4.1.1 野外结构构造特征 唐家河剖面郭家坝组上部岩性以薄— 中层状灰色(含)钙质(极)细砂岩、粉砂岩和深灰色(含)钙质泥岩互层为主(图 3-A), 上覆仙女洞组发育瘤状灰岩。按照结构构造的差异, 目的层段可划分为若干期Stow细粒浊积岩序列, 但受物源供应、沉积环境等条件的限制, 完整序列并不常见, 单个序列厚度多在5~20icm。可见只发育下部层段而上部缺失的序列(图 3-B), 主要由砂泥纹层互层组成, 底部常见冲刷构造并充填(极)细砂, 向上砂泥纹层厚度减小且常常发生弯曲变形, 发育平行层理; 另外, 也可见下部缺失而只发育上部层段的序列(图 3-C), 主要由粉砂和泥组成, 底部具有粉砂质纹层, 向上逐渐过渡为均质泥岩段, 常见生物遗迹构造(图 3-D)。总体来看, 单个序列自下而上砂质含量减小, 泥质含量相对增加, 反映了其由浊流能量逐渐衰减时, 砂泥递变沉积而成。同时, 可见极少量单个“ 漂浮” 状砾石分布于序列各层段中, 粒径一般为5~25imm, 多受自身重力作用陷入下部软沉积物中, 并导致周围纹层相应地发生变形(图 3-E)。剖面上发育滑动变形构造, 其特征为纹层发生弯曲变形、揉皱(图 3-F)。除此之外, 可见由砾石、砂质碎屑以及碳酸盐砂屑组成的浊积水道夹层(图 3-G), 长约1im, 最大厚度约8icm, 且向两边逐渐减薄, 整体呈“ 顶平底凸” 的透镜体形状。

通过对沙滩剖面和杨坝田垭剖面寒武系郭家坝组观测发现, 细粒浊积岩同样非常发育。与唐家河剖面类似, 细粒浊积岩也主要由(极)细砂、粉砂和泥质组成, 完整序列不常见, 单个序列厚度变化较大, 约2~20icm, 序列底部的砂质纹层与下伏的泥质层呈突变接触(图 3-H, 3-I)。但是与唐家河剖面细粒浊积岩不同的是, 南江沙滩和杨坝田垭剖面没有见到浊积水道, 即使是反映浊流初期能量最强的T0段, 其下切侵蚀性普遍相对较弱, 宏观上反映为冲刷构造不明显, 砂质纹层底部较为平直(图 3-H, 3-I), 明显没有旺苍唐家河剖面细粒浊积岩T0段冲刷构造明显(图 3-B), 说明沙滩剖面和田垭剖面浊流能量比唐家河剖面能量更低。

4.1.2 样品光面结构构造特征 植被覆盖及风化作用对剖面上浊积岩序列特征观察造成一定程度影响, 故选择样品抛光面进行补充观察研究(图 4)。光面上清晰可见Stow细粒浊积岩序列的不同层段, 序列整体具有砂泥比低的特点, 各层段特征自下而上分别为: (1)T0为底部透镜纹层段, 主要由(极)细砂— 粉砂组成, 底部发育微弱冲刷构造且与下伏泥岩层段呈突变接触, 顶部为不规则波状层面, 此层段横向厚度变化相对较大甚至接近尖灭, 但总体上比其他层段更厚(图 4-A至4-C); (2)T1为包卷纹层段, 以相对模糊的不连续薄粉砂质纹层分布于泥岩段中为主要特征, 纹层形状各异, 近似平行于层面分布, 发育不同规模卷曲构造(图 4-A至4-C); (3)T2为波状— 透镜状纹层段, 为不规则的薄粉砂质层, 顶部发育微弱波状起伏, 有时纹层不连续而呈透镜状, 此层段一般发育较差(图 4-A至4-C); (4)T3为规则的薄纹层段, 以粉砂质纹层与泥质纹层互层为特征, 纹层相互平行且向上逐渐变薄, 近水平产出(图 4-A至4-C); (5)T4为不明显纹层段, 以模糊的薄且平行的粉砂质纹层为特征, 纹层连续性较差(图 4-A至4-C); (6)T5为束状纹层段, 总体上为薄且模糊的断续波状粉砂质纹层分布于相对厚的泥质层段中, 因粉砂质纹层通常具有束状特征而得名(图 4-D); (7)T6为粒度变化泥岩段, 下部含少量粉砂质透镜体, 向上逐渐消失, 具有微弱正粒序(图 4-A, 4-B, 4-D); (8)T7、T8均为不含粉砂的均质泥岩段, 区别在于后者内部常发育生物扰动构造。但需要注意的是, 受沉积环境等条件变化的影响, 生物扰动构造甚至可以发育在T3-T8多个层段中, 且多表现为具潜穴特征的遗迹构造(图 4-F)。

图 4

Fig.4

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	图 4 川北唐家河剖面寒武系第二统郭家坝组细粒浊积岩样品光面沉积构造特征Fig.4 Sedimentary structures characteristics of sample smooth surfaces from fine-grained turbidite in the Guojiaba Formation, Series 2, Cambrian, Tangjiahe Section, Northern Sichuan Basin

4.1.3 常见细粒浊积岩序列及其沉积构造 研究表明, 受物源供给和沉积环境等因素的影响, 旺苍唐家河等剖面完整细粒浊积岩序列发育较少, 常见序列是T0-T4, T3-T7等不完整的组合(图 5), 且序列各层段厚度变化相对较大, 甚至不发育, 单个层段厚度一般在0.2~10icm之间。序列中常见的沉积构造及其特征为: (1)冲刷构造: 多见于T0层段中且发育程度一般较为微弱(图 3-B, 图 4-A, 图 5-A), 反映由细粒沉积物组成的浊流能量相对较弱, 对下伏沉积物的侵蚀能力较小; (2)T0层段中的砂质颗粒集合体掉入下伏软沉积物中形成“ 假结核” (图 4-C, 图 5-A), Stow和Shanmugam(1980)认为其成因主要有自身重力负载作用、极端情况下的卷曲构造以及生物扰动3种; (3)卷曲构造: 多见于T1层段中, 为分布于泥岩段中的砂质纹层变形所致, 纹层形状各异(图 4-C, 图 5-A); (4)负载构造: 砂泥纹层受上覆沉积物压力发生弯曲, 如图 4-C中T3段, 有时可表现为火焰状构造(图 4-E, 图 5-A); (5)泄水构造: 如图 4-C中T3段; (6)平行层理: 为T3层段的主要构造特征(图 4-B, 图 5-B); (7)生物扰动构造: 多以潜穴的形式产出(图 4-F, 图 5-C); (8)细粒浊积岩整体具有正粒序结构, 由下往上砂泥比降低。

图 5

Fig.5

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	图 5 川北唐家河剖面寒武系第二统郭家坝组细粒浊积岩常见序列及沉积构造Fig.5 General sequences and sedimentary structures of fine-grained turbidite in the Guojiaba Formation, Series 2, Cambrian, Tangjiahe Section, Northern Sichuan Basin

总体来看, 郭家坝组细粒浊积岩碎屑颗粒主要由石英、长石、岩屑以及云母组成, 颗粒之间以不接触或者点线接触为主。其中石英的含量在30%~60%, 粒径30~100iμ m, 其磨圆度较差, 以棱角— 次圆状为主, 分选性较好。岩屑含量较高, 在20%左右, 主要为硅质岩屑和碳酸盐岩岩屑(图 6-A)。长石的含量较少, 约5%。云母片常见, 弯曲变形微弱(图 6-B)且与砂质纹层平行排列分布, 同时, 沉积物中常见有棕色有机质分布其中(图 6-B)。由于大量陆源物质注入并快速沉积, 导致沉积物中杂基含量高, 约为15%~30%, 并且在薄片中分布不均匀, 大量杂基使得颗粒呈“ 漂浮状” 产出而形成杂基支撑结构。碎屑颗粒之间以钙质胶结为主, 其次为硅质胶结, 胶结类型主要为基底胶结。同时镜下可见细粒浊积岩内生物遗迹构造发育(图 6-C)。

图 6

Fig.6

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	图 6 川北唐家河剖面寒武系第二统郭家坝组细粒浊积岩镜下微观特征Fig.6 Photomicrographs of fine-grained turbidite in the Guojiaba Formation, Series 2, Cambrian, Tangjiahe Section, Northern Sichuan Basin

浊积水道样品镜下观察发现, 水道内部的砾石为泥砾, 磨圆度差, 砾石中间不仅充填有陆源碎屑的(极)细砂、粉砂和泥, 并且还有鲕粒、钙屑等碳酸盐沉积物, 亦可见小壳化石碎片、古杯碎片等生屑, 其中砂质碎屑颗粒磨圆度相对较差, 以石英为主, 鲕粒粒径在0.25imm左右(图 6-D)。对细粒浊积岩的不同层段观察发现, 序列的T0层(底部透镜纹层段)内砂质颗粒含量较高, 单颗粒以悬浮状产出, 整体表现较为紊乱(图 6-E), 内部充填的泥质可能为砂质沉积物还未完全固结时, 上覆的泥质碎屑受自身重力和顶部压力作用向下挤入砂质沉积物中而成。T3和T4(规则薄纹层段— 不明显纹层段)主要为薄的砂质纹层逐渐转变为模糊的粉砂质纹层(图 6-F), 向上砂质颗粒粒径减小、数量明显减少, 砂泥比快速降低。

镜下粒度统计结果表明, 目的层段主体部分以难以统计粒径的泥为主, 具统计意义的颗粒粒度主要集中在3.0~6.0iΦ (0.0156~0.125imm), 这相当于细粉砂— 极细砂级别, 且粒径小于63iμ m颗粒含量大于50%(图 7-A至7-D)。

图 7

Fig.7

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	图 7 川北唐家河剖面寒武系第二统郭家坝组细粒浊积岩碎屑颗粒分布特征Fig.7 Particle distribution characteristics of fine-grained turbidite in the Guojiaba Formation, Series 2, Cambrian, Tangjiahe Section, Northern Sichuan Basin

为了研究单个序列粒度特征变化, 选择单张薄片(样品编号TJH-6-5)内多个纹层进行粒度统计, 纹层从下到上依次为A层(n=592)、B层(n=371)及C层(n=324)(图 7-B至7-D)。从A层到C层, 在粒度分布直方图(频率曲线)上, 主峰逐渐不突出并且往右偏移, 且频率累计曲线斜率逐渐变小, 反映Φ 值增大, 砂质碎屑颗粒平均粒径减小。计算出的数据为A层颗粒平均粒径89.40iμ m, B层内颗粒平均粒径69.60iμ m, C层内颗粒平均粒径59.45iμ m, 这也表明单个序列存在由下往上粒度逐渐减小的正粒序特征。

概率值累计曲线特点为粒度明显偏细(大于3iΦ ), 悬浮组分占据了绝大优势, 在80%以上, 其次为跳跃总体, 但是含量相对较少, 一般都在10%以下。曲线主要有“ 一段式” 和“ 上凸的折线式” 2种类型, 其中“ 一段式” 的曲线斜率较大, 甚至达到了60° , 反映砂质颗粒分选性较好的特点(图 7-E); “ 上凸的折线式” 往上曲线斜率逐渐降低, 但整体也较高(图 7-F), 同样可反映砂质沉积物分选性较好。

在C-M图中, C值与样品相对最粗的颗粒粒径相当, 代表了最大水体能量, M值与样品颗粒粒度中值相对应, 代表了平均水体能量。经过计算投点发现, 目的层C值范围100~300iμ m, M值范围30~105iμ m, 并且二者投点具有等比例变化的趋势(图 8), 即平行于C=M基线段, 这反映沉积物粒度不均匀, 粗细混杂但缺乏滚动组分, 并随着水流强度的减弱按照密度和粒度阶梯状递变悬浮沉积, 沉积速度快, C值和M值随之系统地减小。需要注意的是与传统浊积岩相比, 细粒浊积岩C、M值投点范围沿C=M基线更靠左下方, 即C、M值整体偏小, 反映形成的水体能量和平均水体能量偏低。

图 8

Fig.8

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	图 8 川北唐家河剖面寒武系第二统郭家坝组细粒浊积岩C-M图Fig.8 C-M pattern of fine-grained turbidite in the Guojiaba Formation, Series 2, Cambrian, Tangjiahe Section, Northern Sichuan Basin

相较于可以用鲍马序列解释的经典浊积岩, 细粒浊积岩与之最大的不同体现在其粒度更细, 主要为粉砂和泥质沉积物以及少量的(极)细砂, 且不发育鲍马序列的A和B段, 但是二者都具有正粒序特征, 同时发育泄水构造、卷曲构造等软沉积物变形构造。虽然与鲍马序列上部层段(C段至E段)特征有一定的相似性(图 9), 但其沉积物结构、纹层构造以及整体形成发育条件与鲍马序列模式的浊积岩有很大不同, 其主要特点包括: (1)砂泥比低, 细粉砂为主, 泥质含量非常高; (2)沉积物在陆上及陆架搬运距离较长; (3)沉积物主要由三角洲供给(不同于鲍马序列浊积岩主要由峡谷供给)且经过的海岸及陆架较为宽阔等等(Bouma, 2000b)。虽为看似简单递变悬浮沉积形成的细粒浊积岩, 但正如Sorby所述“ 不要认为细粒沉积物的沉积和固结过程极为简单, 仔细探究便会发现这其实是一个非常复杂的问题” (Schieber and Zimmerle, 1998; 姜在兴等, 2013)。

图 9

Fig.9

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	图 9 粗粒浊积岩、经典浊积岩和细粒浊积岩序列对比(据Shanmugam, 2006; 修改)Fig.9 Sequences comparison among coarse-grained turbidite, classical turbidite and fine-grained turbidite(modified from Shanmugam, 2006)

Bouma提出细粒浊积岩通常发育于被动大陆边缘, 陆源提供的碎屑物质相较于粗粒富砂浊积岩更多, 这些陆源碎屑经历了更长距离的搬运, 包括低坡度的河流搬运系统和宽阔的陆架环境等, 并且沉积作用通常发生在比粗粒富砂浊积岩规模更大的盆地中(Bouma, 2000a, 2000b, 2001)。比如作为目前世界上最大的海底扇, 孟加拉湾细粒浊积扇的沉积物经历了喜马拉雅山的隆起、剥蚀以及恒河和布拉马普特拉河的长距离(超过2000ikm)搬运, 搬运过程中粗粒碎屑物质因重力分异作用而先沉积下来, 导致到达河口的沉积物粒度整体偏细, 以粉砂和泥为主(Weber et al., 1997; 李景瑞等, 2016), 其后, 这些细粒碎屑物穿越“ 无底大峡谷” (现今唯一活跃的水道)沉积于陆坡和深海平原(Curray et al., 2003; Curray, 2014; 李景瑞等, 2017), 整个过程构成一个完整的“ 源-汇” 系统(杨江海和马严, 2017), 由重力作用引起的浊流沉积是这些细粒物质最重要的深海搬运动力(Curray, 1994; 方念乔等, 2001, 2002)。由此可见, 在物源区到沉积区这一整个过程中, 浊流沉积并不仅仅受单一因素控制, 其沉积特征主要受物源成分和含量、搬运过程、气候和构造活动以及沉积环境等多种条件共同影响(Stow et al., 1983; Bouma, 2001; 饶孟余等, 2004b)。比如, 母岩风化产物的多少直接决定沉积物输送量的大小; 搬运距离的长短、水流强度等作用与颗粒粒度分布具有很大关系; 海平面变化、风暴和洋流对深水沉积物分布发育也具有较大影响。当然, 细粒浊积岩的发育也会受到周缘特定环境制约, 导致产生的结果可能与传统认识不一致, 例如南非Tanqua和Laingsburg坳陷内的细粒浊积岩发育于主动大陆边缘(Scott et al., 2000), 鄂尔多斯盆地晚三叠世细粒浊积岩发育于陆相湖盆中(傅强等, 2008), 它们均不是发育在早期理论所认为的“ 细粒浊积岩发育于被动大陆边缘” 。正因如此, 实际上很难找到一个通用的模型可以解释所有的浊积岩沉积体系(Stow et al., 1985; Bouma et al., 1995; 姜涛和解习农, 2003)。

图 10

Fig.10

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	图 10 川北寒武系第二统郭家坝组细粒浊积岩沉积模式Fig.10 Sedimentary model of fine-grained turbidite in the Guojiaba Formation, Series 2, Cambrian, Northern Sichuan Basin

野外观察发现, 除唐家河剖面外, 这类细粒浊积岩还广泛发育于旺苍国华镇、杨坝田垭和茶溪、南江沙滩等地(图 2), 这些剖面在筇竹寺期(郭家坝组同期)均处于台地向陆棚过渡的地带。吕玉珍(2008)通过绘制郭家坝组粗碎屑含量等值线图发现沿研究区西北方向相对粗的碎屑物质含量不断增加, 这指示了摩天岭古陆为郭家坝组的主要物源区。结合筇竹寺期古地理背景和郭家坝组沉积特征, 该地区细粒浊积岩的发育可能与如下几方面因素有关。

筇竹寺期, 受大规模海侵的影响, 研究区处于被动大陆边缘广海沉积环境(魏显贵等, 1997; 袁庆东等, 2010), 位于沉积区西北侧的古陆受构造作用抬升而遭受强烈剥蚀, 大量陆源碎屑物质在古河流的作用下向东南部海域搬运(刘仿韩等, 1987; 杨威等, 2014), 在入海处(比如曾1井、广元朝天剖面)沉积了相对粗粒的砾岩、砂岩, 发育大型交错层理, 指示滨岸相沉积(李皎和何登发, 2008)。在陆源碎屑继续向前搬运过程中, 由于浅水海域内发育碳酸盐岩台地(吕玉珍, 2008), 台内地形较缓, 台缘上发育鲕粒滩建造, 大量粗粒物质在台内先沉降下来, 少量陆源粗粒物质向广海搬运过程中还受到台缘滩坝遮挡, 因而较粗的陆源碎屑很可能被阻隔在台内。值得注意的是, 一方面, 由于泥和粉砂等细粒物质能够以悬浮的方式越过障碍物继续向前搬运(Cartwright et al., 1993; 石学法等, 2001; 郑晓东等, 2007), 并且这种细粒沉积物越过障碍物搬运的机制已得到了水槽实验的证实(Kneller and McCaffrey, 1995)。另一方面, 洋流、风浪以及一些环境事件(例如潮汐、风暴等)也可以作为沉积物向深水区输送的直接诱因(斯尚华等, 2009; Yang et al., 2017)。所以, 悬浮作用以及洋流、潮汐和风暴等动力学搬运机制均可将台地内部以及斜坡上较细、较轻的泥质、粉砂和(极)细砂颗粒(图 6-A, 以不容易破碎的细粒石英和硅质岩屑为主, 其次为少量云母)携带至台缘外侧, 同时, 越过台地的沉积物会受重力作用沿斜坡下滑并形成低密度浊流(陈全红等, 2006), 最终在斜坡底部至深水陆棚内因坡度减缓卸载沉积下来形成郭家坝组细粒浊积岩(图 10)。由于台内的地形及台缘的遮挡具有明显的“ 筛选” 作用, 这会造成最终越过台地沉积下来的浊积岩砂质颗粒粒度偏细、分选相对较好(饶孟余等, 2004b; 斯尚华等, 2009), 在概率值累计曲线上反映为悬浮组分占据绝大多数, 且曲线斜率相对较大(甄甄等, 2012)(图 7-E, 7-F), 在C-M图中的表现为投点具有平行于C=M基线的特征且沿着QR方向往左下延伸(图 8), 显示以细粒沉积物为主的浊流快速递变悬浮沉积的特点(傅强等, 2008; 冯娟萍等, 2012; 张海峰等, 2012)。此外, 国外也有很多地形条件有利于细粒浊积岩形成的实例, 例如, 印度洋西北部Makran细粒浊积体系来自于一系列凹槽(plunge pools)对粗粒沉积物的阻隔(Bourget et al., 2011); 墨西哥湾Mad Dog地区现代细粒沉积物同样是由于沉积物输送过程中一系列地形遮挡所致(黄洁, 2010)。

越过台地的砂泥等细粒碎屑物质按照粒度和密度递变沉积形成的正粒序结构是浊积岩最为显著的特征(图 3-B, 3-C)(李林等, 2011; Clare et al., 2014), 同时, 由底部的微弱冲刷充填构造、卷曲构造向上逐渐过渡为平行的薄纹层, 最后转变为(含粉砂)泥岩段(图 5-A, 5-B), 反映了沉积时浊流能量的逐渐减弱。沉积物的快速堆积和欠压实作用导致卷曲构造、泄水构造等软沉积物变形构造常见(图 4-C)(Sumner et al., 2012), 并且云母片变形微弱(图 6-B)。由于沉积物在到达斜坡脚时还未完全固结, 故容易受滑动作用形成变形构造(图 3-F)(闫臻等, 2005)。

由于细粒物质组成的浊流属于低密度流体, 对下伏沉积物的侵蚀作用十分有限(裴羽等, 2015), 导致冲刷构造微弱甚至不发育(图 3-B, 3-H, 3-I)。然而, 在一些特殊的自然作用下(例如地震、大型的风暴等), 台地上被破碎下来的碳酸盐砂屑、台缘鲕粒可能会和陆源碎屑物质一起形成杂基支撑的高密度重力流沿着斜坡向下滑动(梁百和和朱素琳, 1992; 匡文龙等, 2008), 由于其能量较大, 会侵蚀斜坡和以前的还未完全固结的沉积物形成浊积水道(图 3-G)(廖纪佳等, 2013), 水道内部充填侵蚀下来的漂浮状砾石, 并且砾石具有以前浊流沉积的砂泥纹层特征(图 6-D)。但值得注意的是, 不管是漂浮状砾石还是浊积水道, 只在旺苍唐家河剖面和邻近的小龙潭等剖面可以见到, 而在距离物源区更远的南江沙滩、杨坝田垭等剖面都不发育, 并且唐家河剖面细粒浊积岩T0层段的冲刷构造相对更明显(图 3-B), 结合上覆仙女洞组斜坡相瘤状灰岩特征(沈骋等, 2015)以及目的层发育的滑动变形构造(图 3-F), 说明旺苍地区可能处于发育于斜坡脚的细粒浊积扇的内扇部位; 而南江沙滩剖面、杨坝田垭剖面细粒浊积岩最底部的T0层段冲刷构造十分微弱、纹层相对平直(图 3-H, 3-I), 反映沉积期浊流能量进一步减弱, 故南江地区可能处于细粒浊积扇的中扇部位; 另外, 由于这2个地区细粒浊积岩顶部泥岩段内都混入少量的粉砂颗粒, 未发育厚层的悬浮泥质沉积, 所以细粒浊积扇外扇部分推测可能发育在更远处的通江等地区。