细粒沉积岩是多种矿物成分混合的结果。东营凹陷古近系细粒沉积岩矿物成分主要为碳酸盐、黏土矿物和长英质陆源碎屑矿物, 少量黄铁矿、菱铁矿、硬石膏等, 极少量钾长石, 此外还可见植物炭屑、有机质以及介形虫等动物化石等。不同矿物成分以不同比例混合形成不同类型的细粒沉积岩。即便是细粒沉积岩中发育的单个纹层也可能是多种组分混合的结果。若以组成矿物含量的10%作为下限, 东营凹陷细粒(混合)沉积岩主要是: 黏土矿物与碳酸盐矿物的混合; 黏土矿物、长英质矿物与碳酸盐矿物的混合; 多种矿物的混合。

岩石类型的混合存在多个尺度。宏观上, 厘米范围内, 不同矿物成分占主导的岩石类型以不同叠置方式形成了纹层状构造的细粒沉积岩(图 1); 米级研究范围, 不同的岩石类型垂向叠置, 或形成“ 粉砂占主导— 黏土占主导— 碳酸盐占主导” 的大套岩石类型垂向变化, 或形成大套碳酸盐岩占主导的细粒沉积岩中夹持薄层粉砂岩或黏土岩的岩石类型组合(岩相)。宏观上能直接识别出纹层特征, 主要因为碳酸盐或细粉砂纹层颜色较浅, 易与其他矿物富集层区分。微观镜下, 微米级范围, 不同岩石类型的旋回性变化构成层偶, 形成二元或三元纹层结构。从微观到宏观, 不同岩石类型以不同混合方式构成了细粒沉积岩层系。岩层间、岩层内、岩石内及纹层内均存在不同方式的混合沉积作用。

图1

Fig.1

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	图1 不同类型岩石的混合Fig.1 Mixture of different types of rocks

从物质组成上, 主要是指长英质矿物、碳酸盐矿物、黏土矿物、有机质及介形虫、植物碎片等其他混入物中至少2种物质较均匀的完全混合, 均一性强。宏观岩心表现为块状层理, 颜色以浅灰— 灰为主, 岩心标本难定名, 除了局部可见极少量微小灰岩透镜体(长度小于5, mm, 宽度小于1, mm), 其余部分呈均匀块状产出; 镜下表现为泥、微晶方解石与长英质矿物及黏土矿物的均匀混合(图 2)。

均一混合型以三端元矿物含量均不占主导(质量百分数小于50%)的细粒混合沉积岩为主。根据X射线衍射结果, 以长英质矿物及方解石为主, 黏土矿物次之; 由黏土和碳酸盐2种矿物均匀混合的细粒沉积岩(图 2-a)也归为均一混合类型范畴。主要反映了无事件沉积影响、垂向沉降为主的弱水动力环境。王少春(2014)认为含一定量细粉砂均匀块状的细粒混合沉积岩为深水浊流与生物化学沉积作用的共同产物, 一般发育于半深湖— 深湖的缺氧环境。邓宏文和钱凯(1990)认为深水区细粒物质形成的较均匀块状层理代表细粒物质供给充分、悬浮物未经充分分选的快速沉积作用。

图2

Fig.2

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	图2 细粒物质的均匀混合镜下微观特征Fig.2 Microscopic characteristics of homogeneous mixture of fine-grained sediments

纹层叠置混合属于结构型混合, 主要指硅质碎屑纹层与碳酸盐纹层旋回性互层产出, 是断陷湖盆细粒沉积物质最常见的混合沉积作用类型。因碳酸盐(主要为方解石)含量、富集方式、纹层形态、连续性及厚度等存在差异。矿物组分特征上, 纹层状细粒沉积岩具有以一种矿物含量为主, 其他矿物含量为辅的特征。依据纹层矿物组成、接触关系、所占比例及产出状态进一步分为: 泥砂— 灰纹层叠置混合型、泥— 灰纹层叠置混合型、泥砂粒序— 灰纹层叠置混合型、灰— 泥— 云纹层叠置混合型等。

2.2.1 (泥)砂— 灰纹层叠置混合型 岩心上纹层连续性中等、界限不够清晰, 灰白色纹层由无数灰泥透镜体在横向上依次排列组成, 透镜状(或短线状)方解石越密集, 纹层特征越显著, 纵向上, 往往呈纹层组系产出。局部断续纹层在镜下主要为泥晶方解石富集层(图 3-a, 3-b), 不均匀分布于线状有机质、黏土及长英质矿物的混合层中, 部分混合层中可见球状黄铁矿局部富集。在矿物成分上, 方解石含量30%~40%, 长英质矿物与黏土矿物及其他伴生矿物各自含量均小于30%。对应的岩石类型为含粉砂灰质泥岩, 岩相类型为纹层状碳酸盐型细粒混合沉积岩相。

2.2.2 泥— 灰纹层叠置混合型 与泥砂— 灰纹层混合方式相比, 泥— 灰纹层混合型细粒沉积岩纹层特征较显著, 岩心上纹层连续性较好, 界限较清晰。主要是方解石纹层与黏土矿物(或以黏土矿物为主)的纹层在垂向上的叠置, 韵律性或旋回性很强。方解石富集呈线状产出, 颜色为浅灰白色; 深灰色部分主要为中、贫有机质黏土及泥级长石及细小石英颗粒的混合层。在纹层极为发育的典型岩样中, 矿物组成方面, 呈现“ 一种为主、一种为次” 的特点(图 3-c)。单个方解石纹层厚度小于1, mm, 可见其呈组系出现, 与3~5, mm厚的黏土层在垂向上叠置产出。在矿物组成上充分体现“ 方解石为主、黏土矿物为次” 的特征: 方解石相对含量50%~60%, 黏土矿物含量30%~40%; 细小石英颗粒零星分布, 含量较低。

2.2.3 泥砂粒序— 灰纹层叠置混合型 此类沉积是一种很薄的砂— 粉砂递变层, 厚度随其与物源距离的增加而迅速减薄。如果一年内有几次洪水产生此类浊流, 则形成纹层状粉砂层。镜下观察, 泥砂混合层中黏土矿物比重较小, 以长英质矿物及少量炭屑为主, 且单个纹层厚度范围内可观察到细粉砂粒序变化(图 3-f), 与泥砂混合纹层互层的灰泥纹层厚度相对较薄。对应细粒沉积岩类型主要为纹层状长英质细粒混合沉积岩, 长英质矿物含量一般超过40%, 黏土矿物含量平均25%, 方解石含量小于30%。泥砂粒序纹层与方解石纹层的叠置很可能是由季节洪水引起浊流与化学沉积所形成的混合沉积。

2.2.4 灰— 泥— 云纹层混合型 该纹层组合方式作为一类混积方式的前提是, 白云岩必须为原生, 而非后期成岩过程中形成。这类混合主要见于湖相白云岩较为发育的沙四上亚段中下部, 在沙三下亚段罕见, 岩心上很难区分灰质纹层和云质纹层, 主要依据镜下观察和X射线全岩矿物分析等手段进行识别。对典型样品镜下观察, 发现纹层组主要由方解石(重结晶)层、富有机质黏土层及铁白云层组成, 韵律性及旋回性特征并不显著, 可认为是在纹层特征显著地灰— 泥纹层细粒混合沉积过程中混入铁白云石层, 单个铁白云石纹层厚度往往小于50, μ m, 由单层铁白云石晶粒构成, 且多夹于富有机质黏土层中(图 3-e); 根据东营凹陷湖盆环境演化特征, 推测(铁)白云石是在咸化湖盆水体变深过程中的原生沉淀。

图3

Fig.3

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	图3 细粒沉积岩纹层叠置方式示意Fig.3 Sketch of laminae superimposition of fine-grained sedimentary rocks

不均一团块状混合(或称为复合混合型)从本质上属于广义混合沉积, 兼有狭义混合及陆源碎屑与碳酸盐岩频繁交互混合的特点; 不同矿物成分混合不均一, 以团块状或其他不规则形态产出。相较于均匀混合和纹层叠置混合, 不均一团块状混合无论在混合方式还是物质组成上都更为复杂。

普通薄片观察, 该混合方式具有以下特点: (1)细粉砂含量较高, 局部团块状集中; (2)富含泥质的细层不连续; (3)几乎不存在成分纯净的黏土或方解石; (4)同一视域下可见不同细粒物质为主要组成部分的分区特征, 微观非均质性极强(图 4)。不均一团块状混合沉积作用形成的细粒沉积岩占所有细粒沉积岩样品的10%~15%。主要见于东营凹陷东部牛庄洼陷和民丰洼陷。

图4

Fig.4

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	图4 细粒物质的不均匀混合镜下特征Fig.4 Microscopic characteristics of homogeneous mixture of fine-grained sediments

国外相关研究已证实, 深水细粒沉积并非完全形成于静水条件, 其沉积环境是多变的。湖泊流体及水动力条件较复杂, 细粒物质尤其是外源碎屑矿物部分的运移、扩散、沉积明显与水动力条件密切相关(王英民等, 2007; 潘树新等, 2014; 图 5)。Schieber(1999)认为对细粒物质搬运和沉积的研究离不开微观剖析, 这种小型的沉积构造往往蕴含水流方向、水动力强弱、细粒物质的搬运、沉积过程以及重新改造的频率等信息。笔者尝试在前人研究基础上, 通过小尺度分析岩心、剖析微观镜下细粒沉积物的产出状态, 综合研究浊流、底流对细粒沉积物搬运、沉积、混合以及改造的控制作用。

图5

Fig.5

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	图5 半深湖— 深湖周期性底流作用的标志Fig.5 Signs of periodical bottom currents in lacustrine deep water

3.1.1 底流对细粒沉积物搬运、混合及沉积控制 风驱动表层湖水流动向湖盆底流转化, 这是底流产生的一种很重要的驱动。此外, 在具有明显水体分层的半深湖— 深湖区, 由于盐度、温度及悬浮物密度造成的差异也可以产生底流。底流能量表现为振荡特征, 主要通过牵引作用搬运碎屑物质, 也可以不携带泥砂, 因此也被称为静水流, 底流沉积的顶部通常为突变接触。底流可以单独对细粒沉积作用, 也可与浊流交互共同作用于湖盆深水细粒沉积体系, 从而使细粉砂、黏土及灰质以多种方式混合, 形成砂— 灰泥纹层叠置混合或者泥砂— 灰纹层叠置混合。

周期性底流对细粒沉积物作用的主要标志就是纹层状或薄层状(细)粉砂质沉积。在利页1井和樊页1井岩心中可发现各种牵引流构造, 如水平纹理、透镜状或脉状层理、波状层理及流水波痕等(图 5-a至5-h), 且底流沉积构造往往单独出现或连续性较差, 形成的粉砂层厚度主要集中在1~2, cm, 很少超过5, cm; 在垂向上几乎不显粒序, 与上下岩相接触部分的界限清晰, 且上下岩相特征基本一致, 典型的混合方式是泥砂— 灰纹层叠置混合。周期性的底流虽然可以在一定程度上使湖盆底部短暂缺氧, 但并不改变深水缺氧还原环境的总体特征。

3.1.2 浊流对细粒沉积物搬运、混合及沉积控制 浊流对细粒物质的搬运、沉积及改造有着十分重要的作用。“ 灾变性” 浊流能携带大量砂级碎屑侵蚀湖底, 另一种浊流是由河流洪水所引起的。作为间歇性或脉冲型事件, 浊流不能达到平衡状态, 主要通过悬浮作用搬运细粒砂质和泥质, 且能量呈衰减趋势(Shanmugam, 2003); 上部表现为渐变接触且分选较差。

东营凹陷靠近北部陡坡带深水区, 扇三角洲前缘滑塌等作用形成的浊积体在半深湖— 深湖区呈串珠状分布, 对毗邻浊积岩井区牛876井、牛872井细粒沉积岩段进行了精细的岩心观察描述及系统取样, 并进行了岩石薄片观察。岩心上普遍可见滑动滑塌作用的特征标志, 如砂泥不均一混合的浊积岩、小型揉皱、变形构造和滑动面等。除此之外, 由浊流作用形成的细粒泥质浊积体还具有以下典型特征: (1)细粒浊积体搬运距离更长, 即便是在远离北部和西部物源的深湖区, 亦可见浊积粉砂。利页1井及樊页1井可见具有一定厚度的纹层状细粒沉积岩中夹有浅灰色薄层粉砂, 厚度2, mm~2, cm, 这与底流作用形成的粉砂质(纹)层在产出状态和沉积构造等方面均具有明显不同, 体现阶段浊流携带粉砂级细粒物质的输入作用。(2)浊积体砂泥比例低到中等, 整体粒度较细, 对牛876井细粒沉积岩段不同粒级岩石类型进行统计, 粗碎屑物质(粉砂级以上)比例小于三分之一。(3)湖平面变化对其影响较大, 可发育平行、波状纹层及爬升波痕。即便是微弱的浊流作用, 也可以在水下滑塌等触发下作为浊流主体的末端, 携带大量细粒沉积物, 对底部软泥进行侵蚀、改造(图 6)。微观镜下可以观察到这种小型的细粒浊积岩内部存在明显的粒序特征, 即便是岩心上表现为灰质或泥质的纹层, 在显微镜下仍可观察到“ 纹层底部长英质矿物含量高, 顶部明显减少” 的规律, 形成泥砂粒序— 灰纹层叠置混合。当浊流能量较强时, 局部细粉砂与黏土絮凝团块来不及分异, 也可以形成均匀混合类型。此外, 在半深湖— 深湖区出现的不均匀混合, 可能是斜坡未固结的细粒物质发生二次滑塌再固结或随水流蠕动形成, 富含细粒物质的浊流在湖底地形突变处沉积, 细粒物质沉积后还处于松散状态时被水流改造; 在靠近滨浅湖的半深湖区, 不均一团块混合更多的是风暴沉积作用导致(陈中红和查明, 2004; 郑宁等, 2010; 魏小洁等, 2014)。

因此, 波浪引发沉积物分散, 湖盆流体作用控制了细粒沉积物的沉积, 底流和浊流是半深湖— 深湖内部主要的流体形式。细粉砂在细粒沉积岩中有多种赋存状态, 据此可以进行流体类型的识别。不同流体并不存在严格界限, 可以单独或者交互对细粒物质进行搬运和沉积。交互作用可以是不同流体机制交替主导某段地质历史时期的沉积作用, 也可以是在同一地质时期内一种沉积作用同时作用形成沉积物(吴嘉鹏等, 2012)。在不同流体作用于细粒沉积物时, 往往还会出现事件性沉积的“ 介入” , 如风暴、地震等, 往往对松散的细粒沉积表面层进行再改造, 产生振荡流及多种流体的混合, 表现为细粒物质的不均匀团块状混合等类型。因此, 湖盆流体对细粒悬浮物质的弥散及混合形式会产生极大影响。

图6

Fig.6

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	图6 半深湖— 深湖浊流作用的宏观、微观标志Fig.6 Macroscopic and microscopic signs of effects of turbidity current in lacustrine deep water

在五级层序或更小尺度的湖平面变化中, 细粒物质的混合沉积具有韵律性, 气候开始成为主要控制因素(闫存凤等, 1996; 王鑫等, 2012; 张善文等, 2012; 徐延康, 2014)。

3.2.1 气候与水体咸化程度 湖水对气候等因素的响应较敏感, 不同气候及湖水介质条件下细粒物质的相对含量及混合方式也存在差异。不同沉积微环境控制了不同元素的分布和富集, 除了矿物含量, 特征元素比值的大小及分布与水体盐度和深度等也有良好的相关性: 在还原性半深湖、深湖淡水环境中, Sr/Ba低值响应; 在半咸化还原性半深湖环境中, Sr/Ba出现高值响应。Na/Al和Na/K一般可作为沉积物风化强弱的指标, 比值越小, 表明化学风化作用越强, 气候越暖湿; 干燥气候下湖水浓缩, Ca离子富集, Ca/Mg高值代表高盐度或炎热干旱气候, 低值指示低盐度或温湿气候。

总体上, 东营凹陷沙三下— 沙四上沉积时期, 湖泊水体表现为从半咸水、咸水到微咸水、淡水的变化, 到沙三下沉积期, 气候由偏干旱气候逐渐变得暖湿。以东营凹陷利页1井不同深度样品为例(图7), 分别进行镜下观察、X射线衍射分析以及微量元素分析。结果表明, 由沙四上沉积时期到沙三下沉积时期, 伴随气候暖湿、湖水盐度逐渐降低, 纹层特征逐渐减弱, 碳酸盐矿物含量降低、黏土矿物和长英质矿物含量明显增高; 细粒沉积物质混合方式和岩石类型发生明显变化: 3号样品为纹层状灰岩相, 混合方式为泥— 灰纹层叠置混合, 反映盐度的Sr/Ba呈现高值特征; 2号样品为典型纹层状灰质细粒混合沉积岩相, 混合沉积方式为泥砂— 灰纹层叠置混合; 1号样品为纹层状黏土质细粒混合沉积岩相, 混合沉积方式为泥砂— 灰纹层叠置混合, 但与2号样品相比, 纹层连续性较差、长英质及黏土矿物含量较高。

图7

Fig.7

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	图7 不同气候及湖水介质条件下细粒沉积岩基本特征(东营凹陷利页1井)Fig.7 Basic characteristics of fine-grained sedimentary rocks in lake of different climate and salinization(Well Liye 1 in Dongying sag)

湖泊咸化造成水体密度变大, 形成了较为稳定的化学分层条件, 水体盐度增大减少了水渗入及生物扰动, 这些都有利于有机质的保存。气候及水体环境的周期性变化, 使细粒沉积物形成碳酸盐层及非碳酸盐层的二元或三元纹层混合结构, 由于温度和盐度形成的水体分层限制了水体交换, 使得(纹)层得以保存。因此该混合方式指示了波浪作用难波及的弱— 静水环境, 往往对应于陆相层序地层可容纳空间最大的沉积时期, 在湖相深水细粒沉积岩中也最为常见。在沙四上亚段底部可见灰— 泥— 云纹层混合叠置类型, 长英质矿物含量低, 化学沉积作用占主导。

3.2.2 水体强分层及生物作用 细粒物质的分布和堆积尤其受到水体温度(密度)结构的影响。通常情况下, 入湖流体(河流等)作为层间流注入湖泊表层与下层滞水带的分界处, 大量悬浮物注入温跃层中。在搬运过程中, 粉砂级颗粒从温跃层中沉淀下来, 堆积成暗色粉砂质层(A.莱尔曼, 1989), 细粒物质被分散到湖底的广阔区域。大部分最细的颗粒保留在温跃层的悬浮体中, 在夏季被温跃层的密度梯度所捕集的细粒沉积物, 在秋季温跃层被破坏之后便沉淀下来。这种情况的产生主要是因为垂直密度梯度依赖于温度, 更甚于依赖悬浮颗粒密度的增加。Matthews(1956)注意到, 约50, mg/L的悬浮物浓度只能引起不大的密度变化。因此温跃层黏滞性的增加和湍流可能阻碍沉淀, 总体上对细粒物质起捕获作用。当湖水分层时, 极细的颗粒(通常认为粒径小于24, μ m时主要为黏土)保持悬浮状态的各水团之间可能存在着足够大的密度差, 只有在静水— 滞水环境下, 才有从水中沉淀的机会。

湖水分层条件下易形成黏土— 隐晶碳酸盐— 有机质纹层(或其中两者)的层偶, 纹层组合形式及纹层界限清晰与否与湖水的分层关系密切。通过对东营凹陷大量细粒沉积岩普通岩石薄片观察发现, 典型纹层层偶结构垂向上有从浅色泥微晶方解石层、深色细粉砂富集层(或黏土与有机质的混合层)到较纯的浅色黏土层的变化规律。

初春时候冷而重的富含碳酸钙的底层水由于分层消失, 发生循环而进入表层水, 夏季可形成细粒方解石, 在湖水分层条件下, 盐度增大, 泥晶方解石含量较高, 在安静水体环境中沉淀并成层分布; 细粒物质搬运过程中, 首先从温跃层中沉淀下来暗色粉砂质层; 随着陆源碎屑物质被盆外淡水带入湖盆, 细粒的黏土及有机质部分以弥散悬浮态集中在温跃层。秋季温跃层被破坏之后, 黏土及有机质絮凝体逐渐沉降至湖底; 伴随着湖泊水体相对开放、盐度降低, 最细的相对较纯的黏土以单颗粒形式最后缓慢沉降, 覆盖在由黏土、有机质以及细粉砂混合层之上, 至此, 较完整的三元纹层结构形成。这种湖水强分层作用往往形成泥— 灰纹层叠置混合或泥砂— 灰纹层的叠置混合类型

若湖水分层明显、水动力条件极其微弱、缺少粉砂供给且不受事件沉积影响时, 生物或生物化学作用在碳酸盐沉积过程中的重要作用开始显现(姜在兴等, 2013), 在缺乏外源碳酸盐供给的条件下, 内生相碳酸盐矿物(多为方解石)主要是生物化学沉积的产物, 大量浮游藻类吸收CO₂, 提高水溶液pH值, 促进胶体CaCO₃沉淀, 为纹层状灰泥的沉积贡献了大量方解石碎屑。从而, 在垂向上形成隐晶方解石层为主的混合层和有机质层(或富有机质黏土层)的二元纹层结构。此外, 生物粘结作用及细菌作用都对碳酸盐纹层的形成具有重要作用, 在此不做详述。