碳酸盐与硅质碎屑的混合沉积机理和控制因素探讨

赵灿，李旭兵，郇金来，于玉帅

1)武汉地质矿产研究所，武汉，430223; 2)中海石油(中国)有限公司湛江分公司，广东湛江， 524057

内容提要：混合沉积作用是一类特殊而又有重要研究价值的沉积现象，混合沉积作用的研究虽已经取得了一定的进展，但目前国内对其沉积机理、控制因素等方面的认识仍不够深入，经典的范例较少。本文在国内外研究进展的基础上，结合笔者等近期的研究成果，阐述和总结了混积岩产出的沉积环境，混合沉积的4种类型、4种剖面结构以及与之相对应的沉积机理与控制因素等混合沉积研究的重点和难点问题。并以下刚果盆地Albian阶Sendji组混积岩的研究为例，利用频谱分析的方法求得混积地层较好地保存了米兰科维奇旋回,证实了受米兰科维奇旋回影响的气候因素对混合沉积作用的发生、发展具有极为重要影响，同时混合沉积作用强弱及其旋回性变化也是区域构造活动的响应，构造活动的强弱与混积作用范围、规模密切相关。

混合沉积(mixed siliciclastic—carbonate sediment)及其产物作为一类不同于单纯的陆源碎屑岩和清水碳酸盐岩沉积的特殊沉积类型，自20世纪50年代以来被国内外学者先后发现，并开展了一系列的研究工作。大量资料显示，混合沉积不仅常伴生良好的储集岩甚至烃源岩组合，也是一些固体层控矿床的重要产出层位(张锦泉和叶红专，1989；李祥辉等，1997；罗顺社等，2004；郑荣才等，2010)。作为地质历史时期一类特殊沉积，展开混合沉积作用的研究对于了解沉积环境的动力、气候、物源、海平面变化以及构造背景具有重要价值。但是与混合沉积的重要研究意义不相称的是，过去几十年的勘探中，碳酸盐岩与碎屑岩没有系统结合起来研究，对混合沉积这一特殊的沉积现象没有给予足够的重视。近年来国内虽已有关于混合沉积的报道，但总体上研究实例仍然较少，对混合沉积的类型，尤其是混积机理、控制因素的研究则更显得薄弱。而对混合沉积过程的认识及沉积机理与控制因素的关系也必将是未来混合沉积研究领域的重点和难点。本文在对混合沉积研究进展、混积作用类型介绍的基础上，利用大量的国内外相关报道，结合笔者等对西非被动大陆边缘下刚果盆地Albian阶Sendji组混积岩的研究实例，重点对混积作用的机理与控制因素进行了分析。

1 混合沉积的研究进展

1.1 研究历史

混合沉积的研究始于20世纪50年代(Bruckner，1953；Carozzi，1955)，80年代以前，国外有较多关于陆源碎屑与碳酸盐混合沉积产状描述性的研究和实例(Maxwell and Swinchaff,1970；Button,1977；Price,1977)，80年代开始国外学者就提出混积物(混合沉积物)的概念，并对混积岩的分类、成因等进行研究和讨论(Roberts，1987；Dolyle and Roberts，1988；Sarg，1988；Dolan，1989； Davies,1989)。Mount(1984)对混合沉积的定义为硅质碎屑与碳酸盐在结构上的相互掺杂，或者成分上纯的硅质碎屑岩与碳酸盐岩旋回性互层。这一概念早期在国际上通用，并为国内大多数学者沿用或加以扩展(张锦泉和叶红专，1989；沙庆安，2001；李祥辉，2008；郑荣才等，2010)，在混积岩的研究领域具有较大的意义，得到地学界公认。混合沉积机制的研究则是20世纪90年代之后的主要研究趋势(Vail，1977；Dolan，1989；Yose and Heller,1989；Myrow and Canding,1992；Burchette，1992)，江茂生和沙庆安(1995)的研究认为海平面变化、构造升降是混合沉积的主要控制作用，沉积事件和气候变化对混合沉积亦有影响，董桂玉等(2008)在研究湖南石门杨家坪下寒武统杷榔组三段发育陆源碎屑与海相碳酸盐的混合沉积时认为，内波、内潮汐是该地区混合沉积的沉积机理，董桂玉等(2009)在基于环渤海湾地区寒武系陆源碎屑与海相碳酸盐的混合沉积研究，提出构造、物源、气候对生物成因的碳酸盐岩占主导地位的混合沉积具有重要的影响。近几年国内对混合沉积的研究在混合沉积微相类型和相模式方面有所突破(王国忠，2001；张雄华，2003；费安玮等，2004；罗顺社等，2004)，并且逐渐开始针对混积岩的沉积构造和成岩作用特征等方面的研究(马艳萍和刘立，2003；费安玮等，2004)。

图 1 常见的混积岩和混积层系类型Fig. 1 Common types of the mixed sedimentary sequences and rocks

(a)粉—细粒砂质灰岩，与薄层钙质泥岩和钙质粉砂岩混积，上部砂质灰岩层发育平行层理(混积岩—混积岩层系)，四川龙门山，下泥盆统甘溪组；(b)灰白色微晶白云岩与黑色碳质泥岩混积(陆源碎屑岩—碳酸盐岩层系)，湖北秭归，震旦系陡山沱组二段；(c)灰白色微晶灰岩与灰黄色泥岩高频混积(陆源碎屑岩—碳酸盐岩层系)，安徽泾县，下寒武统黄柏岭组；(d)灰白色微晶灰岩与黄色泥岩混积(陆源碎屑岩—碳酸盐岩层系)，湖北宣恩，下寒武统清虚洞组；(e)灰白色微晶灰岩与碳质泥灰岩混积(碳酸盐岩—混积岩层系)，湖南古丈，中寒武统花桥组；(f)灰白色生物碎屑灰岩与黄色灰质泥岩混积(陆源碎屑岩—混积岩层系)，湖南龙山，下志留统小河坝组；(g)大套条带状灰色灰岩夹薄层黑灰色泥岩(陆源碎屑岩—碳酸盐岩层系)，山西原平—轩岗，上寒武统崮山组(据董桂玉等，2009)；(h)灰质粉砂岩与泥岩互层(陆源碎屑岩—混积岩层系)，北美西部Swallowfield地区，上奥陶统(据McLaughlin，2004)；(i)砂质核形石灰岩，颗粒间被灰泥和陆源石英砂充填，几乎无孔隙，铸体薄片,单偏光，西非下刚果盆地，下白垩统Albian阶；(j)砂质鲕粒灰岩，发育原生粒间孔和粒内溶孔，铸体薄片,单偏光，西非下刚果盆地，下白垩统Albian阶；(k)在泥岩中呈很薄夹层产出的粉砂质微晶生物屑灰岩，含较多介形虫，四川龙门山，普通薄片,单偏光，下泥盆统甘溪组；(l)含粉砂灰质泥岩，含碳酸盐碎屑，铸体薄片,单偏光，西非下刚果盆地，下白垩统Albian阶

(a) silt to fine sandy limestone, mixing deposited with thin layer calcareous mudstone, parallel bedding developed in the upper portion of sandy limestone( mixosedimentite—mixosedimentite layer series), the Ganxi Formation of Lower Devonian, Longmen Mountains, Sichuan; (b) mixed sedimentation of offwhite micritic dolomite and black carbon mudstone (terrigenous clastic rock—carbonate rock layer series), the 2nd Member of the Doushantuo Formation, Sinian (Ediacaran) System, Zigui, Hubei; (c) high frequency mixed sedimentation of offwhite micritic limestone and grey-yellow mudstone(terrigenous clastic rock—carbonate rock layer series), the Huangbailing Formation of Lower Cambrian, Jingxian, Anhui; (d) mixed sedimentation of offwhite micritic limestone and yellow mudstone(terrigenous clastic rock— carbonate rock layer series), the Qingxudong Formation of Lower Cambrian, Xuan’en, Hubei; (e) mixed sedimentation of offwhite micritic limestone and carbon marlite (carbonate rock—mixosedimentite layer series), the Huaqiao Formation of Middle Cambrian, Guzhang, Hunan; (f) mixed sedimentation of offwhite bioclastic limestone and yellow lime mudstone(terrigenous clastic rock—mixosedimentite layer series), the Xiaoheba Formation of Lower Silurian, Longshan, Hunan; (g) a large set of banded grey limestone clamp thin layer black grey mudstone(terrigenous clastic rock—marine carbonate rocks system) , the Upper Cambrian Gushan Formation in Yuanping—Xuangang area, Shanxi Province(from Dong Guiyu et al., 2009); (h) alternating deposits of terrigenous debris and mudstone(terrigenous clastic rock diamictite system), Upper Ordovician in western Swallowfield, North America (from McLaughlin，2004); (i) sandy oncolitic limestone, the intergranular pore-filling lime mud and terrigenous quartzose sandstone; almost nonporosity; Lower Cretaceous Albian Stage in the Lower Congo Basin, western Africa; the casting thin section(PPL); (j) sandy oolitic limestone, the pore types include intergranular pore, intragranular dissolve pore; Lower Cretaceous Albian Stage in the Lower Congo Basin, western Africa; the casting thin section (PPL); (k) as a thin-bedded silty micrite bioclastic limestone micrites in mudstone, ostracodes make up a significant portion of the total deposit, the Lower Devonian Ganxi Foramtion, Longmen mountains, Sichuan Province (PPL); (l) silted lime mudstone and carbonate debris. Lower Cretaceous Albian Stage in the Lower Congo Basin, western Africa, the casting thin section (PPL)

1.2 关于混积岩的形成环境

对于混合沉积现象出现的环境，早期的研究常被限定为浅海环境(Mount，1984),而大量的实例表明，混合沉积作用不仅仅限于浅海，在滨岸带，在CCD(碳酸盐补偿深度)面之上的深海也都可能发生(张廷山等，1995；李祥辉，2008)。

浅海环境的混积作用在文献中报道较多，浅海陆棚是发生混合沉积作用频率最高的区域。Roberts(1987)对尼加拉瓜东现代海岸混合沉积作用进行研究时认为，在热带潮湿气候极为丰富的降雨量条件下，碎屑流经雨水带至近岸水域，导致内陆棚由碎屑沉积控制，受信风控制的近岸浊流和密度流沉积可以达到平行海岸线近20km范围，碳酸盐岩和碎屑沉积物混合沉积主要在20km范围之内，而除此之外的广阔陆棚则为碳酸盐岩沉积发育区。Co′zara等(2006)研究了西班牙西南部Guadalmellato地区密西西比纪维宪阶的硅质碎屑—碳酸盐岩台地混合沉积，该地区以具有持续的硅质碎屑流供给形成的砂质碳酸盐岩混积岩为特征，沉积物来源主要由先前的潮下带的台地碎屑沉积和生产于潮下—潮间带的碳酸盐沉积物二者混积而成，属于潮坪沉积环境下混合沉积的典型实例。

湖泊环境硅质碎屑—碳酸盐岩混合沉积作用也有一些报道，如渤海湾盆地黄骅坳陷沙河街组一段下亚段广泛发育碎屑岩与碳酸盐岩的混合沉积，该区混合沉积在低位体系域最为发育,高位和湖侵体系域混合沉积作用受到抑制(董艳蕾等，2011)。苏静等(2008)对束鹿凹陷古近系沙三下段的研究认为，该区沙三下段是一碎屑流沉积和混合沉积为主体的半深湖—深湖沉积体系，以互层混合沉积、结构混合沉积和夹层混合沉积3种类型为典型特征。

深水环境下，深海特别是半深海的斜坡盆地环境在垂向加积、重力流、等深流等方式作用下，亦可形成成分、结构及源区混合等各种类型的混合沉积(张锦泉和叶红专，1989；李祥辉等，1997)。深水背景下混合沉积的典型实例来自湖南石门杨家坪下寒武统杷榔组三段深水混积斜坡沉积环境，内潮汐作用、原地混合作用和浊流事件使得深水条件下混积作用得以发生(董桂玉等，2008)。

值得一提的是，经典的碳酸盐岩沉积环境常被定义为为分布于低纬度带无河流注入的清澈而温暖的浅海陆棚以及滨岸地区。近年来已经有越来越多的文献记录了温带地区的酸盐岩沉积(Carey et al，1995；Hayton et al，1995),而温带条件下的硅质碎屑—碳酸盐岩混合沉积也被部分学者(Wilson, 1988; Lamarti-Sefian et al.,1998)注意到并加以讨论，大量的构造、矿物学、成岩和地球化学指标也为温带条件下的混合沉积提供了相对重要的海洋、气象信息。法国西部晚中新世Tortonian阶Anjou组温带气候条件下由潮汐作用控制的混合沉积即是温带地区发生的混合沉积作用的典型实例(André and Biagi，2003)。

2 混积岩与混积机理

2.1 混积岩与混积层系

如前文所述，在提及“混积岩”的概念时，国内外学者常常对Mount(1984)提出的混合沉积的定义加以沿用和拓展。硅质碎屑与碳酸盐在结构上的相互掺杂,或者成分上纯的硅质碎屑岩与碳酸盐岩旋回性互层或侧向彼此相互交叉的沉积产物即混合沉积。这一定义的内涵笔者等认为可以细化为以下两个部分。

(1)混合沉积的典型产物—混积岩，包括碳酸盐岩(主要为砂质灰岩和钙质砂岩)层内较高的陆源碎屑组分为含陆源碎屑碳酸盐岩或陆源碎屑质碳酸盐岩；或者碳酸盐组分含量高，为含碳酸盐陆源碎屑岩或碳酸盐质陆源碎屑岩，张雄华(2003)根据湖南和江西古生界混合沉积的研究，将粘土、陆源碎屑和碳酸盐作为混积岩分类命名的3个端元，其中粘土含量>50%的称为粘土岩，碳酸盐含量5%～95%或陆源碎屑含量5%～95%的混合沉积物称为混积岩，并且根据混积岩中碳酸盐和陆源碎屑的不同含量，分别划分出多种岩石类型，包括含陆源碎屑—碳酸盐混积岩、陆源碎屑质—碳酸盐混积岩、含碳酸盐—陆源碎屑混积岩、碳酸盐质—陆源碎屑混积岩。这一分类方案在国内较为常用且易于混积岩的分类、命名。按照张雄华(2003)的分类命名方法，以下刚果盆地Albian阶Sendji组混积岩为例，该地区常见的岩石类型有砂(粉砂)质灰(云)岩、泥灰(云)岩、灰(云)质泥岩、灰(云)质粉砂岩等类型(图1i、1j、1l)，混积岩的陆源碎屑组分可以有石英、长石和云母，碳酸盐组分为方解石或白云石。

(2)硅质碎屑岩与碳酸盐岩旋回性互层或相互交叉形成混积层系，在实际研究中可以体现为不同的岩石类型的剖面结构(图1a～1h)。在对下刚果盆地Albian阶Sendji组混合沉积研究时，总结的4种类型的剖面结构有较好的代表性，并可以应用在绝大多数混积层系的剖面结构研究中(图2)。这4种剖面结构为：陆源碎屑与碳酸盐的交互沉积(a型);陆源碎屑与混积物交互沉积(b型)；碳酸盐与混积物交互沉积(c型)；混积物本身的交互沉积(d型)。

2.2 混合沉积机理

图 2 常见的典型混积层系剖面结构类型(据赵灿等，2011)Fig. 2 Common sketch map of types of mixed sedimentation sequences(from Zhao Can et al.，2011)(a) 陆源碎屑岩 碳酸盐岩层系; (b) 陆源碎屑岩—混积岩层系; (c) 碳酸盐岩—混积岩层系;(d) 混积岩—混积岩层系；1—泥岩；2—鲕粒灰岩；3—微晶泥岩；4—砂岩；5—粉砂岩；6—泥灰岩；7—砂质灰岩(a) terrigenous clastic rock—carbonate rock layer series; (b) terrigenous clastic rock—diamictite system; (c) terrigenous clastic rock—carbonate rock layer series; (d) mixosedimentite—mixosedimentite layer series；1—mudstone; 2—oolitic limestone;3—microcrystal mudstone; 4—sandstone; 5—siltstone; 6—marlite; 7—sandy limestone

由于不同学者对混积作用的沉积机理认识不统一，以及混合沉积本身的复杂性，目前有关混积机理的类型的划分标准不统一。Mount(1984)提出了浅海环境下的4种混合沉积机理：①间断混合(punctuated mixing)，由高强度事件(如风暴等)形成，为本来分属不同沉积环境沉积物的混合；②相混合(facies mixing)，沉积物沿不同相之间的扩散边界发生混合，相过渡带造成的碳酸盐岩与碎屑岩互层也包括在内；③原地混合(insitu mixing)，碳酸盐组分堆积在碎屑岩基底之内或之上，碳酸盐组分由原地死亡的钙质生物所组成；④母源混合(source mixing)，即由邻近已石化的碳酸盐源区经侵蚀而提供碎屑碳酸盐，再与硅质碎屑混合。Mount的这一划分方案在过去的研究中得到最广泛的应用(张廷山等，1995；李祥辉，2008；郑荣才等，2010)。张雄华(2000)结合云南、湖南的实例将混积岩和混积层系成因归纳为5种类型：事件突变沉积混合、相缘渐变沉积混合、原地沉积混合、侵蚀再沉积混合和岩溶穿插沉积混合。董桂玉等(2007)提出，根据混合沉积的定义、成因、成分、结构、沉积构造及接触关系等因素，按照“沉积事件+剖面结构”的原则，将混合沉积的类型归纳为3类，即渐变式混合沉积、突变式混合沉积和复合式混合沉积。杨永剑等(2011)在对塔里木盆地上奥陶统桑塔木组混合沉积研究时，参考了“沉积事件+剖面结构”的原则来划分混合沉积的类型即渐变型、突变I型、突变Ⅱ型、复合I型、复合Ⅱ型5个类型。

表 1 混合沉积和混积岩实例统计表Table 1 Representative cases of mixed deposition and rocks

在前人的众多研究成果中，笔者等选择了近年来不同地区、反映不同时代的混积岩的文献，对混积机理及其产出的沉积环境方面做统计和分析(表1)，统计显示以下特点。

(1)混积岩和混积岩系这两类混合沉积的典型产物在各种沉积环境中均有出现，只要在具备碎屑岩和碳酸盐岩矿物同时输入或交替输入的物源或地理条件时，包括海陆过渡带、陆相湖泊、斜坡—盆地在内的环境均可以有混合沉积形成，据表1的统计表明，在以上这些环境中滨岸和浅海陆棚的混合沉积作用最为发育。

图 3 墨西哥加利福尼亚湾(GOC)南部现代硅质碎屑和碳酸盐混合沉积模式及混积特征(据Halfer，2003)Fig. 3 Generalized model showing the main features and sediment mixing modes in the Gulf of California, Mexico (from Halfar, 2004)

(2)常见的4种混积机理中，以间断混合和相混合两种为主(表1)，而原地混合、母源混合较少。浅水陆棚、滨岸等由陆到海的过渡带，因河流注入、陆源物补给、沿岸流的作用，易于形成陆源硅质碎屑与原地碳酸盐的混合沉积，因而相混合作用常是这些环境里的主要混积机理。相混积机理作用下的混合沉积相带在平面上呈现交错、或在垂向上依次重叠出现的特点，混积岩与上下层系岩石在成分、结构和构造等方面常为渐变过渡关系，岩石类型通常为灰质砂岩、砂质灰岩、泥质灰岩等同层混合。风暴浪作用、浊流和重力流等是间断混合作用的最主要驱动因素，间断混积机理在以碳酸盐沉积占绝对优势的混积碳酸盐台地相和湖泊深水区最为常见，风暴流的异地搬运、掺合、沉积和原地对沉积物的颠选、掺合、改造也能引起滨、浅海环境里不同来源沉积物的间断混积作用，间断混合机理形成的混积岩常为灰岩与泥(页)岩互层或夹层状的剖面结构。

2.3 两种最常见的混合沉积机理

前文所列资料显示，间断混合、相混合作用是较为普遍的混合沉积作用方式，其次是源区混合，而原地混合较少。为阐明这两种混合沉积机理，Halfar(2001，2004)对墨西哥加利福利亚湾(GOC)南部现代硅质碎屑—碳酸盐混合机理的研究提供了间断混合(punctuated mixing)和相混合(facies mixing)原理的极佳范例(图3)。该项研究显示，间断混合沉积在位于墨西哥加利福利亚湾(GOC)的Canal de San地区被识别出来，混合沉积通常是由该地区常见的飓风作用等高能事件引起的，该地区这种飓风作用通常每两年就会发生一次，因此沿岸从砂到砾级的粗碎屑可以被飓风搬运→再沉积到潮间带或潮下带的碳酸盐岩沉积中。在这种风暴事件中早先正常生长的生物常被硅质碎屑所覆盖，但由于生物的生产率较高，在这种突发事件之后，生物群又能够得以迅速复苏、拓殖。从这些事实来看，该区的间断混积作用在很大程度上归因于研究区处于飓风高发区的地理优势。对应地，加利福利亚湾(GOC)的La Paz地区相混积作用(facies mixing)发育的典型相带是浅水海湾和陆棚中部，以产出含粉砂或者泥质的碳酸盐岩夹层为特征。图3的定量研究表明，该地区的相混合作用主要受制于水体深度和受波浪改造的程度，图3中0～15m范围内硅质碎屑含量呈下降趋势，反映高能极浅水带硅质碎屑—碳酸盐弱的间断混合作用。但由于La Paz地区有较高碳酸盐生产率，在10～15m范围内仅受到硅质碎屑的轻微干扰，在15m以下才开始了相混积作用，但是，该环境下仍然以大量的(>80%)碳酸盐岩占优势；>40m水深范围才以真正强烈的相混积作用发育为特征，值得注意的是，随着该环境下硅质碎屑含量的大幅增加(图3)，主要的碳酸盐生产者也由营光型的珊瑚和红藻向双壳类、有孔虫和棘皮类转换。

另一实例来自西班牙西南部密西西比纪Visean阶的硅质碎屑—碳酸盐岩台地混合沉积(Co′zara，2006)。在砂质鲕粒—泥粒灰岩微相及砂质骨粒灰岩微相中，石英颗粒含量沿着混积岩透镜体边缘增加，同时相比泥灰岩微相有更多的粗颗粒出现。总体反映出潮间带—潮上带沉积环境的特征，而沉积物来源主要由先前潮下带的台地碎屑沉积和生产于潮下—潮间带的碳酸盐沉积物二者混积而成。同时，该微相底部层位能识别出并不常见的介壳层分布，通常介壳层来源不能抹去风暴作用的痕迹(Halley et al.，1983)；另一方面，在其他环境中并不常见的人字形层理在该微相中也被观察到，这也进一步说明了这些混积浅滩的形成与风暴作用相关。

国内的研究以龙门山下泥盆统甘溪组谢家湾段为例，一般较浅水的混积滨岸和碳酸盐质混积陆棚具有很强的间断式与原地式交替混积作用，以粉—细粒砂质砂屑灰岩，夹薄层泥岩和泥质粉砂岩为其典型岩性，发育近源混积风暴流微相为特征；深水的碎屑混积陆棚以弱的间断式混积作用为主，以粉—细粒砂岩夹薄层泥岩和泥质粉砂岩为特征；而深水的泥质陆棚混积作用很弱或不发育。近期笔者等对湖北鹤峰走马坪地区下寒武统杷榔组上段发育陆源碎屑与碳酸盐的混合沉积研究时发现，该地区杷榔组上段发育黄灰色透镜状、条带状灰质粉砂岩、灰质泥岩、灰质粉砂岩等典型的混积岩层，以混积岩层之间相互构成混积层系最为常见，宏观上呈富泥质的黄色条带与含灰质成分较高的灰黑色条带的互层产出，结合该地区早寒武世属于深水斜坡的古地理背景，认为远源浊流作用带来的间断混合和深水原地混合作用是该区杷榔组上段发育陆源碎屑与碳酸盐的混合沉积的主要机理(已另撰文讨论)。

图 4 下刚果盆地混积台地剖面结构Fig. 4 Profiles of mixed platform of the Lower Cretaceous Albian Stage in the Lower Congo Basin

3 混合沉积作用的控制因素

影响混合沉积的因素很多，也比较复杂，且大多数情况下都是互相影响、共同起作用的(张锦泉和叶红专，1989)。气候和构造因素极大程度上地影响了碳酸盐岩和碎屑岩混合沉积体系的特征，混合沉积作用往往也是海平面变化碳酸盐生产率、陆源供给速率等多种因素作用的结果(Roberts，1987)，且这些控制因素间相互牵制，互为影响。例如，气候因素对混合沉积作用的控制常表现为次级的干湿气候交替，温暖期和寒冷期的频繁交替则可以形成互层或夹层状的硅质碎屑—碳酸盐岩的混合沉积，而气候变化也极大地影响到海平面的变化，海平面的升降从陆源物质的供应和生物发育程度两方面影响着混合沉积作用的进行及强度(江茂生和沙庆安，1995)。Aqrawi(1996)对Mesopotamian盆地上白垩统Khasib、 Tanuma组混合沉积研究认为不仅阿尔卑斯山运动对该地区多期次海平面变化和碳酸盐岩—碎屑岩周期性旋回起带来了极大影响，同时，基于对混积岩碎屑矿物X衍射和SEM分析认为沉积物种的粘土矿物主要为高岭石，说明沉积期的湿热气候条件对混积岩的形成提供了条件。国内对于混合沉积控制因素的研究较少,下文以笔者等近期对下刚果盆地Albian阶Sendji组混积岩的研究为例，重点阐释气候及构造两种因素对混积作用的影响。

下刚果盆地位于非洲中西部，沿加蓬、刚果(布)、刚果(金)和安哥拉等国的海岸西侧分布(图4)。该盆地属于西非被动大陆边缘最重要的裂谷盆地之一，Barremian期、Aptian期分别经历了准平原化、澙湖、海侵砂和厚可达1000m的Loeme组蒸发岩沉积序列。至Albian期，随被动大陆边缘拉张裂陷和大西洋加深，地层受地壳进一步拉伸并向西倾斜形成一系列相关的正断裂、盐隆构造与下白垩统Albian阶碳酸盐岩和混积岩等海相沉积单元(刘祚冬和李江海，2009)。本文研究区Albian阶为一套200～1000m厚的碳酸盐岩混杂陆源砂、泥质的典型混合沉积序列(图4)。砂质灰岩、泥灰岩为典型特征的混积岩，也见纯的碳酸盐岩与砂质灰岩、泥质灰岩互层构成的混积层系(赵灿等，2011)。

3.1 气候因素—米兰科维奇旋回的驱动

经典的米氏理论认为,偏心率、黄赤交角和岁差等地球轨道3要素的变化,造成了到达北半球中高纬度的夏季日射量变化;然后,这种变化通过日射量、地面温度、冰雪覆盖、反照率反馈,造成冰期—间冰期旋回(陈代钊，2000)。随着对现代深海沉积物的深入研究，特别是DSDP项目的开展，越来越多的事实支持了米兰科维奇理论。而首先将沉积旋回与轨道控制联系起来的是Girbert对科罗拉多州奈厄布拉勒(Niobrara)白垩中的灰岩—页岩韵律的研究，Girbert认为除了天体运动状态变化的控制因素外，陆地上没有任何作用能够导致如此有规律的节律。同时，将该认识延伸为地球轨道参数变化导致的气候变化控制沉积物中灰岩—页岩韵律形成，并且这种对气候变化敏感的沉积节律可以利用为“年代计”， 而这种灰岩—页岩韵律即是碳酸盐—硅质碎屑混合沉积中最典型的一类，针对混合沉积是否受米兰科维奇旋回控制的制约、气候变化是否为该类沉积旋回的主要动力的研究尚未见报道。笔者等以对下刚果盆地下白垩统Albian阶Sendji组混积岩的研究为例，通过频谱分析的方法求得地层中保存的米兰科维奇旋回,以期证实气候因素对混合沉积作用的控制。

要鉴别地层中保存的沉积旋回是否属于米兰科维奇旋回，必须具备的重要条件是：该旋回的年限及其在地层中的重复性必须符合米兰科维奇旋回的周期性(Kauffman，1988；郝维城等，2000；李凤杰等，2007)。同时，米氏旋回在地质历史时期相对稳定,各周期间的比率关系在一定的地质历史时期也是稳定的,如果能够在地层所包含的各种旋回中找到与米氏周期比率相等的关系,就可以认为研究层段的各旋回对应于各米氏旋回周期。本文应用下白垩统Albian阶Sendji组自然伽马测井曲线按深度等间距0.2m 取值, 利用小波分析法进行数字离散化, 然后对所得离散化数据进行快速傅里叶变换，求出相应的波长，得到旋回周期计算沉积旋回的厚度(表2),对研究区内的KTNM-1井、KTNSM-2井、NKSM-1井等8口井的测井曲线进行分析, 得出各测井的主频旋回厚度及其比值(表2)。据Berger(1992)计算的地质历史时期米兰柯维奇旋回周期的变化,求得白垩纪时的岁差周期为22.1 ka和18.5 ka; 地轴倾角周期为49.8 ka和38.6 ka; 偏心率周期恒定为123 ka，偏心率周期与地轴倾角周期、岁差周期之间的比率分别为1∶0.405∶0.314∶0.180∶0.150。由表1 可看出, 本次计算的测井结果中, B 旋回与A 旋回的比值变化范围为1∶0.378～1∶0.434, 与对应的米兰柯维奇旋回偏心率周期和地轴倾角长周期之比0.405 的误差分别为6.7%和7.1%; C 旋回与A 旋回的比值变化范围为1∶0.294～1∶0.323, 与对应的米兰柯维奇旋回偏心率周期和地轴倾角短周期之比0.314 的误差分别为6.2%和2.9%; D旋回与A 旋回的比值变化范围为1∶0.171～1∶0.181, 与对应的米兰柯维奇旋回偏心率周期和岁差长周期之比0.180 的误差不超过5%; E 旋回与A旋回的比值分别为0.146 和0.154 ,与对应的米兰科维奇旋回偏心率和岁差短周期之比0.150 的误差分别为2.6 %和2.7 %。上述各比值均在一定的误差范围内( < 10 %) (金之钧等,1999)，说明自然伽玛测井频谱曲线的主频周期与米兰科维奇旋回周期之间有很好的对应关系。

表 2 下刚果盆地Albian阶Sendji组混积岩地层旋回厚度和厚度比Table 2 The thickness ratio of cycles to strata from the Sendji Formation of Albian Stage，in the Lower Congo Basin

通过上述分析可以认为, Sendji组混积岩地层旋回厚度的比值与米兰科维奇旋回的周期比值之间具有很好的对应关系,因此,可以认为下刚果盆地下白垩统Sendji组中广泛地保存着米兰科维奇旋回,它是控制本区混积岩沉积旋回发育的重要因素,古气候周期性变迁决定着混合沉积物中高频沉积旋回的发生、发展和定格。

3.2 构造因素

构造因素对硅质碎屑与碳酸盐的混合沉积的形成、规模的影响体现为：

图 5 构造活动强弱与下刚果盆地Albian阶Sendji组混合沉积规模关系示意图Fig. 5 Regional tectonic activity versus mixing scale within the Sendji Formation of the Albian Stage in the Lower Congo Basin(a) SQ3时期；(b) SQ2时期(a) SQ3；(b) SQ2

一方面，混合沉积作用，尤其是相混合作用与脉动式构造活动有关，如在区域构造抬升和全球海平面控制下的相对海平面表现为下降时，物源区才会被暴露剥蚀为海岸带陆源碎屑物(这些物源既可以是硅质碎屑，也可以是碳酸盐岩碎屑)，且超覆于构造活动缓和期沉积的碳酸盐岩之上。这一过程屡次反复，则可以形成砂—灰叠置的相混合。如果存在碳酸盐和陆源碎屑两种物源的同时供应或先后交替供应。就可能形成组分内混合沉积。以澳大利亚波拿巴盆地为例，渐新世末期,该盆地发生区域构造抬升,古隆起接受剥蚀,陆源碎屑进入台地,是形成这套混合沉积的先决条件,之后中新世初期构造相对稳定,相对海平面在短时间内的周期性变化控制陆源碎屑沉积范围和碳酸盐生产建造,进而控制了混和沉积作用的类型(Dorsey and Kidwell，1999)。又如当构造沉降使得相对海平面上升，海平面虽然上升，但水体能量未明显减弱，如果生物的生长与海平面的上升速度保持一致，则生物有良好的发育前景，此时混合沉积向陆方向发展；如果生长速度不能跟上海平面上升的速度，生物被淹没而死亡，则易在原地形成相缘混合沉积和间歇性的原地混合沉积。因此周期性的构造抬升、海陆争夺、频繁的海水进退对混合沉积作用的发生必不可少。

另一方面，构造控制盆地性质，尤其是盆地可容纳空间大小，因为沉积盆地的形成、发展与演化不仅都受控于构造运动过程中不同级次的幕式活动，而且构造因素还会通过改造地貌特征等方式直接或间接地影响剥蚀速率、沉降—沉积速度、沉积物类型、沉积物供给速率，甚至局部的气候条件(郑荣才等，2010)。而构造沉降速率和沉积速率的配置也明显影响着混合沉积(张锦泉和叶红专，1989)，如果构造沉降速率大，则潜在的可容纳空间增大，较大的沉积速率，直接影响着盆地被充填的速度，因此所形成的混合沉积地层则较厚，反之厚度较小。因此构造运动也往往以盆地尺度的可容纳空间变化机制约束混积层的发展。为进一步说明这种关系，这里重点分析对下刚果盆地Albian阶Sendji组的研究。

下刚果盆地Albian阶Sendji组主要为一套碳酸盐岩混杂陆源砂、泥沉积，共可识别出5个3级层序，Albian阶主力储、产层均发育于混积台地沉积体系中，混合沉积作用主要发生在研究区SQ2～SQ3层序时期。SQ2阶段盆地进入周缘混积台地沉积阶段，强陆源沉积期和强碳酸盐岩产生期沉积环境的周期性循环，产生了陆源碎屑岩与碳酸盐岩交替沉积。由于南大西洋的进一步扩张导致海水大量涌入，形成伸展体制下的滑脱构造与断裂，此时原来的混积台地受张性断裂作用，发生破裂，可容纳空间增大，受构造和上覆沉积影响，西非海岸地层向西掀斜，产生重力滑脱力，顺盐岩下滑并形成台地高部位继续接受浅滩沉积，使得混积滩体厚度和规模更大，强陆源沉积期和强碳酸盐岩交替沉积，形成SQ3时期的破裂混积台地。SQ3时期强的构造活跃性反映在该层序海侵体系域的混合沉积作用较为突出，与其他几个层序的沉积特征相比较，SQ3时期由于构造活跃性更强烈，各单井的混积地层厚度分布在85～229m之间，该时期混积作用范围更广，混积层增多，规模更大(图5)。Albian阶Sendji组的实例说明构造活动的强弱与混积作用范围、规模密切相关。

4 结论

文本在国内外研究进展的基础上，结合国内外研究实例和笔者等近期对西非被动大陆边缘下刚果盆地Albian阶Sendji组混积岩的研究实例，重点对混积作用的机理与控制因素进行了分析，得出以下结论。

(1)混积岩和混积岩系这两类混合沉积的典型产物在包括海陆过渡带或海岸带、陆相湖泊、斜坡—盆地在内的环境均可以出现，且以滨岸和浅海陆棚的混合沉积作用最为发育。

(2)混合沉积作用包含了硅质碎屑岩与碳酸盐岩旋回性互层或相互交叉形成混积层系和混合沉积的典型产物—混积岩，统计显示常见的间断混合、相混合、原地混合、母源混合4种混积机理中，间断混合和相混合两种混积机理出现频率最高，而原地混合、母源混合相对较少。

(3)结合对下刚果盆地Albian阶Sendji组混积岩的研究，重点阐释了气候及构造两种影响因子对混合沉积作用的重要影响。利用频谱分析的方法求得了混积地层较好地保存了米兰科维奇旋回,证实了受米兰科维奇旋回影响的气候因素对混合沉积作用的发生、发展具有极为重要影响，同时混合沉积作用强弱及其旋回性变化也是区域构造活动的响应，构造活动的强弱与混积作用范围、规模密切相关。