7.5.1 前言
層序地層學已廣泛應用於前陸盆地、海溝、島弧等各種盆地和構造背景（Walder et al.,1992）中，但碳酸鹽斜坡尤其是重力流沈積層序地層研究，相對薄弱。有資料（Cook,1991;Tose,1991;Grammer et al.,1992;Glaser et al.,1991;Chiocci,1992;Trincardi,1992）認為，重力流僅出現於低水位期，並將重力流作為判識低水位體系域的重要標誌（Tose,1991;Steinhauff,1995）。但通過右江盆地二疊系碳酸鹽斜坡層序地層研究證實，海平面升降旋回的各個時期均可形成重力流，並具有相應的層序內部構型及成因格架。
右江盆地以其特殊的結構、沈積、生物、古地理、構造活動、火山作用等特點以及豐富的礦產資源，長期以來，深受廣大地質學家們的廣泛重視，並作了大量工作。由於受沈積構造背景的影響，二疊系層序由孤立臺地、臺間盆地和斜坡沈積構成，其中斜坡相帶占相當大的比例（圖7.7），作為位於碳酸鹽巖臺地或孤立臺地與臺間盆地或深水盆地之間特殊的過渡帶，與典型大陸斜坡相比，具有坡度大、水體相對淺、重力流發育等特點（Walder et al.,1992），對揭示全球海平面變化及油氣勘探具特殊意義。本書通過右江盆地二疊系斜坡沈積體系和層序特征的研究，建立了斜坡相帶尤其是重力流沈積層序地層格架及相應的層序發育模式。
圖7.7 右江盆地構造古地理環境
IP—孤立臺地；PB—臺間盆地；OP—開闊臺地
7.5.2 盆地類型及演化
右江盆地系指由紅河－金沙江斷裂、彌勒－師宗斷裂、貴陽－丹池斷裂、欽防斷裂所圍限的滇東南、黔南及廣西大部地區。早古生代，右江地區位於華南準地槽與揚子準地臺過渡帶；晚古生代，右江地區處於華南聯合板塊西南被動邊緣裂谷背景，呈現裂陷海槽包繞碳酸鹽孤立臺地分布的古地理格局（圖7.7）。早二疊世，由於古特堤斯洋東部裂谷作用，具被動陸緣裂谷性質，總體具臺、盆相間格局，東南隅欽防海槽轉變為被動陸緣走滑盆地。早二疊世末，因東吳運動的影響，欽防海槽皺褶關閉，右江盆地除西部殘余臺盆外，整體擡升為陸。晚二疊世，右江盆地進入弧後裂谷盆地階段，並具深水臺盆包繞孤立臺地分布的沈積格局，東南隅欽防地區進入前陸盆地發展時期。晚二疊世末，由於蘇皖運動的影響，右江盆地結束其晚古生代裂谷盆地發展史，並進入大陸邊緣活動發展階段。
7.5.3 斜坡體系
廣泛分布於右江盆地各期地層，為上揚子陸棚臺地或右江孤臺與臺盆或欽防深水盆地之間的寬窄不壹的過渡帶，通常形成具有特殊成因意義的斜坡沈積物，主要由異地沈積物組成，具體包括濁流、碎屑流、顆粒流、滑積相、塌積相、懸浮相等（圖7.8），與原地丘礁沈積呈不等厚韻律交替出現或指狀接觸關系，底棲生物與浮遊生物混生，其分布受不同組系同生斷裂控制。根據斜坡幾何形態及沈積特點（Walder et al.,1992），識別出跌積型（或侵蝕型）、滑積型（或溝槽型）和沈積型（或加積型）斜坡3種類型。
跌積型斜坡主要分布於右江弧後裂谷盆地，其次多見於右江被動陸緣裂谷盆地滇東南－桂西地區和欽防被動陸緣走滑盆地。主要由巖崩或垮塌角礫巖和碎屑流角礫屑灰巖構成，原巖為臺緣骨架巖、障積巖或顆粒灰巖，向盆地過渡為火山碎屑物質、中密度濁流沈積和矽質泥巖，並夾高密度鈣屑濁流、顆粒流、液化流及其過渡沈積，發育逆粒序和各種截切構造，常見等深巖，類似於Mario Coniglio（Walder et al.,1992）的斜坡基底裙和碳酸鹽海底扇模式。
圖7.8 各種典型斜坡相成因序列
A—懸浮相（平樂二塘剖面）；B—碎屑流相（來賓峨頭山剖面）；C—塌積相（河池五圩剖面）；D—濁積相（來賓陶鄧剖面）；E—等深積相（廣南那蘇剖面）（B和E據Walder et al.,1992，有修改）
滑積型斜坡多見於右江被動陸緣裂谷盆地中東部及北側，以發育結核狀灰泥巖、條帶狀灰泥巖、假角礫巖屑灰巖和矽質灰巖為特征，常見中低密度鈣屑濁積巖、正粒序碎屑流角礫屑灰巖及低密度鈣屑濁積巖，發育層內截切面、剪碎帶、滑移巖塊以及平移和旋扭滑積物，偶見生物丘礁，原地、異地化石埋藏相混生，相當於Mario Coniglio（Walder et al.,1992）的鑲邊臺地斜坡裙模式。
沈積型斜坡發育於右江被動陸緣裂谷盆地中南部，由中、低密度濁積巖、灰泥巖、粉屑粒泥灰巖、假角礫灰巖夾矽質灰巖構成，偶夾風暴巖，常見丘礁沈積，以原地化石埋藏相為主，近同於Mario Coniglio（Walder et al.,1992）的開闊臺地斜坡模式。
7.5.4 層序格架
7.5.4.1 低水位體系域
為相對海平面快速下降時期沈積產物。在沈積型斜坡背景，臺緣及上斜坡表現為暴露沖刷侵蝕面，甚至發育小型沖溝或U型水道，並充填滯留礫石或角礫，下斜坡或盆緣發育鈣屑濁積巖和混屑濁積巖（圖7.9），在低水位晚期局部有利位置，發育低水位期生物丘礁（表7.7，表7.8）。相應的準層序類型主要有：①巖崩→滑塌型角礫屑灰巖→液化流沈積→濁流沈積→自生碳酸鹽楔；②碎屑流沈積→顆粒流沈積→濁流沈積→碳酸鹽進積復合體；③巖崩→角礫屑灰巖→碎屑流沈積→濁流沈積；④碎屑流沈積→顆粒流沈積→濁流沈積；⑤重力流沈積→自生碳酸鹽楔和碳酸鹽進積復合體；⑥重力流沈積→自生碳酸鹽楔→上斜坡生物丘礁。
圖7.9 桂北河池五圩典型斜坡層序剖面結構
在滑積型斜坡環境，低水位體系域具有如下主要特點：①滑塌角礫巖→條帶狀灰泥巖→矽質灰巖；②結核狀灰泥巖→灰泥丘→滑積相（Chiocci,1992）；③無論基質部分還是碎屑部分，均顯示出低的成分成熟度；④結構成熟度低。基質和碎屑支撐，高密度和低密度重力流混雜堆積，粒序特征不明顯，常夾有遠洋懸浮相沈積，表明為坡度大、寬度窄的斜坡下部短距離搬運快速堆積產物；⑤中上斜坡要表現為沖刷侵蝕狀態，沈積物主要發育於下斜坡；⑥在結構剖面上，自下而上沖刷面→弱遞變層夾懸浮相→懸浮相，成分成熟度逐漸增高。
在跌積型斜坡相帶，低水位體系域主要表現為：①沈積厚度較大，由泥質矽質巖、矽質泥巖和重力流沈積構成；②重力流沈積成分復雜。主要有臺緣的鈣屑巖崩、滑塌、濁流、碎屑流、顆粒流沈積夾煤屑，深源的火山碎屑流－濁流沈積和熱水矽質濁積巖，陸源的粉砂泥質濁積巖、炭泥質濁積巖和煤屑沈積。準層序特征和類型主要有：①高密度雜基支撐碎屑流沈積→低密度濁積巖→懸浮型火山灰流沈積，底部為沖刷侵蝕面；②含粉砂泥質濁積巖和低密度鈣屑濁積巖互層→矽質泥巖；③火山凝灰質泥質矽質巖→含粉砂泥巖；④懸浮型火山灰流沈積→含灰矽質泥巖→灰泥巖等。
7.5.4.2 陸棚邊緣體系域
陸棚邊緣體系域層序構成、發育過程及控制因素總體與低水位體系域相似。但由於該期海平面下降速率通常小於盆地沈降速率，除繼承性臺緣、臺內沈積高地（如礁灘）暴露外，臺地上廣大繼承性沈積窪地、斜坡、臺盆背景，仍處於海水淹沒狀態，暴露時間短，侵蝕量小，沈積相帶向盆地遷移明顯，因而陸棚邊緣體系域與低水位期沈積相比，亦存在較大差異（表7.5），主要表現在：①在中上斜坡相帶，由侵蝕充填垮塌堆積→顆粒灰巖→生物層灰巖或丘礁灰巖構成的加積－進積型厚層退覆沈積體，向盆緣斜坡和臺盆方向逐漸轉變為向上變深變細沈積序列，多為由加積退覆式灰泥巖和泥灰巖夾低密度鈣屑濁積巖透鏡體構成的厚層楔狀體，層面多與下斜坡坡面平行或假平行，向臺盆方向通過巖相轉換面或沖刷侵蝕面與下伏高水位期重力流沈積相區別，向臺地通過初始海泛面與上覆海侵體系域退積型準層序組隔開（表7.5）；②重力流沈積相對不發育，以遠源低密度濁積巖為主；③在陸棚邊緣體系域沈積期，海平面下降到臺緣附近，僅相當短時間即開始緩慢上升，重力流沈積相對少（Trincardi F,1992）。
表7.5 陸棚邊緣體系域與低水位體系域主要差異
7.5.4.3 海侵體系域
海侵期斜坡環境特征（Steinhauff,1995）主要表現在：①構造沈降及相對海平面快速上升；②沈積物源包括火山碎屑、半遠洋懸浮相、臺緣物質；③沈積作用主要取決於海平面上升速率、遠洋懸浮物、臺緣及熱源供給，因而造成斜坡層序特殊的內部構架（表7.6）。但不同地區及不同類型斜坡，其準層序特征各異。在沈積型斜坡，海侵體系域準層序類型主要有：①改造再沈積顆粒灰巖或懸粒灰巖（float stone）→極薄層懸浮相和泥灰巖互層→生物層灰巖或生物丘和灰泥丘→懸浮相灰泥巖；②沖刷充填含細礫屑灰泥巖→泥粒灰巖和粒泥灰巖→含浮遊相灰泥巖；③火山碎屑濁積巖和鈣屑濁積巖→放射蟲灰泥巖；④含火山碎屑灰泥巖→火山碎屑濁積巖→懸浮相泥屑灰巖和泥巖；⑤含懸浮相火山凝灰質泥灰巖→灰泥丘→含放射蟲矽質泥巖；⑥鈣屑碎屑流沈積→濁流沈積→懸浮相灰泥巖；⑦重力流成因斜坡裙→生物丘→生物礁→海綿骨針灰質矽質巖。
表7.6 碳酸鹽斜坡沈積層序地層模型
續表
在滑積型斜坡，主要表現為向上變薄的矽質灰泥巖→泥質矽質巖→矽質巖退積型準層序組（圖7.9），斜坡腳發育火山碎屑濁積巖，上斜坡主要表現為小型沖溝、U型水道和海侵沖刷充填沈積，中斜坡夾有較多的海底沖刷侵蝕巖塊，並發育丘灘礁組合，頂部為薄層放射蟲矽泥質灰巖，如在桂中地區斜坡上部發育角礫巖塊，中斜坡局部發育丘灘礁序列，頂部為薄層含海綿骨針微晶灰巖；在桂北地區斜坡，層序主要由矽質灰巖組合或灰泥巖組合構成，頂部為薄層含錳磷酸鹽矽質泥巖，富含浮遊相生物組合。
對跌積型斜坡而言，由於槽臺地勢差異明顯，斜坡坡度大，相帶窄，並與深水臺盆處於斷槽背景上，故海侵體系域特征與深水臺盆地相似，準層序類型主要包括：①火山碎屑濁積巖→矽質泥巖夾火山凝灰巖→矽質巖夾懸浮相火山灰沈積；②火山碎屑流和濁流沈積→泥質矽質巖；③火山碎屑濁積巖和鈣屑濁積巖→泥質矽質巖和放射蟲泥巖；④含海綿骨針泥灰巖→泥巖→放射蟲矽質巖；⑤泥巖→含錳、磷、黃鐵礦矽質泥巖→海綿骨針矽質巖等；⑥矽灰巖→含鈣屑濁積巖透鏡體的矽泥巖→含深水遺跡相骨針巖和放射蟲巖。
7.5.4.4 高水位體系域
高水位期層序發育主要受控於：①構造沈降；②相對海平面變化；③臺緣重力流；④碳酸鹽自旋回；⑤半遠洋懸浮相等（Glaser et al.,1991）。在滑積型斜坡背景，準層序特征主要表現為：①含矽質骨針灰泥巖→低密度鈣屑碎屑流和鈣屑濁流沈積→高密度鈣屑碎屑流沈積→礁灰巖→礁角礫雲巖，頂部具褐鐵礦殼；②鈣屑濁積巖→碎屑流角礫屑灰巖→泥粒灰巖→海綿骨架巖→礁角礫雲巖；③鈣屑濁積巖→巖崩塌積巖→生物層灰巖；④低密度鈣屑碎屑流沈積→高密度鈣屑碎屑流沈積→灰雲質崩塌角礫巖；⑤泥晶灰巖→粒泥灰巖→鈣屑碎屑流沈積→丘礁灰雲巖等。在跌積型斜坡環境，高水位期構造活動和火山作用趨於穩定和平靜，斜坡層序發育主要受臺緣重力流、碳酸鹽生產率、半遠洋沈積、微量懸浮相火山灰及深部熱源矽的綜合控制（Steinhauff,1995）。準層序特征主要表現為：①矽泥巖→含浮遊生物灰泥巖→泥灰巖夾鈣屑濁積巖；②矽質骨針灰泥巖夾鈣屑濁積巖→泥灰巖夾鈣屑碎屑流沈積；③巖崩、滑塌堆積→顆粒流沈積→鈣屑濁積巖→炭質泥屑濁積巖；④矽質巖夾灰泥巖角礫→鈣屑碎屑流沈積→高密度鈣屑濁積巖夾巖屑和煤屑；⑤含矽泥巖夾火山懸浮相→粒泥灰巖→生物層灰巖；⑥含矽質海綿灰泥巖夾鈣屑濁積巖→泥粒灰巖→顆粒灰巖→鈣屑巖塊和角礫堆積；⑦含放射蟲泥灰巖→追補型丘灘組合→並進型生物礁→混積型生物礁（Melim et al.,1995），頂部強烈白雲巖化（圖7.9）。
在沈積型斜坡相帶，高水位期構造活動及海平面相對穩定，臺緣相帶向外不斷增生加寬加厚，逐漸變陡的丘灘礁組合成為斜坡主要沈積物來源，臺緣的迅速向外營建通常導致沈積型、滑積型和跌積型斜坡的交替發育，不同地區及演化時期，體系域特征各異。但總體而言，沈積型斜坡層序沈積背景及準層序類型與滑積型斜坡的相近。
7.5.5 層序發育模式
碳酸鹽斜坡沈積層序發育是下列因素的函數（Grammer et al.,1992;Chiocci,1992;Schlager,1986）：①相對海平面變化；②臺緣重力流；③同沈積構造；④基底地形。其中，相對海平面變化直接影響斜坡層序的組合特征、幾何形態、充填序列、內部構型及成因格架（Masetti,1991;Mullins etal.,1988）。通過右江盆地斜坡體系及層序格架研究，建立綜合的碳酸鹽斜坡層序發育模式（圖7.10）。模式表明，在海平面升降旋回的不同時期，環境物化條件不同，層序內部構型及成因格架各異。在低水位早期，海平面快速下降至臺緣以下位置，斜坡中上部—臺緣—臺地暴露地表，僅下斜坡及臺盆沒於水下，環境主要受相對海平面、基底地形及物源性質的影響。由於受“低海平面”和相應臺地－臺緣暴露剝蝕物源的影響（圖7.10），發育由盆內鈣屑和陸源矽屑構成的混屑濁積巖和少量鈣屑濁積巖，並下超在臺盆相矽質巖或矽質泥巖或矽質灰巖沈積之上；在低水位晚期，相對海平面由靜止開始緩慢上升（圖7.10），向中上斜坡推覆，並成為環境的主控因素，臺緣物源逐漸減少，相對淺水區（如中斜坡）以生物泥粒灰巖或顆粒灰巖為主，向臺盆方向逐漸變為粒泥灰巖、泥灰巖和灰泥巖或由浮遊相構成厚層旋回沈積。在陸棚邊緣區，相對海平面下降至臺緣附近，僅相當短時期即開始緩慢上升（圖7.10），因而該期僅臺內高地（如丘礁灘組合）、臺緣局部暴露地表，斜坡和臺盆處於海平面以下，相對海平面和基底地形是層序的主控因素。由於該期暴露時間短，侵蝕量少，因而與低水位期相比，陸源矽屑及混屑含量相對少。從而造成該期以原地厚層浮遊相灰巖加積退覆體夾混屑濁積巖或鈣屑濁積巖透鏡體為特色，在局部有利部位發育丘礁。
在海侵早期，海平面相對快速上升，並向臺地方向超覆（圖7.10）。環境主控因素包括相對海平面、同生斷裂及伴生的火山活動、遠洋因素等（Chiocci,1992）。因為該期海平面上升速率通常超過沈積物產生速率，在中上斜坡，先期低水位或陸棚邊緣向臺盆後退，上超於暴露侵蝕的中上斜坡—臺地上，形成下部海侵體系域，並以浮遊相矽質灰巖、放射蟲灰泥巖、薄層泥灰巖夾沖刷滯留砂礫屑灰巖透鏡體為特征。向盆緣－下斜坡，由於同生斷裂、火山活動及遠洋因素的影響，造成以火山碎屑濁積巖、浮遊相矽質灰巖－矽質泥巖互層夾鈣屑碎屑流沈積組合為特征；在海侵晚期（圖7.10），相對海平面繼續較快上升，若由全球海平面上升和構造作用***同引起相對海平面迅速上升，則臺地碳酸鹽生產率變小或長期停止，沈積物向外臺地的搬運量大大減少，斜坡－臺地背景進入相對深水環境，以浮遊相矽質灰巖、矽質泥巖薄層夾鈣屑碎屑流及其再改造砂沈積為主，形成饑餓斜坡或低沈積速率的凝縮層（Masetti,1991）；在海侵末期或最大海泛期，斜坡水體過深，可能位於CCD面之下，由於臺緣物源和斜坡自身沈積物生產率近於零，遠洋沈積物和火山活動是主要的控制因素，因而造成深水矽質巖、骨針巖、放射蟲巖、深水遺跡相薄層和火山碎屑濁積巖互層。
高水位早期表現為相對海平面緩慢上升（圖7.10），臺地－臺緣碳酸鹽巖生產率接近海平面上升速率，臺地初始加積加厚，上斜坡稍微增生變陡，但因斜坡主體仍處於水深狀態，遠洋因素占主導地位，故仍以浮遊相沈積夾小型鈣屑濁積巖透鏡體為特征；高水位晚期，海平面相對靜止至緩慢下降，構造相對穩定，環境物化條件有利於生物繁盛，碳酸鹽生產率超過海平面上升速率，引起斜坡加積作用和進積作用的最大速率（Glaser et al.,1991;Chiocci,1992），使斜坡變得超負荷，有利於臺緣不斷營建、增生變陡、重力垮塌，此時斜坡環境主要由臺緣物源和相對海平面控制，斜坡高水位沈積表現為S型或傾斜型沈積（Trincardi,1992），並下超到較老的海侵沈積之上。因海底膠結作用變弱，該期重力流與海侵期相比，以富顆粒貧灰泥的巖相為特征（Mullins et al.,1988），具體表現為大規模鈣屑重力流的發育，並具有自上斜坡→臺盆，從塌積相→顆粒流→碎屑流→濁流沈積、粒度逐漸變細、坡度相對變低的趨勢；高水位末期，臺緣暴露地表，局部侵蝕，允許臺緣物質向海搬運，因而造成遠洋浮遊相和具暴露成因相的重力流沈積***生。
圖7.10 碳酸鹽斜坡層序發育模式