西藏昌果晚三疊世-早侏羅世深水重力流沉積的發(fā)現(xiàn)及意義

李 楠, 楊文光, 朱利東, 解 龍, 鐘 搖, 麥源君, 周 豫, 張洪亮

(油氣藏地質及開發(fā)工程國家重點實驗室(成都理工大學)，成都 610059)

岡底斯位于青藏高原腹地(圖1-A)，經歷了特提斯增生造山和印度-歐亞大陸碰撞造山過程[1]，記錄了多期構造-巖漿活動，發(fā)育眾多不同時代、不同屬性的沉積盆地[2]。新一輪1∶5萬區(qū)域地質調查在岡底斯東段厘定出一系列不同時代的增生雜巖[3-4]，識別出大量洋板塊地層單元[5-8]，為深入理解特提斯洋演化、大陸增生過程提供了重要基礎地質資料。盡管前人對岡底斯板塊作了大量研究[9-12]，取得了一系列研究成果，但是，在一些關鍵問題的認識上仍存在較大爭議。如對岡底斯南緣中三疊世-早侏羅世弧巖漿的構造背景目前存在兩種截然不同的觀點：一種觀點認為其為班公湖-怒江洋向南俯沖的巖漿記錄[2,8,10,13]，另一種觀點認為其形成于雅魯藏布江洋向北俯沖的構造背景[4,14-16]。之所以存在爭議，主要是由于岡底斯南緣盆地記錄較為有限，缺乏與巖漿弧同期沉積盆地的系統(tǒng)研究，制約了對岡底斯板塊構造演化過程的理解。沉積盆地作為造山帶重要組成部分，記錄了造山過程的重要信息，可為造山帶精細結構研究、造山作用歷史恢復和古地理重建提供沉積學依據(jù)[17]。造山帶內沉積盆地通常受俯沖、增生和碰撞過程及后期地質作用改造破壞，僅憑單一的沉積序列或沉積相難以恢復盆地原型[18]，而一些特殊的事件沉積記錄可為盆地原型恢復提供重要判別依據(jù)。

圖1 青藏高原大地構造、岡底斯板塊大地構造位置與研究區(qū)地質簡圖Fig.1 Tectonic framework of the Tibetan Plateau, tectonic location of the Gangdise plate and simplified geological map of the study area(A)青藏高原大地構造簡圖(據(jù)文獻[10]); (B)岡底斯板塊大地構造位置(據(jù)文獻[19]修改); (C)研究區(qū)地質簡圖(據(jù)文獻[21]修改)?；鹕綆r鋯石U-Pb年代學數(shù)據(jù)來源于文獻[8,14,19,20]

在野外地質調查過程中，筆者在岡底斯板塊南緣上三疊統(tǒng)-下侏羅統(tǒng)劉瓊組中發(fā)現(xiàn)深水重力流沉積記錄。根據(jù)巖石學、沉積構造、砂巖粒度特征及碎屑組分分析，結合最新區(qū)域地質調查資料，對劉瓊組盆地屬性及深水沉積模式進行探討，為進一步理解特提斯洋俯沖-增生過程提供沉積學約束。

1 區(qū)域地質背景

研究區(qū)位于岡底斯板塊南緣(圖1-B)，其北側直孔-松多一帶發(fā)育古特提斯洋的記錄[19]。直孔-松多洋自晚古生代形成以來，經歷了持續(xù)的俯沖-增生，并于晚三疊世發(fā)生增生造山[3,5]。南側雅魯藏布江洋的形成時代至少不晚于三疊紀[4]，由于洋殼的北向俯沖使得在岡底斯南緣廣泛發(fā)育中三疊世-早侏羅世弧巖漿[8,14-15,20]。

劉瓊組(T3J1l)為桑日群中解體出的晚三疊世-早侏羅世地層，分布于雅魯藏布江北岸劉瓊村-多吉扎寺一帶，與北側昌果組(T2-3cg)、南側普夏組(T3p)均呈斷層接觸[21](圖1-C)。劉瓊組主要為碎屑巖和火山巖組合，局部可見灰?guī)r塊和滑塌角礫狀灰?guī)r(圖2)。在劉瓊組中獲得了181 Ma的安山巖鋯石U-Pb年齡[21]，Wang等[14]在劉瓊組獲得玄武巖鋯石U-Pb年齡為212 Ma，根據(jù)火山巖鋯石U-Pb年齡(圖1-C)確定劉瓊組沉積時代為晚三疊世-早侏羅世。昌果組是一套中-酸性火山巖組合[4]，其火山巖鋯石U-Pb年齡為226～235 Ma[8]，為中-晚三疊世雅魯藏布江洋向北俯沖的火山弧[4]。普夏組由晚三疊世中-基性火山巖與碳酸鹽巖組合構成，具有典型洋島“雙層結構”[4,7]，呈構造巖塊產出。

圖2 昌果地區(qū)劉瓊組綜合柱狀圖Fig.2 Comprehensive column of the Liuqiong Formation in the Changguo area

2 地層特征

2.1 野外特征

本文圍繞劉瓊村一帶出露的劉瓊組地層開展詳細的野外地質調查以及剖面測制工作(圖2)。劉瓊組為一套呈北傾的單斜地層(圖3-A)，以碎屑巖和火山巖為主(圖3-B、C、D)，局部發(fā)育灰?guī)r塊和滑塌角礫狀灰?guī)r(圖3-E)。碎屑巖包括復成分礫巖、砂巖、粉砂巖和泥巖；火山巖包括玄武巖、安山巖、英安巖、火山角礫巖和凝灰?guī)r。在部分層位中可見含灰?guī)r礫石的火山巖(圖3-F)。

圖3 昌果地區(qū)劉瓊組巖石類型Fig.3 Petrological characteristics of the Liuqiong Formation in the Changguo area(A)劉瓊組地層宏觀特征; (B)復成分礫巖, 礫石成分主要為灰?guī)r和火山巖; (C)塊狀砂巖，無明顯沉積構造，與上、下層粉砂巖和泥巖呈突變接觸; (D)玄武巖與火山角礫巖接觸; (E)滑塌角礫狀灰?guī)r; (F)蝕變玄武巖中含灰?guī)r角礫

2.2 碎屑巖特征

根據(jù)野外及顯微鏡下觀察，劉瓊組碎屑巖主要包括復成分礫巖、雜砂巖、粉砂巖等不同類型(圖2)。①礫巖的露頭為棕紅色，新鮮面呈灰色，厚層狀，部分呈透鏡體狀，分選性較差；礫石體積分數(shù)為60%～75%，成分復雜，可見灰?guī)r(圖4-A)、中-基性火山巖礫石(圖4-A、B)，呈次圓-次棱角狀，礫徑變化于0.5～10 cm，一般為2～5 cm，礫石無明顯定向排列；膠結物為鈣質和砂泥質。②巖屑雜砂巖的露頭呈褐紅色，風化面為淺灰色(圖3-B)；細-中粒砂狀結構，發(fā)育平行層理，由石英(體積分數(shù)約10%)、巖屑(50%～55%)、長石(約10%)及填隙物共同組成。其中巖屑以火山巖為主，長石主要為斜長石(圖4-C、D)；填隙物包括泥質雜基(體積分數(shù)為15%～20%)和方解石(3%～5%)。碎屑粒徑為0.15～0.25 mm，呈次棱角-次圓狀(圖4-C、D)。③巖屑長石雜砂巖的露頭呈黃褐色，新鮮面為青灰色，中粒砂狀結構，塊狀構造，由石英(體積分數(shù)為15%)、長石(40%)、巖屑(25%)及填隙物共同組成；其中長石主要為斜長石，巖屑以火山巖為主(圖4-E、F)；填隙物包括泥質雜基和方解石；碎屑粒徑為0.15～0.4 mm，呈次圓-次棱角狀(圖4-E、F)。

圖4 昌果地區(qū)劉瓊組碎屑巖特征Fig.4 Petrological characteristics of the Liuqiong Formation clastic rocks in the Changguo area(A)復成分礫巖中灰?guī)r和火山巖礫石,正交偏光; (B)復成分礫巖中火山巖礫石,正交偏光; (C)巖屑雜砂巖,單偏光; (D)巖屑雜砂巖,正交偏光; (E)巖屑長石雜砂巖(單偏光); (F)巖屑長石雜砂巖,正交偏光。Q.石英; Pl.斜長石; Lv.火山巖碎屑

2.3 砂巖粒度特征

采用普通薄片分析法測量劉瓊組砂巖碎屑顆粒的長軸直徑，每件樣品統(tǒng)計約400粒。利用圖解法分析所得數(shù)據(jù)，計算粒度參數(shù)，結果見表1。進而繪制砂巖粒度概率累積曲線和C-M圖。

表1 劉瓊組砂巖粒度參數(shù)Table 1 Particle size parameters of Liuqiong Formation sandstones

劉瓊組砂巖以中-細粒巖屑雜砂巖為主，砂巖粒度累積概率曲線為“兩段式”，懸移載荷含量較高，斜率較低，表明砂巖分選性較差，顯示重力流沉積特征[22]。躍移載荷總體含量較低，斜率較高，與懸移載荷的交截點在1.25～3.50φ，反映重力流沉積過程也存在少量牽引流的沉積特征(圖5-A)。C-M圖顯示劉瓊組砂巖C值與M值投點平行于C=M基線(圖5-B)，說明劉瓊組砂巖具有快速堆積的重力流沉積特征[22]。

圖5 昌果地區(qū)劉瓊組砂巖粒度特征Fig.5 The characteristic of sandstone grainsizes of Liuqiong Formation in the Changguo area C值:粒度累積曲線上顆粒含量1%處對應的粒徑; M值:粒度累積曲線上50%處對應的粒徑

2.4 砂巖碎屑組分分析

砂巖碎屑組分統(tǒng)計方法為Gazzi-Dickinson記點法，在雙目鏡下統(tǒng)計出砂巖薄片中砂級(>62.5 μm)碎屑顆粒組分的數(shù)量，每張薄片統(tǒng)計數(shù)量大于300顆。在鏡下完成砂巖碎屑組分統(tǒng)計后換算出不同碎屑組分的百分比，然后繪制Dickinson三角圖[23]，進而完成物源區(qū)構造背景判別。

本文共統(tǒng)計了6件砂巖樣品的碎屑組分，結果見表2。砂巖樣品主要為巖屑雜砂巖、長石巖屑雜砂巖，分選性和磨圓度均較差，碎屑顆粒不均一，多為次棱角-次圓狀，反映其由源巖迅速剝蝕、快速堆積形成，與野外觀察的沉積構造特征相吻合。砂巖碎屑組分統(tǒng)計結果顯示Qt(石英)、F(長石)和L(巖屑)三種組分換算后的數(shù)量百分比為8%∶35%∶57%。其中，石英占比較少，且主要為單晶石英，多晶石英僅在個別樣品中可見；長石主要是斜長石；巖屑以火山巖碎屑為主。根據(jù)上述統(tǒng)計結果繪制Dickinson三角圖解，在Qt-F-L、Qm-F-Lt、 Qp-Lv-Ls和Qm-P-K圖解中，劉瓊組砂巖樣品均顯示巖漿弧物源特征(圖6)。

表2 昌果地區(qū)劉瓊組砂巖碎屑組分統(tǒng)計Table 2 Clastic composition statistics of of Liuqiong Formation sandstone in Changguo area

圖6 昌果地區(qū)劉瓊組砂巖碎屑組分Dickinson三角圖解Fig.6 Dickinson triangular diagram of the sandstone detrital composition of Liuqiong Formation in the Changguo area (作圖方法據(jù)W.R.Dickinson等[23])

3 重力流沉積及相序組合

3.1 重力流沉積類型

根據(jù)巖石類型、沉積構造和砂巖粒度特征，在劉瓊組中識別出滑塌、砂質碎屑流和濁流3種重力流沉積類型。

3.1.1 滑塌沉積

滑塌是指內部連貫的沉積物在沿著上凹滑動面運移過程中，由于旋轉變形使得沉積物內部發(fā)生形變的過程[24]。劉瓊組中滑塌沉積常見于中-細砂巖、粉砂巖等多種巖層中，滑塌層與未變形沉積互層，滑塌層表現(xiàn)為不同規(guī)模的滑塌變形構造(圖7-A)，在滑塌變形的砂巖內部可見條帶狀礫石帶(圖7-B)，具有礫石囊特征[25]。由于變形作用的增強，可見雜亂扭曲的砂巖層(圖7-A)，在細碎屑巖(粉砂巖/泥巖)中也可見到砂巖透鏡體發(fā)育(圖7-C)，共同指示深水滑塌沉積特征。

圖7 昌果地區(qū)劉瓊組重力流沉積特征Fig.7 Gravity-flow sedimentary characteristics of the Liuqiong Formation in the Changguo area(A)滑塌沉積,扭曲雜亂砂巖層; (B)滑塌沉積,砂巖中礫石囊; (C)滑塌沉積,豆莢狀砂巖透鏡體; (D)砂質碎屑流, 粗砂巖中漂浮泥礫碎屑; (E)砂質碎屑流, 粗砂巖中泥巖撕裂屑,與頂?shù)淄蛔兘佑|;(F)砂質碎屑流,砂巖中呈不規(guī)則狀的泥巖撕裂屑;(G)濁流, 鮑瑪序列Ta-Td段、 Tb-Tc-Td段; (H)濁流,鮑瑪序列Ta-Tb-Tc-Td段,底部發(fā)育重荷模

3.1.2 砂質碎屑流沉積

砂質碎屑流是具有塑性流變特征的非牛頓流體，它是一種以整體凍結方式搬運的砂質沉積物流[26]。砂質碎屑流很好地解釋了深水區(qū)無明顯沉積構造的塊狀砂巖的成因[24]。劉瓊組中可見與頂、底界面呈突變接觸的塊狀砂巖(圖3-C)，反映其整體凍結式的搬運過程[27]。此外，劉瓊組中常見含漂浮狀泥礫或泥巖撕裂屑的塊狀粗砂巖(圖7-D、E、F)，其中漂浮狀泥礫的磨圓度較好，隨機分布在塊狀砂巖中(圖7-D)。泥巖撕裂屑呈長條狀、不規(guī)則撕裂狀，分選性、磨圓度均較差，略具定向性(圖7-E、F),總體表現(xiàn)為典型砂質碎屑流沉積特征。

3.1.3 濁流沉積

濁流是具有牛頓流體性質的沉積物流，當外力消失時，濁流中的懸浮顆粒將從大到小依次沉積，從而形成以正粒序為典型特征的沉積[24]。劉瓊組濁積巖底部常見重荷模等底模構造(圖7-H)，以正粒序碎屑巖的發(fā)育為特征(圖7-G、H)，向上依次發(fā)育平行層理、沙紋層理和水平層理等沉積構造(圖7-H)，構成不完整的鮑瑪序列。在野外常見鮑瑪序列Ta-Tb-Tc-Td段、Tb-Tc-Td段和Ta-Td段等不同組合類型(圖7-G、H)，各段均呈漸變接觸。

3.2 沉積序列

劉瓊組重力流沉積類型多樣，且不同沉積類型重復出現(xiàn)，反映了復雜深水沉積過程(圖2)。根據(jù)砂體成因類型及其垂向組合關系，可識別出4種典型沉積序列。①滑塌沉積與砂質碎屑流沉積(圖8-A)：通常表現(xiàn)為下部滑塌沉積、上部砂質碎屑流沉積序列，二者呈突變接觸，代表同期重力流在流動過程中由流體轉換而成，也可見相反序列，可能為不同期次重力流沉積在同一位置疊置出現(xiàn)。②多期疊置的砂質碎屑流沉積(圖8-B)：表現(xiàn)為多層塊狀砂巖重復出現(xiàn)，代表多期砂質碎屑流的發(fā)育，不同期次砂質碎屑流沉積直接接觸較為少見，通常在其間可見正常深水懸移載荷沉積。③濁流沉積與砂質碎屑流沉積(圖8-C)：既可見濁流沉積與砂質碎屑流沉積直接接觸，也可見其間發(fā)育深水懸移載荷沉積，前者可能為同期流體在流動過程中由于流體類型發(fā)生轉換而形成，后者可能代表不同期次重力流沉積疊置出現(xiàn)。④多期疊置的濁流沉積(圖8-D)：由多期濁流沉積在同一位置疊置形成，不同期次間通常可見深水懸移載荷沉積，也可見不同期次濁流沉積直接接觸。

圖8 昌果地區(qū)劉瓊組重力流垂向結構特征Fig.8 Vertical structural characteristics of gravity flow of Liuqiong Formation in Changguo area

4 討 論

4.1 盆地構造屬性

研究區(qū)北側直孔-松多地區(qū)存在古特提斯洋的地質記錄[3,16]。最新研究顯示，直孔-松多洋盆形成于石炭紀，自二疊紀以來經歷了持續(xù)的俯沖增生，于晚三疊世趨于閉合并在岡底斯中部形成晚古生代增生雜巖[4-6]。雖然對雅魯藏布江洋盆的開啟時限尚存爭議，但根據(jù)岡底斯南部已報道的中三疊世安尼階放射蟲[28]、中-晚三疊世蛇綠混雜巖[29]、晚三疊世洋島[7]等地質記錄，可以證實雅魯藏布江洋盆開啟時限至少在中三疊世甚至更早。而岡底斯南部大規(guī)模晚三疊世-早侏羅世的弧巖漿記錄[8,14-15,30-32]，以及雅魯藏布江縫合帶內晚三疊世增生雜巖的厘定[4,16]，則說明此時雅魯藏布江洋已經發(fā)生向北的俯沖增生。

本文研究的劉瓊組位于晚古生代直孔-松多增生雜巖和雅魯藏布江結合帶內晚三疊世增生雜巖之間。劉瓊組巖石組合及其典型沉積構造特征指示其形成于深海-半深海環(huán)境(圖2)，深水重力流沉積的發(fā)育則反映其由源巖迅速剝蝕、快速堆積形成。劉瓊組中火山角礫巖以及滑塌角礫狀灰?guī)r的發(fā)育則指示其形成于構造活動較強烈區(qū)域(圖3-D、E)。巖石學特征和砂巖碎屑組分統(tǒng)計結果顯示劉瓊組物源主要來自區(qū)域上同時期的巖漿弧(圖6)。因此，綜合劉瓊組的巖石組合、沉積環(huán)境、物源及其所處的大地構造位置，筆者認為其可能形成于弧前區(qū)域，為雅魯藏布江洋俯沖-增生過程的弧前盆地記錄(圖9)。

圖9 劉瓊組原型盆地類型及其大地構造位置Fig.9 Prototype basin and tectonic location of the Liuqiong Formation

4.2 深水沉積模式

重力流沉積需要特定的地質條件觸發(fā)。劉瓊組為深水-半深水沉積，這一時期北側由于直孔-松多洋閉合導致增生造山，而南側雅魯藏布江洋則發(fā)生向北的俯沖-增生并形成大規(guī)?；r漿，這為劉瓊組重力流形成提供了坡度條件和充足的物源。劉瓊組位于岡底斯南緣弧前區(qū)域，為構造活動異常強烈區(qū)域，俯沖板片的俯沖角度和俯沖速率變化[32-34]及其伴生的強烈弧巖漿活動可能為劉瓊組重力流形成的直接觸發(fā)機制。

綜合區(qū)域構造背景、劉瓊組沉積期盆地屬性及其重力流形成機制，筆者建立了劉瓊組以重力流為主的深水沉積模式(圖10)。由于洋殼俯沖及其伴生的火山活動，位于弧前區(qū)域的松散沉積物在運移過程中發(fā)生滑塌變形，形成內部發(fā)育一系列褶皺變形的滑塌體；在流體作用下，迅速運移的滑塌體轉化為砂質碎屑流，運移過程中砂體底部發(fā)生剪切變形，使得下部泥質沉積物卷入砂體中，形成泥礫或泥巖撕裂屑并保存在砂體中，砂質碎屑流以整體固結式搬運形成深水塊狀砂巖；砂質碎屑流在繼續(xù)運移過程中，與水體混合、稀釋，使沉積物濃度進一步降低并逐漸轉化為濁流，濁流以紊流形式將沉積物搬運至盆地底部，最終以懸移載荷的沉積方式按顆粒大小依次沉積，形成具正粒序的濁流沉積。與此同時，深水懸移沉積作為深海環(huán)境正常沉積，在重力流沉積過程的各個階段均有發(fā)育。

圖10 昌果地區(qū)劉瓊組深水沉積模式Fig.10 Depositional model of deep-water deposits of the Liuqiong Formation in the Changguo area (據(jù)文獻[26,35]修改)

5 結 論

a.岡底斯板塊南緣的劉瓊組廣泛發(fā)育深水重力流沉積，共識別出滑塌沉積、砂質碎屑流沉積和濁流沉積3種重力流沉積類型，滑塌沉積與砂質碎屑流沉積的垂向組合、多期疊置的砂質碎屑流沉積組合、濁流沉積與砂質碎屑流沉積的垂向組合和多期疊置的濁流沉積組合4種沉積序列，反映了復雜的深水沉積過程。

b.劉瓊組物源主要來自北側同期火山弧，具有弧前盆地沉積特征，為晚三疊世-早侏羅世雅魯藏布江洋向北俯沖、向南增生過程的盆地記錄。