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第章重力流沉积及沉积相

第章-－重力流沉积及沉积相

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第9章重力流沉积及沉积相

第一节　概述

一、浊流理论的意义

浊流理论的提出，可算作碎屑岩研究的一场大革命（Ｗalｋer，19７3）。

明确提出浊流和浊流岩概念的是Joｈnson（１938）,里程碑是1９５0年KueneｎandMiｇlｉorinｉ的文章《浊流是形成递变层理的原因》以及１962年鲍玛发现鲍玛层序。

浊流理论解释了许多以前无法解释的现象，更找到了丰富的油气。

一方面,人们认识到深海（湖）中沉积的碎屑物质是由高密度浊流搬运和堆积，因而消除了认为砂泥间互的复理石沉积是由构造垂向频繁活动而引起深水和浅水交替沉积的产物的简单结论；另一方面，浊流理论还能解释某些反常现象,打破了多年来占统治地位的砾石在岸边,泥质沉积在深水的重力分异作用的概念。

二、重力流简介

（一）浊积岩的广义概念

广义的浊积岩是泛指形成于各种深水沉积环境的各种重力流沉积物及其所形成的沉积岩的总和。

水下沉积物重力流包括泥石流、颗粒流，液化沉积物流和浊流,这些我们已在前面的章节中学习过。

在这里，浊流只是重力流的一种，这是浊流的狭义含义。

（二）重力流沉积作用简介

沉积物重力流物质可以来自峡谷长轴向岸的上端，也可来自短轴方向，又可以是多方向的。

物质到达峡谷后，总是沿峡谷长轴下倾方向流动。

在峡谷下部，有部分最粗的砂砾沉积下来;到了峡谷出口处，由于它处于大陆斜坡到深海平原的转折处，因斜坡变缓,重力流速度骤减,大量碎屑物质在这里堆积下来形成扇状堆积体，称为海底扇；细的碎屑物质再向前搬运,在海底平原上扩散开来，形成宽广平坦的席状浊积层。

可见，海底峡谷→海底扇→海底平原是重力流搬运所经的途径，也是它的不同沉积场所。

　　　总之，无论是在海洋还是在湖泊中，重力流都是沿水下斜坡或峡谷流动的、含大量砂泥并呈悬浮搬运的高密度底流。

也就是说,重力流与一般水流不同，它是含大量泥、砂、砾石等碎屑物质的高密度流，这些物质呈悬浮态搬运,在密度比它低的水体之下流动,而且流速很大,这是一种非牛顿流体。

第二节沉积物重力流形成的基本条件和类型

一、形成条件

形成沉积物重力流一般需具备如下条件：

（一）足够的水深

足够的水深是重力流沉积物形成后不再被冲刷破坏的必要条件。

一般认为，重力流沉积的水深是１５00~18０0ｍ。

最小水深80～100m。

但无论何种沉积环境、水体深度的大小如何，沉积物重力流的形成深度必须在风暴浪基面以下。

（二）足够的坡度角

足够的坡度角是造成沉积物不稳定和易受触发而作块状运动的必要条件。

一般认为,最小坡度角为3～5°。

我国中、新生代断陷湖盆陡岸或缓岸都有重力流沉积物形成。

计算结果表明，形成重力流的最小坡度角为2～3°即可,只要重力流与湖水之间有足够密度差，就具备了形成重力流的充分条件。

也就是说,重力流的密度对坡度有明显的补偿作用（Ｌuthi,１９81）

（三）充沛的物源

充沛的物源也是形成沉积物重力流的必要条件。

洪水注入的碎屑物质和火山喷发—喷溢物质、浅水碎屑物质和碳酸岩物质等，都可为沉积物重力流提供物质来源。

（四）一定的触发机制

重力流沉积物的形成属于事件性沉积作用,其起因于一定的触发机制，诸如在洪水、地震、海啸巨浪、风暴潮和火山喷发等阵发性因素直接和间接诱因下，会导致块体流和高密度流的形成。

二、基本类型

（一）支撑机理分类

一般按支撑机理把沉积重力流划分为四个类型,即泥石流（或碎屑流）、颗粒流、液化沉积物流和浊流。

这是我们在以前的学习中都已经知道的。

（二）教材分类

⒈泥石流

砾石含量<30%,粘土和粉（砂）质填隙物含量＞50％，岩石为砾石质泥岩；

⒉碎屑流

砾石>30%，砂级碎屑充填物和粘土杂基<50％，为再沉积砾岩或岩屑砾岩;

⒊⒋颗粒流和液化沉积物流

砾石<30％，砂级碎屑充填物和粘土杂基>５0%,岩石为砾砂岩或块状砂岩；

⒌浊流

粘土杂基＞10％（或15%），砂级碎屑含量>5０%，岩石为具鲍玛序列或单一粒级递变的杂砂岩。

第三节　重力流沉积物（岩）和基本特征

一、岩石学特征

广义的浊积岩指形成于深水沉积环境的各种类型重力流沉积物及其所形成的沉积岩的总和。

目前较为通用的分类方案是由沃克（Ｗalker,１978）在深水碎屑岩相中提出来的,它们是:

（一）典型浊积岩

鲍玛（Ｂｏｗma,1９62）发现浊流沉积形成的浊积岩具有特征的层序，即鲍玛序列或鲍玛层序。

一个鲍玛层序是一次浊流事件的记录。

完整的鲍玛层序分为五段，自下而上为：

A段——底部递变层段,主要由砂组成,近底部常含有砾石。

粒级递变清楚，一般为正粒序，反映浊流能量衰减过程,底部为冲刷面，可见各种底模构造。

Ａ段厚度常较其它段厚，是递变悬浮沉积物快速沉积的结果。

　　B段——下平行层理段,与Ａ段粒级递变过渡,常由中、细砂组成,具平行层理，同时也具正粒序。

A、Ｂ段可含浅海生物化石（屑）。

C段——流水波纹层理段，与B段连续过渡，常由粉砂组成,可含细砂和泥。

该段的特征是具小型流水成因的砂纹层理及包卷层理,其厚度较薄。

　　Ｄ段——上平行纹层段，与C段连续过渡，由粉砂质泥岩组成,具水平层理。

E段——上部泥页岩段,下部为块状泥岩，具显微粒序递变层理。

上部为远洋沉积的泥页岩,含浮游生物及深海、半深海生物化石。

完整的鲍玛层序的厚度与浊流的规模有关，可从1～2cm到数米不等。

由于沉积阶段的不同以及浊流流动过程中存在极强的侵蚀作用，完整的鲍玛序列在浊积岩中所占的比例一般不超过２0%。

具有不完整鲍玛序列在浊积岩可以由BCＤＥ、CDＥ、BCD、ABＣ、CD、BＣ、DE、等多种组合甚至数个单独的A段组成。

（二）块状砂岩

严格地讲，块状砂岩是指层内结构均一的砂岩或含砾砂岩。

但是沃克（1９78）海底扇相模式中提供的资料和我国中、新生代湖相浊积岩中常见到的是：

块状砂岩层厚,其内部有时隐约显迭复递变特征。

当块状砂岩中出现泄水管和碟状构造时，指示液化流沉积作用。

块状砂岩指示重力流水道沉积环境。

（三）叠覆冲刷砂岩

常表现为“AAA”序,“A”指一个递变层或一次重力流事件。

有时演变为“ABABAＢ”序，指每一个递变层之上均连续沉积有厚度不等的平行层理砂岩。

（四）卵石质砂岩

实际上是一种厚度很大，显迭复递变的砂岩层，每个递变层的下部含砾多，向上逐渐减小。

砾石多系再沉积组分,有一定磨圆。

这类岩石指示高密度重力流向牵引流和液化流转化。

指示重力流水道沉积环境。

（五）颗粒支撑砾岩

以再沉积砾石为主，细粒充填孔隙,并构成支撑；随细粒物质增加可过渡为卵石质砂岩（相）。

按组构特征可划分为紊乱砾岩层、反递变—正递变砾岩层、正递变砾岩层、具递变和迭瓦构造的砾岩层等四种微相。

主要分布在内扇主沟道或非扇深重力流水道环境中。

（六）杂基支撑的岩层

由粉砂岩和粘土组成的杂基含量一般为25～5０%,可细分为杂基支撑砾岩、杂基支撑砂砾岩和杂基支撑砂岩等三种类型，有时显递变现象。

是水下泥石流沉积作用所至，反映扇根重力流水道环境。

（七）滑塌岩

指砂泥混杂具有明显同生变形构造的岩层，随砂减少可过渡为具变形层理的页岩。

系未完全固结的软沉积物,因重力滑动～滑塌沉积所致。

广泛见于重力流沉积体系,在斜坡脚根部的补给水道末端及主沟道重力流沉积物中普遍可见。

二、成分特征

陆源碎屑浊积岩在矿物成分和化学成分上都较碳酸盐浊积岩复杂。

以复成分砾岩和杂砂岩为特征。

（一）古代海相浊积岩

古代海相浊积岩中有大量成熟度低的物质,如岩屑、长石和棱角状石英。

（二）我国中、新生代裂谷湖盆浊积砂岩

我国中、新生代裂谷湖盆浊积砂岩成分的特点是:

岩石中的陆源组分结构成熟度和成分成熟度都比较低。

三、结构特征

重力流沉积物从泥石流（碎屑流）演化到浊流阶段，其唯一的或主要的搬运方式是悬浮和递变悬浮载荷搬运。

（一）颗粒／杂基比值低，分选差～较好。

概率图只有一条斜度不大的较平的直线或微上凸的弧线，说明只有一个递变悬浮次总体,粒度范围分布广泛，分选差。

（二）Ｃ-M图：

点群平行于Ｃ＝M线，属粒序悬浮区,反映递变悬浮沉积为主。

四、构造特征

由于重力流沉积物（岩）的多样性,而导致其构造特征的复杂性。

综括起来,浊积岩相具有如下基本特征:

（一）浅水陆源碎屑沉积与深水页岩（或泥灰岩）组成韵律层。

碎屑成分是陆源的,浅水的,可含浅水化石、植物屑、鮞粒，但无浅水沉积构造，如大型交错层理、浪成波痕、泥裂等。

说明陆源碎屑浊积岩的碎屑主要来自浅水环境，但却沉积在深水。

（二）鲍玛序列中以递变层理为其最主要特点

鲍玛序列不一定完整（实际上大部分不完整）。

海相、湖相浊积岩均如此，但递变层理仍为其最主要特点。

（三）粒度资料显示递变悬浮沉积特点。

（四）滑动及沉积物液化的证据

——包卷层理、滑塌构造和重荷模。

（五）高密度流动的侵蚀痕

——底面印模构造。

（六）颜色深

反映深水缺氧环境。

（七）单层稳定

单层（甚至只几厘米）在平面上分布稳定。

（八）绝不发育浅水沉积构造。

第三节浊流或重力流沉积相及相模式

重力流沉积学始于20世纪50年代,发展于６0－７0年代,完善于8０年代。

随着研究工作的日益深入,相继建立了一系列海相和湖相的浊积岩的相层序和相模式。

主要有

一、浊流的扇相模式

（一）海底扇相模式

浊流沿海底峡谷流动，穿过陆棚和大陆斜坡流入深海盆地时,便形成浊积扇（深海扇、海底扇）。

海底峡谷成为海底扇的补给水道，其作用类似于三角洲体系的河道,是将砂砾岩输送到扇上去,因此，常被粗粒物质（滑塌块、碎屑流、砾石或物源供给的其它粗粒物）堵塞。

标准的海底扇相模式以沃克（１978）所建立为代表,由内扇、中扇、外扇三部分组成。

⒈内扇亚相

（1）斜坡坡脚微相

斜坡脚地带发育滑塌层和紊乱层的泥石流、碎屑流沉积物，粒度较粗。

（２）有天然堤的主水道

水道内沉积物主要是有粒序的块状砾岩，以颗粒支撑为主。

（3）主水道两侧的低平地区

在天然堤上和天然堤外低平地区主要是C-Ｅ序典型浊积岩,层薄,粒细。

⒉中扇亚相

中扇位于内扇以外,突出的地貌特征是辫状分流水道沉积的叠覆扇叶状体（叠覆扇舌）构成。

（1）辫状分流水道

辫状分流水道沉积以卵石质砂岩或含砾砂岩和块状砂岩为主,见颗粒流和液化流沉积，不含或很少泥岩夹层。

可形成Φ，k非常好的优质厚层油气储集层。

（２）（沟间）

（3）无沟道部分

（2）（３）以漫溢沉积的B－E和C-E序列典型浊积岩为特征。

⒊外扇亚相

外扇亚相是中扇之外比较低平部分。

基本无水道，沉积物分布宽阔而层薄。

典型沉积是Ｃ-E序和Ｄ-E序列的典型浊积岩。

⒋外扇向外逐渐过渡到深海盆地,以远源典型浊积岩为特征。

厚度稳定,有的薄粉砂层可以侧向追踪数十公里。

⒌深切扇

粗碎屑扇上深切水道在外扇亚相或以外形成的新的上置扇，以沟道型（深切水道）为主,具有很大的生油潜力。

⒍海底扇推进式相层序

推进的海底扇自下而上为变厚变粗反旋回相层序，大体与三角洲类似。

层序中的砂层都是具有正粒序递变层理的和各种浊流成因的砂岩，与远洋沉积的泥质岩呈互层状。

层序下部是外扇沉积,砂层为远源浊积岩,砂层较薄且间距较大，常构成向上变粗变厚的次级旋回。

层序的中部为中扇沉积。

中扇向上变粗、变厚的层序由几个叠覆扇叶状体的向上变粗、变厚的小旋回组成。

每个叶状体旋回下部的砂层都是典型的浊积岩及近源浊积岩层,上部变为块状的分流水道块状浊流砂岩。

越靠上部的旋回,水道沉积物占的比例越大,靠近上扇部位的水道构成厚层的向上变细、变薄的次级层序。

最上部为内扇沉积,它由块状砾岩、含砾砂岩及滑塌沉积物构成,是整个扇体沉积物中最粗的部分。

现代海底扇主要见于太平洋区。

在一些大河流的三角洲沉积体之外的深海盆地中可以形成规模很大的海底扇沉积体,如恒河外的孟加拉扇扇体长达３０00km，厚１0ｋm以上。

由于现代海底扇沉积多发育在太平洋区，故有人将这种具有海底水道和深海扇的沉积称为太平洋深海沉积模式。

（二）湖底扇相模式

近二十年来的研究结果表明,我国渤海湾盆下第三系较发育的扇相浊积岩，其岩性特征、结构、构造等特征均可与沃克的海底扇相模式相对比，因此,“湖底扇”一词由“海底扇”衍生而来，并且湖底扇模式开始建立,并逐渐完善。

比较好的实例，有东营凹陷南坡梁家楼Es3中缓岸湖底扇,北坡胜陀地区Es４上陡坡湖底扇。

另外，东濮凹陷白庙沙三段陡岸湖底扇也较为典型。

⒈垂向层序

推进式垂向层序是向上变厚变粗的复合叠置反旋回层序。

有几个C－U层序就大致反映了有几个“扇叶”的迭加。

其特点是扇相砂体,砂砾岩体与深水泥页岩间互出现。

⒉砂体形态

每个“扇叶”平面呈扇形，横剖面呈顶平底凸状，纵剖面或放射方向剖面呈楔状。

⒊相带组合

从根部到扇缘的岩相为:

补给水道→上部扇（内扇）→中部扇（中扇）→外部扇（外扇/扇缘）→深湖盆地平原（可有深切水道）。

⒋岩石类型

从根部到扇缘相应的岩石类型为：

颗粒支撑或杂基支撑的砾岩、砂砾岩—卵石质砂岩或块状砂岩—典型浊积岩。

⒌地理位置和形成机制

　　按赵澄林等（1984）的定义，湖底扇是湖盆内深水重力流成因的扇状碎屑岩体。

照此理解,“湖底扇”是指湖泊深水—半深水环境中的浊积扇,在地理位置上可处于缓岸、陡岸，也可处在深水平原,其形成机制可以是洪水重力流直接注入深水区而成,也可以是三角前缘或扇三角前缘沉积物顺坡滑塌快速堆积而成。

前者规模较大,粒度较粗，后者粒度较细，面积较小。

二、槽相模式

（一）海槽型重力流沉积模式

槽相模式最早起源于对深海平原或称盆地平原的研究。

深海平原最早发现于大西洋。

北大西洋广阔的深海盆地几乎是水平的平原。

一些深海丘陵和海山在这些极平的平原上突兀凸起。

深海平原可以呈各种形状，多数呈长条形，最长的长轴可达数千km，最大宽度数百km。

沉积物主要是浊流沉积和远洋、半远洋沉积。

深海平原上的浊流沉积是多源的,可以来自海底峡谷、深海水道和盆地斜坡。

浊积砂中层流向资料的研究表明各种来源的浊流进入深海平原后转向长轴方向流动,故这种沉积模式常被称为深海盆地浊流沉积的槽相模式。

与太平洋深海沉积模式相对照，也称这种深海平原沉积为大西洋沉积模式。

浊流的槽相模式总体特征为在巨厚的浊积岩间远洋沉积的泥岩呈薄夹层状。

国内的实例如南方Ｔ的断槽盆地,国外实例如美国文图拉盆地海槽浊积岩、加拿大魁北克寒武—奥陶系Ｃap－Enｒagｅ组具阶地的辨状海底水道砾质沉积。

（二）湖槽型重力流沉积相模式

⒈概述

湖泊环境中也有发育的重力流水道。

自２０世纪７0年代初陆续出现了对我国东部一些中、新生代断陷湖盆中槽状浊积砂体的报导。

如在辽河凹陷早第三纪的东斜坡上,距边界大断层不远处有一条与之平行但倾向相对的断层，两者构成狭长的断槽。

岸上洪流到此后不能向西扩张，而是沿断槽南北向流动。

断崖上可能有多个浊流供应点，形成的沉积物呈狭长条带状沿边界断层分布,岩性杂乱、砂泥砾混杂（吴崇筠,1986）类似的例子,有东濮凹陷下第三系西部斜坡带的轴向重力流水道沉积（赵澄林等,１988）。

⒉特征

⑴相标志：

基本同扇相模式，不同之处是滑塌变形构造十分发育。

⑵相层序：

基本同扇相模式,不同之处是由于水道迁移也可造成小旋回层序的多次迭加。

⑶相模式：

湖槽型重力流沉积可划分为水道和漫溢两个亚相。

水道亚相以卵石质砂岩、块状砂岩、平行层理砂岩沉积为特征，可分为水道轴和点坝两个微相。

漫溢亚相以典型浊积岩沉积为特征，可划分为近漫溢和远漫溢两个微相。

第四节浊积岩的含油气性

浊积岩中的A、B段砂层可作为储集层,D、Ｅ、F段可作为盖层，而包围浊积岩的深水暗色泥岩是良好生油层,因此,浊积岩具有良好的油气生储盖条件。

今年来国内外都发现了不少浊流型沉积的油气田。

国外浊积岩的实例，首推美国加州的文图拉盆地的第三系油田。

最先是在中深6０００米的背斜顶部找油，无油放弃了。

后来钻探背斜两翼,并在断层附近发现了很大的油田，储量1亿吨。

这个油田的发现就是应用了沉积学浊流沉积作用理论找到的。

它和其它浊流沉积型油气田的勘探实践证明，隆起部位不是唯一的油气聚集地,凹陷部位或盆地中心也可能因岩性适合而成为油气聚集的有利场所,这实际是岩性作为成油气藏的主导因素了。

近年来我国重力流沉积研究也有较大进展。

主要是海槽型和湖相重力流型。

我国南方古生代和中生代海相地层中广泛发育的是海槽型浊积岩。

湖相浊积岩主要分布在我国大部一些中—新生代盆地中。

已在其中勘探开发了大量油气。

这些浊积砂岩靠近深凹陷生油区,生储盖条件良好、具有十分良好的勘探前景。

渤海湾盆地下第三系沙三段~沙四段上部，普遍发育深水浊流砂岩体,已获高产工业油流。

以济阳坳陷为例,已在沾化凹陷五号桩油田、东营凹陷营11断层,梁家楼地区，胜北—民丰地区等地发现并勘探了大量的沙三段~沙四段上部湖底扇型小而肥的油气藏,成为东营凹陷现阶段和今后重要的勘探领域。

其它如河南泌阳凹陷、辽河兴隆台油田、黄骅坳陷等都有深水浊积岩油气储集体相继被发现。