惠民凹陷中央隆起带位于济阳坳陷的中西部 ，呈东西向延伸 ，把惠民凹陷分割成南北两部分，北部为滋镇洼陷 ，南部为临南洼陷 ，西部紧邻陵县凸起 。沙三段早期中央隆起带还未形成，该区为半深湖-深湖沉积；沙三段沉积中期随着临邑大断层的活动，隆起的雏型逐步形成 ，并且随着临邑大断层活动强度增强 ，隆起的规模由西向东延伸，湖盆水体加深 ，在中央隆起带西部唐庄、临邑一带发育了河流-三角洲沉积 ，临邑以东为半深湖-深湖的泥岩 、油页岩沉积；沙三段沉积晚期构造运动强度降低，湖盆开始萎缩 ，并逐渐趋于稳定 ，湖盆水体相对较浅，发育了河流－三角洲 、滩坝及风暴重力流沉积 。下面将着重阐述风暴流沉积的沉积特征及沉积模式。
一、沉积特征
1.岩石学特征
本区沙三段上部与风暴沉积有关的岩性主要有细砂岩 、粉细砂岩 、泥岩、生物灰岩、含生物碎屑砂岩 ，部分细砂岩中含有细泥砾 ，砾径0.5～3.0cm，生物碎屑主要为较完整的螺和介形虫化石 。据镜下统计 ，粉细砂岩中岩屑含量高 ，平均为25%，最高达35%，成分有陆源多晶石英 ，燧石 、中酸性喷出岩及泥岩岩屑等 。杂基含量低 ，一般小于15%。
2.沉积构造特征
通过岩心观察，反映风暴流沉积的沉积构造十分丰富 ，类型多样（图8-19）：
（1）准同生侵蚀构造 当强的水流经沉积物表面时 ，便形成各种侵蚀构造，本区常见的侵蚀构造有冲刷面和截切构造。冲刷面的凹凸程度反映了风暴作用的大小 ，本区冲刷面呈平缓的波状 、槽状（图8-19A、B 、C） 。截切构造图（图8-19D 、E、F 、G）是造成本区砂岩顶面不平整的构造之一 ，如田5-5（图8-19D），平行层理的砂岩一侧高出 ，一侧变平 ，截切角度较大，并被泥质充填 ，表现为泥质冲刷砂质 ，它是由于风暴底部回流有很强的剪切力，使先期沉积的砂质遭到侵蚀，并被部分切去 ，形成了不规则的剪切面；风暴过后 ，湖水恢复平静，于是较深湖（晴天浪底之下）的泥岩便覆盖在剪切面之上 ，它是风暴流影响湖底的证据 。
（2）准同生变形构造 本区准同生构造较发育（图8-19H 、I） ，主要有重荷构造、球枕构造 、火焰构造 、水下岩脉等，如田5-5井中球枕构造的砂岩枕直径2cm左右 ，具有纹层 ，但已变形，变形的纹层呈槽状向下弯曲。下伏的泥岩呈舌状伸入砂层中 ，一般来说 ，准同生变形构造在牵引流中较少出现，多出现在重力流沉积中 ，重力流沉积砂泥混杂 ，堆积速度快，来不及排水，从而形成超孔隙压力 ，随后便形成一系列变形构造 。风暴流沉积兼有重力流特点 ，因此其沉积物具有重力流沉积特征 。
（3）层理构造 惠民凹陷中央隆起带沙三上亚段风暴岩中层理类型多样，特征各异。主要有递变层理、平行层理 、丘状交错层理 、浪成沙纹层理、透镜状层理等等 。
递变层理 位于冲刷面之上 ，一般为10～20cm ，岩心中所见递变层理全为正粒序而无反粒序（图8-19J），与下伏泥岩呈突变接触 ，它是风暴高峰过后 ，随着涡流支撑力的减弱，风暴密度流按重力分异迅速沉降而成 ，粒序层代表风力减弱 ，重力大于剪切力的沉积环境 。
平行层理 平行层理（图8-19K）见于中细砂岩中，砂岩剥开面上见剥离线理构造（图8-19L） ，剥离线理一般产生高流态平床上 ，代表了风暴流活动的高能环境。
丘状、洼状交错层理 丘状交错层理在临邑 、田家 、商河一带风暴岩中均有发现，其内部纹理清晰，丘高1～3cm ，本区丘状、洼状交错层理有三种类型 。A：层系上部细层凸起呈圆丘状 ，下部细层与下界面平行（图8-19M） 。B：层系细层上凸下凹，两端下纹层与上纹层收敛相交（图8-19O）。C：层系下部细层下凹呈洼状 ，上部细层与上界面平行（图8-19N） 。
本区丘状交错层理出现在滩前风暴岩中 ，位于平行层理或块状层理之上，从位置上看它不是风暴作用鼎盛期的产物 ，大多数研究者认为它是风暴浪减弱时由弱振荡水流和多向水流形成的 ，是风暴作用的标志 。
图8-19 反映风暴浪作用的沉积构造特征
波痕 除了截切构造，波痕也是造成风暴砂岩顶面不平整的构造之一。本区所见波痕为直脊或音叉状 ，略对称 ，波长约3～5cm，波高0.3～0.6cm（图8-19P） ，音叉状波痕表面发育了树枝状生物钻孔 ，波痕是波浪活动最常见的鉴别标志，T.Aigner（1982）所提出的理想风暴层序与浊流层序的区别主要就在于这一点。
此外，生物成因构造有生物爬迹 、生物潜穴和生物逃逸迹 。本区生物逃逸迹一般位于风暴层序的下部 ，是一种细长的垂直潜穴 ，回填构造不发育，它代表了事件沉积的发生 ，当快速的沉积作用发生时 ，生物为了不被埋葬便向上逃逸 。这是由于风暴浪减弱后，晴天浪底之下底层恢复暂时充氧 ，于是生物开始活动 ，便开始了底栖生物的繁盛期。
3.粒度特征
本区被认为风暴成因砂层粒度概率曲线为两段式和多段式，两段式曲线有跳跃总体和悬浮总体组成（图8-20） ，跳跃总体含量约为60%,S截点φ值为3.0～3.5 ，跳跃总体倾角约70°；多段式曲线跳跃总体由2～3段组成，反映冲刷—回流分界点很多 ，跳跃总体倾角大于60° ，这两种曲线斜率很高，分选好，这正表现出风暴重力流的沉积特征 。
图8-20 风暴沉积的粒度概率曲线
4.垂向序列
一次风暴的水动力条件变化 ，塑造了各阶段对应的沉积层序和沉积特征 。本区风暴流沉积层序是正常天气和风暴天气在滨浅湖中交替条件下沉积而成 ，根据大量的岩心观察，抽象出一个理想的垂向层序——“似鲍马序列 ”。
（1）Sa递变层理段 ，厚度10～20cm ，底面具有明显的冲刷面，冲刷面之上含有细泥砾 。
（2）Sb为平行层理段或块状层理砂岩段 ，厚度15～25cm ，岩性为细砂岩—中砂岩，见生物逃逸迹 。
（3）Sc丘状交错层理 、浪成沙纹层理粉砂—砂岩段 ，厚度约20cm ，这是风暴流沉积中特有的一段。
（4）Sd断续纹层、透镜状层理粉砂 、泥质粉砂及粉砂质泥岩段，厚度20～30cm ，顶底平整 ，内部见觅食迹，是风暴后期悬浮物质在低流态下形成的 。
（5）Se正常天气下的泥岩 、页岩段，约30cm ，代表了正常浅湖－半深湖的细粒沉积 。
上述沉积层序反映了风暴密度流和风暴浪作用能量衰减的过程。
二、风暴沉积类型
因为地理位置及水深等环境条件的差异 ，使风暴岩的沉积序列和沉积特征在不同地区有所差异，据此可以划分出两种类型风暴岩 ，分别代表风暴浪基面附近—正常浪基面之上的沉积 ，形成模式如图8-21 。
图8-21 沙三上段风暴重力流沉积模式
1.Ⅰ型风暴岩
（1）三角洲 、滩前远源风暴岩这种类型的风暴岩形成于风暴波基面附近，以商13-107井为代表 ，沉积层序由Sbc 、Sce、Sde组成 ，沉积物明显偏细，以粉砂 、泥质粉砂为主 ，并且常与具水平层理和块状层理的灰黑色泥岩交互出现 。风暴岩中波状层理 、水平层理及透镜状层理常见 ，砂岩剥开面上常显示出波痕。
（2）三角洲、滩前近源风暴岩 位于正常浪底和风暴浪底之间的中上部，以临10-1井为代表 ，沉积物为粉砂岩、含砾砂岩 ，底部常见波形 、槽形 、丘状侵蚀面。内部发育递变、块状 、平行 、丘状交错层理和浪成交错层理，砂岩的顶面常见宽缓的浪成波痕 。本区沙三段上部滩前近缘风暴岩较发育，常见Sa、Sabc 、Sac序列 。
2.Ⅱ型风暴岩（滩后浅水风暴岩）
位于滩坝或河口坝与岸之间 ，风暴流携带沉积物越过滩坝或河口坝主体 ，能量降低，同时由于它们二者的阻挡作用使风暴流所携带的沉积物在滩坝或河口坝与岸之间发生沉积。Ⅱ型风暴岩特征：①砂泥混杂 ，分选性差 ，并且含有大量植物碎屑和大量生物化石碎片；②丘状 、洼状交错层理不发育，多呈块状或递变层理 ，风暴期这一地区遭受侵蚀、冲刷 ，发育众多侵蚀面；③常被炭质泥页岩覆盖或夹于炭质泥岩之间 。Ⅱ型风暴岩形成于浪基面之上滨湖地带，它是由风暴浪所携带的沉积物近源地沉积而成 ，主要见于临深1井以西 。
由于Ⅰ型风暴岩到Ⅱ型风暴岩形成时 ，水深变浅，风暴作用增强 ，侵蚀面起伏加大 ，粒度值增加，砂岩百分含量值增加。
三 、平面相模式
沙三段沉积晚期，本区地势变得平缓 ，水体较浅 ，发育了三角洲和滩坝沉积，物源来自西部陵县凸起和北部埕宁隆起 ，由于风暴浪的改造作用 ，在临邑 、田家、商河都有风暴岩形成（图8-22） 。Ⅰ型风暴岩分布在，临10-1井—田5-5井井区及湖盆东部水体较深的商河地区 ，系西北部滨浅湖滩坝及三角洲前缘砂受风暴流改造而成 。Ⅱ型风暴岩位于临深1井以西的浅水地区及滩坝北部的沼泽地区。
图8-22 沙三上段沉积相平面图
四 、风暴沉积的规律性
（1）惠民凹陷中央隆起带西部风暴沉积主要发育在沙三段上部 ，沙四段上部也偶而见到，沙四段沉积和沙三段沉积末期 ，湖水面广阔 ，地形不很陡，边缘碎屑物质丰富 ，易产生风暴回流物质 ，形成风暴沉积 。
（2）地层剖面上，风暴沉积与非风暴沉积交互出现，前者仅占较小的比例 。通过对商25-24井 、商13-107井、临10-1井、田5-5井 、临深1井取心井段风暴沉积与非风暴沉积厚度统计 ，得出下表：
砂体层序地层及沉积学研究：以山东惠民凹陷为例
（3）平面上 ，风暴岩特别是I型的四周为非风暴岩所包围，向陆向浅水方向为三角洲和滩 ，向盆地方向变为浊积岩或半深湖 、深湖泥页岩 ，风暴岩近源厚度大，砂泥比高 ，砂层厚 ，向远源区降低。
（4）风暴岩与浊积岩相比，风暴沉积粒度细（以粉细砂岩为主） ，分选、磨圆较好 ，杂基含量低，有利于储集空间的发育和油气的渗流 ，在临深1井风暴岩岩心中有含油显示 ，风暴岩可以构成一种储集层，为惠民凹陷中央隆起带西部湖相储层增加了一种新的类型 。
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