鲍马序列的提出是用以描述深水沉积的过程, 一次完整的浊流事件沉积应发育相应的ABCDE段。研究区内正递变层理为识别浊流的可靠标志, 主要的鲍马序列组合为ABC、AB、AC等近源浊流沉积以及CDE和DE段等远源浊流沉积, 完整发育各段的浊流沉积几乎不存在。浊流沉积常常多期次发育, 反映了断陷盆地三角洲沉积滑塌作用频繁, 其单期次砂体厚度差异较大, 往往介于0.1~0.5, m之间。

研究区浊流沉积的主要沉积特征: (1)以中砂岩、细砂岩为主, 可见砂砾岩沉积, A段以发育正递变层理为特征, 反映能量逐渐减弱, 砂岩中可含砾或撕裂状泥砾(图 2-a); (2)与底部深色泥岩呈突变接触, 由于紊流的流态, 可对下伏泥岩形成冲刷侵蚀, 规模大小不等; (3)可与上部发育的平行层理、各类沙纹层理的细砂岩和水平层理的粉砂岩形成完整的或不完整的鲍马序列(图 2-a, 2-b); (4)对下伏深湖泥岩的冲刷则往往在上覆砂岩中形成重荷模等同生变形构造(图 2-c)。(5)发育混合成分的近源浊流沉积, 砾石成分包括砂砾、泥砾及其他岩类砾石; 也可发育单一成分浊流沉积, 砾石成分仅为三角洲前缘沉积的砂(图 2-d); (6)DE段常常为砂泥薄互层段, 由于密度差异等原因, 可与大量同沉积期变形构造伴生, 如B-1-1井沙一段(图 2-e)。

由于较高的泥质含量, 浊流沉积主要表现为高伽马特征。其中, 近源浊流沉积由于大量具正粒序特征的沙砾岩, 伽马曲线往往表现为钟型特征; 远源浊流沉积由于其极低的砂岩含量, 并以薄层状砂岩层夹于厚层泥岩中, 往往表现为不明显的齿状形态。

图2

Fig.2

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图2 渤海湾盆地辽东湾坳陷古近系沙一段、沙二段浊流及砂质碎屑流沉积岩心照片 a— 鲍马序列AB段浊流沉积, 2016.3, m, Jz19-2-1井; b— 鲍马序列CDE段浊流沉积, 3145.7 m, B-2N-3井; c— 重荷模构造, 3097.8 m, C-2-1井; d— 混合成分浊流沉积, 1996.6 m, A-2-1井; e— 同沉积变形构造, 2923.8 m, A-1-1井; f— 纯净的块状砂岩, 3094.0 m, C-2-1井; g— 与下伏泥岩呈线状接触的砂质碎屑流沉积, 3308.4 m, B-2N-4井; h— 含撕裂状泥砾的砂质碎屑流沉积, 3002.0 m, D-1-1井Fig.2 Core photos of turbidity current and sandy debris flow sediments of the Members 1 and 2 of Paleogene Shahejie Formation in Liaodong Bay Depression, Bohai Bay Basin

砂质碎屑流为Shanmugam(1997, 2000)提出, 主要是针对鲍马序列中B段出现的纯净块状砂岩, 它与泥质碎屑流的区别主要在于基质含量。砂质碎屑流中, 泥质含量往往低于5%(Shanmugan, 1997; 2000; 鲜本忠等, 2012)。该概念的提出使学术界开始重新审视鲍马序列, 鲜本忠(2012)和郑荣才等(2012)对砂质碎屑流的形成机制进行了系统的研究总结, 砂质碎屑流以砂质为主, 运动状态为层流的塑性流或宾汉体。砂质碎屑流常常表现为厚层状或块状, 以整体“ 冻结” 方式搬运、沉积。流体颗粒浓度较高, 但基质含量却较低, 漂浮的塑性泥岩撕裂屑常聚集于块状砂体顶部。研究区砂质碎屑流沉积常常与浊流沉积伴生, 也可见砂质碎屑流连续堆积, 每期次规模0.3~2, m不等, 最大沉积砂质碎屑流砂体厚度可达5, m左右, 砂质碎屑流沉积是沙一段、沙二段沉积时期重力流沉积中的主要沉积类型。砂质碎屑流沉积往往表现为2种状态: (1)含大量泥岩撕裂屑的砂质碎屑流沉积, 分选较差; (2)纯净块状砂体, 分选较好。研究区主要是第2种, 总体特征与三角洲前缘远端沉积特征类似, 原因可能是由于砂质碎屑流主要来源于浅水区的三角洲前缘(廖纪佳等, 2013)。

沙一段、沙二段沉积时期砂质碎屑流沉积的主要沉积特征: (1)发育的砂质碎屑流沉积以粉砂、细砂岩为主, 偶可见中砂岩; (2)砂质碎屑流沉积常与下伏泥岩突变接触, 但无冲刷侵蚀现象, 呈简单的线状接触关系, 反映其层流的流体特征(图 2-g); 有时也有上覆泥岩突变接触, 是由于整体呈冻结状态的砂质碎屑流沉积结束后, 湖相泥岩直接覆盖其上(鲜本忠, 2012); (3)砂质碎屑流沉积除可形成纯净的块状细(粉)砂岩(图 2-g, 2-f), 也可见层状分布的暗色泥质或碳质撕裂分布于砂质碎屑流砂体顶部(图 2-h), 反映其为内源沉积物; (4)所含砾石也可为磨圆较好的砂砾及泥砾等外源砾石, 可能来源于三角洲平原分流河道, 被洪水带至前缘斜坡(鲜本忠等, 2013)。

由于较低的泥质含量, 砂质碎屑流沉积表现为中等伽马的特征。多期次砂质碎屑流砂体叠加所形成的厚层砂体, 常表现为多个箱型垂向叠置的测井曲线特征, 且总体厚度较大。

滑动沉积是半固结的沉积物发生断裂, 内部变形不明显, 往往保留原始的层理和沉积构造, 与围岩的岩性、构造完全不同。滑塌沉积中的角砾往往来源于浅水的三角洲前缘以及滨浅湖沉积, 保留原始沉积特征, 如水平层理、交错层理、透镜状层理等(图 3-a, 3-b)。角砾呈漂浮拉长状, 反映其近距离搬运特点, 但往往发生不同程度的旋转。

图3

Fig.3

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	图3 渤海湾盆地辽东湾坳陷古近系沙一段、沙二段滑动与滑塌沉积照片 a— 滑动沉积中的撕裂状泥砾, 2923.1 m, A-1-1井; b— 滑动滑塌沉积伴生, 1625.7 m, B-1S-5井; c— 滑塌剪切面, 1919.8 m, A-1E-2井; d— 滑塌剪切面, 1576.5 m, B-1S-5井; e— 强烈揉皱产生的包卷层理, 2921.5 m, A-1-1井Fig.3 Core photos of slide and slump sediments of the Members 1 and 2 of Paleogene Shahejie Formationin Liaodong Bay Depression, Bohai Bay Basin

滑塌沉积为沉积物在未固结的状态下, 由于自身重力原因或者其他触发机制, 沉积物沿斜坡发生的滑塌, 沉积物内部流体向上运动产生超孔隙压力, 产生同沉积变形构造, 以塑性形变特征为主(Shanmugam, 1996, 1997)。滑塌沉积中常常能识别出滑塌剪切面, 界面上下岩性与沉积构造差异显著(图 3-c, 3-d)。砂泥混杂, 呈强烈的揉皱变形特征, 可见包卷层理和小型的褶皱构造等同生变形构造(图 3-c)。是否发育砂泥之间的滑塌面、原始沉积物内部沉积构造是否改变是区分滑动与滑塌沉积的主要标志。滑动与滑塌沉积常常伴生, 均属异地搬运的沉积物, 与地震成因的原地液化沉积物有所区别(廖纪佳等, 2013; 潘树新等, 2013; 图3-e)。

滑动与滑塌沉积在研究区较少见, 分布规模有限。由于其近物源搬运的特点, 结构成熟度和成分成熟度均较低, 常常呈泥、砂、砾混杂的形式产出。伽马曲线表现为薄层锯齿状的漏斗型或钟型叠置的特征, 漏斗型或钟型的差异反映了泥质含量差异。滑动与滑塌沉积往往邻近砂质碎屑流沉积发育。

4.1.1 触发机制

三角洲前缘在波浪、地震以及重力作用下均可发生滑动, 进而形成各类重力流砂体组合。研究区内发育重力流的岩心中, 除发现具有滑塌剪切面外(图 3-c, 3-d), 也发现液化砂泥岩脉、阶梯状断层等沉积构造, 说明研究区重力流的触发机制为古地震和重力。由于古地震和重力流伴生, 且对先期形成的重力流沉积物有改造作用, 因而古地震标志往往指示邻近区域发育有重力流沉积。沙一段、沙二段沉积时期, 古地震强度及密度相对较小(刘磊等, 2015)。但重力流沉积中发现的古地震标志, 也从侧面说明沙一段、沙二段沉积时期郯庐断裂带依然处于活动的状态, 其引发的古地震与沉积物自身的重力作用共同触发了三角洲前缘的重力流沉积。

4.1.2 坡折带

辽东湾坳陷沙一段、沙二段沉积时期, 处于盆地断拗早期阶段(朱伟林等, 2015)。该时期构造活动较弱, 地层高差小, 相对可容纳空间也较小。坡折带的样式和范围, 决定了湖盆重力流的规模与发育样式。在沙一段、沙二段沉积时期, 断裂活动减弱, 整个盆地地形相对平缓, 发育以缓坡断阶破折带控制的辫状河三角洲沉积为主, 三角洲前缘的破折带相对较缓(朱筱敏等, 2008; 常艳艳, 2014)。较弱的构造活动及较低的可容纳空间, 导致该时期重力流的发育规模及流速较小, 不具备发育供给水道的条件, 因而该时期重力流沉积主要由三角洲前缘滑塌形成。

4.1.3 物源供给

沙一段、沙二段沉积时期物源, 以外源、多源为主, 虽不具备形成东营组晚期那样的大型三角洲的条件(朱筱敏等, 2008), 但与沙三段沉积时期相比, 物源稳定且供给充足。充足的物源供给, 对缓坡发育的三角洲前缘坡度具有一定的补偿作用。因而, 三角洲前缘部位堆积的大量沉积物, 在重力和古地震的触发下产生重力流沉积。缓坡部位三角洲前缘发育的重力流沉积, 不同于陡坡带富砾的重力流沉积, 而是以中砂— 粉砂沉积为主, 分选磨圆均较好。由于坡缓, 沉积物粒度较细, 重力流体在三角洲前缘沿斜坡往湖盆中央搬运的过程中, 动能相对较低。因而沙一段、沙二段沉积时期形成的重力流沉积中未发现大量砾石堆积的供给水道和对下伏沉积物强烈侵蚀充填的特点, 而是以斜坡部位发育的大量厚层砂质碎屑流沉积以及湖盆中心广泛发育的薄层舌状浊流沉积为主, 总体沉积特征类似砂质碎屑流沉积模式(邹才能等, 2009)。辫状河三角洲前缘的沉积物作为重力流沉积的“ 源” , 在古地震和重力作用下, 发生再次搬运、沉积, “ 汇” 于湖盆中央(郑荣才等, 2012; 刘磊等, 2015)。

4.2.1 重力流沉积发育特征

通过对研究区钻井资料、测井曲线、岩心特征及连井剖面(图 4, 图5)的研究, 发现研究区重力流成因的灰色、浅灰色粉砂、细砂岩特征为: 夹于大套的湖相泥岩中, 或位于三角洲前缘砂体前方, 与泥岩、页岩形成砂泥薄互层。由于该时期重力流沉积不仅厚度薄, 粒度细, 分布范围较大, 并且不具有供给水道特征, 因此依照传统的湖底扇的相带划分方法并不合适。参照前人的研究结果, 通过各类重力流沉积测井曲线的识别、组合关系及其在湖盆中的发育位置并结合生产实际, 将发育于三角洲前缘的重力流组合分为3个相带: 即滑塌根部、斜坡中间和盆地平原(邹才能等, 2009)。滑塌根部主要为滑动与滑塌沉积; 斜坡中间主要为砂质碎屑流沉积与近源浊流沉积; 盆地平原主要为远源浊流沉积与湖相沉积。

图4

Fig.4

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	图4 渤海湾盆地辽东湾坳陷古近系沙一、沙二段三角洲前缘重力流沉积连井剖面图(剖面位置见图1)Fig.4 Well correlation of gravity-flow sediments in delta front of the Members 1 and 2 of Paleogene Shahejie Formation in Liaodong Bay Depression, Bohai Bay Basin(profile location is shown in Fig.1)

图5

Fig.5

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图5 渤海湾盆地辽东湾坳陷古近系沙一、沙二段各类型重力流砂体叠置关系Fig.5 Superimposition of different gravity-flow deposits of the Members 1 and 2 of Paleogene Shahejie Formation in Liaodong Bay Depression, Bohai Bay Basin

通过对A-1E-2、B-2N-3及B-5-2等井取心段的重力流砂体及沉积构造进行识别, 并结合其上下沉积环境, 发现各类重力流砂体之间具有一定的叠置与组合关系(图 4, 图5), 具体特点如下:

1)多期次砂质碎屑流砂体叠置沉积。该类叠置关系在研究区最为常见, 反映了多期规模较大的砂质碎屑流稳定沉积, 不同砂层互相接触且往往不具侵蚀冲刷面, 可形成厚层且储集物性良好的砂体(图 5-b)。

2)近源浊流砂体与远源浊流砂体可同时多期次叠置产出, 反映浊流沉积的频繁性。近源浊流往往对下伏沉积物轻微地侵蚀冲刷, 往上则渐变为远源浊流(图 5-c), 反映浊流在搬运过程中密度逐渐降低, 沉积物以悬浮状态沉积。

3)砂质碎屑流砂体与浊流砂体相邻沉积。该类叠置关系在研究区也较为常见, Shanmugam(1997, 2000)曾建立砂质碎屑流与浊流时空转换的模式, 说明二者在往深湖流动的过程中随着湖水的加入, 流体密度及性质发生变化, 可以在时空上互相转换(图 5-b, 5-c)。

4)滑动和滑塌沉积与上部砂质碎屑流砂体相邻。产生于斜坡部位滑动(滑塌)成因的重力流体在搬运过程中, 由于颗粒支撑机制的变化, 逐步转换为塑性流态的砂质碎屑流(李存磊等, 2012; 图5-a)。

5)远源浊流砂体向上变为深色湖相泥岩。反映流体能量逐渐减弱, 指示该次重力流事件结束(图 5-c)。

4.2.2 沙一段、沙二段重力流发育模式

通过前述分析可知, 辽东湾坳陷沙一段、沙二段重力流沉积垂向上自下而上可形成: 三角洲前缘沉积— 滑动与滑塌沉积— 砂质碎屑流沉积— 近源浊流沉积— 远源浊流沉积— 半深湖沉积的组合序列, 完整的砂体组合序列在湖盆重力流沉积序列中较为少见, 一般以不完整的组合序列产出。各类砂体的重复叠置产出, 反映了重力流在搬运及沉积过程中, 各类重力流沉积由于密度和能量的变化, 相互转换频繁。分析连井剖面及各重力流砂体叠置关系(图 4, 图5)可知:

重力流沉积紧邻三角洲前缘发育, 滑动与滑塌沉积往往分布于三角洲前缘的滑塌根部(图 5-a), 紧邻物源, 由三角洲前缘河口坝或水下分流河道等的沉积物崩塌、滑动而形成, 并伴随形成大量揉皱变形的沉积构造; 在搬运过程中, 由于水体的加入以及物质的分解, 重力流体密度发生改变, 形成具层流特征的砂质碎屑流, 主体发育于斜坡中间部位。在砂质碎屑流的前方或顶部, 随着砂质碎屑流沿着斜坡继续搬运, 流体含量增加, 则转换为具紊流特征的浊流(李存磊等, 2012; 潘树新等, 2013; 图5-b, 5-c), 广泛发育于盆地平原, 对下伏泥岩产生轻微的侵蚀。在沿盆地平原搬运的过程中, 由于浊流密度与流速进一步降低, 逐步转变为以沙泥互层为特征、舌状分布的远源浊流沉积, 并逐渐过渡到纯泥质为主的湖相沉积(图 5-c)。

图6

Fig.6

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	图6 渤海湾盆地辽东湾坳陷古近系沙一段、沙二段沉积时期重力流发育模式Fig.6 Development model of gravity flows of the Members 1 and 2 of Paleogene Shahejie Formation in Liaodong Bay Depression, Bohai Bay Basin

结合前人研究成果(操应长和刘晖, 2007; 郑荣才等, 2012; 鲜本忠等, 2013)以及沙一段、沙二段沉积时期辽东湾地区重力流沉积特征、控制因素、叠置关系及连井剖面, 绘制出从三角洲前缘到盆地平原的重力流发育模式(图6)。三角洲前缘早期沉积的砂体, 在地震及重力的作用下, 沿下伏泥岩滑塌、滑动并发生破裂。在搬运过程中, 将早期沉积的下伏沉积物带入其中, 因而滑动与滑塌砂体, 往往是砾、砂、泥混合, 不具备油气储集性能。同时, 也由于滑塌根部坡度往往较大, 沉积物难以保存, 因而滑动与滑塌沉积的规模有限。广泛发育于盆地平原的远源浊流砂体, 虽然沉积物结构成熟度和成分成熟度很高, 但沉积物供给与可容纳空间的比值很低, 因此单层砂体厚度薄且砂地比极低, 储集性能有限。发育于斜坡中部的砂质碎屑流以及近源浊流沉积, 在往盆地中心搬运的过程中, 由于水体的加入, 常常互相转换, 形成叠置的厚层砂体。同时坡度的减缓, 也有利于砂体的保存; 适宜的沉积物供给与可容纳空间比值, 使其砂地比较高且砂体厚度大, 为三角洲前缘重力流沉积的主体(图 4, 图6)。