刘晓, 张元动, 周传明. (2012)浙西北上奥陶统文昌组和堰口组沉积特征及其意义* [J]. 古地理学报, 14(1): 101-116
Liu Xiao, Zhang Yuandong, Zhou Chuanming. (2012)Sedimentary characteristics of the Upper Ordovician Wenchang and Yankou Formations in northwestern Zhejiang Province[J]. Journal Of Palaeogeography, 14(1): 101-116. DOI:  
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浙西北上奥陶统文昌组和堰口组沉积特征及其意义*
刘晓1,2, 张元动1, 周传明1
1 中国科学院南京地质古生物研究所现代古生物学和地层学国家重点实验室,江苏南京 210008
2 中国石化华东分公司石油勘探开发研究院,江苏南京 210011

第一作者简介 刘晓,男,1982年生,硕士,毕业于中国科学院南京地质古生物研究所,沉积学与地层学专业。E-mail:liuxsucf@yahoo.com.cn。

收稿日期:2011-08-03
基金:*中科院知识创新工程方向性项目(编号:KZCX2-YM-122)和国家自然科学基金项目(编号:40532009)共同资助
摘要

晚奥陶世赫南特期是地史上的一个重要转折时期,在这一短暂的时期内发生了生物大灭绝、全球性冰川和全球性海平面剧降等事件。在南半球冈瓦纳大陆上以北非为中心的大陆冰盖急剧扩增,在国外许多地区和块体上常有冰碛岩和海退序列报道,但中国对该时期地层的沉积学研究还不多。浙西北地区晚奥陶世的文昌组和堰口组为一套海退型沉积,上段发育有华南该时期一套独特的砾岩和含砾砂岩沉积,根据该沉积及上下地层所含的笔石动物群分析,该套砾岩层的层位相当于赫南特阶Normalograptus extraordinarius笔石带,在形成时间上与奥陶纪末的全球冰川事件一致。当前研究表明,这套砾岩代表水下河道沉积,其砾石主要来自东南侧的华夏古陆。文昌组和堰口组砂岩成分统计分析显示,文昌组和堰口组的物源区具有再循环造山带性质,且砂岩的成分成熟度和结构成熟度均较低,与华夏古陆构造隆升紧密相关。文昌组和堰口组的沉积序列可与北非、中东、英国、瑞典、捷克等地的同期序列进行对比,是赫南特期全球性冰川事件在华南的响应证据。

关键词: 砾岩层; 冰川; 文昌组; 堰口组; 赫南特期; 奥陶纪; 浙西北
中图分类号:P534.42 文献标志码:文章编号:1671-1505 (2012) 01-0101-16 文章编号:1671-1505(2012)01-0101-16
Sedimentary characteristics of the Upper Ordovician Wenchang and Yankou Formations in northwestern Zhejiang Province
Liu Xiao1,2, Zhang Yuandong1, Zhou Chuanming1
1 State Key Laboratory of Palaeobiology and Stratigraphy,Nanjing Institute of Geology and Palaeontology,Chinese Academy of Sciences,Nanjing 210008,Jiangsu
2 Research Institute of Petroleum Exploration and Development,East China Company,SINOPEC,Nanjing 210011,Jiangsu

About the first author Liu Xiao,born in 1982,graduated from Nanjing Institute of Geology and Palaeontology,Chinese Academy of Sciences,majors in sedimentology and stratigraphy.E-mail:liuxsucf@yahoo.com.cn.

Abstract

Based on new collections of fossils from the Upper Ordovician Wenchang,Yankou and Anji Formations in northwestern Zhejiang Province,southeastern China,especially those significant graptolites,the Wenchang Formation is considered to be equivalent to the Yankou Formation,and is largely of Hirnantian Age.In Hirnantian Age,the Gondwana ice sheet,centered in the North Africa,reached its maximum,as evidenced by that more and more glacial deposits(tillites or diamictites)of the age have been reported across the world.The Wenchang and Yankou Formations yield well-developed conglomerates,which are unique in South China and might be related with the glaciation event.Regarding the origination of the conglomerates,there have been some debates and viewpoints from different perspectives.Based on sedimentary studies,these conglomerates display different sedimentary characters and mechanisms among localities and sections in the region.They represent several types of channel depositions in shallow water.A detailed regional lithofacies study of the Wenchang and Yankou Formations in northwestern Zhejiang Province indicates that a Zhe-Wan Basin was developed in the Hirnantian Age,with Cathaysian Land located to its southeast and served as the clastic source.The basin becomes deeper northwestwardly,following the palaeogeographic pattern of pre-Hirnantian.Petrological analysis of the sandstones in the Wenchang and Yankou Formations displays a low compositional maturity along with a low textural maturity,and a provenance of recycled orogenic belt,which indicate a probable sustaining uplift of the Cathaysian Land.The regressional sequence recognized in the Wenchang and Yankou Formations in northwestern Zhejiang Province can be well correlated with that of other continents or regions,such as North Africa,Middle East,U.K.,Sweden and Czech etc.

Key words: conglomerate; glaciation; Wenchang Formation; Yankou Formation; Hirnantian Age; Ordovician; northwestern Zhejiang Province
1 前言

浙西北地区主要指浙江西北部的淳安、建德、桐庐、临安、德清、安吉一带, 在奥陶纪位于浙皖海盆的东南缘。奥陶纪的浙皖海盆西连扬子台地, 东邻华夏古陆, 为陆表海盆(戎嘉余和陈旭, 1987; 陈旭等, 1995)。浙西北地区在奥陶纪末期沉积文昌组和堰口组(浙江区测队, 1965, 1967; 盛莘夫, 1974; 杨达铨, 1983; Ge, 1984; 钱家驹, 1987), 该套地层发育多种沉积构造, 古生物化石也较丰富, 其中还发育有华南地区晚奥陶世罕见的砾岩沉积, 对奥陶系— 志留系界线上下地层的划分对比具有重要意义, 其沉积环境和砾岩成因已引起许多学者的高度关注(何幼斌等, 1999; 范代读等, 2003; Zhang et al., 2007; 戎嘉余等, 2010)。

根据区域沉积、岩相和古生态特征, 多数学者认为文昌组和堰口组总体上属滨浅海沉积(罗璋和葛凡凡, 1982; 俞月德, 1985; 戎嘉余和陈旭, 1987; 梁鼎新和陈联儿, 1990; 朱洪发等, 1990)。具体针对文昌组和堰口组的砾岩沉积, 一些学者对其沉积特征、成因、构造古地理背景等进行了分析研究, 提出了不同观点, 包括滨海环境的冲积扇沉积(罗璋和葛凡凡, 1982)、快速沉积在滨岸或潮坪环境的磨拉石堆积(夏邦栋和吕洪波, 1988)、深水斜坡的碎屑流沉积(何幼斌等, 1998, 1999)、近岸水下河道沉积(范代读等, 2003)。吴浩若(2005)分析了浙西北这套砾岩的物源方向, 认为砾石来自西北侧的“ 江南隆起” , 而不是东南侧的华夏古陆, 反映古地理格局的转变。从该时期的全球环境背景来看, 文昌组/堰口组形成于奥陶纪末这一重要地史转折时期:冈瓦纳大陆冰盖扩增, 在冈瓦纳大陆及其周缘的块体上广泛发育冰碛岩, 同时伴随着全球性海平面的急剧下降、同位素异常和生物大灭绝等事件。

这次海平面下降幅度较大(通常认为可达80~100, m), 影响范围较广, 在全球多个板块和地区均可见海退序列。中国迄今尚未发现赫南特期的冰川沉积的直接证据, 但从区域岩相古地理角度, 天山北山蒙辽吉地区、准噶尔地区、塔里木地区、华南地区晚奥陶世的海退已被关注(李积金, 1984; 冯增昭等, 2001, 2004), 华南地区与冰川活动有关的生物大灭绝、海水古盐度变化、痕量元素变化、古生态记录也有过报道(Chen, 1984; 戎嘉余, 1984; 冯洪真等, 1993; 戎嘉余和詹仁斌, 1999; Zhang et al., 2000)。浙西北地区的文昌组和堰口组形成于晚奥陶世赫南特期, 为复理石— 类复理石沉积基础上的一套粗碎屑沉积, 沉积特征典型, 为研究区域构造和古地理演化以及浙西北乃至华南地区晚奥陶世沉积环境变化提供了较好的材料。

作者研究了浙西北地区16条文昌组和堰口组剖面(图1), 对其中8条进行了详细的野外观察和测量, 以桐庐桐君山、淳安潭头、临安堰口汤家、德清西门山— 汤坞里等4条剖面为重点开展研究。结合沉积构造分析、室内岩相分析、粒度分析等, 对文昌组和堰口组的砾岩成因和沉积环境进行了分析探讨, 根据采获的多门类化石标本, 进行生物地层学对比, 初步建立起与国内外同期沉积序列的对比关系, 以期揭示浙西北地区奥陶纪末期的沉积环境变化及其与全球性冰川事件的关联。

图1 浙西北地区晚奥陶世晚期古地理及剖面位置Fig.1 Section locations and palaeogeography of the later Late Ordovician, northwestern Zhejiang Province

2 地层沿革

文中研究的文昌组和堰口组与过去部分单位和专家使用的定义有一定区别, 其中涉及安吉组、文昌组、堰口组和张村坞组等多个岩石地层单元名称(表 1), 现对该两单元的地层划分和对比沿革简要说明如下。

表1 文昌组/堰口组沿革表 Table1 History of stratigraphic classification of the Wenchang and Yankou Formations

文昌组由浙江省区测队(1965)创名, 命名地点位于浙江淳安潭头文昌村附近, 代表整合接触于长坞组之上的一套以砂岩为主的沉积, 主要分布于常山— 桐庐一带, 上覆地层为“ 安吉组” (当时该组的底界以一套砾岩的出现为标志)。浙江区测队(1967)在临安— 安吉一带建立张村坞组, 以中层— 块状富含岩屑和泥砾的粉砂岩、细砂岩为主, 夹泥岩, 与下伏的于潜组整合接触, 与上覆“ 安吉组” 底部砾岩之间在局部地区呈“ 假整合” 接触。后来, 浙江省区域地层编写组(1979)将“ 安吉组” 下部砾岩层段命名为堰口组, 作为志留系最底部的岩石地层单元, 与上覆安吉组、下伏张村坞组(临安— 安吉一带)或文昌组(常山— 桐庐一带)整合接触。浙江省地质矿产局(1989)将临安— 安吉一带堰口组和下伏张村坞组合并为堰口组, 以灰绿色中厚层至块状细砂岩、中细粒砂岩夹粉砂质泥岩、粉砂岩为特征; 将常山— 桐庐一带的堰口组与下伏文昌组合并为文昌组, 以青灰色中厚层至块状中、细粒长石石英砂岩夹粉砂质泥岩为特征。俞国华(1996)在区域上将堰口组与文昌组合并, 统称文昌组。汪隆武等(2004)将萧山— 球川断裂以南、包括常山在内的“ 三山” (玉山— 江山— 常山)地区的一套相当于文昌组的一套杂色砂、泥岩地层命名为红家坞组, 与文昌组应属相变关系。

从区域上来看, 研究层段的古生物和岩性较为典型, 与上下地层差异明显。文中主要采用浙江省地质矿产局(1989)的方案, 在淳安— 桐庐一带称文昌组, 分为上、下两段(下段以块状砂岩为主夹粉砂质泥岩; 上段为砂岩和泥质粉砂岩, 底部以发育含砾砂岩及砾岩为特征), 主要产腕足类、腹足类和苔藓虫等介壳相化石。在临安— 安吉一带称堰口组, 也分为上、下两段(下段以粉砂岩和泥岩为主; 上段为砂岩、粉砂岩和泥岩, 底部常发育砾岩), 所产化石以笔石、腕足类和三叶虫为主(表 1)。

3 主要研究剖面及其特征

文昌组和堰口组在浙西北地区广泛发育, 以一套砂、泥岩为主要特征, 其上段底部的砾岩层在德清、安吉、临安、淳安、桐庐、建德等地均有分布, 但在区域上部分地区未见砾岩, 如富阳三溪口剖面、建德绪塘剖面等(图 1)。作者对桐庐桐君山剖面文昌组、德清西门山— 汤坞里剖面堰口组上段和临安堰口汤家剖面堰口组上段砾岩段进行详细的测量和描述。

3.1 桐庐桐君山剖面

桐庐桐君山剖面文昌组出露不完整, 下段未见底(底部淹没于富春江水下), 出露部分厚度182, m; 上段厚度14.1 m。根据岩性和沉积特征, 将文昌组自下而上分为5层。

层(1):对应于文昌组下段下部, 厚度大于70 m。该层岩性以青灰色中层— 块状砂岩和粉砂岩为主, 夹中薄层泥岩或粉砂质泥岩。砂岩中含大量的黄铁矿和泥砾, 并见生物扰动构造, 沉积构造主要有小型羽状交错层理、板状交错层理和不对称波痕等(图 2-8)。

图2 浙西北地区文昌组和堰口组的露头及沉积构造Fig.2 Outcrops and sedimentary structures of the Wenchang and Yankou Formations in northwestern Zhejiang Province

图3 浙西北地区文昌组和堰口组剖面对比Fig.3 Stratigraphic correlation of the Wenchang and Yankou Formations in northwestern Zhejiang Province

图4 浙西北地区临安堰口汤家剖面堰口组上段的露头及部分化石Fig.4 Outcrops and some fossils of the Upper Member of Yankou Formation in Tangjia section, Yankou, Lin'an of northwestern Zhejiang Province

图5 浙西北地区文昌组和堰口组的时代(据Chen et al., 2007整理)(A)及赫南特期全球碳氧同位素异常及海平面变化(据Brenchley, 2006)(B)Fig.5 Age of the Wenchang and Yankou Formations(modified from Chen et al., 2007)(A)and the Hirnantian anomalies of carbon and oxygen isotopes and global environment changes(after Brenchley, 2006)(B)

图6 浙西北地区文昌组和堰口组砂岩的镜下岩性特征Fig.6 Microphotos showing lithology of sandstone in the Wenchang and Yankou Formations in northwestern Zhejiang Province

图7 浙西北地区文昌组和堰口组砂岩成分狄更斯三角图(原图据Dickinson, 1985)Fig.7 Dickinson triangle diagram of composition of sandstone in Wenchang and Yankou Fomations in northwestern Zhejiang Province(after Dickinson, 1985)

图8 浙西北地区桐君山剖面文昌组砂岩粒度概率累积曲线Fig.8 Cumulative probability curves of grain size from sand-stone of the Wenchang Formation in Tongjunshan section in northwestern Zhejiang Province

层(2):相当于文昌组下段中部, 厚度大于95.6 m。该层岩性以青灰色薄— 厚层砂岩、粉砂岩为主夹泥质粉砂岩, 自下而上泥质含量增加, 上部的砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩中见薄层或条带状泥岩; 发育板状交错层理、平行层理和小型羽状交错层理(图 2-6, 2-7)。

层(3):相当于文昌组下段的近顶部, 厚16.4, m, 岩性为细砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩和泥岩, 局部为中厚层泥岩和粉砂岩, 其他多为泥岩和细砂岩(粉砂岩)构成的韵律互层, 单层厚3~10, cm, 砂泥比大约为3:1, 沉积构造主要为潮汐层理和小型羽状交错层理。

层(4):相当于文昌组上段的下部, 厚2.7, m, 岩性主要为砾岩、泥岩和细砂岩。砾岩层位于底部, 但层厚不稳定, 最厚1.4, m, 横向减薄为0.8, m, 砾岩层底面发育侵蚀冲刷面(图 2-1)。砾石呈次圆状— 圆状, 粒径以2~10, cm为主, 最大25 cm。砾石成分复杂, 以黑色燧石为主, 部分为乳白色石英岩、灰绿色凝灰岩和青灰色砂岩、粉砂岩。砾岩层自下而上包括3个部分:(1)中下部的砾岩层为砾石支撑(厚约0.95, m), 杂基成分主要为砂和粉砂级碎屑, 砾石呈圆状— 次圆状, 分选差, 排列有一定的定向性, 至顶部见叠瓦状排列(图 2-3); (2)上部厚约30, cm的含砾砂岩透镜体, 隐现交错层理, 发育两个小型冲刷面; (3)顶部15, cm厚的砾岩为砾石支撑, 砾石粒径1~4, cm为主, 明显变小。砾岩之上为15, cm厚的浅黑色泥岩。再向上为砂岩(粉砂岩)和泥岩韵律层, 砂泥比4:1至2:1, 波状层理及脉状层理发育, 近底部发育透镜状砾岩, 厚约20, cm, 横向延伸4, m左右, 为砾石支撑砾岩, 砾石粒径2~5, cm。

层(5):文昌组上段的上部, 厚11.4, m, 岩性为青灰色粉砂岩、细砂岩及灰黑色泥岩, 韵律特征更明显, 单层厚1~5, cm, 下部的砂泥比约为 3:1, 上部近于1:1, 下部沉积构造以脉状层理和波状层为主, 上部发育透镜状层理和波状层理(图 2-4, 2-5)。

3.2 德清西门山— 汤坞里剖面

德清西门山— 汤坞里剖面位于德清县三桥埠镇附近的104国道两侧, 西侧为西门山, 东侧为汤坞里。在国道西侧的西门山采石场出露堰口组下段顶部和上段的底部:下段顶部岩性主要为粉砂质泥岩, 局部含有大量笔石、三叶虫和少许腕足类化石; 上段底部的砾岩层段出露较好, 岩性主要为分选和磨圆较好的砾岩(图 2-9)、含砾砂岩和砂岩(图 2-10, 2-11), 砾岩层段之上为安吉组粉砂质泥岩, 其中含笔石、三叶虫和腕足类化石; 岩性序列见图3。

3.3 临安堰口汤家剖面

临安堰口汤家剖面的堰口组主要出露堰口组下段的顶部和上段(图 3):下段顶部为一套厚度大于3, m的灰绿色泥岩, 含双壳类化石; 上段岩性主要为分选和磨圆较好的砾岩、含砾砂岩、含砾泥岩和砂岩, 夹薄层泥岩或透镜体, 底部以一套砾岩层为标志, 发育大型侵蚀冲刷面(图 4-1), 砾岩中见海百合茎、苔藓虫等化石; 向上为砂泥岩段, 与安吉组泥岩呈整合接触, 含笔石、三叶虫和少许腕足类化石。

4 文昌组和堰口组的时代

当前国际奥陶系已统一了3统7阶的划分方案, 最上部的阶(赫南特阶)的底界以笔石Normalograptus extraordinarius的首现为标志(Normalograptus ojsuensis 的首现为辅助标志), 整个阶包括笔石Normalograptus extraordinarius 带(下)和Normalograptus persculptus 带(上)(陈旭等, 2006)。笔者等(Zhang et al., 2007; Chen et al., 2007)根据野外采获的大量化石标本, 在前人研究基础上对文昌组和堰口组的时代进行了进一步的厘定。

堰口组及其上覆安吉组含有较丰富的笔石, 以及适量的三叶虫、双壳类、腕足类和苔藓虫等化石, 本次采获Normalograptus extraordinarius, N.ojsuensis, N.rhizinus, N.laciniosus, N.avitus, N.mirnyensis, N.persculptus, N.anjiensis等。在临安堰口汤家剖面, N.extraordinarius 和N.ojsuensis首次出现在堰口组上段, 而N.persculptus首次出现于安吉组底部(AEP708-4, 标本编号, 以下同); 向下, N.ojsuensis在德清西门山— 汤坞里剖面首次出现于砾岩层之下约10~15 m(AEP723), 与三叶虫Dalmanitina (Songxites) wuningensis 等伴生。Normalograptus ojsuensis(= Diplograptus bohemicus, 见陈旭等, 2004)更低可至堰口组下部(钱家驹, 1987)。根据这些化石的产出层位, 可推断堰口组大致相当于赫南特阶下部和中部(图 5)。

文昌组主要分布于淳安— 桐庐一带, 以腕足类、腹足类等壳相化石为主, 但上覆安吉组和下伏长坞组的笔石能够大致限定文昌组的时代。淳安潭头剖面安吉组下部采到的丰富笔石, 其层位应相当于志留系底部Akidograptus ascensus带, 说明文昌组层位应在奥陶系/志留系界线之下(图 5)。文昌组之下的长坞组含有Dicellograptus complexus 带的笔石, 指示文昌组下部也可能包括部分凯迪阶顶部地层, 但文昌组大部分应相当于赫南特阶下部和中部。

5 岩石学和沉积学特征分析
5.1 岩石学特征分析

桐庐桐君山剖面文昌组自下而上采集8个层位的砂岩样品, 砂岩成分以石英和燧石岩屑为主, 其中石英占38%~50%, 岩屑约占31%~48%, 长石含量低, 约2%~6%, 杂基含量为10%~20%。岩屑中绝大多数为燧石岩屑和泥岩岩屑, 约占陆源碎屑总量的18%~35%, 还有少量岩浆岩和变质岩岩屑。在结构特征方面, 层(1)砂岩的杂基含量高, 为18%左右, 分选中— 差, 颗粒呈次棱角状— 棱角状, 磨圆差(图 6-1); 层(2)砂岩的杂基含量10%~15%, 分选中— 好, 颗粒以次圆状为主(图 6-2); 层(3)和层(5)砂岩的杂基含量较高, 约15%, 颗粒呈次棱角状— 棱角状, 磨圆差, 分选中— 差。砂岩结构特征自下而上的变化, 反映水体能量由弱到强再到弱的变化规律。从总体上看, 该剖面文昌组砂岩普遍具有较低的成分成熟度, 结构成熟度也偏低, 具有近物源和沉积物快速堆积的特征。

德清西门山— 汤坞里剖面堰口组上段的含砾砂岩分选差, 杂基含量15%左右, 颗粒呈次圆状— 次棱角状, 磨圆中等。砂岩的杂基含量低, 颗粒分选中— 好, 颗粒呈圆状— 次圆状, 磨圆中— 好(图 6-3, 6-4), 颗粒成分中石英占32%~40%, 岩屑57%~64%, 长石少见。岩屑以燧石为主, 占25%左右, 其次是泥岩岩屑、岩浆岩岩屑和砂岩岩屑。与桐君山剖面相比, 该剖面的砂岩和含砾砂岩成分成熟度较低, 仍具近物源特征, 但结构成熟度偏高, 可能与搬运过程和搬运距离的不同有关。

砂岩不仅直接记录了沉积物的母岩组合、改造强度等信息, 还可反映区域构造演化背景。Dickinson等提出碎屑— 物源区— 板块构造三位一体的分类方案(Dickinson and Suczek, 1979; Dickinson and Valloni, 1983; Dickinson, 1985), 并得到广泛的应用。夏邦栋和吕洪波(1988)运用狄更斯三角图对堰口组(相当于文中的堰口组上段)至泥盆系的砂岩做过类似的分析, 这些砂岩全部落在再旋回造山带内。结合沉积— 大地构造分析, 认为这段地层为一套磨拉石沉积, 砾岩作为磨拉石建造的底部, 代表物源区造山活动的开始。作者选取的砾岩层之上的砂岩、砾岩层内透镜状砂岩以及砾岩层之下的砂岩样品, 在狄更斯三角图上均落在再循环造山带区间内(图 7), 一定程度上说明文昌组和堰口组沉积期盆地的构造背景是一致的, 物源区造山活动的开始可能在文昌组和堰口组沉积之前就已开始。

文昌组和堰口组的砾岩在浙西北地区分布广泛, 从8条剖面的实地观察描述来看, 砾岩成分特征在区域上是基本一致的:砾石成分复杂, 但都以燧石为主。从区域地质资料来看, 浙皖地区硅质岩和硅泥质沉积主要发育在震旦纪和寒武纪, 并以震旦系皮园村组和寒武系荷塘组最发育(安徽省地质矿产局, 1987; 浙江省地质矿产局, 1989; 俞国华, 1996)。文昌组和堰口组砾岩中的砾石以黑色燧石为主, 粒度偏大, 磨圆好, 纹层发育(图 2-2), 推测皮园村组和荷塘组硅质岩可能是砾石的主要母岩。

5.2 沉积学特征分析

5.2.1 桐庐桐君山剖面

层(1):该层砂岩分选差, 磨圆差, 杂基含量高, 结构成熟度低, 表明其沉积时水体能量相对不高。砂岩的粒度概率曲线上跳跃组分由两个跳跃次总体组成, 斜率45° ~60° , 悬移组分含量占20%左右(图 8, T1), 与滨浅海砂岩的粒度概率特征相似, 且发育板状交错层理、小型羽状交错层理、水平层理、不对称波痕和生物扰动构造, 指示为浪基面附近的浅海环境。砂岩中含泥砾则与浅海风暴作用有关, 为滨浅海沉积。

层(2):该层砂岩分选中等, 磨圆中— 好, 结构成熟度偏高, 其环境能量较层(1)明显增强。砂岩的粒度概率曲线上跳跃组分由两个跳跃次总体组成, 斜率50° ~60° , 分选中等, 悬移组分含量占10%左右(图 8, T10)。发育大型板状交错层理、平行层理等沉积构造, 指示滨岸环境较强的水动力条件。

层(1)和层(2)见腕足类Rhynchotrema sp., Lepidocyctus sp., Zygospira sp.及苔藓虫和海百合茎等滨浅海相化石(范代读等, 2003), 也表示它们是滨浅海沉积。砂岩成分成熟度和结构成熟度均较低, 反映近物源快速堆积背景下的滨浅海沉积, 在物源供应速度上与下伏长坞组类复理石堆积存在继承关系。

层(3)和层(5):层(3)的岩性为粉砂岩、细砂岩和泥岩, 除局部位置的泥岩和粉砂岩为中厚层外, 其他多为泥质单层和砂岩单层构成的韵律, 单层厚3~10, cm, 沉积构造主要包括潮汐层理和小型羽状交错层理。层(5)岩性与层(3)基本相同, 但韵律层更为发育, 韵律单层厚1~5 cm。对这两段地层的潮汐层理的成因尚存在较大争议, 主要有潮坪沉积和深水内潮汐沉积两种看法。这两种沉积类型的水动力和沉积构造特征类似, 但正常潮坪沉积分选好, 粒度概率曲线特征明显, 由高含量的跳跃和悬浮总体组成, 曲线斜率高(赵澄林和朱筱敏, 2001); 内潮汐沉积的碎屑颗粒分选中等至较好(何幼斌等, 1998)。事实上, 潮汐层理除见于内潮汐沉积和正常潮坪沉积外, 还见于(扇)三角洲前缘的水下河道间, 由于一定程度上受波浪改造, 其粒度概率图中跳跃总体由两个斜率不同的次总体组成(赵澄林和朱筱敏, 2001)。在该剖面, 潮汐层理层段粒度概率曲线上跳跃总体被分为两个次总体, 且斜率低(图 8, T35), 颗粒分选差(标准偏差为1.16), 磨圆差, 呈棱角状— 次棱角状, 仍保留有部分快速堆积特征, 应属水下河道间的相对低能环境沉积。

层(4):该层砾岩呈层状, 底部发育大型侵蚀冲刷面(图 2-1), 具有水道沉积特征。砾岩层的中下部表现为砾石支撑, 砾石粒径较大, 分选差, 具有部分重力流沉积的特征, 但砾石磨圆好, 至该层中上部, 砾石显叠瓦状排列(图 2-3)。在该层上部的含砾砂岩内发育小型冲刷面, 并隐现交错层理。总体上看, 砾岩层自下而上砾石粒径变小, 呈正韵律, 砾石磨圆中— 好, 很可能是陆上搬运能力较强的河流或冲积体快速入水形成。

5.2.2 德清西门山— 汤坞里剖面

该剖面堰口组上段发育多层砾岩或含砾中粗砂岩(图 3)。砾岩内夹有薄层砂岩或砂岩透镜体, 含砾砂岩内发育多个叠置的砾岩透镜体, 反映了多期次的冲刷叠覆。砾岩为砾石支撑, 杂基含量低, 砾石直径以1~2, cm为主, 磨圆好, 多呈圆状, 分选中— 好(图 2-9); 含砾砂岩内发育大量交错层理和平行层理(图 2-10, 图3-11); 砂岩的颗粒分选中等, 磨圆中— 好, 杂基含量低, 为10%左右(图 6-3, 6-4), 为典型的牵引流水道沉积。自下而上构成2~3个砾岩— 含砾砂岩— 砂岩— 泥质粉砂岩的沉积旋回(图 3), 代表水下分流河道与河道间沉积的交互叠置。该剖面的砾岩层段为典型的牵引流水道沉积, 且搬运能力较强, 与桐君山剖面有明显的差别, 可能是长距离搬运后入海而形成的。

5.2.3 临安堰口汤家剖面

堰口组砾岩与下段顶部灰绿色泥岩(厚度大于10, m)之间为一个大型冲刷面(图 4-1)。砾岩中的砾石粒径为0.5~1, cm, 多呈圆状, 分选好(图 4-4); 砾岩层之上的含砾砂岩碎屑颗粒有一定的分选和磨圆, 杂基含量低, 具有较高结构成熟度, 为水下较长距离搬运的结果。砾岩层内夹有灰绿色泥岩层和透镜体, 砾岩层之上的含砾砂岩内发育泥岩和砾岩透镜体, 泥岩和砾岩内均含浅海生物化石, 指示砾岩与下伏陆棚泥岩之间的冲刷叠覆关系。砾岩内的苔藓虫主要为Homotrypa ramulosa和Homotrypa austini(图 4-3), 海百合化石的茎板相连, 茎长可达1.5 cm(图 4-2), 海百合是生活在滨浅海的固着生物, 这一相对完整的保存状态指示其搬运距离并不远, 砾岩沉积于滨浅海环境。

6 古地理特征分析

文昌组分布于淳安— 桐庐一带, 堰口组分布于临安— 安吉一带(图 1), 两者岩相、生物相和沉积相的横向变化在一定程度上反映了区域古地理特征。文昌组的化石以腕足类、腹足类等壳相化石为主, 下段岩性以砂岩为主, 桐君山剖面发育波痕、平行层理和交错层理; 淳安潭头剖面文昌组下段以厚层块状砂岩为主, 发育菱形波痕和冲洗交错层理, 属滨岸沉积类型。堰口组主要是笔石、腕足类和三叶虫为主的混合相, 堰口组下段由细砂岩、粉砂岩以及泥岩组成的韵律互层沉积为主, 岩性偏细, 发育小型交错层理, 余素玉和张平(1986)认为属陆棚沉积。上述对比显示, 浙西北地区文昌组和堰口组下段沉积期, 西北深、东南浅, 物源位于东南侧。

文昌组和堰口组上段的砾岩是华南上奥陶统独特的岩石组成单元, 包含了较为直观的古地理信息, 一些学者已认识到文昌组和堰口组砾岩主要来自硅质岩物源区(吴浩若, 2005)。本次研究结果显示, 除上段外, 文昌组和堰口组下段砂岩中, 燧石岩屑已占有较大比例, 更低层位的长坞组和于潜组复理石沉积中, 燧石岩屑含量已达28%(夏邦栋和吕洪波, 1988), 在一定程度上说明砾岩沉积前后物源性质变化不大。此外, 砾岩厚度、砾石粒径在淳安— 桐庐一带最大, 桐庐桐君山、淳安潭头和建德葛塘剖面砾径2~10, cm, 最大达25, cm, 砾岩层厚可达8, m; 而临安附近堰口组砾岩的砾石直径较小, 在汤家剖面仅为0.5~1, cm; 再向西至盆地西北侧的皖南一带, 晚奥陶世并无砾岩沉积, 显然砾岩沉积的物源方向为东南向西北, 整体古地理面貌与砾岩沉积之前是一致的。

值得注意的是, 浙皖地区两套主要硅质岩层位之一的震旦系皮园村组(或称灯影组), 沉积相带分异明显, 自皖南至江绍断裂以东由广海陆棚静水环境向蒸发台地— 局限台地环境转变, 硅质岩逐渐不发育, 代之以白云岩和藻白云岩(浙江省地质矿产局, 1989)。而荷塘组在该地区则发育硅质岩和硅质页岩, 因此, 浙西北地区文昌组的燧石砾石更可能来自江绍断裂以东的寒武系荷塘组。

7 文昌组和堰口组的沉积序列与赫南特期冰川活动和区域构造背景的关系

长坞组和于潜组具有典型的类复理石或复理石沉积特征, 时代为凯迪期(Zhang et al., 2007)至赫南特期, 文昌组和堰口组下段则为滨岸— 浅海陆棚沉积, 至上段已具有海陆交互特征, 发育水下分流河道砾岩沉积; 值得一提的是, 在浙西的常山一带, 文昌组和堰口组同期地层为发育紫红色泥岩、粉砂岩的红家坞组(汪隆武等, 2004), 并见波痕、双向、单向交错层理, 指示浙皖海盆局部已至潮上环境; 显示出浙西地区赫南特期发生了一次广泛的海退。这次海退终止于安吉组底部, 开始了快速的海侵。安吉组底部岩石类型已由文昌组和堰口组上段的粗碎屑转换为大套泥岩和粉砂质泥岩, 水体明显加深。化石面貌也明显转变, 尤其是在桐庐— 淳安地区, 文昌组为典型的介壳相类型, 至安吉组底部笔石化石开始大量出现。桐君山剖面安吉组底部更是显示出外陆棚深水沉积特征(蔡进功和李从先, 1990)。海退的原因, 通常无外乎区域构造和全球性海平面变化两个方面, 对研究区而言则牵扯到华夏古陆的造山活动和全球性海平面下降是浙西北地区晚奥陶世的两个重要地质事件。

7.1 构造活动

夏邦栋和吕洪波(1988)将于潜组和堰口组(相当于文中的上段)分别赋予复理石、磨拉石的属性, 首次提出该转换指示了盆地东侧造山活动的开始。戎嘉余等(2010)从地层古生物、古生态的角度认识到浙西北地区自长坞组沉积中期开始海水变浅, 并与全球海平面下降事件在时间上不同步(提前), 结合构造分析提出了华夏古陆在凯迪晚期拼合造山、向西扩展的观点。作者对文昌组上段及下段的砂岩均进行了岩石学分析, 认为其具有再循环造山带性质的物源区, 而且近物源、持续快速堆积特征典型, 堆积厚度较大, 是物源区构造活动性的反映, 也表明持续造山活动是浙西北地区奥陶纪晚期海退的原因之一。

7.2 全球性海平面变化

赫南特期的全球海退事件主要由南半球冈瓦纳大陆上大陆冰盖增生导致(Brenchley et al., 1991; Sutcliffe et al., 2000; El-ghali, 2005; Villas et al., 2006), 并伴随着碳氧同位素异常和生物大灭绝事件(Berry et al., 1995; Bergströ m et al., 2006; Brenchley, 2006; Delabroye and Vecoli, 2010), 继之而来的冰川消融带来了赫南特期末的快速海侵(Brenchley, 2004)。

赫南特期的冰川沉积主要见于西非— 北非(Sutcliffe et al., 2000; Ghienne, 2003, 2011)、土耳其(Monod et al., 2003)、约旦— 沙特阿拉伯(Armstrong et al., 2005; Lü ning et al., 2005; Turner et al., 2005)、捷克(Š torch, 2006)、奥地利(Schö nlaub et al., 2011)和南美(Dí az-Martí nez and Grahn, 2007)等地。例如:约旦南部和沙特阿拉伯西部等地, 赫南特期的滨岸砂岩遭受下切侵蚀, 其上沉积了一套冰川砾岩沉积(Armstrong et al., 2005; Lü ning et al., 2005; Turner et al., 2005); 土耳其南部, 形成于赫南特期的Halevikdere组粗砂岩是一套海相冰积岩, 具有水道沉积特征, 发育含有分选好的、硅质的砾岩透镜体, 底部常见下切侵蚀面(Monod et al., 2003)。在捷克的布拉格盆地, 赫南特阶是一套冰水混积岩(diamictite), 其中下部含有多层砾岩(Brenchley and Š torch, 1989; Š torch, 2006; Mitchell et al., 2011)。

在冈瓦纳大陆的大陆边缘上的浅海区, 以及远离冈瓦纳大陆的中低纬度块体之上, 虽然没有冰川沉积记录, 但存在由其引起的全球性海退现象。例如:冈瓦纳大陆西北缘的阿瓦隆尼亚板块上, 赫南特期的大海退使威尔士Meifod地区的陆架泥岩遭受广泛的下切侵蚀(Brenchley, 2006); 劳伦板块大陆边缘上的内华达中部地区, 外陆架和内陆架碳酸盐岩被暴露风化形成喀斯特面(Finney et al., 1999); 波罗的板块上的瑞典中部地区, 赫南特期的滨岸沉积直接盖覆在滨外陆棚沉积之上, 并形成区域侵蚀冲刷面(Dahlqvist and Calner, 2004)。赫南特期冰川事件在全球如此多的块体上直接沉积了冰积岩或留下了快速海退的沉积纪录, 显示了这次全球性冰川事件的广泛影响(图 9)。

图9 赫南特期沉积序列对比Fig.9 Correlation of sedimentary sequences of the Hirnantian Age

浙西北地区在文昌组和堰口组沉积期为明显的海退, 区域构造活动是其一个原因, 但仍无法掩盖全球性海平面变化因素。

1)浙西北地区赫南特期在文昌组和堰口组(相当于赫南特阶下部和中部)表现出的海退序列, 以及安吉组底部(相当于赫南特阶上部)的海侵在生物地层框架内与冰川造成的全球性海平面变化可精确对应(图 5), 与国外同期沉积序列可对比(图 9)。

2)赫南特期冰川活动除了造成海平面大幅度下降外, 还在晚期因冰川消融而使海平面快速上升, 如果因浙西北地区的区域性构造隆升(或造山)的同向效应而使与全球性海平面变化(下降)难以体现, 那么构造隆升背景下安吉组底部开始的海侵则充分反映了全球海平面变化(冰川消融带来的海平面快速回升)对浙西北地区的影响。

3)文昌组和堰口组沉积期的海退并非局限于盆地东南侧, 不同物源体系下的浙皖海盆西北侧(皖南一带), 同期的新岭组也初步显示出海退序列, 一定程度上表明非东南侧的华夏古陆扩展或造山单一因素所致。

8 结论

1)浙西北地区文昌组和堰口组同属晚奥陶世赫南特期。文昌组下段为滨岸沉积, 堰口组下段为浅海陆棚沉积, 反映该时期盆地自东南向西北水体变深, 物源区为东南侧的华夏古陆。文昌组和堰口组砾岩自西向东分别发育在浅海陆棚或滨岸沉积之上, 属滨岸— 浅海沉积体系下的水下分流河道沉积, 显示自东向西的堆积方向, 与砾岩沉积前相一致。

2)文昌组和堰口组为一套叠覆在复理石— 类复理石沉积之上的粗碎屑堆积, 近物源快速堆积特征典型; 自下而上的砂岩成分统计分析显示物源区具有再循环造山带性质, 指示区域构造的活动性。华夏古陆的持续扩展或造山是文昌组和堰口组海退序列发育的一个原因。

3)文昌组和堰口组沉积期的海退并非局限于盆地东南侧, 浙皖海盆西北侧有着同样的沉积响应, 并非东南侧构造活动这一单一因素所致; 从整个赫南特期来看, 文昌组/堰口组至安吉组底部构成海退— 海侵组合, 与国外许多地区的同期沉积序列可对比, 是冰川活动引起的全球性海平面变化在华南地区的响应。

致谢 中国石油大学(北京)冯增昭教授对文稿进行了仔细的审阅、修改,并提出了宝贵建议,中科院南京地质古生物研究所薛耀松研究员、南京大学林春明教授和中石油勘探开发研究院梁坤硕士给论文提供了大量帮助,黄冰博士和浙江省地调院俞国华高工协助进行野外工作,中石化江苏油田分公司地质研究院完成粒度统计。在此作者一并致谢。

作者声明没有竞争性利益冲突.

作者声明没有竞争性利益冲突.

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