砂质碎屑流沉积研究进展资料.docx

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砂质碎屑流沉积研究进展资料

砂质碎屑流沉积研究进展

摘要：

国外深水沉积发展了50年，从浊流定义的普遍应用,到今天对鲍马序列、约克扇等经典模式持否定态度，深水沉积研究经历了一个推陈出新的过程。

目前国外流行的砂质碎屑流理论是经典浊流理论的部分否定与新发展。

本问阐述国外砂质碎屑流的概念、鉴别特征、沉积模式等最新认识，以运用砂质碎屑流理论解释鄂尔多斯盆地湖盆中部厚砂岩的成因机制为例，揭示我国陆相湖盆中心坡折带砂体分布特征与形成机制，为开拓陆相勘探领域提供理论支撑。

关键字：

深水沉积浊流砂质碎屑流深水块状砂岩鄂尔多斯盆地

砂质碎屑流最先由美籍印度人G.Shanmugam博士提出，早在1996年，他就挑战传统浊流观点，在JournalofSedimentaryResearch上发表了“High-densityturbiditycurrents:

aretheysandydebrisflows?

”一文[1]，提出在深水区发育大规模砂质碎屑流的新认识，此后又陆续发表多篇研究论文[2-3]，在全球沉积界引起了广泛关注,目前砂质碎屑流的研究成果代表了深水重力流最新的研究进展。

1、研究背景

浊流的概念在过去60多年的重力流研究中影响深远[3-4]，然而，浊流概念体系因只建立在沉积相模型上而存有缺陷，如经典浊流的“鲍马序列”[5]以及高密度浊流或粗粒浊流的“Lowe序列”[6]。

这些模式没有从现代海洋“砂质浊流”中获得过经验数据，仅通过露头研究了古代岩心，尤其是还没有人能够通过不同沉积物浓度和粒度的实验证实现代海洋中能产生真实的砾石级浊流和砂质浊流[3-4]，也无人能通过实验室水槽实验证实浊流能够通过悬浮机制运载砂或砾石，并产生垂相的浊流相模式。

虽然存在上述问题，但由于认识误区的存在，浊流概念还是日渐流行[7]。

其实，自鲍玛序列一提出来就曾受到过批评[17-19]，只是没有引起注意。

Shanmugam作为反对派“弱势群体”的一方对鲍玛序列的批判只是敢于站出来的一个代表，诚如Miall[20]所说：

“因为我们在潜意识中对鲍玛浊积岩都有一个自认为很好的定义，这样就不难解释为什么许多沉积学描述和解释都偏离了方向，直到像Shanmugam之类的人出现并带来了新看法，说明深海砂岩并不等于浊积岩。

”

与尚不明确的浊流以及浊流沉积物概念不同，砂质块体搬运沉积物和底流再改造砂体已像机和其他手段在大洋海底峡谷、海底朵页状扇体[8]以及开放陆架高地[9]等地区探测到。

shanmugam等人较长时期研究了北海白里系和古新统深水块状砂岩、挪威海域白蟹系、尼日利亚滨外上新统、加蓬滨外的白奎系、墨西哥湾的上新统一更新统、以及阿肯色州和俄克拉何马州沃希托（Ouachita）山脉的宾夕法尼亚系，认为许多以前解释为高密度浊流成因的沉积应该为砂质碎屑流成因。

2、砂质碎屑流概念

依据Shanmugam有关古代深水块状砂岩的研究，认为砂质碎屑流沉积物在很大程度上未受重视，常常误解为高密度浊积岩，其原因是人们思维中浊积岩占主要因素。

在粘性和非粘性碎屑流之间存在连续的各种作用，在沉积物重力流的广为接受的分类中很少涉及。

一个例外是Shultz（1984）的碎屑流分类方案。

Shanmugam修改了Shultz的分类，增加了砂质和泥质碎屑流（图1）。

砂质碎屑流代表在枯性和非粘性碎屑流之间的连续作用过程，从流变学特征看属于塑性流，其沉积物支撑机制包括基质强度、分散压力和浮力，顶部具有或不具有紊流云团。

其特征是层状流，颗粒浓度中等至较高，泥质含量低至中等，没有准确的颗粒浓度和基质含量数据，因为它们随着颗粒粒度和组分的变化而变化,常见有细粒砂岩。

虽然术语碎屑流暗示存在较大的碎屑，但大的碎屑也可能很少和缺失。

按照Shanmugam的研究成果，大部分深海砂岩是细粒砂岩，原生泥质基质为2%~3%。

砂质碎屑流概念的优点是它可以用于解释不同地质环境中出现成因不清楚的水下“块状”砂岩,这种砂岩具有塑性流变以及流动强度的特征，基质的百分含量很低。

碎屑流是一种塑性沉积物流，内部呈线性层流，沉积物整体停止流动，块状固结。

碎屑流和块体流名称可互换，因为它们都代表塑性流动以及块体中分布的纯剪切力。

在碎屑流中，颗粒间的相对运动占主导地位，纯剪切运动次之。

碎屑流可以是富泥质的（即泥质碎屑流）、富砂质的（即砂质碎屑流）或者两者混合类型。

砂质碎屑流的鉴别标志包括：

①厚层块状砂岩叠置；②突变底部接触面；③反粒序；④流动的碎屑颗粒；⑤流动的泥质颗粒以及泥球；⑥碎屑颗粒呈水平或无序排列；⑦变形层；⑧砂质注入体；⑨突变、不规则的上接触面。

图1沉积物重力流分类（据Shanmugam）

图2碎屑流的三个过程（据Shanmugam）

（A）.贴近地面缓慢滑动;（B.）在水中的头部碎屑流快速的移动;（C）.头部分离后能滑行很长的距离

而“浊积岩”表征浊流沉积物。

浊流是具有牛顿流体性质的沉积物流，呈湍动状态，颗粒被湍流支撑且悬浮沉降[2,9-12]。

浊流通常表现出非稳定和不均一的流体性质，能量呈涌浪状递减。

浊流的鉴别标志包括：

①细砂到泥基质韵律；②正粒序；③突变或侵蚀底界面；④粒度渐变的上接触面；⑤薄互层（单层一般为厘米级）；⑥薄板状的地质几何形态。

在地质剖面和多波速测量影像上很难识别厘米级浊流沉积。

事实上，砂质和砾质的深水沉积物形成砂质块体搬运沉积，但是，人们经常使用错误术语“高密度浊流”，将这些砂质沉积物解释为“高密度浊积岩”。

浊流本身沉积物浓度低（即低密度流）（见图3），真正的高密度浊流并不存在。

因此，“高密度浊流”只不过是“砂质碎屑流”的另一种说法[1]。

图3深水环境下重力驱动滑坡过程示意图（据Shanmugam）

二者的区别首先表现在流动状态上，浊流是完全呈紊流状的而碎屑流则表现为纹层状流动。

其次，在物质搬运状态上，浊流表现为紊流支撑的悬浮搬运，而碎屑流表现为由杂基强度、分散压力和浮力的支撑。

在流体物质浓度上，浊流沉积物的浓度较低，体积浓度为1%~23%（Middleton,1993），相反，在碎屑流中较高，一般为50%~90%（Coussot和Meunier,1996）。

最后,在沉积物沉积方式上,浊流表现为沉积颗粒由悬浮状态的顺序沉降，而碎屑流则表现为沉积物的整体冻结（图2）。

3、碎屑流沉积模式

以Shanmugam为首的一批学者在对原先被认为是浊积海底扇的地区进行了重新研究后发现,在这些地区能称得上是浊积岩、真正具有正常递变层理的鲍马层序是很少的，而主要是砂质屑流沉积。

例如，在对新的SeaMARCIA扫描声纳数据和活塞及重力岩心进行分析后，发现在密西西比扇外缘部分根本不存在所谓的席状沉积（即沉积舌形体），相反，它表现为水道化沉积，并主要为碎屑流沉积所充填。

这些新的研究成果,极大地动摇了曾广为流行的海底扇沉积模式（即具有浊积水道和沉积舌形体沉积）在深水砂岩解释中的地位。

由此，Shanmugam（1996,1997,2000）提出了深水砂岩的碎屑流沉积模式（图4）。

在图4中，以碎屑流为主的海底沉积模式可划分为两种类型。

即非水道体系和水道体系。

前者，如现代北海深水储集砂体，后者如现代的密西西比外扇和尼日利亚海岸的Edop油田。

图4砂质碎屑流和浊流的沉积模式

（据Shanmugam）

图5浊流与碎屑流的平面展布和剖面特征

（据Shanmugam）

在碎屑流模式中，陆棚性质（富含砂或泥），海底地形（平缓或不规则），沉积过程（垂直沉降或冻结）这些因素将最终控制着砂体的分布和几何形体。

但值得指出的是，砂质砂屑流也可以形成舌状的砂体（lobatesandbodies），但它们是与由经典浊流在海底扇中形成的沉积舌形体是不同的。

经典的浊流在平面上呈扇形，水道砂体在剖面上呈孤立的透镜状，扇体在剖面上表现为厚层块状砂体；砂质砂屑流在平面上呈不规则舌状体，在平面上有3种形态：

孤立的舌状体、叠加的舌状体、席状的舌状体，它们在剖面上分别呈孤立的透镜状、叠加的透镜状和侧向连续的砂体（图5）。

高频率的流体趋向于形成混合的具侧向连接和席状几何形态的碎屑流沉积[13]，可形成厚层、分布广泛的优质储层[14-16]，合并的砂质碎屑流可预测出现在富砂陆架的下倾方向，因而也是可预测的沉积模式[13]。

碎屑流主导的斜坡模式将是21世纪深水沉积模式的发展方向。

4、中国鄂尔多斯盆地砂质碎屑流沉积研究进展

鄂尔多斯盆地重力流的研究始于20世纪70年代，已经发现了西峰、镇原及姬塬等油田上亿吨的石油地质储量[21]，近年来湖盆中部深水砂岩的认识有效指导了华庆大油田的发现[22]，特别是2006年长庆油田在白豹地区三叠系延长组长6油组发现面积为3000Km2的大面积深水含油砂岩，形成3~5亿吨级储量，引起沉积学者对湖盆中部地区砂体成因的广泛

关注[14]。

然而文献大多集中论述及评价浊积岩沉积[21,23-27]，很少涉及到砂质碎屑流沉积的研究。

国内学者对深水沉积做过综述性论述，对西秦岭和松潘地体以及西藏地区进行研究，也有学者认为其深水砂体属于砂质碎屑流沉积，研究既涉及到陆相也有对海相的研究。

然而在最近，邹才能等在白豹地区长6油组识别出在三角洲前缘前部大规模发育的砂质碎屑流沉积[14]，邓秀芹等在环县—合水一线呈北西—南东向方向在湖盆中部长6长7油组认为有砂质碎屑流沉积[22]，王岚等也在白豹—华池地区认为长6油组存在有砂质碎屑流沉积[28]，李相博等也在盆地内部的华池—合水地区认为长6油组存在有砂质碎屑流沉积[29-30]，从而说明了湖盆中部可以形成大规模深水砂体沉积，形成“满盆富砂”的格局。

使勘探从湖盆边部推进到了湖盆中心，突破了湖盆中心主要发育浊流的旧模式和传统观点。

4.1鄂尔多斯盆地上三叠统延长组深水块状砂岩碎屑流成因的直接证据：

“泥包砾”结构

“质碎屑流”术语不是一个简单岩石名称，而是代表了一个在岩石组分、结构以及强度等方面的连续沉积序列（谱系），而且在这个沉积序列中有一个共同特性，即塑性流变特征。

Shanmugam[4]进一步认为在深水环境中，沉积物重力在搬运和沉积的过程中有很大作用，主要的沉积物重力过程包括滑坡、崩塌、碎屑流和浊流等，其中的碎屑流属于块体搬运，由于砂质碎屑流属于碎屑流中的一种，Shanmugam称其为砂质块体搬运沉积。

客观地说，Shanmugam的砂质碎屑流与块体搬运概念较好解释了深水沉积中无沉积构造的块状砂岩成因。

然而如何从这些块状砂岩的沉积物记录中判断其块体搬运过程是一个问题，而搬运与沉积过程的研究对于认识深水砂岩成因相当重要，是建立深水沉积模式的基础[13]。

在以往的沉积学研究中，人们通常都习惯于从沉积物记录中利用其沉积特征（如沉积物类型、碎屑组分组成、变形构造、层理构造、层面构造、韵律性与旋回性、杂基成分与含量以及颗粒支撑特性等）推断在沉积作用的最后阶段占优势的作用，但是这些特征不一定与沉积物的整个搬运过程有关，只能说是反映了沉积物在沉积阶段的沉积方式，正像Shanmugam曾经所说：

“目前还没有一个公认的标准从沉积物记录中确定其搬运机制”，这也许是造成长期以来对“深水块状砂岩”成因问题存在颇多争议（如前所述）的主要原因。

幸运的是，李相博[31]等人最近在对中国鄂尔多斯湖盆中央地区三叠系延长组一些地质露头（深水沉积）进行考察时，在长6~长7层段的厚层块状砂岩中发现了许多“泥包砾”结构。

研究认为，赋存于相对纯净砂岩（即贫泥砂岩）中的这种“泥包砾”结构，其形成过程自始自终表现出含有它的沉积物是作为块体状态被搬运的，并由此建立了延长组深水砂岩的形成搬运过程（模式）。

毋庸置疑，这项研究对准确预测以鄂尔多斯盆地为代表的陆相湖盆中央深水区砂体成因与空间分布有重要价值，更重要的是，由于砂质块体搬运沉积在世界范围内的深海沉积中广泛发育，因此，该研究对当前全球深水（深海与深湖）油气勘探以及目前国际地学界广泛开展的大陆边缘沉积物“从源到汇”过程的研究都有积极意义[21]，为深海沉积环境中块体搬运作用与搬运过程的分析提供了一种可借鉴的关键性判识标志。

在鄂尔多斯陆相盆地中，李相博等人通过对湖盆中心地区50口钻井岩芯（长度约1100m）及10余个露头剖面详细观察和分析测试，发现小于0.5m的砂岩大都具明显正粒序层理，且常以砂泥岩薄互层形式出现，构成多个韵律层，显然它们相当于鲍马序列A段，属于经典浊积岩。

而大于0.5m的砂岩常具有块状、无沉积构造及悬浮的泥岩撕裂屑等特征，与经典浊流沉积存在明显差别，而与Shanmugam描述的块状砂岩特征类似，据此，将这种大于0.5m的砂岩称为深水块状砂岩，并将其解释为砂质碎屑流成因。

4.2“泥包砾”结构的基本特征

“泥包砾”结构主要分布在湖盆中央深水区的铜川柳林川、旬邑山水河及黄陵葫芦河地区的露头剖面上（图6），其赋存介质均为深水块状砂岩。

4.2.1铜川柳林川长6露头剖面上的“泥包砾”结构

（1）背景沉积

柳林川剖面位于盆地东南部（图6），受东南物源体系控制[32]。

延长组长6长7段在柳林川瑶曲镇附近出露较好（图7a），其中长6段岩性多为灰绿色、黄绿色块状与薄层状细粒砂岩不等厚互层，局部夹灰黑色泥岩、少量劣质油页岩。

该套岩性组合为浅湖—半深湖环境下的一套重力流沉积组合，其中具有粒序层理的薄层状细砂岩（厚度﹤0.5）为浊流成因，厚层块状砂岩为砂质碎屑流成因（图7a）。

图6延长组湖泊—三角洲体系分布图

（据李相博）

1铜川柳林川露头剖面;2旬邑山水河露头剖面;

3黄陵葫芦河露头剖面;

图7研究区的露头照片（据李相博）

a铜川柳林川瑶曲镇露头（位置见图6中的1）;

b旬邑山水河露头（位置见图6中的2）

注:

1照片a中的红色矩形框为图沉积柱状图位置，照片b中的红色矩形框为图沉积柱状图位置；2照片a与b中的“块状砂岩”均代表单个成因单元的砂体。

由于“泥包砾”结构发育在如上所述的砂质碎屑流形成的块状砂岩中，现将该区块状砂岩主要特征介绍如下：

1长石含量极低，一般不足10%，石英含量约30%，岩屑含量偏高，可达35%左右，杂基含量一般少于15%，以水云母杂基为主。

2单砂体厚度一般大于0.5m，最大可达2~3m。

由于本露头植被覆盖严重，对砂体的平面展布延伸情况难以做出判断，但根据附近的露头（如图6中的黄陵葫芦河地区）与湖盆中央的许多钻井揭示，研究区单砂体大多呈垂直湖岸线的条带状展布，沿长轴方向可延伸十几千米，短轴方向（即横向）一般不超过两千米，厚度变化快，边界突变。

3砂岩内部不具有层理构造，但常见呈悬浮状、随机分布泥砾，且多为长条状，长轴方向有一定指向性$泥砾两端或具撕裂茬，或呈尖灭状，或有拖长变形现象。

4砂岩成分成熟度普遍偏低、结构成熟度较高，多数具颗粒支撑结构。

5砂岩顶底面均突变接触，其中顶面常与半深湖%深湖相泥岩或具粒序层理的浊积岩接触，接触面较为平坦，底面有的由于发育负载构造现象或软沉积物拖曳变形现象而高低不平，有的较为平坦（图7a图8a）。

（2）“泥包砾”结构的特征

具有两层结构，常由较大的内核和几厘米厚的泥质外壳两部分组成。

内核为泥质结核，形状为圆锥形（图8b）或纺锤形（图8c），最大长度不超过30cm，宽度几厘米至十几厘米；整个结核被薄层黑色泥页岩组成的外壳呈同心环状包裹而成“泥包砾”结构，漂浮在厚层块状粉细砂岩中（图8），显示被砂岩介质的强度所支撑。

此外，图8c中的“泥包砾”结构还有两个明显特征，一是结核内部发育若干垂向节理缝（图8c中箭头A与B所示），显示其遭受过垂向压扁作用（推测与上覆地层压力有关）；同时该节理缝并没有穿过泥岩外壳和围岩，说明这种压扁作用主要发生在沉积后到成岩前的软沉积物阶段，当时泥质外壳和围岩均处于塑性状态，如果恢复该!

泥包砾#结构的原始形态的话，其在沉积前的搬运阶段应该为近似圆形。

二是“泥包砾”结构的泥质外壳与围岩（砂岩）接触形态呈浑圆状弧形（图8c中箭头C所示），这一方面显示“泥包砾”结构在其中发生过旋转或滚动作用，另一方面也显示围岩（砂岩）处于塑性状态，这与从上述节理缝发育特征得出的结论是一致的。

图8铜川柳林川地区延长组长6露头沉积相与“泥包砾”结构特征

（位置见图7a红色矩形框）（据李相博）

4.2.2旬邑山水河长7露头剖面上的“泥包砾”结构

（1）背景沉积

旬邑县山水河剖面位于旬邑县城附近及县城以南地区（图6），仅出露长10~长6段沉积，其中长7段沉积时受西南物源体系控制明显。

长7段典型露头位于县城东北3千米出（图8b），岩性为灰绿色细砂岩"粉砂岩与泥质粉砂岩不等厚互层，局部夹粉砂质泥岩、暗色泥页岩及油页岩。

该套岩性组合中的厚层块状砂岩同样为半深湖相—深湖环境下的砂质碎屑流沉积（图9a），“泥包砾”结构也同样发育在厚层块状砂岩中。

从该露头剖面“泥包砾”结构所赋存的块状砂岩特征看，其碎屑组分、沉积构造、所含泥砾产状、单层砂岩厚度等特征也与柳林川长6段十分类似，所不同的是该区块状砂岩底面非常平坦、光滑，不具有侵蚀作用。

这一现象可以用水下碎屑流中存在的滑水机制现象来解释，这又从另一个方面证实了其为砂质碎屑流成因。

图9旬邑山水河地区延长组长7露头沉积相与“泥包砾”结构特征

（位置见图7中的红色矩形框）（据李相博）

（2）“泥包砾”结构特征

也具有两层结构，但与上述柳林川含泥质结核的“泥包砾”结构不同，在该地区发现了内核为砂质团块的“泥包砾”结构（图9b,c），其形状为近似梨形（长4cm，宽3cm），岩矿组分与围岩基本一致，具有长石含量低（10.8%）、岩屑含量（33%）与石英含量（34.6%）较高的特点。

该团块被厚度不等的黑色泥岩包裹后形成了近似椭圆形（长轴8cm，短轴6cm）的“泥包砾”结构，悬浮在厚层块状粉细砂岩中（图9），同样显示被砂岩介质强度所支撑。

此外，图9b中“泥包砾”结构还具有两个明显特征，一是其与砂岩介质（围岩）接触形态呈浑圆状（如图9b中箭头A所示），显示该“泥包砾”结构在塑性状态的砂岩介质中发生过滚动或旋转作用，这与从前述柳林川长6露头观察到的现象完全一致;二是“泥包砾”结构的泥质外壳并没有把作为内核的砂岩团块完全包裹起来，在“泥包砾”结构上下边界局部地方（图9中箭头B与C所示）泥质外壳减薄甚至消失。

裸露出的内核部分（砂岩团块）与围岩直接接触，从而将泥质外壳分隔为左右两半部分，其中左侧泥岩原始纹层呈卷曲状态，紧密围绕内核分布，而右侧泥岩较为松弛，部分甚至脱落，由此进一步判断该“泥包砾”至少在沉积的最后阶段在砂岩介质中做过逆时针滚动或旋转（旋转方向见图9b中弯曲箭头所示）。

至于局部地方泥质外壳减薄消失的现象，可以这样解释：

在“泥包砾”结构旋转过程中，由于其内核相对较硬且形状不规则，在边棱突出处与围岩（砂岩）近距离或直接接触（如图9b中箭头B与C所示处），于是产生摩擦作用增强与应力集中现象，从而迫使该位置处较软的泥质外壳部分向两侧发生塑形流动而造成。

4.3“泥包砾”结构的地质意义

上述两个地区“泥包砾”结构特征清楚的表明，其泥质外壳以及赋存它的块状砂岩介质均具有塑形变形性质，而且在其沉积阶段被砂岩介质的强度所支撑。

事实上，除含有“泥包砾”结构外，如前所述，这些块状砂岩中还含有呈悬浮状态分布的泥砾，而这一点已被许多学者认为是识别块体搬运和砂质碎屑流的重要证据[7,13,33]。

“泥包砾”结构作为一种具有双层结构的特殊泥砾悬浮在厚层块状粉细砂岩中，同样揭示了其所赋存的块状砂岩至少在沉积前的最后时刻还处于塑性状态。

事实上，从下文的分析可以看出，“泥包砾”结构不但指示了沉积物在最后沉积阶段具有塑性状态，而且指示了从搬运阶段开始自始至终都保持了这种塑性状态。

4.4“泥包砾”结构的形成机理

所谓机理应该包括泥质结核或砂质团块与泥质外壳的来源以及泥质是如何黏附包裹在结核或团块上的过程等。

柳林川长6露头剖面上的另外一个地质现象为“泥包砾”结构来源的合理解释提供了线索。

在该剖面底部厚层块状砂岩中夹有一层厚度不等（最厚处约50cm，最薄处约20cm）、呈断续分布的粉砂质泥岩（图10）。

泥岩内部存在明显拉长撕裂等塑性变形现象，且在与砂岩接触处呈S形扭曲（图10a,左侧圆圈处），上覆砂岩底面亦呈S形起伏，显示下伏粉砂质泥岩遭受了上覆砂岩相对向左侧的拖曳作用（图10中箭头所示）。

一个有趣的现象是，在粉砂质泥岩内部存在一粉砂质团块（大小约60cm×60cm）（图10a，右侧圆圈处），其外层已经被泥质（厚度约2cm）包裹而成”泥包砾”结构，且其赋存状态与泥岩介质的变形扭曲形态相互协调一致（图10a,b），显示二者共同被上覆砂岩所拖曳。

前期研究表明，延长组砂质碎屑流起源于三角洲前缘沉积物的再搬运。

三角洲前缘沉积以砂泥岩互层为典型特征，受如前所述的诸因素影响，在其中的泥岩中（指再搬运之前的泥岩），可能会发育砂质团块或泥质结核。

由于泥质与砂质的抗剪强度有显著不同，三角洲前缘的砂质碎屑流和泥质碎屑流的形成有一定次序性。

在由重力引起的沿坡面的剪应力还远小于砂质沉积物的抗剪强度时，其下伏的泥质沉积物即开始液化和剪切变形，继而产生撕裂和碎屑流化，而此时上覆的砂质沉积物尚没有开始变形。

也就是说，在三角洲前缘沉积物的再搬运初期，被搬运的沉积物可分为上、下两部分，下部为首先液化变形并以碎屑流方式运动的泥质沉积物，上部为砂质沉积物，颗粒之间相互具有相对固定的关系，如同一个固体，附着于下部的泥质沉积物之上滑动前进。

根据MiddletonGV和HamptonMA的分析，水下碎屑流（块体流）在流动过程中，其内部任何层段上都存在着剪应力。

随着下伏泥质沉积物的碎屑流化，若其中含有泥质结核或砂球构造与球枕构造，由于其强度比作为介质的泥质浆体高，它在浆体的流动中，往往会表现出刚体性质$这种具有刚体性质的结核或砂球构造，在顶、底受到介质不同大小的剪切力作用时，必然会产生旋转或滚动，在这个过程中，黏稠状的泥质浆体必然会不断黏附于内核之上，从而形成如同陆上泥石流中常看到的“泥包砾”结构。

图10柳林川地区延长组长6段粉沙质泥岩中的“泥包砾”结构（据李相博）

随着流动的继续发展（搬运距离增大、水体加深），沉积层将进一步混合，下伏的泥岩层连同其中的“泥包砾”结构会陆续卷入上覆砂质沉积物中。

由于泥岩层与!

泥包砾#结构本身的强度与作为介质的砂岩存在差异，在后期的继续搬运中两者的命运大不一样：

泥岩抗剪强度比砂岩弱，被砂岩介质撕裂成长条状泥质撕裂块或体积更小的撕裂屑、撕裂片彼此平行零散分布于块状砂岩中;而“泥包砾”结构由于其强度与作为介质的砂质相近，会继续表现出刚体性质，并且在顶、底受到介质的剪切力作用时会继续产生滚动与旋转，因此，与介质砂岩的接触面多呈浑圆形态。

从上述分析可以看出，由于“泥包砾”结构不同于普通的“泥质撕裂屑”，它具有硬而厚的内核和软而薄的外壳，因而其形成与牵引流或浊流作用绝对无关，否则，一定会被流水冲洗干净而只剩下内核部分$它之所以能够经受长距离的搬运而仍然保持完好状态（具有两层结构），充分说明搬运它的介质在整个搬运过程中（不仅在沉积阶段）自始至终都保持了这种塑性状态。

因此，完全可以把“泥包砾”结构作为块体搬运过程和砂质碎屑流沉积物识别的最有意义的标志性证据。

4.5延长组深水砂岩形成过程

深水砂岩（砂质碎屑流成因的块状砂岩）其形成过程大致可以划分为以下5个阶段（图11）。

（1）三角洲前缘砂泥岩互层形成阶段：

来自母岩区的风化产物经流水搬运和机械分异后，在三角洲前缘堆积而形成砂泥岩互层结构。

在该阶段，由于砂岩密度较泥岩大，上覆砂岩层下陷至下伏泥岩中形成负载构造，当遇到地震振动摇晃作用时，负载体会脱离母岩，落入下伏泥岩层中而形成球体或椭球体;同时，由于黏土矿物的富集或生物作用，在泥岩中可发育泥质结核"灰质结核或铁质结核等。

（2）泥质碎屑流形成阶段：

在重力及古地震等外力诱因作用下，泥岩首先发生剪切变形，形成泥质碎屑流;在剪切作用影响下，赋存在泥岩