灵山岛北端早白垩世复理石中的滑塌断崖

2014-09-11董晓朋吕洪波张星张海春王俊张素菁

地质论评 2014年4期

董晓朋，吕洪波，张星，张海春，王俊，张素菁

1)中国石油大学地球科学与技术学院, 山东青岛，266580; 2)现代古生物学和地层学国家重点实验室, 南京，210008; 3)中国科学院南京地质古生物研究所, 南京，210008; 4)香港大学地球科学系, 香港

内容提要: 山东灵山岛北端背来石附近复理石为下白垩统灵山岛组(K1lsd)上段，笔者等在其野外露头上发现了海底滑塌侵蚀区的代表性构造——滑塌断崖。据野外观察，背来石附近复理石以含砾粗砂岩夹泥质粉砂岩为主，偶夹砾岩层。滑塌陡崖一般发育在事件沉积层——粗砂岩或含砾粗砂岩中，断面呈上凹的弧形，上覆继承性沉积了泥质粉砂岩或粉砂质泥岩。滑塌褶皱、震动液化脉等事件沉积普遍发育，说明灵山岛组沉积时地震频发。根据滑塌褶皱枢纽、轴面以及滑塌断崖产状判断滑塌方向有两个：主要为SWNE，部分为SN。滑塌断崖的发育揭示了：随着盆地的收缩变浅，灵山岛地区由纯粹的滑塌堆积区逐渐转变为滑塌侵蚀—堆积混合区，灵山岛组上段砂泥比增大且含大量片麻岩和石英岩砾石，说明沉积区更接近陆缘，盆地处于残余洋盆发育的晚期阶段。

灵山岛是山东省青岛市黄岛区南部黄海近岸海域中的一个小岛，面积为7.66km2，位于该区重要的构造单元——苏鲁造山带中, 而造山带的NW侧为胶莱盆地(图1)。吕洪波等(2011)首次发现并报道的早白垩世深海复理石及滑塌褶皱层，以及后来在复理石露头中发现的巨大滑积岩块(吕洪波等，2012)，揭示了造山带正强烈隆起、洋盆即将闭合的构造背景。根据泥岩中的孢粉组合和砂岩中的碎屑锆石测年结果(Wang Jun et al.❸)，这套地层时代为早白垩世早期，命名为灵山岛组(K1lsd)(张海春等，2013)。一系列发现与进展使得灵山岛早白垩世复理石成为近年来的研究热点并引发了沉积环境讨论：钟建华(2012)认为该滑塌沉积层属于陆内三角洲浅水沉积；吕洪波等(2013)强调了深海相特征；邵珠福等(2014)认为是物源供应充足的湖盆三角洲前缘在构造坡度或沉积坡度控制下，受地震和火山活动影响发生的块体搬运沉积和浊流沉积。壮观的滑塌沉积层及其间的软沉积物变形构造引发了后续的讨论(董晓朋等❶，董晓朋等，2013)，而对上覆层火成岩及磨拉石建造也有了初步研究(张星等❷；Wang Jun et al.❸；张海春等，2013)。复理石和磨拉石分别为残余盆地和前陆盆地代表性的沉积体(Einsele, 1992485～492)，而灵山岛复理石与磨拉石的存在表明扬子板块与华北板块之间的碰撞到早白垩世仍未完成(吕洪波等，2011，2012；Wang Jun et al.❸)。这一认识与前人所述三叠纪扬子板块与华北板块已碰撞闭合造山的观点(Ames et al., 1996; 李曙光等，1996，1997；Hacker et al., 1998; 刘福来等，2003)有着明显的差异。

近年来已经报道的灵山岛组复理石滑塌褶皱和软沉积物变形构造，如：同沉积滑塌褶皱、同沉积拉伸线理、同沉积布丁构造和同沉积双重构造，都属于滑塌堆积区(accumulation zone)构造。2013年本文作者又在灵山岛北端背来石附近露头上发现属于滑塌侵蚀区(depletion zone)的典型构造——滑塌断崖(slump scarp)。本文将介绍其特征并分析其地质意义。

图1山东青岛市灵山岛附近地质简图及平面图 (据山东省第四地质矿产勘查院，2000；吕洪波等，2011；有改动，灵山岛卫星图片据Google Earth)Fig. 1 A sketch map showing the geologic framework of Lingshan Island, Qingdao, Shandong, and its vicinity area (Modified after No. 4 Exploration Institute of Geology and Mineral Resources of Shandong Province, 2000； Hongbo et al., 2011； and the satellite image of Lingshan Island was captured from Google Earth)

1 滑塌断崖(slump scarp)定义及特征

Buchanan和Milne分别于1887年和1897年报道的海底沉积物发生位移冲断海底电缆事件是对滑塌沉积的最早记录(Carlson, 1978)。未固结或未完全固结的沉积物以相对较连续的块体或岩层沿斜坡发生相对位移的过程叫做滑塌(slump or slide)(Turner and Schuster, 199640～41; Tarbuck and Lutgens, 1998219～220; Girty, 2009)，常见于大陆架(Carlson, 1978)、陆架坡折处(Bunn et al., 1980)、大陆坡(Field and Clarke, 1979; Bunn et al., 1980)和海底峡谷两侧(Kenyon et al., 1978)等斜坡沉积的中新世到全新世未固结沉积层中(Lewis, 1971; Embley et al., 1977; Carlson, 1978; Bunn et al., 1980)。

每个滑塌层都有以伸展断裂为主的上坡—侵蚀区(depletion zone)和以挤压褶皱为主的下坡—堆积区(accumulation zone)。滑塌断崖(slump scarp)发育在侵蚀区顶部，最早被Finch(1933)用来描述岩浆受冷凝、挥发分逃逸和地表起伏影响发生陷落形成的断裂，现在则形容块体剥蚀(mass wasting)过程中在斜坡上形成的陡峭断面(Varnes, 1978；Hampton et al., 1996)(图2)。相邻的斜坡上可能发育冠状裂缝(crown crack),滑塌体内部也可能发育小型断崖。

国外学者虽然对滑塌沉积研究较多，但对滑塌断崖的研究报道仅限于其发育(Schwing and Norton, 1990; Houghton et al., 1999)和形态特征方面(Almagor and Wiseman, 1991; Hampton et al., 1996)，而国内关于滑塌断崖研究的正式报道尚未发现。

图2 滑塌沉积理想模式图(据Varnes, 1978; Hanpton et al., 1996; 有改动)Fig. 2 Ideal model of slump deposits (Modified after Varnes, 1978; Hanpton et al., 1996)

2 灵山岛组滑塌断崖的基本特征

灵山岛组在千层崖处褶皱形态显示清楚，其中一组岩层产状为65°∠44°；修船厂处地层产状稳定，为129°∠36°；背来石北部露头地层产状大致为104°∠65°(图1)。据野外观察地层间接触关系和沉积结构构造等判断，灵山岛组未发生倒转。对比修船厂和千层崖剖面，千层崖处复理石沉积最早，背来石附近地层位于修船厂处复理石之上，沉积时间稍晚，为灵山岛组上段。图3所示为在灵山岛北端背来石附近露头发现的各种现象。

图3中露头均位于岛屿北端海边的潮间带，而记录断崖的地层露头特征如下(滑塌断崖-1和滑塌断崖-3被后期断裂错段，图4和图6为恢复断崖原始形态素描图)：

2.1 断崖露头-1

如图4所示，断崖-1断面呈上凹的弧形，在上缘(D层)陡，而向下逐渐变缓直至平行于地层层面(C、B层)，切穿粒序层砂岩的断面主体产状为84°∠75°，岩层产状为104°∠65°。粒序层砂岩(D层)厚约0.9m，B和C两层厚约1.4m，B层被断面切割段稳定厚度为0.7m，断崖-1高度约为1.6m。

A层和C层以泥质砂岩为主，成层性较好，均为背景沉积。B层为厚层含砾粒序粗砂层，包裹大量变形砂岩、泥岩碎片，长10～40cm者居多。砂岩、泥岩碎片多呈带状近平行于层面分布，代表高强度的事件沉积。D层为含砾粒序粗砂岩，底部砾石棱角状—次棱角状，粒径大多小于1cm，内部未见纹理，顶面被浊流侵蚀而凹凸不平。上覆泥质粉砂岩和泥岩层依下伏砂岩形态发生继承性弯曲，为背景沉积。

图3 灵山岛北端背来石附近灵山岛组露头Fig. 3 Outcrop of Lingshandao Formation nearby Beilaishi (flying stone), north of Lingshan Island

a) 滑塌断崖-1野外露头(镜头指向12°)；(b) 滑塌断崖-2野外露头；(c) 滑塌断崖-3野外露头(由多张照片拼接而成)；(d) 震动液化脉；(e) 背来石附近灵山岛组；(f) 复理石中砾岩夹层，背景沉积为泥质砂岩；(g) 同沉积滑塌褶皱(两条虚线之间的部分)，轴面倾向大致相同，倾向滑塌来源方向。褶皱层为含砾粗砂岩，背景沉积为泥质砂岩；(h) 同沉积逆冲断层(两条虚线之间的部分)，褶皱层为含砾粗砂岩，背景沉积为泥质砂岩；(i) 大型滑塌褶皱，产状混乱 (a) Outcrop of slump scarp-1(camera to 12°);(b) outcrop of slump scarp-2;(c) outcrop of slump scarp-3, pieced by several photos;(d) liquefied sand dikes;(e) outcrop of the Lingshandao Formation nearby Beilaishi(flying stone);(f) conglomerate embedded in pelitic sandstone which deposited in stable sedimentary environment; (g) synsedimentary slump folds (between the dash lines) with their axial planes dipping toward the slump source; the folded layer is conglomeratic sandstone embedded in pelitic sandstone which deposited in stable sedimentary environment;(h) synsedimentary thrust fault (between the dash lines); the folded layer is conglomeratic sandstone embedded in pelitic sandstone which deposited in stable sedimentary environment;(i) Large slump folds with chaotic attitudes, representing the slump accumulation zone

2.2 断崖露头-2

如图5所示，断崖-2断面呈上凹的弧形，在B层上缘陡，而向下逐渐变缓直至平行于下伏泥岩，切穿粒序层砂岩处产状为266°∠82°，岩层产状为104°∠81°。B层最厚约17cm，断崖-2高度约为17cm。

A层为含砾粒序粗砂岩，包裹大量变形砂岩、泥岩碎片，代表高强度的事件沉积。C层泥质砂岩和砂岩形态发生继承性弯曲，为背景沉积。B和D两层均为厚层含砾粒序粗砂岩，包裹砂岩、泥岩碎片，底部砾石棱角状—次棱角状，粒径大多1cm左右，均为高强度的事件沉积。B层顶面受侵蚀而凹凸不平，与D层形态似互补，这是因为：B层发生滑塌后形成负地形，然后在相对安静的水体中沉积了C层，并依其形态继承了弯曲的特征，而后来的事件性沉积物将负地形充填(D层)。E层为泥质砂岩和砂岩互层，偶夹褶皱泥质条带，是背景沉积层受到后续事件影响而向前方蠕动的结果。

图4 灵山岛滑塌断崖露头-1素描图(由图3a简化而得，俯视拍摄)Fig. 4 A sketch profile showing the slump scarp-1 in K1lsd in Lingshan Island (See Fig. 3a)

2.3 断崖露头-3

如图6所示，断崖露头-3包含两个断崖，断面均呈向上凹的弧形，弧面很缓：

(1)断崖-3-a：上缘(D层)陡，向下逐渐变缓直至平行于断崖-3-b。C、D两层厚约20cm，断崖-3-a高度约为20cm；

(2)断崖-3-b：B层由上缘向下逐渐变缓直至平行于层面(A层)。B层最厚约30cm，最薄约10cm，断崖-3-b高度约为20cm 。C层产状为98°∠67°。E层中层间小褶皱枢纽产状为185°∠17°和180°∠20°。

B层为含砾粒序粗砂岩，砂泥岩碎片少见，底部砾石粒径多小于0.5cm。D层为含砾粒序粗砂岩，组成与B层相似。E层以泥质粉砂岩为主，夹有薄层或厚层的褶皱砂岩层。C、E层均发生继承性弯曲，为背景沉积。

图5 灵山岛滑塌断崖露头-2素描图(由图3b简化而得，俯视拍摄)Fig. 5 A sketch showing slump scarp-2 in K1lsd in Lingshan Island (See Fig. 3b)

图6 灵山岛滑塌断崖露头-3素描图(由图3c简化而得，俯视拍摄)Fig. 6 A sketch showing slump scarp-3 in K1lsd in Lingshan Island (See Fig. 3c)

3 讨论

3.1 触发因素

前人归纳：滑塌作用的触发因素主要为地震(Schwing and Norton, 1990; Almagor and Schilman, 1995; Monecke et al., 2004; Martinez et al., 2005)，其次还有波浪(Henkel, 1970; Hanpton et al., 1978)、与冰川有关的海平面变化(Kuijpers et al., 2001)、高沉积速率(Agirrezabala et al., 2005)和地层中的流体流动(Martinez et al., 2005; Faure et al., 2006)等。

图4中B层包裹的砂岩、泥岩碎片呈带状近平行于层理分布，这说明浊流沉积频繁，能量强，具有阵发性特征。此处砂岩中发育震动液化脉(图3d中箭头所指)。据前人研究，震动液化脉是古地震的重要识别标志之一(Obermeier, 1996; 乔秀夫等，2009，2011)。

综上所述可推断：频繁的地震是导致灵山岛组砂岩中滑塌断崖发育的最主要因素。由于地震活动频繁，砂泥岩固结程度低且砂岩易滑塌，因此灵山岛组复理石中滑塌褶皱和断崖发育普遍。

3.2 形成机制

在水下沉积物发生滑塌和位移过程中，重力是主要的驱动力(Field and Clarke, 1979; Alsop et al., 2012)。由于滑塌过程中滑塌体可发生流体化形成浊流，滑移几十甚至上百千米(Mulder and Cochonat, 1996)，因此侵蚀区往往空留断崖不见滑塌体。在露头处顺陡崖发育层追踪至海边而未见滑塌体，说明滑塌部分已经远远地向前方移走，滑移距离无法判断。

3.3 滑塌方向

作者将背来石附近野外测量结果进行了赤平投影，恢复了原始产状(表1)。

表1 部分软沉积物变形构造产状及地质意义

表1中断崖产状揭示：滑塌体由SW向NE滑塌，图4和图5中滑塌褶皱及褶皱泥质条带产状也与此结果吻合。同沉积小褶皱产状揭示：滑塌体除由SW向NE滑塌外，还由S向N滑塌。考虑到灵山岛组沉积时灵山岛一带曾为残余盆地，推测灵山岛这套沉积层当时应位于大陆斜坡底部。来自于斜坡的滑塌体与平行盆地轴部运移的浊流和滑塌体在此混合。

3.4 沉积环境演化

灵山岛背来石附近灵山岛组以灰黑色粗砂岩和泥质砂岩为主，偶夹含砾粗砂岩层，背景沉积为灰黑色泥质粉砂岩。岩相特征说明沉积环境为强还原环境，不会受波浪影响；因未发现牵引流引起的前积层理等构造，推测洋流影响也很弱。发育断崖的粗砂岩中砾石主要为片麻岩和石英岩，粒径以厘米级为主，棱角状—次棱角状(图3e、图3f)，说明浊流强度大，可将陆相砾石和粗砂带到深海沉积。

与修船厂处(董晓朋，2013)和千层崖处(吕洪波等，2011)砂岩相比，千层崖处砂岩的粒度和砂泥比最小，背来石附近最大，这说明：晚期沉积盆地的水体明显比早期变浅，更接近物源区。

滑塌断崖是滑塌侵蚀区的标志性构造，而逆冲小断层(thrust faults)(图3h)和同沉积滑塌褶皱(图3g、图3i)是典型的滑塌堆积区特征(Martinez et al., 2005)，因此背来石附近灵山岛组具备滑塌侵蚀—堆积混合区特征。而由千层崖到修船厂，同沉积滑塌褶皱是最主要的软沉积物变形构造(吕洪波等，2011，董晓朋等，2013)，这说明灵山岛一带早白垩世曾经为滑塌堆积区。灵山岛组沉积过程中软沉积物变形类型自下而上的变化趋势说明：随着盆地的演化，灵山岛一带由纯粹的滑塌堆积区逐渐转变为滑塌侵蚀—堆积混合区。