馬麗，周仕林，王欽

（成都理工大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院，四川成都 610059）

1 濁流和濁積巖

濁流是密度流的一種，密度流可以由溫度不同、鹽度不同、溫度和鹽度都不同及懸浮沉積物的數(shù)量不同的某種組合而形成[1]。濁流是由沉積物與水混雜而成的，沉積物質(zhì)點在流體中保持懸浮狀態(tài)，與水混雜處于稀松和濃稠之間。濁流在縱向上可以分解為頭部、頸部、身部和尾部(圖1)。濁流的頭部，具有特征的形狀和流動形式：在平面上呈舌狀，局部具有輻射分散的流向；內(nèi)部有向前和向上移動的環(huán)流形式，并環(huán)繞到頭部的后面(頸部)；最粗的顆粒主要集中在頭部。身部是頭部后面部分，這部分流體的厚度幾乎一致。當頭部侵蝕作用還活躍時，身部已出現(xiàn)沉積作用，尾部是流體變薄和變稀的部分。濁流以其密度為準可以劃分為高密度流與低密度流。高密度流大部分表現(xiàn)為涌流；低密度流的擴散沉積物以粉砂、泥質(zhì)物為主。濁流以其形成所持續(xù)的時間可分為間歇性濁流和穩(wěn)定性濁流。穩(wěn)定性濁流形成的時間久、速度平緩；而陣發(fā)性濁流形成的時間短、速度快。通常情況下，低密度濁流是穩(wěn)定性濁流，高密度濁流是間歇性濁流[2]。

圖1 濁流的縱向分解和在頭部及其周圍的流動型式

濁流產(chǎn)生需要水深、坡度與海退作用等要素。通常認為濁流形成在深水環(huán)境，但近來發(fā)現(xiàn)濁流也可在淺水環(huán)境形成。形成濁流沉積的第二個必要條件是不穩(wěn)定的斜坡。不穩(wěn)定斜坡的臨界角是變化的，這種變化取決于顆粒的形態(tài)、大小、沉積速率。在一定的斜坡上，快速堆積的細粒沉積物比慢速堆積的粗粒沉積物更易超過剪切強度。有效的海退作用是形成濁流沉積的第三個必要因素，有效的海退作用可由海平面的下降、構(gòu)造運動、各種海岸地形的變化及快速的沉積作用等引起[3]。

濁積巖由濁流沉積所構(gòu)成，是特殊環(huán)境下產(chǎn)生的一套沉積物組合，而非一種巖石類型的名稱，常以砂巖、粉砂巖或粒屑灰?guī)r與泥巖或泥灰?guī)r互層為特征，也有火山碎屑巖組分，它具有特殊的結(jié)構(gòu)和沉積構(gòu)造。濁積巖是連續(xù)的細粒沉積巖與粗粒沉積巖互層構(gòu)成的。細粒沉積巖如頁巖、泥質(zhì)巖、粉砂巖；粗粒沉積巖如砂巖、礫巖及粒屑灰?guī)r。

濁積巖中多見有底面印模-溝模、槽模，有粒序?qū)永怼⑺綄永硪约吧锍梢虻仍练e構(gòu)造，其中砂巖以雜砂巖為主，雜基含量15%～40%。濁積巖典型的沉積特征是在垂向上有特定的內(nèi)部剖面結(jié)構(gòu)—鮑馬序列。在野外露頭上常見到的是不完整的、常缺失A段和E段的鮑馬序列。一個完整的鮑馬序列由五個連續(xù)的構(gòu)造段組成(圖2)[4]。自下而上：

圖2 濁積巖中鮑馬序列的構(gòu)造劃分和流態(tài)解釋

Walker(1967)[5]從鮑馬序列出現(xiàn)的完整性建立了近源相和遠源相濁積巖(表1，圖3)。

表1 近源相和遠源相的濁積巖層序?qū)Ρ?/p>

圖3 近源相和遠源相的濁積巖中的鮑馬層序

濁積巖的產(chǎn)出往往并不是獨立的，有時與其他重力流沉積物同時發(fā)育，反映了它們的誘因可能是相同的，或者是一次地質(zhì)事件引發(fā)的產(chǎn)物，只不過在時空分布上的先后差異或流體的密度的變化所導(dǎo)致的。如對華南泥盆紀沉積的野外調(diào)查中，在上泥盆統(tǒng)佘田橋組中所識別出的重力滑塌礫屑灰?guī)r圖4(1)向上發(fā)育成碎屑流礫屑灰?guī)r圖4(2)，到鮑馬層序發(fā)育不完整的碳酸鹽濁積巖序列圖4(3)，最后作出了碳酸鹽臺盆沉積相產(chǎn)物的解釋圖4(4)。

圖4 重力滑塌－碎屑流－濁流沉積物的例證

2 風(fēng)暴流和風(fēng)暴巖

風(fēng)暴流是風(fēng)暴在濱岸和海底造成的一種特殊流動狀態(tài)，同時含有密度流和牽引流的特性，是水平和振蕩運動的組合。無論是現(xiàn)代或古代開闊海的陸棚沉積環(huán)境中，在風(fēng)暴期間，如颶風(fēng)和臺風(fēng)造成大片海面升高，海面流速增強，波浪傳播的深度增加。風(fēng)暴的退潮流可以產(chǎn)生向海流動的密度流，向海流動可達幾十公里甚至于100多公里，并形成粒序?qū)映练e。Ager(1973)[6]指出用“風(fēng)暴巖”定義由風(fēng)暴流作用造成的沉積物組合特征。

J.R.L.Allen(1982)將風(fēng)暴作用過程劃分出風(fēng)暴前期、增強期、高峰期、衰減期及后期五個階段[7]?，F(xiàn)實中，前兩個階段的遺留痕跡在古代沉積層中較難留存下來，因此，R.D.Kreisa(1981)[8]將風(fēng)暴發(fā)育過程簡化為風(fēng)暴高峰期、風(fēng)暴晚期和風(fēng)暴后期三個階段[9]。

圖5是將主要風(fēng)暴①和風(fēng)暴潮②聯(lián)系起來的理想圖解。當風(fēng)力變小時，出現(xiàn)一個向?；顒拥拿芏攘鳍?，經(jīng)過再沉積作用，之中的沉積物顯現(xiàn)出丘狀交錯層理。同時在風(fēng)暴浪基面以下，形成具有鮑馬層序的濁積巖(R.G.Walker,1979)[10]。

圖5 主要風(fēng)暴與風(fēng)暴潮的形成關(guān)系理想圖解[9]

風(fēng)暴高峰時，波浪傳播的深度加大，風(fēng)暴層底部形成光滑到不規(guī)則的侵蝕面，侵蝕面上常包含工具痕和扁長的侵蝕充填構(gòu)造-渠模(T.Aigner,1982)[11]。在沉積特征上，粗的部分和細的部分之間是突變的[12]。粗粒部分中的具泥晶套的生物碎屑、介殼或其他粒屑具有定向排列。其中的貝殼層中形成滲濾組構(gòu)。如在對廣東韶關(guān)天子嶺剖面的上泥盆統(tǒng)佘田橋組的研究中所發(fā)現(xiàn)的風(fēng)暴巖沉積(圖6)，是由薄層亮晶鮞?；?guī)r與生物屑微晶灰?guī)r交互組成的風(fēng)暴巖。生物屑藻鮞灰?guī)r厚2mm～5mm，大多數(shù)藻鮞破碎，生物介殼凸面向上，代表了風(fēng)暴高峰期的滯留沉積，向下為突變具不明顯的沖刷，向上則漸變具有正粒序，過渡到風(fēng)暴晚期到后期的生物屑微晶灰?guī)r沉積，介形蟲殼凸面向下，顯示風(fēng)暴浪減弱后的懸浮狀態(tài)。隨風(fēng)暴減弱進入風(fēng)暴晚期，懸浮沉積物沉積迅速，形成平行紋層段，是底部剪切動力條件下在平坦的床沙表面而形成的，多由細砂和粉砂組成。

圖6 由薄層亮晶鮞?；?guī)r與生物屑微晶灰?guī)r互層組成的風(fēng)暴巖

一個單元風(fēng)暴層厚度不等，具有粒度向上變細的層序，從底到頂主要由四個部分組成：(a)粒序?qū)踊驕舫练e層；(b)平行紋層段；(c)丘狀交錯層或浪成交錯層段；(d)泥質(zhì)巖或頁巖段。

圖7 類似鮑馬序列的理想風(fēng)暴巖層序

圖8 向上變細的層序中理想的風(fēng)暴巖特征

3 等深流及其沉積

等深流這一術(shù)語，首先由Heegen等(1966)對北大西洋陸隆沉積物研究之后提出，其認為等深流是由于地球旋轉(zhuǎn)的結(jié)果而形成的溫鹽水循環(huán)底流[13]。濁流和遠洋、半遠洋沉積物被等深流轉(zhuǎn)變后稱為等深巖，形成似波狀起伏的連續(xù)或不連續(xù)透鏡體；層厚可薄層(小于1cm～5cm)或中-厚層(5cm～25cm)；以細砂巖和粉砂質(zhì)泥巖為主；存在水平及沙紋交錯層理等。泥質(zhì)和砂質(zhì)等深巖在垂向上構(gòu)成一個完整的層序，從逆粒序?qū)幼兊秸Ｐ驅(qū)?；下部下段為泥質(zhì)等深巖，上段為砂質(zhì)等深巖，上部為泥質(zhì)等深巖(圖9)[14]。等深巖有時和細粒濁積巖和半遠洋沉積巖沒有明顯的區(qū)別。Hollister和Heegen(1972)進行了濁積巖和等深巖的對比，總結(jié)歸納了等深巖的特征(表2)。

圖9 等深巖相的垂向?qū)有蚴疽鈭D

表2 濁積巖與等深巖特征對比