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摘 要:通过沉积岩石学、岩相学、粒度分析等研究方法,对维美组沉积特征、沉积环境及演化提出新的认识和探讨。晚侏罗世维美组主要为一套陆源碎屑物质沉积,沉积期共经历4个沉积旋回,每个沉积旋回的岩石组合大致为含砾石英砂岩-中、粗粒石英砂岩-细粒石英砂岩(长石石英砂岩)-粉砂岩(泥岩、页岩),由底到顶粒度变细,层厚减薄。识别出6种岩相类别:含砾石英砂岩、石英砂岩、长石石英砂岩、泥质粉砂岩、薄层页岩-泥岩互层;发现平行层理、水平层理、粒序层理和重荷模等沉积构造;识别出陆棚、滨岸和陆棚下切河道3类沉积相,其中陆棚相包括内陆棚和外陆棚亚相,滨岸相包括近滨上部和近滨下部亚相;陆棚下切河道充填结构大致为:下部河道砂砾岩层,中部不等粒长石砂岩、杂砂岩层,上部细粒石英砂岩、泥岩层。综合来看,维美组沉积环境为位于克拉通边缘上浅海环境,沉积物质及沉积序列受海平面升降变化影响显著,主要形成于全球海平面下降之后上升的阶段。
关键词:西藏南部;维美组;沉积相;陆棚下切河道;沉积演化
研究区地处青藏高原南部,地层单元划分属冈底斯-喜马拉雅地层大区-喜马拉雅地层区-北喜马拉雅地层分区,为冈瓦纳大陆北部被动大陆边缘沉积[1]。区内中生界大面积分布,地层呈连续的、完整的上下顺序叠置关系并侧向延伸,为连续过渡型海相沉积(图1)[2-4]。西藏南部晚侏罗世维美组岩性较为简单,整体以一套中-厚层状砾岩、含砾石英砂岩、石英砂岩为主,局部见粉砂岩、粉砂质泥岩等岩石组合,沉积层序上粒径呈由多至少,由粗变细,砂质逐渐减少的特点。
关于晚侏罗世维美组沉积环境的探讨前人已做大量研究,但观点尚未统一。余光明等、李祥辉等认为维美组为次深海、深海沉积环境[5,6];夏军等指出维美组为浅海盆地-深切谷沉积环境[7];江新胜等、高莲凤等提出维美组为滨海-浅海沉积环境[8,9]。笔者在前人研究基础上发现,晚侏罗世维美组与相邻地层岩性呈突变接触关系,生物带缺失,部分层位见河道陆源碎屑物质,指示该地层在沉积时经历了较大的海平面变化。这些现象在前人研究中探讨较少,本文以研究区典型的野外实测剖面作为研究对象,运用沉积岩石学、岩相学、粒度分析等方法,对维美组地层的沉积特征、沉积环境及演化提出新的认识和探讨。
1 地层特征
“维美组”由王义刚等1980年在江孜县维美村建立[10],以灰黑色页岩,粉砂质页岩,夹灰岩透镜体和砂质结核,并含多层石英砂岩、粉砂质砂岩为划定标准。上侏罗统为一套浅海陆源碎屑岩,下部与中侏罗世遮拉组整合接触,上部与晚侏罗—早白垩世桑秀组整合接触,地层未缺失。通过对研究区色康、苏格、泽浦以西、巴纠错湖以西出露的维美组进行实测,综合对比发现:晚侏罗世维美组出露较广且延伸稳定,整体呈近EW向展布,岩层厚度变化范围不大,多分布于200~400 m,出露地层多以背斜核部出现,由西向东岩层总体变化趋势逐渐变薄,岩石粒度逐渐变细。
研究发现,维美组砂岩的沉积期共经历4个沉积旋回(Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ),每个沉积旋回岩石组合特征相似,具下粗上细的沉积特征:含砾石英砂岩(细砾岩)-中、粗粒石英砂岩-细粒石英砂岩(长石石英砂岩)-粉砂岩(泥岩、页岩)(图2)。沉积旋回中各類单层所占比例变化较大,分布稳定,沉积物以砂、砾为主,粒度变化较大,厚度较大。沉积构造主要为层理构造和同生形变构造,无定向构造。生物化石、生物扰动构造等少见。
2 岩相特征和沉积构造
2.1 岩相特征
研究区晚侏罗世沉积主体为一套陆源碎屑岩,通过对野外露头剖面实地观察描述,根据粒度、岩石成分和层厚的差异可分为以下岩相类型:
灰白色含砾石英砂岩 在维美组中均有出露,多与石英砂岩呈岩石组合出现,地层由底及顶,碎屑粒径变小,砾石含量减少。岩石风化色为黄褐色,新鲜色为灰白色,中-厚层状,中-粗粒砂状结构,块状构造,分选和磨圆度中等。岩石中砾石成分以单晶石英为主,少量泥岩碎屑。砾径多为2 mm,最大可达3~4 mm,含量约5%(图3-a,b)。受风化剥蚀作用影响,部分石英砾石脱落,岩石表面见大量溶蚀孔洞。
灰白色石英砂岩 为维美组岩性的主体组成,分布面积广,岩石风化色为灰黄色,新鲜色为灰白色,中-细粒砂状结构。单层厚度20~30 cm,呈中-厚层状。岩石中碎屑颗粒大小为0.3~1 mm,分选和磨圆度中等,成分成熟度较高,结构成熟度中等。碎屑成分以单晶石英为主,含量大于95%。杂基以粉砂质碎屑矿物为主,少量粘土质矿物(图3-c,d)。岩石劈理较发育,局部可见褐铁矿化。
灰黄色长石石英砂岩 多出露于维美组底部,呈砂岩透镜体、砂岩条带(图3-g),分布相对较少,岩层产状杂乱,具河道砂快速沉积特点,为陆棚下切河道的充填沉积。岩石风化色为灰黄色,新鲜色灰白色,中-细粒砂状结构。岩石碎屑物质主要由石英、长石组成,碎屑磨圆度较差,分选中等。
灰褐色泥质粉砂岩 多与灰黑色薄层页岩、泥岩呈岩石组合出现,分布相对较少。岩石风化色为灰褐色,新鲜色为灰白色,单层厚度5~10 cm,粉砂质结构。岩石多由石英、长石等粉砂质碎屑矿物和粘土质矿物组成,胶结物多为粘土质。岩石粒径组成肉眼无法分辨,碎屑矿物分选较好,磨圆中等 (图3-e,f)。
灰黑色薄层页岩、泥岩互层 多出露于维美组底部与遮拉组接触部位,泥岩与页岩比例约为1∶5~1∶7,泥岩单层厚约5 cm,呈灰色、深灰色,水平层理发育,矿物组分主要为高岭石等粘土矿物及少量粉砂质碎屑矿物等(图3-h)。
灰黑色薄层页岩 薄层-极薄层状。岩石风化色为灰黑色,新鲜面为紫红色,泥质结构,水平纹层状构造,岩石组分以粘土质矿物为主,肉眼分辨不清,页理极发育。 2.2 沉积构造
维美组层理发育,层内物质均匀,组分和结构上无较大差异,层厚约0.5 m,最厚达1 m,成层性较好且稳定延伸(图3-i)。主要发育流动成因构造和同生形变构造,具重要指相意义。大体介绍如下:
平行层理 广泛发育于中-细粒石英砂岩中,主要由平行的、颗粒大小不同的纹层状中砂和细砂组成。层厚1~2 mm,平直连续且互相平行,但侧向延伸较差,指示水动力条件较强的高能急流环境 (图3-j)。
水平层理 发育较少,仅见于维美组底部粉砂岩,泥、页岩互层的岩石组合中。层理平直连续且与层面平行,厚0.1~1 mm。指示水动力条件较稳定的静水环境(图3-k)。
重荷模 见于灰白色中-厚层含砾石英砂岩的底部,为砂岩对下伏泥岩产生较大压力所形成,多呈圆丘状、不规则状的瘤状突起,排列杂乱,突起高度1~10 cm不等,突起变化程度较大(图3-l)。
粒序层理 见于含砾石英砂岩和石英砂岩中,粒度从底到顶呈由细变粗的规律,为逆粒序,厚约40 cm,侧向分布不稳定,为流体中局部区域砂含量较高,在分散压力的作用下形成(图3-m)[11-12]。
3 沉积相
通过对研究区多条维美组剖面观察后发现,石英砂岩岩层沉积厚度较大,与下伏页岩、泥岩呈突变接触关系(图3-n)。砂岩中未见生物化石及生物扰动构造,下伏地层中侏罗世遮拉组二段生物缺失。结合样品粒度参数(表1),综合划分出陆棚、滨岸和陆棚下切河道3类沉积相(图4)。
3.1 陆棚相
陆棚相对应于为维美组的底部与下伏地层遮拉组二段过渡的沉积环境,逐渐由外陆棚向内陆棚转变。沉积物主要以灰黑色薄层泥岩、页岩、粉砂岩为主,岩层成不规则的互层,局部夹长石石英砂岩条带、透镜体,沉积构造主要为水平层理,沉积厚度较薄,岩层岩性稳定且延伸较远。岩层中常见箭石、双壳、菊石、菊石印模等化石,经鉴定为Inoceramus everisti、Halobia、Hibolites subfusiformis、Hibolithes sp.等。样品06B01分选系数较小,频率曲线呈单峰对称正态曲线;偏度值为0.33,对称且偶有负偏态;峰度值为2.05为窄峰态。反映了沉积物颗粒粒级较小、粒度分布集中、分选中等-较好的特点。概率累积曲线显示样品以悬浮总体为主,概率累计曲线斜率大于1。表明该段沉积物沉积期的水动力条件稳定且较弱,为低能环境。
3.2 滨岸相
滨岸相对应于维美组砂岩的整体沉积环境,在垂向沉积序列上呈现由底及顶粒度变细的特点。完整地层剖面中可见4次此类沉积旋回,由底及顶岩石组合为:粗粒含砾石英砂岩-中、细粒石英砂岩-粉砂岩(泥岩),岩层厚度较大,普遍发育平行层理等高水动力沉积构造。根据各岩层样品的粒度参数特征,识别出近滨上部、近滨下部2种沉积亚相。
近滨上部 岩性以粗粒石英砂岩、含砾石英砂岩为主。样品02B01、09B01分选系数较大,频率曲线形态多呈双峰形态,偏度值变化较大以正偏为主。反映沉积物颗粒粒级较粗、粒度分布分散、分选中等的特点。概率累积曲线显示样品以跳跃总体和滚动总体为主,曲线斜率小于1。表明该阶段物源供给充足,水动力条件强的特点。
近滨下部 岩性以中-细粒石英砂岩为主。样品04B01、08B01、10B01分选系数相对较小,频率曲线呈单峰近对称正态曲线;偏度值对称且偶有正偏态,峰态中等至微尖。反映了沉积物颗粒粒级中等-较小、粒度分布集中,分选较好的特点。概率累积曲线显示样品以悬浮总体和跳跃总体为主,概率累计曲线斜率大于1。表明该阶段沉积期的水动力条件逐渐减弱,且较稳定。
3.3 陆棚下切河道
陆棚下切河道相对应于维美组底部泥质陆棚背景下发育的一套突变接触的不协调砂岩层,岩石组合复杂,主要岩性以含砾砂岩,长石砂岩,杂砂岩等为主,岩石产状凌乱,整体较破碎(图3-o)。砂巖底部不平整,常见重荷模构造、槽模等,含砾石英砂岩中常发育逆粒序层理,岩层中未见任何生物化石、生物活动遗迹,下伏地层遮拉组二段生物带缺失,这些沉积特点指示了该阶段砂岩快速侵蚀、搬运和堆积的形成过程。样品12-B01分选系数较大,频率曲线形态呈多峰不对称形态;偏度值变化较大且以正偏为主。根据福克和沃德提出分选系数分级标准,反映了沉积物颗粒粒级较大、分选较差的特点[11]。概率累积曲线显示滚动总体为主,曲线斜率小于1。表明沉积过程中物源供给丰富,水动力条件较强且能量快速变化的特点,具河道陆源碎屑物质的粒度参数特征。河道充填结构可大致识别:下部河道砂砾岩层,中部不等粒长石砂岩、杂砂岩层,上部细粒石英砂岩、泥岩层。
4 沉积环境演化
据以上讨论来看,晚侏罗世维美组属于浅海沉积环境,且这种浅海可能位于克拉通边缘,地层底部石英砂岩的出现说明沉积环境从陆棚环境快速转变到滨海环境。从维美组特有的含砾石英砂岩来看,砾石砾径较小,磨圆中等-较好,砾石成分以单晶碎屑石英为主,为石英质沉积岩类风化后再沉积而成[12],反映了砾石来源环境极可能为克拉通边缘。在某一特征时期经历了构造隆升,此时海平面下降,陆棚地带下切河道发育,陆源碎屑物质在重力作用下近距离快速搬运至水道底部沉积,形成砾石分选较差,磨圆较好的特点[13]。结合古水流大体向北,说明印度大陆北缘同时期存在大陆向上挠曲,导致陆源碎屑输入量的快速增加[14-16]。在岩石沉积序列上,造成区域上维美组与下伏地层岩性突变,生物带缺失,下伏层序保存不完整,出现不协调的砂砾岩层等[7]。该岩石组合和沉积序列表明维美组可能形成于全球海平面下降之后的上升阶段。
关键词:西藏南部;维美组;沉积相;陆棚下切河道;沉积演化
研究区地处青藏高原南部,地层单元划分属冈底斯-喜马拉雅地层大区-喜马拉雅地层区-北喜马拉雅地层分区,为冈瓦纳大陆北部被动大陆边缘沉积[1]。区内中生界大面积分布,地层呈连续的、完整的上下顺序叠置关系并侧向延伸,为连续过渡型海相沉积(图1)[2-4]。西藏南部晚侏罗世维美组岩性较为简单,整体以一套中-厚层状砾岩、含砾石英砂岩、石英砂岩为主,局部见粉砂岩、粉砂质泥岩等岩石组合,沉积层序上粒径呈由多至少,由粗变细,砂质逐渐减少的特点。
关于晚侏罗世维美组沉积环境的探讨前人已做大量研究,但观点尚未统一。余光明等、李祥辉等认为维美组为次深海、深海沉积环境[5,6];夏军等指出维美组为浅海盆地-深切谷沉积环境[7];江新胜等、高莲凤等提出维美组为滨海-浅海沉积环境[8,9]。笔者在前人研究基础上发现,晚侏罗世维美组与相邻地层岩性呈突变接触关系,生物带缺失,部分层位见河道陆源碎屑物质,指示该地层在沉积时经历了较大的海平面变化。这些现象在前人研究中探讨较少,本文以研究区典型的野外实测剖面作为研究对象,运用沉积岩石学、岩相学、粒度分析等方法,对维美组地层的沉积特征、沉积环境及演化提出新的认识和探讨。
1 地层特征
“维美组”由王义刚等1980年在江孜县维美村建立[10],以灰黑色页岩,粉砂质页岩,夹灰岩透镜体和砂质结核,并含多层石英砂岩、粉砂质砂岩为划定标准。上侏罗统为一套浅海陆源碎屑岩,下部与中侏罗世遮拉组整合接触,上部与晚侏罗—早白垩世桑秀组整合接触,地层未缺失。通过对研究区色康、苏格、泽浦以西、巴纠错湖以西出露的维美组进行实测,综合对比发现:晚侏罗世维美组出露较广且延伸稳定,整体呈近EW向展布,岩层厚度变化范围不大,多分布于200~400 m,出露地层多以背斜核部出现,由西向东岩层总体变化趋势逐渐变薄,岩石粒度逐渐变细。
研究发现,维美组砂岩的沉积期共经历4个沉积旋回(Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ),每个沉积旋回岩石组合特征相似,具下粗上细的沉积特征:含砾石英砂岩(细砾岩)-中、粗粒石英砂岩-细粒石英砂岩(长石石英砂岩)-粉砂岩(泥岩、页岩)(图2)。沉积旋回中各類单层所占比例变化较大,分布稳定,沉积物以砂、砾为主,粒度变化较大,厚度较大。沉积构造主要为层理构造和同生形变构造,无定向构造。生物化石、生物扰动构造等少见。
2 岩相特征和沉积构造
2.1 岩相特征
研究区晚侏罗世沉积主体为一套陆源碎屑岩,通过对野外露头剖面实地观察描述,根据粒度、岩石成分和层厚的差异可分为以下岩相类型:
灰白色含砾石英砂岩 在维美组中均有出露,多与石英砂岩呈岩石组合出现,地层由底及顶,碎屑粒径变小,砾石含量减少。岩石风化色为黄褐色,新鲜色为灰白色,中-厚层状,中-粗粒砂状结构,块状构造,分选和磨圆度中等。岩石中砾石成分以单晶石英为主,少量泥岩碎屑。砾径多为2 mm,最大可达3~4 mm,含量约5%(图3-a,b)。受风化剥蚀作用影响,部分石英砾石脱落,岩石表面见大量溶蚀孔洞。
灰白色石英砂岩 为维美组岩性的主体组成,分布面积广,岩石风化色为灰黄色,新鲜色为灰白色,中-细粒砂状结构。单层厚度20~30 cm,呈中-厚层状。岩石中碎屑颗粒大小为0.3~1 mm,分选和磨圆度中等,成分成熟度较高,结构成熟度中等。碎屑成分以单晶石英为主,含量大于95%。杂基以粉砂质碎屑矿物为主,少量粘土质矿物(图3-c,d)。岩石劈理较发育,局部可见褐铁矿化。
灰黄色长石石英砂岩 多出露于维美组底部,呈砂岩透镜体、砂岩条带(图3-g),分布相对较少,岩层产状杂乱,具河道砂快速沉积特点,为陆棚下切河道的充填沉积。岩石风化色为灰黄色,新鲜色灰白色,中-细粒砂状结构。岩石碎屑物质主要由石英、长石组成,碎屑磨圆度较差,分选中等。
灰褐色泥质粉砂岩 多与灰黑色薄层页岩、泥岩呈岩石组合出现,分布相对较少。岩石风化色为灰褐色,新鲜色为灰白色,单层厚度5~10 cm,粉砂质结构。岩石多由石英、长石等粉砂质碎屑矿物和粘土质矿物组成,胶结物多为粘土质。岩石粒径组成肉眼无法分辨,碎屑矿物分选较好,磨圆中等 (图3-e,f)。
灰黑色薄层页岩、泥岩互层 多出露于维美组底部与遮拉组接触部位,泥岩与页岩比例约为1∶5~1∶7,泥岩单层厚约5 cm,呈灰色、深灰色,水平层理发育,矿物组分主要为高岭石等粘土矿物及少量粉砂质碎屑矿物等(图3-h)。
灰黑色薄层页岩 薄层-极薄层状。岩石风化色为灰黑色,新鲜面为紫红色,泥质结构,水平纹层状构造,岩石组分以粘土质矿物为主,肉眼分辨不清,页理极发育。 2.2 沉积构造
维美组层理发育,层内物质均匀,组分和结构上无较大差异,层厚约0.5 m,最厚达1 m,成层性较好且稳定延伸(图3-i)。主要发育流动成因构造和同生形变构造,具重要指相意义。大体介绍如下:
平行层理 广泛发育于中-细粒石英砂岩中,主要由平行的、颗粒大小不同的纹层状中砂和细砂组成。层厚1~2 mm,平直连续且互相平行,但侧向延伸较差,指示水动力条件较强的高能急流环境 (图3-j)。
水平层理 发育较少,仅见于维美组底部粉砂岩,泥、页岩互层的岩石组合中。层理平直连续且与层面平行,厚0.1~1 mm。指示水动力条件较稳定的静水环境(图3-k)。
重荷模 见于灰白色中-厚层含砾石英砂岩的底部,为砂岩对下伏泥岩产生较大压力所形成,多呈圆丘状、不规则状的瘤状突起,排列杂乱,突起高度1~10 cm不等,突起变化程度较大(图3-l)。
粒序层理 见于含砾石英砂岩和石英砂岩中,粒度从底到顶呈由细变粗的规律,为逆粒序,厚约40 cm,侧向分布不稳定,为流体中局部区域砂含量较高,在分散压力的作用下形成(图3-m)[11-12]。
3 沉积相
通过对研究区多条维美组剖面观察后发现,石英砂岩岩层沉积厚度较大,与下伏页岩、泥岩呈突变接触关系(图3-n)。砂岩中未见生物化石及生物扰动构造,下伏地层中侏罗世遮拉组二段生物缺失。结合样品粒度参数(表1),综合划分出陆棚、滨岸和陆棚下切河道3类沉积相(图4)。
3.1 陆棚相
陆棚相对应于为维美组的底部与下伏地层遮拉组二段过渡的沉积环境,逐渐由外陆棚向内陆棚转变。沉积物主要以灰黑色薄层泥岩、页岩、粉砂岩为主,岩层成不规则的互层,局部夹长石石英砂岩条带、透镜体,沉积构造主要为水平层理,沉积厚度较薄,岩层岩性稳定且延伸较远。岩层中常见箭石、双壳、菊石、菊石印模等化石,经鉴定为Inoceramus everisti、Halobia、Hibolites subfusiformis、Hibolithes sp.等。样品06B01分选系数较小,频率曲线呈单峰对称正态曲线;偏度值为0.33,对称且偶有负偏态;峰度值为2.05为窄峰态。反映了沉积物颗粒粒级较小、粒度分布集中、分选中等-较好的特点。概率累积曲线显示样品以悬浮总体为主,概率累计曲线斜率大于1。表明该段沉积物沉积期的水动力条件稳定且较弱,为低能环境。
3.2 滨岸相
滨岸相对应于维美组砂岩的整体沉积环境,在垂向沉积序列上呈现由底及顶粒度变细的特点。完整地层剖面中可见4次此类沉积旋回,由底及顶岩石组合为:粗粒含砾石英砂岩-中、细粒石英砂岩-粉砂岩(泥岩),岩层厚度较大,普遍发育平行层理等高水动力沉积构造。根据各岩层样品的粒度参数特征,识别出近滨上部、近滨下部2种沉积亚相。
近滨上部 岩性以粗粒石英砂岩、含砾石英砂岩为主。样品02B01、09B01分选系数较大,频率曲线形态多呈双峰形态,偏度值变化较大以正偏为主。反映沉积物颗粒粒级较粗、粒度分布分散、分选中等的特点。概率累积曲线显示样品以跳跃总体和滚动总体为主,曲线斜率小于1。表明该阶段物源供给充足,水动力条件强的特点。
近滨下部 岩性以中-细粒石英砂岩为主。样品04B01、08B01、10B01分选系数相对较小,频率曲线呈单峰近对称正态曲线;偏度值对称且偶有正偏态,峰态中等至微尖。反映了沉积物颗粒粒级中等-较小、粒度分布集中,分选较好的特点。概率累积曲线显示样品以悬浮总体和跳跃总体为主,概率累计曲线斜率大于1。表明该阶段沉积期的水动力条件逐渐减弱,且较稳定。
3.3 陆棚下切河道
陆棚下切河道相对应于维美组底部泥质陆棚背景下发育的一套突变接触的不协调砂岩层,岩石组合复杂,主要岩性以含砾砂岩,长石砂岩,杂砂岩等为主,岩石产状凌乱,整体较破碎(图3-o)。砂巖底部不平整,常见重荷模构造、槽模等,含砾石英砂岩中常发育逆粒序层理,岩层中未见任何生物化石、生物活动遗迹,下伏地层遮拉组二段生物带缺失,这些沉积特点指示了该阶段砂岩快速侵蚀、搬运和堆积的形成过程。样品12-B01分选系数较大,频率曲线形态呈多峰不对称形态;偏度值变化较大且以正偏为主。根据福克和沃德提出分选系数分级标准,反映了沉积物颗粒粒级较大、分选较差的特点[11]。概率累积曲线显示滚动总体为主,曲线斜率小于1。表明沉积过程中物源供给丰富,水动力条件较强且能量快速变化的特点,具河道陆源碎屑物质的粒度参数特征。河道充填结构可大致识别:下部河道砂砾岩层,中部不等粒长石砂岩、杂砂岩层,上部细粒石英砂岩、泥岩层。
4 沉积环境演化
据以上讨论来看,晚侏罗世维美组属于浅海沉积环境,且这种浅海可能位于克拉通边缘,地层底部石英砂岩的出现说明沉积环境从陆棚环境快速转变到滨海环境。从维美组特有的含砾石英砂岩来看,砾石砾径较小,磨圆中等-较好,砾石成分以单晶碎屑石英为主,为石英质沉积岩类风化后再沉积而成[12],反映了砾石来源环境极可能为克拉通边缘。在某一特征时期经历了构造隆升,此时海平面下降,陆棚地带下切河道发育,陆源碎屑物质在重力作用下近距离快速搬运至水道底部沉积,形成砾石分选较差,磨圆较好的特点[13]。结合古水流大体向北,说明印度大陆北缘同时期存在大陆向上挠曲,导致陆源碎屑输入量的快速增加[14-16]。在岩石沉积序列上,造成区域上维美组与下伏地层岩性突变,生物带缺失,下伏层序保存不完整,出现不协调的砂砾岩层等[7]。该岩石组合和沉积序列表明维美组可能形成于全球海平面下降之后的上升阶段。