Pseudo-desiccation Crack: Special Network Structure from the Thin-Bedded Limestones of the Lower Triassic Feixianguan Formation in Upper Yangtze Region

泥裂又称干裂。作为一种暴露成因沉积构造,泥裂常在野外受到关注,一般认为其成因和泥质沉积物或灰泥沉积物暴露、干涸、收缩而产生的裂隙有关,裂隙被上覆层的砂、粉砂充填,是一种可指示顶底面和沉积环境的沉积构造^[1]。泥裂的出现说明沉积物曾出露于地表水面之上,可用于判别干旱化或干湿环境的交替^[2],有较好的环境指示意义^[3⁃4]。

上扬子地区下三叠统印度阶飞仙关组广泛发育,其中飞仙关组二段（飞二段）以褐紫色泥页岩为主。关于其沉积环境,有研究者认为其为潮坪环境,“泥裂”是判断所谓潮坪环境的依据之一,在较多的前人文献中有所提及,见于川西北及川东北地区。本次研究发现飞二段中出现的所谓泥裂发育在薄层状微晶颗粒灰岩中,尽管在平面上呈网格状,但在断面上并不呈“V”或“U”字形,而是以贯穿岩层的亮晶方解石脉分割网格,与真正的泥裂显著不同,实际上是一种与泥裂形态相似的不同的沉积构造,本文称之为“假泥裂”构造以示区分。其并不反映暴露的古环境,并不能以之判断飞二段沉积于潮坪环境。因此,订正该沉积构造的特征及其环境意义很有必要。

此外,认为宝塔组灰岩是地质历史中仅有的、唯一的在层面上具有特殊网纹的形态组构,其他时代的灰岩均无此特点,因而是地质历史中的“时髦相”^[5]。本次研究又一次在灰岩中发现该类型的沉积构造,但其发育细节与奥陶系宝塔组灰岩有所不同。作为一种罕见的发育在灰岩中的类似泥裂构造的沉积构造,此次发现将对宝塔组灰岩中的网纹构造成因具有借鉴意义。

早三叠世川西北地区位于东特提斯洋边缘,其所在的扬子地块在早三叠世古纬度约为12.4° N^[6],为低纬度地区,古气候受超级季风影响强烈^[7]。根据碎屑颗粒结构、原生沉积构造和相序等相标志,可将四川盆地下三叠统飞仙关组划归为海陆交互—碳酸盐台地沉积体系^[8⁃9]。早三叠世飞仙关期沉积基本继承了长兴期的沉积格局,飞仙关早期深水“海槽”逐渐被充填,至飞仙关中、后期成为浅水碳酸盐沉积区^[10⁃11]。川西北地区在飞仙关期早期即位于开江—梁平“深水海槽”内^[12]。在周慧等^[13]所绘飞仙关期早期层序—岩相古地理图中,川西北地区位于台地边缘缓斜坡—盆地相区,这显著不同于前人所认为的潮坪环境^[14⁃15]。

四川盆地下三叠统飞仙关组发育碎屑岩、碳酸盐岩及蒸发岩,其中碳酸盐岩分布最为广泛^[16]。川西北地区的飞仙关组厚400~950 m,纵向上一般按岩性由下至上可分为飞一段、飞二段、飞三段、飞四段四段,其中飞一段、飞三段以灰岩为主,飞二段和飞四段以碎屑岩占优势^[17]。而在1∶20万广元幅区调报告中^[18],大致相当于飞三段、飞四段的灰岩为主的地层称为“铜街子组”。飞仙关组的底界,以黏土化凝灰岩（即界限黏土层）与下伏上二叠统大隆组硅质灰岩（图1）或硅质岩分界^[15,19⁃20]。其上覆的飞一段以灰岩为主,在川西北地区主要表现为灰、深灰色薄板状微晶灰岩夹中—厚层状砾屑灰岩^[7,17⁃18],其砾屑灰岩主要为扁平砾屑灰岩,推测为风暴沉积^[7,21],亦见重力流成因的砾石巨大（直径0.1~1.0 m）的砾屑灰岩^[17,22]。在川西北地区,亭纳尔亚阶飞二段^[23]属深水低能沉积或浅水潮坪沉积^[17],由暗紫色泥岩、页岩与灰色薄板状泥晶灰岩、灰紫色泥质灰岩组成。上覆飞三段（或铜街子组下部）为浅紫红色薄—中层状泥灰岩夹钙质页岩、薄层灰岩,但在广元—旺苍一带见灰色、褐灰色鲕粒灰岩层^[17]。

Figure 1.  Geological map (modified from reference [18]) showing the location of the Dagouli section in Qingchuan, north Sichuan province

研究剖面青川大沟里剖面位于四川盆地西北缘的龙门山山区（图1）,本文所述川西北地区即指四川盆地西北部边缘地区。其在构造上位于天井山背斜北东倾末端,因位于背斜核部位置,地层倾角较小（图2b~e）。露头剖面沿竹园镇到马路村的公路观察、采样,剖面起点（二叠系/三叠系界限处）坐标为32°25′04″ N,105°20′16″ E。沿公路所见飞仙关组一、二段地层平缓,地层倾角仅为10°~25°,一般覆盖较为严重,但因修建道路、居民自建房屋或采石作业等挖出了较好的露头。所见飞二段假泥裂沉积构造产出位置的坐标为32°24′55″ N,105°20′17″ E。

Figure 2.  Lithological log of the First and Second members of the Feixianguan Formation at Dagouli section, Qingchuan

剖面中飞一段厚约85.5 m,以灰岩为主,飞一段的下部发育块状角砾状灰岩（图2a）,中上部为中、厚层状扁平砾屑灰岩与薄板状微晶灰岩、泥质灰岩的互层,其中的扁平砾屑灰岩为典型的竹叶状灰岩（图2b,c）。在大沟里剖面,飞二段出露不全（图2）,主要岩性为紫褐色泥页岩夹频繁的薄层状风暴介壳灰岩,灰岩厚度一般介于3~10 cm,薄板状或者渠槽状,在所出露的飞二段上部薄层状生屑微晶灰岩出现频繁,与紫红色页岩呈互层状产出（图2d,e）。

本次研究主要关注飞二段上部假泥裂,在野外进行了详细的观察、照相,并采集了假泥裂产出部位的薄板状灰岩样品,在室内切开以观察断面特征,并将典型岩石做成显微薄片进行微观观察。

在青川大沟里剖面,飞二段假泥裂构造产于薄板状灰岩中（图3a~e）,灰岩的顶面一般较为平整（图3a,e）,但底面不平整,网纹中心部位微有下凸而似印模构造（图3b）。岩层顶底面均见多边形的网纹,多呈四边形—五边形（图3a~d）,边长3~10 cm不等,常因泥质聚集于网纹边缘而使多边形不明显（图3b,d）。但在岩层的切面上见多边形网纹发育处的泥质并不切穿岩层（图4a,b）,纵切面未见“V”字型或“U”字型等典型泥裂特征,泥质仅集中分布于岩层顶底界面处,形成宽1~2 cm、最大厚度1.0~1.5 cm的泥质网纹（图3a~e）。泥质网纹的中央通常发育贯穿岩层的方解石脉,宽0.5~2.0 mm不等（图3b,d、图4a,b）,可垂直切穿薄层状灰岩层（图3a）,也可呈高角度方解石脉切穿岩层（图4a,b）。值得注意的是,局部可见被方解石脉填充未满的裂缝（图3d）,亦是贯穿薄板状灰岩层的。显微薄片中可见方解石脉由亮晶方解石组成（图4g~i）,有分叉现象（图4h,i）。

Figure 3.  Outcrop features of pseudo⁃desiccation cracks and the hosted limestone

Figure 4.  Cut side of pseudo⁃desiccation cracks and microscopic features of the hosted thin⁃bedded limestones (with plane polarized light)

在青川大沟里剖面,假泥裂赋存于薄板状灰岩中,灰岩层厚一般介于3~5 cm（图3a,e,f、图4a,b）,厚度大于8 cm的灰岩不发育假泥裂。灰岩横向延伸性较差,赋存假泥裂的灰岩在剖面上的延展长度一般介于1.5~2.5 m,且横向上灰岩厚度不均一。在薄层状灰岩横向延伸方向见透镜状、马蹄状灰岩,为渠模构造发育的颗粒灰岩,宽4~10 cm,高3~5 cm（图3f~i）,亦见薄板状灰岩的一端加厚成为渠模构造灰岩（图3g）。岩层中灰色灰岩与紫色泥页岩呈互层,厚度比介于1∶3~1∶5（图3f,g）,岩层中局部见丰富的方解石脉,一般为高角度缝被充填所致（图3h,i）。

显微镜下见薄板状灰岩为微晶颗粒灰岩,灰泥杂基占岩石的25%~40%。岩石中生屑含量高,可占碳酸盐颗粒的50%以上（图4c,e,g）,另有直径大小不一的球粒（图4f）,占颗粒的40%左右。赋存假泥裂的薄板状灰岩中所见生屑主要为双壳类、介形类和腹足类化石（图4c~e,g）,一般较为完整,亦见破碎者（图4e,g）。灰岩中所见球粒大小多为50~100 μm（图4f,h）,推测为粪球粒；亦见直径约为1 mm的被缝合线包绕的较大球粒（图4f）。灰岩中缝合线发育,多为平行或斜切岩层方向,被方解石脉切穿（图4h,i）,显示缝合线形成于方解石脉充填裂缝之前。贯穿薄板状灰岩的方解石脉宽多为0.5~1.0 mm（图4a,b,g~i）,亦见宽仅为0.1 mm的分叉（图4h,i）。尽管在岩层表面见方解石脉发育在网纹间的泥质中间（图4a,b）,但在显微薄片中未见与方解石脉共生的泥质物质,显示仅有方解石脉切穿岩层。

在晚二叠世末地质事件后,早三叠世生物复苏缓慢^[24],该时期的古气候也极为动荡,整个泛大陆低纬度地区（古特提斯洋地区）为干旱和湿润季节性交替循环季风气候^[25⁃26],陆地和海底火山活动强烈。大气中CO₂浓度几乎达到中生代最高水平^[27],古海洋温度极高^[28],这促使风暴频繁,风暴沉积广泛发育在全球下三叠统岩石中,广泛存在的扁平砾屑灰岩即是风暴沉积。这些风暴成因的“板条状”或“竹叶状”灰岩^[29],也广泛存在于川西北地区飞一段灰岩中,甚至在整个扬子地区的北缘斜坡地带,在青川大沟里剖面也大厚度存在（图2）。以扁平砾屑灰岩为代表的早三叠世风暴岩在全球范围内的广泛发育暗示了当时的大气系统处于极端异常状态,风暴作用在当时极其盛行。大量模拟和实验也显示早三叠世全球变暖可能导致飓风和风暴发生的强度和频率增加^[30⁃31],早三叠世海洋表层和底层存在的温暖海水,可能使飓风/风暴的强度比现在更大,且只要这些飓风/风暴不登上陆地,它们就会长时间存在^[32]。

研究区飞二段亦受到风暴作用的影响,与薄板状灰岩共生的渠模构造（图3h,i）以及灰岩延伸方向的加厚（图3g）,显示了风暴发育高峰期由涡流向下的掏蚀以及风暴回流的沉积作用。渠模内常发育生物介壳滞留沉积^[33],风暴高峰期风暴涡流对先期沉积物表面的底栖生物壳体进行掏蚀、掀起、搅动并沿沉积底层进行短距离搬运后再沉积而成,是风暴沉积的典型特征^[34]。风暴作用对飞二段灰岩有较为强烈的改造,风暴成因的渠模构造灰岩（图3g~i）中碳酸盐颗粒（尤其是腹足类、双壳类生屑）含量高,其对假泥裂的形成实际上是不利的,因为假泥裂通常发育在薄板状灰岩内,在渠模构造灰岩内并不发育假泥裂,反而是未受风暴作用强烈影响的薄层状灰岩更易产出该类沉积构造。薄层状灰岩中球粒及灰泥杂基含量高,显示其基本未被风暴作用改造（图5a,b）。

Figure 5.  Formation model of pseudo⁃desiccation crack in the study area

川西北地区假泥裂的形成可能受到压实作用的影响（图5c,d）,压实作用一方面使得塑性更强的泥质沉积物作用在半固结的灰岩层顶底面,另一方面促成灰岩的不均匀固结,即灰岩中灰质成分更多的区域趋向于方解石更快速沉淀而快速固结,造成灰岩的不均匀固结,从而更有利于灰岩层表面网纹构造的形成。但压实作用下形成的灰岩泥质网纹并不切穿岩层（图5c,d）,这不同于奥陶纪扬子地区广泛存在的宝塔组灰岩的网纹构造。对于宝塔组灰岩的网纹构造,目前普遍认为并非暴露干裂成因,生物遗迹、海底硬地、准同生变形构造等成因解释也缺乏足够的证据支持,利用成岩作用及构造作用等解释其成因仍在热烈讨论中^[35]。如沈建伟^[36]认为宝塔组网纹构造是一种浅水环境下的成岩构造,而非同生沉积构造；周书欣等^[37]认为浅埋压实环境中灰泥成岩将孔隙水排入黏土层,有助于网纹构造的形成。值得注意的是,缝合线在研究区飞二段灰岩中广泛存在（图4c~i）,被后期形成的方解石脉切穿（图4g~i）,但本次研究层位的缝合线与网纹构造并无成因上的联系。

在大沟里剖面,切穿薄层状灰岩的方解石脉（图4a,b）亦切穿了灰岩中的缝合线（图4g~i）,显示方解石脉形成的时间较晚。飞二段岩层中广泛存在的方解石脉（图3h,i）与网纹中心方解石脉很可能是同时期的,加之可见部分亮晶方解石并未填充满裂缝的现象（图3d）。本次研究倾向于认为伴随着青藏高原东缘（龙门山）强烈隆升的喜山期构造运动是方解石脉切穿灰岩层的主因（图5e,f）,强烈的构造挤压作用在网纹中心的应力薄弱地带形成裂缝,进而亮晶方解石沉淀形成细脉。因此,假泥裂是成岩压实作用与构造挤压作用共同作用的结果（图5）。

Cowan et al.^[38]对加拿大纽芬兰西部寒武纪浅水碳酸盐岩（灰岩及白云岩）中的所谓干裂进行了深入研究,其主要赋存于一套碳酸盐质泥岩（如白云质泥岩）中（表1）,泥岩被夹（鲕粒、似球粒）颗粒碳酸盐岩（即未经水动力改造的鲕粒或条带状碳酸盐岩）包绕；其并非干燥收缩裂缝,而是一种脱水凝缩形成的分离裂缝^[38],被称为离裂（diastasis crack）,其为同生期海床下沉积物机械变形所致,推测为在应力作用下周围的鲕粒/似球粒的相对运动折裂硬泥所致,离裂的形成与硬泥和疏松的碳酸盐颗粒互层有关^[38]。需要指出的是,纽芬兰西部寒武系“离裂”在层面上部分具网格状,还有孤立状和花状形态（表1）。赋存“离裂”的地层与川西北地区类似,均是碳酸盐质泥岩和碳酸盐岩的互层,但川西北地区不存在西纽芬兰寒武系中快速固结的硬泥,这里的泥质呈塑性,这可能是环境因素所致：纽芬兰地区是更易发生脱水凝缩的浅水环境（硬泥直接存在于海床之下）,而川西北地区是相对深水环境（陆棚）。尽管与泥裂（干裂）的成因不同,但纽芬兰西部的“离裂”在成分上接近于传统的泥裂,即发育在泥岩中,只不过泥质沉积物硬化的机制不同且填充物不同（粉砂或碳酸盐颗粒）而已。但川西北地区的假泥裂并不存在于泥岩中,而是发育在泥岩中的灰岩夹层中。赋存岩石的不同,可能预示着形成机制的较大差异。尽管如此,二者还表现出共性：塑性的黏土质（川西北地区）或碳酸盐颗粒物（加拿大纽芬兰,还未成岩）与相对坚硬的灰岩（川西北地区）、泥岩（纽芬兰）互层,在应力作用下相对坚硬的岩石发生裂开或变形,塑性物质充入或侵位而形成类似泥裂的沉积构造。

扬子地区中奥陶统宝塔组与川西北地区飞二段的沉积环境是类似的,均沉积于正常浪基面之下、风暴浪基面之上的浅海陆棚环境（表1）,而且二者的网纹构造均发育在灰岩中,灰岩的结构也较为相似（如含较多的生屑和微晶基质）,且灰岩均与泥质岩呈互层产出,只不过宝塔组岩性为灰岩夹泥质岩薄层,而飞二段为泥页岩夹薄层状灰岩。关于宝塔组网纹构造（即龟裂纹构造）的研究较多,成因解释多种多样（表1）。与飞二段网纹构造成因类似,埋藏环境下的压实作用可能对宝塔组网纹构造的形成起到作用,即灰质成分与黏土纹层二者间存在差异压实作用^[37]。见宝塔组灰岩层间泥质薄层被挤压进入灰岩的现象（图6c,d）,显示了在成岩早期、岩石未完全固结情况下压实作用的影响。周书欣等^[37]认为宝塔组存在“水平方向缝合线”,本次研究对此持保留态度,所谓的水平缝合线很可能是泥质薄层中的多数黏土被压入灰岩层后、灰岩层间残留泥质的假象（图6c,d）。

Figure 6.  Network characteristics of the Ordovician Baota Formation in the southeastern Sichuan Basin

在厘清了川西北地区飞二段灰岩中存在的所谓“泥裂”是成岩—后生期产物、并不代表暴露条件以后,关于飞二段泥质岩是潮坪还是陆棚环境的争论就迎刃而解了。本次研究赞同周慧等^[13]的观点,即川西北地区飞二段沉积时期位于台地边缘缓斜坡—盆地相区。至于崔卫东^[17]提出的飞二段属深水低能沉积或浅水潮坪沉积,很可能只是前者。飞二段风暴成因灰岩的存在（图3f~i）以及岩性组合、灰岩微观特征均指示沉积于正常浪基面之下、风暴浪基面之上的浅海陆棚环境。飞仙关组假泥裂构造亦见于川东北地区,有的文献中将其错误识别为泥裂,因此得出的环境解释存在较大偏差。实际上,在四川盆地及其周缘地区,灰岩中存在的网纹构造不仅仅局限于宝塔组和飞二段,也存在于志留系和二叠系,有的研究将其识别成暴露成因的泥裂构造。宝塔组和飞仙关组灰岩中网纹构造的普遍存在预示着灰岩中的网纹构造并非全部为暴露成因,较深水环境（如陆棚）沉积的灰岩亦可发育。

本次研究识别的灰岩假泥裂是压实作用和构造挤压作用联合作用的结果,倾向于认为如果没有喜山期构造作用,假泥裂可能呈现出网格状形态,即网格构造是成岩期半固结灰岩与塑性黏土岩差异压实作用的结果（取决于灰岩的固结早于泥质岩）,后期发生的构造挤压作用形成了切穿灰岩薄层的裂缝和方解石脉。这对宝塔组网纹构造的成因可能具有借鉴意义。前已述及,宝塔组中所谓的水平缝合线^[37]很可能是泥质薄层中的多数黏土被压入灰岩层后灰岩层间残留泥质的假象,这就合理解释了宝塔组中所谓的不切过岩层的“垂向缝合线”,压实作用下泥质岩层中黏土的塑性流动是双向的,其既可向上,亦可向下,宝塔组灰岩中的“垂直缝合线”常见是向上、向下黏土质相接（图6c,d）,亦见向下压入灰岩的泥质没有切穿岩层的现象（图6c,d）。成岩早期较为强烈的压实作用,预示着上覆岩层快速的沉积速率（飞仙关组）或者特殊的构造环境（宝塔组）。奥陶纪较为活跃的构造运动^[39],可能对宝塔组网纹构造的形成有促进作用,一方面扬子板块强烈运动使未固结的宝塔组碳酸盐沉积物在应力作用下形成裂隙^[40],另一方面下伏寒武系清虚洞组膏盐岩在构造运动中的塑性流动也有助于宝塔组网纹构造的形成。

（1） 上扬子地区下三叠统飞仙关组二段薄层状颗粒灰岩发育类似泥裂的网状沉积构造,其在岩层顶底面呈不规则四边形或五边形,被方解石脉分割。“假泥裂”构造与泥裂有本质区别,其不代表暴露成因,而是浅海环境下沉积的灰岩受后期压实作用和构造作用的结果。

（2） 川西北地区赋存假泥裂灰岩中所见网纹构造,与中奥陶统宝塔组灰岩中的网纹构造在形态、岩性组合、沉积环境等方面具有相似性,可能压实作用对宝塔组灰岩网纹构造的形成亦起到关键作用。