该岩相为深灰色薄—厚层粉砂岩, 多发育在大峪沟剖面中部及卓尼县城剖面底部, 其中大峪沟剖面可见厚层(整体层厚50~60 cm)块状粉砂岩; 而卓尼县城剖面发育薄层(整体层厚2~5 cm)块状粉砂岩(图 2-a)。整体以块状结构为特征, 与上覆泥岩及下伏泥岩呈突变接触(图 2-a, 2-e)。块状粉砂岩底部的火焰构造及整体的块状结构指示了细粒沉积物的快速沉积作用(李林等, 2011; Shanmugam, 2013)。

该岩相为灰色中厚层粉砂岩, 整体层厚10~20 cm, 以发育交错层理(爬升波痕层理及丘状交错层理)为特征(图 2-e)。卓尼县剖面中部发育中型丘状交错层理(层系厚10~12 cm, 波长10~15 cm, 波高3~5 cm)。丘状交错层理粉砂岩底部与下伏泥岩呈突变接触并发育侵蚀面(图 2-b), 其主要由细粒异重流受风暴流扰动作用所形成(Basilici et al., 2012; Wilson and Schieber, 2014)。爬升波痕交错层理粉砂岩发育于大峪沟剖面上部, 以发育高角度爬升波纹为特征, 对应于鲍马序列的Tc段。爬升波痕交错层理由细粒浊流中的悬浮粉砂质颗粒在低沉积速率下所形成(Jobe et al., 2012; Talling et al., 2014)。

该岩相为灰色至深灰色中层泥质粉砂岩, 整体层厚15~20 cm, 以低角度交错层理为特征, 主要发育于大峪沟剖面中部(图 2-c)。这类单向流水成因的低角度交错层理的波痕迁移角度小于正常爬升波痕(Harms, 1975)。随着泥质含量的增加, 垂向上依次发育砂质流水波痕、大型流水波痕及低幅床波(图 2-f), 构成不同类型的泥质低角度交错层理。这类低角度交错层理是在高泥质含量下由流体减速形成的非湍流态过渡性波痕在垂向上叠置所形成(Stevenson et al., 2020)。

该岩相为灰色薄层泥岩, 单层厚度3~5 mm, 以发育水平层理为特征, 广泛分布于大峪沟剖面及卓尼县剖面顶部及底部 (图 2-c, 2-g)。水平层理泥岩相与上、下层段呈突变接触并发育有侵蚀面。水平层理泥岩相对应于鲍马序列Te段, 可能由细粒浊流尾端泥质颗粒所形成或形成于羽状流的悬浮沉降(Lowe et al., 1982; Mutti, 2019)。

研究区主要发育2类细粒浊积岩的岩相组合, 分别为块状粉砂岩(LF1)和水平层理泥岩(LF4)叠置的Ⅰ 型细粒浊积岩; 块状粉砂岩(LF1)与低角度交错层理泥质粉砂岩(LF3)叠置的Ⅱ型细粒浊积岩(图 4)。细粒浊积岩整体厚度为70~90 cm(单期沉积厚度为5~20 cm), 广泛发育于大峪沟剖面及卓尼县城剖面, 以正韵律层为特征, 底部偶见微弱的侵蚀作用。块状粉砂岩与下伏泥岩之间存在冲刷界面, 部分块状粉砂岩底部可见火焰构造; 低角度交错层理泥质粉砂岩层段内发育过渡性波痕(图 4)。Ⅰ 型细粒浊积岩的垂向组合表现为与鲍马序列Ta、Te相似的沉积序列, 为多期低密度浊流形成的砂—泥互层组合(Talling, 2012)。Ⅱ型细粒浊积岩则具有鲍马序列Ta、Tc段特征, 表现为块状粉砂岩与低角度交错层理泥质粉砂岩垂向叠置。其中泥质低角度交错层理的发育指示了细粒浊流的湍流性质受泥质含量的影响, 并在垂向上逐渐向过渡性流体转化(Baas and Best, 2002)。

图 4

Fig.4

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	图 4 西秦岭卓尼地区上三叠统卡车组细粒重力流沉积特征对比Fig.4 Fine-grained gravity flow sediments correlation of the Upper Triassic Kache Formation in Zhuoni area of West Qinling orogenic belt

异重流是一种密度大于周围水体、以递变悬浮作用搬运细粒沉积物沿盆底流动的重力流(Bates, 1953; Mulder and Syvitski, 1995)。异重流沉积进一步划分为粗粒异重岩及细粒异重岩, 其中细粒异重岩在全球范围内广泛分布, 其认可度也相对更高(Zavala et al., 2011; Talling, 2014)。研究区发育的细粒异重流沉积基于其岩相组合差异可划分为2种类型: Ⅰ 型异重岩, 发育丘状交错层理与爬升波纹交错层理的组合; Ⅱ型异重岩, 以发育泥质低角度交错层理为特征。

4.2.1 Ⅰ 型细粒异重岩 Ⅰ 型细粒异重岩包括灰色薄层粉砂岩、泥质粉砂岩及灰色中厚层泥岩。主要出露于卓尼县城剖面, 以发育与洪水作用相关的复合韵律层为特征(Mulder et al., 2003), 并在垂向上表现出爬升波痕交错层理、波状交错层理与丘状交错层理组合(图 4; 图 5-a)。其下部泥质粉砂岩、粉砂岩中发育的反韵律层指示了流量增强的半旋回, 而上部泥岩中发育的正韵律层则指示了流量减弱的半旋回(Zavala et al., 2011)。卓尼县城剖面的复合韵律层中丘状交错层理发育, 其层系厚5~8 cm, 属于中型丘状交错层理, 波长13~17 cm, 波高3~5 cm(图 5-b, 5-c)。指示了洪水型细粒异重流被搬运至浅海陆架并受到陆架内风暴流的改造, 形成丘状交错层理(Basilici et al., 2012; 李志扬, 2021)。

图 5

Fig.5

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	图 5 西秦岭卓尼县城剖面上三叠统卡车组风暴作用相伴生的Ⅰ 型细粒异重岩 a—卓尼剖面发育的丘状交错层理沉积构造; b和c—a中放大区域; d和e—分别为b和c中丘状交错层理素描图, 垂向上表现为丘状交错层理与爬升波痕交错层理相互叠置Fig.5 Type Ⅰ fine-grained hyperpycnal flow associated with storm action of the Upper Triassic Kache Formation in Zhuoni area of West Qinling orogenic belt

4.2.2 Ⅱ型细粒异重岩 Ⅱ型细粒异重岩包括浅灰色的中厚层泥质粉砂岩、灰色厚层块状粉砂岩及灰色薄层泥岩, 整体厚度50~60 cm。大峪沟剖面在垂向上整体发育复合韵律特征(图 4), 其中反韵律结构表明细粒异重流流量增强阶段, 并发育低角度交错层理泥质粉砂岩; 而正韵律结构则反映了流量衰减阶段, 其沉积构造序列与经典浊积岩垂向上相似(Zavala et al., 2011; 谈明轩等, 2015; 孙福宁等, 2016)。随着垂向上泥质含量的增加, 依次发育砂质流水波痕、大型流水波痕及低幅床波(图 6-d, 6-e, 6-g), 这些泥质过渡性波痕在垂向上构成了低角度交错层理泥质粉砂岩(Stevenson et al., 2020), 整体反映了流体内部湍流性质与过渡流性质的垂向演化特征(Baker and Baas, 2020)。

图 6

Fig.6

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图 6 西秦岭大峪沟剖面上三叠统卡车组细粒浊积岩与异重岩垂向韵律层及过渡性波痕的发育特征 a—低密度浊流中发育的大型流水波痕及低幅床波; b—细粒异重流中发育的大型流水波痕及低幅床波; c—细粒异重流中发育的砂质流水波痕; d、e、f和g—图中白色部分放大区域; (h)、(i)、(j)分别为大型流水波痕、低幅床波、砂质流水波痕的模式图(据Baker and Baas, 2020)Fig.6 Vertical rhythmic changes of fine-grained turbidites with hyperpycnites and developmental characteristics of internal transitional ripples in the Upper Triassic Kache Formation in Dayugou section of West Qinling orogenic belt

前人研究表明, 西秦岭地区晚三叠世整体呈陆源浅海窄陆架—深海平原的沉积背景(梁国冰, 2019)。卓尼县城剖面大量丘状交错层理的发育也进一步证实了其沉积背景可能为风暴浪基面之上的浅海窄陆架环境, 并根据前人所提出的岩相古地理分布推测距卓尼县城剖面南方向约15 km的大峪沟剖面可能为斜坡沉积环境(Tan et al., 2022)。Sun等(2019)基于孢粉分析证实了卡尼期洪泛事件(Carnian Pluvial Event)存在于古特提斯洋东北缘及其内陆地区(如鄂尔多斯盆地)也有一定的沉积响应。研究区周边同期地层中发育的牙形石(Mosherella praebudaensis和“Misikella”longidentata)及碳同位素垂向变化推测研究区可能受到该事件的影响(Li et al., 2021)。因此, 卡尼期的多期强降雨为秦岭残留洋盆中海相异重流的触发提供了有利的气候条件。

大峪沟剖面发育的Ⅰ 型异重岩中存在大量丘状交错层理, 这些丘状交错层理是由多期强降雨形成的洪水型细粒异重流被搬运至浅海窄陆架时, 受到同期风暴流改造而形成(Wilson and Schieber, 2014; Basilici et al., 2012)。Ⅰ 型异重岩中丘状交错层理的成因机制与传统风暴岩中的丘状交错层理截然不同。传统风暴岩由风暴流触发的涌浪所形成, 以正韵律和丘状交错层理为主要标志(朱筱敏, 2008); Ⅰ 型异重岩由洪水触发形成, 整体保留了异重流的复合韵律特征(Zavala et al., 2011), 部分层段受风暴流改造并发育丘状交错层理。风暴流的扰动作用使得再悬浮沉积物对细粒异重流进行补给并进一步维持其负浮力状态。

前人在水槽实验中证实了黏土矿物对流体从湍流态向层流态转化过程中的影响, 并发现在此过程中能够产生过渡性流体(Baas and Best, 2002)。过渡性流体以近底高湍流强度及上部塞流区无湍流或弱湍流为特征, 并发育含有泥质过渡性波痕的低角度交错层理(Stevenson et al., 2020)。与前人所提出的仅在细粒浊积岩中所发育的过渡性波痕不同(Baker and Baas, 2020), 研究区内的过渡性波痕不仅分布于细粒浊积岩中, 而且在细粒异重岩中也广泛发育。通过对大峪沟剖面细粒重力流沉积中的波痕进行校正测量和统计, 并将其与Baas等(2016)所提出的过渡性波痕划分方案进行类比分析, 主要识别出3种过渡性波痕类型(即砂质流水波痕、大型流水波痕、低幅床波)。其中, 砂质流水波痕波高为12.8~17.6 mm, 波长为83.1~117 mm, 波高/波长为0.138~0.183, 多发育于大峪沟剖面底部, 具有不对称形状, 对应发育低角度纹层(图 6-g)。大型流水波痕波高为11.3~36.6 mm, 波长为160~367 mm, 波高/波长为0.098~0.114, 多发育于大峪沟剖面底、中部, 其波高、波长明显大于砂质流水波痕但波高与波长比值相似。大峪沟剖面的大型流水波痕表现为低角度爬升波痕(图 6-d)。

低幅床波波高为9.1~52.4 mm, 波长为144.9~619.8 mm, 波高与波长比值为0.055~0.097, 多发育于大峪沟剖面顶部, 这类过渡性波痕具有比绝大多数砂质流水波痕和大型流水波痕更低的波高与波长比值(图 6-e)。低幅床波常发育于砂—泥混合的细粒岩相中, 内部多发育泥质低角度纹层(图 6-f)。研究区内发育的砂质流水波痕、大型流水波痕以及低幅床波整体构成了泥质低角度交错层理。将研究区细粒重力流沉积中的过渡性波痕与前人所统计的过渡性波痕进行对比(Bhattacharjee et al., 1970; Stanley, 1974; Baas et al., 2011; Baker and Baas, 2020), 其结果表明细粒异重岩中过渡性波痕的波高/波长远大于细粒浊积岩(图 7)。

图 7

Fig.7

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	图 7 西秦岭卓尼地区大峪沟上三叠统卡车组细粒重力流过渡性波痕波长—波高交汇图 图中部分灰色及黑色点位为前人研究的浊流沉积中过渡性流体的数据(据Baker and Baas, 2020; Baas et al., 2011; Stanley et al., 1974; Bhat-tacharjee et al., 1970), 彩色部分为本文中细粒异重流中的过渡性波痕Fig.7 Wavelength-waveheight cross-plot diagram of transitional ripples of fine-grained gravity flows in the Upper Triassic Kache Formation of Zhuoni area Dayugou in West Qinling orogenic belt

这类高泥质含量的低角度交错层理不同于滨岸相发育的低角度交错层理, 其倾角整体高于滨岸带砂质低角度交错层理(一般为2° ~10° )(Walker, 1978)。此外, 近岸前滨冲洗带所发育的低角度交错层理是典型的波浪成因(Harms, 1975), 而高泥质含量的低角度交错层理则是由黏性颗粒含量逐渐增加的过渡性流体形成(Stevenson et al., 2020)。

相关研究表明, 重力流的湍流特征与流变性质受流速及黏土含量的影响(Baas et al., 2021)。细粒浊流在发育过程中, 由于其内部泥质含量的变化, 流体性质逐渐向过渡性流体转化, 发育过渡性波痕(Baker and Baas, 2020); 而细粒异重流在发育过程中也会受到内部黏性颗粒间相互作用力的影响, 流体性质发生转化并发育一系列过渡性流体(Dou et al., 2021)。研究区细粒异重岩垂向上发育的复合韵律特征, 指示细粒异重流流速存在增强和减弱2个半旋回(图 6-b, 6-c)(Zavala et al., 2011)。当流速增加时, 细粒异重流的湍流强度增加并转化为湍流增强过渡流(图 8-a)。随着湍流强度的增加, 细粒异重流的侵蚀作用增强将导致流体内部黏性颗粒增加。黏性颗粒之间的相互作用力会部分抑制流体的湍流强度, 引起湍流增强过渡流向下部过渡塞流的转化(Baas and Best, 2002; Baas et al., 2009, 2016b; Baker and Baas, 2020)。随着流速的不断衰减, 下部过渡塞流的湍流强度也逐渐降低。其内部黏性颗粒间的相互作用会进一步抑制湍流强度, 向上部过渡塞流进行转化。当流体内部湍流强度完全被抑制时, 上部过渡塞流将向准层状塞流转化(Baker and Baas, 2020)(图 8-b)。

图 8

Fig.8

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	图 8 西秦岭卓尼地区上三叠统卡车组异重流沉积过程及流体转化模式 a—不同黏土含量和流速状态下, 异重流内部过渡性流体的转化模式: ①湍流; ②湍流增强过渡流; ③下部过渡塞流; ④上部过渡塞流; ⑤准层状塞流(据Baas et al., 2021修改); b—细粒异重流中过渡性流体转化类型及在不同区域所产生的相序类型模式, 垂向序列组合代表了Ⅱ型异重岩中过渡性流体的发育(据Baker and Baas, 2020; 有修改)Fig.8 Sedimentary process model of hyperpycanal flow of the Upper Triassic Kache Formation in Zhuoni area of West Qinling orogenic belt

西秦岭卓尼地区上三叠统卡车组整体呈活动陆缘浅海窄陆架-斜坡的沉积背景(晋慧娟和李育慈, 1995; Weislogel et al., 2007)。卓尼县城剖面中发育的大量丘状交错层理, 厘定了上三叠统卓尼县城剖面可能沉积于风暴浪基面之上、正常浪基面之下的浅海窄陆架环境。而大峪沟剖面所发育的低角度交错层理泥质粉砂岩相及水平层理泥岩相组合, 反映其沉积于上斜坡环境(Weislogel et al., 2006)。

卓尼县城剖面及大峪沟剖面广泛分布的细粒浊积岩表明研究区发育细粒浊流。卓尼县城剖面发育的 Ⅰ 型异重流受到来自风暴浪基面之上的风暴流影响(Wilson et al., 2014), 使得底部沉积物再悬浮, 维持其流体的湍流状态并增加细粒异重流远距离输送能力(Wilson et al., 2017)。同时大峪沟剖面广泛分布的细粒浊积岩也表明其伴随着细粒浊流的发育(图 9)。随着水深不断增加, 位于上斜坡环境的大峪沟剖面逐渐远离风暴流的扰动范围, 并由斜坡失稳触发细粒浊流。随着 Ⅰ 型细粒异重流进入流量衰减阶段, 流体内部的湍流强度逐渐降低。流体内部不断增加的泥质含量会导致黏性颗粒间相互作用力进一步加强, 进而抑制细粒重力流的湍流强度, 使流体性质发生非湍流态的转化, 并发育高泥质含量的过渡性波痕。随着流体性质的持续转化, Ⅰ 型细粒异重流和细粒浊流最终过渡为Ⅱ型细粒异重流。

图 9

Fig.9

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	图 9 西秦岭卓尼地区上三叠统卡车组细粒重力流沉积模式Fig.9 Sedimentary model of the Upper Triassic fine-grained gravity flow deposits of Zhuoni area in West Qinling orogenic belt