2.1.1 浊积岩沉积过程和主要特征

由浊流机制主导形成的沉积岩称为浊积岩, 亦可称其为经典浊积岩。研究表明, 浊流是一种牛顿流体, 不具屈服强度, 当外力消失时, 其内部的悬浮颗粒开始发生沉积, 满足大颗粒先沉积、小颗粒后沉积的规律, 从而形成以正粒序为典型特征的沉积(Shanmugam, 2000; 廖纪佳等, 2013)。然而, 描述浊积岩沉积特征的经典Bouma序列认为, 在具正递变层理沉积之上还发育T_B-T_E段, 其中包括了诸多牵引流成因的沉积构造, 如平行层理、波纹交错层理等。因此, 越来越多的学者开始探讨经典Bouma序列的多解性问题, 就连Bouma本人也注意到了浊积岩沉积序列当中出现了牵引流主导的沉积单元(Bouma et al., 1997)。因此, 将Bouma序列理解为“ 重力流-深水牵引流组合的结果” 似乎更为合理(张兴阳等, 2001)。

笔者总结一些浊积岩的典型研究实例, 这些实例均来自野外露头或钻井岩心, 展现了判别浊积岩最直观的证据(表 1)。从岩性上看, 它们大多为粉砂岩和细砂岩, 也发育更细的泥质砂岩, 厚度大多小于或远小于1 m。此外, 层理构造多见正递变层理、平行层理、爬升波纹层理和变形层理等; 层面构造则以槽模、沟模和重荷模为主。虽然这些现象略有差异, 但可以明显看出砂岩中的“ 正粒序” 或“ 正递变层理” 是这些浊积岩所具有的共有特征。也就是说, 即使经典浊积岩模式存在一定的多解性, 但其中的正递变层理依然是沉积学界所公认的鉴别浊积岩的重要标志。有学者认为, 只有正递变层理才是解释浊流沉积的唯一可靠标准(Shanmugam and Moiola, 1997; 张兴阳等, 2001)。

表 1

Table1

表 1(Table1)

表 1 浊积岩的典型沉积特征 Table1 Typical sedimentary characteristics of turbidite 岩性 砂体厚度 沉积构造 露头/岩心位置 资料来源 粉— 细砂岩 平均0.37 m 正递变层理、波纹交错层理、平行层理 渤海湾盆地东营凹陷始新统 鲜本忠等, 2016 粉— 细砂岩 平均0.414 m 正粒序(不完整的鲍马序列)、槽模、火焰构造和砂球构造等 鄂尔多斯盆地陇东地区延长组 廖纪佳等, 2013 细— 粉砂岩、粉砂质泥岩、页岩 平均0.05~0.4 m 正粒序、水平纹层、变形层理、砂球构造; 槽模、沟模和重荷模等 鄂尔多斯盆地西南部延长组 付金华等, 2005 细砂岩 中— 厚层① 河道下切与充填、爬升波纹层理 意大利拉加盆地 Milli et al., 2019② 粉砂岩、细砂岩 0.02~1 m 爬升波纹层理、冲刷面 南非卡鲁盆地 Brooks et al., 2018 注: ①层厚划分标准: 厚层(0.3~1 m), 中层(0.1~0.3 m), 薄层(0.03~0.1 m)。②Milli S, Marini M, Moscatelli M. 2019. The Lower-Middle Messinian turbidite deposits of the Laga Basin(Central Apennines, Italy). Field Trip B5。

表 1 浊积岩的典型沉积特征 Table1 Typical sedimentary characteristics of turbidite

另一方面, 浊流在水下推进常常能形成水道(沿水道还可发育天然堤、溢岸沉积物波和决口扇等)和朵叶体等沉积单元。在这些沉积单元中, 碎屑物质分配方式、流体搬运状态和沉积物粒级等都会随着水道和朵叶体之间的转变发生明显变化。因此, 许多学者将这一系统称为“ 水道-朵叶体转换带” (Channel-lobe Transition Zone, 以下简称CLTZ)(Mutti and Normark., 1987, 1991; Wynn et al., 2002a, 2002b)。来自物源的碎屑物质首先以层流形式开始进入盆地, 若其流态在后续进一步转化为湍流, 则最终会以浊积岩的形式予以呈现(Posamentier et al., 2019)。前文提到, 目前认定正粒序的递变层理是准确鉴别浊积岩的一项重要特征, 这是由浊流失去外力推动, 内部悬浮载运的颗粒逐一发生沉降所导致的, 也就是说, 这一鉴别特征其实反映的是流体运动状态和其内部的颗粒分异结果。那么, 如果将深水浊流的全部沉积过程考虑在内, 并在CLTZ下的各沉积单元内探讨, 又能出现什么结果呢?前述除正递变层理以外的其他相标志, 能否归属于CLTZ内呢?答案是肯定的。

流体携带碎屑物快速过路与沉积, 在水下形成了侵蚀单元和沉积单元(Fildani and Normark, 2004; Brooks et al., 2018)。Brooks等(2018)对水道-朵叶体系的研究表明, 从峡谷水道单元经CLTZ进入朵叶沉积单元, 流体的行为是从限制性向非限制性过渡。沉积物波(Cartigny et al., 2011; Symons et al., 2016)与非限制性流体的快速沉积导致沉积物不断加积。同时, 流体冲刷与沉积物过路滞留也在发生, 因此, 在水道-天然堤-CLTZ-朵叶体这一完整体系中, 波状交错层理、爬升波纹层理和变形层理均可发育(图 1)。

图 1

Fig.1

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	图 1 浊流水道-朵叶体系模式及其典型沉积特征(据Brooks et al., 2018, 有修改)Fig.1 Model and typical sedimentary characteristics of channel-lobe system(modified after Brooks et al., 2018)

综上所述, 国内外研究人员已经从露头和岩心上识别出了浊积岩的典型相标志, 并从形成机理上进行了详细研究。下面, 笔者将结合在辽河盆地西部凹陷盘山洼陷沙三段的研究实例, 进一步阐明鉴别浊积岩行之有效的方法和标志。

2.1.2 浊积岩岩心实例

辽河盆地西部凹陷盘山洼陷沙三段广泛发育浊积岩。从岩性上看, 主要为粉砂岩、泥质粉砂岩或泥岩, 大多呈现出薄互层等特点。同时, 在薄层粉砂岩中可见递变层理发育(约2 cm), 其上多与波状层理共存, 并逐渐过渡为灰黑色泥岩, 反映出典型的Bouma序列特征。从沉积构造来看, 这些浊积岩广泛发育变形构造, 具体表现为上覆灰白色薄层砂岩向下伏深色泥岩中陷落变形, 形成椭球形的砂球或砂枕, 这也很好地反映出浊流快速沉积、不稳定的特点。此外, 在这些岩心中还发育明显的植物碎屑, 这间接地表明陆上强烈的洪水作用将沿途植物破坏, 并携带其进入湖泊, 以浊流的形式沉积下来(图 2)。

图 2

Fig.2

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图 2 辽河盆地西部凹陷盘山洼陷沙三段浊积岩岩心照片 a— 马古11井, 3686.2 m, E s324, 灰白色粉砂岩夹薄层泥岩, 可见碳质纹层; b— 马古11井, 3686.7 m, E s324, 灰白色粉砂岩夹薄层泥岩, 发育变形构造; c— 马古11井, 3686.8 m, E s324, 灰白色粉砂岩与灰黑色泥岩互层, 发育变形构造; d— 曙古175井, 3252.43 m, E s331, 上部为灰白色粉砂岩与泥岩互层, 与下伏暗色泥岩突变接触, 发育微弱波状层理, 可见植物碎屑; e— 曙古175井, 3254.36 m, E s331, 上部为灰白色粉砂岩, 与下伏暗色泥岩突变接触, 发育小型正粒序(约2 cm), 向上可见微弱波状层理Fig.2 Core photos of turbidite in the Member 3 of Shahejie Formation in Panshan subsag of Western sag, Liaohe Basin

这样一来, 由正递变层理、波状交错层理、爬升波纹层理和变形层理等沉积构造共同组成了识别浊积岩的相标志, 其中的正递变层理和变形层理是最可靠的特征。由于其他的沉积环境也可形成波状交错层理和爬升波纹层理, 因此需要结合岩相的垂向组合关系及其他地质资料进一步加以甄别。

2.2.1 砂质碎屑流岩沉积过程和主要特征

砂质碎屑流形成的沉积岩称为砂质碎屑流岩。Hampton(1972)首次提出了“ 砂质碎屑流” 这一概念。后来, Shanmugam(1996, 2000)从深水块状砂岩研究出发, 立足于流变学, 指出砂质碎屑流是一种塑性流体, 属于非牛顿流体, 以块体状态整体“ 冻结式” 搬运, 其中的沉积物主要受到内聚强度、分散压力和浮力作用的影响(李相博等, 2013; 鲜本忠等, 2014)。正是由于其独特的流变学特征和搬运方式, 才产生了许多与经典浊积岩截然不同的沉积结果。诚然, 这一理论目前还存在一些值得商议的地方, 并非所有学者都赞同砂质碎屑流观点, 但Shanmugam 的分类及砂质碎屑流概念较好地解释了深水中无明显沉积构造的块状砂岩成因, 因而目前已被中国学者接受并运用(邹才能等, 2009), 并在陆相湖盆勘探实践中得到了实证(王德坪, 1991; 鲜本忠等, 2014; 孙靖等, 2019; 邹才能等, 2019)(表 2)。

表 2

Table2

表 2(Table2)

表 2 砂质碎屑流岩典型沉积特征 Table2 Typical sedimentary characteristics of sandy debris 岩性 沉积构造 岩相类型 露头/岩心位置 文献来源 含砾不等粒砂岩、细砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩 泥岩撕裂块(屑)、砂质砾屑(团块)、碳质纹线 未明确定义 东营凹陷沙河街组二、三段 王德坪, 1991 细砂岩、中砂岩、砾质砂岩 均质或块状、泥岩撕裂屑、漂浮状泥砾 纯净块状砂岩相、泥砾块状砂岩相、砾质块状砂岩相 渤海湾盆地南堡凹陷东营组 鲜本忠等, 2012 粉砂岩、细砂岩 块状、泥砾(具页理构造) 块状砂岩相、含泥砾砂岩相 鄂尔多斯盆地中心白豹地区三叠系 邹才能等, 2009 中— 粗砂岩、中— 细砂岩 块状、泥岩撕裂屑、漂浮泥砾 未明确定义 准噶尔盆地盆1井西凹陷侏罗系三工河组 孙靖等, 2019 粉— 细砂岩 块状、泥包砾、泥岩撕裂屑 块状砂岩相 鄂尔多斯盆地三叠系延长组 Li et al., 2016; 李相博等, 2019

表 2 砂质碎屑流岩典型沉积特征 Table2 Typical sedimentary characteristics of sandy debris

从这些研究实例不难看出, 许多特征是砂质碎屑流岩所共有的。首先, 块状砂岩指示着砂质碎屑流的整体冻结式搬运过程, 砂质颗粒在其中呈悬浮状态。块状构造可以划分为“ 真块状” 和“ 视块状” , 前者是指无任何层理构造的沉积岩, 而后者虽然肉眼无法辨认层理构造, 但在X射线照射下可呈现微观层理(余杰, 1983)。显然, 砂质碎屑流形成的块状砂岩应该属于“ 真块状砂岩” 。

其次, 漂浮状砾石和泥岩撕裂屑也在砂质碎屑流岩中频繁出现。众所周知, 较重的砾级碎屑物应该首先沉降于底部, 河流滞留沉积和浊积岩T_A段正粒序等实例都反映了这一特点。那么当砾石呈漂浮状态出现在砂岩之中, 这说明了什么呢?显然, 这取决于与牵引流和常规浊流具有明显区别的碎屑流流态。前已述及, 砂质碎屑流的搬运状态是整体“ 冻结式” , 它的黏度较高。同时, 黏土— 水构成了砂质碎屑流的基质, 赋予了流体一定的强度(王德坪, 1991), 这便使得其中的碎屑颗粒只能呈悬浮状搬运和整体沉积, 仿佛被凝胶“ 粘住” 了一般。因此, 来自外源或内源的砾石或泥质碎屑得以悬浮在其中。另一方面, 砂质碎屑流在流动过程中, 内部颗粒承受了剪应力, 从而导致软泥变形、撕裂, 形成泥岩撕裂屑(王德坪, 1991)。因此, 漂浮砾石和泥岩撕裂屑被视为砂质碎屑流的典型相标志。

除了以上特征以外, 近来被重视的“ 泥包砾” 结构(mud-coated intraclasts)也是鉴别砂质碎屑流沉积的标志性特征。

它通常由内核与泥质外壳组成, 其内核一般为泥质团块或砂质团块。2016年, 李相博等学者在对鄂尔多斯盆地延长组深水块状砂岩的露头与岩心展开探讨时, 首次发现了这一新的现象(Li et al., 2016)。研究表明, 内碎屑或来自前三角洲的泥质碎屑由砂质碎屑流搬运时受到剪应力作用, 在泥质底床上发生滚动、旋转, 在此过程中, 泥砾的外围便会被涂抹上一层薄泥, 形成“ 外壳” , 泥砾被包裹在其中成为“ 内核” (王德坪, 1991; Li et al., 2016)(图 3)。Shanmugam作为文章审稿人评价了这一发现, 认为“ 泥包砾” 结构是深水砂质块体搬运沉积的关键性判识标志(李相博等, 2019)。

图 3

Fig.3

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	图 3 深水砂岩“ 泥包砾” 形成过程模式(据Li等, 2016; 有修改)Fig.3 Model of transport process of deep-water sandstones with mud-coated intraclasts(modified after Li et al., 2016)

2.2.2 砂质碎屑流岩岩心实例

辽河盆地西部凹陷盘山洼陷沙三段砂质碎屑流分布广泛, 特征非常典型, 通过岩心观察, 借鉴Shanmugam(1996, 2000)等学者的研究成果, 将研究区沙河街组沙三段砂质碎屑流的沉积特征及其识别标志总结如下:

1)块状砂岩, 发育漂浮状的泥砾与泥岩撕裂屑。辽河盆地西部凹陷杜124井2037.36 m处岩心棕红色泥砾以漂浮状镶嵌于灰白色含砾细砂岩之中, 杂基支撑, 反映出砂质碎屑流独特的“ 整体冻结式” 搬运方式。上部泥砾较大, 略呈椭圆状, 尺寸约7.5 cm× 6 cm, 下部泥砾较小, 呈不规则长条状。由于其颜色、成分、产状与周围砂岩中的砾石相差极大, 因此判断该泥砾为外源型(图 4-a)。由于该井区位于研究区西南部, 接受来自西斜坡的扇三角洲物源供给, 因此, 棕红色泥砾应该来自西斜坡陆上扇三角洲平原, 经洪水搬运入湖, 以砂质碎屑流的形式沉积而成。其次, 由于砂质碎屑流独特的搬运方式, 导致底部半固结的泥岩出现撕裂破碎, 因而泥岩撕裂屑的存在也是鉴别砂质碎屑流沉积特征的标志之一(图 4-b)。

图 4

Fig.4

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图 4 辽河盆地西部凹陷盘山洼陷沙三段砂质碎屑流沉积岩心照片 a— 杜124井, 2037.36 m, E s321, 灰白色含砾细砂岩, 中部含有巨大棕红色泥砾, 泥砾长轴约7.5 cm, 短轴约6 cm; b— 杜124井, 2893.2 m, E s332, 灰色块状中— 粗砂岩, 发育泥岩撕裂屑; c— 杜124井, 2893.8 m, E s332, 细砾岩, 砾石分选磨圆较差, 成分复杂且杂乱分布, 下部可见棕红色泥砾; d— 曙130井, 2973.6 m, E s323, 灰色细砂岩, 上部内包裹大块棕红色泥砾, 中下部可见大量泥岩撕裂屑; e— 图 d岩心的新鲜面, 上部泥砾实则为完整的“ 泥包砾” 结构, 泥岩内核长轴约10 cm, 沿它拨开可见泥岩外壳, 下部伴生泥岩撕裂屑; f— 图d岩心的俯视图, 可见完整的“ 泥包砾” 结构包裹于砂岩中Fig.4 Core photos of sandy debris in the Member 3 of Shahejie Formation in Panshan subsag of Western sag, Liaohe Basin

2)块状砂岩, 发育“ 泥包砾” 结构。笔者在对盘山洼陷沙三段岩心进行观察时, 亦发现了“ 泥包砾” 这一独特结构。从图 4-d、4-e和4-f中可以看出, 研究区曙130井2973.6 m处的块状砂岩中发育完整的“ 泥包砾” 结构, 泥岩内核与外壳均呈棕红色, 内核较大(约10 cm× 5 cm)。同时, 在“ 泥包砾” 结构下部, 可以看到大量泥岩撕裂屑发育。