并不是任何一种沉积物在地震作用下都可产生液化, 是否液化与沉积物的类型, 状态有密切的关系.平均粒径在0.02~1.0, mm之间, 黏粒(粒径小于0.005, mm)含量小于10%的饱含水沉积物是液化产生的物质基础, 饱和, 松散, 洁净, 均匀的粉--细砂更易液化(刘颖和谢君斐, 1984), 而泥岩一般不易液化, 目前有些文献中有关液化泥岩脉的说法不恰当.

在地震作用下, 尚未固结或弱固结的少黏性沉积物产生液化, 砂与水混然一体形成悬液, 在厚层泥岩夹砂岩地层中, 液化砂沿裂隙充填或主动刺穿围岩侵位而形成液化砂岩脉, 液化砂岩脉与岩层呈高角度或垂直相交.根据形成液化砂岩脉的不同机制, 可将其分为侧向滑移型和水压破裂型两种类型(张传恒等, 2007).水压破裂型液化砂岩脉是液化砂岩脉主动刺穿侵位于泥质岩中(张传恒等, 2007; 武振杰等, 2009), 脉体既可向上, 也可向下侵位, 沿侵位方向变窄, 尖灭, 一般呈不规则状(杜远生等, 2007).脉体所穿刺的围岩中发育与脉体侵位方向相匹配的拖曳变形构造, 即水塑性褶皱(乔秀夫等, 2001; 武振杰等, 2009).明36井沙一下亚段砂泥岩薄互层中发育水压破裂型液化砂岩脉构造(图 3-A, 3-B), 围岩纹层出现较明显的向上拖曳变形构造.侧向滑移型液化砂岩脉是沿早期存在的张裂缝进行充填, 液化脉的形状就是这些张性裂缝的形状.脉体底部与液化层连通, 显示脉体源于下伏液化砂岩层.脉体与围岩分界清晰, 围岩中不发育与脉体主动侵位相匹配的纹层拖曳变形构造, 脉体厚度决定于张裂缝的宽度, 小到数毫米, 大到数米, 但剖面上液化砂岩脉的宽高比均很小(张传恒等, 2007).卫69井和卫42井的沙三2亚段中发育侧向滑移型液化砂岩脉(图 3-C, 3-D, 3-E, 3-F), 围岩纹层没有明显的拖曳变形, 但在卫69井岩心的中上部, 泥岩所夹的砂岩纹层出现有液化卷曲变形构造(图 3-D), 与液化砂岩脉相伴生, 相互印证了地震液化作用的存在.

图3

Fig.3

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	图3 东濮凹陷古近系沙河街组中的液化砂岩脉构造 A, B--明36井, 1487.4, m, 沙一下亚段, 灰白色水压破裂型液化粉砂岩脉向上刺入灰色砂泥岩薄互层中, 围岩纹层被拖曳变形; C, D--卫69井, 3533, m, 沙三2亚段, 灰白色侧向滑移型液化粉砂岩脉向上刺入灰黑色泥岩中; E, F--卫42井, 3438.3, m, 沙三2亚段, 现象同C, DFig.3 Liquefied sandstone vein structure of the Paleogene Shahejie Formation in Dongpu Sag

在较弱的地震作用下, 下伏泥岩层受到上覆砂岩层不均衡负荷而使上覆层不均匀地向下伏层沉陷, 当负载体尚未脱离上覆层而位于其底面呈圆丘状或不规则瘤状突起时称为重荷模, 相应的下伏泥质沉积物呈舌状强烈上拱挤入重荷模之间, 则称为火焰构造.Moretti和Sabato(2007)认为宽小于0.01, m的负载构造有可能由单纯超负荷形成, 但较大型的负载构造则是地震诱发形成的.火焰构造在很多文献中(如Fortuin and Dabrio, 2008)被解释为地震触发机制.在卫325井的沙三4亚段和明48井的沙三3亚段中, 上覆砂岩不均匀下沉于下伏泥岩中形成重荷模, 而下伏泥岩呈火焰状挤入重荷模之间形成火焰构造(图 4-A, 4-B).在较强的地震作用下, 液化砂岩向上刺入上覆泥岩层形成液化砂岩脉, 相应留下的空间由下伏塑性泥岩挤入也可形成火焰构造, 这种火焰构造具有明显的地震作用特征, 是识别震积岩可靠的标志之一.在卫325井沙三4亚段火焰构造正上方为液化砂岩脉(图 4-C), 表明这两种构造的成因相关性.卫69井在沙三4亚段中, 下伏塑性泥岩刺入上覆液化砂岩中形成类似液化砂岩脉形态的火焰构造(图 4-D), 若砂岩不产生液化, 这种火焰构造则不会形成.另外, 在枕状构造中, 砂枕之间被下伏泥岩充填时也可形成火焰构造(图 5-A, 5-B, 5-C, 5-D).

图4

Fig.4

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	图4 东濮凹陷古近系沙河街组中的火焰构造 A--卫325井, 3375.5, m, 沙三4亚段, 灰黑色泥岩挤入上覆灰色粉砂岩在底部形成的重荷模之间, 形成火焰构造; B--明48井, 2062.6, m, 沙三3亚段, 现象同A; C--卫325井, 3271.4, m, 沙三4亚段, 液化的灰白色粉砂岩刺入上覆深灰色泥岩中, 形成液化砂岩脉, 其留下的空间由下伏深灰色泥岩挤入, 形成火焰构造; D--卫69井, 3546.5, m, 沙三4亚段, 下伏灰黑色泥岩挤入上覆液化砂岩中形成火焰构造Fig.4 Flame structure of the Paleogene Shahejie Formation in Dongpu Sag

图5

Fig.5

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	图5 东濮凹陷古近系沙河街组中的枕状构造 A--濮120井, 3164, m, 沙三2亚段, 下伏深灰色泥岩挤入上覆弱液化灰色粉砂岩中, 泥岩形成火焰构造, 粉砂岩形成枕状构造; B--卫47井, 2899.4, m, 沙三3亚段, 现象同A; C, D--卫325井, 3396.8, m, 沙三4亚段, 现象同A; E--濮63井, 3420.9, m, 沙三4亚段, 下伏液化粉砂岩向上覆弱液化的粉细砂岩底 辟穿刺, 形成枕状构造; F--明48井, 2161, m, 沙三4亚段, 现象同EFig.5 Pillow structure of the Paleogene Shahejie Formation in Dongpu Sag

枕状构造是岩层内横向展布的一组向上弯曲的地质体, 每个枕状体内的原始纹层平行于枕状体的底面弯曲, 其顶面大多有一个平直的截切面(乔秀夫和李海兵, 2008, 2009).枕状构造的形成有两种情况:一种情况是, 在砂岩夹薄层泥岩中, 当上覆砂岩呈弱液化状态时, 其所承受的剪切力急剧降低, 下伏塑性泥岩层则可向上挤入砂岩中形成火焰构造, 相应地, 砂岩发生卷曲变形形成枕状构造, 这种情况形成的枕状体更易成层出现.濮120井沙三2亚段, 卫47井沙三3亚段, 卫325井沙三4亚段中枕状构造发育, 并伴生火焰构造(图 5-A, 5-B, 5-C, 5-D).另一种情况是, 若下伏粉--细砂层产生液化时, 其活跃的液化流动能力使其向上覆较粗的弱液化砂(砾)层(或称水塑性变形层)底辟穿刺, 使上覆层的原始纹层沿向上流动的方向牵引弯曲, 形成向形的枕状构造(Rodriguez-Pascua et al., 2000; 乔秀夫和李海兵, 2008, 2009).濮63井和明48井的沙三4亚段砂岩中发育这种枕状构造(图 5-E, 5-F).

在地震和重力作用驱动下, 密度较大的负载体完全脱离母岩层而沉陷到下伏密度较小的泥质层或粉--细砂强液化层内部甚至底部时形成球--枕构造, 球--枕构造与负载构造有着密切的内在成因联系(乔秀夫和李海兵, 2008, 2009; 乔秀夫等, 2008).球--枕构造为地震触发机制成因的观点近年来被沉积学家所接受(乔秀夫和李海兵, 2009).在卫42井沙三2亚段和卫47井沙三3亚段岩心中, 球--枕体相互叠置, 并由泥岩隔开, 可明显分出至少5个先后形成的次序(图 6-A, 6-B).卫145井的沙三4亚段泥岩中的砂球--枕体则呈孤立状漂浮在泥岩中(图 6-C).在地震活动较强烈时, 由地震产生的左右方向不断改变的水平剪切力, 对下伏的泥质层或粉--细砂液化层产生水平扰动, 其中形成的球--枕负载体也随之左右来回摆动, 呈明显的拖曳状, 称为液化摆动构造(夏青松, 2007)或fold oscillation structure(Lignier et al., 1998).在文95井的沙三3亚段以及濮115井, 卫42井和卫69井的沙三2亚段, 沉陷于泥岩中的砂球--枕体非常发育, 显示出明显的摇摆不定且不具定向性(图 6-D, 6-E, 6-F, 6-G), 与由单方向滑动引起的变形构造有明显的区别.在地震活动不强烈(地震震级小于5级)时, 球--枕体的内部可形成完整的同心纹层.卫47井沙三3亚段发育的球--枕体中具明显的同心圈层(图 6-H), 反映其缓慢的下沉速度及变形过程.

图6

Fig.6

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图6 东濮凹陷古近系沙河街组中的球--枕构造 A--卫42井, 3444.2, m, 沙三2亚段, 深灰色泥岩中的灰白色粉砂岩球--枕体; B--卫47井, 2890.5, m, 沙三3亚段, 灰色砂岩球--枕体相互叠置; C--卫145井, 2702, m, 沙三4亚段, 深灰色泥岩中的灰白色粉砂岩球--枕体; D--文95井, 3766.2, m, 沙三3亚段① , 液化摆动构造, 灰色粉砂岩球--枕体具明显的左右摆动痕迹; E--濮115井, 3147.9, m, 沙三2亚段, 现象同D; F--卫42井, 3444.7, m, 沙三2亚段, 现象同D; G--卫69井, 3532.2, m, 沙三2亚段, 灰黑色泥岩中的灰白色粉砂岩球--枕构造; H--卫47井, 2913.4, m, 沙三3亚段, 球--枕构造中的同心圈层Fig.6 Ball and pillow structure of the Paleogene Shahejie Formation in Dongpu Sag

假结核是密度较小的沉积物沉陷到密度较大的沉积物中形成的一种变形构造, 其形状与枕状构造和球--枕构造相似, 不同的是假结核相对于其围岩来说密度较小(杨剑萍等, 2008).可能是因为在地震的作用下, 下伏粉--细砂层的液化使其体积密度和抗剪切强度急剧下降, 从而引起上覆黏土或粉砂沉陷到下伏的粉--细砂液化层中而形成.卫145井沙四上亚段泥岩沉陷入液化的细砂岩中形成假结核(图 7-A), 像球--枕构造一样, 假结核不仅具同心纹层和明显的下沉拖曳变形, 而且显示出左右剪切摆动变形的痕迹, 呈孤立状分散于液化的细砂岩中.

泄水构造常发育于厚层砂岩中, 表现为孔隙水逃逸通道两边的纹层沿泄水方向弯曲呈碟状(张传恒等, 2006; 武振杰等, 2009), 属水塑性褶皱(乔秀夫等, 2001; 武振杰等, 2009), 显示软沉积物变形特征.卫71井沙二上亚段粉砂岩中泄水构造呈排出现(图 7-B), 濮1井沙二下亚段泄水构造也特别发育, 并形成液化卷曲变形构造(图 7-C), 反映较强的地震作用.

图7

Fig.7

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	图7 东濮凹陷古近系沙河街组中的假结核和泄水构造 A--卫145井, 2784.3, m, 沙四上亚段, 灰色细砂岩中的灰白色泥岩假结核; B--卫71井, 2123.2, m, 沙二上亚段, 灰色粉砂岩中的泄水构造; C--濮1井, 2771.3, m, 沙二下亚段, 暗棕红色粉砂岩中的泄水构造Fig.7 Pseudonodule and dish-like water-escape structures of the Paleogene Shahejie Formation in Dongpu Sag

液化卷曲变形构造又称包卷层理, 旋卷层理, 扭曲层理等, 是一种由液化作用引起的水塑性褶皱(Plaziat et al., 1990).多发育在粉砂岩和粉砂质泥岩中, 纹层的揉皱变形仅限于一个岩层内而不涉及其上下岩层.通常认为这种变形构造主要与沉积物的液化作用有关(曾允孚和夏文杰, 1986; 乔秀夫等, 2001; 朱筱敏, 2008).液化的砂岩在砂泥岩薄互层岩系中往往顺层发生移动, 同时拖动泥岩发生变形, 移动(李元昊等, 2008), 所形成的卷曲变形构造不规则, 不协调, 定向性差, 尺度较小(单个褶曲长仅数厘米), 细层虽然扭曲很复杂, 但纹层连续, 没有错断和角砾化现象.发育液化卷曲变形构造的岩石可称为震褶岩(乔秀夫等, 1994).濮115井沙三1亚段, 卫42井沙三2亚段, 卫47井沙三3亚段, 卫145井和卫90井沙三4亚段以及濮1-69井沙二上亚段中均发育有液化卷曲变形构造, 并形成震褶岩(图 8-A, 8-B, 8-C, 8-D, 8-E, 8-F).在濮1-69井沙二上亚段岩心中(图 8-F), 与液化卷曲变形构造伴生的细小的液化砂岩脉构造也说明其为砂岩纹层液化所引起.

相对于形成液化砂岩脉需要的能量, 液化水压破裂构造则需更强的地震能量注入才能形成, 当向上作用的孔隙流体压力明显超过颗粒的自重时则导致沉积物流动, 不仅使原生沉积构造彻底破坏(Lowe, 1975; Owen, 1987; Guiraud and Plaziat, 1993; 张传恒等, 2007), 而且液化的沉积物流动可使局部压力增大, 导致围岩破裂并产生液化角砾或液化砾岩坨(Obermeier, 1996, 1998; 张传恒等, 2007; 武振杰等, 2009), 形成液化角砾岩(乔秀夫等, 2002).在卫145井沙四上亚段粉砂岩夹薄层泥页岩中, 粉砂岩发生液化, 并刺穿上覆的泥页岩, 使泥页岩局部呈角砾状, 而液化的砂岩因流动也相应变为不规则状(图 9-A).在濮1井沙二下亚段粉砂岩中亦出现明显的液化角砾(图 9-B), 液化的砂岩角砾边界不清晰, 不规则, 明显区别于经搬运磨圆的陆源碎屑角砾.

指具地震成因的不协调岩块组成的岩石(乔秀夫等, 1994).表现为不协调岩块在岩层中与围岩有清楚的边界, 其内部层理与围岩不一致(杨剑萍等, 2008).其形成机理是液化作用停止后, 沉积物重新被压实体积缩小, 导致沉积物表面(地面)下沉形成地裂缝(ground fissure)和层内粒序断层(fault-graded), 在地面下沉过程中, 局部较高部位的岩层发生坍塌进入低部位未固结沉积物中而形成的.因此, 这些大小不同的岩块可以在附近找到相同岩性的原始层(杨剑萍等, 2008).卫47井沙三3亚段粉砂岩中不协调地出现页岩砾(图 9-C), 且页岩砾未被打碎且具一定的塑性变形, 在该层上部相邻层位中发育有与页岩砾的原岩相同岩性的暗棕红色页岩层, 是上部页岩层在地震作用结束后破碎并落入下伏液化的粉砂岩中形成的.

图8

Fig.8

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	图8 东濮凹陷古近系沙河街组中的液化卷曲变形构造 A--濮115井, 3111, m, 沙三1亚段, 暗棕红色泥岩夹薄层灰色粉砂岩, 粉砂岩液化产生卷曲变形构造; B--卫42井, 3456.5, m, 沙三2亚段, 灰色粉砂岩的液化卷曲变形构造; C--卫47井, 2017.2, m, 沙三3亚段, 现象同B; D--卫145井, 2660.7, m, 沙三4亚段, 现象 同A; E--卫90井, 2660.6, m, 沙三4亚段, 现象同B; F--濮1-69井, 2404, m, 沙二上亚段, 暗棕红色粉砂岩液化卷曲变形构造Fig.8 Liquefied convolute lamination structure of the Paleogene Shahejie Formation in Dongpu Sag

图9

Fig.9

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	图9 东濮凹陷古近系沙河街组中的液化角砾岩和震塌岩 A--卫145井, 2788.5, m, 沙四上亚段, 灰白色粉砂液化角砾岩; B--濮1井, 2757.1, m, 沙二下亚段, 灰白色粉砂液化角砾岩, 角砾边界不清晰, 不规则; C--卫47井, 2888.1, m, 沙三3亚段, 暗棕红色泥页岩垮塌入灰色液化粉砂岩中形成震塌岩; D--濮63井, 3438.8, m, 沙三4亚段, 现象同C; E--卫63井, 1745.7, m, 沙一下亚段, 震塌岩中的泥质粉砂岩角砾, 原岩层理清晰Fig.9 Liquefied breccia and seismic fall-masses of the Paleogene Shahejie Formation in Dongpu Sag

图10

Fig.10

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	图10 东濮凹陷古近系沙河街组中的粒序断层 A--文177井, 3053.6, m, 沙三4亚段① , 砂泥岩薄互层中的粒序断层呈阶梯状; B--卫90井, 2668, m, 沙三4亚段, 现象同A; C--卫90井, 2672, m, 沙三4亚段, 灰白色粉砂岩中的粒序断层(两端尖灭)切穿早期的球--枕构造Fig.10 Graded fault of the Paleogene Shahejie Formation in Dongpu Sag

图11

Fig.11

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	图11 东濮凹陷古近系沙河街组中的震积岩序列(图例同图2) A--卫42井沙三2亚段震积岩序列; B--卫145井沙四上亚段震积岩序列; C--卫69井沙三4亚段震积岩序列; D--卫325井沙三4亚段震积岩序列Fig.11 Sequence of seismites of the Paleogene Shahejie Formation in Dongpu Sag

濮63井沙三4亚段灰白色细砂岩中同样含有不协调的暗紫红色泥岩角砾(图 9-D), 泥砾中的原始层理清晰, 从极易磨圆的泥砾还呈棱角状说明其未经过搬运.卫63井沙一下亚段的砾岩棱角分明, 无分选, 属于地震作用停止后, 上覆岩层直接垮塌下来原地堆积形成的震塌岩(图 9-E).

粒序断层(fault-graded)也称阶梯状断层, 是限制在一个岩层内部的一组断距很小的小型或微型正断层.断层倾角一般较大, 相互平行, 断层面在层内自行尖灭, 上覆及下伏岩层均未受到影响(乔秀夫和李海兵, 2009).该构造主要是地震液化泄水作用停止后, 沉积物被重新压实, 体积缩小, 产生差异性下沉而形成的, 是内部颗粒重新调整的结果(乔秀夫等, 2001; 乔秀夫和李海兵, 2009).粒序断层被认为是沉积物震积成因的标志性沉积构造(Seilacher, 1969, 1984).虽然粒序断层的成因机制与液化作用相关, 但变形性质应属脆性变形(乔秀夫和李海兵, 2009).以张性断裂为主, 断裂面不规则, 密集分布且排列无序, 不切层, 不具共轭性, 沿断裂面充填同期沉积的泥质或灰泥质沉积物(杜远生和韩欣, 2000), 与后期构造形成的断层有较大区别.文177井和卫90井的沙三4亚段发育明显的粒序断层(图 10-A, 10-B, 10-C), 并且卫90井沙三4亚段的微断裂切割早期的球--枕构造(图 10-C), 表明了地震活动的频繁性.

地震作用在固结的沉积岩及半固结--未固结的软沉积物中往往留下一系列具成因联系的构造标志, 形成的震积序列反映了地震事件的沉积作用过程.震积岩主要包括地震过程中原地形成的震积岩(狭义震积岩), 准原地由地震引发海啸形成的海啸岩以及异地由地震引发重力流形成的震浊积岩(Mutti et al., 1984)3种类型.原地与准原地形成的震积岩之间(梁定益等, 1991, 1994, 2009; 孙晓猛等, 1995)或准原地与异地形成的震积岩之间(乔秀夫等, 1994; 乔秀夫, 2002)发育震积不整合面.东濮凹陷古近系沙河街组为湖相沉积, 发育的震积岩主要为原地形成的震积岩, 以软沉积物变形构造为主, 每个震积序列厚度仅1, m左右.在系统调研前人对震积序列研究的基础上(吴贤涛和尹国勋, 1992; 梁定益等, 1994, 2009; 乔秀夫等, 1994, 1997, 2001; 孙晓猛等, 1995; 乔秀夫, 2002), 综合出东濮凹陷古近系沙河街组原地形成的震积岩的震积序列, 自下而上依次为液化砂岩脉段, 液化角砾岩段, 液化卷曲变形段, 震塌岩段以及液化均一层段(图 11-A, 11-B, 11-C, 11-D).而球--枕构造和液化砂岩脉的形成主要与厚层泥岩夹砂岩有关, 在震积序列的各部位均可出现.需指出的是, 与任何沉积序列一样, 震积序列在剖面中可以缺失某个单元或某几个单元, 这是由于剖面位于地震事件发生的不同区域以及软沉积物类型不同所致.