在石柱石流剖面, 下寒武统天河板组近顶部巨鲕灰岩中的巨鲕, 粒径最大可达9 mm, 大部分集中在5~7 mm。从手标本上看, 巨鲕约占岩石组分的50%~55%(图 3-G, 3-H), 多呈深灰色(图 2-B), 少量被铁质交代而呈浅褐色(图 2-A)。巨鲕灰岩层呈透镜状, 最厚为35 cm, 横向延伸可达5 m。

图3

Fig.3

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	图3 重庆石柱石流剖面巨鲕及相关组分特征Fig.3 Photographs showing characteristics of giant ooids and related composition at Shiliu section in Shizhu area, Chongqing

显微镜下观察巨鲕时, 可见规则的、明暗相间的同心纹层, 且暗层明显厚于亮层。同心纹层数量不等, 最多可达20余层, 局部发生紊乱而呈现为突起状, 且此现象在巨鲕的外层较为普遍(图 3-A, 3-B), 推测与微生物活动有关。巨鲕核心可以分为2类:一类核心是生物碎屑, 如棘皮类等生物碎屑, 但具有这种核心的巨鲕在岩石中含量不高; 另一类核心是由微生物作用形成的藻球粒, 粒径2~4 mm, 是形成巨鲕的主要核心, 后期的重结晶和交代作用使巨鲕核部轮廓和内部结构模糊不清, 其主要成分为微晶方解石。巨鲕整体均发生不同程度的重结晶化, 以靠近核心处较为严重, 向巨鲕边缘逐渐变弱, 部分巨鲕内部可见较多的白云石晶体(图 3-D)。

巨鲕灰岩中常见正常鲕粒, 约占碳酸盐颗粒的25%左右, 粒径呈双峰态分布, 较大者约为1.5~1.8 mm, 较小者为0.6~0.9 mm(图 3-E)。所有鲕粒均为先被溶解再被重结晶方解石充填形成的铸型鲕, 其内部纹层不可见, 但圆形的外部轮廓非常明显。部分鲕粒发生破碎, 可见较多的微晶白云石(图 3-C)。鲕粒边缘常见泥晶化边(图 3-C, 3-E)。巨鲕灰岩中亦见大量的三叶虫化石碎屑、球粒、似球粒以及椭圆状似鲕粒与巨鲕共生(图 3-C, 3-E)。椭圆状似鲕粒(图 3-C)大小约为1, mm× 2, mm, 重结晶弱, 核心为生物化石, 外部圈层不规则, 见微生物, 应与巨鲕成因类似。

所有颗粒间均发育灰泥杂基, 而灰泥杂基一般受到微生物的改造, 局部色暗, 部分重结晶(图 3-A, 3-B)。巨鲕灰岩中的胶结物可分为2期:第1期为刀刃状亮晶方解石, 大致沿颗粒边缘垂直分布(图 3-F); 第2期为刀刃状方解石胶结物与灰泥杂基间的粒状亮晶方解石。

在天河板组巨鲕中, 一般在暗色纹层中见微生物化石, 在多个巨鲕的最外部纹层多发育不规则突起状暗色层(图 3-A, 3-B, 3-E; 图4-A), 放大观察可知其为蓝细菌类, 微生物特征明显, 呈管束状、弯曲状交织在一起(图 4-B), 管体之间被灰泥填充, 管体长度一般为150~180 μ m、直径一般为7~10 μ m。笔者认为巨鲕最外缘和次外缘的由蓝细菌组成的不规则突起状暗色层是一种“ 夭折的纹层” , 越往核心暗色纹层相对而言保存的越比较完整, 为富有机质暗色层的初始状态, 或为风暴轻微改造富微生物纹层后的特征, 也不排除巨鲕沉积后蓝细菌在巨鲕边缘生长的可能性。

图4

Fig.4

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	图4 重庆石柱石流剖面巨鲕边缘及内部微生物微观特征Fig.4 Microphotographs showing microorganisms of giant ooids at Shiliu section in Shizhu area, Chongqing

巨鲕内部暗色层中的微生物一般发生重结晶作用, 致其形态特征模糊, 很难辨认(图 4-C, 4-D, 4-E, 4-F, 4-G, 4-H), 总体上呈现越向核部化石重结晶越强烈的特征。在巨鲕内部, 微生物化石排列无定向性, 不易辨认。在较外部的纹层内, 管束状蓝细菌类微生物集合体的特征依稀可辨(图 4-C, 4-D), 且巨鲕的多数突起状不规则纹层基本都与蓝细菌有关(图 4-C, 4-D, 4-E, 4-F), 但在更靠近巨鲕内层时, 微生物化石重结晶较为强烈, 能模糊分辨出重结晶后呈蠕虫状的微生物集合体(图 4-E, 4-F, 4-G, 4-H)。从巨鲕含藻暗色纹层重结晶的程度可以看出, 发生重结晶的时间顺序应该是由内而外, 在巨鲕形成过程中即发生着钙化作用, 这可能和当时碳酸钙过饱和的古海洋条件有关; 巨鲕内部和外部的蓝细菌类微生物具有不同的生长特征, 内部纹层的管束状集合体的特征不明显, 显示其可能为不同种属的微生物。

早寒武世, 上扬子地区为典型的碳酸盐缓坡沉积环境(王剑, 1990; 蒲心纯等, 1993), 位于南半球低纬度地区(南纬约17° )(刘育燕等, 1993; 殷鸿福等, 1999), 而对现代大西洋海域的研究发现, 现代风暴只发生在赤道附近5° ~45° 之间(Marsaglia and Klein, 1983), 因此研究区在早寒武世位于风暴作用区。另外, 根据Berner(2006)的显生宙以来全球大气中氧气和二氧化碳浓度模式, 早寒武世晚期(距今约520 Ma)大气中的CO₂浓度已达到整个寒武纪期间的峰值, 而大气中高CO₂浓度造成的全球温度升高不仅可导致全球海平面的升高, 而且海洋上温暖的水蒸气提供的强大能量也是催生频繁风暴的重要“ 元凶” , 故早寒武世晚期大气中过高的CO₂浓度为研究区频繁的风暴作用发生提供了有利条件。同时, 研究区的碳酸盐浅水缓坡有助于风暴盛行, 频繁的风暴作用致使研究区附近的下寒武统碳酸盐岩中风暴砾屑层广泛分布, 如金振奎等(1995)在黔东、湘西等地均发现了下寒武统风暴沉积; 马志鑫等(2012)也有黔东镇远地区下寒武统中发现风暴沉积的报道。综上可知:研究区早寒武世晚期碳酸盐缓坡沉积背景以及大气中过高的CO₂浓度为频繁的风暴提供了有利条件。

巨鲕的成因机理以及其产出环境较为复杂, 如Sumner和Grotzinger(1993)认为前寒武纪巨鲕的形成条件是低速率的核心供给、高速率的生长、高强度的水体搅动等; Woods(2014)认为强烈的水体流动和CO₂释放激发的波浪是早三叠世巨鲕形成的必备条件; 梅冥相(2012)根据湖北利川下三叠统大冶组巨鲕有类似叠层石结构, 暗示其可能与微生物活动有关。笔者对石柱石流剖面天河板组发现的巨鲕研究证实, 微生物与巨鲕形成存在必然的关系(图 4)。在综合考虑微生物作用、正常水体能量以及强风暴等因素的情况下, 笔者提出了石柱石流剖面天河板组巨鲕发育的模式(图 5)。

图5

Fig.5

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	图5 重庆石柱石流剖面下寒武统巨鲕演化示意图Fig.5 Sketch map showing evolution of giant ooids of the Lower Cambrian at Shiliu section in Shizhu area, Chongqing

首先, 在巨鲕发育的初期, 微生物会依附在异地搬运过来的生物碎屑或者藻球粒上, 并以此为核心生长(图 4-G)。生物碎屑或者藻球粒里的矿物组分可以为微生物的生长发育提供充足的营养成分。镜下未能发现以正常鲕粒为核心的巨鲕, 而从微生物的发育特征(巨鲕及填隙物中均有微生物发育)分析, 鲕粒与巨鲕是不同环境的产物, 鲕粒是异地形成后与生物碎屑一起被搬运来, 然后与巨鲕沉积在同一地方。其次, 微生物在其生长发育的过程中, 在风暴期或者高潮期会不断捕获被风暴水流或潮汐水流带来的碳酸盐颗粒, 比如灰泥(Liu and Zhang, 2012)。此外, 微生物能分泌一种细胞外多糖物质, 这种细胞外多糖物质也能捕获周围的微晶碳酸盐颗粒(Liu and Zhang, 2012)。微生物和这些捕获的灰泥或微晶颗粒交织在一起组成了巨鲕的暗色纹层。再次, 当时大气中CO₂浓度过高, 加之频繁的风暴作用会致使海水CO₂过饱和, 这为微生物的光合作用消耗了周围水体中大量的CO₂提供了有利条件, 而且微生物的光合作用还会导致水体pH升高, 从而在碱性的海水环境下造成了微生物表面高速率的CaCO₃快速沉淀(许靖华, 1980)。CaCO₃的高速沉淀, 会在暗色纹层的外部形成一层以亮晶方解石为主的亮色纹层。如此反复, 随着巨鲕的不断生长, 明暗相间的纹层数量也会不断增多。

需要指出的是, 以生物碎屑和藻球粒这两种核心发育的巨鲕出现明暗纹层的顺序不同, 前者先发育亮层, 而后者先发育暗层。出现这种现象的原因在于微生物在依附在生物碎屑的过程中并未形成同心状纹层, 但是此时周围水体的化学性质已经改变, 这时便会先沉积CaCO₃形成亮层, 而以藻球粒为核心的巨鲕是直接沉积一圈暗色纹层。当巨鲕发育到一定程度, 正常的水体能量已达到不能卷起并搅动其的临界值, 这时巨鲕会沉积到海底, 但是微生物的活动并未停止, 而是在巨鲕表面继续进行活动, 即在风暴平静时期, 巨鲕在微生物的活动下发育形成完整的暗色纹层, 而强风暴的来临会提供一个超越正常水体能量临界值的水体环境, 这样巨鲕被卷起、搅动, 使得巨鲕表面含微生物的暗色纹层会由于颗粒之间的相互碰撞而发生磨损, 以致巨鲕最外部的暗色纹层残缺不全, 即形成所述的“ 夭折的纹层” ; 强风暴盛行时期, “ 夭折的纹层” 将被进一步磨损而形成外圈的暗层(图 4-C, 4-D); 具有“ 夭折的纹层” 的巨鲕如果遭遇环境水体能量变低、风暴不再影响, 则可沉积保存下来。

由此可见, 巨鲕的形成与3个方面有着必然的联系:频繁的风暴作用提供的较强水动力条件; 海洋中CO₂浓度过饱和的海水化学性质; 微生物的生理作用对巨鲕圈层的直接以及间接作用。同时, 这3个方面也并不是孤立存在的, 都是相互影响相互作用才导致巨鲕的最终形成。