黄伟, 何幼斌, 李华, 刘朱睿鸷. (2017)陕西富平地区上奥陶统赵老峪组等深流沉积特征及影响因素* [J]. 古地理学报, 19(1): 161-174
Huang Wei, He Youbin, Li Hua, Liu Zhuruizhi. (2017)Characteristics and influencing factors of contour current deposits in the Upper Ordovician Zhaolaoyu Formation in Fuping area of Shaanxi Province[J]. Journal Of Palaeogeography, 19(1): 161-174. DOI:10.7605/gdlxb.2017.01.013  
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陕西富平地区上奥陶统赵老峪组等深流沉积特征及影响因素*
黄伟1,2, 何幼斌1,2, 李华1,2, 刘朱睿鸷1,2
1 长江大学油气资源与勘探技术教育部重点实验室,湖北武汉 430100
2 长江大学地球科学学院,湖北武汉 430100

第一作者简介 黄伟,男,1989年生,硕士研究生,矿产普查与勘探专业。E-mail:hw1204740478@163.com。

通讯作者简介 何幼斌,男,1964年生,教授,主要从事沉积学的教学与研究。E-mail: heyoubin@yangtzeu.edu.cn。

收稿日期:2016-07-28
基金:*国家自然科学基金项目(批准号: 41472096)资助; Funded by National Nature Science Foundation of China(Grant No.41472096)
摘要

陕西富平地区上奥陶统赵老峪组发育等深流沉积。以实测剖面、岩石光面、薄片资料以及地球化学资料为基础,结合前人研究成果,对赵老峪组等深积岩类型、层序以及等深流沉积发育的影响因素进行了分析。研究认为: ( 1)赵老峪组发育灰泥等深积岩和粉屑等深积岩 2种类型,识别出由单一的灰泥等深积岩以及灰泥等深积岩与粉屑等深积岩组成的 2种等深积岩层序;( 2)等深流水团温度越低,盐度越高,则等深流强度越大;( 3)等深流水团水温由高变低、再变高,盐度由低变高、再变低,可能造成了等深积岩层序由细变粗、再变细;( 4)古水深变大、古气候变干热、古盐度变低有利于等深流和等深流沉积的发育。

关键词: 等深流; 等深积岩; 等深积岩层序; 富平地区; 上奥陶统; 赵老峪组
中图分类号:P512.2 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2017)01-0161-14
Characteristics and influencing factors of contour current deposits in the Upper Ordovician Zhaolaoyu Formation in Fuping area of Shaanxi Province
Huang Wei1,2, He Youbin1,2, Li Hua1,2, Liu Zhuruizhi1,2
1 Key Laboratory of Exploration Technologies for Oil and Gas Resources,Ministry of Education,Yangtze University,Wuhan 430100,Hubei
2 School of Geosciences,Yangtze University,Wuhan 430100,Hubei

About the first author Huang Wei,born in 1989,master candidate,majors in mineral prospecting and exploration. E-mail: hw1204740478@163.com.

About the corresponding author He Youbin,born in 1964,professor,is mainly engaged in the teaching and research of sedimentology. E-mail: heyoubin@yangtzeu.edu.cn.

Abstract

The Upper Ordovician Zhaolaoyu Formation in Fuping area of Shaanxi Province developed contour current deposits. On the basis of the section measured in field survey,the smooth surface rock,rock thin sections and geochemical data,integrated with previous researches,the authors carried out detailed studies of the types of contourites,the contourite sequences and the influencing factors of contour current deposits. The results show that: (1)The contourites can be classified into two types, i.e. the calcilutitic contourite and the calcisiltitic contourite, and two types of contourite sequences were identified,a single contourite sequence and a calcisiltitic-calcilutitic contourite sequence;(2)As the temperature of contour current water mass gets lower and the salinity gets higher,the contour current strength becomes greater;(3)When the temperature of contour current water mass changes from high to low,then to high, and the salinity of the contour current water mass changes from low to high,then to low, the contourite sequences changes from fine to coarse and then to fine;(4)Larger palaeowater depth,drier and hotter paleoclimate,and lower paleosalinity were favorable for the development of contour current and contour current deposits.

Key words: contour current; contourite; contourite sequence; Upper Fuping area; Ordovician; Zhaolaoyu Formation

20世纪30年代, 德国海洋物理学家G. Wust首先提出深海底流能够搬运沉积物, 然而这一观点在当时并未受到重视。随后, Heezen和Hollister(1964)在深海底部流体波痕的照片中首次识别出了等深流沉积。随着对深海油气的勘探, 等深流沉积体系作为潜在油气勘探领域正日益受到关注, 同时, 等深流沉积体系蕴含有重要的(古)海洋学信息(如现代、古代等深流循环格架及海平面波动等)、古构造和古气候信息(Schnitker, 1980; Haug and Tiedemann, 1998; Llave et al., 2001; Evans et al., 2005), 研究等深流沉积有助于解析其蕴含的(古)海洋学、古气候和古构造信息。

陕西富平地区上奥陶统赵老峪组发育一套深水沉积, 前人对其发育的深水重力流沉积、放射虫硅岩、火山凝灰岩等做了较为深入的研究(梅志超等, 1982, 1992; 李文厚等, 1991, 1997)。梅志超等(1982)根据研究区发育的板状交错层理和小型流水波痕构造, 首次提出该区发育等深流沉积的观点, 但没有进一步研究等深积岩的岩性、层序特征。屈红军等(2010)运用野外露头资料, 对研究区等深积岩的岩性和层序特征进行了描述。作者在前人研究的基础上, 综合宏观露头剖面描述资料、岩石光面和薄片镜下观察资料以及地球化学资料对等深积岩的岩性、层序特征开展进一步研究, 并探讨等深流沉积发育的关键因素, 特别是古海平面和古气候对等深流沉积发育的影响。

1 区域地质背景

陕西富平地区位于鄂尔多斯盆地南缘(图1)、渭北隆起带东段。中、晚奥陶世, 古秦岭洋壳板块向华北板块俯冲(李振宏等, 2015), 鄂尔多斯盆地南缘应力环境为挤压环境, 成为主动大陆边缘(贾振远等, 1997), 渭北地区则成为主动大陆边缘弧后盆地(李文厚等, 1997), 研究区处于深水盆地的边缘, 其北侧为一向南倾没的古斜坡, 其西北侧为铜川浅水碳酸盐岩台地, 南侧为深水盆地区( 图 1)。实测赵老峪剖面正位于此斜坡带中。

图1 陕西富平地区位置及晚奥陶世古地理(据李文厚等, 1997; Song et al., 2013; 郭彦如等, 2014; 有修改)Fig.1 Location and the Late Ordovician lithofacies paleogeography of Fuping area of Shaanxi Province (modified from Li et al., 1997; Song et al., 2013; Guo et al., 2014)

1980年, 西北大学地质系对赵老峪、小峪和灵殿沟剖面进行了实测; 1983年陈景维、梅志超等将中奥陶统峰峰组浅水台地相厚层白云岩之上的一套薄板状灰岩夹角砾状灰岩命名为“ 赵老峪组” , 并将其与平凉组对比, 时代定为中— 晚奥陶世(梅志超等, 1982)。此后, 地质学工作者对赵老峪组所属时代进行了研究, 依据赵老峪组笔石、放射虫等化石资料(傅力浦等, 1993; 李文厚等, 2012)和锆石SHRIMP U-Pb测年资料(吴素娟等, 2014), 认为其时代应属于晚奥陶世。综合前人研究成果, 认为赵老峪组时代应属晚奥陶世。研究区赵老峪剖面赵老峪组发育良好, 与下部中奥陶统峰峰组假整合接触, 未见其顶, 剖面厚114.58, m, 根据岩性由下到上可划分为2段: 赵老峪组第一段和赵老峪组第二段( 表 1)。

表1 陕西富平地区上奥陶统赵老峪组地层简表 Table1 Summary table of stratigraphy of the Upper Ordovician Zhaolaoyu Formation in Fuping area of Shaanxi Province

本研究共采集样品28个, 剖面露头良好, 所取样品均为未经蚀变的新鲜样品, 避开方解石脉和风化严重区域, 以便反映原始沉积特征。样品分别进行了光学薄片、岩石光面的磨制以及化学分析测试。根据野外露头资料、岩石薄片资料对赵老峪组等深积岩的岩性、层序进行了研究; 对等深积岩岩石光面进行了地球化学测试, 研究了沉积时期等深流水团古水温、古盐度的变化; 对整个剖面进行了地球化学分析, 研究了等深流发育的沉积环境; 最后, 对等深流沉积发育的影响因素进行了分析。

2 赵老峪组岩性和沉积特征

研究区赵老峪剖面赵老峪组岩性以薄层泥晶灰岩和含泥灰岩为主, 夹薄层放射虫硅岩、薄层粉屑灰岩、薄层砂屑灰岩和中— 厚层砾屑灰岩( 图 2)。

图2 陕西富平地区上奥陶统赵老峪组综合柱状图Fig.2 Integrated histogram of the Upper Ordovician Zhaolaoyu Formation in Fuping area of Shaanxi Province

泥晶灰岩颜色较暗, 多为灰黑色, 一般为毫米级的纹层状, 或厘米级的薄板状, 层间常夹有泥质条带, 部分与粉屑灰岩伴生构成毫米级韵律层。泥晶灰岩发育水平层理, 沿层面发育Nereites遗迹相的遗迹化石, 主要为Paleodictyon( 图 3-A), 此外, 一些学者报道过此地发育Squamodictyon、Helminthoida、Glockerichnus、Megagrapton、以及Paleochorda等22属Nereites遗迹相的遗迹化石(方国庆和毛曼君, 2007)。Nereites遗迹相指示一种较深水盆地环境(杨式溥, 1984)。

黑色薄层放射虫硅岩分布较为广泛, 占剖面总厚度的13%。放射虫硅岩新鲜面呈黑色, 单层厚度一般为2~6, cm, 层内发育毫米级水平纹层( 图 3-B), 层面多平直, 有时随相邻岩层的层面有所起伏, 或侧向尖灭形成长条状透镜体, 层间具硅质页岩和泥质夹层。显微镜下, 放射虫含量可达35%~40%, 呈圆形或椭圆形, 直径一般0.1, mm, 骨架已被磁铁矿和碳酸盐交代, 内部空腔由玉髓充填, 总体轮廓模糊( 图 3-C), 硅岩基质主要由玉髓、磁铁矿及碳酸盐组成。样品中放射虫呈分散状分布, 含量大于30%, 表明硅岩中SiO2主要来自于放射虫骨架(马永生, 2006)。放射虫大量分散于层状硅岩中, 应为远离陆源区的碳酸盐补偿界面以下的沉积产物(Bosellini and Winterer, 1975), 且放射虫含量甚丰, 不与底栖生物共生, 表明其很可能为深海盆地沉积。

粉屑灰岩颜色为深灰色, 单层厚度一般为1~5, cm, 与深水原地沉积的泥晶灰岩、薄层放射虫硅岩伴生, 多具有正粒序特征, 反映其为浊流沉积。但是, 剖面第29层、第32层粉屑灰岩呈不规则薄层状夹于深灰色泥晶灰岩中, 构成细— 粗— 细的沉积层序, 层面见有流水波痕, 波痕指示的古水流方向以平行斜坡定向为主导方向, 可能为等深流沉积。

砂屑灰岩颜色为深灰色, 单层厚度一般为5~10, cm, 与深水原地沉积的泥晶灰岩、薄层放射虫硅岩伴生, 具正粒序特征, 反映其为浊流沉积。

砾屑灰岩颜色为深灰色, 单层厚度一般为20~60, cm, 砾石主要为薄层泥晶灰岩的板状角砾, 杂乱堆积, 分选、磨圆差, 表明其为碎屑流沉积。

粉屑灰岩、砂屑灰岩、砾屑灰岩与含泥灰岩和泥晶灰岩的接触界面波状起伏, 呈突变接触。发育滑塌变形构造( 图 3-D)的砾屑灰岩夹于深水原地沉积的泥晶灰岩中, 为深水斜坡沉积。具正粒序的粉屑灰岩、砂屑灰岩夹于层状放射虫硅岩中, 应为浊流从斜坡搬运至盆地边缘沉积而成, 为盆地边缘沉积( 图2)。综合上述特征, 赵老峪剖面赵老峪组应为深水沉积, 沉积环境为深水斜坡— 盆地边缘。

图3 陕西富平地区上奥陶统赵老峪组沉积构造及古生物化石Fig.3 Sedimentary structures and fossils in the Upper Ordovician Zhaolaoyu Formation in Fuping area of Shaanxi Province
A— 赵老峪组第二段第32层泥晶灰岩层面古网迹遗迹化石, 野外露头; B— 赵老峪组第一段第12层硅岩中发育水平纹层, 野外露头;
C— 赵老峪组第一段第12层硅岩中发育放射虫化石, 单偏光; D— 赵老峪组第二段第30层砾屑灰岩中发育滑塌变形构造, 野外露头

3 等深流沉积特征

剖面第29层和第32层为泥晶灰岩夹粉屑灰岩, 与深水原地沉积的泥晶灰岩、薄层放射虫硅岩伴生, 呈不规则薄层状或长透镜状夹于其中。粉屑灰岩颜色为深灰色, 单层厚度一般为几毫米到几厘米, 分选中等到好, 层面发育流水波痕, 对波痕陡翼产状进行了测量, 得出波痕陡翼倾向主要在SW10° ~30° 之间, 而李文厚等(1991)测得区域斜坡走向为NE20° ~30° , 表明波痕指示的古水流方向以平行斜坡定向为主导方向, 与沿斜坡向下的重力流不同, 与沿水道向上或向下的内波内潮汐也不相同。泥晶灰岩颜色为深灰色, 单层厚度一般为几毫米, 常含有粉屑颗粒、粉屑纹层及泥质纹层, 生物扰动构造较为发育, 层面波状起伏, 波状纹层较为发育, 与垂直沉降形成的深水原地沉积不同。此外, 垂向上, 粉屑灰岩和泥晶灰岩单层均表现出细— 粗— 细的周期性变化, 两者相互叠置构成更大一级的细— 粗— 细变化。

Hollister和Heezen(1972)、高振中等(1996)、何幼斌等(1998)、Rebesco等(2014)对等深流沉积的特征作了描述, 主要有以下8个方面: (1)形成于深水环境, 呈不规则薄层或透镜状夹于深水原地沉积中; (2)成分既有硅质碎屑物质, 也有碳酸盐物质; (3)粒度主要为泥级— 粉砂级; (4)分选中等到好; (5)具有牵引流沉积构造; (6)具有平行斜坡走向的流动标志; (7)生物扰动构造发育; (8)细— 粗— 细的垂向层序。在深水斜坡— 盆地边缘的区域沉积背景下, 剖面第29层、第32层泥晶灰岩及其所夹粉屑灰岩的特征与上述等深流沉积特征一致, 应为等深流沉积。

3.1 等深积岩类型

3.1.1 粉屑等深积岩 粉屑等深积岩岩性主要为粉屑灰岩, 单层厚度一般为几毫米到几厘米, 常与灰泥等深积岩互层( 图 4-A), 局部层面见有流水波痕( 图 4-B), 波长2~4, cm, 波高0.2~0.4, cm, 波峰和波谷均较圆滑, 呈不对称状, 波痕指数为5~20。粉屑含量为50%~60%, 粒径一般为0.01~0.03, mm, 主要为细粉屑( 图 4-C), 分选中等至好, 亮晶胶结物含量为35%~45%, 灰泥10%~20%, 偶含少量生屑。

图4 陕西富平地区上奥陶统赵老峪组等深积岩野外照片及显微照片Fig.4 Outcrop photos and micrographs of contourites in the Upper Ordovician Zhaolaoyu Formation in Fuping area of Shaanxi Province
A— 赵老峪组第二段第32层深灰色极薄层粉屑等深积岩, 层间界线起伏不平, 野外露头; B— 赵老峪组第二段第29层深灰色极薄层粉屑等深积岩, 层面发育流水波痕, 野外露头; C— 粉屑等深积岩, 粉屑灰岩, 细粉屑, 分选磨圆较好, 单偏光; D— 赵老峪组第二段第29层深灰色极薄层灰泥等深积岩, 层面波状纹层, 野外露头; E— 赵老峪组第二段第29层深灰色极薄层灰泥等深积岩, 层面发育生物扰动构造, 野外露头; F— 灰泥等深积岩, 含泥泥晶灰岩 , 发育连续波状泥质纹层, 单偏光; G— 灰泥等深积岩, 含粉屑泥晶灰岩, 发育串珠状粉屑 透镜体, 单偏光; H— 灰泥等深积岩, 含粉屑泥晶灰岩, 发育连续波状粉屑条带, 单偏光

3.1.2 灰泥等深积岩 灰泥等深积岩岩性总体上为泥晶灰岩, 但常含有粉屑颗粒、粉屑纹层及泥质纹层。泥晶灰岩单层厚度一般为几毫米, 波状纹层较为发育( 图 4-D), 层面波状起伏, 发育斑块状生物扰动构造( 图 4-E)。通过进一步对灰泥等深积岩进行镜下薄片观察发现, 泥晶灰岩可分为2种: 含泥泥晶灰岩和含粉屑泥晶灰岩, 两者在垂向上交替出现, 呈突变接触, 或侵蚀接触。

含泥泥晶灰岩灰泥组分为80%~95%, 泥质组分为5%~20%, 含极少量生物碎屑, 偶见生物扰动构造。泥质常集中成层分布, 形成断续波状, 或连续波状的泥质纹层( 图 4-F)。泥质纹层常成组分布, 一组厚0.02~0.05, mm, 包含2~4条泥质纹层, 垂向交替出现。

含粉屑泥晶灰岩粉屑含量为5%~15%, 粒径一般为0.01~0.03, mm, 为细粉屑, 亮晶胶结物含量为5%~15%, 灰泥含量为70%~90%。粉屑颗粒分选、磨圆较好, 亮晶胶结, 常集中成层分布, 呈串珠状粉屑透镜体( 图4-G), 或呈横向厚度稳定的连续波状粉屑条带( 图4-H), 可能是在等深流流速较大而沉积物供应不足的条件下, 发生反复簸选、淘洗作用, 造成局部粉屑颗粒富集而形成。粉屑透镜体在横向上常2~3个连在一起, 呈串珠状分布, 单个粉屑透镜体长0.1~0.3, mm, 最厚处为0.03~0.05, mm。连续波状粉屑条带横向上厚度稳定, 为0.05~0.1, mm。

3.2 等深积岩层序

从实测剖面和岩石光面观察来看, 2种等深积岩可组成2种层序类型。层序类型1由单一灰泥等深积岩构成, 厚3~15, mm, 由下到上, 依次发育含泥泥晶灰岩、含粉屑泥晶灰岩、含泥泥晶灰岩, 含泥泥晶灰岩中发育断续波状、连续波状的泥质纹层及灰泥斑块, 发育生物扰动构造, 含粉屑泥晶灰岩中发育串珠状粉屑透镜体, 或连续波状粉屑条带, 常夹有泥质纹层、灰泥斑块, 层序整体呈现细— 粗— 细的变化( 图 5), 这种层序最为常见; 层序类型2由灰泥等深积岩与粉屑等深积岩共同构成, 厚15~50, mm, 由下到上, 依次发育含泥泥晶灰岩、粉屑灰岩和含泥泥晶灰岩, 含泥泥晶灰岩中发育断续波状、连续波状的泥质纹层及灰泥斑块, 发育生物扰动构造, 粉屑灰岩中, 顶部和底部常夹有连续波状粉屑条带和泥质纹层, 偶见缝合线构造, 两缝合线之间呈现细— 粗— 细特征, 层序整体同样呈现细— 粗— 细的变化( 图 5)。下面以1个典型的岩石光面进行解剖分析。

图5 陕西富平地区上奥陶统赵老峪组等深积岩层序Fig.5 Contourite sequence of the Upper Ordovician Zhaolaoyu Formation in Fuping area of Shaanxi Province

样品取自剖面第29层, 为更好地观察等深流沉积的结构与构造, 将其磨制成光面。光面厚约6.1, cm, 从下到上发育有20小层( 图 6), 依次为: 1— 含粉屑泥晶灰岩, 厚约12, mm; 2— 含泥泥晶灰岩, 厚约2, mm; 3— 含粉屑泥晶灰岩, 厚约6, mm; 4— 含泥泥晶灰岩, 厚约1.3, mm; 5— 含粉屑泥晶灰岩, 厚约1.5, mm; 6— 含泥泥晶灰岩, 厚约1.2, mm; 7— 粉屑灰岩, 厚约11, mm; 8— 含泥泥晶灰岩, 厚约1.7, mm; 9— 含粉屑泥晶灰岩, 厚约2, mm; 10— 含泥泥晶灰岩, 厚约1.2, mm; 11— 含粉屑泥晶灰岩, 厚约1.6, mm; 12— 含泥泥晶灰岩, 厚约0.9, mm; 13— 含粉屑泥晶灰岩, 厚约1.3, mm; 14— 含泥泥晶灰岩, 厚约2, mm; 15— 含粉屑泥晶灰岩, 厚约3.7, mm; 16— 含泥泥晶灰岩, 0.8, mm; 17— 含粉屑泥晶灰岩, 厚约1.5, mm; 18— 含泥泥晶灰岩, 厚约0.8, mm; 19— 含粉屑泥晶灰岩, 厚约6.5, mm; 20— 含泥泥晶灰岩, 厚约2, mm。

图6 陕西富平地区赵老峪剖面第29层岩石光面及其层序特征Fig.6 Characteristics of smooth surface rock and its sequence of the 29th layer of Zhaolaoyu section in Fuping area of Shaanxi Province

单层等深积岩, 垂向上具有由细到粗、再到细的变化规律( 图 6)。第2、4、6、8、10、12、14、16、18、20层, 均为含泥泥晶灰岩, 其内部发育多条连续波状泥质纹层, 在垂向上间歇出现, 反映了等深流活动强度由弱到强, 再到弱的多个周期性变化。第1、3、5、9、11、13、15、17、19层, 均为含粉屑泥晶灰岩, 其内部发育多条连续波状的粉屑条带, 或串珠状粉屑透镜体, 其中, 第1、3、19层, 还夹杂发育少量连续波状泥质纹层, 在垂向上, 粉屑条带、粉屑透镜体以及泥质纹层交替间歇出现, 呈现多个由细到粗、再到细的变化, 反映了等深流活动强度由弱到强、再到弱的多个周期性变化。第7层, 整体为粉屑灰岩, 其底部发育极少量泥质纹层和粉屑条带, 往上为块状粉屑段, 顶部粉屑含量逐渐减小, 垂向上, 整体粒度由细变粗、再变细, 反映了等深流活动强度由弱变强、再变弱。对比含泥泥晶灰岩、含粉屑泥晶灰岩以及粉屑灰岩所反映的等深流活动强度, 粉屑灰岩应为最强, 含粉屑泥晶灰岩次之, 含泥泥晶灰岩最弱。

2种层序类型在光面上均有发育。层序类型1最为常见( 图 6), 共发育8处, 分别为第2— 4层、第4— 6层、第8— 10层、第10— 12层、第12— 14层、第14— 16层、第16— 18层、第18— 20层, 相邻层位呈突变接触, 垂向上整体呈现细— 粗— 细的变化, 相对于单层等深积岩垂向细— 粗— 细的变化, 反映了等深流活动更大一级周期的弱— 强— 弱变化; 层序类型2仅见1处( 图 6), 为第6— 8层, 相邻层位呈突变接触, 垂向上整体呈现细— 粗— 细的变化, 相对于单层等深积岩垂向细— 粗— 细的变化, 反映了等深流活动更大一级周期的弱— 强— 弱变化。光面由层序类型1与层序类型2在垂向上组合构成( 图 6), 由下到上, 整体呈现细— 粗— 细的变化, 相对于单个等深积岩层序垂向细— 粗— 细的变化, 反映了等深流活动更大一级周期的弱— 强— 弱变化。

岩石光面呈现出3个不同级别的细— 粗— 细变化, 分别是单层内部细— 粗— 细变化、多层垂向叠置构成的层序呈现的细— 粗— 细变化及多个层序垂向叠置构成的层序组合呈现的细— 粗— 细变化, 依次反映了更大一级的等深流活动周期。

岩石光面上等深积岩发育含泥泥晶灰岩、含粉屑泥晶灰岩及粉屑灰岩3种岩性, 3种岩性在垂向叠置, 构成了2种等深积岩层序。通过Mg/Sr、Ca/Mg比值分析, 3种等深积岩和2种层序类型有较明显的差异, 同时也可反映出其沉积时期局部等深流水团的古水温和古盐度变化。

研究发现Mg在水和方解石中的含量分配依赖于温度, 温度越高, Mg元素含量越高, 反之含量越低, 即Mg元素含量与温度变化成正相关, 而Sr元素在进入方解石时与温度无关, 因此, 可以用Sr元素的含量来校正Mg在初始溶液中的变化, Mg/Sr的比值反映了碳酸钙沉淀时水体的温度变化, 且比值越大, 指示水体温度越高, 反之水体温度越低(宋明水, 2005; 潘明等, 2015)。海水中的钙元素和镁元素常以钙盐和镁盐的形式存在, 但它们的溶解度不同, 镁盐要比钙盐难于沉淀, 且Ca/Mg值越小, 水体古盐度越低(许中杰等, 2012)。

对岩石光面Mg/Sr值进行了统计( 表 2), 对比等深积岩3种不同岩性的Mg/Sr值, 发现粉屑灰岩的Mg/Sr值最低, 含粉屑泥晶灰岩次之, 含泥泥晶灰岩最大( 图 7), 表明等深积岩沉积时期等深流水团温度越低, 等深积岩的粒度越粗, 即等深流的活动强度越大。

表2 陕西富平地区赵老峪剖面第29层岩石光面不同类型等深积岩Mg/Sr、Ca/Mg值统计 Table2 Statistics of Mg/Sr and Ca/Mg ratios of different contourites in smooth surface rock of the 29th layer of Zhaolaoyu section in Fuping area of Shaanxi Province

图7 陕西富平地区赵老峪剖面第29层岩石光面不同类型等深积岩Mg/Sr、Ca/Mg值均值Fig.7 Mean Mg/Sr and Ca/Mg ratios of different contourites in smooth surface rock of the 29th layer of Zhaolaoyu section in Fuping area of Shaanxi Province

对岩石光面Ca/Mg值进行了统计( 表 2), 对比等深积岩3种不同岩性的Ca/Mg值, 发现粉屑灰岩的Ca/Mg值最大, 含粉屑泥晶灰岩次之, 含泥泥晶灰岩最小( 图 7), 表明等深积岩沉积时期等深流水团盐度越高, 等深积岩的粒度越粗, 即等深流的活动强度越大。

由下至上, 层序类型1依次发育含泥泥晶灰岩、含粉屑泥晶灰岩、含泥泥晶灰岩, Mg/Sr值由大变小、再变大, Ca/Mg值由小变大、再变小( 图 8), 表明在等深积岩层序的形成过程中, 古水温先降低, 再升高, 而古盐度先变高, 再变低; 由下至上, 层序类型2依次发育含泥泥晶灰岩、粉屑灰岩、含泥泥晶灰岩, Mg/Sr值由大变小、再变大, Ca/Mg值由小变大、再变小( 图 8), 表明在等深积岩层序的形成过程中, 古水温先降低, 再升高, 而古盐度先变高、再变低。

图8 陕西富平地区赵老峪剖面第29层岩石光面Mg/Sr、Ca/Mg比值变化曲线Fig.8 Variation curves of Mg/Sr and Ca/Mg ratios from smooth surface rock of the 29th layer of Zhaolaoyu section in Fuping area of Shaanxi Province

4 等深流沉积环境分析

对比剖面第1— 13层、第14— 27层以及第28— 35层发育的沉积类型, 剖面第1— 13层发育深水原地沉积, 剖面第14— 27层发育深水原地沉积、碎屑流沉积及浊流沉积, 剖面第28— 35层发育深水原地沉积、碎屑流沉积、浊流沉积以及等深流沉积, 等深流沉积在剖面第28— 35层才开始发育。对比剖面第28— 35层各沉积类型所占比例, 深水原地沉积为36.3%, 碎屑流沉积为44.1%, 浊流沉积为12.6%, 而等深流沉积仅占7%, 与其他沉积类型相比, 所占比例较小。此外, 等深流沉积类型以灰泥等深积岩为主, 粉屑等深积岩相对较少, 未见砂屑等深积岩, 表明等深流活动强度较弱。这些特征表明, 剖面第28— 35层可能处于等深流发育的萌生阶段。

图9 陕西富平地区上奥陶统赵老峪组地球化学指标变化曲线Fig.9 Variation curves of geochemical indicators of the Upper Ordovician Zhaolaoyu Formation in Fuping area of Shaanxi Province

在对等深流沉积发育特征研究的基础上, 结合地球化学指标变化( 图9), 对剖面的古水深、古气候及古盐度进行了分析。

1)古水深。从浅水碳酸盐岩到深水碳酸盐岩, Sr的绝对含量有增加的趋势(Veizer and Demovic, 1973, 1974; 汪凯明和罗顺社, 2009), 碳酸盐岩中1000(Sr/Ca)值也呈类似的规律(Veizer and Demovic, 1974)。Ti是一种较稳定的元素, 一般不形成可溶性化合物, 沉积物中Ti主要源于陆源碎屑物质, 灰岩中Ti的含量也与碎屑矿物含量有关, 而Co、Ni、Mo、Cu等元素向远洋方向增加, Ni/Ti、Co/Ti可作为距陆地距离的标志, 其值随距陆地距离的增大而增大(刘鹏举等, 2005; 周长勇等, 2014)。剖面第1— 13层1000(Sr/Ca)、Sr、Ni/Ti值相对整个剖面较大, 且值先变大、再变小, 表明该段古水深相对较大, 且古水深先变大、再变小; 剖面第14— 27层值变小, 古水深整体变小; 剖面第28— 35层值变大, 古水深逐渐变大( 图 9)。等深流沉积发育于剖面第29和32层, 发育于古水深变大的沉积背景, 即海平面上升时期。

2)古气候。MgO/CaO值是气候变化的良好指标, 高值对应干热气候, 低值指示潮湿气候(田洋等, 2014)。Sr/Cu值的变化已成为判断古气候的重要手段(许中杰等, 2012), Sr/Cu值介于1.30~5.00之间指示温湿气候, 大于5.00指示干热气候(王随继等, 1997)。剖面第1— 13层MgO/CaO和Sr/Cu值相对整个剖面较大, 且其值先变大、再变小, 表明相较剖面其他部分, 该段古气候较干热, 且先变干热, 再变湿冷; 剖面第14— 27层比值变小, 表明古气候由干热向湿冷转化; 剖面第28— 35层比值变大, 表明古气候又逐渐向干热转化( 图 9)。等深流沉积发育于剖面第29和32层, 发育于古气候变干热的沉积背景。

3)古盐度。CaO/(CaO+Fe)是一个可以反映海水古盐度的指标, 其值小于0.2指示低盐度, 0.2~0.5指示中等盐度, 大于0.5指示高盐度(雷卞军等, 2002; 谢建磊等, 2015)。磷对古气候变化反应比较敏感, 海水盐度增大, 某些低等生物因不适应这种高盐度而死亡并参与成岩, 进而导致P元素相对富集(刘超等, 2014; 潘明等, 2015)。剖面第1— 13层1000CaO/(CaO+Fe)和P的数值相对整个剖面较小, 且其值先变小、再变大, 表明相较剖面其他部分, 该段古盐度较低, 且古盐度先变低、再变高; 剖面第14— 27层比值变大, 表明古盐度变高; 剖面第28— 35层比值变小, 表明古盐度变低( 图 9)。等深流沉积发育于剖面第29和32层, 发育于古盐度变低的沉积背景。

5 讨论
5.1 等深流水团强度与温度、盐度的关系 研究区等深积岩发育含泥泥晶灰岩、含粉屑泥晶灰岩及粉屑灰岩3种岩石类型, 对比3种岩石类型的Mg/Sr和Ca/Mg值, 粉屑灰岩的Mg/Sr值最小, Ca/Mg值最大, 含粉屑泥晶灰岩的Mg/Sr值次之, Ca/Mg值次之, 含泥泥晶灰岩的Mg/Sr值最大, Ca/Mg值最小, 表明等深积岩沉积时期等深流水团温度越低、盐度越高, 等深流强度越大。

深水水团最初主要形成于边缘海或浅海陆架, 具有水体温度低, 盐度高的性质(Dickson and Browne, 1994; Price and Baringer, 1994; Girton and Sanford, 2003)。这种相对密集的水团通过狭窄的海峡, 或大陆边缘进入海洋, 随后这种密集水团持续下潜, 并与周围水体相混合, 在地球旋转的作用下, 沿着大陆边缘, 平行于等深线运动, 这种流被称为狭义等深流, 其由水平方向上的密度差产生的密度力驱动(Rebesco et al., 2014)。

密度力由斜坡与底面夹角和等深流水团与周围水体的密度差决定(Price and Baringer, 1994; Borenä s and Wå hlin, 2000; Cenedese et al., 2004; Legg et al., 2009; Akimova et al., 2011)。其公式为:

UN=g'a/f=(ρ/ρ0-1)ga/f1

其中: g'=gΔρ/ρ0), g'为减少的重力, g为重力加速度; Δρ=ρ-ρ0, 为等深流水团与周围水体的密度差, ρ为等深流水团的密度, ρ0为周围水体的密度; a为斜坡与底面的夹角; f为科氏力的频率。

从这一公式可以看出, g、a、f为定值, 当在某一特定水域背景时, 周围水体的密度ρ0可视为定值, 此时密度力大小由等深流水团密度ρ决定, 且ρ越大, 密度力越大, 等深流活动强度越大。等深流水团的密度ρ由温度、盐度和压强决定, 并且温度越低、盐度越高、压强越大, 则密度越大, 反之, 则密度越小, 而等深流沿等深线运动, 等深流水团的压强可视为恒值, 则压强在密度上的贡献在研究这一问题时可不做考虑。由此得出, 等深流水团的温度越低、盐度越高, 等深流的强度越大。

5.2 等深积岩垂向粒度变化成因

Gonthier等(1984)首次提出了标准等深积岩层序, 该层序由下到上粒度具有由细变粗、再变细的特征, 国内外学者普遍认为等深流强度由弱变强、再变弱形成了这种垂向上的粒度变化(Stow and Holbrook, 1984; 高振中等, 1996; 何幼斌等, 1998; Stow et al., 2002; Huneke and Stow, 2008)。下面借助等深积岩层序Mg/Sr、Ca/Mg值的变化, 从等深流水团的角度, 对等深积岩垂向粒度变化的成因进行了分析。

在研究区等深积岩层序类型1中, 由下到上, 依次发育含泥泥晶灰岩、含粉屑泥晶灰岩和含泥泥晶灰岩, 等深积岩层序由细变粗、再变细, Mg/Sr值由大变小、再变大, Ca/Mg值由小变大、再变小, 表明等深积岩层序由细变粗、再变细, 可能与等深流水团水温由高变低、再变高, 盐度由低变高、再变低相关。层序类型2由下到上, 整体同样呈现这一规律。

等深流水团水温由高变低、再变高, 盐度由低变高、再变低, 又因等深流沿等深线运动, 压强为定值, 则表明沿着等深流运动方向, 等深流水团的密度ρ 由小变大、再变小, 这种密度的变化可能是由于水团外缘被周围低密度水体稀释的结果。

假定等深流水团携带的沉积物在某一固定点卸载沉降, 该点处水体的密度为ρ 0, 等深流水团前缘的密度为ρ 前, 等深流水团后缘的密度为ρ 后, 等深流水团核部的密度为ρ 核, 因而ρ 前< ρ 核, ρ 后< ρ 核。根据密度力公式(1)可得:

等深流水团前缘产生的密度力为:

UN前=g'a/f=(ρ 前/ρ 0-1)ga/f (2)

等深流水团后缘产生的密度力为:

UN后=g'a/f=(ρ 后/ρ 0-1)ga/f (3)

等深流水团核部产生的密度力为:

UN核=g'a/f=(ρ 核/ρ 0-1)ga/f (4)

由此得到, UN前< UN核, UN后< UN核, 则等深流水团核部强度要大于前缘和后缘, 对应搬运和沉降的沉积物粒度则为核部粗于前缘和后缘, 形成的等深积岩层序则由下到上, 由细变粗、再变细。

需要说明的是, Mg/Sr值和Ca/Mg值在层序类型1和层序类型2垂向上的变化规律也可能受岩性等因素的影响, 因此, 上述分析推理仅作为一种等深积岩垂向粒度变化成因可能的模式提出。

5.3 等深流与海平面的关系

研究区等深流沉积发育在剖面第29和32层, 根据剖面古水深的地化指标变化曲线分析, 等深流发育在古水深变深, 即海平面上升的背景下。

Faugeres和Stow(1993)根据碳氧同位素分析资料和微粒度资料的研究, 认为在冰期、间冰期过渡时期, 即海平面上升时期, 可能是底层环流活动最强烈的时期(许文彬等, 2004)。此外, Gontheir(2003)认为等深流沉积主要发育在海平面上升时期, 因为在低海平面时期, 重力流沉积占主导地位, 等深流沉积不易形成或保存, 而在高海平面时期, 沉积物供给较少, 等深流沉积亦不发育(何幼斌等, 1998; Gontheir et al., 2003; 许文彬等, 2004), 只有在海平面上升时期, 既有一定的沉积物供给, 也有利于等深流沉积的保存, 最有利于等深流沉积的发育。因此, 古水深变大有利于等深流活动的发育, 同时, 也有助于等深流沉积的发育。

5.4 等深流与古气候、古盐度的关系

等深流沉积发育在剖面第29和32层, 根据剖面古气候、古盐度的地化指标变化曲线分析, 等深流发育在古气候逐渐向干热转化、古盐度逐渐变低的背景下。

根据密度力公式(1)可知, g、a、f为定值, 因此, 密度力大小由等深流水团密度ρ、周围水体密度ρ0决定, 且ρ越大, ρ0越小, 密度力越大, 越有利于等深流活动的发育。而古气候逐渐向干热转化, 使得古海水整体温度升高, 同时, 古盐度逐渐变低, 造成古海水整体密度减小, 在这一大的背景下, 密度力公式(1)中的周围水体密度ρ 0也会相应较小, 密度力会相应较大, 因而等深流活动会较为发育。

6 结论

1)富平地区赵老峪组发育有灰泥等深积岩和粉屑等深积岩2种等深积岩类型。其中, 灰泥等深积岩发育含泥泥晶灰岩和含粉屑泥晶灰岩2种岩石类型, 粉屑等深积岩岩石类型为粉屑灰岩。

2)等深积岩在垂向上发育由单一灰泥等深积岩组成、灰泥等深积岩与粉屑等深积岩组成的2种层序类型。其中, 单一灰泥等深积岩组成的层序由下到上, 发育含泥泥晶灰岩、含粉屑泥晶灰岩和含泥泥晶灰岩, 灰泥等深积岩与粉屑等深积岩组成的层序由下到上, 发育含泥泥晶灰岩、粉屑灰岩和含泥泥晶灰岩。

3)对赵老峪剖面进行的古水深、古气候及古盐度分析表明, 等深流沉积发育于古水深变大、古气候变干热、古盐度变低的背景下。进一步的分析表明, 海平面上升、气候变干热、盐度变低有利于等深流和等深流沉积的发育。

作者声明没有竞争性利益冲突.

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