石油勘探与开发 >

2023 , Vol. 50 >Issue 5: 883 - 897

DOI: https://doi.org/10.11698/PED.20220483

油气勘探

中国湖盆细粒重力流沉积作用及其对页岩油“甜点段”发育的影响

  • 邹才能 , 1 ,
  • 冯有良 , 1 ,
  • 杨智 1 ,
  • 蒋文琦 2 ,
  • 张天舒 1 ,
  • 张洪 1 ,
  • 王小妮 1 ,
  • 朱吉昌 1 ,
  • 魏琪钊 1
展开
  • 1 中国石油勘探开发研究院，北京 100083
  • 2 北京大学地球与空间科学学院，北京 100871
冯有良（1963-），男，陕西凤翔人，博士，中国石油勘探开发研究院高级工程师，主要从事湖盆细粒沉积学及页岩油气地质评价研究工作。地址：北京市海淀区学院路20号，中国石油勘探开发研究院石油天然气地质研究所，邮政编码：100083。E-mail:

邹才能（1963-），男，重庆北碚人，博士，中国科学院院士，中国石油勘探开发研究院教授级高级工程师，主要从事常规-非常规油气地质学理论研究与实践、新能源与能源战略等研究。地址：北京市海淀区学院路20号，中国石油勘探开发研究院院办，邮政编码：100083。E-mail:

Copy editor: 魏玮

收稿日期: 2022-07-12

  修回日期: 2023-07-27

  网络出版日期: 2023-09-22

基金资助

中国石油天然气股份有限公司科技项目(2021DJ18)

国家高层次特殊人才支持计划(第4批次)

收起

Fine-grained gravity flow sedimentation and its influence on development of shale oil sweet spot intervals in lacustrine basins in China

  • ZOU Caineng , 1 ,
  • FENG Youliang , 1 ,
  • YANG Zhi 1 ,
  • JIANG Wenqi 2 ,
  • ZHANG Tianshu 1 ,
  • ZHANG Hong 1 ,
  • WANG Xiaoni 1 ,
  • ZHU Jichang 1 ,
  • WEI Qizhao 1
Expand
  • 1 PetroChina Research Institute of Petroleum Exploration and Development, Beijing 100083, China
  • 2 School of Earth and Space Sciences, Peking University, Beijing 100871, China

Received date: 2022-07-12

  Revised date: 2023-07-27

  Online published: 2023-09-22

Fold

摘要

通过分析中国陆相湖盆细粒重力流沉积作用的地质条件和过程，建立湖盆细粒重力流沉积模式，揭示细粒沉积和源储发育规律，识别页岩油“甜点段”。研究表明：细粒重力流是深湖环境中重要的沉积作用之一，能把浅水细粒碎屑和有机质搬运到深湖，有利于形成优质烃源岩和页岩油的“甜点段”。中国湖盆深水环境发育的细粒重力流沉积主要是细粒浓缩密度流、细粒浊流（包括浪涌状浊流和细粒异重流）、细粒黏性流（包括细粒碎屑流和泥流）和细粒过渡流沉积。温暖湿润的气候条件下，湖平面升降、洪泛事件和湖底古地貌控制欠补偿型湖盆细粒重力流的沉积分布。湖平面上升期，洪水引发的细粒异重流在湖盆地形平坦的深湖区形成“细粒水道—堤岸—朵叶”体系。湖平面下降期，坳陷湖盆的挠曲坡折及沉积斜坡部位、断陷湖盆的陡坡带发育非限定水道为主的湖底扇体系，断陷湖盆的缓坡及轴向发育限定或非限定水道湖底扇体系，湖底扇扇缘可发育细粒重力流沉积。湖盆四级沉积层序水进可形成富有机质页岩和细粒异重流的沉积，水退可引起细粒浓缩密度流、浪涌状浊流、细粒碎屑流、泥流和细粒过渡流沉积。二叠纪以来中国湖盆页岩层系多个四级层序水进-水退旋回形成了多套源储组合，中国湖盆多样的细粒重力流沉积作用形成了由细粒浓缩密度流、细粒异重流、浪涌状浊流沉积形成的薄层粉砂岩“甜点段”，由细粒过渡流形成的泥岩与粉砂互层的“甜点段”，由细粒碎屑流、泥流沉积等形成的含粉砂屑和泥屑的水平层理泥页岩“甜点段”。湖盆细粒重力流沉积模式的建立，对科学评价页岩油“甜点段”和优质烃源岩具重要意义。

关键词： 细粒沉积; 异重流沉积; 细粒碎屑流沉积; 泥流沉积; 细粒过渡流沉积; 储集“甜点段”; 优质烃源岩; 页岩油

本文引用格式

邹才能 , 冯有良 , 杨智 , 蒋文琦 , 张天舒 , 张洪 , 王小妮 , 朱吉昌 , 魏琪钊 . 中国湖盆细粒重力流沉积作用及其对页岩油“甜点段”发育的影响[J]. 石油勘探与开发, 2023 , 50(5) : 883 -897 . DOI: 10.11698/PED.20220483

Abstract

The geological conditions and processes of fine-grained gravity flow sedimentation in continental lacustrine basins in China are analyzed to construct the model of fine-grained gravity flow sedimentation in lacustrine basin, reveal the development laws of fine-grained deposits and source-reservoir, and identify the sweet spot intervals of shale oil. The results show that fine-grained gravity flow is one of the important sedimentary processes in deep lake environment, and it can transport fine-grained clasts and organic matter in shallow water to deep lake, forming sweet spot intervals and high-quality source rocks of shale oil. Fine-grained gravity flow deposits in deep waters of lacustrine basins in China are mainly fine-grained high-density flow, fine-grained turbidity flow (including surge-like turbidity flow and fine-grained hyperpycnal flow), fine-grained viscous flow (including fine-grained debris flow and mud flow), and fine-grained transitional flow deposits. The distribution of fine-grained gravity flow deposits in the warm and humid unbalanced lacustrine basins are controlled by lake-level fluctuation, flooding events, and lakebed paleogeomorphology. During the lake-level rise, fine-grained hyperpycnal flow caused by flooding formed fine-grained channel-levee-lobe system in the flat area of the deep lake. During the lake-level fall, the sublacustrine fan system represented by unconfined channel was developed in the flexural slope breaks and sedimentary slopes of depressed lacustrine basins, and in the steep slopes of faulted lacustrine basins; the sublacustrine fan system with confined or unconfined channel was developed on the gentle slopes and in axial direction of faulted lacustrine basins, with fine-grained gravity flow deposits possibly existing in the lower fan. Within the fourth-order sequences, transgression might lead to organic-rich shale and fine-grained hyperpycnal flow deposits, while regression might cause fine-grained high-density flow, surge-like turbidity flow, fine-grained debris flow, mud flow, and fine-grained transitional flow deposits. Since the Permian, in the shale strata of lacustrine basins in China, multiple transgression-regression cycles of fourth-order sequences have formed multiple source-reservoir assemblages. Diverse fine-grained gravity flow sedimentation processes have created sweet spot intervals of thin siltstone consisting of fine-grained high-density flow, fine-grained hyperpycnal flow and surge-like turbidity flow deposits, sweet spot intervals with interbeds of mudstone and siltstone formed by fine-grained transitional flows, and sweet spot intervals of shale containing silty and muddy clasts and with horizontal bedding formed by fine-grained debris flow and mud flow. The model of fine-grained gravity flow sedimentation in lacustrine basin is significant for the scientific evaluation of sweet spot shale oil reservoir and organic-rich source rock.

Key words： fine-grained deposit; hyperpycnal flow deposit; fine-grained debris flow deposit; muddy flow deposit; fine-grained transitional flow deposit; sweet reservoir layer; organic-rich source rock; shale oil

0 引言

近年来，高分辨率海底影像和三维地震资料被广泛应用于大陆边缘深海重力流沉积体系研究，已在深水重力流体系地貌学、沉积单元展布、沉积建造、地层学等方面取得实质进展[1⇓-3]。大陆边缘深水盆地已发现多个峡谷—水道—堤岸—朵叶体系[4⇓⇓-7]，存在其中的重力流沉积物是岩性油气藏和页岩油气赋存的储集层或“甜点段”，引起地质学家的广泛关注[8⇓-10]。
与海盆类似，湖盆也普遍发育重力流体系。罗马尼亚Dacian盆地中新统，深湖斜坡上发育薄层细粒浊流沉积，湖底水道中发育厚层粗粒浊积岩，水下扇可见砂质碎屑流沉积、泥质块体搬运和混合事件层[11]。南极North Falkland盆地下白垩统，部分受限水道—湖底扇内发育浊积岩、滑塌沉积和混合事件层[12]，砂质混合事件层主要发育在水道—扇体过渡带，细粒混合事件层发育在扇缘[13]。渤海湾盆地济阳坳陷重力流沉积物的研究表明：沾化凹陷埕南低凸起上发育了三级斜坡带（坡折），控制着渐新统东营组（E3d）扇三角洲—重力流体系的发育，二级较陡斜坡带发育非限定性水道粗粒重力流湖底扇体系，三级缓斜坡至平坦湖底发育细粒曲流水道—堤岸—朵叶体系[14]；东营凹陷始新统沙河街组三段（简称沙三段，E2s3）发现了与河流泛滥相关的异重流沉积和前三角洲滑塌导致的重力流体系[15-16]。松辽盆地北部上白垩统青山口组一段（简称青一段，K2qn1）、嫩江组一段（简称嫩一段，K2n1）发现了与洪泛事件关系密切的粉砂质细粒重力流水道—朵叶体系[17⇓-19]，上白垩统嫩江组二段（简称嫩二段，K2n2）发育泥质的滑塌和块体搬运沉积[20]。鄂尔多斯坳陷湖盆三叠系延长组7段（简称长7段，T3yc7）湖底扇中发现了滑塌、砂质碎屑流[21-22]、浊流、异重流沉积[22-23]，泥质前三角洲斜坡还发现了泥质重力流沉积[22,24]。上述研究表明，湖盆内可以发育与洪泛相关的异重流沉积和由三角洲沉积物滑塌引起的重力流沉积，其中湖盆的陡坡、缓坡发育非限定至限定性水道的湖底扇体系，而限定水道前端发育湖底扇。平坦湖底发育的细粒重力流沉积能形成延伸较远的水道—朵叶体系。与深水海盆一样，湖盆内存在多种重力流流变学类型，也存在重力流流变学性质的转化。传统观点认为细粒沉积物主要是通过悬浮空落形式沉积于安静水体，但近期研究发现，生物化学作用形成的细粒絮凝颗粒和粉砂可以底流的形式向深水盆地搬运数千千米[25-26]，粉砂和泥质等细粒沉积物可在深水以重力流的形式搬运和沉积[27]，水道—堤岸—朵叶体系是细粒重力流沉积的主要方式。重力流是形成深水细粒粉砂质和泥质沉积物的重要沉积作用和搬运方式之一[10]。目前国内外学者对湖盆内发育的与沉积斜坡滑塌相关的块体搬运（MTD）、碎屑流、高密度浊流、砂质碎屑流、低密度细粒浊流、混合事件层和与洪水相关的异重流的沉积特征和成因机制有较多研究[12⇓⇓⇓⇓⇓-18,23,28⇓⇓⇓ -32]。除河流、三角洲相致密砂岩油和滨浅湖混积致密油外，深湖页岩层系发育的页岩油“甜点段”大多为细粒重力流沉积物。湖盆内粒径小于0.062 5 mm的由长英质、黏土、碳酸盐矿物和有机质组成的细粒重力流沉积物是页岩油气富集高产的重要“甜点段”。
由于湖泊细粒重力流沉积作用的复杂性、差异性以及资料的局限性，大型湖盆内细粒沉积体系的沉积作用过程和控“甜点段”作用的研究还不够深入[33-34]。本文结合国内外对细粒重力流研究的最新进展，系统调查和梳理湖盆细粒重力流沉积体系，研究刻画中国典型湖盆细粒重力流沉积体系沉积物特征和沉积作用过程，深入分析主控因素，尝试建立不同类型湖盆细粒重力流沉积作用模式，研究成果对深化湖盆细粒重力流沉积作用的认识及识别、增强湖盆区内页岩油“甜点段”评价的科学性和预测的准确性，均具有重要理论实践意义。

1 重力流分类及术语体系

细粒重力流沉积是页岩层系主要的细粒沉积类型。适用于粗粒重力流研究的分类和术语体系，已经不能满足细粒重力流沉积学研究的需要。在深湖页岩层系发育的以粉砂质、泥质为主的细粒重力流沉积物，在传统的粗粒重力流分类和术语中没有很好的体现。为了深入开展湖盆细粒重力流沉积学研究，本文采纳了Mulder和Alexander[35]提出的基于沉积物浓度和沉积过程的重力流分类方案和Baas等[36-37]提出的过渡流的分类方案，建立适合深湖细粒重力流沉积研究的分类和术语体系。
2001年Mulder和Alexander[35]提出了沉积物重力流的简易分类方案（见图1），根据重力流沉积物的浓度百分比，由低到高把重力流划分为浊流、浓缩密度流、超浓缩密度流和黏性流4种类型，其中黏性流包含了碎屑流和泥流（见图1a）。在此基础上，该方案对浊流按其持续时间划分出3个亚型：①准稳态浊流，即异重流；②浪涌状浊流；③浊流-脉冲（见图1b）。浓缩密度流和超浓缩密度流按其支撑类型被分别划分出两个端元（见图1b）。
图1 根据沉积物体积分数命名的密度流类型（a）和水下沉积物密度流定义示意图（b）（据文献[35]）
过渡流并不包含在Mulder和Alexander[35]的分类方案中，本文采用了基于Baas等[36-37]的过渡流术语，是指湍流（浊流）由于黏土矿物的混入，流体的黏性力增强，使细粒浊流的湍动受到调制而产生的介于湍流和泥流之间的过渡流。过渡流包括①湍流增强过渡流（TETF）、②下部过渡塞流（LTPF）和③上部过渡塞流（UTPF）。湍流（TF）和准层状塞流（QLPF）是两个端元组分，前者属于浊流，后者属于泥流[36⇓⇓-39]。
本文除浪涌状浊流和泥流沉积外（本身就是细粒沉积），对颗粒直径小于0.062 5 mm的重力流沉积物，称之为细粒重力流沉积物。

2 湖盆细粒重力流沉积物及其沉积过程

石油勘探实践和露头研究表明，深湖环境普遍发育重力流体系，其中以砂岩、含砾砂岩、砾岩为主的粗粒重力流沉积物主要发育在盆地陡坡或缓坡重力流水道、水道—湖底扇过渡带、扇中部位，或非限定水道的湖底扇近端，沉积物以超浓缩密度流、浓缩密度流[35]及滑塌、碎屑流沉积为主[12⇓-14,21,29]。前人[13-14,18]对松辽盆地青一段、嫩一段和准噶尔盆地玛湖凹陷二叠系风城组的研究表明，以粉砂质、泥质为主的粒径小于0.062 5 mm的细粒重力流沉积物在以松辽盆地为代表的大型坳陷湖盆中的发育与洪泛导致的水道—堤岸—朵叶体系和曲流河三角洲滑塌形成的非限定水道湖底扇相关[18]。以玛湖凹陷风城组和渤海湾盆地沙三段、东营组为代表的断陷湖盆内，细粒重力流沉积主要发育在湖底扇的扇缘[13]或平坦湖床发育的水道—堤岸—朵叶体系中[14]。
根据岩相观察结果，陆相湖盆细粒重力流沉积物主要包括了浪涌状浊流沉积、细粒异重流沉积、细粒浓缩密度流沉积、细粒碎屑流沉积、泥流沉积、细粒过渡流沉积。

2.1 浊流沉积

浊流沉积是陆相湖盆沉积中最为常见的细粒重力流沉积，能够识别的主要有两种类型：浪涌状浊流沉积和细粒异重流沉积。

2.1.1 浪涌状浊流沉积

浪涌状浊流是一种颗粒被湍流支撑的浊流，能发育成一个既不均匀又不稳定的湍流流体。该流体持续时间较长，包含一个湍流的头部和相当长度的流体段。该流体可以由流型的转换形成，也可以由沉积物悬浮云的垮塌而产生，其倾向于搬运粒径小于砂级的颗粒，沉积物大多发育鲍玛序列的Tb—Td段（鲍玛序列的b段、c段、d段）[35]。浪涌状浊流沉积主要发育在安静深湖环境，是以粉砂和富含有机质泥岩为主的沉积组合。在松辽盆地古龙凹陷青一段，浪涌状浊流沉积组合（见图2a）由块状粗粉砂岩相（SS1，见图3a、图3b）、平行纹层的细粉砂岩相（SS3，见图3d）、波状交错纹层的细粉砂岩相（SS4，见图3e）、波状—平行纹层细粉砂岩相（SS5，见图3f）和波状纹层的泥质粉砂岩相（AS2，见图4b）组成。
图2 松辽盆地古龙凹陷青一段细粒重力流沉积组合
图3 松辽盆地古龙凹陷Y47井青一段细粒重力流岩心照片

（a）块状粗粒粉砂岩与下伏泥岩突变接触（SS1a），2 368.02 m；（b）块状粗粒粉砂岩底部发育火焰构造（SS1b），2 363.62 m；（c）泥屑和植物碎片定向排列的粗粉砂岩（SS2），2 359.47 m；（d）平行纹层细粉砂岩（SS3），2 367.52 m；（e）波状交错纹层细粉砂岩（SS4），2 360.47 m；（f）波状-平行纹层细粉砂岩（SS5），2 357.72 m

图4 松辽盆地古龙凹陷青山口组（K2qn）、准噶尔盆地玛湖凹陷风城组二段（P1f2）细粒重力流沉积岩心照片

（a）L242-1井，1 827.9 m，青山口组二段（K2qn2），包卷纹层泥质粉砂岩（AS1）；（b）Y38井，1 728.88m，青山口组一段（K2qn1），下部为粉砂与泥混杂的粉砂质泥岩（SM1），上部为波状纹层泥质粉砂岩（AS2）；（c）L242-1井，1 818.70 m，K2qn2，砂墙注入构造泥质粉砂岩（AS3）；（d）Y38井，1 722.78 m，K2qn1，粉砂与泥混杂的粉砂质泥岩（SM1）；（e）玛湖凹陷玛页2井，3 859.60 m，风城组二段（P1f2），上部为含粉砂屑和泥屑的准纹层状粉砂质泥岩（SM2），下部为波状-平行纹层粉砂注入构造泥质粉砂岩（AS4）

浪涌状浊流可以由三角洲前缘滑塌而产生，亦可以是超浓缩密度流因湖水的稀释而产生[25,35,40]。该套沉积物能发育在水道—堤岸—朵叶体系水道轴的侧翼、水道边缘及堤岸和朵叶的近端[18]。如沉积物组合含丰富植物碎片，则为盆外浊流，可解释为减弱的异重流沉积[41-42]。

2.1.2 细粒异重流沉积

细粒异重流是一种准稳态的、具有悬浮负载的异重湍流或浊流，其颗粒以粉砂为主。异重流沉积物与洪泛关系密切，其与浪涌状浊流的显著区别是该流体比浪涌状浊流维持的时间更长，持续时间可达几天到几周，且其更易在湖泊发生，形成曲流状重力流水道—堤岸—朵叶体系[35,40,43]。以松辽盆地古龙凹陷青一段为例，细粒异重流沉积序列由下部向上变粗的沉积序列和下部向上变细的沉积序列共同组成，这两个沉积序列之间可发育冲刷面，有时冲刷面模糊不清。自下向上变粗的沉积序列依次由SS5（见图3f）、SS4（见图3e）、SS3（见图3d）、SS2（见图3c）岩相组成。向上变细的沉积序列由SS1（见图3a、图3b）、SS3（见图3d）、SS4（见图3e）和SS5（见图3f）岩相组成（见图2b）。在鄂尔多斯盆地长73亚段发育的粉砂质异重流沉积是由正递变和反递变粉砂岩组成，其间被冲刷面分隔[23]。这种向上变粗和向上变细的沉积序列属于细粒异重流沉积或细粒异重岩[22,40,43]。冲刷面附近存在的泥质碎屑可以被解释为异重流侵蚀了泥质底床，使得泥屑进入流体。在一个低量级洪水事件中，最大流量应大于连续产生异重流的临界流量，从而形成异重流。一个完整的异重流沉积序列应包含一对正递变和反递变，或向上变粗和向上变细的沉积序列。当颗粒很细时，其边界冲刷面是不清晰的[40,43]。该异重流沉积在松辽盆地古龙凹陷青一段水道—堤岸—朵叶体系中主要发育在水道轴的侧翼和水道边缘沉积环境[18]。

2.2 细粒黏性流沉积

细粒黏性流沉积可分为细粒碎屑流沉积和泥流沉积，松辽盆地古龙凹陷英台斜坡青一段中可见这两类细粒黏性流沉积。
①细粒碎屑流沉积，为颗粒依靠黏性基质支撑的黏性密度流。碎屑流沉积由分选差的沉积物组成，一般含有大于5%的砾石和含量变化较大的砂质、粉砂质、泥质组分，可以输送巨型软沉积物碎屑。本文所指的细粒碎屑流沉积指泥质基质支撑的粉砂质碎屑流沉积，包括发育包卷层理的泥质粉砂岩相（AS1，见图4a）和含泥屑的泥质粉砂岩相（ASS2，见图5b、图5c）。
图5 准噶尔盆地玛湖凹陷玛页1H井细粒浓缩密度流沉积（CSS1、CSS2）、过渡流沉积（ASS1、FSS1、FSS2）、泥流沉积
（SSM1）和碎屑流沉积（ASS2）岩心照片

（a）玛湖凹陷玛页1井，4 690.88 m，风城组二段（P1f2），下部为含细砾块状层理粗粉砂岩（CSS1），中部为平行纹层泥质粉砂岩（ASS1），上部为泥屑和粉砂屑混杂的泥质粉砂岩（SSM1）；（b）玛湖凹陷玛页1H井，4 574.34 m，P1f2，下部为泥质撕裂屑定向排列的递变层理粗粉砂岩（CSS2），上部为含泥屑的泥质粉砂岩（ASS2）；（c）玛湖凹陷玛页1H井，4 574.93 m，风城组三段（P1f3），下部为含薄层泥质条带的波状层理细粉砂岩（FSS2），中部为含泥屑的泥质粉砂岩（ASS2），上部为波状层理细粉砂岩（FSS1）

②泥流沉积，为砾石含量小于5%，泥沙比大于1︰1的黏性密度流[35]。当黏土含量小于25%时可以被称为粉砂质泥流（Silty Mud Flows），若黏土含量大于40%，则可以被称为富黏土泥流（Clay-rich Mud Flows）[35]。其可以发育成粉砂屑混杂在泥质基质之中的粉砂质泥岩相（SM1，见图4d），也可以表现为小的粉砂质团粒沿塑性流动剪切面顺层排列形成准层状泥流沉积的粉砂质碎屑混杂在泥质基质的粉砂质泥岩相[36]（SM1、SM2见图4b—图4e，SSM1见图5a）。
松辽盆地古龙凹陷英台斜坡青一段（K2qn1），细粒碎屑流、泥流沉积序列（见图2c）由AS1岩相（见图4a）、发育砂墙注入构造的泥质粉砂岩相（AS3，见图4c）和SM1岩相（见图4d）组成。该沉积序列以准同生变形构造或软沉积物变形构造、砂屑泥屑混杂构造、粉砂墙注入构造和粉砂质团块变形拉长为特征。该沉积序列发育在水道的边缘、湖底扇和朵叶的远端[18]。在该沉积岩相序列中（见图2c），AS1（见图4a）被解释为黏性碎屑流沉积，SM1（见图4d）可以被解释为黏性泥流沉积[35]。AS3（见图4c）可被解释为浅埋过程中与软沉积物滑塌相关的粉砂注入复合体。软沉积物滑塌导致其自身液化并将粉砂注入到扩展的裂缝系统之中[44-45]。一些粉砂注入体也被解释为震积岩，是地震导致的软沉积物瞬时液化作用的结果[46]。这种碎屑流、泥流和粉砂质注入复合体沉积物大多发育在前三角洲斜坡上构成非限定水道的湖底扇，它们是由高沉积速率引起的边坡失稳和随后的滑塌产生的[47-48]，也可由地震引发[47]。

2.3 细粒浓缩密度流沉积

细粒浓缩密度流是由湍流、颗粒相互作用和浮力支撑的沉积物密度流。这里讨论的细粒浓缩密度流沉积局限于含少量细砾的粗粉砂和含泥屑的粗粉砂岩。该流体存在由湍流减速导致的颗粒沉降沉积作用，因而能发生有意义的分选，产生干净的粗粉砂岩段[35]。准噶尔盆地玛湖凹陷玛页1井风城组二段（简称风二段，P1f2）可见含细砾块状粗粉砂岩相（CSS1，见图5a）和含泥质撕裂屑的递变层理粗粉砂岩相（CSS2，见图5b），它们分别以块状含细砾粗粉砂岩相和泥质碎屑的定向排列为特征，可以被认为是浓缩密度流沉积。含细砾块状粗粉砂岩相代表了快速的悬浮湍流沉积。定向排列的泥屑代表了浓缩密度流对泥质底床的侵蚀，是泥质碎屑进入流体后沉积的结果[42,48]。

2.4 细粒过渡流沉积

根据过渡流中由于黏土矿物的混入导致湍流强度及塞流段发育程度的不同，细粒过渡流沉积可进一步划分为3种类型：细粒湍流增强过渡流沉积、细粒下部过渡塞流沉积和细粒上部过渡塞流沉积。
①细粒湍流增强过渡流沉积，当湍流混入少量黏土矿物时可发育湍流增强过渡流。与相似速度的浊流（湍流）相比，该流体具有更强的湍流强度。湍流增强来源于流体底部发育的剪切层所产生的开尔文-赫尔霍姆斯不稳定性效应，因而其沉积物可以发育大型沙纹层理和沙纹背流面的侵蚀[49-50]。准噶尔盆地玛湖凹陷风二段玛页1H井波状层理细粉砂岩相（FSS1，见图5c）质纯且波纹有侵蚀，可能属于湍流增强过渡流沉积。
②细粒下部过渡塞流沉积，与细粒湍流增强过渡流相比，下部过渡塞流形成于较高的黏土矿物浓度之下，其流体的湍动一开始受到抑制形成了一个塞流段。这个塞流段事实上没有或只有弱的湍流，它首先在接近水面的剪切力最弱的部位形成，然后随着黏土矿物浓度的增加向下扩展。湍流的增强来源于流体底部剪切产生的开尔文-赫尔姆斯不稳定性效应，该效应使湍流在底床附近增强，从而使湍流强度在其底部和顶部之间的梯度最大。下部过渡塞流沉积物发育成一个双层结构：即下部大型波状层理的粉砂岩段和上部粉砂质泥岩或泥岩构成的塞流段[36-37]。准噶尔盆地玛湖凹陷玛页1H井风城组三段（简称风三段，P1f3）发育的含薄层泥质条带的波状层理细粉砂岩相（FSS2，见图5c）和玛页1井风二段（P1f2）平行纹层泥质粉砂岩相（ASS1，见图5a）可能就属于下部过渡塞流沉积。该过渡流沉积发育在细粒浓缩密度流沉积的CSS1岩相（见图5a）与泥流沉积的SSM1岩相（见图5a）之间，或者发育在碎屑流沉积的含泥屑的泥质粉砂岩之下（ASS2，见图5b），属于湍流受到调制后产生的细粒下部过渡塞流沉积。
③细粒上部过渡塞流沉积，随着黏土浓度的增加，下部过渡塞流会转变成上部过渡塞流，使该过渡流的塞流段变厚。与此同时，当悬浮黏土的黏性力超过湍流力时，其底部剪切层会变成一个弱的湍动源，使整个湍流受到进一步的抑制，形成上部过渡塞流。细粒上部过渡塞流是介于细粒下部过渡塞流和准层状过渡塞流（泥流）之间的中间过渡类型。相比于细粒下部过渡塞流沉积，其沉积物中由粉砂质泥岩或泥岩构成的塞流段厚度更大，且粉砂岩段发育低幅宽底床沙纹层理[38,49]。例如准噶尔盆地玛湖凹陷玛页2井风二段发育波状—平行纹层粉砂注入构造的泥质粉砂岩相（AS4，见图4e）就能被解释为上部过渡塞流沉积，其中薄层的波状—平行纹层粉砂岩为下部湍流段沉积，厚层的含粉砂屑的粉砂质泥岩为塞流段沉积。再向上则过渡为含粉砂屑和泥屑的准纹层状粉砂质泥岩（SM2，见图4e），属于准层状塞流沉积或层状泥流沉积[35]。
当黏土矿物浓度进一步升高时，细粒上部过渡塞流底部的湍流停止发育，形成了准层状塞流，也就是泥流。其特征是层状塞流段在薄的剪切层之上移动，使该剪切层拥有残留的湍动[36-37]。其沉积物表现为纹层状粉砂质泥岩，粉砂质斑点沿纹层排列（SM2，见图4e）。准层状塞流也就是泥流，发育在上部过渡塞流沉积（AS4，见图4e）之上，反映了上部过渡塞流向准层状塞流（泥流）的转化。

3 湖盆细粒重力流沉积模式

平缓的深湖环境是细粒重力流沉积发育的主要场所，多种微古地貌单元控制了该重力流沉积体系的展布[18]。本文结合湖盆细粒重力流沉积作用、沉积体系的分布及其控制因素，探讨了断陷湖盆、大型坳陷湖盆细粒重力流沉积模式。

3.1 断陷湖盆细粒重力流沉积模式

准噶尔盆地玛湖凹陷风城组和渤海湾盆地济阳坳陷沙三段、东三段沉积期属于温湿—干热或温暖湿润气候条件下的断（裂）陷湖盆，均发育重力流沉积体系[14-15,51 -52]。根据其重力流沉积特征、沉积作用过程和展布，可将这类气候条件下断陷湖盆细粒重力流沉积模式总结成如下。
湖盆陡坡盆缘发育沟谷和2~3个断阶带，可形成2~3个坡折带。盆缘沟谷决定了扇三角洲发育的位置，最外侧第1坡折带控制了扇三角洲平原、前缘亚相的分布。第2坡折控制了因湖平面快速下降而产生的陡坡非限定水道的湖底扇的展布，其扇中发育以砂砾岩为主的浓、超浓缩密度流沉积，扇缘发育细粒的浓缩密度流、细粒碎屑流、湍流、泥流沉积。第3坡折控制小型限定性水道湖底扇的展布。湖盆缓坡主要发育河流三角洲、湖底扇体系。其坡折带的发育与陡坡相似。第1坡折控制三角洲平原的分布，第2坡折控制三角洲前缘的展布，第3坡折控制限定和非限定水道湖底扇的展布。湖平面的快速下降（LST）导致坡折之上水道的下切和随后的粗粒浓缩密度流沉积充填，坡折之下则形成湖底扇。该湖底扇扇中发育粗粒的浓、超浓缩密度流沉积，扇缘发育细粒浪涌状浊流、细粒碎屑流和泥流沉积及不完整的细粒混合事件层。湖平面上升期（TST）洪水引发的细粒异重流可在地形平坦的深湖区形成水道—朵叶体系。在湖平面的缓慢下降期（HST），由于较高的沉积速率或地震引起的沉积斜坡失稳，可形成发育在前三角洲斜坡的非限定水道的砂质和泥质的湖底扇，细粒重力流沉积则发育在砂质湖底扇的边缘相和泥质湖底扇之中（见图6）。
图6 断陷湖泊细粒重力流沉积模式

3.2 大型坳陷湖盆细粒重力流沉积模式

温暖湿润环境下欠补偿坳陷湖盆是重力流，特别是细粒重力流沉积发育的主要场所，其总体特征表现为：①经过长距离搬运的以粉砂为主的曲流河三角洲沉积体系，主要发育在湖盆的长轴方向，其次发育在湖盆的两侧。这些粉砂质三角洲沉积物和洪水携带的细粒沉积物成为了坳陷湖盆因三角洲滑塌再次搬运以及洪泛形成深湖细粒重力流沉积体系的物质基础，这使得大型坳陷湖盆深湖区以发育细粒重力流沉积体系为主。②坳陷湖盆深湖区开阔，湖盆底床平缓，更容易发育大型曲流水道的细粒重力流沉积体系，与洪泛关系密切[18,28]。③挠曲坡折是划分坳陷湖盆浅湖和深湖的边界，坡度陡缓和产状控制了细粒重力流的规模和类型的差异。
松辽盆地青一段、嫩一段代表了大型坳陷湖盆平缓斜坡背景下曲流河三角洲—深湖沉积环境细粒重力流沉积作用模式。鄂尔多斯盆地长73亚段代表了坳陷湖盆挠曲坡折背景下混源细粒重力流沉积作用模式。这两个模式的差异取决于湖盆底床平缓坡度以及火山活动和水下热液的参与与否。

3.2.1 平缓斜坡背景下坳陷湖盆细粒重力流沉积模式

松辽盆地青一段、嫩一段沉积期，该湖盆属于温暖湿润气候条件下的大型坳陷湖盆，湖盆底床总体平缓，只在局布发育低幅挠曲坡折。根据对其深湖水道—堤岸—朵叶和湖底扇体系沉积特征及其控制因素的研究构建了代表大型坳陷湖盆曲流河三角洲—深湖细粒重力流的沉积模式（见图7）。青一段、嫩一段沉积期分别对应晚白垩世的两次洪泛事件[53-54]。湖平面快速上升（水进体系域TST），洪泛导致的高泥沙流量有利于水道—堤岸—朵叶体系的发育。由北部和西部三角洲前缘供给的直形水道被浓缩密度流、砂质（粗粒）异重流、浪涌状浊流和细粒碎屑流沉积物充填。直形水道发育在受挠曲坡折带控制的高坡度的古地貌坡斜坡上，或与前三角洲斜坡有关。而曲流水道体系分布在坡度较低的古斜坡上，沉积了细粒的粉砂质的异重流和浪涌状浊流沉积，末端为朵叶或分叉。堤岸和朵叶的近端发育粉砂质浪涌状浊流沉积，朵叶的远端则发育细粒碎屑流和泥流沉积，主要分布在水进和高位早期体系域内。这些水道—堤岸—朵叶体系可延伸15~70 km。湖平面下降期（水退体系域（RST）或低位和高位体系域（LST和HST））由三角洲滑塌导致的沉积组成的非限定水道湖底扇分布在前三角洲斜坡或挠曲坡折之下，主要由细粒碎屑流沉积、泥流沉积、砂墙复合体组成（见图7）[18]。
图7 松辽坳陷湖盆青一段、嫩一段缓坡背景曲流河三角洲—深湖环境细粒重力流沉积模式（据文献[18]）

3.2.2 挠曲坡折背景下坳陷湖盆细粒重力流沉积模式

研究表明，鄂尔多斯盆地长73亚段沉积时期，其构造沉降速率大于沉积物供给速率，湖盆处于湖泛期（Carnian），湖泊面积达到最大。相较于松辽盆地青一段沉积期，这一时期的盆地构造活动更为活跃。湖盆西南部发育坡度较陡的挠曲坡折，东部斜坡存在坡度较缓的挠曲坡折（见图8）。隆起区活跃的火山喷发导致凝灰质空落进入湖泊，在形成沉凝灰岩的同时还提高了古湖泊的生产力。火山输入的硫酸盐促使微生物还原作用发生，产生的H2S使得水体形成强还原环境，有利于有机质的保存。构造活动使得地下热液沿断裂上升进入湖泊，湖泊藻类和浮游生物的繁盛促进了长73亚段有机质的发育和保存，形成了优质源岩层系[55]。
图8 鄂尔多斯坳陷湖盆地长73亚段挠曲坡折背景混源细粒重力流沉积模式（据文献[56]修改）
在湖平面下降期（RST），来自盆地东北部和西南部的河流三角洲向湖泊推进，火山活动导致的地震和沉积斜坡失稳使其在挠曲坡折部位发育非限定水道的湖底扇和限定水道的湖底扇（见图8）。这些扇体的近端扇部分主要为超浓缩密度流和浓缩密度流沉积，远端扇缘部分为细粒浓缩密度流、细粒碎屑流、浪涌状浊流和细粒过渡流沉积。水进期（TST），在湖域扩大的同时，洪水引发的异重流等可形成水道—堤岸—朵叶体系。其中粗粒重力流沉积包括浓缩密度流沉积的砂岩发育在水道轴微相。细粒重力流沉积，如浪涌状浊流沉积、细粒碎屑流沉积、泥流沉积、细粒异重流沉积、细粒过渡流沉积等，发育在水道边缘、堤岸、朵叶微环境（见图8）。
总之，松辽大型坳陷湖盆青一段沉积期构造相对较为稳定、湖盆底床平缓，主要发育轴向曲流重力流体系和侧向受挠曲坡折控制的非限定水道湖底扇，其沉积物以细粒重力流沉积为主。相比较而言，鄂尔多斯盆地长73亚段沉积时期，构造较为活跃，表现为火山喷发、热液活动、挠曲坡折发育且坡度较陡，这使得重力流沉积体系的发育受挠曲坡折的控制，湖底扇重力流沉积物分布在坡折之下。洪水引发的异重流可形成水道—堤岸—朵叶体系，分布在平坦深湖区，但单体规模较小。这些差异性是由湖盆底床古地貌和构造活动的差异性造成的。

4 细粒重力流沉积作用对页岩油“甜点段”发育的影响及意义

4.1 细粒重力流沉积作用对页岩油“甜点段”发育的影响

重力流多样的沉积作用在页岩层系能形成常规储集层、致密储集层和页岩油“甜点段”，其中，细粒重力流沉积更容易形成页岩油“甜点段”。
粗粒浓缩密度流和细粒浓缩密度流碎屑颗粒相对较粗，不含或含极少量黏土矿物，颗粒之间的相互作用和湍流作用能使该流体颗粒之间的黏土矿物悬浮，沉积物得到分选，形成物性好的干净砂岩和粉砂岩。以位于松辽盆地大庆长垣的X125井嫩一段为例，发育在水道轴至侧翼的粗粒浓缩密度流沉积的含砾砂岩孔隙度平均可达19.85%，渗透率为15.04×10-3 μm2，属于优质“甜点段”或常规储集层（见表1）。细粒异重流和浪涌状浊流或湍流在流动过程中，由于浓度较低（沉积物体积浓度小于10%），更细的颗粒和黏土矿物可以从流体脱离，产生有意义的分选[35]，形成干净粉砂岩。以松辽盆地古龙凹陷Y47井青一段为例，发育在水道轴侧翼的细粒异重流和浪涌状浊流所沉积的粗粉砂岩能形成孔隙度为15.7%，空气渗透率为6.2×10-3 μm2的优质“甜点段”或常规储集层。发育在水道边缘、堤岸的细粒异重流和浪涌状浊流所沉积的细粉砂岩、泥质粉砂岩孔隙度为5.90%~9.05%，空气渗透率为（0.020~0.037）× 10-3 μm2，属于较好—好的“甜点段”（见表1）[18]。
表1 松辽盆地古龙凹陷青一段和大庆长垣嫩一段重力流沉积过程、沉积微相与“甜点段”关系[18]
层
位		 井号 深度/m 岩性 孔隙度/% 渗透率/10-3 μm2 重力流
沉积类型		 沉积
微相		 “甜点段”
类型
最小 最大 平均 最小 最大 平均
青
一
段		 Y47 2 358.00~
2 359.88		 细粉砂岩 4.7 7.6 5.90 0.02 0.25 0.02 粉砂质异重流沉积 水道边缘 较好
Y47 2 360.27 泥质粉砂岩 6.4 6.4 6.40 0.02 0.02 0.02 浪涌状浊流沉积 堤岸 较好
Y47 2 362.03~
2 362.69		 细粉砂岩 5.7 12.4 9.05 0.11 0.62 0.37 浪涌状浊流沉积 水道边缘 好
Y47 2 363.07~
2 366.20		 粗粉砂岩 7.4 21.3 15.70 0.01 58.50 6.20 浪涌状浊流沉积和粉砂质异重流沉积 水道轴的
侧翼		 优质/
常规储集层
Y51 2 270.48~
2 275.35		 泥质粉砂岩 7.5 8.9 8.03 0.08 0.11 0.09 细粒碎屑流沉积 非限定水道
湖底扇		 较好
嫩
一
段		 X125 883.30~
885.80		 含砾砂岩 15.8 23.9 19.85 1.47 28.6 15.04 浓缩密度流沉积 水道轴至轴
的侧翼		 优质/
常规储集层
P44 805.00~
810.20		 泥质粉砂岩 16.1 16.4 16.25 0.13 0.14 0.14 细粒碎屑流沉积 朵叶远端 好
细粒碎屑流、泥流以及过渡流沉积中的塞流段（泥流）属于黏性流沉积。这些黏性流的形成与三角洲前缘远端细粒沉积物滑塌和环境水的加入，及其向细粒碎屑流、浪涌状浊流的演化[40]，以及浊流（湍流）由于黏土矿物的加入向过渡流和泥流的演化有关[36-37]。黏性流能形成发育复杂沉积构造（如软沉积物变形构造、粉砂团与泥团混杂或顺层分布）的泥质粉砂岩、粉砂质泥岩及含粉砂屑的泥岩。黏性流沉积物泥质含量高、由泥质基质支撑，但也能形成“甜点段”。以松辽盆地古龙凹陷英台斜坡青一段Y51井和大庆长垣P44井嫩一段为例，发育在非限定水道的湖底扇和发育在朵叶体远端的细粒碎屑流沉积的泥质粉砂岩，其孔隙度分别为8.03%，16.25%，空气渗透率分别为0.09×10-3 μm2和0.14×10-3 μm2，分别形成了“甜点段”（见表1）[18]。
通过对鄂尔多斯盆地长73亚段一块泥流沉积的发育泥屑、粉砂屑和粉砂质团块顺层分布构造的深灰色粉砂质泥岩相（SSM2）样品（见图9）和一块安静水体沉积的深灰色纹层状泥岩相（M1）样品（见图9）的Qemscan扫描分析发现，SSM2的面孔率达8.77%，孔隙以不规则的短轴宽约2~3 μm、长轴约5~10 μm的溶蚀孔和宽1~2 μm、长约30~50 μm的层间微裂缝为主，孔隙大多不连通（见图9）。而M1的面孔率仅为3.19%，主要为孤立的零星分布的短轴1~2 μm、长轴4~6 μm的溶蚀孔（见图9）。
图9 鄂尔多斯盆地长73亚段泥流沉积的深灰色粉砂质泥岩相（SSM2）和深湖安静水体沉积的深灰色纹层状泥岩相（M1）的扫描电镜矿物定量评价（Qemscan）图像

（a）SSM2：泥屑、粉砂屑和粉砂质团顺层分布的深灰色粉砂质泥岩相，正70井，长73亚段，1 645.87 m；（b）M1：深灰色纹层状泥岩相，盐285井，长73亚段，2 854.00 m

造成SSM2和M1相孔隙有如此大差别的原因主要在于岩相的沉积过程。泥流沉积的发育泥屑、粉砂屑和粉砂质团块顺层分布构造的SSM2岩相是事件导致的三角洲前缘远端的细粒沉积物经滑塌、液化作用，随着粉砂质沉积的减少和泥质含量的增加转化而来。泥流的塑性切流动使流体所含的粉砂屑、泥屑和粉砂质团块、黄铁矿微粒顺层分布并形成了层理构造。因此其成分成熟度低，富含容易溶蚀的长石矿物，同时，泥流的塑性剪切流动形成了剪切纹层。相比之下，静水空落沉积的M1相（见图9）中的长英质碎屑可能来自于季风和湖面的漂浮沉降，更富含石英。因长石更容易被酸性介质溶蚀，剪切纹层比空落界面更容易形成层间微缝，使泥流沉积的SSM2岩相比静水空落沉积的M1岩相的孔隙度更高，更容易形成“甜点段”（见图9）。现有资料表明，细粒重力流沉积物比静水空落沉积的深灰色纹层状泥岩的孔隙度高（大于5%），且富含长英质，岩相成分和结构成熟度低，可以作为页岩油“甜点段”，如松辽盆地古龙凹陷青一段页岩油。

4.2 细粒重力流形成的页岩油“甜点段”横向分布及其在层序内的发育特征

如松辽盆地、鄂尔多斯这样的大型坳陷湖盆，深湖细粒重力流沉积主要发育在与湖泛相关的水道—堤岸—朵叶重力流体系和挠曲坡折控制的非限定性水道湖底扇体系（见图7、图8）。在断陷湖盆，深湖细粒重力流沉积主要发育在受同沉积构造坡折控制的湖底扇的扇缘及扇前的平坦区的小型水道—堤岸—朵叶重力流体系（见图6）。湖盆细粒重力流体系的发育受湖泊平面大小变化、湖泛及高泥沙流量、湖床古地貌控制。
以玛湖凹陷风城组为例，探讨细粒重力流页岩油“甜点段”横向分布及其在层序内的发育特征。玛页2井陡坡湖底扇中发育的浓缩密度流沉积为含砾砂岩和细砂岩，孔隙度为0.8%~3.0%，渗透率小于0.1×10-3 μm2（见图10）。该湖盆属于咸水—碱湖环境，沉积物埋藏深度较大，成岩作用强，成为致密储集层和致密油发育的有利相带（见图10）。湖底扇近端扇缘和远端扇缘亚相主要发育以白云质粉砂岩、白云质泥岩、凝灰质泥岩为主的细粒重力流沉积，孔隙度为0.4%~1.5%，渗透率小于0.1×10-3 μm2，TOC值为0.5%~1.5%，为页岩油“甜点段”和有利的页岩油发育相带（见图10）。
图10 准噶尔盆地玛湖凹陷风城组东西向沉积相剖面
深湖环境的细粒重力流沉积大多发生在湖平面下降阶段，包括层序的高位体系域（HST）、低位体系域（LST）或水退体系域（RST）。这是因为湖盆构造沉降或气候干旱不但可以导致湖平面的下降，还能导致重力流的发生。构造平静期，气候湿润，水进导致湖平面进一步升高，除诱发异重流外，还沉积了富有机质的页岩层。湖盆的水进（TST）—水退（RST）旋回可在页岩层系中形成多套源储组合（见图10）。进一步的研究表明，风城组四级层序的水进体系域对应着高泥质、高TOC值段。在水进体系域的顶部，TOC值达到最大。四级层序的水退体系域对应低泥质、低TOC值段和高碳酸盐岩含量段。三级层序水进—水退旋回与其TOC值和泥质含量的对应关系类似四级层序。这种现象反映了构造平静、气候湿润导致的湖域扩展水进有利于高泥质、高TOC值段发育；气候干旱、构造沉降的湖盆萎缩水退利于细粒重力流沉积和高碳酸盐含量段发育。细粒重力流和碳酸盐岩沉积可形成页岩油的“甜点段”，比如：由细粒浓缩密度流和细粒异重流、浊流沉积的薄层粉砂岩“甜点段”；白云岩“甜点段”；由细粒过渡流沉积的泥岩与粉砂互层的“甜点段”；由细粒碎屑流、泥流等形成的含粉砂屑和泥屑的准水平层理泥页岩“甜点段”等。
湖盆区内非常规页岩油是中国未来石油勘探生产的主要接替领域，湖盆细粒重力流体系沉积模式约束下的页岩油“甜点段”展布规律认知，对提高“甜点段”预测精度，减少钻探盲目性，进一步有效指导和推动鄂尔多斯等重点盆地页岩油气增储上产，具有重要应用价值[57⇓-59]。

5 结论

湖盆深水环境发育细粒浓缩密度流、浪涌状浊流、细粒异重流、细粒碎屑流、泥流和细粒过渡流沉积作用及其沉积物。
在断陷湖盆深湖区：湖平面快速下降期，湖盆陡坡带坡折之下发育非限定水道湖底扇体系及其前端的小型细粒限定水道湖底扇体系。湖盆缓坡坡折之下发育非限定水道湖底扇和限定水道湖底扇体系。湖平面的缓慢下降期，较高的沉积速率或地震所引起的前三角洲沉积斜坡失稳滑塌可形成非限定水道的湖底扇，这些湖底扇的扇缘亚相均发育细粒重力流沉积。湖平面上升期，发育洪水引发的以细粒异重流为主的水道—堤岸—朵叶体系。在大型坳陷湖盆深湖区，湖平面上升期，因洪泛导致的异重流形成了大型水道—堤岸—朵叶细粒重力流体系。湖平面下降期，挠曲坡折和前三角洲沉积斜坡发育细粒非限定水道湖底扇体系。
四级层序水进伴随发育富有机质泥岩和细粒异重流沉积。水退伴随着细粒浓缩密度流、浪涌状浊流、细粒碎屑流、泥流和细粒过渡流的沉积。这些细粒重力流沉积作用影响页岩油“甜点段”的发育。湖盆多样的细粒重力流沉积作用形成了由细粒浓缩密度流、细粒异重流、浪涌状浊流沉积形成的薄层粉砂岩“甜点段”，由细粒过渡流形成的泥岩与粉砂互层的“甜点段”，由细粒碎屑流、泥流等形成的含粉砂屑和泥屑的水平层理泥页岩“甜点段”。湖盆页岩层系多个四级层序水进-水退旋回形成了多套源储组合。

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