泥岩的颜色或砂岩中杂基的颜色可以作为判断沉积时水介质氧化— 还原条件的标志。通过对临南洼陷沙三中亚段岩心的观察和描述, 发现研究区该层段泥岩颜色主要为深灰色、灰黑色(图 2), 表明研究区沙三中亚段沉积期为深水强还原沉积环境。

图2

Fig.2

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	图2 渤海湾盆地临南洼陷古近系沙三中亚段深灰色、灰黑色泥岩 a— 商543井, 3214.17, m, 深灰色泥岩; b— 商548井, 3275.44, m, 深灰色泥岩; c— 商548井, 3298.95, m, 灰黑色泥岩Fig.2 Dark gray, grayish black mudstones in the middle Member 3 of Paleogene Shahejie Formation in Linnan subsag, Bohai Bay Basin

图3

Fig.3

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	图3 渤海湾盆地临南洼陷古近系沙三中亚段重力流沉积矿物组分三角图Fig.3 Triangle distribution of mineral components of gravity flow deposits from the middle Member 3 of Paleogene Shahejie Formation in Linnan subsag, Bohai Bay Basin

依据姜在兴(2010)的4组分三端元砂岩分类法对薄片鉴定结果进行统计, 结果表明临南洼陷沙三中亚段主要发育块状岩屑质长石砂岩(图 3)。砂岩成分中颗粒含量占68%~93.5%, 其中石英含量36%~56%, 平均值为43.1%; 长石含量16%~40%, 平均值为33.8%, 其中钾长石含量7%~20%, 斜长石含量9%~21%; 岩屑含量12%~35.5%, 平均值为23.1%, 以变质岩岩屑为主, 含量7%~27%, 平均值15.35%。杂基主要为泥质, 含量为0.5%~25%, 平均值7.3%; 胶结物以碳酸盐矿物为主, 含量1%~27%, 平均值8.5%。碎屑颗粒以次棱角状— 次圆状为主, 分选中等, 颗粒以点接触、线接触为主, 岩石为颗粒支撑, 主要为孔隙式胶结。整体上研究区沙三中亚段砂岩成分成熟度和结构成熟度略低。

选取研究区重力流沉积物发育比较典型的12口井进行岩心观察和粒度分析, 结果表明, 研究区沙三中亚段的粒度概率曲线以宽缓上拱式和上拱弧形式为主, 跳跃和悬浮次总体间没有明显的转折点, 整体表现为一条变化不大的曲线。其中上拱弧形式(图 4-a)粒度区间范围较小, 大多在2~7Ф 左右; 宽缓上拱式(图 4-b)粒度区间跨度大, 为0~8Ф , 悬浮次总体含量高, 分选差。这2类曲线反映深水重力流沉积的特点, 主要发育在浊流沉积和砂质碎屑流沉积中。研究区见部分反映牵引流特征的两段式和三段式粒度概率曲线。其中两段式以低斜两段式(图 4-c)为主, 滚动总体基本不发育, 跳跃总体含量55%~75%, 斜率30° ~45° , 跳跃与悬浮次总体交截点> 3Ф , 以细粒沉积为主, 反映中等能量相对稳定的牵引流沉积特征(袁静等, 2003)。三段式主要为一跳一悬夹过渡式(图 4-d), 由跳跃组分、悬浮组分和介于两者之间的过渡组分组成。

图4

Fig.4

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	图4 渤海湾盆地临南洼陷古近系沙三中亚段重力流沉积粒度概率累积曲线及C-M图Fig.4 Cumulative probability plot of grain size and C-M diagram of gravity flow deposits in the middle Member 3 of Paleogene Shahejie Formation in Linnan subsag, Bohai Bay Basin

跳跃组分含量30%~50%, 斜率在45° ~70° , 与过渡组分交截点为2~3Ф ; 过渡组分含量20%~40%, 斜率40° ~55° , 与悬浮组分间的交截点为3~4Ф ; 悬浮组分含量低于30%, 斜率较低, 介于10° ~30° 。此类曲线代表动荡的水动力特征, 通常反映三角洲前缘水下分流河道、河口坝等沉积环境(袁静等, 2003)。研究区两段式和三段式粒度概率曲线主要发育在砂质碎屑流沉积和滑塌沉积中, 反映研究区深水重力流沉积砂体为三角洲前缘滑塌成因, 保留了部分三角洲沉积特征。利用研究区沙三中亚段所有深水重力流沉积岩心井段粒度数据做C-M图, 大部分平行于C=M基线(图 4), 反映深水重力流沉积递变悬浮的特点, 同时也有部分数据偏离C=M基线, 体现出牵引流沉积的特征, 为研究区深水重力流沉积砂体属三角洲前缘滑塌成因提供了又一证据。

通过对研究区沙三中亚段16口取心井300多米岩心观察和描述, 发现临南洼陷沙三中亚段重力流沉积中发育丰富的反映深水环境及重力流成因的沉积构造: (1)层理构造: 常见块状层理(图 5-a)和正粒序层理(图 5-b), 平行层理和沙纹层理少见, 可见正粒序之上发育平行层理, 形成不完整的鲍马序列(图 5-c, 5-d); (2)层面构造: 主要是冲刷面(图 5-e), 发育槽模(图 5-f)等浊流沉积的重要标志性构造; (3)同生变形构造: 主要有包卷层理(图 5-g)、液化砂岩脉(图 5-h)、重荷模及火焰构造(图 5-i)、球枕构造、滑塌构造等, 表明沉积物在半固结状态下发生了再搬运; (4)泥砾及泥岩撕裂屑(图 5-j, 5-k, 5-l): 厚层块状砂岩顶部或中部常有泥砾及泥岩撕裂屑发育, 反映沉积物的塑性变形、快速堆积及整体固结的特征。

滑塌沉积是在一定触发机制下, 在自身重力作用下, 斜坡高部位先存的沉积物发生再搬运, 沿斜坡以连续或不连续块体(刚性固体)形式向斜坡底部滑动, 在斜坡下部平缓地带堆积形成的沉积体。在滑塌过程中, 发育砂泥的变形层理, 砂泥岩接触面或砂岩与砂岩之间的接触面间发育的滑动面, 以及沉积体内部的变形构造是识别滑塌沉积的重要标志(袁珍等, 2011; 廖纪佳等, 2013)。

研究区滑塌沉积较为发育, 在田12、商549、商543、商544、商550、商852、商854井均有发育, 以具有变形构造的砂岩、粉砂岩为主。典型沉积特征有: (1)包卷层理(图 5-g); (2)液化砂岩脉(图 5-h); (3)阶梯状小断层(图 6-l); (4)变形岩层与未变形岩层叠置(图 6-m)。反映了沉积物发生液化滑塌、再搬运整体沉积的过程。

3.2.1 泥质碎屑流沉积 泥质碎屑流是一种以泥质为主, 可混杂有砂质颗粒或砂质团块的塑性流体, 其杂基含量非常高, 沉积物主要靠基质强度支撑, 分选差。在一定的触发机制下, 该流体由自身重力驱动沿斜坡向下运动, 在流动过程中, 由于黏结性的基质具有较强的凝聚力, 阻止了外部水体的进入, 并在流体底部形成一层水膜, 大大降低了下伏层对流体底部所施加的拖曳阻力, 这种滑水机制(Mohrig et al., 1998)使得流体可以比较快的速度流动很远的距离, 而且对下伏层基本没有侵蚀作用, 最终由于能量的减弱, 在斜坡下部的平坦地带发生沉积。

研究区泥质碎屑流沉积分布十分有限, 仅在部分地区少量发育, 以厚层块状含碎屑泥质粉砂岩或粉砂质泥岩为主, 杂基含量高, 分选差。主要沉积特征包括: (1)砂质团块: 粉砂质泥岩内部含有形态不规则的砂质团块, 砂质团块中因泥质含量较高, 具有一定的塑性, 在流体流动过程中发生一定程度的变形, 因而形状不规则(图 6-a, 6-d); (2)泥岩撕裂屑: 泥质粉砂岩中近平行排列的泥岩撕裂屑反映了介质的层状流动(图 6-b); (3)漂浮泥砾: 粉砂质泥岩中漂浮的泥砾反映流体整体快速冻结沉积的特点(图 6-c, 6-e); (4)突变或不规则的上接触面: 反映沉积物整体固结沉降, 后沉积的深水泥岩直接覆盖其上。

3.2.2 砂质碎屑流沉积 砂质碎屑流是一种以砂质为主, 可混杂有砾石(陆源砾石、泥砾)和泥质的塑性流体, 具有分散压力、基质强度和浮力等多种支撑机制(袁珍等, 2011; 廖纪佳等, 2013), 代表一个从黏性的泥质碎屑流至无黏性的松散颗粒流之间的连续过程系列, 以中— 高的颗粒/碎屑浓度、低— 中等的泥质含量和缺乏湍流为特征(高红灿等, 2012), 内部呈线性层流, 沉积物整体停止流动, 块状固结, 以厚层块状砂岩沉积为主。

研究区砂质碎屑流沉积分布较广, 在田3-斜10、田304、商548、新商60、商850井区均有发育, 主要为厚层块状砂岩。主要沉积特征有: (1)突变的底部接触面: 砂质碎屑流呈层状流动, 加之底部的滑水作用, 使其对下伏深水沉积物不具有侵蚀作用, 因此常与下伏泥岩表现为突变接触(图 6-f); (2)泥砾: 偏氧化色, 以土黄色、浅褐色为主, 推断其形成于三角洲平原等水上环境, 由于水动力条件较强, 经冲刷侵蚀搬运至三角洲前缘地区(鲜本忠等, 2012, 2014), 然后在一定的触发机制作用下, 发生滑动滑塌再搬运, 在深湖— 半深湖区再沉积。由于泥砾体积较大(相对砂粒)、密度较小, 在运动过程中, 受到簸选而逐渐上浮(杨仁超等, 2014), 因而一般出现在相序的顶部或中部, 向上富集的泥砾具有逆粒序性, 且发育有近乎直立分布的泥砾(图 6-g), 可代表原始沉积物整体“ 冻结式” 沉积过程, 旋转泥砾(图 6-h)则表明了块状流体在运动过程中对其包裹的泥砾具有剪切作用, 但泥砾与块状砂岩仍整体发生沉积(葛毓柱等, 2014); (3)灰黑色泥岩撕裂屑: 泥岩撕裂屑的颜色与下伏深水泥岩相似, 表明为内源型泥岩碎屑, 是流体在搬运过程中对下伏未固结或半固结的泥质沉积物搅动造成前三角洲泥质沉积物再搬运而形成, 可划分为两种类型, 一种呈不规则状(图 6-i), 是由于碎屑流中砂质沉积物屈服强度远大于泥质沉积物(王德坪, 1991; 高红灿等, 2012), 在外部剪应力还远小于砂质沉积物的屈服强度时, 其中的泥质碎屑即发生变形, 而砂质沉积物则构成了泥质碎屑变形的限制条件, 从而使其产生了不规则变形, 同时也反映了砂质碎屑流的整体固结沉降方式; 另一种呈长条状且两端被拉长或者具有撕裂茬, 具有一定的定向性和成层性(图 5-l), 反映砂质碎屑流的层流状态; (4)突变或不规则的上接触面: 反映砂质碎屑流为整体固结沉降。

浊流是一种具牛顿流变性质和紊乱状态的沉积物重力流, 沉积物呈悬浮状态搬运, 以湍流为支撑机制。浊流的沉积是在其能量不断降低、流速不断减小的情况下, 通过悬浮沉积物的逐粒降落产生的, 粗粒— 细粒部分在沉积期间依各自降落速度分别沉降, 所以, 其沉积具有正粒序特征和上部渐变的接触关系。正粒序指示了沉积流体的牛顿流变性质和紊乱流动状态, 是解释浊流沉积最可靠的标准(李林等, 2011)。

研究区浊流沉积在田斜302、夏103、夏4、夏601井区均有发育, 以薄层粉细砂岩或砂泥薄互层为主, 发育正粒序, 在正粒序砂岩之上可出现平行层理、沙纹层理等, 表现出不完整的鲍马序列。典型的沉积特征包括: (1)正粒序层理(图 5-b): 与上部平行层理构成不完整鲍马序列; (2)底部冲刷面、槽模(图5-e, 5-f; 图 6-j): 由于浊流的头部具有较强的能量, 内部呈紊乱的流动状态, 因而浊流在流动过程中可以对下伏沉积物产生侵蚀, 形成底部冲刷面及槽模等沉积构造; (3)薄层砂泥互层(图 6-k): 典型的浊流沉积。(4)不完整的鲍马序列(图 5-c, 5-d): 浊流具有牛顿流变性质, 由于其紊乱程度较高, 沉积物逐粒沉降, 形成正粒序砂岩, 而后其能量逐渐减弱并向牵引流转化, 形成具有正粒序沉积、平行层理及上部泥岩段的不完整鲍马序列。

图5

Fig.5

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图5 渤海湾盆地临南洼陷古近系沙三中亚段深水重力流沉积典型沉积构造 a— 块状层理, 田3-斜10井, 3095.2 m; b— 正粒序层理, 商543井, 3133.16 m; c— 鲍马ABE序列, 商548井, 3245.85 m; d— 正粒序层理, 鲍马AB序列, 商544井, 3183.44 m; e— 砂岩底部冲刷面, 商852井, 2935.9 m; f— 底部槽模, 商849(侧)井, 3104.2 m; g— 包卷层理, 商548井, 3247.35 m; h— 液化砂岩脉, 商548井, 3267.13 m; i— 重荷模及火焰状构造, 田斜302井, 3494.32 m; j— 直立分布的土黄色泥砾, 商548井, 3285.3 m; k— 不规则状泥岩撕裂屑, 商543井, 3242.68 m; l— 近平行排列的泥岩撕裂屑, 商543井, 3241.68 mFig.5 Typical sedimentary structures of deep-water gravity flow deposits in the middle Member 3 of Paleogene Shahejie Formation in Linnan subsag, Bohai Bay Basin

Shanmugam(2003)通过实验研究碎屑流和浊流之间的转化及分布发现, 在一期重力流中, 密度大的砂质碎屑流一般分布在流体的底部, 密度小的浊流分布于流体的顶部和前端。因此, 在沉积盆地中, 浊流可以延伸并分布于深水湖盆的平原地带, 砂质碎屑流多在盆地斜坡部位沉积。

图6

Fig.6

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图6 渤海湾盆地临南洼陷古近系沙三中亚段深水重力流沉积构造特征及识别标志 a— 粉砂质泥岩, 含砂质团块, 商541井, 3141.38 m; b— 泥质粉砂岩, 泥岩撕裂屑, 商541井, 3140.68 m; c— 粉砂质泥岩, 棕红色泥砾, 部分泥砾两端有拉长的尾部, 商547井, 3339.79m; d— 粉砂质泥岩, 漂浮状含砂质条带棕红色泥砾, 灰白色砂质团块, 部分砂质团块有拉长的尾部, 商548井, 3306.37 m; e— 粉砂质泥岩, 漂浮状棕红色泥砾, 夏601井, 2938.15 m; f— 块状层理砂岩, 底部与泥岩突变接触, 商548井, 3276.74 m; g— 土黄色泥砾水平分布、近乎直立分布, 商548井, 3285 m; h— 泥砾发生扭转, 商548井, 3234.63 m; i— 杂乱分布的泥岩撕裂屑, 田斜302井, 3496.47 m; j— 底部冲刷面, 商548井, 3249.35 m; k— 薄层砂泥互层, 夏601井, 2932.85 m; l— 阶梯状小断层, 商550井, 3032.9 m; m— 变形岩层与未变形岩层叠置, 商543井, 3133.76 mFig.6 Sedimentary structure characteristics and identifiable marks of deep-water gravity flow deposits from the middle Member 3 of Paleogene Shahejie Formation in Linnan subsag, Bohai Bay Basin

在总结重力流沉积特征、明确重力流沉积类型的基础上, 结合砂砾岩百分含量等值线图, 对临南洼陷沙三中亚段沉积时期滑塌型深水重力流沉积的平面分布(图 7)进行探讨。

图7

Fig.7

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	图7 渤海湾盆地临南洼陷古近系沙三中亚段不同类型重力流沉积平面分布Fig.7 Plane distribution of different types of gravity flow deposits from the middle Member 3 of Paleogene Shahejie Formation in Linnan subsag, Bohai Bay Basin

平面上滑塌沉积主要发育在三角洲前缘斜坡根部和前三角洲的外侧, 发育滑塌变形、包卷层理、液化砂岩脉等典型沉积构造。在滑塌沉积前方较深水区为厚度较大、连续性较好的砂质碎屑流沉积, 以块状厚层砂岩为主, 碎屑流沉积相序底部多与下伏半深湖— 深湖相泥岩呈突变接触, 相序的中上部或顶部发育漂浮的泥砾及泥岩撕裂屑。砂质碎屑流向湖盆中心搬运逐渐转化为浊流, 因此, 浊流沉积多位于砂质碎屑流沉积主体前部, 以正粒序层理为典型的识别标志, 可见不完整的鲍马序列, 底部发育冲刷面和槽模等沉积构造, 呈现明显的砂泥薄互层。

垂向上靠近三角洲的部位以下部滑塌沉积、上部砂质碎屑流沉积的垂向沉积组合类型为主(图 8, 类型1)。三角洲前方较深水区发育砂质碎屑流沉积主体(图 9), 以块状中厚层碎屑流沉积的叠置(图8, 类型2)为典型特征。碎屑流向浊流转化的过渡区碎屑流沉积间可发育少量薄层的浊流沉积, 垂向上碎屑流沉积和浊流沉积有序叠加, 同一重力流事件形成的过渡沉积以下部发育碎屑流沉积、上部发育浊流沉积为典型特征, 形成下部厚层砂质碎屑流沉积、上部浊流沉积(图8, 类型3)和下部中薄层砂质碎屑流沉积、上部浊流沉积(图8, 类型4)的垂向沉积组合类型。碎屑流沉积主体前方半深水— 深水区垂向上以薄层浊流沉积叠置为典型特征, 浊流沉积间可见少量能量较强、搬运较远的碎屑流沉积(图 9)。

图8

Fig.8

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	图8 渤海湾盆地临南洼陷古近系沙三中亚段重力流垂向沉积组合类型Fig.8 Types of vertical sedimentary association of gravity flow deposits from the middle Member 3 of Paleogene Shahejie Formation in Linnan subsag, Bohai Bay Basin

图9

Fig. 9

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	图9 渤海湾盆地临南洼陷古近系沙三中亚段不同类型重力流沉积剖面分布图(剖面位置见图7)Fig. 9 Profile distribution of different types of gravity flow deposits from the middle Member 3 of Paleogene Shahejie Formation in Linnan subsag, Bohai Bay Basin (profile location in Fig.7)

通常认为足够的水深、古斜坡地形、充足的物源及一定的触发机制是形成重力流沉积的主要控制因素(陈全红等, 2006; 郑荣才等, 2006; 夏青松和田景春, 2007)。临南洼陷沙三中亚段沉积时期为盆地强烈沉降期, 湖盆范围较大, 水体较深, 深湖— 半深湖相广泛发育, 来自西北方向的基山三角洲逐渐向湖盆中心推进, 大量碎屑物质在三角洲前缘堆积, 提供了充足的物源。临南洼陷受北部临商断裂带影响, 存在一定的坡降条件, 加之断层活动以及地震火山作用, 为三角洲前缘沉积物发生滑塌提供了有利条件。综合上述分析, 结合重力流沉积物特征及展布规律, 总结了研究区沙三中亚段滑塌型重力流沉积模式(图 10)。三角洲前缘砂体在快速前积的过程中, 遇到较大的前缘坡折角, 在自身重力和外界触发(地震、火山、断裂)作用下(饶孟余等, 2004; 鄢继华等, 2004), 发生滑动滑塌, 此时沉积物主要为块体运动, 内部发育明显的变形构造, 整体受地形坡度转折带的控制(操应长和刘晖, 2007)。之后随着水体不断注入, 块体逐渐被稀释, 形成层状流动的碎屑流, 在三角洲前缘前方的深水区形成大量砂质碎屑流沉积, 多为舌状体, 沉积厚度较大。流体在向前运动过程中进一步被稀释(李存磊等, 2012), 逐渐演化为浊流, 浊流沉积砂体较薄, 分布范围较广, 以正粒序为典型识别标志。根据沉积物特征和分布规律将研究区滑塌型深水重力流沉积划分为近源沉积、中部沉积和远源沉积3个部分。近源沉积主要为变形构造发育的滑塌沉积和部分含泥砾块状砂岩碎屑流沉积, 紧邻三角洲前缘; 中部沉积以碎屑流沉积为主, 包含部分浊流沉积, 沉积砂体较厚; 远源沉积主要为浊流形成的正粒序粉细砂岩沉积。

图10

Fig.10

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	图10 渤海湾盆地临南洼陷古近系沙三中亚段滑塌型深水重力流沉积模式Fig.10 Depositional model of deep-water gravity flow of slumps in the middle Member 3 of Paleogene Shahejie Formation in Linnan subsag, Bohai Bay Basin