藏北雁石坪地区夏里组米级沉积旋回及成因

夏国清 伊海生 黄华谷 武向峰 惠 博

(1.成都理工大学 沉积地质研究院,成都 610059;

2.中国科学院广州地球化学研究所边缘海地质重点实验室,广州510640)

印支造山运动之后,中国大陆侏罗系主要是陆相地层。由于青藏高原是全球特提斯构造域的一个重要组成部分,这一地区是中国境内中-新生代海相地层分布最广的地区,尤其是高原北部的唐古拉山北坡雁石坪地区,是中国目前所知侏罗纪海相地层发育最好的地区。其中以雁石坪群为代表的滨浅海相环境的沉积,由于它们对海平面的波动最敏感,是研究侏罗系最理想场所。但迄今为止,对该地区侏罗系的研究工作主要限于较大的2级或3级层序的研究,对于更低级别的高分辨率层序(如4级至6级)研究却很少见。精细的沉积旋回研究是分析盆地沉积历史、气候变化、构造运动分析的基础[1]。因此,笔者以野外详细观察记录的米级旋回为基础,通过对米级旋回层序的成因类型、叠置规律以及它的成因机制的研究,探讨盆地内夏里组沉积层序堆积样式和空间结构变化规律。

1 地质概况

藏北羌塘盆地位于青藏高原中北部,南北宽300 km,东西长 640 km,面积0.185×106km2[2],盆地夹于冈底斯念青唐古拉板块与可可西里-巴颜喀拉板块之间,是在前古生界结晶基底和古生界褶皱基底之上发育起来的以中生界海相沉积为主的残留盆地[3]。根据青海省地质矿产局岩石地层清理资料[4],侏罗系从老到新依次为雀莫错组(J2q)、布曲组(J2b)、夏里组(J2x)、索瓦组(J3s)和雪山组(x),它们之间皆呈整合接触(表1)。杨遵仪和阴家润[5]以及史晓颖等[6]根据双壳类和腕足类化石,将其时代置于巴柔期-提塘期。

夏里组是侏罗系雁石坪群建组剖面地点——雁石坪镇露头最好的地层单元,以发育大量的米级至十米级的砂岩、泥岩互层为主,少量碎屑岩-碳酸盐岩组合(图1)为特征,含少量的双壳类和腕足类化石组合及陆生植物化石,厚度约645 m。产双壳、腕足类化石：Protocardia congnata(Sowerby),Anisocardia tenera(Sowerby),Modiolus bipartus,Modiolus acuticarinatus,Astarte multi f ormis,Pronoella sp.,Sowerby atrianglaris等属种,为 Anisocardia tenera-Modiala biparta组合,属于中侏罗世卡洛期[7]。地层主色调是紫红色和灰绿色,且两者常呈韵律互层产出。见砂泥潮汐韵律互层层理、沙纹层理、透镜状层理、脉状层理、波状层理及羽状交错层理,沉积特征指示滨岸潮坪环境。根据陈兰[7]对该地区夏里组双壳类化石组合的研究以及中国石油天然气总公司青藏石油勘探项目经理部(1996)对该组碎屑岩的粒度分析结果,该套地层所含的双壳化石组合和粒度特点也符合潮坪沉积特点。

表1 羌塘盆地侏罗系岩石地层单元及地质年代Table 1 Lithostratigraphic units of the Jurassic in Qiangtang basin

众所周知,潮坪沉积环境的沉积作用变化频繁,所形成的米级旋回厚度几乎是与沉积物可容纳空间的变化同步的,属于Soreghan和Dickinson[8]提出的同步补偿(keep up)型旋回,孕含着丰富的构造、海平面变化及沉积物堆积作用等方面的信息,因此是开展侏罗系旋回地层研究的最理想对象。

在2007年,作者重测了雁石坪东山的标准剖面夏里组,剖面起点坐标 N33°35′48″,E92°03′54″,终点坐标 N33°34′29.2″,E92°04′29.6″,野外分139层。野外工作以厘米级到米级尺度对剖面上肉眼能见度范围内所有的岩石和岩相特征、粒度及层理厚度、颜色变化、生物生态等资料进行了收集,重点观察了旋回层的顶底界面、叠置样式和内部发育的各种沉积构造。

2 米级旋回类型及剖面叠置

在露头上能直接识别的、几十厘米至几米厚的地层沉积旋回就是Anderson[9]和梅冥相[10]所称的“米级旋回”。一般认为,它是异成因机制控制下的间断-加积作用过程的产物[11,12]。作为沉积节律的基本表征,它类似于王鸿祯等[13]所称的“小层序”和Mitchum[14]所称的“高频层序”,也类似于郑荣才等[15]所定义的“中、短期基准面旋回和超短基准面旋回”和Vail等[16]所定义的“准层序”,以及魏家庸等[17]所定义的“岩石地层单位的旋回性基本层序”。

作为基本地层结构单元,在不同的沉积动力机制作用下以及不同的物质来源情况下,所形成的米级旋回的岩性、岩相和沉积标志以及垂向序列等都具有不同特性,因而识别和鉴定这些不同时空位置的米级旋回类型就成为研究旋回层序地层的一项基本工作。那么,野外米级旋回层序的识别特征和划分依据主要是什么呢?一般而言,米级旋回层序具有2大明显特征[18]：第一是它的界面均为突变界面,顶底界面表现为较深水的沉积物直接覆盖在较浅水沉积物之上。第二是米级旋回内部通常可划分成上、下两个单元,下部单元水体环境较深,为海平面迅速上升阶段的产物。而上部单元属于稳定沉积环境的产物,水体环境较下部变浅。一个完整的米级旋回层序代表一个完整的海平面变化旋回。

按照以上识别特征和划分依据对夏里组米级旋回进行了详细观察和统计,将该剖面夏里组划分成两个大类的旋回层序：一类是碎屑岩型旋回层序,另一类为碎屑岩-碳酸盐岩型旋回层序。

碎屑岩型旋回层序类型为夏里组最常见的旋回类型,概括起来包括六个岩相单元,它们是：(a)潮下高能石英细砂岩,呈青灰色、灰白色,发育交错层理、斜层理,成分成熟度及结构成熟度均较高,属潮下高能动荡浅水环境下的产物,仅见于剖面0层和1层底部,沉积厚度较大。(b)潮下坪砂岩,以粉砂居多,少量细砂岩,一般呈灰绿色、黄灰色,发育小型交错层理、脉状层理、沙纹层理,广泛分布于剖面中,以米级厚度常见。(c)潮下坪泥岩,多呈灰绿色,单层厚度在数厘米至数十厘米间,发育透镜状潮汐层理和水平层理,在剖面的中部和上部发育。(d)潮间-潮上坪砂岩,也分粉砂岩和细砂岩,泥质含量较岩相单元b稍高,但两者的沉积构造相似;不同的是该岩相单元多呈紫红色、紫色、暗紫红色,广泛分布于剖面中部。(e)潮上坪泥岩,为代表氧化色的紫红色为主,发育透镜状潮汐层理和泥裂,见少量水平纹层,单层厚度在厘米级,为潮上浅水静水环境产物,广泛发育于剖面中部。(f)潮上坪膏盐岩,仅出现于剖面第72层和第75层,呈紫红色、黄灰色,单层厚度0.1～0.3 cm不等,为潮上极浅水干旱环境产物。上述这些岩相单元常按不同的组合形式叠置成不同的旋回层序,剖面中共识别出12种类型,如图2所示,它们具有的共同特征是颗粒向上变细、沉积环境总体向上变浅,具有潮汐的“正粒序”特征。

图1 藏北雁石坪地区夏里组垂向岩相序列及旋回叠置形式Fig.1 Facies succession and vertical stacking pattern of meter-scale cyclic sequences in Xiali Formation of Yanshiping area

图2 夏里组中碎屑岩型米级旋回层序的岩相单元及类型Fig.2 The lithofacies units and types of clastic rock meter-scale cyclic sequences

图3 夏里组碎屑岩-碳酸盐岩型米级旋回层序类型Fig.3 Types of the clastic rock-carbonatite meter-scale cyclic sequences

碎屑岩-碳酸盐岩型旋回层序类型在夏里组少见,仅见4个这种类型的旋回层序,分布于剖面上部。其下部为碎屑岩沉积,上部为碳酸盐岩沉积。包括2类旋回层序类型(图3)：第1种旋回层序(图3-M)的底部为灰绿色泥岩,单层厚度为厘米级,见水平层理,代表一种潮下静水还原环境;中部为紫红色砂岩,泥质含量较高,发育小型沙纹层理,为潮间-潮上坪沉积;旋回顶部为灰色、深灰色泥晶灰岩,单层厚度0.2～0.5 m不等。另一种旋回层序(图3-N)的底部同样也为潮下灰绿色泥岩;中部为潮下坪砂岩,灰绿色,单层厚度0.1～0.2 m,发育小型交错层理和沙纹层理;旋回顶部为介壳灰岩层,呈黄灰色、灰色,单层厚度1～5 cm不等,侧向延伸不稳定,介壳一般有磨蚀破碎,常具定向排列,介壳间被泥晶基质充填,为异地搬运和筛选而形成的介壳滩沉积。一般认为,旋回下部的碎屑岩沉积主要形成于高频海平面变化的上升阶段,由于水体环境加深,由波浪、潮汐的回流作用从海岸线带回沉积物堆积形成;而旋回的上部主要形成于高频海平面变化的下降时期,由于海岸线向海退缩,陆源沉积随之减少,沉积水体变为清水环境,因此形成了该旋回层序的上部单元——碳酸盐岩单元[10]。

剖面上共划分出85个米级旋回,这些旋回层序在剖面中常以不同形式叠置(图1),所形成的厚度也不尽相同(图4)。整个地层中最大旋回厚度出现于剖面顶部第80个旋回中,厚度为32.50 m;最小旋回厚度出现于剖面中上部第73个旋回中,厚度为0.53 m。多数旋回厚度集中在1～5 m范围内,超过10 m的旋回在整个米级旋回中的比例很小。

图4 雁石坪地区夏里组旋回厚度分布图Fig.4 The bar plot of the cycle thickness in Xiali Formation of Yanshiping area

3 米级旋回层序成因机制探讨

旋回着重强调地层堆积作用是受异成因机制控制的周期性时间过程,而层序是指相应旋回的产物。对于地层堆积作用过程,Anderson和Goodwin提出相对于传统的地层逐渐堆积作用模式的另一种假说模式——PAC假说,该假说认为大多数陆表海环境中的地层由一种薄的向上变浅的旋回层序组成,其分界面是由地质上瞬间的相对海平面上升形成的间断时间(瞬间淹没)所产生,紧接着是均衡过程。该模式的基本思想是地层记录以堆积作用的周期性(幕式)来与异成因机制响应,其实质则是强调地球轨道效应即偏心率、轴斜率、岁差旋回造成地球日照量的变化,从而引起极地冰盖的消长使海水体积发生变化,最终造成地层高频旋回层序的叠加。

对于藏北雁石坪地区中侏罗统夏里组而言,是否同样存在如此地层堆积响应呢?由于夏里组目前还缺乏准确的地层时间域的测年数据,要分析地层中的米兰科维奇旋回,可以在空间域中用间接的方法求取。米兰科维奇旋回在地质历史时期具有相对的稳定性,各周期间的比率关系在一定的地质历史时期是稳定的,如果能够在地层所包含的各种旋回中找到与米兰科维奇旋回周期比率相等或相近的关系,就可以认为研究层段的各旋回对应于米兰科维奇旋回各周期[19]。

由于高频旋回的相互叠加以及噪音的干扰,用肉眼直接分辨各级旋回是困难的。为了解决这个问题,可以引进频谱分析技术对该剖面米级旋回进行相应研究。频谱分析技术是研究周期性现象中最为常用的一种统计分析方法,主要通过对一系列复合波系进行傅立叶变换,将其分解成若干振幅和相位不同的简谐波,并找出其中振幅最大的波,即该复合波中的主要频率[20]。运用在旋回地层学的研究中,频谱分析就是将地层记录中由不同周期的叠加沉积旋回,通过数学变换,分解成各自独立的周期旋回,以频率的形式记录成频谱曲线。分析结果见图5。图5-A为频率域中功率图,横坐标代表频率(旋回数/m),纵坐标代表相对功率,也就是相对能量,图中能量高点表示该频率的沉积旋回在地层中的重要性。将横坐标取倒数,转化为相应波长,纵坐标不变,得到图5-B波长-功率图,这样从中可以方便找出主要的旋回周期,实际上就是米级旋回主要组合周期。从图上可以看出,雁石坪夏里组米级旋回厚度对应的主要频率值为0.047,0.152,0.329,0.352,0.482：它们的可信度均大于 90%;而0.047,0.152,0.482三个频率值的可信度大于95%,显示其在地层中的重要性。转化为相应波长为21.25,6.54,3.04,2.83,2.07。由于米级旋回的平均厚度为7.59 m,所以地层主要旋回厚度分别为161.20 m,49.64 m,23.07 m,21.48 m,15.71 m。

图5 藏北雁石坪地区夏里组米级旋回厚度频谱分析图Fig.5 Frequency spectral analysis of the cycle thickness in Xiali Formation of Yanshiping area

根据Berger[21]计算的地质历史时期米兰科维奇旋回周期的变化,求得侏罗纪时期的岁差周期为21.3 ka和17.6 ka,轴斜率周期为50.6 ka和38.0 ka,偏心率周期为恒定的400 ka,123 ka和95ka。对比本次计算的夏里组中主要的旋回厚度近似比率(表2),可发现周期为21.25,6.54,2.83,2.07的旋回组合之比为1∶0.308∶0.133∶0.095;分别与长偏心率周期400 ka、短偏心率周期123 ka、斜率周期50.6 ka和38.0 ka之间的比值1∶0.308∶0.127∶0.098极其相近。更令人吃惊的是,波长为21.25和6.54之比与长、短偏心率之比完全相等;波长为 21.25和 2.83,2.073之比1∶0.133∶0.098,与长偏心率周期400 ka和斜率周期50.6 ka,38 ka之比1∶0.127∶0.095,它们之间的误差也仅为4.7%和3.2%：说明夏里组的主要旋回与米兰科维奇旋回周期之间具有很好的对应关系。但是,经过频谱分析得到的主要波长中还包括3.04的波峰,它与21.25之比为1∶0.143,而在所有的米兰科维奇周期之比中未找到近似比,说明该峰值可能为噪音或者其他旋回周期的联合控制。由此可以认为,米兰科维奇旋回是影响本区夏里组沉积旋回发育的主要因素,也就是说地球轨道效应造成的高频海平面变化是主导该套地层沉积中高频沉积旋回发生、叠置的主要因素。

表2 侏罗纪米兰科维奇旋回周期比率与夏里组主要波峰比率关系对照表Table 2 Corresponding relationship between Jurassic Milankovitch cycles period ratio and main cycles wave crest ratio of the Xiali Formation

4 结论

a.在厚度约645 m的藏北雁石坪地区夏里组中识别出85个米级旋回,可分为碎屑岩型、碎屑岩-碳酸盐岩型2种类型及14种亚类型,它们具有的共同特征是颗粒向上变细、沉积环境总体向上变浅,具有潮汐的“正粒序”特征。

b.藏北雁石坪地区夏里组中保存着161.20 m,49.64 m,23.07 m,21.48 m,15.71 m共5个主要的沉积旋回,它们的比值与米兰科维奇旋回周期比值之间具有很好的对应关系。因此,可以认为夏里组中广泛地保存着米兰科维奇旋回,它是控制本区夏里组沉积旋回发育的主要因素。

[1]程日辉,王国栋,王璞.松辽盆地白垩系泉三段-嫩二段沉积旋回与米兰科维奇周期[J].地质学报,2008,82(1)：55-64.

[2]王成善,伊海生,刘池洋,等.西藏羌塘盆地古油藏发现及其意义[J].石油与天然气地质,2004,25(2)：139-143.

[3]黄继钧.羌塘盆地基底构造特征[J].地质学报,2001,75(3)：333-337.

[4]青海省地质矿产局.青海省岩石地层[M].武汉：中国地质大学出版社,1997.

[5]杨遵仪,阴家润.青海省南部侏罗纪地层问题讨论[J].现代地质,1988,2(3)：278-292.

[6]史晓颖,杨遵仪.青南、藏北中侏罗缅甸贝内部构造的研究及修订[J].古生物学报,1992,31(5)：540-563.

[7]陈兰,伊海生,胡瑞忠,等.羌塘盆地侏罗纪双壳化石组合及古环境[J].成都理工大学学报：自然科学版,2005,32(5)：466-473.

[8]SOREGHAN G S,DICKINSON W R.Genetic types of stratigraphic cycles controlled by eustasy[J].Geology,1994,22(8)：759-761.

[9]ANDERSON E J,GOODWIN P W.The significance of meter-scale allocycles in the quest for a fundamental stratigraphic unit[J].Journal of Geology,1990,147：507-518.

[10]梅冥相,徐德斌,周洪瑞.米级旋回层序的成因类型及其相序组构特征[J].沉积学报,2000,18(1)：43-62.

[11]梅冥相.碳酸盐米级旋回层序的成因类型及识别标志[J].岩相古地理,1993,13(6)：35-45.

[12]梅冥相.碳酸盐旋回与层序[M].贵阳：贵州科技出版社,1995：1-245.

[13]王鸿祯,史晓颖.沉积层序及海平面旋回的分类级别[J].现代地质,1998,12(1)：1-16.

[14]MITCHUM R M,VAN WAGONER J C.Highfrequency sequences and their stacking patterns;sequence-stratigraphic evidence of high-frequency eustatic cycles(in the record of sea-level fluctuations)[J].Sedimentary Geology,1991,70：131-160.

[15]郑荣才,彭军,吴朝容.陆相盆地基准面旋回的级次划分和研究意义[J].沉积学报,2001,19(2)：249-254.

[16]WILGUS C K.Sea-level changes-An integrated approach[M].SEPM Special Publication,1988：1-407.

[17]魏家庸,卢垂明,徐怀艾,等.沉积岩区 1∶5万区域地质填图方法指南[M].武汉：中国地质大学出版社 ,1991：29-44.

[18]罗光文,梅冥相,苏德辰.露头碳酸盐岩旋回层序的识别与划分[J].石油勘探与开发,1998,25(2)：13-16.

[19]李凤杰,郑荣才,罗清林,等.四川盆地东北地区长兴组米兰科维奇周期分析[J].中国矿业大学学报,2007,36(6)：805-810.

[20]王永军,郭泽清,刘卫红,等.柴达木盆地东部三湖地区四系米兰科维奇旋回分析[J].地球物理学进展,2007,22(2)：544-551.

[21]BERGER A,LOUTER M F,DEHAN T V.Pre-Quaternary Milankovitch frequencies[J].Nature,1989,342(9)：133.