长期以来, 对于异地碳酸盐岩块体的描述存在着众多术语。国外对异地碳酸盐岩块体等外来岩块描述时, 一般使用“ exotic block, allochthonous block, glide blocks, slide blocks, sedimentary kipple, olistoliths” 等术语(Teale and Young, 1987), 国内一般采用滑来(移)体、滑塌块体、滑块、沉积飞来峰、孤立岩块、塌积岩等术语(高振中和段太忠, 1990; 张抗, 1994; 李培军等, 1996)。

这些术语所描述的异地沉积的碳酸盐岩块体均有如下3个共同特点:首先是其属于再沉积碳酸盐岩, 而非构造作用的产物; 其次是岩块时代老于或基本相当于基质时代; 其三是此类岩块规模一般较大, 至少为米级以上, 用砾石来形容已经显得不合适。现有的描述术语各有其局限性, 英文exotic具有一定的构造意味, 对于沉积性质明确的异地岩块来说不合适; glide和slide应用相对广泛一些, 但是一般用来描述滑坡或滑塌成因的岩块, 其描述范围有限; sedimentary kipple, 中文译为沉积飞来峰, 显然这是一个描述性的概念, 侧重于沉积物的地表特征, 其应用较为局限; olistolith, 中文译为滑来岩块、滑塌岩块、滑块、滑来体等, 这里采用滑来岩块的中文翻译。滑来岩块(olistolith)一词最早由Flores(1955)提出, 这个术语来源于两个希腊单词olistomai和lithos, 其原意特指滑塌堆积(olistostrome)中由基质支撑的较大的岩块, 但是根据Abbate等(1970)的建议和修正, 那些由滑坡、滑塌作用形成的独立于滑塌堆积的岩块也可以被称为滑来岩块, 滑来岩块可以有各种岩性, 如碳酸盐岩、砂岩、泥岩和超基性岩等, 而碳酸盐岩质的滑来岩块即是作者所要描述的异地碳酸盐岩块体。虽然如此, 现有的滑来岩块的概念还是不能包括所有异地沉积的碳酸盐岩块体, 因为除了可以被称为滑来岩块的异地碳酸盐岩块体之外, 碳酸盐岩礁前、台地断崖前也可以由岩崩和岩屑崩坍作用形成异地沉积的碳酸盐岩块体, 因此, 作者采用异地碳酸盐岩块体(allochthonous carbonate blocks)这一术语来概括上述情况下经过再沉积作用形成的碳酸盐岩块体。

已有的研究表明, 异地碳酸盐岩块体的形成与岩崩、岩屑崩坍、滑坡、滑塌和沉积物重力流作用密切相关。为便于后面的讨论, 兹将相关定义说明如下:

岩崩(rock fall):沿斜坡向下驱动和运移的独立已固结的岩块(Martinsen, 1994), 运动时没有支撑机制(少量的作用力来自颗粒之间的碰撞)。岩崩沉积主要形成位于斜坡脚的碎屑支撑、贫基质且孔隙较多的岩屑锥(Drzewiecki and Simo, 2002), 该岩屑锥的侧面从狭窄的楔形带到相对较宽的矩形都有出现, 岩崩作用常见于碳酸盐岩台地边缘。

岩屑崩坍(debris fall):分散的岩石碎屑沿斜坡向下运动, 自由运动的岩石碎屑主要受控于沿斜坡向下的重力作用, 少量的作用力来自颗粒的碰撞(Nemec, 1990; Martinsen, 1994)。岩屑崩坍在斜坡脚形成粗粒的、颗粒支撑的沉积体, 常见有逆粒序层理, 而那些砾径较大的岩屑可能被运至盆地(Drzewiecki and Simo, 2002)。岩屑崩坍作用常形成长舌形的粗粒沉积物堆积体, 且向其末端, 沉积物粒度变大, 且沉积的岩屑之间孔隙较为发育。

滑坡(slide):向下产生位移的沉积块体沿斜坡面上一个明确的剪切面向下运动, 沉积块体内部不具有变形特征或有微弱的变形特征(Martinsen, 1994), 滑坡块体的支撑机制来自于粘聚力。滑坡沉积一般形成独立的岩块, 且其内部层理可以得到很好的保存(Drzewiecki and Simo, 2002)。此类岩块一般表现为浅水相的岩块为深水相沉积所包围, 其底部具有一个主剪切带, 顶面则与上覆地层呈突变接触关系, 整体呈席状。

滑塌(slump):沉积块体沿斜坡面上的剪切面向下运动, 其内部具有明显的变形特征(Martinsen, 1994)。与滑坡沉积相同, 其支撑机制来自于粘聚力。滑塌沉积一般形成透镜状的具有变形特征的沉积单元, 其沉积层理发生卷曲或折叠(Drzewiecki and Simo, 2002)。其顶底特征与滑坡沉积相似, 区别在于滑塌褶皱为未变形的地层所覆盖。

碎屑流(debris flow):由不具分选特征的岩石碎屑和较细基质组成的塑性流体, 较大的岩石块体受来自基质的粘聚力和浮力而漂浮其中(Martinsen, 1994), 其支撑机制主要是来自基质提供的粘聚力和漂浮力。碎屑流沉积通常形成由粗粒岩石碎屑组成的透镜状或席状沉积体, 或为颗粒支撑或为基质支撑, 内部结构表现为混乱的堆积或具有一定粒序(Drzewiecki and Simo, 2002), 岩石碎片呈逆粒序, 基质中见有逆粒序、正粒序或无粒序, 碎屑流沉积在三维空间上呈席状体, 顶部与上覆地层呈突变接触关系。

浊流(turbidity current):浊流是一种处于紊乱状态的牛顿流体, 沉积物主要受到来自紊流的支撑并在悬浮的环境中沉积下来(Shanmugam, 2006)。浊流沉积以正粒序为特征, 底部与下伏岩层突变接触, 顶部则与上覆岩层为渐变接触, 盆地背景中的浊流沉积空间上呈席状体。

碳酸盐岩重力流(carbonate gravity flow):系指碳酸盐岩沉积背景下, 在重力作用的驱动下, 浅水沉积物沿海底顺坡搬运到深水区域, 形成的各种重力流沉积(赵澄林等, 2001)。

需要说明的是, 岩崩、岩屑崩坍、滑坡和滑塌均属于块体搬运过程, 而碎屑流和浊流则属于沉积物重力流。此外, 沉积物重力流还包括液化流和颗粒流, 然而, 碳酸盐岩重力流沉积中颗粒流沉积较少, 液化流沉积则基本不发育, 故作者对这两种流体类型不做重点讨论。

岩崩和岩屑崩坍可以形成孤立的碳酸盐岩块体和由多个岩块组成的碳酸盐岩屑锥, 独立的岩块可能存在于斜坡面上, 这主要取决于它们的大小和形成位置, 岩屑崩坍作用形成的岩屑一般围绕碳酸盐岩斜坡高地形成锥形堆积, 平面上表现为一个狭长的相带, 然而关于其描述实例却很少见诸于文字报道, 这主要是由于其形成位置较为局限(Coniglio and Dix, 1992)。这两种类型的碳酸盐岩块体多见于台地边缘陡峭的礁体前缘下部、断层崖、侵蚀峭壁等环境中, 在重力作用下, 不断跌落、堆积的岩块也可能演变为碎屑流沉积(Coniglio and Dix, 1992)。根据高振中和段太忠(1990)的报道, 湘西上寒武统中即存在岩崩形成的孤立碳酸盐岩块体, 呈块状, 但可显示生物型层理, 岩块多为灰白色的蓝绿藻礁灰岩, 岩块的长边一般与这种生物型层理垂直或斜交, 说明它不是滑动而是崩落成因的, 此外, 湖南宁远中泥盆统礁灰岩下伏层中见有由岩屑崩坍作用形成的异地碳酸盐岩块。

海底滑坡、滑塌和碎屑流作用是异地碳酸盐岩块体的又一成因机制。滑塌堆积中不仅常见碳酸盐岩块体也常见其他岩性的岩块, 这些岩块作为滑塌堆积的组成部分— — 滑来岩块与相对较细的基质部分沉积在一起, 整体表现为混乱无序的堆积, 这样的特征与那些能够负载巨大岩石块体的塑性碎屑流沉积特征极为相似(Lowe, 1979, 1982), 然而, 地质学家对发生在海底能够搬运巨大滑来岩块的碎屑流的详细沉积机制并无多少直观经验, 所以Naylor(1981)也只是推测海底碎屑流可能是这些异地沉积形成的主要机制。但是, 借助于日益进步的地球物理技术, 诸如高分辨率地震技术、三维地震技术和海底声纳扫描技术(Farre and Ryan, 1985), 并对比陆上碎屑流的沉积特征, 滑来岩块和滑塌堆积的沉积机制逐渐被人所揭示。现代的地球物理探测已经表明, 海底已固结成岩和半固结的岩石在重力作用的驱动下经常发生大规模的块体搬运和再沉积作用(Bailey et al., 1989), 运用高分辨率地震探测技术和三维地震技术, 可以清楚地识别现代和古代的由海底滑坡所产生的滑坡断崖与碎屑流等地质现象。将这些观测结果与地史时期形成的滑塌堆积相对比, 可以很好地说明海底滑坡沉积、滑塌沉积和碎屑流沉积等沉积作用可以形成远距离搬运沉积的滑来岩块(Jacobi, 1976, 1984; Lowe, 1979; Bailey et al., 1989; Nissen et al., 1999)。

海底滑坡沉积以整体连贯的块体沉积物沿海底斜坡面滑行, 常常发生于相对较陡的上斜坡, 这些海底滑坡沉积体一般可滑行50~100, km, 最远可达数百千米(Shanmugam, 2006), 非洲西北部发现的一些现代海底滑坡沉积被证实最远滑行了约300 km(Jacobi and Schweickert, 1976), 这些岩块脱离母体后, 在原地形成了滑坡断崖, 随着不断的滑行, 滑坡沉积既可以在一定地质条件下独自沉积下来, 也可以进入碎屑流沉积成为其一部分而在异地沉积下来, 成为滑塌堆积中的滑来岩块, 还可以远比同期碎屑流沉积在更加远离大陆边缘的地方, 形成孤立的巨大外来岩块, 中国闽西南地区下三叠统溪口组中就有此种类型的孤立岩块(李培军等, 1996)。

海底滑塌沉积以内部具有卷曲层理为特征, 与上部未发生变形的岩层形成鲜明对比, 其形成常常伴有同沉积断层, 通过一定距离的滑行, 滑塌作用也可以形成具变形特征的异地岩块, 而当滑塌作用强烈时, 可以使岩石破碎, 导致不同岩性、不同砾径的岩块混杂在一起, 形成含有较大岩块的碎屑流沉积, 此时可等同为滑塌堆积(Shanmugam, 2006), Naylor(1981)对亚平宁东北地区的滑塌堆积研究表明, 其外来岩块正是因为滑塌作用的发生形成的。

碎屑流沉积广泛地发育于深水沉积体系中, 是由基质支撑的一种块状流(Iverson et al., 1997), 流变学特征指示它属于宾汉体或塑性流体(Middleton and Hampton, 1973), 来自基质的粘聚力和浮力使得碎屑流可以搬运那些比流体本身密度还大的岩石块体(Middleton and Hampton, 1976), 所以, 滑坡作用和滑塌作用形成的较大岩块可顺海底斜坡下滑进入碎屑流中而被其向下搬运。现代研究实例表明, 碎屑流可以运行较长的距离, 最远可以到达离源区100, km的地方(Coniglio and Dix, 1992)。滑坡沉积、滑塌沉积和碎屑流沉积不是截然的彼此分割, 滑坡沉积经过一定距离的滑行, 可以转化为滑塌沉积, 而发生强烈同沉积变形的滑塌沉积则可以演化为碎屑流沉积, 碎屑流在一定地质条件下, 还可以转化为浊流沉积(Shanmugam and Moiola, 1994)(图 1)。一个由滑坡沉积、滑塌沉积和碎屑流沉积组成的沉积机制可以很好地解释滑来岩块的来源、搬运以及再沉积过程(Naylor, 1981; Fisher, 1984; Bailey et al., 1989; Muller et al., 1989; Tull and Telle, 1989; Pini, 1999; Molina and Vera, 2008)。应该注意的是, 滑来岩块不仅可以是碳酸盐岩块体, 也可以是其他岩性的块体。

图1

Fig.1

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	图1 在重力驱动作用下搬运沉积物进入深水环境的过程示意图(据Shanmugam and Moiola, 1994)Fig.1 Schematic diagram showing common types of gravity-driven process that transport sediments into deep-water environment(after Shanmugam and Moiola, 1994)

在活动大陆边缘, 由于大洋板块的俯冲作用, 导致弧后裂谷盆地扩张形成, 岩浆弧或岛弧的进一步拉张, 则可以形成弧间盆地, 弧后盆地及弧间盆地主要受控于一系列张性活动的正断层。在这样一种构造环境中, 由于较陡的海底斜坡地形和频繁的火山、地震活动, 极易形成海底滑坡、滑塌和碎屑流沉积, 随着拉张裂陷活动的发生, 先前固结成岩的碳酸盐岩不断解体, 以海底滑坡沉积、滑塌沉积和碎屑流的形式被搬运至异地再沉积(图 2)。美国新英格兰东南的Avalonian地体中的异地碳酸盐岩块体就形成于弧后裂谷盆地(Bailey et al., 1989), 而在构造作用的影响下, 岛弧上的灰岩地层也会有一部分裂解形成岩块而被搬运至弧前盆地再沉积, 甚至是板块俯冲带上, 接受构造作用的改造, 成为构造混杂岩的一部分。

图2

Fig.2

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	图2 活动大陆边缘异地碳酸盐岩块体形成示意图(据Bailey等, 1989, 有修编)Fig.2 Schematic diagram of allochthonous carbonate blocks along active continental margins(modified from Bailey et al., 1989)

地球物理探测表明, 只要是被研究过的现代被动大陆边缘, 都有海底滑坡沉积的存在, 非洲的南西侧和北西侧大陆边缘、美国的东北部大陆边缘和墨西哥湾北部等地区都见有海底滑坡沉积(Embley, 1980; Jacobi, 1984)。依先成沉积物的岩性不同可有碳酸盐岩沉积为主的被动大陆边缘和陆源碎屑沉积为主的被动大陆边缘。碳酸盐沉积为主的被动大陆边缘由于受同生拉张断裂活动的控制, 可以造成陆架的解体, 那里的碳酸盐岩台地不断裂解(Valladares, 1995), 进而形成滑坡沉积、滑塌沉积和碎屑流等重力流沉积(图 3)。中国湖南境内陡山沱组内出现的大量较大规模的异地碳酸盐岩块体即属于此种地质背景下的产物(Vernhet et al., 2006)。

图3

Fig.3

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	图3 被动大陆边缘异地碳酸盐岩块体形成示意图Fig.3 Schematic diagram showing formation of allochtho-nous carbonate blocks along passive continental margins

大洋中的海山是一种孤立的、坡度较陡的海底高地, 具有平顶的海山则被称为“ 盖奥特” (guyot), 之所以会形成平顶, 主要是由于海山顶部形成生物成因的碳酸盐沉积(许靖华, 2006), 成为孤立的碳酸盐岩台地, 其底座则为火山岩, 它们或为死火山, 或为活火山。当这些分布在大洋中的孤立碳酸盐岩台地的底座火山再次活动或受到其他构造活动影响时, 则会导致孤立台地顶部的碳酸盐岩盖帽解体、发生岩崩, 加之海山具有较陡的坡度, 则容易形成含有较大外来岩块的碎屑流沉积, 此背景下形成的碳酸盐岩块体常常与火山碎屑岩和火山熔岩伴生。近年来, 中国巴颜喀拉山及邻区一些原被认为灰岩掉块或外来推覆体的灰岩块体, 现在被认定为古海山的产物(王永标, 2005; 黎敦朋等, 2007), Molina和Vera(2008)对西班牙南部Alamedilla地区此种类型的异地碳酸盐岩块体也进行了很好的研究, 并建立了合理的模式(图 4)

图4

Fig.4

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	图4 西班牙南部Alamedilla 地区海山背景中异地碳酸盐岩块体形成示意图(据Molina et al., 2008)Fig.4 Schematic diagram of allochthonous carbonate blocks for seamount in Alamedilla, southern Spain(after Molina et al., 2008)

图5

Fig.5

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	图5 前陆盆地逆冲前缘异地碳酸盐岩块体形成示意图Fig.5 Schematic diagram of formation of allochthonous carbonate blocks in foreland basin

前陆盆地中的异地碳酸盐岩块体主要形成于前陆逆冲楔一侧。前陆盆地在形成过程中, 频繁活动的推覆体不断向前渊逆冲前进, 使得在前渊位置极容易形成岩崩和滑塌等, 由此形成的碳酸盐岩块体和碎屑流不断被搬运至盆地腹地, 形成异地沉积的岩块(图 5), 其产出往往与一条主要的逆冲断裂相伴生, Pini(1999)对意大利亚平宁北部地区此种类型的异地岩块和滑塌堆积进行了很好的研究并建立了较为合理的沉积模型。在以往的研究中, 一些学者认为那些含有较大外来岩块的滑塌堆积代表了拉张性质的构造环境, 现在看来, 滑塌堆积不仅可以出现在拉张性质的构造环境中, 也可以出现在挤压性质的构造环境中, 比如前陆盆地。

碳酸盐岩裙沉积模式的研究始于Pray 等(1967)和Cook等(1972)提出的碳酸盐岩碎屑岩席模式。在此基础上, Mullins和Cook等根据对巴哈马现代碳酸盐岩斜坡的研究并结合对古代碳酸盐岩斜坡的研究提出了碳酸盐岩裙模式(Cook, 1983; Mullins, 1983; Mullins and Cook, 1986), 其后不断修正完善而成。

5.1.1 碳酸盐岩斜坡

不同于海底扇模式, 碳酸盐岩裙模式的物源供给是线源式的, 而这种特点与碳酸盐岩台地及其相邻的碳酸盐岩斜坡的自然特性、尤其是碳酸盐岩斜坡地形密切相关。一般来说, 碳酸盐岩斜坡相对较陡, 坡度平均4° ~15° , 并且随高度的增加而变陡; 而硅质碎屑岩斜坡则相对较缓, 平均3° ~6° , 不随斜坡的高度变陡(Coniglio and Dix, 1992), 这就决定了碳酸盐岩裙的线源式沉积特点。Mullins(1983)对小巴哈马台地斜坡的研究表明, 那里的碳酸盐岩斜坡可以明显划分为上斜坡和下斜坡 (图 6), 上斜坡密集分布有大致平行排列的海底峡谷或下切水道, 由台地边缘伸向深海盆地, 来自台地的沉积物以重力流的形式经这些相对较小的下切水道被搬运沉积在下斜坡坡度较缓的位置上, 形成围绕台地的裙状沉积体, 裙体可以再细化为近裙沉积和远裙沉积。可见, 这种沉积物的运移方式明显不同于陆源碎屑海底扇模式那种通过一个单独的、较大规模的海底峡谷或水道来输送沉积物的点源式。

图6

Fig.6

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	图6 小巴哈马滩坡脚裙相带分布图(据Mullins, 1983)Fig.6 Facies distribution model of toe of slope apron of Little Bahama Bank(after Mullins, 1983)

碳酸盐岩斜坡地形是碳酸盐岩裙沉积的主要控制因素之一。Schlager和Camber(1986), Coniglio和Dix(1992)根据巴哈马地区的台地斜坡和古碳酸盐岩台地的研究, 提出了3种类型的碳酸盐岩斜坡类型, 即沉积型斜坡、过路型斜坡和侵蚀型斜坡 (图 7)。沉积型斜坡又称加积型斜坡, 沉积物主要在围绕台地的上斜坡堆积, 向盆地方向沉积厚度变小; 过路型斜坡上, 沉积物路过上斜坡而主要沉积在下斜坡, 个别情况下在上斜坡也有沉积或侵蚀作用发生; 侵蚀型斜坡在地震剖面上可见削蚀面并表现为相对较陡的坡度, 这种类型的斜坡也发育过路沉积, 沉积物堆积在坡脚位置, 且可能被底流再次搬运或者溶解, 滑坡体和大的岩崩块体常堆积在过路型斜坡或斜坡的坡脚位置, 斜坡上强烈的侵蚀作用能够导致陆架边缘向陆后退。不同特点的斜坡导致了碳酸盐岩重力流不同的搬运和沉积方式, 最终决定了碳酸盐岩裙沉积的特点, 前人根据对巴哈马台地斜坡的研究识别出了8种相模式(Mullins and Neumann, 1979; Mullins, 1983), 其中有两种在古代碳酸盐岩裙沉积中常见, 即碳酸盐岩坡脚裙模式和碳酸盐岩斜坡裙模式, 这两种模式分别与过路型斜坡和沉积型斜坡有关。

图7

Fig.7

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	图7 3种类型碳酸盐岩斜坡示意图(据Schlager and Camber, 1986; Coniglio et al., 1992)Fig.7 Schematic diagram of three types carbonate slope (after Schlager and Camber, 1986; Coniglio et al., 1992)

5.1.2 碳酸盐岩坡脚裙模式

碳酸盐岩坡脚裙沉积的建立得益于地质学家对巴哈马地区现代碳酸盐岩斜坡沉积特征的研究, 基本是类比小巴哈马滩东北斜坡的沉积特征, 对应的斜坡类型即是过路型斜坡。碳酸盐岩坡脚裙从台地斜坡转折点开始沿斜坡向下, 其斜坡倾角一般大于4° (图 8-A), 沉积物通过彼此大致平行的海底水道或者峡谷经过上斜坡向下输送, 下超在下斜坡位置, 形成横剖面呈楔形的斜坡裙沉积, 也可以席状重力流的形式搬运并沉积在下斜坡(Mullins and Cook, 1986)。

图8

Fig.8

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	图8 碳酸盐岩坡脚裙(A)和碳酸盐岩斜坡裙(B)模式图(据Mullins and Cook, 1986)Fig.8 Facies model for(A) carbonate toe of slope apron and(B) carbonate slope apron(after Mullins and Cook, 1986)

Cook(1983)和Mullins(1983, 1986)根据碳酸盐岩坡脚裙模式的特点, 将其划分为上斜坡、内裙、外裙和盆地4个不同的沉积相带(图 6), 并对各相带的沉积特征作了详细归纳。

上斜坡可见具良好层理特征的泥灰岩沉积, 一般被数量众多的小型海底水道或峡谷下切削蚀, 其内充填了粗粒的碎屑流沉积, 如颗粒支撑的砾岩、角砾岩, 海底滑坡沉积、滑塌沉积、巨角砾沉积、基质支撑的砾岩以及浊流沉积的砂屑灰岩, 上斜坡常有大型的滑坡和滑塌体, 并产生特征明显的削截面和沉积物重力流, 其中的滑坡沉积、滑塌沉积和巨角砾岩沉积在上斜坡形成大规模的异地碳酸盐岩块体。内裙可见碎屑流沉积形成的基质支撑或颗粒支撑的砾岩、角砾岩和巨角砾岩, 并有浊流沉积的出现, 一般说来, 巨角砾岩出现的地方划归内裙相带, 但个别情况巨角砾岩也可以被重力流搬运至盆地沉积下来。外裙见有碎屑流沉积形成的颗粒支撑或基质支撑的砾岩, 但是砾径明显变小, 相对来说外裙的浊流沉积较为发育。盆地沉积见有典型的薄层、细粒的浊流沉积并夹近台地或深海灰泥沉积, 较粗的巨角砾岩和孤立岩块也偶有出现(Cook, 1983; Mullins, 1983; Mullins and Cook, 1986; Tucker and Wright, 1990; Coniglio and Dix, 1992)。

5.1.3 碳酸盐岩斜坡裙模式

碳酸盐岩斜坡裙模式是碳酸盐岩裙沉积模式的另一种类型(图 8-B), 这种模式的斜坡类型对应的是沉积型斜坡(Coniglio and Dix, 1992), 斜坡角度相对较缓, 一般小于4° , 与碳酸盐岩坡脚裙沉积模式不同, 碳酸盐岩斜坡裙沉积模式中不存在有上斜坡过路沉积相带, 来自台地线源式供给的沉积物直接在与台地相邻的斜坡位置沉积下来, 沉积物沿斜坡向下呈不具水道特征的席状重力流搬运, 这是因为重力流沉积可以发生在斜坡上的任何位置, 地震作用或海平面变化可能导致巨角砾岩的出现, 形成异地碳酸盐岩块体, 常见浊流沉积和碎屑流沉积, 其地层中多夹悬浮沉积物, 进积或退积作用可以导致向上变粗或变细粒序的形成(Cook, 1983; Mullins, 1983; Mullins and Cook, 1986; Tucker and Wright, 1990)。

深水碳酸盐岩的研究要滞后于深水硅质碎屑岩的研究, 而碳酸盐岩海底扇的研究又滞后于碳酸盐岩裙模式的研究, 原因主要是并没有在现代的碳酸盐岩沉积环境中找到类似硅质碎屑海底扇的碳酸盐岩海底扇沉积。但是, 现代地质现象中不存在的东西, 并不等于地质历史时期就不存在, 实践证明, 各式各样的碳酸盐岩裙模式并不能解释所有碳酸盐岩重力流的沉积特征, 一些古代的碳酸盐岩碎屑沉积只有应用海底扇模式才能得到最合理的解释, Payros和Pujalte(2008)对碳酸盐岩海底扇的沉积特征进行了很好的研究和总结, 这也是近年来深水异地碳酸盐岩研究的重要进展之一。

5.2.1 碳酸盐岩海底扇沉积模式的建立

早期的碳酸盐岩碎屑斜坡系统研究主要是照搬或基于硅质碎屑海底扇沉积进行的(Price, 1977; Reinhardt, 1977; Bosellini et al., 1981), 很长一段时间以来, 碳酸盐岩裙模式的出现, 使得人们忽视了对碳酸盐岩海底扇沉积的研究, 虽然没有找到现今的研究实例来支持古代碳酸盐岩海底扇沉积的研究, 但是过去30年来, 古代碳酸盐岩海底扇还是不断为人所发现并加以详细研究(Ruiz-Ortiz, 1983; Wright and Wilson 1984; Watts and Garrison, 1986; Cooper, 1989; Vigorito et al., 2005; Payros and Pujalte, 2008)。他们搜集了位于欧洲、北美、西亚和澳大利亚地区的37个据前人研究认为是碳酸盐岩海底扇的研究实例, 然后进行详细分析, 摒弃那些证据不足、描述简单或后来被重新解释为碳酸盐岩裙模式的实例, 剩下21个符合条件的研究实例, 然后提取这些研究实体的共同特点, 详加归纳总结, 最后得出碳酸盐岩海底扇的模式。

5.2.2 碳酸盐岩海底扇的一般特征

碳酸盐岩海底扇沉积主要以碳酸盐岩碎屑流沉积和浊流沉积为主, 同时也有其他类型的重力流沉积物和半深海沉积物的出现。与碳酸盐岩裙模式沉积相比, 这类沉积环境里异地碳酸盐岩块体出现较少。海底扇沉积一般分为3个区域, 即以主水道沉积为主的内扇或上扇, 以分支水道沉积为主的中扇和向盆地过渡的外扇, 外扇一般为较平坦的非水道沉积。其沉积物供给方式是典型的点源式, 来自台地的沉积物经由一个独立的主水道或海底峡谷, 以沉积物重力流的形式被搬运并沉积在坡脚位置。据Payros和Pujalte(2008)统计, 碳酸盐岩海底扇的范围变化甚大, 其长度从几千米至上百千米, 宽度相应变化, 长宽比一般保持在2∶ 1, 独立的扇体一般厚数十米至数百米, 复合扇体的厚度则一般为数百米至上千米。

5.2.3 碳酸盐岩海底扇的相模式

Payros和Pujalte(2008)根据碳酸盐岩海底扇形状大小和沉积物的特点将其分为3种类型:粗粒的小型碳酸盐岩海底扇、中粒的中型碳酸盐岩海底扇和细粒的大型碳酸盐岩海底扇, 并对每种类型的海底扇特征进行了详细总结。

1)粗粒的小型碳酸盐岩海底扇。此类海底扇具有丰富的粗粒砾屑灰岩, 一般缺少泥质沉积, 体现了一种高能但是搬运效率较低的沉积环境, 因此, 这类海底扇在近源地区的沉积物较为丰富, 而在远源地区的沉积一般不怎么发育, 这也就使得此类海底扇规模较小, 长度一般不会超过10, km, 其主要供给水道发育在外陆架到上斜坡, 宽可达数十米到数百米, 深可达10~20, m, 其中充填着原地的砂屑灰岩沉积和高能量的碎屑流沉积、浊流沉积, 常见交错层理, 舌形朵叶体趋于呈圆形, 一般小于2, km, 厚度为数十米并向盆地逐渐减小(图 9-A)。

图9

Fig.9

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	图9 3种碳酸盐岩海底扇沉积模式图(据Payros and Pujalte, 2008)（A— 粗粒的小型碳酸盐岩海底扇, 其中:①被漏斗状冲沟侵蚀的上斜坡, ②具有天然堤的辫状侵蚀型或沉积型供给水道, ③舌形朵叶体; B— 中粒的中型碳酸盐岩海底扇, 其中:①被漏斗状冲沟侵蚀的上斜坡, ②具有辫状轴的沉积型的水道-天然堤系统, ③舌状体, ④扇缘; C— 细粒的大型碳酸盐岩海底扇, 其中:①侵蚀水道, ②席状沉积体）Fig.9 Three types facies model of carbonate submarine fans(after Payros and Pujalte, 2008)

2)中粒的中型碳酸盐岩海底扇。这类扇体的沉积物主要以砂屑灰岩为主, 并有相对较少的砾屑灰岩和泥灰岩, 从扇体的近源位置直至远源位置和末梢, 沉积物的粒度相应由粗粒变化为细粒, 可以清楚地划分出内扇、中扇和外扇, 其长度一般在10~35, km之间, 此类海底扇的漏斗状水道见于上斜坡, 并切割半深海沉积地层, 一般可达数百米, 宽数十米深, 沿斜坡向下延伸数千米, 其舌形朵叶体是最主要的沉积位置, 宽度和长度可达10, km, 厚度可达数十米到数百米(图 9-B)。

3)细粒的大型碳酸盐岩海底扇。细粒的大型碳酸盐岩海底扇的沉积物主要以砂屑灰岩和泥灰岩为主, 一般无砾屑灰岩。碳酸盐岩重力流对沉积物的搬运体现较高的效率并且能够将沉积物搬运到相对较远的位置, 所以, 此类海底扇的长度相对较长, 可达50, km以上, 其沉积物的供给系统由长宽可达数千米的斜坡水道组成, 一般深数米, 斜坡水道中一般充填了碎屑流沉积、滑塌沉积和浊流沉积, 由于重力流对沉积物较高的输送效率, 沉积物相应可以被搬运至更靠近海底平原的位置, 舌形朵叶体沉积的灰岩地层中常夹有深海沉积物(图 9-C)。

长期以来, 人们一直对那些异地沉积的碳酸盐岩块体的成因感到好奇:其一是这些赋存于各类基质中的异地岩块如何被搬运并沉积下来, 其二是那些赋存在碳酸盐岩基质中的碳酸盐岩块体和赋存在其他岩性基质里的碳酸盐岩块体有何区别与联系。现在这两个问题已经基本清楚, 这些碳酸盐岩块体的形成与岩崩、岩屑崩坍、海底滑坡沉积、滑塌沉积及碎屑流沉积有关, 异地碳酸盐岩块体或为岩崩、岩屑崩坍、滑坡沉积和滑塌沉积, 或为碎屑流所搬运的巨大岩块, 在特定的机制下, 这些岩块可以运移至较远的地方甚至是深海平原并沉积下来。

异地碳酸盐岩块体之所以会出现在不同岩性的基质中, 是因为它们形成的地质背景不一样, 导致同沉积的重力流尤其是碎屑流的物质成分不一样, 比如, 碳酸盐岩台地和陆架背景下的碳酸盐岩块体往往与碳酸盐岩重力流沉积一起出现。有了这个认识, 对滑塌堆积的认识就可以深入一步了。根据Raymond(1984)修正后的滑塌堆积的定义可知, 滑塌堆积是一种沉积性质的滑动沉积物, 主要以坚硬的岩石块体分散或混杂在基质中为特点, 而其中的岩石块体则是作者所描述的异地沉积岩块, 除了含有较大岩块这一特点, 此类沉积物的沉积特征与一般的碎屑流沉积相同, 正如Shanmugam(2006)所言, 滑塌堆积其实就是含有较大岩块的碎屑流沉积而已, 那些较大的岩块则为滑来岩块。当然, 滑来岩块也可以独立于滑塌堆积产出, 形成孤立的滑来岩块(Abbate et al., 1970)。

滑塌堆积中的滑来岩块可以被碎屑流所搬运(Jacobi and Schweickert, 1976; Lowe, 1979; Bailey et al., 1989; Nissen, 1999), 然而, 那些与滑塌堆积无关, 即从沉积结果来看与碎屑流沉积无关的滑来岩块又是如何形成的呢?李培军等(1996)在研究闽西南地区下三叠统溪口组中的孤立滑塌岩块时曾指出, 一般来说, 由海底滑坡、滑塌作用产生的较大岩块和巨角砾砾石既可以沿与斜坡相接的剪切面向下滑动, 也可以被动地飘浮在其下伏的碎屑流上运动(Farquharson et al., 1984), 当碎屑流停止运动沉积下来时, 借助于惯性能够继续在浊积岩上向下滑动, 并最终作为孤立的外来块体而沉积下来, 对能在浊积沉积上运移的滑来岩块来说, 异常孔隙液压可能是支撑其运动的重要机制(Prior et al., 1984; Ineson, 1985; Teale and Young, 1987), 它可以减少块体底面的有效剪切应力(Wit, 1982), 在滑动作用发生时, 浊流沉积物尚未固结及压实, 其中饱含水分, 当巨大的灰岩块体与碎屑流分离, 并借助其惯性顺坡向下较快滑动时, 可在下伏沉积物中形成高的孔隙液压来支撑并促使块体向前滑动, 在滑动的后期, 当块体运动速度逐渐减低时, 其下伏沉积物中的孔隙液压逐渐消失, 滑来岩块也就沉积下来了。

碳酸盐岩裙和碳酸盐岩海底扇的沉积特征是迥然不同的, 前者碳酸盐岩重力流以线状物源供给方式向斜坡输送物质, 形成围绕台地的裙体沉积, 后者碳酸盐岩重力流通过一个主要的海底峡谷或下切水道向下斜坡输送物质, 形成扇体沉积。除了这些根本性的不同特征之外, 碳酸盐岩裙还可以从以下方面与碳酸盐岩海底扇沉积相区别:(1)碳酸盐岩裙沉积主要形成于台地前缘的斜坡位置(Cook, 1983; Mullins, 1983; Mullins and Cook, 1986; Tucker and Wright, 1990), 碳酸盐岩海底扇主要形成于碳酸盐岩缓坡远端变陡的斜坡位置且斜坡倾角一般比台地边缘斜坡要缓(Payros and Pujalte, 2008), 这样特殊的位置, 使得来自台地及缓坡的线源式的沉积物重力流在变陡的缓坡远端可以汇聚进而在斜坡形成扇体沉积; (2)碳酸盐岩裙沉积物中, 碎屑流沉积占主要地位(Cook, 1983; Mullins, 1983; Mullins and Cook, 1986), 而碳酸盐岩海底扇的沉积物中则主要以浊流沉积为主, 次为碎屑流(Payros and Pujalte, 2008); (3)碳酸盐岩裙沉积以席状分布为特征(Mullins and Cook, 1986; Coniglio and Dix, 1992), 而碳酸盐岩海底扇沉积具有明显的海底水道沉积特征(Tucker and Wright, 1990; Payros and Pujalte, 2008); (4)相对碳酸盐岩海底扇沉积, 碳酸盐岩裙沉积物堆积缺乏有序性; 此外, 碳酸盐岩海底扇沉积垂向上多见向上变细变薄的层序特征, 且其沉积速率一般高于碳酸盐岩裙(Payros and Pujalte, 2008)。