假泥裂：上揚子地區下三疊統飛仙關組灰巖薄層中的網紋沉積構造

關鍵詞 假泥裂；下三疊統；風暴沉積；沉積構造；介殼灰巖

0 引言

泥裂又稱干裂。作為一種暴露成因沉積構造，泥裂常在野外受到關注，一般認為其成因和泥質沉積物或灰泥沉積物暴露、干涸、收縮而產生的裂隙有關，裂隙被上覆層的砂、粉砂充填，是一種可指示頂底面和沉積環境的沉積構造[1]。泥裂的出現說明沉積物曾出露于地表水面之上，可用于判別干旱化或干濕環境的交替[2]，有較好的環境指示意義[3?4]。

上揚子地區下三疊統印度階飛仙關組廣泛發育，其中飛仙關組二段（飛二段）以褐紫色泥頁巖為主。關于其沉積環境，有研究者認為其為潮坪環境，“泥裂”是判斷所謂潮坪環境的依據之一，在較多的前人文獻中有所提及，見于川西北及川東北地區。本次研究發現飛二段中出現的所謂泥裂發育在薄層狀微晶顆粒灰巖中，盡管在平面上呈網格狀，但在斷面上并不呈“V”或“U”字形，而是以貫穿巖層的亮晶方解石脈分割網格，與真正的泥裂顯著不同，實際上是一種與泥裂形態相似的不同的沉積構造，本文稱之為“假泥裂”構造以示區分。其并不反映暴露的古環境，并不能以之判斷飛二段沉積于潮坪環境。因此，訂正該沉積構造的特征及其環境意義很有必要。

此外，認為寶塔組灰巖是地質歷史中僅有的、唯一的在層面上具有特殊網紋的形態組構，其他時代的灰巖均無此特點，因而是地質歷史中的“時髦相”[5]。本次研究又一次在灰巖中發現該類型的沉積構造，但其發育細節與奧陶系寶塔組灰巖有所不同。作為一種罕見的發育在灰巖中的類似泥裂構造的沉積構造，此次發現將對寶塔組灰巖中的網紋構造成因具有借鑒意義。

1 地質背景

早三疊世川西北地區位于東特提斯洋邊緣，其所在的揚子地塊在早三疊世古緯度約為12.4° N[6]，為低緯度地區，古氣候受超級季風影響強烈[7]。根據碎屑顆粒結構、原生沉積構造和相序等相標志，可將四川盆地下三疊統飛仙關組劃歸為海陸交互—碳酸鹽臺地沉積體系[8?9]。早三疊世飛仙關期沉積基本繼承了長興期的沉積格局，飛仙關早期深水“海槽”逐漸被充填，至飛仙關中、后期成為淺水碳酸鹽沉積區[10?11]。川西北地區在飛仙關期早期即位于開江—梁平“深水海槽”內[12]。在周慧等[13]所繪飛仙關期早期層序—巖相古地理圖中，川西北地區位于臺地邊緣緩斜坡—盆地相區，這顯著不同于前人所認為的潮坪環境[14?15]。

四川盆地下三疊統飛仙關組發育碎屑巖、碳酸鹽巖及蒸發巖，其中碳酸鹽巖分布最為廣泛[16]。川西北地區的飛仙關組厚400～950 m，縱向上一般按巖性由下至上可分為飛一段、飛二段、飛三段、飛四段四段，其中飛一段、飛三段以灰巖為主，飛二段和飛四段以碎屑巖占優勢[17]。而在1∶20萬廣元幅區調報告中[18]，大致相當于飛三段、飛四段的灰巖為主的地層稱為“銅街子組”。飛仙關組的底界，以黏土化凝灰巖（即界限黏土層）與下伏上二疊統大隆組硅質灰巖（圖1）或硅質巖分界[15，19?20]。其上覆的飛一段以灰巖為主，在川西北地區主要表現為灰、深灰色薄板狀微晶灰巖夾中—厚層狀礫屑灰巖[7，17?18]，其礫屑灰巖主要為扁平礫屑灰巖，推測為風暴沉積[7，21]，亦見重力流成因的礫石巨大（直徑0.1～1.0 m）的礫屑灰巖[17，22]。在川西北地區，亭納爾亞階飛二段[23]屬深水低能沉積或淺水潮坪沉積[17]，由暗紫色泥巖、頁巖與灰色薄板狀泥晶灰巖、灰紫色泥質灰巖組成。上覆飛三段（或銅街子組下部）為淺紫紅色薄—中層狀泥灰巖夾鈣質頁巖、薄層灰巖，但在廣元—旺蒼一帶見灰色、褐灰色鮞?；規r層[17]。

2 剖面特征

研究剖面青川大溝里剖面位于四川盆地西北緣的龍門山山區（圖1），本文所述川西北地區即指四川盆地西北部邊緣地區。其在構造上位于天井山背斜北東傾末端，因位于背斜核部位置，地層傾角較?。▓D2b～e）。露頭剖面沿竹園鎮到馬路村的公路觀察、采樣，剖面起點（二疊系/三疊系界限處）坐標為32°25′04″ N，105°20′16″ E。沿公路所見飛仙關組一、二段地層平緩，地層傾角僅為10°～25°，一般覆蓋較為嚴重，但因修建道路、居民自建房屋或采石作業等挖出了較好的露頭。所見飛二段假泥裂沉積構造產出位置的坐標為32°24′55″ N，105°20′17″ E。

剖面中飛一段厚約85.5 m，以灰巖為主，飛一段的下部發育塊狀角礫狀灰巖（圖2a），中上部為中、厚層狀扁平礫屑灰巖與薄板狀微晶灰巖、泥質灰巖的互層，其中的扁平礫屑灰巖為典型的竹葉狀灰巖（圖2b，c）。在大溝里剖面，飛二段出露不全（圖2），主要巖性為紫褐色泥頁巖夾頻繁的薄層狀風暴介殼灰巖，灰巖厚度一般介于3～10 cm，薄板狀或者渠槽狀，在所出露的飛二段上部薄層狀生屑微晶灰巖出現頻繁，與紫紅色頁巖呈互層狀產出（圖2d，e）。

本次研究主要關注飛二段上部假泥裂，在野外進行了詳細的觀察、照相，并采集了假泥裂產出部位的薄板狀灰巖樣品，在室內切開以觀察斷面特征，并將典型巖石做成顯微薄片進行微觀觀察。

3 假泥裂及其賦存灰巖特征

3.1 假泥裂特征

在青川大溝里剖面，飛二段假泥裂構造產于薄板狀灰巖中（圖3a～e），灰巖的頂面一般較為平整（圖3a，e），但底面不平整，網紋中心部位微有下凸而似印模構造（圖3b）。巖層頂底面均見多邊形的網紋，多呈四邊形—五邊形（圖3a～d），邊長3～10 cm不等，常因泥質聚集于網紋邊緣而使多邊形不明顯（圖3b，d）。但在巖層的切面上見多邊形網紋發育處的泥質并不切穿巖層（圖4a，b），縱切面未見“V”字型或“U”字型等典型泥裂特征，泥質僅集中分布于巖層頂底界面處，形成寬1～2 cm、最大厚度1.0～1.5 cm的泥質網紋（圖3a～e）。泥質網紋的中央通常發育貫穿巖層的方解石脈，寬0.5～2.0 mm不等（圖3b，d、圖4a，b），可垂直切穿薄層狀灰巖層（圖3a），也可呈高角度方解石脈切穿巖層（圖4a，b）。值得注意的是，局部可見被方解石脈填充未滿的裂縫（圖3d），亦是貫穿薄板狀灰巖層的。顯微薄片中可見方解石脈由亮晶方解石組成（圖4g～i），有分叉現象（圖4h，i）。

3.2 賦存灰巖特征

在青川大溝里剖面，假泥裂賦存于薄板狀灰巖中，灰巖層厚一般介于3～5 cm（圖3a，e，f、圖4a，b），厚度大于8 cm的灰巖不發育假泥裂?；規r橫向延伸性較差，賦存假泥裂的灰巖在剖面上的延展長度一般介于1.5～2.5 m，且橫向上灰巖厚度不均一。在薄層狀灰巖橫向延伸方向見透鏡狀、馬蹄狀灰巖，為渠模構造發育的顆?；規r，寬4～10 cm，高3～5 cm（圖3f～i），亦見薄板狀灰巖的一端加厚成為渠模構造灰巖（圖3g）。巖層中灰色灰巖與紫色泥頁巖呈互層，厚度比介于1∶3～1∶5（圖3f，g），巖層中局部見豐富的方解石脈，一般為高角度縫被充填所致（圖3h，i）。

顯微鏡下見薄板狀灰巖為微晶顆?；規r，灰泥雜基占巖石的25%～40%。巖石中生屑含量高，可占碳酸鹽顆粒的50%以上（圖4c，e，g），另有直徑大小不一的球粒（圖4f），占顆粒的40%左右。賦存假泥裂的薄板狀灰巖中所見生屑主要為雙殼類、介形類和腹足類化石（圖4c～e，g），一般較為完整，亦見破碎者（圖4e，g）。灰巖中所見球粒大小多為50～100 μm（圖4f，h），推測為糞球粒；亦見直徑約為1 mm的被縫合線包繞的較大球粒（圖4f）。灰巖中縫合線發育，多為平行或斜切巖層方向，被方解石脈切穿（圖4h，i），顯示縫合線形成于方解石脈充填裂縫之前。貫穿薄板狀灰巖的方解石脈寬多為0.5～1.0 mm（圖4a，b，g～i），亦見寬僅為0.1 mm的分叉（圖4h，i）。盡管在巖層表面見方解石脈發育在網紋間的泥質中間（圖4a，b），但在顯微薄片中未見與方解石脈共生的泥質物質，顯示僅有方解石脈切穿巖層。

4 討論

4.1 早三疊世風暴作用

在晚二疊世末地質事件后，早三疊世生物復蘇緩慢[24]，該時期的古氣候也極為動蕩，整個泛大陸低緯度地區（古特提斯洋地區）為干旱和濕潤季節性交替循環季風氣候[25?26]，陸地和海底火山活動強烈。大氣中CO2濃度幾乎達到中生代最高水平[27]，古海洋溫度極高[28]，這促使風暴頻繁，風暴沉積廣泛發育在全球下三疊統巖石中，廣泛存在的扁平礫屑灰巖即是風暴沉積。這些風暴成因的“板條狀”或“竹葉狀”灰巖[29]，也廣泛存在于川西北地區飛一段灰巖中，甚至在整個揚子地區的北緣斜坡地帶，在青川大溝里剖面也大厚度存在（圖2）。以扁平礫屑灰巖為代表的早三疊世風暴巖在全球范圍內的廣泛發育暗示了當時的大氣系統處于極端異常狀態，風暴作用在當時極其盛行。大量模擬和實驗也顯示早三疊世全球變暖可能導致颶風和風暴發生的強度和頻率增加[30?31]，早三疊世海洋表層和底層存在的溫暖海水，可能使颶風/風暴的強度比現在更大，且只要這些颶風/風暴不登上陸地，它們就會長時間存在[32]。

研究區飛二段亦受到風暴作用的影響，與薄板狀灰巖共生的渠模構造（圖3h，i）以及灰巖延伸方向的加厚（圖3g），顯示了風暴發育高峰期由渦流向下的掏蝕以及風暴回流的沉積作用。渠模內常發育生物介殼滯留沉積[33]，風暴高峰期風暴渦流對先期沉積物表面的底棲生物殼體進行掏蝕、掀起、攪動并沿沉積底層進行短距離搬運后再沉積而成，是風暴沉積的典型特征[34]。風暴作用對飛二段灰巖有較為強烈的改造，風暴成因的渠模構造灰巖（圖3g～i）中碳酸鹽顆粒（尤其是腹足類、雙殼類生屑）含量高，其對假泥裂的形成實際上是不利的，因為假泥裂通常發育在薄板狀灰巖內，在渠模構造灰巖內并不發育假泥裂，反而是未受風暴作用強烈影響的薄層狀灰巖更易產出該類沉積構造。薄層狀灰巖中球粒及灰泥雜基含量高，顯示其基本未被風暴作用改造（圖5a，b）。

4.2 假泥裂成因分析

川西北地區假泥裂的形成可能受到壓實作用的影響（圖5c，d），壓實作用一方面使得塑性更強的泥質沉積物作用在半固結的灰巖層頂底面，另一方面促成灰巖的不均勻固結，即灰巖中灰質成分更多的區域趨向于方解石更快速沉淀而快速固結，造成灰巖的不均勻固結，從而更有利于灰巖層表面網紋構造的形成。但壓實作用下形成的灰巖泥質網紋并不切穿巖層（圖5c，d），這不同于奧陶紀揚子地區廣泛存在的寶塔組灰巖的網紋構造。對于寶塔組灰巖的網紋構造，目前普遍認為并非暴露干裂成因，生物遺跡、海底硬地、準同生變形構造等成因解釋也缺乏足夠的證據支持，利用成巖作用及構造作用等解釋其成因仍在熱烈討論中[35]。如沈建偉[36]認為寶塔組網紋構造是一種淺水環境下的成巖構造，而非同生沉積構造；周書欣等[37]認為淺埋壓實環境中灰泥成巖將孔隙水排入黏土層，有助于網紋構造的形成。值得注意的是，縫合線在研究區飛二段灰巖中廣泛存在（圖4c～i），被后期形成的方解石脈切穿（圖4g～i），但本次研究層位的縫合線與網紋構造并無成因上的聯系。

在大溝里剖面，切穿薄層狀灰巖的方解石脈（圖4a，b）亦切穿了灰巖中的縫合線（圖4g～i），顯示方解石脈形成的時間較晚。飛二段巖層中廣泛存在的方解石脈（圖3h，i）與網紋中心方解石脈很可能是同時期的，加之可見部分亮晶方解石并未填充滿裂縫的現象（圖3d）。本次研究傾向于認為伴隨著青藏高原東緣（龍門山）強烈隆升的喜山期構造運動是方解石脈切穿灰巖層的主因（圖5e，f），強烈的構造擠壓作用在網紋中心的應力薄弱地帶形成裂縫，進而亮晶方解石沉淀形成細脈。因此，假泥裂是成巖壓實作用與構造擠壓作用共同作用的結果（圖5）。

4.3 已知碳酸鹽巖網紋構造對比

Cowan et al.[38]對加拿大紐芬蘭西部寒武紀淺水碳酸鹽巖（灰巖及白云巖）中的所謂干裂進行了深入研究，其主要賦存于一套碳酸鹽質泥巖（如白云質泥巖）中（表1），泥巖被夾（鮞粒、似球粒）顆粒碳酸鹽巖（即未經水動力改造的鮞?；驐l帶狀碳酸鹽巖）包繞；其并非干燥收縮裂縫，而是一種脫水凝縮形成的分離裂縫[38]，被稱為離裂（diastasis crack），其為同生期海床下沉積物機械變形所致，推測為在應力作用下周圍的鮞粒/似球粒的相對運動折裂硬泥所致，離裂的形成與硬泥和疏松的碳酸鹽顆?；佑嘘P[38]。需要指出的是，紐芬蘭西部寒武系“離裂”在層面上部分具網格狀，還有孤立狀和花狀形態（表1）。賦存“離裂”的地層與川西北地區類似，均是碳酸鹽質泥巖和碳酸鹽巖的互層，但川西北地區不存在西紐芬蘭寒武系中快速固結的硬泥，這里的泥質呈塑性，這可能是環境因素所致：紐芬蘭地區是更易發生脫水凝縮的淺水環境（硬泥直接存在于海床之下），而川西北地區是相對深水環境（陸棚）。盡管與泥裂（干裂）的成因不同，但紐芬蘭西部的“離裂”在成分上接近于傳統的泥裂，即發育在泥巖中，只不過泥質沉積物硬化的機制不同且填充物不同（粉砂或碳酸鹽顆粒）而已。但川西北地區的假泥裂并不存在于泥巖中，而是發育在泥巖中的灰巖夾層中。賦存巖石的不同，可能預示著形成機制的較大差異。盡管如此，二者還表現出共性：塑性的黏土質（川西北地區）或碳酸鹽顆粒物（加拿大紐芬蘭，還未成巖）與相對堅硬的灰巖（川西北地區）、泥巖（紐芬蘭）互層，在應力作用下相對堅硬的巖石發生裂開或變形，塑性物質充入或侵位而形成類似泥裂的沉積構造。

揚子地區中奧陶統寶塔組與川西北地區飛二段的沉積環境是類似的，均沉積于正常浪基面之下、風暴浪基面之上的淺海陸棚環境（表1），而且二者的網紋構造均發育在灰巖中，灰巖的結構也較為相似（如含較多的生屑和微晶基質），且灰巖均與泥質巖呈互層產出，只不過寶塔組巖性為灰巖夾泥質巖薄層，而飛二段為泥頁巖夾薄層狀灰巖。關于寶塔組網紋構造（即龜裂紋構造）的研究較多，成因解釋多種多樣（表1）。與飛二段網紋構造成因類似，埋藏環境下的壓實作用可能對寶塔組網紋構造的形成起到作用，即灰質成分與黏土紋層二者間存在差異壓實作用[37]。見寶塔組灰巖層間泥質薄層被擠壓進入灰巖的現象（圖6c，d），顯示了在成巖早期、巖石未完全固結情況下壓實作用的影響。周書欣等[37]認為寶塔組存在“水平方向縫合線”，本次研究對此持保留態度，所謂的水平縫合線很可能是泥質薄層中的多數黏土被壓入灰巖層后、灰巖層間殘留泥質的假象（圖6c，d）。

4.4 假泥裂的地質意義分析

4.4.1 古環境意義

在厘清了川西北地區飛二段灰巖中存在的所謂“泥裂”是成巖—后生期產物、并不代表暴露條件以后，關于飛二段泥質巖是潮坪還是陸棚環境的爭論就迎刃而解了。本次研究贊同周慧等[13]的觀點，即川西北地區飛二段沉積時期位于臺地邊緣緩斜坡—盆地相區。至于崔衛東[17]提出的飛二段屬深水低能沉積或淺水潮坪沉積，很可能只是前者。飛二段風暴成因灰巖的存在（圖3f～i）以及巖性組合、灰巖微觀特征均指示沉積于正常浪基面之下、風暴浪基面之上的淺海陸棚環境。飛仙關組假泥裂構造亦見于川東北地區，有的文獻中將其錯誤識別為泥裂，因此得出的環境解釋存在較大偏差。實際上，在四川盆地及其周緣地區，灰巖中存在的網紋構造不僅僅局限于寶塔組和飛二段，也存在于志留系和二疊系，有的研究將其識別成暴露成因的泥裂構造。寶塔組和飛仙關組灰巖中網紋構造的普遍存在預示著灰巖中的網紋構造并非全部為暴露成因，較深水環境（如陸棚）沉積的灰巖亦可發育。

4.4.2 對灰巖網紋構造成因的啟示

本次研究識別的灰巖假泥裂是壓實作用和構造擠壓作用聯合作用的結果，傾向于認為如果沒有喜山期構造作用，假泥裂可能呈現出網格狀形態，即網格構造是成巖期半固結灰巖與塑性黏土巖差異壓實作用的結果（取決于灰巖的固結早于泥質巖），后期發生的構造擠壓作用形成了切穿灰巖薄層的裂縫和方解石脈。這對寶塔組網紋構造的成因可能具有借鑒意義。前已述及，寶塔組中所謂的水平縫合線[37]很可能是泥質薄層中的多數黏土被壓入灰巖層后灰巖層間殘留泥質的假象，這就合理解釋了寶塔組中所謂的不切過巖層的“垂向縫合線”，壓實作用下泥質巖層中黏土的塑性流動是雙向的，其既可向上，亦可向下，寶塔組灰巖中的“垂直縫合線”常見是向上、向下黏土質相接（圖6c，d），亦見向下壓入灰巖的泥質沒有切穿巖層的現象（圖6c，d）。成巖早期較為強烈的壓實作用，預示著上覆巖層快速的沉積速率（飛仙關組）或者特殊的構造環境（寶塔組）。奧陶紀較為活躍的構造運動[39]，可能對寶塔組網紋構造的形成有促進作用，一方面揚子板塊強烈運動使未固結的寶塔組碳酸鹽沉積物在應力作用下形成裂隙[40]，另一方面下伏寒武系清虛洞組膏鹽巖在構造運動中的塑性流動也有助于寶塔組網紋構造的形成。

5 結論

（1） 上揚子地區下三疊統飛仙關組二段薄層狀顆?；規r發育類似泥裂的網狀沉積構造，其在巖層頂底面呈不規則四邊形或五邊形，被方解石脈分割。“假泥裂”構造與泥裂有本質區別，其不代表暴露成因，而是淺海環境下沉積的灰巖受后期壓實作用和構造作用的結果。

（2） 川西北地區賦存假泥裂灰巖中所見網紋構造，與中奧陶統寶塔組灰巖中的網紋構造在形態、巖性組合、沉積環境等方面具有相似性，可能壓實作用對寶塔組灰巖網紋構造的形成亦起到關鍵作用。