以碎屑岩为主的大岩坪组及马槽园组分布于神农架中南部和东部兴山地区, 以碳酸盐岩为主的乱石沟组、大窝坑组和矿石山组分布则相对广泛。作者通过剖面实测、野外描述及镜下观察鉴定讨论其的沉积特征。

1)大岩坪组。大岩坪组本次实测厚度1623m, 除了中部少量白云质泥岩外, 大部分主要由黑色或黑灰色薄层— 中层砂岩、粉砂岩与白云质泥岩或灰质泥岩构成韵律沉积(图 2-A), 波痕、潮汐层理及递变层理较发育(图 2-B, 2-C); 在粉砂质泥岩中还可见水平层理, 粉砂岩中偶见楔状交错层理, 粉砂岩与泥岩的递变韵律总是具明显的底冲刷面(2-D)。上部滑塌角砾岩(图 2-E, 2-F)发育, 表现为黑灰色砂岩— 粉砂岩— 泥岩序列中数次出现厚层块状角砾岩, 且越往上角砾岩的厚度越大, 间隔越密, 最终逐渐过渡到马槽园组纯砾岩段。砾岩中的砾石, 砂岩、粉砂岩中碎屑颗粒均主要是碳酸盐岩、石英与燧石, 分选磨圆很差, 硅质胶结。上部杂乱状更明显。砾岩中的砾石本身就是砾岩, 有些砾石被选择性燧石化, 硅化加剧, 构造影响明显, 糜棱化及断层角砾可见; 有些砾岩呈撕裂状, 基质支撑, 为典型滑塌重力流沉积(图 2-F)。上部砾岩与砂或粉砂岩接触界面上, 沉积构造具底冲刷, 甚至可见到火焰构造(泥质向上挤入砾岩层)(图 2-G)、递变层理、水平层理, 但泥质粉砂岩中递变性不明显, 多表现为粉细砂岩— 粉砂岩或泥质粉砂岩的递变(图 2-H)。

图 2

Fig.2

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图 2 扬子克拉通北缘神农架群下亚群大岩坪组和马槽园组岩性与沉积特征 A— 大岩坪组砂岩、粉砂岩、泥岩互层, 九冲剖面; B— 大岩坪组下部黑色硅质粉砂岩中的波痕, 大岩坪剖面砂; C— 大岩坪组递变层理, 九冲剖面; D— 大岩坪组细砂岩与泥质粉砂岩的递变韵律层, 粉砂岩中水平层理、波状层理发育, 九冲剖面; E— 大岩坪组中上部滑塌角砾岩, 大岩坪剖面砾; F— 大岩坪组上部的砾岩, 砾石呈撕裂状, 基质支撑, 大岩坪剖面1第93层, 单偏光; G— 火焰构造, 大岩坪组砂岩底面泥质向上挤入砂砾岩层, 砂砾岩成分主要是碳酸盐岩碎屑, 部分被燧石化, 正交偏光, 大岩坪剖面2第56层; H— 大岩坪组递变层理, 大岩坪剖面1第38层, 单偏光; I— 马槽园组滑塌角砾岩, 兴山人坪河剖面; J— 马槽园组中下部砂砾岩中的板状交错层理, 兴山马槽园村; K— 马槽园组削顶波痕, 马槽园剖面; L— 马槽园组砾岩微观照片, 砾石全部为结晶碳酸盐岩, 部分被燧石化, 兴山人坪河剖面1第12层, 单偏光Fig.2 Lithology and sedimentary characteristics of the lower subgroup of Shennongjia Group (Dayanping and Macaoyuan Fms.)in northern margin of Yangtze Craton

2)马槽园组。马槽园组厚2153m, 以砾岩为主(图 2-I), 夹少量砂岩、泥岩。其中中下部为砾岩与粉砂岩、泥岩互层, 砾岩砾石成分单一, 基本为结晶碳酸盐岩, 主要是泥粉晶或中晶白云岩, 也见有纹层发育的硅质白云岩或粉砂岩砾石; 少量硅质砾石, 疑为成岩后期的燧石化造成, 砾石大小混杂, 分选差, 局部见磨圆(图 2-I, 2-L); 这些砾石与上覆乱石沟组、大窝坑组及矿石山组岩性、岩相与岩石组合完全不一致, 其砾石成分更多的与鹰窝洞组及大岩坪组一致。砂级颗粒分选中等, 磨圆差, 但很纯净, 无泥质; 泥岩和粉砂岩则略具成层性与粒序。上部主要是砾岩, 局部多次出现板状交错层理、平行层理等牵引流沉积构造(图 2-J), 偶见波痕(图 2-K)。

3)乱石沟组。乱石沟组厚714m, 不仅粒屑(砾屑或砂屑、粉屑)白云岩、砾岩(或砂砾岩)、鲕粒硅质岩(图 3-A, 3-B, 3-E, 3-F, 3-H)、纹层发育的泥质白云岩以及硅质白云岩(图 3-C, 3-D, 3-F)常见, 叠层石非常发育(图 3-G), 且发育波状层理、水平层理、缝合线构造及各种交错层理等构造, 尤其以波痕、泥裂、石盐假晶及膏溶等现象为其显著特征(图 3-I)。这些岩石类型组合多种多样, 较为常见的有: 泥晶白云岩与叠层石白云岩、粒屑白云岩与硅质白云岩、硅质白云岩与泥质白云岩、纹层状叠层石白云岩与硅质白云岩组成叠层石丘以及紫红色泥质白云岩与含石盐假晶、干裂等暴露构造的白云岩韵律层。沉积序列上看, 下部以砾屑或鲕粒白云岩与叠层石白云岩或结晶白云岩的组合为主, 中部则主要为硅质纹层状叠层石白云岩与其他形态叠层石构成的叠层石丘, 上部以紫红色叠层石白云岩与潮汐层理发育的白云岩为主, 顶部发育暴露标志明显的潮上白云岩, 并有厚约1m的玛瑙砾岩。总体表现为向上变浅的沉积序列。

图 3

Fig.3

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图 3 扬子克拉通北缘神农架群下亚群乱石沟组、大窝坑组及矿石山组岩性特征 A— 乱石沟组砾屑白云岩, 神农顶剖面1第205层, 正交偏光; B— 乱石沟组紫红色薄层泥质白云岩, 神农顶剖面1第285层; C— 乱石沟组纹层状泥质白云岩, 神农顶剖面1第300层, 单偏光; D— 乱石沟组纹层状泥质白云质粉砂岩, 神农顶剖面1第300层, 正交偏光; E— 乱石沟组鲕粒白云岩, 鲕粒泥晶化, 圈层不明显, 其核部已轻微硅代, 胶结物已全部硅化, 神农顶剖面1第50层, 正交偏光; F— 乱石沟组硅质砂屑白云岩, 神农顶剖面1第10层; G— 乱石沟组下部硅质条带白云岩, 神农谷步游道; H— 玛瑙砾岩, 乱石沟组顶部, 神农顶剖面2瞭望塔处; I— 石盐假晶, 乱石沟组近顶部, 神农顶剖面2瞭望塔处; J, K, L— 大窝坑组粉晶白云岩, J为神农顶剖面3第49层, 正交偏光, L为神农顶剖面3第66层, 单偏光; M— 大窝坑组顶部炮弹锥叠层石, 神农顶剖面3第97层; N— 大窝坑组厚层锥状叠层石白云岩渐变为矿石山组薄层砂泥质白云岩, 神农顶剖面3; O— 矿石山组下部黑色含锰、含铁页岩, 与铁矿层紧邻, 神农顶剖面3第104层; P— 矿石山组粉晶白云岩, 神农顶剖面3第199层, 正交偏光; Q— 矿石山组顶部墙柱状叠层石, 神农顶剖面3第206层; R— 矿石山组锥状叠层石微观结构: 暗色藻纹层呈条带状分布, 亮色纹层晶粒较粗大, 重结晶明显, 无陆源物质渗入, 神农顶剖面3第140层, 正交偏光Fig.3 Lithological characteristics of the Luanshigou, Dawokeng and Kuangshishan Formations of the lower subgroup of Shennongjia Group in northern margin of Yangtze Craton

此外, 硅化现象常见, 包括鲕粒白云岩的硅化, 粉晶、微晶白云岩的硅化及泥质、粉砂质白云岩的硅化(图2, 图3), 指示了后期热液成岩作用的影响, 这一影响是普遍的, 贯穿整个神农架群。

4)大窝坑组。大窝坑组厚290m, 发育细晶白云岩、粉晶白云岩、泥晶白云岩、粉砂质白云岩, 还有少量白云质粉砂、砾屑白云岩、纹层状白云岩、硅质条带白云岩、硅质白云岩(图 3-J, 3-K, 3-L), 且向上硅质白云岩增多, 同时可见水平层理、平行层理、冲刷面和帐篷构造等沉积构造, 叠层石发育。碳酸盐岩中泥质等陆源物质少见。大窝坑组沉积序列总体表现为2个旋回, 下部旋回以纹层状、缓波状叠层石白云岩与砂屑白云岩或鲕粒白云岩组合为特征, 可见冲刷面及帐篷构造等; 上部则主要是由结晶白云岩与柱状及大型穹状及锥状叠层石白云岩组合为特征, 顶部则出现炮弹锥。

5)矿石山组。矿石山组厚508m, 与大窝坑组为渐变关系, 底部除含铁、含有机质的泥岩外, 陆源物质较少加入, 有机质含量极高, 重结晶显著, 略显硅化, 锥状、柱状叠层石发育(图 3-Q, 3-R), 局部见小型交错层理和帐篷构造。底部由大窝坑组厚层— 块状含“ 炮弹” 锥叠层石(图 3-M)白云岩向上变为薄层白云岩、砂泥质白云岩(图 3-N); 下部主要为粉砂质白云岩、硅质白云岩和碳质泥页岩、白云质粉砂岩, 夹50cm的赤铁矿层构成矿石山组最具特色的岩相组合(图 3-O)。中上部直到顶部, 叠层石极其发育, 岩石组合有: 纹层状叠层石向上变为大型锥状叠层石, 锥柱状叠层石向上变为巨型穹状叠层石、纹层状叠层石变为大型球状叠层石、鲕粒白云岩与锥叠层石礁组合以及小型锥状叠层石与长柱状叠层石(墙状叠层石)组合。硅质细— 粉晶白云岩, 向上发育细— 中晶白云岩、粉砂质白云岩及泥晶白云岩(图 3-P)。矿石山组沉积序列由下到上表现为叠层石形态多次变化, 越往上, 规模越来越大, 数量越来越多越来越密集。

1)台子组。台子组厚857m, 沉积序列可分为4个部分: (1)底部为2m厚的石英砂岩(图 4-A)和砂砾岩, 向上变为由含小型锥状叠层石构成的灰质白云岩、泥— 粉晶白云岩(图 4-B), 下部为瘤状灰岩(图 4-C)、白云质粉砂岩、粉砂岩, 夹有少量泥质白云岩, 并被近50m宽的辉绿岩脉所侵入。(2)中部主体由厚层块状粗粒石英砂岩、中粒石英砂岩、细粒石英砂岩、粉砂岩形成韵律层(图 4-D, 4-E), 单一韵律层厚度大, 特别是厚层石英砂岩厚度可达1~3m, 且旋回上部较细的部分又由多个不等厚砂泥韵律层组成。(3)向上岩性变细, 砂岩层变薄, 粉砂岩或泥岩变厚, 二者的比例越来越低, 直至变为主体发育粉砂岩、泥质粉砂岩或粉砂质泥岩互层, 而且, 泥岩中普遍含黄铁矿、钒(图 4-F), 因此该部分岩石是由黑灰色厚层块状泥岩组成的。(4)之后韵律旋回的下部明显变薄, 单一旋回厚度减薄, 而且由下往上白云质成分增多, 砂质成分减少, 直至变为大段黑色粉砂岩薄层与粉砂质灰云岩互层, 至顶部逐渐出现厚层块状砂质白云岩、硅质叠层石白云岩, 标志着野马河组的开始。砂岩是台子组最主要的岩石类型, 通常具底冲刷面, 有流痕等, 但层理构造不太发育; 从镜下观察, 砂岩的微观组构主要有3种类型: 一是镶嵌胶结、分选磨圆较好的纯净石英中砂岩; 二是孔隙式胶结、胶结物为云母或碳酸盐岩、分选较好、次圆— 棱角状的中— 粗砂岩; 三是杂乱分布、杂基支撑、磨圆与分选都较差的杂砂岩或砂泥岩。第3种类型主要出现在薄层的深灰色粉砂岩、泥岩与砂岩的互层中, 往往与变形构造及断裂相关联。

图 4

Fig.4

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图 4 扬子克拉通北缘神农架群中— 上亚群岩性特征 A— 台子组底部不整合面及石英砂岩, 神农顶剖面4; B— 粉晶灰质叠层石白云岩, 台子组, 神农顶剖面4第5层, 正交偏光; C— 台子组瘤状灰岩, 神农顶剖面4第18层; D— 台子组石英砂岩, 神农顶剖面4第64层, 单偏光; E— 台子组石英中砂岩、细砂岩、粉砂岩及少量泥岩的韵律沉积, 神农顶剖面4第163— 168层; F— 台子组含黄铁矿团块及钒矿的碳质泥岩, 神农顶凉风垭; G— 硅质白云岩, 野马河组下部, 209国道铁厂河剖面; H— 含贝加尔叠层石白云岩, 野马河组下部, 铁厂河; I— 含通古斯叠层石白云岩, 野马河组下部, 209国道铁厂河; J, K— 温水河组火山角砾熔岩团块与白云岩混杂形成的熔积岩与搅混构造, 209国道铁厂河; L— 温水河组中下部红色泥质白云岩, 纹层发育, 铁厂河; M— 石槽河组肉红色硅质白云岩夹灰绿色薄层泥质白云岩, 官门山剖面第70层; N— 石槽河组藻屑白云岩, 官门山剖面第62层, 攀岩点处, 正交偏光; O— 石槽河组粉屑泥质白云岩, 纹层发育, 官门山剖面第168层, 单偏光; P— 送子园组灰黑色硅质粉砂岩, 官门山剖面; Q— 瓦岗溪组硅质叠层石白云岩, 两河口剖面Fig.4 Lithological characteristics of the middle-upper subgroups of Shennongjia Group in northern margin of Yangtze Craton

台子组在神农顶景区与上覆莲沱组(粉砂岩, 细砂岩)呈平行不整合接触, 在铁厂河剖面与上覆野马河组呈整合接触。

2)野马河组。野马河组实测厚度1347m, 主要由纯硅质白云岩(图 4-G)和叠层石白云岩(图 4-H, 4-I)偶夹石英砂岩组成。作为指相标志的岩性有砾屑白云岩、藻屑白云岩、叠层石白云岩, 纯白云岩、泥质白云岩。宏观上野马河组的叠层石以中型柱状及分叉柱状叠层石为主, 柱体东倒西歪, 底座较粗大, 指示了受风暴浪影响及抗浪特征, 与其他层位岩性及叠层石特征相异。中上部1m厚的石英砂岩磨圆、分选良好, 为镶嵌胶结或孔隙式胶结, 孔隙间为碳酸盐胶结, 为受浪颠选的滨岸砂; 野马河组上部则发育大量红色泥质充填的柱状叠层石白云岩, 其岩石类型大致可分为3种: 含柱状叠层石的厚层块状硅质白云岩, 含分叉柱状与紊乱柱状叠层石白云岩, 紫红色小型柱状叠层石白云岩。

3)温水河组。温水河组厚2286m, 其与野马河组为整合接触, 划分的标志是以火山角砾岩的出现, 因在温水河组下部夹有多套辉绿岩或火山角砾岩(图 4-J, 4-K)凝灰岩及熔结岩(具搅混构造)。但沉积岩却仅受到了很小的影响或几乎未见热液作用。主要沉积岩为白云岩, 泥质白云岩、藻纹层和藻屑发育的粒屑白云岩, 多大理岩化, 仅轻微硅化。由于覆盖严重, 沉积现象较难观察, 而岩石微观组构上显示同野马河组相比, 白云岩中的泥质组分更高, 颜色偏暗, 也较少观察到叠层石。温水河组上部出现红色条带白云岩(图 4-L)而顶部则是由柱状叠层石与密集分布的微小型分叉柱状叠层石(Jurusania)组成。

4)石槽河组。石槽河组厚1670m, 分布范围较广, 木鱼镇官门山— 天生桥景区一带, 以及209国道刘家屋场均有分布。石槽河组下部主要为砂屑、粉屑、泥屑白云岩、硅质白云岩(图 4-M), 其中硅质为后期成岩作用过程中溶蚀孔洞的充填或晶粒白云石被硅质交代; 其上为富含有机质的藻纹层、泥质白云岩及藻屑白云岩(似凝块岩特征)(图 4-N)、白云质泥岩, 可见底冲刷面、板状交错层理、粒序层理, 鲕粒白云岩、砂屑白云岩中经常发育同生层间小断裂。中部叠层石特别发育, 表现为以纹层状、缓波状、小型穹状为主, 有不规则的藻丝体与结晶碳酸盐岩杂乱分布, 或是藻屑呈砂、砾屑状、团块状杂乱分布, 偶有硅化; 向上为粒序层发育的泥屑或粉屑泥质白云岩, 粒度递变明显, 纹层发育(图 4-O), 但无石英等陆源物质的加入, 除泥质外, 均为盆内碎屑。石槽河组上部为砾屑白云岩— 纹层状(缓波状)叠层石白云岩— 泥质或泥晶白云岩— 硅质白云岩的韵律层, 越往上纹层越明显, 韵律性越强。到顶部砾屑白云岩与纹层状泥质白云岩互层的特征更为显著, 砾屑中有砂屑和粉屑, 出现亮晶鲕粒和风暴砾屑白云岩, 纹层中泥质或有机质含量更高, 纹层更加清晰, 粉、砂屑层中水平层理、波状层理或小型交错纹理发育, 以碳酸盐岩碎屑为主, 未见石英等陆源颗粒。岩石组合最常见的类型有硅质白云岩与泥质白云岩, 内碎屑(砾屑、砂屑或鲕粒)白云岩与叠层石白云岩, 砾屑白云岩与纹层状泥质白云岩, 紫红色纹层状白云岩与中厚层泥质白云岩、泥质白云岩构成向上变浅微旋回沉积。

1)送子园组。送子园组厚351m, 中薄层硅质泥岩、粉砂岩序列是送子园组最主要的岩石类型, 但其下部除黑灰色硅质泥岩外, 还有灰色、深灰色、灰黑色硅质粉砂岩(图 4-P), 局部夹薄层灰褐色铁矿层与浅灰色、肉色、灰色粉晶白云岩。在官门山园区石槽河畔, 可以清楚地观察到石槽河组叠层石及砾屑白云岩与送子园组硅质粉砂岩呈互层渐变过渡的情形。

2)瓦岗溪组。瓦岗溪组厚190m, 主要由不同类型白云岩形成, 颗粒白云岩及叠层石白云岩发育(图 4-G), 晶粒白云岩主要是泥晶白云岩, 部分重结晶为粉晶— 细晶白云岩。其次内碎屑及鲕粒白云岩发育, 鲕粒多为放射鲕, 个别以石英颗粒为核心, 形成薄皮鲕包壳结构。

4.1.1 岩石类型

神农架群主要岩性见表 1(柳永清和旷红伟, 2017), 总体表现为以沉积岩为主, 少量岩浆岩和变质岩; 沉积岩中又以碳酸盐岩为主, 碎屑岩其次; 碳酸盐岩又以白云岩占绝对优势, 灰岩少量, 仅见于台子组底部8.8m瘤状灰岩及灰质锥状叠层石白云岩; 白云岩中除主要形成于浅水环境中的微生物白云岩(叠层石)、颗粒白云岩及结晶白云岩外, 还有大量硅质白云岩(表 1); 碎屑岩主要见于大岩坪组、马槽园组、台子组及送子园组, 即各亚群下部层位, 包括砾岩、砂岩、泥岩及其过渡类型。此外, 还有一些受构造、热液或沉积环境影响的特殊岩类, 如石膏、盐岩等主要与潮上暴露有关, 而硅质岩等多为碳酸盐岩受热液影响所致。通过不同沉积岩类型及其伴生的沉积构造等, 大致可以判定其产出的沉积环境。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 扬子克拉通北缘神农架群主要岩石类型及沉积构造 Table 1 Main rock types and sedimentary structures of Shennongjia Group in northern margin of Yangtze Craton

表 1 扬子克拉通北缘神农架群主要岩石类型及沉积构造 Table 1 Main rock types and sedimentary structures of Shennongjia Group in northern margin of Yangtze Craton

4.1.2 主要沉积构造

通过野外踏勘、剖面实测及地质填图, 识别出大量沉积构造, 常见的包括水平层理、交错层理、平行层理、冲刷面、鸟眼构造、波痕、干裂、石盐假晶、帐篷构造及结核等(表 1)。特别是各种不同类型的层、穹、锥、柱、丘叠层石的发育(范正秀等, 2018), 为沉积相的识别提供了重要的指相标志。板状、楔状及槽状交错层理在白云岩和砂岩、砾岩中均有分布, 一般是发育在水动力条件较强的潮沟、潮下高能浅滩中, 如乱石沟组顶部玛瑙砾岩与砂岩组成的正粒序沉积中、乱石沟组和大窝坑组鲕粒白云岩中、马槽园组中部砂质砾岩中, 等等; 平行层理在砂岩中及晶粒白云岩中常见, 和交错层理发育环境及出现层位较一致; 而水平层理则更多地出现在低水动力能量较弱的潟湖、陆棚及潮上泥坪, 如大岩坪组中部薄层泥页岩中、台子组含钒黑色泥岩或粉砂质泥岩中水平层理发育, 而实际上, 层纹状或小型波状叠层石也可以看作是薄层生物藻席与泥质或泥晶白云岩形成的水平层理。而各种层面构造与沉积时的海平面变化, 甚至气候环境相关联, 如鸟眼构造、波痕、干裂、石盐假晶、帐篷构造都与潮上暴露环境有关, 鸟眼构造、干裂、石盐假晶等一直被当作干旱炎热的蒸发环境产物, 这些层面构造多发育于海平面强烈变浅期间, 在泥质白云岩中最常见, 如乱石沟组上部、石槽河组中上部红色泥质白云岩。此外, 在神农架群碳酸盐岩中, 最为显著的是生物沉积构造(叠层石)。神农架群中叠层石极其发育, 依据叠层石构造的形态特征, 可识别出柱状、层状、波状、穹状、丘状(叠层石丘)及锥状叠层石等6种类型。碳酸盐岩中的叠层石, 作为蓝绿藻光合作用和沉积作用共同影响的沉积构造, 叠层石的发育程度除受陆源物质的限制外, 还与海水的温度、光照强度密切相关, 而这与海平面的变化直接关联, 不同的沉积环境中叠层石具有不同形态(Allwood et al., 2007; Riding, 2011; Nutman et al., 2016)。锥状叠层石、柱状叠层石形成环境以潮间带至潮下高能带上部为主。层状叠层石主要发育于潮下低能带、潮间带及潮上带, 波状叠层石主要发育于潮下高能带下部及潮间带; 叠层石丘主要发育在乱石沟组及矿石山组, 以大型至巨型为主, 其形成环境为潮间带上部至潮上带。叠层石类型的垂向组合与演化规律上通常以“ 波状— 柱状— 丘状” 或“ 层状— 穹状— 锥状” 的形式出现。这也是文中沉积体系划分和沉积相识别、划分的重要依据之一。

在对神农架群沉积特征进行了系统的野外地质调查和初步综合研究基础上, 通过对神农架群岩石类型的判定及沉积构造的识别, 特别是叠层石形态与沉积环境的关系, 并结合各地层组岩石组合特征的研究表明: 神农架群沉积相主要包括碳酸盐岩环潮坪、碎屑岩海相沉积组合(滨岸— 碎屑潮坪(潟湖)— 浅海陆棚)、台地边缘高能浅滩与台地前缘斜坡等4种沉积相组合, 此外还发育少量局限台地及深海陆棚等相类型(图 5)。

图 5

Fig.5

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	图 5 扬子克拉通北缘神农架群地层沉积综合柱状图Fig.5 A comprehensive column of stratigraphy and sedimentology of Shennongjia Group in northern margin of Yangtze Craton

4.2.1 (环)潮坪沉积相

环潮坪即围绕潮坪的沉积岩形成的环境(Folk, 1973), 也称为潮缘相带(peritidal), 它代表了从与潮坪相邻的浅潮下地区至潮坪本身及潮上带的环境(Tucker and Write, 1990; 梅冥相等, 1997; Rudnitzki et al., 2016)。神农架群的碳酸盐岩具备环潮坪沉积的4个典型特征: (1)进积作用强烈, 易形成海退序列, 潮下沉积被潮间甚至潮上沉积所覆盖, 有时顶部发育陆源碎屑沉积, 从而构成向上变浅序列(米级旋回层序); (2)有宽阔的潮间带; (3)有较多微生物岩发育; (4)表征陆上暴露的沉积构造发育, 纹理化的明显(梅冥相等, 1997)。

神农架群碳酸盐岩组合主体沉积环境以向上变浅为特征, 这也是在野外剖面详测过程中主要的分层依据; 乱石沟组顶部由红色泥质白云岩逐渐过渡为砾岩沉积(图 6-C); 同时, 神农架群碳酸盐岩中微生物作用强烈, 叠层石发育; 这使得碳酸盐沉积物供应速率大大提高, 具潮间带特征的小型柱状、层纹状叠层石占了碳酸盐岩的大部分(图 6-A, 6-B), 在叠层石白云岩的上下, 潮汐层理常见(图 6-F), 纹理化作用明显, 不同规模和厚度的水平纹层极其发育, 有些是藻纹层(图 6-G), 与不同形态的穹叠层石、柱叠层石、锥叠层石形成向上变浅的沉积组合, 另一些非藻纹层, 而是水平层理, 指示了沉积环境较弱水动力条件(图 6-H), 如潮上带或潟湖环境等; 而在乱石沟组上部及石槽河组多次出现的红色或灰白色泥质白云岩中, 干裂构造发育(图 6-L), 并出现波痕、石盐假晶、石膏等代表干旱或半干旱气候下的萨布哈沉积(图 6-J, 6-K); 干裂构造、帐篷构造、鸟眼(窗格构造), 蒸发岩, 白云化、硅化(图 6-M), 钙结壳均是环潮坪沉积中常见的现象。神农架群潮道迁移也较为常见。在潮道的底部常由基底滞后沉积覆盖, 由于常受迁移潮道的高能量水体的改造(图 6-C, 6-D), 形成碎屑或碎块加入底部, 因此, 潮道沉积通常由海滩剥蚀作用形成的粗粒碎屑组成, 但潮道沉积分布相对局限, 如乱石沟组顶部的“ 玛瑙” 砾岩(图 3-H和图 6-C)。环潮坪是神农架群分布最广的沉积相类型, 见于乱石沟组、大窝坑组、矿石山组、台子组下部、野马河组上部、温水河组、石槽河组及瓦岗溪组等所有碳酸盐岩发育层位(图 5)。

图 6

Fig.6

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图 6 扬子克拉通北缘神农架群环潮坪碳酸盐岩沉积构造特征 A— 神农谷步游道“ 神龟翘首” 处环潮坪含叠层石硅质白云岩; B— 官门山剖面攀岩点处叠层石韵律构成的潮间带沉积; C— 宋洛乱石沟组顶部的砾岩与砂岩组成的潮沟沉积; D— 神农顶大窝坑组下部潮汐通道板状— 平行层理; E— 神农顶大窝坑组下部浪成波痕; F— 神农顶剖面乱石沟组波状层理(潮汐层理); G— 石槽河组纹层状硅质条带白云岩; H— 铁厂河剖面温水河组红色泥质白云岩与白色硅质白云岩韵律层理; I— 神农顶大窝坑组下部板状砾屑白云岩(潮沟)向上变细、水动力逐渐减弱的潮道沉积序列; J— 瞭望塔, 乱石沟组顶部, 膏溶构造; K— 松柏— 宋洛, 乱石沟组上部, 石盐假晶; L— 209国道刘家屋场北石槽河组下部白云岩底部干裂; M— 神农顶, 大窝坑组, 潮上带硅质壳及纹层状叠层石Fig.6 Sedimentary structures of peritidal carbonates of Shennongjia Group in northern margin of Yangtze Craton

4.2.2 海相碎屑岩沉积相

神农架群碎屑岩中砂岩和泥岩等黑色岩系沉积相较为复杂。这套海相碎屑岩沉积组合, 主要见于台子组和大岩坪组中下部、送子园组等碎屑岩剖面。前人(李铨和冷坚, 1987; 刘成新等, 2013; 王能盛, 2016)研究多认为这套碎屑岩体系属于深水浊流(砂岩)或潟湖相(泥岩与粉砂岩), 如台子组, 除底部含有少量的锥叠层石白云岩外, 大部分是由砂泥岩组成的。由于其颜色深, 沉积构造不发育, 偶见岩层底面出现流痕、似槽模以及厘米级的递变层(图 7-A, 7-B, 7-C), 一度认为其属于深水盆地相沉积, 甚至认为可能是浊积岩。但本研究基于台子组一系列沉积相标志认为, 台子组主体为滨浅海相陆源碎屑岩, 理由如下:

图 7

Fig.7

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图 7 扬子克拉通北缘神农架群浅海碎屑岩沉积特征 A— 台子组中部砂岩底部的流痕构造, 神农顶凉风垭; B— 台子组由砂泥岩组成的韵律沉积, 砂泥韵律层厚薄不等, 薄层的砂岩中具厘米级递变层, 中层或厚层石英砂岩层理构造不发育, 呈块状, 神农顶剖面4第86— 98层; C— 台子组薄层含砂质粉砂岩镜下特征, 砂质、粉砂质颗粒杂乱分布, 泥质呈条带状, 神农顶剖面4第8— 7层, 正交偏光; D— 台子组不同层位砂岩镜下特征, 其右上角标号分别表示神农顶实测剖面4第81、54、57、65、72及86层样品, 神农顶, 正交偏光; E— D中6个砂岩样品的粒度概率曲线; F— 台子组第96层海相石英砂岩镜下特征, 磨圆较好, 分选中等, 神农顶剖面4, 单偏光; G— 台子组砂岩中的自生矿物海绿石(视域中部黄绿色颗粒), 铁厂河剖面, 正交偏光; H— 台子组含黄铁矿带的碳质泥岩, 神农顶剖面4第192层; I— 大岩坪组砂岩中的潮汐层理, 大岩坪剖面2; J— 大岩坪组砂岩底部的冲刷面, 大岩坪剖面2号第63层; K— 大岩坪组小型交错层理与平行层理, 大岩坪组下部粉砂岩, 摩天岭1号剖面第28层, 正交偏光Fig.7 Sedimentary characteristics of shallow marine clastic rocks of Shennongjia Group in northern margin of Yangtze Craton

1)台子组底部发育近2m厚的纯石英砂岩和砾岩, 砂、砾岩为镶嵌结构, 无胶结物, 且成分成熟度和结构成熟度都较高, 粒度概论曲线表现为三段式, 经萨胡判别及T结构参数等均表明其为海滩相沉积(图 7-E, T4001号样品所示, Y海滩: 浅海为74.1, T=20.67)(夏晓旭等, 2018)。

2)下部为小型锥状叠层石发育的粉晶白云质灰岩, 锥截面10~20cm, 垂直层面生长, 指示了潮下较高能量环境。

3)锥状叠层石之上出现的8m多厚的瘤状灰岩(图 4-C), 呈透镜状、香肠状、砾屑状及扁豆状, 向上则风化较为严重, 可见灰岩“ 瘤” , 瘤状与椭圆状为主, 长轴长20~30cm不等, 瘤灰色、青灰色, 瘤间基质深灰色, 瘤间为粉砂质白云岩, 泥质成分含量高, 产生了揉皱变形, 而瘤成分则主要为灰岩、白云质灰岩, 顶部是80~100cm的风化不严重的瘤状灰岩。

瘤状灰岩的成因有很多种, 多数情况下被当作深水沉积(Mullins et al., 1980; Maliva et al., 1989; 蓝光志等, 1994; Dietrich et al., 2000; 董兆雄等, 2002; 白云风等, 2006)。台子组的这套瘤状灰岩恰位于叠层石灰岩向陆源粉砂岩过渡的环境区域, 属于混积成因的粉砂质灰岩, 或灰质粉砂岩。岩石中灰质或粉砂质的分布是不均匀的, 因此在成岩压实过程中, 极易产生物质成分的分异, 而在后期的成岩过程中, 压溶作用也更容易在物质成分差异较大的层面发生。因而, 受成岩影响而产生物质成分的分异最终形成小型瘤状灰岩, 并非深水环境产物。台子组瘤状灰岩厚不足10m, 石英砂岩总厚度却超过700m。即使这套瘤状灰岩形成于深水盆地, 能表明此时有过短暂的海平面上升, 也不影响对700多米厚的台子组总体沉积环境为较浅海的判别。

4)台子组主体由石英砂岩与硅质粉砂岩及泥岩组成韵律沉积。绝大部分石英砂岩的分选和磨圆较好, 孔隙式或镶嵌式胶结, 胶结物中泥质较少, 硅质泥岩和粉砂岩具水平层理(镜下有糜棱化现象), 偶见粒序与底冲刷面。砂岩中层理不发育, 块状结构为主。中部夹有多层大小混杂、分选差的杂砂岩, 具重力流沉积特征(图 7-C), 其中的砂质成分与纯石英砂岩的特征完全一致, 具近岸搬运的特点(图 7-D)。此外, 粒度分析表明, 其粒度概率曲线主要是两段式, 或三段式, 以跳跃组分为主, 缺少滚动组分, 少量悬浮组分, 台子组砂岩大部分粒级在3φ 左右(7-E), 为中砂级, 磨圆较好, 分选中等— 好, 孔隙式胶结为主。粒度概率累积典线为两段式, 更符合滨岸砂的特征, 而无滚动组分的三段式, 与潮汐砂坝一致。上述特征说明, 台子组主体为滨岸砂滩— 砂坝沉积, 其砂坝向岸方向发育潟湖, 随着海平面的升降及季节性洪流的注入, 周期性沉积砂、泥及碎屑流。当海平面变浅、水体能量较强时, 以砂坝沉积为主体; 当海平面上升, 沉积水体变深时, 发育半闭塞的潟湖泥岩, 当出现季节性洪流时, 洪水不仅携带大量岸边的泥砂物质, 而且冲击砂坝将其中的石英砂卷入其中, 并使未固结的泥岩成撕裂状, 高密度流携带的石英砂砾在底床上划过, 甚至因此而留下了流痕构造。因此, 错将整个台子组当成深水重力流沉积是误判。

5)典型滨浅海自生矿物(海绿石)支持浅水沉积环境(图 7-G)。

6)台子组泥岩中含有大量Fe₂S、Fe、Co、C_U, 低的Ca、Mg含量与高的Al₂O₃与SiO₂, Zr、Hf、Li、Zn, Zr, Pb, K₂O等表征陆相来源的组分含量较高, 指示了一个近陆源的环境, 高的Th和稀土总量表明陆源黏土含量较高。高的Ba含量和低的Sr/Ba值, 表明离岸较近, 泥岩中黄铁矿的大量发育(图 4-F和图 7-H)及高的Ba含量也表明了一个闭塞的蒸发环境。

台子组以灰色中细粒石英砂岩和深黑色、灰色粉砂岩、泥岩为主的岩性特征, 及其厚层块状石英砂岩为主、重力流仅局部发育的沉积特征, 海绿石、黄铁矿等指相矿物的出现以及高Ba、低Sr、陆源地化组分含量高的特点, 表明潮汐砂坝(水道)和潟湖是台子组的主要沉积环境, 并经历了多次由滨岸— 台地边缘滩— 碎屑潮坪(含潮汐砂坝)— 局限台地(潟湖)等的高频变化。

至于大岩坪组, 虽然岩石颜色深, 中下部岩性细, 但其下部发育潮汐层理、波痕以及粒序层, 具冲刷面(图 7-I, 7-J, 7-K), 作者将其下部归入碎屑潮坪相, 属浅海相碎屑岩沉积组合; 而中部主要由黑灰色薄层粉砂层或页岩组成, 变形强烈, 水平层理发育; 表现为较深水的陆棚环境; 中上部发育多套滑塌角砾岩夹于薄层黑色的粉砂岩或页岩, 而将其归为台地边缘前斜坡沉积组合中。至于其中部的黑色页岩或粉砂岩与薄层硅质岩与送子园组薄层硅质粉砂岩一起代表着整个神农架群水体最深处的沉积, 暂划为深海陆棚。

因此, 通过反复研究和比对, 本次研究将台子组主体划归为碎屑潮坪(浅缓坡至潮上带)— 潟湖或局限台地(浅缓坡); 大岩坪组薄层白云质砂泥互层沉积划归为碎屑潮坪(潮间— 浅缓坡)— 浅海陆棚(中缓坡)— 深海陆棚(深缓坡); 送子园组硅质砂岩、粉砂岩— 页岩序列为深海陆棚(深缓坡)沉积。

4.2.3 台地边缘浅滩沉积相

进一步研究表明, 在宽阔的环潮坪沉积的潮下带以及碎屑潮坪的远端, 高能浅滩显著发育, 以发育大量鲕粒白云岩、粒屑白云岩(内碎屑白云岩)(图 8)和锥状、柱状叠层石为其特征。

图 8

Fig.8

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图 8 扬子克拉通北缘神农架群高能浅滩中发育的鲕粒白云岩、粒屑白云岩与磷块岩 A, D, E— 乱石沟组硅质胶结的泥晶鲕粒, SL1051层, A, E正交偏光, D单偏光, E是D的放大; B, C— 硅鲕, 鲕粒之间完全由硅质胶结, 鲕粒本身也仅残留泥晶化的最外层, C是B的放大, SL1102层, 正交偏光; F— 大窝坑组硅鲕, 鲕粒全部硅化, 但鲕粒之间胶出胶结物为料晶白云石, SD3045层, 正交偏光; G, H— 瓦岗溪组43层, 放射鲕及薄皮鲕, 32层硅质放射鲕, 两河口剖面, 正交偏光; I, J, K— 核形石与鲕粒及内碎屑共生, I为神农顶剖面大窝坑组32层, 正交偏光; J为官门山石槽河组166层, 正交偏光; K为官门山石槽河组188层, 单偏光; L— 乱石沟组砂屑白云岩, 神农剖面1第114层, 单偏光; M, N— 砾屑白云岩, M为神农顶剖面乱石沟组SL1210层, 正交偏光; N为铁厂河剖面野马河组, TY124层; O— 藻屑, 矿石山组, 神农顶剖面SK3125层, 单偏光; P— 凝块岩, 官门山石槽河组62层第13分层, 单偏光; Q— 似球粒, 官门山石槽河组62层第10分层, 单偏光; R— 砾屑白云岩, 瓦岗溪组, 正交偏光Fig.8 Oolitic dolostone, granular dolostone and phosphorite in high energy shoal of the Shennongjia Group in northern margin of Yangtze Craton

潮下高能浅滩通常指水体浅(正常浪基面以上)、能量高、以沉积异地碳酸盐岩颗粒为主的环境, 颗粒类型可以有内碎屑、鲕粒、藻粒、生屑等。台地边缘水体浅、能量高、是浅滩形成的有利场所, 它平行台地展布, 其上还可以形成横切浅滩的潮道, 发育亮晶颗粒灰岩、内碎屑灰岩等。神农架群的大部分鲕粒已晶化和硅化, 圈层结构不明显(图 8-A, 8-B, 8-C, 8-D, 8-E, 8-F), 微晶鲕粒由晶体杂乱生长产生, 或鲕粒的微晶外貌是原来的壳层因微晶化和重结晶产生的切向或放射状微组构的去除所引起的, 微晶鲕粒常常与其他鲕粒类型一起出现。微晶组构可能局限于某一纹层或出现在原生方解石或文石鲕粒的壳层的所有纹层中。部分放射鲕(图 8-H, 8-K)中发育大的泥晶包粒, 外部被呈放射状泥晶白云石包裹。在石槽河组、瓦岗溪组见到大量放射鲕。保存完好的放射纤维鲕粒总体被认为是在高镁方解石到低镁方解石转化过程中的产物, 也可能形成于低能环境(梅冥相, 2012)。在台地边缘浅滩, 还有大量核形石与鲕粒或内碎屑共生(图 8-H, 8-J, 8-K), 明显表现为高能动荡环境。

内碎屑在环潮坪和高能浅滩及台地边缘斜坡均发育(Tang et al., 2015)。神农架群粒屑白云岩总体表现为泥晶砾屑、砂屑或藻粒, 多为破碎的藻纹层(图 8-L至图 8-R); 有些砾屑表现为与风暴作用有关(图 8-F), 有的显示为半石化状态的砾屑磨圆很好(图 8-R), 表明经历了较长距离的搬运或是较长时期的颠选。似球粒出现在层状或凝块状结构中(图 8-P, 8-Q), 一般出现在浅海潮间— 潮下带陆架碳酸盐岩和生物礁、泥丘中。藻球粒可能来自藻类渐次磨蚀的产物, 也可能来自藻的破碎。

4.2.4 陆架边缘斜坡沉积相

碳酸盐岩台地较典型的类型有镶边或无镶边台地、单斜缓坡或远端变陡型缓坡台地(Tucker and Wright, 1990)。下亚群上部(乱石沟组— 大窝坑组— 矿石山组)— 中亚群(台子组和野马河组— 温水河组— 石槽河组)— 上亚群(送子园组— 瓦岗溪组)分别代表着碳酸盐岩浅水缓坡台地到陆棚环境(图 9)。而且, 无论是浅水台地还是包括潮坪环境在内形成的神农架群碳酸盐岩中又都发育类型丰富的叠层石及其组合, 它们是恢复元古代时期的古环境和古地理的重要证据。 神农架群叠层石多半构成生物丘、粘结岩或叠层石生物层, 不具有典型碳酸盐岩礁、滩相组合, 这也从另一方面说明神农架群碳酸盐岩属于缓坡台地模式, 即不属于镶边型碳酸盐岩台地沉积相模型。

图 9

Fig.9

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	图 9 扬子克拉通北缘神农架群大岩坪组和马槽园组台地边缘斜坡沉积特征 A— 大岩坪组中部黑灰色硅质页岩, 九冲剖面; B— 大岩坪组中部薄层泥质粉砂岩, 摩天岭剖面; C, D— 砂岩与砾岩互层, 马槽园组下部, 兴山人坪河剖面; E, F— 马槽园组下部厚层块状砾岩, 兴山人坪河剖面Fig.9 Sedimentary characteristics of the platform slope of Dayanping and Macaoyuan Formations of Shennongjia Group in northern margin of Yangtze Craton

大岩坪组和马槽园组发育大量滑塌碎屑流沉积, 重力驱动, 而使高密度底流沿斜坡滑动, 形成了物源主要来自自身或周缘已固结或半固结状态沉积岩或沉积物的砾屑、砂屑、泥屑等不同粒级盆内碎屑混杂堆积的沉积物, 表征着台地前缘外(深)缓坡上出现较大的坡降, 明显变陡。在间歇期也可形成牵引流性质的辫状水道和漫流沉积。此沉积体系仅发育于马槽园组和大岩坪组。

大岩坪组主体为粉砂岩与泥岩薄互层, 上部则发育若干套滑塌重力流沉积, 这套粉砂岩与泥岩薄互层中, 递变层理、底冲刷构造发育, 多处发现波痕; 而马槽园组不仅冲刷构造明显, 砾岩具有一定的磨圆度, 发育大型交错层理等牵引流沉积构造, 而且在其砂岩层底面波痕发育, 由此可见, 大岩坪组和马槽园组的沉积构造不支持其为深水环境。大岩坪组下部为碎屑潮坪环境, 大岩坪组上部及马槽园组下部为陆架边缘斜坡, 并逐渐过渡到浅水陆棚(图 9)。

神农架下亚群下部大岩坪组自下而上由碎屑潮坪相逐渐演变为浅水陆棚, 并伴随有斜坡相碎屑流沉积; 马槽园组则主要由滑塌重力流沉积组成, 属碳酸盐岩台地前斜坡沉积产物; 大岩坪组至上覆马槽园组自下而上表现为由浅缓坡— 潮间带— 中缓坡浅水陆棚— 深缓坡台地前缘斜坡重力流(滑塌碎屑流沉积), 间夹浅缓坡台地碳酸盐岩。下亚群上部为碳酸盐沉积, 发育环潮坪沉积体系, 在乱石沟组的下部以潮间— 浅缓坡相沉积为主, 但其上部暴露沉积构造发育, 以潮间— 潮上带沉积为主, 由潮下浅缓坡开始, 至潮上暴露蒸发环境而结束, 反映了由下向上海平面逐渐变浅的过程; 到乱石沟组顶部出现玛瑙砾岩, 甚至可能为整个神农架群沉积的最浅时期。大窝坑组沉积环境与乱石沟组中下部相似。矿石山组下部有10m左右碳质泥页岩、白云质粉砂岩, 且夹有0.5m厚的赤铁矿层, 表明盆地经历了短暂的海平面上升形成少量深海陆棚沉积; 中上部主要发育大型穹状叠层石、锥状叠层石、柱状叠层石, 以较弱水动力条件下中缓坡沉积为主。由此可见, 下亚群沉积时期经历了海平面多次上升下降的高频振荡(图 5)。

中亚群台子组底部为石英砂岩、砾岩, 与矿石山组平行不整合接触, 为另一沉积旋回的开始。从底部的滨岸砂、砾岩至潮下锥叠层石再到瘤状灰岩, 经历了一次短暂的海平面上升后, 台子组主体表现为滨岸砂坝— 浅海陆棚或碎屑潮坪的沉积特征, 到上部则发育局限台地相带, 并大量出现钒、黄铁矿等自生矿物, 钡含量较高等。台子组中上部单一韵律层厚度明显变薄, 而且由下往上白云质成分增多, 砂质减少, 逐渐演变为大段黑色薄层粉砂岩与粉砂质含灰白云岩互层沉积, 与野马河组厚层块状白云岩呈渐变过渡关系, 沉积环境由碎屑潮坪演变为局限台地(潟湖)。野马河组与温水河组最大的不同是因为温水河组白云岩中多次出现火山角砾熔岩、凝灰岩及搅混构造为特征, 并在上部出现红色条带白云岩, 二者总体为环潮坪沉积体系, 但温水河组以浅缓坡— 潮间带沉积为主, 而野马河组更多的为中缓坡沉积, 尤以台地边缘浅滩沉积较为发育。石槽河组由下至上经历了“ 三灰三红” 的沉积岩相变化, 红色泥质白云岩中泥裂等暴露沉积构造发育, 而灰色结晶或硅质白云岩中纹层发育, 叠层石广布, 因此, “ 三灰三红” 代表沉积经历了3次海平面的短暂上升和下降, 但总体沉积特征与其他碳酸盐岩地层相似。中亚群台子组— 野马河组— 温水河组— 石槽河组代表着碎屑岩滨岸— 碎屑潮坪— 潟湖— 环潮坪的沉积演化过程(图 5)。

上亚群由含铁砂岩和硅质粉砂岩组成的送子园组及硅质叠层石白云岩发育的瓦岗溪组组成, 与下伏石槽河组呈渐变过渡沉积, 由石槽河组顶部的内碎屑、鲕粒发育的潮下高能浅滩逐渐变为深海陆棚相。到瓦岗溪组, 又演变为叠层石发育的环潮坪沉积。

神农架群3个亚群构成3个巨型沉积层序(图 1, 图 5)。每一层序都以硅质碎屑岩的发育为起始, 向上变浅, 以环潮坪叠层石发育结束, 层序之间的界面均以突发海侵之后, 向上变浅出现潮坪相沉积为界, 但每一层序结构略有差别。下部巨旋回, 由早到晚分别由大岩坪组、马槽园组浅海陆棚、台地边缘斜坡相演变为乱石沟组、大窝坑组、矿石山组环潮坪浅水碳酸盐岩结束, 多次出现海平面的高频振荡, 如在乱石沟组内部、大窝坑组、矿石山组之间都分别出现了1次明显的海平面变化。中部层序(神农架中亚群)台子组以砂泥互层为主的滨岸相— 碎屑潮坪为特征, 经历了1次海平面的升降变化; 台子组沉积之后, 总体以叠层石发育的环潮坪沉积为主, 仅有短暂的突发海浸, 从野马河组沉积晚期开始, 裂谷盆地的特征变得明显, 发育多套火山(侵入)岩, 受热液影响(即温水河组)。上亚群下部突发海侵(送子园组)使神农架又进入陆棚环境, 与上部瓦岗溪组环潮坪叠层石沉积序列构成一个完整海进海退旋回。

神农架群岩石组合主要以碎屑岩及碳酸盐岩组合为主。神农架群环潮坪中潮缘沉积相发育, 发育丰富叠层石等微生物岩, 仅有少量台地边缘礁滩沉积, 陆缘斜坡重力流沉积与浅水陆棚相局部发育, 表现为远端变陡的缓坡型碳酸盐岩台地沉积(图 10)。同时, 神农架群在碳酸盐岩中发育大量的基性岩脉(辉绿岩)、基性熔岩或中基性火山碎屑岩等, 其中辉绿岩床或脉贯穿发育于下中上亚群各组。辉绿岩脉以乱石沟组、台子组、温水河组最为发育。基性熔岩或中基性火山碎屑岩等则主要见于大岩坪组顶部、乱石沟组、温水河组及台子组等。其中, 见于温水河组的基性火山岩又以罕见的玄武质角砾化熔岩流形式产出, 部分为似熔积岩, 局部见有似枕状熔岩等。这些巨厚中元古代碳酸盐岩夹产出基性岩脉床、基性熔岩或中基性火山碎屑岩等, 都表征着准稳定的构造环境, 也是海相拉张构造环境的典型标志, 因此, 神农架群不仅形成于远端变陡的缓坡型碳酸盐岩台地环境, 而且处于准稳定的海相裂谷大地构造背景。

图 10

Fig.10

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图 10 扬子克拉通北缘神农架群远端变陡型缓坡台地沉积模式 环潮坪: 以不同类型叠层石发育的白云岩为主体, 旋回上部纹层发育、暴露构造常见— 对应潮上带— 浅缓坡; 滨岸— 碎屑潮坪: 砾-砂-泥的正韵律, 有交错层理、潮汐层理等— 对应潮间至浅缓坡; 台地边缘浅难: 以发育鲕粒、核形石、内碎屑、大型长柱状叠层石、锥叠层石为特征, 大型交错层理— 对应浅缓坡; 台地边缘前斜坡: 以杂乱堆积的碎屑流砾岩+砂泥岩为沉积主体, 偶发育层理, 有正或逆粒序, 位于缓坡台地远端坡度较陡处— 对应中缓坡; 深海陆棚: 主要指页岩、泥岩及瘤状灰岩发育的陆棚远端, 水动力条件较弱— 对应深缓坡Fig.10 Gentle slope platform with distal steep for sedimentary model of the Shennongjia Group in northern margin of Yangtze Craton