根据沉积物的岩性、粒度、沉积结构和构造, 在桑园剖面中识别出12种岩相类型, 其中4种砾岩相、6种砂岩相以及2种泥岩相(图 2)。砾岩中砾石颗粒支撑形式、排列方式、粒度变化与沉积构造反映了沉积过程与流体类型, 将砾岩相划分为多级颗粒支撑砾岩相、粒序层理砾岩相、韵律层理砾岩相以及后积层理砾岩相。基于沉积构造的不同将砂岩相分为平行层理砂岩相、似压扁— 波状层理砂岩相、槽状交错层理砂岩相、板状交错层理砂岩相、重荷模构造砂岩相以及滑塌构造砂岩相。将泥岩相分为水平层理泥岩相与块状构造泥岩相。

图 2

Fig.2

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	图 2 滦平盆地西瓜园组桑园剖面典型岩相类型Fig.2 Lithofacies description and interpretation of the Lower Cretaceous Xiguayuan Formation in Sangyuan outcrop of Luanping Basin

1)多级颗粒支撑砾岩相(C1)。由次圆状— 圆状、分选较差的粗砾组成, 多级颗粒支撑, 砾石杂乱分布, 发育块状构造, 与下伏沉积物呈粒度突变接触, 接触面平整。解释为非粘结性碎屑流整体快速冻结沉积(Fisher, 1971; Hampton, 1975; Nemec and Steel, 1984)。

2)粒序层理砾岩相(C2)。由次圆状— 圆状、分选中等的中细砾组成, 颗粒支撑, 可见正粒序发育, 与下伏沉积物呈侵蚀接触, 上覆沉积物普遍发育砂岩层, 并呈突变接触。粒序层理砾岩的发育指示了砾石颗粒的机械分异作用, 反映了湍流逐渐成为颗粒间的主要支撑作用。解释为流体性质介于碎屑流与牵引流之间的洪流底部粗粒段沉积(Pierson and Scott, 1985; DeCelles et al., 1991; Blair, 1999a; Gao et al., 2020)。

3)韵律层理砾岩相(C3)。由层状粗砾岩与粗砂岩韵律层相互叠覆形成, 颗粒分选较差, 次圆状至圆状, 垂向上发育多期粒度变化, 可见向上变细与向上变粗粒序层理。解释为高密度浊流沉积, 粒度的变化指示了流体能量随时间的波动(Cartigny et al., 2013)。

4)后积层理砾岩相(C4)。由圆状、分选好的细砾岩组成, 发育向上游倾斜的后积层理, 中砾发育在后积层理底部, 分选较差, 可见其与平行层理伴生, 底部发育侵蚀面。解释为由超临界流的水力跳跃形成(Ono et al., 2021)。与平行层理相伴生的后积层理砾岩, 多发育于片流沉积中, 由片流中超临界驻波的频繁沉积和破坏形成(Blair, 1999a)。

5)平行层理砂岩相(S1)。由磨圆、分选较好的中砂岩组成, 发育平行层理, 为牵引流成因, 解释为高流态沉积, Fr介于1~1.3之间(Cain and Mountney, 2009)。

6)似压扁— 波状层理砂岩相(S2)。 由分选磨圆较好的中细粒砂岩组成, 发育似压扁— 波状层理与泥质披覆, 底部发育小型重荷模构造, 指示了高流态流体的快速沉积。 层理背流面呈下凹形态, 迎流面呈上凸形态, 反映了背流面具侵蚀性而迎流面具沉积性, 解释为水下超临界流形成的小型逆行沙丘沉积(Martin, 2000; Cartigny et al., 2014; Tan and Plink-BjÖ rklund, 2021, 2024; Ono et al., 2021)。

7)槽状交错层理砂岩相(S3)。由磨圆、分选较好的中粗砂岩组成, 发育槽状交错层理, 底部发育侵蚀界面, 砂体呈顶平底凸状, 垂向上多期砂岩叠置。解释为低流态牵引流主控下河道下切、迁移充填沉积(Jo et al., 1997)。

8)板状交错层理砂岩相(S4)。由磨圆、分选较好的中粗砂岩组成, 发育板状交错层理, 表明其形成于低流态牵引流环境中, Fr小于1, 交错层理的形成为牵引流流体内部床砂底形迁移形成, 解释为顺流加积辫流坝沉积(Miall, 1977; Tunbridge, 1984)。

9)重荷模构造砂岩相(S5)。由覆盖在泥岩之上底部发育瘤状突起的粗砂岩构成, 解释为泥质沉积物尚未固结时上覆砂岩的快速沉积(Owen and Moretti, 2011)。

10)滑塌构造砂岩相(S6)。由褶皱的砂泥岩互层组成, 解释为三角洲前缘因高沉积速率导致沉积物失稳而形成的软沉积物变形(Heifetz et al., 2005; Strozyk et al., 2009; Wetzler et al., 2010; Ogiwara and Ito, 2011)。

11)水平层理泥岩相(M1)。灰绿色泥岩中发育水平层理, 为低能环境下浅湖沉积。

12)块状构造泥岩相(M2)。深灰色泥岩呈块状构造, 为深湖相泥质沉积。

根据岩相垂向上的组合特征, 在桑园剖面中识别出8种岩相组合类型(FA1— FA8)(图 3)。

图 3

Fig.3

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	图 3 滦平盆地下白垩统西瓜园组桑园剖面典型岩相组合类型 a— 岩相组合FA1; b— 岩相组合FA2; c— 岩相组合FA3; d— 岩相组合FA4; e— 岩相组合FA5; f— 岩相组合FA6; g— 岩相组合FA7; h— 岩相组合FA8Fig.3 Lithofacies association of the Lower Cretaceous Xiguayuan Formation in Sangyuan outcrop of Luanping Basin

2.2.1 岩相组合FA1

主要发育多期多级颗粒支撑砾岩相(C1), 砾岩成层状, 横向上延伸较远, 各砾岩层接触面较平坦(图 3-a; 图 4-a)。层内可见粒度变化, 横向上多级颗粒支撑砾岩相过渡为砂岩相, 砾岩呈底平顶凸状, 垂向上可见砾岩逐渐覆盖砂岩(图 4-a)。多期多级颗粒支撑砾岩相构成的板状砾岩解释为洪水期非粘结性碎屑流快速冻结堆叠形成的碎屑流舌状体, 碎屑流因流体浓度较高, 流体底部紊流受到抑制, 侵蚀性较弱, 底界面较平坦。底平顶凸状的砾岩为单期碎屑流形成的舌状体, 垂向上砾岩覆盖砂岩解释为后期舌状体堆叠覆盖于早期沉积体之上。

图 4

Fig.4

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	图 4 滦平盆地下白垩统西瓜园组桑园剖面碎屑流朵体与辫状河道典型照片与解释 a— 碎屑流舌状体; b— 洪流主控辫状河道; c— 辫状河道急滩与深潭Fig.4 Typical photos and interpretation of debris-flow dominated lobes and braided channels of the Lower Cretaceous Xiguayuan Formation in Sangyuan outcrop of Luanping Basin

2.2.2 岩相组合FA2

主要发育多级颗粒支撑砾岩相(C1)与水平层理泥岩相(M1)(图 3-b), 垂向上多期叠置, 接触面较平坦, 砾岩层与下部灰绿色水平层理泥岩突变接触, 砾岩层底部可见重荷模构造(图 4-a)。多级颗粒支撑砾岩相与灰绿色泥岩相的发育, 解释为洪水期陆上碎屑流搬运至水下形成的水下碎屑流舌状体, 砾岩层底部的重荷模构造指示了高浓度水下碎屑流进入湖盆水体快速沉积于泥岩之上。

2.2.3 岩相组合FA3

主要发育粒序层理砾岩相(C2)与平行层理砂岩相(S1)(图 3-c), 砾岩多呈顶平底凸状, 发育下凸型底界面, 与下伏砂岩或泥岩接触, 与上部砂岩呈突变接触, 整体上由底部粗粒段与上部细粒段构成, 在垂向上频繁叠置(图 4-b), 同时可见原位植物根茎保存于河道中(图 4-c), 解释为洪流形成的陆上辫状河道(FA3)。可见粒序层理砾岩相与多级颗粒支撑砾岩相伴生, 指示了洪水由碎屑流向洪流的过渡, 随着洪水浓度的降低, 流体底部侵蚀能力增强, 洪流主控型辫状河道发育于陆上碎屑流舌状体之后, 并侵蚀改造早期碎屑流沉积物。同时, 在辫状河道中可见粒序层理砾岩相向后积层理砾岩相的过渡, 指示了水力跳跃过程的发育(图 4-c)。流体在水力跳跃过程初期由超临界流向亚临界流过渡, 由于流速的下降发生快速沉积, 形成多级颗粒支撑砾岩相与粒序层理砾岩相。随后沿顺流方向, 在河道迎流面流速增加, 流体向超临界流过渡, 发育后积层理。辫状河道中水力跳跃的发育, 表明其形成于辫状河道的急滩与深潭, 河道间泥岩夹层指示了间洪期的富泥质沉积(图 4-c)。

2.2.4 岩相组合FA4

主要发育粒序层理砾岩相(C2)与水平层理泥岩相(M1)(图 3-d), 砾岩多呈顶平底凸状, 垂向上多期叠置(图 5-a, 5-b), 并下切侵蚀底部灰绿色泥岩, 为洪水期洪流入湖后在水体较浅处形成的高密度浊流水道(FA4)。当流体中携带沉积物浓度降低时, 流体向牵引流过渡, 上部砂岩层受到侵蚀改造, 可发育槽状交错层理(图 5-b)。

图 5

Fig.5

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	图 5 滦平盆地西瓜园组桑园剖面水下分流河道典型照片与解释 a— 高密度浊流水道; b— 高密度浊流水道; c— 牵引流主控水下分流河道Fig.5 Typical photos and interpretation of subaqueous distributary channel of the Lower Cretaceous Xiguayuan Formation in Sangyuan outcrop of Luanping Basin

2.2.5 岩相组合FA5

主要发育槽状交错层理砂岩相(S3)、板状交错层理砂岩相(S4)与水平层理泥岩相(M1)(图 3-e)。槽状交错层理砂岩相多发育于冲刷面之上, 多期相互叠置, 与下伏多期粒序层理砾岩相和板状交错层理砂岩相侵蚀接触(图 5-c), 为间洪期低流态河流下切侵蚀形成的水下分流河道, 冲刷面垂向上多期叠置, 指示了水下分流河道的频繁迁移。

2.2.6 岩相组合FA6

主要发育韵律层理砾岩相(C3)与水平层理泥岩相(M1), 底部常与呈块状构造的砾岩接触(图 6-a), 为洪流进入湖盆在浅水快速沉积形成的高密度浊流朵体(图 3-f)。底部的呈块状构造的砾岩为早期碎屑流进入水体形成的水下碎屑流舌状体, 垂向上粒度与沉积构造的转变反映了随着流体浓度的降低, 水下碎屑流向高密度浊流的过渡。在露头剖面中, 板状韵律层理砾岩相的上游方向, 可见S型顺流加积厚层粒序层理砾岩相, 底部发育侵蚀面, 砾岩沿顺流方向逐渐尖灭, 后期砾岩超覆于S型加积砾岩(图 7-a, 7-b)。侵蚀面的发育指示了洪水期高能流体进入湖盆时侵蚀湖盆泥岩形成侵蚀型水道, 随着流体能量的降低, 逐渐在水道中形成顺流加积型砂砾岩体并充填侵蚀水道。当地貌低地充填后, 后期高能流体在向湖盆运动时可在近端发生侵蚀或过路不沉积作用, 在远端沉积高密度浊流朵体(Mutti et al., 2003)(图 7-c)。

图 6

Fig.6

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	图 6 滦平盆地西瓜园组桑园剖面浅水朵体典型照片与解释 a— 高密度浊流朵体; b— 水下片流朵体; c— 水下朵体发育小型超临界流构造Fig.6 Typical photos and interpretation of shallow-water lobes of the Lower Cretaceous Xiguayuan Formation in Sangyuan outcrop of Luanping Basin

图 7

Fig.7

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	图 7 滦平盆地下白垩统西瓜园组桑园剖面朵体与滑塌体剖面解释 a— 朵体与滑塌体典型露头照片; b— 朵体与滑塌体解释; c— 朵体沉积过程解释Fig.7 Anatomy of lobes and slump deposits of the Lower Cretaceous Xiguayuan Formation in Sangyuan outcrop of Luanping Basin

2.2.7 岩相组合FA7

主要发育后积层理砾岩相(C4)、 平行层理砂岩相(S1)与水平层理泥岩相(M1)(图 3-g), 可见平行层理与后积层理共同发育(图 6-b), 层状砂岩底部发育重荷模构造。 平行层理砂岩相的发育指示其形成于高流态片流, 与后积层理的共同发育指示了片流中驻波的形成与破坏。 水下片流朵体形成于非限制性片流入湖初期, 在浅水处因流体流速快速下降, 沉积物快速沉积, 底部发育重荷模构造。 当洪水沿扇三角洲斜坡运动时可形成超临界流, 并发育小型水力跳跃过程, 形成具似压扁— 波状层理的小规模旋回阶地或逆行沙丘, 在砂岩底部也可见小型重荷模构造, 指示了流体中沉积物的快速沉积(图 6-c)。

2.2.8 岩相组合FA8

主要由块状构造泥岩相(M2)夹滑塌构造砂岩相(S6)构成(图 3-i), 滑塌构造的发育反映了斜坡上未固结沉积物受高沉积速率或震动的影响而失稳, 多发育于水体较深的深灰色泥岩中。滑塌体在桑园剖面中多处发育, 指示了扇三角洲前缘砂体的快速沉积导致的沉积物失稳(图 7-a, 7-b)。

洪水期不同类型的洪水在扇三角洲的陆上与水下部分形成不同类型的沉积微相单元(图 9)。其中扇三角洲平原主要发育陆上碎屑流与陆上洪流, 扇三角洲前缘发育水下碎屑流、高密度浊流、水下片流。间洪期, 由于洪水浓度与流速的下降, 以低流态牵引流为主。

4.1.1 扇三角洲平原

扇三角洲平原洪水期主要发育陆上碎屑流舌状体(FA1)与洪流主控辫状河道(FA3)(图 9)。典型露头剖面显示, 垂向上由下部的深色泥岩夹薄层粉砂岩向上逐渐过渡为厚层砾岩, 整体上表现为粒度向上变粗、厚度向上增大的进积型叠加样式。其中厚层砾岩顶底界面平坦呈板状, 或表现为顶平底凸状(图 10), 也可见后积层理较发育的多期叠置型下切侵蚀河道(图 4-c)。

图 10

Fig.10

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	图 10 滦平盆地下白垩统西瓜园组桑园剖面扇三角洲平原剖面解释 a— 扇三角洲平原典型露头照片; b— 扇三角洲平原砂砾岩体解释Fig.10 Anatomy of fan-delta plain division of the Lower Cretaceous Xiguayuan Formation in Sangyuan outcrop of Luanping Basin

多级颗粒支撑构造砾岩相的普遍发育指示了扇三角洲由碎屑流形成的多期舌状体建造形成, 顶平底凸状砾岩的发育表明随着流体中沉积物浓度下降, 流体侵蚀能力增强, 早期碎屑流舌状体受洪流侵蚀改造, 形成洪流主控的辫状河道。当洪流逐渐向牵引流过渡时, 在辫状河道中可发育水力跳跃过程, 形成辫状河道的急滩与深潭。垂向上砂砾岩进积型叠加样式的发育, 指示了扇三角洲平原碎屑流舌状体向湖盆的进积。

4.1.2 扇三角洲前缘

扇三角洲前缘的沉积物受来自平原不同类型流体的影响, 发育水下碎屑流舌状体(FA2), 高密度浊流水道(FA4), 牵引流主控水下分流河道(FA5), 高密度浊流朵体(FA6), 水下片流朵体(FA7)以及滑塌体(FA8)(图 9)。扇三角洲前缘典型剖面显示, 垂向上朵体与河道表现为不同的叠加样式。

桑园剖面下部扇三角洲前缘段剖面垂向上由底部厚层层状砾岩向上过渡为顶平底凸状砾岩, 砂砾岩层厚度向上逐渐减小(图 11)。层状砾岩由底部的多级颗粒支撑砾岩相向上过渡为韵律层理砾岩相(图 11-c), 并与下伏槽状交错层理砂岩相呈突变接触(图 2)。顶平底凸状砾岩发育正粒序构造, 厚度横向上减薄并逐渐尖灭, 以侵蚀面与下伏砂岩、灰绿色泥岩为界。层状多级颗粒支撑砾岩相的发育以及上覆于槽状交错层理砂岩相表明, 其为陆上碎屑流入湖后在前缘牵引流主控水下分流河道之上沉积形成的碎屑流舌状体, 随着流体浓度的降低, 水下碎屑流向高密度浊流转化, 形成发育韵律层理的高密度浊流朵体。垂向上顶平底凸状砾岩的发育表明前缘河道发育比例增加, 河道中充填正粒序砾岩表明河道由洪水期高能流体下切侵蚀湖相泥岩形成。

图 11

Fig.11

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	图 11 滦平盆地下白垩统西瓜园组桑园剖面扇三角洲前缘剖面解释(Ⅰ ) a— 扇三角洲前缘典型露头照片; b— 扇三角洲前缘砂砾岩体解释; c— 朵体沉积特征Fig.11 Anatomy of fan-delta front of the Lower Cretaceous Xiguayuan Formation in Sangyuan outcrop of Luanping Basin(Ⅰ )

桑园剖面中下部扇三角洲前缘段剖面初始阶段发育厚层层状砾岩, 底部发育重荷模构造, 沉积于深灰色泥岩之上, 向上过渡为顶平底凸状砾岩, 砂砾岩厚度逐渐减小(图 12-a)。层状砾岩段主要发育后积层理与平行层理(图 6-b; 图 12), 顶平底凸状砾岩发育于灰绿色泥岩中, 主要为正粒序砾岩, 垂向上表现为不同形态与叠置样式, 可分为叠置型河道与迁移摆动型河道。中部砾岩垂向上相互叠置(图 12-c), 河道规模较小, 泥质夹层较发育, 砂层逐渐上超于河道边界。上部砾岩层呈孤立状分布并横向上迁移, 河道规模较大(图 12-d)。后积层理与平行层理的发育指示了层状砾岩为非限制性水下片流朵体(FA7), 底部发育的重荷模构造指示了洪水入湖后的快速沉积。之后叠置型河道的发育指示了可空纳空间较小, 河道横向摆动性较差, 河道顶部覆盖泥岩层, 指示了河道最终的废弃。顶部孤立状河道发育且横向上迁移, 指示了可空纳空间的增大, 河道横向上频繁摆动。河道沉积主要为正粒序砾岩表明由洪水期高密度浊流下切侵蚀形成。

图 12

Fig.12

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	图 12 滦平盆地下白垩统西瓜园组桑园剖面扇三角洲前缘水下分流河道样式剖面解释 a— 扇三角洲前缘典型露头照片; b— 扇三角洲前缘砂砾岩体解释; c— 叠加型河道; d— 迁移摆动型河道Fig.12 Anatomy of subwater distributary channel of fan-delta front of the Lower Cretaceous Xiguayuan Formation in Sangyuan outcrop of Luanping Basin

桑园剖面中部扇三角洲前缘段剖面整体上以层状砾岩为主, 垂向上砾岩层厚度逐渐增大, 由下部的单砾岩层向上转变为叠加型砾岩层(图 13-a, 13-b)。单层砾岩底部发育多级颗粒支撑砾岩相, 向上粒度逐渐减小, 发育韵律层理砾岩相和后积层理砾岩相, 砾岩层顶部发育灰绿色泥岩相(图 13-c)。层内粒度的变化指示了洪水能量的波动与衰减, 随着洪水中沉积物浓度的降低, 流体由水下碎屑流向高密度浊流转变。多期叠加型砾岩间以下切侵蚀面与下伏泥质粉砂岩或砂岩为界(图 13-d), 为河道侵蚀形成的沟道化朵体。河道沉积物为正粒序砾岩或填充板状交错层理砾岩相, 正粒序的砾岩由高密度浊流下切侵蚀形成, 随着沉积物浓度的降低, 流体牵引作用增强。

图 13

Fig.13

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	图 13 滦平盆地下白垩统西瓜园组桑园剖面扇三角洲前缘剖面解释(Ⅱ ) a— 扇三角洲前缘典型露头照片; b— 扇三角洲前缘砂砾岩体解释; c— 朵体沉积特征; d— 沟道化朵体Fig.13 Anatomy of fan-delta front division of the Lower Cretaceous Xiguayuan Formation in Sangyuan outcrop of Luanping Basin(Ⅱ )

扇三角洲主要由洪水期建造形成, 根据流体类型不同, 洪水期扇三角洲可分为碎屑流建造期、洪流建造期与片流建造期, 间洪期扇三角洲以低流态牵引流建造为主(图 14)。

图 14

Fig.14

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	图 14 陆相断陷湖盆扇三角洲沉积模式与沉积单元特征 a— 碎屑流建造期扇三角洲沉积模式与沉积单元特征; b— 洪流建造期扇三角洲沉积模式与沉积单元特征; c— 片流建造期扇三角洲沉积模式与沉积单元特征; d— 间洪期扇三角洲沉积模式与沉积单元特征Fig.14 Depositional model and microfacies units of fan delta in lacustrine rift basins

1)碎屑流建造期。扇三角洲平原发育近端下切河道与远端碎屑流舌状体, 下切河道中充填碎屑流沉积物, 连接山间汇水盆地与远端碎屑流舌状体。粗砾石在流体搬运下向头部与两侧运动, 形成富砾石质堤岸(图 14-a)。当扇三角洲向湖盆进积时, 多期碎屑流舌状体垂向上叠置并向湖盆进积(图 14-a-i), 碎屑流进入湖盆形成水下碎屑流舌状体(图 14-a-ii)。

2)洪流建造期。洪流在扇三角洲平原中侵蚀改造早期碎屑流舌状体, 形成洪流主控辫状河道(图 14-b-i)。由于洪流成因与碎屑流密切相关, 其沉积物覆盖于碎屑流舌状体之上(图 4-b; 图 6-a; 图 11-c)。同时, 高能的洪流在辫状河道中可发育水力跳跃过程, 形成辫状河道的急滩与深潭, 发育块状层理、后积层理等沉积构造。当具双层结构流体性质的洪流进入湖盆水体时, 形成高密度浊流, 流体底部高密度砂砾岩段沉积形成牵引毯, 在上部低密度稀释性流体的剪应力作用下搬运。洪流进入湖盆水体初期, 因流体侵蚀能力较强, 侵蚀湖相泥岩, 形成高密度浊流水道(图 14-b-ii)。水道末端, 形成顺流加积朵体, 以侵蚀面与下部泥岩为界, 远端过渡为层状高密度浊流朵体(图 14-b-iii)。

3)片流建造期。随着流体中碎屑颗粒的沉积, 流体浓度降低, 流体由洪流向牵引流过渡。当流出下切河道末端即扇三角洲交叉点或碎屑流侧向堤岸时, 流体受河道限制性降低, 水流横向上发散, 形成非限制性的片流(图 14-c)。当非限制性片流入湖时, 形成以平行层理和后积层理为主的朵体, 底部发育重荷模构造(图 14-c-i)。

4)间洪期。扇三角洲平原以辫状河道为主, 扇三角洲前缘主要发育牵引流主控的水下分流河道(图 14-d-ii), 当流体沿扇三角洲斜坡运动时, 形成超临界流, 并发育水力跳跃过程, 形成小规模旋回阶地或逆行沙丘, 在砂岩底部也可见小型重荷模构造(图 14-d-iii)。