浊流沉积模式与浊积岩的关系

浊流沉积模式与浊积岩的关系

沉积地质学的发展始于均变论，强调了沉积物（层）的节奏和旋转性。以Kuenen等发表的“粒序层理由浊流形成”一文为开端,人们越来越重视事件沉积的研究[2~4],其中,主要包括碎屑流与浊流的深水沉积物重力流沉积是近年来沉积学研究的主要进展之一。目前全球部分油气勘探也与深海沉积有一定的关系,并在南美巴西、中美墨西哥湾和西非3个国家或地区形成了深海盆地油气勘探中心。我国的深水沉积物重力流沉积研究近年来也取得了较大进展,尤其是鄂尔多斯盆地[6~9]和珠江口盆地[10~14]等。笔者在渤海湾盆地东濮凹陷古近系沙河街组盐岩沉积和二连盆地白音查干凹陷下白垩统沉积研究中,也发现有深水沉积物重力流沉积。沉积物重力流的分类主要是基于流变学、沉积物支撑机制、流变学和沉积物支撑机制。其中,Middleton等的分类方案影响较大,其按不同的沉积物支撑机制将水下沉积物重力流分为4类:以基质强度支撑为主的碎屑流,以颗粒间相互作用支撑为主的颗粒流,以向上运动的流体所产生的孔隙压力支撑为主的液化沉积物流和以流体湍流支撑为主的浊流。Shanmugam进一步提出了砂质碎屑流和泥质碎屑流的概念(图1),其中,砂质碎屑流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,其以中—高的颗粒/碎屑浓度、低—中等的泥质含量和缺乏湍流为特征。由于沉积物重力流中的颗粒流和液化沉积物流在地质历史时期的实例少、沉积体积小和应用价值不高故不受关注,而碎屑流(特别是砂质碎屑流)和浊流及其沉积则是争论的主题。碎屑流与浊流的流体性质及沉积特征的深入研究不仅对深水油气勘探具有重大而迫切的现实意义,而且也将极大地丰富和发展沉积学理论。1浊流概念的扩通过对法国南部阿尔卑斯山脉Maritime地区1061层Annot砂岩的研究,Bouma建立了浊流垂向沉积构造的标准序列,称为鲍马序列。鲍马序列代表浊流沉积的一个解释性沉积模式,被认为是单一浊流事件的产物。但在建立经典鲍马序列的1061层Annot砂岩层中,大多数所发育的鲍马序列并不完整,具完整鲍马序列的层不到10%,而且在这些被描述为正粒序的深水砂岩层的底部出现逆粒序、中部出现漂浮的镶边泥球(armouredmudballs)和泥岩碎屑等,但Bouma忽略了这些重要特征,没将它作为鲍马序列的一部分。到目前为止,没人能够在实验室中从单一浊流(具牛顿流变性质和紊乱(turbulent)流动状态)的沉积中得到完整的鲍马序列,许多人也对“鲍马序列”的浊流沉积解释模式的有效性提出了质疑。在浊流和鲍马序列浊积岩沉积模式解释基础上,Normark通过对加利福尼亚海岸SanLucas扇和Navy扇等的研究,提出了首个广泛使用的现代海底扇模式;Mutti等通过对意大利和西班牙的野外露头研究,提出了古代海底扇模式,使得有水道的海底扇概念和在下扇环境的沉积叶状体的概念流行起来;Walker综合了现代扇模式的主要单元和古代扇模式的相概念,提出了一个综合扇模式,综合扇模式在油气勘探中影响较大。受浊流沉积模式(即鲍马序列和浊积扇模式)的驱动,以及浊积岩思维定势(theturbiditemindset)的影响,人们对浊流的认识自1970s逐渐发生了根本性的转变。不同于1950s~1960s认为的浊流是水下、具紊乱流动状态、逐渐减速、悬浮搬运和牛顿流变性质,其沉积为具正粒序层理的不干净砂岩的认识[33,38,39,40,41,42,43],1980s~1990s认为浊流是水上、具层流状态[44~47]、逐渐加速、床底搬运和塑性流变性质,其沉积为具块状层理或逆粒序层理的干净砂岩。Shanmugam等认为这种对浊流沉积认识转变的原因是误将干净的块状砂质碎屑流沉积当作浊流沉积了,并通过对第三纪英国北海盆底扇、挪威海白垩纪、尼日利亚海岸的上新世、赤道几内亚海岸的上新世、加蓬海岸的白垩纪和墨西哥湾的上新世—更新世,以及阿肯色州和俄克拉荷州的沃西托山脉的宾夕法尼亚Jackford群等6402m深水沉积砂岩的岩芯和365m深水沉积砂岩的野外露头的详细观察,将前人解释这些地区全为深水浊流沉积的砂岩重新解释为砂质碎屑流和滑塌等块状流以及底流沉积,并认为浊流沉积的砂岩在这些地区的深水沉积砂岩中占不到1%。早期,浊积岩被认为只是浊流的沉积产物,严格指从呈紊乱流动状态和悬浮搬运的浊流中的沉积,发育正粒序。后来,浊积岩的范围逐渐扩大了,虽然有Mutti将碎屑流和浊流沉积解释为浊积岩,Kneller将碎屑流和等深流沉积解释为浊积岩,Mutti等将所有沉积物重力流(包括碎屑流、颗粒流、液化沉积物流和浊流)沉积都定义为浊积岩,但这些将非浊流名称流体的沉积解释为浊积岩的作法并不是浊积岩范围扩大的主要原因,浊积岩范围的扩大主要是通过对浊流概念的扩大来实现的,从而使得浊积岩的命名更“名正言顺”。浊流概念的扩大主要通过2种途径:一是“高密度浊流”术语的引入和使用,另一种是将水下浊流类比于陆上河流。(1)“高密度浊流”“高密度浊流”术语的产生是基于Kuenen的分层流体(即上部为紊流段和下部为层流段)的实验。前人关于“高密度浊流”的定义主要是基于流体密度或颗粒浓度、驱动力、颗粒大小和流体速度等。但从流变学特征、流动状态和主要沉积物支撑机制等来看,这些定义相互并不一致,即没有统一的标准来认识“高密度浊流”,从而导致了目前过剩的34个“高密度浊流”的同义语,如Fluxoturbiditycurrent,Avalanchingflow和Flowslide等,这些名称或只代表密度分层流体底部的层流段,或代表整个密度分层流体。实际上,“高密度浊流”并不是真正意义上的浊流,前人关于“高密度浊流”实验的流体也不是真正的浊流,其中,Kuenen的“高密度浊流”是碎屑流(即泥流),Middleton的“高密度浊流”满足Dott所有碎屑流的标准,Postma等的“高密度浊流”则是碎屑流和浊流的综合,Arnoot等实验流体中的沉积物并不是呈悬浮状态搬运的,其浊流性质也受到质疑。“高密度浊流”术语的引入和使用相应地也导致了一批特殊的包括碎屑流和其他深水流体(如浊流和底流等)沉积的过剩的浊积岩的术语,如砂崩沉积的滑塌浊积岩(fluxoturbidites),滑塌、碎屑流和砂流沉积的非典型浊积岩和问题浊积岩(atypicalturbiditesandproblematicturbidites),大规模块体流沉积的地震浊积岩(seimoturbidites),碎屑流沉积的巨浊积岩(megaturbidites),砂质碎屑流沉积的高密度砂质浊积岩(high-concentrationsandyturbidites)等。显然,正是通过“高密度浊流”术语的引入和使用扩大了浊流的概念,并进一步造成浊积岩范围的扩大,即任何深水厚层块状砂岩(即鲍马序列的TA段)都能被解释为某种浊积岩,而不论其流变学特征和沉积物支撑机制如何。(2)水下浊流与陆上河流的类比为了将深水具牵引沉积构造的砂体(即鲍马序列的Tb,Tc,Td段)解释为浊积岩,人们将仅发生在水下的浊流类比于陆上的河流[22,50,72,78,79,80],以适于鲍马序列和浊积扇模式的浊流沉积成因解释。牵引沉积构造的形成需要水动力平衡条件的确立,水槽试验的床沙形体都是在平衡条件下形成的,而自然界的浊流都是在能量逐渐衰减、速度逐渐降低的情况下开始沉积的,其永远也达不到平衡状态。水槽试验中观察到的沉积构造都是在牵引或底载荷搬运条件下形成的,它们只对陆上发育的冲积河道沉积有意义,而与水下环境形成的浊流沉积不同。所以,借助水槽试验,进而将水下浊流与陆上河流进行类比的观点是错误的。实际上,尽管水下浊流和陆上河流都具有牛顿流变性质和紊乱流动状态,但其沉积物的主要搬运机制不同。河流是流体重力流(fluid-gravityflows),即牵引流,主要是通过底载荷搬运沉积物,驱使沉积物颗粒移动的主要动力是由流体的重力作用于颗粒上而产生的推力(即牵引力);而浊流是沉积物重力流(sediment-gravityflows),其主要是通过悬浮搬运沉积物,驱使沉积物颗粒移动的主要动力是颗粒自身的重力,两者有本质的区别。总之,自1990s以来,重新评价和抛弃浊积扇模式,重新将深水厚层“浊积”砂解释为砂质碎屑流的沉积物,关于“高密度浊流”的争论,砂质碎屑流的实验和关于地震几何学对沉积相意义的深思充满了沉积学界。2流量特征2.1流体的流变性质流变学研究的是流体和固体形态物质的流动和变形特征,即剪切应力与剪切应变率之间的关系。流变特征是流体的基本特征,所有流体在流变学上可分为牛顿流体和非牛顿流体两大类,凡服从内摩擦定理的称为牛顿流体,而不服从内摩擦定理的称为非牛顿流体。所谓服从内摩擦定理是指在温度不变的条件下,随着流速梯度(或称剪切变形率)的变化,其动力黏滞系数始终保持一常数,即在任意小的外力作用下即能流动的流体,剪切应力与剪切应变率之间满足线性关系;而非牛顿流体或者剪切应力与剪切应变率之间不满足线性关系(如拟塑性流体和膨胀性流体),或者具有一定的屈服强度,当外力大于其屈服力时,才开始像牛顿流体一样流动(如塑性流体,或称宾汉流体)。流体的流变性质主要由其沉积物浓度所决定,与其所搬运颗粒的大小及其物理化学特性相关较小。浊流的沉积物浓度较低(一般为1%~23%体积浓度),而碎屑流中沉积物浓度一般较高,其中,砂质碎屑流体积浓度为25%~95%,泥质碎屑流体积浓度为50%~90%。牛顿流体和非牛顿流体的边界体积浓度值一般为20%~25%。碎屑流的最佳拟合流变模式是宾汉(Bingham)模式,即碎屑流是一种具有塑性流变或非牛顿流变性质的流体,呈层流流动状态;而浊流具牛顿流变模式,呈完全的紊乱流动状态。2.2碎屑流的支撑机制传统上浊流的定义主要是基于流体流变学、流动状态和沉积物支撑机制。认为浊流是一种具牛顿流变性质和紊乱流动状态的沉积物重力流,其主要的沉积物支撑机制是流体湍流向上的分力。Middleton等认为碎屑流是较大颗粒由基质强度(即黏土—水基质的内聚强度)支撑的沉积物重力流,为了强调与其他沉积物重力流的区别,称这种典型的、理想的碎屑流为“真正的碎屑流”;Lower认为碎屑流是被泥质—水基质的内聚力和浮力支撑的一种沉积物重力流,强调了基质的浮力作用;Middleton和Shanmugam认为碎屑流中沉积物是靠基质强度(黏土—水基质的内聚强度)、分散压力(由颗粒碰撞产生的摩擦强度)和上浮力(由水和细粒物质混合产生)支撑的;王德坪通过对渤海湾盆地东营凹陷古近系沙河街组中碎屑流沉积的研究,认为虽然浮力的支撑作用对于陆上的泥石流较重要,但对水下碎屑流并不重要。并进一步对黏土—水基质的作用进行了深入探讨,认为在泥流和“真正的碎屑流”中,黏土—水基质起了结构意义上的基质作用,表现为内聚强度;而在黏土含量少、只在颗粒接触处存在的砂质碎屑流中,黏土—水基质起了成分意义上的基质作用,表现为黏附强度。试验也表明,颗粒支撑的碎屑流沉积中的黏土重量含量低至2%甚至0.5%,或泥基(黏土+水基质)体积含量低至5%,也足以起到润滑碎屑流中的颗粒以防止摩擦锁定(frictionallocking)的作用,并能提供碎屑流自身的流体强度(strengthoftheflow)。实质上,碎屑流中沉积物的支撑机制主要由其塑性流变性质所决定,与其所具有的屈服强度直接相关。一方面是黏土—水基质所产生的基质强度(包括内聚强度和黏附强度);另一方面是由颗粒碰撞所产生的摩擦强度。具体可体现在库仑公式κ=c+δtanφ中。其中,κ表示碎屑流的屈服强度,c表示黏土—水的基质强度,δtanφ表示碎屑流中颗粒之间的摩擦强度(δ表示沉积物所承受的正压力,φ表示摩擦角)。3深水砂岩成因岩石记录中所保存的沉积特征只能用于推断沉积物在沉积之前最后很短时间内的流动机理,而流体在搬运过程中发生转变的证据不能保存在最后的沉积物中,即岩石记录不能直接揭示任何沉积物的迁移机理,也没有确定的标准从沉积记录中辨识其搬运机制[15,17,19,20,26,43,71,100,101]。实际上,沉积过程和搬运过程常常并不是同一流体所为,将底部含有槽模和冲刷面的深水砂岩解释为浊积岩就值得怀疑。因小规模的冲刷面和槽模可由紊乱流动状态的流体产生,但这并不意味着冲刷面之上的砂就是从产生该冲刷面的流体中沉积的,冲刷面可由呈紊乱流动状态的流体产生而后来被碎屑流或其他过程充填,现代未充填的海底水道和峡谷就是很好的例证。另外,冲刷面也可以由浊流外的其他过程产生,如等深流和其他底流。所以,深水砂岩成因的解释应根据其内部沉积特征,而不应根据砂岩底部的侵蚀接触来判断。浊流和碎屑流都是深水沉积物重力流,特别是碎屑流是由未固结的沉积物再次搬运形成的,深水沉积背景是识别碎屑流沉积的前提条件,只有在上下层位均为深水沉积的条件下,其沉积才可能被解释为碎屑流成因,仅由砂岩本身的特征并不能充分说明碎屑流沉积的存在。3.1节奏累积结构的性能3.1.1正粒序特征和上部渐变的接触关系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的降落速度分别沉降,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。正粒序的概念针对的是单一浊流事件的沉积,正粒序和单个浊流事件沉积之间的联系在过程沉积学中是最重要的概念,这被许多学者所采用。将正粒序应用于由多个砂岩层和泥岩层组成的、代表多个沉积事件的混合单元是错误的。另外,由于浊流呈紊乱流动状态,有侵蚀性,特别是在浊流加速阶段侵蚀性更强,所以,突变或侵蚀的底、正粒序、渐变的顶是浊流沉积的典型沉积韵律结构特征。3.1.2流体结构特征克服碎屑流屈服强度的外力主要是碎屑流自身重力沿其底面方向向下的分力。所以,自上而下碎屑流各部分所受的外力是逐渐增大的。理论上,碎屑流必须具有一定的厚度才能使其下部受到的剪切力大于其屈服力而发生流动。在碎屑流上部,由于所受到的剪切力小于其屈服力,沉积物整体以同一速度呈固态运动,可视作“刚体”,称作“刚性”筏,在“刚性”筏之下,碎屑流因受到的外力大于其屈服力而发生流动。因此,碎屑流沉积一般应具有上、下两层韵律结构特征,即上部为“刚性”筏流段,下部为层流段(图2)。筏流段以发育块状层理为主,层流段以发育平行碎屑结构(planarclastfabrics)或“似平行层理”为典型特征,表明沉积物沉积时流体的流动状态是层流而不是紊流,尤其是易碎的页岩碎屑的保存更指示了层流的存在。碎屑流的屈服强度随其泥质含量和陆源碎屑颗粒的大小等而变化,其韵律结构特征也发生有规律的变化。泥质含量少(少于10%左右)和陆源碎屑颗粒粗(以细砂为主)的砂质碎屑流的屈服强度高,以形成典型的“刚性”筏流段为主,而层流段仅表现为“刚性”筏流段底部的一个滑动面或剪切带,且在下伏地层中牵引出很薄的滑动带;粉砂质碎屑流的屈服强度相对较低,层流段发育,且可同时有“刚性”筏流段存在,从而可形成完整的碎屑流的两层韵律结构;而泥质碎屑流的屈服强度最低,以层流段为主,“刚性”筏流段不发育。此外,碎屑流经常受其周围流体的稀释改造,随着碎屑流中基质含量的减少和水含量的增加,其流体强度逐渐降低而流动性逐渐增加(图3),强碎屑流变为中—弱碎屑流,甚至浊流。水槽试验表明,弱砂质碎屑流沉积发育正粒序,而强砂质碎屑流沉积发育逆粒序。逆粒序的形成可归于包括分散压力、上浮力、基质强度及有阻碍沉降等在内的多种机制。当碎屑流经周围流体整体稀释改造且改造不彻底时,其流体强度总体上自下而上可表现为由强到弱的变化趋势,从而形成自下而上的逆—正粒序沉积韵律结构而不是上部发育筏流段下部发育层流段的韵律结构,其中发育有呈漂浮状的石英颗粒、泥质撕裂屑、镶边泥球以及碎屑颗粒聚集体(pocketsofgravels)等,与浊流形成的单一的不发育漂浮碎屑颗粒的正粒序有明显的区别。在逆—正粒序沉积韵律之下,为碎屑流剪切引起的剪切变形带,变形构造发育;之上,发育具平行层理、沙纹层理等牵引沉积构造的牵引流(或底流)沉积。Annot砂岩的第5,7,8,12A,12B,12C等单元层所发育的逆—正粒序的韵律结构中,其底部的逆粒序可归结为强碎屑流沉积,而中上部的正粒序可归结为中—弱碎屑流沉积。3.2旋流矿细粒砂体沉降型碎屑流具塑性流变性质和多种沉积物复合支撑机制,能搬运各种粒度的碎屑颗粒,其沉积物的粒度(泥—砂—砾)变化范围也较大,且碎屑流是通过冻结(freezing)方式整体沉降的,所以,比重、粒度、形状和硬度相差较大的石英颗粒和泥质撕裂屑等碎屑颗粒能混杂地漂浮于泥—砂中,而不存在水力学的分选和磨圆问题。浊流具牛顿流变性质和单一的湍流支撑机制,沉积物呈悬浮状态被搬运,只能搬运以泥—粉砂为主的细粒沉积物,沉积物通过无阻碍沉降形成单一的正粒序为典型特征,其中不会出现漂浮的石英颗粒和泥质撕裂屑等碎屑颗粒。所以,碎屑流和浊流的沉积除了显著的粒度差别外,漂浮的石英颗粒及泥质撕裂屑等碎屑颗粒的存在是碎屑流沉积区别于浊流沉积最典型的岩石结构特征。3.2.1从深水和泥中漂浮的砾石中运动轨迹细粒块状砂岩中漂浮的石英砾石和小颗粒可用于推断其流体具有一定的强度,因在具一定流体强度的碎屑流的任何部位都有能力支撑和搬运任何大小和重量的颗粒。即从深水砂(砾石砂)和泥(砾石泥)中漂浮的砾石和小颗粒中可推断流体的塑性流变性质,即使一个砂岩单元中仅包含一点漂浮的石英砾石,也提供了一个关于流体性质和沉积机制的重要信息。但需要注意的是,在河流成因具交错层理的砂岩中也经常出现孤立漂浮的卵石和碎屑,但不发育正粒序。其成因主要是河流为牵引流,其主要的搬运方式是牵引(底负载)搬运,颗粒的大小在底负载搬运过程中并不起主要作用。这与块状碎屑流砂岩的层流流动状态及整体冻结的沉积方式有本质的区别。3.2.2泥质撕裂屑和砂层泥质撕裂屑是盆地内准同生期形成的塑性碎屑,是碎屑流最典型的沉积特征之一。漂浮的泥质碎屑可在块状砂岩顶部附近聚集,呈逆粒序,也可出现在块状砂岩的中部。漂浮的泥质碎屑可用以推测碎屑流具有一定的流体强度和上浮力,以及整体冻结的沉积方式。漂浮的泥岩碎屑可能来自邻近陡峭水道壁的垮塌[26~28],如加利福尼亚海岸的LaJolla海底扇峡谷碎屑流中的泥岩碎屑就是从陡峭的水道壁垮塌下来并沿峡谷轴向向下通过滑移和滑塌移动的。将漂浮的泥质碎屑的来源归结于浊流的侵蚀作用不合理,因质软的泥质碎屑在呈紊乱流动状态的浊流中会发生崩解。碎屑流沉积中发育的泥质撕裂屑可分为不规则状和长条状两类。不规则状泥质撕裂屑主要分布于碎屑流上部的“刚性”筏流段,主要见于砂质碎屑流沉积中;而长条状的泥质撕裂屑主要分布于碎屑流下部的层流段,主要见于粉砂质和泥质碎屑流沉积中。(1)不规则状泥质撕裂屑。根据实验,泥质沉积物不存在摩擦强度(即摩擦角为0),即其屈服强度与正压力无关,只取决于其内聚力,可视为定值;而洁净的砂质沉积物不存在由黏土—水基质产生的内聚力,其屈服强度取决于颗粒间的摩擦力。一般情况下,碎屑流中砂质沉积物的屈服强度至少是泥质沉积物的6~12倍。由于屈服强度的这种显著差别,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,可产生沿长轴褶皱、弯曲或在端部产生拉长成尖角状或细刺状的局部变形,但内部纹层和外部轮廓的受力方向是一致的,并与砂质介质的变形相协调,显示出沉积物具有一定的强度及剪应力的存在。(2)长条状泥质撕裂屑。呈细砾和砂级大小的泥屑被高度“撕裂”,两端具撕裂茬或成尖灭状,绝大多数相当平直且平行层面,形成“泥质纹层”。这些特点与碎屑流的层流段中剪应力增强、层流发育相对应,是在流动中被介质撕裂而成。相应于长条状泥质撕裂屑,层流段中还发育有砂质或粉砂质撕裂屑,形成“砂屑纹层”。这些“纹层”构成了碎屑流层流段沉积特征的平行碎屑结构或“似平行层理”。其成因主要是以层流形式运动的砂质碎屑流层流段在流动过程中由于分异作用或沉积物在沉积后沿破裂面滑动造成的。3.3单次碎屑流shanmippi扇经典的具水道和朵叶体的浊积扇模式是专为浊流设计的,适用于具光滑盆底的坡底环境(base-of-slopesettings),在这里水道能伸展出去,可在广阔平坦的盆底形成由浊流沉积组成的沉积朵叶体,平面上呈席状几何形态,剖面上,水道砂体呈孤立透镜体,沉积叶状体呈厚层块状。但在现代海洋中,可观察到块体搬运过程(滑移、滑塌和碎屑流等)[124~128],而很少见到浊流,且在实际的岩石记录中,具典型浊积岩特征的正粒序层也很少。特别是基于地震剖面上平行连续的反射特征,现代Mississippi扇的外扇区通常被认为是具席状几何形态的浊积扇,但SeaMARC1A旁侧声纳资料和取自Mississippi扇外扇“沉积叶状体”的岩芯资料表明,Mississippi扇末端并不是人们想象的席状,而是树枝状的水道,且大部分充填的是碎屑流沉积,尽管也有浊流沉积存在,但不占主导地位。Shanmugam认为这意味着自然界中真正的浊流沉积很少,我国学者的研究也支持深水沉积中碎屑流沉积相对于浊流沉积的主导地位。于是,人们开始思考碎屑流等块状流体的沉积模式,并建议废弃“浊积扇”的概念而用“深海扇”、“海底扇”或“深水扇”等。不同于人们关于斜坡只是沉积物路过而不沉积的地区的认识,以Shanmugam提出的碎屑流沉积的斜坡模式(slopemodel)认为碎屑流主要沉积于斜坡环境(图4)。由于水下碎屑流底部产生的滑水作用(hydroplaning)可极大地减小其底部的拖拽,使碎屑流可在较缓的坡度上运移数百公里,所以,碎屑流主导的斜坡沉积模式也