1)液化砂岩脉。在胶莱盆地东北部各取心井中均发现了粉细砂岩脉体 (图 3-A, 3-B, 3-C, 3-D), 这是胶莱盆地最常见的震积构造。在岩心纵剖面上进行观察, 砂岩脉多呈不规则脉状、板状或蠕虫状, 与层面垂直或斜交, 中部膨大而两端相对尖细, 并穿刺纹层使之弯曲成背形(上端)与向形(下端) (图 3-B), 在岩心横断面上进行观察, 脉体一般呈平直或稍弯曲的“ 一” 字形, 有时可见分叉现象 (图 3-E), 在野外可见到“ 网状” 砂岩脉 (图 3-F)。

图3

Fig.3

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	图3 胶莱盆地东北部下白垩统莱阳组中的液化砂岩脉构造Fig.3 Liquefied sand vein of the Lower Cretaceous Laiyang Formation in northeastern Jiaolai Basin

A— 粉细砂岩脉体, 姜浅4井, 井深235.45 m; B— 砂岩脉体向围岩层内上方和下方两个相反的方向液化, 并消失在脉体两端的围岩中, 莱孔1井, 井深162.1 m; C— 液化砂岩脉沿先期存在的裂缝向下侵位, 姜浅2井, 井深170 m; D— 液化砂岩脉, 莱孔1井, 井深6.66 m; E— 岩心横断面显示液化砂岩脉相互交叉, 莱孔1井, 井深6.66 m; F— 网状砂岩脉, 层面上显示砂岩脉体呈网状交错, 层面之下为液化砂岩层, 层面之上为泥岩层, 地点:朱宅村; 岩心直径为10 cm

脉体的形成与砂岩层的液化作用有关, 主要受地震活动触发, 由于强地震引起的剪切力促使未固结沉积物中的砂粒滑移改变排列状态, 使应力由砂骨架转移至孔隙水, 引起超孔隙水压力, 水与砂粒混合体在层内运动, 形成泄水脉(乔秀夫等, 2001)。Rodriguez等(2000)研究西班牙东南地区中新统古地震记录时, 认为在剖面上脉体侵入表现为两种情况:一是脉体垂直向上运动切穿上覆纹层, 并使上覆围岩纹层向上弯曲, 砂质来源于下伏液化砂岩层(图 4-A); 二是液化的砂质脉体侧向流动, 泥砂颗粒的液化脉除向上移动外, 由于受到上部及四周压力, 迫使泥沙向压力小的下方移动, 导致液化脉同时向岩层内上方及下方两个相反的方向液化, 最终消失在脉体两端的围岩中, 脉体在穿切围岩时可造成围岩纹层随之向上、下两个方向弯曲 (图 3-B, 4-B), 其中垂直向上液化作用占有主导地位。

图4

Fig.4

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	图4 网状砂岩脉成因解释图(据Rodriguez等, 2000)Fig.4 Diagram showing pattern of formation of reticulate sand vein related to seismites(after Rodriguez et al., 2000)

A— 脉体垂直向上运动切穿上覆纹层, 并使上覆围岩纹层向上弯曲, 砂质来源于下伏液化砂岩层, 脉体走向沿NW-SE方向; B— 液化的砂质脉体侧向流动, 脉体走向沿NE-SW方向, 其中垂直向上液化作用占有主导地位; σ _MAX— 平面上应力椭圆的长轴方向

2)枕状构造。在莱孔2井及野外露头见有枕状构造发育(图 5), 是砂层中一组呈“ 凹” 形弯曲的变形沉积体, 它的原始层平行于枕状体的底面。枕状构造的形成也是沉积物液化的结果, 是砂层在原地被下伏液化层向上穿刺侵位形成。当下伏强液化砂向上覆弱液化砂层流动底辟穿刺时, 弱液化砂层的原始纹层沿向上流动的方向牵引弯曲, 在原地固定位置形成枕状构造, 而下伏强液化层则形成很窄的背形, 在一个层内是沿岩层走向呈向形和背形间隔出现(Rodriguez et al., 2000)。

3)震积球— 枕状构造。在姜浅2、姜浅3、姜浅4、莱浅2和莱孔1井及野外露头资料中, 发现了大量球— 枕状构造, 这种现象非常普遍。球— 枕体的大小从岩心中的几毫米到野外露头的几十厘米不等, 由于沉积物粒度细且饱含水, 在震动下沉的过程中可发生塑性变形而呈不规则的块状、球状、枕状、拖曳拉长状及其他各种变形形状(图 6, 图7)。

球— 枕状构造一般是由于强地震剪切力诱发沉积物液化, 而上、下相邻的沉积物存在较大的密度差, 地震液化作用结束后, 沉积物体积收缩, 在震动和重力的作用下上覆的粗颗粒沉积物发生断裂、解体(乔秀夫和李海兵, 2008), 形成大小不一的砂块向下伏强液化的细粒软沉积物中沉陷而成, 多见于水南段中。球— 枕体常与负载构造伴生 (图 7-E), 而枕状构造则与液化砂岩脉伴生(图 5)。

图5

Fig.5

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	图5 胶莱盆地东北部下白垩统莱阳组中的枕状构造（A— 岩心上半部分为枕状构造层:下伏强液化砂向上覆弱液化砂层流动底辟穿刺, 下半部分为液化泥岩脉, 岩心直径为10 cm; 莱孔2井, 井深101.73 m; B— 枕状构造层, 钙质砂岩层呈宽的向形和窄的背形间隔出现; 地点:水南村东南）Fig.5 Pillow structures of the Lower Cretaceous Laiyang Formation in northeastern Jiaolai Basin

图6

Fig.6

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图6 胶莱盆地东北部下白垩统莱阳组岩心中的球— 枕状构造（A— 球— 枕状构造, 球— 枕体仍与砂岩层相连, 姜浅4井, 井深61.57 m; B— 灰色泥岩中的灰白色粉砂岩球— 枕体, 球— 枕体形状不规则, 姜浅4井, 井深786.76 m; C— 球— 枕体, 现象同B, 姜浅4井, 井深938.43 m; D— 灰色泥岩中的灰白色粉砂岩球— 枕体, 球— 枕体内部纹层变形, 莱孔1井, 井深104.6 m; E— 断层附近的球— 枕体, 形态各异, 大小不一, 数量多, 表明断裂活动引发地震, 形成球— 枕状构造, 姜浅3井, 井深793.84 m; 岩心直径均为10 cm）Fig.6 Ball and pillow structures of the Lower Cretaceous Laiyang Formation in cores in northeastern Jiaolai Basin

图7

Fig.7

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	图7 胶莱盆地东北部下白垩统莱阳组野外露头中的球— 枕状构造（A、B— 粉细砂岩中的钙质砂岩球— 枕体, 形态以圆形或近似圆形为主, 地点:接家庄西南; C、D— 暗色泥岩中的钙质砂岩球— 枕体, 形态以椭圆形为主, 地点:水南村东南; E— 暗色泥页岩中的钙质砂岩球— 枕体, 形态各异, 规模较大, 与负载构造相伴生, 地点:水南村东南）Fig.7 Ball and pillow structures of the Lower Cretaceous Laiyang Formation in outcrops in northeastern Jiaolai Basin

图8

Fig.8

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	图8 胶莱盆地东北部下白垩统莱阳组中的负载— 火焰状构造（A— 负载— 火焰状构造, 受密度差影响, 砂岩下沉, 下伏泥质沉积物强烈上拱挤入上覆弱液化的砂层中, 泥岩形成火焰状构造, 姜浅4井, 井深887.05 m; B— 现象同A, 姜浅4井, 井深1315.2 m; C— 现象同A, 姜浅4井, 井深1039.02 m; 岩心直径为10 cm）Fig.8 Load-flame structures of the Lower Cretaceous Laiyang Formation in northeastern Jiaolai Basin

4)负载— 火焰状构造。在姜浅4、莱参1、莱孔2和莱浅2井及野外露头均有发育 (图 8), 是在地震作用下, 上覆刚性或者塑性岩层产生断裂或者揉皱而向下伏的泥岩层沉陷, 致使下伏泥岩呈“ 火焰状” 向上覆砂岩层侵入, 形成负载— 火焰状构造。Anketell等(1970)将负载— 火焰状构造的形成归因于相邻层动力粘滞系数的不同, 下层的动力粘滞系数明显小于上层的粘滞系数, 所以在震动作用下细粒沉积物底辟侵入形成火焰状构造。

图9

Fig.9

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	图9 胶莱盆地东北部下白垩统莱阳组中的液化卷曲变形构造（A、B、C、D— 液化卷曲变形构造, 砂质泥岩在层内发生明显褶曲, 表现为轴面倾斜方向杂乱的褶曲, 上、下岩层中的纹理保持不变。地点:A— 水南村东南; B、C、D— 董格庄东南）Fig.9 Liquefied convolute lamination structures of the Lower Cretaceous Laiyang Formation in northeastern Jiaolai Basin

5)液化卷曲变形构造。野外露头常见到各种类型的液化卷曲变形构造(图 9), 主要表现为薄层泥岩和砂质泥岩在层内发生明显褶曲, 而上、下岩层中的纹理保持不变。卷曲变形构造形态多样, 但多为层内液化变形, 不遵循力学机制, 无固定规律, 褶曲规模较小, 轴面及枢纽的方向不定, 纹层连续弯曲很少错断, 一般厚度为几厘米。液化卷曲变形进一步可发展为液化角砾岩, 液化作用高潮时, 岩层被撕裂在岩层内原地破碎形成角砾岩, 角砾具可拼性(乔秀夫等, 2001)。

图10

Fig.10

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图10 胶莱盆地东北部下白垩统莱阳组中的串珠状构造和微褶皱层理构造（A— 串珠状构造, 侧向挤压使沉积层变厚, 拉伸使层变薄, 沿岩层走向厚度不一, 其形状与香肠构造相似, 莱参1井, 井深179.24 m; B— 现象同A, 莱参1井, 井深72.83 m; C— 串珠状构造, 被撕断后常呈小型透镜体沿层内分布, 姜浅4井, 井深786.36 m; D— 微褶皱层理, 褶曲大小为10 cm, 褶曲层厚度约为10 cm, 形态不规则、不协调, 定向性差, 褶曲纹层上下围岩地层未变形, 莱孔1井, 井深141.1 m; E— 微褶皱层理, 现象同D, 规模较小, 微褶皱层上为液化砂岩脉和火焰状构造, 莱孔2井, 井深151.65 m; 岩心直径为10 cm）Fig.10 Pinch-and-swell structures and micro-folding structures of the Lower Cretaceous Laiyang Formation in northeastern Jiaolai Basin

2.1.2 拉伸变形构造— — 串珠状构造

在莱参1井和姜浅4井发育有串珠状构造(图 10)。串珠状构造由地震作用下软沉积物发生层内变形形成, 薄层软沉积层在拉伸应力作用下被拉伸变薄甚至被撕断, 其形状与香肠构造相似(Knaust, 2002)。串珠状构造被撕断后常呈小型透镜体沿层内分布, 透镜体的两端变薄。

2.1.3 软沉积物挤压变形构造— — 微褶皱层理

莱孔1井141.1 m及莱孔2井151.65 m发育有微褶皱层理(图 10-D, 10-E), 褶曲大小为10 cm, 褶曲层厚度约为10 cm。微褶皱纹理一般局限于地震扰动层之内, 一般形态不规则、不协调, 定向性差, 以尺度小区别于后期构造形成的褶皱变形。地震微褶皱纹理常见的单个褶曲大小为1~20 cm, 多为1~5 cm, 褶曲层厚度多小于1 m, 常见20 cm左右。

2.2.1 阶梯状断层

在莱浅2井和姜浅4井中发现了许多阶梯状断层(图 11-A, 11-B, 11-C, 11-D, 11-E), 是沉积地层在震动液化过程中在层内形成的较小规模的断层, 限于层内发育, 以张性断裂为主, 断距一般为3~6 mm, 断面总长度为2~3 cm, 倾角较陡, 断层平行排列呈阶梯状, 一般消失在上下围岩中。在姜浅4井见有“ 微地垒” 构造(图 11-C)。

2.2.2 地裂缝

野外露头见地裂缝发育。地裂缝多发育在砂岩或砂岩夹薄层泥岩中, 产状垂直于层面, 可贯穿夹层, 但不穿越上下岩层(图 11-F, 11-G)。认为是地震后砂层在重新固结过程中, 伴随地面下沉而产生地裂缝, 是沉积层震动和液化作用的共同结果。

图11

Fig.11

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	图11 胶莱盆地东北部下白垩统莱阳组中的阶梯状断层及地裂缝构造Fig.11 Graded-fault and ground fissure of the Lower Cretaceous Laiyang Formation in northeastern Jiaolai Basin

A、B— 阶梯状微断层, 以张性断裂为主, 平行排列呈阶梯状, 断距较小, 约0.2 cm, 断层消失在上下围岩中, 姜浅2井, 井深422.6 m; C— 由微断裂形成的微地垒构造, 姜浅4井, 615.36 m; D、E— 阶梯状微断层, 现象同A、B, 姜浅4井, 井深分别为243.03 m和708.43 m; F— 地裂缝, 发育在泥岩与钙质砂岩互层中, 产状垂直于层面, 可贯穿夹层, 但不穿越上下岩层, 地点:溪聚村西南; G— 页岩与粉细砂岩互层中的同震节理, 裂缝产状近直立, 地点:水南村; 岩心直径为10 cm

震积岩的研究有助于全面了解古地震带的活动期次和强度, 恢复古构造活动性, 也有助于了解盆地构造演化的动力学机制。现代沉积盆地中震积岩的研究揭示, 地震活动与断块边界的活动断层有密切关系, 因而, 沉积地层中保留的震积岩清晰地记录了盆地演化过程中的地震活动历史, 表明当时的沉积盆地处于一个构造活动区(宋天锐, 1988; 乔秀夫等, 1994, 1997, 2001; 乔秀夫, 2002; 乔秀夫和李海兵, 2009)。由地震造成的震积岩大都与当时的伸展构造、特别是与次一级断块边界的活动性正断层有关(殷秀兰, 2005)。

从野外露头来看, 莱阳组震积岩多发育在牟— 即断裂带及盆地东北部临近牟— 即断裂带的凹陷区内, 前人研究认为牟— 即断裂带是一条重要的控盆边界断裂带(陆克政和戴俊生, 1994; 戴俊生等, 1995; 翟慎德, 2003; 唐凤华等, 2006), 由4条大致互相平行、间距近于相等的断层组成。莱阳组沉积期(120 Ma左右), 牟— 即断裂带开始活动, 以NW-SE向伸展为主, 形成NE-SW向正断层, 伴随着郯庐断裂带大规模的左旋活动, 胶莱盆地进入拉分断陷阶段。在断裂带附近的莱阳组野外露头及取心井资料中共识别出9种地震事件沉积构造。统计的震积岩变形构造的方向与区域主应力方向(NW-SE向)一致, 表明伸展构造活动是诱发地震的主要原因。同时莱阳组沉积时期正是苏鲁超高压变质地块从中上地壳层次折返至地表的快速活动期, 并引发NW(W)-SE(E)方向的地壳伸展作用(杨天南, 2002), 研究区处于伸展— 裂解的构造环境之中, 致使断层附近地震频发, 早期莱阳组以普遍发育震积岩为特征。

地震活动影响沉积物主要有两种方式:一是震级达到一定程度(Ms> 5), 使饱和水的沉积物丧失抗剪切强度即液化; 另一种方式是地震活动产生裂缝, 然后液化沉积物沿裂缝侵入形成震积岩。有时一些难以液化的粗粒沉积物也可以沿裂缝侵入, 此时的震级更高(Ms> 8)(Rodriguez et al., 2000)。研究区所识别的震积岩构造类型很多, 但主要为第1种, 说明当时的地震活动频发, 与牟— 即断裂带处于活动早期有关, 构造活动强度不大。

3.2.1 地震活动产生微裂缝可改善储集物性

莱阳组震积岩一般发育于断裂活动期, 多处于牟— 即断裂带附近, 地震活动使岩层产生大量的微裂缝。从油气的储集角度看, 微裂缝把一些彼此互不连通的孤立孔隙联系起来, 形成良好的渗流网络(图 12-A)。尽管储集层孔隙度没有大幅度增加, 但能够极大地改善储集层渗透性, 使渗透率大幅度提高, 另外裂缝也可作为油气运移的通道 (图 12-B)。因此, 震积作用形成的震裂岩和震碎角砾岩是一种潜在的油气储集层, 为油气勘探和开发提供了新的视角和领域。

3.2.2 有助于合理解释研究区浊积岩的触发机制

在盆地东北部莱阳凹陷内靠近牟— 即断裂带的深湖区, 水南段暗色泥岩中发育有大量滑塌浊积岩, 如莱孔2井148.93 m岩心中具典型的粒序层理, 并伴生液化角砾(图 12-C)。笔者认为古地震是滑塌浊积岩形成的触发机制, 刚沉积不久处于塑性状态下的三角洲前缘砂体在地震的诱发下沿着地形坡度运移至深洼陷区沉积形成滑塌扇和浊积岩等砂体, 称之为“ 震浊积体(岩)” , 其运移过程中会发生沉积分异作用而形成粒序层理以及与重力流相关的变形构造。

图12

Fig.12

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	图12 地震活动产生的微裂缝和震浊积岩特征（A— 地震活动产生微裂缝, 莱孔3井, 井深13.35 m, 蓝色铸体薄片, × 100; B— 地震活动产生微裂缝, 可作为油气运移的通道, 莱孔2井, 井深35.06 m; C— 震浊积岩, 具典型鲍马序列, 与液化角砾伴生, 莱孔2井, 井深148.93 m; B和C岩心直径为10 cm）Fig.12 Characteristics of micro-fracture and seismo-turbidites produced by earthquake

图13

Fig.13

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	图13 胶莱盆地东北部下白垩统莱阳组水南段三角洲沉积体系震积岩相标志剖面分布示意图(据鄢继华等, 2009, 有修改)Fig.13 Profile showing distribution of facies indicators of seismites in delta system of the Shuinan Member, Lower Cretaceous Laiyang Formation in northeastern Jiaolai Basin(modified from Yan et al., 2009)

震浊积岩是震积岩的间接产物, 与前述的原地震积岩相比, 震浊积体发育规模大, 运移距离远, 主要沉积在深洼陷区, 而软沉积物变形仅在原地发育, 变形表现形式与距震中的距离有关。一般而言, 同沉积断裂(阶梯状断层)主要发育在三角洲前缘斜坡, 形成于地震作用的强震期; 液化变形构造主要发育在前缘斜坡坡脚, 形成于地震作用衰减早期; 液化砂岩脉主要发育于紧邻前缘斜坡的前三角洲, 形成于地震作用衰减晚期(图 13)

3.2.3 震浊积岩易形成岩性圈闭

水南段深湖区发育的震浊积体四周被暗色泥岩所包裹, 因此是油气有利的运移方向。一方面油气的注入有利于原生孔隙的保存, 另一方面水南段暗色泥岩生烃过程中产生的有机酸直接进入浊积砂体中, 溶蚀孔隙发育, 进一步改善了发生地震的沉积物(岩)的储集物性, 加之保存条件好, 易形成砂岩透镜体圈闭(图 13)。因此震浊积岩是值得重视的油气储集层, 将成为油气储量增长的新亮点。

除此之外, 震积岩的提出还有助于重新认识、解释软沉积物变形构造的成因, 正确解释和区分非震积成因岩石类型和沉积环境等有争议性的问题, 对于丰富和完善沉积学理论具有重要的意义。