发生在三叠纪中晚期的印支运动, 结束了中、上扬子地区(习称的“ 扬子地台” )自伊迪卡拉纪以来至中三叠世末期漫长的海相沉积的发育历史(吴应林等, 1994; 夏邦栋和李培军, 1996; 刘少峰和张国伟, 2008), 在上扬子地区的晚三叠世形成了一个从分布狭窄的残留海相地层到分布广泛的河流相地层构成的地层序列(赵自强和丁启秀, 1996; 辜学达和刘啸虎, 1997; 吴熙纯, 2009), 形成了一个从晚三叠世早期分布范围狭窄的残留海相盆地到晚期的分布范围广阔的陆相前陆磨拉石盆地。远离川西地区卡尼期的残留海分布区域, 缺失卡尼期的沉积, 须家河组则变为直接覆盖在中三叠统碳酸盐岩地层上的低能河流沉积(须家河组一、三和五段)与高能河流沉积(须家河组二、四和六段)交互的地层序列, 川西地区的陆棚相泥页岩至滨岸相砂岩组成的小塘子组向东相变为海岸平原至河流相的须家河组一段(四川省地质矿产局, 1991; 赵自强和丁启秀, 1996; 辜学达和刘啸虎, 1997); 向南至贵州西部称为二桥组, 代表了瑞替晚期的沉积; 向东到鄂西的秭归至重庆东南部的酉阳一带, 则称为沙镇溪组, 也属于瑞替晚期的沉积, 代表了须家河组河流相地层的一个典型的向盆地边缘的超覆过程(表 1), 由此而造成了沉积盆地格局的有序演变(图 1; 梅冥相, 2010a)。

与川西地区的马鞍塘组(或垮洪洞组)到小塘子组的海相地层为主的沉积序列(吴熙纯, 2009)相对应, 黔西南地区则在晚三叠世早期发育着一个从竹杆坡组灰岩经瓦窑组泥岩、到把南组陆棚至滨岸相的泥页岩和砂岩地层序列, 该序列即为以前所命名并归为中三叠统的“ 法郎组” (贵州省地质矿产局, 1987; 赵自强和丁启秀, 1996; 董卫平, 1997), 进一步的研究表明属于晚三叠世早期(Enos et al., 1998; 王尚彦等, 2005); 2个明显的海相地层序列意味着在研究区域西部2个明显的残留海— — 四川盆地西部残留海和黔西南残留海, 这2个残留海盆在晚三叠世晚期的关闭, 与西北部的松潘— 甘孜一带的晚三叠世浊积盆地的消亡在时间上大致同步(图 1), 从而造成多年来得出的重要概念— — 川西前陆盆地— 松潘龙门山造山带(或松潘— 甘孜造山带)(刘和甫等, 1994; 李勇等, 1995; 刘树根等, 1995; 曾允乎和李勇, 1995; 陈发景等, 1996)需要重新审视。在图1所示的复杂的盆地格局演变过程之中, 发育在川中地区的可以划分成6个段的须家河组, 不但代表了一套植被特别发育的河流相沉积序列, 而且代表了特殊的构造和气候背景下不同于传统的河流相层序地层模式的地层序列。下文将以重庆永川普安剖面为例, 探讨植被发育条件下的河流相沉积样式及其层序地层特征。

图1

Fig.1

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	图1 四川盆地及其邻区晚三叠世沉积盆地格局演变 1— 构造块体主运动方向; 2— 上三叠统的超覆方向; 3— 中三叠世前形成的隆起区域; 4— 晚三叠世末期新形成的隆起区域; 5— 晚三叠世沉积区域; 6— 卡尼期盆地边界; 7— 诺利期盆地边界; 8— 瑞替期盆地边界; 9— 板块边界; 10— 重庆永川普安剖面的位置; 11— 省界; 12— 城市Fig.1 Outline map showing changing patterns of sedimentary basins for the Late Triassic in Sichuan Basin and its adjacent areas

许多学者近年来对四川盆地的须家河组的沉积特征进行了卓有成效的研究(姜在兴等, 2007; 郑荣才等, 2008, 2009; 朱如凯等, 2011; 陈留勤等, 2012), 为笔者重新认识须家河组的河流样式和层序地层学特征奠定了坚实的基础。如图2所示, 发育在四川盆地中南部的重庆永川普安剖面, 由于远离川西卡尼期残留海发育区域, 须家河组包括6个段, 其中一、三和五段以中薄层细砂岩和泥质细砂岩夹煤线和泥炭层为特征, 构成低能河流沉积; 二、四和六段则以厚层块状中粗粒砂岩为特征, 夹薄层含有泥炭层或煤线的碳质泥岩, 组成较为典型的高能河流沉积(图 3), 这种高能河流沉积常常被前人归为辫状河之类的河流沉积。由于对河流样式的认识存在较大的差异, 所以对须家河组的层序地层划分总是存在不同的认识和划分方案(姜在兴等, 2007; 郑荣才等, 2008, 2009; 朱如凯等, 2011; 陈留勤等, 2012)。最为重要的是, 须家河组在普安剖面的6个段的划分, 明显反映出了地层记录的旋回性, 即3个向上变粗的以河流沉积为主的地层序列, 从而成为将须家河组划分为3个层序的地层学基础。

如图2所示, 在川中和川南地区的须家河组组成一个总体向上变粗的沉积序列, 煤层或煤线的发育意味着一个发育植被的潮湿气候背景, 同时指示了发育具有黏性的泥炭层、煤线或煤层组成的、且能够保护河堤的泛滥平原沉积。在每一个层序中上部的高能交错层理的河道相砂岩层(图 3-A, 3-B), 代表了类似于辫状河河流的高能底荷载河道相砂岩, 但是, 将这些高能河道相砂岩解释为辫状河沉积似乎又与明显的河道化作用、河道受到保护的特点相悖。再者, 这些单层厚度常常超过2 m, 有时可以达到4 m厚的板状交错层理中细粒砂岩, 交错层的倾角为20° ~25° 之间, 从而构成高角度板状交错层理; 许多学者的研究表明, 这种河道相高角度板状交错层理砂岩常常形成在线状脊的沙丘和沙坝的迁移过程之中(Collinson, 1996; Miall, 1996; Hjellbakk, 1997; Capuzzo and Wetzel, 2004), 较为特征的板状前积层的几何形态以及相关的颗粒大小表明了沉积作用在中下部水流状态的过程, 并且发生在河道减弱水流或较低的水面期间(Hjellbakk, 1997), 并进一步认为是直线状脊的二维沙丘的迁移作用的产物(Ashley, 1990), 可能为与河岸连接的河流砂坝的产物(Collinson, 1996)。更为有趣的是, 这种高角度板状交错层理的前积层方向不能代表主干河道的水流方向, 就像图3-A所示的板状交错层理的前积层倾向总体向南, 同一层中还可见简单总体向北的前积层方向(图 3-B), 说明这些高能河道相砂岩代表的河流砂坝与河岸连接而具有横向增生作用的特征(Collinson, 1996; Miall, 1996; Hjellbakk, 1997; Capuzzo and Wetzel, 2004; Ghazi and Mountney, 2009), 这种现象常常在曲流河体系中较为常见(Ghazi and Mountney, 2009; Davies and Gibling, 2010a, 2010b; Fanti and Catuneanu, 2010), 进一步说明这些前积层方向所指示的水流方向与主干河道的流向接近垂直, 从而说明主干河道的水流方向大致向西的特点, 这个推断和解释与图1所示的盆地格局大致吻合; 但是, 厚度为2~4 m的巨厚层至块状河道相砂岩与厚度只有5~15, cm的煤层或泥炭层组成的河流沉积相序(图 4-A), 似乎又反映了辫状河沉积体系的特征。因此, 以普安剖面的须家河组四段为代表的厚层块状中高能砂质底荷载河道相砂岩与薄层煤层或泥炭层组成的河流相沉积旋回, 可能处于曲流河与辫状河之外的另外一种河流类型或样式。

图2

Fig.2

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	图2 须家河组河流相沉积序列与层序地层划分:以重庆永川普安剖面为例 剖面位置如图3所示, 明显的旋回性可以将须家河组划分为3个层序(层序1到层序3); 岩性符号为:1— 白云岩; 2— 灰质白云岩; 3— 中粗粒砂岩; 4— 细砂岩; 5— 泥质细砂岩或粉砂岩; 6— 夹煤线或泥炭层的碳质泥岩; 7— 大型交错层理; 8— 波状交错层理; 9— 水平纹层; 10— 层序界面Fig.2 Diagram showing succession of sedimentary facies and its sequence-stratigraphic division for the Triassic Xujiahe Formation: An example from Pu'an section in Yongchuan of Chongqing

尽管根据沉积记录推断河流的平面样式总是存在许多不确定性, 而且网状河作为一种独立的河流形式还存在争议(Bridge, 2006), 但是, 图4-A所示的底荷载中粗粒厚层块状河道相砂岩、与河漫滩或泛滥平原的薄层煤层或泥炭层之间岩性与厚度的强烈反差, 说明将它们归为网状河道相砂岩似乎合理一些, 这个解释主要基于以下特征。

首先, 这些厚层块状中粗粒砂岩组成的河道相高能砂岩, 发育较为丰富的植物碎屑和碎片透镜体(图 4-B), 这些植物碎屑和碎片组成了一种特殊类型的“ 内碎屑” , 表明了河道水流高度集中而且河道相对稳定而区别于辫状河河道, 较薄的更加发育植被的煤层或泥炭层泛滥平原或河漫滩沉积又区别于曲流河的特点。

其次, 普安剖面的须家河组中河道相砂岩的基本特征说明:(1)河道相对固定的中高能河流, 水流曾经穿越过更加发育植被的煤层或泥炭层泛滥平原或河漫滩, 或者在河道砂坝的顶面也发育植被; (2)较高频率的河流决口作用, 即河流决口的水流撕裂着发育植被的泛滥平原或河漫滩, 从而进一步说明这些中高能河道相砂岩属于潮湿气候背景下、降雨量较为充分的而且河道相对稳定的网状河沉积, 这与Makaske(2001)所定义的网状河以及Gradziń ski等(2003)所描述的植被发育条件下的现代网状河具有较多的相似之处。因此, 重庆永川普安剖面的须家河组, 对其河流样式的重新认识, 就产生了河流样式的垂向变化所代表的、不同于前人的层序地层序列和划分方案, 使其成为了解植被发育对河流沉积作用产生影响的一个较为典型的地层实例。

普安剖面的须家河组, 所包含的3个沉积层序自下而上为低能曲流河到网状河沉积组成的向上变粗的序列, 须家河组一段、三段和五段集中发育煤层、煤线及其相关沉积的地层, 不但代表了沉积物可容纳空间的增长速率大于沉积物供应的高可容纳空间阶段。遵循Hamilton 和 Tadros(1994)的研究, 这样的沉积还可能指示了最大海泛面及其上下层位的沉积, 从而代表了冲积序列中对等于同时期海相沉积中的凝缩段或凝缩序列, 属于基准面快速上升造成的高可容纳空间阶段的沉积。因为伴随着基准面的快速上升, 地下水面将快速上升, 造成较差的排泄条件, 从而有利于潮湿的土壤、湿地和沼泽乃至湖泊环境等成煤环境的发育, 为植被发育提供了较为有利的条件, 从而远离海岸滨线的内陆地区有利于煤的发育和沉积(Shanley and McCabe 1994; Plint et al., 2001; Holz et al., 2002; Atchley et al., 2004; Ghazi and Mountney, 2009)。

图3

Fig.3

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	图3 重庆永川普安剖面须家河组四段的高能交错层理河道相砂岩照片 A— 大型板状交错层理的前积层代表的古流方向总体向南; B— 古流方向总体向北, 表明了在总体从东向西流的高能河流之中的河道底荷载沉积的决口作用特征, 水流呈南北向大幅度摆动的特点Fig.3 Photos showing high-energy sandstones of fluvial channel facies for the Member 4 of Xujiahe Formation at Pu'an section in Yongchuan of Chongqing

图4

Fig.4

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	图4 重庆永川普安剖面须家河组四段高能河道沉积的基本特征照片 A— 厚层块状河道相砂岩与薄层泥碳层(大箭头所指)组成的沉积序列, 小箭头所指出为发育植物碎片透镜体之处; B— 在河道相高能砂岩中发育的受到强水流改造的植物碎片所组成的特殊的内碎屑Fig.4 Photos showing elementary features of high-energy fluvial channel deposits for the Member 4 of Xujiahe Formation at Pu'an section in Yongchuan of Chongqing

图5

Fig.5

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	图5 在一个过渡填充的前陆盆地上的完整的河流序列(修改自Catuneanu 等, 2009) 河流序列由那些陆上不整合面所限定的沉积层序所组成。简写代号:LAST— 低可容纳空间体系域; HAST— 高可容纳空间体系域, 它们组成一个沉积层序。以印度Assam盆地的中新世地层为例Fig.5 Full fluvial succession in an overfilled foreland basin(modified from Catuneanu et al., 2009)

随着基准面上升速度的减小, 最终进入基准面停滞阶段乃至下降阶段, 沉积物可容纳空间的增长速率小于沉积物供应速率, 将有利于河道砂体的聚合作用(Amalgamation; Shanley and McCabe 1994; Plint et al., 2001; Holz et al., 2002; Atchley et al., 2004; Ghazi and Mountney, 2009); 如图4-A, 作为河流相旋回上部单元的薄层煤层或泥炭层在横向上的变薄尖灭实际上就代表了厚层块状河道相砂岩的聚合作用。所以说, 普安剖面须家河组中的河流相层序, 形成在一个基准面上升到基准面下降的过程之中, 每一个层序的形成过程代表了一个从高可容纳空间变到低可容纳空间的过程, 与常见的总体向上变细为特征的河流相沉积层序模式(图 5; Shanley and McCabe 1994; Olsen et al., 1995; Martinsen et al., 1999; Plint et al., 2001; Arnott et al., 2002; Holz et al., 2002; Zaitlin et al., 2002; Atchley et al., 2004; Leckie et al., 2004; Ghazi and Mountney, 2009; Jinnah and Roberts, 2011; Hajek and Heller, 2012)正好相反, 意味着一个在潮湿气候背景下植被发育的冲积环境中、并受到特殊构造背景控制的河流相层序地层序列。

前人研究表明(梅冥相, 2010b), 在上游控制的河流背景之中, 不存在海侵沟蚀作用或强迫型海退作用之类的沉积过程, 但是, 陆上不整合面更为普遍, 从而可以用来定义层序和层序界面(Gibling et al., 2005)。由于海侵作用和海退作用之类的概念不能使用, 但是, 在区域对比之中非常规的体系域(Olsen et al., 1995; Martinsen et al., 1999; Arnott et al., 2002; Zaitlin et al., 2002; Leckie et al., 2004; Catuneanu, 2006; Catuneanu et al., 2009; 吴因业等, 2010), 如“ 低容纳空间体系域(LAST)” 以及“ 高容纳空间体系域(HAST)” (图 5), 则可以较好地应用来划分河流相地层的层序及其内部的体系域。这些认识, 得到了Catuneanu 等(2009)的推崇, 他们还进一步解释道:第一、这种非常规体系域通过河流构架或构成单元的比例来加以定义, 聚合河道沉积的发育代表一个低可容纳空间的背景, 与之相反的是, 以泛滥平原占优势的序列则代表了高可容纳空间的背景; 第二、在低和高可容纳空间之间的河道聚合作用的变化程度不需要伴随着地形梯度和河流形式的变化, 它可能纯粹是在变化的可容纳空间的条件下河流流程和沉积作用的表现。但是, 如图2所示, 普安剖面须家河组河流样式的垂向变化所表征的沉积相序列, 以及这些序列所表示的沉积作用的旋回性, 明显不同于得到多数学者所推崇的河流相层序地层学模式(图 5)。尽管许多学者(Olsen et al., 1995; Martinsen et al., 1999; Catuneanua and Elango, 2001; Arnott et al., 2002; Zaitlin et al., 2002; Atchley et al., 2004; Leckie et al., 2004; Ghazi and Mountney, 2009; Jinnah and Roberts, 2011; Hajek and Heller, 2012)运用图5所示的模式来解释前陆盆地中受到构造控制的河流相层序地层序列, 并进一步解释为与造山带加载和卸载过程相响应的结果, 但是, 普安剖面须家河组(图 2)的向上变粗的沉积相序列所代表的河流相层序地层序列, 似乎更加说明了在造山带逆冲上升造成的加载过程之中, 在前陆盆地发育区域所经历的整体隆升之后, 将产生前陆挠曲, 形成区域性地壳沉降, 从而产生沉积物可容纳空间, 最终反映为基准面上升过程, 与之对应的则是低能曲流河及其泛滥平原的沉积, 这些低能沉积以中薄层细砂岩和泥质细砂岩、与中薄层含有可采煤层和泥炭层的碳质泥岩层为特征, 形成高可容纳空间体系域之类的沉积; 伴随着造山带的幕式卸载过程, 前陆挠曲带可能会发生地壳的均衡反弹而造成地壳抬升, 所以基准面上升速度将减小而产生低可容纳空间的条件, 逐渐演变成一个高能河流沉积和聚合的河道相砂岩地层, 反而在层序的上部发育聚合河道砂岩构成的低可容纳空间体系域之类的沉积(图 3, 图4-A)。在前陆挠曲带, 随着造山带卸载过程的地壳均衡反弹所造成的地壳抬升过程的继续, 将进一步造成基准面下降, 伴随着基准面下降的过程则是一个负的沉积物可容纳空间的过程, 这个过程将产生河流样式或沉积相突然变化所表征的层序界面。所以说, 图2所示的四川盆地须家河组的河流相层序地层序列, 不但代表了植被发育条件下特殊的河流沉积作用过程, 而且代表了与造山带加载和卸载过程相响应的另一种河流相层序的沉积作用样式, 从而成为根据植被对河流沉积作用的影响(Gradziń ski et al., 2003; Tal and Paola, 2007; Davies and Gibling, 2010a, 2010b)的理念、对古代河流沉积记录重新解释的较为典型的实例, 这将为今后的深入而系统研究须家河组复杂的空间变化(表 1)、以及由此而代表的复杂的沉积格局演变(图 1)提供重要的思考途径而具有重要意义, 这些意义将表现在以下几个方面。

1)须家河组层序地层模式的特殊性和形成机理的复杂性。层序地层学概念运用到河流序列之中已经产生了典型的层序地层模式, 这个模式表现为河道砂体聚合作用的变化、及其对基准面上升与下降过程的响应(Wright and Marriott, 1993; Shanley and McCabe, 1994; Olsen et al., 1995; Atchley et al., 2004; Leckie et al., 2004; Ghazi and Mountney, 2009; Jinnah and Roberts, 2011; Hajek and Heller, 2012)。这个模式包括以下几个部分:(1)底部为代表了较低的加积作用速率的聚合河道带形成的席状砂体所组成, 进一步解释为低水位体系域(LST); (2)随着基准面上升速率的增加, 河流的河道和河道带逐渐演变成带状, 而且很少连通并被广泛的泛滥平原沉积分开, 在与海洋连接的情况下, 层序的这个部分可以较为清楚地得到确立, 海侵沉积层之下的河流相沉积解释为海侵体系域(TST), 之上组成高水位体系域(HST); (3)随着基准面上升速率的减小、或者基准面下降速率的增加, 上述沉积序列将被一个由广泛的侵蚀作用(负的沉积物可容纳空间)所造成的层序界面所削切。在缺乏海侵沉积层的情况下, 层序下部覆盖在层序界面上的低水位期的聚合河道相砂岩, 向上逐渐变为孤立和不连通的河道砂岩所代表的、以泛滥平原沉积为主的沉积, 最终形成一个向上变细的河流相序列, 并进一步归为下部的低可容纳空间体系域(LAST)和上部的高可容纳空间体系域(HAST)两个部分(图5), 从而将以前的“ LST+TST+HST” 序列的河流相层序修订为一个“ LAST+HAST” 序列而更加概念化和理性化。但是, 图2所示的普安剖面的须家河组, 正好是从一个高可容纳空间体系域演变到低可容纳空间体系域, 这种特殊的序列及其所代表的层序地层模式, 与Roca 和 Nadon(2007)对美国犹他州上侏罗统鹿角砾岩(Buckhorn Conglomerate)的层序地层解释存在相似性, 即鹿角砾岩的辫状河砂砾岩地层的沉积作用是前陆盆地的隆后带网状河平原的基准面下降的结果, 而且超前于盆地范围的层序界面的形成, 结果, 鹿角砾岩代表了一个完全非海相的下降阶段体系域的实例而被置于层序的顶部, 类似于图3所示的须家河组二段、四段和六段的聚合河道砂岩的层序地层位置。因此, 在运用Catuneanu等(1997)的单一的造山带加载与卸载过程与前陆盆地的沉积响应所形成的、常常类似于图5所示的河流相层序地层序列的时候, 还需要小心谨慎, 如果将须家河组的河流相层序地层序列解释为与北缘的秦岭造山带的加载与卸载过程相响应的结果, 还需要考虑来自于东南方向的挤压隆升造成的复杂变化, 这样就较为容易理解郑荣才等(2008, 2009)的“ 类前陆盆地” 的概念, 以及Li和Li(2007)提出的中国东南部在二叠纪晚期以来到侏罗纪发育的“ 1300 km宽的陆内造山带” 对四川盆地影响, 还有刘少峰和张国伟(2008)对秦岭造山带与上扬子地区晚三叠世至侏罗纪发育的前陆盆地充填序列所揭示的复杂盆山关系。有可能图2所示的须家河组中的从高可容纳空间到低可容纳空间序列组成的三级层序, 是在扬子板块与相邻的华北板块、印支板块和东南的1300 km长的造山带之间的碰撞汇聚(Enos et al., 1998; Li and Li, 2007; 刘少峰和张国伟, 2008), 并随着中国南方在印支运动期间与中国北方的汇聚和增生过程, 中、晚三叠世之交造成扬子板块的总体隆升之后, 在晚三叠世的“ 扬子地台” 上造成一个形成于前陆挠曲的盆地沉降, 在这一个盆地基底沉降过程之中曾经发生过幕式地壳均衡反弹, 最终造成了形成图2所示的基准面上升与下降的旋回过程, 从而形成了一个不同于现行的前陆盆地河流相层序地层模式的另一种类型的河流相层序地层模式。

2)须家河组沉积相构成的复杂性。就像表1所示, 四川盆地的须家河组存在两个概念, 川西地区的须家河组覆盖在小塘子组的陆棚至滨岸相地层之上, 相当于川中地区的须家河组二段至六段; 而且须家河组向东超覆尖灭变为宜昌至酉阳一带的沙镇溪组, 向南至贵州西部逐渐超覆尖灭而变为二桥组。这些复杂变化本身, 不但代表了河流沉积作用逐渐从侵蚀区演变为沉积区而表现为类似于“ 海侵超覆” 的特征, 而且意味着图2所示的以河流相沉积为主的须家河组特殊的古地理和古构造背景, 以及图1所示的晚三叠世复杂的盆地格局演变。地层的空间变化所代表的复杂的沉积盆地格局的演变, 意味着须家河组的沉积过程与松潘— 甘孜一带西康群浊积岩系构成的复理石建造存在着大致的同时异相关系(梅冥相, 2010a), 说明了须家河组的磨拉石序列与西康群的复理石序列主要受控于秦岭造山带、而且形成一个统一的复杂前陆盆地体系, 也说明了须家河组沉积过程之中与海水没有完全隔断, 尤其是川西地区, 从而可以进一步理解施振生等(2012)对须家河组海侵沉积记录的阐释以及刘焕等(2012)得出的须家河组砂岩多物源的特征的总结。如果遵循Hamilton 和 Tadros(1994)并得到后来许多学者(Plint et al., 2001; Holz et al., 2002; Atchley et al., 2004)推崇的概念, 来理解图2所示的须家河组一段、三段和五段的煤层和煤线相对集中的含煤岩系地层组成的高可容纳空间体系域的话, 即集中发育的煤系地层对等于同时代的海相沉积中的凝缩段的概念, 就容易理解朱如凯等(2011)将它们归为湖泊相的较为合理性。所以说, 将来自于海岸沉积体系的层序地层学概念体系与工作方法体系运用到陆相地层中, 是一个富有争议而且得到较少证实的课题(Adams and Bhattacharya, 2005; Bridge, 2006; Mclaurin and Steel, 2007; Roca and Nadon, 2007; Strong and Paola, 2008; Ghazi and Mountney, 2009; Fanti and Catuneanu, 2010; Jinnah and Roberts, 2011; Hajek and Heller, 2012), 就容易理解图2所示的层序地层划分与陈留勤等(2012)和其他学者的较大差异, 也就更加容易理解赵小明等(2010)在研究三峡地区印支运动沉积响应的时候所展示的上三叠统在黄陵背斜两侧的复杂变化和一些有待于进一步研究的地层对比问题。

表1

Table1

表1(Table1)

表1 四川盆地及邻区三叠系对比 Table1 Stratigraphic correlation of the Triassic in Sichuan Basin and its adjacent areas

表1 四川盆地及邻区三叠系对比 Table1 Stratigraphic correlation of the Triassic in Sichuan Basin and its adjacent areas

3)须家河组是对复杂构造背景沉积响应的产物。表1所示的须家河组及其同时代地层的复杂变化, 以及图1所示的复杂的沉积盆地格局的演变, 图2所示的代表具有前陆盆地性质和陆相磨拉石特征的特别的河流相层序地层序列, 与四川盆地西部的马鞍塘组碳酸盐岩礁滩体系(吴熙纯等, 2009; 李勇等, 2011)和陆棚相泥岩到滨岸相砂岩的小塘子组一起, 组成了一个长时间发育(850~230 Ma)的稳定古地理单元即“ 扬子地台” 最终消亡的物质记录。Enos等(1998)对黔西南地区的竹杆坡组(或段, 表1)与瓦窑组(或瓦窑段, 表1)的卡尼期台地淹没事件厘定为扬子地台消亡的沉积事件, 这与吴熙纯等(2009)关于川西地区卡尼期海绵生物礁的研究以及后来李勇等(2011)阐释的海绵生物礁的淹没事件几乎同时, 在这次发生在卡尼期与诺利期之交的台地淹没事件之后, 在扬子地台上结束了碳酸盐沉积作用的历史。川西地区从马鞍塘组到须家河组的地层序列, 与黔西南地区的法郎组至二桥组的地层序列之间的巨大差异, 说明了扬子地台在晚三叠世经历了一个复杂的差异构造沉降, 因为扬子板块与相邻的华北板块、印支板块和东南的1300, km长的造山带之间的碰撞, 随着中国南方在印支运动期间与中国北方的汇聚和增生过程, 在晚三叠世形成了表1所示的复杂的地层序列, 这个复杂的地层序列所记录的复杂的盆山关系还有许多细节问题需要进一步研究才能得到合理的阐释。正是在这样一个复杂的构造背景下, 才形成了图2所示的旋回性明显、总体向上变粗为特征的河流相层序序列, 与图5所示的现行的得到较多学者推崇的河流相层序地层模式(Wright and Marriott, 1993; Shanley and McCabe, 1994; Olsen et al., 1995; Atchley et al., 2004; Leckie et al., 2004; Ghazi and Mountney, 2009; Jinnah and Roberts, 2011; Hajek and Heller, 2012)形成较大的差异, 从而进一步说明了主要受到构造活动控制的前陆盆地中的河流相层序地层相序模式的多样性, 就像Roca 和 Nadon(2007)对美国犹他州上侏罗统鹿角砾岩(Buckhorn Conglomerate)的层序地层解释那样。

植物在显生宙的进化对地球大气圈的影响已经成为一个博大精深的研究主题, 发生在早古生代中期(志留纪至泥盆纪)的早期陆生植被繁盛, 对河流沉积作用的影响表现得较为明显, 成为生物沉积作用研究的典型。四川盆地须家河组的岩石地层划分, 成为识别和划分层序地层的基础, 一段、三段和五段代表了高可容纳空间阶段的沉积, 以及二段、四段和六段代表的低可容纳空间阶段的沉积, 形成了与现行河流相层序地层模式存在巨大差异的层序地层序列, 重庆永川普安剖面的须家河组成为这种特殊的河流相层序地层序列的典型实例。这个典型实例, 不但代表了植被发育影响下的特殊的河流样式变化, 而且进一步说明了在前陆盆地或类前陆盆地的陆相磨拉石序列中, 河流相层序地层模式的多样化, 同时意味着将来自于海岸沉积的层序地层学概念体系运用到河流沉积、并进一步运用多样化的河流相层序地层序列去探讨盆山关系存在的巨大挑战性。

致谢 成文过程中得到了沉积学家冯增昭教授的悉心指导, 审稿专家管守锐教授和邓胜徽研究员对文稿进行了认真细致的审阅, 并提出了许多有益的批评和建设性的修改意见, 《古地理学报》编辑部的编辑们在文字润色方面付出了若干辛劳, 笔者随上述专家和学者的无私帮助一并致以衷心的感谢!