西藏昌果晚三叠世-早侏罗世深水重力流沉积的发现及意义

李 楠, 杨文光, 朱利东, 解 龙, 钟 摇, 麦源君, 周 豫, 张洪亮

(油气藏地质及开发工程国家重点实验室(成都理工大学)，成都 610059)

冈底斯位于青藏高原腹地(图1-A)，经历了特提斯增生造山和印度-欧亚大陆碰撞造山过程[1]，记录了多期构造-岩浆活动，发育众多不同时代、不同属性的沉积盆地[2]。新一轮1∶5万区域地质调查在冈底斯东段厘定出一系列不同时代的增生杂岩[3-4]，识别出大量洋板块地层单元[5-8]，为深入理解特提斯洋演化、大陆增生过程提供了重要基础地质资料。尽管前人对冈底斯板块作了大量研究[9-12]，取得了一系列研究成果，但是，在一些关键问题的认识上仍存在较大争议。如对冈底斯南缘中三叠世-早侏罗世弧岩浆的构造背景目前存在两种截然不同的观点：一种观点认为其为班公湖-怒江洋向南俯冲的岩浆记录[2,8,10,13]，另一种观点认为其形成于雅鲁藏布江洋向北俯冲的构造背景[4,14-16]。之所以存在争议，主要是由于冈底斯南缘盆地记录较为有限，缺乏与岩浆弧同期沉积盆地的系统研究，制约了对冈底斯板块构造演化过程的理解。沉积盆地作为造山带重要组成部分，记录了造山过程的重要信息，可为造山带精细结构研究、造山作用历史恢复和古地理重建提供沉积学依据[17]。造山带内沉积盆地通常受俯冲、增生和碰撞过程及后期地质作用改造破坏，仅凭单一的沉积序列或沉积相难以恢复盆地原型[18]，而一些特殊的事件沉积记录可为盆地原型恢复提供重要判别依据。

图1 青藏高原大地构造、冈底斯板块大地构造位置与研究区地质简图Fig.1 Tectonic framework of the Tibetan Plateau, tectonic location of the Gangdise plate and simplified geological map of the study area(A)青藏高原大地构造简图(据文献[10]); (B)冈底斯板块大地构造位置(据文献[19]修改); (C)研究区地质简图(据文献[21]修改)。火山岩锆石U-Pb年代学数据来源于文献[8,14,19,20]

在野外地质调查过程中，笔者在冈底斯板块南缘上三叠统-下侏罗统刘琼组中发现深水重力流沉积记录。根据岩石学、沉积构造、砂岩粒度特征及碎屑组分分析，结合最新区域地质调查资料，对刘琼组盆地属性及深水沉积模式进行探讨，为进一步理解特提斯洋俯冲-增生过程提供沉积学约束。

1 区域地质背景

研究区位于冈底斯板块南缘(图1-B)，其北侧直孔-松多一带发育古特提斯洋的记录[19]。直孔-松多洋自晚古生代形成以来，经历了持续的俯冲-增生，并于晚三叠世发生增生造山[3,5]。南侧雅鲁藏布江洋的形成时代至少不晚于三叠纪[4]，由于洋壳的北向俯冲使得在冈底斯南缘广泛发育中三叠世-早侏罗世弧岩浆[8,14-15,20]。

刘琼组(T3J1l)为桑日群中解体出的晚三叠世-早侏罗世地层，分布于雅鲁藏布江北岸刘琼村-多吉扎寺一带，与北侧昌果组(T2-3cg)、南侧普夏组(T3p)均呈断层接触[21](图1-C)。刘琼组主要为碎屑岩和火山岩组合，局部可见灰岩块和滑塌角砾状灰岩(图2)。在刘琼组中获得了181 Ma的安山岩锆石U-Pb年龄[21]，Wang等[14]在刘琼组获得玄武岩锆石U-Pb年龄为212 Ma，根据火山岩锆石U-Pb年龄(图1-C)确定刘琼组沉积时代为晚三叠世-早侏罗世。昌果组是一套中-酸性火山岩组合[4]，其火山岩锆石U-Pb年龄为226～235 Ma[8]，为中-晚三叠世雅鲁藏布江洋向北俯冲的火山弧[4]。普夏组由晚三叠世中-基性火山岩与碳酸盐岩组合构成，具有典型洋岛“双层结构”[4,7]，呈构造岩块产出。

图2 昌果地区刘琼组综合柱状图Fig.2 Comprehensive column of the Liuqiong Formation in the Changguo area

2 地层特征

2.1 野外特征

本文围绕刘琼村一带出露的刘琼组地层开展详细的野外地质调查以及剖面测制工作(图2)。刘琼组为一套呈北倾的单斜地层(图3-A)，以碎屑岩和火山岩为主(图3-B、C、D)，局部发育灰岩块和滑塌角砾状灰岩(图3-E)。碎屑岩包括复成分砾岩、砂岩、粉砂岩和泥岩；火山岩包括玄武岩、安山岩、英安岩、火山角砾岩和凝灰岩。在部分层位中可见含灰岩砾石的火山岩(图3-F)。

图3 昌果地区刘琼组岩石类型Fig.3 Petrological characteristics of the Liuqiong Formation in the Changguo area(A)刘琼组地层宏观特征; (B)复成分砾岩, 砾石成分主要为灰岩和火山岩; (C)块状砂岩，无明显沉积构造，与上、下层粉砂岩和泥岩呈突变接触; (D)玄武岩与火山角砾岩接触; (E)滑塌角砾状灰岩; (F)蚀变玄武岩中含灰岩角砾

2.2 碎屑岩特征

根据野外及显微镜下观察，刘琼组碎屑岩主要包括复成分砾岩、杂砂岩、粉砂岩等不同类型(图2)。①砾岩的露头为棕红色，新鲜面呈灰色，厚层状，部分呈透镜体状，分选性较差；砾石体积分数为60%～75%，成分复杂，可见灰岩(图4-A)、中-基性火山岩砾石(图4-A、B)，呈次圆-次棱角状，砾径变化于0.5～10 cm，一般为2～5 cm，砾石无明显定向排列；胶结物为钙质和砂泥质。②岩屑杂砂岩的露头呈褐红色，风化面为浅灰色(图3-B)；细-中粒砂状结构，发育平行层理，由石英(体积分数约10%)、岩屑(50%～55%)、长石(约10%)及填隙物共同组成。其中岩屑以火山岩为主，长石主要为斜长石(图4-C、D)；填隙物包括泥质杂基(体积分数为15%～20%)和方解石(3%～5%)。碎屑粒径为0.15～0.25 mm，呈次棱角-次圆状(图4-C、D)。③岩屑长石杂砂岩的露头呈黄褐色，新鲜面为青灰色，中粒砂状结构，块状构造，由石英(体积分数为15%)、长石(40%)、岩屑(25%)及填隙物共同组成；其中长石主要为斜长石，岩屑以火山岩为主(图4-E、F)；填隙物包括泥质杂基和方解石；碎屑粒径为0.15～0.4 mm，呈次圆-次棱角状(图4-E、F)。

图4 昌果地区刘琼组碎屑岩特征Fig.4 Petrological characteristics of the Liuqiong Formation clastic rocks in the Changguo area(A)复成分砾岩中灰岩和火山岩砾石,正交偏光; (B)复成分砾岩中火山岩砾石,正交偏光; (C)岩屑杂砂岩,单偏光; (D)岩屑杂砂岩,正交偏光; (E)岩屑长石杂砂岩(单偏光); (F)岩屑长石杂砂岩,正交偏光。Q.石英; Pl.斜长石; Lv.火山岩碎屑

2.3 砂岩粒度特征

采用普通薄片分析法测量刘琼组砂岩碎屑颗粒的长轴直径，每件样品统计约400粒。利用图解法分析所得数据，计算粒度参数，结果见表1。进而绘制砂岩粒度概率累积曲线和C-M图。

表1 刘琼组砂岩粒度参数Table 1 Particle size parameters of Liuqiong Formation sandstones

刘琼组砂岩以中-细粒岩屑杂砂岩为主，砂岩粒度累积概率曲线为“两段式”，悬移载荷含量较高，斜率较低，表明砂岩分选性较差，显示重力流沉积特征[22]。跃移载荷总体含量较低，斜率较高，与悬移载荷的交截点在1.25～3.50φ，反映重力流沉积过程也存在少量牵引流的沉积特征(图5-A)。C-M图显示刘琼组砂岩C值与M值投点平行于C=M基线(图5-B)，说明刘琼组砂岩具有快速堆积的重力流沉积特征[22]。

图5 昌果地区刘琼组砂岩粒度特征Fig.5 The characteristic of sandstone grainsizes of Liuqiong Formation in the Changguo area C值:粒度累积曲线上颗粒含量1%处对应的粒径; M值:粒度累积曲线上50%处对应的粒径

2.4 砂岩碎屑组分分析

砂岩碎屑组分统计方法为Gazzi-Dickinson记点法，在双目镜下统计出砂岩薄片中砂级(>62.5 μm)碎屑颗粒组分的数量，每张薄片统计数量大于300颗。在镜下完成砂岩碎屑组分统计后换算出不同碎屑组分的百分比，然后绘制Dickinson三角图[23]，进而完成物源区构造背景判别。

本文共统计了6件砂岩样品的碎屑组分，结果见表2。砂岩样品主要为岩屑杂砂岩、长石岩屑杂砂岩，分选性和磨圆度均较差，碎屑颗粒不均一，多为次棱角-次圆状，反映其由源岩迅速剥蚀、快速堆积形成，与野外观察的沉积构造特征相吻合。砂岩碎屑组分统计结果显示Qt(石英)、F(长石)和L(岩屑)三种组分换算后的数量百分比为8%∶35%∶57%。其中，石英占比较少，且主要为单晶石英，多晶石英仅在个别样品中可见；长石主要是斜长石；岩屑以火山岩碎屑为主。根据上述统计结果绘制Dickinson三角图解，在Qt-F-L、Qm-F-Lt、 Qp-Lv-Ls和Qm-P-K图解中，刘琼组砂岩样品均显示岩浆弧物源特征(图6)。

表2 昌果地区刘琼组砂岩碎屑组分统计Table 2 Clastic composition statistics of of Liuqiong Formation sandstone in Changguo area

图6 昌果地区刘琼组砂岩碎屑组分Dickinson三角图解Fig.6 Dickinson triangular diagram of the sandstone detrital composition of Liuqiong Formation in the Changguo area (作图方法据W.R.Dickinson等[23])

3 重力流沉积及相序组合

3.1 重力流沉积类型

根据岩石类型、沉积构造和砂岩粒度特征，在刘琼组中识别出滑塌、砂质碎屑流和浊流3种重力流沉积类型。

3.1.1 滑塌沉积

滑塌是指内部连贯的沉积物在沿着上凹滑动面运移过程中，由于旋转变形使得沉积物内部发生形变的过程[24]。刘琼组中滑塌沉积常见于中-细砂岩、粉砂岩等多种岩层中，滑塌层与未变形沉积互层，滑塌层表现为不同规模的滑塌变形构造(图7-A)，在滑塌变形的砂岩内部可见条带状砾石带(图7-B)，具有砾石囊特征[25]。由于变形作用的增强，可见杂乱扭曲的砂岩层(图7-A)，在细碎屑岩(粉砂岩/泥岩)中也可见到砂岩透镜体发育(图7-C)，共同指示深水滑塌沉积特征。

图7 昌果地区刘琼组重力流沉积特征Fig.7 Gravity-flow sedimentary characteristics of the Liuqiong Formation in the Changguo area(A)滑塌沉积,扭曲杂乱砂岩层; (B)滑塌沉积,砂岩中砾石囊; (C)滑塌沉积,豆荚状砂岩透镜体; (D)砂质碎屑流, 粗砂岩中漂浮泥砾碎屑; (E)砂质碎屑流, 粗砂岩中泥岩撕裂屑,与顶底突变接触;(F)砂质碎屑流,砂岩中呈不规则状的泥岩撕裂屑;(G)浊流, 鲍玛序列Ta-Td段、 Tb-Tc-Td段; (H)浊流,鲍玛序列Ta-Tb-Tc-Td段,底部发育重荷模

3.1.2 砂质碎屑流沉积

砂质碎屑流是具有塑性流变特征的非牛顿流体，它是一种以整体冻结方式搬运的砂质沉积物流[26]。砂质碎屑流很好地解释了深水区无明显沉积构造的块状砂岩的成因[24]。刘琼组中可见与顶、底界面呈突变接触的块状砂岩(图3-C)，反映其整体冻结式的搬运过程[27]。此外，刘琼组中常见含漂浮状泥砾或泥岩撕裂屑的块状粗砂岩(图7-D、E、F)，其中漂浮状泥砾的磨圆度较好，随机分布在块状砂岩中(图7-D)。泥岩撕裂屑呈长条状、不规则撕裂状，分选性、磨圆度均较差，略具定向性(图7-E、F),总体表现为典型砂质碎屑流沉积特征。

3.1.3 浊流沉积

浊流是具有牛顿流体性质的沉积物流，当外力消失时，浊流中的悬浮颗粒将从大到小依次沉积，从而形成以正粒序为典型特征的沉积[24]。刘琼组浊积岩底部常见重荷模等底模构造(图7-H)，以正粒序碎屑岩的发育为特征(图7-G、H)，向上依次发育平行层理、沙纹层理和水平层理等沉积构造(图7-H)，构成不完整的鲍玛序列。在野外常见鲍玛序列Ta-Tb-Tc-Td段、Tb-Tc-Td段和Ta-Td段等不同组合类型(图7-G、H)，各段均呈渐变接触。

3.2 沉积序列

刘琼组重力流沉积类型多样，且不同沉积类型重复出现，反映了复杂深水沉积过程(图2)。根据砂体成因类型及其垂向组合关系，可识别出4种典型沉积序列。①滑塌沉积与砂质碎屑流沉积(图8-A)：通常表现为下部滑塌沉积、上部砂质碎屑流沉积序列，二者呈突变接触，代表同期重力流在流动过程中由流体转换而成，也可见相反序列，可能为不同期次重力流沉积在同一位置叠置出现。②多期叠置的砂质碎屑流沉积(图8-B)：表现为多层块状砂岩重复出现，代表多期砂质碎屑流的发育，不同期次砂质碎屑流沉积直接接触较为少见，通常在其间可见正常深水悬移载荷沉积。③浊流沉积与砂质碎屑流沉积(图8-C)：既可见浊流沉积与砂质碎屑流沉积直接接触，也可见其间发育深水悬移载荷沉积，前者可能为同期流体在流动过程中由于流体类型发生转换而形成，后者可能代表不同期次重力流沉积叠置出现。④多期叠置的浊流沉积(图8-D)：由多期浊流沉积在同一位置叠置形成，不同期次间通常可见深水悬移载荷沉积，也可见不同期次浊流沉积直接接触。

图8 昌果地区刘琼组重力流垂向结构特征Fig.8 Vertical structural characteristics of gravity flow of Liuqiong Formation in Changguo area

4 讨 论

4.1 盆地构造属性

研究区北侧直孔-松多地区存在古特提斯洋的地质记录[3,16]。最新研究显示，直孔-松多洋盆形成于石炭纪，自二叠纪以来经历了持续的俯冲增生，于晚三叠世趋于闭合并在冈底斯中部形成晚古生代增生杂岩[4-6]。虽然对雅鲁藏布江洋盆的开启时限尚存争议，但根据冈底斯南部已报道的中三叠世安尼阶放射虫[28]、中-晚三叠世蛇绿混杂岩[29]、晚三叠世洋岛[7]等地质记录，可以证实雅鲁藏布江洋盆开启时限至少在中三叠世甚至更早。而冈底斯南部大规模晚三叠世-早侏罗世的弧岩浆记录[8,14-15,30-32]，以及雅鲁藏布江缝合带内晚三叠世增生杂岩的厘定[4,16]，则说明此时雅鲁藏布江洋已经发生向北的俯冲增生。

本文研究的刘琼组位于晚古生代直孔-松多增生杂岩和雅鲁藏布江结合带内晚三叠世增生杂岩之间。刘琼组岩石组合及其典型沉积构造特征指示其形成于深海-半深海环境(图2)，深水重力流沉积的发育则反映其由源岩迅速剥蚀、快速堆积形成。刘琼组中火山角砾岩以及滑塌角砾状灰岩的发育则指示其形成于构造活动较强烈区域(图3-D、E)。岩石学特征和砂岩碎屑组分统计结果显示刘琼组物源主要来自区域上同时期的岩浆弧(图6)。因此，综合刘琼组的岩石组合、沉积环境、物源及其所处的大地构造位置，笔者认为其可能形成于弧前区域，为雅鲁藏布江洋俯冲-增生过程的弧前盆地记录(图9)。

图9 刘琼组原型盆地类型及其大地构造位置Fig.9 Prototype basin and tectonic location of the Liuqiong Formation

4.2 深水沉积模式

重力流沉积需要特定的地质条件触发。刘琼组为深水-半深水沉积，这一时期北侧由于直孔-松多洋闭合导致增生造山，而南侧雅鲁藏布江洋则发生向北的俯冲-增生并形成大规模弧岩浆，这为刘琼组重力流形成提供了坡度条件和充足的物源。刘琼组位于冈底斯南缘弧前区域，为构造活动异常强烈区域，俯冲板片的俯冲角度和俯冲速率变化[32-34]及其伴生的强烈弧岩浆活动可能为刘琼组重力流形成的直接触发机制。

综合区域构造背景、刘琼组沉积期盆地属性及其重力流形成机制，笔者建立了刘琼组以重力流为主的深水沉积模式(图10)。由于洋壳俯冲及其伴生的火山活动，位于弧前区域的松散沉积物在运移过程中发生滑塌变形，形成内部发育一系列褶皱变形的滑塌体；在流体作用下，迅速运移的滑塌体转化为砂质碎屑流，运移过程中砂体底部发生剪切变形，使得下部泥质沉积物卷入砂体中，形成泥砾或泥岩撕裂屑并保存在砂体中，砂质碎屑流以整体固结式搬运形成深水块状砂岩；砂质碎屑流在继续运移过程中，与水体混合、稀释，使沉积物浓度进一步降低并逐渐转化为浊流，浊流以紊流形式将沉积物搬运至盆地底部，最终以悬移载荷的沉积方式按颗粒大小依次沉积，形成具正粒序的浊流沉积。与此同时，深水悬移沉积作为深海环境正常沉积，在重力流沉积过程的各个阶段均有发育。

图10 昌果地区刘琼组深水沉积模式Fig.10 Depositional model of deep-water deposits of the Liuqiong Formation in the Changguo area (据文献[26,35]修改)

5 结 论

a.冈底斯板块南缘的刘琼组广泛发育深水重力流沉积，共识别出滑塌沉积、砂质碎屑流沉积和浊流沉积3种重力流沉积类型，滑塌沉积与砂质碎屑流沉积的垂向组合、多期叠置的砂质碎屑流沉积组合、浊流沉积与砂质碎屑流沉积的垂向组合和多期叠置的浊流沉积组合4种沉积序列，反映了复杂的深水沉积过程。

b.刘琼组物源主要来自北侧同期火山弧，具有弧前盆地沉积特征，为晚三叠世-早侏罗世雅鲁藏布江洋向北俯冲、向南增生过程的盆地记录。