0 引言
细粒沉积概念是由Krumbein等在1932年提出，泛指粒径小于62.5 μm、颗粒含量大于50%的碎屑沉积岩[1]，按照传统粒径等级划分方法，主要包括粗粉砂—极细粉砂、黏土为主的细粒物质[2]，也包含少量盆地内生碳酸盐矿物、生物硅质、磷酸盐等颗粒[3]。细粒沉积岩分布广泛，约占地表所有沉积岩类型的2/3以上[1,4]，随着全球油气勘探开发技术的进步，以细粒沉积为主的非常规油气储层呈现出巨大潜力，关于其沉积环境、岩相分布、油气富集特征等也正在成为地质学家关注的热点[5-6]。目前对海相层系的细粒沉积研究已取得了大量认识及成果[7-8]，相比之下，陆相湖盆细粒沉积由于非均质性较强[9⇓-11]，使得明确其分布规律，进而预测油气富集有利区较海相细粒沉积更为困难。沉积过程及搬运机制是影响细粒沉积矿物组成、岩相分布及储层物性的先决条件[12]，陆相盆地对气候、构造等条件变化响应尤为明显，因而其沉积过程及成因也更加复杂[13-14]。因此，开展陆相盆地沉积成因分析对明确细粒沉积分布、储集条件的差异以及进一步寻找勘探开发有利区均具有重要意义。
鄂尔多斯盆地三叠系延长组长7段3亚段（简称长73亚段）一直以来都作为延长组主要的烃源岩进行研究，认为湖盆中部以大面积分布的静水沉积富有机质泥页岩为主[15]，近年来在盆地西南部实施的3口风险勘探水平井获得了重大突破，取心资料揭示，长73亚段发育一套泥页岩、粉砂岩、极细—细砂岩为主的细粒沉积组合，水平井段长度达2 000 m，横向岩性变化超过160段，不同细粒沉积岩性变化频繁，充分揭示陆相盆地岩性分布的强非均质性特征。以2021年在盆地西南部庆城地区实施的LY1H风险探井为代表，该井试油获得了百吨以上高产，投产800余天累产油已突破万吨，目前日产油7.8 t，展示出良好的勘探开发前景，也打开了长73亚段细粒沉积为主的页岩油勘探开发新局面[16]。前人对延长组长7段泥页岩层系岩相类型、沉积模式等开展了大量有意义的工作，认为长71—72亚段主要发育深水泥页岩夹砂质碎屑流-浊流成因砂体。对长73亚段细粒沉积成因目前尚未有统一认识，多位学者指出长73亚段存在静水空落成因、滑塌碎屑流-泥流组合成因、细粒浪涌状浊流成因、细粒异重流成因等多种沉积成因，构成了强非均质性细粒岩相组合[17⇓-19]。鉴于此，本次研究在盆地西南部大量野外露头测量、岩心精细描述的基础上，首次开展基于鄂尔多斯盆地西南部地质背景的极细砂岩粒度以下细粒沉积水槽实验，研究长73亚段细粒沉积序列及组合特征，揭示盆地西南部细粒物质沉积过程及搬运机理，明确湖盆中部细粒沉积成因机制，并进一步探讨该类型页岩油富集机理，以期为研究区勘探开发目标优选提供依据，也为陆相淡水湖盆细粒沉积成因研究提供参考。
1 地质概况
鄂尔多斯盆地位于中国大陆中部，华北克拉通西部，是一个中—新生代内陆湖盆叠加在晚古生代海相盆地之上的多旋回克拉通盆地[18-19]。盆地现今构造整体呈东部宽缓、西部陡窄的不对称形态，内部可划分为西缘逆冲带、天环坳陷、伊陕斜坡、晋西挠褶带、伊盟隆起和渭北隆起6个一级构造单元（见图1a ）[18-19]。晚三叠世盆地为一沉降作用为主的大型拗陷湖盆，发育了厚度为1 000~1 500 m的延长组，以湖泊、河流、三角洲陆源碎屑沉积建造为主[18-19]，自下而上可划分为长10—长1段共10个段，其中长7段自下而上可划分为长73、长72、长71亚段共3个亚段[19-20]。相比延长组其他段，长7段沉积期湖盆发育最盛，长7段内部沉积特征也随着湖盆变化呈现明显差异，长73亚段沉积时期湖盆面积最大，约6.5×104 km2，水体深度为50~100 m。前期研究多认为该时期湖盆中部以大面积分布的静水沉积泥页岩为主，是延长组最主要的烃源岩发育层段；长72—长71亚段沉积期，随着湖盆萎缩，湖盆中部发育泥页岩与多期重力流砂岩夹层（见图1b ）。2019年，中国石油长庆油田公司在盆地西南部探明以长71、长72亚段为主力产层的庆城页岩油大油田，勘探开发对象为泥页岩夹持的多薄层细砂岩，以砂质碎屑流、浊流成因为主，累计提交探明储量超10×108 t，目前已实现了规模效益开发。2021年以来，随着庆城地区LY1H风险探井在长73亚段获得工业油流，该层段的页岩油勘探潜力日益受到重视。
2 长73亚段细粒沉积背景
2.1 古环境
古气候、古地貌等环境背景是控制沉积岩性、沉积序列及其展布规模的重要因素，为明确古环境对沉积过程的影响，综合利用孢粉、化学元素分析等资料恢复了长73亚段沉积期古气候、古盐度、古水深等古环境特征。长73亚段孢粉化石类型相对单一，保存形态也相对较差，以双囊型松柏类花粉为主的孢粉组合特征，指示了松柏类植物十分丰富，在区域对比上有别于相邻地区。本区域蕨类植物十分匮乏，整体反映气候相对湿润温暖，城页1井长73亚段泥页岩的Fe/Mn值为168.67~521.01，平均值为340.70，也指示该沉积期为温湿气候（见图2a ）。同时结合CaO/（MgO+Al2O3）平均值为0.062的参数特征，推断年均古温度应大于15 ℃[20]。值得注意的是，长73亚段处于上三叠统下部，沉积期对应于国际地层年代的卡尼阶（Carnian Stage）早期，该时期梅雨事件频发，呈现幕次降雨量增多的典型气候特征[21]。利用对盐度变化较敏感的Sr元素含量、Sr/Ba值综合判定当时为淡水湖盆，长73亚段泥页岩中Sr元素含量为0.144~0.496 mg/g，平均值为0.312 mg/g，显示为淡水环境。Sr/Ba值为0.193~0.824，平均值为0.500，也显示为淡水环境为主（见图2b ），少数样品点落入微咸水区，指示可能存在局部微咸水环境。沉积岩中Co元素的含量可用于推测当时岩石的沉积速率，可进一步推算古水深[22-23]，采用该方法恢复长73亚段沉积期古水深为50~138 m，平均水深为76 m，以深水环境为主。综上，长73亚段沉积古环境整体表现为温暖湿润、梅雨事件频发、水体深度较大的淡水湖盆特征。
2.2 古地貌
盆地西南部延长组长7段保存较为完整，在后期构造演化中未遭受大量剥蚀，基于大量测井岩心数据和区域地质资料，利用印模法恢复了长7段各小层的古地貌形态。长73亚段沉积期，盆地呈现西南部陡窄、东北部宽缓的不对称地貌特征[24]（见图3a ）。西南部发育较陡窄的坡折带，主要分布在镇原—环县以西一带，坡角约为1.24°，东北部坡折带较为宽缓，坡角约为0.88°，主要分布于定边—吴起—志丹一带。根据坳陷内部微古地貌变化，可进一步识别出湖底古隆、湖底深洼、湖底古脊、古沟道、湖底平原等微古地貌单元（见图3b 、图3c ）
3 长73亚段细粒沉积成因机制及主控因素
3.1 野外露头及岩心的岩相序列特征
3.1.1 野外露头岩相特征
鄂尔多斯盆地西南部瑶曲镇衣食村剖面、背阴村剖面三叠系发育，长7段出露良好，沉积特征明显，可精细描述剖面长73亚段岩性组合及横向展布特征。实测剖面视厚度为32.9 m，主要发育砂岩、低TOC泥岩、高TOC页岩、凝灰岩4种岩石类型，显示长73亚段粒径整体较小，泥质粉砂岩、粉砂质泥岩、凝灰质泥岩等多类型混合岩性发育比例高，垂向上多以薄互层—纹层组合为主，单层厚度为0.05~0.64 m，一般小于1 m。
根据岩相特征及不同岩相发育频率，可将长73亚段露头划分为3段，自下而上表现出不同的组合方式（见图4 、图5 ）。其中，下段以泥页岩-凝灰质泥岩-凝灰岩组合为主，局部可见薄层粉砂岩，但比例极低，整体泥页岩含量高，凝灰岩多呈现毫米—厘米级，厚度为0.1~28.0 cm，多数小于10 cm，反映较为安静的半深湖—深湖环境；中段发育泥页岩-泥质粉砂岩-粉砂质泥岩-粉砂岩组合，砂质含量较下段增加，以粉砂岩为主，厚度为28~64 cm，单层厚度薄，粉砂岩中多见粒序层理、波状层理等沉积构造，反映重力流事件供给作用增强；上段发育泥页岩-粉砂岩-细砂岩沉积组合，砂质含量显著增高，单层砂岩厚度薄，厚度为12~48 cm。中上部砂岩集中发育段整体表现为单层砂岩厚度小、粒径细，内部可见粒序层理、波状层理等沉积构造（见图5 ）。
3.1.2 钻井岩心岩相组合特征
观察研究区陇东地区11口取心井长73亚段累计500余米岩心，其岩相类型及特征与露头相似，整体岩性可分为泥页岩、粉砂岩—细砂岩、凝灰岩3大类，以及多类型过渡混合岩性。N228井、W100井等井在长73亚段为全取心，垂向岩相组合特征精细解剖发现，受物源供给、古地貌、古环境等多因素综合控制，不同位置岩相组合类型不尽相同。N228井长73亚段垂向岩相类型与露头相似，呈现下部泥页岩—凝灰岩组合，中部泥页岩-粉砂岩组合，上部粉砂岩—细砂岩组合的3段式特征。W100井长73亚段整体砂质发育程度高，下部泥页岩夹凝灰岩厚度较小，中上部以多薄层粉细砂岩与泥页岩组合为主，整体呈现下部泥页岩为主，上部富砂的两段式组合特征（见图6 ）。
值得注意的是，多口井砂岩精细观察发现，73亚段砂岩主要是以极细砂岩粒径以下细粒沉积为主，垂向上细砂岩分布频率较低，且平面上分布较局限，仅在靠近西南物源区近端发育。单层砂岩厚度主要为0.1~0.9 m，一般在1 m以下，累计厚度不超过6 m。测井显示的“箱状砂岩段”岩心观察主要为极细砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩多期叠置，粒径大多小于62.5 μm，单层厚度薄，砂岩泥质含量整体较高（见图7 ），显著区别于长71、长72亚段的中—厚层块状砂岩。岩心中常见小型沙纹层理、波状层理等沉积构造（见图7a 、图7c 、图7e ），砂岩中发育较多下部逆粒序与上部正粒序构成的粒序组合，局部可见粒序段内部有微弱的侵蚀面（见图7b 、图7c 、图7e ），粉砂岩断面上可见大量植物碎屑（见图7a 、图7d 、图7f ）。
图7 长73亚段岩心照片及典型沉积构造特征（a）CY1导眼井，2 053.21 m，灰色泥质粉砂岩，发育小型沙纹层理，注意大量分布的植物碎片，局部呈现顺层分布特征；（b）YJ1井，2 070.50 m，砂岩段厚度4 cm，主要为极细砂岩和粉砂岩，下部逆粒序-上部正粒序组合，中间最粗，可见微弱的内部侵蚀面；（c）Y66井，2 324.98 m，多个粉砂岩、泥质粉砂岩、极细砂岩组成的粒序组合，局部仅有正粒序；（d）CY1导眼井，2 053.21 m，灰色泥质粉砂岩，断面上可见大量植物碎片；（e）YJ1井，2 075.80 m，粉砂岩、泥质粉砂岩薄互层，发育多个粒序组合，见牵引流成因的沙纹层理、波状层理，爬升沙纹层理等沉积构造；（f）Zh282井，1 805.50 m，粉砂岩断面上完整的植物叶片 |
综合判定长73亚段纹层—薄层状细粒砂质岩为异重流成因。粉砂岩中可见到较多的植物碎片，属于洪水期异重流直接从河口搬运到湖盆深处所形成，同时存在牵引流及重力流两种流体作用，促使半深湖—深湖相的岩心中可观察到牵引流作用形成的波状层理、爬升沙纹层理等沉积构造，洪水发生时，水的能量由弱转强，洪峰过后水的能量变弱，是下部逆粒序-上部正粒序组合形成的主要原因，洪水期有可能对下部沉积物造成侵蚀，在局部砂岩段内可观察到微弱的侵蚀面。通过露头、岩心精细解剖初步明确了长73亚段细粒砂岩纹层—薄层主要为多期洪水事件形成的异重流所致。
3.2 水槽实验模拟异重流搬运过程及主控因素
为进一步明确湖相细粒物质搬运及沉积过程，揭示异重流沉积过程动力机制变化，首次开展了极细砂岩粒级以下、泥质含量高的细粒沉积环形玻璃水槽模拟实验。基于上文长73亚段的岩相类型、岩相组合及分布特征研究，建立了细粒沉积物理模拟实验的实验模型。整体上，泥页岩与凝灰岩组合主要分布在长73亚段下部，垂向上表现出凝灰岩相厚度向上变薄、泥页岩厚度增大的趋势；泥岩与粉砂岩组合主要分布在长73亚段中部；细—粉砂岩与泥岩组合主要分布在长73亚段上部，在垂向上砂体厚度变大，且细砂岩占比逐渐增多。为了模拟异重流在深水湖盆内的沉积过程，实验在静水环境下进行，实验排除了气候变化对沉积带来的影响，设计模拟水道长27 m，宽40 cm，坡度3°，水深0.35 m。利用储料桶通过管道向环形玻璃水槽输送泥砂，坡度区域长2 m，沉积物进入水槽后先经过2 m的斜坡区，然后向前不断搬运。实验以控制变量对比为原则，通过控制流体流速、沉积物含量、沉积物砂泥比3种因素，开展3组基于单因素分析的环形玻璃水槽模拟实验研究，每组实验进行5轮，其中沉积物砂泥比实验增加3轮（见表1 ）。实验还原了洪水期异重流搬运浓度较大的泥沙进入安静水体，受密度差影响，未与原来的水体混合，可沿湖底搬运较远距离（见图8a ）。搬运初期，密度最大的水流主要集中在头部，依靠其与周围水体的密度差获得不断前进的驱动力，以快速的惯性流搬运沉积物；而在浊流上部，因与上层水体的交换导致其体内卷吸进入更多的环境水，使流速减小，快速运动的惯性流逐渐转变为缓慢运动的湍流，泥沙浓度显著减小，呈现出流体头部较厚，体部较薄的特点（见图8b ）。前人开展的水槽模拟实验证实：当流体弗洛德数大于0.4时，滑水作用开始发生[25]，当流体浓度逐渐减小到临界点时，流体头部与底床之间的距离缓慢增大，随着流体不断被周围水体稀释变薄，流体头部浓度逐渐减小，由舌状逐渐变化成云雾状脱离水槽底床向上抬升并继续快速向前搬运（见图8c 、图8d ）。滑水作用导致的流体底部的润滑作用是泥沙在低坡度条件下长距离搬运的可能解释，但这种作用并不能保证流体整体发生长距离的搬运。
表1 单因素条件下环形水槽模拟实验参数表 |
| 实验方式 | 实验轮次 | 坡度/(°) | 水深/m | 储料池水位/m | 细砂、粉砂、泥含量之比 | 初始速度/(m·s-1) | 沉积物质量分数/% |
|---|---|---|---|---|---|---|---|
| 沉积物浓度对比实验 | Run 1-1 | 3 | 0.35 | 0.2 | 1︰2︰12 | 0.15 | 25 |
| Run 1-2 | 20 | ||||||
| Run 1-3 | 15 | ||||||
| Run 1-4 | 10 | ||||||
| Run 1-5 | 5 | ||||||
| 初始速度对比实验 | Run 2-1 | 3 | 0.35 | 0.2 | 1︰2︰12 | 0.15 | 5 |
| Run 2-2 | 0.30 | ||||||
| Run 2-3 | 0.45 | ||||||
| Run 2-4 | 0.60 | ||||||
| Run 2-5 | 0.75 | ||||||
| 砂泥比对比实验 | Run 3-1 | 3 | 0.35 | 0.2 | 1︰2︰6 | 0.15 | 5 |
| Run 3-2 | 1︰2︰12 | ||||||
| Run 3-3 | 1︰2︰18 | ||||||
| Run 3-4 | 0︰1︰1 | 20 | |||||
| Run 3-5 | 1︰2︰6 | ||||||
| Run 3-6 | 1︰2︰12 | ||||||
| Run 3-7 | 1︰2︰18 | ||||||
| Run 3-8 | 纯泥 |
图8 环形玻璃水槽实验模拟异重流搬运过程的不同阶段典型现象及特征（a）实验轮次Run 1-1，模拟洪水期细粒泥沙突然进入安静水体，密度差导致泥沙不与原来的水体混合，沿水槽底部搬运；（b）搬运距离5 m处，密度差形成双流分割特征，且流体上下粒径大小有差异；（c）图b搬运初期下部惯性流与上部湍流分割示意图；（d）搬运距离13 m处，当流体弗洛德数大于0.4时，滑水作用发生，造成流体头部抬升；（e）搬运距离16 m处，流体前端粉砂岩、泥质粉砂岩快速抬升向前搬运；（f）搬运距离20 m处，两个抬升的头部通过薄层相连，多个“新头部”促使细粒物质搬运至更远的地方；（g）图f多个新头部叠加现象示意图 |
实验结束后采用虹吸法将水槽内的水抽完，而后自然晾干，定点取样，使用体式显微镜观测切片样品。镜下观测到砂质岩、粉砂岩、泥质粉砂岩、泥岩垂向形成的纹层-薄互层组合，砂岩段中可见到粒序组合，有的可识别出完整的下部逆粒序-上部正粒序组合，有的仅见到上部正粒序（见图9a ），局部可见到爬升沙纹层理（见图9b ）。纹层总厚度随着搬运距离的增大而减小，在弯道（9.5 m处）会出现厚度异常。随着搬运距离的增大，可观测到的纹层数量逐渐减少，单个纹层的厚度也随着搬运距离的增加而逐渐减小。
实验揭示了多期洪水引发的异重流向湖盆搬运细粒物质，受地形、流速、能量变化等可在湖盆不同位置形成不同厚度差异的砂泥交互组合特征。实验过程中，使用开普勒流速仪对流体流速进行实时监测，每间隔1 m进行一次头部流速测量，并采取水下测量的方式，每隔1 m测量其沉积物厚度，结果表明浓度、初始流速、砂泥比对细粒沉积搬运距离及沉积特征具有明显控制作用。浓度差、初始流速、砂泥比共同控制流体的搬运速度与搬运距离。沉积物浓度越大，则流体的流速越大，两者呈明显的正相关（见图10a ）；从搬运距离来看，流体浓度越大，泥质含量越高，沉积物搬运的最大距离越远（见图10b ）。
不同位置流速变化较大，对沉积物分布特征的影响不同。实验中可观察到3段流速变化段：0~2 m段，2~7 m段，7 m后段（见图10c ）。0~2 m段，沉积物厚度与初始流速关系最密切，由于湍流强度随流速增大而增大，携沙能力也随之越强，故流速越高沉积作用越弱，此阶段流体流速与沉积物厚度呈负相关。2~7 m段是水下水跃最活跃的阶段，水跃现象作为消能的有效方式之一，其特点是发生水跃时流速突然减小以及相应位置的沉积物变厚。在2~7 m段水跃现象频繁发生，流体表面表现为不连续或突然跃起，致使沉积物不均匀堆积，使在该阶段沉积物厚度波动较大。7 m后直至搬运结束阶段，随着搬运距离的增加，流体底部边界层内流体质点受到粘性力的作用，流动速度逐渐降低，故在7 m之后，平均速度呈缓慢下降趋势。在流体头部抬升之后，头部与底床间的粘性力消失，流体流速会有短暂地加快。
3.3 长73亚段砂质细粒沉积的异重流主控因素
异重流是指洪水将粉细砂岩、泥岩等细粒泥沙直接从盆外搬运进入安静湖水的一种重力流，密度差促使泥沙不与原来的水体混合，从而沿湖盆底部搬运[27-28]，现代沉积观测到距离刚果河口330 km远的4 000 m水深海底持续10 d的大型异重流事件，向深水输送了大量细粒石英砂和植物碎片[29]，与三角洲前缘垮塌造成的浪涌型浊流不同，属于稳定型浊流，沉积物搬运受密度差影响明显。洪水能量增长与衰减，会形成大量逆粒序-正粒序组合，同时可携带盆外植物碎屑至深水中。露头及岩心揭示了长73亚段异重流沉积成因，水槽实验进一步再现了洪水异重流搬运沉积物的过程、动力机制变化以及纹层组合沉积特征。长73亚段沉积期古气候为温暖、湿润、多次幕式强降雨背景，为多期次洪水发育提供了可能，盆地西南部具有1°以上的坡度，为洪水搬运沉积物提供了有利条件，同时在淡水湖盆中，河流悬浮物密度只需达到1 kg/m3就可形成异重流[30]，明确了古气候、古底形是异重流形成的主控因素。
受盆地东缓西陡的古地貌背景影响，盆地西南部更易发生异重流沉积，长73亚段发育极细—粉砂岩、泥质粉砂岩为主的细粒沉积组合，整体粒径小于62.5 μm。砂岩单层厚度小，泥质含量较高，垂向上多与泥页岩及泥质粉砂岩、粉砂岩泥岩形成薄互层组合，岩心中普遍可见的逆-正粒序组合以及深水区域发现的完整植物碎片佐证了洪水时期异重流沉积作用的影响（见图7 ）。盆地东北部地形宽缓，长73亚段主要发育三角洲前缘垮塌形成的砂质碎屑流、浊流成因砂岩，砂岩以块状为主，内部未见陆源带来的植物碎屑。
4 长73亚段细粒沉积储层特征及含油性
长73亚段发育多薄层细粒沉积复合体，对细砂岩、粉砂岩、泥页岩储集性及含油性进行分析，明确了该套细粒沉积具有整体含油特征。
4.1 细粒沉积复合体储集特征
砂质岩主要发育残余粒间孔、长石溶孔和岩屑溶孔等（见图11a ），细砂岩的孔隙度多为3%~8%，渗透率主要为（0.01~0.05）×10-3 µm2；粉砂岩的孔隙度多为2%~6%，渗透率主要为（0.01~0.03）×10-3 µm2；孔隙呈现多尺度发育特征，孔隙半径主要为1~5 μm，以小孔隙和微孔隙为主（小于10 μm），小孔隙所占的孔隙体积最大，微纳米级孔隙虽然数量众多，但所占的孔隙体积小。低TOC泥岩孔隙类型主要为黏土矿物晶间孔和刚性矿物粒间孔（见图11b ），受频繁发育的砂质岩相对高渗透纹层的影响，砂质岩与低TOC泥岩组合具有较好的储集性和含油性。
高TOC页岩中发育大量微米级、毫米级的不同岩性频繁交互组合的显微结构，发育黏土矿物晶间孔、页理缝、黄铁矿晶间孔、有机质收缩缝等多类型储集空间（见图11c ）。
此外，长73亚段可见大量凝灰质纹层—薄层，这是火山活动频繁发生的主要证据，镜下显示火山碎屑、晶屑或陆源碎屑之间发育粒间孔和溶蚀孔（见图11d ），富凝灰质岩石孔隙度为2.33%~12.62%，平均值为7.20%，渗透率为（0.000 5~0.281 0）×10-3 µm2，平均值为0.078 3×10-3 µm2[31]。
4.2 细粒沉积组合含油性特征
长73亚段不同细粒沉积组合均具有一定含油性，砂质岩含油饱和度普遍较高，最大可超80%，部分泥页岩岩心出筒时可见含油显示（见图12a ）。荧光显示轻质油主要赋存于粒间孔、溶蚀孔及层理缝，重质油主要赋存于黏土矿物晶间孔等小孔径中（见图12b —图12e ）。多溶剂连续分步抽提累积曲线结果显示，细砂岩、粉砂岩和凝灰岩属于两段式，主要是游离油，少量吸附油，泥岩、页岩属于阶梯式，游离态、过渡态、吸附态均有分布。砂质层与低TOC泥岩组合中游离态油占比为86.5%，原油可动性好。从原油性质看，砂质层与低TOC泥岩组合以饱和烃为主，轻质组分占比约为73%，原油性质好；凝灰质层和高TOC页岩组合以饱和烃、非烃为主，轻质组分占比约为63%；高TOC页岩和低TOC泥岩组合以非烃、饱和烃、芳香烃为主，轻质组分占比约为55%，原油性质相对较差[32]（见图13 ）。
富含游离烃的砂质层与低TOC泥岩组合是页岩油优势富集体，现场全直径密闭岩心二维核磁饱和度测试显示，砂质层与低TOC泥岩组合段总含油饱和度为68%~80%，平均值为74.6%，含油性好。
含油性和储集性研究综合揭示了长73亚段不同岩性、不同岩性组合段烃类赋存状态、储集空间具有一定差异，这反映了该套薄互层—纹层型细粒沉积组合“整体含油、差异富集”的特征。前人研究认为，高TOC页岩为源内生、排烃主力层段，本次研究也发现高TOC页岩中滞留烃主要以重质组分为主，提示轻质组分已排出；低TOC泥岩及砂质层中烃类多富含饱和烃和低相对分子质量化合物，具有更好的流动性，砂质纹层—薄层或团块的含油性普遍优于高TOC页岩。反映了泥页岩层系内存在源内微运移作用，受富有机质页岩生排烃作用影响，烃类从高TOC页岩向邻近的物性较好的粉砂质层及低TOC泥岩中发生微运移并聚集，生烃增压缝、微裂缝等是有效运移通道[33-34]，受排烃效率影响[35]，泥页岩中均存在一定滞留烃，综合反映了油气在烃源岩层系内滞留+微运聚，促使长73亚段细粒沉积体形成了高品质油气富集“箱体”，纵向上烃类非均匀分布，差异富集，因而在对长73亚段页岩油勘探攻关过程中，需将细砂岩薄层、粉砂岩-泥质粉砂岩与低TOC泥岩组合作为整体目标考虑。
5 结论
鄂尔多斯盆地西南部三叠系延长组长73亚段湖盆中部主要发育一套粉砂岩—极细砂岩、泥页岩、凝灰岩及过渡岩性组合的细粒沉积体系，垂向多呈现薄互层—纹层组合，砂质岩粒径大都小于62.5 μm，岩心中多发育逆粒序-正粒序组合，同时可见较多陆源植物碎片，揭示异重流沉积成因。
环形玻璃水槽实验再现了异重流搬运细粒物质的动力机制及沉积过程，指出多期次前端抬升是粉砂质细粒物质搬运至湖盆深处的主要动力机制，沉积物浓度、砂泥比、初始流速是细粒物质搬运距离及沉积的主控因素。
明确了长73亚段细粒体系异重流沉积成因机制，揭示了梅雨事件频发、盆地西南部较陡的坡度对长73亚段洪水频发具有促进作用，是长73亚段异重流发育的主要原因。
长73亚段薄互层—纹层型细粒沉积组合具有较好的含油性，且具有一定储集空间。源内滞留+微运聚促使高品质油气富集“箱体”形成，砂质岩与低TOC泥岩组合是有利的甜点目标，受纵向薄互层-纹层频繁叠置及横向变化快的影响，应将长73亚段细粒沉积箱体作为整体开展甜点评价。