滑塌堆积(Olistostrome)是Flores(1955, 1959)提出的一种特殊沉积类型，表现为不同成因的外来岩块或砾石赋存于正常、连续的细碎屑基质中，具有块体-基质(Block-in-Matrix)的组构特征。但与俯冲增生杂岩的块体-基质组构不同的是，滑塌堆积中的块体与基质并非构造接触关系，而是由固结或半固结沉积物或基岩，因重力失稳发生崩塌(Rock Fall)、蠕滑(Creep即软变形)、滑动(Slide)和滑塌(Slump)所形成，堆积于斜坡和/或深水盆地的细碎屑岩中(Stow，1986；王宗起，1992；张抗, 1992, 1994；Shanmugam and Moiola, 1994；Pini，1999；Lucente and Pini, 2003；Lucente et al，2006；闫臻等, 2005a, b；Festa et al，2010)。诱发重力失稳的因素包括断层活动、地震及火山喷发等突发性因素，以及气候变化、海平面升降、沉积物供给和天然气水合物稳定状态等长期因素(Hampton et al，1996；Lee et al，2007；Strasser et al，2011)。与滑塌堆积事件紧密相伴的还有碎屑流(Debris Flow)和远端浊流沉积(Stow，1986；Shanmugam and Moiola, 1994)。滑塌堆积中的岩块或砾石的岩石组成复杂多样，其来源可以是盆外的(Extra-basinal)，也可是盆内的(Intra-basinal)，或二者兼有(Festa et al，2010)。作为一种近源或准近源快速沉积，滑塌堆积中岩块或砾石的物质组成、搬运方式和变形特征可以揭示物源区岩石组合及性质，更重要地是有助于我们分析盆地的古地貌特征和构造环境(Abbate et al，1970；Naylor，1981；Follo，1992; 闫臻等, 2008)。

滑塌堆积可形成于不同构造环境，块体和基质物质组成的差异也很大。在板内环境，滑塌堆积常发生于被动大陆边缘斜坡(Embley and Jacobi, 1977；McAdoo et al，2000)、陆内裂谷盆地或古隆起边缘斜坡(Bailey et al，1989, 闫臻等, 2005a, b)、海山、洋岛或洋底高原等洋隆体(Oceanic Rise)的边缘斜坡(Matsuda and Ogawa, 1993；Aoya et al，2006)。在板块汇聚环境，滑塌堆积则主要发育于海沟-增生楔斜坡(von Huene et al，2004；von Huene，2008)以及碰撞造山带逆冲推覆体前缘(Pini，1999；Lucente and Pini, 2003；Lucente et al，2006；Camerlenghi and Pini, 2009)。特别是在板块俯冲过程中，海山、洋岛和大洋高原等洋隆体的俯冲可引起增生楔斜坡局部拱起变陡，产生大规模的滑塌堆积和滑塌槽(Furrow)(von Huene et al，2004；Wille，2005；Festa et al，2010)，如加勒比板块西侧，现代海山(如Fisher Seamount)和洋底高原(如Quepos Plateau)的俯冲就形成了许多大规模的、从增生楔斜坡延伸至海沟的滑塌堆积和滑塌槽(Wille，2005)。同地震和火山喷发等突发性因素诱发的滑塌堆积一样，这类由不同性质洋隆体(Oceanic Rise)俯冲产生的滑塌堆积也是特殊的事件沉积。成分上，这类滑塌堆积中的块体或砾石及其基质主要是增生楔物质的再循环，并以含再循环的洋壳、海山和洋岛组分(即在俯冲过程中构造卷入到增生楔中的大洋岩石圈、海山和洋岛残片)为标志性特征。因此，这类滑塌堆积是识别增生造山带弧前域(Forearc Domain)大地构造相的重要的事件沉积标志。但在古老造山带，这类滑塌堆积绝大部分已被后继俯冲作用或碰撞造山作用构造湮灭了。相比于增生楔，火山(或岩浆)弧与弧前盆地更容易在造山过程中残存下来，残存的弧前盆地是分析和厘定古老造山带弧前域大地构造相的主要沉积记录。然而，由于单一的沉积序列或沉积相格架可以形成于不同构造环境中(Dickinson，1974)，对于古老造山带内的残余弧前盆地，无论何种盆地结构模式(Dickinson，1995；Busby and Ingersoll, 1995)，仅凭单一的沉积序列或沉积相格架是难以准确判定其构造属性的，需有特殊的事件沉积记录作为其判识标志。

位于中越边境地区的广西那坡盆地，前人研究将其视为古特提斯分支洋盆——八布-Phu Ngu洋盆(吴根耀等，2001)或该分支洋盆闭合形成的滇-琼缝合带(Cai and Zhang, 2009)的组成部分。我们的最新研究表明，那坡盆地是一个早-中三叠世弧前盆地，已被新生代NW-SE走向的逆冲兼具走滑活动的断裂强烈改造(Xia et al，in review)。同时，我们详细野外地质调查揭示，在那坡盆地北侧与架街一带的弧火山岩过渡部位发育一系列滑塌堆积，主要表现为火山岩与碳酸盐岩滑塌块无序混杂型滑塌堆积，并紧密伴生有碎屑流积(多为碳酸盐岩质砾岩)以及更远端的碳酸盐岩(或钙质)浊积岩。无论是形成时代还是地球化学组成，滑塌堆积中的具枕状构造的火山岩块与盆地北侧早-中三叠世弧火山岩完全一致(向忠金等，待刊数据)。具软沉积变形特征的薄层碳酸盐滑塌岩块中发育有厚30cm左右的风暴沉积层，暗示这些滑塌岩块是发育于火山弧边缘或其上的局部的碳酸盐岩台地(潮坪-潟湖相)沉积。本文详细调查研究了那坡盆地北侧的17处火山岩-碳酸盐岩混杂型滑塌堆积与碳酸盐岩或钙质浊积岩沉积组合的组构特征和相变规律。结果表明，这些滑塌堆积是一种由地震或火山喷发等突发性因素诱发而堆积于火山弧与弧前盆地过渡带的特殊的事件沉积，是弧前域大地构造相单元判定与划分的重要沉积标志，也可用以分析判断俯冲增生造山极性。作文述之，以飨同侪。

那坡弧前盆地位于广西西南部与越南交界地区，部分延入越南境内。大地构造上，那坡弧前盆地位于华南地块与北越地块的拼合带——滇-琼缝合带(Cai and Zhang, 2009)的中段(图 1a)。盆地北侧为残余的晚二叠世-中三叠世火山弧(向忠金等，待刊数据)，二者构成一个弧盆系统。那坡弧前盆地周缘被断裂所围限，与古生代-中生代地层成断层接触关系(图 1b)。古生界地层包括寒武系-中奥陶统块状碳酸盐岩及碎屑岩，被泥盆系不整合覆盖。泥盆系为碎屑岩、块状碳酸盐岩夹硅质岩层。石炭系-二叠系主要为碎屑岩和碳酸盐岩夹少量硅质岩。区域上，特别是桂西北一带的上二叠统领薅组中还发育一套火山碎屑岩和玄武岩，在那坡盆地邻近地区二叠系中也可见这套火山岩，有研究者认为这套火山岩与峨嵋山地幔柱有关(Yang et al，2014；Huang et al，2014)。盆地周围的下-中三叠统主要是局限台地相碳酸盐岩，整合覆盖于上古生界之上，而盆地内则以海相浊积岩充填为典型特征。

图 1

Fig. 1

图 1 区域大地构造简图(a, 据Sone and Metcalfe, 2008；Cai and Zhang, 2009；Lepvrier et al，2011；Metcalfe，2013；Faure et al，2014简化)和广西那坡早-中三叠世盆地及邻区地质构造简图(b, 据广西壮族自治区地质局，1976①；云南省地质局，1978②简化) BNF:百大-那坡断裂; CMS:昌宁-孟连缝合带; DPF:德隆-平孟断裂; NGF:那布-戈造断裂; NNF:弄内-念银断裂; RRF:红河断裂; SCF: Song Chay断裂 Fig. 1 Sketch map showing the relationship of the south China block to the surrounding areas (a, modified after Sone and Metcalfe, 2008; Cai and Zhang, 2009; Lepvrier et al, 2011; Metcalfe, 2013; Faure et al, 2014) and geological map of the Napo basin and adjacent areas (b) BNF: Baida-Napo fault; CMS: Changning-Menglian suture zone; DPF: Delong-Pingmeng fault; NGF: Nabu-Gezao fault; NNF: Nongnei-Nianyin fault; RRF: Red River fault; SCF: Song Chay fault

① 广西壮族自治区地质局. 1976. 1/20万区域地质调查报告(百色幅, 德隆幅). 1-188

② 云南省地质局. 1978. 1/20万区域地质普查报告(富宁幅). 1-175

二叠纪-三叠纪期间，那坡弧前盆地及邻近地区发育两期岩浆事件。一是发育于258~241Ma间的岛弧火山作用及少量同构造闪长岩侵入(Zhou et al，2006；胡丽沙等，2012；向忠金等，待刊数据)。二是如图 1b所示的大规模的辉绿岩侵入活动。Zhou et al (2006)认为这些辉绿岩的年龄为260±3Ma，与闪长岩和其他火山岩一样，均是峨嵋山大火成岩省的组成部分，源于峨嵋山地幔柱。然而，我们详细的野外调查揭示，这些辉绿岩不仅侵入了已强烈变形的古生界地层，还侵入了那坡弧前盆地内的中-下三叠统海相浊积及其北侧的弧火山岩中(江文等, 2017)。这表明辉绿岩侵入活动应发生于晚三叠世。前人所测得的辉绿岩的年龄值260±3 Ma(Zhou et al，2006)很可能是由辉绿岩侵入就位过程中捕获的弧火山岩和(或)同期闪长岩的岩浆锆石所提供的。Chen et al (2014)认为那坡地区的二叠纪-三叠纪岩浆作用既与峨嵋山地幔柱有关，也与古特提斯大洋岩石圈俯冲存在紧密联系，这种自相矛盾的解释令人困惑。另外，在那坡县百大乡一带，还发育一套夹持于上泥盆统和下石炭统之间的枕状熔岩(广西壮族自治区地质局，1976)，被认为是冈瓦纳大陆裂解、古特提斯分支洋盆张开的产物(Wu et al，2000；Guo et al，2004)。

我们详细的野外调查揭示，那坡弧前盆地及邻近地区发育两期构造变形，但在时代上与两期岩浆事件不同步。第一期变形以近东西走向的褶皱和逆冲断裂为特征，伴有小型逆冲席顶盆地发育，其中充填碳酸盐岩磨拉石(即碳酸盐岩砾岩)，是北越地块与华南地块间的分支洋盆闭合、两个最终于晚三叠世发生碰撞的标志性沉积记录(Xia et al，in review)。这期变形作用广泛发育于火山弧与弧前盆地内部及其周边地层系统中，且明显地被前述的辉绿岩所侵入穿插(图 1b)。由此分析，这期变形事件可能发生于晚三叠世(约237~215Ma)，与北越地块(多数学者认为是印支地块)和华南地块碰撞所产生的区域变形变质事件(约237~206Ma；Roger et al，2000；Maluski et al，2001；Gilley et al，2003；Yan et al，2006a；陈泽超等，2013)极为协调一致。第二期变形作用以北西-南东走向的走滑-逆冲断裂活动为特征。这期走滑变形穿切了第一期变形形迹、所有的古生界-三叠系地层以及辉绿岩。同时，NW-SE走向的逆冲-走滑断裂，如德隆-平孟断裂(DPF)和弄内-念银断裂(NNF)，将那坡盆肢解为三块(图 1b)。沿逆冲-走滑断裂发育的小型古近纪-新近纪拉分盆地(如富宁盆地)暗示那坡盆地及邻区的第二期变形作用可能主要与红河-哀牢山断裂大规模左行走滑活动有关。

在那坡弧前盆地北部与海相火山岩过渡带，沿德隆-平孟断裂断续出露17处滑塌堆积(图 1b)，裹积浊积岩围岩中。有些表现为火山岩-碳酸盐岩块混杂型滑塌堆积，即由火山岩滑塌块体(Volcanic oilstolith)和碳酸盐岩滑塌块体(Carbonate oilstolith)无序堆积而成，如测点1、9、10、14和15(图 2a-g)；有些只是具软沉积变形特征的薄层碳酸盐岩滑塌块体，其中见有厚约30cm的风暴沉积层，如测点2~4、6~8(图 2h, i)；还有些是砂屑灰岩滑塌块体与碳酸盐岩浊积岩组合(如测点5和16，图 2j, k)以及单一的碳酸盐岩浊积岩(如测点11~13，图 2l)或碳酸盐岩碎屑流(如点17，图 2m, n)。碳酸盐岩质块体流和碎屑流一般夹于大型或巨型滑塌块体间，而碳酸盐岩浊积岩和块状砂岩等一般发育于滑塌堆积的远端，有的覆盖于滑塌块体之上。在平郎村附近(测点10)，由新建公路切出的露头展现了一套滑塌岩块-块体流-碎屑流组合(图 3)。在清华村北侧(测点1)，由新建公路切出一条露头极佳的剖面，由北向南或自下而上较完整地发育一套由滑塌岩块、块体流-碎屑流以及远端碳酸盐岩浊积岩-块状砂岩组合，代表了滑塌堆积的完整序列(图 4a-c)，也暗示了滑塌运移方向大体上为由北向南。详见下文描述。

图 2

Fig. 2

图 2 滑塌堆积野外露头及其组构特征 (a)无序混杂堆积的火山岩和碳酸盐岩滑塌块体(点1);(b)碳酸盐岩块体流中的火山岩角砾(点1);(c)碳酸盐岩滑塌块间的碎屑流(点1);(d)发育包卷层理和爬升层理的碳酸盐岩浊积岩(Tcde，点1);(e、f)具软沉积变形的薄层灰岩滑塌块体与枕状熔岩滑塌块体(点9);(g)枕状熔岩滑塌块、碳酸盐岩滑塌块及块体流和碎屑流组合(点10);(h、i)具软沉积变形的薄层灰岩+泥灰岩滑塌块体，其中发育风暴沉积层(点3、点4);(j、k)砂屑灰岩滑塌块及碳酸盐岩浊积岩(点5、点16);(l)碳酸盐岩浊积岩(点12);(m、n)硅质碎屑浊积岩中的碳酸盐岩碎屑流(砾岩，点17).数字代表滑塌堆积观测点编号 Fig. 2 Field photos showing the compositions and structures of olistostromes (a) volcanic and carbonate olistoliths within olistostrome (Outcrop 1); (b) volcanic breccia in the carbonate mass-flow deposit (1); (c) carbonate olistoliths interbedded with debris-flow deposit (1); (d) carbonate turbidite with convolute and climbing ripple bedding (Bouma sequence Tcde, 1); (e, f) thin-bedded limestone olistolith with soft-sediment deformation, associated with pillow lava olistolith (9); (g) assemblage composed of pillow lava olistolith, carbonate olistolith, mass-flow and debris-flow deposits (10); (h, i) thin-bedded limestone olistolith with soft-sediment deformation and tempestite deposit (3, 4);(j, k) carbonate olistolith and turbidite (5, 16);(l) carbonate turbidite (12);(m, n) carbonate debris-flow within siliciclastic turbidite (17). Number means the outcrop of oilstostrome

图 3

Fig. 3

图 3 测点10滑塌堆积野外露头及其组构特征 (a)滑塌堆积露头地质特征及其素描(A′); (b)碳酸盐岩滑塌块体及其上的块体流; (c)无序堆积的火山岩和碳酸盐岩滑塌块体; (d)碳酸盐岩碎屑流(砾岩); (e)碳酸盐岩块体流; (f)薄层硅质灰岩滑塌块体; (g)灰岩滑塌块体中的化石(Claria wang) Fig. 3 Field photos showing the compositions and structures of olistostrome at outcrop 10 (a) olistostrome at the outcrop 10 and its sketch (A′); (b) carbonate olistolith overlain by carbonate mass-flow; (c) disorderly deposited volcanic and carbonate olistolithes; (d) carbonate debris-flow (conglomerate); (e) carbonate mass-flow; (f) olistolith of thin-bedded siliceous limestone; (g) carbonate olistolith with the fossils such as Claria wang

图 4

Fig. 4

图 4 测点1和10处滑塌堆积实测地质剖面(a)及地层柱状图(b-d) (a、b)测点1处实测地质剖面图和综合柱状图；(c、d)测点1和10处滑塌堆积精细柱状图.图 4a位置见图 1b; 图 4d位置见图 3a. DPF:德隆-平孟断裂 Fig. 4 Cross-section (a) and stratigraphic column (b) at the outcrop 1 and logs showing the detailed sequences of olistostromes at outcrop 1 and 10 (c-d) Locations of Fig. 4a and Fig. 4d are shown on Fig. 1b and Fig. 3a, respectively. DPF: Delong-Pingmeng fault

滑动与滑塌作用是滑塌堆积中外来岩块的主要形成机制，滑动和滑塌岩块内部具有不同程度的变形特征(Martinsen，1994)。前者变形程度较弱或基本不变形，内部可见保存良好的层理，而后者则往往具有发育明显的软沉积变形构造，如滑塌褶皱(Drzewiecki and Simó，2002)和滑动球(Slump ball，Kuenen，1948)等。出露于那坡盆地与北侧弧火山岩过渡带的滑塌堆积中的岩块包括火山岩和碳酸盐岩两类(见图 2、图 3)，块体规模巨大。其中火山岩滑塌块体多为数十至数百米的大型-巨型岩块，岩性上，火山岩滑塌块体以玄武岩和玄武安山岩为主，发育枕状和杏仁状构造(图 2a, f、图 3a, c)，具斑状结构，斑晶主要为斜长石和辉石。残存的枕间三角带一般充填灰蓝色硅质岩，指示水下火山喷发环境。火山岩滑塌块体中还混杂有10~200cm大小的不规则状碳酸盐岩块体(图 2a, e)，应是滑塌过程中裹入火山岩块体中的。

碳酸盐岩滑塌岩块规模相对略小，多为数米至数十米的小-中型岩块。岩性包括块状灰岩、砾屑灰岩、鲕粒灰岩以及呈互层状的薄层灰岩和泥灰岩(参见图 2)。砾屑灰岩和鲕粒灰岩通常形成于水动力较强的潮间带环境，代表了波浪和潮汐共同作用的产物。互层状的薄层灰岩和泥灰岩则往往形成于水动力较弱的潮坪-潟湖环境，其中偶尔可见风暴沉积的碳酸盐岩砾岩(图 2h)。这表明这些碳酸盐岩滑塌块体形成于局限台地环境。碳酸盐岩滑塌块中原始沉积层理清晰完整，特别是互层状的薄层灰岩和泥灰岩中发育小型蠕滑褶皱(图 2e, h, i)，显然是滑塌过程中塑性变形(蠕变作用)即软沉积变形的结果。

碳酸盐岩块体流-碎屑流沉积主要堆积于大型或巨型滑塌块体之间(图 2c、图 3a、图 4c, d)，以碳酸盐岩砾岩为主(图 2b, c, g, m, n、图 3a, b, d, e, g)，少量灰泥质砾岩(图 2m, n)。碳酸盐岩砾岩的砾石成分与碳酸盐岩滑塌岩块的岩性相同，磨圆度较差，呈棱角状-次棱角状，大小2~50cm，颗粒或基质支撑，基质以碳酸盐岩质(或钙质)胶结物为主(图 2b、图 3b, d, e, g)。碳酸盐砾岩最大厚度为2m，一般呈向两侧尖灭的透镜状，顶底面均不规则。灰泥质碎屑流的砾石含量很低，而基质或钙质胶结物含量普遍大于80%。灰泥质砾石多呈不规则长条状，具明显的定向排列特征，局部见叠瓦状构造(图 2n)，指示了自北向南的流动或碎屑搬运。块体流-碎屑流砾岩中除了大量的碳酸盐岩砾石外，还有少量火山岩角砾(图 2b)和黑色硅质岩角砾(图 2b、图 3d)，硅质岩砾石磨圆较差，棱角状。

碳酸盐岩(或钙质)浊积岩与块状砂岩沉积组合主要发育于以块体为主的滑塌堆积的远端，总体上位于滑塌堆积序列的上部(图 4a)，个别夹于滑塌岩块之间(如测点10~15)。钙质浊积岩以灰黑色至深灰色碳酸盐岩细砾岩、钙质砂岩和砂屑灰岩为主，夹青灰色至灰白色富火山质粉砂岩和钙质泥岩，砂泥比值3:1~1:5，发育鲍马序列Tabcde、Tab以及Tcde组合，多为Tcde组合(图 5a-c)，显示典型的浊流沉积特征。其中，Ta段为碳酸盐岩细砾岩和(或)钙质中-粗砂岩，厚5~10cm，发育弥散式正粒序，底面起伏，靠近这个世界面可见定向排列的钙质泥岩rip-ups(图 5a)，显示其对下部泥岩较强的侵蚀作用。Tb段为钙质中砂岩或砂屑灰岩，厚2~6cm，发育平行层理。Tc段为钙质细-粉砂岩，层厚1~4cm，发育单向波纹斜层理和包卷层理(图 5a-c)。Tde段多为钙质或富火山质粉砂岩和泥岩，层厚约2~15cm，发育平行层理，厚度变化较大。可能受德隆-平孟逆冲走滑断裂作用，局部钙质浊积岩破劈理发育，钙质粉砂岩或泥岩被切错为片状，砂岩被切割成透镜状(图 5c)。

图 5

Fig. 5

图 5 碳酸盐岩(或钙质)浊积岩(a-c)和块状砂岩(d)特征 Fig. 5 Sedimentary features of carbonate turbidite (a-c) and massive sandstone (d)

厚层块状砂岩与薄层粉砂岩和泥岩呈互层状产出(图 2i)，砂泥比值高(约8:1)，形态上呈透镜状且横向叠覆，具高起伏底面(图 5d)，显示出超高密度流和高密度流的沉积特征。

在测点1(清华村北侧)的滑塌堆积中发育三层厚16~70cm的、发育平行层理的黑色薄层硅质岩(图 4b, c)，或盖于枕状熔岩滑塌块之上，或覆于碎屑流砾岩层之上，底面与下伏层序不规则起伏的顶面协调一致。这些硅质岩层未发生任何变形，可能是伴随未固结熔岩滑塌而形成的硅质岩。

本文对清华村附近(测点1)一套完整滑塌堆积序列的远端碳酸盐岩(或钙质)浊积岩和块状砂岩进行了详细的显微岩相学观测与分析，并选取18个中-粗砂岩样品利用Gazzi-Dickinson方法(Dickinson and Suczek, 1979；Ingersoll et al，1984；Dickinson，1985；Marsaglia and Ingersoll, 1992; Yan et al., 2006b)进行了薄片镜下碎屑组分统计。根据胶结物类型，将砂岩分为泥质胶结和钙质胶结砂岩两种类型，其中泥质胶结砂岩5个，钙质胶结砂岩和砂屑灰岩13个。统计的碎屑颗粒类型包括单晶石英(Qm)、多晶石英(Qp)、斜长石(P)、钾长石(K)、沉积岩岩屑(Ls)、火山岩岩屑(Lv)、变质岩岩屑(Lm)以及其他矿物(mis)，颗粒总数不少于400个，统计结果见表 1。考虑到粒径差异会导致碎屑颗粒组成差异，在统计过程中将粒径大于0.0625mm的颗粒记为单矿物类型或岩屑类型，当颗粒粒径小于0.0625mm或岩屑内部颗粒为小于0.0625mm的微晶质或隐晶质，则将该颗粒记为整个岩屑类型。当统计钙质砂岩和砂屑灰岩样品时，由于不易区分碳酸盐胶结物与碳酸盐岩屑，故不予统计碳酸盐岩屑，这会导致石英、长石等单矿物碎屑颗粒含量偏高，而岩屑含量相对降低。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 滑塌堆积序列中砂岩碎屑组成统计结果(%) Table 1 Recalculated parameters of point-count data from the sandstones (%) 样品号 胶结 岩性 M Q F L Qm F Lt Qm P K Qp Lv Ls C/Q 14NP-X-27 泥质胶结 长石岩屑砂岩 11 32.9 25.8 41.3 24.9 25.8 49.3 49.1 41.1 9.8 19.3 34.3 46.4 24.3 14NP-X-28 长石岩屑砂岩 7 40.1 26.0 33.8 29.7 26.0 44.2 53.3 36.3 10.3 26.8 29.2 44.0 25.9 14NP-X-29 长石岩屑杂砂岩 12 35.0 30.2 34.8 20.1 30.2 49.7 40.0 49.0 11.0 32.6 31.1 36.3 42.6 14NP-X-36 长石岩屑砂岩 7 41.3 30.5 28.1 31.8 30.5 37.6 51.0 38.8 10.1 28.5 39.1 32.4 23.0 14NP-X-37 长石岩屑杂砂岩 15 38.0 26.9 35.1 27.8 26.9 45.3 50.8 41.5 7.7 25.8 32.3 41.9 26.9 平均值 10.4 37.5 27.9 34.6 26.9 27.9 45.2 48.9 41.3 9.8 26.6 33.2 40.2 28.5 方差 3.1 3.1 2.1 4.2 4.1 2.1 4.4 4.6 4.2 1.1 4.3 3.4 5.1 7.1 14NP-X-30 钙质胶结 长石岩屑杂砂岩 36 43.2 20.9 35.9 38.0 20.9 41.1 64.5 29.3 6.2 14.4 63.8 21.9 12.1 14NP-X-31 砂屑灰岩 72 41.1 19.9 39.0 37.2 19.9 42.9 65.1 32.0 2.9 10.5 66.9 22.7 9.5 14NP-X-32 砂屑灰岩 64 50.7 17.2 32.1 42.5 17.2 40.3 71.2 24.6 4.3 24.1 50.6 25.3 16.3 14QHB-5 砂屑灰岩 57 47.8 19.5 32.6 43.5 19.5 37.0 69.1 27.4 3.6 14.5 62.1 23.4 9.0 14QHB-6 砂屑灰岩 82 47.6 19.9 32.5 39.8 19.9 40.3 66.7 30.4 2.9 21.4 59.4 19.3 16.5 14QHB-7 长石岩屑杂砂岩 45 48.4 20.0 31.6 37.3 20.0 42.6 65.1 27.1 7.8 30.2 52.9 16.9 22.9 14QHB-8 长石岩屑杂砂岩 32 44.8 16.5 38.8 35.3 16.5 48.2 68.2 28.5 3.3 21.9 56.2 21.9 21.1 14QHB-11 长石岩屑杂砂岩 45 44.1 23.8 32.1 37.3 23.8 38.9 61.1 33.3 5.6 19.1 59.6 21.3 15.4 14QHB-12 长石岩屑杂砂岩 25 47.1 19.8 33.1 43.3 19.8 36.9 68.7 24.1 7.3 11.4 68.1 20.5 8.1 14QHB-13 长石岩屑杂砂岩 20 43.1 21.2 35.7 35.7 21.2 43.1 62.7 33.5 3.9 20.3 53.3 26.4 17.2 14QHB-14 长石岩屑杂砂岩 18 46.5 20.2 33.3 39.8 20.2 40.0 66.3 29.5 4.2 20.6 54.8 24.5 14.5 14QHB-15 长石岩屑杂砂岩 20 40.7 26.6 32.7 32.3 26.6 41.1 54.8 38.6 6.6 23.4 56.6 20.0 20.5 14QHB-16 长石岩屑杂砂岩 14 41.1 25.1 33.9 34.9 25.1 40.0 58.2 34.0 7.7 17.8 57.1 25.2 14.9 平均值 40.9 45.1 20.8 34.1 38.2 20.8 41.0 64.7 30.2 5.1 19.2 58.6 22.2 15.2 方差 21.2 3.1 2.7 2.4 3.3 2.7 2.8 4.4 3.9 1.8 5.3 5.2 2.6 4.5 注：M-杂基含量; Qt-石英颗粒总量; F-长石碎屑总量; L-岩屑总量; Qm-单晶石英; Qp-多晶石英; P-斜长石; K-钾长石; Lv-火山岩岩屑; Ls-沉积岩岩屑; Q=Qm+Qp; L=Lv+Ls+Lm; Lt=L+Qp; C/Q=Qp/Q

表 1 滑塌堆积序列中砂岩碎屑组成统计结果(%) Table 1 Recalculated parameters of point-count data from the sandstones (%)

显微岩相学观察显示，滑塌堆积远端沉积的砂岩碎屑组分以石英和岩屑为主，长石次之，多属长石岩屑砂岩或杂砂岩，钙质胶结物大于50%则属砂屑灰岩(表 1)。其中，泥质胶结砂岩石英含量为32.9%~41.3%，平均37.5%，而钙质砂岩和砂屑灰岩石英含量占碎屑颗粒总数的40.7%~50.7%，平均45.1%，这种差异可能是后者未统计碳酸盐岩屑造成的。石英包括单晶石英(Qm)和多晶石英(Qp)两种类型(图 6a-c)。单晶石英表面光滑，具发育次生加大边和细小气液包裹体，指示其源区来自中酸性深成岩。多晶石英表现出波状消光特征，说明其造受构造变形作用的影响，多来自变质岩源区。本次统计的砂岩样品中以单晶石英为主，多晶石英含量相对较低，两者均呈棱角状-次棱角状，磨圆较差。其次，砂岩中长石含量明显低于石英含量，泥质胶结砂岩的长石含量为25.8%~30.5%，平均27.9%，而钙质砂岩和砂屑灰岩长石含量为16.5%~26.6%，平均20.8%。长石可划分为斜长石(P)和钾长石(K)两类，其中以发育聚片双晶的斜长石为主，钾长石含量少，多呈次棱角状，部分斜长石发生明显蚀变。

图 6

Fig. 6

图 6 滑塌堆积的远端钙质浊积岩和杂砂岩正交偏光下显微组构 (a)泥质胶结长石岩屑杂砂岩; (b、c)钙质胶结长石岩屑杂砂岩; (d)富火山质粉砂岩.Ls-沉积岩屑; Lsch-硅质岩岩屑; Lvmi-微晶结构火山岩岩屑; Lvl-板条状火山岩岩屑; P-斜长石; Qm-单晶石英; Qp-多晶石英 Fig. 6 Microphotographs under crossed polars showing the textures and compositions of distal turbidite sandstones (a) feldspathic litharenite with argillaceous cement; (b, c) feldspathic litharenite with calcareous cement; (d) siltstone with abundant volcanic fragments. Ls-sedimentary lithic fragment; Lsch-chert lithic fragment; Lvmi-volcanic lithic fragment with microlithic texture; Lvl-volcanic lithic fragment with lathwork texture; Qm-monocrystalline quartz grain; Qp-polycrystalline quartz grain; P-plagioclase

砂岩中岩屑含量和类型是判别砂岩源区的重要依据之一。统计结果表明，泥质胶结砂岩的岩屑含量为28.1%~41.3%，平均34.6%，而钙质砂岩和砂屑灰岩岩屑含量为31.6%~39.0%，平均34.1%，二者的岩屑含量大致相同，且多为火山岩岩屑和沉积岩岩屑，变质岩岩屑含量极少。火山岩岩屑具微晶结构和板条状结构，指示中-基性火山岩源区。泥质胶结砂岩中沉积岩岩屑多为碳酸盐岩、硅质岩和少量粉砂质和泥质岩，由于碳酸质和泥质沉积物具有较低的机械强度，不易保存，因此排除长距离搬运的可能。钙质砂岩和砂屑灰岩含有大量的碳酸盐胶结物，含量变化，为14%~82%。此外还可见丰富的微晶结构火山岩岩屑，表明它们来源于碳酸盐岩和火山岩源区。碳酸盐岩作为一种化学沉积是非常不易保存的，砂岩中大量的碳酸盐岩组分说明其存在稳定的、近距离的物源供给，这也与下部火山岩-碳酸盐岩滑塌块体混杂堆积的物质组合是一致的。

此外，在测点1的滑塌堆积序列中，还存在数层富含有大量的长石微晶颗粒和火山岩岩屑的粉砂岩和泥岩，其中长石微晶具明显定向性。除长石微晶颗粒和火山岩岩屑以及少量的细小石英颗粒外，镜下薄片观察揭示这些粉砂岩和泥岩的杂基由凝灰质、钙质和泥质组分构成(图 6d)。富火山质粉砂岩和泥岩进一步证实这套滑塌堆积序列的远端浊流沉积与盆地北侧的弧火山活动关系紧密。

在测点1处滑塌堆积序列的远端碳酸盐岩(或钙质)浊积岩的2个野外观测点共测量了31组古水流，均为Tc段波纹斜层理前积层产状。校正结果表明，沉积物搬运方向为南或南西向(图 4a, b)，表明沉积物物源区位于盆地北侧。显微镜下碎屑组分统计结果显示，滑塌堆积远端浊积岩砂岩具有较高的石英和岩屑含量，长石含量相对较低，成分成熟度和结构成熟度均较低。绝大多数砂岩为长石岩屑杂砂岩，部分砂岩钙质杂基含量较高，过渡至砂屑灰岩。上述特征表明，这些砂岩未经历水流改造，簸选作用弱，多为近源快速堆积的产物。

在Qt-F-L和Qm-F-Lt判别图中，物源区投在切割型弧或再旋回造山带与切割型弧过渡源区(图 7a, b)。在Qp-Lv-Ls源区判别图中，绝大多数钙质胶结砂岩和砂屑灰岩样品投在弧造山带源区(图 7c)。泥质胶结砂岩样品则投在弧与再旋回造山带混合源区附近，这可能是由于前者未统计碳酸盐岩岩屑，从而导致沉积岩岩屑含量偏低，火山岩岩屑相对增高。考虑到盆地北侧不存在大规模长英质岩石出露，我们认为砂岩中的石英颗粒和沉积岩岩屑主要来自盆地周缘再旋回的古生代地层或弧上局部的台地相碳酸盐岩，而长石和火山岩岩屑则来自中-基性弧火山岩。

图 7

Fig. 7

图 7 滑塌堆积序列远端砂岩碎屑组分三角源区判别图(据Dickinson，1985) Fig. 7 Discrimination diagrams of Qt-F-L (a), Qm-Lt-F (b) and Qp-Lv-Ls (c) for distal turbidite sandstones in the olistostrome sequence (after Dickinson, 1985)

滑塌堆积通常形成于斜坡环境，而斜坡的性质、规模及倾向可根据滑塌堆积中岩块和碎屑的类型、厚度、搬运方式以及块体内部的同沉积变形特征来确定(Cook，1979；Naylor，1981；王宗起，1992；张抗，1994)。由野外沉积学观测和室内岩相学分析可知，那坡盆地北缘沿德隆-平孟逆冲断裂出露的火山岩-碳酸盐岩混杂型滑塌堆积及其伴生的重力流沉积形成于火山弧斜坡环境，其物源主要为弧火山岩和再旋回的碳酸盐岩。受新生代左行走滑作用的影响，那坡弧前盆地及其北侧的火山弧已被构造强烈肢解，残余的火山弧主要出露于架街一带，这给恢复那坡盆地古地貌造成一定的困难。为了确定古斜坡的坡向，我们通过对滑塌堆积中碳酸盐岩滑塌块体的原始层理和软沉积变形的滑塌褶皱轴面方位进行了测量统计。统计结果显示，碳酸盐岩原始层理倾向介于210°~270°之间，平均240°。而滑塌褶皱轴面倾向介于32°~74°之间，平均52°。一般地，滑塌褶皱轴面倾向与斜坡倾向相反，二者相差180°，因此校正后指示的斜坡倾向为232°，与碳酸盐岩滑塌块体的原始层理倾向基本一致(图 8)。由此推断，火山弧斜坡向南西方向(232~240°)倾斜，那坡弧前盆地呈现北高南低的古构造地貌特征。

图 8

Fig. 8

图 8 斜坡指向标志赤平投影极点图 Fig. 8 Stereographic projection pole diagram of slope direction indicator × means bedding attribute of carbonate olistlith; ◇ means axial surface attribute of slump fold

Soja(1996)和Dorobek(2008)认为在低纬度地区的岛弧或陆缘弧环境下普遍发育碳酸盐岩沉积，其中裙礁、孤立或局限的碳酸盐台地主要形成于欠补偿的、构造活动强烈的沉降区，而宽阔的碳酸盐斜坡和镶边碳酸盐陆架则通常形成于过补偿的、构造相对稳定的区域。这些碳酸盐岩的形成和演化受海平面变化、古气候条件以及岩浆活动和构造作用等因素的控制(Dorobek，2008)。由于受俯冲作用的影响，在弧前、弧间和弧后盆地内均会发育一系列正断层，从而形成较陡的海底斜坡，这为海底滑塌堆积的形成提供了有利条件(Bailey，1989；Soja，1996；Dorobek，2008；牛新生和王成善，2010)。在火山喷发、地震、海啸等突发事件的影响下，火山弧边缘及其上部局限的碳酸盐岩会沿火山弧斜坡发生滑动和滑塌作用，随着搬运距离的加大，较大的岩块逐渐崩解，进一步转化为高密度的重力流。在搬运过程中，重力流内部碎屑相互碰撞和磨蚀，粒度变小，再加上上覆水体的混合，流体密度逐渐降低。在斜坡水道中主要为高密度、快速堆积的块体流-碎屑流砾岩，而到坡底(远端)则过渡为密度相对较低的(超)高密度流和浊流沉积(图 9)。那坡弧前盆地北缘火山岩-碳酸盐岩滑塌堆积及其伴生的重力流沉积也是在上述过程中形成的。

图 9

Fig. 9

图 9 火山弧斜坡的滑塌堆积沉积模式图 Fig. 9 Sedimentary model of olistostromes along the slope of volcanic arc

自北向南，那坡弧前盆地的沉积相组合包括火山弧边缘陆架三角洲相、局限碳酸盐岩台地相、斜坡相和浊积扇相(Xia et al，in review)，展示了与苏门答腊弧前盆地(Beaudry and Moore, 1985)和日喀则弧前盆地(Einsele et al，1994；Dürr，1996)极为相似的沉积相组合模式。其中，斜坡相火山岩-碳酸盐岩滑塌堆积及其伴生的块体流、碎屑流和浊流沉积，代表着一种由地震或火山喷发等突发性因素诱发而堆积于火山弧与弧前盆地过渡带的特殊的事件沉积，具有物质组成复杂、快速搬运与堆积、无分选等特征。类似于那坡弧前盆地，在日喀则弧前盆地北侧同样发育有源于冈底斯弧的安山岩滑塌块、弧缘陆架碳酸盐岩滑塌块以及杂砂岩滑塌块(Wang et al，2012)。尽管物质组成不明，但反射地震剖面揭示在印尼Savu弧前盆地(苏门答腊弧前盆地的东南延伸部分)中发育大量滑塌包(Slump packages；Rigg and Hall, 2012)，即滑塌堆积。在土耳其Sinop-Samsun晚白垩世弧前盆地中则发育有一套非水道化的、杂乱堆积的碳酸盐岩滑塌席和砾岩(碎屑流)(Akda ğ and Kırmacı，2008)。但这种碳酸盐岩滑塌席不可能是如Akda ğ and Kırmacı(2008)所认为的属深海滑坡产物，应是形成于构造活动强烈的弧前盆地边缘的陆架碳酸盐岩的滑塌体。在陆缘弧盆系统中，如中美洲厄瓜多尔Celica-Lancones白垩纪弧前盆地也发育碳酸盐岩和火山岩滑塌块体以及钙质胶结的碳酸盐岩质碎屑流沉积(Jaillard et al，1999)。尽管在阿拉斯加中南部的晚白垩世弧前盆地中同样有滑塌堆积发育，但主要是具软沉积变形特征的砂岩滑塌块和砂岩质砾岩(碎屑流沉积)(Trop，2008)，与那坡弧前盆地以及上述其他发育于低纬度的弧前盆地在物滑塌堆积质组成存在较大区别。

由此可见，弧前盆地边缘与岛弧过渡带发育大量滑塌堆积是普遍存在的，也是判定与划分弧前域大地构造相单元的重要沉积标志，对于分析造山带结构组成、恢复造山作用过程具有重要指导意义。那坡弧前盆地边缘的火山岩-碳酸盐岩滑塌堆积作为一种特殊的事件沉积，其形成条件可能更严苛，不仅需要地震或火山喷发等构造事件作为突发性诱因，还需要较低纬度的气候环境来保证火山弧环境下碳酸盐岩的形成和发育。这可能也是阿拉斯加中南部弧前盆地没有碳酸盐岩滑塌岩块的主要原因。

另一方面，弧前盆地边缘滑塌堆积也可用以分析判断俯冲增生造山极性。那坡弧前盆地北缘滑塌堆积中火山岩的年龄为253~248Ma(向忠金等, 待刊数据)，与盆地北侧架街一带中基性弧火山岩年龄(255~244Ma，向忠金等, 待刊数据)一致，这表明这些滑塌堆积物源来自盆地北侧的火山弧。另外，碳酸盐岩滑塌块体的原始层理和软沉积变形的滑塌褶皱轴面方位测量统计结果显示，火山弧斜坡倾向向南西方向(232°~240°)(图 8)，那坡弧前盆地呈现北高南低的古构造地貌特征。滑塌堆积远端浊积岩古水流测量与校正结果表明，沉积物搬运方向为南或南西向(图 4a, b)，进一步表明滑塌堆积物源区来自盆地北侧。因此，根据那坡弧前盆地北缘滑塌堆积物质组成及沉积特征分析，华南地块与北越地块之间的古特提斯分支洋盆在早三叠世期间是向北俯冲消减的。区域上，位于那坡弧前盆地南侧的麻栗坡县八布乡一带以及越南Cao Bang地区发育一套增生杂岩，由构造卷入到三叠系复理石杂岩中的MORB型蛇绿岩组成(钟大赉等，1998；Thanh et al，2014；Halpin et al，2016)，时空上与那坡弧前盆地、架街火山弧构筑了一套较完整的向北俯冲的沟弧盆系统。这与由那坡弧前盆地滑塌堆积确定的俯冲极性是一致的。张斌辉等(2013)对八布蛇绿岩中的斜长角闪岩进行了SHRIMP锆石U-Pb定年，得到272±8Ma的谐和年龄，表明在早二叠世古特提斯分支洋盆就已存在。冯庆来等(2002)在该蛇绿混杂岩的硅质岩中发现了早二叠世放射虫化石。Thanh et al(2014)对Cao Bang混杂岩中的玄武岩进行了Rb-Sr全岩等时线年龄测定，结果为263±15Ma，与八布蛇绿岩相比略显年轻。Wu et al(1999)通过八布蛇绿岩北界的角闪片岩中的角闪石测得231.2±3.9Ma和230.5±0.6Ma的⁴⁰Ar/³⁹Ar坪年龄，说明该蛇绿岩残片与晚三叠世卡尼期就位，同时也预示该分支洋盆于晚三叠世闭合。侵入至古生代和早-中三叠世地层中的辉长辉绿岩时代为219~215Ma向忠金等, 待刊数据；(皮桥辉等，2016)，这可能是华南地块与北越地块碰撞后伸展的产物。综上所述，那坡盆地是由华南地块与北越地块之间的古特提斯分支洋盆于晚二叠世末期至中三叠世晚期向北俯冲形成的弧前盆地，本文研究的滑塌堆积是该弧前盆地发育早期的产物。

(1) 那坡弧前盆地北缘沿德隆-平孟断裂出露一系列火山岩-碳酸盐岩混杂型滑塌堆积和远端的钙质浊积岩组合。前者主要由滑动和滑塌火山岩和碳酸盐岩岩块、碎屑流碳酸盐砾岩和泥砾岩构成，后者则以浊流成因的钙质砂岩和砂屑灰岩为主，夹少量(超)高密度流成因的块状砂岩。

(2) 滑塌堆积远端砂岩古流向为南或南西方向，与恢复的古斜坡倾向(232°~240°)基本一致。滑塌堆积砾岩和砂岩岩相学和碎屑组分统计结果表明，这套岩石组合的物源主要来自那坡弧前盆地北侧的火山弧，代表着该盆地演化早期堆积于火山弧与弧前盆地过渡带的特殊事件沉积，是弧前域大地构造相单元厘定与划分的重要沉积标志。

(3) 那坡弧前盆地北缘滑塌堆积物质组成及沉积特征揭示，华南与北越地块之间的古特提斯分支洋盆在晚二叠世末期-中三叠世是向北俯冲消减的。