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浊积岩重力流沉积及沉积相

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第二十三章 重力流沉积及沉积相§23积物重力流形成的基本条件和类型一、形成条件● 沉积物重力流属于非牛顿流体,其搬运和沉积作用不服从牛顿内摩擦定律。● 重力流搬运的驱动力——主要是重力;因此沉积物重力流属于再搬运沉积体系,● 它的发生地点——主要是海底或湖底的斜坡地带。沉积物重力流的形成条件1.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 1500~1800m,最小水深 100m(为是 80m) 。最深达 8000m(美国加利福尼亚岸外蒙特里深海扇) 。▲ 足够的水深是相对的,海洋与湖泊有较大差异。▲ 其形成水深必须在风暴浪基面以下。2.足够的坡度角是造成沉积物不稳定和易受触发而作块体流运动的必要条件。▲ 一般认为,最小坡度角为 3°~5° 。但密西西比河三角洲的海底滑塌坡度角仅有 ▲ 重力流的密度对坡度有明显的补偿作用(981) 。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 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。3.充沛的物源——是形成沉积物重力流的必要条件。洪水注入的碎屑物质火山喷发的喷溢物质沉积物重力流物质来源 浅水的碎屑物质碳酸盐岩物质物源成分——决定重力流沉积物类型。随物源成分的变化,重力流沉积物类型也有规律地变化,如陕西洛南上张湾罗圈组重力流沉积物: 上部的浊流 碳酸盐减少下部的碎屑流和颗粒流 陆源碎屑增多4.一定的触发机制▲ 重力流沉积物的形成——属于事件性沉积作用。▲ 起因于一定的触发机制洪水地震海啸在 巨浪 等阵发性因素风暴潮火山喷发 直接或间接诱发下 块体流除洪水密度流直接入海或入湖外,大多数斜坡带沉积物→必须达一定厚度和重量→经滑动、滑塌等触发机制→才能形成大规模沉积物重力流。二、基本类型1.海相沉积物重力流米德尔顿等(973,1976)按支撑机理把沉积物重力流→泥石流(或碎屑流)、颗粒流、液化沉积物流和浊流4 个类型。● 纳丁等(et 1979;为,无论陆源碎屑型或内源碳酸盐型沉积物重力流,从岩崩、滑坡、块体流到流体流,在力学性质上均可构成弹性、塑性、粘性块体运动过程的连续统一体。将沉积物重力流划分为:● 泥石流——水和粘土杂基支撑的块体流;● 碎屑流——含水的砾石级碎屑碰撞和杂基联合支撑的块体流;● 颗粒流——含水的砂级颗粒碰撞支撑的块体流和流体流;● 液化沉积物流——超孔隙压力支撑砂级颗粒的流体流;● 浊 流——水、泥、砂等近于均匀混合由湍流支撑的浑浊流。它们是统一机制下的连续统一体,是沉积物重力流不同阶段的演化产物。2.陆相沉积物重力流从不同角度可归纳如下各种类型(据赵澄林等,1988):1)按物源:陆源碎屑型、碳酸盐碎屑型、火山碎屑型。2)按机制:洪水型、滑塌型、火山喷发型。3)按组构:泥石流、碎屑流、颗粒流、液化沉积物流、浊流。4)按形态:扇形体系包括近岸水下扇、湖底扇。5)沟道或槽谷体系包括横向、纵向、拐弯水道重力流。6)层状或带状体系包括阶地、深水平原浊流沉积。§23力流沉积物(岩)的基本特征一、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。● 按成因和组构特征又将重力流沉积物→若干岩类,每一岩类又有其各自的成分、结构、构造特征。● 目前较为通用的分类方案是由沃克( 1978)根据海洋深水碎屑岩相中提出来的,概括为:典型浊积岩和非典型浊积岩两类。也适于湖泊深水碎屑岩相。962) 。一个完整的鲍玛层序是由五或六个段组成,自下而上顺序如下:F 段—深水页岩段 :为远洋深水沉积的页岩或泥灰岩、生物灰岩层,含深水浮游化石,显微细水平层理,与上覆层为突变或渐变接触。实际上 F 段也已不属于浊流沉积。但它是判断深水浊流沉积的重要标志,有时与 E 段难于区分,合并在一起统称 E 段。E 段—泥岩段:为块状泥岩,E、D 段有时不好区分,两者均属低密度重力流沉积。鲍玛没有划分出这个段,他的 E 段指的是深水非浊流沉积段,以及 段—上平行纹层段:由泥粉和粉泥组成,具断续平行纹层。若 C 段作底,则为清楚的界面。它是由薄的边界层流造成的,厚度不大。C 段— 流水波纹层段:粉砂为主,有细砂和泥质,呈小型流水型波纹层理和上攀波状层理,常见包卷层理、泥岩撕裂屑和滑塌变形层理,这表明流水改造和重力滑动的复合作用(有人认为 A、B 段后,浊流转为低密度流,出现了牵引流水流机制所致层理) 。C、D 段连续过渡;C 段作底,则突变,底具冲刷面及各种印模构造。B 段— 下平行纹层段:比 A 细(多细、中砂),含泥质显平行纹层(粒度、片状炭屑、长形碎屑定向分布所致,层面见剥离线理) ,粒度递变不明显。与 A 渐变;若 B 段作底,则突变,底具冲刷面及各种印模构造。A 段—底部递变层段:由砂岩组成,近底含砾。下粗上细,正递变清楚。反映浊流能量渐弱,递变悬浮。底面有冲刷—充填构造和多种印模构造,如槽模、沟模等。常比其他段厚。鲍玛推断浊积岩:▲ 各层段在平面上——呈舌状展布;▲ 较细段比其下较粗段有更大的展布面积。∵沿流动方向上流速和粒径都逐渐减小←┘▲ 浊积岩层序的完善程度由浊流的频率和强度所决定。结果就形成了缺失底部层段、顶部层段被削蚀或者顶部底部层段均缺失浊流前侧缘←┘ └→ 后次浊 流对前次的削蚀 └→前两种因素皆有的各种层序,如E,以及 C,各种层序。有完整层序的浊积岩:仅占 10%~20%(鲍玛) 、<1%(许靖华,1978) 、5%(赵澄林) 。2.非典型浊积岩(1)块状砂岩指层内结构均一的砂岩或含砾砂岩。▲ 较厚,其内部有时隐约显叠复递变特征。▲ 块状砂岩中出现泄水管和碟状构造,指示液化流沉积作用。▲ 块状砂岩指示重力流水道沉积环境。(2)叠复冲刷粗砂岩▲ 常表现为“, “A”是指一个递变层或一次重力流事件。▲ 有时演变为“,每一个递变层之上均连续沉积有厚薄不等的平行层理砂岩。(3)卵石质砂岩是一种厚度较大、显叠覆递变的砾质砂岩层。▲ 每个递变层含砾下多上渐少。▲ 砾石属再沉积组分,故有一定磨圆度(图 23。有时显优选方位;▲ 在以砂为主的部分有时也见交错层理和泄水构造。故这类岩石指示高密度重力流向牵引流和液化流转化的特征。卵石质砂岩也指示重力流水道沉积环境。(4)颗粒支撑砾岩以再沉积砾石为主,细粒充填孔隙,并构成颗粒支撑结构;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、具递变和叠瓦构造的砾岩层等四种微相。这四种再沉积砾岩厚度大,但不稳定,底面清晰,主要分布在内扇主沟道或非扇深重力流水道环境中。(5)杂基支撑的岩层杂基支撑的岩层由粉砂和粘土组成的杂基含量一般为 25%~5%,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(图 23,有时显递变现象,系水下泥石流沉积作用所致,反映扇根重力流水道环境。(6)滑塌岩滑塌岩是指泥砂混杂并具有明显同生变形构造的岩层(图 23。随着砂的减少,可过渡为具变形层理的页岩。系未完全固结的软沉积物,因重力滑动一滑塌沉积所致,广泛见于重力流沉积体系、斜坡脚根部的补给水道末端及主沟道,在重力流沉积物中普遍可见。二、结构特征从泥石流(碎屑流)→浊流,惟一或主要的搬运方式是悬浮和递变悬浮载荷搬运。粒度基本特征是:▲ 颗粒/杂基低,分选性很差~较好;▲ 概率图:只有一条斜度不大的较平的直线或微向上凸的弧线。说明只有一个递变悬浮次总体,粒度范围分布很广,分选差。▲ C- M 图:点的分布平行 C-M 线,属于粒序悬浮区,亦反映递变悬浮沉积为主的特点(图 23。三、构造特征重力流沉积物(岩)多样性→导致构造特征的复杂性。● 层理:无论那类重力流沉积物:▲ 都是以递变层理或叠覆递变层理为其最主要的鉴定标志;▲ 其次还有平行层理、波状层理、旋涡层理、滑塌变形层理等;▲ 有时伴有少量反映牵引流水流机制的交错层理和斜波状层理。● 其它:除层理类型外,诸如槽模、沟模、重荷模、撕裂屑、旋涡层、变形砾、直立砾、漂浮砾、液化锥、液化管、碟状构造、水下岩脉和水下收缩缝等特殊构造类型,分布虽然并不普遍,但一旦出现就具有良好的指相性(表 23-3) 。 除指示深水环境的实体化石(如有孔虫、放射虫、钙质超微化石)外,深水的遗迹化石(如平行层理的爬迹、网状迹和平行潜穴等)更具有良好的指相性。● 微观下所见的再沉积组分,诸如破碎鲕粒、化石碎片、晶体碎屑和植物屑以及泥晶包壳等,都在一定程度上反映重力流沉积作用。§23积岩的相模式一、海底扇相模式非典型浊积岩相模式(如海底扇相模式) 。1.补给水道(或海底狭谷)主要作用是将砂砾泥组成的重力流沉积相输送到深水环境中去。高密度重力流具有侵蚀下切作用,使水道或峡谷不断向海底延伸。2.内扇或上部扇亚相于大陆坡根部的峡谷出口。▲ 斜坡脚—滑塌层和紊乱层的泥石流、碎屑流沉积;▲ 水道向下,依次泥石流、碎屑流沉积(紊乱砾岩层、反粒序至正粒序砾岩、有层理砾岩等) 。▲ 水道堤或阶地外缘—不同序次的典型浊积岩(漫溢)。▲ 沉积物分布严格受地形的控制,特别是砾岩更严格地受水道的限制。深可达 100~150m,宽有 2~3道迁移、加积,可使浊积岩更宽、更厚。←┘3.中扇或中部扇亚相于内部扇外和外部扇内,▲ 常呈叠覆舌状体,突出地貌特征是辫状分支水道发育。宽 300~400m,深<10m ←┘▲ 辫状分支沟道—以卵石质砂岩(或含砾砂岩)和块状砂岩为主(可连续出现,∵水道迁移、加积),时见颗粒流和液化流沉积。▲ 辫状分支沟道间—以漫溢沉积不同序列(的典型浊积岩分布为特征。4.外扇或下部扇亚相与中扇亚相无水道部分相接,地形平坦,基本无水道,沉积物分布宽阔而层薄,典型沉积是 列的末稍相典型浊积岩和深水泥页岩。5.深海平原相以具有填平低洼但不爬高的低密度底流沉积为特点,故除局部因填平加厚外,在深海平原广阔面积上以远积典型浊积岩为特征。厚度很稳定,有的薄粉砂层可以侧向追踪几十至数百千米。6.深切扇指深切湖底扇叶表面形成的沟道,重力流在低洼处形成小型“深切扇” 。▲ 形成的沟道型浊积岩是一种与周缘沉积相反常的相类型,其包裹在暗色泥页岩中的浊积岩体含油气潜力很大。7.海底扇推进式相层序为变厚变粗相层序。如果扇的补给来源渐趋中断或发生海进,此时有可能出现向上变薄、变细层序。二、湖底扇相模式渤海湾下第三系有较发育的扇相浊积岩,相模式和垂向层序为推进式复合叠置的向上变厚、变粗层序。有几个 C-U 层序就大致反映了有几个 “扇叶”的叠加,其特点是:▲ 扇相砂体、砂砾岩体与深水泥页岩间互。▲ 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。▲ 根部→扇缘岩相带:补给水道→上部扇(或内扇)→中部扇(或中扇)→外部扇(或扇缘)→盆地平原(可有深切水道) 。▲ 相应的岩石类型为:颗粒支撑或杂基支撑的砾岩、有序或无序砂砾岩→卵石质砂岩或块状砂岩→典型浊积岩。▲ 总变化趋势:沟道浊积岩减少,典型浊积岩增加,这是一个连续的变化过程。三、海沟相模式海沟型浊流沉积早有报导,诸如美国中部阿巴拉契亚山脉中的奥陶统马丁斯堡组浊积岩、美洲西海岸科迪勒拉山边缘带不同时代的浊积岩,横贯欧亚洲的阿尔卑斯一喜马拉雅山脉的特提斯海不同时代的浊积岩等。较为明确并在油气勘探中取得良好效果的是美国文图拉盆地上第三系海沟浊积砂岩的研究成果(许靖华,1980) 。文图拉盆地上新统一更新统主要有四种岩石类型:泥岩相、砾岩相、递变砂岩相、薄层砂岩相。它们分别形成于盆地斜坡、海底峡谷或扇、海沟、盆地侧翼或陆隆环境中。特别强调,海沟递变砂岩相形成于海底狭谷或海底扇浊流的拐弯,是沉积物重力流沿盆地长轴纵向搬运、沉积造成的。最令人信服的是加拿大魁北克寒武系—奥陶系 中的具有阶地的辫状海底水道砾质沉积。它由厚约 270m 的卵石砂岩和块状砂岩组成,恢复后的水道深约 300m,宽约 10道沿平行大陆斜坡脚的凹槽方向延伸。其中有八种岩相类型:①粗砾岩:②具粒序层理的细砾岩和卵石质砂岩;③显粒序的组砾岩和卵石质砂岩:④粒序细砾岩、卵石质砂岩和具有液体溢出的砂岩:⑤非粒序交错层细砾岩、卵石质砂岩和砂岩;⑥缺少构造的卵石质砂岩和砂岩;⑦砂和粉砂质浊积岩;⑧深水页岩。这八种岩相类型归纳为粗粒沟道、叠覆冲刷粗砂岩和非沟道沉积的三种相组合。图 23-17(a )指示由于水道侧向加积形成主向道和次要沟道的叠加作用,以向上变薄、变细层序为主:图 23-17(b)指示了水道迁移到阶地上,形成向上变厚、变粗的层序二依此类推,由于构造因素导致水道迁移、充填乃致废弃,从而分别形成变厚、变粗和变薄、变细等复杂层序类型。图23-17(a)指示由于水道侧向加积形成主向道和次要沟道的叠加作用,以向上变薄、变细层序为主:图 23-17(b)指示了水道迁移到阶地上,形成向上变厚、变粗的层序二依此类推,由于构造因素导致水道迁移、充填乃致废弃,从而分别形成变厚、变粗和变薄、变细等复杂层序类型。20 世纪 70 年代初期,陆续出现对我国东部一些中、新生代断陷湖盆中沟道状浊积砂体的报导。如在辽河凹陷早第三纪的西斜坡上,在边界大断层不远有一条与之平行但倾向相对的一条断层,两者构成狭长的断沟,岸上洪水重力流到此后不能向西扩张,而是沿断沟南北流动。断崖上可能有多个沉积物重力流供给点,形成的沉积物呈狭长条、带状沿边界断层分布,岩性具有递变构造的杂乱砂泥砾混杂沉积(吴崇筠,1986) ,形成非典型淘道浊积岩相。类似的例子,如东濮凹陷下第三系西部斜坡带沙三段拐弯重力流水道沉积(姜在兴等,1988)和沿中央隆起带西侧断沟中分布的轴向重力流水道沉积(赵澄林等,1988) 。这种水道型浊积岩的基本特征如下。1. 相标志深湖相暗色泥岩、页岩中夹有卵石质砂岩、块状砂岩、颗粒支撑砾岩、杂基支撑砂砾岩。滑塌变形构造十分发育,有时也见典型浊积岩。暗色泥页岩中普见深水介形虫化石和古网状迹和网状迹等遗迹化石。砂岩的粒度概率图和C-M 图均表现以递变悬浮和悬浮总体沉积为主。2. 相层序以向上变厚、变粗层序最为发育,反映重力流的逐渐加强和多次事件的叠加,有时是由于水道迁移所致。3. 相模式湖槽型的重力流沉积可划分为水道和漫溢两个亚相。前者又可划分为水道轴和点坝两个微相,后者又可划分为近漫溢和远漫溢两个微相。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,漫溢微相以典型浊积岩沉积为特征。4.石油地质意义槽状或沟道型浊积岩体在平面虽不均一带状、剖面呈透镜状分布的砂砾岩体,可能成为有利的含油气储集体。例如东濮凹陷西部的胡状集油田和中央隆起带的文东气田、桥口气田,均为重力流水道浊积岩储油和储气,油气的有利储集层受沟道浊积岩的岩性和岩相的控制。
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