碳酸盐岩是研究区主要发育的岩石类型, 包括砾屑灰岩、灰泥石灰岩、泥质灰泥石灰岩、硅质结核灰泥石灰岩等。碎屑岩类主要为泥岩、粉砂质泥岩和硅质泥岩等。另外, 还包括其他岩类, 如硅岩等。

1)砾屑灰岩。斜坡区砾屑灰岩非常发育, 主要分布于上寒武统黑水河组以及中寒武统上部八卦庙组(图 2)。碳酸盐岩岩石特征是分析其形成环境的重要依据(姜在兴, 2003), 斜坡区的砾屑灰岩和浅水台地区的砾屑灰岩在岩石学上有很大的区别, 不仅可以从宏观沉积构造方面进行区分, 而且可以从微观颗粒类型、胶结类型等方面进行区分。浅水台地区的砾屑灰岩具有以下特征:(1)砾屑可以杂乱排列, 也可以具有一定的规律, 但很少能反映出流动及滑塌构造特征; (2)砾屑间可以是灰泥胶结, 也可以是亮晶胶结; (3)砾屑原岩可以是灰泥石灰岩, 也可以是颗粒灰岩, 常由鲕粒灰岩、砂屑灰岩等构成; (4)生物化石发育, 如三叶虫和介形虫等。研究区砾屑灰岩位于斜坡深水区, 不具备以上浅水环境标志, 其砾屑多呈块状, 颜色以深灰色为主, 成分为灰泥; 或多为长条状(图 3-A), 磨圆差, 棱角或次棱角状; 也见次圆状(图 3-B)以及呈眼球状分布于灰泥石灰岩中(图 3-C); 分选差, 砾屑大小从3 cm× 5 cm到4 cm× 40 cm不等, 砾屑之间以灰泥充填, 可见滑塌构造, 流动特征明显(图 3-A)。眼球状砾屑灰岩的基岩风化面呈红色, 新鲜面黑灰色, 反映其形成环境具还原性(李双应等, 2008)。镜下观察发现, 砾屑平行层面定向排列, 成撕裂状(图 3-D), 原岩未见鲕粒、浅水生物颗粒等。砾屑灰岩代表了斜坡环境的塑性滑塌成因, 多反映断裂活动期的沉积(文琼英等, 1987), 其中砾屑灰岩段与层状灰泥石灰岩段的交互出现反映了断裂活动具有周期性。断裂的幕式活动以及断裂坡折控制了这类沉积体系的发育(李振宏等, 2004)。

2)灰泥石灰岩。层状灰泥石灰岩在各组均有发育, 颜色比较暗, 多为深灰色, 镜下观察灰泥成分单一。灰泥石灰岩多被认为形成于深水环境, 并且成层性好的深色灰泥石灰岩是在断裂活动停歇或者不剧烈时形成的。而箭竹坝组的灰泥石灰岩多为薄层到中层, 能够见到丘状波痕, 表明水体不是很深, 能够受到风暴浪的影响。斜坡环境的灰泥石灰岩常夹泥质薄层(图 4-A), 在斜坡的下段可发育低密度浊流沉积层。

3)硅质结核含灰泥岩。深灰色至黑色, 泥质为主, 含灰质以及细小的石英颗粒。硅质结核呈定向排列, 分布于含灰泥岩中(图 4-B)。镜下观察质地较纯, 未见放射虫及海绵骨针等深海化石, 其成因应为上翻洋流的产物(吕炳全和翟建忠, 1989), 形成环境为碳酸盐岩下斜坡。

4)泥质灰泥石灰岩。发育于毛坝关组、八卦庙组和黑水河组。泥质灰泥石灰岩一般呈深灰色, 薄到中层, 常与灰质泥岩或灰泥石灰岩互层。镜下观察到泥质成分和灰质成分微观上各自富集成薄纹层(图 4-C), 水平层理发育, 偶见石英质的粉砂成分, 同样代表了低能安静的水体沉积。

5)泥质粉砂岩。断坳带在陆源碎屑沉积物补充充足的时候也发育碎屑岩, 以陕西紫阳任河剖面为例, 泥质细粉砂岩主要发育在中寒武统, 石英颗粒非常细小, 夹有泥质薄层, 成层性非常明显(图 4-D)。这些细小的石英颗粒间均被黑色泥质充填, 无生物记录。其形成过程是在陆源碎屑物质供应充足时, 细小的石英颗粒和泥质随洋流搬运至斜坡发生沉积, 为深水环境沉积。

6)黑色页岩。主要发育在下寒武统鲁家坪组, 中寒武统毛坝关组也有发育。总体来说含量较少。颜色暗, 呈黑色, 有机质丰富, 在剖面中多被风化, 表现为覆盖或缺失。水平层理发育, 代表了深水低能的环境。黑色页岩常发育于斜坡的下部, 含硅质以及异地搬运的灰岩岩块(图 4-E)。灰岩岩块主要是在构造活动期滚落到斜坡下部而嵌于黑色页岩中的。

7)硅岩。在任河剖面中仅发育于下寒武统鲁家坪组的中部和上部, 常与黑色页岩层相邻。硅岩呈黑色、薄层, 因坚硬且抗风化能力强, 在野外很容易识别和观察。镜下观察其成分为燧石, 颜色暗, 成层性好(图 4-F)。高长林和何将启(1999)通过对大巴山硅岩的地球化学特征研究后认为, 硅岩多与断裂以及火山活动有关。在断裂活动期, 富含硅质的流体顺断裂向上运移并在深海盆地沉积。

对比剖面在研究区呈南西— 北东向(图 5), 其中四川南江沙滩剖面、陕西镇巴高桥水河沟剖面、陕西紫阳落人洞剖面位于扬子地台区, 陕西紫阳任河剖面、陕西安康支河剖面位于斜坡区, 陕西黑窑沟剖面位于距离台地较远的深海盆地区。对比剖面具有以下特征:(1)地台区、斜坡区— 深海盆地区岩石类型差异比较大。地台区的岩石主要有颗粒灰岩、浅色灰泥石灰岩和泥岩等, 颜色以浅色为主; 斜坡区岩石类型丰富, 包括硅质岩、泥岩、泥质灰泥石灰岩和砾屑灰岩等, 颜色以深灰色— 黑色为主; 远离台地区的深海盆地(古秦岭洋中心)岩石类型主要为硅岩和硅质泥岩, 颜色主要为黑色。(2)地台区、斜坡区— 深海盆地区沉积构造差异较大。地台区沉积构造主要反映浅水水体动荡环境, 包括颗粒石灰岩中的交错层理以及波纹构造; 斜坡区沉积构造类型比较丰富, 如垮塌形成的揉皱构造、滑塌形成的碳酸盐岩角砾定向排列等; 深水盆地区的硅岩以及硅质泥岩主要发育水平层理, 反映水体相对安静的沉积环境。(3)各单元沉积厚度相差非常大。斜坡区具有最大的沉积厚度, 反映可容空间增大的速度快而且沉积物供给充足; 台地区沉积厚度较斜坡沉积厚度小得多; 深海盆地因远离物源区, 呈欠补偿状态, 沉积厚度最小。

图5

Fig.5

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	图5 扬子地台北缘寒武系剖面对比Fig.5 Profile correlation of the Cambrian in northern margin of Yangtze Platform

以中寒武统为例来说明扬子地台北缘同沉积断裂对于地层厚度展布的控制作用, 下、上寒武统的地层厚度展布特征和中寒武统类似。

地层厚度为绝对厚度, 反映了研究区地层沉积时期的沉降幅度以及沉积物供给特征。扬子地台北缘台地— 秦巴坳拉槽中寒武统地层厚度等值线图 (图 6)反映了该时期大地构造格局以及沉积物充填状况, 即主要的隆起和坳陷的分布以及走向。中寒武统延伸方向为北西— 南东向, 地层厚度为0~2900 m, 一般为100~600 m, 陕西紫阳任河剖面中寒武统实测绝对厚度为1550 m。厚度中心主要位于靠近地台区的大巴山断裂带下降盘, 并且受断裂控制非常明显, 再向坳拉槽中心地区地层厚度减薄。地台区中寒武统厚度较大巴山断裂带控制的断坳要小得多, 但又比深海盆地厚些。

图6

Fig.6

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	图6 扬子地台北缘中寒武世古地理分区及地层厚度等值线图① 构造分区名称:Ⅰ — 扬子准地台, Ⅱ — 秦岭— 大巴坳拉槽, Ⅲ — 华北准地台; 断裂带名称:F1— 洛河断裂带或过渡带, F2— 蓝桥— 三要断裂带, F3— 商县— 高耀断裂带, F4, F5— 丹凤— 商南断裂带, F6— 山阳— 柞水断裂带, F7— 石泉— 安康断裂带, F8— 红椿坝断裂带, F9— 大巴山断裂带Fig.6 Palaeogeography division and isoline map of the Middle Cambrian in northern margin of Yangtze Platform

图7

Fig.7

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	图7 扬子台地北缘寒武纪同沉积断裂带对沉积的控制作用模式Fig.7 Sedimentary model controlled by synsedimentary faults of the Cambrian in northern margin of Yangtze Platform

通过上述研究, 认为扬子地台北缘具有以下明显特征:(1)扬子地台区、秦岭— 大巴山坳拉槽在寒武纪的不同阶段古地理位置基本保持不变; (2)古地理分区的界限受断裂控制明显, 古地理单元位置及沉积作用具有很好的继承性; (3)扬子地台浅水沉积区、秦岭— 大巴山坳拉槽及深水沉积区的岩性特征及沉积构造区别明显, 可以从岩性特征及沉积构造方面来区分其形成环境; (4)不同古地理单元地层厚度差别巨大, 断裂下降盘斜坡区地层厚度远大于扬子地台及盆地区; (5)厚度等值线显示沿着大巴山断裂带地层厚度大, 等值线密度远大于地台区和盆地区。

综合以上特征及构造背景资料, 笔者提出了扬子地台北缘寒武系沉积模式(图 7)。

1)扬子地台北缘寒武纪为拉张构造背景。震旦纪末期以及寒武纪的拉张环境使得扬子地台北缘形成类似于被动大陆边缘的构造背景。

2)扬子地台北缘断裂在寒武纪为同沉积断裂, 沉积过程受同沉积断裂控制。拉张环境的同沉积断裂是造成断裂两盘沉积厚度巨大差异的根本原因(方维萱等, 2001)。在持续拉张的构造应力作用下, 紧邻扬子地台的斜坡区不断地沉降, 使得可容空间持续增大, 又因为来自地台区的沉积物供给充足, 形成了斜坡区巨厚的沉积层。

3)不同古地理单元沉积岩类型受构造活动控制明显。断裂形成早期, 受到火山活动的影响, 秦岭— 大巴山断裂型斜坡区沉积了厚度较小的硅岩以及火山碎屑岩。构造活动期, 斜坡区发育垮塌沉积; 构造平静期, 斜坡区沉积灰泥、泥质等。随着同沉积断裂下降盘的不断下沉, 斜坡区沉积厚度巨大。断垒对于沉积物区域分布的控制作用明显, 在紧邻台地区的断坳带沉积厚度巨大, 而在远离台地的断槽, 由于物源的缺乏而呈欠补偿状态, 沉积厚度比较小, 沉积物以泥质和硅质为主。

4)斜坡区的坡度总体上由缓变陡。早期断裂沉降小, 坡度较缓, 沉积物主要为来自于断裂提供的硅质热沉积以及地台区提供的灰泥, 这一时期沉积特征主要是填平靠近地台区由断裂形成的地堑。随着断裂带沉降速度的加大, 斜坡区的坡度也随之变大。伴随着充足的物源供给, 斜坡区的地层沉积厚度巨大, 并且随着斜坡坡度的变大, 也更利于砾屑灰岩的发育及滑动构造的形成。