鄂尔多斯盆地(廖纪佳等, 2013; 杨仁超等, 2014, 2015; 刘芬等, 2015)、渤海湾盆地(鲜本忠等, 2012; 蒲秀刚等, 2014)、松辽盆地(王颖等, 2009; 杜锦霞, 2015)重力流沉积特征、沉积规模及沉积模式的研究, 推动了中国陆相盆地深水沉积学的发展。特别是大规模砂质碎屑流沉积的发现(李相博等, 2009), 已成为陆相盆地深水区油气勘探的重点, 从而掀起了碎屑流沉积研究的热潮(鲜本忠等, 2014)。

吴贤涛(1985)发现济源盆地下侏罗统鞍腰组为一套浊流沉积, 并描述了其岩相及组合特征, 建立了湖底扇与遗迹化石分布模式。然而, 扇模式包括了各种重力流事件的堆积及深水牵引流的沉积与改造, 浊流只能作为重力流的一种存在形式(李利阳, 2015), 且掩盖了对济源盆地下侏罗统鞍腰组重力流沉积的认识。另一方面, 济源盆地与鄂尔多斯盆地在中生代早期应属于统一的沉积盆地(赵俊峰等, 2010; Liu et al., 2013; 杨文涛等, 2014), 近年来的研究发现, 鄂尔多斯盆地深水重力流沉积集中在上三叠统延长组(杨仁超等2014), 济源盆地晚三叠世虽具有深水环境, 但缺乏重力流沉积特征, 因此, 进行重力流的成因分析, 有利于认识产生这种差异的原因, 对恢复盆地古地理、古构造特征也具有重要意义。

济源盆地是在华北克拉通内陆湖盆基础上继承和发展起来的(图 1)。早— 中三叠世, 构造环境较为稳定, 形成了以干热气候条件下河流— 湖泊相为主的一套碎屑岩沉积(胡斌等, 2015)。晚三叠世, 受到秦岭造山带碰撞造山作用控制, 华北东部大面积抬升而遭受剥蚀, 但济源地区仍接受着连续沉积, 气候湿润, 出现了数套深水沉积的油页岩(胡斌, 1991)。早侏罗世, 秦岭造山带持续逆冲推覆, 在义马地区形成扇三角洲, 而在济源地区形成较厚的浊流沉积(吴贤涛, 1985)。义马与济源两地被认为在中侏罗世之前为一个统一的沉积盆地(吴贤涛, 1985; 杨文涛等, 2014), 且该盆地与西部的鄂尔多斯盆地是连通的(赵俊峰等, 2010)。中侏罗世之后, 受太行山隆升作用影响(Wang and Li, 2008), 济源盆地沉积了数套粗粒岩系, 标志着盆地的发展进入了尾声。

图1

Fig.1

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	图1 济源盆地位置(A, 据Liu et al., 2013, 略修改)及地质简图(B)Fig.1 Location(A, modified from Liu et al., 2013)and schematic geological map(B) of Jiyuan Basin

济源盆地湖泊沉积形成的主要时期在晚三叠世后期— 中侏罗世早期, 特别是半深湖— 深湖、浊流沉积的出现, 是秦岭造山带逆冲推覆作用产生的负荷迫使济源盆地发生构造沉降的标志。自下而上分别发育上三叠统谭庄组、下侏罗统鞍腰组和中侏罗统杨树庄组。

谭庄组岩性特征主要为黄绿色泥岩与灰黄色粉砂岩互层, 下段夹中— 细粒砂岩及灰色碳质泥岩和多层煤线, 表现为湖泊三角洲沉积, 上段出现多层油页岩, 是半深湖— 深湖相标志。鞍腰组岩性主要为浅灰色、灰黄色中厚— 厚层状细砂岩、薄— 中厚层状钙质粉砂岩与灰绿色、浅灰色泥质粉砂岩、钙质泥岩互层(图 2), 细砂岩中发育槽模、重荷模及冲刷痕等底面构造(胡斌等, 2004)。吴贤涛(1985)和Buatois 等(1996)在该组中发现丰富的遗迹化石: Neonereites biserialis, Cochlichnus anguineus, Helminthoidichnites tenatus, Paracanthorhaphe togwunia, Monomorphichnus lineatus, Helminthopsis abeli, Helminthopsis hieroglyphica, Tuberculichnus vagans及Vagorichnus anyao, 依此认为鞍腰组为一套浊流沉积。杨树庄组为一套浅湖相夹少量滨湖相沉积, 其岩性由灰绿色、浅红色、灰黄色细砂岩、粉砂岩、砂质泥岩和泥岩组成, 偶夹灰黑色碳质泥岩。

图2

Fig.2

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	图2 济源盆地下侏罗统鞍腰组沉积柱状图(据吴贤涛, 1985, 有修改)Fig.2 Sedimentary column of the Lower Jurassic Anyao Formation of Jiyuan Basin(modified from Wu, 1985)

图3

Fig.3

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	图3 济源盆地下侏罗统鞍腰组滑塌沉积 A、B— 砂岩和泥岩的混杂变形; C— 砂岩底部波状起伏的滑动面; D— 砂岩层中滑动卷入的泥岩团块; E— 砂岩层内扁平的泥质条带Fig.3 Slump deposits of the Lower Jurassic Anyao Formation of Jiyuan Basin

早期重力流的分类是基于流体的流动机制(Dott, 1963)或颗粒的支撑机制(Middleton and Hampton, 1973), 在此基础上, 根据流变学与支撑机制的分类(Lowe, 1982)、流变学和沉积物搬运机制的分类(Shanmugam, 2000)以及流体的物理性质和颗粒搬运机制的分类(Mulder and Alexander, 2001)相继被提出来, 促进了重力流分类体系的发展。李相博等(2010)将鄂尔多斯盆地上三叠统延长组长6段沉积划分为砂质碎屑流、经典浊积岩和滑塌岩, 这3种重力流类型也出现在了济源盆地下侏罗统鞍腰组中。

3.2 砂质碎屑流沉积

砂质碎屑流是以砂质沉积物为主, 发生快速流动形成的碎屑流, 属于塑性流, 以整体冻结的方式发生沉积(Shanmugam, 2002), 表现为厚层或块状, 沉积物支撑机制包括基质强度、分散压力和浮力。砂质碎屑流很好地解释了深水沉积中块状砂岩的成因(鲜本忠等, 2014)。

济源盆地下侏罗统鞍腰组中厚层状砂岩常呈块状, 底面较为平坦, 主要由石英颗粒构成, 分选较差, 磨圆较差, 杂基较多(图 4-D), 反映快速堆积的过程。但块状砂岩上部也会出现平行层理及浪成纹理(图 4-B, 4-C), 是受到牵引流改造的结果。块状砂岩层面可见漂浮的大小不一的砾石, 具反粒序特征, 砾径多数在1~2, cm之间, 磨圆较好, 成分为石灰岩(图 4-A), 应为外源长距离快速搬运至盆地内的结果, 可能来源于三角洲前缘。

图4

Fig.4

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	图4 济源盆地下侏罗统鞍腰组砂质碎屑流沉积 A— 块状砂岩层面上出现的石灰岩漂砾; B— 块状砂岩之上平行层理砂岩; C— 平行层理砂岩之上浪成纹理; D— 块状砂岩镜下薄片照片显示石英颗粒分选和磨圆较差, 杂基支撑Fig.4 Sandy debris flow deposits of the Lower Jurassic Anyao Formation of Jiyuan Basin

3.3 经典浊流沉积

经典浊流沉积可以由Bouma序列来描述, 自下而上依次为: a段为粒级递变段或块状段, b段为平行层理段, c段为流水波纹层段, d段为水平层理段, e段为浊流间的泥岩段。典型的Bouma序列在中国深水沉积中较为常见(夏青松和田景春, 2007; 李相博等, 2013),

大多时候表现为不完整的Bouma序列(廖纪佳等, 2013; 李凤杰等, 2014; 刘芬等, 2015)。由于Bouma序列各段具有不同的成因而受到广泛的质疑(Middleton and Hampton, 1973; Lowe, 1982; Shanmugam, 1997; 李林, 2011), 而李相博等(2013)认为Bouma序列是客观存在的, 其成因可能存在多解性, 可以由浊流作用产生, 也可以由碎屑流与底流共同作用产生(Shanmugam, 1997)。

济源盆地鞍腰组浊流沉积构成了多期鲍马序列叠置(吴贤涛, 1985; 胡斌等, 2004)(图 5-A), 相对完整的鲍马序列表现为: 细砂岩底部发育火焰构造, 向上粒度逐渐变细, 构成正粒序层(a段), 之上的平行层理砂岩层(b段)和流水波纹层(c段)均具牵引流特征, 顶部由水平层理的粉砂质泥岩或泥岩(d段或de段)构成(图 5-C)。也常见砂泥岩薄互层的浊流沉积序列: 岩层的韵律性较好, 侧向延伸稳定, 厚度变化小, 单层厚度几厘米到十厘米(图 5-B)。正粒序砂岩层中常见泥砾(图 5-D), 底部可见较清楚的重荷模、沟模及槽模等多种底模构造, 不完整的鲍马序列可表现为ab, ad、ae、bcde、be、cde、de型层序(胡斌等, 2004; 吴贤涛, 1985)。

图5

Fig.5

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	图5 济源盆地下侏罗统鞍腰组浊流沉积 A— 剖面照片; B— 砂泥岩薄互层; C— 火焰构造及正粒序层理; D— 正粒序层理及泥砾Fig.5 Turbidity current deposits of the Lower Jurassic Anyao Formation of Jiyuan Basin

西部鄂尔多斯与东部的济源地区在晚三叠世为统一的华北大型内陆沉积盆地(Liu et al., 2013), 大量重力流沉积发育于鄂尔多斯盆地上三叠统延长组中(李相博等, 2010; 廖纪佳等, 2013; 杨仁超等, 2014; 刘芬等, 2015), 济源地区晚三叠世同样出现了深水环境(胡斌, 1991), 但大规模的重力流沉积出现在下侏罗统鞍腰组中。产生差异的原因可能与重力流形成的4大条件相关, 即: 足够的水深、充沛的物源、必要的坡度和一定的触发机制(姜辉, 2010)。

4.1 深水环境

鄂尔多斯盆地中三叠统以厚层砂岩夹粉砂岩、泥岩为主, 发育大型交错层理和丰富的植物化石, 表现为滨浅湖沉积特征; 上三叠统沉积了一套厚度大、有机质丰度高的暗色泥岩和油页岩, 可见丰富的鱼鳞片化石(杨华和邓秀芹, 2013), 指示了深湖沉积特征。济源地区中三叠统以厚层砂岩与泥岩的互层为主, 具有河流沉积的“ 二元结构” 特征, 上三叠统下部为厚层细砂岩, 夹粉砂岩、泥岩及少量劣质煤线, 总体上表现为浅水的河流— 湖泊沉积特征(杨文涛等, 2014)。而上三叠统上部开始出现9~10层暗色泥岩及油页岩, 最厚一层可达2, m, 可与鄂尔多斯上三叠统进行对比, 上覆的下侏罗统鞍腰组底部还保留有薄层暗色页岩(图 6), 上部岩石组合为绿色页岩及黄绿色块状砂岩, 结合深水遗迹化石组合特征(吴贤涛, 1985), 可见延续了晚三叠世的深水环境。由此可以看出, 鄂尔多斯与济源地区具有相似的沉积环境的演化过程, 即由浅水向深水环境过渡, 可能的不同之处在于深水沉积的起始时间和发育规模。

图6

Fig.6

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	图6 济源盆地下侏罗统鞍腰组碎屑流— 浊流— 深湖沉积序列Fig.6 Sedimentary sequence of sandy debris flows-turbidity currents-deep lacustrine deposits of the Lower Jurassic Anyao Formation of Jiyuan Basin

鞍腰组重力流沉积演化序列可划分为以下3种类型: 序列A: 滑塌沉积→ 砂质碎屑流沉积→ 浊流沉积→ 深湖沉积; 序列B: 砂质碎屑流沉积→ 浊流沉积; 序列C: 浊流沉积→ 湖泊沉积。

序列A由砂泥混杂层、厚层块状砂岩及平行层理砂岩、薄层砂岩与泥岩互层和暗色泥岩组成, 含滑塌变形层理、泥岩撕裂碎块。表现为滑塌沉积、砂质碎屑流沉积、浊流沉积和深湖沉积较为完整的斜坡重力流沉积演化序列(Mulder et al., 2003)。图6显示了砂质碎屑流沉积→ 浊流沉积→ 深湖沉积的演化, 之下为砂泥混杂的滑塌沉积(图 3-A, 3-B)。

序列B由厚层块状砂岩、粒序砂岩、薄层砂岩与泥岩互层组成, 砂岩中含石灰岩砾石。剖面上为一系列砂质碎屑流被浊流沉积覆盖(图 7-A), 单个沉积旋回多表现为块状砂岩→ 正粒序砂岩或块状砂岩→ 砂泥岩互层的演化, 反映了砂质碎屑流向浊流沉积转换的过程(姜辉, 2010)。块状砂岩层中出现的石灰岩漂砾, 可能是洪水期河流携带的高密度流体进入湖盆发生卸载形成, 与异重流相关(杨田等, 2015)。

图7

Fig.7

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	图7 济源盆地下侏罗统鞍腰组碎屑流— 浊流沉积序列(A)及浊流— 湖泊沉积序列(B)Fig.7 Sedimentary sequence of sandy debris flows to turbidity currents(A)and turbidity currents to lacustrine deposits(B)of the Lower Jurassic Anyao Formation of Jiyuan Basin

序列C以细砂岩、粉砂岩及泥岩为主, 岩层较薄, 砂岩具有正粒序特征, 其中含泥砾, 底部也常见槽模、沟模、重荷模等沉积构造, 之上可见平行层理, 可视为浊流沉积。浊流沉积上覆砂岩层面可见浪成波痕, 是水体变浅的标志(吴贤涛, 1985), 它们共同构成浊流沉积→ 湖泊沉积演化序列(图 7-B)。

吴贤涛(1985)最早报道了济源盆地下侏罗统鞍腰组浊流沉积, 胡斌等(2004)根据岩性和沉积构造特征, 将该组浊流沉积自下而上分为中扇内部、中扇中部、中扇外缘或外扇。客观反映了浊流沉积的垂向演化特征, 但该方案缺少对滑塌沉积和砂质碎屑流沉积的描述, 为此, 在前人研究成果的基础上, 作者认为鞍腰组重力流表现为: 下部序列A→ 中部序列B→ 上部序列C的沉积演化过程。序列A出现在坡折带附近, 指示了陡峭的古斜坡的存在, 是盆地发生大规模构造沉降作用的结果; 滑塌沉积的出现很可能由古地震活动触发(刘芬等, 2015), 指示了盆地边缘活跃的构造背景; 同时, 频繁叠置的厚层块状砂体也需要大量沉积物供应, 它们共同反映了盆地南缘秦岭造山带的快速隆升作用。序列B出现在缓坡带附近, 指示了盆地构造沉降达到最大, 构造活动开始减弱, 大量砂质碎屑流的发育亦表明沉积物供应仍然充足; 同时, 外源石灰岩砾石的输入表明季节性洪水频繁发生, 因此序列B的形成可能与盆地边缘的构造活动及季节性洪水相关, 反映了盆地南缘秦岭造山带进入稳定隆升阶段。序列C出现在盆地内部, 地形相对平坦, 岩层减薄, 沉积物供应量大幅度降低, 水体变浅, 盆地基底发生反弹, 指示了盆地南缘秦岭造山带进入了构造平静期。而砂岩层中的泥砾指示了水道的存在, 反映了该时期的浊流沉积更多的由季节性洪水控制(刘芬等, 2015)。

中三叠世末期, 扬子与华北板块最终碰撞拼合, 秦岭造山带进入陆— 陆碰撞造山阶段(Dong et al., 2011, 2015; Dong and Santosh, 2016)。造山作用先后沿洛南— 栾川断裂以及三门峡— 鲁山— 舞阳断裂发生的逆冲推覆(刘少峰和张国伟, 2008; 杨文涛等, 2014), 控制着济源盆地的形成与演化。从现有的物源研究成果来看, 鞍腰组的碎屑锆石记录了新元古代和早古生代的峰值年龄(杨文涛等, 2012), 证实了秦岭造山带在早侏罗世的强烈隆升与剥蚀作用。因此, 鞍腰组重力流可以看作是这次造山作用的沉积响应, 指示了造山作用由强到弱的过程。然而, 济源盆地重力流沉积的出现晚于秦岭造山带碰撞造山的时间, 它可能响应的是秦岭造山带沿三门峡— 鲁山— 舞阳断裂发生的逆冲推覆作用(杨文涛等, 2014), 即秦岭造山带早期沿栾川断裂的逆冲推覆作用并没有在济源盆地产生明显的重力流沉积记录。济源盆地中— 晚三叠世的碎屑锆石记录了晚古生代的年龄峰值(260— 270, Ma)(杨文涛等, 2012), 这段年龄可能来源于南秦岭和勉略带(Qian et al., 2016), 所以北秦岭在中— 晚三叠世(碰撞的初期)可能表现为低矮的丘陵, 不利于大量碎屑物质向济源盆地供应及古斜坡的形成。另一方面, Liu等(2013)认为北秦岭内南召晚三叠世沉积盆地, 为前陆盆地系统中的楔顶沉积部分, 它与内陆的济源盆地之间可能存在着华北南缘隆起, 来自秦岭造山带的碎屑物质可以在南召盆地形成浊流沉积(刘少峰等, 1999), 却阻碍了大量碎屑物质到达济源地区。

1)秦岭造山带印支期的造山作用控制着华北南缘盆地向深水沉积演化。晚三叠世的造山活动在西部鄂尔多斯地区形成了大规模的重力流沉积, 而东部的济源地区, 由于北秦岭造山带内部南召楔顶沉积的出现, 限制了来自造山带的沉积物供应以及古斜坡的形成, 导致重力流沉积局限在南召盆地内部。但到了早侏罗世, 秦岭造山带沿三门峡— 鲁山— 舞阳断裂发生的逆冲推覆作用, 使得济源盆地直接暴露到秦岭造山带面前, 为重力流沉积的出现创造了良好条件。

2)济源盆地下侏罗统鞍腰组重力流自下而上可划分为3个沉积序列: 序列A记录了较为清晰的滑塌沉积→ 砂质碎屑流沉积→ 浊流沉积→ 深湖沉积的转换过程; 序列B表现为砂质碎屑流与浊流沉积的叠覆; 序列C由浊流及湖泊沉积构成。该沉积演化过程反映了沉积物供应量减少、斜坡坡度变缓、水体变浅及构造活动的减弱, 是秦岭造山带早侏罗世逆冲推覆作用由强到弱的沉积响应。