鄂尔多斯盆地西南部延长组重力流沉积特征及相模式

刘芬，朱筱敏，李洋，徐黎明，牛小兵，朱世发，梁晓伟，薛梦戈，贺敬聪

（1.中国石油大学（北京）地球科学学院；2.油气资源与探测国家重点实验室；3.中国石油长庆油田公司）

鄂尔多斯盆地西南部延长组重力流沉积特征及相模式

刘芬1,2，朱筱敏1,2，李洋1,2，徐黎明3，牛小兵3，朱世发1,2，梁晓伟3，薛梦戈1,2，贺敬聪1,2

（1.中国石油大学（北京）地球科学学院；2.油气资源与探测国家重点实验室；3.中国石油长庆油田公司）

基于岩心、测井资料和重力流研究理论等，对鄂尔多斯盆地西南部陇东地区重力流沉积特征及相模式进行了系统研究。研究区重力流沉积主要类型有滑动岩、滑塌岩、砂质碎屑流沉积、泥质碎屑流沉积与浊流沉积，受多方物源、湖盆底形、触发机制等因素共同影响，多期重力流在湖盆中部形成两类沉积体——湖底扇和滑塌体。湖底扇发育水道，可识别出内扇、中扇、外扇3类亚相，主水道、主水道侧缘、分支水道、分支水道侧缘、水道间、浊积席状砂等6种沉积微相，推测为季节性洪水成因。滑塌体不发育水道，可划分为滑动岩、滑塌岩、碎屑流舌状体、浊积体等4部分，推测为地震等触发机制导致的坡折地带沉积失稳垮塌形成。将相模式与重力流类型结合，可更加直观地研究深湖区重力流沉积物组合特征、发育模式，为深水油气勘探提供理论依据。图11参18

重力流沉积；成因类型；沉积体系；沉积模式；延长组；鄂尔多斯盆地

0 引言

近期砂质碎屑流概念被应用到鄂尔多斯盆地延长组厚层砂岩成因解释中[1]，对在陆相湖盆中寻找大规模岩性、地层油气藏具有重要意义。实际研究表明，陆相湖盆中既存在块体搬运和碎屑流沉积，也发育浊流沉积，因此用一种成因模式解释深水沉积系统存在局限[2]。自20世纪90年代起，相继在鄂尔多斯盆地的东缘、南缘和西缘发现了深水重力流沉积砂岩，并在其中发现了可观的油气储量[3]。因此，对鄂尔多斯盆地重力流沉积砂岩的研究已成为盆地油气可持续勘探开发的重点。本文基于多口井岩心观察、测井分析及多种分析化验资料，研究鄂尔多斯盆地重力流成因类型、沉积特征、沉积体系以及相模式，以期为陆相坳陷湖盆重力流研究提供借鉴。

1 地质背景

研究区陇东地区位于鄂尔多斯盆地西南部伊陕斜坡中段及天环坳陷东部，整体构造平缓，西部局部发育小型鼻状隆起，面积约5×104km2（见图1）。

图1 鄂尔多斯盆地构造单元划分及延长组地层综合柱状图

印支期是华北板块与扬子板块全面碰撞造山的关键时期，形成了秦岭—大别山构造带，而此时北侧的华北克拉通逐渐萎缩，进入鄂尔多斯内陆盆地演化阶段，沉积了一套厚度超过1 000 m的河流—三角洲—湖泊相碎屑岩，即三叠系延长组[4]。

晚三叠世延长组沉积期湖盆的演化是构造控制下的一个完整的水进、水退旋回，经历了初始沉降（长10段沉积期）、快速发展（长9—长8段沉积期）、强烈拗陷（长7段沉积期）、逐渐萎缩（长6—长4+5段沉积期）至消亡（长3—长1段沉积期）的完整发展过程[5]。长10—长8段沉积期，盆地由河流沉积体系逐渐演化为大型三角洲沉积体系，长7段沉积期湖盆达到鼎盛，发育大面积半深湖—深湖沉积。从长7段沉积中期开始，湖盆周缘物源供给加强，三角洲不断进积，湖盆开始萎缩。在一定触发机制作用下，半深湖—深湖区域发育丰富的重力流沉积。长7段厚80～120 m，岩性主要为暗色泥岩、油页岩、灰色细砂岩等。长6段沉积期湖盆继续萎缩，三角洲建设作用加强，但仍发育深水重力流沉积，地层厚度90～140 m，岩性主要为灰色细砂岩、粉砂岩夹暗色泥岩、粉砂质泥岩等。长7与长6段沉积期是延长组重力流发育的主要时期。

地形坡度是重力流形成的前提条件，湖盆古底形控制着砂体的发育程度、类型和分布范围[6]。湖盆古底形恢复结果表明，延长组沉积期鄂尔多斯古湖盆呈现西部及南部地势高、中部低洼、东北地势高的特征（见图2）。湖盆沉降中心位于研究区中部华池—白豹地区，湖盆地势最大高差可达80 m左右。西南部及东北部各发育一条深水坡折，西南部坡折较陡，东北部坡折较缓，延长组沉积期湖盆底形特征有利于深水重力流的发育及其特征分异。

图2 鄂尔多斯盆地西南部长72亚段沉积期湖盆底形恢复图

2 重力流成因类型

重力流沉积的识别应综合岩性特征和相标志进行判定，除重力流砂岩自身的岩性构造特征外，与砂岩接触的围岩是否为深湖相暗色泥岩也是判断重力流沉积的重要指标之一。研究区长7—长6段暗色泥岩发育，常见黄铁矿、鱼化石等，指示半深湖—深湖沉积环境。基于目前流行的沉积过程-流变学划分方案[1]，将研究区延长组重力流沉积划分为滑动岩、滑塌岩、砂质碎屑流沉积、泥质碎屑流沉积和浊流沉积等5种类型（见图3、图4）。

图3 研究区长7—长6段滑动岩、滑塌岩沉积特征

图4 研究区长7—长6段碎屑流、浊流沉积特征

2.1 滑动岩

滑动岩是在一定的外界条件触发下，块体沿着剪切面向下滑动形成的沉积。滑动岩最主要的特征是无明显的内部形变，保留原始的层理和构造特征，外来特征明显[7]。岩性以灰色粉细砂岩、泥质粉砂岩为主。砂质滑动具有以下厘米级岩心鉴别标志：砂体内部二次滑动面（见图3a）、上接触面突变（见图3a）、底部主剪切面（见图3d）、底部剪切带（见图3e）、砂质注入体（见图3g）等。研究区可见滑动岩，但数量较少，滑动岩在重力流演化过程中很快转化为滑塌岩等（见图3b）。

2.2 滑塌岩

滑塌岩是指块体沿着滑动面运移，经历旋转变形或崩塌掉入正在沉积的异地沉积物中的重力流沉积[8]。滑塌岩发育强烈的同沉积形变，常具有包卷层理和滑塌变形构造（见图3b）等。研究区滑塌岩多分布在坡折带的中下部，岩性主要包括灰色细砂岩、粉砂岩、粉砂质泥岩等，可见砂质褶皱（见图3c）、球枕构造（见图3f）、搅混砂岩夹杂变形碎屑、砂质注入体以及底面重荷模等构造。

2.3 砂质碎屑流沉积

碎屑流是一种宾汉型塑性流体，成因介于颗粒流与浊流之间，其沉积物支撑机制包括基质强度、分散压力和浮力等。

研究区延长组发育大范围砂质碎屑流沉积，典型岩性为与暗色泥岩伴生的块状细砂岩、粉砂岩和富含不规则泥岩撕裂屑的细砂岩，单层砂体最薄仅0.1 m左右，最厚可达5 m。参考Shanmugam提出的碎屑流鉴别标志[8]，研究区砂质碎屑流具有以下沉积特征：①发育块状构造，并常见厚层块状砂岩叠置（见图4a）；②部分块状砂岩底部具冲刷面（见图4a），指示流体运动过程中对下伏沉积物的剪切作用；③块状砂岩内部富含不规则泥岩撕裂屑（见图4b、4d），泥岩撕裂屑与周围泥岩颜色相同，是内源泥岩碎屑，由流体在半深湖—深湖区搬运时侵蚀下伏泥岩而成，呈漂浮状分散在细砂岩中，分选差，泥砾直径约1～6 cm，毛刺发育，说明搬运距离短；④块状砂岩顶部存在泥岩漂砾（见图4c），表现出反粒序；⑤与上覆岩层多呈突变接触，

接触面不规则（见图4a）；⑥常见的构造还有槽模（见图4h）、沟模、重荷模（见图4g）、液化脉等。

对研究区砂质碎屑流成因砂岩进行粒度分析，以东北部白字号井区和西南部镇字号井区为例，C-M图表明（见图5），砂质碎屑流沉积主要位于QR段，基本平行于C-M基线。砂质碎屑流为高密度流，沉积作用很快，粗颗粒沉积后随即发生埋藏，组分中缺乏滚动颗粒。C值为110～700 μm，平均值为255 μm；M值为60～300 μm，平均值119 μm。C值与M值密切相关，且C值、M值变化幅度较大，形成与C-M基线平行的分布特征。

图5 研究区砂质碎屑流成因砂岩C-M分析图（C—粒度分布累计曲线上累计质量百分比为1%的颗粒粒径；M—粒径中值）

2.4 泥质碎屑流沉积

泥质碎屑流的形成机理与砂质碎屑流基本相同，只不过泥质碎屑流是一种以泥质为主（泥质含量大于75%），混杂有少量砂质团块、不规则泥砾和粉砂质泥岩的塑性流体。

研究区延长组泥质碎屑流沉积不太发育，岩心观察发现，其可分为以下两种：整体为泥岩或粉砂质泥岩，内部富含黑色质纯泥岩撕裂屑，呈块状，反映整体冻结沉积；整体为粉砂质泥岩或泥质粉砂岩，内部具不规则的砂质团块，而团块含泥质较多，以泥质粉砂岩为主，多呈不规则状，整体塑性较强（见图4f）。

2.5 浊流沉积

浊流是具有牛顿流体性质的沉积物流，呈湍动状态，颗粒被湍流支撑且悬浮沉降。Shanmugam认为浊积岩的可靠标志是正递变层理，反映浊流悬浮搬运和递变沉积的特点[9]。

研究区浊流分布广泛，重力流由斜坡区进入湖盆中心的过程中大量转化为浊流。长7—长6段发育的浊积岩主要为细砂岩、粉砂岩，广泛发育正粒序，单期浊积砂岩沉积厚度通常小于0.6 m，最薄甚至小于0.1 m，但浊流发育期次多，呈多期叠覆（见图4e、4i）。在粒序层理的上部出现平行层理、中—小型交错层理、水平层理等，可能是浊流的体部和尾部中细小的颗粒被加入的水稀释，导致流态发生转变而变为牵引流，表现为不完整的鲍马序列AB、AC、AE段等。浊积岩底部发育火焰构造以及槽模、沟模等底模构造（见图4i）。

3 重力流沉积体系

单次重力流可在其发育的不同阶段形成上述不同的沉积类型及其组合，而研究区重力流沉积物是多期重力流叠置沉积的产物，因此应用沉积相及相模式对重力流沉积物组合特征、形成模式等进行认识更加直观[10]。由于深水沉积的复杂性及不同历史时期研究手段的差异，浊流主导的扇模式和碎屑流主导的斜坡模式都受到了不同程度的质疑。有学者认为，扇模式本身可以由多种成因类型的重力流组成，提出放弃“浊积扇”这一术语，而采用笼统的“湖底扇”概念[2]。结合研究区物源供给及坡折带发育情况，笔者认为应该选择扇模式对该区重力流沉积进行划分。在沉积学标志分析的基础上，结合岩相（见图6）、测井相分析，将研究区重力流沉积体系按有无水道划分为湖底扇、滑塌体两类，前者沉积范围较广，后者沉积范围小。

3.1 湖底扇

湖底扇主要由季节性洪水携带浅水区早期沉积物进入半深湖—深湖沉积形成，发育于坡度相对平缓的地带，扇体向湖盆中部延伸距离远，砂体距坡折带最远可达75 km。由于其富砂贫泥，不发生滑水效应，形成重力流切割水道，扇体与浅水区三角洲沉积体通过补给水道相连。湖底扇又可分为内扇、中扇、外扇3个亚相，以下分别论述。

图6 研究区长7—长6段岩心素描及沉积微相

3.1.1 内扇

内扇与浅水区沉积物相连接，可分为主水道、主水道侧缘两个微相（见图7），平面分布局限。

主水道（MCh）是内扇的主要组成部分，是沉积物由浅水区向深水区输送的通道，也可作为沉积场所。主要发育砂质碎屑流沉积的厚层块状砂岩，单砂体厚度一般大于10 m。在岩心序列上多表现为暗色泥岩、粉砂质泥岩中夹厚层块状砂岩（见图7a、7b），砂岩底部发育冲刷面。主水道根部有源自斜坡带的滑动岩与滑塌岩，平面上呈条带状分布，主水道自然电位及自然伽马测井曲线特征为平直箱形。

主水道侧缘（MChL）是重力流沉积物漫溢出主水道而形成的溢岸沉积，发育中薄层砂质碎屑流、泥质碎屑流等，岩性较细，主要包括中薄层细砂岩、粉砂岩、粉砂质泥岩等（见图7b），单砂体厚度一般为0.5～2.0 m，常与主水道的厚层块状砂岩相伴生，平面上呈条带状平行于主水道展布，自然电位及自然伽马测井曲线特征为中幅齿化钟形或指形。

3.1.2 中扇

中扇分布于坡折带以下，并向湖盆中部延伸，可分为分支水道、分支水道侧缘、水道间3个微相，平面上分布广泛（见图7c、7d）。

分支水道（DCh）是主水道经坡折带进入湖盆中部时由于地形坡度变缓而能量衰减发生分叉形成的，主要发育砂质碎屑流成因的中—厚层块状细砂岩，单砂体厚2～10 m，局部富含泥岩撕裂屑，撕裂屑分选差，长度一般在1～16 cm，排列不规则。岩心序列上表现为中厚层块状细砂岩、粉砂岩、块状含砾细砂岩等相互叠置，可间夹厚度不超过10 cm的泥岩（见图6a、6b）。测井曲线呈中幅箱形或钟形，平面上条带状分布并有分叉。

分支水道侧缘（DChL）是沉积物漫溢出分支水道形成的溢岸沉积，主要发育薄层砂质碎屑流、泥质碎屑流、浊流等沉积，岩性较细，主要为块状粉细砂岩、粉砂岩、递变层理细砂岩、泥质粉砂岩等与泥岩互层（见图6c），单砂体层厚0.1～1.0 m不等。测井曲线呈中—低幅指形，齿化钟形，平面上条带状展布。

水道间（ICh）发育于重力流末期或间隙期，主要表现为半深湖—深湖原地沉积，发育暗色泥岩，连片分布（见图6d）。测井曲线呈低幅齿化基线形。

3.1.3 外扇

外扇位于湖盆中部中扇的外围，可分为浊积席状砂和湖泥两个微相，平面上分布较广（见图7e）。浊积席状砂（TuS）为重力流沉积物进入开阔湖盆以后，地形坡度变小，分支水道向前延伸的能量消减而在水道末端形成的朵叶。其是由碎屑流向前推进不断稀释而转化的浊流沉积物，岩性主要为粉砂岩、泥质粉砂岩等，与灰黑色泥岩呈薄互层，可见透镜状层理、鲍马序列的CDE段等，单砂体厚度多为数厘米，最厚可达20 cm（见图6a、6b）。平面呈席状广泛分布，测井曲线呈低幅齿状或指形。

湖泥（LaM）即为半深湖—深湖沉积的黑色质纯泥岩。

3.2 滑塌体

滑塌体是在火山、地震等触发机制的作用下，三

角洲前缘坡折带以及前三角洲堆积体发生失稳垮塌，向下滑动的过程中发生流体转化，形成碎屑流及浊流沉积为主的扇形沉积体，单个沉积体延伸约15 km。由于沉积物来自前缘前端及坡折带，泥质含量相对多，沉积物移动时产生滑水效应，不发育重力流水道。研究区滑塌体可分为近端、远端两个亚相。

图7 湖底扇及滑塌体岩心序列

3.2.1 近端沉积

滑塌体是一种无水道深水沉积相类型，其发育模式符合Shanmugam提出的深水非水道体系的发育模式，平面上由滑动岩、滑塌岩、碎屑流舌状体、浊积体组成（见图7f、7g）。其中前3者为典型的块体搬运沉积，其特征是颗粒或团块呈一个完整的集合体整体搬运[8]，距离物源区较近，划为滑塌体的近端沉积。浊积体是典型的流体搬运成因，由碎屑流稀释转化为浊流沉积而成，是重力驱动滑坡过程的最后一个阶段。

近端沉积重要的岩心识别特征为碎屑流砂体底部

不发育冲刷面，与下伏泥岩平滑接触。由于滑塌体泥质含量多，砂体粒度偏细，多发育块状粉细砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩等（见图6e）。砂体通常为舌形或链状，多个小型砂体孤立分布。滑动岩、滑塌岩、碎屑流等具有来自前三角洲的残留识别标志。

3.2.2 远端沉积

远端是滑塌体的外缘部分，包括浊积体和湖泥。浊积体位于碎屑流舌状体的前端及外侧，发育鲍马序列BE、CE段等，薄层砂体与湖相泥岩互层。测井曲线呈指状、低幅齿化直线型等。

4 沉积相展布及沉积模式

4.1 重力流沉积平面展布

鄂尔多斯盆地西南部在延长组沉积期具有3个方向的物源，包括西部物源、东北物源和南部物源[11]。由于距离物源区远近和地形坡度的不同，浅湖区内发育西部辫状河三角洲、南部辫状河三角洲以及东北曲流河三角洲。在大量岩心观察的基础上，结合测井曲线和地震解释，对鄂尔多斯盆地西南部延长组重力流沉积体系的展布特征进行了研究（见图8、图9）。

图8 鄂尔多斯盆地西南部长62亚段沉积期沉积相展布图

图9 研究区平行物源方向多井沉积微相剖面特征（剖面位置见图8）

以长62亚段为例（见图8），在其沉积期，重力流沉积在半深湖—深湖区分布广泛，包括湖底扇与滑塌体两种沉积类型，尤其是东北物源和南部物源控制的重力流砂体非常发育。东北部曲流河三角洲前缘前方的深水区发育湖底扇，砂体延伸距离远，直线距离可达75 km，根据砂体的平面展布特征，可识别出3个大型朵叶体。南部辫状河三角洲前缘前方的深水区也发育湖底扇，砂体延伸距离稍短，约55 km，发育一个大型朵叶体。主水道及分支水道砂体呈条带状，单层砂厚0.5～13.0 m不等，纵向上多期叠置厚度可达30 m以上。统计发现，单层厚度大于2 m的水道砂体占总砂厚的55.7%，几乎全为砂质碎屑流成因，可以形成良好的油气储集层。水道侧缘砂体平行于水道砂体展布，也多呈条带状，但比水道砂体展布范围广，多为砂质碎屑流、泥质碎屑流、浊流的沉积组合，厚度较薄，0.1～2.0 m不等，且粒度偏细，难以形成具有工业价值的油气储集层。外扇浊积席状砂平面展布呈席状，纵向上层数多但层薄，单层厚度多为数厘米至20 cm，且粒度细，也难以形成油气储集层。西部辫状河三角洲前缘前方发育滑塌体，砂体不连续，多为孤立的岛状或舌状，单个砂体的平面展布宽度约4～13 km。滑动岩及滑塌岩平面上呈孤立岛状，相对较少，砂体厚度约占总砂厚的7.8%，且粒度细，泥质含量高，非均质性强，难以形成油气储集层。碎屑流舌状体呈舌状，单层砂厚0.5～2.0 m，多期叠置可达十余米，可形成有效的油气储集层。浊积舌状体平面上呈舌状，砂体特征与外扇浊积席状砂类似，难以形成有效储集层。

4.2 触发机制讨论

湖盆中部广泛分布的重力流沉积是在特定地质条件下形成的，其形成主要受物源供给、湖盆底形和一定触发机制的控制[12]。地形坡度是重力流形成的前提条件，据前人研究，印支运动期秦岭造山带向鄂尔多斯盆地强烈挤压碰撞，地壳挠曲变形，形成盆地西南缘的陡坡地形，晚三叠世湖盆具有东部宽缓，西部、西南陡倾的特点[13]。地形坡度的不同，控制了其重力流发育的类型和分布范围。

延长组沉积期是鄂尔多斯盆地强烈拗陷期，众多证据（见图10）表明延长组沉积期发生过较为强烈的构造运动。研究区岩心上常见同沉积阶梯状微断层（见图10a）、震碎角砾岩等震积岩识别标志（见图10d），以及半固结—未固结的砂、泥沉积物和水在振动作用下形成的各类卷曲变形和岩脉（见图10g）等，这些均是同沉积时期古地震的证据。长7以及长6段的下部常见薄层凝灰岩（见图10e、10f），尤以正宁、合水一带厚度最大，环县、华庆地区其次，从盆地西南部向东北方向凝灰岩沉积厚度变小[14]，说明当时的火山事件由西南向东北方向减弱，这与印支期的秦岭造山运动吻合。根据测试，盆地长7底部凝灰岩的锆石U-Pb同位素年龄为228 Ma[15]，这与印支二期秦岭造山带活动的时间相吻合。同时，通过对长7、长6段砂岩的锆石裂变径迹分析，揭示出其在距今215～220 Ma期间经历过同沉积构造热事件，这与长7、长6段的沉积时间吻合，证明长7、长6段沉积期间经历了明显的构造热事件。综上推测由印支二期构造运动引起的火山、地震事件是研究区三角洲前缘半固结—未固结沉积物发生失稳垮塌的触发机制。

同时，研究发现季节性洪水是研究区重力流的另一重要触发机制。大量证据表明，长7、长6段沉积期

鄂尔多斯湖盆气候温湿。湖泊相沉积的岩心中发育大量的植物碎片以及阔叶植物化石。通过微量元素分析，大部分长7—长6段样品的Sr/Cu值为1～10，指示温湿气候，并建立了Asseretospora-Walchiites孢粉组合[16]，植物群以温湿性分子为主，喜湿热的分子次之，反映温暖湿润的气候特征。长7—长6段常见半深湖—深湖相泥岩（见图10b）或块状砂岩层面发育不规则植物碎片（见图10c），表明这些沉积物具有浅水背景。洪水事件发生的频率比地震高得多，因此洪水携带浅水沉积物进入深水区形成的持续补给成因重力流成为深水重力流的重要组成部分。目前有学者认为这种由洪水期河流诱发的重力流为异重流[17]。

图10 研究区重力流触发机制岩心标志

Piper等通过总结蒙特利峡谷和弗雷泽河三角洲流体监测的结果，证实这两个地区不同时间形成的深水重力流既有滑塌再搬运成因又有洪水持续补给成因[18]。因此现今保存的重力流沉积体极有可能是多种触发机制重力流叠加的产物，需要从实际地质条件出发并结合控制因素、沉积特征、伴生沉积构造分析，以明确深水重力流成因。

4.3 沉积模式

根据上述分析，综合盆地重力流沉积体系类型及空间分布特征，建立了研究区重力流的沉积模式（见图11）。规律如下：①研究区发育湖底扇和滑塌体两类重力流沉积体，前者主要是洪水成因，进入湖盆中部后很可能对先期其他成因重力流沉积物进行了搬运改造再沉积下来，沉积序列上也常表现出多期叠置的样式；后者主要是火山或地震事件触发形成的。②湖盆陡坡和缓坡均可发育重力流沉积，但沉积类型有所区别，受坡度与物源的共同控制。湖盆东北部坡度缓，物源供给充足，曲流河三角洲前方的深水区发育湖底

扇，并延伸到湖盆中部；湖盆南部坡度较东北部陡，加上南部秦岭供源相对充足，辫状河三角洲前方的深水区也发育湖底扇，但规模较为局限，向湖盆内部延伸距离稍短；湖盆西部地形坡度最陡，并且浅湖区发育的辫状河三角洲规模小，砂体厚度也较另外两个方向的三角洲砂体小（见图8），由此推测研究区西部物源供给不足，三角洲前方的深水区不发育湖底扇而发育滑塌体，规模整体较小。③湖底扇起始于三角洲前缘与坡折带的连接处，通过内扇主水道与三角洲前缘砂体相连。洪水携带的砂泥沉积物通过浅湖区搬运至坡折带处时，由于地形坡度变陡，在重力作用下侵蚀下伏未固结软沉积物而形成水道，可以作为下一次重力流的输砂通道和沉积场所，因此内扇主水道内充填厚层砂体，以滑塌岩和砂质碎屑流为主。当主水道经过坡折带进入湖盆中部时地形坡度变缓，主水道发生分叉形成分支水道，主要充填砂质碎屑流成因的块状砂体，且多期分支水道易发生叠置。分支水道进入湖底平原以后，地形坡度进一步减小，重力流沉积物对下伏泥质沉积的侵蚀趋于结束，水道消失，在水道的前方形成面积宽广的浊积席状砂，发育浊积岩和湖相泥岩叠置的CE、DE组合。④滑塌体起始于坡折带处，坡折沉积物发生垮塌，从物源向坡折下方搬运，一般经历滑动、滑塌、碎屑流、浊流4个阶段，滑动岩及滑塌岩常常局限于坡折带及坡折脚处，向湖盆中部分布有碎屑流舌状体、浊积体等。浊积体分布范围广，厚度薄，与湖相泥岩互层。

图11 研究区长6段沉积期重力流发育模式图

5 结论

湖盆坡折带至深湖区是从陆到湖的源-汇系统的最终沉积区，亦即重力流发育区。在“源-沟-扇”成因关系中，“源”、“沟”的组合最终决定“扇”的形态。鄂尔多斯盆地延长组沉积期湖盆具有形成重力流所需的地形坡度、物源供给以及火山喷发、地震事件、季节性洪水等触发机制各方面条件。不同的物源供给、地形坡度以及触发机制会形成不同的重力流沉积体。按照平面展布形态及有无水道，研究区重力流沉积构成两种相类型：湖底扇和滑塌体。湖底扇主要是季节性洪水成因，浅水供源丰富，整体富砂贫泥，形成明显的切割水道。滑塌体是在火山、地震等触发机制作用下，坡折带沉积物失稳垮塌形成，几乎没有浅水供源，整体富泥贫砂，不发育水道。勘探实践表明，多期重力流发育造成深湖区“富泥又富砂”，形成多套生储盖组合，将相模式与重力流成因类型相结合，可以直观地展现深水重力流砂体的空间分布特征与发育模式。湖底扇主水道、分支水道、水道侧缘的砂质碎屑流以及滑塌体的碎屑流舌状体等都是有利的岩性、地层油气藏勘探目标。

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（编辑 黄昌武）

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

国家重点基础研究发展计划（973）项目“中国西部叠合盆地深部油气复合成藏机制与富集规律”（2011CB201104）；国家油气重大专项“岩性地层油气藏沉积体系、储层形成机理与分布研究”（2011ZX05001-002）

TE122.2

A

1000-0747(2015)05-0577-12

10.11698/PED.2015.05.04

刘芬（1990-），女，山东济宁人，中国石油大学（北京）在读博士研究生，从事沉积学、储集层地质学方面的研究工作。地址：北京市昌平区府学路18号，中国石油大学地球科学学院地质楼1106，邮政编码：102249。E-mail：liufenbest@163.com

联系作者：朱筱敏（1960-），男，江苏扬州人，中国石油大学（北京）教授，从事沉积储集层方面的教学与科研工作。地址：北京市昌平区府学路18号，中国石油大学地球科学学院地质楼1108，邮政编码：102249。E-mail：xmzhu@cup.edu.cn

2014-11-20

2015-07-28