为风暴作用高峰期, 风暴流对湖底沉积物进行冲刷、削切、掏蚀、撕扯而留下的侵蚀充填构造(Kelling and Mullin, 1975), 包括冲刷面、渠模及截切构造。研究区冲刷面呈平缓的波状或起伏的槽状(图 2-B, 2-F, 2-H, 2-J), 冲刷面之上为灰色粉砂岩或细砂岩, 之下为深灰色泥岩。与冲刷面伴生发育的渠模构造多呈口袋形态(图 2-F, 2-J), 口袋内充填灰色粉— 细砂岩, 深1.5~3.5 cm, 宽1.5~5.5 cm。截切构造为风暴回流作用的典型标志, 研究区截切面呈波状、微波状、不规则状3种。

主要表现为泥岩撕裂构造, 是风暴涡流将原地半固结岩层击碎、卷起且部分沉积物被带走后形成的(Lee, 1969)。研究区多表现为泥岩撕裂屑呈V字形相交(图 2-A, 2-L)及泥岩在砂岩层中呈杂乱分布的特征, 导致砂岩层多呈不规则状断续分布。泥岩为灰绿色— 灰黑色, 颜色范围相对较大, 反映风暴作用影响的水体深度范围较大。

在风暴作用衰退过程中, 随着水体支撑力的减弱, 具黏性的密度流按重力分选规律沉降, 形成下粗上细的正递变层理, 这是典型的风暴重力流沉积构造。当递变层理不发育时, 往往发育块状层理。研究区递变层理不发育, 以块状层理(图 2-E)为主, 平均厚度为20 cm。

主要包括丘状交错层理、平行层理以及浪成沙纹交错层理等。研究区丘状交错层理(图 2-C)较为发育, 其表现为向上凸起的纹层, 纹层倾角一般小于10° , 丘高2~3.5 cm, 直径12~20 cm。平行层理(图 2-D)较为常见, 主要见于粉— 细砂岩中, 其纹层相互平行, 厚度仅几毫米, 总厚度10~20 cm。另外可见规模不等的浪成沙纹交错层理(图 2-F, 2-I)。

风暴作用过后, 被风暴涡流卷起的沉积物迅速沉积, 沉积物中的水来不及排出而形成大量的准同生变形构造(Mahlon et al., 1967)。研究区准同生变形构造主要有包卷层理和揉皱变形构造(图 2-G, 2-K)。其中包卷层理大量发育, 规模各异, 由尖凸起和下凹状纹层组成, 反映了沉积速率较小、风暴作用持续时间相对较长。

是风暴作用最强的阶段, 该阶段中风暴流与风暴涡流侵蚀作用明显, 从下往上依次可以观察到3个岩相单元。A(具冲刷面/渠模构造的粉— 细砂岩段):厚度1~5 cm, 冲刷面之上为粉— 细砂岩覆盖, 之下泥岩段与冲刷面呈突变接触, 位于风暴沉积序列的底部, 为一期风暴沉积的开始阶段; B(具V字形泥岩撕裂屑粉— 细砂岩段):厚度大约为10~20 cm, 位于冲刷面之上, 主要表现为规模不一的V字形泥岩撕裂构造, V字形角度在90° ~150° 之间, 可见风暴泥砾, 泥砾直径在0.5~6 cm之间; C(具递变层理或块状层理粉— 细砂岩段):厚度0~20 cm, 粒度相对较粗, 以细砂岩为主, 粉砂岩次之, 反映了沉积物快速堆积的特点, 通常是构成突发事件性成因单元的主要组分。

在该阶段, 风暴涡流作用减弱, 风暴掀起的巨大波浪对沉积物进行侵蚀和搬运。从下到上由4个岩相单元组成:D(具大型浪成交错层理粉— 细砂岩段), 厚度10~20 cm; E(具平行层理粉— 细砂岩段), 厚度0~20 cm; F(具丘状交错层理粉— 细砂岩段), 厚度10~20 cm, 位于风暴沉积的中部, 代表风暴浪作用的沉积(Ito and Ishigaki, 2001), 此段在部分序列中不发育; G(具小型浪成沙纹层理粉砂岩段), 厚度5~15 cm, 与下部沉积单元连续接触, 岩性较细, 可见角度平缓的波状层理和断续的水平纹层以及平缓的爬升层理, 反映了风暴浪由强到弱的递减过程。

为风暴渐渐平息之后, 沉积环境恢复正常的阶段。可以观察到3个岩相单元:H(具准同生变形构造粉砂岩段):厚度一般为5~15 cm, 往往发育在旋回的上部; I(具截切面构造泥岩段):截切面之上为灰色— 深灰色泥岩, 泥岩层厚度较薄, 一般为1~6 cm, 截切面之下为厚层灰色砂岩段。研究区截切面角度大小不一, 高角度反映风暴回流作用较强; J(泥岩段):厚度为5~20 cm, 是风暴作用结束时沉积物悬浮形成的。

文中提出的序列为岩性和沉积构造序列, 整体显示向上变细和变薄的特点:冲刷面及渠模构造的出现代表了风暴侵蚀作用的开始, 为风暴高能阶段; 向上依次出现递变/块状层理、高流态平行层理、丘状交错层理和低流态浪成浪成沙纹层理; 最后渐变为半深湖沉积。这一沉积序列是1次风暴事件的完整产物, 整体反映了风暴能量逐渐衰减的过程, 厚度一般小于1.5 m。

该类型见于滨668、利672、利674井, 由4个岩相单元组成, 分别是:A、C、H和J, 砂岩单层厚度达1.5 m, 以ACHJ、ACJ、AHJ、ACH组合常见。该类型主要发育于靠近凸起物源区的位置, 冲刷面构造发育, 且冲刷角度较高, 推断风暴作用较强; 另外, 泥岩颜色较浅, 多为灰绿色, 推断该段位于正常浪基面之上, 主要受风暴涡流及风暴重力流共同控制。其中, 风暴涡流作用尤为强烈, 表现为渠模构造内部口袋壁较深且陡。另外, 准同生变形构造明显, 反映风暴流于滨湖区将原地沉积物打碎、卷起及再沉积的过程, 属于原地侵蚀型风暴岩。

梁109、滨442、滨425井均发育该类型风暴岩, 由8个主要岩相单元组成, 分别是:A、B、C、D、E、G、I和J, 砂岩单层厚度为1.2 m左右, 以ACDIJ、 ABE、 ADEI、ADGJ、DI组合常见。该类型发育于水体较为开阔的湖区, 大量的浪成构造反映其发育于靠近正常浪基面的位置, 受风暴浪、风暴涡流以及风暴重力流控制。与Ⅰ 型不同之处在于风暴浪作用强烈而风暴涡流作用相对减弱, 表现为渠模构造深度和陡度较小。

该类型中丘状交错层理和浪成交错层理极为丰富, 见于滨182井, 主要由6个岩相单元组成, 分别是:B、E、F、G、I和J, 单层厚度0.9 m, 发育于完整风暴沉积序列的上部, 位于正常浪基面与风暴浪基面之间离岸较远、水体较深的位置, 风暴浪作用强烈, 而风暴回流、风暴涡流作用明显衰减, 截切面呈低角度波状, 甚至可见泥岩平坦披覆于砂岩层之上。以BEJ组合常见。

该类型中风暴搅动变形构造发育, 浪成构造不明显, 研究区梁218、梁104、梁756、史146为典型井。主要发育了5个岩相单元, 分别是:B、C、H、I和J, 砂岩厚度一般小于0.7 m, 砂泥比较低, 原生纹理破坏较严重, 顶部一般突变为灰黑色、暗灰色泥岩。该类型主要发育于风暴浪基面之上但靠近风暴浪基面的位置, 水体较深, 风暴浪作用较弱, 受一定的风暴回流及风暴涡流控制, 风暴沉积顶部层段保存较好, 以BCI、CI、HI组合为常见。

以上4类风暴岩, 从Ⅰ 型到Ⅳ 型, 对应的水体深度逐渐加大(图5), 沉积物粒度逐渐变细, 砂体单层厚度逐渐减薄, 风暴侵蚀构造逐渐减少, 反映风暴流作用随着水体深度增大而逐渐衰减; 而风暴浪构造则主要发育在正常浪基面与风暴浪基面之间, 即Ⅱ 型到Ⅳ 型风暴沉积中, 且随着离岸距离的增加, 风暴浪的优势作用减弱。总体而言, 4类风暴沉积序列具有以底部沉积序列发育到以顶部沉积序列发育为主的变化规律, 反映了由陆地向湖盆的风暴流发展规律(以侵蚀为主— — 侵蚀沉积兼具— — 以沉积为主), 以及风暴流主要是风暴涡流— — 风暴浪— — 风暴回流(碎屑流与摆动浪兼具)的变化特征。

图5

Fig.5

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	图5 利津洼陷沙四上亚段风暴沉积垂向序列类型变化规律Fig.5 Variation of sedimentary sequence of storm deposits of the upper part of Member 4 of Shahejie Formation in Lijin sag

从正常浪基面到风暴浪基面, 风暴作用大小随水体深度增加而逐渐减小, 风暴沉积受风暴作用的影响逐渐减弱, 造成了研究区风暴沉积类型的分异。表现为由陆地向湖盆方向, 依次发育了Ⅰ 型、Ⅱ 型、Ⅲ 型、Ⅳ 型风暴岩。

沙四上亚段沉积时期, 利津洼陷西北部和西南部主要发育扇三角洲沉积和滨浅湖滩坝沉积, 其为风暴沉积提供了丰富的物源。风暴原地侵蚀改造作用明显, 表现为Ⅰ 型风暴岩广为发育, 沉积物粒度相对较粗, 单层厚度相对较大。同时, 扇三角洲和滨浅湖滩坝也为Ⅱ 型、Ⅲ 型、Ⅳ 型风暴岩的发育提供了有利的物源条件。

湖泊风暴沉积的构造背景主要为陆内断陷盆地中具有一定坡度的构造斜坡带。利津洼陷位于东营凹陷陡坡带, 沙四上亚段沉积时期受北部滨南— 利津断裂带、纯化— 草桥断裂带和中央背斜带控制, 地形相对平缓, 深湖区范围较小, 半深湖区(正常浪基面— 风暴浪基面之间的湖底范围)相对较广, 风暴流和风暴回流很容易产生, 从而形成各种类型的风暴沉积。同时, 湖盆开阔, 为Ⅱ 型、Ⅲ 型、Ⅳ 型风暴岩的发育提供了有利的沉积场所。

湖平面的变化对风暴沉积类型有较大影响, 可形成不同类型风暴沉积序列。湖平面上升时, 风暴浪作用减弱, 风暴回流作用占主导, 容易形成顶部序列发育的风暴岩, 即Ⅳ 型风暴岩; 湖平面下降时, 下降至正常浪基面时, 风暴流直接作用于滨浅湖滩坝或扇三角洲, 形成Ⅰ 型风暴岩。