王予帆，尹天豪，丁毅，纪友亮，马刚，杨旭

（1.中国石油大学（北京）油气资源与探测国家重点实验室，北京 102249；2.中国石油华北油田公司二连分公司，河北 任丘 062550；3.中国石化石油物探技术研究院，江苏 南京 211103）

0 引言

近年来，深水重力流沉积砂体作为陆相湖盆最重要的沉积砂体类型之一，是当前岩性油气藏勘探的主要对象［1-5］，在我国二连盆地、鄂尔多斯盆地、渤海湾盆地、松辽盆地相继发现了重力流沉积砂体［6-10］，随着勘探开发的深入，其重要性逐渐增加。Shanmugam［11］建立的陡坡带重力驱动沉积物再搬运沉积模式及提出的砂质碎屑流理论，代表了目前深水重力流沉积研究的前沿，此外也有学者提出了异重流、混合流、超临界浊流的概念［12］。随着勘探研究的不断深入，我国陆相湖盆重力流沉积的相关研究也取得了长足的进步，在有利储层预测、优质储层发育机制探讨、非常规油气与资源分布预测方面展现了良好的应用前景。

二连盆地阿尔凹陷是我国内蒙古境内油气资源丰富的重要含油气凹陷［13］。阿尔凹陷早期勘探一直以构造油藏为主，但近年来岩性油气藏越来越受到重视。不过，前人关于阿尔凹陷下白垩统腾格尔组一段的沉积物成因、类型及模式众说纷纭。樊仲［14］认为，研究区腾格尔组一段砂体以牵引流的扇三角洲沉积为主；荣磊［15］虽认为研究区以重力流沉积湖底扇砂体为主，但仅从岩相类型进行了简单区分，没有深入分析研究区重力流成因类型。因此本文根据取心井岩心观察、测井数据分析、地震相分析及重点井的分析化验数据，研究了阿尔凹陷下白垩统重力流成因类型，区分了不同区域不同地层的沉积特征，建立了沉积体系和相模式，进而丰富、完善重力流相关理论，以期为陆相断陷盆地重力流沉积研究提供参考。

1 地质背景

阿尔凹陷位于二连盆地巴音宝力格地区的东北部，在我国和蒙古国境内均有分布。阿尔凹陷的南部与巴音都兰凹陷的北洼槽接壤，东部与乌里雅斯太凹陷相邻，北部和蒙古国的塔木察格凹陷为邻。根据阿尔凹陷自身构造的特点，自东向西共分为4条构造带，分别为东部陡坡带、背斜构造带、中部凹槽带、西部斜坡带（见图1）。

图1 阿尔凹陷区域位置构造

阿尔凹陷早、中期湖盆均发育，在下白垩统沉积了厚层的湖相碎屑岩，凹陷内地层发育齐全，自下而上发育了古生界基底地层、阿尔善组、腾格尔组一段（简称腾一段）、腾格尔组二段和赛汉塔拉组。

腾一段可分为腾一上亚段和腾一下亚段。其中腾一下亚段以灰色砂砾岩夹暗色泥岩为主，顶部和底部均为暗色湖相泥岩，含油气资源丰富，为本次研究的目的层段。

2 重力流成因类型

岩性特征和相标志特征的综合判定是重力流沉积识别的关键。阿尔凹陷腾一段暗色泥岩发育，指示半深湖—深湖沉积环境，根据现在通用的沉积过程-流变学划分方案，将研究区下白垩统腾一下亚段重力流沉积划分为滑塌、浊流、颗粒流、砂质碎屑流4种类型［16-20］。

2.1 滑塌

滑塌岩是早期沉积物受构造运动滑动或崩落掉进异地沉积物中的重力流沉积物，研究区滑塌岩在陡坡带的底部分布较多，主要为砂砾岩、中—细砂岩及少量粉砂质泥岩。

滑塌岩的形成机理导致其常发育明显的同沉积变形，例如明显的滑塌变形和包卷层理构造（见图2a，2b），在阿尔3区块内多见砂质褶皱、球枕构造（见图2c，2d）和砂岩滑动面（见图2c）。由此可见，滑塌岩在研究区内分布广泛，且特征较为明显。

图2 研究区腾一下亚段滑塌岩、浊流沉积特征

2.2 浊流

浊流是具有牛顿流体性质的浑浊流，水、泥、砂近于均匀混合，颗粒被湍流支撑且悬浮沉降。浊积岩的可靠标志是正递变层理，且常有不同段数的鲍马层序，反映浊流悬浮搬运和递变沉积的特点。

阿尔凹陷内浊流沉积广泛分布，大量的重力流砂体在从东部陡坡带进入沉积中心的过程中转化为浊流，腾一下亚段发育的浊积岩主要为砂砾岩、粗砂岩、中砂岩，正递变层理发育明显。研究区内浊流期次多，呈多期叠置，递变层理上部可见平行层理、交错层理、水平层理等，推测为浊流中小质量的沉积颗粒物被流体稀释，局部转变为牵引流形成，可见不完整的鲍马序列ABCD，AAB，AC段等（见图2e，2f）。

以AER3-209井和AER3-236井为例，对研究区内浊流成因砂岩进行粒度分析（见图3）。结果表明，此处钻遇的浊积岩砂体分选性和磨圆度一般，粒度概率累积曲线为1条斜率不大的直线或向上稍微凸起的弧线。这说明研究区浊流沉积仅有1个递变悬浮次总体，粒度分布较广，分选性较差。

图3 研究区腾一下亚段浊流成因砂岩粒度概率累积曲线

2.3 颗粒流

颗粒流是依靠颗粒直接碰撞支撑的块体或流体流，且在重力的影响下沿斜坡面进行搬运和沉积。颗粒流的粒间基质含量很少，主要由砂砾成分构成，具有块状层理和突变的顶底界面（见图4a，4b），底部可见冲刷、注入构造（见图4c）；同时，部分位置发育反向递变层理（见图4d，4e），缺少牵引流沉积构造，这是由于筛选机理作用，小颗粒在大颗粒中下沉，逐渐表现为大颗粒的上升，而且颗粒碰撞产生的分散应力可使砾石分散悬浮在砂级颗粒中。

2.4 砂质碎屑流

从流变学特征分析，砂质碎屑流属于一种宾汉型塑性流体，介于颗粒流与浊流之间。阿尔凹陷下白垩统腾一下亚段可见大片砂质碎屑流沉积物，岩性特征为块状粗砂岩、中砂岩。从岩心上观察具有以下特征：1）厚层块状砂岩多叠置发育（见图4f），其中块状砂岩底部可见冲刷面；2）块状砂岩内部可见形状各异的泥岩撕裂屑，且均为内源泥岩碎屑，与四周的暗色泥岩颜色相同，其成因为砂质流体侵蚀下伏湖相泥岩而成，多呈条带状或团块状漂浮在砂岩中（见图4g）；3）岩心上也可见砂质碎屑流与颗粒流伴生，推测为该地区构造抬升导致陡坡带坡度变化，斜坡角较大时更可能发育颗粒流沉积（见图4h）。

图4 研究区腾一下亚段颗粒流、砂质碎屑流沉积特征

砂质碎屑流大都为高密度流，较重的组分沉积完成后马上发生埋藏，沉积速率快，且基本不含滚动颗粒。AER3-209井、AER3-236井钻遇的砂体有共同的物源，且为同时期沉积，在C-M图上数据点基本平行于C=M线分布，反映典型的浊积岩特征，随着水流强度的增强，C和M值增大，体现了递变悬浮的特点（见图5）。其中，C为粒度分布累积曲线上累计质量分数为1%的颗粒粒径，M为粒径中值。

图5 研究区腾一下亚段砂质碎屑流成因砂岩C-M图

3 重力流沉积体系

阿尔凹陷内的重力流沉积形成了多种不同的沉积类型和组合，其中既有单次重力流在其发育的不同阶段形成的，也有多期重力流叠置形成的，而多期叠置形成的重力流沉积物占多数。为了研究该区内沉积物的组合特征及形成模式，本文运用沉积微相识别和相模式建立的方法。

根据研究区物源供给及陡坡带的具体情况，湖底扇模式更适用于该区重力流沉积的划分。结合岩心观察（见图6）及测井相分析，将研究区重力流沉积类型分为近岸水下扇和滑塌浊积扇2类。

3.1 近岸水下扇

阿尔凹陷东部陡坡带坡度较大，近岸水下扇扇体向湖盆中央延伸的距离远，扇体长轴方向延伸最远可达8 km，体现该扇体是长期发育形成的，下文对其3个亚相分别论述。

3.1.1 内扇

内扇亚相主要分为主水道、主水道侧缘2个微相（见图6a，6b）。主水道微相发育颗粒流沉积的厚层砂砾岩和砂质碎屑流沉积的块状砂岩，在岩心上可观察到湖相泥岩夹厚层块状砂砾岩，在砂砾岩底部多见冲刷面。主水道侧缘微相发育中薄层砂质碎屑流成因的砂砾岩，多与主水道砂体伴生。

3.1.2 中扇

中扇亚相包括分支水道、分支水道侧缘、水道间3个微相（见图6a—6d）。分支水道主要发育中厚层块状中砂岩和细砂岩，分选性差，局部可见不规则泥岩撕裂屑，排列杂乱，岩心序列上可见块状砂砾岩多期叠置。分支水道侧缘微相是砂质碎屑物漫溢出水道形成的溢岸沉积，主要由砂质碎屑流、浊流等沉积形成，多为块状中砂岩、细砂岩、泥质粉砂岩等与泥岩互层，岩性较分支水道更细。水道间微相在重力流沉积的末期或2期重力流沉积的间隙期发育，岩性为湖相泥岩夹薄层砂。

3.1.3 外扇

外扇亚相包含外扇砂和湖泥2个微相，平面上展布较广（见图6c）。外扇砂体岩性以粉砂岩、粉砂质泥岩及泥质粉砂岩居多，与湖泥呈薄互层，可见透镜状层理及D，E段的鲍马序列等，湖泥即为湖相沉积的暗色泥岩。

3.2 滑塌浊积扇

滑塌浊积扇平面上由滑塌岩、碎屑流舌状体、浊积体组成（见图6b，6c），其重要的岩心识别特征为不发育冲刷面，与下伏泥岩在岩性上发生突变，且具有来自早期沉积的扇三角洲的残留识别标志。研究区内滑塌浊积扇的泥质含量多，成分复杂，粒度上整体偏细，多发育块状细砂岩、中砂岩等，但也可见部分早期沉积物整体滑塌异地埋藏形成的砂砾岩体。

4 沉积相展布及沉积模式

4.1 重力流沉积平面展布

阿尔凹陷在腾一下亚段沉积时期共有2个方向的物源，其中东部为主要物源方向，南部为次要物源方向。因为物源距离远近和坡折带坡度的不同，主要是东部陡坡带发育湖底扇。

腾一下亚段时期为断陷湖盆发育的全盛时期，主要发育湖底扇及半深湖—深湖沉积体系。现以1，4小层为例，详细说明沉积微相及砂体平面展布特征。研究区东部的分支水道自东南向西北方向流去，河道之间相互独立，很少发生交叉现象；各小层具有多条主河道，外扇砂体在平面延伸范围较广，从4小层到1小层的朵叶砂体面积不断增大，物源供给充足，体现了腾一下亚段沉积过程中湖底扇进积的过程（见图7）。

图7 研究区腾一下亚段沉积微相

对阿尔3区块腾一下亚段的6个主力小层进行砂体厚度和沉积微相精细解剖。分析得出：砂岩单层整体上厚度较大，一般在8～12 m，砂体在剖面上延伸较远，各小层的物源整体上具有很好的继承性，以东部物源为主；砂体以分支水道、分支水道侧缘沉积为主，局部可见滑塌浊积扇沉积（见图8）。

图8 研究区平行物源方向（Line 1）近岸水下扇地震反射特征及连井剖面展布特征

湖底扇的形成需要满足特定的地质条件，即合适的古地貌特征、充足的物源供给以及适当的外界触发机制。

综上所述，通过对阿尔凹陷东部陡坡带砂体剖面和平面展布研究，可以发现研究区内湖底扇可分为近岸水下扇和滑塌浊积扇2类，近岸水下扇主要是持续性水流供给成因，整体富砂贫泥，主水道和分支水道界线清晰。

4.2 湖底扇发育控制因素

4.2.1 古地貌

通过古地貌恢复可以对研究区目的层段沉积时期的古地貌特征有直观的认识。阿尔凹陷东部陡坡带腾一下亚段沉积时期古地貌由边界铲式断层控制，由于断层导致的高梯度地貌特征，研究区内早期沉积的扇三角洲前缘砂向湖盆滑动沉积而形成湖底扇。

4.2.2 物源供给

东部陡坡带充足的物源供给为阿尔凹陷腾一下亚段湖底扇的形成提供了物质基础。笔者认为阿尔凹陷腾格尔组沉积初期，东部陡坡带发生明显的构造抬升，受此影响，东部陡坡带遭受强烈剥蚀，先前形成的扇三角洲前缘沉积物被剥蚀，大量碎屑沉积物不断脱落堆积；随着构造活动减弱，腾格尔组沉积中后期研究区又处于水下环境接受沉积，源源不断的水流携带大量沉积物入湖，当不断增加的沉积物突破临界角或受到火山喷发、地震等外界偶发因素触发时，沉积物会向前滑动、崩塌形成湖底扇。

4.2.3 外界触发机制

研究区腾格尔组晚期构造运动活跃，结合阿尔凹陷东部陡坡带构造活动特征分析，可以推测阿尔凹陷下白垩统腾一下亚段沉积时期，伴随着湖盆的总体沉降，东部陡坡带不断隆升，且边界断层带的活动愈加频繁，构造活动活跃可能导致火山喷发或地震。同时，腾格尔组晚期广域开阔的湖盆也会产生季节性风暴，这些因素为研究区湖底扇的形成提供了触发机制。

4.3 湖底扇沉积模式

在上文分析的基础上，结合前人研究成果，综合断陷湖盆重力流沉积特点及空间分布特征［21-23］，建立了阿尔凹陷东部陡坡带腾一下亚段重力流沉积模式（见图9）：1）研究区重力流沉积可分为近岸水下扇和滑塌浊积扇2类，近岸水下扇主要是持续性水流供给成因，且根据形态不同可分为朵叶型和水道型2类。2）近岸水下扇砂体从三角洲前缘与陡坡带的结合部开始向湖盆中心延伸。其中内扇主水道为物源运移的主要通道，故多发育厚层砂体，且以颗粒流和砂质碎屑流为主。主水道因水动力条件减弱因而发生分叉形成分支水道，且多期分支水道由于季节性洪水导致河道摆动，水道叠置易发。3）滑塌浊积扇沉积起始于陡坡带，浅水区早期沉积物发生垮塌，向陡坡带下方深湖方向运移，滑塌浊积扇中常含有早期沉积物的沉积特征和泥质条带。4）湖盆陡坡带发育重力流沉积，受坡度与物源的共同控制，在阿尔善组时期，整个阿尔凹陷处在湖平面以下接受沉积，由于湖盆东部供源相对充足，扇三角洲发育明显，此时在扇三角洲前方有小规模的近岸水下扇开始形成（见图9a），在腾一下亚段沉积初期，由于构造抬升作用导致此前沉积的扇三角洲砂体露出水面接受剥蚀，同时在强烈的构造地质运动的作用下，大量砂体向下滑落，在前方的深水区形成近岸水下扇（见图9b）。

图9 阿尔凹陷东部陡坡带腾一下亚段沉积模式

5 结论

1）研究区内湖底扇共包含4种重力流沉积类型，分别为滑塌、砂质碎屑流、颗粒流、浊流。其中，砂质碎屑流沉积和颗粒流沉积为研究区湖底扇的主要沉积类型，尤其是在靠近东部主要物源的区域，滑塌沉积多发育于坡折带附近，浊流沉积大部分位于湖底扇前部。

2）影响研究区湖底扇形成的主要因素有古地貌、物源供给、外界触发机制3种。下白垩统腾一下亚段沉积初期，阿尔凹陷东部陡坡带由于构造隆升浮出水面遭受剥蚀，大量沉积物在持续性水流作用下入湖形成近岸水下扇。此外，腾一下亚段沉积时期构造活跃，可能导致地震、火山喷发等，触发早期扇三角洲沉积物滑塌崩落，经边界断层带搬运到湖中形成滑塌浊积扇。

3）重力流沉积体类型受不同的物源供给、地形坡度以及触发机制控制。研究区内湖底扇按照平面展布形态及成因可分为近岸水下扇和滑塌浊积扇2种相类型。近岸水下扇主要是持续性水流供给成因，整体富砂贫泥，主水道和分支水道界线清晰，且从坡折带向沉积中心方向延伸，滑塌浊积扇是陡坡带堆积的早期沉积物超过临界角失稳垮塌形成的，浅水物源供给很少，重力流水道不发育。

4）阿尔凹陷重力流沉积在平面上由东部陡坡带向湖盆中心形成由早期扇三角洲沉积到近岸水下扇、滑塌浊积扇的沉积演化序列。研究区内存在多期重力流成因的湖底扇所形成的多套生储盖组合，其中主水道、分支水道、水道侧缘砂体及滑塌浊积扇的碎屑流舌状体等都是有利的油气藏勘探目标。