主要由浅灰色至灰色厚层、巨厚层— 块状生物碎屑石灰岩和煤组成(图 2, 图3-A), 偶见沥青脉。生物碎屑主要以完整的绿藻类和大型底栖有孔虫为主, 常见受磨损的海百合、海星(图 3-B)和窗格苔藓虫碎片, 也见介形虫、腹足类(图 3-C)、腕足类、类和钙球, 其中绿藻类主要为裸松藻(图 3-D)和米齐藻(粗枝藻类的一种)。粗枝藻类为窄盐度生物, 只出现在正常盐度范围内, 生活在支持光合作用的透光带中, 一般被限制在几米的水深范围之内(Flü gel, 2004), 位于正常浪基面之上。底栖有孔虫同样为窄盐度生物, 生活在正常盐度范围的海洋环境中。现代大型有孔虫只能在暖水的热带和亚热带海洋中生存, 生活在浅的透光带区域, 通常与藻类共生。绿藻与底栖有孔虫特别是大有孔虫的生物组合反映了正常浪基面之上的沉积环境, 属于内缓坡环境。棘皮类动物(海百合及海星)和窗格苔藓虫碎屑磨损程度较高, 可能是受到正常浪基面之上的动荡水体的影响。绿藻类与棘皮类动物为不相容生物组合, 在内缓坡环境中的棘皮类生物碎屑应为别处搬运而来。交错层理、高能的生物滩以及颗粒灰岩的缺失, 说明研究区的内缓坡很可能为低能环境。内缓坡相带中煤的沉积代表了潮缘潟湖(沼泽)环境的产物。从上述指示正常盐度的生物化石来看, 内缓坡中开阔海亚相占主导。

主要由灰色薄至厚层状生物碎屑石灰岩、中至厚层含生物碎屑石灰岩 (图 2, 图4-A)、厚层灰泥石灰岩、深灰色中薄层泥质灰岩以及眼球状灰岩(图 2, 图4-B)组成。眼球状灰岩中的“ 眼皮” 中泥质和有机质含量较高, 而“ 眼球” 的成分是灰泥, 部分为岩屑组分, 偶见生物碎屑, 反映它们的来源不同。“ 眼皮” 为原地沉积, 反映静水沉积环境; “ 眼球” 组分是在黏土供应少、水体能量稳定的正常条件下, 瞬时性较动荡的水体混杂灰泥和生屑, 尔后在较静水环境下沉积下来形成的。眼球状灰岩是沉积作用和成岩作用的综合结果。

图2

Fig.2

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	图2 湖北恩施剖面栖霞组至茅口组底部地层柱状图Fig.2 Stratigraphic column of the Qixia Formation to the bottom of Maokou Formation at Enshi section, Hubei Province

图3

Fig.3

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	图3 内缓坡相的生物碎屑石灰岩照片（A— 浅灰色块状生物碎屑石灰岩, 野外照片, 恩施剖面; B— 含米齐藻和海星碎片的生物碎屑石灰岩, 米齐藻破碎严重, 海星碎片磨圆程度高, 桑植剖面, 单偏光; C— 含腹足类的生物碎屑石灰岩, 桑植剖面, 单偏光; D— 含大型有孔虫和二叠钙藻(属裸松藻属)的生物碎屑石灰岩, 恩施剖面, 单偏光）Fig.3 Photos of bioclastic limestone of inner-ramp facies

图4

Fig.4

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	图4 中缓坡相(含)生物碎屑石灰岩（A— 灰色厚层状含生物碎屑石灰岩, 灰岩底部为约1 cm厚的页岩, 恩施剖面; B— 眼球状灰岩, 眼球为灰泥石灰岩, 为风暴引起的沉积物, 眼皮为泥质灰岩, 为原地沉积, 桑植剖面; C— 丘状层理, 中缓坡典型的沉积构造, 恩施剖面; D— 生物碎屑石灰岩, 含海百合、小型有孔虫和介形虫, 海百合破碎严重, 桑植剖面, 单偏光; E— 生物碎屑石灰岩, 含海绵骨针, 恩施剖面, 单偏光; F— 生物碎屑石灰岩, 含窗格苔藓虫和有孔虫, 富含有机质, 恩施剖面, 单偏光）Fig.4 Photos of bioclastic limestone of mid-ramp facies

以含生物碎屑石灰岩为主的岩性特征, 特别是眼球状灰岩的出现, 指示晴天浪基面以下的广海环境, 是中缓坡相典型的沉积特征(Burchette and Wright, 1992)。在恩施地区厚层灰泥石灰岩中见到代表风暴沉积的丘状层理(图 4-C), 说明沉积水体处于晴天浪基面和风暴浪基面之间, 为中缓坡沉积环境。但这种丘状层理在别处一般难以见到, 可能与低能(或受保护)的缓坡环境有关。生物碎屑石灰岩富含海百合和小型有孔虫(图 4-D), 见海绵骨针(图 4-E)。含生物碎屑石灰岩中以苔藓虫(图 4-F)为主, 常见腕足类、海星、有孔虫和介形虫, 偶见钙球、单体珊瑚、双壳类以及三叶虫。小型底栖有孔虫和海绵骨针的出现反映了水深约为几十米(Burchette and Wright, 1992)。棘皮类(海百合和海星)为底栖型窄盐度生物, 生活在正常盐度、水体较为动荡的广海环境中(Burchette and Wright, 1992), 一般分布在中缓坡近端环境。含较多苔藓虫 (图 4-F)的石灰岩, 一般含较多有机质, 反映较深水的环境。海百合与苔藓虫的生物组合反映低纬度较深水环境, 一般出现在中缓坡远端。

主要由深灰色泥质灰岩与薄层灰泥石灰岩(图 2, 图5-A)组成, 在野外对应着低洼的地形。泥质灰岩中富含有机质, 常见完整的薄壳腕足类(图5-B), 偶见Neoanchicodium Endo藻(叶枝藻的一种, 一般将之归为绿藻(Kirkland et al., 1993))。薄层灰泥石灰岩中一般不含生物化石, 颜色为浅色(图5-C), 是风暴悬浮颗粒沉积的产物。泥质灰岩与灰泥石灰岩分别反映外缓坡环境中晴天和风暴沉积环境。叶枝藻的分布可能受到营养水平的影响(Flü gel, 2004), 它的出现可能与沉积水体较高的营养水平有关。泥质灰岩中常见磷质结核或条带, 磷质结核的出现说明上升洋流带来了丰富的营养物质。

图5

Fig.5

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	图5 外缓坡相泥质灰岩与灰泥石灰岩互层照片（A— 深灰色泥质灰岩与灰色薄层状灰泥石灰岩互层, 发暗色的岩石为泥质灰岩, 代表静水沉积, 发白的岩石为灰泥石灰岩, 是风暴悬浮沉积物, 指示较深的静水环境中周期性受到风暴的影响, 是外缓坡环境, 桑植剖面; B— A图中的泥质灰岩, 含薄壳腕足类化石, 富含有机质, 单偏光; C— A图中的灰泥石灰岩, 单偏光）Fig.5 Photos of muddy limestone intercalated with lime limestone of outer ramp facies

主要由粗纹层状泥质灰岩组成(图 3, 图6-A), 偶夹钙质页岩。显微镜下有机质含量较高, 见颜色较浅的钙质粉屑(图 6-B), 为风暴远端悬浮颗粒沉积, 说明是紧邻外缓坡相的盆地近端沉积环境。这种钙质粉屑的含量在显微镜下呈有规律的变化, 导致有机质含量发生变化, 形成细微纹层结构(图6-C)。此外, 恩施剖面栖霞组下部盆地相地层的有机碳含量呈周期性起伏变化(韦恒叶等, 2011)。生物化石含量很少, 多数未见任何生物化石, 说明沉积水体为贫氧的环境。此外, 纹层状的沉积结构代表安静的沉积条件, 是该内克拉通碳酸盐岩缓坡环境中水体最深的沉积环境。

图6

Fig.6

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	图6 盆地相泥质灰岩照片（A— 深灰至灰黑色粗纹层状泥质灰岩, 偶夹黑色钙质页岩(图中箭头所示), 钙质页岩代表最深水的环境, 未见宏观生物化石, 恩施剖面, 栖霞组下部; B— A图中的泥质灰岩, 富含有机质, 未见生物化石, 色浅的粉砂级骨屑为风暴悬浮沉积物, 单偏光; C— A图中的泥质灰岩, 有机质和粉屑含量的变化形成纹层状的结构, 单偏光）Fig.6 Photos of muddy limestone of basin facies

总之, 研究区以中缓坡环境为主, 其次为内缓坡, 外缓坡和盆地相发育较少, 分布较为局限。内缓坡和中缓坡缺乏指示高能沉积的交错层理, 反映为低能的沉积环境。从内缓坡逐渐过渡到外缓坡, 沉积相带垂向变化不频繁, 中缓坡向外缓坡过渡段未见指示斜坡的碎屑流沉积, 表明碳酸盐岩缓坡坡度较缓。

米级沉积旋回(或准层序)是沉积层序内部的基本构成单元, 这些旋回一般为几米厚, 沉积的时间周期达几十至几百个千年(Tucker, 2003)。对于碳酸盐岩缓坡来说, 内缓坡、中缓坡、外缓坡和盆地沉积环境的米级旋回组成又有所不同。内缓坡环境米级旋回底部一般为泥质灰岩、薄层灰泥石灰岩或者中层含生物碎屑石灰岩, 向上变为厚层至巨厚层状生物碎屑石灰岩, 旋回的顶部不发育暴露面。中缓坡环境米级旋回底部为泥质灰岩、薄层灰泥石灰岩, 向上过渡为中厚层含生物碎屑石灰岩或中层生物碎屑石灰岩。外缓坡环境米级旋回底部一般为泥质灰岩、纹层状钙质页岩, 向上过渡为薄层灰泥石灰岩。盆地环境米级旋回底部为钙质页岩, 向上过渡为泥质灰岩, 顶部有时会覆盖着1层10 cm左右的扁豆状灰泥石灰岩。这4种环境中的米级旋回均为向上变浅的旋回。旋回厚度向上变薄、不变以及变厚的米级旋回叠加样式分别反映退积、加积和进积的过程。当米级旋回叠置样式表现为退积时, 上覆旋回与下伏旋回相比(无论底积层还是顶积层), 沉积水深明显加大, 反映相对海平面快速上升、可容纳空间快速增长的过程, 代表海侵体系域的沉积特征。而当米级旋回叠置样式表现进积时, 上覆旋回水深比下伏旋回水深变浅, 反映相对海平面上升减缓、可容纳空间增长变慢、碳酸盐产率增高, 代表着高位体系域的沉积特征。

研究区栖霞组至茅口组下部发育两种类型的层序界面:Ⅰ 型和Ⅱ 型。Ⅰ 型层序界面分布在栖霞组底部, 界面之下为泥盆系砂岩或石炭系碳酸盐岩(图 7), 界面之上为古风化壳, 界面凹凸不平, 伴随有古喀斯特沉积特征, 说明为潮湿气候条件下形成的层序界面(Tucker et al., 1993)。在栖霞组中上部地层中一般缺乏陆上暴露标志, 不发育Ⅰ 型层序, 层序界面不容易识别。此时层序界面一般根据相带的转换以及米级旋回的叠加样式来识别(Tucker, 2003)。内缓坡相向中缓坡远端相的转换以及米级旋回由进积型向退积型转变(图 2, 图7)都反映高位域向海侵域的转变, 从而可识别层序边界(Tucker, 2003)。该层序边界一般对应于一个海泛面, 是Ⅱ 型层序界面。

图7

Fig.7

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	图7 鄂西— 湘西北地区栖霞组至茅口组下部层序地层格架Fig.7 Sequence stratigraphic framework of the Qixia to Lower Maokou Formations in western Hubei-northwestern Hunan Provinces

最大海泛面一般发育在深水沉积相带如盆地相、外缓坡相和中缓坡远端相中(图 2, 图7), 位于不同古地理位置的剖面, 其最大海泛面所处的相带稍有不同。一般来说, 最大海泛面处岩石颜色较深、泥质含量和有机质含量明显增加, 含有较多的磷质结核(图 7)。米级旋回的叠加样式由退积型向进积型或加积型转变, 反映海平面由快速上升向缓慢上升转变。这些深水沉积相和米级旋回叠加样式的转变过渡带说明此时海平面已经达到最大, 代表最大海侵。

根据旋回叠置样式及相转换面的位置, 可以将研究区栖霞组至茅口组下部划分为3个层序S1、S2和S3。每个层序内均可以划分出海侵体系域和高位体系域, 但缺乏低位体系域。根据金玉玕等(1999)对二叠系的划分, 对照最新的国际地层划分表(ISC, 2009), 栖霞阶包括乌拉尔统(Cisuralian)空谷阶(Kungurian)以及瓜德鲁普统(Guadalupian)罗德阶(Roadian)的下部, 栖霞阶至茅口阶下部时间间隔约6.0 Ma。因此层序S1、S2和S3中, 每个层序的平均时限约为2.0 Ma, 为三级层序。

S1层序由5至9个米级旋回组成, 这种不同沉积背景下的旋回发育程度差异表明某些旋回并没有被完整地记录下来。总体上看, 层序S1中下部的米级旋回厚度较薄, 上部旋回的厚度较厚, 组成一个向上变厚的旋回组。层序S2由6至8个米级旋回组成, 与S1一样也组成一个向上变厚的旋回组, 且旋回组的上部普遍为浅水沉积相带。S3由5个米级旋回组成, 也组成一个向上变厚、变浅的旋回组。因此, S1、S2和S3组成3个向上变厚、变浅的旋回组, 在野外形成大规模的高低起伏的地形。

石炭纪末期, 昆明运动造成扬子广大地区上升成陆, 研究区普遍遭受剥蚀, 地势较为平坦。然而, 鄂西地区发育自泥盆纪以来就存在的低洼地形(赵时久等, 1992)。栖霞早期海水分别从南部的常德地区以及东北部涌进研究区。最初海水局限在鄂西低洼地区(鄂西洼地), 沉积了一套含煤层系以及泥质碎屑岩, 构成了现在的湘鄂煤矿区。随着海侵的进行, 海水迅速淹没研究区, 鄂西洼地逐渐演变为较深水的局限台内盆地(图 8), 沉积了一套深灰色的泥质灰岩和纹层状黑色钙质页岩组合, 生物化石稀少, 有机质含量较高。研究区局限台内盆地形状类似蛇形, “ 蛇头” 分布在恩施— 鹤峰— 五峰地区, 而“ 蛇脖” 分布在松滋以东地区。在盆地边缘能见到大量的碳酸盐岩粉屑, 显微镜下显示微弱的斜层理, 为风暴成因的沉积特征。在局限台内盆地周围主要为浅水中缓坡环境, 岩性以灰色中至厚层状含生物碎屑石灰岩为主, 偶见丘状层理。紧靠局限台内盆地边缘的中缓坡地区地层沉积最厚。总体地形表现为南西高、北东低的格局。

图8

Fig.8

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	图8 栖霞早期层序S1岩相古地理（5— 兴山剖面; 6— 巴东水布垭剖面; 7— 石门磺厂剖面; 8— 利川黄泥塘剖面; 9— 秭归新滩剖面; 10— 建始茅草街剖面; 11— 桑植红沙溪剖面; 12— 宜都风古洞剖面; 13— 宜昌麻洋河剖面; 14— 南漳常家洼剖面; 15— 石门陈家湾剖面）Fig.8 Lithofacies palaeogeography of sequence S1 during the Early Qixia Age

图9

Fig.9

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	图9 栖霞晚期至茅口初期S3层序岩相古地理（5— 兴山剖面; 6— 巴东水布垭剖面; 7— 石门磺厂剖面; 8— 利川黄泥塘剖面; 9— 秭归新滩剖面; 10— 建始茅草街剖面; 11— 桑植红沙溪剖面; 12— 宜都风古洞剖面; 13— 宜昌麻洋河剖面; 14— 南漳常家洼剖面; 15— 石门陈家湾剖面）Fig.9 Lithofacies palaeogeography of sequence S3 during the Late Qixia and Early Maokou Age

随着栖霞期海侵的进行, “ 碳酸盐工厂” 逐渐建立, 碳酸盐供应速率逐渐赶上可容空间的变化, 原先的鄂西洼地逐渐被填平, 由之前的较深水台内盆地变为浅水中缓坡环境。整个研究区是碳酸盐中缓坡沉积环境, 岩性以中厚层含生物碎屑石灰岩为主。

该时期发生二叠纪乃至整个晚古生代最大的海侵, 研究区水体明显变深。桑植— 长阳— 荆州— 常德地区由原来的中缓坡沉积环境迅速演变成一个蘑菇状的较深水的外缓坡沉积环境(图 9)。“ 蘑菇颈部” 在常德地区, 与湘桂海槽相连, “ 蘑菇头” 分布在鹤峰— 松滋一带, 向东延伸至蒲圻— 广济一带(冯增昭等, 1997)。以来自南部的海侵为主, 湘桂海槽海水通过常德海峡涌入并迅速蔓延至研究区的中心。据Wang和Jin(2000), 栖霞晚期至茅口初期, 研究区东北角为斜坡— 盆地环境, 沉积物以泥质灰岩、薄层灰泥石灰岩为主。该沉积环境在研究区分布较为局限, 是研究区水体最深的沉积环境。该时期研究区仍然为南西高、北东低的地势格局。