2.1.1 生物碎屑泥晶灰岩(L)

多呈灰色— 深灰色块状、薄层状产出。颗粒主要为生物碎屑(图 2-A), 碎屑以棘皮动物、古杯类(图 2-B)和三叶虫碎屑为主, 含量为15%~35%。灰泥基质占45%~50%, 局部具重结晶特征, 有含量1%~3%极细石英粉砂混入, 也可见少量鲕粒。具弱的藻粘结结构、块状层理。大量灰泥的存在指示其形成于低能沉积环境。

图2

Fig.2

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	图2 川北米仓山西部唐家河剖面下寒武统仙女洞组底部台缘斜坡相岩石特征(一)Fig.2 Lithological features of platform marginal slope from the bottom of Lower Cambrian Xiannü dong Formation at Tangjiahe section in western Micang Mountain of northern Sichuan Basin(Ⅰ )

2.1.2 粉砂质泥岩(M)

多呈灰色至深灰色条带或薄层状(图 2-C)。泥质含量达70%以上; 镜下可见含量占5%~30%的石英粉砂(图 2-D), 粉砂局部富集, 形成薄层泥质粉砂条带。见水平层理、透镜状层理及沙纹层理(图 2-C)。推测其可能形成于受到一定水流影响但能量较低的沉积环境中。

2.1.3 似瘤状砾屑灰岩(L')

呈浅灰色— 深灰色似瘤状产出(图 2-E)。砾屑成分主要为生物碎屑泥晶灰岩; 砾径为2~5 cm, 大多表现为杂乱分布, 局部成层性较好; 砾屑呈次圆状到次棱角状; 砾屑间为粉砂质泥(图 2-F), 包绕砾屑分布(图 2-E); 具滑塌变形特征。

2.1.4 角砾灰岩(R)

多呈浅灰色— 灰色块状。角砾的岩性为生物碎屑泥晶灰岩和藻凝块灰岩, 大小为厘米级到米级不等, 多呈杂乱分布(图 3-A), 周缘可见似瘤状砾屑灰岩(图 3-B), 部分角砾呈近直立状; 角砾间为灰色粉砂质泥。杂乱排列的角砾和共同产出的不规则的变形似瘤状砾屑灰岩表明其可能形成于斜坡环境, 系由地貌高地上的生物岩类破碎、崩落、短距离滑动形成。

图3

Fig.3

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	图3 川北米仓山西部唐家河剖面下寒武统仙女洞组底部台缘斜坡相岩石特征(二)Fig.3 Lithological features of platform marginal slope from the bottom of Lower Cambrian Xiannü dong Formation at Tangjiahe section in western Micang Mountain of northern Sichuan Basin(Ⅱ )

2.1.5 藻凝块灰岩(A)

呈灰色至深灰色块状产出(图 3-C)。微生物藻为表附藻类, 主要以枝状和房室状粘结灰泥构成格架(图 3-D), 约占岩石体积的40%~65%; 少部分粘结生物碎屑形成格架, 生屑边缘通常具泥晶套, 生屑内部具一定程度云化, 约占岩石体积的25%~35%。格架间为(重结晶)灰泥, 占30%~60%; 也可见少量的极细陆源粉砂, 占1%~3%。推测该岩类形成于灰泥丘一类的低能环境中。

2.1.6 含生屑钙质砂岩(S)

主要呈浅灰色至深灰色中厚层状(图 3-E)或与泥岩呈薄互层状(图 2-C)产出。颗粒占5%~20%, 以生物碎屑为主, 多为三叶虫和介形虫碎屑; 次为鲕粒, 粒径较小。颗粒间多为(重结晶)灰泥基质。砂岩多为石英粉砂(图 3-F)和细砂, 可见一定量的岩屑, 特别是剖面顶部泥质砂岩间发育定向泥砾(图 3-E)。大套厚层砂岩底部具冲刷面和泥砾, 呈正粒序, 根据其发育位置解释为上斜坡浊流水道沉积; 薄互层的含生屑的钙质细、粉砂岩可能与浊积水道的漫溢产物相关。

2.2.1 变形条带

唐家河露头剖面中发育大量变形的条带状灰岩, 由灰色似瘤状砾屑灰岩与浅灰色粉砂质泥岩组成。对于相似的变形条带, Chen等(2010)解释鲁西地块芙蓉统条带灰岩变形构造时称其为“ 香肠” 构造, 即指原始形成于水下低能环境的薄层灰岩, 横向上有时不连续, 在纵剖面上呈“ 香肠” 状。尽管唐家河露头剖面所见的条带灰岩两端的断面并未像鲁西地块的“ 香肠” 构造一样较为圆滑, 而是呈断续的似瘤状或砾屑状(图 4-A, 4-B), 但两者在灰岩厚度不均匀、弯曲状和可拼接性等形态特征上较相似。唐家河剖面中, 条带灰岩的似瘤状灰岩部分层位条带特征较为明显, 但成层性表现较差, 且大部分灰岩层表现为呈砾屑状杂乱排列, 条带层理不明显(图 4-A)。综合来看, 唐家河剖面的似瘤状变形条带类似于“ 香肠” 状构造, 推测是由原始形成于水下低能环境的薄层状生物碎屑泥晶灰岩变形而致。

图4

Fig.4

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	图4 川北米仓山西部唐家河剖面下寒武统仙女洞组底部台缘斜坡典型沉积构造(一)Fig.4 Typical sedimentary structures of platform marginal slope from the bottom of Lower Cambrian Xiannü dong Formation at Tangjiahe section in western Micang Mountain of northern Sichuan Basin(Ⅰ )

2.2.2 异地碳酸盐岩块体

唐家河露头剖面中发育异地碳酸盐岩块体, 其典型岩石类型为角砾灰岩。该剖面中发育的大型角砾灰岩块岩性较为单一(藻凝块灰岩和生物碎屑泥晶灰岩), 角砾多为浅色, 大小多在数十厘米到2 m, 内部不具明显的变形特征, 但与周围原地深色岩体有明显区别。因此, 在唐家河露头剖面异地碳酸盐岩块体与变形条带共同产出的区域中, 浅灰色异地大型角砾灰岩(R)与灰色似瘤状灰岩(L')、深灰色粉砂质泥岩(M)组成的变形条带在宏观特征上与周围原地岩体呈明显的不同(图 4-C), 异地角砾块体因呈“ 舌状” , 长边与似瘤状砾屑灰岩层近斜交或似平行, 说明其成因更多倾向于崩坍; 角砾独立分布在变形条带中, 变形条带发生扭曲并使其沿斜坡及异地块体上、下表面呈现出不规则的弯曲状(图 4-C, 黄色箭头)。变形条带相对不发育的区域, 大小不等的异地角砾杂乱堆积(图 5-A), 角砾长边与短边差异较小, 但形态各异; 角砾间可见扭曲明显的似瘤状砾屑灰岩(图 5-B), 并呈现出明显的流动特征(图 5-B, 黄色箭头), 推测为岩块崩坍后发生一定滑动, 使得似瘤状砾屑灰岩受到挤压, 促使变形条带进一步变形而呈现流动特征。此外, 局部可见似瘤状砾屑灰岩包绕角砾。纵向上, 异地碳酸盐岩块体多发育在变形条带之上。

图5

Fig.5

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	图5 川北米仓山西部唐家河剖面下寒武统仙女洞组底部台缘斜坡典型沉积构造(二)Fig.5 Typical sedimentary structures of platform marginal slope from the bottom of Lower Cambrian Xiannü dong Formation at Tangjiahe section in western Micang Mountain of northern Sichuan Basin(Ⅱ )

实测剖面形成于郭家坝组浅海陆棚至仙女洞组碳酸盐岩台地的过渡带, 且大量发育异地碳酸盐岩块体和滑塌变形构造, 指示其为碳酸盐岩台地边缘斜坡沉积环境。由于上述单独的岩石类型不足以解释沉积环境, 而地层上相近或相邻的岩石类型组合可表征一定的沉积环境, 故笔者分析了唐家河露头剖面中的岩石组合类型, 发现该剖面中自下而上存在4类不同的典型岩石组合(图6), 各组合表征不同的沉积环境。

图6

Fig.6

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	图6 川北米仓山西部唐家河剖面下寒武统仙女洞组底部台缘斜坡相实测剖面解译与岩石组合柱状图Fig.6 Lithological association column of platform marginal slope from the bottom of Lower Cambrian Xiannvdong Formation at Tangjiahe section in western Micang Mountain of northern Sichuan Basin

2.3.1 灰岩与泥岩互层组合(L-M)

该类组合以浅灰色生物碎屑泥晶灰岩(L)和深灰色或黄灰色粉砂质泥岩(M)薄互层为特征, 主要产出在剖面底部, 可称其为条带灰岩。条带灰岩之下为发育多期以含鲕粒和生物碎屑的浊流沉积为特征的郭家坝组顶部地层(图 1)。灰岩层表现出较好的成层性, 灰岩层与泥岩层基本等厚, 均为2~5 cm, 较易区分。该类组合纵向上粒度变化不明显, 向上过渡为砾屑灰岩组合(L'-R)或微生物灰岩(Mb)类型。

从整体上看, 仙女洞组碳酸盐岩发育在广海碎屑岩陆棚之上, 碳酸盐沉积物的物源相当匮乏, 远洋或半远洋区不能作为主要供源地, 大部分碳酸盐沉积物可能是由于风暴或重力流等将相对浅水环境中的高产碳酸盐搬运而来的, 而泥质层则由来自于水下悬浮状态的灰泥、远洋或半远洋以及来自陆源方向的碎屑物质混合沉积而成。剖面上并未发育波纹层理和交错层理, 且灰泥的大量存在也说明沉积环境处在正常浪基面乃至风暴浪基面之下(Chen et al., 2010), 加之未发育泥裂等浅水暴露现象, 综合解释该组合为碳酸盐岩台地边缘斜坡下部至斜坡脚的低能环境产物。

2.3.2 砾屑灰岩组合(L'-R)

该类组合以似瘤状砾屑灰岩(L')与角砾灰岩(R)共同产出为特征, 主要产出在唐家河剖面下部至中部。似瘤状砾屑灰岩的岩性以生物碎屑泥晶灰岩为主, 角砾灰岩则以藻凝块灰岩为主, 砾屑之间多为灰泥基质或泥岩, 偶见重结晶灰泥。角砾岩多不规则, 剖面上多呈浅灰色杂乱状堆积, 造成下伏似瘤状砾屑灰岩产生一定凹陷; 似瘤状砾屑灰岩多呈次圆状到次棱角状, 砾屑之间有泥质粉砂侵入, 有时具一定的成层性, 有时呈杂乱状并包绕角砾岩, 并具一定的流动特征。砾屑灰岩组合纵向上多过渡为微生物灰岩组合(Mb)类型。

实测剖面所见砾屑灰岩组合, 宏微观上均未发现来自台地鲕粒滩的鲕粒灰岩等高能颗粒沉积物, 故认为其主要是来自于水体能量相对较低的碳酸盐岩台地边缘斜坡上部及微生物发育区。推测砾屑灰岩组合中的角砾是由于台缘斜坡上部未固结或半固结的软沉积物受到重力甚至外动力作用发生崩坍及一定滑动后形成大小不等的块体, 其遭受到灰泥基质或泥质的“ 润滑减阻作用” , 并可能在重力作用下(王一刚, 1984)发生翻转或滚动。露头剖面中亦未发现风暴沉积构造, 故解释该类组合主要形成于风暴浪基面附近的碳酸盐岩台缘斜坡中部环境。

2.3.3 微生物灰岩(Mb)

微生物灰岩(Microbial)主要为藻凝块灰岩(A), 其次为生物碎屑泥晶灰岩(L), 产出于实测剖面中上部, 宏观上为不明显的正形地貌特征。生物碎屑泥晶灰岩中三叶虫、古杯类等生物碎屑多呈碎屑残体, 成堆分布在正形地貌周缘或顶部灰泥中; 藻凝块灰岩为构建正形地貌的主体, 在剖面上表现为边界较清晰的不同颜色斑块沉积, 其中深色斑块表明微生物较为富集, 较浅色斑块表明微生物相对匮乏(图 3-C)。镜下可见微生物藻主要粘结细粒灰泥, 少量粘结生物碎屑。微生物灰岩之下主要为砾屑灰岩组合(L'-R), 向上突变为钙质砂岩与泥岩互层组合(S-M)类型。

根据微生物藻粘结现象和正形地貌特征, 推断微生物灰岩为灰泥丘沉积, 灰泥丘下部发育的砾屑灰岩组合表明丘体可能发生较短距离的崩落, 而上覆突变的砂泥互层沉积表明陆源物质的大量入侵, 微生物的生存环境受到较大影响, 从而使得丘体停止生长而消亡。综合解释认为, 微生物灰岩形成于正常浪基面附近及之下的碳酸盐岩台缘斜坡中上部斜坡灰泥丘环境。

2.3.4 钙质砂岩与泥岩互层组合(S-M)

该类岩石组合主要以含生屑钙质砂岩(S)与粉砂质泥岩(M)互层为特征, 产出于剖面上部。与L-M组合粒度变化不明显特征不同的是, S-M组合表现为下部以发育缓波状层理的钙质粉砂岩与泥岩互层、中厚层状泥质砂岩为主, 向上逐渐过渡到泥质条带频繁发育, 整体上呈向上变细的正粒序层理。粉砂岩中可见少量台地高能环境的鲕粒。剖面顶部中厚层状泥质砂岩中发育2套定向浊流泥砾岩, 呈向上变细的正粒序层理, 不论是露头还是镜下特征, 均表现出与研究地层下部郭家坝组发育的浊流沉积较为相似, 推测是台缘延伸至深海盆地的下切水道, 将来自陆源和台地的沉积物以重力流的形式搬运至斜坡下部相对较缓甚至陆棚区所致。

砂岩层含有台地区高能环境的鲕粒亦说明沉积物部分来源于碳酸盐岩台地区, 缓波状层理的发育可认为受到波浪水流作用影响, 故解释该类组合为正常浪基面附近的受波浪水流作用的台缘斜坡上部、且邻近台缘高能滩的浊流水道环境的产物。

唐家河剖面岩石组合纵向序列(图 6)表明, 仙女洞组底部灰岩与泥岩薄互层沉积发育在郭家坝组顶部夹有定向排列的硅质结核和浊流泥砾的钙质粉砂岩之上, 指示一种低能的相对深水的环境; 向上过渡为砾屑灰岩组合, 代表了斜坡环境的塑性滑塌成因, 可作为沉积期可能存在断裂活动并可能受其控制的证据(余宽宏等, 2013a); 微生物灰岩组合从岩性上不仅可解释为砾屑灰岩的来源, 也可推断此时水体深度和光照条件已适宜微生物的繁殖; 而夹有浊流泥砾的粉砂岩与泥岩组合中, 细小的石英颗粒与泥质薄层的明显成层性等均可认为该组合是陆源碎屑供应充足时随洋流、水道搬运至斜坡区域的沉积。总体上认为该套地层均是水体环境相对较深的碳酸盐岩台地斜坡沉积。

目前, 关于灰岩与泥岩互层的条带灰岩及其变形构造的研究是国内外研究的热点, 对该类沉积一般解释为正常浪基面之下的潮下低能环境或风暴浪基面附近的浅海陆棚环境的产物(Chen et al., 2010; 梁薇, 2012; Chen and Lee, 2013)。而变形条带灰岩的研究则侧重于分析其触发机制(Owen and Moretti, 2011), 其中动力因素主要分为内动力因素(地貌和重力因素、喀斯特塌陷、快速沉积、风暴浪、海啸和潮汐)和外动力因素(地震、火山爆发、板块碰撞和海平面升降等)(Kullberg et al., 2001; Singh and Jain, 2007; Chen et al., 2010, 2011; Owen and Moretti, 2011; 苏德辰等, 2013)。文中根据实测剖面特征对相关的触发机制逐一进行分析。

首先是地貌和重力因素。海底已固结成岩或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(牛新生和王成善, 2010)。碳酸盐岩块体的异地搬运多发生在台缘陡峭的礁体前缘下部、断层崖等环境中(Coniglio and Dix, 1992)。实测剖面中仙女洞组斜坡上部发育鲕粒灰岩, 碳酸盐岩台地及其边缘相发育迅速, 可导致台缘沉积快速加积, 其结果即引起了斜坡坡折带的推进, 使得台地与斜坡脚的高差斜率逐渐增加, 形成坡度较大的陡斜坡环境(图 7-A)。异地块体与条带灰岩沉积处在这种较陡的碳酸盐岩台缘斜坡环境, 加之斜坡灰泥丘自身具有的正地貌形态具高陡、易失稳的特点, 使得岩石碎裂沿斜坡崩坍、短距离滑动和沿斜坡剪切面产生位移甚至滑塌变形等现象的发生成为可能。

图7

Fig.7

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	图7 碳酸盐岩台地边缘斜坡变形条带形成过程Fig.7 Schematic model showing forming process of deformed ribbon limestone in carbonate platform marginal slope

其次是风暴浪、海啸等因素。如上述分析, 异地块体周围多为灰岩和泥岩薄互层组合, 应为风暴浪基面以下的相对深水的沉积环境的产物, 不存在典型的风暴岩沉积, 并未发现指向风暴沉积的典型沉积构造等, 相邻层位也未发现类似风暴沉积的构造, 重力流的明显标志也未发现, 仅在斜坡上部发育具缓波状层理的颗粒质泥质砂岩与泥岩互层组合, 故风暴作用亦可排除。

从大范围来看, 属于上扬子地台北缘部分的米仓山寒武系在沉积期是否会受到同沉积断裂的影响?研究表明, 大巴山弧形断裂带是扬子地台北缘最重要的控制沉积的断裂带, 近期学者们将其作为台地边缘控制沉积的重要断裂而进行了系统研究(余宽宏等, 2013a)。而米仓山地区自晚震旦世开始便处于被动大陆边缘广海沉积环境, 尽管地壳升降运动和海平面升降频繁, 但总体来讲沉积环境较为稳定(魏显贵等, 1997; 赵兵等, 1997), 且镇巴一带和城口、房县大巴山一带已是大巴山断裂带的最西缘和最南缘断裂(董云鹏等, 2008; 李鹏远等, 2010), 能否作用至位于断裂带西缘以西数十千米的米仓山西南缘则成为疑问。目前研究成果证实, 米仓山西南缘早寒武世仙女洞组沉积时期存在凹陷(图 1), 所以同沉积断裂仅能作为研究区当时存在构造运动的证据和背景。尽管海底滑塌常常伴有同沉积断层(牛新生和王成善, 2010), 但研究区内目前亦未能找到指示同沉积断裂的标志, 故外动力的构造、地震等影响暂无证据。

所以, 台缘斜坡崩坍岩块、滑塌构造的触发机制主要是由于台缘斜坡的高陡地貌及重力因素。

3.2.1 异地碳酸盐岩块体的形成机制

上扬子地台北缘早寒武世仙女洞组沉积时期碳酸盐岩发育, 整体沉积环境较为平缓, 发生崩坍或滑塌变形的实例非常少, 目前仅对米仓山区所属的上扬子地台北缘的国华青竹园、英萃清木洞和南江沙滩3条剖面研究时观察到砾屑灰岩, 但其是由于风暴引起的台缘鲕粒滩滩间砾屑, 还是碳酸盐岩台缘斜坡重力机制形成目前没有确切说明, 关于研究区滑塌构造的研究也暂时没有参考资料。从实测剖面来看, 仙女洞组沉积表征陆源碎屑与碳酸盐混合沉积为特征的混积镶边台地沉积环境, 相似的同时期沉积环境对比较少, 为此笔者将其与发育类似变形条带的澳大利亚坎宁盆地和中国南部泥盆系法门阶台缘礁滩复合体沉积, 及发育相似生物丘滑塌的北京西山寒武系崮山组沉积作比较。

唐家河剖面仙女洞组底部台缘斜坡沉积厚度较小, 且观察到崩坍、滑塌变形和浊流现象, 这与坎宁盆地发育在结晶基底之上的窄型碳酸盐岩台缘相特征(Playford, 1981; Shen et al., 2008)极为相似, 但异地灰岩块体中并未发现台缘滩沉积物这一特征与坎宁盆地、中国南部泥盆纪沉积均有所不同。而该剖面中生物丘下部发育的变形条带与中国南部(桂林)泥盆系法门阶台缘东、西侧的生物礁的礁前斜坡发育的簸选较好的、具成层性的穗层孔虫砾屑灰岩具有较高的相似程度。唐家河剖面上滑塌变形构造并不十分发育, 但“ 舌状” 灰岩块体与北京西山发现的同沉积砾岩透镜体可以进行较好的对比。尽管两者在成因上有所差别, 但其与西山滑塌沉积相似的是两地均是斜坡上的生物丘引起的, 故综合认为米仓山鼓城乡唐家河寒武系剖面中发育的这类沉积是由台缘斜坡生物丘及斜坡沉积发生崩坍, 并沿斜坡发生短距离滑动形成的。

3.2.2 变形条带的形成机制

对于条带灰岩原形成于低能环境这一观点目前已基本达成一致(Chen et al., 2010; 梁薇, 2012; 梁薇等, 2012; 余宽宏等, 2013b)。早期大多数学者研究的条带灰岩均与竹叶状灰岩共同产出, 因此都具有风暴或海啸巨浪成因(王祥珍, 1981; 孟祥化等, 1986)。之后, 朱洪发和王恕一(1992)、郭福生和梁鼎新(1993)通过对瘤状灰岩的研究认为条带灰岩可能是由于处于斜坡上发生滑塌或由于差异压实作用而产生变形。古生代, 大部分最终生成台缘斜坡相的相对深水碳酸盐岩多为有韵律的或条带状泥质灰岩(James et al., 1981), 李春峰等(2005)将这类条带灰岩解释为多种变形成因。近期, 学者在对变形条带灰岩的研究中也提出, 成岩过程中的差异胶结作用及压实作用也是形成变形条带灰岩的关键(Chen et al., 2010)。总的来说, 条带灰岩之所以发生变形, 主要是因为外力引起的物理化学作用对灰泥互层的改造(并再度沉积)形成的。

野外细致观察与剖面较精细测量条件下, 笔者认为唐家河剖面中这类灰岩与泥岩相间的沉积也表明其为碳酸钙生产力与泥质供应量相互消长的结果。同时, 块体自灰泥丘体搬运至距离较近的准原地逐渐转变为异地沉积也是台地成因的表现, 并表明异地岩块再沉积时的台缘斜坡坡度较大。研究区早寒武世构造运动不发育, 初步认为露头所见的该类似瘤状的变形构造多形成于同沉积时期或成岩作用早期。由于处在台缘逐渐变陡的斜坡沉积区, 在灰泥互层沉积逐渐增厚的条件下, 沉积层稳定性变差, 且受到自身的重力作用沿斜坡发生差异压实作用和水下滑塌(图 7-B)。滑塌主要表现在灰质层和泥质层不同程度的侧向流动上(蓝光志等, 1994; 张霞等, 2009; 郝家栩等, 2012)。灰岩与泥岩塑性上的差异使得灰岩层易发生破碎形成固结程度低的砾屑灰岩, 并被流动变形的泥质层侵入包绕(图 7-C), 经后期一定程度的差异压溶作用最终形成似瘤状变形体(图 7-D), 砾屑断面不同程度的磨圆也表明可能和后期物质成分差异引起的差异压溶作用有关。此外, 台缘斜坡上部的较大角砾岩落入亦可使变形条带发生扭曲变形。

参照学者对条带灰岩变形机制的研究多采用结合上下岩石类型研究岩石变化规律、进而总结其形成原因的方法, 笔者对唐家河剖面上自下而上为正常沉积灰岩与泥岩互层、似瘤状砾屑灰岩、异地角砾灰岩块体和微生物灰岩这一逐渐变化的特征, 提出变形构造的形成机制为由于台缘斜坡的高陡地貌、逐渐增厚的沉积层失稳和重力因素引起生物丘崩坍和斜坡滑塌而成, 后期可能受一定程度的差异压实、压溶作用改造。

综合野外实测(图 1)和理论分析, 建立了米仓山西部仙女洞组碳酸盐岩台缘斜坡沉积模式(图 8)。基于沉积区某一点来讲, 原始相对深水的安静水体中, 方解石的早期胶结作用沉淀了高碳酸盐岩含量的灰岩层, 间歇期受到陆源供应和深水环境黏土悬浮物的影响而逐渐沉积泥岩, 如此反复, 逐渐形成了沉积在广海碎屑陆棚之上的条带灰岩的基本形态。针对整个台缘斜坡大环境而言, 随着海平面的相对下降, 相对浅水的区域达到了微生物的生长条件, 开始逐渐发育微生物藻, 大量藻类的附着生长, 导致斜坡上部逐步形成具有一定正地貌特点的灰泥丘沉积。与此同时, 由于适宜的构造和气候条件, 碳酸盐岩台地及其边缘相的迅速发育和快速加积, 引起斜坡坡折带的推进, 台地与斜坡脚的高差斜率逐渐增加, 形成坡度较大的陡斜坡环境, 使得斜坡沉积稳定性逐渐降低。因此, 灰泥丘发生块体崩坍, 部分块体短距离搬运被似瘤状砾屑灰岩包绕, 部分运移至斜坡下部的条带灰岩层中呈“ 舌状” , 使条带沉积发生层状的塑性变形; 灰岩泥岩互层沉积则发生滑塌变形, 塑性相对较小的灰岩层在滑塌过程中逐渐达到所能承受的张力和剪切力上限而发生破碎, 形成砾屑状或似瘤状形态, 而塑性较大的泥质层则揉皱变形侵入并包围似瘤状灰岩。整个米仓山区仙女洞组沉积时期也间或受到陆源碎屑侵入的影响, 故间歇性的陆源石英砂的注入短时间内改变了碳酸盐岩台缘斜坡的沉积环境, 也造成斜坡生物丘的生长环境改变而逐渐迁移甚至消亡, 直至演变为混积程度较高的混积台缘鲕粒滩。

图8

Fig.8

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	图8 川北米仓山西部唐家河剖面下寒武统仙女洞组碳酸盐岩台缘斜坡沉积模式Fig.8 Sedimentary model of carbonate platform marginal slope of the Lower Cambrian Xiannü dong Formation at Tangjiahe section in western Micang Mountain of northern Sichuan Basin