触变饱和黏性沉积层位于软沉积层之下, 触变时向上流动穿刺上覆沙层, 形成底辟构造。受触变强度、软沉积层的成分和固结程度等多种因素影响, 底辟体可有多种形态, 某些底辟可穿透上覆围岩, 在古地表形成新的微地貌。

2.1.1 锥状触变底辟

饱和黏性沉积层的锥形底辟代表较强的向上的触变流动, 图 3-a是这种锥形底辟的实例, 发育于龙门山上三叠统的煤系沉积中, 锥状底辟体下部直径105cm, 锥体高55cm; 三角形锥体顶端以脉的形式继续向上侵位于150cm厚的富水沙层中, 脉长100cm。脉的穿刺侵位止于距当时地表约15cm处, 未穿透沙层。图中清晰可见周围黄色沙层被牵引现象。

图 3

Fig.3

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	图 3 四川龙门山上三叠统须家河组泥层的锥状触变底辟及触发断裂(据乔秀夫等, 2017) a— 暗色软泥锥状底辟, 注意砂岩被牵引现象以及上覆未变形层之下的软沉积层不平整起伏面(暴露面); b— 当时的发震断裂, 晚三叠世末松潘— 甘孜地体以汶川— 茂县断裂及映秀— 北川断裂逆冲推覆于杨子板块之上, 诱发须家河组沙层液化与泥层触变流动, 同位素年龄据郑勇等(2018)Fig.3 Cone-shaped thixotropic diapir of mud in the Upper Triassic Xujiahe Formation and its triggering fault in Longmen Mountain, Sichuan Province(after Qiao et al., 2017)

依据大量区域构造研究, 须家河组锥形触变底辟系龙门山地区印支造山地震的响应, 发震断裂为晚三叠世末期的汶川— 茂县断裂(汶— 茂断裂)与映秀— 北川断裂(许志琴等, 1991; 乔秀夫等, 2012, 2016)。龙门山的映秀— 北川断裂南段的假玄武玻璃的年龄介于231.0± 4.4~237.9± 5.1ma之间(郑勇等, 2018)。假玄武岩玻璃被公认为是地震化石。郑勇等(2018)新的资料表明组成龙门山的3条断裂中, 有2条即汶川— 茂县断裂(即后山断裂)与映秀— 北川断裂(中央断裂)均形成于印支期(图 3-b), 这2条断裂的活动触发了晚三叠世沉积层的变形。

2.1.2 筒状触变底辟: 触变丘

这一类形的触变底辟未穿透上覆围岩, 但向上底辟使得上覆沉积层向上拱起, 在地表形成丘状地形, 可称之为触变丘。触变丘与液化丘在形态上有相似之处, 但成因机制不同(图 4)。

图 4

Fig.4

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图 4 北京西山中元古界雾迷山组中的软硅泥(胶体)触变丘与碳酸盐沉积物的液化 照片中共显示7个层位, 地震发生时, 第①层藻白云岩层已经固结, 未受扰动, 保持原始地貌。第②至第⑥层为软的碳酸盐层(浅色)和硅泥层, 第⑦层为地震事件之后沉积形成的正常白云岩层。红色箭头处的黑色物质原始成分为硅质软泥, 指示在地震作用下发生触变上涌, 形成丘状地貌; 在硅泥层②发生触变的同时, 其上覆碳酸盐层③、④、⑤均发生液化流动, 形成丘状地貌; 第⑤层的碳酸盐沉积物还突破第⑥层藻类物质, 涌到当时的古地面, 形成席状体。该底辟构造最初统一被解释为地震液化成因(Su and Sun et al., 2011), 现根据底辟体的物质成分将其分为触变底辟和液化外壳, 均为古地震触发(He et al., 2015; 乔秀夫等, 2017)Fig.4 Diapir feature formed by the thixotropic flow of black siliceous mud and liquefaction flow of light-gray carbonate in the Mesoproterozoic Wumishan Formation in Western Hills of Beijing

华北地区中元古界雾迷山组(1500ma)白云岩沉积物中最初夹有大量的软硅质层, 其成因是沉积学中长期讨论的问题, 根据详细的野外观察, 作者同意赵澄林(1997)对雾迷山组中硅质岩成因的认识: 即硅质岩中没有交代残余结构, 是由浅海环境的藻类汲取、粘结水体中的硅质所形成的原生硅质沉积物。最初的硅质成分是以硅泥形式存在的, 与白云石沙层共生的硅泥的底辟构造应属于触变流动。碳酸盐沙的地震液化丘(Su et al., 2014)与硅泥的触变丘在地表形态相似, 但从暴露的剖面中可以区别开碳酸盐沉积物的液化底辟(液化丘)与硅泥的触变底辟丘。

2.1.3 泥火山状变形: 穿透上覆层的触变底辟

饱和黏性沉积物向上触变流动, 穿透上覆可液化沉积层至地表, 可以形成席状触变层或形成泥火山状变形; 后者的底辟体一般呈管状、柱状或锥状(图 5)(苏德辰等, 2017)。图 5所示地震记录的形成机制是可液化层(碳酸盐)与硅泥触变火山的复合变形, 触发机制为地震震动。

图 5

Fig.5

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	图 5 河北怀来中元古界高于庄组触变形成的泥火山状变形 a— 2期触变底辟变形: 上层为立体形态, 红色箭头处指示低矮的硅泥(胶体)火山口, 下层为纵剖面; 注意黑色硅泥的底辟侵位, 形成双层结构; 核心部分是锥状黑色的含有机质的硅泥触变底辟, 外围是淡黄色的白云质底辟体; b— 双层底辟体内部结构, 黑色变形由硅泥(胶体)发生触变而成; 黄色变形为纹层状软白云质层, 有明显被触变泥流向上牵引拉伸的迹象Fig.5 Mud volcano formed by thixotropy in the Mesoproterozoic Gaoyuzhuang Formation at Huailai County, Hebei Province

位于表层的泥质沉积物在地震等剪切力的作用下会发生向下的触变流动, 形成触变楔和触变柱。

2.2.1 触变楔

饱和黏性沉积物触变流动向下伏软沉积层的楔状侵位, 称为触变楔(图 6)。

图 6

Fig.6

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图 6 北京西山中元古界雾迷山组中的硅泥触变楔 a— 触变楔宏观剖面, 最初为软硅泥呈棕黑色、厚15cm, 呈波状起伏变形夹于上覆与下伏未变形层之间, 沿硅岩走向近25m内有7个硅质触变楔, 本图中显示4个(箭头处, 箭头方向指示触变流动方向), 以前将触变楔解释为地裂缝, 最近在所有类似构造中均发现向下挤入流动的痕迹(苏德辰和孙爱萍, 2011); b— 硅质触变楔, 上部宽40cm, 深60~70cm, 其中有硅泥流动过程中捕获的棱角状震碎角砾(半固结的白云质层被震碎), 与一般地裂缝充填角砾、石块截然不同。注意硅泥向围岩的挤入现象, 只有强大的压力下才会出现这种现象, 而地裂缝充填不会出现挤入构造Fig.6 Thixotropic wedges of siliceous mud in the Mesoproterozic Wumishan Formation in Western Hills of Beijing

2.2.2 触变柱

触变柱是一种向下伏沙层侵位的柱状变形构造, 与触变楔明显不同。一般来讲, 形成触变柱的原始母源层需较大的厚度, 下伏含水沙层粒径较粗且孔隙度大。强地震的震动促使上部泥层触变并向下伏液化沉积层流动, 与此同时下伏层向上液化底辟。因此, 触变柱是触变与液化底辟组合成的复合变形构造。

Bowman等(2004)报道了哈萨克斯坦依塞克湖晚更新世地震触发触变柱(图 7-a)。Liang 等(2018, 待刊)研究新疆塔什库尔干晚更新世的触变柱(图 7-b), 二者的形态、形成机制与触发机制均相一致。

图 7

Fig.7

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	图 7 哈萨克斯坦(Bowman et al., 2004)与中国新疆(Liang et al., 2018; 待刊)晚更新世的触变泥柱 a— 哈萨克斯坦依塞克湖; b— 中国新疆塔什库尔干Fig.7 Deep penetration of thixotropic pillars intruding down into pebbly coarse sand from Lake Issyk-Kul in Kyrghyzstan (Bowman et al., 2004)and Tashkorgan in Xinjiang, China(Liang et al., 2018; in press)

塔什库尔干晚更新世的触变泥质柱位于公格尔断裂系附近的湖相地层内(图 7-b)(Liang et al., 2018, 待刊), 上覆的泥层厚45~50cm, 柱高约20cm, 直径4~5cm, 可见到5个触变柱, 估算触变柱母源层原始厚度在60cm左右, 触变柱下端的直径普遍增大, 形似象足或倒置的蘑菇, 它们的底界均位于同一水平面, 表明向下触变流动的柱体受到沙层向上液化流动的阻力, 迫使泥柱停止向下侵位, 同时使泥质柱体变粗。泥柱末端位于同一水平面, 可将其理解为触变流动终止面。泥质柱周围的沉积物在成岩后已被风化消失, 形成多个穹状或馒头状空洞, 推测是沙层向上液化的底辟体形态。可见触变柱是泥层向下触变流动与沙层向上液化侵位的复合变形构造(图 7-b)。图7-a和图7-b中的触变形态、规模等都有明显的相似性, 说明这种构造的成因具有普遍性。

2.3.1 触变脉与布丁状触变砾岩

夹在软沉积层之间的饱和黏性沉积物在受到地震剪切应力时, 则分别向上覆和下伏的软沉积层侵位, 最常见是以触变脉的方式侵位(图 8), 若较密集的脉侵位分隔另一层自身也发生触变的软沉积层, 则可形成布丁状触变砾岩(图 9)。

图 8

Fig.8

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	图 8 北京西山中元古界雾迷山组中的软硅质层触变脉 黑色原岩为软硅质胶体, 其间夹杂白云岩砾石, 硅岩层厚3~4cm; 触变流动向上覆层与下伏层脉状侵位:①向上侵位脉, ②向下侵位脉(苏德辰等, 2011; Su et al., 2012, 2014)Fig.8 Thixotropic veins in the Mesoproterozoic Wumishan Formation in Western Hills of Beijing

图 9

Fig.9

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	图 9 山西吕梁山元古界汉高山组(1800ma)湖相浅黄色与红色薄层软泥中的触变混插:触变脉和布丁状触变角砾岩(何碧竹摄) a— 原始照片; b— 彩色增加效果图L— 两种不同颜色的泥质沉积物触变混插形成的大而长的布丁状触变砾岩; S— 触变混插形成的小而短的布丁状触变砾岩; V— 触变脉Fig.9 Thixotropic plunged mixtures between lacustrine pale yellow and red thin layer of soft mud in the Proterozoic Hangaoshan Formation(1800ma)in Lü liang Mountain, Shanxi Province(Photo by He)

2.3.2 触变混插

相邻2个沙层同时发生液化时, 2层液化沙会互相穿插, Rossetti等(2011)称其为液化混插。当相邻2层均为未固结的泥质层且遇到强烈震动而发生触变时, 上下2个泥层均会发生垂向触变流动, 下部的泥层物质以向上触变流动, 上部泥层则以向下流动为主, 这样会出现彼此相互侵位的现象, 称为触变混插(Thixotropic plunged sediment mixtures)。

图 9所示为产于山西吕梁山汉高山组中的饱和软泥触变混插现象。图中的不同颜色的软泥形成环境为元古代时期的裂陷槽。湖相紫红色湖泥夹黄色湖泥的互层, 红色泥层厚2~3cm, 最厚层约15cm; 黄色泥层厚2cm, 最厚者4cm; 二者触变流动, 在垂直于层面方向相互以脉的形式触变侵位, 图 9显示红色泥质脉与黄色泥质脉; 触变脉之间发育布丁状触变砾岩; 记号笔左侧黄色触变泥岩脉还显示触变底辟特征。

文中讨论的触变流动构造均指饱和黏性沉积层受外力触动使自身结构被破坏发生流动及与周围软沉积沙层和砾石层的相互作用产物。依据地层中泥质沉积物的相对位置和触变流动方向(图 2至图 9)对重要的触变流动变形构造样式进行了总结(图 11)。需要强调的是: 图 11不是一个系统分类, 而是依据作者实践初步进行的总结, 有些泥层流动未列入图 11中, 如泥层触变流动向下贯入地裂缝, 它是贯入下伏已固结岩石的裂缝中, 与向下侵位于软沉积层的触变楔不同; 同理, 贯入固结岩层中的板状泥岩墙也未列入图 11中。

图 11

Fig.11

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	图 11 触变流动变形构造主要类型Fig.11 Major types of thixotropic flow deformation structures

地震振动引起的触变流动和液化流动2类变形构造沉积物的性质和生成机理不同, 触动流变是强地震触动饱和黏性沉积物, 使黏性沉积物的结构破坏而发生流动; 液化流动变形是强地震触动饱和非黏性沉积物, 形成超孔隙水压力, 沉积颗粒间的强度失效而发生泄水。第二, 需要满足的最低地震强度条件不同, 由于饱和黏性沉积物自身有黏聚力, 致使饱和黏性沉积物的结构破坏、继而发生触变流动所需的地震强度较高, 试验与相关的研究表明(田洪水等, 2015a, 2015b), 5.6级Ⅶ 度烈度的强地震可使黏性沉积物发生明显的触变变形, 而使饱和非黏性沉积物发生明显的液化只需5.0级Ⅵ 度烈度的地震强度条件。第三, 与液化变形构造相比, 地震引起的触变流动变形构造比较少见, 一般尺度规模也较小, 如尚未见宽和长达米级的地震触变变形; 而地震产生的液化流动变形构造则十分多见, 既有微细的液化脉, 也可见纵向延伸米级的液化墙(田洪水等, 2016, 2017), 如大盛群中马朗沟组中向上侵位的下部宽0.6m、长达1.2~1.4m的液化砂墙, 官庄群常路组发育向下侵位的长达2.4m的液化砂墙。