鄂尔多斯盆地西缘奥陶系樱桃沟组重力流沉积特征及演化规律^*

Sedimentary characteristics and evolution of gravity flow in the Ordovician Yingtaogou Formation,western margin of Ordos Basin

摘要

根据野外露头、岩石薄片及粒度分析等资料,对鄂尔多斯盆地西缘奥陶系樱桃沟组重力流沉积的类型、特征和演化规律开展了研究。结果表明: (1)鄂尔多斯盆地西缘发育4种深水沉积类型,分别为深水悬浮沉积、低密度浊流沉积、高密度浊流沉积和碎屑流沉积。深水悬浮沉积以泥岩为主,发育水平层理; 低密度浊流沉积以细砂岩和粉砂岩为主,发育沟模、槽模和不完整的鲍马序列; 高密度浊流沉积以含砾中砂岩和细砂岩为主,见逆-正粒序,发育似鲍马序列; 碎屑流沉积以砾屑灰岩为主,发育块状层理。(2)研究区主要发育4种重力流沉积微相类型,分别为远端朵叶沉积、近端朵叶沉积、水道化朵叶沉积和水道沉积。水道沉积主要为碎屑流沉积; 水道化朵叶沉积由高密度浊流沉积相互叠置组成; 近端朵叶沉积下部为高密度浊流沉积,上部为低密度浊流沉积; 远端朵叶沉积主要发育低密度浊流沉积。(3)研究区樱桃沟组共分为5个演化阶段,其中,高海平面阶段主要发育低密度浊流和深水悬浮沉积,低海平面阶段主要发育碎屑流、高密度浊流和低密度浊流沉积。(4)研究区近端朵叶沉积平均孔隙度约6.61%,平均渗透率约6.02×10^-3 μm²,优于水道化朵叶沉积和远端朵叶沉积,储集性能好。虽然研究区樱桃沟组已抬升至地表,但鄂尔多斯西缘可能发育多个覆盖的海底扇,应是潜在的油气勘探开发区域。

Abstract

Based on field outcrops,microscopic observation and grain size analysis,this study investigates the sedimentary types,characteristics and evolution of the gravity flows in the Ordovician Yingtaogou Formation at the western margin of the Ordos Basin,and establishes a corresponding sedimentary model. The results show that: (1)Four deep-water sedimentary types are developed in the study area,namely debris flow deposits,high-density turbidity current deposits,low-density turbidity current deposits and deep-water autochthonous deposits. Debris flow deposits are mainly composed of calcirudite and develop massive bedding;high-density turbidity current deposits show inverse-to-normal grading sequence and develop Bouma-like sequence;low-density turbidity current deposits develop groove cast,flute mark and incomplete Bouma sequence;deep-water autochthonous deposits develop horizontal bedding.(2)Four types of gravity flow sedimentary microfacies are mainly developed in the study area,namely main channel deposits,channelized lobe deposits,sheet lobe deposits and distal lobe deposits. Main channel deposits are mainly debris flow deposits;channelized lobe deposits are composed of high-density turbidity current deposits superimposed on each other;sheet lobe deposits have high-density turbidity current deposits at the bottom and low-density turbidity current deposits at the top;distal lobe deposits mainly develop low-density turbidity current deposits.(3)The Yingtaogou Formation is divided into five evolutionary stages,from bottom to top: high sea level stage,low sea level stage,high sea level stage,low sea level stage and high sea level stage. In the high sea level stage,low-density turbidity currents and deep-water suspension deposits are mainly developed,while in the low sea level stage,debris flows,high-density turbidity currents and low-density turbidity currents are mainly developed.(4)The average porosity of sheet lobe deposits in the study area is about 6.61%,and the average permeability is about 6.02×10^-3 μm²,which is better than that of channelized lobe deposits and distal lobe deposits,and has good reservoir performance. The deep-water autochthonous deposits and sheet lobe deposits of the Yingtaogou Formation are superimposed,forming an ideal combination of source reservoir and covering rock with them. Therefore,the Ordovician gravity flow deposits at the western margin of the Ordos Basin are potential targets for the next oil and gas exploration.

Graphical abstract

关键词

重力流沉积 / 浊流 / 樱桃沟组 / 奥陶系 / 鄂尔多斯盆地西缘

Key words

gravity flow deposit / turbidity current / Yingtaogou Formation / Ordovician / western margin of Ordos Basin

深水重力流作为地球上的沉积物搬运机制之一,其相关研究一直是沉积学研究的热点之一。中外学者对重力流的触发机制(Talling et al., 2013;Shanmugam,2015)、沉积过程(Amy et al., 2005a;操应长等,2021;杨田等,2021)、沉积特征(Amy et al., 2005b;Stow and Johansson,2000;裴羽等,2015)及沉积模式(李相博等,2013)等方面开展过大量的研究,提出了鲍马序列(Bouma,1962)、扇模式(Walker,1965)、高密度浊流(Lowe,1982)、砂质碎屑流(Shanmugam,1996)和混合事件层(Talling,2014)等概念。其中高密度浊流被广泛应用于深水块状砂岩的成因解释中,Talling(2014)通过对亚平宁山脉露头和薄片的观察,发现大量厘米级逆-正粒序旋回,认为该地发育高密度浊流沉积。Martín-Merino等(2014)对坎塔布连山区进行研究,发现巨型滑塌岩块上覆少量块状砂岩,认为发育碎屑流沉积和高密度浊流沉积。吕奇奇等(2022)在对鄂尔多斯盆地延长组的岩相划分中,认为发育泄水构造的块状砂岩为高密度浊流沉积。由此可见,由于深水沉积的复杂性,关于重力流特别是高密度浊流沉积特征的认识仍存在诸多不同意见,其鉴别标志仍存在争议(Lowe,1982;Talling,2014);且由于典型的野外露头实例相对较少,针对重力流演化过程的认识仍存在薄弱环节(李相博等,2013;李华等,2022)。

野外露头研究能够更为有效的获得精度较高且直观的一手地质资料(盛辉等,2020)。前人研究表明,鄂尔多斯盆地西缘奥陶系出露良好,深水沉积类型丰富,在樱桃沟组发育1套深水沉积背景下的陆源碎屑岩夹碳酸盐滑塌角砾岩沉积(安太庠和郑昭昌,1990)。前人多集中研究物源分析(王振涛等,2014)、构造背景(王振涛,2014)和重力流与等深流的交互作用(王振涛等,2015;王振,2023)等方面,不同学者对其中发育的重力流沉积类型及特征仍存在不同认识(朱如凯等,1994;高振中等,1995;许强等,2010)。因此,本研究以野外实测剖面为基础,结合室内薄片分析,识别出了樱桃沟组深水沉积类型,总结了其沉积特征和演化特征,建立了沉积模式,以期丰富重力流沉积的野外研究实例。

1 地质背景

鄂尔多斯盆地为华北克拉通次级单元,早古生代寒武纪至中奥陶世马家沟期的古构造格局为“一隆三凹”;中奥陶世平凉期至晚奥陶世背锅山期则呈现“一隆两凹”的古构造格局(吴胜和等,1994;冯增昭等,1999)。其西缘自东向西依次发育碳酸盐岩台地、碳酸盐岩斜坡和深水盆地,斜坡呈现SW倾向的开放环—带状分布,发育浊流沉积(高振中等,1995;王振涛等,2015;何一鸣等,2025)。研究区位于鄂尔多斯盆地西缘阿拉善地块与鄂尔多斯地块之间(图1),从寒武纪至晚奥陶世一直处于凹陷地带,樱桃沟组时期发育大量海相沉积。

鄂尔多斯盆地西缘上奥陶统缺失,下奥陶统及中奥陶统保存较好,从下到上发育下岭南沟组、前中梁子组、中梁子组和樱桃沟组。樱桃沟组与上覆石炭系羊虎沟组呈平行不整合接触,与下伏中梁子组整合接触(图1-c)。安太庠和郑昭昌(1990)通过对地层中牙形石和笔石的对比研究,确定其地层时代为中奥陶世达瑞威尔期。樱桃沟组厚度及岩性横向变化大,在樱桃沟厚仅141 m,下部为薄层泥晶灰岩、砾屑灰岩夹黑色板岩; 上部为青灰色板岩与砂岩互层夹少许不纯石灰岩。向西至胡基台、方家田一带,厚度陡增至1771 m,变为由砂岩与泥岩不等厚互层夹砾岩、砂质灰岩及砾屑灰岩等,整体上为深水斜坡—盆地沉积(冯增昭等,1999;王振涛等,2014)。内部含有丰富的生物化石,前人在泥晶灰岩和泥岩中发现了大量的深水相化石,如笔石和放射虫化石等(高振中等,1995;王振,2023)。

2 沉积相及特征

2.1 深水沉积类型及特征

鄂尔多斯盆地西缘奥陶系樱桃沟组测得厚度为77.04 m,其岩性变化不大,根据沉积特征和沉积序列等划分为41层。下部(1-11层)主要发育灰黑色泥岩、粉砂岩和细砂岩; 中上部(12-40层)粒度明显变粗,以灰黑色泥岩、灰绿色细砂岩和含砾中砂岩为主; 顶部(41层)发育1套浅灰色砾屑灰岩(图1-a;图2)。沉积构造主要发育平行层理、交错层理、波状层理、包卷层理、碟状构造、槽模和沟模等。少数粉砂质泥岩中含有笔石化石,砾屑灰岩中含有来自浅水的腹足类化石。基于对露头的仔细观察,将Lowe(1982)的重力流划分方案与研究区实际情况相结合,在樱桃沟组识别出深水悬浮沉积、低密度浊流沉积、高密度浊流沉积和碎屑流沉积共4种深水沉积类型(表1)。

2.1.1 深水悬浮沉积

鄂尔多斯盆地西缘发育的灰黑色泥岩和粉砂质泥岩,常夹于砂岩之中,实测厚度约为13.94 m,厚度变化较大,最薄处仅3 cm,最厚可达175 cm(图2)。其中生物化石较为少见,仅在部分粉砂质泥岩中发现少量笔石和放射虫化石(安太庠和郑昭昌,1990;王振,2023)。沉积构造不发育,仅在部分层见水平层理。

综合分析认为该泥岩可能为深水悬浮沉积,主要依据如下: (1)泥岩粒度细,见水平层理,表明水动力条件弱、沉积环境为静水条件,沉积物悬浮沉降;(2)泥岩的颜色较深,整体为灰黑色,推测其多沉积于还原环境;(3)樱桃沟组泥岩中见笔石化石和放射虫化石(安太庠和郑昭昌,1990),反映其沉积环境为海相沉积环境,且水体较深;(4)宁夏—中卫地区的米钵山组对应于研究区樱桃沟组,泥岩的La_N/Nd_N值约为1.0,古水深约为400 m,为深水斜坡—盆地沉积。樱桃沟组页岩的TiO₂/MnO值与Al₂O₃/MnO值的平均值分别为15.2和331.4(黄喜峰等,2009)。而米钵山组页岩的相应平均值为17.7和344.3(魏泽昳,2024),均高于樱桃沟组,表明樱桃沟组沉积时期的水深略深于米钵山组,也应当为深水斜坡—盆地沉积。且研究区泥岩厚度较大,由浊流远距离搬运形成的可能性较小,应当为深水悬浮沉积。

2.1.2 低密度浊流沉积

在鄂尔多斯盆地西缘实测剖面上,灰绿色薄层细砂岩和粉砂岩发育,实测厚度约为38.22 m,单期砂岩厚度较薄,多为0.1~0.3 m,但多期堆叠厚度可达2 m(图3-a)。砂岩底界面为突变界面,发育丰富的底模构造(图3-b)和火焰状构造。沉积构造类型较多,主要发育正粒序、平行层理(图3-c)、交错层理、包卷层理。其中平行层理纹层清晰,间距较小,通常小于1 mm。砂岩中颗粒以石英为主,呈次棱-次圆状,分选普遍中等至较好,主要为颗粒支撑,结构成熟度相对较高,见正粒序(图3-d),顺层发育灰褐色泥质层(图3-e)。概率累计曲线多为直线一段式,Ф值在1~3之间(图3-f)。

综合上述沉积特征,认为该砂岩为低密度浊流沉积。主要原因如下: (1)砂岩底面出现底模构造和火焰状构造,发育正粒序,向上见平行层理、交错层理和包卷层理等沉积构造,具不完整的鲍马序列Tabc、Tab、Tac及Tabce,表明其为浊流沉积形成;(2)概率累计曲线多为直线一段式,表明该砂岩为浊流沉积;(3)相较剖面中上部发育的含砾中砂岩,该颗粒粒径更细,Ф值在1~3之间,单层砂岩厚度更薄,浊流能量较弱,应当为低密度浊流沉积;(4)多见弥散式正粒序,且平行层理纹层更为清晰,间距较小,说明形成该砂岩的沉积速率相对较慢,为低密度浊流沉积。

2.1.3 高密度浊流沉积

在鄂尔多斯盆地西缘实测剖面中上部(12-40层),灰绿色中—厚层含砾中砂岩和细砂岩发育,实测厚度约为22.88 m,单层厚度为0.2~2 m,横向延伸较好,多呈层状展布,少数呈透镜状或层内含有透镜状砂岩(图4-a)。岩石侵蚀下伏地层,具有突变的底界面,底部发育与层面近乎平行排列、具有一定成层性的砾石层(图4-b),粒径为0.2~0.5 cm,多呈棱角—次棱角状,磨圆较差。层内见侵蚀面,岩石底部发育沟模及舌状槽模(图4-c)。沉积构造主要为平行层理和碟状构造。其中平行层理的纹层间隔较大,一般为1~2 mm,粒度较粗,由于夹有细小砾石,纹层较模糊,其间较大砾石长轴与纹层平行。沉积序列主要包括逆粒序、逆-正粒序和正粒序(图4-d, 4-e)。正粒序多为粗尾式正粒序,向上过渡为块状砂岩,与上覆泥岩渐变接触。逆粒序及逆-正粒序均较为少见,偶见逆粒序砂岩与上覆砂岩互层,形成逆-正粒序砂岩。砂岩中颗粒以石英为主,见正粒序和逆-正粒序,长条形颗粒略具定向排列特征(图4-f, 4-g),次棱—次圆状,分选差; 主要为基质支撑,结构成熟度相对较低。概率累计曲线多为弯曲一段式和直线一段式,Ф值在0.5~2之间(图4-h)。

通过上述沉积特征来看,认为其成因为高密度浊流沉积。主要依据如下: (1)岩性为细—中砂岩,以石英颗粒为主,其分选磨圆均一般,结构成熟度较差,显示该沉积物为短距离搬运后迅速沉积而成;(2)整体厚度大,粒度较粗,且岩石底部见沟模和槽模,表明沉积水体能量较高,侵蚀能力强,应当为浊流沉积;(3)概率累积曲线呈一段式,粒径区间集中在0.1~0.5 mm之间,大于低密度浊流沉积,表明其应当为高密度浊流沉积形成;(4)底部砾石呈层状排列,表明沉积时为层层堆叠沉积,符合高密度浊流沉积特征,而非碎屑流整体冻结沉积;(5)发育粒序层理、平行层理和碟状构造,组成似鲍马序列。研究区块状砂岩或正粒序砂岩往往向上过渡为平行层理砂岩,顶界面为渐变界面,而砂质碎屑流沉积顶底界面均为突变面,因此该砂岩为高密度浊流沉积。粒序层理中见逆粒序但其往往与上覆砂岩组成逆-正粒序,砂质碎屑流中常见逆粒序,但未见逆-正粒序的旋回变化,且这种特征符合Lowe(1982)所描述的S2和S3互层沉积,因此应当为高密度浊流沉积;(6)细砂岩和含砾中砂岩中没有发现植物碎屑,沉积构造较为单一,同时仅在少数岩层内见逆-正逆序,大多为块状砂岩,未见典型异重流沉积鉴别标志(章诚诚等,2024)。依据前人的研究,研究区为海相盆地,不易形成异重流沉积,因此该砂岩主要由高密度浊流沉积形成。

2.1.4 碎屑流沉积

在鄂尔多斯盆地西缘实测剖面顶部(41层),浅灰色砾屑灰岩发育,横向延伸较远,可达数百米,实测厚度约为2 m,厚度变化较大,最厚处厚度可超过14 m,最薄处厚度则不足1 m(图5-a),与下伏砂岩之间发育槽形侵蚀冲刷面(图5-b)。基质为土黄色泥灰质,含量较低,砾石成分主要为碳酸盐岩,含少量石英岩(图5-c)。碳酸盐岩砾石粒径大小混杂,大者可达40 cm,小者不足1 cm,整体上表现出微弱的正粒序,分选差,排列杂乱,大砾石呈漂浮状分布在小砾石之中,磨圆较好,多呈次棱状—次圆状,其中可见浅水环境的腹足类化石(图5-f)。砂岩砾石为灰绿色,最大可达60 cm,磨圆较差,数量较少。

综合上述沉积特征,认为该砾屑灰岩可能为碎屑流沉积,主要依据包括: (1)砾屑灰岩厚度大,延伸远,且对下伏地层产生剧烈侵蚀,表明沉积时水动力强; (2)整体颜色较浅,且含有腹足类化石,表明其物源可能来自浅水环境; (3)砾屑灰岩顶底界面均为岩性突变界面,整体呈透镜状,表明其具有以凝结方式快速堆积的沉积特点,可能为碎屑流整体冻结沉积形成; (4)碳酸盐岩砾石排列杂乱,分选磨圆均较差,整体呈块状,未见明显的粒序层理,表明流体由基质强度支撑,整体块状搬运,应当为碎屑流沉积形成; (5)石英岩砾石颜色较深,且成分与下伏地层相近,可能为碎屑流在深水环境中一边侵蚀、一边沉积形成的。

2.2 重力流沉积微相类型及特征

综合鄂尔多斯盆地西缘樱桃沟组剖面露头情况,按照受限程度和重力流能量,在研究区识别出4种沉积微相,分别为水道沉积、水道化朵叶沉积、近端朵叶沉积和远端朵叶沉积。上扇主要发育水道沉积,中扇发育远端朵叶沉积、近端朵叶沉积和水道化朵叶沉积,下扇发育远端朵叶沉积(表2)。

2.2.1 水道沉积

主要由碎屑流沉积组成,仅发育于剖面顶部(图5),以厚层砾屑灰岩为主,整体呈透镜状,延伸距离可达数百米。砾屑灰岩底部发育互层状中—薄层细砂岩及泥岩,细砂岩中见粒序层理、平行层理、交错层理,为低密度浊流沉积(表2);从整体上看,上部碎屑流沉积侵蚀下部低密度浊流沉积,表明碎屑流由浅水向深水搬运,能量较强,侵蚀下伏地层,开始新一轮沉积,形成重力流水道沉积。

2.2.2 近端朵叶沉积

主要由高密度浊流、低密度浊流和深水悬浮沉积组成,在剖面中最为常见(图5)。其下部主要为含砾中砂岩和厚层细砂岩互层,部分具有粗尾式正粒序或逆-正粒序,发育块状层理和平行层理,底部出现槽模和沟模,为高密度浊流沉积; 上部主要为薄层细、粉砂岩夹少量泥岩,发育平行层理、交错层理和变形构造,组合成低密度浊流的Tbce段。两者为渐变接触,未见明显的粒度间断,表明近端朵叶沉积是由于浊流的能量逐渐减弱,高密度浊流转变为低密度浊流的过渡流体形成的。但是由于这种流体不稳定,其沉积的砂岩横向上可以渐变为由高密度浊流形成的块状砂岩。有时浊流的能量较强,侵蚀下伏岩层,块状砂岩之间直接接触,形成侵蚀面。砂岩整体粒度较粗,厚度通常大于50 cm,侧向上延伸较为稳定,主要为层状,砂体无明显的水道化现象。从整体上看,自下而上砂岩厚度变薄,粒度变细,表明浊流能量逐渐减弱,应当为规模较大的、相对稳定的近端朵叶沉积。

2.2.3 远端朵叶沉积

主要由低密度浊流与深水悬浮沉积组成,在剖面中也较为常见。其下部主要为中—薄层细砂岩和粉砂岩互层,夹少量泥岩,发育粒序层理、平行层理和交错层理,少数层位底部出现沟模,发育不完整的鲍马序列; 上部为粉砂岩与粉砂质泥岩互层,发育水平层理,对应于鲍马序列的Tde段。从整体上看,砂岩厚度明显薄于近端朵叶沉积,大多小于30 cm,泥岩厚度显著增加,层数增多,逐渐变为砂泥岩薄互层,表明相对与浊流能量进一步减弱,应当为远端朵叶沉积。

2.2.4 水道化朵叶沉积

主要由高密度浊流组成,较为少见(图4)。岩性主要为含砾中砂岩和细砂岩,底部发育砾石层,砾石顺层排布。向上粒度减小,过渡为中砂岩,层内发育碟状构造和平行层理(表2)。整体呈透镜状,长70~100 cm,宽8~30 cm,底部平整,呈现出明显的水道化特征。侧向延伸较差,水道两侧与层状细砂岩相接触,表明其应当为水道化朵叶沉积,浊流能量强,沉积速度较快。

3 沉积演化及沉积模式

3.1 沉积演化

鄂尔多斯盆地西缘奥陶系樱桃沟组剖面由下至上,重力流砂体厚度、泥岩含量、平均粒径、标准偏差、C值和M值整体呈现3个由粗至细旋回。其中1-11层为第1个旋回,12-26层为第2个旋回,27-40层为第3个旋回,分别体现了3次水体由浅至深变化过程。其中第2个和第3个旋回又可以按照砂岩厚度、泥岩含量和重力流强弱分为海平面上升阶段和海平面下降阶段。因此,在这3个旋回的基础上,结合砂泥比和鲍马序列等特征,依据海平面升降,认为研究区重力流由早至晚大致经历5个演化阶段,依次为高海平面阶段、低海平面阶段、高海平面阶段、低海平面阶段和高海平面阶段(图6)。

高海平面阶段: 0~19.31 m,包含1-11层。砂岩单层厚度为0.12~0.80 m,厚度较薄。岩性主要为薄层细砂岩、粉砂岩和泥岩,沉积构造丰富,见正粒序、平行层理、交错层理及波状层理,发育不完整的鲍马层序。Tc占比为27%,远高于Tb、Td、Te,且层内见双向交错层理。平均粒径为3.34~4.98 Ф,均值为4.12 Ф,粒径由下至上逐渐减小。标准偏差为0.45~0.83,均值为0.59,分选较好。最大搬运水动力C值为79.76~267.14 μm,均值为167.57 μm;平均搬运水动力M值为31.47~99.41 μm,均值为60.40 μm,搬运水动力明显较弱。整体上该段砂岩厚度较小、粒度较细,主要发育低密度浊流和深水悬浮沉积,远端朵叶沉积为主,因此整体为高海平面沉积阶段,重力流能量较弱。根据古水流分析证明,研究区存在等深流沉积,使得该段的Tc占比升高。但其中Ta段仍占39%,胡萨判别指数均小于9,并未显示牵引流特征,表明该段虽然受到了等深流的改造,仍以浊流沉积为主。

低海平面阶段: 19.31~35.07 m,包含12-23层。砂岩单层厚度为0.06~1.70 m,砂岩厚度明显增大。岩性主要为中—厚层含砾中砂岩、细砂岩和粉砂岩互层,夹少量泥岩,整体砂泥比为6︰1,泥岩含量逐渐增大。沉积构造多为平行层理、粒序层理、交错层理、沟模和侵蚀面。平均粒径为2.37~3.84 Ф,均值为3.00 Ф,粒度逐渐减小,但相较于上一阶段粒度明显变粗。标准偏差为0.49~0.74,均值为0.62,分选较好。最大搬运水动力C值为152.96~787.83 μm,均值为414.87 μm;平均搬运水动力M值为69.79~193.06 μm,均值为129.35 μm,相较于高海平面阶段均明显增大,水动力增强。主要发育高密度浊流和低密度浊流沉积,近端朵叶沉积和远端朵叶沉积间互出现。按照厚度的变化可分为3个短期旋回,由下至上,鲍马序列由完整的鲍马序列过渡为Tade段,Td和Te段占比逐渐上升,表明浊流强度逐渐减弱,但总体仍反映重力流能量较强,为低海平面阶段。

高海平面阶段: 35.07~42.84 m,包含24-26层。砂岩单层厚度为0.09~1.10 m,厚度较薄。岩性主要为泥岩夹薄—中层细砂岩和粉砂岩,砂泥比为1︰1。沉积构造多为交错层理、包卷层理。平均粒径为2.80~3.06 Ф,均值为2.90 Ф,粒度逐渐变细。标准偏差为0.57~0.65,分选较好。最大搬运水动力C值为303.86~399.96 μm,均值为358.45 μm;平均搬运水动力M值为119.91~144.59 μm,均值为134.18 μm,水动力明显减弱。该段泥岩含量高,单层厚度减薄,发育低密度浊流和深水悬浮沉积,沉积微相为远端朵叶沉积,整体处于高海平面阶段,重力流能量较弱。

低海平面阶段: 42.84~66.58 m,包含27-36层。砂岩单层厚度为0.07~2.00 m,厚度较厚。岩性主要为中—厚层含砾中砂岩、细砂岩、粉砂岩和泥岩,砂泥比为13︰1,由下至上泥岩含量逐渐增多。平均粒径为2.67~3.56 Ф,均值为3.15 Ф,粒度逐渐变细。标准偏差为0.44~0.76,分选较好。最大搬运水动力C值为208.22~529.21 μm,均值为351.89 μm;平均搬运水动力M值为84.33~156.14 μm,均值为113.96 μm,水动力增强。主要发育高密度浊流、低密度浊流和深水悬浮沉积,近端朵叶沉积和远端朵叶沉积间互出现,部分近端朵叶中发育水道化朵叶。相较于上一期低海平面阶段,砂岩层厚无明显变化,分选变好,砂泥比较大,表明此阶段浊流能量更强,处于低海平面阶段。

高海平面阶段: 66.58~76.98 m,包含37-40层。砂岩单层厚度为0.13~0.92 m,厚度较薄。岩性主要为泥岩夹薄—中层细砂岩和粉砂岩,砂泥比为2︰1。沉积构造多为平行层理、交错层理和包卷层理。平均粒径为2.75~4.23 Ф,均值为3.62 Ф,粒度明显减小。标准偏差为0.5~0.72,均值为0.63,分选较好。最大搬运水动力C值为145.73~585.31 μm,均值为300.40 μm;平均搬运水动力M值为53.06~146.69 μm,均值为86.95 μm,水动力明显减弱。该段泥岩含量高,单层厚度减薄,发育低密度浊流和深水悬浮沉积,为远端朵叶沉积,整体处于低海平面阶段,重力流能量较弱。

3.2 沉积模式

3.2.1 主控因素

构造运动。早古生代,鄂尔多斯盆地西缘的贺兰裂谷急剧沉降,裂谷肩部区域发生均衡翘升作用,在鄂尔多斯西缘与贺兰裂谷之间形成了较大高差(于洲等,2021;何登发等,2024)。樱桃沟组沉积时期处于加里东运动第三幕,构造活动强烈,贺兰凹陷剧烈沉降,在米钵山等地区的砂岩中形成了明显的挤压、缩短、褶皱和逆冲变形(许淑梅等,2016)。频繁剧烈的构造活动导致沉积地形高低差异加剧,有利于重力流的形成; 也可能引发了地震,使得与樱桃沟组沉积时期发育大规模滑塌角砾岩和浊流沉积。

物源供给。中奥陶世,鄂尔多斯盆地西缘自东向西依次为鄂尔多斯古陆、开阔碳酸盐岩台地、缓坡型碳酸盐岩斜坡、深水盆地和阿拉善古陆。魏泽昳(2024)通过分析米钵山组滑塌角砾岩的堆叠方式判断其物源方向大致为东部; 高振中(1995)通过交错层理恢复的古水流方向为NE向,与斜坡方向相同,推测研究区樱桃沟组的物源主要来自鄂尔多斯古陆。鄂尔多斯古陆地形平坦,且浅水区发育碳酸盐岩台地,构造运动形成的陆源碎屑在浅水台地沉积后剩余的相对细粒物质才能继续搬运至深水区域(谈梦婷等,2023),因此研究区樱桃沟组砂岩颗粒以细砂—粉砂为主,分选相对较好,单层厚度远小于砾屑灰岩。由于鄂尔多斯西缘碳酸盐岩台地发育,物源供给充足,研究区樱桃沟组砾屑灰岩延伸距离远,单层厚度远大于砂岩单层厚度。

海平面升降。奥陶系沉积时期,相对海平面变化呈上升趋势,陆源碎屑物质搬运难度增加(郭彦如等,2014;于洲等,2021;王振,2023)。但据陈强等(2012,2020)对碳同位素的研究,中晚奥陶世时期存在大规模海退,水动力动荡。研究区樱桃沟组岩性特征、沉积水动力特征与相对海平面变化基本保持一致,相对海平面升高时,陆源碎屑物质搬运难度增加,主要发育低密度浊流,重力流规模减小,多为远端朵叶沉积; 相对海平面降低时,碎屑物质搬运难度减小,高密度浊流和碎屑流发育,重力流规模增大,见水道沉积和水道化朵叶沉积。

3.2.2 沉积模式

根据鄂尔多斯盆地西缘的沉积背景,结合重力流沉积特征、组合类型和演化期次,建立了鄂尔多斯盆地西缘樱桃沟组重力流沉积模式(图7)。

樱桃沟组沉积时期,构造活动强烈,来自鄂尔多斯古陆的碎屑物质沿斜坡向下移动,至海底开阔地形处,形成海底扇。剖面上,由下自上砂岩含量减少,向上变细变薄,泥岩含量增多,重力流能量逐渐减弱。平面上,斜坡上部重力流能量强,主要为碎屑流,发育厚层透镜状砾屑灰岩,为上扇水道沉积。斜坡中部重力流能量逐渐减弱,以高密度浊流为主,延斜坡依次发育水道化朵叶、近端朵叶和远端朵叶。斜坡下部重力流能量继续衰减,同时物源供应减少,高密度浊流向低密度浊流转变,主要发育远端朵叶。最终随着重力流能量衰减、物源供应不足,朵叶沉积被深水悬浮沉积覆盖。

4 油气勘探意义

随着一系列以海底扇储集层为主的油气田被发现,海底扇沉积在全球深水油气资源的勘探开发中逐渐占据关键地位(王星星等,2025)。海底扇沉积中包括浊流沉积、碎屑流沉积和滑塌沉积等重力流沉积类型,其中浊流沉积由于通常表现出较好的物性,形成分选好、高孔、高渗的砂岩层,因而具有极高的油气勘探价值(徐长贵和范彩伟,2021;马佳明等,2025),如在在巴西、墨西哥湾、西非以及中国南海等世界主要深水区,针对浊积朵叶的油气勘探均取得了重要进展(林煜等,2014)。

奥陶系乌拉力克组是鄂尔多斯盆地西缘相对优质的主力烃源层段,主要为厚层泥页岩和泥质碳酸盐岩沉积(陆江等,2025),厚度为40~140 m,整体呈南北竖向分布,南北延伸可达600 km,分布面积约2.5×10⁴ km²,有利区约为9000 m²(席胜利等,2023,2024)。目前已有多口评探井获得工业油气流,其中忠平1井试气获日产气26.48×10⁴ m³,银探3井试油获日产石油5.3 t、天然气1013 m³,这些均证实了鄂尔多斯盆地西缘海相烃源岩的可靠性(陆江等,2025)。虽然研究区樱桃沟组已抬升至地表,但奥陶系沉积时期,鄂尔多斯西缘从东向西依次为鄂尔多斯古陆、台地、斜坡和深水盆地,重力流沉积极为发育,可能存在多个覆盖的海底扇沉积。乌拉力克组的深水悬浮沉积和海底扇沉积相互叠置可以形成良好的生储盖组合,具有较好的常规与非常规油气成藏所需的地质条件(梁积伟等,2023)。

鄂尔多斯盆地西缘高密度浊流沉积层厚为0.2~2 m,平均孔隙度为4.59%,平均渗透率为2.39×10^-3 μm²;低密度浊流沉积层厚为0.1~0.3 m,平均孔隙度约2.75%,平均渗透率约2.48×10^-3 μm²。高密度浊流沉积虽然平均渗透率小于低密度浊流沉积,但层厚更厚,平均孔隙度更大,因此储集性能更好。水道化朵叶和近端朵叶沉积均由高密度浊流形成,但其平均孔隙度和平均渗透率存在较大差异。前者的平均孔隙度约1.91%,平均渗透率约1.18×10^-3 μm²。后者的平均孔隙度约6.61%,平均渗透率约6.02×10^-3 μm²。近端朵叶储集层质量明显优于水道化朵叶。樱桃沟、胡基台等地区近端朵叶发育,累计厚度可达1771 m,与深水悬浮沉积可形成良好的生储盖组合。

5 结论

1)鄂尔多斯盆地西缘奥陶系樱桃沟组发育碎屑流沉积、高密度浊流沉积、低密度浊流沉积和深水悬浮沉积4种深水沉积类型。碎屑流沉积以砾屑灰岩为主; 高密度浊流沉积以含砾中砂岩及细砂岩为主,见逆-正粒序,发育似鲍马序列; 低密度浊流沉积以细砂岩及粉砂岩为主,常见不完整的鲍马序列; 深水悬浮沉积以泥岩为主。在此基础上识别出4种沉积微相: 水道沉积主要为碎屑流沉积; 水道化朵叶沉积由高密度浊流沉积相互叠置组成; 近端朵叶沉积下部为高密度浊流沉积上部为低密度浊流沉积; 远端朵叶沉积主要发育低密度浊流沉积。

2)鄂尔多斯盆地西缘奥陶系樱桃沟组在垂向上根据岩性、粒度参数和鲍马序列等特征划分了5个演化阶段,由下至上依次为高海平面阶段、低海平面阶段、高海平面阶段、低海平面阶段和高海平面阶段。高海平面阶段主要发育低密度浊流和深水悬浮沉积,低海平面阶段主要发育碎屑流、高密度浊流和低密度浊流。

3)鄂尔多斯盆地西缘奥陶系樱桃沟组近端朵叶相较于水道化朵叶储集性能更好。虽然研究区樱桃沟组已抬升至地表,但鄂尔多斯西缘可能发育多个覆盖的海底扇,应是潜在的油气勘探开发区域。

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基金资助

*国家自然科学基金项目(42272113)

国家自然科学基金项目(42272115)