碳酸盐岩定量分析对了解影响生物分布、颗粒粒度大小的控制因素及分析碳酸盐岩沉积条件和环境有重要的意义, 目前碳酸盐岩定量分析方法主要有估计法、图像法和点计数法。估计法在相分析中很常用, 主要是对薄片中的颗粒和基质的频率进行估计, 若仅考虑2种组分(颗粒和基质比等)或2~3种颗粒种类的频率时, 估计法有快速易行的优点, 但若对多种组分的频率进行分析, 估计法就存在较大的偏差(Flü gel, 2006)。图像分析法是依靠计算机软件识别的显微照片中像素灰度值或颜色来区分颗粒、孔隙、胶结物成分等(Van denBerg et al., 2002), 但是该方法往往不能对不同类型颗粒的相对丰度进行精确的定量, 存在一定的局限。点计数法亦是比较常用的方法, 可以统计不同类型颗粒的丰度, 最初是被广泛应用于碎屑岩的定量分析中, 近几十年来, 在碳酸盐岩定量分析研究中也取得了较好的成果(Jaanusson et al., 1972; Everts et al., 1999; Rasser, 2000; Keim and Schlager, 2001; Blomeier and Reijmer, 2002)。

文中采用点计数法并结合图像分析法进行定量分析。选取的岩石薄片如图2所示, 要求颗粒与基质界限清晰, 未经成岩作用强烈改造。借助计算机软件, 模拟图像分析法, 沿所有颗粒边界划出界线, 将颗粒和基质分开, 然后对颗粒充填黑色图案, 并通过软件识别显微照片颜色; 共对该薄片的7张显微照片进行图像分析, 求得总的颗粒百分含量。Flü gel(2006)指出在使用点计数法过程中, 坐标间距有3种选择:(1)比最大颗粒的直径大; (2)约等于最大颗粒直径; (3)约为最大颗粒直径的1/2或1/4。但究竟选择多大的网格间距, 目前并没有统一的标准或合理的解释。对该薄片的7张显微照片进行点计数法统计时, 由于该薄片中最大颗粒(未列出)超出照片范围, 故网格间距为最大颗粒不予考虑。将网格间距设定为平均粒径时, 测量点数为400个, 相对误差小于5%。

图2

Fig.2

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	图2 颗粒灰岩显微照片图像处理前后效果对比Fig.2 Comparison of effects before and after grainstone micrograph image processing

如表1所示, 统计的颗粒共分为7种:(1)藻类。主要是粗枝藻, 形态多为无分枝的叶状体, 与现代粗枝藻类似, 偏爱浅水、阳光充足的环境(Flü gel, 2006); 其次还含有少量的团块藻、古红藻和裸松藻等。(2)浅海生物。棘皮动物含量较大, 多为骨架碎片, 且很多骨片内部均呈现出网状组织, 部分以粗粒方解石的形式存在, 尤其是在泥晶灰岩中以亮晶方解石的形式呈现, 易分辨出的海百合类可见完整的六边形或同心环状茎板, 指示正常海盐度(Wilson, 1993); 有孔虫含量较大, 主要是底栖有孔虫, 均为碎片, 其在薄片中的形态特征多样, 有单房室、单列多房室、双列多房室、三列多房室等, 其中大小在毫米至厘米级的有纺锤 和麦粒 , 多数生活在盐度为35‰ 、含氧量正常的正常海水中(Flü gel, 2006); 亦含有较少量的双壳类、腹足类、腕足类、苔藓虫、珊瑚、介形虫和龙介虫等。(3)核形石。只出现在船山组灰岩中, 结构上分为核部和包壳层, 核部成分是生物碎屑、方解石颗粒、灰泥团块及藻粒等, 外部包壳常是粉尘状藻粒或藻丝体, 一般为椭球状, 长轴达1~3 cm。(4)球粒。含量较小, 为具圆形结构的细晶颗粒。(5)集合粒。含量较小, 具不规则外形, 反映的是低— 中等水动力条件。(6)未定颗粒。大多数被溶蚀, 由亮晶方解石充填或已重结晶, 不易分辨。(7)基质。泥晶为灰黑色, 多为隐晶— 微晶结构, 粒径小于0.004 mm, 有机质含量通常较高(文中不区分异地或原地泥晶, 只统计充填在颗粒之间的泥晶, 对泥晶化的颗粒则视为颗粒进行统计); 亮晶为粒径大于0.004 mm的方解石晶体, 大多呈不规则状, 相互连接形成镶嵌结构。

表1

Table1

表1(Table1)

表1 安徽宿松上石炭统碳酸盐岩颗粒类型及含量 Table1 Grain types and content of the Upper Carboniferous carbonate rocks in Susong area, Anhui Province

表1 安徽宿松上石炭统碳酸盐岩颗粒类型及含量 Table1 Grain types and content of the Upper Carboniferous carbonate rocks in Susong area, Anhui Province

根据剖面沉积特点和岩石学特征(图 3), 结合Dunham(1962)和冯增昭(1993)的石灰岩分类, 研究剖面中主要可识别出以下8种岩石类型。

图3

Fig.3

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	图3 安徽宿松上石炭统碳酸盐岩岩石学特征Fig.3 Lithological characteristics of the Upper Carboniferous carbonates in Susong area, Anhui Province

含砾石英砂岩。灰白色— 灰黄色, 薄层状, 砾石由石英、石英岩及燧石组成, 砾径3~5 mm, 分选较好, 次圆状; 胶结物主要是碳酸盐类, 其次是硅质。见于黄龙组底部。

角砾白云岩(图 3-a)。灰黄色, 中层状, 常呈透镜状产出, 主要由大小不等的角砾和白云石胶结而成, 角砾由白云岩破碎而成, 砾径20~50 mm, 无分选, 棱角— 次棱角状; 胶结物为粉、细晶白云石和方解石; 岩石表面可见少量遗迹化石。该种岩石形成于浪基面以上、潮汐冲刷作用强烈的高能带, 见于黄龙组下部。

粉晶白云岩(图 3-b)。灰色— 灰黄色, 中层状, 风化面上刀砍纹发育且具砂感, 粒径为0.01~0.05 mm, 分选较好, 见水平层理。形成于常年暴露在地表、只有大潮和风暴潮期间才会被淹没、受波浪和潮汐作用微弱、海水循环受限、蒸发作用强烈、无生物发育的低能带中, 见于黄龙组中下部。

颗粒灰岩。包括2种, 分别是生物碎屑颗粒灰岩(图 3-c)和含生物碎屑核形石颗粒灰岩(图 3-e)。前者特征表现为:灰色— 灰白色, 中层状, 颗粒支撑, 基质分为亮晶和泥晶; 颗粒含量为80.3%~81.6%, 平均为81.1%; 主要颗粒为有孔虫和棘皮类, 含量为61.7%~69.0%, 平均65.3%, 生物破碎程度较高, 表明受水流和波浪的冲刷、簸选作用强烈; 部分颗粒外镶嵌有泥晶套, 碎屑被泥晶化, 具典型的浅滩环境标志。该类岩石形成于台地上的高能浅滩环境中, 见于黄龙组中部。后者特征为:灰白色, 中— 厚层状, 颗粒支撑, 基质主要为泥晶; 颗粒含量为80.0%~82.4%, 平均81.2%; 主要颗粒为核形石, 含量为15.1%~29.4%, 平均22.3%, 其次为钙球和浅海生物碎屑, 钙球含量为21.7%~34.5%, 平均28.1%, 可能为一些浮游藻类(Flü gel, 2006); 浅海生物碎屑主要为有孔虫类, 含量为13.4%~21.2%, 平均17.3%。发育于中高等能量、极浅水环境中, 见于船山组中上部。

泥粒灰岩。可进一步分为生物碎屑泥粒灰岩(图 3-d)和含生物碎屑核形石泥粒灰岩相。前者特征表现为:浅灰色— 深灰色, 中— 厚层状, 颗粒支撑, 基质主要为泥晶; 颗粒含量为58.1%~79.8%, 平均69.3%; 主要颗粒为浅海生物碎屑, 以有孔虫类和棘皮类为主, 含量为40.2%~62.6%, 平均54.4%, 生物破碎程度中等; 黄龙组上部粗枝藻含量高达13.7%, 表明其形成于台地上接近浅滩的洼地中, 是台地上浅水和较深水之间的过渡环境沉积, 见于黄龙组中上部和船山组底部。后者特征表现为:浅灰色— 深灰色, 中层状, 颗粒支撑, 主要基质为泥晶; 颗粒含量为74.5%, 主要颗粒为核形石, 含量达46.8%, 其次为浅海生物碎屑, 主要为有孔虫类, 含量为25%。该类岩石成于中等能量、极浅水的环境中, 见于船山组上部与栖霞组过渡处。

粒泥灰岩。可进一步分为含生物碎屑粒泥灰岩相和含生物碎屑核形石粒泥灰岩(图 3-g)。前者特征为:灰色— 深灰色, 中层状, 基质支撑, 基质主要为泥晶; 颗粒含量为17%~27.4%, 平均22.1%; 主要颗粒为浅海生物碎屑, 以有孔虫类为主, 含量为3.6%~17.0%, 平均12.5%。该类岩石形成于能量较低、较深水的环境中, 见于黄龙组中下部。后者特征表现为:灰色— 深灰色, 厚层状。颗粒含量为23.4%~46.6%, 平均32.1%, 主要颗粒为核形石, 含量为8.4%~20.1%, 平均17.8%。该类岩石形成于台地上的洼地、水体能量较低的环境中, 见于船山组中部。

泥晶灰岩(图 3-h)。深灰色, 中— 厚层状; 泥晶含量为87.3%~98.8%, 平均95.0%, 所含颗粒大多被方解石交代。形成于台地上相对深水、低能的盆地环境中, 见于黄龙组中上部和船山组下部。

砾状灰岩。灰色— 灰黑色, 中层状, 宏观特征为浅色的生物碎屑灰岩夹深色的泥晶灰岩砾石, 砾石无分选、次圆状, 砾径4~18 mm。形成于有冲刷作用的动荡环境中, 见于船山组底部和黄龙组的界限附近。

晚石炭世, 研究区为稳定的碳酸盐岩台地环境, 主要发育开阔台地相, 其次是潮坪相(图 4)。

图4

Fig.4

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	图4 安徽宿松上石炭统沉积相综合柱状图Fig.4 Comprehensive column of the Upper Carboniferous sedimentary facies in Susong area, Anhui Province

2.4.1 开阔台地相

沉积厚度为58.5 m, 占整个沉积剖面的62%, 主要发育台内滩亚相, 其次是台内盆亚相和台内坪亚相。

台内滩亚相在黄龙组和船山组中均有发育, 沉积厚度为34.7 m, 占整个沉积剖面的37%; 主要岩石类型为颗粒灰岩和泥粒灰岩, 其颗粒平均含量分别为81.2%和71.9%; 其次为极少量的粒泥灰岩和泥晶灰岩。表明此相带位于台地上极浅水环境中, 生物繁盛, 受水流和波浪作用显著, 是台地上的高能带。

台内盆亚相在黄龙组和船山组中均有发育, 沉积厚度为16.1 m, 占整个沉积剖面的17%; 主要岩石类型为泥晶灰岩, 泥晶平均含量为95.0%; 其次为少量粒泥灰岩。表明此相带处于台地上较低洼、水动力较弱的深水环境中, 基本上无生物发育, 沉积构造简单, 是台地上的低能带。

台内坪亚相仅发育在黄龙组上部, 沉积厚度为7.7 m, 占整个沉积剖面的8%; 主要岩石类型为泥粒灰岩, 其颗粒平均含量为75.1%; 其次为少量颗粒灰岩、粒泥灰岩和泥晶灰岩。表明此相带处于台地上水体较浅、接近浅滩的环境, 水体能量介于台内滩和台内盆之间, 属于中等动荡环境。

2.4.2 潮坪相

沉积厚度为32.6 m, 占整个沉积剖面的34.6%, 主要发育潮上坪亚相, 其次为潮间坪亚相。

潮上坪亚相仅发育在黄龙组下部, 沉积厚度为21.7 m, 占整个沉积剖面的23%; 主要岩石类型为粉晶白云岩。表明此相带处于平均高潮水位之上、常年暴露在地表的干旱环境中, 蒸发作用强烈, 是低能带。

潮间坪亚相在黄龙组和船山组中均有发育, 沉积厚度为10.9 m, 占整个沉积剖面的11.6%; 主要岩石类型为角砾状白云岩和砾状灰岩。表明此相带处于浪基面以上、波浪触及海底的动荡环境中, 潮汐冲刷作用强烈, 是高能带。

2.4.3 滨海相

主要为滨岸碎屑岩亚相, 仅发育在黄龙组底部, 沉积厚度为3.3 m, 占整个沉积剖面的3.4%; 主要岩石类型为含砾石英砂岩。表明此相带形成于典型的海滩环境中, 受潮汐和波浪作用显著, 是高能带。

根据最新国际地层表(2012), 宾夕法尼亚亚系底界年龄是323.2± 0.4 Ma, 顶界年龄是298.9± 0.2 Ma; 与之相对应的是中国地层中的上石炭统, 底界年龄是318.1± 1.3 Ma, 顶界年龄是299 Ma, 表明中国上石炭统沉积可能比国际标准地区有所滞后。

晚石炭世生物化石带对比见表2, 北美莫罗阶主要含牙形石Idiognathoidus带和Neognathodus带, 而宿松和下扬子铜陵— 宿松地层小区黄龙组均未有详细的牙形石带可与之对比; 宿松和铜陵— 宿松地层小区黄龙组下部发育 Profusulinella带, 上部发育有大量 的Fusulinella-Fusulina带, 其次还有Beedeina带; 北美阿托克阶产类似的同属 Fusulinella带, 狄莫阶产Beedeina带, 这表明研究区黄龙组的沉积时代与北美阿托克阶和狄莫阶的沉积时代大致上是一致的。铜陵— 宿松地层小区船山组主要产 的Triticites带和Eoparafusulina带, 而宿松地区船山组只见Hemifususulina属, 基于下扬子区石炭系沉积中研究区只有上石炭统沉积, 且铜陵— 宿松地区具有相同的沉积特征, 表明其船山组的沉积属同时代; 北美密苏里阶和维奇尔阶均见Triticites带, 则表明研究区船山组的沉积时代大致和北美密苏里阶和维奇尔阶沉积时代是一致的。

表2

Table2

表2(Table2)

表2 晚石炭世生物化石带及对比 Table2 Fossil biozones in the Late Carboniferous and their correlation

表2 晚石炭世生物化石带及对比 Table2 Fossil biozones in the Late Carboniferous and their correlation

Vail和Todd(1981)认为全球海平面升降变化是控制地层分布模式和岩相分布的主要因素。根据定量分析和沉积相特征建立的相对海平面变化曲线(图 4), 表明研究区晚石炭世发育旋回沉积, 并存在3次长期的相对海平面升降旋回。根据全球早石炭世古大陆再造结果, 扬子板块和欧美板块这一时期基本处于相同的古纬度, 之间由古特提斯洋相互沟通(李儒峰等, 1997), 因此可以进行相对海平面变化的对比。对研究区和其他古热带地区碳酸盐岩台地相对海平面变化曲线进行比较(图 5), 发现其具有比较类似的特征。

图5

Fig.5

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	图5 晚石炭世不同板块相对海平面变化及其对比Fig.5 Sea-level changes and their correlation of the Late Carboniferous among different plates

全球高纬度冈瓦纳地区石炭纪冰期和间冰期沉积旋回中, 研究较详细的有阿根廷西北部(Gulbranson et al., 2010)、东澳大利亚(Fielding et al., 2008)和南非(Stollhofen et al., 2008)等地区的冰期地层, 所以文中结合这些高纬度冈瓦纳地区的冰期历史来解释相对海平面的变化特征。

1)黄龙组沉积早期, 下扬子海开始海侵, 此时海平面上升较缓慢, 水体浅且循环不畅, 造成水体盐度偏高, 发育了一套较稳定的准同生白云岩潮坪沉积, 底部还发育一套薄层的陆源碎屑沉积, 相应的海平面变化是缓慢上升后有所下降。北美Bird Spring台地中— 晚莫罗期相对海平面上升, 所对应的层序是1和2, 到晚莫洛期— 阿托克期相对海平面下降, 所对应的层序是3、4、5(Martin et al., 2012)。上扬子黔南独山地区的相对海平面变化也是由上升到下降, 所对应的层序是6(刘本培等, 1994), 但底部沉积的灰岩和上部沉积的白云岩和研究区不同。这一期次的海平面升降可能与记录在冈瓦纳大陆东澳大利亚冰期C3的结束和东澳大利亚冰期C4、阿根廷冰期的开始有关(图 5), 但宿松和黔南地区的海平面上升明显滞后于北美, 可能表明长周期海平面变化在受到全球海平面变化控制的同时, 又受到区域构造活动的影响。

2)黄龙组沉积中晚期, 海侵规模急剧扩大, 海平面快速上升, 海水浅且通畅, 生物及其繁盛, 种类繁多, 是浅水碳酸盐岩台地开阔环境, 研究区主要沉积了一套生物碎屑灰岩, 相应的海平面变化是持续上升后缓慢下降, 期间共有3次短期海平面波动。北美Bird Spring台地在早狄莫期又发生一次相对海平面上升, 到晚狄莫期— 早密苏里期相对海平面上升结束, 期间也有3次短期的海平面波动, 所对应的层序是6、7、8(Martin et al., 2012)。黔南独山地区相对海平面的变化也是自上升到下降, 所对应的层序是7(刘本培等, 1994)。这一期次的海平面升降在这3个对比区域是相同的, 而且在时间上也大致相同, 表明这一期次的海平面升降变化具有全球性, 大致和冈瓦纳大陆东澳大利亚冰期C4的结束和南非冰期的开始相关(图 5)。

3)船山组底部沉积一套砾状灰岩, 这是由于受到一次微弱的挤压作用, 台地全面抬升, 下扬子盆地发生了一次短暂的海退而形成的(李双应等, 2000), 具潮坪沉积特征。之后随着又一次的海侵, 开始发育开阔台地沉积, 先沉积了一套泥晶灰岩, 后沉积了核形石灰岩, 相应的海平面变化是先上升后下降, 期间共有3次短期海平面波动。船山组沉积中晚期核形石的发育, 是海平面下降致使藻类繁盛加上水体搅动强度较大的结果。石炭纪— 二叠纪核形石沉积在中国华南的出现并不是独一无二的, 在对北美、日本、南美、欧洲、俄罗斯和喜马拉雅少数地区(Shapiro and West, 1999)同时代地层的研究中, 相似或相同成因的沉积(包括叠层石、核形石、鲕粒、凝块石)在泛古陆上广泛分布, 这些沉积的时间范围是密西西比世— 中二叠世, 但多数是在宾夕法尼亚世— 早二叠世, 并且在古热带环境中出现最多, 由此可以推断, 晚古生代冈瓦纳冰期的开始导致了全球性的海平面下降(Shi and Chen, 2006)。北美Bird Spring台地密苏里期— 维奇尔期出现1次相对海平面持续上升, 浅滩相广泛发育(Martin et al., 2012), 但和研究区海平面的变化有所不同, 其在晚宾夕法尼亚世缺乏沉积暴露表面, 而广泛发育的潮坪相沉积表明短期持续的海平面波动, 反映了在晚宾夕法尼亚世存在一定的海平面下降(Martin et al., 2012)。黔南独山地区这一时期的海平面发生2次长期的升降变化, 所对应的层序是8和9(层序10开始出现Pseudoschwagerina, 属二叠纪), 刘本培等(1994)将马平阶(层序8、9、10)内的Triticites带划分了17个沉积旋回, 和北美中大陆Triticites带的2个三级层序内的17个沉积旋回一致, 表明当时存在冰川性海平面变化。上述对比表明, 这一期次的海平面下降也具有全球性, 大致与冈瓦纳大陆东澳大利亚冰期P1和南极冰期的开始相关(图 5)。