馮榮昌 吳因業(yè) 楊 光 楊家靜 劉 敏 張?zhí)焓?岳 婷

(1．中國石油勘探開發(fā)研究院 北京 100083;2．中國石油天然氣股份有限公司西南油氣田分公司勘探開發(fā)研究院 成都 610051;3．中國礦業(yè)大學(北京)地球科學與測繪工程學院 北京 100083)

0 引言

自Ager(1973)和Kelling(1975)等人提出了“風暴”概念后，Kumar和 Sanders(1878)、Aigner(1982)將其范圍擴大為風暴沉積［1-4］，劉寶珺等［5］首先對四川興文的下二疊統(tǒng)碳酸鹽巖風暴進行了研究，在國內(nèi)為引發(fā)了研究熱潮。對于風暴流特征和風暴沉積特征國內(nèi)外為都主要集中在海相［5-9］，對于湖相的研究較為少;海相碎屑巖和碳酸鹽巖的研究都相對較為成熟，湖相的研究主要集中在一些斷陷盆地的碎屑巖［10-13］，本文以四川盆地下侏羅統(tǒng)大安寨段風暴沉積為對象對湖相碳酸鹽巖風暴沉積的特征進行一些初探。

1 沉積背景

四川盆地從晚三疊世開始進入陸相沉積階段［14-15］，早侏羅世盆地進入“環(huán)形凹陷”的前陸盆地階段，大安寨段沉積于該階段。在經(jīng)歷馬鞍山段的紅層沉積之后，進入大安寨時期后，湖盆開始向南東—北西向湖侵，同時物源供應(yīng)減少，開始了以介殼灰?guī)r沉積和暗色泥巖為特征的沉積，在大安寨段的末期，湖盆又進入紫紅色的泥巖為主的過渡層沉積時期(圖1)。

大安寨段經(jīng)歷一個完整的湖進—湖退旋回［16-18］，可以劃分為三個體系域(圖 1，2)，在各個體系域中均發(fā)育有風暴沉積。低位體系域的以厚層的介殼灰?guī)r夾薄層的濱淺湖泥上超于馬鞍山段的紅色泥巖之上，盆地除沉積中心(雙河—營山一帶)發(fā)育大量的暗色到黑色泥頁巖外，大部分發(fā)育的是中到厚層的介殼灰?guī)r，風暴沉積以介殼的雜亂堆積為特征;湖侵期的介殼灰?guī)r不太發(fā)育，厚層的黑色泥頁巖和含泥質(zhì)介殼灰?guī)r與暗色泥巖的互層，深水區(qū)域推進到雙龍場—八角場一帶，風暴沉積的特征較為豐富，見一些薄殼在暗色泥巖中呈漂浮狀，灰?guī)r和泥巖的波狀互層;高位期的灰?guī)r的比例增大，湖盆轉(zhuǎn)移至營山一帶，川中東北部的灰?guī)r在這個階段最為發(fā)育，龍崗地區(qū)發(fā)育較厚的含泥質(zhì)介殼灰?guī)r和泥質(zhì)介殼灰?guī)r，風暴沉積特征與低位體系域特征相似。

圖1 G2井大安寨段單井綜合柱狀圖Fig．1 Composite depositional histogram of the Well G2 in central Sichuan Basin

圖2 川中大安寨段沉積模式和沉積演化Fig．2 Sedimentary model and evolution of Da’anzhai Member in central Sichuan Basin

2 風暴沉積的識別

2．1 巖性特征

大安寨段中發(fā)現(xiàn)有風暴沉積發(fā)育的巖性主要有:礫屑灰?guī)r、粉砂屑灰?guī)r、含介殼泥巖、泥介殼灰?guī)r、含泥質(zhì)介殼灰?guī)r等。灰?guī)r的碎屑主要為介殼的碎片，或者風暴所破壞的半固結(jié)狀態(tài)的沉積物的碎片，其粒徑與距離風暴源的距離有很大的關(guān)系，具有隨著遠離風暴源而變細的趨勢;風暴巖的顏色主要由巖石中所含的泥質(zhì)成分的顏色決定，淺水環(huán)境中一般呈紫紅色到灰色，或灰綠色;在深水環(huán)境中巖石一般為深灰色到黑色，只在少部分地區(qū)的灰色泥巖中發(fā)現(xiàn)有顏色非常淺的漂浮狀介屑(圖3g)。

2．2 頂?shù)酌鏄?gòu)造

風暴高峰期的渦流以及風暴衰減期的風暴回流會對原始的沉積物進行改造形成特殊界面，在一定的條件下能夠得以保存，形成特殊的頂?shù)酌鏄?gòu)造，也被稱為沖刷—充填構(gòu)造，是識別風暴沉積一個重要的標志［22］。本區(qū)發(fā)育的層面構(gòu)造主要有渠模、侵蝕面、截切和波痕。

風暴沉積層與上覆或下伏層的接觸面不整合接觸，強大的風暴渦流對下伏巖層進行侵蝕，形成不規(guī)則的侵蝕面，而侵蝕面之上沉積有雜亂排列的粒徑不等的一些介殼或則介殼碎片，粒徑為礫石級到粉砂級不等，部分侵蝕面以上以泥質(zhì)為主，泥質(zhì)內(nèi)分散著一些介殼，呈現(xiàn)出密度流的特征(圖3b)。

渠模:扁長溝槽狀的侵蝕充填構(gòu)造［23］，由兩個或兩個以上的渠形成，渠的兩壁一側(cè)垂直切入下伏的泥巖層中，另一側(cè)相平緩，底平或下凹，渠內(nèi)充填有粒徑不等的介屑，粒徑一般較小(圖3a)。渠模的渠的延伸方向不同，似有相交的趨勢。在風暴的初期，風暴渦流和風暴回流強烈地沖刷下伏沉積物，渦流的方向性較差，使得渠的發(fā)育不呈平形狀排列。渠模是風暴沉積的重要標志和特征［5］。

截切:由于風暴回流作用對風暴期沉積物的改造而形成一種頂面構(gòu)造，回流產(chǎn)生的剪切力切去部分先期沉積的粉細砂屑沉積層，而呈現(xiàn)一側(cè)高出，一側(cè)扁平(圖3a)，在此之上為正常的泥質(zhì)沉積層。截切一般發(fā)育在深湖，風暴結(jié)束后湖水恢復平靜，正常的半深湖—深湖相泥巖沉積于其上，或者沉積有薄層的回流所攜帶的細粒沉積物。

波痕:另外一種由風暴回流改造而形成的頂面構(gòu)造，回流的能量相對于截切要小得多，發(fā)育的水深也要深一些，回流的末端在先期沉淀的粉細砂屑頂面低俗流動，改造其下的細粒沉積物，形成脊狀、圓狀(圖3f)。具有牽引流的特征，是風暴沉積區(qū)別于濁流沉積的一個重要標志［11］。

2．3 沉積構(gòu)造

丘狀交錯層理在是海相風暴沉積中描述和研究得最多的一種沉積構(gòu)造［24-27］，被認為海相風暴沉積一個最明顯、最有力的證據(jù)［28］，在湖相碎屑巖風暴沉積中丘狀交錯層理也有發(fā)育，但其規(guī)模較海相要小得多［10-12］，但在大安寨段中卻未見發(fā)育，一般認為丘狀交錯層理是強烈的震蕩水流或者與混合水流而形成的［25，29-30］(劉樹臣，1989;Giorgio Basilici et al．，2011;Brian Greenwood et al．，1986)，施慶民等［31］認為丘狀交錯層理形成于物源豐富、駐波穩(wěn)定且持續(xù)時間較長的階段，丘狀層理主要為細粉砂粒級的沉積物懸浮在水流中形成［11］。大安寨段介殼灰?guī)r的顆粒為不同破碎程度的介屑碎片，由于湖相波浪的能量較小，對介屑的破碎程度較低，導致礫石級別的介屑較多，而細粉砂屑不太發(fā)育，并且湖泊風暴的能量較低，震蕩水流的能量相對海相小的很多，無法懸浮搬運大顆粒的碎屑，故在大安寨段的丘狀交錯層理不太發(fā)育。除了不發(fā)育丘狀交錯層理外，大安寨段的層段的沉積構(gòu)造比較發(fā)育，發(fā)育有礫屑層、粒序?qū)永?、波狀層理、漂浮介屑段和粉砂屑層，?gòu)成了大安寨段風暴沉積的獨特特征。

礫屑層:較為完整的介殼與泥質(zhì)呈雜亂地堆積，在巖芯上便可看到介殼的完整形態(tài)或介屑碎片。無明顯的沉積構(gòu)造(圖3d)。沉積于相對高能的環(huán)境中，介殼或者被風暴破碎的介屑經(jīng)過短距離的搬運后沉積而形成，主要出現(xiàn)在能量強的淺湖區(qū)域，搬運的距離較短，以底部載荷或則密度流的形式搬運，具有一定的密度流的特征，分分選性不好，泥質(zhì)含量也較為高。

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粒序?qū)永?主要由介殼的碎屑顆粒組成，多為厚殼經(jīng)較為強烈的破碎作用而形成的碎屑顆粒，具有向上變細的正粒序結(jié)構(gòu)。其發(fā)育可能是由于風暴水流的能量減弱，對其所搬運的沉積物的篩選作用增強，導致沉積物顆粒的粒度和成分發(fā)生變化［32］，也有可能由于分散壓力對顆粒的分選作用而形成的［10］。粒序?qū)永戆l(fā)育的能量較礫屑層弱，沉積物被搬運的距離也相對較遠，在能量較強的淺湖，波浪作用較強，風暴期所沉積的粒序?qū)永矶稳菀自诤笃谠獾狡茐?，但尤其若發(fā)生胡平面的上升或下降而沉積一套泥質(zhì)沉積層，粒序?qū)永肀憧赡艿玫捷^好的保存(圖3c)。

圖3 川中大安寨段風暴沉積構(gòu)造a．渠模、截切，半深湖，LQ2井，2 114 m;b．沖刷面，薄殼雜亂堆積，半深湖，Y2井，3 186．2 m;c．粒序?qū)永碇习l(fā)育有一段泥質(zhì)層，灘核，威遠黃石板剖面，大安寨段;d．介殼雜亂堆積，含有一定量的泥質(zhì)，半深湖，儀4井，3 224．06 m;e．波狀層理，G4井，2 435．8 m;f．粉砂屑層及丘狀頂界面，半深湖，G4井，2 376．04 m;g．黑色泥巖中的漂浮狀介殼，半深湖，X29井，3 201．86 m;h．紫紅色泥巖與灰綠色泥巖過渡，灰白色泥巖中可見小的介屑，濱淺湖，PL103 井，1 693．30 m。Fig．3 Storm depositional structure of Da’anzhai Member in central Sichuan Basin

漂浮介屑段:薄而大的介殼在泥巖中呈現(xiàn)漂浮狀雜亂排列，介殼顏色較為干凈，與周圍的泥巖形成鮮明的對照(圖3g)。薄而大的介殼易于在水中漂浮，能夠被風暴流或風暴回流搬運到較深水區(qū)域而沉積，形成一種獨特的富含介殼泥巖。

波狀層理:泥巖與灰?guī)r的薄互層，單個薄層呈波狀，灰?guī)r薄層具有顆粒結(jié)構(gòu)，主要為一些細砂屑，主要見于濱淺湖和半深湖的泥巖中，波狀紋層的波長相對于波高要大得多。主要由能量較低的風暴流和風暴回流對松軟的濱淺湖紫紅色泥質(zhì)層和半深湖暗色的泥質(zhì)層造成一定程度的改造，風暴流所攜帶的細粒沉積物同時發(fā)生沉積，由于水動力較弱，改造程度較小，僅形成一些波狀層理構(gòu)造，多期的風暴沉積的疊加而形成縱向上呈現(xiàn)出泥巖與灰?guī)r的頻繁互層。

粉砂屑層:一層薄的粉砂屑沉積層，下部與泥巖呈突變接觸，向上逐漸過渡為正常沉積(圖3f)。沉積于風暴流作用的末端，能量極低，主要表現(xiàn)為牽引流的低流態(tài)的沉積特征，風暴流對底部正常沉積物基本無改造作用，只沉積而不發(fā)生侵蝕改造。沉積的區(qū)域在理論上可能為濱淺湖和深湖，由于濱淺湖的保存能力較差，易于受到后期改造而遭破壞;深湖區(qū)域，由于水體較為安靜，易于保存。風暴流形成的粉砂屑層的頂部，可能被風暴回流的改造而形成波痕。

2．4 準同生變形構(gòu)造

揉皺變形、包卷層理、重荷模和枕狀構(gòu)造在本區(qū)的泥巖層與灰?guī)r層的互層中有發(fā)現(xiàn)，主要為薄卷層理，它是在一個層內(nèi)的層理揉皺現(xiàn)象(圖4)，一般細層向巖層的底部逐漸變正常，包卷層理向頂部扭曲細層被上覆層截切，同生變形構(gòu)造已被認為是風暴沉積中一個較為典型的沉積構(gòu)造［5，10］。同生變形構(gòu)造在牽引流沉積中比較少見，同生變形構(gòu)造的形成機制較多，風暴沉積中的同生變形構(gòu)造可能是由于沉積物的液化和流化作用形成的，風暴中快速堆積于泥質(zhì)之上的細砂、粉砂級介殼碎屑，來不及排水，形成高孔隙壓力，由于沉積物的液化、硫化以及上覆粉砂屑層的不均勻負荷壓力等作用，導致了一系列的沉積構(gòu)造的形成。

3 風暴沉積相序及分布模式

3．1 風暴沉積相序

圖4 揉皺變形，同生變形構(gòu)造，PL103井，1 681．85 mFig．4 Crumpled deformation，contemporaneous deformation structure，a sample from Well PL103 at 1 681．85 m

風暴浪的特征是前期以風暴渦流為主，后期以能量稍低的風暴回流為主，兩個時期所對應(yīng)的沉積構(gòu)造一起組成了風暴沉積的完整相序結(jié)構(gòu)風暴流渦流和風暴回流相當于風暴作用的兩個半旋回，對沉積物的改造和沉積作用具有一定的相似性，但由于其能量大小和水流的特征存在著差異，并且在規(guī)模上具有一定的差異，使得兩者沉積構(gòu)造呈現(xiàn)一定的遞變性。系統(tǒng)地研究大安寨段風暴沉積的沉積構(gòu)造特征后，認為一次完整的風暴流所產(chǎn)生的沉積構(gòu)造在未受到后期改造的情況下，其縱向相序(圖5)可以分為以下幾段:S0正常沉積段，巖性變化較大，不同的沉積環(huán)境對應(yīng)著不同的巖性，如在深湖區(qū)域可能為暗色到黑色泥巖，淺湖區(qū)域更多是具有不等泥質(zhì)含量的介殼灰?guī)r;S1礫屑層段，底部與下伏正常沉積巖層呈突變接觸，具有渠模、侵蝕面等底面構(gòu)造，為風暴初期的最強能量的沉積物，介殼碎片經(jīng)過短距離或則為原地堆積的而形成;S2粒序?qū)永矶?，與下伏礫屑層段呈突變或者漸變接觸，比礫屑層的能量稍低，介殼或者介殼碎片經(jīng)過了一定距離的搬運;S3漂浮介屑段，與下伏層理呈突變接觸，易于漂浮的薄而大的介殼由于水流變緩而發(fā)生沉積，呈漂浮狀嵌入深湖泥巖中;S4波狀層理段，水體能量進一步減弱，與下伏的漂浮介屑段呈漸變或突變接觸，常與泥頁巖呈互層;S5粉砂屑層段，水體能量變得極低，為風暴流的末端沉積，與下伏的波狀層理段呈漸變接觸，頂部常被風暴回流所改造，形成截切、波痕等頂面構(gòu)造;S0正常沉積段，下部與粉砂屑層段呈突變接觸，巖性的變化很大，主要由其所處的沉積環(huán)境決定。

圖5 川中大安寨段風暴沉積相序特征Fig．5 Storm depositional facies sequence characteristics of Da’anzhai Member

3．2 分布模式

完整的風暴流相序很難在實際資料中發(fā)現(xiàn)，往往只能夠發(fā)現(xiàn)一種相序或者幾種相的組合(圖6)，這是因為風暴回流會對風暴初期的沉積進行改造外，后期的波浪或者潮汐也會對風暴沉積進行改造，除此之外，由于風暴流在不同水深的能量不同，導致不同水深的也不能發(fā)育整個完整的相序。也正是因為這個原因，在風暴沉積研究的初期，風暴沉積僅被定義為平均浪基面到風暴浪基面之間的風暴成因的沉積組合，后來隨著在潮坪環(huán)境中丘狀交錯層理的發(fā)現(xiàn)，才將風暴沉積延伸到淺湖區(qū)域。在對大安寨段的沉積微相研究的基礎(chǔ)上，分析各個微相的發(fā)育的風暴沉積特征后，總結(jié)出各微相內(nèi)典型的風暴沉積的相序結(jié)構(gòu)(圖7)。

濱淺湖:濱淺湖的水體很淺，風暴流在在此的能量已經(jīng)變得很小了，其對底部原始沉積侵蝕的能力已經(jīng)很弱，且水流攜帶的沉積物主要為一些粉砂級的介殼碎片或細粉砂級的碎屑顆粒，在濱淺湖由于水流變緩而發(fā)生沉積，主要形成的是粉砂屑層理，在中臺山、蓬萊、潼南一帶可能比較發(fā)育。粉砂屑層的頂?shù)拙c下伏的濱淺湖泥巖在突變接觸(圖3h、圖6a)，頂面可能由于風暴回流的改造作用而發(fā)育一些截切或波痕構(gòu)造。

灘后:圖6b所示的黃色泥巖薄層之下的顆粒灰?guī)r段，在上部介殼灰?guī)r中發(fā)育條帶狀的介殼密集段，均為灘后微相的風暴沉積。灘后在平均湖平面以下，風暴浪的能量較大，但湖水較淺，湖水搬運能力較低，不發(fā)育漂浮介屑段，在風暴浪初始期沉積的主要有粒序?qū)永?、波狀層理和粉砂屑層，但由于風暴回流的侵蝕作用和后期波浪的改造作用，使得波狀層理和粉砂屑層常受到一定程度的改造，僅保存粒序?qū)永?，可能發(fā)育一些截切構(gòu)造，蓬萊和磨溪的部分地區(qū)比較發(fā)育。

圖6 風暴沉積發(fā)育段露頭和單井剖面示意圖Fig．6 Sketches of parts of wells and outcrop which is rich in storm deposition

灘核:灘核處在能量最強的淺湖區(qū)域，是風暴發(fā)生的核心區(qū)域，由于水體也相對較深，風暴浪的破碎和搬運能力較強。在風暴的高峰時期，風暴中心處的介殼或者未固結(jié)或者半固結(jié)的沉積物被破碎，不易搬運粒度較大的介殼碎片，在近風暴源的地方發(fā)生沉積，形成礫屑層，隨著風暴的減弱，發(fā)育粒序?qū)永砗推叫袑永淼?，由于后期風暴回流的改造，低流態(tài)的沉積構(gòu)造容易遭到破壞，難以保存，僅在一些湖浪較弱的灘核地區(qū)可能發(fā)育平行層理段和粒序?qū)永矶危蟛糠趾溯^強的地區(qū)只殘余礫屑段，八角場、金華一帶比較發(fā)育。由于礫屑段與正常沉積一樣主要為一些介殼碎片，并且礫屑段的具有密度流特征的泥質(zhì)在后期遭受正常波浪的反復淘洗，而變得與正常的由介殼碎片組成的灘核沉積難以區(qū)分，故在灘核部分很難發(fā)現(xiàn)風暴沉積，灘核微相介殼發(fā)育段巖性特征未發(fā)生明顯的變化(圖6c)。

圖7 川中大安寨段風暴沉積的沉積模式Fig．7 The storm depositional model of Da’anzhai Member in the central Sichuan Basin

灘前:灘前微相的湖水能量相對灘核要弱，風暴沉積常上覆于泥巖或下伏于泥巖(圖6d)，風暴浪的強度與灘后微相大致相當，但灘前微相的水體較深，其湖浪搬運能力和侵蝕能力較灘后稍大，在風暴發(fā)育期主要沉積有粒序?qū)永砗蜕僭S的漂浮介屑段，但是由于后期風暴回流在灘前微相的能量也相對較大，對風暴期發(fā)育期的沉積改造較為明顯，導致漂浮介屑段不太發(fā)育，僅發(fā)育一些粒序?qū)永?，在公山廟、龍崗、營山一帶的灘前微相比較發(fā)育比較發(fā)育。由于灘前微相主要發(fā)育泥晶介殼灰?guī)r、含泥質(zhì)介殼灰?guī)r和泥質(zhì)介殼灰?guī)r，在巖性特征上與風暴沉積的巖性特征較為相似，但風暴沉積的泥質(zhì)成分的顏色較淺，以及可能發(fā)育底面構(gòu)造是識別風暴沉積的標志。

半深湖:半深湖是風暴保存最好的微相，其巖性特征為暗色泥巖中發(fā)育灰?guī)r條帶(圖6e)，同生變形構(gòu)造也較為發(fā)育。在晴天浪基面以下，發(fā)育低能風暴沉積，水體相對較為安靜，風暴沉積在后期不容易遭到侵蝕，容易得到保存，發(fā)育三種相序類型:漂浮狀介屑層、波狀紋層互層、粉砂屑層，主要發(fā)育在公山廟、蓮池、營山一帶。①漂浮狀介屑段:主要發(fā)育在晴天浪基面附近，由于流速的降低，懸浮搬運的薄殼碎片或介殼在此沉淀，形成漂浮狀，后期的風暴回流在半深湖的能量已經(jīng)很小，可能無法對其進行改造，因而容易得到保存。②波狀紋層:此時的波浪能量已經(jīng)較低了，攜帶的沉積物主要為細粒沉積物，由于泥巖易于遭到改造，而形成一些波狀層理，多期的風暴使得半深湖區(qū)域內(nèi)發(fā)育波狀層理的互層。③粉砂屑層:為風暴流能量最低的沉積物，此時的風暴流已經(jīng)難以對底部沉積物進行改造，與下部泥巖呈突變接觸，向上逐漸過渡為正常的沉積。頂部構(gòu)造主要有波痕和截切的，主要在粉砂屑層。

4 油氣地質(zhì)意義

風暴沉積的研究對沉積機理的研究、盆地分析、地層對比等研究有較為重要的意義，已被很多沉積研究者所重視［11，28-29，32-33］，對油氣的作用也逐漸為人們所認識［10，27］，風暴沉積對于大安寨段的古環(huán)境分析和對大安寨段的致密油儲層的研究具有較為重要的意義。風暴沉積可以加深對大安寨段沉積環(huán)境和沉積機制的認識，有助于進一步提高對大安寨段的沉積模式的認識。

波浪的能量對大安寨段的介殼灰?guī)r沉積的重要作用很早就被認識，對大安寨段的沉積微相劃分時就被劃分為高能灘和低能灘［20］;波浪的能量對大安寨段沉積的影響機理卻未做過深入的討論，通過對風暴沉積在各微相的發(fā)育特征和保存特征進行分析，可以進一步認識波浪對介殼灰?guī)r灰?guī)r沉積的控制作用，對預測大安寨段各類介殼灰?guī)r的分布具有較好的指導作用。風暴沉積的研究使濱淺湖紫紅色泥巖中的粉砂級方解石顆粒的成因問題得到了解決，使得半深湖相介殼灰?guī)r的沉積機制更加明確，為深湖相可能發(fā)育致密油儲層的提供了理論依據(jù)。

風暴作用使得深水區(qū)也可能發(fā)育一定的介殼灰?guī)r，風暴沉積在深水區(qū)域的保存相對較為容易，在晴天浪基面附近以及晴天浪基面到風暴浪基面之間的半深湖區(qū)域可能發(fā)育介殼灰?guī)r和灰?guī)r透鏡體，并且能夠得到較好的保存。這類深水區(qū)的灰?guī)r的上覆和下伏地層均為泥質(zhì)含量較高的巖石，泥質(zhì)可以阻礙成巖流體的流動，在一定程度上可以阻礙重結(jié)晶作用的發(fā)生，在一定程度上增加了儲層的儲集性。風暴沉積具有快速沉積的特征，往往具有一定的密度流的特征，具有一定的泥質(zhì)含量，通過對大安寨段的儲層研究發(fā)現(xiàn)，泥質(zhì)可以在一定程度上增加儲層的孔隙度［20］，具有一定規(guī)模的風暴沉積可以發(fā)育良好的儲層。對大安寨段的風暴發(fā)育的體系域進行統(tǒng)計發(fā)現(xiàn)，主要發(fā)育在水位較高的湖侵中晚期和高位體系域內(nèi)，湖侵中晚期和高位期的半深湖相泥頁巖的有機質(zhì)相對含量較高，生烴能力較強，發(fā)育于泥頁巖中的風暴成因的介殼灰?guī)r具有良好的烴源巖和致密油成藏條件;風暴成因的介殼灰?guī)r或者粉砂屑灰?guī)r與泥巖呈頻繁的互層，也具有一定的致密油勘探價值。

5 結(jié)論

(1)大安寨段風暴沉積丘狀交錯層理不發(fā)育，對風暴沉積的判識主要通過頂?shù)酌鏄?gòu)造和沉積構(gòu)造來進行判識。

(2)大安寨段的風暴沉積相序具有其特有特征，研究認為大安寨段理想的風暴沉積相序包括:礫屑層、粒序?qū)永?、波狀層理、漂浮介屑段和粉砂屑?發(fā)育的頂?shù)酌鏄?gòu)造有:渠模、侵蝕面、截切和波痕，其中渠模和截切是識別大安寨段風暴沉積的兩種典型構(gòu)造。

(3)由于風暴流的能量和保存條件差異使得大安寨段不同的沉積微相內(nèi)風暴沉積的相序結(jié)構(gòu)不同，在能量較高的灘前、灘核、灘后主要以粒序?qū)訛橹?，濱淺湖主要以粉砂屑層理為主，半深湖發(fā)育漂浮狀介屑層、波狀層理、粉砂屑層理，灘核的風暴沉積受后期的改造而變得與灘核不易區(qū)分，半深湖相的風暴沉積保存較好。

(4)風暴沉積有助于深化對大安寨段的沉積機理的認識，其中灘前到半深湖的風暴成因的灰?guī)r的孔隙度相對較好，并且具有較好的烴源和保存條件，是致密油勘探的有利微相。

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