济阳坳陷细粒沉积岩形成环境及沉积构造

王 勇， 宋国奇， 刘惠民， 郝雪峰， 姜秀芳， 银 燕， 杨万芹

( 1. 中国石化胜利油田分公司 地质科学研究院，山东 东营 257015； 2. 中国石化胜利油田分公司，山东 东营 257001 )



济阳坳陷细粒沉积岩形成环境及沉积构造

王 勇1， 宋国奇2， 刘惠民1， 郝雪峰1， 姜秀芳1， 银 燕1， 杨万芹1

( 1. 中国石化胜利油田分公司 地质科学研究院，山东 东营 257015； 2. 中国石化胜利油田分公司，山东 东营 257001 )

根据膏岩盐、碳酸盐岩分布规律和地层水特征，结合锶同位素、碳同位素和薄片资料，研究济阳坳陷沙四上—沙三下亚段高灰质泥页岩细粒岩沉积形成环境.结果表明：沉积岩属于封闭半咸化—咸化安静湖盆的产物，不仅发育大量代表静水条件的纹层，还发育代表水动力较强环境的交错层理、冲刷面等沉积构造.纹层主要包括波状钙质纹层、水平隐晶钙质纹层、水平亮晶钙质纹层、水平泥质纹层和水平含粉砂泥质纹层，形成主要受气候、盐度、水深及物源供给等因素控制；交错层理和冲刷面为该地区最为特殊的沉积构造，成因与风暴、泥质浊流和絮凝作用有关；脊突构造与泥岩中水快速排出有关.这些沉积构造在一定程度上影响细粒沉积动力机制研究，也为细粒沉积体系划分、细粒沉积层序地层等研究提供依据.

细粒沉积岩； 纹层； 交错层理； 冲刷面； 脊突构造； 济阳坳陷

0 引言

细粒沉积岩指粒级小于0.1 mm的、颗粒质量分数大于50%的沉积岩，主要由黏土和粉砂级的陆源碎屑颗粒组成，包含少量的盆地内生的碳酸盐、生物硅质和磷酸盐等颗粒[1].细粒沉积岩中滞留大量的可利用油气资源，不仅包括大量的页岩油气，也包括大规模的致密油气，这种巨大的工业价值和对细粒沉积岩认知程度的反差，推动该类沉积体的研究进程.2011年以来，济阳坳陷页岩油气勘探全面展开，主要针对泥页岩细粒沙三下和沙四上亚段沉积，完钻罗69、牛页1、利页1和樊页1等4口系统取心井，累计取心长度为1 010.26 m，分析化验22 121块/次，为该地区细粒沉积系统研究提供依据.在4口系统取心井和80余口分段取心井岩心观察过程中，发现该地区泥页岩细粒沉积中发育大量的纹层、交错层理、冲刷面和脊突构造等沉积构造，其中交错层理、冲刷面为该地区首次发现，与“深湖—半深湖为静水环境，不应该发育反映动力学强的交错层理、冲刷面的构造”[2-4]的认识存在矛盾.根据泥页岩细粒沉积中不同沉积构造的精细观察和X线岩心扫描分析结果，结合研究区细粒沉积形成环境，笔者分析泥页岩细粒沉积构造成因，为完善细粒沉积动力学研究提供依据.

1 沉积环境

沉积构造的发育程度受沉积环境控制.沉积环境包括自然地理条件、湖盆类型、气候条件、沉积介质的物理和化学条件等要素，是揭示沉积构造成因的重要依据[5].济阳湖盆位于渤海湾盆地东南部，面积为25 510 km2，是在华北地台基底上发育的中、新生代断陷—拗陷叠合盆地，是渤海湾盆地中发育油气最多的盆地之一.济阳断陷湖盆在始新世早期进入断陷鼎盛期，其内部被青城、滨县、陈家庄和义和庄等凸起分隔成东营、惠民、沾化和车镇4个凹陷(见图1)，主要发育沙四上亚段、沙三下亚段及沙一段3套泥页岩细粒沉积，均为优质烃源岩[3-4].

1.1 湖盆类型

湖盆的沉积特征和水体特征能够反映湖盆的类型及演化过程.济阳坳陷沙四上—沙三下段从湖盆中心向湖盆边缘，盐类矿物卤化物、膏盐岩和碳酸盐岩呈环带状的沉积演化特征，膏盐岩与泥岩、油页岩呈频繁互层的特点(罗19、罗14等井沙四上亚段)，以及沉积地层水富Na+、K+和Cl-离子的水质特点[6-8]，表明济阳古湖泊在泥页岩细粒沉积发育期沙四—沙三下沉积期为封闭的湖盆.

图1 济阳坳陷区域位置Fig.1 The regional location map of Jiyang depression

1.2 古气候

济阳坳陷沙四上—沙三下亚段泥页岩细粒沉积岩主要为泥质灰岩和灰质泥岩，碳酸盐岩质量分数整体偏高，在5.0%～80.0%之间，平均为51.2%(见图2).由于碳酸盐岩与气候关系密切[9-10]，因此可以通过碳酸盐岩的成因间接指示古气候.渤南洼陷周缘古碳酸盐岩发育(提供沙三下物源)，且渤南洼陷沙三下灰质整体偏高(相对济阳其他洼陷)的现象表明，碳酸盐岩来自湖盆周缘古碳酸盐岩(见图2)；济阳坳陷沙四上亚段碳酸盐岩、泥灰岩和钙质页岩w(87Sr)/w(86Sr)比值在0.710～0.712之间，分布于周缘古碳酸盐岩w(87Sr)/w(86Sr)比值在0.709～0.718之间，明显高于同时代海水w(87Sr)/w(86Sr)比值的范围(0.707～0.708)[11]，说明该地区碳酸盐岩主要来自周边碳酸盐岩.由气候干湿指数与碳酸盐质量分数的关系(见图3)可以看出，随气候由干热向湿润转化，蒸发作用减弱，碳酸盐岩质量分数减少，湖盆水质明显受气候控制，碳酸盐岩是蒸发作用的产物；研究区目的层段碳酸盐的δ13C同位素整体偏重，几乎都分布在蒸发碳酸盐δ13C同位素值域范围[12](见图4[13])，表明该地区碳酸盐岩主要是蒸发作用的产物.研究区目的层段细粒沉积中的灰质组分自下而上减少，表明气候从干热向潮湿转化.

1.3 氧化—还原性

济阳坳陷沙四上—沙三下亚段时期，受盐度分层及物源供给速率低等因素的影响，湖区大部分地区属于安静的环境.在前期岩心和镜下薄片观察中，常遇见大量的黄铁矿，且多呈莓球状产出，有的成层分布，有的呈分散状分布，有的沿裂缝带分布，说明该时期为稳定的还原性水体环境.一般沉积岩在S/Fe>1时可推断为强还原环境，在0.61，该时期为强还原环境(见图5).

济阳古湖泊主要泥页岩细粒沉积发育段沙四下—沙三下亚段沉积期，整体上属于封闭的、蒸发较为强烈的、安静的还原性半咸化—咸化湖盆环境.

图2 济阳坳陷沙四上—沙三下亚段泥页岩岩石组成三元图Fig.2 Rock components triple graph of shale in the formations of Paleogene upper Es4-lower Es3, Jiyang depression

图3 罗69井沙四上—沙三下亚段气候干湿指数与碳酸盐质量分数关系Fig.3 The relationship graph between climate dry-wet index and carbonate content in the Shahejie formation of upper Es4-lower Es3 of well luo69 well

图4 碳同位素在碳酸盐和有关物质的分布

图5 牛页1井3 374.80 m灰质油页岩黄铁矿分布(背散射,×40)

2 纹层类型及成因

陆相断陷湖盆细粒沉积纹层是在水体分层条件下，由内源和外源的沉积物在季节性变化的条件下形成的[15-17].研究区细粒沉积岩普遍发育水平层理，局部发育微波状层理，主要表现为组分、颜色和厚度变化，一般由黏土纹层(包括有机质)和灰质纹层组成层偶显层；纹层厚度一般在0.02～0.20 mm之间，该地区页岩沉积速率约为0.10 mm/a[18]，目的层段主要发育季节性年纹层.根据纹层的组分和结构，研究区主要发育5种类型的纹层(见图6)，即波状钙质纹层、水平隐晶钙质纹层、水平亮晶钙质纹层、水平泥质纹层和水平粉砂泥质纹层.

图6 济阳坳陷沙四上—沙三下亚段细粒沉积纹层类型及特征Fig.6 Types and characteristic of laminae in the formations of Paleogene upper Es4-lower Es3, Jiyang depression

2.1 波状钙质纹层

波状钙质纹层碳酸盐质量分数高，多为泥晶结构，在层偶中质量分数超过80%，多呈连续的透镜状分布，通常与很薄波状泥质纹层组成一个完整的层偶，灰质透镜体与泥质之间多呈凸凹接触，有机质质量分数低，指示沉积时期水体相对较浅，水体蒸发强度大，水体具一定动荡的沉积环境，动荡的水体容易导致刚沉积松散、之间缺乏联结力的隐晶碳酸盐呈透镜状分布，纹层往往夹白云岩、细粉砂和鲕粒超薄层(一般在500 μm左右)(见图6)，也说明形成环境为较浅水相对高能高盐度环境.波状钙质纹层主要发育在渤南洼陷沙三下亚段13层组罗家鼻状构造带和东营凹陷沙四上纯下亚段的纯化—花官水下低凸起带.

2.2 水平隐晶钙质纹层

随水体的加深，水体能量减弱，受季节性悬浮和化学沉积交替发育的控制，形成水平隐晶钙质纹层，碳酸盐质量分数很高，通常与薄层水平泥质纹层组成一个完整的层偶，在层偶中碳酸盐质量分数超过60%，多呈泥晶结构，也有少量呈粉晶结构(粉晶碳酸盐之间具有较多的泥质、有机质及与隐晶碳酸盐共生的特点，说明粉晶碳酸盐为原生沉淀的产物)，有机质质量分数也较低，与水体盐度过高，不利于大量藻类、鱼类等生物生长，有利于蓝细菌、硫酸盐还原菌存在等有关.因为在硫酸盐被还原细菌还原的同时，发生有机质的氧化作用，有机质被氧化成CH3COO-进入水体，使沉积物中的有机质质量分数减少.该类纹层发现少量的钙质超微化石，未发现较大藻类化石，纹层中球状黄铁矿极为发育，有的甚至成层产出(见图6).该类纹层分布与波状钙质纹层分布区带和层位基本一致，只是发育范围增加，层系上位于波状钙质纹层上部，与波状钙质纹层呈渐变接触.

2.3 水平亮晶钙质纹层

随水体的进一步加深，水体盐度降低，藻类生物大量繁殖形成富有机质亮晶钙质纹层，在层面上见到介形虫、颗石藻、沟鞭藻化和大量的鱼类化石.夏季水温升高，日照与光合作用增强，藻类生长繁茂并不断从水中萃取CO2，诱发表层水中碳酸盐的沉淀，即由生物—化学作用形成浅色的水平亮晶钙质纹层.冬季水温下降，浮游生物死亡，湖水分层加强，水流通畅性差，湖底宁静而缺氧，悬浮在湖表层的细粒黏土物质及有机质下沉，形成薄的水平富有机质泥质纹层或有机质薄层.这种亮晶钙质纹层形成还与有机质的演化过程有关.在有机质埋藏演化过程中，产生大量有机酸，冲洗泥晶方解石中Mg2+，使碳酸盐泥晶重结晶转变为晶粒，形成水平亮晶钙质纹层，重结晶程度很高，在显微镜下呈柱状晶出现，晶体相当干净、明亮，且粗大晶粒孔隙内通常充填沥青(见图6).该类纹层分布范围进一步扩大，除在波状钙质纹层、水平隐晶钙质纹层发育区分布外，东营凹陷的中央隆起带也大量发育.

2.4 水平泥质纹层

随气候进一步向暖湿转变，陆源供给量增加，不利于碳酸盐大量发育，碳酸盐质量分数降低，钙质纹层发育较薄，主要发育水平黏土纹层.该类纹层岩心肉眼观察纹层不清晰，在显微镜下显示明显的纹层状构造，通常与浅色水平细粒钙质纹层组成一个完整的层偶；层偶同样发育丰富的藻类化石(最高100 mg样品中有250个沟鞭藻化石[19])，以及大量的介形虫、角质体等化石(见图6)，且黏土矿物纹层质量分数明显高于泥晶方解石纹层的.黏土纹层在正交光下呈连片消光，具有统一的消光位，表明黏土的沉积作用相当缓慢.水平泥质纹层在研究区全区大量发育，相对于其他纹层，分布更偏向于洼陷中心区带，层系上相对更集中于上部层系，空间上与水平亮晶钙质纹层多呈渐变接触.

2.5 水平粉砂泥质纹层

在近物源处受湖盆水体的顶托作用，形成水平粉砂泥质纹层，它由泥质层与泥质粉砂层组成，粉砂层细粒呈杂乱沉积，分选差(见图6).受物源快速沉积的影响，虽然化石比较丰富，但是碳酸盐质量分数低，有机质质量分数也相对较低，与氧化作用有关.这种纹层在靠近三角洲处或在浅湖一半深湖地带粉砂质泥岩中相当常见.

3 交错层理类型及成因

交错层理是水体能量较强的牵引流作用的产物，在泥页岩细粒沉积中发现该类构造[20-21].Schieber J等通过水槽实验证明,粒度小于10 μm、呈絮状物沉降的细粒颗粒可以表现为与粗粒碎屑水力等效的方式，形成交错层理[21].泥页岩细粒沉积动力学过程复杂，研究区泥页岩细粒沉积碳酸盐质量分数高，具有陆源碎屑与碳酸盐岩混积特征，无法用粗碎屑沉积动力学进行解释.在济阳坳陷泥页岩段发现大量交错层理，根据交错层理分布的岩性、沉积结构和其他构造的共生关系，认为其成因与风暴、浊流和絮凝作用等有关.

3.1 风暴作用

在风暴作用高峰期，强大的风暴流形成强大的震动水流和无定向底流，底流在局部地区形成具有牵引流特征的交错层理和其他特殊沉积构造(相对于静水沉积).这种交错层理的规模相对较大，交错现象相对明显，如牛页1井3 375.51 m处发现的交错层理(见图7(a)).Pederson G K等报道相关的细粒沉积构造，认为风暴作用在细粒沉积内可以形成交错层理、底部侵蚀和间断波痕[22].

3.2 浊流作用

该地区发现大量泥质浊流，具有交错层理的触发机制.邓宏文等研究半深水—深水细粒浊积形成过程，阐明粉砂质浊流的形成过程[16].浊流成因的交错层理有两种类型：一类是交错层理并非深湖沉积，是浅湖发育后整体下滑的结果，如牛页1井3 468.24 m处发现的交错层理(见图7(b))，交错层理黏土和砂质成分(石英和长石)质量分数较高，平均分别为42.7%、32.0%，碳酸盐质量分数低，平均为21.3%，有机质丰度突变(从上下层系的平均3.00%突然降到0.34%)，交错层不平直，具有小型槽状的特点，说明形成时的水动力较强，主要发育在含有机质的块状泥岩相中.另一类表现为结构与上下层系呈明显的突变，上下发育水平纹层，中间发育交错纹层，交错纹层的厚度一般很小，在1.5～3.5 cm之间，发育段泥质组分和粉砂质组分相对增加，如罗69井2 981.65 m处发育的交错层理(见图7(c)).该类交错层理主要发育在富有机质灰质泥岩相中，与姜在兴等有关东营凹陷细粒沉积的交错层理成因一致[20].

图7 济阳坳陷泥页岩细粒沉积段交错层理Fig.7 The cross-bedding of fine-grained sedimentary rock in Jiyang depression

3.3 絮凝作用

还有一种交错层理成因解释是絮凝作用.现代泥质粒度分析表明，大多数直径小于10 μm的细粒颗粒以絮凝物形式沉降，直径大于10 μm的颗粒主要以单独颗粒形式沉降.絮状物形式沉降的细粒颗粒表现为与粗粒碎屑水力等效的方式，可以形成交错层理，如牛页1井3 349.60 m处发现的交错层理(见图7(d)).该类交错层理表现为与下伏岩性呈超覆式接触的特点，发育规模更小，交错纹层的厚度一般小于1 cm，表明水动力相对较弱，主要发育在富有机质的纹层状泥质灰岩中.

4 冲刷面类型及成因

冲刷面是指水体流速加大，对其下伏沉积物进行冲刷所造成的凹凸不平的沉积面，说明冲刷面下部地层沉积后有过强烈的冲刷过程，在半深湖—深湖稳定的沉积环境中产生这种现象有两种动力学机制.

4.1 浊流作用

湖泊洪水期间入湖的洪水浊流和其他成因的重力流引起的浊流，在一定条件下可侵蚀下伏地层形成冲刷面，在牛页1、樊页1井岩心观察中发现大量的泥质浊流沉积是最好的证据.最为典型的是牛页1井3 467.40～3 475.50 m井段发育的泥质浊流沉积，该段岩性为灰绿色灰质块状泥岩，与上部的深灰色纹层状灰质泥岩和下部的深灰色纹层状泥质灰岩有极大的反差，具有碎屑质质量分数高，有机质质量分数低，物性较好，发育小型槽状交错层理、砂质团块和虫孔等特点，在半深湖—深湖移动过程中侵蚀下伏泥页岩地层形成冲刷面.受水下地形、浊流移动路径及发育程度的控制，形成的冲刷面表现不同的沉积特征：在浊流过路段形成的冲刷面比较干净，是浊流过后深水细粒物质在冲刷面上沉积的产物，表现为冲刷面处岩性突变或地层倾角突变，如罗69井2 993.10 m处和樊页1井3 269.10 m处发现的冲刷面(见图8(a)、(b)).在浊流的沉积区附近形成的冲刷面表现为上覆地层在冲刷面处发生明显的颜色、岩性突变，一些井段冲刷面下伏地层发生变形，冲刷面附近的上覆层一部分是浊流的产物，陆源碎屑组分增高，甚至有的局部层位还发育小型泥砾，如罗69井2 986.00 m处发育的冲刷面上碎屑组分相对明显增加(见图8(c)).Singh P等在barnett页岩中也识别相关的冲刷面，并作为深水细粒沉积层序界面标志[23].

图8 济阳坳陷泥页岩细粒沉积段冲刷面

4.2 絮凝作用

水槽实验表明，絮状颗粒可以表现为与粗粒沉积碎片水力等效的方式[22]，并作为高密度流或浊流的成分进行搬运，在搬运的过程中不仅形成波痕、层理，同时也对下伏地层侵蚀而形成冲刷面，如罗69井2 922.49 m处发育的冲刷面(见图8(d))，紧挨冲刷面的上覆颗粒表现更细、絮状的特征.

5 脊突构造及成因

脊突构造并非是一个完整的定义，只是在前期泥页岩段岩心观察过程中发现一类沉积构造，形态很像泥裂，但与裂缝不同的是泥裂形态完全倒转过来，如罗3井2 867.41 m处和罗53井2 670.46 m处发育的脊突构造(见图9).由于在发育的地层中缺乏沉积基底暴露的证据与相应的沉积构造，它不是由基底暴露和干裂形成的，属于一种脊突构造，是在上覆沉积物快速堆积下泥中的孔隙快速排水收缩形成的，被David W T等在美国蒙大拿州中元古代泥岩中发现[24].

图9 济阳坳陷泥页岩细粒沉积段脊突构造(泥质灰岩)Fig.9 The keel structure of fine-grained sedimentary rock in Jiyang depression(Muddy limestone)

6 结论

(1)综合盐类矿物分布、沉积水性质、w(87Sr)/w(86Sr)、δ13C同位素值域分布特征、碳酸盐质量分数与气候干湿指数的关系，以及一些还原环境指标，济阳古湖泊沙四上—沙三下亚段泥页岩细粒沉积时期为封闭的蒸发型还原的半咸化—咸化湖盆，水动力相对较弱，泥页岩细粒沉积原始结构、构造保留较好，可为泥页岩细粒沉积成因动力学机制、沉积环境和层序地层等研究提供依据.

(2)在半深湖—深湖泥页岩细粒沉积中，济阳古湖泊沙四上—沙三下亚段不仅发现代表静水环境的大量纹层，也频繁发现代表水动力较强环境的交错层理、冲刷面和脊突构造等沉积构造，指示在相对平静的泥页岩细粒沉积环境中频繁存在水动力相对较强过程，与陆相湖盆相对较小、构造活动频繁和物源供给速率变化多样等条件有关，表明泥页岩细粒沉积动力机制极为复杂.这种复杂的动力学机制导致泥页岩细粒沉积具有很强的非均质性，为陆相页岩油气勘探开发提出新的问题.

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2015-03-19；编辑：任志平

国家重点基础研究发展规划(973计划)项目(2014CB239104)

王 勇(1977-)，男，博士，高级工程师，主要从事油气勘探方面的研究.

TE121.3

A

2095-4107(2015)03-0007-08

DOI 10.3969/j.issn.2095-4107.2015.03.002