叠锥构造分布广泛(图 2), 目前, 在阿尔及利亚(David, 1952)、阿根廷(Selles-Martinez, 1994)、智利(Zanella et al., 2014)、澳大利亚(Brown et al., 2004)、比利时(Denaeyer, 1952)、加拿大(Greene et al., 2012)、刚果(Denaeyer, 1952)、埃及(Cobbold et al., 2008)、法国(Bonte, 1942, 1945)、德国(Amstutz, 1965)、印度(Chandra and Gupta, 1973)、伊朗(Heindel et al., 2015)、意大利(Testa and Lugli, 2000)、日本(Kikuchi et al., 1997)、约旦(Hooker and Cartwright, 2016)、马达加斯加(Denaeyer, 1943)、摩洛哥(Lugli et al., 2005)、挪威(Tugarova et al., 2010; Maher, 2016)、波兰(Kowal-Linka, 2010)、俄罗斯(Kolokoltsev, 2002)、沙特阿拉伯(Miller and Melvin, 2004)、西班牙(Aso et al., 1992; Abalos and Elorza, 2011)、瑞典(Hausmann, 1812)、英国(Sorby, 1860; Cobbold and Rodrigues, 2007; Hooker and Cartwright, 2015; Kershaw and Li, 2016)、乌克兰(Kanskii, 1956)、美国(Woodland, 1964; Gilman and Metzger, 1967; Joeckel, 2008; Greene et al., 2012)、越南(Geptner et al., 2013)和中国(马杏垣和王嘉阴, 1951; 黄立华和于水琴, 1989; 宋霁等, 2010, 2015)共28个国家均发现叠锥构造。其中美国、英国及德国等学者对叠锥构造研究较早, 且研究程度较深入。

图 2

Fig.2

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 2 世界上已发现的叠锥构造分布区域Fig.2 Distribution of cone-in-cone structure found in the world

除空间分布广泛外, 叠锥构造的发育层系亦很广泛, 在古元古界(Brown et al., 2004)、寒武系(Kolokoltsev, 2002)、奥陶系(Bonte, 1945; Woodland, 1964; Carstens, 1985; Becq-giraudon, 1990)、志留系(Woodland, 1964; Kolokoltsev, 2002; Miller and Melvin, 2004)、泥盆系(Gresley, 1894; Tarr, 1922; Woodland, 1964; Gilman and Metzger, 1967)、石炭系(Young, 1885; Woodland, 1964; Kolokoltsev, 2002; Lugli et al., 2005)、二叠系(Aassoumi et al., 1992; Kolokoltsev, 2002; Yu et al., 2015)、三叠系(Kanskii, 1956; Kowal-linka, 2010; Tugarova et al., 2010; Greene et al., 2012; Maher, 2016)、侏罗系(Hausmann, 1812; Sorby, 1860; 黄立华和于水勤, 1989; Cobbold and Rodrigues, 2007; 宋霁等, 2015; Kershaw and Li, 2016)、白垩系(David, 1952; Mcbride et al., 2003; Abalos and Elorza, 2011; Hooker and Cartwright, 2015, 2016)和新生界(Woodland, 1964; Kikuchi et al., 1997; Testa and Lugli, 2000; Geptner et al., 2013)均有发现, 特别是在上古生界— 中生界最为发育。值得关注的是, 二叠纪末— 三叠纪初以及三叠纪末— 侏罗纪初发育的叠锥构造占绝大多数(Sorby, 1860; Heindel et al., 2015), 这可能在一定程度上反映叠锥构造的形成与特定的地质历史时期密切相关, 其具有时代意义。据此, Greene等(2012)提出叠锥构造为生物大灭绝期成岩作用早期的碳酸盐岩建造。作为一种特殊的沉积构造, 叠锥构造也因其发育地层的广泛性和集中性而被用于地层对比(宋霁等, 2015)。

形态学特征是沉积构造最直观、最基础的特征。在叠锥构造研究早期, 尽管大多数学者并未给出叠锥构造的成因解释, 但都针对其形态学特征进行了详细的描述(Young, 1885; Harker, 1908; Woodland, 1964; Amstutz, 1965; Gilman and Metzger, 1967), 尤其是Denaeyer(1952)对叠锥构造的手标本和镜下特征进行的精细观察超过14年, 发表了至少19篇相关论著, 系统总结了叠锥构造的形态学特征。Kolokoltsev(2002)通过观察和文献调研, 认为叠锥构造具有7种特征: (1)锥体常垂直于层状岩体发育; (2)锥体与锥体之间被非钙质薄膜分割; (3)具有显微锥柱状结构, 且可见方解石双晶; (4)薄片下可见轴线被黏土矿物或不规则排列的方解石充填; (5)横剖面上具韵律结构(本质上是波动系统); (6)叠锥构造内部黏土或粉砂岩层保留原始沉积的未扰动或弱扰动水平纹层; (7)叠锥与岩体相交地带常呈水平层状, 过渡区域一般由几毫米— 几厘米厚的纤维状方解石构成。

由于形态上的复杂性和非均质性, 很少有学者能够表征叠锥构造的三维几何学特征。Gilman 和 Metzger(1967)曾尝试进行叠锥构造的三维表征, 如图 1所示, 其简单地揭示了叠锥体与下部页岩层之间的过渡关系, 锥体自页岩层中心向外生长, 且尺寸逐渐增大, 页岩层与锥体之间存在过渡区域。Kolokoltsev(2002)将显微镜下叠锥构造的横纵剖面集合成三维图片, 直观地展示了锥体的横纵剖面差异。Geptner 等(2013)认为叠锥构造为锥状叠层石, 与层状叠层石共生, 并依据野外露头, 刻画了锥体的叠置生长模式以及其与上下岩体的相互关系(图 3)。但是, 多数学者只是单独从宏观和微观角度描述单个锥体的形态特征, 对锥体与相邻的岩体界面、叠锥构造宏观和微观结合、内部和外部结合的几何学构型以及锥体与锥体之间的关系却缺乏详细研究, 致使叠锥构造的成因解释起来较为困难。事实上, 若叠锥构造为生物成因, 那么精细表征叠锥构造的三维结构就可以进一步表征形成叠锥构造的生物的生长习性; 若叠锥构造为应力作用产物, 那么精细表征叠锥构造的三维结构则可以进一步恢复古地质压力等。所以下一步的研究重点应集中于以下4个方面: (1)锥体内部晶体生长的定向性研究; (2)锥体与锥体之间叠置关系的定量化表征; (3)宏观和微观结合、内部和外部结合的几何学构型; (4)叠锥体与生长基底之间边界的精细刻画。

图 3

Fig.3

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 3 叠锥构造的生长模式及岩体关系(据Geptner et al., 2013, 有修改)Fig.3 Growth model and rock correlation of cone-in-cone structures(modified from Geptner et al., 2013)

叠锥构造因具有锥状构造形态, 易与强烈撞击形成的“ 碎裂锥” 混淆, 但两者的形成机理具有本质差异。Lugli 等(2005)认为两者的差异主要表现在5个方面: (1)碎裂锥条纹明显呈圆形, 而叠锥构造为阶梯状条纹; (2)碎裂锥不具备叠锥构造表面的鳞片状形态; (3)破碎的叠锥构造往往一侧为有条纹的锥体, 另一侧呈鳞片状; (4)碎裂锥内部无层理, 而叠锥构造内部可见层理; (5)镜下薄片特征方面, 叠锥构造早期沉淀的钙质成分即使经历完全硅化, 其内部结构依然可以保存下来。

此外, 由于叠锥构造内部往往是由纤维状矿物(多为方解石)构成, 因此许多地质学家常将其与“ Beef structure” 作为同种类型沉积构造对待(Cobbold and Rodrigues, 2007; Rodrigues et al., 2009; Ha et al., 2015; Zhang et al., 2015; Kershaw and Li, 2016; Maher, 2016)。值得一提的是, Cobbold等(2013)首次归纳了157个数据, 不仅详细地汇总了“ Beef structure” 和叠锥构造的发育层系、成分以及形成年代, 还提供了一种统计方法来系统地展示叠锥构造的研究进展。可以看出, 在海相页岩中, 两者常常共生, 然而“ Beef structure” 更强调纤维状矿物的成层分布, 而叠锥构造则是由纤维状矿物构成的、呈锥状叠套排列的特殊构造。因此, 叠锥构造只是“ Beef structure” 中的一类构造, 应作为一种特殊的地质现象单独讨论, 即并不是所有具有纤维状矿物层状分布的构造均为叠锥构造。

目前已发现的叠锥构造, 矿物成分绝大多数为纤维状方解石(Hausmann, 1812; Young, 1885; Cole, 1893; David, 1952; Woodland, 1964; Franks, 1969; Aassoumi et al., 1992; Aso et al., 1992; Miller and Melvin, 2004; Joeckel, 2008; Tugarova et al., 2010; Kowal-Linka, 2010; 宋霁等, 2010, 2015; Greene et al., 2012; Geptner et al., 2013; Heindel et al., 2015; Hooker and Cartwright, 2015; Kershaw and Li, 2016; Maher, 2016), 但其他矿物如天青石(Abalos and Elorza, 2011)、石膏(Testa and Lugli, 2000; Cobbold et al., 2008)、黄铁矿(Carstens, 1985; Kershaw and Li, 2016)、石英(Woodland, 1964; Lugli et al., 2005)和白云石(Hooker and Cartwright, 2016)也时有发现。一般来说, 构成叠锥构造的矿物均呈纤维状, 锥体与锥体之间被薄薄的黏土矿物分隔开来。Maher(2016)认为叠锥构造内部方解石晶体呈现强定向性有3个原因: (1)沿最小主应力方向定向生长; (2)沿流体流动方向定向生长; (3)垂直于成核表面生长。但也疑点重重, 第一, 无法解释几乎所有的叠锥体均垂直于地层发育; 第二, 无法明确解释大多数叠锥构造匀由纤维状方解石构成, 而极少存在其他矿物。

目前最流行的观点是, 叠锥构造的最初矿物成分为文石或方解石, 黄铁矿、天青石等均为钙质矿物转化形成的(Kolokoltsev, 2002; Kershaw and Li, 2016)。更有部分专家认为, 叠锥构造是矿物转化引起的体积收缩造成的(Tarr, 1922; Woodland, 1964)。

笔者统计了世界上已发现的叠锥构造的层系特征, 发现绝大多数为海相(Bonte, 1945; Amstutz, 1965; Chandra and Gupta, 1973; Carstens, 1985; 黄立华和于水勤, 1989; Becq-Giraudon, 1990; Aassoumi et al., 1992; Kikuchi et al., 1997; Testa and Lugli, 2000; Kolokoltsev, 2002; Brown et al., 2004; Miller and Melvin, 2004; Lugli et al., 2005; Cobbold et al., 2008; Kowal-linka, 2010; 宋霁等, 2010, 2015; Tugarova et al., 2010; Tugarova and Fedyaevsky, 2014; Hooker and Cartwright, 2016; Maher, 2016; Tribovillard et al., 2016)、湖泊相(Woodland, 1964; Greene et al., 2012; 宋霁等, 2015; Yu et al., 2015)、煤系形成环境(David, 1952; Selles-Martinez, 1994)和三角洲相(Abalos and Elorza, 2011)。如许效松等(1997)对四川会理上三叠统白果湾组上段中上部滨湖相砂岩与湖相黑色页岩之间的叠锥透镜体进行了观察和描述, 认为其为一种“ 锥状菌层” , 可能代表了湖泊演化过程中的一次沉积间断事件和沉积环境转变。宋霁等(2010)对鄂尔多斯盆地东北部多处侏罗系中出现的叠锥构造进行了描述, 认为其可以作为分流间湾或滨浅湖沉积环境的指示标志。Abalos和Elorza(2011)认为叠锥构造发育在深海环境中, 与深海浊流有关, 并可作为海谷的地震记录。宋霁等(2015)进一步研究后认为, 叠锥结核发育的原生沉积环境应为浅覆水且水体能量较高的滨浅湖沉积环境, 水深对叠锥结核发育规模的影响极为明显。Tribovillard等(2016)认为, 叠锥构造发育在潮下带— 潮上带, 可指示海平面变化。而Kershaw 和 Li(2016)根据同位素测试数据推测, 叠锥构造中的方解石形成于埋深70~120, ℃的高压环境下, 并非海相氧化还原界面附近。

根据前人的研究成果, 笔者认为:(1)叠锥构造的发育环境既有海相也有非海相, 所以, 其并不能被直接用来区分海陆相沉积环境; (2)叠锥构造既发现于海底也出露在潮间带、湖底附近, 所以, 并不能被直接用来指示海底面或湖底面; (3)叠锥构造既发育在能量较高的滨浅湖、潮间带, 也发现于煤系地层等水动力条件很低的环境下, 所以水动力条件并不是叠锥构造形成的主要因素。综上所述, 形成叠锥构造的环境较为广泛, 但其属沉积成因毋庸置疑, 具体还要结合岩性特征、古生物化石、地球化学特征以及地球物理资料等来确定沉积环境。笔者认为, 简单地将叠锥构造作为湖泊相或海相任何一种沉积相的相标志是不可取的。

关于叠锥构造的成因, 从19世纪伊始最早发现叠锥构造之时就一直争论不休。随着对其研究的逐渐深入, 可从不同角度将叠锥构造的成因论分为2类: 生物成因或非生物成因, 原生构造或次生构造。

图 4

Fig.4

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 4 Cloudina化石的壳结构剖面示意图(据Grant, 1990, 有修改)Fig.4 Schematic reconstruction of shell structure of Cloudina(modified from Grant, 1990)

最早研究叠锥构造的学者将其解释为生物成因, 认为其与微生物(尤其是丝状蓝藻菌)活动息息相关(Kanskii, 1956; 黄立华和于水勤, 1989; Aassoumi et al., 1992; Aso et al., 1992; McBride, 2003; Miller and Melvin, 2004; Joeckel, 2008; 宋霁等, 2010, 2015; Heindel et al., 2015; Hooker and Cartwright, 2015; Tribovillard et al., 2016), 可能是一种化石或者生物铸膜(David, 1952), 或者为一种呈锥状的特殊叠层石(Becq-Giraudon, 1990; Tugarova et al., 2010; Geptner et al., 2013)。Young(1885)可能是最早系统地将叠锥构造解释为生物成因的, 他认为其形成是有机质降解和气体流动所致。Twenhofel(1932)认为叠锥体形成时间应早于相应纤维层, 并将叠锥构造解释为Cophinus dubius化石。Chandra和Gupta(1973)认为, 叠锥构造为成岩早期因有机质厌氧分解引起的纤维状矿物沉淀和生长而形成的。Grant(1990)发现Cloudina化石具有经典的管状结构, 纵剖面呈套叠锥状, 横剖面呈同心层状(图 4), 与叠锥构造横纵剖面形态极其相似, 更是支持了叠锥构造的生物成因说。许效松等(1997)从“ 锥状菌层” 所处的上下围岩的整合性和未变形、顶底板的岩性和沉积环境等3个方面, 证明这一构造既不属于沉积构造也不属于因构造活动引起的变形, 而是发育在湖滨砂岩基座上和极浅清水环境中的钙质菌类。McBride(2003)认为, 白垩系砂岩中的叠锥构造与生物过程有关, 其形成时水深不超过数十米。富有机质沉积物中发现的树枝状流体包裹体进一步为叠锥构造的生物成因解释提供了证据(Buijs et al., 2004; McLoughlin et al., 2007; Maher, 2016)。Tugarova和Fedyaevsky(2014)发现Tschermakfjellet组发育的叠锥构造与沉积界面生物光合作用有关, 并将其解释为方解石或文石的生物化学沉淀过程。特别是Meng等(2017)最新对英国Wessex盆地Shales-with-Beef 组富有机质页岩中纤维状方解石脉研究发现, 叠锥构造与高有机碳含量和生物产气密切相关, 也进一步佐证了叠锥构造的生物成因说。

但也有专家认为, 叠锥构造并非生物成因, 或者受生物作用与其他沉积作用共同影响(Boyd and Ore, 1963)。如, Franks(1969)认为叠锥构造与碳酸盐岩中常发育的缝合线构造有关, 系压溶作用的产物。Gresley(1894)认为叠锥构造与横向放射状收缩应力有关。Sorby(1860)和Cole(1893)认为叠锥构造为扇形或锥形重结晶的结果, 是生物活动与沉积过程共同作用的结果。Maher(2016)认为叠锥构造除同沉积、生物作用有关, 还受胶结作用及成岩后期地层压力的影响。

还有许多学者从叠锥构造内部矿物的角度分析, 认为不管初始影响机制如何, 叠锥构造表现为矿物结晶、溶解重结晶或者转化(主要为文石— 方解石转化)的结果(Tarr, 1922; Woodland, 1964; Kikuchi et al., 1997; Kowal-Linka, 2010; Maher, 2016); 或者从叠锥构造和柱状构造成因的关系推断, 认为两者是由大量方解石晶体快速生长导致的(Rukhin, 1953)。具体来说, Kolokoltsev(2002)认为叠锥构造形成与成岩期或后生作用时期沉积物转化的多种物理化学作用有关, 并总结出4种影响因素: (1)降压压力与溶解作用; (2)气体逃逸; (3)次生重结晶; (4)后生流体— 岩石交代蚀变。目前还有一种观点受到部分专家认同, 即认为叠锥构造与“ Beef structure” 共称“ Beef and Cone-in-cone” 构造, 其与流体渗流和流体超压密切相关, 并认为纤维状方解石是在一定深度之下的流体压力增加和温度升高条件下形成的。图 5中剪应力与正应力关系解释了叠锥构造的断裂成因机制:当超压增加, 代表应力状态的莫尔圆逐渐增大; 流体压力与负载压力相等时, 有效应力为0; 流体压力大于负载压力时, 垂向有效压力增大, 最终岩体断裂形成水平裂缝(Cobbold and Rodrigues, 2007; Cobbold et al., 2013)。Hooker和Cartwright(2016)基于叠锥构造与其寄主岩石物质成分一致而支持叠锥原生成因论, 即其是随方解石沉淀为锥状形态的。

图 5

Fig.5

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 5 叠锥构造形成的断裂模式解析(据Cobbold et al., 2013, 有修改)Fig.5 Mechanical explanation for origin of horizontal hydraulic fractures of cone-in-cone structures (modified from Cobbold et al., 2013)

基于叠锥构造的不同成因解释, 由此派生的应用也不尽相同。因叠锥构造往往发育在显生宙某些特定的地层中, 因此其常被用于地层对比, 或者识别形态上和成因上类似于生物成因的非碳酸盐岩构造(Kolokoltsev, 2002)。Abalos和Elorza(2011)则将叠锥构造作为一种新的标志来识别深海沉积物中的古地震记录。叠锥构造还可作为流体渗流引起的同沉积断层的标志(Tribovillard et al., 2015, 2016), 以及指示一定埋深下高流体压力、高温度下构造带内应力的特征(Cobbold and Rodrigues, 2007; Cobbold et al., 2013)。此外, 沉积岩内发育的叠锥构造常被用来指示地层面(Selles-Martí nez, 1994), 并被进一步用来恢复沉积物— 水界面(Hatem et al., 2014, 2016)。最与众不同的解释为, 因其常出露于T-J界面(Greene et al., 2012)和P-T界面(Heindel et al., 2015)附近, 因此认为叠锥构造与海洋环境剧烈变化甚至生命大灭绝相关。

图 6

Fig.6

Figure Option ViewDownloadNew Window

图 6 叠锥构造的宏观形态特征 A— 叠锥构造呈透镜状, 平行于层面分布, 辫状河道亚相, 侏罗系, 新疆哈密; B— 叠锥构造呈放射状, 圆锥锥顶指向透镜体中心, 辫状河道亚相, 侏罗系, 新疆哈密; C— 叠锥体垂直于下部岩体, 锥顶朝下向上张开, 红色箭头指示叠锥轴线方向, 滨浅湖亚相, 侏罗系三间房组, 准噶尔盆地东部; D— 叠锥体垂直于上部透镜状岩体, 锥顶朝上向下张开, 红色箭头指示叠锥轴线方向, 滨浅湖亚相, 侏罗系三间房组, 准噶尔盆地东部; E— 叠锥构造平面形态, 呈团块状、瘤状, 滨浅湖亚相, 侏罗系三间房组, 准噶尔盆地东部; F— 叠锥构造竖直面形态, 呈簇状, 锥体边缘呈锯齿状, 见蓝色箭头指向, 锥体单侧可见阶梯状棱和凹槽, 滨浅湖亚相, 侏罗系三间房组, 准噶尔盆地东部Fig.6 Macroscopic characteristics of cone-in-cone structures

图 7

Fig.7

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 7 叠锥构造锥体两侧的特征差异 A, C— 同一锥体不同侧面, 表面光滑, 可见沿锥体轴线方向的纵向细纹(蓝色虚线示意)和垂直于轴线方向的环形细纹(红色虚线示意); B, D— 同一锥体不同侧面, 表面极不光滑, 可见毫米级的肋骨形的棱和凹槽(红色箭头), 沟槽向锥顶呈弧形收敛, 且横向上为环状, 纵向上呈逐级的阶梯状, 从锥顶到锥底面间隔变大, 越靠近顶部棱越细。准噶尔盆地东部, 侏罗系三间房组, 滨浅湖Fig.7 Characteristics difference between two sides of cone-in-cone structures