中— 晚寒武世是寒武纪生命大爆发和奥陶纪生物大辐射两次重要生物演化事件间的过渡时期, 其间海洋后生动物的分异度一直持续在一个较低的水平(Sepkoski, 1993), 但生物单元的演替速率很高(Bambach et al., 2004)。该时期全球浅海沉积物具有其独特性, 包括碳酸盐岩台地广泛发育(Walker et al., 2002), 白云岩化作用强烈(Given and Wilkinson, 1987); 后生动物礁贫乏而微生物礁在多个板块上广泛分布(Rowland and Shapiro, 2002); 较深水区缺氧沉积发育等。这些生物学和沉积学特点可能与该时期特殊的古气候、古海洋环境有关。前人的研究表明, 中— 晚寒武世全球可能处于“ 超暖期” (super greenhouse), 该时期具有高洋壳新生速率(Gaffin, 1987)和高大气二氧化碳分压(Berner, 2005)。因此对中— 晚寒武世特征沉积类型、沉积事件和环境的讨论具有重要的地球生物学意义。

华南扬子台地中— 上寒武统具有许多全球性的沉积特点, 以下部的碳酸盐— 陆源碎屑混合沉积和上部的大套的碳酸盐沉积为主, 并明显表现出从西部古陆向东南台地边缘变化的带状沉积古地理分区(图 1)(如冯增昭等, 2001a; 马永生等, 2009)。近年来, 许多学者从不同角度对扬子台地中— 晚寒武世的沉积学、古地理学和古气候进行了研究, 认为中— 上寒武统形成于干旱炎热的浅水环境(如蒲心纯等, 1993; 刘宝珺和许效松, 1994; 陈旭, 2001; 冯增昭等, 2001a, 2004; 马永生等, 2009)。周雁等(2003)、梅冥相等(2005a, 2005b, 2006a, 2006b, 2007)建立了扬子台地中部地区中— 晚寒武世白云岩地层的区域性层序地层格架, 并恢复了三级海平面变化曲线。此外, 不少学者对该区蒸发岩的发育和分布(冯增昭等, 2001a; 门玉澎等, 2010)、白云岩的沉积和成岩环境(张秀莲等, 2003; 周雁等, 2003; 盛贤才等, 2009)、微生物岩(党皓文等, 2009)进行了研究。梅冥相等(2007)在层序地层的框架内对上扬子区寒武纪生物多样性事件与沉积事件的关系进行了有益的探讨。

图1

Fig.1

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	图1 扬子地台中— 晚寒武世古地理(修改自马永生等, 2009)和湖北兴山古洞口剖面位置Fig.1 Palaeogeographic map of Yangtze platform in the Middle-Late Cambrian with location map of Gudongkou section at Xingshan, Hubei Province(modified from Ma et al., 2009)

由于扬子台地中— 上寒武统沉积厚度大而岩性相对单调, 白云岩化强烈而原始沉积结构、构造常不易辨认, 化石稀少而年代地层学控制较少, 到目前为止前人相关沉积学研究多为大尺度的古地理学和层序地层学研究, 且主要集中在上扬子地台西部和台地边缘, 尚存在一些亟待解决的科学问题:(1)对于该时期地层中广泛分布的大套白云岩的成因存在不同认识, 已提出了萨布哈模式(张秀莲等, 2003; 盛贤才等, 2009)、回流渗透模式(张秀莲等, 2003; 邓长瑜等, 2004)、混合水模式(盛贤才等, 2009)等多种成因模式; (2)对于该时期沉积体系的特殊性及其与全球性和区域性古气候、古海洋条件变化和生物演化事件的关系缺乏深入的探讨。要解决上述问题, 首先需要对扬子台地中— 上寒武统进行细致的沉积相、沉积环境及其控制因素研究。作者选取扬子台地中部地区湖北兴山古洞口剖面中— 上寒武统覃家庙群和三游洞群剖面(图 1), 在详细的沉积相分析基础上, 从高频旋回地层学的角度, 对中— 上寒武统的沉积旋回类型和叠置方式进行研究, 进而综合分析环境变化规律并恢复中— 晚寒武世高频海平面变化曲线。有关该时期地层的白云岩化模式的讨论将另文发表。

华南板块扬子台地在中— 晚寒武世位于南半球中— 低纬度干旱带, 属冈瓦纳大陆的周缘块体(陈旭等, 2001)。扬子台地西缘和西北缘分布数块古陆, 其主体在中— 晚寒武世以稳定型碳酸盐沉积发育为特点, 并明显表现出从西部古陆向东南台地边缘变化的带状沉积古地理分区(图 1):西部近岸区以潮坪环境的碳酸盐和细粒碎屑沉积为主; 台地中部区以大套的白云岩沉积为主, 化石稀少, 陆源碎屑沉积物较少, 东南台地边缘区以较深水的页岩和灰岩为主, 部分层位化石较丰富, 多形成于台地边缘— 斜坡环境(冯增昭等, 2001a, 2001b, 2004; 马永生等, 2009)。在扬子台地西部近岸区, 中寒武统下部地层分为陡坡寺组和双龙潭组(图 2), 主要为一套黄绿色细粒陆源碎屑岩夹白云岩和白云质灰岩, 向上陆源碎屑沉积减少, 反映气候炎热干燥、蒸发作用较强的潮坪沉积(罗惠麟等, 1993)。扬子台地中部黔北地区的中— 晚寒武世沉积以陡坡寺组(或石冷水组和高台组)中薄层泥质白云岩夹细粒白云岩和娄山关群厚层白云岩为主, 为浅水碳酸盐岩台地沉积(项礼文等, 1999; 梅冥相等, 2006a)。扬子台地中部的三峡地区是作者研究区域, 详情下述。扬子台地边缘区的中寒武统下部为凯里组(灰绿、黄绿色含云母粉砂质泥岩夹少量泥晶灰岩)和甲劳组(黑色、灰黄色细粒碎屑岩、灰岩), 之上为厚层白云岩(娄山关群)(赵元龙等, 1993; 项礼文等, 1999; 梅冥相等, 2006b)。在扬子地台东部边缘区分布含生屑泥晶灰岩、薄板状泥晶灰岩和泥质泥晶灰岩, 包括团山组、 青坑组、 唐村组和部分仑山组, 属于上斜坡相带(孙乘云, 1993; 项礼文等, 1999)。

图2

Fig.2

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	图2 扬子地台各古地理分区中— 上寒武统划分、对比 昆明和曲靖地区地层划分、对比据罗惠麟等(1993); 遵义松林据赵元龙等(1993), 项礼文等(1999), 梅冥相等(2006b); 安徽梓桐据孙乘云(1993), 项礼文等(1999); 各剖面位置见图1, 其中梓桐剖面位于安徽省石台县丁香镇梓桐村Fig.2 Division and correlation of the Middle-Upper Cambrian in each palaeogeographic unit of Yangtze platform

兴山古洞口剖面(图1)位于距湖北省西部兴山县(原古夫镇)北2.6, km的东河古洞口水库公路两侧, 中— 上寒武统以灰色薄层中厚层硅质泥质白云岩、白云质灰岩(覃家庙群)和之上的厚层白云岩、白云质灰岩(三游洞群)为特征(袁鑫鹏等, 2009)。覃家庙群由王钰(1938)创建, 指主要分布于三峡地区黄陵背斜和神农架背斜周围的一套灰色薄层、中厚层硅质泥质白云岩、白云质灰岩、夹少量同生角砾岩和鲕状白云岩(项礼文等, 1987)。袁鑫鹏等(2009)根据在研究剖面磕膝包组下部发现的三叶虫化石和前人工作, 认为覃家庙群地层的时代为黔东统都匀阶的顶部至武陵统王村阶的中部(图2), 与华北板块毛庄组到张夏组中、上部的时代基本相当。三游洞群指分布于三峡地区的一套以厚层白云岩为主, 夹白云质灰岩、白云质页岩、同生角砾岩, 并含燧石结核或条带的沉积(项礼文等, 1999)。通过对于三游洞群顶部及上覆南津关组牙形石、笔石和三叶虫化石的综合研究, 确定其顶部属早奥陶世最早期(项礼文等, 1999)。项礼文等(1987)依据其底部发现的Paranomocare, Poshania sp.等三叶虫化石, 确定其底部时代为中寒武世晚期。按照彭善池(2008; 2009)对寒武系“ 四统十阶” 的划分方案, 三游洞群年代地层为武陵统王村阶中部到芙蓉统牛车河阶(图2), 与华北板块张夏阶中、上部到新广阶中部相对应。覃家庙群和三游洞群广泛分布于上扬子区东部, 横向岩性变化不大, 是扬子台地中部地区大面积白云岩沉积的典型代表之一(项礼文等, 1999)。

研究剖面地层总厚度为541.32 m, 出露良好, 其中覃家庙群厚度为276.83 m, 只有上部约46 m的地层被第四系覆盖; 三游洞群总厚度 264.49 m, 仅底部16 m和顶部1 m的地层被第四系覆盖。研究剖面覃家庙群和三游洞群可分为16个岩性段:

上覆地层:下奥陶统南津关组

三游洞群上部:

16.深灰色厚层亮晶砂屑白云岩, 白云岩化严重, 夹少量薄层泥晶白云岩, 顶部1 m厚层暗红色亮晶砂屑白云岩。1 m第四系覆盖。48.61 m

15.深灰色厚层亮晶鲕粒白云岩, 底部见叠层石。29.41 m

三游洞群中部:

14.灰色中层泥晶白云岩夹深灰色中厚层亮晶砂屑白云岩。17.83 m

13.深灰色厚层亮晶砂屑白云岩, 夹扁平砾屑白云岩。41.73 m

12.深灰色中厚层亮晶鲕粒白云岩夹浅灰色中层泥晶白云岩, 见波痕、交错层理。31.44 m

三游洞群下部:

11.深灰色中层亮晶砂屑白云岩与灰色中层泥晶白云岩互层, 见纹层状泥晶白云岩。18.78 m

10.灰色中薄层泥晶白云岩和深灰色中层亮晶砂屑白云岩, 夹灰色页岩。31.4 m

9.灰色中层泥晶白云岩夹亮晶砂屑白云岩、扁平砾屑白云岩, 见生物扰动构造。中部有16 m被第四系覆盖。26.48 m

覃家庙群上部:

8.深灰色中层亮晶砂屑灰岩与浅灰色中层泥晶白云岩互层。29.27 m

7.浅灰色中厚层亮晶砂屑鲕粒白云岩夹浅灰色薄层泥晶白云岩。32.55 m

6.浅灰色中薄层泥晶白云岩夹灰色页岩、薄层砂屑泥晶白云岩, 见大量硅质结核, 少量波痕。中部有46 m地层被第四系覆盖。75.25 m

覃家庙群中部:

5.深灰色中层亮晶鲕粒砂屑白云岩夹深灰色中层泥晶白云岩, 见大量波痕和交错层理, 该段顶部见蒸发盐。发育大量叠层石。21.20 m

4.深灰色中薄层泥晶白云岩夹灰色页岩。中部发育3.92 m红色中薄层泥晶白云岩夹红色页岩、红色薄层砂屑泥晶白云岩。28.16 m

覃家庙群下部:

3.深灰色中厚层亮晶鲕粒、砾屑、砂屑白云岩夹深灰色中薄层泥晶白云岩、深灰色中薄层泥晶砂屑白云岩、少量灰色页岩, 发育大量波痕和交错层理。22.21 m

2.深灰色中厚层泥晶白云岩夹灰色页岩、少量深灰色中薄层亮晶砂屑白云岩, 见少量波痕和小型交错层理。46.90 m

1.浅灰色薄层泥晶白云岩夹灰色、灰黑色页岩, 顶部发育3.92 m浅灰色中厚层亮晶白云岩, 可见少量小型交错层理。中下部见两层红色薄层泥晶白云岩。21.29 m

下伏地层被掩盖。

图3

Fig.3

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	图3 碳酸盐缓坡沉积相分布模式Fig.3 Model for sedimentary facies distribution on a carbonate ramp

根据颗粒类型、沉积结构、沉积构造等沉积岩石学特征的差异, 依照Dunham(1962)和冯增昭(1989)的碳酸盐岩分类方案, 古洞口剖面覃家庙群和三游洞群的沉积岩可划分为8个岩相(图 3):

1)泥岩、页岩。以灰色、灰绿色为主, 少量为黑色、红褐色; 多呈薄层状产出, 水平纹层发育(图 4-1, 4-2); 无浅潮下带高能沉积构造, 无暴露沉积构造。化石稀少, 只在覃家庙群底部页岩中发现三叶虫化石(袁鑫鹏等, 2009), 无生物扰动构造。该岩相在覃家庙群下部较发育, 常出现在向上变浅旋回的最下部, 伴生岩相主要为薄层泥质泥晶白云岩, 偶夹有扁平砾屑灰岩等风暴沉积物。

沉积环境解释:极细的沉积物粒度和发育的水平纹层均反映出该岩相形成于静水环境中(图 3)。同时缺乏泥裂等明显的暴露构造和其他潮汐作用的沉积构造可排除该岩相形成于潮坪环境的可能。在该岩相中保存较好的三叶虫也表明其沉积环境不是潮坪环境。故该岩相形成于风暴浪基面之下, 属碳酸盐岩台地上页岩盆地中的静水沉积(Osleger and Read, 1993)。

2)含泥质泥晶白云岩/泥晶白云岩。以灰色、深灰色为主, 少量为灰绿色、红褐色(图 4-1, 4-3; 图5-2)。其层厚从薄层、中层到厚层, 均有分布(图 4-3), 随层厚变大, 泥质含量变少。伴生发育燧石条带或结核, 个别层位可见不对称波痕, 偶见蒸发盐假晶、生物扰动构造(图 5-1, 5-2)。根据白云石晶粒大小的不同, 可以区分为泥晶、粉晶和细晶。该岩相一般位于向上变浅旋回的中、下部, 可与页岩相伴生, 其上常覆盖有叠层石、泥晶砂屑白云岩、亮晶砂屑/鲕粒白云岩等。该相主要分布于覃家庙群和三游洞群的中、下部。

图5

Fig.5

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	图5 古洞口剖面覃家庙群和三游洞群岩相野外照片 1— 泥晶白云岩, 发育生物扰动构造, 三游洞群下部; 2— 泥晶白云岩, 见石盐假晶(红色箭头), 覃家庙群中部; 3— 扁平砾屑白云岩, 三游洞群底部; 4— 交错层理发育的亮晶砂屑白云岩, 覃家庙群中部; 5— 交错层理发育的亮晶砂屑白云岩, 覃家庙群中部; 6— 不对称波痕 发育的亮晶鲕粒白云岩, 覃家庙群中部Fig.5 Fieldview of lithofacies in the Qinjiamiao Group and Sanyoudong Group at Gudongkou section

沉积环境解释:该相沉积物以泥晶为主, 指示水动力条件相对平静的沉积环境。蒸发盐假晶代表环境盐度的增高, 在局部卤水滞留的情况下均可形成, 对于水体的深浅没有较好的标识意义(Warren, 1999)。由于该岩相无暴露沉积构造, 缺乏颗粒, 无亮晶胶结物和浅潮下带高能环境沉积构造等, 判断其形成于正常浪基面之下, 偶然出现的波痕指示风暴作用的影响, 是深潮下带— 页岩盆地的深水低能环境下缓慢沉积的产物(Wilson, 1975)。

3)含砂屑泥晶白云岩/砂屑泥晶白云岩。以灰色、深灰色为主, 多呈薄层、中层产出。砂屑轮廓较清晰, 泥晶白云石结构。砂屑直径为20~200, μ m, 分选、磨圆中等 (图 7-2)。可见少量波痕、交错层理等沉积构造。该岩相往往处于旋回的中下部, 伴生岩相为含泥质泥晶白云岩和泥晶白云岩, 在剖面中分布零星。

沉积环境解释:该岩相类型的泥晶基质充填、颗粒的分选性中等的特征, 与Osleger和Read(1991)对美国上寒武统碳酸盐岩米级旋回讨论中的深潮下带岩石类型类似, 反映了正常浪基面之下水动力条件相对平静的沉积环境, 判断其形成环境是深潮下带。

4)泥晶砂屑白云岩。以灰色、深灰色为主, 多呈中层、厚层产出, 砂屑含量为50%~60%, 直径为5~200, μ m, 磨圆、分选性好(图 7-3, 7-4)。发育波痕和小型交错层理等沉积构造。

沉积环境解释:由其伴生高能沉积构造、较高颗粒含量及泥晶充填的特征, 判断其形成环境为正常浪基面附近(Osleger and Read, 1991)。

5)亮晶砂屑/砾屑白云岩。以深灰色为主。主要为中层和厚层, 少数为薄层(图 4-4, 图7-6)。砂屑含量大于50%, 直径为50~500, μ m, 分选差, 磨圆多为中等— 好(图 7-6, 图8-3)。砾屑直径为2~5 mm, 分选差, 磨圆中等。偶见少量三叶虫和棘皮类生物碎片(图 7-5)。往往伴生有波痕、交错层理、冲刷面、硬底构造和小型生物钻孔等沉积构造(图 5-4, 图7-5), 胶结物较丰富, 有时含有石英等细粒陆源碎屑物。大多数层位白云岩化严重(图 8-3)。该岩相主要位于旋回的顶部, 伴生岩相主要为中、厚层泥晶白云岩, 砂屑泥晶白云岩, 泥晶砂屑白云岩和叠层石等。

图7

Fig.7

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	图7 古洞口剖面覃家庙群岩相显微照片 1— 泥晶白云岩, 单偏光, 覃家庙群下部; 2— 砂屑泥晶白云岩, 砂屑分选、磨圆中等, 单偏光, 覃家庙群中部; 3— 泥晶鲕粒白云岩, 砂屑分选、磨圆性好, 红色箭头所指为陆源石英颗粒, 单偏光, 覃家庙群上部; 4— 泥晶砂屑白云岩, 单偏光, 覃家庙群上部; 5— 泥晶白云岩与上部的亮晶砂屑灰岩以硬底为接触面, 亮晶砂屑灰岩中有少量三叶虫碎片(红色箭头), 单偏光, 覃家庙群下部; 6— 亮晶砂屑白云岩, 砂屑分选差、磨圆中等, 单偏光, 覃家庙群上部Fig.7 Photomicrographs of lithofacies in the Qinjiamiao Group at Gudongkou section

图8

Fig.8

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	图8 古洞口剖面覃家庙群和三游洞群岩相显微照片 1— 亮晶鲕粒白云岩, 单偏光, 三游洞群下部; 2— 亮晶砂屑白云岩, 红色箭头所指为石英颗粒, 单偏光, 覃家庙群中部, 3— 亮晶砂屑白云岩, 受后期白云岩化作用严重, 红色箭头所指为残余颗粒, 单偏光, 三游洞群中部; 4— 亮晶鲕粒白云岩, 后期白云岩化作用严重, 红色箭头所指为残余颗粒, 三游洞群上部; 5— 扁平砾屑白云岩, 单偏光, 三游洞群中部; 6— 扁平砾屑白云岩, 砾屑被选择性白云岩化, 单偏光, 三游洞群中部Fig.8 Photomicrographs of lithofacies in the Qinjiamiao Group and Sanyoudong Group at Gudongkou section

沉积环境解释:该岩相沉积颗粒以砂屑为主, 亮晶胶结物丰富, 交错层理发育, 均指示水动力条件动荡的浅潮下带沉积环境, 与佛罗里达和巴哈马台地全新世浅潮下带沉积相(Enos, 1977; Hine et al., 1981)类似。

6)亮晶鲕粒灰岩/白云岩。以深灰色为主, 呈中、厚层产出, 少数呈薄层产出(图4-6)。颗粒主要为鲕粒(经白云岩化后形成残余鲕), 含有少量砂屑, 鲕粒大小一般为100~500 μ m。伴生沉积结构为波痕、交错层理和冲刷面等(图 5-5, 5-6)。个别层位含有陆源石英, 含量可达10%(图 8-2)。该岩石类型白云石化的程度较高, 三游洞群顶部白云岩化严重, 很难见残余结构的白云岩, 根据上下层位岩性特点和白云石的发育特点, 推测原岩可能为本岩相(图 8-4)。该相在向上变浅旋回中多位于顶部, 伴生岩相主要为中、厚层泥晶白云岩, 砂屑泥晶/泥晶砂屑白云岩和叠层石。主要分布于三游洞群。

图4

Fig.4

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图4 古洞口剖面覃家庙群和三游洞群岩相和沉积旋回野外照片 1— 覃家庙群下段红色岩层, 主要为薄层泥晶白云岩、砂屑泥晶白云岩, 该段以深潮下带旋回和页岩盆地旋回为主, 红色箭头所指为标志性红层, 覃家庙群下部; 2— 页岩盆地沉积旋回, 红色箭头指示为页岩, 可见其与薄层泥晶白云岩互层, 覃家庙群下部; 3— 深潮下带沉积旋回, 蓝色标注为深潮下带向上变浅旋回, 由薄层泥晶白云岩渐变为中厚层泥晶白云岩, 覃家庙群下部; 4— 浅潮下带沉积旋回由下部的泥晶白云岩(M)和上部的亮晶砂屑白云岩(G)构成的浅潮下带沉积旋回, 白色虚线为岩性界线, 覃家庙群上部; 5— 三游洞群下部“ 深浅相间” 白云岩, 由浅潮下带旋回组成, 旋回由下部的浅灰色厚层泥晶白云岩和上部的深灰色亮晶砂屑白云岩、扁平砾屑白云岩组成, 三游洞 群下部; 6— 浅潮下带沉积旋回, 由下部的泥晶白云岩(M)和上部的亮晶鲕粒岩(G)组成, 白色虚线为五级旋回界线, 三游洞群中部Fig.4 Fieldview of lithofacies and cycles in the Qinjiamiao Group and Sanyoudong Group at Gudongkou section

图6

Fig.6

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	图6 古洞口剖面覃家庙群叠层石的露头、光面和显微照片 1— 叠层石光面照片, 可见纹层状结构, 覃家庙群上部; 2— 叠层石野外照片, 侧向相互紧密连接呈半球状, 覃家庙群中部; 3— 叠层石显微照片, 可见沉积纹层截切微生物个体, 曲折的缝合线指示沉积纹层对叠层石的冲蚀作用, 单偏光, 覃家庙群中部; 4— 波状叠层石与亮晶砂屑白云岩光面照片, 上覆亮晶砂屑白云岩, 红色箭头所指为冲刷面, 覃家庙群中部; 5— 叠层石显微照片, 红色箭头所指为丝状蓝菌生物化石, 单偏光, 覃家庙群中部Fig.6 Field photos, rock polished surface photos and photomicrographs of stromatolite in the Qinjiamiao Group at Gudongkou section

沉积环境解释:由该岩相亮晶胶结物、典型的高能沉积构造如波痕和交错层理等特征可判断, 其形成环境为浅潮下带(Osleger and Read, 1991)。鲕粒的形成需要有持续不断的水流对鲕粒核心不断地搅动, 反映出水动力条件极其动荡。具有亮晶鲕粒结构的砾屑或复鲕的形成是鲕粒层打碎后搬运再沉积的产物, 其形成环境水深应大于鲕粒层形成环境。有些层位含有大量陆源碎屑石英, 代表陆源碎屑来源相对增多的近岸沉积。

7)扁平砾屑白云岩。深灰色, 薄层。砾屑分选差, 磨圆中等, 常具定向排列构造(图 5-3, 图8-5)。砾屑以泥晶结构为主, 有的可见选择性白云岩化(图 8-6), 而基质由泥晶白云石、亮晶白云石胶结物等构成。该岩相分布较广泛, 多数位于旋回的顶部, 与泥晶白云岩、亮晶鲕粒白云岩等相伴生。

沉积环境解释:这种破碎的碳酸盐砾屑多是早期的沉积物在半固结状态下受风暴作用打碎而形成, 之后可随风暴流搬运, 属风暴沉积, 所以可形成于多种浅海环境, 对沉积水深并没有较好的指示作用(Myrow et al., 2004; Ding et al., 2008)。本研究中具有亮晶白云石胶结物的扁平砾屑白云岩形成于浅潮下带(Ding et al., 2008)

8)叠层石。研究剖面中叠层石形态上多为穹隆状、波状, 纹层发育(图 6)。纹层主要由泥晶和粉晶互层构成(图 6), 少量由亮晶颗粒组构和泥晶组构构成, 偶可见沉积纹层对叠层石的冲蚀作用(图 6-3)。偏光显微镜下可见叠层石纹层中发育有缠结生长的薄壁管状丝状体(图 6-5)。该岩相往往位于泥晶白云岩或砂屑泥晶/泥晶砂屑白云岩之上, 亮晶砂屑/鲕粒白云岩之下, 主要在覃家庙群中、上部和三游洞群的下部发育。

沉积环境解释:关于本区泥晶、粉晶互层的叠层石的沉积环境, 党皓文等(2009)已进行了详细讨论。从叠层石本身厚度、侧向紧密连接的半球状形态、捕获泥晶形成的纹层以及无明显伴生浪成沉积构造等依据来判断(图 6), 泥晶、粉晶互层的叠层石主要生长于深潮下带上部。

研究剖面中— 上寒武统的8种岩相在垂向上有序排列, 形成了多种类型的向上变浅沉积旋回(shallowing-upward cycle), 也称米级旋回(meter-scale carbonate cycle; Oslager and Read, 1991; 梅冥相, 1993)。根据沉积旋回中岩相的叠置方式、旋回顶部岩相的沉积特征和沉积环境, 可以识别出3种沉积旋回类型, 即浅潮下带、深潮下带和页岩盆地沉积旋回。由于本区的岩相中缺少泥裂和鸟眼构造等暴露构造, 无羽状交错层理和脉状交错层理等潮汐水流的典型沉积构造, 所以本剖面潮间带、潮上带的岩相类型不发育, 也没有识别出典型的环潮汐带沉积旋回。

1)浅潮下带沉积旋回。浅潮下带位于平均海平面与正常浪基面之间, 与碎屑岩沉积相模式中的临滨下部— 过渡带环境大致对应。该沉积旋回类型主要包括以亮晶鲕粒白云岩、亮晶砂屑/砾屑白云岩或泥晶砂屑白云岩为顶的向上变浅沉积旋回(图 4-4, 4-5, 4-6), 旋回的下部主要由薄层泥晶白云岩等页岩盆地或深潮下带的岩相组成, 旋回厚度通常1~5 m。在旋回上部, 往往发育斜层理、交错层理、波痕和冲刷面等浅潮下环境的沉积构造。其中, 亮晶鲕粒白云岩、亮晶砂屑/砾屑白云岩具有丰富的亮晶胶结物, 代表高能动荡的浅潮下环境(Elrick and Read, 1991); 而以泥晶砂屑白云岩为顶的旋回与Osleger和Read(1991)在北美阿巴拉契亚被动大陆边缘晚寒武世碳酸盐岩台地识别出的浅潮下带沉积旋回基本一致。该类沉积旋回在剖面中分布广泛, 主要分布于覃家庙群上部和三游洞群大部。

2)深潮下带沉积旋回。深潮下带位于正常浪基面与风暴浪基面之间。该沉积旋回类型主要包括以含砂屑泥晶/砂屑泥晶白云岩、泥晶白云岩或叠层石为顶的沉积旋回(图 4-3), 旋回的下部主要由页岩、含泥质泥晶白云岩/泥晶白云岩等页岩盆地或深潮下带的岩相组成, 旋回厚度通常为0.5~1.2 m。含砂屑泥晶/砂屑泥晶白云岩中的颗粒含量明显较小, 并且没有伴生指示高能动荡环境的沉积构造。泥晶白云岩以厚层、中厚层为主(图 4-3), 叠层石泥质含量较高, 缺乏亮晶胶结物、交错层理和暴露构造等风暴浪基面下的特征表示这些岩相形成于较低能环境(Osleger and Read 1991)。该类沉积旋回主要分布于覃家庙群中、下部。

3)页岩盆地沉积旋回。页岩盆地的沉积物位于克拉通盆地内, 沉积于风暴浪基面之下。该沉积旋回类型主要包括以泥晶白云岩、泥晶白云夹泥页岩为顶的旋回, 旋回中页岩所占比例较高(图 4-2), 旋回厚度多为0.2~0.7 m。泥晶白云岩以薄层为主, 泥质含量较高, 一般夹页岩, 指示安静、贫氧的盆地环境(Osleger and Read 1991)。

碳酸盐岩地层中的沉积旋回具有等级性(Osleger and Read, 1993; Liu and Zheng, 1998), 其中上述向上变浅沉积旋回(或米级旋回)是野外可识别的基本旋回地层学单元, 一般具有万年级的沉积周期, 被称为五级旋回(Goldhammer et al., 1993)。而五级旋回可以进一步复合为四级旋回(约10万年级时限)、三级旋回(百万年级时限), 甚至二级沉积旋回(千万年级时限)(Goldhammer et al., 1993)。根据沉积相和沉积相序分析的结果, 本研究对古洞口剖面中— 上寒武统地层进行相对海平面变化曲线的恢复, 并识别出18个四级旋回和7个三级沉积旋回。研究区相对海平面升降的恢复主要是通过沉积相和各级沉积旋回类型的垂向变化获取的, 即:从页岩盆地的沉积相与沉积旋回→ 深潮下带的沉积相与沉积旋回→ 浅潮下带的沉积相与沉积旋回类型的变化指示出相对海平面的下降, 反之则代表海平面的上升。本研究采用Fischer图解方法(Fischer, 1964), 对沉积旋回的叠置方式(stacking pattern)和可容纳空间变化进行半定量分析, 并由此来重建相对海平面的变化趋势(Sadler et al., 1993; 苏德辰等, 1995; Liu and Zheng, 1998; Husinec et al., 2008)。

本研究区中— 上寒武统以大套碳酸盐岩为主, 有少量碎屑岩。总体上来看, 该时期可以完整地识别出7次大的海平面变化事件。海侵事件以页岩盆地、深潮下带的沉积相和沉积旋回为主, 很难见到波痕和交错层理等高能沉积构造; 海平面降低事件以浅潮下带的沉积相和沉积旋回为主, 大量发育波痕和交错层理等高能沉积构造。为了方便讨论, 从旋回地层学的角度, 将研究剖面划分为7个三级旋回, 进一步划分为18个四级旋回(图9, 图10)。

图9

Fig.9

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	图9 古洞口剖面覃家庙群和三游洞群下部岩相、沉积旋回和海平面变化 沉积环境:SB— 页岩盆地; DS— 深潮下带; SS— 浅潮下带Fig.9 Lithofacies, sedimentary cycles and sea-level changes in the Qinjiamiao Group and lower Sanyoudong Group at Gudongkou section

图10

Fig.10

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	图10 古洞口剖面三游洞群岩相、沉积旋回和海平面变化 沉积环境:SB— 页岩盆地; DS— 深潮下带; SS— 浅潮下带Fig.10 Lithofacies, sedimentary cycles and sea-level changes in the Sanyoudong Group at Gudongkou section

图11

Fig.11

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	图11 古洞口剖面覃家庙群和三游洞群Fischer图解 Fischer图采用Husinec等(2008)的Excel程序绘制Fig.11 Fischer plots for the Qinjiamiao Group and Sanyoudong Group at Gudongkou section

古洞口剖面覃家庙群和三游洞群的沉积相存在比较明显的差异(图9, 图10)。覃家庙群以深潮下带沉积的含泥质泥晶白云岩/泥晶白云岩为主, 夹有较多的细粒陆源碎屑沉积, 属陆源碎屑— 碳酸盐混合沉积; 旋回类型以深潮下带旋回为主, 浅潮下带旋回和页岩盆地旋回处次要地位(图 9)。三游洞群主要为大套浅潮下带亮晶鲕粒/砂屑白云岩, 浅潮下带旋回发育, 基本无页岩盆地旋回类型出现(图 10)。这种明显的差异受控于陆源碎屑供给、碳酸盐的生产速率、海平面变化, 并且有可能受到古气候的影响。

覃家庙群主要以碳酸盐沉积为主, 夹少量细粒陆源碎屑沉积, 属典型的混合沉积(Mount, 1984; 沙庆安, 2001; 董桂玉等, 2007), 然而对其沉积环境的解释尚存在争论。通常认为, 覃家庙群是蒸发暴露环境的产物(陈旭等, 2001), 其中主要混合沉积类型— 中、薄层含泥质泥晶白云岩/泥晶白云岩沉积, 常被解释为潮坪沉积(张秀莲等, 2003; 盛贤才等, 2009), 这一推论主要是根据纹层发育、蒸发盐假晶(张秀莲等, 2003)、萨巴哈白云岩发育(盛贤才等, 2009)等沉积学证据获得的。然而, 从前述沉积相和沉积旋回分析可以推断, 覃家庙群的含泥质泥晶白云岩/泥晶白云岩应为深潮下带— 页岩盆地沉积形成, 形成于半咸水的局限台地环境。理由如下:(1)覃家庙群中蒸发盐假晶零星分布(图 5-2)。在浅海沉积中, 蒸发盐假晶可能出现于萨巴哈类型潮坪的沉积物中, 也可能出现于较深水的潟湖之中; 其出现仅仅能够反映水体盐度的升高, 对于水深并没有好的指示意义(Warren, 1999)。(2)覃家庙群中的主要岩相中缺乏泥裂、鸟眼等暴露标识, 不能将其归入潮坪环境的沉积, 而其结构以泥晶和微晶为主(图 7-1), 说明其沉积环境为较深水、水动力条件相对平静的环境。(3)部分含泥质泥晶白云岩/泥晶白云岩中出现生物扰动构造(图 5-1), 在与之伴生出现的黑色页岩中发现三叶虫化石(袁鑫鹏等, 2009), 说明其形成环境的水动力条件较弱并适宜底栖动物生存, 不同于潮坪环境。(4)与之伴生出现的叠层石表现为侧向连续的波状— 半球状, 缺乏分枝和隔壁结构, 缺乏偶发性风暴造成的侵蚀构造(图 6), 代表深潮下带低能的水动力条件(党皓文等, 2009)。(5)覃家庙群含泥质泥晶白云岩/泥晶白云岩岩相往往与下部岩层如亮晶砂屑/鲕粒白云岩有截然的界线, 代表旋回的开始。在向上变浅旋回中, 通常在底部为页岩与薄层泥晶白云岩互层, 向上泥质含量逐渐减少, 碳酸盐岩变纯, 逐渐过渡为深潮下带上部沉积的厚层泥晶白云岩或叠层石, 指示沉积水深逐渐减小, 碳酸盐沉积速率逐步增大。(6)从旋回叠置的角度分析, 覃家庙群的旋回厚度比其上三游洞群厚度大, 代表更大的可容纳空间(图 11), 从而反映更深的水深。而三游洞群以大套浅潮下带亮晶鲕粒/砂屑白云岩为主, 覃家庙群沉积时的海平面应当更高。(7)从白云岩化模式的分析, 含泥质泥晶白云岩/泥晶白云岩并不是形成于潮坪的萨巴哈模式白云岩, 其白云石类型、氧碳同位素特征说明其形成于半局限台地内部中等盐度海水的回流作用, 而且没有淡水的参与(袁鑫鹏和刘建波, 2012; 作者未发表资料)。

覃家庙群沉积时期, 扬子台地近岸区以中、细粒陆源碎屑沉积为主夹白云岩、白云质灰岩(陡坡寺组和双龙潭组), 反映该相区临近物源区, 为更近岸浅水的环境(冯增昭等, 2001b)。台地中部区, 细粒陆源碎屑沉积逐渐减少, 相变为中、薄层泥质白云岩夹细粒白云岩和泥岩(遵义地区的陡坡寺组和三峡地区的覃家庙组)。这说明中寒武世早期扬子台地混合沉积的陆源碎屑来自西部古陆的风化和剥蚀。向台地边缘过渡区, 碳酸盐沉积逐渐减少, 逐渐相变为灰绿、黄绿色含云母粉砂质泥岩夹泥晶灰岩(凯里组和甲劳组)(赵元龙等, 1993), 沉积于风暴浪基面之下(Gaines et al., 2011)的浅水台地与较深水陆棚的过渡地带(梅冥相等, 2006b)。该地区的混合沉积更多地是由沉积水深加大造成碳酸盐生长和沉积速率降低所控制。而同样处于台地边缘区的皖南地区主要分布含生屑泥晶灰岩、薄板状泥晶灰岩和泥质泥晶灰岩(杨柳岗组和团山组)(孙乘云, 1993), 明显受到高的碳酸盐沉积速率的控制。

覃家庙群发育有9个四级沉积旋回和3个三级沉积旋回(图 9中旋回Ⅰ 、Ⅲ 和Ⅲ ), 其沉积作用明显受控于3次3级海平面升降过程。覃家庙群自下而上陆源细粒碎屑沉积逐渐减少, 浅潮下带的中、厚层亮晶颗粒白云岩相增多, 指示总体相对海平面下降的趋势(图 9)。顶部发育有生物扰动泥晶灰岩和亮晶砂屑灰岩, 且见生屑(图 7-5), 代表沉积末期有1次向开阔台地灰岩的转变。梅冥相等(2006a, 2006b)在上扬子区同期地层中识别出相同的相对海平面变化趋势。

综上所述, 中— 晚寒武世扬子台地主体经历了从页岩盆地(或深潮下带)到浅潮下带环境的演变, 沉积类型从较深水的陆源碎屑与碳酸盐的混合沉积变化为较浅水碳酸盐沉积(周雁等, 2003; 梅冥相等, 2006a, 2006b), 这明显受到相对海平面的下降和碳酸盐生长速率增加的影响, 而碳酸盐生长速率的变化与海平面和气候的变化有着必然的联系(Schlager, 2003)。中— 晚寒武世, 扬子台地上广泛发育的高频向上变浅碳酸盐岩旋回(图 9, 图10, 图11)是温室气候条件下的产物(Koerschner and Read, 1989)。该时期微生物岩广泛发育, 很大程度上反映了在强烈的温室效应下海水碳酸盐饱和程度的升高(Riding, 2006; 党皓文等, 2009)。白云岩广泛分布、后生动物的稀少, 能够反映半局限台地内部较高盐度的环境(梅冥相等, 2007; 袁鑫鹏和刘建波, 2012)。在中— 晚寒武世形成的管状岩发育低谷期同样受到高温气候、缺氧和贫营养环境在浅海区域广布等环境因素的控制(房亮等, 2012)。

中— 晚寒武世, 由于全球具有较高洋壳新生速率(Gaffin, 1987), 从而造成大气二氧化碳分压升高, 形成了显生宙最为显著的“ 超暖期” (Berner, 2004, 2005)。该时期浅水碳酸盐岩台地广泛发育于许多古大陆。高的温度、高频海平面变化以及广布的高盐度水体有利于白云岩的形成, 同时抑制后生动物的繁盛; 而CO₂浓度较高、温度较高的海水则有利于蓝细菌的钙化(Riding, 2006), 从而产生大量的微生物岩。由此可见, 中— 晚寒武世扬子台地的沉积特征反映了该时期独特的气候和古海洋条件。因此, 对扬子区, 尤其是宜昌地区中— 晚寒武世沉积相空间展布、沉积环境和海平面变化的细致研究, 为研究该时期扬子台地甚至全球环境变化及其与生物演化事件的关系提供了必要的基础。

通过对湖北宜昌地区中— 上寒武统覃家庙群和三游洞群岩相和沉积旋回的研究, 结论如下:

1)依据沉积相和沉积旋回类型的讨论结果, 识别出8个岩相和3种沉积旋回类型。研究区在中— 晚寒武世的沉积以潮下带沉积为主, 尤其是覃家庙群, 以深潮下带的沉积为主, 代表局限/半局限台地的干旱炎热的沉积环境。

2)通过沉积相与沉积旋回的叠置方式, 进行了高分辨率海平面变化曲线的恢复, 得出7个三级旋回, 18个四级旋回, 并利用Fischer图解等半定量方法进行可容纳空间的讨论, 认为研究区在中— 晚寒武世经历了海平面下降的过程。

3)通过沉积物的时间演化序列和沉积相的空间展布形式的讨论, 认为扬子地区中— 晚寒武世海平面整体下降。台地主体经历了从页岩盆地(或深潮下带)到浅潮下带环境的演变, 沉积类型从较深水的陆源碎屑与碳酸盐的混合沉积变化为较浅水碳酸盐沉积。