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文章信息
- 袁静, 钟剑辉, 宋明水, 张宇, 向奎, 赵永福, 俞国鼎, 李欣尧
- YUAN Jing, ZHONG JianHui, SONG MingShui, ZHANG Yu, XIANG Kui, ZHAO YongFu, YU GuoDing, LI XinYao
- 沾化凹陷孤岛西部斜坡带沙三段重力流沉积特征与源-汇体系
- Depositional Characteristics and Source to Sink Systems of Gravity Flow of the Third Member of Shahejie Formation in Gudao West Slope Zone of Zhanhua Sag, Bohai Bay Basin, China
- 沉积学报, 2018, 36(3): 542-556
- ACTA SEDIMENTOLOGICA SINCA, 2018, 36(3): 542-556
- 10.14027/j.issn.1000-0550.2018.076
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文章历史
- 收稿日期:2017-09-27
- 收修改稿日期: 2017-11-11
2. 青岛海洋科学与技术国家实验室, 海洋矿产资源评价与探测技术功能实验室, 山东青岛 266071;
3. 中石化胜利油田分公司, 山东东营 257000;
4. 中石化油田部勘探处, 北京 100029
2. Evalution and Detection Technology Laboratory of Marine Resources, Qingdao National Laboratory for Marine Science and Technology, Qingdao, Shandong 266071, China;
3. Shengli Oilfield, SINOPEC, Dongying, Shandong 257000, China;
4. Department of Exploration of Oilfield Bureau, SINOPEC Group, Beijing 100029, China
水下重力流作为深水碎屑沉积的主要地质营力, 能够在海(湖)底斜坡和深海平原及深湖区形成厚度和规模巨大的粗碎屑砂体沉积, 在形成深水油气储层中起到重要作用, 倍受国内外学者的重视。湖盆斜坡带是重力流形成和演化的重要场所, 往往发育一级或多级坡折, 导致其沉积体类型和沉积特征复杂多变, 近年来, 随着陆相油气勘探的深入, 对其沉积砂体的重新认识日益成为研究热点。
济阳坳陷沾化凹陷孤岛西部斜坡带是渤南洼陷生成油气的主要指向区, 是寻找隐蔽油气藏的有利地区。1996年该区开始滚动见产并投入开发, 已发现沙三段多套含油层系, 上报探明石油地质储量1393万吨。前人在对其研究过程中, 认识到该区多条同沉积断层控制了沙三段油藏的形成与分布[1-2], 但对砂体的展布和沉积机制缺乏研究, 对其沉积相类型和碎屑来源也没有统一认识[1-3], 制约了对该区的精细勘探。本文以岩芯精细观察为基础, 将岩—电—震资料和手段紧密结合, 对沾化凹陷孤岛西部斜坡带沙三段开展系统研究, 总结源—汇耦合体系, 明确该区重力流类型、沉积特征和分布规律, 建立斜坡带不同触发机制重力流演化模式和砂体发育模式, 有助于对斜坡带沉积过程和砂体的重新认识和精细勘探, 对其他类似地区也有借鉴意义。
1 构造和地层特征孤岛西部斜坡带位于沾化凹陷南部, 垦西地垒以北, 孤岛凸起以西, 渤南洼陷以南, 罗家鼻状构造带以东(图 1a), 勘探面积约200 km2。其基底为孤岛凸起的一部分, 自南向北发育5条近EW向或NEE向断层, 分别为Y139断层、Y129断层、Y125南断层、Y125北断层和Y99断层(图 1b), 构成由南东往北西依次降低的断裂阶梯状构造带。
孤岛西部斜坡带新生界沙三段厚约350~400 m。对研究区120余口钻遇目的层的井进行了砂体划分与拾取, 将沙三段分为上、中、下三个亚段(图 1c), 其中研究区沙三上亚段地层剥蚀殆尽, 故本文主要对沙三中、下亚段进行研究。
2 碎屑来源与沉积特征 2.1 碎屑来源在精细观察709 m岩芯基础上, 对286张岩石薄片鉴定和531块样品粒度分析数据进行了统计。结果表明, 孤岛西斜坡沙河街组沙三段岩石类型为砂砾岩类、砂岩类、粉砂岩类和黏土岩类。储层类型主要为中细粒岩屑质长石砂岩和中细粒长石质岩屑砂岩, 石英含量平均为41.2%, 长石含量平均为30.6%, 岩屑含量平均为29.5%, 其中以变质岩岩屑含量最高, 其次为岩浆岩岩屑和沉积岩岩屑。
根据碎屑岩岩屑类型组合平面分布特征(图 2), 结合古地形研究成果以及前人对沾化凹陷周围母岩性质和沟道分布的认识[4-5]对孤岛西部斜坡带沙三段碎屑来源进行了分析, 认为其具有来自东部孤岛凸起及西南部陈家庄凸起的两个物源方向的三个碎屑来源通道(图 2)。其中, 陈家庄凸起基岩组分和平面分布差异性明显, 使得研究区西南部(陈家庄凸起西段)与南部(陈家庄凸起东段)两个物源体系存在明显差异。其中, 研究区南部斜坡S—N向展布的沟谷[5]是陈家庄凸起东段太古代变质岩基底风化产物进入研究区的供源通道, 使得研究区中部地区沙三段碎屑颗粒中变质岩岩屑占全部岩屑质量分数的75%以上; 研究区西南部斜坡SWW—NEE向展布的沟谷[5]供源碎屑以陈家庄凸起西段古生代碳酸盐岩岩屑为特征, 使得研究区沙三下亚段西部(至K26井区)碎屑颗粒中沉积岩岩屑占全部岩屑质量分数的55%以上。岩芯观察揭示, 位于研究区西南部的K105井沙三下亚段主要岩性为钙质砂岩和泥岩, 碎屑颗粒中见有大量石灰岩碎屑, 也是陈家庄凸起西段古生界物源由西南侧斜坡进入研究区的有力证据。
2.2 沉积特征沙三下亚段沉积时期, 孤北和孤南断层活动强烈[6], 沾化凹陷基底沉降, 湖泊面积扩张, 总体上呈现退积—加积型的充填样式, 研究区广泛发育(半)深湖相油页岩和暗色泥岩沉积, 成为该区的主要烃源岩段和盖层[1], 来自孤岛凸起的近源碎屑物质在研究区东部和北部形成近岸水下扇沉积, 研究区中北部发育滑塌扇, 南部发育零星透镜状滩坝砂体。沙三中、上亚段沉积时期处于湖退时期, 研究区最终遭受剥蚀。该时期孤北和孤南断层活动减弱, 湖盆逐渐变浅, 主要表现为进积型充填样式, 在靠近孤岛凸起西南缘浅水区发育扇三角洲沉积、西北缘深水区发育近岸水下扇沉积, 来自陈家庄凸起的辫状河三角洲沉积分布于研究区南部浅水区, 扇三角洲前缘和辫状河三角洲前缘砂体前方深水区发育北西方向分布的串珠状滑塌扇。
3 主要重力流类型及其沉积特征由于研究目的和学科的差异, 沉积物重力流有多种划分方案。总体而言, Middleton et al.[7-8]、Mulder et al.[9-10]根据支撑机理将沉积物重力流分为泥石流(碎屑流)、颗粒流、液化流和浊流四种类型的分类方案为学者们普遍认可。Shanmugam et al.[11-12]根据深水重力流形成过程并结合流变学特征和搬运机制提出了滑动、滑塌、碎屑流和浊流四分的分类体系, 成为目前较为流行的水下沉积物重力流的划分方案。Mulder et al.[9, 13]则根据触发机制将重力流分为洪水引发的异重流和滑坡引发的浊流。
笔者以23口取芯井共计709 m岩芯的精细观察描述为资料基础, 以上述3个分类方案为理论基础, 综合考虑沉积物重力流的触发机制、支撑机理、演化过程、沉积特征等因素, 将孤岛西部斜坡带沙三段沉积物重力流划分为异重流、碎屑流、液化沉积物流和浊流4种类型以及构成弹性—塑性块体搬运序列的滑动—滑塌。
3.1 异重流异重流现象最早由Forel于1892年在莱曼湖(Lake Léman)中发现。近年来, 人们对水下重力流研究程度不断加深, 认识到高密度洪水河流潜入盆地低密度水体底部形成的异重流亦为一种重要的沉积物搬运流体类型[9, 14-16]。异重流为紊流状态的牛顿流体, 沉积颗粒主要靠湍流支撑, 属典型浊流, 由于单次洪水事件能量先增强后减弱, 不同于沉积物再搬运的激发型浊流, Mulder et al.[10]将其称为准稳态浊流。越来越多的证据表明, 异重流在自身重力和惯性力作用下沿盆缘斜坡向盆地中心方向运动, 可将陆上碎屑和浅水沉积物远距离搬运到深水盆地[17], 堆积厚层碎屑岩沉积序列, 是深水重力流沉积砂体的重要搬运机制。研究区沙三段介形虫化石以华北介、玻璃介、华花介、中国华北介为主, 其中以生活在半咸水中的种属占绝对优势, 表明当时气候较为干燥, 具有季节性洪水携带大量碎屑物质进入湖盆形成异重流的有利条件。
本次研究在孤岛西部斜坡带沙三段岩芯中发现大量的异重流沉积物。其沉积物粒度一般为中砂到粉砂, 受洪水能量从增强到减弱演化过程的控制, 其垂向序列主要表现为特征的反—正复合韵律, 顶底渐变接触, 反递变层理与正递变层理之间一般无明显的岩性突变接触面(图 3a)。平行层理、爬升层理和波状层理等也是异重流有别于其他重力流沉积的重要标志(图 3b)。其中, 平行层理多为洪水作用较强时期的产物, 爬升层理和波状层理则形成于洪水增强的初期和洪水减弱的末期[17]。由于异重流沉积是陆上河流携带的沉积物在汇水盆地卸载形成, 因此其中含有丰富的炭屑和植物碎片等陆上成因有机质[18]。研究区岩芯中常见植物碎屑。其中, 杂乱分布于砂质沉积物中的炭屑和植物碎片(图 3c)系与砂质沉积物同时沉积而成, 是异重流以湍流状态搬运沉积物的典型特征; 层状集中分布的炭屑和植物碎片(图 3d)则反映其形成于砂质沉积结束后由悬浮状态的集中沉降。
3.2 滑动—滑塌滑动—滑塌是大多数斜坡带沉积物形成沉积物重力流的触发机制。沉积物在滑动阶段整体沿不连续剪切面移动而内部不发生形变或转动, 基本上保留原始沉积物的沉积构造, 粒度概率累积曲线也保留着原始沉积物的特征; 沉积物在滑塌阶段沿下凹滑动面运移, 会经旋转变形形成内部褶皱、断裂、旋转岩块等; 滑动—滑塌的支撑机制或继承原流体性质, 或为超孔隙压力支撑, 整体冻结。
研究区内沿斜坡走向发育多排同向倾斜的同沉积正断层, 为沉积物的滑动—滑塌提供了触发机制, 岩芯观察表明, 区内滑动—滑塌构造主要包括滑动形成的滑动剪切面以及滑塌成因的具有方向性的纹层揉皱变形等原生滑塌构造和与之伴生的微同沉积断层(图 3e, f, g)。有些微断层上盘近断层面处发育明显的牵引构造(图 3f), 显示微断层形成于沉积物未固结—半固结状态; 微断层上下盘的含油级别明显不同, 也说明微断层形成的时间较早。
3.3 碎屑流碎屑流在研究区沙三段取芯井岩芯中出现频率较高, 反映其分布范围较广, 累积厚度较大。国内外学者对碎屑流提出了多种分类方案。其中, 王德坪[19]根据沉积物粒级构成特征和触发机制对碎屑流进行分类; Shanmugam[11]则将在外力触发下发生整体搬运, 具有塑性流体性质, 呈层流状流动, 沉积物通过分散压力、基质强度和浮力等多种支撑机制支撑的块状固结的沉积物流称为碎屑流。本文中以岩芯观察为基础, 结合上述两种分类方案, 将孤岛西部斜坡带沙三段碎屑流划分为砾质碎屑流和砂质碎屑流, 并根据触发机制将碎屑流划分为洪水型和滑塌型2种成因类型。其中, 洪水型碎屑流为陆源碎屑物质在坡陡、近源的沉积背景下, 受洪水触发快速搬运至湖盆沉积而成(图 3h, i); 滑塌型碎屑流由斜坡带滨浅水区沉积物受地震、风暴等触发发生滑动—滑塌, 向湖盆中央搬运冻结而成, 其沉积物粒度一般较洪水型碎屑流细, 圆度和分选性一般较洪水型碎屑流沉积物好(图 3j, k)。
3.3.1 砾质碎屑流研究区沙三段砾质碎屑流沉积物主要成因于洪水型碎屑流, 以砾石为主要骨架组分, 以泥及粉细砂等为主要基质, 以反递变层理和块状层理为主要构造特征。
反递变砾岩由基质和颗粒碰撞产生的分散压力联合支撑, 整体冻结而成, 因此既可以为基质支撑, 也可以为颗粒支撑(图 3h), 单层厚度一般只有0.2~0.5 m, 向上可过渡为块状砾岩或正递变砾岩[20]。其内部漂浮状或近平行排列的长条形砾石等颗粒指示其形成于具有层流特点的碎屑流。块状砾岩多呈厚层或块状; 砾石一般棱角状至次棱角状, 大小混杂, 多为砂泥基质支撑, 反映其块状固结成因; 其内部也可见长条状颗粒顺层分布, 反映其层流特性(图 3i)。
3.3.2 砂质碎屑流砂质碎屑流沉积物多为块状构造, 骨架组分以砂级颗粒为主。有时见泥岩撕裂屑、泥质团块或条带、砂质团块以及炭屑等呈分散状均匀悬浮分布在砂岩中或集中出现(图 3j, k), 表现出基质支撑的特点, 是块状砂岩成因于砂质碎屑流的有力证据。洪水型和滑塌型碎屑流均可形成块状砂岩; 若砂质碎屑流沉积较快, 未固结的块状砂会发生液化而形成液化变形构造。砂质碎屑流沉积物粒度概率累积曲线多呈宽缓上拱的弧形, 反映其成因于基质支撑的搬运和沉积过程[21]。
3.4 液化沉积物流悬浮沉积物沿2°或3°以上的斜坡迅速运动时, 超孔隙压力引起的向上逃逸的粒间水流产生牵引力支撑砂级颗粒形成液化沉积物流。孔隙压力在流动过程中很快消散引起液化流减速而发生沉积; 若液化流加速导致紊动, 则向颗粒流或浊流转化。液化流沉积物常为颗粒支撑的细砂和粗粉砂, 与泥岩构成薄互层, 以发育液化变形构造为特征, 在研究区中以液化成因砂(泥)岩脉(图 3l)最为常见。古地貌恢复表明研究区古坡度东陡西缓, 多在8°~10°, 使得液化沉积物极易因重力加速发生紊动迅速向浊流转化, 因很难稳定存在而无规模性发育。沙三段岩芯中的典型液化流沉积物仅见于坡度较缓的中部地区, 在取芯井岩芯中沿Y114井—L355井—L35井呈北西向带状分布, 为来自西南部的辫状河三角洲前缘砂体滑塌再搬运过程中液化流动形成。
3.5 浊流浊流是由湍流支撑的具有牛顿流体性质的流体流, 因不具有屈服强度, 一旦受到外力作用就会发生运动, 其能量呈涌浪状递减, 外力减小时以悬浮沉降方式发生卸载[22], 其最为典型的鉴别特征是底部的正递变层理。正递变砾岩系因悬浮沉降和受阻沉降沉积而成, 正递变砂岩则主要成因于悬浮沉降, 其底部均常发育底模和含泥砾的冲刷面; 两者或相互叠置出现形成“AA”序或上覆平行层理砂岩形成“AB”序(图 3m, n, o)。浊流沉积物粒度概率累积曲线多呈简单一段式, 反映其成因于湍流支撑的搬运和沉积过程[23]。
4 讨论 4.1 不同触发机制重力流演化过程在对研究区主要重力流类型和沉积特征研究的基础上, 总结各种重力流沉积的测井响应特征应用于全区120余口探井, 并结合粒度概率曲线反映的流体类型演化过程以及沉积相、断层活动规律研究成果, 由点及面, 认为研究区发育洪水型和滑塌型两种成因的重力流, 分别形成不同的沉积相类型, 其流体演化过程也各具特色。
4.1.1 洪水型重力流研究区洪水型重力流主要发育在扇三角洲前缘和近岸水下扇沉积中。孤岛凸起是研究区东部物源区, 洪水期大量碎屑物质经短距离搬运自孤岛凸起西部斜坡入湖形成扇三角洲或近岸水下扇。洪水期河流因携带大量陆源碎屑而密度高于环境水体, 进入湖盆后沿湖底流动, 形成水下重力流。研究区由于断裂掀斜作用形成的近东西向断槽和沟谷为流体提供了流动通道, 促进了重力流的发育。沉积物中富含红、黄等氧化色的砾石、植物碎屑以及由洪水能量变化形成的反—正复合递变层理是洪水型重力流的典型识别标志(图 4)。
(1) 碎屑流阶段
洪水入湖初期, 由于流体密度相对较大, 水、黏土和细碎屑组成的基质支撑粗碎屑颗粒形成碎屑流在重力驱动下沿着水道或断槽以块体搬运, 当地形变缓或流体流速减慢时, 沉积物失去动力而发生整体沉积。大小悬殊的浅红、黄等氧化色砾石呈次棱角状漂浮于黏土及细碎屑组成的杂基中, 其粒度概率累积曲线为上拱弧形(图 4), 悬浮组分含量高且分选差。
(2)异重流阶段
随着碎屑流向盆地内部方向流动, 在粗碎屑沉积作用和环境水体稀释作用的共同影响下逐渐向密度较低的异重流转化。异重流较经典浊流持续时间长, 其沉积物沉积过程主要受控于洪水的能量状态, 往往形成两种特征明显的沉积构造组合:一种是具有底冲刷构造的正递变层理。在碎屑流向异重流转化的初期, 由于流体密度大、流速快, 具有一定的侵蚀作用, 会形成冲刷侵蚀面; 随着流体流速的减慢和紊动性的消失, 悬浮的沉积物逐级沉降, 形成正递变层理。另一种是反—正复合递变层理。小型洪水进入湖盆可直接形成异重流, 早期流体或不具备侵蚀能力, 之后随流体能量逐渐增强, 沉积物逐级沉降形成反递变层理; 至流体能量逐渐衰减期, 由于流体紊动性降低, 悬浮碎屑颗粒逐级沉降, 形成正递变层理。异重流沉积物在粒度概率累积曲线上表现为低斜率的两段式(图 4), 与碎屑流相比悬浮组分含量明显变高, 且分选更好。
4.1.2 滑塌型重力流沉积于斜坡上的扇三角洲以及辫状河三角洲前缘沉积物不断前积的堆积方式决定了其处于不稳定状态, 易发生滑塌形成重力流[24]; 研究区广泛发育的活动性正断层为这些前积砂体提供了更多的滑动和滑塌动力。
(1) 滑动—滑塌阶段
扇三角洲和辫状河三角洲前缘砂体失稳塌落后, 在重力作用下沿斜坡呈块体向下滑动。研究区滑动岩多见于扇三角洲前缘的河口坝和席状砂沉积中, 岩芯尺度上的特征为发育一系列微断层, 阶梯状者多见, 单条产出的少见; 其中, 在滑塌体根部多为拉张成因的正断层, 趾部则因沉积物受重力作用快速向斜坡下方滑塌俯冲挤压形成逆断层。滑动岩粒度概率累积曲线继承物源相特征(图 5)。
滑动岩沿斜坡或断层面向下滑移过程中, 在重力作用下获得越来越大的速度; 当滑移至斜坡根部时, 由于地形骤然变缓, 在惯性和碰撞作用的共同影响下发生揉皱破碎, 部分陷入深湖—半深湖暗色泥岩之中, 形成明显的滑塌构造, 甚至造成岩性混杂。
(2)碎屑流阶段
破碎后的沉积物由于环境水体的稀释作用, 开始向碎屑流转化, 岩芯中的泥岩撕裂屑和其他砾石定向性好, 反映了碎屑流的层流作用(图 3j, k); 部分岩芯中的碎屑依然部分保留着原始沉积物的沉积构造, 显示滑塌岩向碎屑流转化的过程。滑塌型碎屑流在粒度概率累积曲线上表现为明显的上拱弧形, 是典型的重力流沉积特征。
(3) 浊流阶段
随着粗碎屑不断沉积和环境水体的稀释作用, 碎屑流逐渐向密度更低的浊流转化, 形成重荷模构造或与下伏深湖泥岩直接接触的正递变层理砂岩。
对研究区沙三段岩芯中滑塌重力流沉积体的流体类型垂向演化特征研究表明其主要为碎屑流—浊流组合的反复出现, 且碎屑流沉积井段的长度远大于浊流沉积井段(图 6)。这一流体演化特征反映研究区内滑塌型重力流演化基本上处于滑塌—碎屑流阶段或碎屑流向浊流转化的早期阶段, 因此推测研究区以北水体更深、地形更缓的渤南洼陷会大量发育浊流沉积。
4.2 重力流砂体展布特征与沉积模式 4.2.1 流体性质与同生变形构造的层位和平面分布特征(1) 粒度概率累积曲线反映的流体性质的分布与演化
本次研究对孤岛西斜坡沙河街组沙三段粒度样品的概率累积曲线图依据其反映的流体类型分为“重力流型”, “混合型”和“(准)牵引流型”三大类(表 1)。由表 1可知, 研究区沙三下亚段重力流较沙三中亚段更发育, 且以碎屑流(泥石流)及其向浊流过渡类型为主, 浊流少见, 与其地处近物源斜坡区的地质背景相适应。
层位 | 样品数及百分比 | 重力流型 | 混合型 | (准)牵引流型 | ||||||
泥石流(碎屑流)、颗粒流上拱弧形 | 泥石流向浊流过渡近似上拱弧形 | 浊流一段式 | 泥石流向牵引流转化低斜率两段式 | (准)牵引流过渡段两段式 | 牵引流两段式 | 牵引流三段式 | ||||
Es3Z | 样品数 | 18 | 56 | 14 | 129 | 51 | 51 | 35 | ||
百分比 | 25.6 | 37.5 | 36.9 | |||||||
Es3X | 样品数 | 30 | 48 | 12 | 53 | 17 | 20 | 6 | ||
百分比 | 48.4 | 28.5 | 23.1 |
重力流型粒度概率累积曲线曲线比例与断层活动速率关系统计结果表明, 两者具有显著的正相关关系, 表明同沉积断层活动对研究区流体类型具有显著的影响。同时也说明断层活动是研究区沉积物二次搬运的重要触发机制:断层活动速率越大, 二次搬运发生的几率和初始搬运速度就越大, 重力流也就越发育。
进一步分析不同层位流体类型平面分布特征发现, 沙三下亚段由南向北重力流比例沿断阶层层下掉而层层增加(图 7a), 反映断层活动和断阶地形对流体性质演化控制作用显著, 使斜坡沉积物失稳逐级加剧。沙三中亚段流体性质演化趋势分为北西和近东西两支(图 7b)。其中, 北西支流体性质演化受断阶带影响, 重力流比例由南向北逐渐增加; 东西支则由东向西牵引流比例逐渐增加, 反映流体性质随搬运距离渐远由重力流逐渐向牵引流转化的过程。
(2) 同生变形构造的层位与平面分布
统计研究区所有岩芯段滑塌构造等同生变形构造的发育程度发现, 研究区沙三段同沉积变形构造在平面上的分布具有一定的规律性。由南至北, 即向斜坡带下方, 滑塌百分比(100%×原生滑塌构造发育井段岩芯长度/岩芯总长度)逐渐增大, 在同沉积断层下降盘附近取芯段滑塌百分比达到在10%以上, 甚至超过35%。同沉积微断层仅见于研究区北部, 一方面反映滑塌体在重力作用下不断加速以致在下游方向断裂, 同时也反映研究区北部断层活动性强于南部断层。沙三段沉积时期孤北断裂的活动速率明显高于孤南断裂[6], 造就了研究区北部与南部构造活跃程度的差异性, 进而导致了同生变形构造上述差异性发育。
4.2.2 源—汇耦合体系下的重力流砂体展布从剥蚀区形成的物源, 包括风化剥落的颗粒沉积物和溶解物, 搬运到沉积区或汇水盆地中最终沉积下来, 这一过程被称之为源—汇系统[25-32]。“源—汇”以系统论的观点将物源区、搬运通道及沉积场所等研究对象系统化, 使得人们对碎屑来源、搬运过程、深水砂体分布与成因及构造演化等方面的认识渐臻深刻[33-35]。2010年以来, 源—汇分析成为地学研究热点之一, “源—汇”思想在断陷湖盆沉积体系研究中的应用见诸文献[36-40]。应将沉积物从剥蚀到搬运、沉积的整个沉积动力学过程看成一个完整的源—汇系统来探讨砂岩的富集机理[36]。
前已述及, 研究区沙三段时期具有孤岛凸起和陈家庄凸起两个物源, 前者为研究区从东侧提供近源陡坡碎屑, 后者为研究区从南侧和西南侧两个方向提供缓坡物源, 与同沉积断层活动有关的构造古地貌为碎屑物质提供了高效的汇聚体系。具体来说, 研究区具有断槽沟谷、断裂坡折、断裂走向斜坡及缓坡沟谷等4种主要的源—汇耦合体系, 控制和影响了沙三段沉积砂体, 特别是重力流路径及其砂体的展布。
(1) 断槽沟谷源—汇耦合体系
沙三段时期, 孤北断层和孤南断层较为活跃, 孤西断层南段活动衰减, 在其西倾断面上发育一系列断槽和侵蚀沟谷, 这些断槽、侵蚀沟谷和孤岛凸起物源区一起构成了断槽沟谷式源—汇体系, 在研究区东部沿孤岛凸起坡脚沉积多个自东向西搬运沉积的近岸水下扇和扇三角洲砂体(图 8)。
(2) 断裂坡折源—汇耦合体系
研究区沙三段自南向北发育多条近东西向或北东东向同沉积断层, 形成从南东向北西阶梯状层层下掉的多级台阶型断裂坡折带, 不仅为辫状河三角洲、扇三角洲前缘等未固结的沉积物提供了滑动的触发机制和滑塌体继续向前搬运的动力, 也为流体类型的转化提供了有利条件, 使滑塌沉积物沿断坡带滑动过程中速率不断增大、动能不断增强, 流体转化加剧, 顺断坡倾向层层下掉形成串珠状滑塌体(图 9)。
(3) 断裂走向斜坡源—汇耦合体系
研究区东部断层走向多为NEE向, 西部断层走向为近EW向。走向有差异、倾向相同的断层交互处由于(部分)连接了一条断层的上盘和另一条断层的下盘而形成地势较低的走向斜坡[36], 其向湖盆方向呈喇叭状张开。这种走向斜坡改变了断槽沟谷源—汇体系对重力流沉积物搬运和沉积的制约, 使其由东向西沿着NEE断阶流动至断层交汇处转为垂直于断层走向方向继续向研究区内部延伸, 形成“L”型展布(拐弯重力流)的砂体(图 10)。
(4) 缓坡沟谷源—汇耦合体系
陈家庄凸起作为研究区西南部和南部沉积物的物源区, 其基岩组分和平面分布差异性明显, 使得研究区西南部(陈家庄凸起西段)与南部(陈家庄凸起东段)两个物源体系存在明显差异。陈家庄凸起缓坡沙三段沉积时期主要发育6条沟谷[5]。本次研究古地形恢复、泥岩颜色分布和地震解释结果均表明西南部沿K101—K102井一线发育源自陈家庄凸起的由西南向东北延伸的古沟谷(图 8a), 在南部K631井区附近发育南北向沟谷, 且其内发育底凸式水道充填砂体。
上述古沟谷为来自于陈家庄凸起的碎屑物质向研究区内部输送提供了搬运通道, 构成缓坡沟谷源—汇体系, 在水浅坡缓的背景下于古地形坡折处卸载堆积形成辫状河三角洲沉积, 其前缘受同沉积断层活动引起的古地震的触发形成滑塌型重力流, 在斜坡带下方更深水区形成滑塌扇砂体。
4.2.3 重力流成因砂体发育模式上述四种源—汇体系并非孤立, 而是相互衔接配合, 共同构成陆相湖盆断裂斜坡带复杂而独特的源—汇耦合体系, 制约着沉积砂体, 特别是重力流砂体的时空展布。如断槽沟谷与断裂走向斜坡、断裂坡折相耦合, 构成物源来自孤岛凸起的源—汇复合体系, 将重力流沉积物由东向西再向北搬运至坡折处或深洼陷区沉积; 缓坡沟谷与断裂坡折相耦合, 构成物源来自陈家庄凸起的源—汇复合体系, 将碎屑物质沿缓坡搬运至沉积区, 再由断裂地震触发, 形成滑塌型重力流沉积体。来自孤岛凸起源—汇复合体系和来自陈家庄凸起源—汇复合体系的滑塌体有可能叠合在一起, 加剧了滑塌扇体沉积组分和时空展布的复杂程度, 这也是下一步该区基础地质研究的重点和难点之一。
在上述研究基础上, 建立了孤岛西斜坡沙河街组沙三段陆—湖源—汇体系下的重力流成因砂体发育模式(图 11)。沙河街组沙三段沉积时期, 研究区东部紧接孤岛凸起, 地形坡度较大且断层活动强烈, 物源来自孤岛凸起, 主要发育扇三角洲前缘亚相和近岸水下扇相, 在断层下降盘发育滑塌扇相。研究区西部坡度缓, 且断层对沉积的控制作用较小, 主要发育相对远源的辫状河三角洲前缘亚相以及湖泊滩坝亚相, 滑塌扇相发育较少。
5 结论(1) 沾化凹陷孤岛西部斜坡带沙三段沉积时期具有来自东部孤岛凸起及西南部陈家庄凸起的两个物源方向和东部、南部、西南部三个碎屑来源通道, 发育异重流、碎屑流、浊流、液化流和滑动—滑塌五种沉积物重力流和扇三角洲、近岸水下扇、滑塌扇三种与重力流有关的沉积相类型。
(2) 根据触发机制将研究区沉积物重力流分为洪水型和滑塌型两类, 其流体演变基本处于碎屑流向浊流演化的早期阶段, 推测研究区以北深水区仍发育碎屑流沉积且开始广泛发育浊流沉积。
(3) 构造作用对流体性质与演化、同生变形构造和重力流成因砂体的发育与分布有明显的控制作用, 为碎屑物质提供了高效的汇聚体系。总体上, 研究区具有断槽沟谷、断裂坡折、断裂走向斜坡及缓坡沟谷等4种主要的源—汇耦合体系, 控制和影响了研究区沙三段沉积砂体, 特别是重力流砂体的展布。
(4) 研究区沙三段自下而上由(半)深湖、近岸水下扇、滑塌扇沉积演变为滨浅湖、辫状河三角洲以及扇三角洲沉积。东部主要发育物源来自孤岛凸起的扇三角洲前缘亚相和近岸水下扇相, 西部主要发育相对远源的辫状河三角洲前缘亚相以及湖泊滩坝亚相, 中部发育滑塌扇相。
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