时志强, 安红艳, 伊海生, 张华曾德勇. (2011)上扬子地区早三叠世异常碳酸盐岩的分类与特征* [J]. 古地理学报, 13(1): 1-10
Shi Zhiqiang, An Hongyan, Yi Haisheng, Zhang Hua, Zeng Deyong. (2011)Classification and characters of the Early Triassicanomalous carbonate rocks in Upper Yangtze Area[J]. Journal Of Palaeogeography, 13(1): 1-10. DOI:  
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上扬子地区早三叠世异常碳酸盐岩的分类与特征*
时志强, 安红艳, 伊海生, 张华曾德勇
成都理工大学沉积地质研究院,四川成都 610059

第一作者简介： 时志强,男,1972年生,2004年获得博士学位,现为成都理工大学副教授,主要从事沉积地质研究与教学工作。通讯地址:四川成都成华区二仙桥东3路1号,成都理工大学沉积地质研究院。电话:028-84079807;E-mail: szqcdut@163.com。

收稿日期:2010-05-26
基金:*国家自然科学基金(编号:40872082、40972084)资助
摘要

上扬子地区晚二叠世晚期及早三叠世早期异常碳酸盐岩可以按成因分为 3大类: A类—生物成因的异常碳酸盐岩, B类—非生物成因(化学及水动力成因)的异常碳酸盐岩, C类—生物、水动力及化学等复合成因的异常碳酸盐岩;还可进一步识别出 8个具体类别,包括微生物岩、角砾状灰岩、扁平砾屑灰岩、条带状灰岩、薄板状、纹层状泥质灰岩、鲕粒碳酸盐岩及 a、 b型蠕虫状灰岩。近乎极端的古海洋环境和古气候条件是 P/T转换时期以错时相为主的异常碳酸盐岩得以发育并作为早三叠世重要沉积类型的基础; P/T生物大灭绝事件发生以后,底栖动物对海相沉积层表面的破坏几乎停止,海洋洋流近乎停滞,与此同时表层海水饱受季风与飓风风暴的侵扰,分布在生物礁或浅水碳酸盐岩台地之上的透光带菌藻生态系统生长为具有一定抗浪能力的微生物岩,频繁的风暴对海底的影响使得同生期弱固结的碳酸盐软泥被打碎而形成同生砾屑,一定的古地形坡度又加剧了风暴为诱因的碳酸盐沉积物重力流的发育;此外,碳酸钙过饱和的海水可以使得碳酸盐直接化学沉淀于海底,同时巨型季风带来的黏土和粉砂与碳酸盐化学沉积共生,这一系列的过程发生于早三叠世早期特殊的古环境中,造成了上扬子地区多种多样的异常碳酸盐岩沉积。

关键词: 异常碳酸盐岩; 错时相; P/T; 界线; 风暴沉积; 蠕虫状灰岩; 巨型季风; 上扬子地区
中图分类号:P588.24+5 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2011)01-0001-10
Classification and characters of the Early Triassicanomalous carbonate rocks in Upper Yangtze Area
Shi Zhiqiang, An Hongyan, Yi Haisheng, Zhang Hua, Zeng Deyong
Institute of Sedimentary Geology,Chengdu University of Technology,Chengdu 610059,Sichuan

About the first author：Shi Zhiqiang,born in 1972,obtained his Ph.D.degree in 2004.Now he is an associate professor in Chengdu University of Technology,and is mainly engaged in researches and teaching of sedimentology.E-mail: szqcdut@163.com.

Abstract

The anomalous carbonates of the late period of Late Permian and Early Triassic in the Upper Yangtze Area can be divided into three main types by genesis: A—biogenic anomalous carbonate rocks,B—abiogenetic(chemical and hydrodynamic)anomalous carbonate rocks,C—multi-genetic anomalous carbonate rocks.Eight specific sorts of the anomalous carbonate rocks can be further distinguished,including microbiolite,brecciform limestone,flat-pebble limestone,ribbon limestone,thin-bedded or laminated argillaceous limestone,oolitic limestone and 2 kinds of vermiculate limestone(Type a and Type b).The extreme palaeoceanic environment and paleoclimatic conditions are the basis of the development of the anomalous carbonate rocks(mainly anachronistic facies)around P/T boundary.After the P/T mass extinction,the destruction of benthonic animals living on the surface of marine sediments was nearly stopped and the ocean currents were almost stagnated,meanwhile the surface layer of the sea water suffered the disturbing of megamonsoon and cyclonic storms,the algo-fungus ecosystem of euphotic-zone grew and formed the wave-resistance microbiolites on the biohermal facies or on the shallow water carbonate platform.Seafloor was often affected by frequent storms which tear up the unconsolidated syngenetic carbonate ooze and thus the syngenetic pebble formed.At the same time,the particular gradient of the paleotopography intensified the development of carbonate gravity flows which might also be triggered by the storms;moreover the calcium carbonate-supersaturated sea water allowed the carbonate directly precipitating in the forms of chemical precipitation on the seafloor and the clays brought by the megamonsoon deposited together with the carbonate chemical precipitation.All the mentioned process happened at the earliest Early Triassic specific palaeoenvironment,which resulted in the appearance of the diverse anomalous carbonate deposition in the Upper Yangzte Area.

Key words: anomalous carbonate rock; anachronistic facies; Permian-Triassic boundary; storm deposit; vermiculate limestone; megamonsoon; Upper Yangtze Area

二叠纪末发生的生物集群灭绝事件是显生宙以来地球上规模最大的一次, 随之发生的(或成为生物灭绝事件成因之一的)是全球古环境、古气候的急剧变化(Stanley, 1988; Kozur, 1998; Jin et al., 2000), P/T事件发生后全球有大量“ 异常沉积” 记录广泛出现, 浅海碳酸盐陆棚普遍显示出大量的微生物建造, 或以碳酸盐胶结岩扇和壳的形式形成海底无机方解石沉积(Baud et al., 1997, 2005; Woods et al., 1999); 大部分下三叠统微生物岩和无机方解石沉积物在P/T界线处被发现, 显示了微生物岩和其他无机沉积物具有共同的起源(Woods, 2005)。这都表明当时的大洋环境处于一种特殊的“ 异常状态” , 在这样的异常状态下大范围沉积的、反映特殊环境特征的微生物岩、扁平砾屑灰岩、蠕虫状灰岩、条带状灰岩及含潮下皱纹构造、海底碳酸盐胶结岩扇的碳酸盐岩等被称为异常碳酸盐岩。部分异常碳酸盐岩反映的环境状态一方面与二叠纪末后生动物大灭绝直接相关, 另一方面也是三叠纪初生物复苏迟缓的重要原因(童金南和殷鸿福, 2009)。

以“ 错时相” 为代表的异常碳酸盐岩是早三叠世正常海相沉积物中一种常见的沉积类型。在奥陶纪后生动物大发展之后, 扁平砾屑砾岩、蠕虫状灰岩、微生物岩、条带灰岩等异常碳酸盐岩和潮下皱纹构造、海底碳酸盐胶结岩扇等沉积构造一般仅见于某些极端和异常的环境中, 当它们在早三叠世正常浅海环境再次广泛出现时, 即被认为在时间上或环境上发生了错位, 故被称为“ 错时相” (Sepkoski et al., 1991; 赵小明等, 2008; 童金南和殷鸿福, 2009)。在上扬子地区, 错时相碳酸盐岩也广泛见于早三叠世沉积物中, 反映了相似的古海洋条件, 对其成因的研究具有重要的理论意义。

早三叠世异常沉积及“ 错时相” 在北美西部研究较为深入, 在中国南方的三叠系中除微生物岩外的“ 错时相” 沉积目前只有少量文献涉及(Wignall and Twitchett, 1999; Lehrmann et al., 2001; 赵小明等, 2008; 童金南和殷鸿福, 2009), 关于下三叠统“ 错时相” 的研究, 无论在中国还是在国外, 目前还处于起步阶段, 对于这些特殊沉积构造和沉积体的成因和形成背景还远未查明(童金南和殷鸿福, 2009)。早三叠世早期上扬子地区广泛发育微生物岩、角砾状灰岩、扁平砾屑灰岩、蠕虫状灰岩等异常碳酸盐岩, 实际的野外调查发现, 部分异常碳酸盐岩与风暴作用关系密切, 扁平砾屑灰岩中见菊花状构造, 且与丘状交错层理颗粒灰岩共生, 底界面发育冲刷、侵蚀面, 这为探讨一些错时相碳酸盐岩形成的原因提供了线索。

1 上扬子地区早三叠世异常碳酸盐岩的分类

晚二叠世生物大灭绝后, 特提斯地区广泛发育的碳酸盐岩台地和斜坡记录了从二叠纪含化石灰岩向“ 错时世界” 发生的转化, 反映了显生宙碳酸盐岩系统发生了重要转变(Baud et al., 2007)。二叠纪末生物大灭绝后立即广泛出现的微生物岩是这种特殊环境开始的标志, 也是大灭绝主幕之后后生动物在生态系中主导地位被剥夺的标志(童金南和殷鸿福, 2009); 上扬子地区P/T界线附近地层内可见到广泛的以微生物岩为主的异常碳酸盐岩(Kershaw et al., 1999, 2002, 2007; Ezaki et al., 2003; 王永标等, 2005)。在上扬子地区南部的南盘江盆地, 下三叠统潮间带条带状岩层中的扁平砾屑相带沉积反映了海相环境的错时相沉积(Lehrmann et al., 2001)。相似的砾屑灰岩在川北青川— 广元— 旺苍地区、重庆北碚等地的下三叠统也可以见到(时志强等, 2010)。概括起来, 早三叠世异常碳酸盐岩可以按成因分为3大类(表 1), * 表示为前人研究涉及错时相碳酸盐岩。

分别为:A类— 生物成因, B类— 非生物成因(化学及水动力成因), C类— 生物、水动力及化学等复合成因。从三大类异常碳酸盐岩中, 还可进一步识别出8个具体类别(表 1)。

表1 上扬子地区晚二叠世— 早三叠世异常碳酸盐岩的成因分类 Table1 Genetical classification of the Late Permian-Early Triassic anomalous carbonate rocks in Upper Yangtze Area
2 上扬子地区异常碳酸盐岩特征与成因分析
2.1 生物成因异常碳酸盐岩

2.1.1 微生物岩

P/T界线附近的微生物岩广泛见于上扬子地区, 其具有叠层石、核形石、凝块石、微生物灰泥丘及具钙质微生物构造的微生物层和微生物礁等多种类型, 多上覆于二叠系长兴组顶部礁滩相灰岩上, 且根据牙形石(下三叠统底界标准化石Hindeodus parvus)所界定的P/T界线(PTB)也多位于该套微生物岩内部(赵小明等, 2008)。在研究较充分的重庆老龙洞、华蓥山东湾— 涧水沟等地的野外露头上(Kershaw et al., 1999, 2002, 2007; Ezaki et al., 2003; 吴亚生等, 2006), 微生物岩整体形态多呈层状和穹窿状, 近距离观察有树枝状、点状、团状、放射状、残余叶片状和微波纹状。王永标等(2005)认为华南地区P/T界线附近广泛出现的钙质微生物岩代表了生物礁或浅水碳酸盐岩台地之上的菌藻生态系, 微生物岩向深水区逐渐尖灭; 钙质微生物岩一般由微晶基质和中、粗晶方解石指状体或斑点所组成, 微生物岩中的生物化石主要由微生物组成, 生物种类单调, 丰度相对较高, 伴生有小型腹足类、双壳类及介形虫等广栖性生物。

华南地区的微生物岩主要分布于生物礁或浅水碳酸盐岩台地之上(王永标等, 2005), 表明菌藻生态系统主要生长于透光带, 微生物岩可能具有一定的抗浪能力, 所以微生物岩多具有丘状形态(Kershaw et al., 1999; Lehrmann et al., 2001; Ezaki et al., 2003)。微生物岩通常是在条件恶劣、不适宜常见大生物生活的环境中, 是在缺乏后生动物的捕食和扰动条件下的生物— 沉积建造(Kershaw et al., 1999; Ezaki et al., 2003; 王永标等, 2005; 赵小明等, 2010), 是对始于二叠纪末条件恶劣的环境状况和后生动物稀少的生态系面貌的自然响应(赵小明等, 2010)。

2.1.2 a型蠕虫状灰岩— 生物遗迹蠕虫状灰岩

赵小明等(2008)称生物成因的蠕虫状灰岩为柱状蠕虫状灰岩, 是主要由生物潜穴、扰动作用形成的生物扰动灰岩(黄思静, 1984), P/T界线地层段未见该类型蠕虫状灰岩, 它们一般出现于早三叠世稍晚的时间段, 在上扬子地区一般出现于印度阶飞仙关组上部和奥伦尼克阶嘉陵江组, 标志着底栖生物群落活动能力的加强和底层环境的显著改善(赵小明等, 2008)。

钱守荣(1995)曾将蠕虫状灰岩与风暴浊流作用联系起来, 认为其是一种特殊类型的风暴岩, 若如此, 则该类蠕虫状灰岩应发育于风暴间歇期, 这一观点在风暴岩研究中时常被提及, 且在鄂东黄石地区下三叠统大冶组风暴沉积中已被发现(杨宝忠等, 2007)。

2.2 非生物成因异常碳酸盐岩

上扬子地区所见的非生物成因的异常碳酸盐岩主要有:角砾状灰岩、扁平砾屑砾岩、条带状灰岩和纹层状泥质灰岩, 岩石内生物化石和生物扰动现象少见, 属化学和水动力成因的异常碳酸盐岩。

2.2.1 角砾状灰岩

见于上扬子北部地区多个剖面(如江油马角坝、青川大沟里、广元上寺、旺苍天台等剖面)印度阶飞仙关组一段(图 1-A)。在前人研究中曾被识别为斜坡上发育的碳酸盐碎屑流沉积(赵永胜等, 1994; 冯仁蔚等, 2007)。在川西北地区所见碳酸盐岩砾石呈棱角状, 大小不一, 直径最大可达1 m(赵永胜等, 1994), 形状各异, 可见条状、块状砾石, 与下伏薄板状微晶灰岩以不规则的侵蚀界面突变接触, 角砾状灰岩中见模糊的粒序层理。Wignall 和 Twitchett(1999)曾将广元上寺剖面在纹层状灰质泥页岩之上突然出现的的该套角砾状灰岩命名为Shangsi Breccia Bed(SBB), 按他们的观点, 该套沉积是原地的角砾化作用, 他们未发现风暴作用的痕迹, 尽管没有叠瓦状结构和外来颗粒, 他们仍认为SBB可能和海啸有关。在上扬子地区, 该套角砾状灰岩特征明显、分布面积大, 且与之上的扁平砾屑灰岩沉积有渐变的过渡特征, 反映了两者在成因上有相似性和关联性, 作者将其作为异常碳酸盐岩的一种着重提出, 以期引起研究者的重视。

图1 川西北地区下三叠统飞仙关组一段角砾状灰岩与扁平砾屑灰岩特征（A— 砾石杂乱分布的角砾状灰岩, 广元上寺剖面; B— 扁平砾屑灰岩中见大小不同、形态各异的两种砾石, 青川大沟里剖面; C— 扁平砾屑灰岩中见菊花状构造, 青川大沟里剖面; D— P/T界线黏土之下的 生屑灰岩层底部可见风暴成因的竹叶状灰质砾石呈叠瓦状排列, 重庆北碚水井坪剖面）Fig.1 Characters of brecciform limestone and flat-pebble limestone of the Member 1 of Lower Triassic Feixianguan Formation in northwestern Sichuan

2.2.2 扁平砾屑灰岩

扁平砾屑灰岩是前寒武纪— 寒武纪陆架环境中普遍发育的岩石类型, 形成于缺乏生物扰动的低能环境, 为早期成岩阶段尚未固结的薄层灰泥, 在风暴或重力流作用下被撕裂, 而后以微晶灰岩砾屑的形式重新沉积成岩(冯增昭等, 1994; Wignall and Twitchett, 1999; 赵小明等, 2010); Sepkoski等(1991)强调扁平状或板条状碳酸盐内碎屑曾遭受强烈的风暴侵蚀和改造。童熙盛和唐勇(1990)将重庆凉风垭剖面飞仙关组一段中、上部的类似沉积物解释为风暴沉积。Wignall和Twitchett(1999)也认为凉风垭剖面该套沉积应为风暴控制的碳酸盐岩台地沉积, 但对于上寺剖面底部发育侵蚀面的扁平砾屑灰岩, 他们从盆地背景角度认为可能和浊流有关。

在川西北地区所见的扁平砾屑灰岩(图 1-B、1-C)出现于飞仙关组一段, 位于角砾状灰岩沉积层之上。扁平砾屑可分为两种:①长度厘米级至十余厘米的顺层排列的竹叶状砾石(图 1-B), ②长度一般为1~2cm的板条状砾石, 岩层内可见显示风暴成因的菊花状结构(图 1-C)。显微镜下见砾屑与基质之间界线清晰, 砾屑边缘常以因压实作用而呈现不规则的泥质条纹与基质分界, 显示砾屑沉积时还未固化, 为同生砾屑。扁平砾屑灰岩下伏高能量条件下沉积的角砾状灰岩, 显示从角砾状灰岩到扁平砾屑灰岩, 水体能量有减低的趋势。在重庆北碚地区所见的竹叶状砾石(图 1-D), 分布于一套颗粒灰岩(颗粒主要为单一种属的介形类、腹足类生屑灰岩)的底部, 呈一定的叠瓦状排列, 砾石长度一般为1~2 cm。在层位上主要见于P/T界线黏土层之下, 与页岩呈互层产出, 竹叶状砾石应是风暴成因。

2.2.3 条带状灰岩

在重庆地区多个剖面所见P/T界线之上的条带状灰岩呈夹层产出, 厚度一般为0.5~2cm, 夹于灰质泥岩、粉砂质泥岩中或与之成为互层(图 2-A), 基本没有生物扰动现象。显微镜下观察条带为不规则灰质团块或较规则的灰质薄层(图 2-B); 泥质纹层被压实后对碳酸盐团块的干扰现象(图 2-B)比较普遍, 显示不规则的灰质团块是后期压实作用的结果, 泥质层对碳酸盐重结晶作用具有干扰作用。条带灰岩中碳酸盐岩与陆源沉积呈密集互层可能源于当时海洋环境的强烈不稳定性, 这种不稳定反映了当时生态系统对环境调配缓冲功能的丧失(赵小明等, 2008)。早三叠世早期海洋深部缺氧的、碱性的海水与表层富氧的水混合将引起异常的无机和微生物碳酸盐沉积(Woods, 2005)。上扬子地区早三叠世早期浅紫色条带状灰岩是无机碳酸盐快速沉淀而后遭受压实作用、泥质纹层被压入无机碳酸盐从而形成灰质团块的结果, 其浅紫色色调可能反映了表层富氧水的作用。

图2 重庆北碚中梁山北风井剖面飞仙关组一段条带状灰岩特征（A— 条带状灰岩夹层成层性好; B— 条带状灰岩的微观特征, 单偏光, 对角线长4 mm）Fig.2 Characters of ribbon limestone in the Member 1 of Feixianguan Formation of Beifengjing section in Beibei, Chongqing

图3 上扬子地区飞仙关组底部薄板状、纹层状灰岩（A— 水平层理极为发育的纹层状含粉砂泥质微晶灰岩, 合川盐井溪剖面; B— P/T界线黏土层及之上发育的纹层状灰质泥岩, 重庆北碚水井 坪剖面; C— 飞仙关组底部薄板状、纹层状沉积, 广元上寺剖面; D— 显现纹层的泥质微晶灰岩, 单偏光, 对角线长8mm, 广元上寺剖面）Fig.3 Laminated and thin-bedded limestone of the lowest member of Feixianguan Formation in Upper Yangtze Area

2.2.4 纹层状、薄板状泥质灰岩

在上扬子地区, 纹层状泥质灰岩在下三叠统飞仙关组内极为发育; 在上扬子北部地区, P/T界线之上沉积的多为薄板状泥质灰岩为主的岩层(图 3-A, 3-B, 3-C), 反映广泛的低能环境, 预示着这一时期早三叠世特提斯洋流活动趋于停滞, 这一现象与全球缺氧环境及海洋循环的停滞(Wignall and Twitchett, 1996; Isozaki, 1997)相一致。上扬子地区下三叠统纹层状、薄板状泥质灰岩主要为泥质微晶灰岩(图 3-D), 当泥质含量较多时为灰质泥岩, 部分地区含陆源粉砂较多, 宏观上水平层理极为发育。值得注意的是, 在川西北地区和重庆北碚地区的露头剖面可见P/T界线之上发育的该套沉积在几米至十余米厚度以上发育风暴沉积(童熙盛和唐勇, 1990)、角砾状灰岩或沙纹层理粉砂岩, 可能反映了上扬子地区古海洋水动力条件在P/T事件后从停滞到动荡的变化特征(时志强等, 2010)。

2.3 复合成因异常碳酸盐岩

2.3.1 鲕粒碳酸盐岩

P/T界线附近的鲕粒碳酸盐岩在意大利Dolomites 地区广泛发育(被称为Tesero鲕粒层; Horacek et al., 2007), 在土耳其南部地区, P/T界线发育在小于50m的鲕粒碳酸盐岩层内(Pruss et al., 2006)。在上扬子地区, 鲕粒碳酸盐岩广泛发育于印度阶中上部(飞仙关组一段顶部和飞三段), 吴应林等(1994)曾将重庆、湖北地区早三叠世印度期主要鲕粒滩相灰岩分为4个沉积期, 其位置由西向东迁移。

鲕粒的成因主要有有机和无机两种, 其中无机成因说是被人们普遍承认的(姜在兴, 2003)。上扬子地区广泛出现的早三叠世鲕粒碳酸盐岩内可见到同心纹层极为发育的鲕粒, 也可见到同心纹层不发育、甚至根本没有同心纹层的藻团粒。研究者对Geneva湖淡水鲕粒的调查(Davaud and Girardclos, 2001), 以及对巴哈马台地现代文石鲕粒的研究(Folk and Lynch, 2001)表明, 构成鲕粒的碳酸盐晶体的形成与超微细菌存在关联, 而且这些超微细菌对碳酸盐沉淀作用的影响与较大的细菌相似(梅冥相, 2008)。

上扬子地区早三叠世台地浅滩和缓坡型台地较浅水的缓坡环境常见鲕粒碳酸盐岩沉积, 形成于正常波浪和潮汐流多重作用的高能环境, 环境中沉积水体底部强烈的搅动可以造成颗粒的频繁移动(Galfetti et al., 2008; 梅冥相, 2008)。早三叠世上扬子地区位于较为封闭的古特提斯海域(Scotese, 1994), P/T转换时期巨型季风和剧烈的风暴将加剧沉积水体的动荡, 每年两次不同风向、不同潮湿度的季节风(其中北半球夏季时特提斯域的南风将在古特提斯地区带来大量降水, 而北半球冬季时特提斯域的北风是干燥的), 可能对鲕粒的形成有一定的促进作用。在重庆地区飞仙关组三段所见大套鲕粒碳酸盐岩的下部可见砾屑灰岩, 胡志水和赵永胜(1993)将其解释为风暴成因, 显示着研究区在鲕粒碳酸盐岩形成的前期是风暴强烈时期。

2.3.2 b型蠕虫状灰岩

b型蠕虫状灰岩是一种常见的错时相灰岩。中国学者在对三叠系的研究中早就注意到扬子区下三叠统中广泛分布而且十分有特色的“ 蠕虫状灰岩” , 并对其成因进行了多种探索解释(黄思静, 1984; 钱守荣, 1995; 赵小明等, 2008)。研究者一般认为多数蠕虫状灰岩是水化学和水动力成因的, 而湖北三峡地区的粒状蠕虫状灰岩可能是由化学凝聚或微生物凝聚作用形成(赵小明等, 2008)。

在新近的野外地质工作中, 作者在重庆北碚水井坪剖面发现大套蠕虫状灰岩(图 4), 初步将其时限定为晚二叠世最晚期沉积, 其证据主要有:①该套蠕虫状灰岩位于P/T界线黏土层之下, 蠕虫状灰岩的顶界距离界线黏土层约有7m; ②测试数据显示该套蠕虫状灰岩为明显的碳同位素正偏(2个δ 13C/δ 12C数值为3.772 119和3.703 619), 一般认为, 在P/T转换时期发生了全球碳循环的强烈扰动, P/T界线处发生了碳同位素的显著负偏(Holser et al., 1989; Korte et al., 2004; 2007; Payne et al., 2004; Horacek, et al., 2007)。

重庆北碚地区主要发育2套蠕虫状灰岩, 累积厚度大于15m; 由蠕体和基质两部分组成, 蠕体呈线条状(连续和断续)、粒状、短柱状、絮状和椭球状等特征, 蠕体大小一般长轴为5~50mm, 短轴为2~5mm; 基质填充在蠕体周围, 颜色较浅, 与蠕体界线明显。在偏光显微镜下, 可见蠕体主要由较纯的细粉晶方解石组成, 部分包裹有化石碎片, 以介形虫、双壳类、腹足类壳体较常见; 基质也主要由方解石组成, 但泥质含量较蠕体多; 镜下蠕体与基质呈多种接触关系, 有渐变式、缝合线、锯齿式等, 有的甚至没有明显界线。按照蠕体的分布形态, 作者借鉴了朱洪发等(1990)的分类方案, 将其大致归为3类:①异形杂乱状(图 4-A, 4-B):蠕粒外形奇特, 蠕粒间无明显的规律排列, 呈星点状、团块状、斑块状等杂乱不均匀分布; ②顺层连续线纹状(图 4-D, 4-E):蠕粒体顺层方向线状相连、平直排列, 无弯曲或弯曲弧度较小, 以长柱状或短柱状首尾相连; ③顺层断续线纹状(图 4-C):蠕粒大致连接成线, 但蠕粒明显被基质孤立呈斑块状、椭球状和粒状等。

重庆北碚地区P/T界线附近蠕虫状灰岩常组成从异形杂乱状到顺层连续线纹状的沉积旋回, 反映水动力由强到弱的变化趋势; 顺层断续线纹状蠕虫状灰岩应为连续线纹状灰岩受稍强的水动力改造的结果。重庆北碚地区水井坪剖面所见蠕虫状灰岩, 局部含有较多的类似藻团粒的不规则团块和腹足类、腕足类生物碎屑(图 4-F), 藻团粒大小不一, 形态各异。其可能的成因是P/T生物大灭绝后原来生物礁发育的高能地带间相对低能环境生长的平坦藻席沉积被风暴浪裹卷、破碎后再沉积而成。

3 讨论

P/T过渡时期古气候与古海洋条件 晚古生代冈瓦纳大陆和劳亚大陆的碰撞形成了一个单独的大陆— 泛大陆和一个巨大的海洋— 泛大洋、以及较小的特提斯海。晚二叠世和早三叠世泛大陆面积巨大, 几乎延伸贯穿到两极地区, 并对这一时期的古气候产生了重要影响。这一时期全球陆地和海洋的分布特征加强了南北半球因热量和压力差异而形成的季节性交替循环, 南北半球内部热量对比可能与现今发生的夏季亚洲季风类似, 但要强烈得多(Kutzbach and Gallimore, 1989); 气候模拟认为泛大陆被强烈的季节性降雨模式控制(Kutzbach and Gallimore, 1989; Wilson et al., 1994), 泛大陆和特提斯海的对称分布特征可能导致纬向环流的分解, 半球间的压力差使得气流越赤道而过, 当气流从一个半球传至另一个半球时会经过特提斯海, 而特提斯海将会提供大量的湿气和潜热到气团中(Kutzbach and Gallimore, 1989; Parrish, 1993), 其结果就会在特提斯沿岸地区产生强烈的季节性降雨, 且气候被潮湿的夏季和干燥的冬季所控制, 大陆内部一直十分干旱(Parrish et al., 1982; Davies et al., 1997)。

图4 重庆北碚水井坪剖面P/T界线黏土层之下的蠕虫状灰岩（A、B— 不规则蠕体杂乱分布; C— 蠕体大致顺层呈断续分布; D— 蠕体沿层面线状相连、平直排列; E— 蠕体呈线状平直排列的蠕虫状 灰岩与纹层状灰岩呈互层; F— 显微镜下局部蠕虫状灰岩微观特征, 见大小不一的微晶碳酸盐团粒, 单偏光, 对角线长4 mm）Fig.4 Vermiculate limestones below the P/T boundary clay band of Shuijingping section in Beibei, Chongqing

大气中的CO2和O2的重建表明P/T界线处大气CO2含量极为丰富, 而O2含量却处于较低的水平(Berner, 2006), 该时期全球变暖可能导致早三叠世飓风和冬季风暴发生的强度和频率增加(Barron, 1989; Ito et al., 2001; Kidder and Worsley, 2004), 晚二叠世和早三叠世海洋表层和底层都存在温暖海水, 这可能使飓风达到比现在更大的强度, 只要不登上陆地, 这些飓风会在长时间内存在(Kidder and Worsley, 2004)。

早三叠世的海洋表面流可能非常简单(Woods, 2005)。模拟研究认为泛大陆和泛大洋的海陆格局导致古大洋存在两个气旋系统, 一个是强烈的向西的赤道流, 一个是较弱的位于古纬度60° 左右的反方向流(Kutzbach et al., 1990); 特提斯海也可能呈现出类似的以赤道为中心的两个气旋流体统。这一时期古海洋底层水的缺氧条件也非常明显(Isozaki, 1997); 近乎停滞的海洋循环也许和极地— 赤道的温度梯度减小有关, 许多学者也认为停滞的海洋循环是早三叠世海洋缺氧的原因(Wignall and Twitchett, 1996; Isozaki, 1997)。Kidder 和 Worsley(2004)的模式显示蒸发的边缘海产生了温暖含盐的底层水, 并向上涌入极地地区。总体来说, 广泛的无氧和静海条件在这段时期存在于早三叠世深海环境, 无氧和次氧水在P/T界线处延伸至浅海环境(Woods, 2005)。

毫无疑问, 特提斯域P/T转换时期广泛发育的异常沉积, 与这样近乎极端的古海洋环境和古气候条件密切相关。停滞的海洋循环、剧烈的风暴、温暖的气候、每年两次穿越特提斯洋的巨型季风以及缺O2并富含CO2的海水、自然界后生动物极度萧条等与现今世界迥然不同的环境条件, 是异常碳酸盐岩得以发育并作为早三叠世重要沉积类型的基础。生物大灭绝事件发生以后, 底栖动物对海相沉积层表面的破坏几乎停止, 洋流近乎停滞, 与此同时表层海水饱受季风与飓风风暴的侵扰, 分布在生物礁或浅水碳酸盐岩台地之上的透光带菌藻生态系统生长为具有一定抗浪能力的微生物岩, 频繁的风暴对海底的影响使得同生期弱固结的碳酸盐软泥被打碎而形成同生砾屑, 一定的古地形坡度又加剧了风暴为诱因的碳酸盐沉积物重力流的发育; 此外, 碳酸钙过饱和的海水可以使得碳酸盐直接化学沉淀于海底, 同时巨型季风和风暴带来的黏土、粉砂与碳酸盐化学沉积共生, 这一系列过程发生于早三叠世早期特殊的古环境, 形成了多种多样的异常碳酸盐沉积。

4 结论

1)上扬子地区早三叠世最早期异常碳酸盐岩按成因可以分为3大类:A类— 生物成因的异常碳酸盐岩(包括微生物岩、a型蠕虫状灰岩2个具体类别); B类— 非生物成因(化学及水动力成因)的异常碳酸盐岩(包括角砾状灰岩、扁平砾屑灰质砾岩、条带状灰岩、薄板状、纹层状泥质灰岩等4个具体类别), C类— 生物、水动力及化学等复合成因的异常碳酸盐岩(包括鲕粒碳酸盐岩和b型蠕虫状灰岩)。

2)P/T转换时期异常碳酸盐沉积在近乎极端的古海洋环境和古气候条件下。停滞的海洋循环、剧烈的风暴、温暖的气候、每年两次穿越特提斯洋的巨型季风以及缺O2并富含CO2的海水、自然界后生动物极度萧条等与现今世界迥然不同的环境条件, 是异常碳酸盐岩得以发育并作为早三叠世重要沉积类型的基础。

作者声明没有竞争性利益冲突.

参考文献
[1] 冯仁蔚, 王兴志, 张帆, 等. 2007. 川西北广旺地区飞仙关组沉积岩石学特征及沉积环境分析[J]. 地质调查与研究, 30(2): 98-109. [文内引用:1]
[2] 冯增昭, 王英华, 李尚武. 1994. 中国南方早中三叠世岩相古地理[M]. 北京: 石油工业出版社, 1-162. [文内引用:1]
[3] 胡志水, 赵永胜. 1993. 重庆中梁山三叠系飞仙关组三段风暴沉积[J]. 沉积学报, 11(2): 121-127. [文内引用:1]
[4] 黄思静. 1984. 蠕虫状灰岩及其成因[J]. 成都地质学院学报, 3: 60-68. [文内引用:2]
[5] 姜在兴. 2003. 沉积学[M]. 北京: 石油工业出版社, 184. [文内引用:1]
[6] 梅冥相. 2008. 显生宙罕见的巨鲕及其鲕粒形态多样性的意义: 以湖北利川下三叠统大冶组为例[J]. 现代地质, 22(5): 683-698. [文内引用:2]
[7] 钱守荣. 1995. 蠕虫状灰岩成因新解[J]. 淮南矿业学院学报, 15(3): 15-19. [文内引用:1]
[8] 时志强, 伊海生, 曾德勇, 等. 2010. 上扬子地区下三叠统飞仙关组一段: P/T事件后从停滞海洋到动荡海洋的沉积记录[J]. 地质论评, 56(6): 769-780. [文内引用:1]
[9] 童金南, 殷鸿福. 2009. 早三叠世生物与环境研究进展[J]. 古生物学报, 48(3): 497-508. [文内引用:4]
[10] 童熙盛, 唐勇. 1990. 重庆凉风垭飞仙关组风暴流沉积[J]. 沉积学报, 8(3): 121-126. [文内引用:1]
[11] 王永标, 童金南, 王家生, 等. 2005. 华南二叠纪末大灭绝后的钙质微生物岩及古环境意义[J]. 科学通报, 50(6): 552-558. [文内引用:2]
[12] 吴亚生, 姜红霞, 廖太平. 2006. 重庆老龙洞二叠系·三叠系界线地层的海平面下降事件[J]. 岩石学报, 22(9): 2405-2412. [文内引用:1]
[13] 吴应林, 朱洪发, 朱忠发, 等. 1994. 中国南方三叠纪岩相古地理与成矿作用[M]. 北京: 地质出版社. [文内引用:1]
[14] 杨宝忠, 杨坤光, 夏文臣. 2007. 鄂东黄石地区下三叠统大冶组风暴沉积[J]. 古地理学报, 9(4): 379-386. [文内引用:1]
[15] 赵小明, 牛志军, 童金南, 等. 2010. 早三叠世生物复苏期的特殊沉积—“错时相”沉积[J]. 沉积学报, 28(12): 314-323. [文内引用:3]
[16] 赵小明, 童金南, 姚华舟, 等. 2008. 华南早三叠世错时相沉积及其对复苏期生态系的启示[J]. 中国科学(D辑), 38(12): 1564-1574. [文内引用:7]
[17] 赵永胜, 王多义, 胡志水. 1994. 四川盆地西缘早三叠世早期碳酸盐重力流沉积与环境[J]. 沉积学报, 12(2): 1-9. [文内引用:2]
[18] 朱洪发, 陆亚中, 葛万兴, 等. 1990. 镇江大力山中、下三叠统沉积特征及环境分析[J]. 矿物岩石, 10(4): 58-66. [文内引用:1]
[19] Barron E J. 1989. Severe storms during Earth history[J]. Geol. Soc. Am. Bull. , 101: 601-612. [文内引用:1]
[20] Baud A, Cirilli S, Marcoux J. 1997. Biotic response to mass extinction: The lowermost Triassic microbialites[J]. Facies, 36: 238-242. [文内引用:1]
[21] Baud A, Richoz S, Marcoux J. 2005. Calcimicrobial cap rocks from the basal Triassic units of the Taurus(SW Turkey), an anachronistic facies before the biotic recovery. Comptes Rendus[J]. Palevol, 4(6-7): 569-582. [文内引用:1]
[22] Baud A, Richoz S, Pruss S. 2007. The lower Triassic anachronistic carbonate facies in space and time[J]. Global and Planetary Change, 55: 81-89. [文内引用:1]
[23] Berner R A. 2006. Geocarbsulf: A combined model for Phanerozoic atmospheric O2 and CO2[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 70: 5653-5664. [文内引用:1]
[24] Davaud E, Girardclos S. 2001. Recent freshwater ooids and oncoids from western Lake Geneva(Switzerland ): Indications of a common organically mediated origin[J]. Journal of Sedimentary Research, 71: 423-429. [文内引用:1]
[25] Davies G R, Moslow T F, Sherwin M D. 1997. The Lower Triassic Montney Formation, west-central Alberta[J]. Bull. Can. Pet. Geol. , 45: 474-505. [文内引用:1]
[26] Ezaki Y, Liu J, Adachi N. 2003. Earliest Triassic microbialite micro-to megastructures in the Huaying Area of Sichuan Province, South China: Implications for the nature of oceanic conditions after the end-Permian extinction[J]. Palaios, 18: 388-402. [文内引用:3]
[27] Folk R L, Lynch F L. 2001. Organic matter, putative nannobacteria and the formation of ooids and hardground[J]. Sedimentology, 48: 215-229. [文内引用:1]
[28] Galfetti T, Bucher H, Martini R, et al. 2008. Evolution of early outer platform paleoenvironment in the Nanpanjiang Basin(South China)and their significance for the biotic recovery[J]. Sedimentary Geology, 204: 36-60. [文内引用:1]
[29] Holser W T, Schönlaub H P, Attrep J M, et al. 1989. A unique geochemical record at the Permian/Triassic boundary[J]. Nature, 337: 39-44. [文内引用:1]
[30] Horacek M, Brand ner R, Abart R. 2007. Carbon isotope record of the P/T boundary and the Lower Triassic in the Southern Alps: Evidence for rapid changes in storage of organic carbon[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 252: 347-354. [文内引用:1]
[31] Isozaki Y. 1997. Permo-Triassic boundary superanoxia and stratified superocean: Records from the lost deep sea[J]. Science, 276: 235-238. [文内引用:3]
[32] Ito M, Ishigaki A N T, Saito T. 2001. Temporal variation in the wavelength of hummocky cross-stratification: Implications for storm intensity through Mesozoic and Cenozoic[J]. Geology, 29: 87-89. [文内引用:1]
[33] Jin Yugan, Wang Yue, Wang Wei, et al. 2000. Pattern of marine mass extinction near the Permian-Triassic boundary in South China[J]. Science, 289: 432-436. [文内引用:1]
[34] Kershaw S, Guo L, Swift A, et al. 2002. Microbialites in the Permian-Triassic Boundary Interval in Central China: Structure, age and distribution[J]. Facies, 47: 83-90. [文内引用:1]
[35] Kershaw S, Li Y, Crasquin-Soleau S, et al. 2007. Earliest Triassic microbialites in the South China block and other areas: Controls on their growth and distribution[J]. Facies, 53: 409-425. [文内引用:1]
[36] Kershaw S, Zhang T, Lan G. 1999. A microbialite carbonate crust at the Permian-Triassic boundary in South China, and its palaeoenvironmental significance[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 146: 1-18. [文内引用:3]
[37] Kidder D L, Worsley T R. 2004. Causes and consequences of extreme Permo-Triassic warming to globally equable climate and relation to the Permo-Triassic extinction and recovery[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 203: 207-237. [文内引用:2]
[38] Korte C, Kozur H W, Bachmann G H. 2007. Carbon isotope values of Triassic lacustrine and hypersaline playa-lake carbonates: Lower Buntsand stein and middle Keuper(Germany)[J]. Hallesches Jahrbuch fur Geowissenschaften, 29: 1-10. [文内引用:1]
[39] Korte C, Kozur H W, Mohtat-Aghai P. 2004. Dzhulfian to lowermost Triassic δ13C record at the Permian/Triassic boundary section at Shahreza, Central Iran[J]. Hallesches Jahrbuch fur Geowissenschaften B Beiheft, 18: 73-78. [文内引用:1]
[40] Kozur H. W. 1998. Some aspects of the Permian-Triassic Boundary(PTB)and of the possible causes for the biotic crisis around this boundary[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 143: 227-272. [文内引用:1]
[41] Kutzbach J E, Gallimore R G. 1989. Pangaean climates: Megamonsoons of the megacontinent[J]. Journal of Geophysical Research, D3, 94: 3341-3357. [文内引用:3]
[42] Kutzbach J E, Guetter P J, Washington W M. 1990. Simulated circulation of an idealized ocean for Pangaean time[J]. Paleoceanography, 5: 299-317. [文内引用:1]
[43] Lehrmann D J, Wan Y, Wei J, et al. 2001. Lower Triassic peritidal cyclic limestone: An example of anachronistic carbonate facies from the Great Bank of Guizhou, Nanpanjiang Basin, Guizhou Province, South China[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 173: 103-123. [文内引用:2]
[44] Parrish J T. 1993. Climate of the supercontinent Pangea[J]. J. Geol. , 101: 215-233. [文内引用:1]
[45] Parrish J T, Ziegler A M, Scotese C R. 1982. Rainfall patterns and the distribution of coals and evaporites in the Mesozoic and Cenozoic[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 40: 67-101. [文内引用:1]
[46] Payne J L, Lehrmann D J, Wei J, et al. 2004. Large perturbations of the carbon cycle during recovery from the end-Permian extinction[J]. Science, 305: 506-509. [文内引用:1]
[47] Pruss S B, Bottjer D J, Corsetti F A, et al. 2006. A global marine sedimentary response to the end-Permian mass extinction: Examples from southern Turkey and the western United States[J]. Earth-Science Reviews, 78: 193-206. [文内引用:1]
[48] Scotese C R. 1994. Early Triassic Paleogeographic Map[C]. In: Klein G D(ed). Pangea: Paleoclimate, Tectonics, and Sedimentation During Accretion, Zenith and Breakup of a Supercontinent. Geol. Soc. Am. ,Spec. Pap. ,288, Boulder: 7. [文内引用:1]
[49] Sepkoski J J, Bambaeh R K, Droser M L. 1991. Secular changes in Phanerozoic event bedding and the biological imprint[M]. In: Einsele G, et al. (eds). Cycles and Events in Stratigraphy. Heidelberg: Spinger-Verlag, 298-312. [文内引用:1]
[50] Stanley S M. 1988. Paleozoic mass extinctions: Shared patterns suggest global cooling as a common cause[J]. American Journal of Science, 288: 334-352. [文内引用:1]
[51] Wignall P B, Twitchett R J. 1999. Unusual intraclastic limestones in Lower Triassic carbonates and their bearing on the aftermath of the end-Permian mass extinction[J]. Sedimentology, 46: 303-316. [文内引用:2]
[52] Wignall P B, Twitchett R J. 1996. Oceanic anoxia and the end Permian mass extinction[J]. Science, 272: 1155-1158. [文内引用:2]
[53] Wilson K M, Pollard D, Hay W W, et al. 1994. General circulation model simulations of Triassic climates: Preliminary results[J]. In: Klein G D(ed). Pangea: Paleoclimate, Tectonics, and Sedimentation During Accretion, Zenith and Breakup of a Supercontinent. Geol. Soc. Am. Spec. Pap. ,288, Boulder: 91-116. [文内引用:1]
[54] Woods A D. 2005. Paleoceanographic and paleoclimatic context of Early Triassic time[J]. C. R. Palevol. , 4: 463-472. [文内引用:4]
[55] Woods A D, Bottjer D J, Mutti M, et al. 1999. Lower Triassic large sea-floor carbonate cements: Their origin and a mechanism for the prolonged biotic recovery from the end-Permian mass extinction[J]. Geology, 27: 645-648. [文内引用:1]