青岛灵山岛早白垩世远源浊积岩的发现及其地质意义

青岛灵山岛早白垩世远源浊积岩的发现及其地质意义

灵山岛位于山东省青岛胶南市东南海域，距胶南市珠山约10公里。海岛面积不足8km2,但最高点却达到513.6m,为仅次于台湾岛和海南岛的中国第三高岛,也是中国北方的第一高岛(图1),最新的研究将其划归为构造成因岛屿(栾光忠等,2010)。可能由于交通不便,灵山岛基础地质研究程度很低。最新的地质图显示灵山岛有两套地层:上部的青山群八亩地组(K1b)火山岩不整合覆盖于下部的莱阳群法家茔组(K1f)之上(山东省第四地质矿产勘查院,2003)。但实际上要复杂得多,从地层分布到构造变形等都需要加强研究。从南北黄海之间经山东的胶南向西南延伸到苏北地区是著名的苏鲁造山带(蔡乾忠,2005;张岳桥等,2007;Zhuetal.,2009),而灵山岛恰恰位于这条重要的缝合带上。虽然岛屿面积有限,却记录着扬子板块和华北板块拼合前后重要的沉积与大地构造信息。因此,对该岛的基础地质研究就显得非常重要了。本文作者于2010年夏、秋季数次登上灵山岛,进行了地层学、沉积学与构造地质学等方面的研究(图2),获得了丰富的第一手资料。其中,滑塌沉积就是重要的发现之一。1下白垩统沉积变形地层的初步研究灵山岛上主要出露两套地层:下部为灰黄色薄层砂岩与灰黑色至黑色泥岩互层,未见底;上部不整合覆盖着一层巨厚的流纹质熔岩,其上直至山顶主要为各种火山碎屑岩和熔岩。在山东省地质图上显示为:下部为下白垩统莱阳群的法家莹组沉积岩(K1f),而上部为下白垩统青山群的八亩地组火山碎屑岩(K1b)(山东省第四地质矿产勘查院,2003)。笔者野外初步观察发现:两套地层的具体时代还有待于研究,而其出露也不是简单的不整合关系,因为在不整合面之上的火山岩出露区仍有一些典型的砂页岩露头。可见后来的构造变形非常复杂,需要进行详细的地层学和构造地质学研究。下部的砂泥岩互层段外观上可以看做复理石,主要表现为灰黄色薄层砂岩、粉砂岩与黑色的泥岩构成良好的韵律层。其中砂岩层多由块状粉砂构成,局部有纹层,见微弱的粒序层理;而泥质单元主要为灰黑色的泥岩,局部含有黑色而细小的植物碎片(主要见于滑塌体中的泥质单元)。砂岩薄片显示:碎屑颗粒主要为长石、岩屑和石英,胶结物主要为方解石和泥质。因为具有良好的韵律性,符合海相复理石或远源浊积岩的特征(图3,图版Ⅰ-1、2)。这套地层与胶莱盆地中的下白垩统莱阳群明显不同,泥岩中的孢粉初步分析结果显示该套地层应为侏罗纪,具体时代有待于进一步研究。笔者所发现的滑塌沉积构造在下部砂泥互层的碎屑沉积岩中。主要表现为下部的某些薄层砂岩和泥岩作为整体向更深处滑塌并产生同沉积变形,而其上部地层因为是变形后才沉积的而不受影响。主要变形类型为同沉积滑塌褶皱,而在同沉积褶皱内部还发育有小规模的同沉积变形构造,如:同沉积布丁构造、同沉积拉伸线理、同沉积双重构造等。1.1滑塌褶皱层厚度滑塌褶皱是灵山岛发现的最主要的同沉积变形构造。在灵山岛西侧海边以及岛屿南端老虎嘴景区之下的海蚀崖都有广泛出露。如:在海岛西侧潮间带与潮上带露头区,至少有几十层滑塌褶皱层。其中每个滑塌褶皱层厚度规模差异较大:薄层滑塌层仅几十厘米厚,而厚的滑塌褶皱层可以达到4m以上(图3)。同沉积滑塌褶皱层中的强岩层为钙质胶结的薄层粉砂岩,而弱岩层为碳质泥岩。在海岸带附近露头进行的野外测量显示:滑塌体之下的岩层产状为:127°∠28°,整体向南东倾斜,倾角较缓。野外现场将这些岩层产状恢复水平,进而恢复滑塌层堆积时的原始产状:同沉积滑塌褶皱的枢纽延伸方向为NE—SW方向,而其轴面基本上向北西倾倒,说明滑塌体是从南东向北西方向滑塌而堆积的,这就揭示了当时的盆地古斜坡方向:南东高而北西低,沉积物的物源区来自南东侧。1.2同沉积布丁构造布丁构造是顺层拉伸背景中的典型变形构造。在软硬相间的岩层受到顺层拉伸的应力作用时,相对硬的岩层被拉断,在韧性剪切带中相对脆性的薄岩层容易形成这种构造,也就是通常所指的石香肠构造(DavisandReynolds,1996)。尽管这类构造主要见于变质岩中,特别是韧性剪切带中,但近年来在沉积岩中也有发现。吕洪波等在白云鄂博地区黑脑包古生代碳酸盐岩同沉积滑塌构造中识别出同沉积布丁构造,认为是同沉积滑塌体中局部拉伸造成的次级沉积构造(吕洪波等,2006;LuHongboetal.,2006)。灵山岛中生代碎屑岩地层中的同沉积布丁构造发育于滑塌褶皱体的翼部,为夹于泥岩层中相对硬的薄层长石石英砂岩受到滑塌体的重力作用(相当于σ1)以及滑塌体运动的近水平拉伸(相当于σ3)而产生的变形构造(图版Ⅰ-5)。其中薄的砂岩层由于近水平拉伸而产生一系列小断层,形成长轴大致与同沉积褶皱枢纽一致的同沉积布丁构造,而每个单个的布丁块体由于滑塌体上方相对于下方产生的向前的剪切作用而发生旋转,最终形成一个个横截面为菱形的柱状块体。可见,同沉积布丁构造是滑塌体向前运动过程中形成的,因而,在与布丁(即:石香肠)延伸方向垂直的剖面上看,布丁块体之间倾斜的微型小断层之倾向代表其滑塌源头方向,而倒向斜坡的下方方向。根据野外测量的同沉积布丁构造的排列方向判断:滑塌体来自南东方向,与滑塌褶皱所指示的方向吻合。1.3同沉积拉伸线理与滑塌体运动方向垂直线理(lineation)是一系列非常复杂的原生或变形构造,其原始定义并不具有成因意义(Garyetal.,1973),在沉积岩(如:剥离线理)、火成岩(如:绳状熔岩的流动线理)和强烈变形的变质岩中都可以见到(DavisandReynolds,1996)。其中在变质岩的韧性剪切变形过程中与鞘褶皱一起形成的线理构造是典型的拉伸线理(stretchinglineation)。然而,近年来对拉伸线理的研究发现这个词汇往往容易引起歧义,因此建议“拉伸线理”应该仅仅用于那些颗粒组合处于有限应变椭球体X轴方向的情况(PasschierandTrouw,2005),也就是由最大张应力(σ3)形成的线理。灵山岛中生代滑塌沉积体中也保留了拉伸线理构造,而且主要在滑塌沉积体的褶皱枢纽部位(即褶皱变形弯曲度最大的地方)发育,表现为砂质单元的表面出现与褶皱枢纽相平行的拉伸线理。尽管在岩石薄片中并未发现与线理相一致的矿物颗粒定向排列现象,与经典的拉伸线理定义(PasschierandTrouw,2005)有别,但却与最大张应力(σ3)相一致,因此笔者将其命名为同沉积拉伸线理(synsedimentarystretchinglineation)(图版Ⅰ-4)。这种同沉积拉伸线理是砂页岩互层的沉积岩在砂质层尚未完全成岩的阶段形成的。变质岩的拉伸线理是在韧性变形过程中矿物沿着拉伸应力方向生长形成的线理构造(DavisandReynolds,1996),而灵山岛滑塌沉积中的拉伸线理却是软沉积物的机械变形之一,是滑塌体中砂质单元在重力的作用下发生水平侧向逃逸的结果。需要注意的是,在多期应变过程中,晚期的变形往往可以掩盖早期的变形,因此造成早期的线理构造被晚期的变形事件所掩盖或误解(Duebendorfer,2003),因此一定要注意区分先后变形。David(1974)早就注意到:在递进应变过程中早晚不同期次的布丁构造方向可以不一样,布丁构造和拉伸线理都可以平行或垂直于褶皱的枢纽。鉴于此,笔者在此对上述两种同沉积变形构造进行简单的分析:尽管本文所介绍的同沉积变形构造都属于一次滑塌沉积的结果,而且都发育于一个滑塌褶皱层中,与后期构造变形相比其形成时间非常短暂,却仍然有先后次序:同沉积拉伸线理就属于晚期的变形构造,而同沉积布丁构造则属于相对较早的变形构造,不同阶段的应力状态也会发生转变。同沉积布丁构造发育于滑塌褶皱的翼部,而且同时受到重力和滑塌体前方向前运动的水平拉力,因此其主应力方位特征为:最大主压应力(σ1)为铅垂的重力,而拉伸应力(σ3)与滑塌体运动方向平行。然而,同沉积拉伸线理是滑塌堆积体不再运动后继续变形的结果。其动态应力状态表现为:最大主压应力(σ1)仍然为铅垂的重力,而拉伸应力(σ3)却不再是与滑塌体运动方向一致的水平方向,而是与滑塌褶皱枢纽平行的水平方向。因此,同沉积拉伸线理与滑塌沉积体的运动方向垂直。据此在野外测量判断:灵山岛的同沉积滑塌体来自南东方向,与同沉积布丁构造所示的方向一致。1.4同沉积双重构造挤压双重构造最常见于坡坪组合的叠瓦状逆冲带中,根据其产状可以判断顶底板的相对动向(DavisandReynolds,1996)。而在灵山岛中生代滑塌沉积体中也发现了类似的双重构造(图版Ⅰ-3),因非构造变形,本文笔者将其命名为同沉积双重构造(Synsedimentaryduplex)。该双重构造是同沉积滑塌体向前运动过程中由于受到阻力而致某些相对硬的砂层产生叠瓦状逆冲断裂而形成的,形成原理与挤压背景下的双重构造是一样的,只不过这种挤压来自滑塌体后部的向前惯性冲力,而且此双重构造在空间上局限于滑塌体内。根据这个特征可以在野外测量并判别滑塌体的运动方向:滑塌体源头来自东南方向,与同沉积拉伸线理、同沉积布丁构造所指示的方向是一致的。1.5沉积相与基础上述同沉积变形构造都是滑塌层在二次搬运与沉积过程中形成的,主要反映了滑塌过程中的古斜坡方向和滑塌体的来源方向。而后期的构造变形却能反映出该套沉积层在完全沉积以后受到的构造挤压事件,是板块构造活动的记录。在与滑塌沉积层互层的“正常”沉积砂岩层中普遍发育有与层面垂直的早期平面X型剪节理。根据野外简单赤平投影操作显示:早期的水平挤压方向(σ1)为120°~300°。根据碳酸盐岩中的垂直缝合线可以借助于早期平面X剪节理发育的现象判断:早期平面X剪节理在沉积岩的成岩过程中即可发育(吕洪波,2009),因此推测灵山岛中生代滑塌沉积层理在砂岩开始成岩到开始褶皱之间的时间段内遭受了来自SE—NW方向的水平挤压作用。在灵山岛南端千层崖景区,有一个大型的不对称向斜(图版Ⅰ-6),其枢纽走向为N30°E并向NE倾伏,向斜的南东翼产状较为平缓,而北西翼近乎直立。这一现象说明该套地层遭受了来自北西向南东方向的逆冲作用而造成褶皱的形成,而且后来南端比北端抬升更高。灵山岛南端老虎嘴景区有一层灰白色巨厚层流纹质熔岩低角度不整合覆盖在韵律层砂泥岩之上(图版Ⅰ-7),笔者尚未见有更详细的研究。栾光忠等(2010)在讨论青岛海域岛屿成因的最新论文中提供了一张灵山岛地质简图,图中从岛的南端向西直到海岸附近有一条“花岗细晶岩岩床”。笔者考察没有发现所示的岩床,而根据其分布特点判断应该指的就是这层火山岩。根据老虎嘴景点所暴露的熔岩底部流动构造显示(图版Ⅰ-8),这层岩石不仅应该是火山熔岩,而且当时熔岩流是从南向北流动的,而其下的砂泥岩已经隆起到海面之上并遭受了剥蚀。熔岩流的厚度在南端的老虎嘴最厚(15m以上),向西向北逐渐变薄(东部被断层错断)。这也揭示了另一个信息:如果该层火山岩确属下白垩统青山组,当白垩纪早期火山喷发时,灵山岛地区地貌特征是南高北低,而且该层熔岩的火山口在灵山岛以南的某处。2灵山岛滑塌岩地质意义同沉积构造有狭义与广义之分。狭义的同沉积构造(syndepositionalstructure)是松散的沉积物在沉积过程中形成的原生沉积构造,如:前积层构造(Selley,2000),而本文所讨论的同沉积构造是广义的同沉积构造(synsedimentarystructure,吕洪波等,2003),是指部分沉积物已经沉积之后(某些部分甚至开始成岩)遭受某种变形而形成的沉积构造,属于次级沉积构造(secondarysedimentarystructure)或软沉积物变形构造,如:滑塌沉积层(Selley,2000)。现代海底调查发现:滑塌沉积最容易发生于大陆坡下部到大陆隆等深海区;而古代深海沉积岩主要为灰黑色到黑色的细粒砂页岩,如典型的复理石或浊积岩类(Boggs,2001)。灵山岛中生代滑塌沉积层整套岩石为薄的韵律层,其中砂质单元为灰色的细砂岩或粉砂岩,钙质胶结,以块状或少量弱粒序层理为主;而泥质单元为黑色的页岩,在滑塌体中的泥质层中局部含有少量已碳化的植物碎片(已成煤)。这说明沉积物既由陆源碎屑组成,又符合深海沉积的特征。尽管植物碎片常堆积于海陆交互相,却可遭受浊流二次搬运而沉积于大陆隆附近。虽然陆相湖盆中也可以有浊流沉积,但其在横向上稳定性远不如海相好,而且滑塌的规模也不如海相大。灵山岛浊积岩横向上延伸稳定,滑塌层规模巨大,因此笔者认为其属于半深海到深海的陆隆环境。近年来对滑塌沉积的研究显示:滑塌体前方以同沉积褶皱变形为主,而后方则以断裂为主(Tisljaretal.,1998),而且总长度至少数百米长(Kangietal.,2010);有的滑塌体厚度超过300m,长度超过100km(Boggs,2001)。由此可见滑塌沉积影响范围是非常大的。很多研究都显示:包括同沉积布丁构造等软沉积物变形往往是地震触发的(Knaust,2002;Vliet-Lanoeetal.,2009;HoffmannandReicherter,2011),而且往往是很强的地震才能造成软沉积物中的变形记录(Moneckeetal.,2007)。灵山岛中生代滑塌沉积层每个单层厚度稳定,小型的不足1m,而大型的则超过4m;顺层延伸特征稳定,至少在上百米的野外露头上没看到明显的厚度和特征变化。这说明其影响范围很大。在剖面上自下而上频繁出现滑塌层则说明当时沉积盆地处于地震频发的构造环境。而滑塌体的移动方向揭示了其源头位于盆地的南东侧,沉积物的物源区也来自南东侧。据此可以对盆地的古地理进行简单的推测:从灵山岛向东南水体变浅,陆源碎屑来自南东侧的扬子板块。作者采集了几组岩石样品在南京地质古生物研究所进行孢粉分析,因分析出的孢粉量太少,不能确定精确的时代,但推测中晚侏罗世的可能性最大。据此推测:其时代可能属于中侏罗世到早白垩世之间。而该阶段灵山岛地区正处于扬子板块和华北板块之间。剖面上密集的滑塌沉积层展示了地震频发的构造特征,揭示了当时扬子板块向华北板块俯冲的背景。前人的很多研究都揭示:同沉积滑塌变形构造是盆地基底构造活动的反映(Fodoretal.,1992;Chakraborty,2011;Zouaghietal.,2011),显然其根本原因是板块的运动。Einsele(2000)在总结沉积盆地构造类型时归纳了残余盆地的重要特征:盆地为两个已经开始碰撞的大陆块体之间残留的狭长洋盆,一侧为造山带,而另一侧则为被动的大陆边缘,沉积物以浊积岩(即:复理石)为主。侏罗纪和白垩纪时期,灵山岛沉积层恰恰位于扬子板块和华北板块之间,尽管目前还不知道滑塌沉积层之下是否有代表洋壳的玄武岩作为基底,但据其沉积和构造特征推测:当时在扬子板块和华北板块之间很可能存在着一个残余盆地。前人研究显示:五莲-青岛断裂以北为华北板块东部的胶北地体,其与扬子板块之间夹着的就是苏鲁造山带,蔡乾忠(2005)称其为苏胶造山带,向黄海中延伸为千里岩隆起,而到朝鲜半岛则为临津造山带,其北侧的北黄海盆地基底属于华北地块,而南侧的南黄海盆地基底则为下扬子地块,两大地块在220~223Ma(三叠纪早期)时发生碰撞。也有研究认为华南陆块自中三叠世开始向华北陆块俯冲,而到侏罗纪才开始碰撞,同时郯庐断裂开始左行走滑(Vergelyetal.,2007)。Zhu等(2009)认为:郯庐断裂为同碰撞转换断层,其左旋错动发生于中三叠世末到晚三叠世初,华南板块与华北板块碰撞后,苏鲁造山带继续因郯庐断裂的左旋走滑而向北错动到现今的位置。中晚侏罗世苏鲁造山带遭受了NW—SE向的挤压作用,而郯庐断裂则表现为左行走滑活动(张岳桥等,2007)。这些研究显示:灵山岛处于扬子板块和华北板块的碰撞带中,构造位置非常重要。当然,也有研究认为:扬子板块的上地壳在“苏鲁造山带”附近仰冲于华北板块之上,而岩石圈的深部却俯冲于华北板块之下,其真正的缝合线远在南京以东一线(Li,1994)。还有研究认为:苏鲁造山带缺少中生代大洋组分且与华南地块有诸多的相似性,因而华南与华北板块的界限应该位于苏鲁造山带之北(Faureetal.,2001)。无论如何,灵山岛上发现的中生代远源浊积岩滑塌沉积既宣告了中生代海相地层的存在,