生物碎屑主要分布于垄头组下段, 以腹足类、钙藻及有孔虫为主。腹足类多为厘米级(图 4-a), 最大可达10icm, 壳体多被亮晶方解石交代, 腔体被亮晶方解石及似球粒充填, 可见示顶底构造(图 4-b, 4-c)。钙藻是研究区常见的生物碎屑之一, 包括绿藻及蓝细菌。其中蓝细菌占主导地位, 主要为卡尤菌(Cayeuxia)(图 4-d), 绿藻主要为粗枝藻科(Dasycladaceae)(图 4-e, 4-f)。钙藻颗粒多为毫米级, 在核形石漂浮岩以及生屑砾状灰岩中保存较好, 在生物碎屑泥粒灰岩中破碎较为严重。有孔虫包括Glomospirella sp.(图 5-a), Endothyra sp.(图 5-b, 5-c), Nodosaria sp.(图 5-d), 多为0.2~0.4imm, 保存较好, 但部分遭受了强烈的重结晶作用, 零散分布于亮晶基质中。

图 4

Fig.4

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	图 4 贵州中三叠统垄头组岩石类型及颗粒特征Fig.4 Lithology types and typical allochems of the Middle Triassic Longtou Formation in Guizhou Province

似球粒在垄头组各段均有出现。它们由泥晶组成, 颗粒大小为0.1~0.5imm, 形状不一, 无内部结构特征, 难以辨识原始颗粒类型。在垄头组上段, 似球粒常与分选差的生物碎屑(主要是藻类)胶结在一起(图 5-e), 可见等轴粒状方解石胶结物(图 5-f)。

图 5

Fig.5

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	图 5 贵州中三叠统垄头组碳酸盐岩颗粒特征(一)Fig.5 Photomicrographs showing carbonate particle characteistics of the Middle Triassic Longtou Formation in Guizhou Province(Ⅰ )

鲕粒仅在垄头组下段偶有出现, 可见鲕粒集合体及复鲕。鲕粒多为不规则状, 大小为0.5~2imm, 表皮较薄, 核心为藻类碎屑(图 6-a)、有孔虫或似球粒集合体, 具有明显的泥晶化作用, 有些甚至完全泥晶化(图 6-b, 6-d)。

图 6

Fig.6

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	图 6 贵州中三叠统垄头组碳酸盐岩颗粒特征(二)Fig.6 Photomicrographs showing carbonate particle characteristics of the Middle Triassic Longtou Formation in Guizhou Province(Ⅱ )

豆粒为圆形、次圆形或不规则形状, 颗粒直径多为2~5imm, 部分大于1icm(图 6-c)。豆粒以生物碎屑、内碎屑、破碎的豆粒或方解石纹层为核部, 外部圈层较厚, 明暗相间, 多为次圆状(图 6-e)。豆粒集中出现于垄头组中段。

核形石多为毫米级至厘米级(图 6-f), 主要分布于垄头组下段和上段。大部分核心完全泥晶化, 内部结构无法辨认, 部分可见核心为藻类或藻类碎屑与泥灰岩及细小似球粒的集合体。核心之外为不规则的泥晶纹层。

内碎屑主要为“ 黑色砾石” (图 6-g), 分布于垄头组中段上部, 且常与鸟眼构造相伴出现。“ 黑色砾石” 成分为泥晶碳酸盐岩, 颗粒为毫米至厘米级大小, 整体黑色, 无内部结构, 棱角状至次棱角状, 杂乱分布在岩石中。

该颗粒类型出现于垄头组中、下段。颗粒表面具无纹理的泥晶镶边, 内部为亮晶或微亮晶, 原始结构无法识别(图 6-h), 文中称之为包粒(cortoids)(Flü gel, 2010)。大小通常为0.2~0.5imm, 不规则状、次棱角状, 分选较好, 具一定磨圆。

野外露头和手标本上表现为砾级腹足类(2~8icm)等生物碎屑颗粒漂浮在深灰色基质岩石中(图 7-a), 腹足类壳体较完整, 少破碎。基质岩石(matrices)为生物碎屑泥粒灰岩, 颗粒支撑, 颗粒主要为生物碎屑(< 2imm), 以有孔虫及藻类碎片为主, 似球粒次之(图 7-b), 含少量灰泥。

野外露头为灰色厚层状灰岩, 颗粒感明显, 见大量砾级(2~5imm)腹足类和绿藻颗粒(图 7-c)。镜下见颗粒支撑结构, 生物碎屑以腹足类和粗枝藻为主, 含量为50%~60%, 亮晶胶结(图 7-d)。藻类颗粒大小为2.5~4imm, 腹足类颗粒大小为2.5~10imm; 化石颗粒保存较好(仅有少量颗粒遭受破坏)。

图 7

Fig.7

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	图 7 贵州中三叠统垄头组生屑漂浮岩和生屑砾状灰岩特征Fig.7 Characteristics of skeletal floatstones and rudstones of the Middle Triassic Longtou Formation in Guizhou Province

野外露头为深灰色中— 厚层状灰岩, 手标本上具有明显颗粒感(图 8-a)。颗粒支撑, 颗粒为具无纹理泥晶镶边的生物碎屑以及有孔虫(图 8-b), 成分较单一, 分选较好, 粒径约为0.2~0.5imm。

图 8

Fig.8

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	图 8 贵州中三叠统垄头组泥粒灰岩和泥晶灰岩特征Fig.8 Characteristics of mudstones and packstones of the Middle Triassic Longtou Formation in Guizhou Province

野外露头表现为灰色、灰红色灰岩(图 8-c), 偶见少量黑色内碎屑零星分布, 颗粒支撑。似球粒粒径多为0.05~0.15imm, 成分单一, 罕见生物化石, 主要为亮晶胶结(图 8-d), 常见次圆状似球粒的聚集体。

野外露头表现为灰白色、灰黑色块状灰岩, 可见鸟眼构造(图 8-e)。无颗粒, 岩石主体由泥晶组成, 偶见方解石脉。镜下观察成分单一, 不含生物化石, 具不规则的被方解石充填的孔洞(图 8-f)。部分样品出现白云石化。

豆粒砾状灰岩A野外露头为灰色、灰紫色中厚层状灰岩, 常与生物碎屑灰岩相伴出现。该岩石类型为颗粒支撑结构(图 9-a), 豆粒粒径多为2~5imm, 外部圈层厚度均一, 未见向下加厚特征。基质岩石多为似球粒泥粒灰岩, 似球粒粒径为0.05~0.2imm(图 9-b)。另有少量豆粒砾状灰岩基质部分由泥晶灰岩组成。

图 9

Fig.9

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	图 9 贵州中三叠统垄头组豆粒砾状灰岩和核形石砾状灰岩Fig.9 Characteristics pisoidal rustones and oncoidal floatstone/rudstones of the Middle Triassic Longtou Formation in Guizhou Province

豆粒砾状灰岩B野外露头为灰色、灰黄色块状灰岩, 常呈包卷状出现于玛瑙纹层状灰岩中。该岩石类型为颗粒支撑结构, 豆粒粒径多大于1icm, 豆粒核心为玛瑙纹层状灰岩碎屑, 外部圈层厚度不均一, 在豆粒底部表现为向下加厚(图 9-c)。基质由似球粒泥粒灰岩组成。

野外露头与手标本上表现为砾级大小不一的核形石漂浮于基质岩石中(图 9-d)。核形石颗粒通常大于2imm, 最大可达4icm, 形状不规则, 核心通常为藻类碎屑、腹足类及少量双壳类, 外层包壳由不规则的泥晶纹层构成(图 9-e)。基质岩石为包粒泥粒灰岩, 颗粒支撑, 颗粒为具泥晶套的破碎的生物碎屑及似球粒, 泥晶化作用强烈。

为砾级核形石的紧密堆积(图 9-f), 颗粒支撑, 核形石直径多为2~10imm, 形状为圆形、次圆形。镜下观察, 核形石核心多为藻类, 基质岩石为核形石泥粒灰岩。

手标本上为灰白色灰岩(图 10-a)。镜下观察可见颗粒支撑, 以亮晶胶结为主(图 10-b)。

图 10

Fig.10

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	图 10 贵州中三叠统垄头组鲕粒泥粒灰岩、玛瑙纹层状灰岩和叠层石灰岩特征Fig.10 Characteristics of ooidal packstones, laminated limestones and stromatolites of the Middle Triassic Longtou Formation in Guizhou Province

由亮晶方解石纹层组成, 单纹层厚度为1~3imm, 纹层总厚度可达数十厘米。方解石纹层可沿层面分布, 也可以穿插层面呈不规则“ 包菜状” 的形式出现(图 10-c)。常见豆粒灰岩、核形石灰岩等岩屑被包卷于玛瑙纹层状灰岩中。纹层方解石在镜下表现为针柱状的亮晶方解石颗粒垂直纹层面排列(图 10-d)。

野外露头表现为纹层状灰岩, 纹层呈波状, 垂向上高差较大, 单层厚度约1~2imm(图 10-e)。镜下可见全岩由微亮晶方解石(4~63iμ m)组成, 不含生物骨屑(图 10-f)。

根据岩石类型及其组合特征, 可将下段地层进一步划分为3亚段。

下亚段厚度为61.9im, 以核形石漂浮岩— 核形石砾状灰岩— 叠层石的旋回(旋回A)出现为特征(图 12-a)。下亚段可见4个旋回, 各旋回厚度约为10~20im, 露头上可见块状核形石漂浮岩和核形石砾状灰岩之上具典型波状纹层结构和帐篷构造的叠层石(图 12-b)。

图 12

Fig.12

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	图 12 贵州中三叠统垄头组下段典型沉积旋回A野外照片Fig.12 Outcrop showing typical depositional cycle A of the Lower Member of Middle Triassic Longtou Formation in Guizhou Province

中亚段厚度为61.5im, 主要由生屑漂浮岩和生屑砾状灰岩组成, 偶见核形石灰岩。

上亚段厚度为138.5im, 以核形石灰岩与叠层石互层为主体, 具有与下亚段地层类似的旋回特征。在上亚段底部出现厚度为15im的包粒— 似球粒泥粒灰岩及鲕粒灰岩。

根据岩石类型及其组合特征可将该段分为2个亚段。

下亚段地层厚度为395.9im, 由4个旋回B组成, 各旋回厚度为60~110im。旋回B下部米级旋回发育(旋回B1, 图 13-a), 由核形石灰岩— 豆粒砾状灰岩A— 泥晶灰岩组成。上部则常见玛瑙纹层状灰岩(图 13-b)。

上亚段表现为核形石砾状灰岩与叠层石互层(旋回A), 地层厚度为169.7im。

该段厚度为473.5im, 以核形石砾状灰岩与似球粒泥粒灰岩呈旋回性(旋回C)出现为特征(图 13-c), 可见4个旋回, 各旋回厚度为100~170im。

图 13

Fig.13

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	图 13 贵州中三叠统垄头组典型沉积旋回B和C的野外照片Fig.13 Photographs showing characteristics of depositional cycles B and C of the Middle Triassic Longtou Formation in Guizhou Province

腹足动物可以存在于所有纬度的正常海水、咸水、超咸水、淡水和近地表环境中。

绿藻作为一种光合作用的生物, 需要生活在有阳光的环境中, 古代绿藻通常出现于2~30im深的水域中。蓝细菌大部分是光合作用生物, 具有很宽的盐度耐受范围, 在超盐水和淡水中均可生存, 主要出现于温暖的海水中(Wu et al., 2016)。蓝细菌在潮间带至潮下带环境尤其是潮间带, 能够形成叠层石(Flü gel, 2010)。

核形石可以形成于有光照或低光照的淡水、微咸水和正常海水中。它常被用来作为高能潮间带至浅水潮下带环境的指示物, 但在潮下低能环境中也会形成。根据核形石的沉积结构、伴生颗粒、优势粒度、核心等特征可以确定其形成环境(Dahanayake, 1977; Kuss and Schlagintweit, 1988; Kuss et al., 1990)。

泥晶套起源于喜光的钻孔生物(Bathurst, 1966), 通常被认为是温暖浅海环境的指示物。大量包粒的出现是数十米深的浅水环境的可靠指示物(Swinchatt, 1969)。

鲕粒的形成需要充足的碳酸盐水体以及动荡的环境, 通常出现于水体较浅、水动力较强的滩相环境中。豆粒可以形成于海相环境(Purser, 1973), 如潮上带(Assereto and Folk, 1976; Loucks and Folk, 1976), 或大气淡水渗流环境中(Dunham, 1969), 如洞穴(Jones, 1989)。似球粒多形成于浅海温水环境(如浅滩、潟湖)。

“ 黑色砾石” 为内碎屑, 是灰岩部分或完全暴露地表的标志(Strasser and Davaud, 1983)。“ 黑色砾石” 的颜色很可能是与陆生植物相关的有机质渗透进沉积物中引起的(Vera and Cisneros, 1993)。

中三叠世拉丁期, 贵阳垄头— 安顺— 关岭扒子场— 贞丰— 兴义泥凼这一“ S” 相带为碳酸盐岩台地边缘沉积, 无生物礁发育证据(冯增昭等, 1997)。因此, 该相带内的沉积主要受水深和水体能量控制。关岭扒子场和花溪桐木岭地区的垄头组共识别出了12种岩石类型。根据颗粒丰度、颗粒组合特征以及岩石沉积结构特征可将这些岩石类型划分为4类沉积环境: 潮坪、潟湖、台地边缘浅滩和地表暴露环境。

6.2.1 潮坪 泥晶灰岩、叠层石、核形石漂浮岩、核形石砾状灰岩、似球粒泥粒灰岩、豆粒砾状灰岩A形成于该沉积环境。

中三叠世至晚三叠世的叠层石常分布于潮间带及潮上带(Leinfelder and Schmid, 2000)。垄头组叠层石中其他生物化石罕见(图 10-e), 常见帐篷构造。泥晶灰岩中鸟眼构造发育(图 8-e), 指示潮上带环境。

核形石漂浮岩核部常为厘米级的腹足类, 基质为泥晶组成, 指示能量较低的潮下带环境。核形石砾状灰岩中, 核形石的优势粒径为2~10imm, 形状为球状、次球状, 核心通常为藻类, 基质为亮晶, 伴生颗粒主要为生物碎屑及包粒, 指示了水动力较强的潮间带环境。

似球粒泥粒灰岩中除一些藻类碎片外, 生物碎屑罕见(图 8-d), 主要由似球粒组成, 富含泥质, 可能形成于低能潮下带及潮间带(Neumann and Land, 1975; Flü gel, 2010)。

豆粒砾状灰岩A常与含生物碎屑的核形石灰岩一同出现(图 13-b), 二者之间界线不明显, 为过渡变化, 指示其与核形石灰岩沉积环境相似。推测该类豆粒灰岩可能形成于潮上带环境。

6.2.2 潟湖 生屑漂浮岩、生屑砾状灰岩形成于该沉积环境。生屑漂浮岩含有大量保存较完整的软体动物骨骼(图 4-a), 基质中泥质含量较高, 含有相当数量的似球粒, 指示水体能量较弱的低能环境。

生屑砾状灰岩含有大量的钙质绿藻(粗枝藻)及少量腹足类(图 4-d), 生物种类较单一, 腹足类及绿藻化石颗粒保存较好, 形态较完整; 但胶结物为亮晶方解石, 不含泥质, 指示水动力中等至较强且水深较浅。

6.2.3 台地边缘浅滩 鲕粒泥粒灰岩和包粒泥粒灰岩可能形成于该沉积环境。鲕粒常形成于水体非常浅的高能浅滩环境(Tucker and Wright, 1990)。包粒泥粒灰岩中颗粒为单一的具无纹理泥晶套镶边的生物碎屑或内碎屑颗粒, 指示了较高的水体能量。泥晶套的出现也说明这些颗粒形成于水深很浅的浅滩环境。

6.2.4 地表暴露环境 豆粒砾状灰岩B和玛瑙纹状灰岩形成于该环境中。豆粒砾状灰岩B中豆粒的核心常常为破碎的豆粒或破碎的纹层状胶结物, 再造和再沉积作用普遍, 且具悬挂于豆粒底部的重力胶结物。这种特殊的结构常形成于大气水或海水的渗流环境(Tucker and Wright, 1990)。

玛瑙纹层状灰岩中亮晶方解石纹层呈不规则包卷状或玛瑙状产出, 单纹层厚1~3imm。该岩石类型通常与豆粒砾状灰岩B相伴生, 可见岩溶角砾(如岩屑等), 指示玛瑙纹层状灰岩形成于地表暴露环境。此外, 扒子场地区纹层状灰岩的 δ ¹⁸O 值为-9.23‰ ~-8.01‰ (范嘉松, 1996), 显著低于拉丁期正常海水的 δ ¹⁸O 值(-2.3‰ , Scherer, 1977), 也反映其形成很可能有大气淡水作用的参与。

区域构造稳定时, 构造作用对海平面变化无影响, 沉积环境的变化主要受全球海平面变化和区域沉积速率的影响。而在构造活跃地区, 区域海平面由于受到构造升降影响而常表现出与全球海平面变化的不一致。中三叠世拉丁期(231— 236iMa)全球海平面逐渐上升, 整体表现为海侵(Haq et al., 1987; Wagoner der Meer, et al., 2017)。但是, 对扬子地块主体而言, 早三叠世末期至中三叠世, 受印支运动的影响, 扬子地块与华北地块碰撞使得扬子地块整体抬升, 相对海平面下降, 形成了遍布扬子地块主体的拉丁期大海退(杨遵仪等, 1991; Yin and Tong, 1996)。殷鸿福等(1994)采用生态地层学综合分析方法, 对比扬子主体多个剖面的群落生态、岩石学、沉积学、古生物学及地球化学的特征, 绘制出扬子主体地区二叠纪— 三叠纪海平面变化曲线, 同样发现早三叠世至中三叠世扬子地区海平面表现为海退。相较而言, 在黔西南地区, 由于远离扬子地块与华北地块碰撞抬升作用的影响, 该区域在拉丁期至卡尼期具有与全球海平面同步的变化, 表现为持续的海侵(李荣西等, 2003)。

垄头组下、中、上3段具有多个沉积旋回, 每个沉积旋回代表一个典型的海平面变化特征(图 11)。旋回A由核形石漂浮岩— 核形石砾状灰岩— 叠层石组成, 指示潮间带— 潮下带环境向叠层石代表的潮间带环境转变。旋回B上部玛瑙纹层状灰岩的出现说明沉积水深向上逐渐变浅并最终导致沉积物暴露地表。旋回C由核形石灰岩和似球粒泥粒灰岩组成, 代表潮间带至潮下带的环境变化。

垄头组下段下亚段由多个旋回A组成, 自下至上核形石漂浮岩逐渐减少, 而核形石砾状灰岩增加, 指示水动力增加, 水体逐渐变浅。沉积厚度的不断增加, 说明海平面缓慢上升, 其上升速度小于沉积速度。中亚段由潟湖环境的生屑漂浮岩及生屑砾状灰岩的组成, 指示海平面继续上升。上亚段底部出现厚1im左右的台地边缘浅滩环境的鲕粒灰岩和包粒泥粒灰岩, 指示海平面的短暂下降。随后, 与下亚段类似的沉积旋回再次出现, 说明研究区回到潮坪环境。可见, 在垄头组下段沉积时期, 海平面整体表现为稳步上升。

垄头组中段下部以旋回B为主要特征, 具有大量地表暴露环境的产物, 如纹层状灰岩、豆粒灰岩B等。中段底部也具有1层岩溶角砾岩, 说明原岩沉积在后期遭受大气淡水溶解作用。地表暴露环境产物在中段地层中的重复出现, 并不能指示多期次的海平面下降事件, 因为地表暴露形成的构造, 如溶洞、裂缝等, 可以引导大气淡水深入到早先形成的地层中, 从而在远离地表的原岩中形成纹层状灰岩、豆粒灰岩B等大气淡水产物。野外露头上观察到的纹层状灰岩对原岩的穿插关系就是该解释的有力证据。此外, 观察到最下层的玛瑙纹层状灰岩中可见核形石灰岩岩块被纹层包卷, 但在玛瑙纹层状灰岩中岩块已经少见, 且最上层的玛瑙纹层状灰岩中已经很难见到岩屑、岩块, 取而代之的是越来越厚的方解石纹层, 这说明真正的地表暴露面是顶部厚层纹层状灰岩发育的位置。中段原岩为潮间带和潮上带环境中发育的核形石灰岩、豆粒灰岩A、泥晶灰岩, 沉积厚度的增加, 指示海平面的持续上升。纯粹的厚层纹层状方解石的出现, 指示海平面的快速下降。中段上部为核形石砾状灰岩— 叠层石互层(旋回A), 表明沉积环境恢复到潮间带至潮下带环境, 海平面缓慢上升。

垄头组上段由潮间带、潮下带环境下形成的核形石灰岩— 似球粒泥粒灰岩旋回(旋回C)组成, 自下至上似球粒灰岩逐渐增加, 指示水体变深、海平面上升。

综上, 垄头组沉积可划分为4个阶段(图 14):第1阶段(下段— 中段下亚段)为正常的潮坪、潟湖等沉积, 可在潮坪沉积物中见到干裂和鸟眼构造等; 第2阶段(中段下亚段顶部), 海平面大幅下降, 沉积物暴露地表, 遭受雨水溶蚀作用形成溶洞和裂缝等, 部分原岩崩解; 第3阶段, 雨水中所含的碳酸钙沉积于洞、缝中形成纹层状方解石和豆粒灰岩B等; 第4阶段, 海平面逐步上升, 继续接受潮坪环境正常沉积。

图 14

Fig.14

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	图 14 贵州中三叠统垄头组沉积模式Fig.14 Depositional model of the Middle Triassic Longtou Formation in Guizhou Province

垄头组沉积时期, 作为扬子地块的一部分, 研究区很可能同样受到了构造抬升作用的影响。关岭地区垄头组厚度为1301im, 而花溪地区垄头组厚度为200~300im(淡永, 2007), 变化较大, 可能与沉积区的差异构造抬升作用相关。与关岭地区相比, 花溪地区距离扬子地块与华北地块碰撞带更近, 经历的构造抬升运动相对更为剧烈, 从而使得花溪地区沉积物可容纳空间减小, 沉积物地层厚度更小。

拉丁阶垄头组沉积时期, 构造抬升作用使扬子地块主体海平面发生了1次大规模下降(殷鸿福, 1982; 殷鸿福等, 1994), 导致沉积区持续遭受近地暴露。垄头组中段下亚段顶部的玛瑙纹层状灰岩很可能是拉丁期大海退的产物。在全球中— 晚三叠世台地边缘沉积地层中, 均有类似垄头组玛瑙纹层状灰岩的发现, 如意大利北部Marmolada山脉安尼期— 拉丁期Latemar台地边缘斜坡(Harris, 1993; Russo et al., 2000)、北阿尔卑斯山脉安尼期Concarena台地边缘地层(Henrich and Zankl, 1986; Zeeh et al., 1995)和意大利Calabria地区上三叠统台地地层(Boni et al., 1994; Climaco et al., 1997)。这些玛瑙纹层状灰岩产出地层分别与安尼期— 拉丁期海退、安尼期海退和拉丁期— 卡尼期海退(Zeeh et al., 1995; Climaco et al., 1997; Russo et al., 2000)相对应。

垄头组沉积晚期(中段上亚段和上段沉积时期)表现为逐渐海侵和海平面上升, 与黔西南地区拉丁期— 卡尼期大规模海侵(李荣西等, 2003)一致, 也与全球同期海平面上升一致。这很可能是因为垄头组发育的黔西南地区在此期间处于沉降阶段所致。