倾向型规则包卷层理(图3-A至3-F)主要发育在石峡谷剖面第1段最上部一组砂岩(或粉砂岩)单层厚度向上变厚、粒度向上变粗序列的顶部(图2-C中绿色三角形所指)。寄主岩性为灰绿色中层钙质细砂岩, 横向上厚度变化小、延伸稳定, 但是整个岩层内部却并不均一, 具有较明显的正粒序, 且向上黏土含量增加。该岩层之下的薄—中层钙质细砂岩、粉砂岩中普遍发育浪成波纹层理。此外, 第3段远源水道沉积中也发育有较小规模的倾向型规则包卷层理(图3-G, 3-H)。该类型包卷层理一般具有紧闭的背形和开阔的向形, 两者相间出现(图3-A至3-C)。背形的幅度和紧闭程度均有所差别, 一般情况下, 幅度较小的紧闭程度也较差, 如图3-A中的TA3、图3-B中的TA2和图3-C中的TA1; 有的保留了波状层理的形态, 但内部纹层结构完全不同, 如图3-A中TA3的红色粗实线所示; 有的具有波状层理特征, 介于波状层理和包卷层理之间, 如图3-B中的TA2。

典型的紧闭背形一般具有明显的不对称形态, 背形倾斜方向与浊流流动方向一致, 为SSW向(图3-A至3-C中红色箭头)。一般发育有较密集且形态一致的纹层, 纹层之下多发育有较均一的砂核(图3-A, 3-B), 砂核一般不具备圆形特征, 多为条形, 含尾迹, 有的尾迹与背形的纹层相接(图3-A中的SN1), 尾迹拖曳方向一般与背形的倾斜方向相反(图3-A中的SN2), 但也有与背形倾斜方向相同的(图3-B中SN3)。典型的开阔向形的开阔程度与相邻背形的紧闭程度有关, 一般情况下, 背形越紧闭, 向形越开阔(图3-A至3-C)。向形底部一般也有密集的规则纹层, 形态和向形的形态一致, 与背形纹层呈连续过渡(图3-A至3-C)。向形内部纹层显得紊乱(不规则), 其中较规则的往往表现为回旋状纹层(图3-A至3-C中的TL), 内部一般不发育砂核, 但也发现少数砂核漂浮于开阔向形之中, 且周边发育回旋状纹层(图3-C中SN)。

具有过渡特征的背形, 如图3-A中的TA3和图3-B中的TA2, 其背形顶部相对圆滑, 略呈不对称, 但倾斜方向与典型的背形相反, 即沿区域斜坡向上倾斜。具有过渡性质的背形, 其相邻的向形也较圆滑, 同样具有过渡性, 其内部也可发育回旋状纹层(图3-A中的FS3)或背形与波状纹层过渡(图3-B中的TA2)。不同的背形可以在垂向上叠置(图3-A中的TA1和TA2), 可分散分布(图3-A中的TA2和TA3), 也可包含在较大的背形和向形的组合之中(图3-B中的TA2); 在横向上可以和向形连续相间分布, 沿区域斜坡方向(水平红色箭头, SSW方向)背形倾斜程度增加(图3-B)或幅度和倾斜程度同时增加(图3-C)。

具有紧闭背形和开阔向形雏形的包卷层理(图3-D, 3-E)与典型的紧闭背形和开阔向形包卷层理发育在同一层钙质细砂岩中。在图3-D中, 下部由2个小型似丘状交错层理组成(SHCS1和SHCS2); 上部由回旋状纹层组成(TL1-TL5)。在回旋状纹层中, TL5具有明显的倾向性, 内部可能存在正在形成的砂核, 显示出紧闭背形的雏形(粗红色虚线), 如两侧相对挤压(蓝色箭头)则有可能形成紧闭背形(TA); 与此同时, TL3可能会向右方和下方发展, 与TL1一起构成开阔向形的底部纹层, 最终在左侧形成开阔向形(FS1); 右侧的TL4已具有开阔向形底部纹层的雏形, 则可能会进一步发展成开阔向形(FS2)。此外, TL2位于岩层顶部, 具有浪成波纹层理中的束状体特征。在图3-E中, 底部为模糊的断续平行层理(PL)和浪成波状层理(UL), 后者向右侧发生形变, 略具有低幅度平卧紧闭背形特征(TA2, 下部的红色粗虚线), 背形纹层内部有较为均一的部分, 类似砂核(下部绿粗线所圈部分)。上部纹层总体上具有回旋特征(TL1), 已具有开阔向形的形态(FS, 上部的红色粗虚线), 但底部纹层具有砂核(上部绿粗线)和平卧背形(TA1)的特征。如果上部的开阔向形(FS)向下及两侧继续扩展发育(蓝色箭头所示), 其下的背形(TA1和TA2)则有可能继续向平卧方向变形, 最终导致背形及其内部的砂核消亡, 形成规则而密集的开阔向形纹层。

图3-F则有可能显示了倾向型规则包卷层理发育的伴生构造和沉积构造序列。蓝色粗实线左侧呈倒锥形的部分, 平面上为同心圆状模糊的回旋纹层(TL), 中心则无纹层, 呈均匀状, 侧面纹层在垂向上错断和弯曲, 可能为泄水构造(WE)。蓝色粗实线右侧, 从下到上依次为包卷层理、平行层理(PL)、浪成波纹层理中的束状体(OS)和不对称小型三维波痕(AS3D)。最底部的包卷层理呈模糊的低幅度背形, 变形程度较大, 倾向性明显(SSW向), 向右变为曲线型纹层; 其上的包卷层理具有波状层理特征, 变形不显著, 略向右(SSW向)倾斜, 顶部(波峰)较圆滑, 但有向紧闭发展的趋势(TA), 其下具有砂核的雏形(SN), 而波谷则有向宽缓发展的趋势。包卷层理之上平行层理的底部纹层略有变形, 上部纹层则受到水流侵蚀, 其上束状体特征明显, 尖端向右侧(SSW向)收敛, 与区域斜坡方向一致。最上面的不对称小型三维波痕, 正面的纹层具有向右迁移和充填的特征; 上部纹层具有波峰厚度变薄, 波谷厚度变厚的复合流波痕特征; 侧面纹层则具有束状体特征, 且向里(SEE向)收敛。

泄水构造是拉什仲组包卷层理最常见的伴生沉积构造之一。除图3-E和3-F之外, 在北山剖面第3段远源水道沉积的粉砂岩中, 由于粒度细、低砂泥比和泥质含量较高, 包卷层理和泄水构造均有发育, 且经常伴生出现(图3-G, 3-H)。与石峡谷剖面第1段不同的是, 其寄主岩性为黄绿色厚层黏土质细砂岩和粉砂岩, 一般由鲍马序列T_bcde组成, 缺少底部的粒序层T_a段, 包卷层理和泄水构造发育于鲍马序列T_c和T_d段, 并不贯穿整个岩层(图3-G)。图3-H中泄水构造(WE1)位于鲍马序列T_c段, 其内部发育明显的回旋状纹层(TL), 两侧边界外围的平行纹层也发生了明显的向上翻卷现象。岩层顶部小范围内(红色粗实线以上部分)包卷层理呈现为明显的波状形态, 发育有小型对称背形(TA), 并显示出紧闭背形和开阔向形的雏形, 部分背形可被小型泄水构造中断(WE2)。

石峡谷剖面拉什仲组第2段非水道沉积以黏土岩为主, 在这些黏土岩中不均一地分布有灰绿色钙质粉砂岩和粉砂质石灰岩夹层(图2-D), 夹层以薄层为主, 少数可达中层, 单层厚度一般不超过30 cm, 主要由鲍马序列T_bcde或T_cde组成, 普遍缺少底部T_a段粒序层(图4)。由于沉积时浊流和内波、内潮汐的相互作用及未固结的沉积物受到扰动, 鲍马序列各段沉积构造界线和相应的水动力条件略有差别。在图4中, 红色粗实线与鲍马序列形成时各段浊流自身的水动力条件吻合, 作为鲍马序列各段的界线; 黄色粗实线代表了浊流或软沉积物受到扰动时产生的沉积构造界线。例如, 在图4-A中, T_c段中黄色粗实线以下部分为模糊而断续的平行层理, 可能代表了浊流水动力已降低到了形成沙纹层理的阶段, 但是由于内波、内潮汐作用而使流体中悬浮物浓度增加, 高的悬浮物浓度抑制了沙纹层理的形成(Sumner et al., 2008); T_d段中黄色粗实线以下部分为微波状层理和准平行层理, 可能代表了浊流水动力已降低到了形成上平行层理的阶段, 即浊流本身已无法使底床上的较粗颗粒发生移动(Walker, 1967), 但是由于短周期内波的叠加形成了复合流沉积构造(Arnott, 1993)。此外, 在图4-B和图4-D中黄色粗实线以下部分的上平行层理均发生了变形, 形成了回旋状纹层。

石峡谷剖面第2段钙质粉砂岩和粉砂质石灰岩夹层中发育的包卷层理, 多表现为回旋状纹层(图4中的TL), 且具有不同的卷曲方向, 如图4-A和4-B中的TL1和TL2。在图4-A中, 包卷层理发育在鲍马序列T_c段, 伴生构造为双向交错层理(BL1和BL2), 其中SE方向(向右)的纹层相对发育, 倾角较陡, 在长度和形态上变化较大, NW方向(向左)纹层相对不发育, 倾角较缓, 但是纹层长度普遍较长。在具有相反包卷方向的回旋状纹层中, TL2与双向交错层理BL1的SE向纹层为连续过渡, TL1底界则处于BL1的NW向纹层的延长线上, 其形成可能和双向交错层理BL1有关, TL1和TL2呈相对分散状分布。在图4-B中, 包卷层理发育在鲍马序列T_d段, TL1和TL2纹层连续过渡, 为成对分布; 其下的T_c段由板状单向交错层理构成。

在包卷层理部分发育的岩层中较好地保存了鲍马序列T_c段中的沉积构造组合(图4-C, 4-D): 下部为复合流沉积构造; 上部为浪成波纹层理。复合流沉积构造在图4-C中表现为小型似丘状交错层理(SHCS)和较薄的准平行层理; 在图4-D中表现为复合流层理(CF)和较厚的准平行层理(QP)。其中准平行层理是指介于波状层理与水平层理之间, 纹层显示出模糊但可辨的波状起伏(Arnott, 1993), 为复合流沉积的鉴别标志之一。浪成波纹层理在图4-C中主要表现为波状层理(UL)和“人”字形交错层理(CH), 此外, 还发育有双向(羽状)交错层理(BL); 在图4-D中主要表现为束状体(OF)。回旋状包卷层理主要发育在上部的浪成波纹层理中, 顶部可被其上部的纹层或界面削切: 可与波状层理、“人”字形交错层理呈现出连续过渡(图4-C); 也可部分地保留束状体特征(图4-D); 少数则发育在准平行层理和鲍马序列T_d段的上平行层理中(图4-D中TL6)。

在回旋状包卷层理中泄水构造更为普遍, 常与回旋状纹层和浪成波纹层理伴生(图4-D至4-F)。依据泄水构造是否贯穿岩层以及贯穿的方式可分为贯穿岩层型(图4-D中的WE2, 图4-F中的WE2和WE3)、上部未贯穿型(图4-D中的WE1)、下部未贯穿型(图4-E)和刚开始发育的雏形(图4-F中WE1)。回旋状纹层主要发育在泄水构造两侧, 在泄水构造内部则残留了各种纹层: 如图4-E中向上翻卷的纹层(WE1)、平行纹层团块(WE2)、小型回旋状纹层(TL4)和小型紧闭背形雏形(TA)。在图4-F中, 2个泄水构造将岩层从右向左分为3个部分。右侧显示出该岩层由鲍马序列T_bcd构成。中间部分则在T_b和T_d之间保留了较完整的浪成波纹层理组合: 下部束状体1、2和4的收敛方向指向左侧, 其中束状体4具有上凸的纹层, 束状体3收敛方向指向右侧; 中部由波状层理及单向交错层理构成, 上、下界面均具有削切现象; 上部为小型似丘状交错层理。左侧下部为平行层理, 上部为回旋状纹层, 回旋状纹层之中发育有纹层部分错断的泄水构造雏形(WE1)。

拉什仲组第1段在北山剖面为水下水道沉积, 在砂岩底面广泛发育有槽模和重荷模, 并且在形态、大小和密集程度等方面存在差异(图5-A, 5-B); 在石峡谷剖面为水下非水道沉积, 以深水原地沉积、等深流沉积和内波、内潮汐沉积为主(图2-C)。等深流沉积中发育有较典型的双向递变沉积构造组合, 即由平行层—均匀层—平行层组成, 其粒度具有自下而上的细—粗—细变化特征(图5-C)。内波、内潮汐沉积发育有浪成波纹层理, 类型主要有纹层上凹的振荡流成因束状体、纹层上凸的复合流成因束状体和“人”字形交错层理(图5-D), 束状体收敛方向相同或相反, 其中束状体4略具有不均一结构, 即纹层形态由上凹经平直变为上凸。另外, 在发育倾向型规则包卷层理的岩层(图2-C中绿色三角形所示)中也发育有较模糊的浪成波纹层理和双向交错层理。图5-E下部由平行层理和略具有羽状特征的双向交错层理构成, 上部由振荡流成因束状体构成, 存在相反的束状体收敛或发散方向, 但主要发散方向与区域斜坡方向相反。图5-F顶部波状纹层(UL)上、下则发育有纹层倾向相反的小型单向交错层理(UNI), 共同组成类似的双向交错层理。

拉什仲组沉积时华北陆块位于低纬度地区(Zhao et al., 1992; 黄宝春和朱日祥, 1996), 且处于桑比晚期和凯迪早期的高海平面时期(张元动等, 2019)。而低纬度地区和高海平面时期均为大洋中内波、内潮汐沉积广泛发育的极为有利的条件(Gao et al., 1998; 李向东, 2021)。在深水沉积环境中: 双向交错层理一般可作为内潮汐沉积的较为可靠的鉴别标志(Gao et al., 1998; He et al., 2011; 李向东, 2021); 浪成波纹层理和复合流层理一般解释为短周期内波沉积和短周期内波参与的复合流沉积(李向东, 2013; 李向东等, 2019), 而这种短周期内波则包括随机内波和内孤立波2类(李向东, 2021)。结合拉什仲组包卷层理在垂向上的分布与该组内波、内潮汐沉积集中分布层位一致以及与深水环境中浪成波纹层理、双向交错层理、复合流沉积构造等伴生的现象, 可以推测其形成形成可能与深水环境中内波、内潮汐作用密切相关。主要依据如下:

1)空间分布的局限性。在区域上, 拉什仲组岩性和厚度变化均较大, 其他地区尚未见有包卷层理的报道。在桌子山地区, 包卷层理主要发育在非水道沉积环境中(图3-A至3-F, 图4), 近源水道中不发育, 远源水道中仅有少量发育(图3-G, 3-H), 其中倾向型规则包卷层理(图3-A至3-F)仅在石峡谷剖面第1段的一层灰绿色中层钙质细砂岩(图2-C)中发现。这种对沉积环境有选择的分布, 说明受沉积作用控制, 此外变形层系间普遍具有削切面(图4), 同时伴生有泄水构造, 而无砂球、砂枕及液化角砾等强振动变形构造, 也说明了由地震触发的可能性不大(李勇等, 2012; 杜远生和余文超, 2017; 钟建华等, 2019; 陈吉涛, 2020)。

2)形态的不对称性。拉什仲组沉积于桑比晚期和凯迪早期, 正好对应于一个高海平面时期(张元动等, 2019), 并无海平面的快速升降。而相对海平面变化可能导致水岩界面之下含水层超压, 从而触发液化作用和破碎作用(陈吉涛, 2020)。拉什仲组规则型包卷层理不但发育紧闭背形和开阔向形, 而且背形具有明显的不对称性(图3), 加之空间分布上的局限性和无砾屑伴生的特征, 也说明了其形成可能与海平面变化的关系并不密切(Spence and Tucker, 1997; 陈吉涛, 2020)。

3)存在沿区域斜坡上方的倾斜方向和双向卷曲方向。在倾向型规则包卷层理中, 尽管背形倾斜方向以和区域斜坡方向相同的SSW向为主, 但也存在与区域斜坡倾向相反的方向(图3-A至3-C)。在回旋状包卷层理中, 其卷曲方向也具有双向性(图4), 且与区域斜坡方向垂直。在伴生的沉积构造中, 浪成波纹层理、复合流沉积构造和双向交错层理发育, 均指示了双向流和波动特征。综合以上分析, 拉什仲组包卷层理的成因与斜坡上的重力滑塌及有关构造应力作用关系可能也不大(Korneva et al., 2016; Alsop et al., 2019), 且在形成过程中包含有明显的内波、内潮汐作用。

拉什仲组包卷层理的特征及其伴生沉积构造的主要特征如表1所示。倾向型规则包卷层理在形态上与包卷层理的最初定义类似(图3; 表1), 其形成与波状底床和后期波动的扰动(两者波长相近)密切相关, 并在浮力不稳定(瑞利—泰勒不稳定)作用下形成包卷层理, 最后由流体动力不稳定(开尔文—亥姆霍兹不稳定)改造形成(Gladstone et al., 2018)。瑞利—泰勒不稳定是指较稠流体向较稀流体方向加速流动而引起的不稳定, 即垂直界面的扰动引起的不稳定, 对于密度倒置的流体或未固结的沉积物而言, 主要由约化重力(重力和浮力之差)引起; 开尔文—亥姆霍兹不稳定是指具有不同速度和密度的水平流动在其界面中的不稳定, 主要由相对速度引起, 是叠加于分层稳定效应之上的摩擦不稳定效应造成的(欧特尔等, 2002)。砂核可能由局部液化和流体剪切作用共同形成(Gladstone et al., 2018), 而砂核的尾迹(图3-A, 3-B)则直接指示了流体的剪切作用。

表1

Table 1

表1(Table 1)

表1 鄂尔多斯盆地西缘桌子山地区上奥陶统拉什仲组包卷层理特征和解释 Table 1 Characteristics and interpretation of convolute laminations in the Upper Ordovician Lashenzhong Formation in Zhuozishan area located at western margin of Ordos Basin 沉积构造 特征 图件 解释 倾向型规则 包卷层理 典型 具有紧闭的背形和宽缓的向形, 两者相间出现, 背形倾斜方向一般与浊流流动方向一致, 也可相反。背形之下含有较均一的砂核, 具有尾迹。向形内部可发育回旋状纹层或孤立砂核 图3-A 图3-B 图3-C 液化后的沉积物由瑞利—泰勒不稳定形成包卷层理, 之后被流体剪切作用改造 过渡性质 背形幅度一般较小, 外形具波状形态, 纹层也具波状特征, 均有明显的变形特征, 背形之下砂核模糊, 向形开阔程度小 图3-A中 TA3, FS3 可能流体作用较弱, 液化不彻底和后期改造有限 雏形 主要由回旋状纹层组成, 分别可组合成背形和向形的形态, 纹层结构复杂, 可具有复合流及等深流沉积特征, 并可包含砂核 图3-D 图3-E 回旋状包卷层理有可能发育成倾向型规则包卷层理 垂向组合 仅见于有过渡性质包卷层理中, 自下而上依次为包卷层理、平行层理、浪成波纹层理和复合流波痕, 且出现流体的垂直叠加 图3-F 倾向受流体剪切影响; 液化受多方向波动影响 回旋状 包卷层理 形态特征 具有不同的卷曲方向, 横向上可呈分散状或成对分布, 在垂向上可相互叠置, 发育削截面, 与相关层理构造可呈连续过渡 图4 形成于同沉积期, 受已形成的沉积构造控制 原生沉积 构造组合 平行层理(Tb)、复合流层理(Tc下部)、单向/双向/浪成交错层理(Tc上部)、准平行层理(Td下部)和水平层理(Td上部) 图4-C, 4-F 低密度浊流沉积, 并与内波发生相互作用 伴生沉积构造 泄水构造 可贯穿岩层, 也可不贯穿岩层, 顶部出现削截现象, 内部可发育渗流管, 残留其他沉积构造, 边界可有明显的纹层向上翻卷 图3-H, 图4-D至4-F 快速沉积并富含孔隙水 浪成波纹层理 表现为波状层理、“人”字形交错层理和纹层上凹的束状体, 常与回旋状包卷层理伴生, 也可发育在规则包卷层理的岩层中 图4-C, 4-D 图5-D, 5-E 短周期内波沉积 复合流沉积构造 准平行层理、复合流层理(波痕)、小型似丘状交错层理和纹层上凸的束状体 图4-C, 4-D 图5-D 双向交错层理 发育较少, 主要为小型双向交错层理和羽状交错层理 图4-C, 5-E 内潮汐沉积

表1 鄂尔多斯盆地西缘桌子山地区上奥陶统拉什仲组包卷层理特征和解释 Table 1 Characteristics and interpretation of convolute laminations in the Upper Ordovician Lashenzhong Formation in Zhuozishan area located at western margin of Ordos Basin

具有过渡性质和背形或向形雏形的包卷层理(表1)可概括为以下3个方面: (1)背形的倾斜方向和砂核的拖曳方向具有多向性, 既可与区域斜坡方向相同(浊流方向), 也可相反(图3-A至3-E), 其中复合流还指示了与区域斜坡方向垂直的振荡流叠加方向(图3-F), 说明了包卷层理是由多种流体共同作用形成的, 与沉积时复杂的水动力条件相吻合(李向东和陈海燕, 2020a); (2)在深度(距上层面的位置)、变形幅度和倾斜方向上均和典型的规则包卷层理有差异(图3-A, 3-B), 由于不同波长和波高的波动会因作用时间和超孔隙压力之间的平衡而在不同深度引发未固结沉积物液化, 且液化强度不同(Sumer et al., 2006; Liu et al., 2017; 陈吉涛, 2020), 同时水平剪切应力也有所差别(Gladstone et al., 2018), 再结合浪成波纹层理和复合流波痕等垂向沉积构造组合, 非典型包卷层理可能由同一种环境下多种不同波长和波高的波动共同引发形成, 包括长周期波动; (3)依据规则包卷层理通常具有双旋转轴而易形成“蘑菇”状形态的变形趋势推测(Gladstone et al., 2018), 具有背形和向形雏形的包卷层理(图3-D, 3-E)经过持续变形, 则有可能发展成为规则包卷层理(Al-Mufti and Arnott, 2020), 结合波动引起的液化可形成交替条带的现象(Liu et al., 2017), 拉什仲组包卷层理可能还包括有液化阶段形成的纹层。

拉什仲组回旋状包卷层理具有以下特征(图4, 表1): (1)顶部常出现削截现象, 在同一薄岩层中往往出现多个削截面; (2)与牵引流沉积构造可呈连续过渡, 可保留相应沉积构造的轮廓, 如束状体, “人”字形等; (3)具有双向的卷曲方向, 横向上可呈孤立状、分散状及成对分布; (4)原生沉积构造组合波动特征明显。这些特征说明回旋状包卷层理在形成时由波动引起的液化作用不彻底且影响深度有限, 主要受控于同沉积期的波动水平剪切作用(Sumer et al., 2006; Liu et al., 2017), 引起变形的波动可能主要为短周期波动, 在深水环境下一般为短周期内波。

拉什仲组和包卷层理伴生的沉积构造可大致分为2类: 一是与内波、内潮汐沉积相关的牵引流沉积构造(表1, 前面已论述); 二是泄水构造。泄水构造主要出现在迅速堆积的沉积物中, 一般当剩余孔隙压力(孔隙水压力与静态孔隙水压力差)接近或超过水动力破裂(临界)压力梯度时形成泄水构造, 小于水动力破裂压力梯度时形成小型渗流管, 远小于水动力破裂压力梯度时可形成均匀渗流, 而水动力破裂压力梯度和沉积物颗粒相对于孔隙水的相对密度成正比(Mörz et al., 2007; Stegmann et al., 2011; Liu et al., 2017)。在波动作用下, 剩余孔隙压力可由波峰(向下)和波谷(向上)的静力学压力变化(梯度)产生, 波动的振幅越大, 产生的最大剩余孔隙压力越大, 垂向位置越深, 波长越长, 在侧向上的影响范围越大(Tsui and Helfrich, 1983; Liu et al., 2017; 陈吉涛, 2020)。

在拉什仲组中, 第3段远源水道环境中与规则包卷层理伴生的泄水构造底部具有较大的深度和侧向影响范围(图3-H), 显示出波动具有较大的振幅和波长; 第1段非水道环境中发育规则包卷层理的岩层则残留有双向交错层理(图5-E, 5-F), 这种由双向交替流形成的沉积构造也同样指示了长周期波动(Gao et al., 1998)。第2段非水道环境中与回旋状包卷层理伴生的泄水构造具有较小的深度和侧向影响范围, 多显示为圆柱形或漏斗形(图4-D至4-F), 同时残留有小型渗流管(图4-D)和未被液化破坏的纹层(图4-E, 4-F), 说明了波动引起的剩余孔隙压力较小且影响范围有限, 可能为短周期波动。此外, 图3-F中的泄水构造呈漏斗形, 可能是沉积物颗粒较粗, 致使水动力破裂压力梯度较大, 且随深度逐渐增加(正粒序)所致(Mörz et al., 2007)。

结合上述成因分析结果, 在拉什仲组形成倾向型规则包卷层理的长周期波动可能为内潮汐, 具有大的振幅和波长; 形成回旋状包卷层理的短周期波动可能为随机内波和内孤立波(图6)。拉什仲组的浊流沉积中存在有低密度浊流反射现象, 反映出和广海阻隔(水下高地或古陆)的小型阻塞浊流盆地的古地理格局(李向东和陈海燕, 2020a)。在沉积时水介质的研究中, 总体海水特征并不明显, 但下部水体轻稀土富集, Y/Ho值平均为26.28, 与现代河水相当(25~28), 上部水体轻稀土亏损, Y/Ho值平均为28.89, 明显高于下部水体, 显示出盐度倒置的海水结构特征(李向东等, 2022)。这种不稳定的海水结构不利于形成永久性温盐跃层, 因此, 拉什仲组中的内波、内潮汐可能形成于低密度浊流和海水的界面处, 其中内潮汐由海面潮汐诱发形成, 短周期内波中的随机内波由浊流反射形成的水体扰动激发, 内孤立波由内潮汐非线性裂解形成(李向东等, 2022)。由于潮汐作用的深度有限, 故内潮汐多发育在斜坡地带, 水体相对较浅, 在第3段远源水道和第1段非水道环境中可形成规则型包卷层理; 而短周期内波(含内孤立波)可在水体更深的盆地环境中发育, 在第2段非水道环境中形成回旋状包卷层理(图6-A1)。

图6

Fig.6

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图6 鄂尔多斯盆地西缘桌子山地区上奥陶统拉什仲组包卷层理形成机制示意图 A1—据文献李向东和陈海燕(2020a)绘制; A2—引自文献Tinterri等(2016), 并参照文献钟建华等(2019); A3—转引自文献Gladstone等(2018), 水平箭头为流体剪切方向; A4—引自文献Gladstone等(2018), 据文献Cowan等(2012)增加背形之下成核部分; B1-B4—参照图3绘制, 其中B2中的液化纹层(LL)依据文献Liu等(2017); C1-C4—参照图4绘制, 其中分层作用(液化、变形和放大)依据各层系间明显的削截面推测; CFS—黏土质细砂岩; FS—细砂岩; Tb、Tc、Td、Te分别为鲍马序列B、C、D、E段; LPL—下平行层理; BL—双向交错层理; UPL—上平行层理; HL—液化均匀层; LL—液化纹层; RL—液化残余纹层; PS—主要流体剪切方向; OS—次要流体剪切方向; RCL—规则包卷层理; CST—复合流沉积构造; WL—浪成波纹层理; CCL—回旋状包卷层理; SC—渗流管Fig.6 Sketches showing formation mechanism of convolute laminations in the Upper Ordovician Lashenzhong Formation in Zhuozishan area located at western margin of Ordos Basin

小型阻塞盆地低密度浊流反射可形成随机内波和内孤立波(Patacci et al., 2015), 和内潮汐相同, 具有波动特征, 作用于海底可在波峰处对海底沉积物形成向下的压力, 在波谷处形成向上的抽吸力(Tinterri et al., 2016; 钟建华等, 2019), 这种向上的压力梯度可形成剩余孔隙压力, 从而引起沉积物液化(Sumer et al., 2006; Stegmann et al., 2011)。依据拉什仲组包卷层理的寄主岩性, 内波、内潮汐引起的液化作用可能主要发育在黏土质细砂岩中(图6-A2)。考虑到岩层内部尚未发现由上、下层密度差异较大时形成的负载构造(Tinterri et al., 2016), 故液化层中密度差异(或梯度)可能很小。但是在浊流沉积形成的鲍马序列中, 由于向上黏土含量的增加, 可造成层密度变大; 同时在液化过程中, 由于孔隙水的排出, 也可发生致密化; 这2种现象均可造成沉积物中密度倒置(Gladstone et al., 2018; 钟建华等, 2019)。因此, 拉什仲组的变形机制仍包括由密度倒置引起的瑞利—泰勒不稳定和由流体剪切引起的开尔文—亥姆霍兹不稳定2类(图6-A3)。在变形作用之后, 由于流体的持续剪切作用, 背形会进一步改造, 表现为顺流不对称, 局部液化及孔隙水中的水平剪切作用可形成砂核(Cowan et al., 2012; Gladstone et al., 2018), 最终可形成紧闭背形和开阔向形(图6-A4), 对于回旋状纹层则有可能加大其变形程度。

倾向型规则包卷层理主要发育在第1段非水道沉积上部的内波、内潮汐沉积层(图2-C)及第3段远源水道沉积(图3-G)。依据岩层中伴生沉积构造(图5)和包卷层理上、下残留的沉积构造(图3)可恢复其原始沉积构造组合: 上、下分别为上、下平行层理段, 中部主要发育可指示内潮汐沉积的双向交错层理, 也可发育少量与短周期内波相关的浪成波纹层理, 为内潮汐改造的浊流沉积序列(图6-B1)。倾向型规则包卷层理中具有背形和向形的规则纹层(图3-A至3-C)与原始沉积序列中的双向交错层理和浪成波纹层理均不一致, 可能为沉积物在液化过程中对原生沉积构造完全和部分改造而形成(图6-B2)。具有“雏形”的规则型包卷层理(图3-D, 3-E)可能指示了这种液化纹层形成的中间状态。应注意的是图6中将沉积物液化、变形和改造分为3个不同的阶段进行示意, 而在实际包卷层理的形成过程中, 这3个过程可能同时进行。

依据波动条件下软沉积物响应的水槽实验结果, 在粉砂质底床上(实验中用黄河三角洲粉砂沉积物)通过液化可形成粉砂和黏土交替的平直或波状条带(Liu et al., 2017), 经过压实则有可能形成平行层理或波状层理(图6-B2)。在波动引发的沉积物液化深度范围内, 随着深度的增加, 作用时间减少而作用强度增加(Tsui and Helfrich, 1983; Liu et al., 2017), 平衡2种作用, 会在某一深度液化最强, 向上和向下液化程度均减弱。故在图6-B2中划分出液化纹层(液化最强)、液化均匀层(较强)和液化残余纹层(较弱), 考虑到液化纹层之下, 随着沉积物粒度的增加, 水动力破裂压力梯度增加, 可能不形成液化残余纹层。内潮汐波高较大、波长较长, 故其液化影响范围大, 更易在液化中形成密度分层(Liu et al., 2017; 钟建华等, 2019), 再加上鲍马序列T_c段本身可能存在的弱层密度倒置现象(Gladstone et al., 2018), 因此, 在内潮汐作用下软沉积物变形机制主要为重力引发的瑞利—泰勒不稳定(图6-B3)。在液化后具有密度梯度的沉积物中, 较短周期的波动则有可能在较浅的部位形成较小的背形或向形雏形(图6-B3上部)。随后在不同波动(主要为内潮汐)的持续水平剪切作用下(滚动波列形式), 背形和向形在垂向上和横向上均受到改造, 其中横向上表现为紧闭背形和开阔向形, 当单向流作用较弱时, 在内潮汐的作用下, 背形向传播方向倾斜(Tinterri et al., 2016; Gladstone et al., 2018), 最终形成倾向型规则包卷层理(图6-B4)。

回旋状包卷层理发育在第2段非水道沉积环境中的钙质粉砂岩和粉砂质石灰岩中, 由于液化和变形程度较弱, 原始沉积序列较清晰, 一般由鲍马序列T_bcde构成, 自下而上依次为下平行层理、复合流沉积构造、浪成波纹层理和上平行层理, 代表了在总体能量减弱背景下(Patacci et al., 2015; 李向东和陈海燕, 2020a), 短周期内波能量相对增强的沉积过程(图6-C1)。内孤立波与内潮汐相比具有较低的振幅和较高的水平流速, 例如, 中国南海内孤立波速度一般为120~220 cm/s(方欣华和杜涛, 2004), 与内潮汐15~40 cm/s为主的流速(Gao et al., 1998)相比要快很多。内孤立波的这种特征正好可以解释回旋状包卷层理基本发育在层系内部, 且层系之间普遍存在削截现象(图4), 因此, 短周期内波对沉积物的液化作用可能主要表现为同沉积时的分层液化现象(图6-C2)。较薄的沉积层和较浅的液化深度难以在沉积物中形成密度分层, 较大的水平速度则容易使沉积物发生剪切不稳定(Gladstone et al., 2018), 其变形机制主要为复合流不对称剪切导致的开尔文—亥姆霍兹不稳定(图6-C3), 与此类似, 对回旋状纹层的剪切改造作用也主要为复合流不对称剪切引起的分层剪切改造(图6-C4)。伴生的泄水构造较为普遍(图4-D至4-F), 在同一层系中形态较规则(图4-E), 穿过不同层系时形态不规则(图4-D, 4-F), 并具有被上覆层系截断的现象(图4-D中WE1), 这些现象也说明了短周期内波的液化、变形和改造作用具有分层特征(图6-C2至6-C4)。