通过对川南— 黔北地区奥陶系涧草沟组剖面的野外观察和室内样品薄片分析, 并结合前人的研究成果综合分析, 可将研究区内涧草沟组顶面沉积相划分为局限台地相、开阔台地相、浅滩相和潮坪相(图 2, 图3)。

2.1.1 局限台地相

局限台地相主要由涧草沟组顶部的灰色中层状瘤状灰岩组成(图 4-4)。局限台地相的岩性比较稳定, 岩石中颗粒含量很低, 多为瘤状泥晶灰岩; 含有很少量的生物碎屑, 生物多为受局限的生物, 如介形虫生物碎片; 偶见白云质灰岩, 多为低能静水环境形成。加之在黔中隆起北侧存在着较大面积的古暴露区和古剥蚀区, 古暴露区和古剥蚀区对水体具有一定的障壁作用, 因此在古暴露区和古隆起之间、古剥蚀区与古隆起之间的水体环境相对安静与局限。此外, 对于瘤状灰岩沉积环境的认识前人做过大量总结, 认为瘤状灰岩形成于碳酸盐台地浅水部位(高计元, 1988; 郭福生和梁鼎新, 1993; 张霞等, 2009), 晚奥陶世中上扬子地区为一碳酸盐缓坡环境(周名魁等, 1993; 牟传龙, 2011), 水体深度总体不大。综上, 作者认为该类瘤状灰岩应该为水体较浅的局限台地沉积, 该沉积相带主要发育在靠近古暴露区、古剥蚀区和古隆起的位置, 分布在大足— 江安— 威信— 古蔺— 桐梓一带。

图4

Fig.4

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图4 川南— 黔北地区上奥陶统宝塔组、临湘组和五峰组野外宏观特征Fig.4 Gross feature of the Baota, Linxiang and Wufeng Formations of Upper Ordovician in southern Sichuan-northern Guizhou Provinces

2.1.2 开阔台地相

开阔台地相主要为灰色泥灰岩、泥质灰岩、含泥质灰岩和瘤状灰岩。在川南— 黔北涧草沟组古生物研究方面前人做了大量工作发现, 涧草沟组普遍发育有三叶虫 Hommatocnemis, 据项礼文和姬再良(1988)对临湘组三叶虫、介形虫等化石的研究发现, 鄂西、黔西等地的临湘组均属于稳定的浅海碳酸盐沉积; 此外, 而据卢衍豪和周志毅的研究发现Hommatocnemis是一类典型的底栖三叶虫, 且这一时期上扬子浅海陆棚东部具泥质或泥灰质为主的海底, 海水浅而流畅(卢衍豪和周志毅, 1979)。前人均认为在川南— 黔北地区一带为浅海碳酸盐缓坡沉积(冯增昭等, 2004; 谢尚克等, 2011; 葛祥英等, 2012)。综上, 作者认为该套泥灰岩、泥质灰岩、含泥质灰岩和瘤状灰岩为开阔台地沉积。该相带主要分布在图幅东北部远离古隆起和古暴露区的永川— 綦江— 南川一带。

2.1.3 浅滩相

浅滩相为灰色中层状生物屑泥灰岩、灰色中层状泥晶生屑灰岩组成。在綦江东南的坡渡一带涧草沟组顶界岩性为灰色中层状生物屑泥灰岩, 为开阔台地内部的低能生屑滩。在道真巴渔一带, 涧草沟组顶界为一套灰色中层状泥晶生屑灰岩组成, 其中生物含量高, 多呈自然解体状态, 含量大于60%, 生物颗粒之间为灰泥充填(图 5), 为台内生屑滩沉积。

图5

Fig.5

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图5 道真巴渔剖面涧草沟组顶部浅滩相岩性特征Fig.5 Lithology of shoal facies at the top of Jiancaogou Formation in Bayu section, Daozhen area

2.1.4 潮坪相

潮坪相的岩性主要为灰黄色砂质页岩、灰黑色泥质灰岩。在古剥蚀区的周缘如长宁双河主要为灰黄色砂质页岩与页岩互层, 层内可见小型沙纹层理, 单层厚度约为1~2 cm, 为潮间带沉积; 在古隆起周缘如镇雄芒部为灰色泥质灰岩, 在遵义董公寺为浅灰色厚层泥灰岩, 碳酸盐潮坪标志并不发育, 未见藻纹层、叠层石、鸟眼、波痕和潮汐层理等相标志, 但根据岩性和前人对该地区的古地理研究(谢尚克等, 2011; 葛祥英等, 2012), 推测沿古隆起和古暴露区周缘分布小面积潮坪沉积。

通过对川南— 黔北地区奥陶系五峰组剖面的野外观察和室内样品薄片分析, 并结合前人的研究成果, 综合分析可将研究区工作区内五峰组底面沉积相划分为陆棚相、浅滩相和潮坪相(图 2, 图3)。

2.2.1 陆棚相

穆恩之(1954)、耿良玉(1986)对扬子地区笔石页岩的研究得出, 这一时期中上扬子地区水体深度较浅, 为陆表海沉积。后陈旭(1990)、周名魁等(1993)对扬子区笔石动物群做了详细研究认为, 扬子区黑色页岩、碳质页岩、硅质页岩(图 4-5)为深水半封闭环境, 并通过五峰组上覆及下伏地层分析, 当时的水体深度似应在GA3— GA4的范围(即30~100 m范围; GA为Graptolite Assemblage Zone的缩写, 即笔石组合带)。因此, 作者认为川南— 黔北地区的黑色页岩、碳质页岩、硅质页岩为陆棚相沉积。其中硅质岩中含丰富的放射虫, 属深水环境沉积(肖传桃等, 1996), 因此将硅质页岩和不含有粉砂和钙质的碳质页岩划为深水陆棚相; 将靠近古隆起并含有粉砂质或钙质的碳质页岩划为浅水陆棚相。

深水陆棚分布在宜宾— 泸州— 綦江— 涪陵一线, 以泸州一带为沉积中心; 深水陆棚相在江津附近(临7井)为黑色硅质页岩, 在綦江观音桥为黑色碳质页岩, 并伴生有黄铁矿。浅水陆棚分布在筠连— 古蔺— 桐梓一带和自贡— 内江一带; 浅水陆棚相在古蔺大坪为黑色含钙含粉砂页岩; 在兴文麒麟为黑色含钙含粉砂碳质页岩; 在盐津银厂坝为褐色钙质泥岩; 在长宁双河为黑色含粉砂碳质页岩; 在自贡附近(自深1井)为黑色含钙碳质页岩, 并有细粒黄铁矿伴生。

2.2.2 浅滩相

浅滩相主要为一套黄绿色粉砂质页岩, 分布在綦江坡渡一带, 是分布在深水陆棚相之中的低能碎屑岩浅滩。

2.2.3 潮坪相

五峰组潮坪相主要为一套黄色薄层细砂与页岩岩互层、黑色砂质页岩与黑色泥质粉砂岩互层。五峰组潮坪相在镇雄以北芒部附近主要为黄色薄层细砂岩与页岩互层, 单层厚度约8~10 cm, 但未见沙纹交错层理等, 因此推测为潮间带— 潮下带沉积; 向东至遵义董公寺为黑色砂质页岩与黑色泥质粉砂岩互层, 部分夹含钙质粉砂岩, 为潮下泥坪和砂坪间互沉积, 单层厚度多为1~3 cm, 具有水平层理、偶见小型沙纹层理, 砂质泥岩中可见笔石, 为潮下低能带。潮坪相分布在古隆起周缘, 潮坪宽度较涧草沟期末明显变小。

在凯迪期早期, 黔中隆起和川中隆起的控制着川南— 黔北地区的古地理格局, 凯迪期早期的古地理格局为:2个隆起、1个由局限台地和开阔台地组成的碳酸盐缓坡(图 6)。

图6

Fig.6

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图6 川南— 黔北地区晚奥陶世凯迪期早期涧草沟组顶部古地理图Fig.6 Palaeogeography map of the top of Jiancaogou Formation of the early Katian of Late Ordovician in southern Sichuan-northern Guizhou Provinces

古隆起是指显生宙以后由构造运动导致盆山转换, 由原盆地中的沉积体反转隆升造山、造陆, 转为新的剥蚀区和物源区, 古隆起的形成与分布直接控制沉积盆地内部沉积相带的展布与物源的供给(刘宝珺等, 1993; 许效松等, 2010)。在研究区存在2个古隆起, 即黔中隆起和川中隆起, 2个隆起皆为水上隆起。

黔中隆起。黔中隆起自尹赞勋(1949)提出后, 诸多学者对黔中隆起进行了大量的研究与总结, 并得出黔中隆起是经历了水下隆起和水上隆起2个阶段, 黔中隆起的水路转化始于凯迪期早期, 并在凯迪期晚期— 鲁丹期达到鼎盛(刘特民, 1987; 梅冥相, 1994; 牛新生等, 2007; 邓新等, 2010; 刘伟等, 2011)。因此, 黔中隆起对扬子地区凯迪期沉积环境的影响尤为显著。根据前人对黔中隆起的边界划定(刘特民, 1987; 冯增昭等, 2001; 万方和许效松, 2003; 张海泉等, 2010)显示奥陶系涧草沟组和五峰组沿彝良北部— 镇雄北部— 仁怀南部— 遵义北部— 绥阳南部一线尖灭, 在该线以北基本都有涧草沟组与五峰组沉积, 该线以南二叠系盖在中奥陶统之上, 缺失上奥陶统, 因此, 利用前人这一成果将黔中隆起北缘沿此线划分。在整个图幅范围内凯迪期早期与凯迪期晚期黔中隆起的位置基本一致, 只有在图幅的最东侧湄潭县附近, 黔中隆起在凯迪期早期比凯迪期晚期向北扩展。

川中隆起。川中隆起为一继承性隆起, 以乐山— 龙女寺古隆起为中心, 向西与龙门山古隆起相连。四川盆地中部多为地腹区, 没有地表露头, 为了确定古隆起的边界, 康义昌(1988)、甘昭国(1991)利用地震剖面和钻井资料确定晚奥陶世川中隆起的边界(图 7); 此外, 根据钻井资料发现自深1井缺失临湘组(甘昭国, 1991), 五峰组褐色含钙碳质页岩直接盖在了宝塔灰岩之上, 由此可见川中隆起在凯迪期早期应分布在自贡— 内江一带, 并向北东方向延伸(图 6); 川中隆起在凯迪期晚期则向北迁移。

图7

Fig.7

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图7 川中隆起边界(据康义昌, 1988; 修改)Fig.7 Boundary of Chuanzhong Palaeouplift(modified from Kang, 1988)

古暴露区。古暴露区内缺失涧草沟组, 因不知是涧草沟组沉积后沉积物被剥蚀掉还是发生沉积间断而没有沉积物, 而与古剥蚀区相区分; 又因为仅缺失涧草沟组, 暴露时间较短(小于8 Ma), 没有古隆起那样长的暴露时间, 因而与古隆起相区分。通过野外观察发现, 盐津银厂坝剖面整体缺失涧草沟组, 五峰组直接盖在宝塔组顶部(图 4-3, 图8); 根据四川省盐津地区的区调资料, 在盐津城北盐井坝剖面也整体缺失涧草沟组, 五峰组与宝塔组为不整合接触; 屏山北部宫深1井资料显示, 该地区缺失临湘组, 五峰组直接盖在宝塔组之上; 基于以上剖面绘出古暴露区范围。此外, 根据区调资料在柿子坝剖面处, 涧草沟组与五峰组连续沉积、整合接触(剖面2, 图8), 因此古暴露区并非与黔中隆起连为一体。另外, 区调资料显示, 在屏山西北方向、盐津西侧和南侧地区, 均有涧草沟组和五峰组沉积, 且两者为整合接触, 因此其范围应该不会向西延伸太远(图 6)。

图8

Fig.8

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图8 川南— 黔北地区晚奥陶世古暴露区和古剥蚀区地层对比Fig.8 Stratigraphic correlation of denuded zone and exposed zone during the Late Ordovician in southern Sichuan-northern Guizhon Provinces

古剥蚀区。古剥蚀区范围内涧草沟组顶部可见风化剥蚀现象, 但其剥蚀时间不足以形成风化壳(风化壳的形成时间约100 Ma), 更没有古隆起暴露时间长, 因而与古隆起和古风化壳相区分。兴文麒麟剖面存在临湘组沉积, 为一套瘤状灰岩, 但临湘组顶部有风化壳, 风化壳厚度6 cm, 成杂色黏土, 风化壳底部紧贴临湘组有1层褐色的铁质黏土层(图 4-1, 4-2; 图8), 因此在兴文附近存在古剥蚀区, 其分布范围在兴文— 叙永一带。

通过以上描述可以得出, 在凯迪期早期与凯迪期晚期之交, 在盐津— 筠连— 叙永— 水富— 屏山一带存在古暴露区和古剥蚀区, 且可以推测古暴露区在桑比期末期— 凯迪期早期率先隆起, 没有接受临湘组沉积; 进入凯迪期早期, 兴文一带接受临湘组沉积, 凯迪期早期末, 随着海平面继续下降, 兴文一带临湘组暴露出地表, 接受剥蚀; 进入凯迪期晚期后, 由于黔中隆起构造隆升, 盆地内部继续凹陷, 相对海平面上升, 整个暴露区和剥蚀区被海水淹没, 接受五峰组沉积。

台地相的展布面积最大, 自南西向北东水深逐渐变大, 局限台地以瘤状灰岩为主, 开阔台地以含泥质灰岩、泥灰岩为主; 在开阔台地内部綦江坡渡和道真巴渔一带分布有台地内部的生屑滩, 在綦江坡渡为生物屑泥灰岩, 在道真巴渔一带为泥晶生屑灰岩, 生屑含量大于60%, 为台内低能生屑滩。川南— 黔北地区晚奥陶凯迪早期涧草沟组顶部古地理展布自南西至北东方向依次为黔中隆起、潮坪、局限台地、古剥蚀区、潮坪、局限台地、开阔台地、生屑滩和开阔台地, 总体来看是一个自南西向北东水体逐渐变深的沉积格局(图 9); 但是从北西到南东方向古地理展布依次为川中隆起、潮坪、局限台地、开阔台地、生屑滩、开阔台地、局限台地、潮坪和川中隆起, 总体上为南北浅、中间深的沉积格局(图 9)。

图9

Fig.9

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图9 川南— 黔北地区晚奥陶世凯迪期早期涧草沟组顶部沉积剖面Fig.9 Depositional profile of the top of Jiancaogou Formation of the early Katian of Late Ordovician in southern Sichuan-northern Guizhou Provinces

凯迪期晚期的古地理格局为:南北两侧为2个古隆起、中间为1个黑色页岩盆地。2个古隆起为川中隆起和黔中隆起, 2个古隆起控制着沉积盆地内部沉积相带的展布与物源的供给, 在川中隆起和黔中隆起周缘发育潮坪相, 沉积相带较窄。在盆地中部则为陆棚相沉积, 靠近隆起两侧为含粉砂的浅水陆棚相沉积, 向盆地中部逐渐演变为以碳质页岩、硅质页岩为主的深水陆棚相沉积(图 10)。自北西至南东方向古地理展布依次为川中隆起、潮坪、浅水陆棚、深水陆棚、浅滩、深水陆棚、浅水陆棚、潮坪和黔中隆起, 总体上为南北浅、中间深的沉积格局(图 11)。

图10

Fig.10

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图10 川南— 黔北地区晚奥陶世凯迪期晚期五峰组底部古地理图Fig.10 Palaeogeography map of the bottom of Wufeng Formation of the late Katian of Late Ordovician in southern Sichuan-northern Guizhou Provinces

图11

Fig.11

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图11 川南— 黔北地区晚奥陶世凯迪期晚期五峰组底部沉积剖面Fig.11 Depositional profile of the bottom of Wufeng Formation of the late Katian of Late Ordovician in southern Sichuan-northern Guizhou Provinces

早古生代, 中上扬子地区总体上经历了从克拉通海相盆地(寒武纪— 中奥陶世)到克拉通基础上的隆后盆地(奥陶纪— 早志留世)的演化(牟传龙等, 2011)。中奥陶世以后, 受加里东运动的影响中上扬子地区表现出明显的挤压隆升构造背景, 在古地理格局上表现为隆起区扩大, 使早奥陶世镶边碳酸盐台地转换为碳酸盐缓坡沉积; 在晚奥陶世时期, 川中隆起、牛首山隆起, 黔中隆起和武陵— 雪峰隆起在晚奥陶世已具雏形并不断隆起, 华南构造开始反转, 沉积格局开始调整, 扬子地块成为隆后盆地(周名魁等, 1993; 刘宝珺和许效松, 1994)。凯迪期早期, 川南— 黔北地区仍为以瘤状灰岩和泥质灰岩为主的碳酸盐缓坡沉积。此后进入凯迪期晚期, 川南— 黔北地区进入页岩盆地环境。

对比凯迪期早期涧草沟组顶部和凯迪期晚期五峰组底部的古地理面貌, 可以推测晚奥陶世桑比期晚期— 凯迪期早期初, 中上扬子地区出现了海退, 这次海退一直延续到凯迪期早期末, 并在此时的古地理图上表现为黔中隆起北侧存在大面积的古暴露区和古剥蚀区, 而此时的沉积格局表现为2种:一种是自南西向北东水体逐渐变深的沉积格局(图 9), 另一种是南北浅、中间深的沉积格局(图 9); 至凯迪期晚期初, 华夏地块与扬子地块的构造挤压开始加速, 隆起区进一步扩大, 黔中隆起向北扩展, 由于“ 构造掀斜” 效应(许效松等, 1996)导致相对海平面快速上升, 使得沉积格局发生改变, 整体转换为南北浅、中间深的沉积格局(图 11)。

在凯迪期早期与凯迪期晚期这一转换阶段, 中上扬子地区不仅古地理格局面貌和沉积格局发生了如此显著的变化, 沉积物的变化也尤为明显, 由凯迪期早期一套碳酸盐缓坡沉积迅速转变为凯迪期晚期局限浅海环境沉积(周名魁等, 1993; 牟传龙等, 2011), 形成大面积的、低能的、欠补偿的缺氧还原性的沉积环境, 沉积了五峰组一套黑色碳质页岩和硅质页岩(图 4-5), 而五峰组和其上覆的龙马溪组黑色页岩是扬子地区重要的生油岩系。