块状混杂砾岩发育于剖面第5层。为青绿色、黄绿色中— 粗砾岩。主要特征为:总厚度为68.51, m, 单层厚度大于1, m, 具块状构造; 砾石含量35%~40%, 成分复杂, 主要为硅质岩、玄武岩、石英砂岩和钙质粉砂岩与硅质岩互层团块等; 粒径一般为3~10, cm, 最大为35, cm, 长形砾石具一定的定向性(图 3-A, 3-B); 砾石分选差, 磨圆差— 中等, 多为棱角— 次棱角状, 杂基支撑, 基质主要为砂和泥。

这套砾岩成分成熟度和结构成熟度均较低, 是一套快速堆积的产物, 反应沉积时坡度较大, 物源丰富, 搬运距离短, 为近源混杂堆积(Lowe, 1979, 1982)。其中部分长形砾石的顺层定向, 可能是在流体内顺层运移时, 流体内部剪切力的作用下所发生的旋转作用最终造成了平行排列(Middleton and Hampton, 1976)。本层砾岩具有典型的杂基支撑, 砾石成分复杂, 说明为碎屑流成因。

中— 厚层状逆粒序砂岩主要分布于剖面第4层和26层。岩性主要为青绿色、灰绿色中厚层状细— 中砂岩、粗砂岩— 含砾粗砂岩。单一岩层往往发育下细上粗的逆粒序结构, 如第4层含砾粗砂岩, 单层厚度为35~80, cm, 总厚度分别为61.97, m。单层砂体由下向上砾石含量逐渐增多、粒径也略有变粗(图 4-A), 表现为明显的逆粒序结构。该层整体就是若干个具逆粒序结构的砂层的叠加。砂体底部未见明显的冲刷构造, 横向上往往具有顶平底凸、向两侧变薄尖灭的透镜体形态(图4-B)。砂体内部岩层间在岩性上表现为突变关系, 上覆岩层底部有时含有少量泥砾。砂体的结构成熟度与成分成熟度普遍较低, 且具有杂基支撑的结构特点, 局部可见碟状泄水构造, 指示了快速堆积的碎屑流特点(李云等, 2011)。

砂质碎屑流这个概念由Hampton(1975)首次引入, 并由Shanmugam等美国学者逐步完善, 它代表在黏性与非黏性碎屑流之间的连续作用过程, 从流变学的特征看属于宾汉塑性流体(Dott, 1963; Middleton and Hampton, 1976; Nemec, 1991; Shanmugam, 1996, 2000, 2001, 2002; Stow and Johansson, 2000)。砂质碎屑流具有分散压力、基质强度和浮力等多种支撑机制, 且浓度较高, 泥质含量低到中等, 颗粒沉积时表现为整体固结(邹才能等, 2009), 即Shanmugam(2000)提出的砂质碎屑流整体冻结的结果, 其沉积环境可能位于坡度较陡的主水道或靠近主水道, 具有较丰富的物源供给。将该剖面发育逆粒序结构的中— 厚层砂体与典型的砂质碎屑流的沉积特征(Shanmugam and Moiola, 1995; Coussot, 1996; Shanmugam, 1996, 1997, 2000; 李祥辉, 2000; 李相博等, 2011, 2013; 郑荣才等, 2012)进行对比, 二者具有高度相似性, 故认为该砂岩相为砂质碎屑流沉积。

图5

Fig.5

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	图5 西藏荣玛地区曲地组中厚层状正粒序砂岩岩石特征Fig.5 Petrological features of medium-thick-bedded normal grading sandstone in the Qudi Formation in Rongma area, Tibet

中厚层状正粒序砂岩见于剖面第21层和25层, 是剖面中较常见的岩石类型。岩性主要为中厚层状— 中薄层状砾岩、含砾岩屑粗砂岩及韵律性互层状的中砂岩与细砂岩(图 5)。单个砂岩体往往由底部的滞留砾岩向上渐变为含砾粗砂岩、粗砂岩、中砂岩乃至细砂岩, 显示出明显的向上变细的正粒序结构(图5-A)。该正粒序砂体主体具有颗粒支撑结构, 常发育平行层理(图5-B), 说明随着碎屑物质的向下运移, 重力流逐渐被稀释变为牵引流, 从局部见到的长形砾石的定向排列也说明了这一特点。砂体中含有海百合类、苔藓虫、腕足类等化石碎片, 显示陆源碎屑颗粒主要来自斜坡上部或陆架。值得指出的是, 该岩石类型中砾岩及含砾粗砂岩局部可见杂基支撑结构, 并发育递变层理, 说明仍不时受到重力流的影响。该岩石类型砂体规模中等, 多向两侧变薄尖灭, 呈顶平底凸的透镜体状产出, 说明主要为水道沉积砂体。

正粒序概念由Kuenenph和Migliorini于1950年引入, 指由一次短期的逐渐减弱的浊流沉积形成的浊积岩内一种特征的正向粒序构造(李云等, 2011)。正粒序指示了沉积流体的牛顿流变性质和紊乱流动状态(Kuenenph and Migliorni, 1950), 随着浊流密度的减小及被海水明显稀释, 粗细不一的物质按照由粗到细依次沉积, 从而形成了正粒序构造, 是解释浊流沉积最可靠的标志(Lowe, 1982; 晋慧娟和李育慈, 1996; 秦建华, 1999; Shanmugam, 2000, 2002; 高红灿等, 2012)。综上特征, 说明该中厚层砂岩相主体为稀释后的牵引流沉积, 但有时会受到高密度流的干扰。

中厚层状砂岩发育于剖面第7层和第12层。岩性主要为含砾粗砂岩与中砂岩的不等厚韵律性互层, 偶夹细砂岩(图 6-A, 6-B)。岩石由砾石、碎屑、基质和钙质胶结物组成, 砾石为玄武岩、硅质岩、砂岩等, 含量5%~10%。碎屑主要为岩屑、长石、生屑, 长石为斜长石, 含量1%~5%; 岩屑为玄武岩、硅质岩、蚀变流纹岩等(图6-C), 含量50%~55%, 分选差, 粒径0.1~1, mm不等, 磨圆差, 呈次棱角状— 次圆状, 长条状砾石具有轻微定向; 生屑破碎严重, 含量5%~10%(图6-D)。杂基支撑, 基质为砂岩或方解石, 10%~15%。钙质胶结, 含量25%~30%。

该岩石类型含砾粗砂岩发育不甚明显的递变层理和平行层理, 相当于浊流沉积的Ta+b段, 中砂岩发育平行层理, 相当于浊流沉积的Tb段(Bouma, 1962), 说明该岩相鲍马序列特征已初步显现。

薄互层状粉砂岩与细砂岩见于剖面第9、 11、 13、 24层。主要为中薄层状— 薄层状粉砂岩与细砂岩的不等厚韵律性互层, 有些层位见生屑灰岩、生屑砂岩团块及中细砂岩透镜体(图 7-A)。其中细砂质粉砂岩主要由砂级碎屑、黏土质和钙质胶结物组成(图7-B)。碎屑为长石、 石英和岩屑, 含量70%~80%, 粒径0.01~0.25, mm不等。长石为斜长石, 岩屑为硅质岩、 安山岩等。黏土质10%~15%, 钙质1%~5%。发育不明显的小型交错层理, 相当于鲍马序列的Tc段, 解释为低流态沉积(陈建强等, 2004)。

图6

Fig.6

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	图6 西藏荣玛地区曲地组中薄— 中厚层状砂岩岩石特征Fig.6 Petrological features of thin-bedded to medium-thick-bedded sandstone in the Qudi Formation in Rongma area, Tibet

图7

Fig.7

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	图7 西藏荣玛地区曲地组中薄层状— 薄层状粉砂岩与细砂岩互层岩性特征Fig.7 Petrological features of interbedding of thin-bedded to medium-bedded sandstone and fine sandstone in the Qudi Formation in Rongma area, Tibet

图8

Fig.8

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	图8 西藏荣玛地区pm035剖面第22层曲地组薄层状— 极薄层状钙质粉砂岩与泥岩互层岩石特征Fig.8 Petrologicl features of interbedding of extremly thin-bedded to thin-bedded calcareous siltstone with mudstone in the Qudi Formation of layer 22 of seetion pm035 in Rongma area, Tibet

图9

Fig.9

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	图9 西藏荣玛地区曲地组含碳质硅质粉砂岩与泥岩互层岩石特征Fig.9 Petrological features of interbedding of carbonaceous-siliceous siltstone with mudstone in the Qudi Formation in Rongma area, Tibet

薄互层状钙质粉砂岩与泥岩见于剖面第31、28、27、23、22层。主要岩性为灰色、深灰色薄层状— 极薄层状粉砂岩与泥岩的不等厚韵律互层(图 8), 局部见有小型粉细砂岩透镜体。粉砂岩和泥岩发育水平层理, 相当于鲍马序列的Td段, 其中的粉细砂岩透镜体为末端水道砂体, 总体解释为低密度浊流沉积(Lowe, 1982)。

互层状含碳质硅质粉砂岩与泥岩仅见于剖面第1层。岩性为深灰色薄层状、极薄层状硅质粉砂岩或含碳质硅质粉砂岩与泥岩不等厚互层(图 9-A, 9-B)。粉砂级碎屑以石英为主要、长石少量, 含量70%~75%; 黏土质隐晶状, 填隙状分布, 含量5%~10%; 碳质呈黑色尘点状、细分散状分布, 含量1%~5%。胶结物为硅质, 含量20%~25%。未见生物化石或者生物遗迹。代表深水宁静期沉积, 相当于鲍马序列的Td-e段, 主要发育在深海盆地。

图10

Fig.10

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	图10 西藏荣玛地区曲地组灰岩岩石特征Fig.10 Petrological features of limestone in the Qudi Formation in Rongma area, Tibet

灰岩见于剖面第8、10、14、18和19层。灰岩有3种产出类型:第1类为成层较稳定的中— 薄层泥质泥晶灰岩或泥灰岩; 第2类为透镜体状生屑泥质泥晶灰岩或灰泥质砂砾岩体内的灰岩砾石; 第3类为大小不一的孤立灰岩块体(图 10)。第1类灰泥灰岩成层性良好, 厚度稳定, 横向延伸较远, 岩石含泥质较高, 以含生屑泥质泥晶灰岩及泥灰岩为主; 剖面上往往呈薄夹层状或互层状与灰色、灰褐色中— 薄层状粉砂岩及粉砂质泥岩一起产出, 为顺坡发育的灰泥流产物(图10-A)。第2类透镜体状生屑泥质泥晶灰岩或灰泥质含灰岩砾石的砂砾岩体, 剖面上与中层状— 中薄层状岩屑砂岩或生屑砂岩互层状产出。生屑灰岩多为透镜体状, 顶底接触面较为平坦, 横向延伸不稳定, 向两端逐渐变薄尖灭。灰岩中含有珊瑚类、腕足类、菊石类等化石碎片, 是灰泥流水道的产物(图10-B)。透镜状灰泥质砂砾岩体中的砾石以灰岩为主, 并见有少量玄武岩、生屑砂岩和硅质岩等, 砾石具较好的磨圆度, 呈次圆状— 圆状, 显示被搬运及再改造的特征, 说明是内扇或者中扇水道中的灰泥碎屑流沉积。第3类无根孤立灰岩块体的岩性主要为灰色生屑灰岩、泥晶灰岩、内碎屑灰岩及珊瑚礁灰岩, 露头上杂乱分布, 大小不一, 大致沿东西向散布在细砂岩中。灰岩块体长轴方向长3~5, m, 短轴方向长1.5~2, m, 有的为块状不显层理, 有的层理明显呈中层状。具层理的块体除少数外, 层理方向多数与周围的砂岩层理不一致, 且岩性上为突变接触, 说明块状灰岩为从斜坡上部垮塌滚落下来的垮塌堆积体(图10-C)。有些块体富含生物化石, 主要包括珊瑚、腕足类、层孔虫、类及苔藓虫等, 化石保存较完好。其中, 类化石以Pseudofusulina和Chalaroschwagerina等为代表(图10-D), 时代为早二叠世Artinskian期(聂泽同和宋志敏, 1983, 1990)。类的发育被认为与浊积岩沉积在时间上具有同步性(Zhang et al., 2012, 2013)。

枕状气孔杏仁状玄武岩见于剖面第2层。岩性为灰绿色枕状玄武岩, 斑状结构, 基质为隐晶质, 表面气孔发育, 某些被方解石等充填, 形成杏仁构造, 未见明显的变质变形现象(图 11-A, 11-B)。本段玄武岩的上部为深灰褐色中厚层状玄武质火山角砾岩, 角砾的成分主要为玄武质, 磨圆差, 呈棱角状— 次棱角状, 粒径2~10, cm, 未见碎屑岩成分, 说明该玄武岩可能为深水环境成因。

研究区玄武岩广泛发育, 前人对其有过专门研究, 认为下二叠统的玄武岩具典型枕状构造, 保存完好, 基本未变质(李才, 1987)。区域上在荣玛北黑石山和角木日等地的枕状玄武岩岩石新鲜, 没有变质和变形, 镜下观察也没有明显的变质现象, 与其一起产出的复理石碎屑岩和硅质岩也没有发生变质, 变形玄武岩的灰岩夹层中产早中二叠世珊瑚和科化石(李才等, 2005b)。翟庆国等(2006)认为角木日等地的二叠纪玄武岩具有洋岛和大洋中脊共有的特征, 可能形成于大洋中脊且距离洋岛不远的区域, 与三江地区准洋脊型玄武岩类似, 说明羌塘地区早二叠世之前就可能存在洋岛型玄武岩, 即存在一定规模的洋盆(李才, 2008)。综上可知, 该段玄武岩产出于深水环境, 时代上与复理石相沉积相当。

图11

Fig.11

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	图11 西藏荣玛地区曲地组枕状气孔杏仁状玄武岩岩石特征Fig.11 Petrological features of pillowed stomatal amygdaloidal basalt in the Qudi formation in Rongma area, Tibet

砾岩组合主要以发育块状混杂砾岩为特点, 沉积厚度大, 层理不显, 多成块状。砾石特征为大小混杂, 粒度悬殊, 分选极差, 是一种高黏度流体条件下的快速沉积物, 主要发育在有深切峡谷的末端, 即内扇斜坡根部微相。

中粗砂岩组合包括中厚层状逆粒序砂岩、中厚层状正粒序砂岩、中薄— 中厚层状砂岩和灰岩, 该组合主要为砂质碎屑流和浊流成因, 主要发育在内扇的主水道微相和中扇的分支水道微相。

粉细砂岩组合主要为中薄层— 薄层状粉砂岩与细砂岩互层, 相当于鲍马序列的Tb和Tc段, 在海底扇一般发育于中扇天然堤— 溢岸天然堤微相或朵叶体微相。

砂泥互层组合包括薄层— 极薄层状粉砂岩与泥岩互层和硅质粉砂岩与泥岩互层, 相当于鲍马序列的Td和Te段, 在海底扇主要发育于水道间微相及外扇或深海盆地。

枕状玄武岩夹泥岩组合主要为枕状玄武岩夹泥岩。枕状玄武岩无疑为水下火山喷发的产物, 但不能因此确定水的深浅程度。对于本段玄武岩研究较为成熟, 认为该套玄武岩属近洋中脊拉班玄武岩(罗建宁等, 2002), 具有洋岛和大洋中脊共有的特征, 与三江地区准洋脊型玄武岩类似, 具有洋岛型— 准洋脊型地球化学特点(翟庆国等, 2004, 2006), 可能形成于远离大陆的洋岛环境(吉林大学地质调查研究院, 2005), 也说明本区玄武岩形成于深海(或半深海)环境(李曰俊, 1994; 邓万明等, 1996; 尹集祥, 1997; 李曰俊等, 1997), 所以该岩石类型组合在这里代表深海盆地沉积环境。

4.1.1 内扇亚相

内扇亚相由多个微相组成, 包括斜坡根部微相、主水道微相和水道间微相。斜坡根部微相发育在海底扇内扇的最根部, 上接深切谷, 下引内扇主水道, 坡度陡, 碎屑物源充足, 是海底扇物源的主要通道。这里的斜坡根部微相主要出现一套砾岩组合, 以混杂堆积, 低成熟度为特征, 为粗粒碎屑流沉积。内扇主水道微相发育在斜坡根部微相的下部, 主要为粗粒沉积, 为中— 细砾岩、粗砂岩、中砂岩等, 沉积类型较为丰富, 包括滑塌堆积、砂质碎屑流和浊流等重力流沉积。这里的内扇主水道微相主要出现中粗砂岩组合, 包括砂质碎屑流成因的中厚层状逆粒序砂岩, 高密度浊流成因的中厚层状正粒序砂岩, 低密度浊流成因的中薄— 中厚层状砂岩以及灰岩。本段内扇水道都不是单一水道, 而是多期水道的叠加, 且多为横向叠加。水道间微相主要出现在2个主水道之间, 以细粒悬浮沉积为主要特征。本段水道间微相主要出现砂泥互层组合, 主要为薄层状钙质泥岩与钙质粉砂岩韵律互层。于该段海底扇的内扇亚相, 还识别出了一套废弃水道微相沉积, 岩石为灰绿色、灰色中薄层状粉砂岩与细砂岩韵律互层, 间夹深灰色硅质泥岩透镜体。整体在宏观柱状图上呈粗细差别较大的岩石互层。

4.1.2 中扇亚相

随着斜坡坡度的变缓, 在内扇的外缘逐渐出现中扇亚相沉积, 主要发育分支水道微相、天然堤— 溢岸微相和朵体微相。分支水道微相由内扇主水道分叉及水的分流形成, 主要以砂质碎屑流及浊流成因的沉积为主。本段分支水道微相主要发育中粗砂岩组合, 以浊流成因的中厚层状正粒序砂岩、中薄— 中厚层状砂岩、灰泥流成因的似层状灰岩及坍塌成因的块状灰岩为主, 局部可见砂质碎屑流成因的中厚层状逆粒序砂岩。相对于主水道微相砂体, 其单体规模小, 厚度小, 沉积物粒度细, 但横向的砂体数量多, 产状延伸较为稳定。天然堤— 溢岸形成于河道重力流越岸或溢流。当高速度重力流冲垮河道堤岸时, 由于粗质碎屑不能越过天然堤, 其仍然在河道中被搬运到远端, 而细粒沉积物则越过河岸, 沉积到天然堤环境(蒋恕等, 2008)。本段天然堤— 溢岸微相主要发育粉细砂岩组合, 以低流态成因的中薄层— 薄层状粉砂岩与细砂岩互层为主, 岩层中可见钙质细砂岩团块、硅质岩团块以及砂屑生屑灰岩团块, 偶见细砂岩透镜体。朵体微相也可称之为无水道前缘席状砂, 一般发育在中扇的前缘, 也发育粉细砂岩相组合。其与天然堤— 溢岸微相的差别主要在于沉积环境较为稳定单一, 基本未见或少见团块, 粒度也相对较粗。

4.1.3 外扇亚相

外扇区地形平缓, 基本无水下水道发育, 为扇体向深海盆地的过渡区, 以发育一套远源低密度浊流成因的粉砂岩与远洋悬浮成因的泥岩互层为主。本段外扇亚相主要为砂泥互层相组合, 以薄层— 极薄层状粉砂岩与泥岩互层为主, 基本未见生物遗迹化石或生物化石。

4.1.4 深海盆地相

主要为低能稳定环境, 远洋悬浮沉积。本段深海盆地相主要发育枕状玄武岩组合以及砂泥互层组合, 以气孔杏仁状、枕状玄武岩和硅质粉砂岩与泥岩互层为主。

由于深水环境的复杂性和不可见性及当下技术的局限性, 目前还没有一个单一相模式能够解释复杂深水环境下的所有变化, 正如Shanmugam(2000)所言:我们对于深水环境下沉积作用和砂体分布的理解仍很肤浅。文中采用Richards和Bowman(1998)按照深水扇的物源类型, 分为点物源、线物源和多物源型, 按照沉积物颗粒特征, 又把每种物源类型的深水扇分为富砾型、富砂型、泥砂混合型和富泥型。研究区曲地组内扇主要由多期单个深度大、粗粒沉积的水下水道以及泥质水道间组成, 发育少量的块状砂岩, 多为碎屑流和浊流成因沉积; 中扇主要由水下分支水道、天然堤— 溢岸及朵体组成, 以浊流成因的砂岩沉积为主, 发育少量的废弃水道沉积, 可见很多规模较小的砂岩透镜体, 且粒度较周围粗, 说明水道分叉频繁。外扇和深海盆地地势平坦, 偶见小型水道沉积, 主要以低密度浊流成因的粉砂岩与远洋悬浮成因的泥岩互层为主, 也见枕状玄武岩。由此可见, 研究区曲地组海底扇与点物源泥砂混合型深水扇极为相似。

综合以上沉积特征建立了曲地组沉积环境模式(图 12)。

图12

Fig.12

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	图12 西藏荣玛地区下二叠统曲地组海底扇沉积模式Fig.12 Sedimentary model of submarine fans of the Lower Permian Qudi Formation in Rongma area, Tibet