李釗,孫雨,閆百泉,于利民,王鑫銳,劉如昊

1)東北石油大學地球科學學院,黑龍江大慶,163318;2)東北石油大學三亞海洋油氣研究院,海南三亞,572024;3)中國石油吉林油田分公司,吉林松原,138000

內(nèi)容提要：陸源碎屑細粒沉積巖收縮裂隙廣泛發(fā)育(湖)海陸過渡相中,其成因機制對古環(huán)境研究具有重要指示意義,也是震積巖和微生物成因沉積構造領域的研究熱點。通過調(diào)研國內(nèi)外收縮裂隙的相關研究,系統(tǒng)總結了收縮裂隙的形態(tài)特征、成因機制及其研究的地質(zhì)意義。結果表明:收縮裂隙主要發(fā)育在(湖)海陸過渡相粉砂巖與黏土巖互層的陸源碎屑細粒沉積巖中,通常發(fā)育在粉砂巖層的底面,向下逐漸尖滅于下部黏土巖層,呈腸狀、脈狀或蠕蟲狀的粉砂質(zhì)充填,其層面形態(tài)可分為紡錘形裂隙、不規(guī)則裂隙、多邊形裂隙等多種類型,反映了不同的沉積環(huán)境。收縮裂隙的成因包括與鹽度變化相關的合氣作用、地震作用、風暴作用、微生物席破裂作用等。收縮裂隙對沉積環(huán)境、事件性沉積、高頻(湖)海退—(湖)海侵界面具有重要指示意義。根據(jù)收縮裂隙的形態(tài)特征及其組合可以指示沉積相帶,根據(jù)收縮裂隙的發(fā)育特征及其伴生現(xiàn)象可以指示地震、風暴、重力流等事件性沉積;微生物成因的收縮裂隙具有沉積物暴露的指示作用,能夠指示不同級次的(湖)海退—(湖)海侵界面及古(湖)海平面變化。

在國內(nèi)外的元古代地層海陸過渡相細粒沉積巖中廣泛發(fā)育一種“收縮裂隙”及其表現(xiàn)出來的“砂脈”充填(Kidder,1990;胡建民等,1991; Pratt,1998;Tanner et al.,1998,2003;史曉穎等,2008a,b;邢智峰,2010;Singh et al.,2013;李曉波等,2020;吳子杰,2022),層面上呈紡錘形,部分呈多邊形和完整多邊形裂隙(圖1),剖面上為垂直或近垂直的腸狀、脈狀或蠕蟲狀“砂脈”,向下延伸逐漸變細直至消失(圖2)。這類裂隙層面上的形態(tài)特征類似于干燥裂隙(Tanner et al.,2003),而剖面上的形態(tài)特征又明顯不同于干燥裂隙。研究者通常保留“裂隙”來描述最初形成的空腔,這些空腔最終由后期的粉砂質(zhì)沉積物填充,從而表現(xiàn)為“砂脈”特征。目前發(fā)現(xiàn)的這類裂隙主要發(fā)育在海陸過渡相的水下細粒沉積巖中,表明其成因與干燥裂隙有明顯區(qū)別,國外研究者用synaeresis cracks(簡稱“sy”)表示這類裂隙,通常翻譯為“收縮裂隙”,本文沿用這一名詞來概括不同成因的這些裂隙,并非暗示其成因與鹽度變化引起的脫水收縮有關。收縮裂隙的成因機理一直以來備受國內(nèi)外學者關注(Kidder,1990;Pratt,1998;Tanner et al.,1998,2003;史曉穎等,2008a,b;鄭元等,2009; 鐘建華等,2009;邢智峰,2010;Singh et al.,2013;Davies et al.,2016;McMahon et al.,2016;李曉波等,2020),并開展了廣泛的、有建設性的探討,但至今難以得到統(tǒng)一、公認的成因機制解釋。這類裂隙最開始被認為是由于鹽度變化引起的黏土水下收縮裂隙,稱為“共滲裂隙”(Plummer et al.,1981)。后來用“收縮裂隙”來描述填滿沉積物的這些裂隙(Tanner,1998),至今“收縮裂隙”一詞仍被廣泛使用。Seilacher(1984)提出了震積巖的概念,部分學者將這種水下收縮裂隙納入了震積巖的范疇,國內(nèi)震積巖研究中將其細化為“液化砂巖脈”(喬秀夫等,1997a;陳世悅等,2003;邵宸等,2012;劉澤璇等,2020)和碳酸鹽巖中的震動液化脈(喬秀夫等,1997b); 也有學者將其劃入到軟沉積物變形構造的范疇(鐘建華等,2009;邵宸等,2012;石成龍,2016)。隨著國內(nèi)外學者對陸源硅質(zhì)碎屑巖中微生物成因沉積構造的深入研究,一些學者將收縮裂隙歸為微生物成因沉積構造中的席破壞成因構造類型(Schieber,2004,2007;史曉穎等,2008a,b;梅冥相等,2009,2011;邢智峰,2010;李濤,2011;張利偉,2014;邢智峰等,2018;白萬備等,2018;李曉波等,2020)。近年來,在中生代白堊紀和新生代古近紀的湖泊相細粒沉積巖中也發(fā)現(xiàn)了大量類似的水下收縮裂隙(圖1、圖2),其中具有代表性的是松遼盆地白堊系青山口組和美國西部皮坎斯克里克盆地古近系發(fā)育的收縮裂隙,其成因機理也引起了廣泛關注。松遼盆地白堊系青山口組收縮裂隙主要為地震作用導致未固結沉積物產(chǎn)生顆粒震蕩過飽和,致使砂巖顆粒液化重新排列,最終向某一方向穿入泥巖而形成垂向上為“S”形的“砂脈”(邵宸等,2012;劉澤璇等,2020)。美國西部皮坎斯克里克盆地古近系的收縮裂隙主要為風暴作用使粉砂巖—泥巖互層中的粉砂液化,并在重力作用下進入到泥巖層中,最后在埋深壓實作用下形成腸狀粉砂脈(T?navsuu-Milkeviciene et al.,2012)。

圖1 國內(nèi)外典型收縮裂隙野外露頭、巖芯層面圖

綜上所述,收縮裂隙主要發(fā)育在(湖)海陸過渡相粉砂巖與黏土巖互層的陸源碎屑細粒沉積巖中,通常發(fā)育在粉砂巖層的底面,向下逐漸尖滅于下部黏土巖層,呈腸狀、脈狀或蠕蟲狀的粉砂質(zhì)充填,這明顯不同于干燥裂隙?，F(xiàn)有研究結果表明收縮裂隙對沉積環(huán)境、層序地層界面具有重要指示意義。本文通過調(diào)研陸源碎屑細粒沉積巖中收縮裂隙的相關文獻,總結了收縮裂隙的形態(tài)特征、成因機制及地質(zhì)意義,以期為后續(xù)研究提供參考。

1 收縮裂隙的形態(tài)特征

通過調(diào)研國內(nèi)外相關文獻,總結了具有代表性的陸源碎屑細粒沉積巖收縮裂隙的發(fā)育時代、沉積環(huán)境和成因(表1),并梳理了不同成因收縮裂隙的形態(tài)特征。

表1 國內(nèi)外典型收縮裂隙特征及成因統(tǒng)計表

1.1 收縮裂隙的層面形態(tài)特征

陸源碎屑細粒沉積巖中收縮裂隙在層面上形態(tài)成一個連續(xù)系統(tǒng),從紡錘形、不規(guī)則裂隙到部分連接多邊形、完整多邊形裂隙(圖3a—h),長度20～100 mm,甚至更長,寬2～10 mm。大多數(shù)收縮裂隙是直邊或輕微彎曲的,也存被稱為卷曲裂隙和正弦曲線形的特例(Cowan and James,1992;Patel,2013)(圖3e、f)。Kidder(1990)在美國蒙大拿州中元古代淺水三角洲環(huán)境泥巖中觀察到三種不同類型的收縮裂隙,并依據(jù)層面上的形態(tài)將其分為紡錘形裂隙(圖3a)、不規(guī)則裂隙(圖3b、c)、多邊形裂隙(圖3d),從紡錘形裂隙→不規(guī)則裂隙→多邊形裂隙,規(guī)模逐漸變大。層面形態(tài)特征是鑒別收縮裂隙的重要依據(jù),通過層面形態(tài)特征可以排除剖面形態(tài)相似但層面形態(tài)特征表現(xiàn)為沙火山和逃逸構造的情況。

圖3 典型收縮裂隙層面形態(tài)特征素描圖

1.2 收縮裂隙的剖面形態(tài)特征

陸源碎屑細粒沉積巖中收縮裂隙在剖面上通常為垂直或近垂直于粉砂巖的底面,向下逐漸尖滅于下部黏土巖層,呈腸狀、脈狀或蠕蟲狀的粉砂質(zhì)充填,長度10～80 mm,甚至更長,寬度5～20 mm(圖4)。大部分收縮裂隙在剖面上表現(xiàn)為向下逐漸變細(Kidder,1990;Harazim et al.,2013),紡錘形裂隙剖面上特征與不完全裂隙形態(tài)相似,但其規(guī)模較小(Kidder,1990)(圖4a、b)。有些裂隙在層面上形態(tài)與紡錘狀裂隙相似且多與皺飾構造共生(宋天銳等,1985;劉洪福等,1992;史曉穎等,2008a,b;梅冥相等,2009;李濤,2011;邢智峰等,2018;李曉波等,2020),這可能指示這類收縮裂隙與微生物有關(圖4d)。部分裂隙伴隨微斷層發(fā)育(圖4g、h),這可能指示該類收縮裂隙成因存在地震作用(Pratt,1998,2019;喬秀夫等,1997a,b;陳世悅等,2003;邵宸等,2012;劉澤璇等,2020a,b)。需要注意的是收縮裂隙的剖面形態(tài)特征易于識別,但不是獨有的特征,還需要結合層面特征來鑒別收縮裂隙。

圖4 典型收縮裂隙剖面形態(tài)特征素描圖

2 收縮裂隙的形成機制

2.1 與鹽度變化相關的合氣作用

最初,地質(zhì)學家通常認為巖石中存在的收縮裂隙是干燥裂縫,但是實驗表明在不間斷水覆蓋期間,由于水環(huán)境中鹽度增加,含有蒙脫土的沉積物中會產(chǎn)生一些泥漿裂縫,這對地層中收縮裂隙的起源提出了新的解釋(Burst,1965)。Jüngst(1934)首次提出與鹽度變化相關的合氣作用,可以促進收縮裂隙的形成。合氣作用是指從收縮的凝膠中排出水的過程,包括反絮凝作用和晶內(nèi)脫水作用。此后這一術語做為收縮裂隙的成因機制,并將此類泥裂縫稱為合氣裂隙(McMahon et al.,2016)。其基本原理為:鹽度的增加會降低水下膨脹黏土的保水能力,因此環(huán)境鹽度增加會使膨脹黏土晶內(nèi)脫水,在沉積物—水界面處和附近形成裂隙(Burst,1965)(圖5)。最開始研究者通過實驗證明鹽度的變化是收縮裂隙的形成條件(Jüngst,1934;Burst,1965;T?navsuu-Milkeviciene et al.,2012),之后發(fā)現(xiàn)收縮裂隙大多發(fā)育在海陸過渡相環(huán)境,這也表明環(huán)境有鹽度變化的情況(Maceachern et al.,2005)。實驗結果表明鹽度變化可以促進裂隙的形成,但不是收縮裂隙形成的必要條件(Jüngst,1934)。除了鹽度變化的影響,沉積物壓實度和溫度的變化可能對收縮裂隙的形成有影響,且裂隙形態(tài)受沉積物成分、宿主層厚度和宿主層表面結構的控制(Plummer,1981)。近年來,在三角洲環(huán)境中發(fā)現(xiàn)大量收縮裂隙,雖然研究者將其劃分為生物遺跡,但其成因可能與鹽度變化有關(Maceachern et al.,2005)。從剖面上看這類裂隙穿過薄沙層,表明其不是原生沉積作用產(chǎn)生的(圖2i);層面上有明顯的裂縫形態(tài),通常解釋為鹽度變化引起的黏土脫水形成的。但目前在現(xiàn)代鹽應力環(huán)境中沒有發(fā)現(xiàn)收縮裂隙,且鹽度變化缺乏獨立的證據(jù),所以與鹽度變化相關的合氣作用并不能解釋所有的收縮裂隙成因機制(Pratt,1998)。結合收縮裂隙實例,與鹽度變化相關的合氣作用的收縮裂隙本質(zhì)上是脫水作用形成,同時這類收縮裂隙主要發(fā)育在沉積物表面附近,其保存潛力極低,而收縮裂隙普遍發(fā)育表明有其他的外力作用使收縮裂隙在層內(nèi)形成。

圖5 與鹽度變化相關的合氣作用成因收縮裂隙實驗圖(a)和巖層中示意圖(b)

2.2 地震作用

Pratt(1998)提出了現(xiàn)存大多數(shù)的收縮裂隙是地震作用產(chǎn)生的,地震作用導致未固結的砂、泥互層中泥漿隨機定向的黏土顆粒震蕩,排出孔隙水并開裂形成裂隙,液化粉砂從相鄰層注入泥層,最后形成“砂脈”特征的收縮裂隙(圖6)。地震作用成因的收縮裂隙發(fā)育在發(fā)育砂、泥巖互層中,剖面上既有向上延伸逐漸尖滅,也有向下延伸逐漸尖滅,這可能與地震引起不同方向剪切應力有關(圖4e、f)。這類收縮裂隙常常伴隨著微斷層、震裂縫、震裂角礫巖等出現(xiàn),更充分證明這類收縮裂隙的形成與地震作用有關(喬秀夫等,1997a,b;Pratt,1998,2019;陳世悅等,2003;邵宸等,2012;劉澤璇等,2020)。地震作用形成的收縮裂隙形態(tài)的控制因素包括:原生孔隙水含量、沉積物組成、沉積構造、所涉及地層厚度、沉積物的深度、地震的震級和位置以及震蕩的持續(xù)時間(Pratt,1998)。

圖6 地震誘發(fā)泥巖產(chǎn)生陸源碎屑細粒沉積巖收縮裂隙模式圖(據(jù)Pratt,1998修改)

隨著國內(nèi)許多學者對震積巖深入研究,在我國松遼盆地(邵宸等,2012;劉澤璇等,2020)、塔里木盆地(陳泉均等,2021)、鄂爾多斯盆地(孫萌思等,2021)、渤海灣盆地(陳世悅等,2003)都發(fā)現(xiàn)了類似的收縮裂隙。研究者將其歸為震積巖液化砂巖脈或軟沉積物變形構造,并建立了震積巖垂向發(fā)育模式圖,通過震積巖垂向發(fā)育模式圖可以輔助判斷收縮裂隙的成因類型。國內(nèi)研究者將其成因機制解釋為:地震作用引起的剪切力導致未固結沉積物中的顆粒震蕩過飽和,致使壓力升高,砂巖顆粒液化重新排列,最終向某一方向穿入泥巖而形成收縮裂隙(陳世悅等,2003;邵宸等,2012;劉澤璇等,2020)。這與Pratt的成因解釋區(qū)別在于泥漿開裂是壓力升高引起的。此外,收縮裂隙的發(fā)育特征還可以指示地震震級,研究表明震級大于里氏5級或Ⅵ度烈度砂巖發(fā)生液化(喬秀夫等,1997;田洪水等,2015;蘇德辰等,2018),這也說明收縮裂隙在震級大于里氏5級或Ⅵ度烈度條件下發(fā)育。目前的研究表明,地震作用成因收縮裂隙本質(zhì)上受脫水作用和液化作用影響,地震是脫水作用和液化作用的誘因。

2.3 風暴作用

已發(fā)現(xiàn)的收縮裂隙常見與風暴作用沉積巖伴生(Kidder,1990;T?navsuu‐ Milkeviciene et al.,2012;Harazim et al.,2013),因此研究者將風暴作用作為收縮裂隙的一種成因機制展開探討。其基本原理是風暴作用把砂級顆粒搬運到未固結的黏土沉積物之上,由于風暴的震蕩作用,使未固結的砂、泥互層沉積物中的粉砂液化流動,在重力作用下向下進入到下伏泥質(zhì)沉積物中,并在壓實作用下形成向下逐漸變細的腸狀收縮裂隙。美國西部皮坎斯克里克盆地古近系始新世的收縮裂隙,被認為是風暴作用或快速堆積的重力流形成的,砂、泥巖互層的地層中發(fā)育丘狀交錯層理(圖2k),表明該時期存在風暴作用的沉積環(huán)境(T?navsuu ‐Milkeviciene et al.,2012)。Harazim(2013)在紐芬蘭貝爾島早奧陶世海灘組中無生物擾動的泥巖與上覆的風暴砂巖之間的結合處,也發(fā)現(xiàn)收縮裂隙普遍存在,但通過分析認為裂隙是微生物席破裂形成的,主要形成機制為:隨著水位下降,部分微生物席短暫暴露,席層中的水分蒸發(fā),部分席體收縮、破裂、卷曲,風暴作用帶來新的沉積物將裂隙填充,形成了形態(tài)各異的收縮裂隙(圖1e、圖2b)。風暴作用形成的收縮裂隙剖面形態(tài)特征不同于地震作用,通常呈向下逐漸尖滅的腸狀收縮裂隙,這主要是由于重力作用使液化粉砂向下進入到泥質(zhì)沉積物中,風暴作用成因收縮裂隙形成主要受液化作用和重力作用影響,目前對于風暴作用成因收縮裂隙的控制因素及形成機制還有待進一步研究。

2.4 微生物席破裂作用

隨著微生物成因沉積構造研究不斷深入,部分研究人員將收縮裂隙劃入微生物成因沉積構造的范疇,這給收縮裂隙成因研究提供了新方向(Furniss et al.,1998;Gehling,1999;Shen et al.,2016)。Schieber(2004)對硅質(zhì)碎屑巖的微生物成因沉積構造進行了系統(tǒng)總結,將碎屑巖水下收縮裂隙歸為微生物席破壞相關構造,引發(fā)了國內(nèi)外學者對碎屑巖水下收縮裂隙成因機制的廣泛研究。微生物席破裂作用成因的收縮裂隙在剖面上形態(tài)上大多是向下延伸逐漸尖滅,常常伴隨皺飾構造、微生物席碎片、卷邊構造等出現(xiàn)(圖1d—f,圖2c、d)(Schieber,2004,2007;邢智峰,2010,2018;李濤,2011;白萬備等,2018;李曉波等,2020)。Harazim(2013)將其成因機制解釋為兩種情況(圖7):①內(nèi)部體積的減小在被砂土掩埋之前產(chǎn)生近垂直裂隙,在砂土掩埋后,微生物席開始破裂,先前存在的近垂直裂隙被上覆層的粉砂填充(圖7c—e);②內(nèi)部裂隙在被砂土掩埋之前不存在,微生物席形成的裂隙在掩埋過程中因破裂作用而受損(圖7f、e),然后被覆蓋的粉砂填充。第一種情況,收縮裂隙本質(zhì)上是微生物席在暴露后脫水形成的,這類收縮裂隙在層面上形態(tài)特征與本文所研究的相符合;第二種情況,裂隙本質(zhì)上是微生物席腐爛分解而產(chǎn)生的氣體在沉積物表層形成的,這類裂隙剖面的形態(tài)特征可能與本文研究的相似,但層面形態(tài)特征表現(xiàn)為沙火山和逃逸構造(邢智峰等,2018)。綜上,微生物席破裂作用成因的收縮裂隙本質(zhì)上是微生物席在暴露后脫水形成的,因此有學者稱之為脫水裂隙,這類收縮裂隙在層面上形態(tài)特征與本文所研究的相符合,從而被歸為微生物席破壞作用這一成因類型。

圖7 微生物席破裂作用形成收縮裂隙模式圖(據(jù)Harazim et al.,2013修改)

邢智峰(2010)等依據(jù)現(xiàn)代微生物席和微生物沉積構造,將收縮裂隙的充填分為3種方式(圖8):第一種填充物來自風暴浪或風力帶來的大量沉積物,快速填充裂隙(圖8a);第二種填充方式是由干裂的微生物席重覆水后,邊緣的微生物再生長縫合裂隙(圖8b);第三種裂隙的填充物來自干燥條件下地下水上涌,由高鹽的海水蒸發(fā)形成的結晶(圖8c)。其中,第一種裂隙的充填方式得到了部分收縮裂隙形成環(huán)境的證實(T?navsuu-Milkeviciene et al.,2012;Harazim et al.,2013)。

圖8 微生物席干裂后收縮裂隙的充填示意圖(據(jù)邢智峰,2010)

目前對于松遼盆地青山口組收縮裂隙的成因爭議主要在地震作用和風暴作用之間(圖1g—i、圖2i—o),結合大情字井區(qū)青山口組收縮裂隙層面圖、剖面圖及該段地層的沉積環(huán)境分析(圖9),本文認為該地區(qū)地震頻繁且沉積環(huán)境為濱淺湖帶的淺水環(huán)境,收縮裂隙中填充物主要為鈣質(zhì)粉砂巖,說明該地區(qū)收縮裂隙成因既有地震作用也有風暴作用。這兩種成因都與液化作用有關,風暴作用成因收縮裂隙還受到重力作用的影響,收縮裂隙在剖面上通常表現(xiàn)為向下延伸逐漸變細。

3 收縮裂隙研究的地質(zhì)意義

綜上所述,收縮裂隙對于層序邊界、沉積環(huán)境、事件性沉積等具有重要的指示作用,深入開展收縮裂隙的形成機制研究具有地質(zhì)意義。

3.1 沉積環(huán)境的指示意義

收縮裂隙對于沉積環(huán)境的指示作用很早就被關注,最開始發(fā)現(xiàn)的收縮裂隙主要發(fā)育在潮上帶下部、潮間帶上部等海陸過渡環(huán)境或古鹽度變化的沉積環(huán)境,通常被作為該類沉積相的標志(Harazim et al.,2013)。與鹽度相關合氣作用成因收縮裂隙在一定程度上可以指示水體鹽度發(fā)生變化的沉積環(huán)境,如海水流入潟湖或潮汐通道(Harazim et al.,2013)。Noffke等(2012)總結了微生物成因的收縮裂隙在潟湖與無障壁海岸的分布情況,認為潮上帶下部至潮間帶上部適宜微生物成因的收縮裂隙形成,根據(jù)收縮裂隙的形態(tài)特征及其組合可以指示發(fā)育相帶的位置。如:潮上帶下部以紡錘狀、瘤狀和放射狀收縮裂隙為主,潮間帶上部則以不規(guī)則、多邊形收縮裂隙為主。我國華北地臺魯山地區(qū)中新元古代地層中微生物成因的收縮裂隙分布也證實了這一觀點(李濤等,2011;湯冬杰等,2011)(圖10)。此外,收縮裂隙研究對于化石缺乏的湖泊、三角洲沉積環(huán)境分析也具有一定的指示作用(Tanner,2003)。如蘇格蘭西北部白堊系湖相地層中發(fā)育的收縮裂隙是微生物結合粘性淤泥基質(zhì)在水下脫水過程中形成的,可以指示沒有生物擾動的沉積環(huán)境(Cowan and James,1992)。河南宜陽下三疊統(tǒng)劉家溝組湖泊三角洲前緣沉積中,微生物席成因的收縮裂隙分布情況也與沉積相分布存在明顯的依存關系(邢智峰等,2018)。廣泛發(fā)育的紡錘狀、鳥足狀、網(wǎng)狀、波曲狀的收縮裂隙指示水體變淺,濱淺湖沉積逐漸向擴展湖過渡,部分微生物席短暫暴露而形成不同規(guī)模、形態(tài)的收縮裂隙。

圖10 微生物成因收縮裂隙分布與沉積相的耦合關系(據(jù)李濤,2011修改)

3.2 事件性沉積的指示意義

前已述及,地震作用和風暴作用均可導致未固結泥質(zhì)沉積物液化變形,從而形成收縮裂隙及其“砂脈”充填,甚至快速堆積的濁流沉積也可以為裂隙充填提供物質(zhì)來源。因此,根據(jù)收縮裂隙的發(fā)育特征及其伴生現(xiàn)象可以指示該類事件性沉積。如收縮裂隙伴隨著微斷層、震裂縫、震裂角礫巖等出現(xiàn)可以指示地震作用對未固結沉積物的改造程度。此外,收縮裂隙的發(fā)育特征還可以指示震級大于里氏5級或Ⅵ度烈度(喬秀夫等,1997;田洪水等,2015;蘇德辰等,2018)。砂、泥巖互層的地層中收縮裂隙伴隨著丘狀交錯層理的出現(xiàn)可以指示風暴作用發(fā)生及其對未固結沉積物的改造程度。

3.3 高頻(湖)海侵—(湖)海退界面的指示意義

細粒沉積巖的高頻層序地層界面識別是細粒沉積層序地層分析的難點。微生物成因的收縮裂隙形成主要與微生物席破壞有關,主要機理為微生物席形成之后暴露而發(fā)生破裂、卷曲、變形褶皺或脫水收縮等作用產(chǎn)生裂隙,后續(xù)被砂質(zhì)沉積物快速堆積或地下水上涌充填形成不規(guī)則“砂脈”。因暴露時間長短不同可以產(chǎn)生孤立的紡錘狀裂痕、多邊形網(wǎng)狀裂痕和曲形裂痕等各種形態(tài)的收縮裂痕(鄭元等,2009; 鄭偉等,2015,2017)。因此,該類收縮裂隙具有沉積物暴露成因的指示作用,能夠指示不同級次的(湖)海退—(湖)海侵界面及古(湖)海平面變化(Noffke et al.,2006)(圖11),可為高頻層序地層學研究提供重要線索。

圖11 微生物席發(fā)育位置與海侵—海退界面的耦合關系(據(jù)Noffke et al.,2006修改)

4 結論

(1)(湖)海陸過渡相細粒沉積巖中收縮裂隙呈多種形態(tài)特征,層面上主要為紡錘形、不規(guī)則多邊形、規(guī)則多邊形、曲線形等形態(tài),剖面上通常垂直或近垂直于(粉)砂巖的底面,向下逐漸尖滅于下部黏土巖層,呈腸狀、脈狀或蠕蟲狀的粉砂質(zhì)充填。

(2)(湖)海陸過渡相細粒沉積巖中收縮裂隙成因作用主要包括與鹽度變化相關的合氣作用、地震作用、風暴作用、微生物席破裂作用。地震作用和風暴作用導致未固結泥質(zhì)沉積物液化變形,從而形成收縮裂隙及其“砂脈”充填;微生物席破裂作用和合氣作用導致未固結沉積物形成“脫水裂隙”,后被砂質(zhì)沉積物快速堆積或地下水上涌充填形成不規(guī)則“砂脈”。

(3)收縮裂隙對沉積環(huán)境、事件性沉積、高頻(湖)海退—(湖)海侵界面具有重要指示意義。不同沉積環(huán)境中收縮裂隙的形態(tài)存在差異,根據(jù)收縮裂隙的形態(tài)特征及其組合可以指示發(fā)育相帶的位置;根據(jù)收縮裂隙的發(fā)育特征及其伴生現(xiàn)象可以指示地震、風暴、重力流等事件性沉積;微生物成因的收縮裂隙具有沉積物暴露成因的指示作用,能夠指示不同級次的(湖)海退—(湖)海侵界面及古(湖)海平面變化。