灰泥的浓度和水流速度对纹层的形成影响很大。随着悬浮灰泥浓度的增加或浮泥层流动速率的减小, 浮泥层由完全动荡的状态转变为过渡状态, 最后发展为层流, 处在过渡状态的浮泥层兼具湍流和层流的特征(Baas and Best, 2002; Baas et al., 2009)。笔者把这个过程分为4个阶段, 分别为:湍流阶段、过渡湍流阶段、过渡层流阶段和层流阶段(图 8)。

图8

Fig.8

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图8 不同阶段浮泥层中不同部位颗粒的流动速率示意图 1— 湍流阶段; 2— 过渡湍流阶段; 3— 过渡层流阶段; 4— 层流阶段。u表示速率, t表示时间, 代表动荡程度, 其尺寸越大代表动荡程度越高Fig.8 Sketch map showing velocity-time series of floating silt layer at various heights in different stages

如果保持浮泥层流动速率不变, 随着灰泥浓度的增加会发生以下现象:湍流阶段, 湍流的流动速率从顶部到底部呈现减弱的趋势。湍流强度从顶部到底部逐渐加强, 在沉积物界面附近达到最强, 此处流体最为动荡, 对底部沉积物的侵蚀能力最强。底部剪切作用产生的动荡在整个浮泥层中占主导, 悬浮的灰泥不能发生絮凝, 已经絮凝的灰泥也会在强烈的动荡环境下发生分解, 灰泥颗粒的速率随时间作无规则变化, 从顶部到底部无规则程度逐渐减弱(图 8-1)。过渡湍流阶段, 顶部的动荡受到抑制, 灰泥颗粒开始絮凝, 顶部往下仍以动荡为主, 未发生絮凝作用, 顶部灰泥颗粒的速率保持不变, 往下无规则程度逐渐增强(图 8-2)。过渡层流阶段, 顶部和中部絮凝作用占主导, 动荡受到明显的抑制; 底部以动荡为主, 灰泥颗粒未发生絮凝, 顶部和中部灰泥颗粒的速率保持不变, 底部随时间作无规则变化(图 8-3)。层流阶段, 絮凝作用占主导地位, 动荡受到明显的抑制, 湍流强度急剧减弱直至消失, 从顶部到底部, 灰泥都已发生絮凝, 灰泥颗粒的速率保持不变, 絮凝的颗粒之间的作用力能够阻止因动荡发生的分解(图 8-4)。由于平流层与底部的湍流层在速率和灰泥浓度上存在比较大的差异, 所以在平流层底部与湍流层交界面附近出现一剪切层。随着灰泥浓度继续增加, 平流层不断往下扩展至沉积物界面附近, 这时湍流基本上被完全抑制住, 对底部的沉积物基本上没有侵蚀作用。由于所处位置不同, 不同流域的水体在水深、水温、盐度、颗粒絮凝能力和程度等方面存在差异, 各阶段流体相互过渡的界限会有所不同, 但大体趋势基本上是一致的。

后期成岩过程中, 絮粒更容易发生重结晶, 这是因为絮粒一般都含有微小的生屑碎片, 其容易充当晶核, 使晶体优先成长, 并且抑制周围晶体的成长。另外, 各个小晶体重新组合形成大晶体的过程中, 各小晶体之间首先进行表面膜的溶解以进一步形成大晶体。此过程中生物质的膜更容易溶解。因此, 以絮粒为主的纹层更容易发生重结晶, 形成亮纹层。

1)平行厚纹层。主要是在紊流阶段形成, 是在较强的水动力条件下, 高流态中由平坦的床面上连续滚动迁移的颗粒产生粗细分离而显示出的平行细层。

2)单向交错纹层。主要是在湍流和过渡湍流阶段形成。底部未固结的灰泥首先顺流移动聚集成波形, 下部絮粒沿向流面移动到波峰, 随着絮粒的不断增多, 聚集在波峰位置的絮粒会发生崩塌, 滑落到背流面。在此过程中, 灰泥一直沿着向流坡移动, 在背流坡沉积下来。重复此过程, 粒度大小交替的交错纹层就会形成。

3)平行薄纹层。主要是在过渡紊流阶段和过渡层流阶段形成(Lowe, 1988; Lowe and Guy, 2000; Baas and Best, 2008)。在底部剪切作用下, 絮粒和灰泥颗粒交替沉降下来, 形成亮暗交替的薄纹层(Baas and Best, 2002)。可用3种物理机制来解释这种交替沉积的现象:(1)层流下部存在几毫米厚的边界层, 层流和湍流交替进行, 剪切作用对絮粒和灰泥颗粒进行分选, 湍流时絮粒沉降下来, 灰泥颗粒由于剪切力作用未沉降下来, 而层流时絮粒和灰泥颗粒都会沉降下来, 但絮粒比灰泥颗粒先沉降下来, 这样就会形成亮暗交替的波纹层(Stow and Bowen, 1978, 1980)。(2)层流与沉积物之间的湍流存在着短周期的波动, 当湍流强度较大时只有絮粒能沉降下来, 当湍流强度较小时, 絮粒和灰泥颗粒陆续沉降下来形成交替纹层(Bridge, 1978; Hesse and Chough, 1980)。(3)层流与之下的湍流具有不同的密度和不同的流动速率, 因此在两者的界面上会出现开尔文— 赫姆霍兹不稳定性, 部分分界向上移动, 部分分界向下移动, 在界面上形成波浪状, 称为内波浪(图 9-1), 造成层流层和湍流层短时间内(亚秒或数秒)的速度波动(Baas and Best, 2002; Baas et al., 2009)。当上部的层流层流动速率超过湍流层一定程度时, 内波浪就会发生断裂(图 9-2), 向下移动到湍流层里的内波浪含有上部层流层的絮粒和灰泥颗粒, 在湍流层的分选作用下, 絮粒首先沉降下来(图 9-3)。絮粒和灰泥颗粒的沉降会造成湍流层能量的减弱(Lamb and Parsons, 2005), 当减弱到不能支撑灰泥颗粒时, 灰泥颗粒会沉降下来, 最终形成亮暗交替的薄纹层。与前2种物理解释机制相比较, 运用开尔文— 赫姆霍兹不稳定性可更为科学系统地解释该种亮暗纹层交替出现的原因。

图9

Fig.9

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图9 开尔文— 赫姆霍兹不稳定性简单示意图 1— 在界面上形成内波浪; 2— 内波浪发生断裂; 3— 内波浪含有的絮粒和灰泥颗粒沉积下来。v表示速率, t表示时间Fig.9 Simple sketch showing Kelvin-Helmholtz shear instabilities

4)波状厚纹层。主要在过渡层流阶段形成, 是由波浪摆动引起的纹层界面呈现不规则的微波状起伏。

5)水平厚纹层。内部未出现细纹层, 微弱递变, 顶部有重荷模形成, 这些都表明水平厚纹层是在层流阶段沉积形成的。层流阶段底部剪切作用形成的动荡比较弱, 不能对沉积过程中的颗粒进行分选, 所以没有出现细纹层和递变现象。动荡比较弱是由于高浓度的灰泥颗粒抑制了由底部剪切作用形成的强烈动荡。当层流能量衰弱、不能支撑灰泥颗粒时, 大量灰泥颗粒会在短时间内快速沉积下来。在沉积物处在塑性状态尚未固结成岩时, 如果有沉积物覆于其上, 由于不均匀的负荷作用, 在上覆层底面会产生突起的重荷模。

铝和硅的含量一般与陆源物质有关, 陆源物质越丰富, 铝、硅和镁的含量越高(Emelyanov, 1977); 铁和锰的含量较高一般被认为是深海沉积物的特征(Machhour et al., 1994), 所以深海浊流或底流形成的亮暗相间的纹层中, 暗纹层中铝、硅和镁元素含量高, 而亮纹层中的铁、锰等元素丰富。这种不同元素与不同来源的沉积物之间的对应关系, 为判断纹层的沉积环境提供了地球化学方面的依据。

对平行纹层的亮、暗纹层采用 X 射线能谱仪(EDS)作元素面扫描, 能谱仪采用INCA EDS 2.1进行, 电压为 20 kV, 束流为 1× 10⁹~5× 10⁹A, 计数量达到 25000 cts(counts, 计数)以上。发现所扫描区域不含铁、锰元素或者含量极少, 未形成mapping伪彩图, 而亮、暗纹层中都含有铝、硅和镁元素(图 10; 图11)。铝、硅和镁在亮、暗纹层中的分布都比较均匀, 且暗纹层中3种元素的含量分别比亮纹层中的含量稍高。

底部具冲刷面和侵蚀构造, 往上为内部递变不明显的平行纹层、交错纹层等, 顶部为正递变明显而纹层状不明显的水平厚纹层组合, 这是典型的衰弱期的风暴流经未固结的泥质岩形成的远端风暴沉积(Dumas et al., 2005)。

一个完整的风暴沉积序列一般包括 5个部分。A段:粒序层段或滞留沉积段, 具有突变底界和冲刷充填构造; B段:平行层理段; C段:丘状或洼状交错层理段; D段:波状层理段; E段:水平层理段。上述5段可构成似鲍马序列。本研究中未发现A段(粒序层段或滞留沉积段), 可能是由于泥质碳酸盐岩中颗粒只有几十微米, 不容易形成粒序层段或滞留沉积段, 且即便形成也难以观察到。根据各纹层的发育情况, 结合垂向序列组合及其形成水动力机制, 将其划分出3种风暴序列(图 12)。

Ⅰ 型冲刷面构造发育, 渠模呈扁平状, 往上依次沉积亮暗相间的薄纹层和平行厚纹层, 反映风暴作用强, 风暴浪的能量能够将弱固结的沉积物侵蚀打碎并搅动起来(图 12-1, 12-2)。

Ⅱ 型以发育单向交错纹层为特征, 从下往上依次为亮暗相间的薄纹层、平行厚纹层和单向交错纹层(图 12-3, 12-4)。与Ⅰ 型的不同之处在于风暴作用虽然强烈但是对地层的侵蚀能力减弱, 底层侵蚀冲刷构造不明显。

图10

Fig.10

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图10 平行厚纹层中 Al、Mg、Si元素的面扫描分布图 1— 平行厚纹层单偏光显微照片, 矩形区域为面扫区域; 2— 绿色矩形区域内Al元素的面扫分布图; 3— 红色矩形区域内Al元素的面扫分布图; 4— 绿色矩形区域内Mg元素的面扫分布图; 5— 红色矩形区域内Al元素的面扫分布图; 6— 绿色矩形区域内Si元素的面扫分布图; 7— 红色矩形区域内Si元素的面扫分布图Fig.10 Elemental scanning maps showing distributions of elements of Al, Mg and Si in thick parallel lamination

Ⅲ 型从下往上依次为平行厚纹层、波状纹层和水平厚纹层。说明风暴作用减弱, 使得风暴沉积顶部的水平厚纹层得以保存(图 12-5, 12-6)。

以上3类风暴作用形成的纹层, 从Ⅰ 型到Ⅲ 型, 风暴作用逐渐减弱, 风暴侵蚀构造逐渐减少, 属于风暴沉积序列中的D段和E段。

图11

Fig.11

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图11 平行薄纹层中 Al、Mg、Si元素的面扫描分布图 1— 平行薄纹层单偏光显微照片, 矩形区域为面扫区域; 2— 绿色矩形区域内Al元素的面扫分布图; 3— 红色矩形区域内Al元素的面扫分布图; 4— 绿色矩形区域内Mg元素的面扫分布图; 5— 红色矩形区域内Al元素的面扫分布图; 6— 绿色矩形区域内Si元素的面扫分布图; 7— 红色矩形区域内Si元素的面扫分布图Fig.11 Elemental scanning maps showing distributions of elements of Al, Mg and Si in alternating light-dark thin parallel lamination

图12

Fig.12

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图12 贵州习水吼滩剖面下奥陶统桐梓组风暴沉积序列类型 1— Ⅰ 型风暴序列单偏光显微照片, 桐梓组下部; 2— Ⅰ 型风暴序列简图; 3— Ⅱ 型风暴序列单偏光显微照片, 桐梓组下部; 4— Ⅱ 型风暴序列简图; 5— Ⅲ 型风暴序列单偏光显微照片, 桐梓组中部; 6— Ⅲ 型风暴序列简图Fig.12 Sedimentary sequence types of storm deposits of the Lower Ordovician Tongzi Formation at Houtan section in Xishui County, Guizhou Province

通过野外和薄片观察发现, 一个完整的纹层组一般包括递变明显的底部冲刷面及侵蚀构造, 往上为发育良好的纹层, 包括平行纹层、交错纹层或波状纹层, 以及纹层状不明显的顶部。平行纹层、交错纹层或波状纹层内部微弱递变, 而顶部递变现象较明显。这种纹层组不是静水环境的沉积, 静水环境沉积的纹层内部基本无递变现象且不会出现侵蚀构造。亮暗交替的平行薄纹层内部递变不明显, 是因为粒度只有几十微米的颗粒在流动过程中, 由于开尔文— 赫姆霍兹不稳定性使絮粒和灰泥交替沉积下来, 形成不同粒度交替的纹层, 随着流动速率的减小, 开尔文— 赫姆霍兹不稳定性逐渐消失, 但此时浮泥层底部剪切作用形成的动荡也比较弱, 不能对沉积过程中的颗粒进行分选。风暴经过弱固结的泥岩时, 风暴浪的能量能够将其侵蚀打碎并搅动起来, 细粒在风暴浪的能量下能够保持悬浮状态沿海底流动。在流动过程中, 这些细粒能够部分沉积下来形成内部递变不明显的平行纹层或交错纹层等, 随着时间的推移, 风暴的能量逐渐减弱, 当风暴流的能量不足以支撑细粒继续流动时, 这些细粒会在较短的时间内依次快速沉积下来, 形成正递变明显而纹层状不明显的较厚顶层。同时在底部的侵蚀构造中, 扁长状的侵蚀充填构造— — 渠模的出现也被认为是风暴沉积的典型特征(Macquaker and Taylor, 1996)。

EDS面扫结果显示, 平行纹层的亮、暗层均不含铁、锰元素或者含量极少, 但均含有铝、硅和镁元素, 排除了深海浊流或底流周期性打断正常半深海沉积形成的可能。暗纹层的灰泥中含有较多的黏土矿物成分, 所以暗纹层中铝、硅和镁3种元素的含量比亮纹层的稍高。

尽管深海中的浊流也能形成类似亮暗相间的平行纹层, 但此类平行纹层中的暗纹层为原地半深海沉积, 主要为黏土矿物, 含少量微小的生屑碎片, 偶有黄铁矿; 亮纹层为深海浊流或底流周期性打断正常半深海沉积形成的, 主要为生屑碎片。