桐梓白杨树剖面石牛栏组总厚度约为83m, 根据岩性特征自下而上可分为3段: 下段(1— 9层)为瘤状灰岩段, 中段(10— 16层)为礁块灰岩、生物碎屑灰岩段, 上段(17— 18层)为成层性极好的泥岩、细— 粉砂岩等组成的碎屑岩段(图 2)。

图 2

Fig.2

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	图 2 贵州桐梓县白杨树剖面石牛栏组综合柱状图Fig.2 Comprehensive column of the Shiniulan Formation in Baiyangshu section, Tongzi County, Guizhou Province

石牛栏组各段岩性为: (1)瘤状灰岩段: 包括2套瘤状灰岩夹1套泥质条带灰岩, 底部的瘤状灰岩呈厚层, 由层状连续— 断续的微晶灰岩“ 瘤体” 和泥质“ 基质” 构成, 自下而上泥质、灰质增高。泥质条带灰岩以条纹— 条带构造为特征, 横向上稳定延伸, 纵向上呈现出水平纹层, 具有牵引流定向改造的特征。该段顶部的瘤状灰岩单层厚度增加, 逐步变为块状瘤灰岩。(2)生物礁灰岩、生物碎屑灰岩段: 岩性变化较大, 但总体为1套与生物活动密切相关的碳酸盐岩, 夹2层灰质页岩。下部主要以生物碎屑灰岩、生物礁块为主, 其造礁生物主要为珊瑚, 上部发育多层颗粒灰岩, 见大量的砾级生物碎屑, 水动力较强。顶部为薄层状泥灰岩和中厚层状微晶灰岩。(3)碎屑岩段: 主要由泥岩、泥质粉砂岩和薄板状细砂岩构成, 底部泥岩与下伏中厚层状微晶灰岩沉积连续, 顶部薄板状砂岩与上覆韩家店组灰绿色薄层状粉砂质页岩呈整合接触。

桐梓坡渡剖面的石牛栏组总厚度约188m, 根据岩性组合特征自下而上可分为3段: 下段(1— 3层)主要为泥质条带灰岩; 中段(4— 10层)主要为生物碎屑灰岩、含珊瑚的泥质条带灰岩; 上段(11— 13层)主要为以砂岩、页岩为代表的碎屑岩, 与上覆韩家店组黄绿色页岩整合接触(图 3)。

图 3

Fig.3

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	图 3 贵州桐梓坡渡剖面石牛栏组综合柱状图Fig.3 Comprehensive column of the Shiniulan Formation in Podu section, Tongzi County, Guizhou Province

石牛栏组各段岩性为: (1)下段泥质条带灰岩段, 主要由1套薄— 中层状泥质条带灰岩和薄层状白云质条带灰岩构成, 在纵向上泥质条带灰岩单层厚度自下而上呈薄— 厚— 薄变化, 沉积构造有条纹— 条带构造、斜层理、波状层理等; (2)中段为生物碎屑灰岩段, 底部发育薄层状钙质粉砂质泥岩夹含分米级珊瑚礁块的厚层状灰岩, 中部为薄层泥质条带灰岩和生物碎屑灰岩互层, 泥质条带灰岩中含大量的珊瑚化石, 顶部为1层厚层状块状粗晶灰岩; (3)上段为碎屑岩段, 其下部发育厚层状长石石英砂岩, 具滑塌构造, 上部为薄板状细— 粉砂岩与粉砂质页岩互层。

南川三泉剖面小河坝组总体上为1套砂岩, 总厚度为182m, 根据岩性组合特征分为上、下2段: (1)下段(1— 4层)由中— 厚层状泥质细— 粉砂岩夹薄层泥岩、中厚层粉砂质泥岩、薄板状细— 粉砂岩构成, 其中细砂岩中见有珊瑚化石。该段发育水平层理及脉状层理。(2)上段(5— 21层)为1大套细砂岩— 粉砂岩组合(图 4), 主要由中— 厚层状或薄板状细砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩及泥质细砂岩构成, 在泥质粉砂岩中发育多个丘状砂岩透镜体。厚层状泥质粉砂岩见泥质条纹— 条带构造, 部分条带构造(水平层理)在纵向上呈现出周期性变化。在细砂岩中见铁质条带, 上部泥质粉砂岩中见斜层理(图 4)。

图 4

Fig.4

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	图 4 重庆南川三泉剖面小河坝组综合柱状图Fig.4 Comprehensive column of the Xiaoheba Formation in Sanquan section, Nancuhan County, Chongqing Municipality

重庆武隆黄草场剖面和石柱金竹剖面(图 1)志留系小河坝组也被仔细观察。二者的小河坝组岩性整体特征与南川三泉剖面基本一致。在武隆黄草场剖面中, 见中— 厚层状细— 粉砂岩, 横向上稳定延伸, 在垂向上岩石粒径呈现出基本对称的正粒序与逆粒序组合(即对称递变层理), 亦见有垂向上呈周期性变化的条纹— 条带状构造(图 5-D)。这些沉积特征表明该段可能为等深流沉积; 在石柱金竹剖面中, 小河坝组顶底界线明显, 与下伏龙马溪组灰绿色粉砂质页岩、上覆韩家店组灰绿色页岩呈整合接触。厚层状泥质粉砂岩层的底面见波痕构造, 具有舌状前缘, 指示古水流方向(图 6-A, 6-B)。其下部为垂向上呈周期性变化的厚层状泥质粉砂岩夹粉砂质页岩, 向上泥质含量增加。这些沉积特征表明小河坝组沉积期可能存在稳定、低速呈周期性变化的底流作用。

图 5

Fig.5

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	图 5 南川三泉、武隆黄草场和石柱金竹剖面小河坝组碎屑岩沉积特征 A— 南川三泉剖面小河坝组厚层泥质细— 粉砂岩; B, C— 南川三泉剖面小河坝组碎屑岩韵律层, 红点为泥质粉砂岩层, 黄点为细— 粉砂岩层; D— 武隆黄草场剖面条纹— 条带构造; E— 石柱金竹剖面小河坝组条纹— 条带构造Fig.5 Sedimentary characteristics of the Xiaoheba Formation in Sanquan section in Nanchuan County, Huangcaochang section in Wulong County and Jinzhu section in Shizhu County

图 6

Fig.6

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	图 6 石柱金竹小河坝组和桐梓坡渡石牛栏组典型沉积构造宏观特征 A, B— 石柱金竹剖面不对称波痕构造; C— 桐梓坡渡剖面石牛栏组上部交错层理; D— 桐梓坡渡剖面波状层理Fig.6 Macroscopical characteristics of typical sedimentary structures of the Xiaoheba Formation in Jinzhu section, Shizhu County and the Shiniulan Formation in Podu section, Tongzi County

1)条纹— 条带构造: 在南川三泉、石柱金竹、武隆黄草场剖面的小河坝组中发育大量的条纹— 条带构造。在南川三泉小河坝组8— 10层中, 其厚层状泥质细— 粉砂岩产状平缓(图 5-A), 见水平层理, 表明碎屑物沉积时流体介质的流速较慢。在14层中条带构造明显, 在一组条带构造中(图 5-B中的黄— 红— 黄点代表的层)的垂向序列上泥质粉砂岩呈现出的粒径变粗再变细的对称递变特点, 这些条纹、条带构造具有韵律变化, 由深灰色泥质粉砂岩和浅灰色细— 粉砂岩相互叠加构成(图 5-B)。深灰色部分主要成分为泥质粉砂岩, 厚度约30cm, 浅灰色部分主要成分为石英粉砂岩, 厚度不均一, 最厚处约10cm(图 5-B)。深灰色细— 粉砂岩层(红点代表的层)也呈断续条纹状(图 5-B, 5-C), 整体上构成周期性变化的条纹— 条带构造。在武隆黄草场小河坝组剖面中, 其条纹— 条带状构造的单层厚度约为5cm, 由深灰色泥质粉砂岩和浅灰色细— 粉砂岩相互叠加构成, 其暗色条带在垂向上具有韵律变化, 呈现出宽— 窄— 宽的特点。在石柱金竹小河坝组剖面中, 细— 粉砂岩在垂向上呈现出韵律变化, 泥质粉砂岩与细— 粉砂岩相互叠加。细— 粉砂岩层单层厚度约90cm, 其内部发育平行层理; 泥质粉砂岩层单层厚度约10cm, 与细— 粉砂岩构成多个旋回。

2)显示古流向的沉积构造: 研究区小河坝组和石牛栏组等深流沉积中的指向沉积构造数量较少, 其数量无法精准的绘制玫瑰花图。主要的指向沉积构造类型有: 不对称波痕(层面构造), 小型交错层理、波状层理(层内构造)。石柱金竹小河坝组中部泥质粉砂岩段底部发育不对称波痕构造, 波痕的脊间距(波长)约为5cm, 波高约0.5 cm, 波痕指数为10。波谷较波脊圆滑, 波脊呈尖型波状(图 6-A, 6-B)。桐梓坡渡石牛栏组上部的砂岩段多呈薄板状, 平行层理大量发育。下部发育小型交错层理, 交错层理的层系厚约8cm, 交错层厚度为2cm, 交错层最大倾角约45° , 前积层呈槽状, 交错层倾向约300° (图 6-C)。坡渡剖面石牛栏组上部细— 粉砂岩段发育牵引流沉积特征; 即流水成因的波状层理(图 6-D), 表明石牛栏组上部砂岩段在沉积期或存在等深流(底流)作用的参与。

3)泥质条带灰岩、瘤状灰岩: 石牛栏组下部的泥质条带灰岩和瘤状灰岩在桐梓白杨树和桐梓坡渡剖面都较为发育。泥质条带灰岩由深灰色泥质条带与浅灰色微晶灰岩组成(图 7-A); 瘤状灰岩主要由浅灰色瘤体和深灰色基质组成(图 7-A), 瘤体整体呈顺层串珠状, 主要形态有椭球状、豆荚状和疙瘩状, 不同层的瘤体大小不一, 长径为1~10cm, 同一层的瘤体大小较均匀(图 7-B)。较大的相邻瘤体在同一层上未断开, 较小的瘤体被泥质基质分隔开。瘤体与深灰色泥质基质为互层, 由下至上基质厚度逐渐增加, 具有似流动成因构造, 表现出泥质供应以及水动力条件发生了变化, 瘤体中未见压扁及压溶相关结构(图 7-C)。

图 7

Fig.7

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	图 7 桐梓白杨树剖面和坡渡剖面石牛栏组下部宏观特征 A— 桐梓白杨树剖面泥质条带灰岩; B— 桐梓白杨树剖面瘤状灰岩; C— 桐梓坡渡剖面瘤状灰岩Fig.7 Macroscopical characteristics of the lower Shiniulan Formation in Baiyangshu and Podu sections, Tongzi County

在桐梓白杨树剖面石牛栏组上段发育的细— 粉砂岩云母含量较多, 占20%左右, 整体呈现出定向排列、组构优选(图 8-A)。这些细— 粉砂岩的主要成分为石英和长石, 具有分选较好而磨圆较差的特征。粒度一般小于0.1 mm, 常呈毫米级厚度的纹层(即平行的细层)产出, 同一纹层粒度变化较小, 而不同纹层的粒度呈现差异。桐梓坡渡剖面的细— 粉砂岩微观亦可见平行层理和对称递变层理(图 8-B)。这2个剖面的石牛栏组上段的微观特征均表明该套细— 粉砂岩沉积时受到定向的牵引流的作用, 牵引流的强度随时间呈现出周期性变化。

图 8

Fig.8

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图 8 桐梓白杨树、坡渡剖面石牛栏组和南川三泉剖面小河坝组微观特征 A— 桐梓白杨树剖面石牛栏组细— 粉砂岩, 正交偏光; B— 桐梓坡渡剖面石牛栏组粉砂岩, 对称递变层理, 单偏光; C— 桐梓坡渡剖面石牛栏组粉砂岩, 正交偏光; D— 南川三泉剖面小河坝组砂岩泥质纹层, 单偏光; E— 南川三泉剖面小河坝组砂岩对称递变层理, 单偏光; F— 黄色箭头南川三泉剖面小河坝组砂岩白云母组构优选, 单偏光; G— 南川三泉剖面小河坝组等深流沉积粉砂岩, 正交偏光; H— 南川三泉剖面小河坝组等深流沉积粉砂岩, 正交偏光; I— 南川三泉剖面小河坝组等深流沉积分选性好的粉砂岩, 正交偏光Fig.8 Microscopic characteristics of the Shiniulan Formation in Baiyangshu and Podu sections, Tongzi County and the Xiaoheba Formation in Sanquan section, Nanchuan County

南川三泉剖面小河坝组细— 粉砂岩中亦见粒度的变化, 粒径呈双向递变, 由细— 粗— 细构成(图 8-D, 8-E)。另见平行的泥质纹层发育。碎屑颗粒主要由石英、云母及暗色矿物构成, 白云母含量较高, 其长轴大致定向排列, 呈组构优选(图 8-F)。在小河坝组中宏观上呈韵律层的细— 粉砂岩其碎屑磨圆较差, 而分选性较好, 杂基含量较高(约10%~30%), 由基底支撑— 颗粒支撑(图 8-G至8-I)。以上沉积特征表明了小河坝组砂岩亦可能由呈周期性变化的底流作用搬运并沉积下来。

川东南地区早志留世小河坝组和石牛栏组整合于较早沉积的龙马溪组, 龙马溪组的岩性主要为黑色碳质页岩、粉砂质页岩, 为深水陆棚相, 广泛分布于川东南地区, 整体厚度由南西— 北东逐渐增厚, 碳质成分逐渐减少(郭英海等, 2004)。由于区域内构造运动的不一致性, 江南— 雪峰古隆起的形成晚于黔中古隆起, 从而致使区域内小河坝沉积时期古地理格局的差异(侯明才等, 2010)。小河坝组为一套碎屑岩, 有研究者将其解释为三角洲沉积体系, 主要发育三角洲前缘亚相及前三角洲亚相。到目前为止已发表的和本次研究的南川三泉及其附近的小河坝组沉积特征(朱志军和陈洪德, 2012b; 罗宏谓, 2019), 三角洲环境的沉积构造并不发育, 缺乏槽状交错层理、冲刷— 充填构造、波状交错层理以及脉状— 波状— 透镜状复合层理; 也普遍缺乏中、粗砂岩, 而是以粉砂— 细砂级的碎屑颗粒, 普遍具有磨圆较差、(同一纹层)分选性较好的特点, 碎屑岩的云母碎屑及杂基含量均较高, 这也不符合三角洲环境的沉积特点。沉积岩石学证据表明, 小河坝组细— 粉砂岩中泥质含量较高, 沉积构造主要以垂向具旋回特征的平行层理为主(图 5), 沉积时水体较深, 受波浪作用影响小, 罕见浪成沙纹层理。地球化学证据表明, 川东南志留纪微量元素V/Ni值、Sr/Ba值指示沉积水体深为半深海、深海或滞流海域, 其中南川三泉剖面小河坝组V/(V+Ni)平均比值大致为0.7, 反映了沉积时为缺氧环境(陶树等, 2009; 朱志军等, 2010a), 因此研究区小河坝组沉积于水体相对较深的环境。小河坝组细— 粉砂岩显示的垂向上呈周期变化的条纹— 条带构造、双向递变层理、云母矿物的方位优选、碎屑矿物分选较好磨圆较差的特点, 表明其沉积流体可能为周期性变化的牵引流, 其沉积构造、结构成熟度等整体不符合三角洲环境特点, 推测可能存在等深流沉积体。

研究区内石牛栏组为一套碳酸盐岩和碎屑岩沉积, 为缓坡陆棚基础上发育起来的碳酸盐岩台地沉积(马东洲等, 2006)。区域上, 台地由南至北方向依次发育局限台地亚相、开阔台地亚相、生物礁滩亚相以及台地边缘斜坡, 通过深水泥质陆棚相过渡到川中古隆起(朱志军等, 2010b)。桐梓白杨树、桐梓坡渡剖面石牛栏组底部瘤状灰岩、薄层状条带灰岩大量发育, 其沉积环境为碳酸盐岩台地斜坡(何利等, 2013)。碳酸盐岩台地斜坡水深相对较大, 其沉积亦可能存在等深流等底流的作用。

小河坝组出现了垂向呈周期性变化的条纹— 条带构造, 这种特征在三角洲沉积中较为罕见, 而比较符合等深流沉积的特点(何幼斌等, 1998; Faugè res and Stow, 2008)。根据古地理背景, 小河坝组靠近江南— 雪峰古隆起, 南川三泉等地小河坝组陆源碎屑来自于江南— 雪峰古隆起新元古代地层, 古流向显示北西方向较多, 而在南川小河坝和忠信等地则出现了双向古水流(朱志军和陈洪德, 2012b)。中扬子早志留世沉积演化模式图显示连接江南— 雪峰古陆的大陆斜坡倾向方向大致为东西向(周恳恳, 2015)。本次在南川三泉剖面、石柱金竹剖面实测小河坝组的古流向主要为南西向, 但其数量较少, 无法精准地绘制玫瑰花图。综上所述, 研究区小河坝组的古流向与古坡度走向呈小角度(锐角)相交, 符合等深流近平行于海底等深线的特征。在南川三泉附近出现的古流向紊乱及双向古水流, 可能和此地大型等深积岩丘有关。

等深积岩丘(漂积体)在单剖面上一般由单个或若干个等深积岩集中段组成, 每个集中段由若干个等深积岩复合层序组成, 每个复合层序又包含了若干个等深积岩基本层序(罗顺社和何幼斌, 2002), 表明了等深积岩丘的形成过程中等深流的频率和强度具有周期性变化。大量的地震剖面和钻井显示现代等深积岩丘的厚度约几百米至几公里, 其内部沉积物类型主要为砂, 表现为泥砂韵律层(Shanmugam, 2017)。南川三泉剖面小河坝组5— 12层中细— 粉砂岩韵律性明显(图 5-B), 为一个等深积岩集中段, 组成了厚约100m的等深积岩丘。在剖面上总体表现为细砂岩和粉砂岩交替出现, 形成了大致3个宏观正粒序旋回(图 9)。桐梓坡渡剖面石牛栏组11— 12层细— 粉砂岩发育在台地碳酸盐岩斜坡沉积之上, 具有明显的等深流沉积特征, 为等深积岩集中段, 组成了厚约50m的等深积岩丘。该丘宏观的旋回性特征与三泉小河坝组具有一定的相似性(图 9), 可能为同一个等深岩积岩丘。桐梓白杨树剖面石牛栏组的台地碳酸盐岩沉积上部17— 18层的细— 粉砂岩也表现出具有等深流沉积特征, 构成了泥质岩— 细砂岩的岩性序列, 总体表现为逆粒序, 在上部细砂岩中由下至上泥质成分增多。此等深积岩段总厚度约51m, 与坡渡剖面和三泉剖面相差较大, 从其位置、厚度和宏观层序特征分析可能不是同一等深积岩丘。从剖面横向对比上看(图 1; 图 9), 南川三泉剖面与桐梓坡渡剖面距离约60km。因此, 该等深积岩丘的长度至少60km, 厚度约100余米, 形态可能为长条状, 与大量现代等深积岩丘具有相似的形态特征(Pepe et al., 2018)。然而, 实际的形态、规模和展布需要更多的剖面控制。武隆黄草场和石柱金竹剖面显示的等深积岩是否与三泉剖面等深积岩为同一等深岩积丘, 目前没有足够的证据, 需进一步研究。沉积证据表明, 研究区在早志留世等深流发育频繁、强度较大, 至少在南川三泉及其附近地区形成了规模较大的等深积岩丘。

图 9

Fig.9

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	图 9 川东南地区等深积岩丘沉积特征Fig.9 Sedimentary characteristics of contourite drift in southeastern Sichuan Basin

等深流沉积最显著的特征就是等深积岩内部的成分和结构的旋回性变化(Faugè res and Stow, 2008)。呈周期性变化的条纹、条带状构造是古新世深海底流沉积最普遍的特征(图 10)(Shanmugam, 2017), 其形成受控于周期性变化的盐温环流, 小河坝组及石牛栏组上段细— 粉砂岩层的周期性变化和对称递变层序符合Shanmugam(2017)所述的等深流沉积特征。另外, 在沉积物被等深流搬运的过程中, 大量碎屑物质呈悬浮状态, 沿海底等高线可搬运较长的距离。在一定的地质时间内, 等深流较低的流速呈周期性变化, 最终沉积物呈现出非常好的分选性(Faugè res and Stow, 2008)。在马尔代夫地区现代等深积岩中, 未成岩的颗粒具有磨圆度较差、分选性很好的特点(图 10-G)(Mulder et al., 2019)。小河坝组中具韵律层的细— 粉砂岩在微观上也具有相似的特征(图 10-F)。

图 10

Fig.10

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图 10 南川三泉剖面小河坝组和桐梓白杨树剖面石牛栏组与现代等深流沉积对比 A— 小河坝组呈周期性变化的条带构造, 对称递变层序, 照相机镜头盖直径约7.7 cm; B— 小河坝组砂质丘状透镜体, 具韵律层; C— 北美地区具韵律层的近现代等深流沉积(Shanmugam, 2017); D— 石牛栏组上部泥质条带状灰岩; E— 大巴哈马台地Santaren漂积体为泥质条带构造(Eberli and Betzier, 2019); F— 小河坝组粉砂岩微观特征; G— 马尔代夫现代等深流漂积体微观特征(Mulder, 2019)Fig.10 Comparison between the Xiaoheba Formation in Sanquan section of Nanchuan County, the Shiniulan Formation in Baiyangshu section of Tongzi County and modern contourite deposits

石牛栏组的整体沉积特征为“ 下灰上砂” , 在石牛栏组砂岩下部的碳酸盐岩台地沉积中, 由“ 亮层” 和“ 暗层” 构成的泥质条带状构造的灰岩的特征与Santaren漂积体(Lü dmann et al., 2018)的沉积特征相似(图 10); 泥质条带灰岩在垂向上暗层与亮层相互叠加呈周期性变化, 亮层出现断续, 但整体未达到瘤状灰岩的瘤体形态; 这种泥质条带灰岩可能为由海平面控制周期性变化控制沉积的等深流漂积体(Lü dmann et al., 2018)。且这些泥质条带构造在垂向上均没有明显的厚度变化, 表明这些石牛栏组条纹灰岩可能由等深流(底流)迁移有关的牵引流沉积事件(Stow and Faugè res, 2008)产生的, 这类似于现代碳酸盐岩台地边缘斜坡环境的等深流沉积(Pepe et al., 2018; Thran et al., 2018; Swart et al., 2019)。

综合小河坝组泥质粉砂岩和细— 粉砂岩构成的垂向周期性变化的条纹— 条带构造、对称递变层理、底部的波痕构造、厚层状泥质粉砂岩等沉积特征, 以及发育在石牛栏组灰岩段之上的具交错层理、波状侵蚀面的薄板状砂岩沉积特征(图 6-C, 6-D), 通过与经典等深流沉积特征和最新发现的现代浅海碳酸盐岩台地等深流沉积对比分析, 认为研究区石牛栏组沉积时在桐梓白杨树、桐梓坡渡受到等深流的作用; 而小河坝组在南川三泉存在等深积岩丘, 这也是该剖面小河坝组砂质沉积厚度较大的主因。

研究区早志留世小河坝组沉积时期发育以碳酸盐岩为主的石牛栏组和以碎屑岩为主的小河坝组。从本研究涉及的石牛栏组剖面沉积特征来看, 桐梓白杨树及坡渡剖面瘤状灰岩层发育较厚, 碳酸盐岩之上则见平行层理极为发育的砂岩。据瘤状灰岩和泥质条纹— 条带状灰岩的沉积特征, 推测其为台地边缘斜坡原地沉积的产物, 受台地边缘的周期性变化的底流(等深流)牵引作用影响。石牛栏组中段的生物碎屑灰岩及礁块灰岩为台地边缘垮塌产物。而小河坝组及石牛栏组上段碎屑岩中发育着大量的等深流沉积证据, 推测石牛栏组上段的碎屑岩为沉积于碳酸盐斜坡台地斜坡环境的等深积岩, 而在南川三泉剖面附近发育厚度极大的砂泥岩复合体, 可能存在等深积岩丘。此外, 从沉积环境分析, 坡渡等剖面位于黔北碳酸盐岩台地斜坡与江南— 雪峰古陆架相交处, 该位置等深流流向发生变化, 堆积等深积岩丘较为合理(Lü dmann et al., 2013)。

大量的现代海洋等深流沉积实例, 为古代等深流沉积模式研究提供了重要的研究线索(李华和何幼斌, 2017)。小河坝组和石牛栏组的等深流沉积现象丰富, 过去由于狭义的等深流概念的限制, 普遍认为只有深水陆棚区才发育, 从而忽视了用等深流作用解释这些沉积现象。随着现代等深流沉积不断被发现, 新的研究认为碳酸盐岩台地也受等深流沉积作用的影响, 其控制因素相比深水区更为复杂(Pepe et al., 2018)。本研究根据实测剖面岩石特征, 参照前人对该区志留纪的古地理研究成果, 在研究区建立了等深流沉积模式(图 11)。在石牛栏组沉积时期, 由于面向广海陆棚区的台地边缘斜坡远离黔中古陆, 导致陆源碎屑的供给不足, 形成大型等深岩丘的可能性不大, 台地边缘的软泥以及未成岩的碳酸盐矿物受到了等深流的作用, 在成岩阶段的压实作用与胶结过程中形成了顺层串珠状或条带状瘤状灰岩。当等深流经过江南— 雪峰山古陆的陆架— 陆棚斜坡时, 恰逢陆源碎屑由河流系统大量输入到海洋, 在古斜坡相应的位置形成小河坝组等深积岩丘, 其规模和形态仍需更多的剖面进行控制。

图 11

Fig.11

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	图 11 川东南地区小河坝组沉积时期等深流沉积模式Fig.11 Depositional model of contour current during the depositional period of Xiaoheba Formation in southeastern Sichuan Basin