运用显著同造山期的不整合类型来加强对生长地层的分析.docx

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运用显著同造山期的不整合类型来加强对生长地层的分析

运用显著同造山期的不整合类型来加强对生长地层的分析

—以美国内华达州东南部的白垩纪地层为例

摘要：

在美国内华达州东南部，邻近WillowTank逆冲断层的陆相上白垩纪生长地层中有两种同构造期的不整合类型。

高角度不整合（6–90º，传统型）形成于抬升幅度高于沉积积累时，而更多的低角度（2—5º，隐蔽型）隐蔽不整合发生在沉积积累和抬升一致时。

传统型的不整合是大多数生长地层的研究焦点，因为这种不整合在野外很容易观察到。

相反的，隐蔽型不整合更难被识别。

隐蔽类型的不整合通常是剥蚀或者非沉积作用的表面，位于进积或连续的平坦地层，通常与大规模的松软沉积变形特点、比较发育的簇状古土壤、再造作用或者颗粒大小的增长有关。

随着沉积供给的增加，净供应的存在造成了同构造期沉积以加厚构造剥蚀，但在隆起速率上并没有改变。

当隆起轻微的高于沉积作用时，构造加积作用间断，由于斜坡不稳定和地震活动性产生了隐蔽不整合，代替了传统低角度不整合。

在生长地层中，不整合类型的识别能记录下抬升阶段，尤其是在主动构造之上由于高泥沙供应、区域沉降或这海平面升高而使沉积物产生加积间断。

尽管这些同构造不整合类型能在陆相压缩生长地层中被识别出，但是它们可能存在于很多其他的沉积和构造背景下。

介绍

生长断层是发育在抬升、地表倾斜以及地质构造的大面积侵蚀剥蚀的基础上的近源同构造层序。

对生长地层的分析可以确定构造隆起的阶段、比率和类型。

生长地层的分析开始于对同构造期角度不整合或者不整合的认识。

Riba（1976）将角度不整合划分为：

（1）“前进的”同构造不整合，指最上层的地层层序，但是没有明显的角度倾斜；

（2）角度不整合，指地表表现出明显的顺层倾斜。

正如Riba（1976）最初所定义的，渐进式的不整合不只是一个角度不整合，而是一个地层层序。

角度不整合不是定义在扁平式继承上的。

然而，最新的数值模型已预测出了在局部和区域供给条件不同的情况下，同构造期不整合和生长地层几何学的不同。

遭受剥蚀、角度间断的同构造期不整合式许多生长地层的研究基础，因为不整合显示更明显并且标志着在相对沉积过程中抬升的增长。

Holl和Anastasio（1993）指出，同沉积不整合可以认为是典型的剥蚀，但是它们也能在构造变形期间形成。

在后一种情况下，渐进式的不整合是由连续沉积的沉积表面渐进式倾斜所造成的，可能包含许多小角度的倾斜间断，这些很容易被忽略掉。

从概念上讲，沉积表面的渐进式倾斜是与倾斜过程中的地震活动性、沉积表面的扰动或者加深有关联的，最终的沉积作用远离地形较陡的地区。

所有的这些过程都记录在地层的细节中。

在挤压背景下进行了几项生长地层的沉积分析研究。

然而，还没有一个沉积学标准来指导野外识别隐蔽表面的识别，这个表面可能在表面连续的序列中发现。

图1.（A）美国西部塞维尔冲断带的区域图,表示了北部泥岩山研究区域的构造背景.

（B）研究区域的细节图,当地的地质特征和塞维尔冲断带的结构.

这篇文章提供了

（1）包括传统的角度不整合以及渐进式平坦生长地层间断中的隐蔽不整合的两种分类，

（2）识别陆相地层中两种不整合的客观沉积学标准，（3）定性的观察表明沉积物的供给影响着形成同沉积不整合的类型。

地质背景

在塞维尔逆冲断层带的南部内华达段是一个东部会聚的古生代和元古代逆冲断层和褶皱的一个NE-SW倾向带。

塞维尔逆冲带的演化阶段很难区分开。

上石炭系前陆盆地的生长地层主要暴露在北部泥岩山脉构造断块中（图1A、B），位于塞维尔逆冲断层带的东部边缘以及科迪勒拉前陆盆地附近。

在研究地区，可能影响沉积作用的构造特点包括泥岩山逆冲断层以及它前方的决口扇—WillowTank逆冲断层（图2A、B）。

泥岩山逆冲断层位于古生代碳酸盐岩厚层的上盘地层（图3）。

泥岩山的逆冲断层被认为是等同于格伦代尔朝向北部的逆冲断层，或者基斯顿朝向南部的断层。

WillowTank逆冲断层前部的决口扇在泥岩山北部近乎12公里（图2B）。

WillowTank逆冲断层位于早白垩世砂岩之上的侏罗纪阿兹特克砂岩中，这表明在塞维尔前陆盆地中存在早期的沉积。

图2（A）内华达地区北部泥岩山的广泛地质图.单位名称在1983年被Bohannan修改.（B）Fire谷部分的航空照片强调了露头的暴露,并且地层单元是本次研究的重点.注意细节,剥蚀,以及从西北到东南部的渐进式上升.

生长地层发育于砂岩基准线的低部位区，并且存在于WillowTank逆冲断层的斜外侧下降盘处。

局部地，这个逆冲断层又恢复活性类似于小位移横断断层（图4A）。

WillowTank逆冲断层的局部减薄和生长地层发展表明主动减压和垂直运动与该逆冲断层的外来岩石有关。

目前，WillowTank逆冲断层几乎是水平的，但是断层面的产状由于缺少暴露是不确定的。

另外，对于WillowTank逆冲断层在早期的延伸阶段是否恢复活性也是不确定的，正如其它逆冲断层所表明的那样（Tayloretal.1993）。

Carpenter（1989）根据在最新和最老的变形岩石中发现的具放射性的火山灰的数据推测该断层的运动时间大约在95.8和93.1个百万年，但是没有识别出生长地层。

图3泥岩山的广义地层柱强化了论文中讨论的包含生长地层的

地层间断生长地层

在这项研究中描述的生长地层是在地层边缘向东南逐渐变细的基础上开展的，该地层以渐进式、向上倾角逐渐减小为特点的。

图4-D分别在制图和横断面观点上表明这些生长地层的几何学特色。

在Bohannon（1983）和Carpenter（1989）编译的地质图上展示了砂岩基准线的低部位向上变平的模型（图5）。

航空照片（图4A）突出了上超和向WillowTank逆冲断层减薄的同构造不整合地层。

在WillowTank逆冲断层外来体中，白垩纪地层剖面可以细分为预增长、同步增长和后增长地层三类。

这个分类方法可以做和WillowTank逆冲断层外来岩体隆起时间有关的沉积特征的比较。

预增长地层在局部变形之前就已被剥蚀。

预增长地层局部变形，但并不显示渐进式减薄或变化。

同步增长地层如生长地层一样简单，它同外来岩体上盘的背斜隆起同时间接受剥蚀。

生长地层表明了地层减薄，剥蚀和改变。

后增长地层上超于完整的层序之上，并且在局部抬升停止之后接受剥蚀。

后增长地层与变形无关，也不是因为地层减薄或产状变化。

图4（A）KaolinWash研究地区的航空照片表明：

（1）阿兹特克砂岩的同构造期地层在目前的褶皱和断裂并置.

（2）在倾斜、下沉方向上同沉积期不整合的横向展布.此图与图2B是相同的,但是被定向了,以至北部朝向左边.（B）穿过生长地层的X-X′横剖面。

（C）生长地层的航空摄影表明在矿床倾斜和关键层面的位置上剖面的减小.（D）线的轮廓反映了生长地层内部的几何结构.这些图是在沿着剖面3,每隔2-3米收集的矿床产状获得的.

这些数据在本文章的彩色版本中.

方法

我们用来区分同构造不整合类型的方法包括三个步骤。

第一，我们识别出生长地层的特征，高角度倾斜不整合和在较平坦地层中的不明显低角度不整合。

第二，通过描述构成生长地层的沉积相来确定沉积环境。

最后，倾角上有微小变化的地表要进行详细的描述，在地表特征和邻近沉积相上要给予特别的关注。

精细的地层柱，众多的矿床产状，同构造不整合图构成了这项研究的主要内容。

我们用三个地层柱来评估生长地层较发育的近源构造（0.25KM）（剖面1，图4A，5），稍微变化的构造（0.75km）（剖面2，图6），以及远源构造（3Km）（剖面3，图6）。

在地层柱和走向上，每隔2-5米测量一次地层产状。

每个记录的测量值都表示3-10产状测量间的平均值。

同构造不整合被记录在地层柱上，用来与航空照片相比较。

生长地层相

生长地层由层状到透镜状的砂岩组成，该砂岩上覆在块状，层状，巨砾到粗砾的砾岩上。

这两个沉积相可以在地层中被定义出。

每个相都是由3-5个个别相组成的。

A岩相组合是密集的，存在在生长地层上部的20-30米处。

B岩相组合砂岩富集，构成了该剖面130米的基底（图5）。

图5通过生长地层序列的详细的地层柱表明了同构造期的角度不整合,

沉积构造以及相叠加模式.

图6.在近端（0.25Km）中段（0.5Km）远端（3.0Km）位置穿过生长地层到前缘隆起的同构造期不整合的相互关系.地层柱位于图4A中.

图7由岩相组合A组成的主要沉积相-泥石流冲积扇沉积

图8A）在上白垩纪砂岩基线的巨砾碎屑岩沉积.低基线表示被碎屑流填充的冲沟的基底;两个上线轮廓,在天然堤沉积中的低角度地层.B）微粒的卵石到细粒到中粒的碎屑流沉积表明了阿兹特克砂岩的角度优势以及碎屑的角度特征.C）低角度的细粒到中粒碎屑流沉积，阿兹特克砂岩的断裂碎屑.D）冲积扇控制泥石流的典型例子,位于Mt.Everts.注意低地势，细粒的堤岸沉积的特征以及包括直径达2米的巨型砾石的碎屑流沉积.同时也要注意到现今的暴风雨形成的泥石流被注入到了峡谷中,引起了上覆沉积部分的漂选.这些数据记录在文章的彩色版本中.

岩相组合A：

岩屑流占优势的冲积扇沉积

描述：

岩相组合A构成了砂岩基准线的粗晶沉积。

它由三个特殊的相组成（图7）。

A1相分选较差，碎屑支撑，不成层，无序到反相有序，巨砾到粗砾砾岩，砾岩主要是棱角到次棱角碎屑和无组织的内部结构组成。

A2相也是分选较差，杂基支撑，无序到正粒序。

A3相呈低角度层状，中到粗粒。

在所有三种相中，粒屑岩性绝大部分是分选良好，中粒度，层状砂岩。

A1相和A2相主要发生在2-4米宽，2米厚的尖锐基底接触和陡峭的边缘

的透镜体中。

这些相形成了凌乱，分选差，不规则砾岩透镜体的堆叠层序。

基底接触的轮廓大约2-4米宽，在下伏物质中有几十厘米的切口（图8A）。

在A1和A2相中，巨砾岩集中分布在砾岩透镜体中心附近，而粗砾为主的是集中分布在边部（图8B，C）。

在透镜类型、颗粒大小、无序结构上，A2相和A1相相似。

然而，相A2缺少碎屑，局部地，棱角状砂岩碎屑完全的悬浮在分选差的基质中，该基质是由中砾、细粒和砂岩组成的。

A3相和A1、A2相呈楔形穿插，形成了不连续的透镜体，25-50厘米宽，10-25厘米厚的中粒砾岩和中粒砂岩（图8B）。

岩相组合A包括从棱角到次棱角的易碎碎屑，分选好的易碎石英（图8A，B）。

局部地，圆形的燧石和石英岩在透镜体或者A2岩相组合的砂岩碎屑中散布。

解释：

通常，岩相组合A理解为碎屑流为主的冲击扇沉积（图7）。

在岩相组合A1中，分选差和无序的组构与单一沉积或流体一致。

砂岩中大量的体积较大的棱角状碎屑岩的存在说明了颗粒和颗粒之间微小的相互作用和层理流体中的沉积作用。

富含碎屑，基质贫乏，缺乏泥质沉积的特征和松散的岩屑流体沉积相一致。

总体上，岩相组合A1中无序结构，棱角状碎屑，当地逆分级，厚层的透镜状几何学证明了松散流体的沉积作用。

为了做比较，图8D展示了一个富含巨砾，反粒序的现代碎屑流。

这个碎屑流仅形成于几天。

我们可以看到，图片上正在下雨，地表水流注入到由下伏的岩屑流沉积形成的冲沟中。

注意径流和岩屑流物质的分选。

然而，并不像图8C中所显示的现代沉积，在岩相组合A1中缺乏泥质物，表明了岩屑流是泥岩缺乏，松散，富碎屑的流体（Blair2000）。

岩相组合A2也有松散岩屑流沉积的许多关键特点，包括无序构造，棱角状碎屑，大块岩层，分选差，中粒砂岩基质（图7,8）。

在A2中相对较高含量的基质表明它是碎屑流缺乏的产物。

A1和A2的透镜状沉积物可以被认为是充填在负突起中的岩屑流产物，其中负突起是由较老岩屑流和扇表面上的堤坝之间的地表径流形成的（图8C）。

我们推测，近源沉积源是岩相组合A。

松散岩屑流被通常认为只是从扇顶运移了几千米（Postma1986）。

Blair（2003）用不规则的大型冲积扇—CucomungoCanyon作为例子进行了定义，他指出富碎屑的岩屑流能够运移到大约17.1千米处，但是沉积在6.1千米处最