深水塊狀砂巖碎屑流成因的直接證據:“泥包礫”結構①——以鄂爾多斯盆地上三疊統延長組研究為例

李相博 劉化清 張忠義 袁效奇 完顏容牛海青 廖建波 王 菁

(1.中國石油勘探開發研究院西北分院 蘭州 730020;2.中國石油天然氣集團公司油藏描述重點實驗室 蘭州 730020;3.中國石油長慶油田公司勘探開發研究院 西安 710018)

0 引言

越來越多的勘探和研究實例證實，深水塊狀砂巖(DWMs)是較好的油氣儲集單元(如目前在挪威海［1，2］、北 海［3～5］、墨 西 哥 灣［6，7］、巴 西 近 海［6，8］、西非［6］、俄羅斯［8］、印度孟加拉灣［9］以及中國的陸相盆地［10～14］等眾多地區均發現了與深水塊狀砂巖有關的油氣藏)，然而目前對“深水塊狀砂巖”成因一直存在爭議，有學者認為是高密度濁流［15，16］或超高濃密度流［17］，有的則認為是由塊體搬運方式控制形成的砂質碎屑流［3，18～20］，也有學者用高密度濁流與(砂質)碎屑流兩個概念來解釋其成因［21，22］。由于濁流屬于牛頓流體，正粒序是濁流沉積最重要的鑒別特征［23～25］，因此，用濁流概念來解釋塊狀砂巖顯然是不合適的。相對而言，由于 Shanmugam［7，25］提出的砂質碎屑流概念具有如下廣泛的內涵，可能更符合現今條件下人們對深水環境中沉積物搬運與沉積過程的理解，因而正在被越來越多的研究者所關注［4，7，20，22，26～38］。

Shanmugam提出的砂質碎屑流概念內涵包括以下幾個要點［25］:①塑性流變;②多種沉積物支撐機制(內聚強度、摩擦強度及浮力);③塊體搬運方式;④砂和礫大于25%～30%;⑤25%～95%沉積物(碎石、砂、和泥)體積濃度;⑥可變的黏土含量，以往認為只有具有較高的黏土含量才能形成碎屑流的觀念是錯誤的，實驗表明，用重量百分比含量為0.5%的膨潤土或5%高嶺石即可產生砂質碎屑流［39］。

由此可以看出，“砂質碎屑流”術語不是一個簡單巖石名稱，而是代表了一個在巖石組分、結構以及強度等方面的連續沉積序列(譜系)，而且在這個沉積序列中有一個共同特性，即塑性流變特征。Shanmugam［20］進一步認為在深水環境中，沉積物重力在搬運和沉積的過程中有很大作用，主要的沉積物重力過程包括滑坡、崩塌、碎屑流和濁流等，其中的碎屑流屬于塊體搬運，由于砂質碎屑流屬于碎屑流中的一種，Shanmugam(2013)［20］稱其為砂質塊體搬運沉積(SMTD)。

客觀地說，Shanmugam的砂質碎屑流與塊體搬運概念較好解釋了深水沉積中無沉積構造的塊狀砂巖成因。然而如何從這些塊狀砂巖的沉積物記錄中判斷其塊體搬運過程是一個問題，而搬運與沉積過程的研究對于認識深水砂巖成因相當重要，是建立深水沉積模式的基礎［25］。在以往的沉積學研究中，人們通常都習慣于從沉積物記錄中利用其沉積特征(如沉積物類型、碎屑組分組成、變形構造、層理構造、層面構造、韻律性與旋回性、雜基成分與含量以及顆粒支撐特性等)推斷在沉積作用的最后階段占優勢的作用，但是這些特征不一定與沉積物的整個搬運過程有關，只能說是反映了沉積物在沉積階段的沉積方式，正像Shanmugam［25］曾經所說:“目前還沒有一個公認的標準從沉積物記錄中確定其搬運機制”，這也許是造成長期以來對“深水塊狀砂巖”成因問題存在頗多爭議(如前所述)的主要原因。本文的目的就在于試圖解決這一長期困惑人們的難題，建立水下沉積物(尤其是SMTD)塊體搬運過程的鑒別標志。

幸運的是，筆者最近在對中國鄂爾多斯湖盆中央地區三疊系延長組一些地質露頭(深水沉積)進行考察時，在長6～長7層段的厚層塊狀砂巖中發現了許多“泥包礫”結構。研究認為，賦存于相對純凈砂巖(即貧泥砂巖)中的這種“泥包礫”結構，其形成過程自始自終表現出含有它的沉積物是作為塊體狀態被搬運的，并由此建立了延長組深水砂巖的形成搬運過程(模式)。

毋庸置疑，這項研究對準確預測以鄂爾多斯盆地為代表的陸相湖盆中央深水區砂體成因與空間分布有重要價值，更重要的是，由于砂質塊體搬運沉積在世界范圍內的深海沉積中廣泛發育，因此，該研究對當前全球深水(深海與深湖)油氣勘探以及目前國際地學界廣泛開展的大陸邊緣沉積物“從源到匯”過程的研究都有積極意義［40］，為深海沉積環境中塊體搬運作用與搬運過程的分析提供了一種可借鑒的關鍵性判識標志。

1 地質概況

鄂爾多斯盆地是中國第二大含油氣沉積盆地，面積25×104km2。由于是在古生代華北穩定克拉通盆地基礎上發育起來的疊合盆地，盆地主體部位構造簡單，呈平均地層坡度不足1°的西傾平緩大單斜構造，斷裂等構造變形主要發生在盆地邊緣地帶(圖1)。

圖1 鄂爾多斯盆地地理位置及構造單元劃分圖Fig.1 Geographic location and structural units of Ordos Basin，central China

上三疊統延長組是該盆地的主要產油層系，前人自下而上將延長組劃分為10個油層組［41］，其沉積特征總體反映了大型坳陷湖盆形成、發展和消亡的全過程，其中延長組中部的長6～長7層段為盆地發育鼎盛時期，主要發育東北與西南兩大沉積體系，在其中間北西—南東向展布的環縣—華池—合水—黃陵地區為深水區，廣泛發育了重力流沉積(圖2)。近年來，針對該地區重力流勘探已經獲得了數億噸級的地質探明儲量，初步研究認為主要含油砂體為深水塊狀砂巖［13，38，42，43］。

需要說明的是，以往文獻中對深水塊狀砂巖的描述有些混亂，有的強調砂巖的厚度，有的強調砂巖的無沉積構造特征，而有的作者認為上述兩個方面都很重要［21］，在實際工作中，有些把具有經典 Bouma序列A段稱為塊狀砂巖，也有人把測井曲線上的“箱狀”響應稱為塊狀砂巖。為了統一這一術語的內涵，Stow等［21］曾經通過對全球70個不同地質時代、不同巖性深水砂巖案例的詳細解剖，對深水塊狀砂巖(DWMs)的概念做了如下新定義:認為是一種與深水沉積物相伴生的、不具有任何沉積構造的、厚度常常大于1 m的單砂體［21］。

圖2 延長組湖泊—三角洲體系分布圖(位置見圖1)1.銅川柳林川露頭剖面;2.旬邑山水河露頭剖面;3.黃陵葫蘆河露頭剖面Fig.2 Distribution of lake-delta system in Yanchang Formation

在我們的研究區鄂爾多斯陸相盆地中，筆者通過對湖盆中心地區50口鉆井巖芯(長度約1 100 m)及10余個露頭剖面詳細觀察和分析測試，發現小于0.5 m的砂巖大都具明顯正粒序層理，且常以砂泥巖薄互層形式出現，構成多個韻律層，顯然它們相當于Bouma序列A段［24］，屬于經典濁積巖。而大于0.5 m的砂巖常具有塊狀、無沉積構造及懸浮的泥巖撕裂屑等特征，與經典濁流沉積存在明顯差別，而與上述Stow［21］描述的塊狀砂巖特征類似，據此，筆者將這種大于0.5 m的砂巖稱為深水塊狀砂巖(即本文所指的塊狀砂巖)，并將其解釋為砂質碎屑流成因，詳見筆者已發表文獻［12，13，42］。

2 “泥包礫”結構的基本特征

“泥包礫”結構主要分布在湖盆中央深水區的銅川柳林川、旬邑山水河及黃陵葫蘆河地區的露頭剖面上(圖2)，其賦存介質均為深水塊狀砂巖。下面著重以前兩個地區為例做簡要介紹。

2.1 銅川柳林川長6露頭剖面上的“泥包礫”結構

(1)背景沉積

柳林川剖面位于盆地東南部(圖2)，受東南物源體系控制［44］。延長組長6～長7段在柳林川瑤曲鎮附近出露較好(圖3a)，其中長6段巖性多為灰綠色、黃綠色塊狀與薄層狀細粒砂巖不等厚互層，局部夾灰黑色泥巖、少量劣質油頁巖。

圖3 研究區的露頭照片a.銅川柳林川瑤曲鎮露頭(位置見圖2中的1);b.旬邑山水河露頭(位置見圖2中的2)注:①照片a中的紅色矩形框為圖4a沉積柱狀圖位置，照片b中的紅色矩形框為圖6a沉積柱狀圖位置;②照片a與b中的“塊狀砂巖”均代表單個成因單元的砂體。Fig.3 Outcrops in the study area

根據筆者已經建立的沉積判別標志［13，42］，該套巖性組合為淺湖—半深湖環境下的一套重力流沉積組合，其中具有粒序層理的薄層狀細砂巖(厚度﹤0.5 m)為濁流成因，厚層塊狀砂巖為砂質碎屑流成因(圖4a)。這一認識與鄒才能等(2012)對該區的研究結果相吻合［38］。

由于“泥包礫”結構發育在如上所述的砂質碎屑流形成的塊狀砂巖中，現將該區塊狀砂巖主要特征介紹如下:①長石含量極低，一般不足10%，石英含量約30%，巖屑含量偏高，可達35%左右(表1)，雜基含量一般少于10%，以水云母雜基為主。②單砂體厚度一般大于0.5m，最大可達2～3m(圖3a、圖4a)。由于本露頭植被覆蓋嚴重，對砂體的平面展布延伸情況難以做出判斷，但根據附近的露頭(如圖2中的黃陵葫蘆河地區)與湖盆中央的許多鉆井揭示，研究區單砂體大多呈垂直湖岸線的條帶狀展布，沿長軸方向可延伸十幾千米，短軸方向(即橫向)一般不超過2 km，厚度變化快，邊界突變;③砂巖內部不具有層理構造，但常見呈懸浮狀、隨機分布泥礫，且多為長條狀，長軸方向有一定指向性。泥礫兩端或具撕裂茬，或呈尖滅狀，或有拖長變形現象［42］。④砂巖成分成熟度普遍偏低、結構成熟度較高，多數具顆粒支撐結構;⑤砂巖頂底面均突變接觸，其中頂面常與半深湖—深湖相泥巖或具粒序層理的濁積巖接觸，接觸面較為平坦，底面有的由于發育負載構造現象［45］或軟沉積物拖曳變形現象而高低不平，有的較為平坦(圖3a、圖 4a)。

圖4 銅川柳林川地區延長組長6露頭沉積相與“泥包礫”結構特征(位置見圖3a紅色矩形框)a.長6露頭沉積相剖面;b，c.厚層砂巖中“泥包礫”結構的露頭照片，照片中的紅色線條指示了泥質包殼的分布范圍，其中在4b中泥質包殼厚度小于1 cm，在4c中約2～4 cm。Fig.4 Sedimentary facies of Change 6 outcrops and“argillaceous parcel”in Liulinchuan，Tongchuan

表1 延長組深水沉積露頭砂巖碎屑組分一覽表(數據來自文獻44)Table 1 Characteristics of sandstone detrital component(%)of outcrops in deep-water sediments of Yanchang Formation

(2)“泥包礫”結構的特征

具有兩層結構，常由較大的內核和幾厘米厚的泥質外殼兩部分組成。內核為泥質結核(圖5)，形狀為圓錐形(圖4b)或紡錘形(圖4c)，最大長度不超過30 cm，寬度幾厘米至十幾厘米;整個結核被薄層黑色泥頁巖組成的外殼呈同心環狀包裹而成“泥包礫”結構，漂浮在厚層塊狀粉細砂巖中(圖4)，顯示被砂巖介質的強度所支撐。

此外，圖4c中的“泥包礫”結構還有兩個明顯特征，一是結核內部發育若干垂向節理縫(圖4c中箭頭A與B所示)，顯示其遭受過垂向壓扁作用(推測與上覆地層壓力有關);同時該節理縫并沒有穿過泥巖外殼和圍巖，說明這種壓扁作用主要發生在沉積后到成巖前的軟沉積物階段，當時泥質外殼和圍巖均處于塑性狀態，如果恢復該“泥包礫”結構的原始形態的話，其在沉積前的搬運階段應該為近似圓形。二是“泥包礫”結構的泥質外殼與圍巖(砂巖)接觸形態呈渾圓狀弧形(圖4c中箭頭C所示)，這一方面顯示“泥包礫”結構在其中發生過旋轉或滾動作用，另一方面也顯示圍巖(砂巖)處于塑性狀態，這與從上述節理縫發育特征得出的結論是一致的。

圖5 泥質結核的單偏光照片(a)及其X射線衍射分析結果(b)注:照片a為泥質結核的巖石薄片，顯示由大量細粉砂和泥質組成，細粉砂主要由石英、灰巖屑及云母片等陸源碎屑所組成;圖b為泥質結核的全巖X衍射分析數據，可以看出，粒徑小于0.03 mm的陸源碎屑黏土礦物為巖石主要組成部分。Fig.5 Thin section plane polarization photo of mudstone blob and its X-ray diffraction analysis result(b)

2.2 旬邑山水河長7露頭剖面上的“泥包礫”結構

(1)背景沉積

旬邑縣山水河剖面位于旬邑縣城附近及縣城以南地區(圖2)，僅出露長10～長6段沉積，其中長7段沉積時受西南物源體系控制明顯［44］。長7段典型露頭位于縣城東北3 km處(圖3b)，巖性為灰綠色細砂巖、粉砂巖與泥質粉砂巖不等厚互層，局部夾粉砂質泥巖、暗色泥頁巖及油頁巖。根據筆者先前的研究［13，42］，該套巖性組合中的厚層塊狀砂巖同樣為半深湖相—深湖環境下的砂質碎屑流沉積(圖6a)，“泥包礫”結構也同樣發育在厚層塊狀砂巖中。

從該露頭剖面“泥包礫”結構所賦存的塊狀砂巖特征看，其碎屑組分(表1)、沉積構造、所含泥礫產狀、單層砂巖厚度等特征也與柳林川長6段十分類似，所不同的是該區塊狀砂巖底面非常平坦、光滑，不具有侵蝕作用。這一現象可以用水下碎屑流中存在的滑水機制(hydroplaning)現象來解釋［25］，這又從另一個方面證實了其為砂質碎屑流成因。

(2)“泥包礫”結構特征

也具有兩層結構，但與上述柳林川含泥質結核的“泥包礫”結構不同，在該地區發現了內核為砂質團塊的“泥包礫”結構(圖6b，c)，其形狀為近似梨形(長4 cm，寬3 cm)，巖礦組分與圍巖基本一致，具有長石含量低(10.8%)、巖屑含量(33%)與石英含量(34.6%)較高的特點。該團塊被厚度不等的黑色泥巖包裹后形成了近似橢圓形(長軸8 cm，短軸6 cm)的“泥包礫”結構，懸浮在厚層塊狀粉細砂巖中(圖6)，同樣顯示被砂巖介質強度所支撐。此外，圖6b中“泥包礫”結構還具有兩個明顯特征，一是其與砂巖介質(圍巖)接觸形態呈渾圓狀(如圖6b中箭頭A所示)，顯示該“泥包礫”結構在塑性狀態的砂巖介質中發生過滾動或旋轉作用，這與從前述柳林川長6露頭觀察到的現象完全一致;二是“泥包礫”結構的泥質外殼并沒有把作為內核的砂巖團塊完全包裹起來，在“泥包礫”結構上下邊界局部地方(圖6b中箭頭B與C所示)泥質外殼減薄甚至消失。裸露出的內核部分(砂巖團塊)與圍巖直接接觸，從而將泥質外殼分隔為左右兩半部分，其中左側泥巖原始紋層呈卷曲狀態，緊密圍繞內核分布，而右側泥巖較為松弛，部分甚至脫落，由此進一步判斷該“泥包礫”至少在沉積的最后階段在砂巖介質中做過逆時針滾動或旋轉(旋轉方向見圖6b中彎曲箭頭所示)。至于局部地方泥質外殼減薄消失的現象，可以這樣解釋:在“泥包礫”結構旋轉過程中，由于其內核相對較硬且形狀不規則，在邊棱突出處與圍巖(砂巖)近距離或直接接觸(如圖6b中箭頭B與C所示處)，于是產生摩擦作用增強與應力集中現象，從而迫使該位置處較軟的泥質外殼部分向兩側發生塑形流動而造成。

圖6 旬邑山水河地區延長組長7露頭沉積相與“泥包礫”結構特征(位置見圖3b中的紅色矩形框)a.長7露頭沉積相剖面;b.厚層砂巖中的“泥包礫”結構照片;c.照片b的地質解釋;照片中的彎曲箭頭指示砂質團塊轉動方向Fig.6 Sedimentary facies of Change 7 outcrops and“argillaceous parcel”in Shanshuihe profile，Xunyi

2.3 “泥包礫”結構的地質意義

上述兩個地區“泥包礫”結構特征清楚的表明，其泥質外殼以及賦存它的塊狀砂巖介質均具有塑形變形性質，而且在其沉積階段被砂巖介質的強度所支撐。事實上，除含有“泥包礫”結構外，如前所述，這些塊狀砂巖中還含有呈懸浮狀態分布的泥礫，而這一點已被許多學者認為是識別塊體搬運和砂質碎屑流的重要證據［19，25，46］。

“泥包礫”結構作為一種具有雙層結構的特殊泥礫懸浮在厚層塊狀粉細砂巖中，同樣揭示了其所賦存的塊狀砂巖至少在沉積前的最后時刻還處于塑性狀態。事實上，從下文的分析可以看出，“泥包礫”結構不但指示了沉積物在最后沉積階段具有塑性狀態，而且指示了從搬運階段開始自始至終都保持了這種塑性狀態。

3 “泥包礫”結構的形成機理

所謂機理應該包括泥質結核或砂質團塊與泥質外殼的來源以及泥質是如何黏附包裹在結核或團塊上的過程等。

通過中外文獻檢索，“泥包礫”現象過去只有在黏性碎屑流(泥石流)中發現過［15，47～51］，對于前者，一般的解釋是，較大的礫石或整體性較好的大土塊(黃土和紅土等)在被黏性泥石流搬運過程中，一方面碰損了邊棱，另一方面又不斷地黏附著一層泥砂等細粒物質或泥漿體而形成;對于后者，通常被認為是由于冰磧物分選性極差，黏土和礫石緊密包裹在一起堆積而形成。顯然，不論在泥石流或冰川沉積環境，泥砂等細粒物質之所以能夠包裹在礫石上，一是因為搬運它的介質富含泥砂等細粒沉積，二是這種介質(泥質)具有黏性，否則就不能附著在內核上。

但我們發現的這種“泥包礫”與上述泥石流及冰川成因“泥包礫”結構存在很大不同，首先是“泥包礫”結構中的內核并非礫石或鵝卵石，而是成分與圍巖相近的砂巖巖塊或者含泥質結核;其次，我們發現的“泥包礫”結構并非賦存于富含泥質的細粒沉積中，而是賦存于黏土雜基含量很少的純凈砂巖當中，顯然，它絕對不可能是“泥包礫”結構形成的最初原始環境，那么，其究竟來自何處呢?

圖7 柳林川地區延長組長6段粉沙質泥巖中的“泥包礫”結構(位置見圖4a中★處)a.露頭照片;b.地質解釋注意:①照片左側圓圈處為粉砂質泥巖內部的“S”形扭曲現象，指示該粉砂質泥巖遭受了上覆砂巖相對向左側的拖曳作用(箭頭所示);②照片右側圓圈處為粉砂質泥巖內部由粉砂質團塊組成的一個“泥包礫”結構，指示了“泥包礫”結構最初形成于富含泥質的細粒沉積物中。Fig.7 “Argillaceous parcel”in silty mudstone in Chang 6 of Yanchang Formation，Liulinchuan

柳林川長6露頭剖面上的另外一個地質現象為“泥包礫”結構來源的合理解釋提供了線索。在該剖面底部厚層塊狀砂巖中夾有一層厚度不等(最厚處約50 cm，最薄處約20 cm)、呈斷續分布的粉砂質泥巖(圖7)。泥巖內部存在明顯拉長撕裂等塑性變形現象，且在與砂巖接觸處呈“S”形扭曲(圖7a，左側圓圈處)，上覆砂巖底面亦呈“S”形起伏，顯示下伏粉砂質泥巖遭受了上覆砂巖相對向左側的拖曳作用(圖7中箭頭所示)。一個有趣的現象是，在粉砂質泥巖內部存在一粉砂質團塊(大小約6 cm×6 cm)(圖7a，右側圓圈處)，其外層已經被泥質(厚度約2 cm)包裹而成“泥包礫”結構，且其賦存狀態與泥巖介質的變形扭曲形態相互協調一致(圖7a，b)，顯示二者共同被上覆砂巖所拖曳。由此看來，“泥包礫”結構最初存在于富含泥質的細粒沉積物中，這與陸上黏性泥石流中的情況是完全相同的。

圖7中的現象再一次清楚地表明，砂質與泥質都是作為塑性狀態被搬運的，由于泥質抗剪切能力弱，最終被撕裂成泥巖撕裂屑漂浮在砂巖內部，而“泥包礫”結構較純泥巖抗剪切能力強，最終得到保存并進入砂巖內部而成我們如今看到的現象，圖7中的“泥包礫”結構展示的正是這一過程的生動寫照!

那么，上述富含泥質沉積物中的砂質團塊或泥質結核又是來自何處?后期又是如何轉化為“泥包礫”結構而進入砂巖當中的呢?這是下文要回答的問題。

3.1 泥巖中泥質結核或砂質團塊的來源

由于黏土礦物的膠體性質，在三角洲前緣或濱湖與淺湖環境的泥巖中，往往會發育一些與黏土礦物有關的泥質結核，或含有灰質或鐵質的泥質結核，這在陸相湖盆中實際上是一種普遍沉積現象［52］。通過對圖4b中泥質結核的X衍射分析(圖5)，其中的黏土礦物重量百分比高達49%，由此推斷，該地區泥質結核的發育可能與黏土礦物的相對富集有關。此外，受生物活動影響［52］，在濱湖與淺湖環境的泥巖中還可能出現一些灰質或鐵質結核。

對于湖相泥巖中的砂質團塊來源，喬秀夫等［45，53］做過詳細研究，認為與古地震作用有關。在砂泥巖互層地區，由于砂巖密度較泥巖大，上覆較粗砂巖層會下陷至下伏較細砂層或泥巖中形成負載構造，當遇到地震振動搖晃作用時，負載體會脫離母巖完全落入下伏層形成球體或橢球體，即球—枕構造。鄭榮才等［54］曾在鄂爾多斯盆地白豹地區的鉆井巖芯中發現過這種特殊構造，一些砂巖球狀體呈墜入狀產出在長6深湖相泥巖中;李元昊等［55］也對延長組長6～長7段中的砂球構造、球枕構造以及液化砂巖脈進行過仔細描述。由此看來，延長組沉積記錄中的確存在大量砂球或砂質團塊構造。

最近，喬秀夫等［53］在龍門山地區須家河組中發現了豐富的古地震記錄，反映與鄂爾多斯盆地相毗鄰的川西乃至青藏高原東北部地區晚三疊世曾有過強烈與頻繁的地震構造活動。事實上，在鄂爾多斯盆地延長組長6～長7段中，存在多套薄層狀凝灰巖，它們厚度不大，但分布廣泛，巖性及電性特征明顯，長期以來一直被作為區域地層等時對比的可靠標志［41］，筆者曾經認為這些凝灰巖正是盆地周緣地區晚三疊世火山與地震活動的產物［56］。因此，從區域地質背景看，延長組中也具有發育砂球或球枕構造的動力學條件。

3.2 “泥包礫”結構的形成過程

前期研究表明［13，42］，延長組砂質碎屑流起源于三角洲前緣沉積物的再搬運。三角洲前緣沉積以砂泥巖互層為典型特征，受如前所述的諸因素影響，在其中的泥巖中(指再搬運之前的泥巖)，可能會發育砂質團塊或泥質結核。從以下分析可以看出，正是三角洲前緣特殊的地層結構與特殊的“碎屑流”成因機理最終形成了賦存于砂巖中的“泥包礫”結構。

三角洲前緣的碎屑流與陸上碎屑流(泥石流)在成因機理方面有很大不同，后者是陸上就近形成的風化產物與水混合在一起的塊體搬運形式，通常表現為較大的顆粒被黏土—水基質強度所支撐，Middleton等［57］稱其為“真正的碎屑流”;前者則是風化產物被水流搬運和機械分異后，首先在三角洲前緣形成砂泥巖互層結構，再由于重力滑塌或者液化作用導致整體性運動，進而轉化為碎屑流的。由于三角洲前緣沉積物經歷過流水分選作用，所以與“真正的碎屑流”不同，通常形成不同粒級的砂質碎屑流、粉砂質碎屑流或泥質碎屑流等［46］。

由于泥質與砂質的抗剪強度有顯著不同，三角洲前緣的砂質碎屑流和泥質碎屑流的形成有一定次序性。王德坪［46］研究表明，在50 m水下，砂質沉積物的抗剪強度至少為245 kN/m2，是其中泥質沉積物的6～12倍。由于抗剪強度的這種顯著差別，在由重力引起的沿坡面的剪應力還遠小于砂質沉積物的抗剪強度時，其下伏的泥質沉積物即開始液化和剪切變形，繼而產生撕裂和碎屑流化，而此時上覆的砂質沉積物尚沒有開始變形。也就是說，在三角洲前緣沉積物的再搬運初期，被搬運的沉積物可分為上、下兩部分，下部為首先液化變形并以碎屑流方式運動的泥質沉積物，上部為砂質沉積物，顆粒之間相互具有相對固定的關系，如同一個固體，附著于下部的泥質沉積物之上滑動前進。這個過程與陸上碎屑流沉積一般具有的上、下兩層韻律結構相類似［58］，即下部已剪切變形的泥質沉積物相當于層流段(laminar flow)，上部的砂質沉積物相當于“剛性筏”流段(rigid raft)。

根據Middleton G V和Hampton M A的分析［57］，水下碎屑流(塊體流)在流動過程中，其內部任何層段上都存在著剪應力。隨著下伏泥質沉積物的碎屑流化，若其中含有泥質結核或砂球構造與球枕構造，由于其強度比作為介質的泥質漿體高，它在漿體的流動中，往往會表現出剛體性質。這種具有剛體性質的結核或砂球構造，在頂、底受到介質不同大小的剪切力作用時，必然會產生旋轉或滾動，在這個過程中，黏稠狀的泥質漿體必然會不斷黏附于內核之上，從而形成如同陸上泥石流中常看到的“泥包礫”結構，這就是如圖7中所看到的現象。有關黏性碎屑流中相對較剛性泥礫在受到剪切應力作用時產生旋轉的現象在世界各地都有發現，前人也進行過相關實驗模擬驗證［59，60］。

隨著流動的繼續發展(搬運距離增大、水體加深)，沉積層將進一步混合，下伏的泥巖層連同其中的“泥包礫”結構會陸續卷入上覆砂質沉積物中。由于泥巖層與“泥包礫”結構本身的強度與作為介質的砂巖存在差異，在后期的繼續搬運中兩者的“命運”大不一樣:泥巖抗剪強度比砂巖弱，被砂巖介質撕裂成長條狀泥質撕裂塊或體積更小的撕裂屑、撕裂片彼此平行零散分布于塊狀砂巖中;而“泥包礫”結構由于其強度與作為介質的砂質相近，會繼續表現出剛體性質，并且在頂、底受到介質的剪切力作用時會繼續產生滾動與旋轉，因此，與介質砂巖的接觸面多呈渾圓形態，這就是如圖4b、圖4c與圖6b中所看到的現象。

從上述分析可以看出，由于“泥包礫”結構不同于普通的“泥質撕裂屑”，它具有硬而厚的內核和軟而薄的外殼，因而其形成與牽引流或濁流作用絕對無關，否則，一定會被流水沖洗干凈而只剩下內核部分。它之所以能夠經受長距離的搬運而仍然保持完好狀態(具有兩層結構)，充分說明搬運它的介質在整個搬運過程中(不僅在沉積階段)自始至終都保持了這種塑性狀態。因此，完全可以把“泥包礫”結構作為塊體搬運過程和砂質碎屑流沉積物識別的最有意義的標志性證據。

4 延長組深水砂巖形成過程

在上述“泥包礫”結構特征及形成過程研究基礎上，結合筆者曾經建立的延長組深水沉積模式［13，42］，對該區深水砂巖(包括薄層狀濁積巖和塊狀砂巖)的起源、搬運與沉積過程形成了較為清晰的認識，其形成過程大致可以劃分為以下5個階段(圖8):

(1)三角洲前緣砂泥巖互層形成階段:來自母巖區的風化產物經流水搬運和機械分異后，在三角洲前緣堆積而形成砂泥巖互層結構。在該階段，由于砂巖密度較泥巖大，上覆砂巖層下陷至下伏泥巖中形成負載構造，當遇到地震振動搖晃作用時，負載體會脫離母巖，落入下伏泥巖層中而形成球體或橢球體;同時，由于黏土礦物的富集或生物作用，在泥巖中可發育泥質結核、灰質結核或鐵質結核等。

(2)泥質碎屑流形成階段:在重力及古地震等外力誘因作用下，泥巖首先發生剪切變形，形成泥質碎屑流;在剪切作用影響下，賦存在泥巖中的砂球與泥質結核發生滾動，形成特有的“泥包礫”結構。

(3)砂質碎屑流形成階段:隨著流動的繼續發展，上覆砂巖逐步液化產生砂質碎屑流;下伏泥巖進一步強烈變形，形成的泥質撕裂屑連同其中的“泥包礫”結構陸續卷入上覆砂質沉積物中。

(4)砂質碎屑流沉積階段:在深湖平原或坡角處，碎屑流“凍結停止”［19］，內部保留碎屑流搬運過程中形成的“泥包礫”及泥巖撕裂屑等特殊現象。

(5)濁流沉積階段:據Shanmugam等研究，水下碎屑流在搬運過程中，有時遭遇湖水稀釋，并在其頭部形成紊流團(濁流)，最終與砂質碎屑流分離，在深湖平原處形成濁積巖［2］。

圖8 延長組深水砂巖的搬運與沉積過程示意圖①三角洲前緣砂泥巖互層形成階段;②泥質碎屑流形成階段;③砂質碎屑流形成階段;④砂質碎屑流沉積階段;⑤濁流沉積階段Fig.8 Transportation and sedimentation process of deepwater sandstone in Yanchang Formation

5 結論

(1)通過對鄂爾多斯盆地幾個露頭剖面的地質調查，首次在延長組深水厚層塊狀砂巖中發現了一種“泥包礫”結構，即泥質結核或砂質團塊被幾厘米厚的泥質外殼呈同心環狀所包裹，漂浮在厚層塊狀砂巖中。

(2)分析了“泥包礫”結構的形成與演變過程，認為主要與三角洲前緣特殊的“碎屑流”形成過程有關。由于黏土礦物的相對富集或受生物與古地震作用，在三角洲前緣砂泥巖互層結構的泥巖中可能會發育泥質結核或砂質團塊;由于三角洲前緣的“碎屑流化”總是從泥巖開始，先形成泥質碎屑流，與此同時，泥巖中的砂質團塊或泥質結核在其中滾動形成泥質包殼，此后由于上覆砂巖液化再形成砂質碎屑流，被撕裂的泥巖碎片及含泥質包殼的團塊逐步卷入了砂巖中，由此形成了賦存于砂巖中的“泥包礫”結構。

(3)提出“泥包礫”結構的形成過程自始自終表現出含有它的沉積物是作為塊體狀態(賓漢塑性體)被搬運的，自始自終表現出其在搬運中是被介質的強度所支撐的，據此認為泥包礫”結構是確定延長組深水厚層塊狀砂巖為砂質碎屑流成因的最有意義的標志性證據，并以它為示蹤標志，建立了延長組深水砂巖從開始啟動到搬運、再到沉積的過程與模式。

(4)本文認為“泥包礫”也為深海沉積中塊體搬運作用與搬運過程的研究提供了一種可借鑒的關鍵性判識標志，這不僅對于當前全球深水(深海與深湖)油氣勘探具有重要價值，而且對于目前國際地學界廣泛開展的大陸邊緣沉積物“從源到匯”過程的研究有積極意義。

致謝 由衷感謝美國德克薩斯州立大學Shanmugam教授針對作者初稿提出的重要的修改意見，感謝中國石油勘探開發研究院西北分院劉震華高級工程師幫助素描清繪了部分圖件。

References)

1 Solheim A，Bryn P，Sejrup H P，et al.Ormen Lange:An integrated study for the safe development of a deep-water gas field within the Storegga Slide complex，NE Atlantic continental margin:Executive summary［J］.Marine and Petroleum Geology，2005，22(1/2):1-9

2 Shanmugam G，Lehtonen L R，Straume T，et al.Slump and debris flow dominated upper slope facies in the Cretaceous of the Norwegian and Northern North Seas(61°～67°N):Implications for sand distribution［J］.AAPG Bulletin，1994，78(6):910-937

3 Shanmugam G，Moiola R J.Reinterpretation of depositional processes in a classic flysch sequence(Pennsylvanian Jackfork Group)，Ouachita Mountains，Arkansas and Oklahoma［J］.AAPG Bulletin，1995，79(5):672-695

4 Purvis K，Kao J，Flanagan K，et al.Complex reservoir geometries in a deep water clastic sequence，Gryphon Field，UKCS:injection structures，geological modeling and reservoir simulation［J］.Marine and Petroleum Geology，2002，19(2):161-179

5 Duranti D，Hurst A.Fluidization and injection in the deep-water sandstones of the Eocene Alba Formation(UK.North Sea)［J］.Sedimentology，2004，51(3):503-529

6 Shanmugam G.Deep-water Processes and Facies Models:Implications for sandstone petroleum reservoirs［M］.Amsterdam:Elsevier，2006

7 Shanmugam G.New Perspectives on Deep-water Sandstones:Origin，recognition，initiation，and reservoir quality［M］.Amsterdam:Elsevier，2012

8 Meckel T.Classifying and characterizing sand-prone submarine masstransport deposits［R］.New Orleans:AAPG Annual Convention and Exhibition，2010

9 Shanmugam G，Shrivastava S K.Das B.Sandy debrites and tidalites of Pliocene reservoir sands in upper-slope canyon environments，offshore Krishna-Godavari Basin(India):Implications［J］.Journal of Sedimentary Research，2009，79(9):736-756

10 鄒才能，趙政璋，楊華，等.陸相湖盆深水砂質碎屑流成因機制與分布特征——以鄂爾多斯盆地為例［J］.沉積學報，2009，27(6):1065-1075［Zou Caineng，Zhao Zhengzhang，Yang Hua，et al.Genetic mechanism and distribution of sandy debris flows in terrestrial lacustrine basin［J］.Acta Sedimentary Sinica，2009，27(6):1065-1075］

11 李相博，劉化清，完顏容，等.鄂爾多斯盆地三疊系延長組砂質碎屑流儲集體的首次發現［J］.巖性油氣藏，2009，21(4):19-21［Li Xiangbo，Liu Huaqing，Wanyan Rong，et al.First discovery of sandy debris flow reservoir in Yanchang Formation，Triassic，Ordos Basin［J］.Lithologic Reservoirs，2009，21(4):19-21］

12 李相博，劉化清，陳啟林，等.大型坳陷湖盆沉積坡折帶特征及其對砂體與油氣的控制作用——以鄂爾多斯盆地三疊系延長組為例［J］.沉積學報，2010，28(4):717-729［Li Xiangbo，Liu Huaqing，Chen Qilin，et al.Characteristics of slope break belt in large depression lacustrine basin and its controlling effect on sandbody and petroleum:Taking the Triassic Yanchang Formation in the Ordos Basin as an example［J］.Acta Sedimentary Sinica，2010，28(4):717-729］

13 李相博，付金華，陳啟林，等.砂質碎屑流概念及其在鄂爾多斯盆地深水沉積研究中的應用［J］.地球科學進展，2011，26(3):286-294［Li Xiangbo，Fu Jinhua，Chen Qilin，et al.The concept of sandy debris flow and its application in the Yanchang Formation deep water sedimentation of Ordos Basin［J］.Advances in Earth Science，2011，26(3):286-294］

14 潘樹新，鄭榮才，衛平生，等.陸相湖盆塊體搬運體的沉積特征、識別標志與形成機制［J］.巖性油氣藏，2013，25(2):9-18［Pan Shuxin，Zheng Rongcai，Wei Pingsheng，et al.Deposition characteristics，recognition mark and form mechanism of mass transport deposits in terrestrial lake Basin［J］.Lithologic Reservoirs，2013，25(2):9-18］

15 Lowe D R.Sediment gravity flows:II，Depositional models with special reference to the deposits of high-density turbidity currents［J］.Journal of Sedimentary Research，1982，52(1):279-297

16 Kneller B，Branney M J.Sustained high-density turbidity currents and the deposition of thick massive beds［J］.Sedimentology，1995，42(4):607-616

17 Mulder T，Alexander J.The physical character of subaqueous sedimentary density flows and their deposits［J］.Sedimentology，2001，48(2):269-299

18 Shanmugam G.High-density turbidity currents:are they sandy debris flows?［J］.Journal of Sedimentary Research，1996，66(1):2-10

19 Shanmugam G.Ten turbidite myths［J］.Earth-Science Reviews，2002，58(3/4):311-341

20 Shanmugam G.New perspectives on deep-water sandstones:Implications［J］.Petroleum Exploration and Development，2013，40(3):316-324

21 Stow D A V，Johansson M.Deep-water massive sands:nature，origin and hydrocarbon implications［J］.Marine and Petroleum Geology，2000，17(2):145-174

22 Talling P J，Masson D G，Sumner F J，et al.Subaqueous sediment density flows:Depositional processes and deposit types［J］.Sedimentology，2012，59(7):1937-2003

23 Kuenen P H，Migliorini C I.Turbidity currents as a cause of graded bedding［J］.The Journal of Geology，1950，58(2):91-127

24 Bouma A H.Sedimentology of Some Flysch Deposits［M］.Amsterdam:Elsevier Pubication，1962:168

25 Shanmugam G.50 years of the turbidite Paradigm(1950s-1990s):deep-water processes and facies models-a critical perspective［J］.Marine and petroleum Geology，2000，17(2):285-342

26 Gee M J R，Masson D G，Watts A B，et al.The Saharan debris flow:An insight into the mechanics of long-runout submarine debris flows［J］.Sedimentology，1999，46(2):317-335

27 Surlyk F，Noe-Nygaard N.Sand remobilization and intrusion in the Upper Jurassic Hareelv Formantion East Greenland［J］.Bulletin of the Geological Society of Denmark，2001，48:169-188

28 Mellere D，Plink-Bj?rklund P，Steel R.Anatomy of shelf deltas at the edge of a prograding Eocene shelf margin，Spitsbergen［J］.Sedimentology，2002，49(6):1181-1206

29 McHugh C M G，Damuth J E，Mountain G S.Cenozoic mass-transport facies and their correlation with relative sea-level change，New Jersey continental margin［J］.Marine Geology，2002，184(3/4):295-334

30 Amy L A，Talling P J，Peakall J，et al.Bed geometry used to test recognition criteria of turbidites and(sandy)debrites［J］.Sedimentary Geology，2005，179(1/2):163-174

31 Mitchell J K，Holdgate G R，Wallace M W，et al.Marine geology of the Quaternary Bass Canyon system，southeast Australia:a cool-water carbonate system［J］.Marine Geology，2007，237(1/2):71-96

32 Gervais A，Mulder T，Savoye B.Sediment distribution and evolution of sedimentary processes in a small sandy turbidite system(Golo system，Mediterranean Sea):implications for various geometries based on core framework［J］.Geo-Marine Letters，2006，26(6):373-395

33 Talling P J，Wynn R B，Masson D G，et al.Onset of submarine debris flow deposition far from original giant landslide［J］.Nature，2007，450:541-544

34 Draganits E，Schlaf J，GrasemannB，et al.Giant submarine landslide grooves in the Neoproterozoic/Lower Cambrian Phe Formation，northwest Himalaya:mechanisms of formation and palaeogeographic implications［J］.Sedimentary Geology，2008，205(3/4):126-141

35 Encinas A，Finger K L，Nielsen S N ，et al.Rapid and major coastal subsidence during the late Miocene in southcentral Chile［J］.Journal of South American Earth Sciences，2008，25(2):157-175

36 Migeon S，Ducassou E，Le Gonidec Y，et al.Lobe construction and sand/mud segregation by turbidity currents and debris flows on the western Nile deep-sea fan(Eastern Mediterranean)［J］.Sedimentary Geology，2010，229(3):124-143

37 Olson H C，Damuth J E.Character，distribution and timing of latest Quaternary mass-transport deposits in Texas-Louisiana intraslope basins based on high-resolution(3.5 kHz)seismic facies and Piston Cores［C］∥ Mosher David C，Craig Shipp R，Moscardelli Lorena，et al.Submarine Mass Movements and Their Consequences:Advances in Natural and Technological Hazards Research，2010，28:607-617

38 Zou C N，Wang L，Li Y ，et al.Deep-lacustrine transformation of sandy debrites into turbidites，Upper Triassic，Central China［J］.Sedimentary Geology，2012，265/266:143-155

39 Marr J，Harff P，Shanmugam G，et al.Experiments on subaqueous sandy debris flows.Supplement to EOS Transactions，AGU Fall Meeting，San Francisco，1997，78(46):347

40 Driscoll N，Nittrouer C.Source to Sink Studies［R］.Margins Newsletter，2002，5:1-24

41 楊俊杰.鄂爾多斯盆地構造演化與油氣分布規律［M］.北京:石油工業出版社，2002［Yang Junjie.Structural Evolution and Petroleum Distribution Rules in Ordos Basin［M］.Beijing:Petroleum Industry Press，2002］

42 Li Xiangbo，Chen Qilin，Liu Huaqing，et al.Features of sandy debris flows of the Yanchang Formation in the Ordos Basin and its oil and gas exploration significance［J］.Acta Geologica Sinica，2011，85(5):1187-1202

43 付鎖堂，鄧秀芹，龐錦蓮.晚三疊世鄂爾多斯盆地湖盆沉積中心厚層砂體特征及形成機制分析［J］.沉積學報，2010，28(6):1081-1089［Fu Suotang，Deng Xiuqin，Pang Jinlian.Characteristics and mechanism of thick sandbody of Yanchang Formation at the centre of Ordos Basin［J］.Acta Sedimentary Sinica，2010，28(6):1081-1089］

44 賀靜，馮勝斌，袁效奇，等.鄂爾多斯盆地周緣延長組露頭剖面砂巖組分及地質意義分析［J］.巖性油氣藏，2011，23(6):30-43［He Jing，Feng Shengbin，Yuan Xiaoqi，et al.Sandstone component of outcrops of Yanchang Formation in the margin of Ordos Basin and its geological significance［J］.Lithological Reservoir，2011，23(6):30-43］

45 喬秀夫，李海兵.沉積物的地震及古地震效應［J］.古地理學報，2009，11(6):593-610［Qiao Xiufu，Li Haibing.Effect of earthquake and ancient earthquake on sediments［J］.Journal of Palaeogeography，2009，11(6):593-610］

46 王德坪.湖相內成碎屑流的沉積及形成機理［J］.地質學報，1991，65(4):299-317［Wang Deping.The sedimentation and formation mechanism of lacustrine endogenic debris flow［J］.Acta Geologica Sinica，1991，65(4):299-317］

47 賀明靜，孫根年，宋詠梅.陜西西安翠華山地質景觀遺跡成因探析［J］.干旱區地理，2005，28(2):145-149［He Mingjing，Sun Gennian，Song Yongmei.Study on the formation causes of the geologic landscape relics in the Cuihuashan Mountain National Geo-Park in Xi'an city，Shaanxi province［J］.Arid Land Geography，2005，28(2):145-149］

48 方小敏，沈明智，牟昀智.武都泥石流顯微構造及其形成機制初探［J］.中國科學(B 輯)，1991，(2):205-215［Fang Xiaomin，Shen Mingzhi，Mu Yunzhi.Preliminary exploration on microscopic structure and the forming mechanism of debris flow in Wudu［J］.Science China(Seri.B)，1991，(2):205-215］

49 王曰倫，賈蘭坡.周口店第四紀冰川現象的觀察［J］.地質學報，1952，32(1/2):16-25 ［Wang Yuelun，Jia Lanpo.Observation of glacier in Quaternary in Zhoukoudian［J］.Acta Geologica Sinica，1952，32(1/2):16-25］

50 李四光.華北平原西北邊緣地區的冰磧和冰水沉積［C］∥中國第四紀冰川遺跡研究文集.北京:科學出版社，1964:1-13［Li Siguang，Glacial material and glacial water sedimentation in the northwestern margin of Huabei Plain［C］∥ Research Atlas of Quaternary Glacial Remain.Beijing:Science Press，1964:1-13］

51 趙國龍，朱洪森，李泊洋，等.論內蒙古第四紀冰川和冰臼群的成因［J］.中國區域地質，2001，20(2):200-205［Zhao Guolong，Zhu Hongsen，Li Boyang，et al.Quaternary glacial geology and origin of glacial pothole swarms in Inner Mongolia［J］.Regional Geology of China，2001，20(2):200-205］

52 王昌勇，鄭榮才，高博禹，等.珠江口盆地荔灣井區珠江組深水扇沉積特征［J］.中國地質，2010，37(6):1628-1637［Wang Chan-gyong，Zhen Rongcai，Gao Boyu，et al.Deepwater fan sedimentary characteristics of Zhujiang Formation in Liwan area of Zhujiang River mouth basin［J］.Geology in China，2010，37(6):1628-1637］

53 喬秀夫，郭憲璞，李海兵，等.龍門山晚三疊世軟沉積物變形與印支期構造運動［J］.地質學報，2012，86(1):132-156［Qiao Xiufu，Guo Xianpu，Li Haibing，et al.Soft-sediment deformation in the Late Triassic and the Indosinian Tectonic Movement in Longmenshan［J］.Acta Geologica Sinica，2012，86(1):132-156］

54 鄭榮才，文華國，韓永林，等.鄂爾多斯盆地白豹地區長6油層組湖底滑塌濁積扇沉積特征及其研究意義［J］.成都理工大學學報:自然科學版，2006，33(6):566-575［Zheng Rongcai，Wen Huaguo，Han Yonglin，et al.Discovery and significance of sublacustrine slump turbidite fans in Chang 6 oil-bearing formation of Baibao region in Ordos Basin，China［J］.Journal of Chengdu University of Technology:Natural Science Edition，2006，33(6):566-575］

55 李元昊，劉池洋，王秀娟.鄂爾多斯盆地三疊系延長組震積巖特征研究［J］.沉積學報，2008，26(5):772-779［Li Yuanhao，Liu Chiyang，Wang Xiujuan.Discovery and significance of seismites in Late Tertiary Yanchang Formation of Ordos Basin［J］.Acta Sedimentologica Sinica，2008，26(5):772-779］

56 李相博，劉化清，陳啟林，等.鄂爾多斯晚三疊世盆地構造屬性及盆地后期改造問題［J］.石油實驗地質，2012，34(4):376-382［Li Xiangbo，Liu Huaqing，Chen Qilin，et al.Tectonic properties and post-reformation in Late Triassic，Ordos Basin［J］.Petroleum Geology and Experiment，2012，34(4):376-382］

57 Middleton G V，Hampton M A.Sediment Gravity Flows:Mechanics of flow and deposition［M］//Middleton G V，Bouma A H.Turbidites and Deep-Water Sedimentation:Short Course Lecture Notes，Part I.California:Los Angeles，1973:1-38

58 Johnson A M.Physical Processes in Geology［M］.SanFrancisco:Freeman，Cooper＆ Company，1970:17-18;496-501;517-519

59 Hooyer T S，Iverson N R.Clast-fabric development in a shearing granular material:Implications for subglacial till and fault gouge［J］.Geological Society of America Bulletin，2000，112(5):683-692

60 H?lzel M，Grasemann B，Wagreich M.Numerical modelling of clast rotation during soft-sediment deformation:A case study in Miocene delta deposits［J］.International Journal of Earth Sciences，2006，95(5):921-928