖，內(nèi)部富含黑色質(zhì)純泥巖撕裂屑，呈塊狀，反映整體凍結(jié)沉積；整體為粉砂質(zhì)泥巖或泥質(zhì)粉砂巖，內(nèi)部具不規(guī)則的砂質(zhì)團塊，而團塊含泥質(zhì)較多，以泥質(zhì)粉砂巖為主，多呈不規(guī)則狀，整體塑性較強（見圖4f）。

2.5 濁流沉積

濁流是具有牛頓流體性質(zhì)的沉積物流，呈湍動狀態(tài)，顆粒被湍流支撐且懸浮沉降。Shanmugam認(rèn)為濁積巖的可靠標(biāo)志是正遞變層理，反映濁流懸浮搬運和遞變沉積的特點[9]。

研究區(qū)濁流分布廣泛，重力流由斜坡區(qū)進入湖盆中心的過程中大量轉(zhuǎn)化為濁流。長7—長6段發(fā)育的濁積巖主要為細(xì)砂巖、粉砂巖，廣泛發(fā)育正粒序，單期濁積砂巖沉積厚度通常小于0.6 m，最薄甚至小于0.1 m，但濁流發(fā)育期次多，呈多期疊覆（見圖4e、4i）。在粒序?qū)永淼纳喜砍霈F(xiàn)平行層理、中—小型交錯層理、水平層理等，可能是濁流的體部和尾部中細(xì)小的顆粒被加入的水稀釋，導(dǎo)致流態(tài)發(fā)生轉(zhuǎn)變而變?yōu)闋恳鳎憩F(xiàn)為不完整的鮑馬序列AB、AC、AE段等。濁積巖底部發(fā)育火焰構(gòu)造以及槽模、溝模等底模構(gòu)造（見圖4i）。

3 重力流沉積體系

單次重力流可在其發(fā)育的不同階段形成上述不同的沉積類型及其組合，而研究區(qū)重力流沉積物是多期重力流疊置沉積的產(chǎn)物，因此應(yīng)用沉積相及相模式對重力流沉積物組合特征、形成模式等進行認(rèn)識更加直觀[10]。由于深水沉積的復(fù)雜性及不同歷史時期研究手段的差異，濁流主導(dǎo)的扇模式和碎屑流主導(dǎo)的斜坡模式都受到了不同程度的質(zhì)疑。有學(xué)者認(rèn)為，扇模式本身可以由多種成因類型的重力流組成，提出放棄“濁積扇”這一術(shù)語，而采用籠統(tǒng)的“湖底扇”概念[2]。結(jié)合研究區(qū)物源供給及坡折帶發(fā)育情況，筆者認(rèn)為應(yīng)該選擇扇模式對該區(qū)重力流沉積進行劃分。在沉積學(xué)標(biāo)志分析的基礎(chǔ)上，結(jié)合巖相（見圖6）、測井相分析，將研究區(qū)重力流沉積體系按有無水道劃分為湖底扇、滑塌體兩類，前者沉積范圍較廣，后者沉積范圍小。

3.1 湖底扇

湖底扇主要由季節(jié)性洪水?dāng)y帶淺水區(qū)早期沉積物進入半深湖—深湖沉積形成，發(fā)育于坡度相對平緩的地帶，扇體向湖盆中部延伸距離遠，砂體距坡折帶最遠可達75 km。由于其富砂貧泥，不發(fā)生滑水效應(yīng)，形成重力流切割水道，扇體與淺水區(qū)三角洲沉積體通過補給水道相連。湖底扇又可分為內(nèi)扇、中扇、外扇3個亞相，以下分別論述。

圖6 研究區(qū)長7—長6段巖心素描及沉積微相

3.1.1 內(nèi)扇

內(nèi)扇與淺水區(qū)沉積物相連接，可分為主水道、主水道側(cè)緣兩個微相（見圖7），平面分布局限。

主水道（MCh）是內(nèi)扇的主要組成部分，是沉積物由淺水區(qū)向深水區(qū)輸送的通道，也可作為沉積場所。主要發(fā)育砂質(zhì)碎屑流沉積的厚層塊狀砂巖，單砂體厚度一般大于10 m。在巖心序列上多表現(xiàn)為暗色泥巖、粉砂質(zhì)泥巖中夾厚層塊狀砂巖（見圖7a、7b），砂巖底部發(fā)育沖刷面。主水道根部有源自斜坡帶的滑動巖與滑塌巖，平面上呈條帶狀分布，主水道自然電位及自然伽馬測井曲線特征為平直箱形。

主水道側(cè)緣（MChL）是重力流沉積物漫溢出主水道而形成的溢岸沉積，發(fā)育中薄層砂質(zhì)碎屑流、泥質(zhì)碎屑流等，巖性較細(xì)，主要包括中薄層細(xì)砂巖、粉砂巖、粉砂質(zhì)泥巖等（見圖7b），單砂體厚度一般為0.5～2.0 m，常與主水道的厚層塊狀砂巖相伴生，平面上呈條帶狀平行于主水道展布，自然電位及自然伽馬測井曲線特征為中幅齒化鐘形或指形。

3.1.2 中扇

中扇分布于坡折帶以下，并向湖盆中部延伸，可分為分支水道、分支水道側(cè)緣、水道間3個微相，平面上分布廣泛（見圖7c、7d）。

分支水道（DCh）是主水道經(jīng)坡折帶進入湖盆中部時由于地形坡度變緩而能量衰減發(fā)生分叉形成的，主要發(fā)育砂質(zhì)碎屑流成因的中—厚層塊狀細(xì)砂巖，單砂體厚2～10 m，局部富含泥巖撕裂屑，撕裂屑分選差，長度一般在1～16 cm，排列不規(guī)則。巖心序列上表現(xiàn)為中厚層塊狀細(xì)砂巖、粉砂巖、塊狀含礫細(xì)砂巖等相互疊置，可間夾厚度不超過10 cm的泥巖（見圖6a、6b）。測井曲線呈中幅箱形或鐘形，平面上條帶狀分布并有分叉。

分支水道側(cè)緣（DChL）是沉積物漫溢出分支水道形成的溢岸沉積，主要發(fā)育薄層砂質(zhì)碎屑流、泥質(zhì)碎屑流、濁流等沉積，巖性較細(xì)，主要為塊狀粉細(xì)砂巖、粉砂巖、遞變層理細(xì)砂巖、泥質(zhì)粉砂巖等與泥巖互層（見圖6c），單砂體層厚0.1～1.0 m不等。測井曲線呈中—低幅指形，齒化鐘形，平面上條帶狀展布。

水道間（ICh）發(fā)育于重力流末期或間隙期，主要表現(xiàn)為半深湖—深湖原地沉積，發(fā)育暗色泥巖，連片分布（見圖6d）。測井曲線呈低幅齒化基線形。

3.1.3 外扇

外扇位于湖盆中部中扇的外圍，可分為濁積席狀砂和湖泥兩個微相，平面上分布較廣（見圖7e）。濁積席狀砂（TuS）為重力流沉積物進入開闊湖盆以后，地形坡度變小，分支水道向前延伸的能量消減而在水道末端形成的朵葉。其是由碎屑流向前推進不斷稀釋而轉(zhuǎn)化的濁流沉積物，巖性主要為粉砂巖、泥質(zhì)粉砂巖等，與灰黑色泥巖呈薄互層，可見透鏡狀層理、鮑馬序列的CDE段等，單砂體厚度多為數(shù)厘米，最厚可達20 cm（見圖6a、6b）。平面呈席狀廣泛分布，測井曲線呈低幅齒狀或指形。

湖泥（LaM）即為半深湖—深湖沉積的黑色質(zhì)純泥巖。

3.2 滑塌體

滑塌體是在火山、地震等觸發(fā)機制的作用下，三

角洲前緣坡折帶以及前三角洲堆積體發(fā)生失穩(wěn)垮塌，向下滑動的過程中發(fā)生流體轉(zhuǎn)化，形成碎屑流及濁流沉積為主的扇形沉積體，單個沉積體延伸約15 km。由于沉積物來自前緣前端及坡折帶，泥質(zhì)含量相對多，沉積物移動時產(chǎn)生滑水效應(yīng)，不發(fā)育重力流水道。研究區(qū)滑塌體可分為近端、遠端兩個亞相。

圖7 湖底扇及滑塌體巖心序列

3.2.1 近端沉積

滑塌體是一種無水道深水沉積相類型，其發(fā)育模式符合Shanmugam提出的深水非水道體系的發(fā)育模式，平面上由滑動巖、滑塌巖、碎屑流舌狀體、濁積體組成（見圖7f、7g）。其中前3者為典型的塊體搬運沉積，其特征是顆?；驁F塊呈一個完整的集合體整體搬運[8]，距離物源區(qū)較近，劃為滑塌體的近端沉積。濁積體是典型的流體搬運成因，由碎屑流稀釋轉(zhuǎn)化為濁流沉積而成，是重力驅(qū)動滑坡過程的最后一個階段。

近端沉積重要的巖心識別特征為碎屑流砂體底部

不發(fā)育沖刷面，與下伏泥巖平滑接觸。由于滑塌體泥質(zhì)含量多，砂體粒度偏細(xì)，多發(fā)育塊狀粉細(xì)砂巖、粉砂巖、泥質(zhì)粉砂巖等（見圖6e）。砂體通常為舌形或鏈狀，多個小型砂體孤立分布?；瑒訋r、滑塌巖、碎屑流等具有來自前三角洲的殘留識別標(biāo)志。

3.2.2 遠端沉積

遠端是滑塌體的外緣部分，包括濁積體和湖泥。濁積體位于碎屑流舌狀體的前端及外側(cè)，發(fā)育鮑馬序列BE、CE段等，薄層砂體與湖相泥巖互層。測井曲線呈指狀、低幅齒化直線型等。

4 沉積相展布及沉積模式

4.1 重力流沉積平面展布

鄂爾多斯盆地西南部在延長組沉積期具有3個方向的物源，包括西部物源、東北物源和南部物源[11]。由于距離物源區(qū)遠近和地形坡度的不同，淺湖區(qū)內(nèi)發(fā)育西部辮狀河三角洲、南部辮狀河三角洲以及東北曲流河三角洲。在大量巖心觀察的基礎(chǔ)上，結(jié)合測井曲線和地震解釋，對鄂爾多斯盆地西南部延長組重力流沉積體系的展布特征進行了研究（見圖8、圖9）。

圖8 鄂爾多斯盆地西南部長62亞段沉積期沉積相展布圖

圖9 研究區(qū)平行物源方向多井沉積微相剖面特征（剖面位置見圖8）

以長62亞段為例（見圖8），在其沉積期，重力流沉積在半深湖—深湖區(qū)分布廣泛，包括湖底扇與滑塌體兩種沉積類型，尤其是東北物源和南部物源控制的重力流砂體非常發(fā)育。東北部曲流河三角洲前緣前方的深水區(qū)發(fā)育湖底扇，砂體延伸距離遠，直線距離可達75 km，根據(jù)砂體的平面展布特征，可識別出3個大型朵葉體。南部辮狀河三角洲前緣前方的深水區(qū)也發(fā)育湖底扇，砂體延伸距離稍短，約55 km，發(fā)育一個大型朵葉體。主水道及分支水道砂體呈條帶狀，單層砂厚0.5～13.0 m不等，縱向上多期疊置厚度可達30 m以上。統(tǒng)計發(fā)現(xiàn)，單層厚度大于2 m的水道砂體占總砂厚的55.7%，幾乎全為砂質(zhì)碎屑流成因，可以形成良好的油氣儲集層。水道側(cè)緣砂體平行于水道砂體展布，也多呈條帶狀，但比水道砂體展布范圍廣，多為砂質(zhì)碎屑流、泥質(zhì)碎屑流、濁流的沉積組合，厚度較薄，0.1～2.0 m不等，且粒度偏細(xì)，難以形成具有工業(yè)價值的油氣儲集層。外扇濁積席狀砂平面展布呈席狀，縱向上層數(shù)多但層薄，單層厚度多為數(shù)厘米至20 cm，且粒度細(xì)，也難以形成油氣儲集層。西部辮狀河三角洲前緣前方發(fā)育滑塌體，砂體不連續(xù)，多為孤立的島狀或舌狀，單個砂體的平面展布寬度約4～13 km?；瑒訋r及滑塌巖平面上呈孤立島狀，相對較少，砂體厚度約占總砂厚的7.8%，且粒度細(xì)，泥質(zhì)含量高，非均質(zhì)性強，難以形成油氣儲集層。碎屑流舌狀體呈舌狀，單層砂厚0.5～2.0 m，多期疊置可達十余米，可形成有效的油氣儲集層。濁積舌狀體平面上呈舌狀，砂體特征與外扇濁積席狀砂類似，難以形成有效儲集層。

4.2 觸發(fā)機制討論

湖盆中部廣泛分布的重力流沉積是在特定地質(zhì)條件下形成的，其形成主要受物源供給、湖盆底形和一定觸發(fā)機制的控制[12]。地形坡度是重力流形成的前提條件，據(jù)前人研究，印支運動期秦嶺造山帶向鄂爾多斯盆地強烈擠壓碰撞，地殼撓曲變形，形成盆地西南緣的陡坡地形，晚三疊世湖盆具有東部寬緩，西部、西南陡傾的特點[13]。地形坡度的不同，控制了其重力流發(fā)育的類型和分布范圍。

延長組沉積期是鄂爾多斯盆地強烈拗陷期，眾多證據(jù)（見圖10）表明延長組沉積期發(fā)生過較為強烈的構(gòu)造運動。研究區(qū)巖心上常見同沉積階梯狀微斷層（見圖10a）、震碎角礫巖等震積巖識別標(biāo)志（見圖10d），以及半固結(jié)—未固結(jié)的砂、泥沉積物和水在振動作用下形成的各類卷曲變形和巖脈（見圖10g）等，這些均是同沉積時期古地震的證據(jù)。長7以及長6段的下部常見薄層凝灰?guī)r（見圖10e、10f），尤以正寧、合水一帶厚度最大，環(huán)縣、華慶地區(qū)其次，從盆地西南部向東北方向凝灰?guī)r沉積厚度變小[14]，說明當(dāng)時的火山事件由西南向東北方向減弱，這與印支期的秦嶺造山運動吻合。根據(jù)測試，盆地長7底部凝灰?guī)r的鋯石U-Pb同位素年齡為228 Ma[15]，這與印支二期秦嶺造山帶活動的時間相吻合。同時，通過對長7、長6段砂巖的鋯石裂變徑跡分析，揭示出其在距今215～220 Ma期間經(jīng)歷過同沉積構(gòu)造熱事件，這與長7、長6段的沉積時間吻合，證明長7、長6段沉積期間經(jīng)歷了明顯的構(gòu)造熱事件。綜上推測由印支二期構(gòu)造運動引起的火山、地震事件是研究區(qū)三角洲前緣半固結(jié)—未固結(jié)沉積物發(fā)生失穩(wěn)垮塌的觸發(fā)機制。

同時，研究發(fā)現(xiàn)季節(jié)性洪水是研究區(qū)重力流的另一重要觸發(fā)機制。大量證據(jù)表明，長7、長6段沉積期

鄂爾多斯湖盆氣候溫濕。湖泊相沉積的巖心中發(fā)育大量的植物碎片以及闊葉植物化石。通過微量元素分析，大部分長7—長6段樣品的Sr/Cu值為1～10，指示溫濕氣候，并建立了Asseretospora-Walchiites孢粉組合[16]，植物群以溫濕性分子為主，喜濕熱的分子次之，反映溫暖濕潤的氣候特征。長7—長6段常見半深湖—深湖相泥巖（見圖10b）或塊狀砂巖層面發(fā)育不規(guī)則植物碎片（見圖10c），表明這些沉積物具有淺水背景。洪水事件發(fā)生的頻率比地震高得多，因此洪水?dāng)y帶淺水沉積物進入深水區(qū)形成的持續(xù)補給成因重力流成為深水重力流的重要組成部分。目前有學(xué)者認(rèn)為這種由洪水期河流誘發(fā)的重力流為異重流[17]。

圖10 研究區(qū)重力流觸發(fā)機制巖心標(biāo)志

Piper等通過總結(jié)蒙特利峽谷和弗雷澤河三角洲流體監(jiān)測的結(jié)果，證實這兩個地區(qū)不同時間形成的深水重力流既有滑塌再搬運成因又有洪水持續(xù)補給成因[18]。因此現(xiàn)今保存的重力流沉積體極有可能是多種觸發(fā)機制重力流疊加的產(chǎn)物，需要從實際地質(zhì)條件出發(fā)并結(jié)合控制因素、沉積特征、伴生沉積構(gòu)造分析，以明確深水重力流成因。

4.3 沉積模式

根據(jù)上述分析，綜合盆地重力流沉積體系類型及空間分布特征，建立了研究區(qū)重力流的沉積模式（見圖11）。規(guī)律如下：①研究區(qū)發(fā)育湖底扇和滑塌體兩類重力流沉積體，前者主要是洪水成因，進入湖盆中部后很可能對先期其他成因重力流沉積物進行了搬運改造再沉積下來，沉積序列上也常表現(xiàn)出多期疊置的樣式；后者主要是火山或地震事件觸發(fā)形成的。②湖盆陡坡和緩坡均可發(fā)育重力流沉積，但沉積類型有所區(qū)別，受坡度與物源的共同控制。湖盆東北部坡度緩，物源供給充足，曲流河三角洲前方的深水區(qū)發(fā)育湖底

扇，并延伸到湖盆中部；湖盆南部坡度較東北部陡，加上南部秦嶺供源相對充足，辮狀河三角洲前方的深水區(qū)也發(fā)育湖底扇，但規(guī)模較為局限，向湖盆內(nèi)部延伸距離稍短；湖盆西部地形坡度最陡，并且淺湖區(qū)發(fā)育的辮狀河三角洲規(guī)模小，砂體厚度也較另外兩個方向的三角洲砂體?。ㄒ妶D8），由此推測研究區(qū)西部物源供給不足，三角洲前方的深水區(qū)不發(fā)育湖底扇而發(fā)育滑塌體，規(guī)模整體較小。③湖底扇起始于三角洲前緣與坡折帶的連接處，通過內(nèi)扇主水道與三角洲前緣砂體相連。洪水?dāng)y帶的砂泥沉積物通過淺湖區(qū)搬運至坡折帶處時，由于地形坡度變陡，在重力作用下侵蝕下伏未固結(jié)軟沉積物而形成水道，可以作為下一次重力流的輸砂通道和沉積場所，因此內(nèi)扇主水道內(nèi)充填厚層砂體，以滑塌巖和砂質(zhì)碎屑流為主。當(dāng)主水道經(jīng)過坡折帶進入湖盆中部時地形坡度變緩，主水道發(fā)生分叉形成分支水道，主要充填砂質(zhì)碎屑流成因的塊狀砂體，且多期分支水道易發(fā)生疊置。分支水道進入湖底平原以后，地形坡度進一步減小，重力流沉積物對下伏泥質(zhì)沉積的侵蝕趨于結(jié)束，水道消失，在水道的前方形成面積寬廣的濁積席狀砂，發(fā)育濁積巖和湖相泥巖疊置的CE、DE組合。④滑塌體起始于坡折帶處，坡折沉積物發(fā)生垮塌，從物源向坡折下方搬運，一般經(jīng)歷滑動、滑塌、碎屑流、濁流4個階段，滑動巖及滑塌巖常常局限于坡折帶及坡折腳處，向湖盆中部分布有碎屑流舌狀體、濁積體等。濁積體分布范圍廣，厚度薄，與湖相泥巖互層。

圖11 研究區(qū)長6段沉積期重力流發(fā)育模式圖

5 結(jié)論

湖盆坡折帶至深湖區(qū)是從陸到湖的源-匯系統(tǒng)的最終沉積區(qū)，亦即重力流發(fā)育區(qū)。在“源-溝-扇”成因關(guān)系中，“源”、“溝”的組合最終決定“扇”的形態(tài)。鄂爾多斯盆地延長組沉積期湖盆具有形成重力流所需的地形坡度、物源供給以及火山噴發(fā)、地震事件、季節(jié)性洪水等觸發(fā)機制各方面條件。不同的物源供給、地形坡度以及觸發(fā)機制會形成不同的重力流沉積體。按照平面展布形態(tài)及有無水道，研究區(qū)重力流沉積構(gòu)成兩種相類型：湖底扇和滑塌體。湖底扇主要是季節(jié)性洪水成因，淺水供源豐富，整體富砂貧泥，形成明顯的切割水道。滑塌體是在火山、地震等觸發(fā)機制作用下，坡折帶沉積物失穩(wěn)垮塌形成，幾乎沒有淺水供源，整體富泥貧砂，不發(fā)育水道。勘探實踐表明，多期重力流發(fā)育造成深湖區(qū)“富泥又富砂”，形成多套生儲蓋組合，將相模式與重力流成因類型相結(jié)合，可以直觀地展現(xiàn)深水重力流砂體的空間分布特征與發(fā)育模式。湖底扇主水道、分支水道、水道側(cè)緣的砂質(zhì)碎屑流以及滑塌體的碎屑流舌狀體等都是有利的巖性、地層油氣藏勘探目標(biāo)。

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（編輯 黃昌武）

Sedimentary characteristics and facies model of gravity flow deposits of Late Triassic Yanchang Formation in southwestern Ordos Basin,NW China

Liu Fen1,2,Zhu Xiaomin1,2,Li Yang1,2,Xu Liming3,Niu Xiaobing3,Zhu Shifa1,2,Liang Xiaowei3,Xue Mengge1,2,He Jingcong1,2
(1.College of Geosciences,China University of Petroleum,Beijing 102249,China;2.State Key Laboratory of Petroleum Resources and Prospecting,Beijing 102249,China;3.PetroChina Changqing Oilfield Company,Xi’an 710018,China)

Based on cores and logging data,and gravity flow theory,the sedimentary characteristics and facies model of gravity flow deposits in the Longdong area in southwestern Ordos Basin were analyzed.Five types of gravity flow deposits are recognized:slides,slumps,sandy debris flows,muddy debris flows and turbidity currents.Affected by multiple provenances,paleogeomorphology and triggering mechanisms jointly,the gravity flows resulted in sublacustrine fans and slump olistoliths in the basin center.Containing channels,the sublacustrine fans can be divided into three subfacies,inner fan,middle fan and outer fan and subdivided into six microfacies,main channel,main channel lateral margin,distributary channel,distributary channel lateral margin,inter-channel and sheeted turbidite sand.It is inferred that they are caused by seasonal floods.The slump olistoliths,with no channels,consist four parts:slide rock,slump rock,debris flow lobe and sheeted turbidite sand,and are inferred to be the product of collapse of break belts triggered by events like earthquakes.Combining facies models with types of gravity flow deposits can reveal the sedimentary characteristics and genetic models of gravity flow deposits in deep water more directly and provide theoretical basis for deep water oil and gas exploration.

gravity flow deposit;genetic type;sedimentary system;sedimentary model;Yanchang Formation;Ordos Basin

國家重點基礎(chǔ)研究發(fā)展計劃（973）項目“中國西部疊合盆地深部油氣復(fù)合成藏機制與富集規(guī)律”（2011CB201104）；國家油氣重大專項“巖性地層油氣藏沉積體系、儲層形成機理與分布研究”（2011ZX05001-002）

TE122.2

A

1000-0747(2015)05-0577-12

10.11698/PED.2015.05.04

劉芬（1990-），女，山東濟寧人，中國石油大學(xué)（北京）在讀博士研究生，從事沉積學(xué)、儲集層地質(zhì)學(xué)方面的研究工作。地址：北京市昌平區(qū)府學(xué)路18號，中國石油大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院地質(zhì)樓1106，郵政編碼：102249。E-mail：liufenbest@163.com

聯(lián)系作者：朱筱敏（1960-），男，江蘇揚州人，中國石油大學(xué)（北京）教授，從事沉積儲集層方面的教學(xué)與科研工作。地址：北京市昌平區(qū)府學(xué)路18號，中國石油大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院地質(zhì)樓1108，郵政編碼：102249。E-mail：xmzhu@cup.edu.cn

2014-11-20

2015-07-28