陕西宁强胡家坝地区震旦系灯影组风暴沉积特征

2018-06-26刘明博林晋炎王晓伟

城市地质 2018年2期

刘明博，林晋炎，高硒，王晓伟，华洪，徐乔

（西北大学地质学系大陆动力学国家重点实验室，陕西西安710069）

国外对风暴沉积的研究历史较长，始于20世纪50年代，并于70—80年代之间达到高潮。前人麦基（Mckee，1959）、海伊（High，1969）和鲍尔（Ball，1967）等人先后研究了碳酸盐岩风暴沉积。随后沃尔顿（Walton，1970）、辛格（Singh，1972）和桑德斯（Sanders，1976）等则重点研究了陆源风暴沉积（梁桂香，1994）。经过众多研究学者的长期探索，创建了风暴流沉积理论，堪称沉积学领域的丰碑。我国从80年代中期开始引进风暴岩的概念，研究进展迅速（刘宝珺等，1986；邵龙义，1993；周静高等，1999），风暴岩沉积特征的指示在沉积相分析与古环境恢复中具有重要的地质意义。本文对研究区宁强胡家坝震旦系灯影组风暴沉积进行分析和探讨。

1 区域地质背景

陕西宁强地区前寒武地层出露较为完整，发育最古老的结晶基地为古元古代后河杂岩（米仓山区）和子午杂岩（汉南区），中元古代为绿片岩相变质的三花石群，主要岩性为变沉积岩、变中酸性凝灰岩和基性火山岩，不整合在古元古代变质基地之上（赵凤清等，2006）。新元古代南华纪地层总体特征是由寒冷冰期为主间以湿气候的间冰期的沉积物所组成（尹崇玉等，2007），震旦纪陡山沱组和灯影组为陆表海碳酸盐岩—碎屑岩沉积（陈高潮等，2012）。宁强、勉县一带震旦系属于峡东型（王欣等，2010），下统灯影组与湖北峡东黄陵地区相似，主要岩性为镁碳酸盐岩，夹少量灰岩及砂质页岩。研究区位于宁强县胡家坝（图1），灯影组根据古生物、岩性和沉积构造的差异，三分性明显，高家山段风暴岩具有一定的沉积特征（图2）。

图1 陕西宁强—勉县区域地质概况Fig.1 The regional geology map of Ningqiang-Mianxian Shaanxi province

图2 高家山剖面地层序列及沉积相划分Fig.2 The stratigraphic sequence and sedimentary facies of gaojiashan section

2 风暴沉积岩石学特征

2.1 高家山剖面岩石学特征

高家山剖面实测灯影组三分性明显，藻白云岩段、高家山段和碑湾段均可见到，碑湾段与下寒武统郭家坝组呈假整合接触，未见到藻白云岩段与下部陡山沱组的界限。高家山剖面起点坐标为北纬32°57′13.1″，东经106°27′58.2″，高程913m；终点坐标为北纬32°57′40.7″，东经106°27′48.1″，高程695m，实测剖面长度为1250m，岩层累计真厚度为941m。高家山段地层主要岩性为：含砾白云岩、灰岩、泥质粉砂岩、钙质砂岩，在高家山段末端可见碎屑砂岩；颜色以灰、浅灰、深灰色、灰绿色为主。经镜下观察，碳酸盐岩以细粉晶白云岩、粉屑灰岩（颗粒分选较差，半径0.02～0.05 mm，最大可见到0.07mm，次棱角—次圆，填隙物主要是灰泥杂基。）常见，并且含有少量石英（粒径在0.03～0.16mm之间，基本都为次棱角—棱角状。），偶见黑云母；碎屑岩常见粉砂岩、粉细砂岩，以泥质或钙质胶结，颗粒主要为石英，长石少见，石英含量占到50%以上，分选较差，粒径0.65～1.65mm之间，多呈次棱角—棱角状，岩屑可见云母、变质岩屑（石英定向排列）、火山岩屑。

2.2 狮子崖剖面岩石学特征

狮子崖剖面位于胡家坝电厂对面，实测剖面长度约0.368km，灯影组出露较为完整，岩相变化大，具有三分性。高家山段与风暴层序相关的岩性有泥质粉砂岩、粉砂质泥岩、灰岩和末端的中—粗砂岩、含砾粗砂岩、砾岩，颜色以浅灰、灰色、深灰色为主。在镜下观察：灰岩为泥晶、细粉晶和粗粉晶，其中泥晶、细粉晶较为普遍，偶见有石英（粒径分布0.02～0.11mm，主要为0.02～0.05mm之间，颗粒次棱角—棱角状，偶见次圆状。）；中—粗砂岩长石普遍达到砾级，石英分选较差，粒径在0.35～0.55mm之间，次棱角—次圆，偶见圆，泥质胶结，出现石英岩岩屑。

3 沉积构造特征

风暴沉积具有特定的识别标志，最具典型的是风暴浪作用形成的丘状或洼状交错层理；以及垂向层序上，下为平行纹层理，上为波状纹层理（朱筱敏，2008；白万备等，2011）。

通过对高家山剖面详细野外观测，识别出高家山剖面高家山段风暴沉积识别标志包括丘状交错层理、灰岩的侧向不稳定展布、生物逃逸化石（图3C）以及粉砂岩与泥岩的韵律组合（马冀等，2008）。狮子崖剖面高家山段碳酸盐岩发育水平层理，几乎不见丘状交错层理，碎屑岩可见丘状—波状层理、滞留颗粒沉积、沟模以及底面侵蚀—充填构造。

图3 胡家坝地区风暴沉积构造特征Fig.3 Sedimentary structure of storm deposit in Hujiaba

3.1 化石保存特征

高家山生物群为埃迪卡拉型生物群的晚期代表，高家山碑湾—牛落坑剖面是高家山生物群的命名产地和经典剖面（李朋，2008）。高家山段化石丰富（Shaanxilithes Helminthopsis、Conotubus-Gaojiashania-Protolagena、Sinotubulites-Cloudina）（华洪等，2001；张易录等，2001），黄铁矿化软躯体化石（Cai et al，2006）的发现在世界范围内占有重要地位，不仅可以更深入的了解前寒武生物群，而且对于探讨黄铁矿化软躯体化石的机理和过程具有重大意义（李朋，2008）。快速埋藏是化石保存条件之一，高家山生物群的埋藏属于风暴沉积事件（Cai et al，2007），野外资料主要依据：（1）化石层位岩石横向上变化较快，容易尖灭；（2）化石层位丘状交错层理普遍存在；（3）灰岩和碎屑岩中普遍存在滞留沉积泥砾和石英颗粒；（4）锥管虫和高家山虫都显示了遭受不同程度的风暴窒息作用（smothering）和簸选作用（winnowing）的影响（马冀等，2008；李朋，2008；蔡耀平，2011）。高家山下段含有Shaanxilithes ningqiangensis化石层位在横向上比较稳定，岩性为灰绿色含海绿石砂质页岩。大量蠕形动物爬迹不仅层面出现，还出现许多粗短的垂直潜穴（华洪等，2000），爬迹（图3C）为带状印痕，印痕宽度基本稳定，顺层展布，并且长短不一，弯曲程度也不一样，比较直，横向皱纹在印痕上比较多（华洪等，2001），应为风暴事件致使逃逸痕迹。

3.2 丘状交错层理

丘状交错层理曾经被人们称为：“不稳定的层理”“亚滨海带席状砂岩”和“切割的（浪成）波状层理”（Campbell，1966；Goldring，1973），于1975年由哈姆斯（Harms）正式定名（Harms et al，1975）。随着研究深度的加强，多数学者认为丘状交错层理是风暴浪作用下的一种特殊沉积构造（Dot et al，1982；Leckie et al，1989），由大而宽缓的一系列波状层理组成，其曲面既有上凸也有下凹（赖志云等，2010）。丘状交错层理在高家山剖面实测中常见，呈现非常宽缓的波状交错层里，下凹上凸均不明显，内部发育明暗相间纹层，多发育不完整（图3A-3B，3D）。丘状交错层理在研究区高家山段主要有以下几个特征：（1）产出丘状层理的岩性主要以含砂细粉晶、粉屑灰岩和粉晶灰岩为主，并且夹有钙质或泥质粉砂岩。（2）研究区丘状层多呈长丘长波状产出，波长与波高的比值在9∶1～13∶1之间常见，也见有长高比16∶1超长丘状层。（3）丘状薄层中发育明暗相间丘状纹层，并且在纵向上发育不完整，有错断（赵灿等，2013）。

3.3 递变层理

冲刷面之上，一般形成风暴沉积底部滞留沉积（颗粒较粗）（陆鹿等，2013）。粒序层理的形成归因于岩石的矿物粒度大小和成分的变化，风暴作用下包括两种粒序层：（1）位于冲刷面之上的底部滞留沉积和上部的细粒悬浮沉积物。（2）风暴巨浪强烈冲刷海岸沉积物并使其成悬浮状态，在回流作用下带回海中，并形成砂泥含量很高的密度流，当处于水体安静的风暴浪基面之下时，便形成鲍马序列的浊流沉积物（朱筱敏，2008）。研究区剖面碎屑岩中粒序层（图3E、3G、3H）应该都属于风暴作用下的浊流沉积。图3E中地层底部到顶部存在多个砾岩—细砂岩的旋回，砾石主要为石英（粒径2～5mm，呈次棱角—次圆。）图3G由下往上为砂砾岩—细粉砂岩，厚度在横向上不稳定，岩性变化处存在突变界面，颗粒主要为石英，分选较差，多分布于3～4mm，最大为6mm，呈次棱角到次圆状，且冲刷面较为平缓。图3H中砂岩颗粒较细，以粗—细砂为主，沉积物底面相对较为平整，冲刷面构造不明显；表现为正粒序，厚度一般为2.6～8.5cm，沿垂向上有3个粒序层的叠加。

3.4 冲刷—充填构造

风暴强流作用（冲刷和掏蚀）于海底沉积物表面，便会形成各种侵蚀构造，存在于沉积物底面的侵蚀构造是识别风暴岩的重要标志（Aigner，1982）。当底面构造被上覆沉积物所覆盖后，就形成充填构造。研究区狮子崖剖面高家山段上部碎屑岩发育，可见风暴岩底面构造有沟模（一般可以与槽模伴生，多出现在浊流砂岩底部）（朱筱敏，2008；袁静，2006；白万备等，2011）、冲刷面，其中冲刷面较为常见。冲刷面是强烈风暴冲刷基底所形成的，在区内（图3I）呈凹槽状或者波状不平坦状，充填物为具丘状或者波状层理的砂砾岩或者块状砂岩。

4 沉积相分析

4.1 宏观剖面特征

经过对研究区内两条剖面的野外实测观察和室内资料整理分析，认为高家山剖面高家山段风暴岩主要有以下特征：①岩性主要为灰岩（含有一定的碎屑石英颗粒）、泥质粉砂岩和钙质粉砂岩为主；②灰岩层丘状交错层理发育，波长与波高集中于9∶1～13∶1，呈宽缓状，粉砂岩发育水平层理；③灰岩在纵向上不稳定，常常被错断；④高家山段顶部发育一层较厚的碎屑岩粒序层；⑤在高家山段下部砂页岩中见到陕西迹化石。狮子崖剖面高家山段风暴岩特征：①岩性主要为灰岩（碎屑石英颗粒少见）、粉砂质泥岩和泥质粉砂岩；②灰岩平行层理大量发育，几乎不见丘状交错层里，粉砂质泥岩和泥质粉砂发育水平层理；③灰岩层顺层方向上稳定延伸；④高家山段上部发育大量碎屑岩，可见底面构造、粒序层（呈多个粗—细的正旋回）。

4.2 微观岩石学特征

本文对高家山段中部含化石层位灰岩作镜下分析，采样点和镜下照片如图4所示。主要有以下认识：（1）灰岩中都有碎屑石英颗粒，图4D中的石英含量较图4C中的高；图4D中石英颗粒粒径主要分布于0.02～0.10mm，最大为 0.16mm，呈次棱角—次圆状，而图4C中石英颗粒粒径集中于0.01～0.02mm，最大可见0.04mm，次棱角—次圆状常见，可见圆状。（2）图4F中，颗粒粒径较图4E大，以粉晶粉屑灰岩为主，可见泥屑，次棱角—次圆状为主，偶见不完整的菱形，以灰泥胶结；图4E中粒径大小均为泥级，在胡家坝狮子崖剖面灰岩类型为泥晶灰岩。

图4 化石层位灰岩显微照片Fig.4 photomicrograph of limestone in fossil bearing horizon

4.3 沉积环境分析

高家山段中部层位以灰岩与碎屑岩为主，经过宏观与微观分析，认为灰岩层属风暴事件沉积，而碎屑岩则为风暴间歇期的正常沉积，风暴岩沉积理想层序如图5所示。

以野外宏观和室内镜下为基础，再结合前人（Dun- ham，1962）对钙质风暴岩的分类（A类和B类）及（proximality trend，Aigner，1985）利用钙质风暴岩分类对风暴沉积远近源的判别，认为：A类钙质风暴岩位于海水较深的环境，主要分布于狮子崖剖面中部；B类钙质风暴岩位于相对海水较浅的沉积环境，分布于高家山剖面高家山段中—上部。同时，沉积物粒度分布特征能反映沉积时的水动力条件，前人就粒度分析和沉积环境的关系已做过很多工作（陈瑞君，1980）。其中，沉积物颗粒的大小是水动力的直接反应，细粒沉积物往往处于水体较深的环境。水动力作用下，矿物颗粒的磨圆度和丰度与搬运距离相关，搬运距离越远，矿物（就研究区主要指石英颗粒）的磨圆度越好，但是丰度越低。两个剖面化石层位灰岩显微镜下照片对比（图4中C与D，E与F）如表1所示，即狮子崖剖面矿物颗粒搬运距离较远，处于水体较深的环境。

图5 风暴岩沉积理想层序Fig.5 Ideal depostional sequence of tempestite

表1 高家山段中部化石层位灰岩镜下特征对比Tab.1 characteristic contrast of limestone in the central fossil bearing horizon gaojiashan

4.4 风暴岩源划分

风暴岩按照沉积场所的水深、形成的位置和距离海岸线的远近，分为3种：原地风暴岩、近源风暴岩和远源风暴岩。风暴浪基面之下的安静水体中形成具鲍马序列的浊流沉积物。当在风暴浪底与晴天浪底之间时，触及海底的巨浪峰谷在这些沉积物表面经过时，由于它的运动无固定方向，从而形成了具丘状交错层理（以机械动力筛选为主，代表浅海高能环境）的风暴沉积（王欣等，2010；朱筱敏，2008）。综合以上沉积构造、岩石学特征和沉积环境分析，认为高家山剖面含化石层位是处于相对远源风暴岩不远的近源风暴岩，而狮子崖剖面相应层位为远源风暴岩。