鄂尔多斯盆地三叠系延长组7段深水碎屑流沉积特征及成因

周新平，何 青，刘江艳，李士祥，杨 田

(1.低渗透油气田勘探开发国家工程实验室，陕西 西安 710018 2.中国石油 长庆油田分公司 勘探开发研究院，陕西 西安 710018 3.成都理工大学 油气藏地质及开发工程国家重点实验室，四川 成都，610059 4.成都理工大学 沉积地质研究院，四川 成都，610059 )

近年来，水下碎屑流成为了沉积学家和工程地质学家研究的热点问题[1]，一方面水下碎屑流的活动会造成海底通讯电缆、输油管道的变形折断或海上钻井平台的倾斜损毁，带来严重的经济损失和人员伤亡，其研究对海底灾害防治与保护具有重要意义[1-2]。另一方面，水下碎屑流是浅水沉积物进一步向深水搬运的重要沉积动力机制，且水下碎屑流形成的沉积物多与深水优质烃源岩紧邻，利于油气的富集，是油气勘探的重要目标，具有十分重要的能源经济意义[1,3-6]。

随着Shanmugam[7]倡导的砂质碎屑流沉积理论在中国的广为传播，水下碎屑流沉积成为含油气盆地深水重力流沉积研究中的重要组成部分[8-10]。水下碎屑流的研究始于Hampton[11]的水槽模拟实验，在前期大量陆上碎屑流研究的基础上，Hampton创造性的用水槽模拟实验证实了水下碎屑流的存在，指出碎屑流为水下滑坡和浊流沉积之间的过渡流体类型，并特别强调了砂质碎屑流对浊流的形成起到重要控制作用。Shanmugam[12]对高密度浊流沉积的质疑使得砂质碎屑流研究进一步得到重视，他强调早期认为高密度浊流沉积形成的深水块状砂岩实际上多为砂质碎屑流沉积产物。Shanmugam[13]讨论了颗粒流和泥质碎屑流的支撑机制、流变学特征和存在的问题，指出“砂质碎屑流”是介于传统(泥质)碎屑流和颗粒流之间的过渡类型，代表了粘性和非粘性碎屑流之间的连续作用过程，从流变学特征看属于塑性流，其沉积物支撑机制包括基质强度、分散压力和浮力，并进一步提出了砂质碎屑流沉积主导的深水斜坡沉积模式[7]。水下碎屑流沉积的研究受到石油地质学家的广泛重视，鄂尔多斯盆地三叠系延长组砂质碎屑流沉积的发现使得中国陆相含油气盆地掀起了水下碎屑流沉积研究的热潮[3,8-10]。但是，湖盆水下碎屑流沉积的研究前期主要聚焦在砂质碎屑流沉积方面；实际上，水下碎屑流流体类型多样，沉积特征及形成机制存在显著差异[14]；明确不同类型水下碎屑流沉积特征及其成因对于湖盆深水重力流沉积砂体的分布预测以及高效的深水重力流沉积常规与非常规油气勘探意义重大[15]。

鄂尔多斯盆地三叠系延长组深水重力流沉积广泛发育[16]，除了广泛发育的砂质碎屑流沉积以外，也存在泥质碎屑流等多种碎屑流类型[17]，从而为系统对比湖盆不同类型水下碎屑流沉积特征及其成因提供了绝佳实例。以延长组7段(长7段)深水重力流沉积为主要的研究对象，对比分析不同类型碎屑流沉积特征，解析其成因机制，从而为准确地进行深水重力流砂体分布预测提供理论依据。

1 地质概况

鄂尔多斯盆地是中国第二大含油气盆地，大地构造处于中国东部构造域与西部构造域接合部位，古生代时属大华北盆地的一部分，中生代后期晚三叠世发生的印支运动使扬子板块北缘与华北板块发生挤压碰撞，在盆山耦合作用下，形成了鄂尔多斯大型内陆坳陷湖盆。构造区划分为西缘逆冲带、天环坳陷、伊陕斜坡、晋西挠褶带、伊盟隆起和渭北隆起6个单元[18]。

晚三叠世延长期，华北陆块和扬子板块相撞，受秦岭造山活动影响，发育一套大型坳陷盆地背景下的河流-三角洲-湖泊相碎屑岩沉积[16](图1a,b)，延长期自上而下可分为10段(长1段—长10段)(图1c)。其中，长7段沉积期，盆地周缘区域构造较活跃，盆地受西南方向强烈挤压和东北方向垂向隆升的影响，发生了南北不均衡和不对称的快速拗陷过程，湖盆基底呈“南陡北缓”的展布格局[19]。长7段沉积期是湖盆最大的扩张期，湖水深、水域广，形成了面积达6.50×104km2的半深湖-深湖区，发育了一套以暗色泥岩和黑色页岩为主，厚度达100 m左右的富有机质生油岩系，奠定了中生代陆相湖盆生油的基础。同时，半深湖-深湖区广泛发育薄层三角洲-重力流细粒砂岩沉积砂体，是鄂尔多斯盆地致密油气与页岩油气富集的最佳场所(图1a,b)。

2 深水碎屑流类型

水下碎屑流的分类是其深入研究的基础，现阶段针对水下碎屑流的分类主要包含根据物质来源[20]、物质组成[12]、形成过程[21]和流变学特征与沉积特征综合[14]等多种分类方案。

根据物质来源可以将水下碎屑流划分为火山碎屑流与正常碎屑流。火山碎屑流主要是在水下爆发的火山形成的火山碎屑物质与环境水体混合形成的高密度流体[20]；除火山碎屑流之外，形成于水下的碎屑流统称为正常碎屑流。根据物质组成的水下碎屑流分类主要是考虑碎屑流中的细粒沉积物比例，早期多将其划分为泥流和颗粒碎屑流[22]，Shanmugam[12]又在Hampton[11]研究的基础上，将颗粒碎屑流进一步划分为砂质碎屑流和泥质碎屑流。Hampton[23]的实验表明，颗粒支撑的碎屑流沉积中的粘土含量低至1.50%甚至更低的情况下，仍然可能快速流动形成碎屑流沉积，由于其粘土含量低，砂质颗粒含量高而被称为“砂质碎屑流”[11-12,21]。Haughton等[21]进一步根据碎屑流的形成过程将水下碎屑流划分为两种类型，一种为孤立块状、杂基支撑富含泥质碎屑的碎屑流；另一种为与下部浊流沉积相伴生的联合成因的碎屑流，这种碎屑流多由于浊流侵蚀下伏的泥质基底，导致流体上部泥质杂基含量增加，浊流的流体湍动受到抑制，进而转化为高杂基含量塑性流变性质的碎屑流。

Talling等[14]在总结前人针对水下碎屑流分类系统研究的基础上，基于碎屑流的物质组成、流变学性质和沉积特征，提出了一个综合性的分类方案。水下碎屑流根据泥质杂基的含量由低到高可以首先划分为非粘性碎屑流、弱粘性碎屑流和粘滞性碎屑流3大类型。非粘性碎屑流沉积等价于特净砂岩碎屑流沉积，类似于颗粒流沉积；弱粘性碎屑流沉积等价于净砂岩碎屑流沉积，类似于砂质碎屑流沉积；粘滞性碎屑流沉积则等价于泥质碎屑流沉积。粘滞性碎屑流根据泥质杂基强度的高低进一步划分为高强度、中等强度和低强度3种类型。高强度粘滞性碎屑流可形成厚10.00 m以上的沉积层，单层厚度数十米左右；可支撑直径超过数米的泥质碎屑。中等强度粘滞性碎屑流多形成厚度2.00 m以下的沉积层，单层厚度分布在1.00～2.00 m，可支撑直径大于数毫米的泥质碎屑，偶而可见直径接近1.00 m的泥质碎屑。低强度粘滞性碎屑流多形成厚度小于1.00 m的沉积层，单层厚度0.02～1.00 m，以薄层常见，可支撑砂质颗粒或直径小于数毫米的泥质碎屑。同时，泥质沉积中以块状固结的方式形成厚度分布在0.02～1.00 m的块状泥岩，不具备支撑砂质颗粒的能力，与低强度的粘滞性碎屑流具有相似的流变学特征，将这类流体作为水下碎屑流的极端情况称为泥流，泥流是细粒沉积物形成的重要搬运沉积机制。如此，Talling等[14]实际上将水下碎屑流划分为了6种类型。

3 深水碎屑流沉积特征

考虑到陆相湖盆的实际地质情况及分类方案的实用性，本次研究对水下碎屑流的分类方案在Talling等[14]的基础上进行了一定的修改。由于鄂尔多斯盆地延长组中非粘性碎屑流(颗粒流)极为少见，因而不将其列为单独的流体类型；弱粘性碎屑流在鄂尔多斯盆地延长组广泛发育，为了便于理解和记忆且尊重前人研究认识，以砂质碎屑流代替；粘滞性碎屑流在鄂尔多斯盆地延长组以中、低强度为主，为了便于识别，根据其支撑的泥质碎屑的大小，进一步划分为中高强度的粘滞性碎屑流(泥质碎屑直径多大于数毫米)和低强度的粘滞性碎屑流(泥质碎屑直径小于数毫米)，为了方便记忆同时尊重前人分类，前者称为泥质碎屑流，后者称为泥流。因此，将鄂尔多斯盆地长7段深水碎屑流划分为砂质碎屑流、泥质碎屑流和泥流3种主要类型。

3.1 砂质碎屑流沉积特征

以鄂尔多斯盆地三叠系长7段的深水重力流沉积为主要研究对象，发现砂质碎屑流沉积以块状砂岩最为常见，整体以中细砂岩为主，内部均一，不显任何层理和粒序(图2a)，分选磨圆较好，泥质杂基含量一般小于10.00%，最低可至4.80%[24]，整体厚度较大，多大于0.50 m，含油性较好。部分砂质碎屑流沉积的顶部可见漂浮状泥质碎屑的集中分布(图2b，c)，并且具有成层排列的特征，指示泥质碎屑受浮力作用，簸选到流体上部沉积的特征，从而间接说明了流体整体的塑性较强；部分泥质碎屑具有中间厚两边薄的外形特征，指示流体在搬运过程中，由于砂质与泥质抗剪强度的差异，泥质碎屑在搬运过程中被逐渐拉断变形的特征(图2b)。拉断后的泥质碎屑在进一步的搬运中其边缘会逐渐被磨蚀，形成磨圆较好的泥砾(图2c)，这些泥质碎屑和泥砾普遍较小，其直径一般小于5.00 cm。同时，大量的块状砂质碎屑流沉积中会发育大量的位于砂体中部的孤立漂浮状泥岩撕裂屑(图2d，e)，这些泥岩撕裂屑多具有撕裂茬(图2d)或者发生旋转变形(图2e)，指示了整体塑性流变背景下，泥质碎屑在砂质形成的外部环境中的差异搬运和变形过程，这些泥质碎屑的直径多小于5.00 cm。部分块状砂质碎屑流沉积从下到上均可见漂浮的泥质碎屑(图2f)，这些泥质碎屑以边缘向两边拉伸延长或撕裂茬发育为典型特征，为典型的泥岩撕裂屑，多呈层状排列，并且直径多大于5.00 cm(图2f)；可能指示了砂质碎屑流形成初期，砂岩与泥岩撕裂屑混合发育的特征。部分厚度较薄的块状砂质碎屑流沉积则较好的呈现了其与下伏基底和上覆沉积物之间的接触关系(图2g)，块状砂质碎屑流中部和上部同样发育孤立漂浮状泥岩撕裂屑，指示了整体塑性流变学特征；同时，块状砂质碎屑流与下伏基底泥岩和上覆泥岩之间均表现出明显的突变接触(图2c,g)，进一步指示了塑性流变学特征的砂质碎屑流整体固结沉降的特征。

在明确砂质碎屑流沉积典型沉积特征的基础上，通过对鄂尔多斯盆地三叠系长7段约70余口取心井的观察分析，对累计近300层砂质碎屑流的沉积厚度进行统计(图3)。砂质碎屑流沉积层单层厚度分布在0.07～11.90 m，厚度较大的砂质碎屑流沉积层内部可见部分的砂岩融合面，指示为多期砂质碎屑流垂向叠置的总厚度(图3a)。通过盒须图对砂质碎屑流沉积厚度的统计学分析则表明其单层厚度主要分布在0.24～1.10 m，平均厚度为0.55 m(图3b)，这种中-厚层的砂质沉积构成了鄂尔多斯盆地三叠系长7段深水砂质沉积的主体。

3.2 泥质碎屑流沉积特征

泥质碎屑流系指中-高强度的粘滞性碎屑流(泥质碎屑直径多大于数毫米)，在鄂尔多斯盆地三叠系长7段发育的泥质碎屑流沉积包含两种主要类型(图4a—c,j)。一种以单一厚层块状，上、下与泥岩突变接触为主要特征(图4a,b)，整体以泥质砂岩或砂质泥岩为主，由于泥质杂基含量较高，颜色普遍较深(图4)；内部可见大小差异显著的漂浮状泥质碎屑，但粒径多大于5.00 cm，泥质碎屑分布杂乱，有的呈平行状，有的呈直立状，反映流体整体塑性的流变学特征(图4a)[7,12]；泥质碎屑普遍磨圆较好，指示经历过较长搬运距离。此外，以泥质砂岩或砂质泥岩为主体的沉积中可见部分的砂质团块，砂质团块呈漂浮状，直径多小于5.00 cm(图4b)。厚度较薄的块状泥质碎屑流沉积指示了其与下伏基底和上覆泥岩之间的突变接触特征，进一步指示了其塑性流变学特征，整体固结沉降的特征(图4b)[25]。

图2 鄂尔多斯盆地三叠系长7段砂质碎屑流沉积岩心照片Fig.2 Core photos showing sandy debris flow deposits in the Triassic Chang 7 Member,Ordos Basina.砂质碎屑流沉积整体块状，城96井，埋深2 028.50 m；b.砂质碎屑流沉积整体块状，顶部泥质碎屑富集，城96井，埋深2 001.06 m；c.砂质碎屑流沉积整体块状，顶部泥质碎屑富集，上部与泥岩突变接触，城96井，埋深1 972.97 m；d.砂质碎屑流沉积整体块状，中部漂浮具有撕裂茬的泥质碎屑，城96井，埋深2 029.90 m；e.砂质碎屑流沉积整体块状，中部漂浮发生旋转的泥质碎屑，城96井，埋深2 079.10 m；f.砂质碎屑流沉积整体块状，漂浮泥质碎屑在不同地方均有发育，正70井，埋深1 645.60 m；g.砂质碎屑流沉积整体块状，顶底突变接触，中部和上部偶见漂浮泥质碎屑，宁70井，埋深1 710.88 m

图3 鄂尔多斯盆地三叠系长7段砂质碎屑流沉积厚度分布Fig.3 Thickness distribution of sandy debris flow deposits in the Triassic Chang 7 Member,Ordos Basina.砂质碎屑流沉积单层厚度分布直方图；b.砂质碎屑流沉积厚度分布盒须图

图4 鄂尔多斯盆地三叠系长7段泥质碎屑流沉积与泥流沉积Fig.4 Core photos and thin sections showing muddy debris flow deposits and mud flow deposits in the Triassic Chang 7 Member,Ordos Basina.泥质碎屑流沉积整体块状，白526井，埋深2 162.80 m；b.城96井，埋深1 987.16 m，泥质碎屑流沉积整体块状长，内含泥质碎屑与砂质团块；c.城96井，埋深2 029.40 m，双层结构重力流混合事件层上部泥质碎屑流沉积；d.泥流沉积，内部泥质碎片平行排列，城96井，埋深2 030.10 m；e.泥流沉积，内部泥质碎片平行排列，城96井，埋深2 032.30 m；f.双层结构重力流混合事件层上部泥流沉积，内含泥质碎片平行排列，城96井，埋深2 036.80 m；g.双层结构重力流混合事件层上部泥流沉积，内含泥质碎片平行排列与砂岩液化脉，城96井，埋深2 076.84 m；h.双层结构重力流混合事件层上部泥流沉积，内含漂浮泥质碎屑，正40井，埋深1 441.05 m；i.双层结构重力流混合事件层上部泥流沉积，内含砂质团块，正40井，埋深1 442.00 m；j.泥质碎屑流沉积泥质砂岩镜下特征，木138井，埋深2 328.30 m；k.泥流沉积砂质泥岩镜下特征，正40井，埋深1 441.05 mH1.混合事件层下部富砂段；H3.混合事件层上部富泥段(a—i为岩心照片；j，k为薄片粘片。)

另一种泥质碎屑流沉积以整体泥质砂岩或砂质泥岩沉积为主，与下伏块状砂岩和上覆泥岩之间呈突变接触为典型特征(图4c)。泥质碎屑流沉积与下伏的砂质沉积之间由于泥质杂基含量的巨大差异，显示出明显的浅灰色与深灰色颜色差异对比而易于识别。泥质碎屑流沉积中富含漂浮状泥质碎屑与砂质团块，指示了其塑性流变学性质(图4c)[7,12]，泥质碎屑直径多大于5.00 cm，磨圆较好，部分泥质碎屑显示拉张变形的特征，进一步指示了流体经过一定搬运距离，泥质碎屑由于与周围基质之间的摩擦而逐渐圆化；砂质团块多呈孤立状，可能与下部块状砂岩的液化泄水作用之间存在一定联系[26]。泥质碎屑流沉积与下部块状砂质沉积的密切伴生关系则进一步指示了泥质碎屑流主要为下部的高密度浊流侵蚀泥质基底，导致流体中的泥质碎屑和泥质杂基含量的增加，随着搬运过程中砂质沉积的不断沉淀以及泥质碎屑和泥质杂基在自身浮力作用下向上聚集，上部流体的湍动受到抑制，最终转化为泥质碎屑流沉积[21]。

对累计72层泥质碎屑流的沉积厚度进行统计(图5a,b)，泥质碎屑流沉积层单层厚度差异大，从0.05～10.37 m均有分布(图5a)，厚度较大的泥质碎屑流指示了其流体强度较大，在搬运过程中不易与环境水体混合而发生转化。通过盒须图对泥质碎屑流沉积厚度的统计学分析则表明其单层厚度主要分布在0.21～1.29 m，平均厚度为0.60 m(图5b)，泥质碎屑流沉积的平均厚度大于砂质碎屑流沉积，但是其出现的频率要远远低于砂质碎屑流沉积。

3.3 泥流沉积特征

鄂尔多斯盆地三叠系长7段发育的泥流沉积整体灰黑色，颜色偏暗反映泥质杂基含量较高，内部可见毫米至厘米级别的漂浮泥质碎屑(图4d—i,k)。根据泥流沉积的上下组合关系，可以将研究区内的泥流沉积进一步划分为两种主要类型，一种以单一块状上下与泥岩突变接触为主(图4d,e)，这种块状泥流沉积整体为泥质砂岩或砂质泥岩，内部可见部分漂浮状的泥质碎片，泥质碎片厚度较薄，多为毫米级别(图4k)，但长度相对较大，多为厘米级别。单个泥质碎片呈现中间厚，两边薄的纺锤状特征，两边可见拉张断裂的撕裂茬结构(图4d,e)；泥质碎片多呈层状排列，指示了流体的层状流动特征(图4d,e)。

另一类型的泥流沉积出现在双层结构的重力流混合事件层的上部，整体以泥质砂岩或砂质泥岩沉积为主，由于泥质杂基含量较下部净砂岩明显增高，以下部灰白色砂岩同上部灰黑色泥流沉积的突变接触为典型特征，由于颜色差异显著，易于识别(图4f—i)。这种类型的泥流沉积与孤立块状的泥流沉积特征类似，其内部可见漂浮状成层排列的毫米级别的泥质碎片(图4f,g)或漂浮状的直径厘米级别的泥质碎屑(图4h)与砂质团块(图4i)，指示了塑性流变特征；泥质碎片呈现中间厚，两边薄的纺锤状特征，两边可见拉张断裂的撕裂茬结构(图4f)，部分泥流沉积中可见泄水成因的砂岩液化脉(图4g)，进一步指示了下部干净砂岩的泄水作用对上部泥流的搬运和沉积的控制作用，泥流中发育的砂质团块很可能也是泄水成因。上部泥流沉积与下部块状砂质沉积之间的伴生关系指示了其多为浊流侵蚀泥质基底导致浊流转化为泥流成因[21]。

图 5 鄂尔多斯盆地三叠系长7段泥质碎屑流沉积厚度分布Fig.5 Thickness distribution of muddy debris flow deposits in the Triassic Chang 7 Member,Ordos Basina.泥质碎屑流沉积单层厚度分布直方图；b.泥质碎屑流沉积厚度分布盒须图；c.泥流沉积单层厚度分布直方图；d.泥流沉积厚度分布盒须图

对累计124层泥流沉积厚度进行统计(图5c,d)，泥流沉积整体厚度较薄(图5c)，其厚度分布在0.01～3.00 m，部分厚度较大的泥流沉积可能存在统计时与泥质碎屑流沉积混淆的情况。盒须图对泥质碎屑流沉积厚度的统计学分析则表明其单层厚度主要分布在0.20～0.60 m，平均厚度为0.30 m(图5d)，泥流沉积的平均厚度远小于泥质碎屑流沉积的厚度，但是泥流沉积出现的频率要高于泥质碎屑流沉积，指示了浊流侵蚀泥质基底，更容易转化为泥流沉积的特征。

4 深水碎屑流沉积序列

4.1 砂质碎屑流沉积序列

在明确砂质碎屑流沉积特征的基础上，对典型砂质碎屑流沉积井位取心深度段的岩心进行岩相分析，以宁70井的岩相分析结果解析其沉积序列组合特征(图6a)。宁70井的1 676.00～1 690.00 m深度段主要以块状砂质碎屑流沉积垂向叠置为主要特征，其发育的砂质碎屑流沉积主要包含整体块状和上部泥质碎屑发育块状两种类型，以上部泥质碎屑发育块状为主，砂质碎屑流沉积之间可以互层叠置或被背景泥岩、薄层正粒序低密度浊流沉积分割，砂质碎屑流厚度多大于0.50 m(图6a)。这种中厚层块状砂质碎屑流沉积的垂向叠置，指示了砂质碎屑流沉积中部的沉积特征。岩心照片清晰地指示了砂质碎屑流沉积特征及其沉积序列组合(图6b)。下部主要为块状砂质碎屑流沉积与低密度浊流沉积形成的砂泥互层沉积组合，砂质碎屑流沉积厚0.50 m左右，内部不含泥质碎屑；其上部的薄层砂泥互层沉积特征显著，薄层砂质沉积中可见明显的正粒序。上部发育两个厚度大于1.00 m块状砂质碎屑流沉积单元的组合，下部单元顶部发育漂浮状的泥岩撕裂屑，而上部砂质碎屑流沉积单元呈整体均一块状(图6b)。

在沉积特征和单井沉积序列综合对比分析的基础上，将研究区的砂质碎屑流块状沉积序列划分为3种类型(图6c—e)。第一种为整体均一块状，内部不含任何的沉积构造和含有物，底部可见微弱的滑动剪切构造(图6c)；第二种为整体块状，其中上部发育有形态和成分各异的漂浮状泥质碎屑，泥质碎屑根据外部形态可进一步划分为具有一定磨圆特征的泥砾和具有撕裂、拉长变形特征的泥岩撕裂屑，沉积序列的底部同样可见微弱的滑动剪切构造(图6d)；第三种为整体块状，内部形态和成分各异的漂浮状泥砾和泥岩撕裂屑广泛发育，但基质以杂基含量较低的砂质为主，底部可见微弱的滑动剪切构造(图6e)。泥质碎屑的发育可能主要与早期沉积物中砂泥互层发育程度或者流体的侵蚀能力之间存在一定的联系[27]；同时，不同沉积位置的砂质碎屑流沉积序列特征存在一定差异，沉积近端多以厚层、泥质碎屑不发育的砂质碎屑流沉积为主；沉积中部以中厚层泥质碎屑发育的砂质碎屑流沉积为主；沉积远端以中薄层泥质碎屑不发育的砂质碎屑流沉积为主(图6a)。

4.2 泥质碎屑流沉积序列

泥质碎屑流沉积序列组合特征相对简单，以正70井的岩相分析结果解析其沉积序列特征(图7a)。正70井1 643.00～1 650.00 m深度范围，以厚层的块状泥质碎屑流沉积、块状砂质碎屑流沉积和厚层稳定的泥岩沉积为典型特征，块状泥质碎屑流沉积间的隔层厚度较大，指示不同期次的泥质碎屑流沉积间隔时间较长；泥质碎屑流包含整体以泥质砂岩为基质和整体以砂质泥岩为基质两种类型，内部大量发育漂浮状的泥岩撕裂屑及软沉积物变形构造，指示整体塑性流变特征。正70井1 651.00～1 656.00 m深度范围内的泥质碎屑流沉积与下伏的砂质沉积之间组成双层结构，泥质碎屑流沉积厚度大于2.00 m，内部大量发育漂浮状的泥岩撕裂屑及软沉积物变形构造(图7a)，指示整体塑性流变特征。正70井的1 648.00～1 653.50 m深度范围内的岩心照片进一步指示了泥质碎屑流沉积序列的垂向叠置特征(图7b)。整体深灰色厚层的块状泥质碎屑流沉积被稳定的厚层纹层状泥岩所分割，泥质碎屑流沉积多大于1 m，内部发育大量的深灰色漂浮状泥质碎屑或砂质团块，泥质碎屑在沉积序列的不同部位均有分布，顶底部与厚层纹层状泥岩呈突变接触，指示整体块状固结的沉积方式[28-29]。

在沉积特征和单井沉积序列综合对比分析的基础上，将研究区的泥质碎屑流块状沉积序列划分为两种主要类型(图7c,d)。第一种为整体块状，内部发育有形态和成分各异的漂浮状泥质碎屑，泥质碎屑根据外部形态可进一步划分为具有一定磨圆特征的泥砾和具有撕裂、拉长变形特征的泥岩撕裂屑；此外，可见一些漂浮状的砂、砾碎屑颗粒及变形状泥质条带和砂质团块，整体以砂泥混杂漂浮碎屑颗粒常见为特征，反映流体整体较强的粘性和内聚力(图7c)。第二种为与下部砂质沉积相伴生的块状泥质碎屑流沉积(图7d)，类似于重力流混合事件层中富含泥质碎屑的泥质碎屑流沉积段(H3段)[2,21,30]，下部与砂质沉积突变接触，上部与泥质沉积突变接触，整体块状，以泥质碎屑和砂质团块发育为典型特征，局部可见部分的液化砂岩脉，指示下部的砂质沉积泄水过程对上部泥质碎屑流搬运沉积起到控制作用[26]。泥质碎屑流沉积序列普遍泥质碎屑发育，主要因为原始沉积物富含泥质沉积；泥质碎屑的大小及形态则与泥质碎屑流的搬运和沉积过程关系密切[27]。

图6 鄂尔多斯盆地三叠系长7段宁70井砂质碎屑流沉积岩相分析Fig.6 Lithofacies of sandy debris flow deposits in the Triassic Chang 7 Member from Well Ning 70,Ordos Basina.砂质碎屑流沉积岩相和岩相组合分析；b.砂质碎屑流沉积岩心特征；c.块状砂质碎屑流沉积序列；d.上部富含泥质碎屑砂质碎屑流沉积序列；e.整体富含泥质碎屑砂质碎屑流沉积序列

4.3 泥流沉积序列

泥流沉积序列特征多变，具有多种分布特征和组合类型，以西191井的岩相分析结果解析其沉积序列特征(图8a)。西191井的2 087.00～2 109.00 m深度段主要以双层结构的重力流混合事件层垂向叠置为主要特征，混合事件层的上部主要为泥流沉积，整体为泥质砂岩沉积或砂质泥岩沉积，其内部的泥质碎屑相较泥质碎屑流沉积普遍偏小，2 087.00～2 103.00 m深度范围，混合事件层中泥流的沉积厚度以小于下部净砂岩沉积厚度为主；2 103.00～2 109.00 m深度范围，泥流沉积厚度以大于与其下部伴生的净砂岩沉积厚度为主(图8a)。西191井2 087.00～2 097.00 m深度范围内的岩心照片进一步指示了泥流沉积序列的垂向叠置特征(图8b)。整体以深灰色泥流沉积同中厚层的砂质沉积互层叠加为典型特征，形成下部块状砂岩沉积、上部泥流沉积的两段式重力流混合事件层[1]，垂向上构成11层混合事件层垂向叠加(图8b)。泥流沉积厚度多分布在0.20～0.50 m，仅3层厚度大于0.50 m，整体泥质杂基含量高，内部多发育漂浮状泥质条带，厚度较薄且呈中间厚两边薄的纺锤状，分布范围较大。

图7 鄂尔多斯盆地三叠系长7段正70井泥质碎屑流沉积岩相分析Fig.7 Lithofacies of muddy debris flow deposits in the Triassic Chang 7 Member from Well Zheng 70,Ordos Basina.泥质碎屑流沉积岩相和岩相组合分析；b.泥质碎屑流沉积岩心特征；c.块状泥质碎屑流沉积序列；d.联合成因的泥质碎屑流沉积序列H1.混合事件层下部富砂段；H3.混合事件层上部富泥段

在沉积特征和单井沉积序列综合对比分析的基础上，将研究区的泥质碎屑流块状沉积序列划分为两种主要类型(图8c,d)。第一种为孤立块状，上下与泥岩突变接触，整体厚度较薄，内部发育少量的漂浮状泥质碎片，多呈平行条带状分布，指示流体整体粘性较弱的特征(图8c)。第二种为与下部砂质沉积相伴生的块状泥流沉积(图8d)，类似于重力流混合事件层的H3段[2,21]，下部与砂质沉积突变接触，上部与泥质沉积突变接触，整体块状，以泥质碎片和砂质团块发育为典型特征，局部可见部分的液化砂岩脉，整体厚度以及泥质碎片的大小明显小于泥质碎屑流沉积。毫米尺度的泥质碎片多呈平行条带状分布，指示流体粘度较低，多为流体演化晚期的沉积产物[2,21]。

5 深水碎屑流成因机制

5.1 砂质碎屑流成因机制

不同沉积序列的砂质碎屑流沉积在研究区广泛发育，通过对与砂质碎屑流沉积相伴生的重力流沉积的精细研究，进一步分析砂质碎屑流形成的成因机制。通过对深水重力流沉积成因的分析，发现研究区存在两种成因的深水重力流沉积，即三角洲前缘沉积物垮塌再搬运形成的盆内成因的深水重力流沉积和洪水持续补给盆外成因的深水重力流沉积[16,31-32]。两种成因的深水重力流沉积在平面上存在显著差异(图9)，盆外成因的深水重力流沉积主要分布在盆地东南角，而深湖半深湖其他地方多为盆内成因的深水重力流沉积。不同成因的深水重力流沉积中砂质碎屑流沉积均广泛发育，指示了不同的深水重力流形成过程均可形成砂质碎屑流沉积。

图9 鄂尔多斯盆地三叠系长7段砂质碎屑流成因(据文献[27]修改)Fig.9 Formation mechanisms of sandy debris flow deposits in the Triassic Chang 7 Member,Ordos Basin(modified after reference[27])

盆外成因的深水重力流沉积中砂质碎屑流的发育程度主要受物源供给情况和洪水能量强弱的控制[33]。当物源区以富砂质沉积为主，并且洪水能量较强的时候，洪水携带的大量砂质沉积物会沿潜入点迅速下潜，高浓度的沉积物在自身重力和地形坡度作用下沿着盆地底部向前搬运，形成砂质碎屑流沉积(图9)。低密度的沉积物能够继续被异重流向深水盆地搬运，形成逆-正粒序层理发育的低密度异重流沉积[34-35]。因而，洪水异重流搬运成因的砂质碎屑流沉积多与低密度异重流沉积伴生，而滑动和滑塌沉积相对少见[31]。盆内成因的深水重力流沉积中砂质碎屑流沉积广泛发育，是砂质碎屑流沉积最为重要的成因机制[8]。三角洲前缘快速堆积的沉积物在地震和火山等外界触发机制作用下会导致前缘半固结状态的沉积物发生垮塌再搬运，搬运过程中伴随环境水体的卷入稀释，会依次发生滑动—滑塌—碎屑流—浊流的有序演化过程(图9)[1,7,14]。砂质碎屑流的发育受原始浅水沉积物砂质含量以及地形坡度的综合控制，富砂的浅水沉积物在地形坡度较陡情况下再搬运的过程中，易于环境水体的卷入，从而转化为砂质碎屑流沉积，多与滑动滑塌块体搬运沉积相伴生[9,16]；另一方面，原始浅水沉积物中的泥质含量则进一步控制了其所形成的砂质碎屑流沉积中的泥质碎屑流的类型及其分布，决定了砂质碎屑流沉积序列的多样性[36]。

5.2 泥质碎屑流成因机制

泥质碎屑流沉积存在差异显著的两种沉积序列，其成因也存在显著的差异。孤立块状结构的泥质碎屑流的成因与砂质碎屑流成因类似，包含盆外与盆内两种成因类型[16,31-32]。盆外成因的泥质碎屑流主要是在物源区以富泥物质为主，且洪水能量较强的前提下，洪水携带的大量砂、泥和砾混杂的沉积物会沿潜入点迅速下潜，高浓度的沉积物在自身重力和地形坡度作用下沿着盆地底部向前搬运，形成泥质碎屑流沉积(图9)。这种泥质碎屑流沉积多与低密度异重流沉积伴生，而滑动和滑塌沉积构造相对少见[27]。盆内成因的泥质碎屑流沉积主要是指富泥的浅水沉积物在地形坡度较陡情况下再搬运的过程中，随着环境水体的卷入，逐渐转化为泥质碎屑流，多与滑动滑塌块体搬运沉积相伴生(图9)。由于研究区发育的孤立块状结构的泥质碎屑流沉积内部飘浮状砾石和砂质沉积物少见，因而多属于盆内成因。

与下部块状砂岩相伴生的泥质碎屑流沉积多为流体侵蚀成因或砂体液化成因(图10a)。其下部的块状砂岩段与下伏地层之间可表现为侵蚀接触关系，同时，泥质碎屑流沉积中的泥岩撕裂屑边缘多参差不齐、杂乱分布且具有一定的磨圆(图4c)，这些泥砾很可能指示了流速较快，搬运沉积物粒度较粗的流体对泥质基底的强侵蚀作用，然后，泥质碎屑在浮力作用下向上搬运聚集到流体上部，随着泥质碎屑搬运过程中的磨损，上部泥质含量增加，最终转化为泥质碎屑流沉积[21,37](图10a)。此外，在下部的块状砂岩段中存在大量的垂直泄水通道(图10a)，广泛发育的泄水作用可能也是导致上部泥质碎屑流沉积形成的重要原因。原始沉积组构如下部块状沉积、上部砂泥互层沉积的高密度浊流沉积，其下部块状沉积的泄水作用会刺穿上部的砂泥互层沉积组构，导致泥岩破裂形成类似泥岩撕裂屑[38]与砂泥混杂的沉积组构，类似泥质碎屑流沉积[39-40]。

5.3 泥流成因机制

泥流沉积存在差异显著的两种沉积序列，其成因也存在显著的差异。孤立块状结构的薄层泥流的成因与泥质碎屑流成因类型，包含盆外与盆内两种成因类型[16,31-32]。盆外成因的泥流主要是在物源区以富泥物质为主且洪水能量较弱的前提下，洪水携带的大量以泥质沉积为主的沉积物会沿潜入点迅速下潜，形成泥流沉积[14]。盆内成因的泥流沉积主要是指富泥的浅水沉积物在局部小尺度的再搬运过程中，随着环境水体的卷入，逐渐转化为泥流。此外，这种薄层的块状泥流沉积也可认为是泥质碎屑流进一步稀释转化的沉积产物[41]。

与下部块状砂岩相伴生的泥流沉积由于其与下部砂岩厚度的不同，可能具有不同的成因[21,35]。流体减速膨胀导致的流体转化是上部泥流沉积单元厚度小于下部砂质沉积单元厚度的可能成因(图10b)。一方面，该种情况下部分砂质段中保留了部分的似平行层理牵引沉积构造(图10b)；另一方面，其上部的泥流沉积段一般厚度较薄，且发育部分平行排列的长条状泥质条带(图10b)，指示了流体相对较弱的内聚力[42]。重力流搬运过程中由于局部限制减弱，导致流体膨胀减速，粗粒沉积物在底部优先富集沉淀，上部薄层流体由于泥质含量不断增加转化为泥流而整体固结沉积。

图10 鄂尔多斯盆地三叠系长7段泥质碎屑流与泥流成因Fig.10 Formation mechanisms of muddy debris flow deposits and mud flow deposits in the Triassic Chang 7 Member,Ordos Basina.底部侵蚀与泄水作用形成泥质碎屑流沉积，城96井，埋深1 978.01 m；b.流体减速膨胀形成的泥流沉 积，城96井，埋深1 974.60 m；c.流体差异沉降形成的上部泥流沉积，城96井，埋深1 958.50 mH1.混合事件层下部富砂段；H3.混合事件层上部富泥段

泥流中碎屑颗粒的差异沉降过程是下部砂质沉积单元厚度小于上部泥流沉积单元厚度的可能成因(图10c)。一方面，该种情况下砂质沉积厚度较薄，块状为主，不显或显微弱的正粒序(图10c)；另一方面，其上部的泥流沉积段一般厚度较大，泥质杂基呈分散状且可见部分分散状泥片，指示具有一定的流体强度，为泥流沉积产物(图10c)。整体以泥流沉积为主，指示在泥流停止搬运后，孔隙水释放的过程中会导致其内部的砂质颗粒重排，在下部聚集形成薄层的砂质沉积段[43-45]。

6 结论

1) 鄂尔多斯盆地三叠系长7段深水碎屑流主要发育砂质碎屑流、泥质碎屑流和泥流3种类型。砂质碎屑流沉积以块状砂岩最为常见；泥质碎屑流沉积整体块状，内部大量发育漂浮状的泥岩撕裂屑、砂质团块及软沉积物变形构造；泥流沉积整体为泥质砂岩或砂质泥岩，内部可见漂浮状成层排列的毫米级别的泥质碎片。

2) 砂质碎屑流沉积发育整体均一块状、整体块状中上部漂浮状泥质碎屑富集和整体块状内部漂浮状泥砾和泥岩撕裂屑富集3种沉积序列；泥质碎屑流沉积发育整体块状内部漂浮状泥质碎屑富集序列和与下部砂质沉积相伴生的块状泥质碎屑流沉积两种沉积序列；泥流沉积发育孤立块状内含量漂浮状泥质碎片序列和与下部砂质沉积相伴生的块状泥流沉积两种沉积序列。

3) 高浓度砂质沉积物或泥质沉积物搬运过程中环境水体卷入导致的流体转化是形成砂质碎屑流、孤立块状泥质碎屑流和泥流沉积的主要原因。与下部块状砂岩相伴生的泥质碎屑流沉积多为流体侵蚀成因或砂体液化成因；与下部块状砂岩相伴生的泥流沉积包含流体减速膨胀导致的流体转化、碎屑颗粒的差异沉降过程等成因。