细粒重力流沉积作用是深湖环境重要的沉积作用方式之一（Zou et al.，2022; 邹才能等，2023）。目前对深湖细粒重力流沉积作用已开展了大量的研究工作。例如，在松辽大型坳陷湖盆晚白垩世青一段（K₂qn₁）沉积期，研究发现细粒重力流沉积作用主要发育在“水道-堤岸-朵叶”和“非限定水道湖底扇”体系，以发育细粒异重流、浪涌状浊流、细粒碎屑流和泥流沉积作用为主（Feng et al.，2021）。在鄂尔多斯盆地晚三叠世延长组7段3亚段（T₃yc₇³）沉积期，发育以粉砂岩、泥质粉砂岩、粉砂质泥岩为主的细粒重力流沉积（Yang et al.，2017; Fan et al.，2018）。在中新世罗马尼亚Dacian盆地的深湖斜坡上发现了薄层细粒浊流沉积，水下扇远端发现了细粒的混合事件层（Fongngern et al.，2018）。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（Dodd et al.，2019），其中砂质混合事件层主要发育在水道-扇体过渡带，而细粒混合事件层则发育在扇缘（Dodd et al.，2022）。迄今为至，针对咸水湖盆的细粒沉积学的研究主要集中在咸水浅湖陆源碎屑与内源生物化学的混积沉积作用（王越等，2017; 孟涛等，2017; 谭先锋等，2018; 刘占国等，2021; 张世铭等2022），或者只是针对咸水湖泊白云岩和盐类矿物成因的探讨（冯有良等，2011; 张志杰等，2018; 赵研等，2020）。还没有文献专门针对火山喷发-深层热卤水参与的咸水湖盆细粒重力流沉积体系开展系统的研究工作。准噶尔盆地玛湖凹陷风城组（P₁f）是一套有火山喷发-深层热液参与的咸水湖盆沉积地层（赵研等，2020; 唐勇等，2023），也是最重要的源岩和油气产层。前人研究认为风城组是一套咸水半深湖至深湖环境下的泥质白云岩、白云质泥岩、凝灰质泥岩、油页岩和白云质粉砂岩沉积地层，其所含白云石属于准同生白云石（冯有良等，2011; 唐勇等，2023）或碱湖环境下的云质岩及盐岩沉积（张志杰等，2018），盐岩矿物如硅硼钠石、碳酸钠钙石、苏打石等盐类矿物可能来自于地下热液（赵研等，2020）。随着对该段地层页岩油勘探开发，获得了大量的岩芯。笔者通过对岩芯进行系统观察和分析化验研究，发现该套地层矿物成分复杂、黏土矿物含量低、软沉积物变形构造、泥屑、粉砂屑及其团块发育。因此这套地层不只是单一的咸水湖泊沉积，应该还存在火山喷发空落和深层热液的参与，属于咸水深湖环境下的以细粒重力流沉积作用为主的混源细粒沉积。其沉积特征和成因模式是什么还不清楚，需要进一步探索。本文利用最新获取的该层段的岩芯，开展系统的岩芯观察，微量元素、碳氧同位素、X衍射、薄片等分析对风城组（P₁f）页岩段开展研究，描述其沉积特征、探索成因模式。该项研究对火山喷发空落、深层热液参与下的咸水深湖细粒重力流沉积学的发展和风城组（P₁f）致密油和页岩油甜点层段的预测及其勘探开发具有重要的意义。

1 地质背景

1.1 构造

准噶尔盆地是一个晚石炭世（C₂）—第四纪（Q）的陆相叠合盆地，面积约13.4万km²。它的西北部和东北部分别与扎伊尔山-哈拉阿拉特山、克拉美丽-青格里底山为邻，南接伊林黑比尔根-博格达山（北天山）（图1）。该盆地根据地质构造特征、沉积物厚度和基地地貌可划分为6个二级构造单元:乌伦谷和中央坳陷、陆梁隆起、西部隆起、东部隆起、富康断裂构造带（图1）。玛湖凹陷位于中央坳陷带西侧，西接西部隆起，东北部与英西凹陷相连，东部及西南部隔夏盐凸起、达巴松凸起、车排字凸起与盆1井西凹陷、沙湾凹陷为邻（图1）。准噶尔盆地的基底是一个晚泥盆世（D₂）—早石炭世（C₁）的岛弧增生复合体（Zheng et al.，2007; Choulet et al.，2012; Novikov，2013; Ping et al.，2013）。晚石炭世后，该盆地转化为一个复杂的陆相湖盆（Xiao et al.，2010; Novikov，2013; Yang et al.，2013）。基于地层、构造特征、不整合面和岩浆发育特征（Eberth et al.，2001; Novikov，2013; Yang et al.，2013; Feng et al.，2015; Tang et al.，2020，2021），盆地的构造演化可以划分为5个阶段:①晚石炭世（C₂）—早二叠世（P₁）的裂谷盆地或后造山伸展盆地; ②中、晚二叠世（P_2-3）的构造反转盆地; ③三叠纪（T）—侏罗纪（J）受早中生代南亚大陆边缘一系列地块碰撞增生影响的被动坳陷沉降盆地（Hendrix et al.，1992; Lu et al.，2010）; ④白垩纪（K）—古近纪（E）的反转和均衡沉降盆地; ⑤新近纪（N）以来印度与欧亚板块的碰撞导致的天山的隆起和前陆盆地发展阶段（Yang et al.，2013）（图2）。

1.2 地层层序

本次研究主要针对风城组（P₁f），它上覆在由凝灰质角砾岩、砾岩夹流纹岩、安山岩和玄武岩组成的佳木禾组（P₁j）之上，被以砂砾岩夹紫红色、灰绿色泥岩为主的夏子街组（P₂x）覆盖。风城组（P₁f）根据其岩性组合，泥质、有机质含量和伽玛（Gr）曲线特征，可被划分为三个T-R层序（Sq）（图3）。Sq1相当于风一段（P₁f₁），是一套凝灰质砂岩、含砾砂岩夹灰色粉砂质泥岩的地层，构成向上变细和向上变粗的正、反旋回。Sq2相当于风二段中下部（P₁f₂），是一套泥岩、白云质泥岩夹白云质粉细砂岩地层。Sq3下部为一套泥岩、白云质/灰质泥岩夹白云质粉砂岩，上部为粉细砂岩、泥质粉砂岩夹杂色粉砂质泥岩、灰色泥岩。其层序界面（Sb）为最大水退面，测井曲线特征表现为伽玛曲线达到最低值，其值具有向上升高的趋势。在岩性上Sb位于深湖泥岩开始出现的部位，呈现有机质含量（TOC）开始增高的特征。最大湖泛面（mfs）位于深湖泥岩集中发育的部位，其TOC含量达到最高，伽玛曲线值达到最大（图3）。

2 本文采用的重力流分类及术语

2.1 基于Mulder and Alexander（2001）的重力流分类方案本文采用的术语

为了使湖盆重力流的术语命名更为规范，并有利于深入开展细粒重力流沉积学的研究，本文采纳Mulder and Alexander（2001）提出的简易的沉积物重力流的分类方案（图4）。该方案根据重力流沉积物体积浓度百分比，由低到高把重力流划分为浊流（turbidity currents）、浓缩密度流（concentrated density flows）、高浓缩密度流（high concentrated density flows）和黏性流（cohesive flows）四大类，其中黏性流包括碎屑流（debris flows）和泥流（mud flows）（图4a）。然后在此基础上，按持续时间将浊流划分为三个亚型: 准稳态浊流（quasi-steady turbidity current）即异重流（hyperpercnal flow），浪涌状浊流（surge-like turbidity flow）和脉冲浊流（turbidity flow-surge）。根据支撑类型可将浓缩密度流和高浓缩密度流再分别划分出两个端元（图4b）。下面对本文采用的术语做简要说明。

（1）浊流:①准稳态浊流即异重流，是具有悬浮负载的异重湍流或浊流（Mulder and Alexander，2001; Mulder，2003），它能持续几天至几周。②浪涌状浊流，其持续时间较长，包含一个湍流的头部和相当长度的流体段。

（2）浓缩密度流:主要由湍流支撑，其次可能还有颗粒相互作用和浮力支撑的沉积物密度流（Mulder and Alexander，2001）。

（3）黏性流:①碎屑流，是颗粒依靠黏性基质支撑的一种黏性密度流。碎屑流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，它可以输送巨型软沉积物碎屑。②泥流是指砾石含量小于5%，泥砂比＞1∶1的黏性密度流。当流体的黏土含量小于25%，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）（Mulder and Alexander，2001）。

2.2 基于Baas et al.（2009，2011）的过渡流（transitional flows）概念本文采用的术语

过渡流并不包含在Mulder and Alexander（2001）的分类方案中。它是指湍流（浊流）由于黏土矿物的混入增强了流体黏性力，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性流（Baas et al.，2009，2011，2016a，2016b; Sumner et al.，2009; Baker et al.，2017; Baker and Baas，2020; Craig et al.，2020）。

（1）湍流增强过渡流（turbulence-enhanced transitional flow，TETF）:当湍流混入少量黏土矿物，可发育湍流增强过渡流。与速度相似的浊流相比，湍流增强过渡流具有更强的湍流强度。这种湍流的增强来源于流体底部发育的剪切层而产生的开尔文-赫尔霍姆斯不稳定性效应（Kelvin-Helmholtz instability）（图5）。

（2）下部过渡塞流（lower transitional plug flows，LTPf）:下部过渡塞流形成于较高的黏土矿物浓度之中，其流体的湍动开始受到抑制形成了塞流段，这个塞流段事实上没有或者只有弱的湍流。它首先在剪切力最弱的接近水面的部位形成，并随着黏土矿物浓度的增加向下扩展。下部过渡塞流可能与湍流增强过渡流有着相同的湍流调制过程。流体底部剪切产生的开尔文-赫尔姆斯不稳定性效应使湍流在底床附近增强，从而使其底部和顶部之间的湍流强度梯度最大。下部过渡塞流沉积物可发育成一个双层结构，即下部发育大型波状层理的粉砂岩段，上部发育粉砂质泥岩或泥岩构成的塞流段（Baas et al.，2009，2011，2019，2020，2021）（图5）。

v_RMS—均方根速度; $\stackrel{-}{v}/{\stackrel{-}{v}}_{max}$—瞬时平均速度/最大平均速度; u—湍流速度; t—持续时间; z/h—测量深度/水深

v_RMS—root mean square velocity; $\stackrel{-}{v}/{\stackrel{-}{v}}_{max}$—instantaneous mean velocity/maximum mean velocity; u—turbulence velocity; t—time of duration; z/h—measured depth/water depth

（3）上部过渡塞流（upper transitional plug flow，UTPF）: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，使整个湍流进一步受到抑制，形成上部过渡塞流（图5）。

湍流（turbulent flow，TF）和准层状塞流（qasi-laminar plug flow，QLPF）是两个端元组分，前者属于浊流，后者属于泥流的范畴。当黏土矿物浓度进一步升高，上部过渡塞流底部的湍流停止发育，就形成了准层状塞流（图5）。这个准层状塞流本质上可以把它理解为泥流，它是泥流的同义词。

2.3 混合事件层（hybrid event beds）

为非黏性重力流向黏性重力流转化或者黏性重力流向非黏性重力流转化时产生的重力流沉积序列被称之为混合事件层，包括浓缩密度流、过渡流、碎屑流、湍流和泥流沉积组合序列（Haughton et al.，2009）。

在本文中，除浪涌状浊流和泥流沉积外（因为它们本身就是细粒沉积），其他的重力流沉积物当主要的沉积物颗粒直径小于0.0625 mm时，在其名称之前可加细粒二字。

3 岩相组合、沉积过程和环境解释

3.1 岩相组合和沉积过程解释

根据对玛页1井、玛页1H井、玛页2井和夏云1井的岩芯观察，笔者在风城组（P₁f）识别出了九大类岩相组合（LA），用来进行沉积过程解释和环境分析。

（1）LA1:细粒浓缩密度流-细粒过渡流-细粒碎屑流（或泥流）沉积岩相组合。根据岩相特征可将该岩相组合划分为两个亚类:LA1-1和LA1-2（图6）。LA1-1为一套由含砾粗粉砂岩相（CSS4）、泥质条带波状层理泥质粉砂岩相（ASS4）、粉砂屑和泥屑杂乱或顺层排列的粉砂质泥岩相（SSM1）组成（图7中CSS4-ASS4-SSM1）。LA1-2由递变层理的粗粉砂岩相（CSS1）、波状-水平层理的泥质细粉砂岩夹细粉砂岩相（FSS2）、泥屑或泥团杂乱或顺层分布的泥质粉砂岩相（ASS2）组成（图7中CSS1-FSS2-ASS2）。其中岩相CSS1、CSS4为发育块状或递变层理的粗粉砂岩或含砾粗粉砂岩相，它们具有侵蚀底床的能力，可解释为细粒浓缩密度流沉积（Mulder and Alexander，2001）。ASS4以波状层理的粉砂岩夹纹层状泥岩为特征，岩相FSS2以发育波状-纹层状层理的泥质粉砂岩夹粉砂岩为特征。前者可以被解释为下部细粒过渡塞流沉积，后者可以被解释为上部细粒过渡塞流沉积。岩相SSM1，ASS2以泥屑、粉砂屑混杂或顺层分布为特征，表明它们经历了塑性流动，分别属于泥流和细粒碎屑流沉积（Mulder and Alexander，2001）。由细粒浓缩密度流沉积-细粒过渡流沉积-细粒碎屑流或泥流沉积组成了三元岩相组合结构（图6中LA1-1、LA1-2; 图7中 CSS4-ASS4-SSM1、CSS1-FSS2-ASS2）。该岩相组合代表了细粒浓缩密度流及其上部湍流由于黏土物质的混入导致了湍流的调制，使其转化为细粒过渡流（如下部过渡塞流、上部过渡塞流）（Baas et al.，2009，2011），或者由于细粒浓缩密度流对泥质底床的侵蚀产生的泥屑和泥质的加入形成了泥流或细粒碎屑流沉积作用过程（Sumner et al.，2009; Haughton et al.，2009），以及细粒浓缩密度流、细粒过渡流、细粒碎屑流（或泥流）沉积物的叠加。

（2）LA2:细粒异重流沉积岩相组合。该岩相组合由反递变的粗粉砂岩相（CSS2）和正递变的粗粉砂岩相（CSS1）组成（图6中LA2; 图8中CSS2-CSS1）。这种岩相组合代表了一次洪泛事件导致的细粒异重流事件沉积（Mulder et al.，2001，2003; Fan et al.，2018）。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个正递变和逆递变或向上变粗和向上变细的沉积序列的过渡边界。当颗粒很细时，其边界冲刷面是不清晰的（Mulder et al.，2001，2003）。

（3）LA3:浓缩密度流-细粒碎屑流沉积岩相组合。该岩相组合根据其沉积特征可进一步划分为两个岩相组合亚类:LA3-1和LA3-2（图6）。LA3-1由递变层理的含泥屑粗粉砂岩相（CSS3）和粉砂团、泥团顺层排列的泥质细粉砂岩相（ASS2）组成（图6中LA3-1; 图9中CSS3-ASS2）。LA3-2由发育碳酸钠钙石、苏打石、白云石斑点集合体的块状含砾砂岩相（S1）、块状粗砂岩相（S2）及含泥屑和粉砂屑的泥质粉砂岩相（ASS1）组成（图6中LA3-2; 图9中S2-S1）。岩相CSS3、S1、S2具有递变或块状层理，含泥屑或不含，代表了浓缩密度流缓慢减速或快速减速沉降。ASS1、ASS2代表了浓缩密度流侵蚀泥质底床时产生的泥质碎屑和黏土混入了被环境水稀释的流体，形成碎屑流的过程（Sumner et al.，2009）。这些沉积序列是浓缩密度流和碎屑流沉积的叠加。岩相LA3-1代表细粒浓缩密度流与细粒碎屑流沉积的叠加，而LA3-2代表粗粒浓缩密度流与细粒碎屑流沉积的叠加。

（4）LA4:细粒浓缩密度流-泥流-深湖安静水体沉积岩相组合。该岩相组合由正递变层理的粗粉砂岩相（CSS1）、准纹层状的含顺层分布粉砂屑的粉砂质泥岩相（SSM2）、深灰色块状层理泥岩相（M2）、深灰色包卷层理云质泥岩相（DM2）、深灰色纹层状泥岩相（M1）和纹层状白云质泥岩相（DM1）（图10）组成。其中CSS1发育冲刷面和递变层理，属于细粒浓缩密度流沉积，DM2以发育包卷层理为特征，属于泥流沉积（Mulder and Alexander，2001）。M1、DM1以发育水平纹层为特征，可被解释为深湖安静水体空落沉积。M2以块状层理为特征，可解释为快速沉降的泥质湍流沉积。因此该岩相组合代表了细粒浓缩密度流上部湍流沉积被另外一起泥流和深湖空落沉积覆盖的过程（图6中LA4; 图10）。

SSM1—泥屑和粉砂屑混杂的粉砂质泥岩相; ASS4—平行纹层泥质粉砂岩相; CSS4—含细砾块状层理粗粉砂岩相，玛页1井，4694.22 m，P₁f₂; CSS1—正递变层理的粗粉砂岩相; FSS2—波状-水平层理的泥质细粉砂岩夹细粉砂岩相; ASS2—粉砂屑和泥屑顺层排列的泥质粉砂岩相，玛页1H井，4576.05 m，P₁f₂

SSM—silty mudstone with mixed mud and silty clasts; ASS4—argillaceous siltstone with parallel laminae; CSS4—coarse-grained siltstone with gravels, 4694.22 m, P₁f₂, well Maye 1; CSS1—normally graded bedded coarse-grained siltstone; FSS2—horizontal-ripple bedded fine-grained argillaceous siltstone intercalated with siltstone; ASS2—argillaceous siltstone with silty and mud clasts arranged along bedding, 4576.05 m, P₁f₂, well Maye 1

CSS1—正递变层理的粗粉砂岩; CSS2—反递变层理的粗粉砂岩，玛页1井，4676.42 m，P₁f₂

CSS1—normally graded bedded coarse-grained siltstone; CSS2—inversely graded bedded coarse-grained siltstone, 4676.42 m, P₁f₂, well Maye 1

（5）LA5:细粒过渡流沉积-细粒碎屑流沉积岩相组合。该岩相由波状层理的细粉砂岩夹薄层含粉砂屑的粉砂质泥岩相（图11中FSS6），粉砂屑、泥屑顺层排列的粉砂质泥岩夹薄层细粉砂岩相（图11中SSM3），含粉砂屑准纹层状粉砂质泥岩相（图11中SSM2），以及具有泄水构造的细粉砂岩相（图12中FSS3），含泥屑的细粉砂岩相（图12中FSS4），泥屑和粉砂屑混杂的细粉砂岩相（图11中FSS5），含泥屑和粉砂屑的泥质粉砂岩相（图11中ASS1），泥屑、粉砂屑顺层分布的泥质粉砂岩相（图12中ASS2），具有软沉积物变形构造的泥质粉砂岩相（图12中ASS3）组成（图6中LA5，图11、12）。岩相FSS6以波状层理的细粉砂岩夹薄层粉砂质泥岩含粉砂屑为特征，代表了湍流由于黏土的混入受到抑制，形成了下部过渡塞流沉积。岩相SSM3以发育粉砂屑、泥屑顺层排列的粉砂质泥岩夹波状层理细粉砂岩为特征，可以解释为上部过渡塞流沉积。SSM2以发育泥屑顺层排列的或含粉砂屑的准纹层粉砂质泥岩为特征，可以解释为准层状泥流沉积（Baas et al.，2009，2011）。FSS3、FSS4、FSS5、ASS1和ASS2以发育泥屑、泄水构造、泥屑和粉砂屑的顺层排列为特征，可以被解释为碎屑流沉积（Mulder and Alexander，2001; Talling et al.，2012）。总体来说该岩相组合代表了湍流由于黏土的混入受到抑制，形成的细粒过渡流沉积被细粒碎屑流沉积物覆盖（图6中LA5）。

CSS3—含泥屑发育正递变层理的粗粉砂岩相; ASS2—泥屑和粉砂屑顺层排列的泥质粉砂岩相; 玛页1井，4653.07 m，P₁f₂; S1—含苏打石、硅硼钠石、白云石斑点集合体的块状含砾砂岩相，夏云1井，5381.75 m，P₁f₂; S2—发育白云石、苏打石、硅硼钠石斑点集合体的块状粗砂岩相，夏云1井，5375.74 m，P₁f₂

CSS3—normally graded bedded coarse-grained siltstone with mud rip-up; ASS2—argillaceous siltstone with mud and silty clasts arranged along bedding, 4653.07 m, P₁f₂, well Maye 1; S1—massive gravelly sandstone with lumps of dolomite, sodalite and searlesite, 5381.75 m, P₁f₂, well Xiayun 1; S2—massive coarse-grained sandstone with aggregation bed of dolomite, sodalite and searlesite, 5375.74 m, P₁f₂, well Xiayun 1

CSS1—递变层理粗粉砂岩相; SSM2—准纹层含顺层分布粉砂屑的粉砂质泥岩相，玛页2井，4590.77 m，P₁f₂; M1—深灰色纹层状泥岩相，玛页1井，4776.52 m，P₁f₂2; M2—深灰色块状泥岩相，玛页1井，4583.47 m，P₁f₃; DM1—深灰色纹层状白云质泥岩相，玛页1井，4790.04 m，P₁f₂; DM2—深灰包卷层理白云质泥岩相，玛页1井，4789.87 m，P₁f₂

CSS1—normally graded bedded coarse-grained siltstone; SSM2—quasi laminated silty mudstone with silty and mud clasts along bedding, 4583.47 m, P₁f₂, well Maye2; M1—dark grey laminated mudstone, 4776.52 m, P₁f₂, well Maye 1; M2—dark grey massive mudstone, 4583.47 m, P₁f₃, well Maye 1; DM1—dark grey laminated dolomitic mudstone, 4790.04 m, P₁f₂, well Maye 1; DM2—dark grey convolution bedded dolomitic mudstone, 4789.87 m, P₁f₂, well Maye 1

FSS5—泥屑和粉砂屑混杂的细粉砂岩相; SSM3—粉砂屑、泥屑顺层排列的粉砂质泥岩夹波状层理细粉砂岩相，玛页1H井，4562.89 m，P₁f₃; ASS1—含泥屑和粉砂屑的泥质粉砂岩相，玛页1井，4697.80 m，P₁f₂; 玛页1H井，4574.93 m，P₁f₃; SSM2—含粉砂屑准纹层状粉砂质泥岩相，玛页1井，4697.80 m，P₁f₂; FSS1—波状层理细粉砂岩相; FSS6—波状层理的细粉砂岩夹薄层含粉砂屑的粉砂质泥岩相，玛页1H井，4574.93 m，P₁f₃

FSS5—mud and silty clasts mixed fine-grained siltstone; SSM3—silty mudstone with silty and mud clasts arranged along bedding intercalated with ripple bedded fine-grained siltstone, 4562.89 m, P₁f₃, well Maye 1H; ASS1—silty mudstone with mud and silty clasts, 4697.80 m, P₁f₂, well Maye 1, 4574.93 m, P₁f₃, well Maye 1H; SSM2—quasi laminated silty mudstone with silty clasts, 4697.80 m, P₁f₂, well Maye 1; FSS1—ripple bedded fine-grained siltstone; FSS6—ripple bedded fine-grained siltstone intercalated with thin silty mudstone with silty clasts, 4574.93 m, P₁f₃, well Maye 1H

（6）LA6:细粒碎屑流沉积-泥流沉积岩相组合。该岩相组合由具有软沉积物变形构造的泥质粉砂岩相（图12中ASS3），泥屑、粉砂屑顺层分布的泥质粉砂岩相（图12中ASS2）或含泥屑和粉砂屑的泥质粉砂岩相（图11中ASS1），和含粉砂屑准纹层状粉砂质泥岩相（图11中SSM2）组成（图6中LA6）。岩相ASS3、ASS2、ASS1以泥质粉砂岩发育软沉积物变形构造，粉砂屑、泥屑混杂或顺层分布为特征，可以解释为细粒碎屑流沉积。SSM2可以被解释为泥流沉积。因此LA6代表了碎屑流沉积向泥流沉积的转化。

（7）LA7:细粒碎屑流沉积-湍流尾流沉积岩相组合。LA7由泥屑、粉砂屑顺层分布的泥质粉砂岩相（图13中ASS2）和波状层理的细粉砂岩相组成（图13中FSS1）（图6中LA7，图13中ASS2-FSS1）。ASS2可以解释为细粒碎屑流沉积，FSS1以发育波状层理为特征，可解释为湍流的尾流。该岩相组合代表了细粒碎屑流由于环境湖水的加入及泥质浓度的减少，使该碎屑流逐步转化为湍流的沉积作用过程（Sumner et al.，2009）。

FSS3—具有泄水构造和泥屑的细粉砂岩相，玛页1井，4690.3 m，P₁f₂; FSS4—含泥屑的细粉砂岩相; SSM1—粉砂屑、泥屑顺层排列的粉砂质泥岩相; ASS2—泥屑、粉砂屑顺层分布的泥质粉砂岩相，玛页1H井，4555.40 m，P₁f₃; ASS3—具有软沉积物变形构造的泥质粉砂岩相，玛页1井，4692.1 m，P₁f₂

FSS3—fine-grained siltstone with liquid escaped structure and mud rip-up clasts, 4690.3 m, P₁f₂, well Maye 1; FSS4—fine-grained siltstone with mud clasts; SSM1—silty mudstone with mud and silty clasts arranged along bedding; ASS2—argillaceous siltstone with silty clasts and mud rip-up clasts arranged along bedding, 4555.40 m, P₁f₃, well Maye 1H; ASS3—argillaceous siltstone with soft sediment deformation structure, 4692.1 m, P₁f₂

ASS2—泥屑、粉砂屑顺层分布的泥质粉砂岩相; FSS2—波状层理的细粉砂岩相，玛页1井，4686.85 m，P₁f₂; ASS5—具有粉砂岩墙的水平纹层状粉砂质泥岩相; SSM2—准纹层的含顺层分布砂屑的粉砂质泥岩相，玛页2井，3859.75 m，P₁f₃; M1—深灰色纹层状泥岩相; LAD—纹层状泥质白云岩见缝合线，夏云2井，5108.38 m，P₁f₂

ASS2—argillaceous siltstone with silty and mud rip-up clasts arranged along bedding; FSS2—ripple bedded fine-grained siltstone, 4686.85 m, P₁f₂, well Maye 1; ASS5—horizontal bedded argillaceous siltstone with silt dykes; SSM2—quasi laminated silty mudstone with silty and mud clasts arranged along bedding, 3859.75 m, P₁f₃, well Maye2; M1—dark grey laminated mudstone; LAD—laminated argillaceous dolomite with suture lines, 5108.38 m, P₁f₂, well Xiayun 1

（8）LA8:细粒下部过渡流-细粒上部过渡流-准层状泥流（塞流）沉积岩相组合。该岩相组合由波状层理的细粉砂岩夹薄层含粉砂屑粉砂质泥岩相（图11中FSS6）、发育粉砂岩墙的水平纹层状泥质粉砂岩相（图13中ASS5）、含粉砂屑准纹层状粉砂质泥岩相（图11中SSM2）组成。FSS6以粉砂质条带厚度大于粉砂质泥质条带为特征，ASS5以泥质条带比粉砂层厚度大为特征。FSS6可解释为下部过渡塞流沉积，ASS5可解释为上部过渡塞流沉积。SSM2以含粉砂屑纹层状粉砂质泥岩为特征，可解释为准层状泥流（塞流）沉积（图6中LA8）。这种岩相组合代表了随着混入湍流泥质浓度的增加，湍流（浊流）向下部过渡塞流、上部过渡塞流及准层状泥流（塞流）的转化过程及其沉积序列（Baas et al.，2016a，2016b，2019，2021）。

（9）LA9:半深湖泥灰（云）质斜坡沉积岩相组合。该岩相组合由深灰色含星点状白云石斑点的纹层状泥岩相（图13中M1）和灰色纹层状发育缝合线的泥质白云岩相组成（图13中LAD）。该岩相组合（图4中LA9）反映咸水半深湖环境沉积的灰泥经后期的白云化作用形成纹层状泥质白云岩（图13中LAD）。该白云岩经深埋后的压溶作用，可形成缝合线。

（10）岩相组合与完整混合事件层的对比。根据笔者对研究区重力流沉积岩相组合的研究，发现该套地层共发育9种岩相组合，除LA2、LA9外，其他7种岩相组合均属于两种以上重力流沉积的岩相组合。每一个岩相组合相当于Haughton et al.（2009） 提出的完整混合事件层的一部分，这7种岩相组合共同构成了风城组（P₁f）一个完整的混合事件层（图14）。

混合事件层是由非黏性重力流向黏性重力流转化的沉积作用过程形成的，通常伴随着一个薄层的湍流的尾流沉积（Haughton et al.，2009）。一个理想的完整混合事件层从下向上可划分为5个层段:H1是最底部的一段粗粒贫黏土矿物的干净砂岩，发育递变、块状层理、泄水构造，顶部见孤立的泥质碎屑。该层段为浓缩密度流沉积（Mulder and Alexander，2001）。H2是一个条带状泥岩、砂或粉砂岩互层层段，属于过渡流沉积层。H3是一个砂质或粉砂质泥岩和泥质砂或粉砂岩层段，具有泥屑、砂（粉砂）屑混杂构造和砂（粉砂）岩注入构造，属于碎屑流沉积层段。H4是一段含有泥屑和植物碎屑的黑色纹层或波状交错层理的细砂或粉砂岩，属于稀释的湍流尾流沉积。H5为薄层的粉砂层、厚层块状泥岩段覆盖在H4 段之上，其底部见明显的砂或粉砂质团块。属于静水空落沉降和层内存在剪切作用的层状泥流沉积（Haughton et al.，2009）。进一步的对比发现，研究区发育的混合事件层，与Dodd et al.（2022）提出的湖底扇边缘发育的混合事件层沉积序列极为相似（图14）。所不同的是研究区发育的混合事件层H2段可以识别出下部过渡流沉积（H2a）、上部过渡流沉积（H2b）和准层状泥流（塞流）沉积（H2c）（图14）。

3.2 沉积相与沉积环境

岩芯观察和岩相分析发现，由岩相S1、岩相S2和岩相ASS1组成的岩相组合LA3-2属于浓缩密度流-细粒碎屑流沉积组合。以含白云质、泥质粉砂岩夹含砾砂岩、粗砂岩和盐岩层为特征，发育在湖底扇的近端（扇根-扇中）亚相（图15a）。由CSS4、ASS4、SSM1岩相或CSS1、FSS2、ASS2岩相组成的岩相组合LA1-1或LA1-2属于细粒浓缩密度流-细粒过渡流-细粒碎屑流/泥流沉积组合。由SSM3、CSS2、CSS1、SSM3岩相组成的岩相组合LA2，属于细粒异重流沉积。由岩相CSS3、ASS2组成的岩相组合LA3-1属于细粒浓缩密度流-细粒碎屑流沉积组合。由FSS6、SSM4、SSM3、FSS3、FSS5、FSS4、ASS3、ASS1岩相组成的岩相组合LA5，属于细粒过渡流-细粒碎屑流-泥流沉积组合。由岩相ASS3、ASS2、ASS1、SSM2组成的岩相组合LA6，为细粒碎屑流-泥流沉积组合。岩相ASS1和FSS1组成的岩相组合LA7，为细粒碎屑流和湍流的沉积组合（图6、14）。这些以粉砂岩、白云质粉砂岩、泥质粉砂岩为主组成的岩相组合LA1、LA2、LA3-1、LA5、LA6、LA7主要发育在湖底扇远端的近端扇缘亚环境（图15）。由岩相CSS1、SSM2、M2、M1/DM1、DM2组成的岩相组合LA4，为细粒浓缩密度流-泥流-静水空落沉降沉积组合。由岩相FSS6、ASS5和SSM2构成的岩相组合LA8，为过渡流沉积（图6、14）。以含白云质的泥质粉砂岩、粉砂质泥云岩及块状和纹层状泥岩、云泥岩为主的岩相组合LA4、LA6、LA8主要发育在湖底扇远端的远端扇缘亚相和深湖环境（图15）。深湖环境发育的由岩相M1、LAD、M1构成的岩相组合LA9和岩相M1、DM1，为泥灰（云）质斜坡干旱气候蒸发沉积和静水空落沉降沉积组合，以泥质白云岩、白云质泥岩和泥岩为特征（图16）。

m—泥岩; ssm—粉砂质泥岩; mss—泥质粉砂岩; fss—细粉砂岩; css—粗粉砂岩; gcss—含砾粗粉砂岩; s—砂岩; gs—含砾砂岩; LA—岩相组合; H—混合事件层单元

m—mudstone; ssm—silty mudstone; mss—muddy siltstone; fss—fine-grained siltstone; css—coarse-grained siltstone; gcss—conglomeratic coarse-grained silttone; s—sandstone; gs—conglomeratic stone; LA—lithofacies association; H—unit of hybrid event beds

通过分析从西南至北东向的百泉1井—玛页2井—风南7井—风南1井—玛页1井—夏72 井连井沉积剖面发现，风城组（P₁f）发育了一个扇三角洲-湖底扇-湖泊沉积体系。其中，Sq1和Sq2层序主要发育湖底扇体系，Sq3层序主要发育扇三角洲-湖泊体系。湖底扇近端亚相发育在风南7井以西，以发育粗粒的浓缩密度流-细粒碎屑流沉积岩相组合LA3-2为主。湖底扇远端的近端和远端扇缘亚相则发育在风南7井以东区域。近端扇缘亚相发育岩相组合LA1、LA2、LA3-1、LA5、LA6、LA7，为一套以粉砂岩、白云质粉砂岩、泥质粉砂岩为特征的沉积，分布在湖底扇近端亚相的前端和上、下两侧。远端扇缘亚相由岩相组合LA4、LA6、LA8构成，为一套以含白云质的泥质粉砂岩、粉砂质云泥岩及块状和纹层状泥岩、白云质泥岩为主的沉积，分布在近端扇缘亚相的前端和上、下两侧。深湖亚相则发育岩相组合LA9和岩相M1、DM1，为一套纹层状泥岩和白云质泥岩、泥质白云岩沉积。远端扇缘亚相和深湖亚相发育在层序的最大湖泛面附近（图16）。

4 影响重力流沉积物发育的地质因素

岩相组合、沉积过程和环境分析表明玛湖凹陷风城组属于断陷湖盆陡坡扇三角洲-湖底扇-湖泊沉积体系。该湖底扇在其近端部分发育了含白云石、碳酸钠钙石、苏打石和硅硼钠石的粗粒浓缩密度流和细粒碎屑流沉积岩相组合（LA3-2）夹盐岩层（图15a）。湖底扇远端的扇缘近端和扇缘远端亚相发育了细粒的不完整的混合事件层岩相组合（LA1、LA3-1、LA4、LA5、LA6、LA7、LA8）和薄层异重流沉积岩相组合（LA2），半深湖泥灰（云）质斜坡发育LA9岩相组合（图15b~d）。研究表明该扇体的发育主要受盆地构造活动和古气候、湖平面变化、火山活动、湖泊咸化及地下热液或热卤水的影响。

（a）—玛页2井，2~4筒岩芯;（b）—玛页 1井，10和11筒岩芯;（c）—玛页 1异，5~7筒岩芯;（d）—玛页1H井，1~7筒岩芯

(a) —second to fourth pipes of cores in well Maye2; (b) —tenth and eleventh pipes of cores in well Maye 1; (c) —fifth to seventh pipes of cores in well Maye 1; (d) —first to seventh pipes of cores in well

4.1 构造活动和气候

风城组（P₁f）发育深灰色白云质泥岩、深灰色凝灰质泥岩、泥质粉砂岩和白云质粉砂岩沉积，这些沉积物属于细粒重力流、火山-热液和内源化学沉淀沉积，其沉积环境为封闭的潮湿-干旱气候条件下的半深湖—深湖环境。在这种环境下，构造和气候是影响湖平面变化的主要因素。岩芯中发现了大量的软沉积物变形构造，粉砂墙、粉砂屑和泥屑或粉砂质团块和泥质团块的混杂构造（图7~13），表明风城组（P₁f）沉积时期，玛湖凹陷构造活跃。由于湖盆水体的有限性、构造的活动性，湖盆一次断陷和构造沉降作用，就能造成湖平面的下降并引发滑塌作用和细粒重力流的沉积，如细粒浓缩密度流、细粒碎屑流、细粒过渡流、泥流沉积及其混合事件层，并形成三级层序的水退体系域（RST）。构造平静和湿润的气候条件能导致湖平面的上升，发育富泥质和富有机质沉积如细粒过渡流沉积、泥流沉积和油页岩，以及洪水引发的细粒异重流沉积，形成三级层序的水进体系域（TST）（图3、16）。封闭湖盆气候变化也是影响四级湖平面变化的主要因素。干旱气候导致湖平面的下降形成细粒重力流的沉积，构成四级层序的水退体系域（RST），湿润气候导致湖平面的上升发育富有机质泥岩构成四级层序的水进体系域（TST）（图3）。

4.2 火山活动、热液和咸化湖泊

早二叠世风城期（P₁f）玛湖凹陷为同裂谷盆地（Yang et al.，2013; Feng et al.，2015; Tang et al.，2020，2021），在发育扇三角洲-湖底扇体系的同时，在凹陷的东北部夏71井附近还发育了玄武岩、熔结凝灰岩。火山活动在造成盆地构造活跃的同时，凝灰质飘入湖泊成为湖盆内细粒沉积和搬运的主要物质成分之一。凝灰质的加入，可以增加湖泊盐度和营养成分，导致藻类繁盛，有利于有机质的富集（Liu et al.，2022; 图14）。沉积物矿物成分X衍射分析结果显示（图17），其细粒沉积物以石英、钾长石、斜长石、白云石、方解石、黄铁矿、角闪石、碳酸钠钙石和硅硼钠石等为主，不含或少含黏土矿物表明凝灰质在深湖细粒沉积作用中的重要性。碳酸盐岩碳、氧同位素分析和微量元素分析结果显示（表1、2; 图3），反映盐度的元素比值Sr/Ba介于0.48~11.8之间，B/Ga比值较大（＞8.16）属于咸水湖泊。反映气候干湿变化的Sr/Cu比值，有3个样品数据＜5，代表温暖湿润气候; 另有23个样品数据＞5，最高可达49.2，代表干热气候（莱铒曼等，1989）。表明风城组（P₁f）总体属于干热气候，但存在干热、温湿气候变化旋回。反映湖水物源和水深的元素比值V/（V+Ni）介于0.509~0.83之间，V/Ni介于1.0~3.8之间，V/Sc介于3.15~11.38之间，可能受陆源或火山喷发的影响（冯有良等，2011; 表1，图3）。风城组（P₁f）碳酸盐岩碳同位素δ¹³C（PDB）介于0.3‰~5.3‰之间，氧同位素δ¹⁸O（PDB）介于15.2‰~0.3‰之间（表2）。根据Epstein et al.（1953）、Keith et al.（1964）提出的利用碳、氧同位素值计算碳酸盐岩沉积物形成的温度、盐度和Z值的计算公式，对风城组（P₁f）碳酸岩盐进行了计算（表2）。碳酸盐岩形成的温度大多介于18.7~66.54℃之间，有三个样品计算的形成温度较高，分别为89.0℃、90.6℃和114.2℃，虽然与其他样品的埋深差距不大，但其计算温度值明显高于其他样品的计算值。水介质盐度计算值为22.7‰~35.3‰，计算Z值＞120。上述分析成果表明风城组（P₁f）的沉积环境是受火山喷发和干热气候影响的咸化的深湖—半深湖环境。其碳酸盐矿物是在准同生期或浅埋期地温不超过66.64℃的条件下，由半深湖环境沉积的灰泥转化而来，其Mg²⁺可能来源于咸水湖泊和基性火山岩的风化、淋滤带入（冯有良等，2011）。个别样品其计算温度达到89~114.2℃，这可能与地下热液有关。湖盆中心区玛页2井位于乌夏断裂附近，其内发育了块状含砾砂岩夹白色薄层的碳酸钠钙石、苏打石、硅硼钠石等碱盐矿物（图9、15a），据研究该沉积物来自于沿断层上升的深层热液（赵研等，2020）。风城组（P₁f）活跃的构造活动、咸化的湖泊环境、火山喷发引起的凝灰质空落物质和来自深层的热液的加入，使得深湖区成为一个受火山喷发凝灰质空落沉降、化学沉淀、深层热液（卤水）作用、重力流搬运和沉积作用共同影响的混源细粒沉积环境。这种特殊沉积环境发育的湖底扇沉积体系及其扇缘细粒重力流沉积明显不同于淡水湖泊。在这种环境下由于构造活动而导致的由陡坡扇三角洲滑塌而形成的局部受限的湖底扇沉积体系及其扇缘细粒重力流沉积岩相及其组合具有下列特点:

（1）湖底扇近端靠近断裂带是深层热液（卤水）上升的通道，这就造成了浓缩密度流沉积的由岩相S1、S2组成的LA3-2岩相组合大多含白色碳酸钠钙石、苏打石和硅硼钠石集合体团块，该岩相组合之间还夹有白色碳酸钠钙石、苏打石、硅硼钠石薄层。这些碱盐类矿物集合体和夹层是深层热液沿断裂、裂隙、层面上升和充填的结果（图9中S1、S2; 图15a）。

（2）虽然近端扇缘和远端扇缘亚相远离断裂带，构造相对稳定，但深层热卤水和干旱的气候条件能使湖水盐度进一步升高，使这些扇缘亚相发育的细粒重力流沉积岩相普遍发育显微镜下可观察到的少量硅硼钠石、碳酸钠钙石、苏打石和白云石矿物。它们应当是高盐度孔隙水沉淀的结果。

（3）由于同期火山喷发火山灰飘落进入湖泊，加之深层热液（卤水）和蒸发化学沉淀作用使得深湖细粒重力流沉积岩相矿物成分以长英质、碳酸盐岩矿物为主，黏土矿物含量低、普遍含硅硼钠石、碳酸钠钙石、角闪石等。细粒重力流沉积岩相中发育的泥屑、深灰色包卷层理白云质泥岩相（DM2）、深灰色块状泥岩相（M2）及静水空落沉积的深灰色纹层状泥岩相（M1）和云质泥岩相（DM1），其矿物成分也主要为粒径小于4 μm的长英质矿物、碳酸盐岩矿物和少量黏土矿物（图17）。相比较而言，近端扇缘亚相细粒重力流沉积物黏土矿物含量更少。

（4）由于上述复杂的沉积条件和黏土矿物含量低，使得流体黏性力较弱，重力流浓度在近端扇缘降低更快。因此，近端扇缘能发生细粒浓缩密度流—细粒过渡流—细粒碎屑流/泥流、细粒浓缩密度流—细粒碎屑流、细粒过渡流—细粒碎屑流、细粒碎屑流—泥流、湍流—泥流的转化，还可发育洪水引发的异重流沉积。发育复杂多样的细粒重力流沉积组合:LA1、LA2、LA3-1、LA5、LA6、LA7（图15）。远端扇缘亚相，随着细粒重力流粉砂质浓度的降低，泥级颗粒浓度进一步提高，其流体黏性力有所增强，可发生细粒浓密度流—泥流、细粒碎屑流—泥流和湍流增强过渡流—细粒下部过渡塞流、细粒上部过渡塞流—泥流的转化，沉积LA4、LA6、LA8岩相组合（图15）。这些岩相组合形成了多个不完整的混合事件层沉积（图6、14）。

注:微量元素由核工业部地质科学研究院分析。

5 咸水湖泊受火山-热液作用影响的细粒重力流沉积模式及意义

根据对风城组（P₁f）岩相组合及其沉积过程的分析，结合影响细粒重力流沉积的地质条件的分析，可以建立咸水湖泊受火山-热液、化学沉淀作用影响的细粒重力流沉积作用的模式，用来讨论其沉积作用及其页岩油勘探意义。

5.1 沉积模式

早二叠世（P₁）玛湖凹陷为封闭的温湿-干热气候条件下的咸化湖泊环境。湖盆的西北缘陡坡发育控制沉积的乌夏、克百断裂，东北部为缓坡带，地层向东北部的夏盐凸起超覆。断裂活动造成深层热液沿断裂上升，进入湖盆，盆地边缘如夏72井区存在基性火山岩喷发，大量的凝灰质飘落湖盆，使得深湖存在内源化学沉淀、火山喷发凝灰质、深层热液（卤水）和细粒重力流的混源细粒沉积作用。细粒沉积物普遍含凝灰质、碳酸钠钙石、苏打石、硅硼钠石、白云石等矿物，黏土矿物含量低。由于盆地断裂构造活动强烈，引发陡坡扇三角洲发生滑塌形成非限定水道湖底扇。受混源细粒沉积作用的影响，湖底扇近端距断裂近，发育滑塌沉积及岩相LA3-2，该岩相主要由浓缩密度流沉积岩相S1、S2和细粒碎屑流沉积岩相ASS1夹盐岩层（碳酸钠钙石、苏打石、硅硼钠石等）组成。湖底扇远端（扇缘）发育了以细粒重力流沉积作用为主的沉积。其中近端扇缘发育了细粒岩相LA1、LA2、LA3-1、LA5、LA6、LA7，代表了低黏土矿物组分、高长英质组分细粒重力流沉积作用，包括细粒浓缩密度流—细粒过渡流—细粒碎屑流/泥流、细粒浓缩密度—细粒碎屑流、细粒过渡流—细粒碎屑流、细粒碎屑流—泥流、湍流—泥流的转化，以及洪水引发的细粒异重流的沉积作用。远端扇缘发育了细粒岩相组合LA4、LA6、LA8，代表了随着泥级颗粒浓度和黏土矿物浓度的相对升高，流体发生了细粒浓缩密度流—泥流、细粒碎屑流—泥流、细粒湍流增强过渡流—细粒下部过渡塞流—细粒上部过渡塞流—泥流的转化作用（图18）。扇缘细粒重力流在其发育过程中，由于特殊的混源细粒沉积作用，使其近端扇缘更容易沉积富粉砂的细粒重力流沉积，远端扇缘发育富泥级的细粒重力流沉积。近端和远端扇缘流体性质的转化，沉积物形成了7类不完整的混合事件层岩相组合（图6、14）。由于该湖盆在风城组（P₁f）沉积时期为咸化的湖泊环境，在半深湖区水下低突起碎屑物质影响小的部位，由干旱引起方解石的沉淀形成泥灰（云）质斜坡沉积。另外咸化湖泊环境干旱气候能产生化学沉淀，生成方解石、石膏等矿物，也能使沉积物孔隙水沉淀出方解石。在准同生或浅埋环境下，发育在泥灰（云）斜坡上的灰泥和晶间孔中沉淀的方解石可转化为白云石，Mg²⁺可能来源于基性火山岩的风化淋滤、凝灰质的脱玻化、深层热液（卤水）和咸化湖泊。混源的细粒沉积特征，就使得湖底扇缘细粒重力流沉积物普遍含有凝灰质、斑点状、纹层状白云石、硅硼钠石、苏打石、碳酸钠钙石等矿物。由于乌夏、克百控盆断裂的活动，使得这些地区存在沿断裂上升的热卤水，其内含有大碳酸钠钙石、硅硼钠石、苏打石、少量石膏等盐岩类矿物。这就使得发育在乌夏、克百断裂附近的湖底扇近端含砾砂岩夹有多层白色盐岩层，扇体的远端（近端扇缘、远端扇缘）细粒沉积物中也可以见到硅硼钠石、苏打石和碳酸钠钙石等盐类矿物（图15a、18）。

注:碳、氧同位素由核工业部地质科学研究院分析; 温度T、盐度S、Z值据Epstein et al.（1953）、Keith et al.（1964）提出的公式计算。

5.2 页岩油勘探意义

风城组（P₁f）发育咸水湖泊环境受火山喷发和热液影响的湖底扇。湖底扇近端发育的含砾砂岩和块状砂岩类岩相S1和S2（图9）属于粗粒浓缩密度流沉积。近端扇缘发育的粗粉砂岩类岩相CSS1，CSS2，CSS3，CSS4（图7~9）属于细粒浓缩密度流和细粒异重流沉积。由于碎屑颗粒相对较粗，不含或少含黏土矿物，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或泥级颗粒悬浮，沉积物得到分选。近端和远端扇缘发育的细粉砂岩相类FSS1（图11、13）、FSS2（图7）、FSS6（图11），属于浪涌状浊流或湍流沉积的细粉砂岩，其流体在流动过程中，由于较低的浓度允许更细的颗粒和黏土矿物从流体脱离而产生有意义的分选（Mulder and Alexander，2001），本应该能形成空气渗透率大于1×10^-3 μm²的常规优质储层。但是在准噶尔盆地玛湖凹陷风城组（P₁f）东西向岩相剖面上，玛页2井湖底扇近端发育的浓缩密度流沉积为含砾砂岩、细砂岩，其孔隙度为0.8%~3.0%，渗透率小于0.1×10^-3 μm²，属于致密储层（图16）。该湖底扇的近端扇缘和远端扇缘亚相的浊流沉积的细粉岩、白云质粉砂岩，孔隙度介于0.4%~1.5%之间，渗透率小于0.1×10^-3 μm²，TOC含量介于0.5%~1.5%之间，均属于致密储层，并成为页岩油发育相带（图3、16）。没有发育成常规优质储层这是由于该湖盆属于咸水环境受火山喷发和热液影响，原生孔隙被石膏、白云石、碳酸钠钙石、硅硼钠等石盐类矿物充填，加之沉积物埋藏深度较大，成岩作用强使它们发育成致密储层和页岩油的发育相带。

近端和远端扇缘发育的见泻水、变形、泥屑和粉砂屑的粉砂岩相类FSS3、FSS4（图12）、FSS5（图11），以及泥质粉砂岩相类ASS1（图11）、ASS2（图7、9、12、13）、ASS3（图12）、ASS4（图7）为细粒碎屑流和细粒下部过渡流沉积，泥质粉砂岩相类SSM1（图7、12）、SSM2（图10、11、13）、SSM3（图11）为泥流以及细粒上部过渡流及其塞流段的沉积，属于以黏性流为主的沉积作用。高的泥质或泥级颗粒含量可能是其形成空气渗透率小于1×10^-3 μm²的主要原因（Feng et al.，2021）。由多种重力流沉积作用过程形成的混合事件层，其储集性能受沉积作用过程制约。

上述分析表明，细粒浓缩密度流、细粒异重流沉积作用形成的粗粉砂岩相类（CSS），以及浪涌状浊流、湍流和部分细粒碎屑流沉积作用形成的细粉砂岩相类（FSS），大多发育在近端扇缘，本可以形成孔隙度较高的储层。但由于凝灰质、深层热卤水、化学沉淀等这些混源沉积作用的影响，使其孔隙度变差但也保留了3%~5%的孔隙度，为页岩油优质甜点层段。玛页1井粉砂岩孔隙度与碳酸盐岩含量成反相关关系就表明高碳酸盐矿物含量不利于储层孔隙的保存（图3）。黏性流（细粒碎屑流、泥流）形成的泥质粉砂相类ASS和粉砂质泥岩岩相类SSM大多发育在远端扇缘亚相，形成孔隙度小于1%的页岩。由于受混源沉积作用的影响，其黏土矿物含量低，有机质、灰云质和长英质矿物含量高有利于页岩压裂改造，该岩相既是源岩也是页岩油的甜点。

重力流沉积作用不但能把粉砂质沉积物从浅湖搬运到深湖，形成富长英质粉砂岩页岩油甜点储层，而且还能把河口区的有机质搬运到深湖环境使其得以保存形成富有机质页岩层（Zavala and Arcuri，2016）。玛湖凹陷风城组（P₁f）湖底扇缘发育的细粒重力流沉积发生在湖平面下降阶段或水退体系域（RST）。水进域（TST）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）旋回就形成了页岩层系多套源储组合（图3、16）。如玛湖凹陷玛页1井风城组（图3），四级层序的水进体系域（TST）气候湿润，对应着高泥质和TOC高含量段，在水进体系域的顶部，TOC 含量达到最高。四级层序的水退体系域（RST），气候干旱对应低泥质、低TOC含量段和高碳酸盐岩含量段。三级层序水进（TST）—水退（RST）旋回与其TOC和泥质含量有着与四级层序相似的对应关系。这种现象反映了米兰克维奇气候干湿变化旋回对四级层序及其沉积物发育的控制。气候湿润湖域扩展、水进（TST）更有利于有机质和泥质的沉积，气候干旱湖域萎缩水退（RST）有利于细粒重力流沉积。细粒重力流沉积形成页岩油的甜点层是页岩油勘探的主要目标区。

6 结论

（1）玛湖凹陷风城组（P₁f）沉积时期，深湖环境发育了一套咸水湖泊环境受火山喷发和热液影响的湖底扇沉积体系。其湖底扇近端发育粗粒的浓缩密度流—碎屑流沉积组合。扇缘发育了:① 细粒浓缩密度流—细粒过渡流—细粒碎屑流沉积岩相组合; ② 细粒异重流沉积岩相组合; ③ 细粒浓缩密度流—细粒碎屑流沉积岩相组合; ④ 细粒浓缩密度流—泥流—安静水体空落沉降沉积岩相组合; ⑤ 细粒过渡流—碎屑流沉积岩相组合; ⑥ 细粒碎屑流—泥流沉积岩相组合; ⑦ 细粒碎屑流沉积—湍流尾流沉积岩相组合; ⑧ 细粒下部过渡塞流—细粒上部过渡塞流—准层状泥（塞）流沉积岩相组合。这8种岩相组合是重力流沉积作用相互转化的结果，它们是一个完整混合事件层的组成部分，可构成一个完整的混合事件层。在盆地的半深湖水下低隆起区发育了泥灰（云）质斜坡沉积组合。

（2）咸化湖盆、深层热卤水和凝灰质的加入，使该湖底扇沉积体系沉积物普遍含白云石、碳酸钠钙石、苏打石和硅硼钠石矿物。其中白云石为化学沉淀的方解石在准同生期和浅埋期生成的准同生白云石。碳酸钠钙石、苏打石和硅硼钠石矿物可能来自深层热液。

（3）湖底近端亚相粗粒重力流沉积物是致密油发育带，近端扇缘和远端扇缘亚相细粒重力流沉积物是页岩油发育有利相带。

（4）湖盆细粒重力流沉积和富有机质层的发育受气候和湖平面变化的影响。气候湿润湖平面上升有利于发育富有机质泥岩沉积，气候干旱湖平面下降更趋向于发育细粒重力流沉积和碳酸盐岩矿物沉积。细粒重力流和碳酸盐岩沉积物能形成页岩油的甜点层。

致谢:本项研究得到了中国石油“十四五”前瞻性基础性重大科技项目“页岩油勘探开发理论技术研究”（编号 2021DJ18）的资助。中国石油新疆油田有限公司勘探开发研究院协助笔者进行岩芯观察、取样以便开展本项研究，笔者表示衷心的感谢!笔者特别感谢两位审稿人对文章提出的建设性的建议，使文章得到了进一步的完善。

参考文献