湘西北张家界四都坪—大坪镇一带震旦系下统的陡山沱组(Z1d)出露广泛,沉积特征较引人注目。震旦系分为下统陡山沱组碳酸盐岩夹细碎屑岩系和上统留茶坡组(灯影组)硅质岩系,其中留茶坡组与扬子地台北缘灯影组碳酸盐岩的岩性、岩相特征差异显著。

该区陡山沱组分布广泛,主要为背斜,核部由南华系粗、细碎屑岩系组成,两翼由陡山沱组碳酸盐岩夹细碎屑岩系组成,其中南东翼变形层断续出露,褶皱较少;北西翼相反,变形层和褶皱极为发育,且出露极连续,是国内外研究者比较关注的地区。长期以来,一些研究者根据背斜北西翼陡山沱组第二段的所谓变形层产有滑塌构造,认为该区陡山沱组是由台地相区急剧转变为斜坡相区的分界标志,从而将张家界四都坪以南地区作为划分为斜坡相的标志[1-2]。

湘西北四都坪一带是研究华南震旦纪陡山沱组沉积特征和岩相古地理变化的关键地区,因此在该区寻找一个受构造干扰甚少、相对连续的剖面至关重要。本文从地层序列入手,将构造与沉积、宏观与微观紧密结合,探索华南震旦纪岩相古地理特征及沉积类型。

1　陡山沱组岩性特征

四都坪背斜南东翼陡山沱组底界发育较好,出露较连续,未见顶(图1),次一级褶皱极少,岩性由下向上可划分为三段,各段沉积厚度不大。

陡山沱组第一段(Z1d1)为盖帽白云岩,下部为灰白色厚—巨厚层白云岩,发育渗流构造,呈波状起伏(图2a),往上变薄为灰色中—薄层白云岩,内部发育水平纹层(图2b)。

陡山沱组第三段由核形石灰岩、灰质和硅质白云岩组成,为向上变厚序列(图2g,图2h,图4a,图4b)。在地质历史上,核形石分布广泛,从震旦纪到现代、由浅海到深海、从海洋到内陆湖泊均有出现。核形石最早被认为是侏罗纪和白垩纪灰岩中与鲕粒不同的包壳粒[7],这些包壳粒为非同心纹层、圆状或叶状,有或无包裹体,有时具有不明显的边界,推测其属微生物成因,大小从数微米到数十厘米不等。其后围绕“核形石”提出了许多专业术语,但基本的共识是,形状有圆形、椭圆形和不规则形。核形石的显微特征为具有核心结构、纹层类型和壳层构造,是划分核形石类型、推断沉积环境形成机制的重要依据 [8-10]。该区核形石的核心结构主要有微晶方解石组成的内碎屑结构和圈层构造。

  

1. 含泥、钙质石英细砂岩;2. 粉砂质泥岩;3. 细、粉砂岩; 4. 粉、细砂岩; 5. 白云岩;6. 灰质白云岩;7. 硅质白云岩;8. 南沱组第二段;9. 陡山沱组第一段;10. 陡山沱组第二段;11. 陡山沱组第三段。图1　湘西北四都坪早震旦世陡山沱组实测剖面Fig. 1　Measured section of the Early Sinian Doushantuo Formation at Siduping in northwestern Hunan Province

  

(a). 含暴露构造的“盖帽”白云岩;(b). 中、薄层白云岩; (c). 薄层白云岩与`炭、泥页岩;(d). 炭、泥页岩、(e)、(f). 灰岩; (g). 核形石(藻)灰质白云岩;(h). 灰质白云岩。图2　四都坪陡山沱组沉积特征Fig. 2　Sedimentary features of the Doushantuo Formation at Siduping

陡山沱组第三段(Z1d3)为灰白色含藻中—厚层灰岩、灰质白云岩和硅质白云岩等(图2g,图2h)。因此,该区陡山沱组纵向演化序列是一套碳酸盐岩夹细碎屑岩沉积,该组合类型与扬子地台北缘基本无异,差异仅是第二段夹有小规模重力流[3]。

北西翼变形强烈的陡山沱组第二段细碎屑岩炭质泥、页岩软地层,多作为一系列紧密不对称的背斜和向斜出现(图5),分布在该段能干层碳酸盐岩地层间,而南东翼并未出现变形。从四都坪乡到北西向大坪镇的公路上,大片出露陡山沱组第二段细碎屑岩炭质泥、页岩,始终未见具有滑塌构造的原生沉积构造,而是大量后生的变形层,但不排除局部产有滑塌层理的可能,因为滑塌层理与重力流的形成均具有发育斜坡的特点。因此,该段南东翼陡山沱组的沉积序列、原始沉积构造可作为判断沉积环境的标志。

张家界四都坪—大坪镇一带的褶皱主要为背斜。核部由南华纪莲沱组砾岩、砂岩和南沱组冰期粗碎屑岩及间冰期细碎屑岩组成,两翼由陡山沱组碳酸盐岩夹细碎屑岩地层组成。值得指出的是,北西翼陡山沱组第二段细碎屑岩炭质泥、页岩组成的所谓软地层强烈变形,在陡山沱组上部第三段的能干层则很少出现。

2　陡山沱组沉积特征

2.1　陡山沱组第一段

陡山沱组第一段沉积序列由下往上变薄,即由下部灰白色厚—巨厚层白云岩变为上部中—薄层白云岩。底部厚—巨厚层白云岩中发育大量由较粗石英颗粒组成、孔隙较发育、呈结壳状而与围岩不同的渗流构造,呈波状起伏稳定延伸,与南沱组顶部钙质胶结的石英砂岩连续沉积(图3)[4]。

  

1. 含泥、钙质石英细砂岩;2. 细、粉砂岩;3. 粉、细砂岩; 4. 含碳质泥岩;5. 白云岩;6. 灰质白云岩;7. 硅质白云岩;8. 灰岩;9. 南沱组第二段;10. 陡山沱组第一段;11. 陡山沱组第二段;12. 陡山沱组第三段。图3　湘西北四都坪震旦系下统陡山沱组实测剖面柱状图Fig. 3　Measured stratigraphic profile of the Early Sinian Doushantuo Formation at Siduping in northwestern Hunan Province

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2.2　陡山沱组第二段

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陡山沱组第二段灰色薄层粉晶白云岩与灰黑色薄层含碳泥岩互层,纵向上旋回性极好(图2c,图2d,图2e,图2f),尤其灰黑色薄层含碳泥岩层的泥岩,主要组分为伊利石、水云母等,发育碳质和伊利石矿物(图4c,图2d),镜下碳质呈黑色,星染状分布,含量为5%～8%。砂质呈灰白色,微粒状,含量为2%～5%;泥质颜色较暗,含量为87%～93%,微纹层发育,呈丝带状,还出现斑点状(图4c,图4d),应为台地凹地相环境沉积。其上旋回的中、薄层白云岩,以细、微晶颗粒为主,其中以细、微晶颗粒为主的薄层,内部发育浊积岩的递变层理。一个递变层理厚度为1～3 cm,递变厚度基本均等。下部以细晶质为主,厚0.5～1.5 cm,上部微晶质厚度为0.5～1.5 cm(图2c),显然为碳酸盐台地前缘相沉积。众所周知,碳酸盐台地前缘由于沉积速率高,易造成一定的坡度,这些坡度是形成浊流的必要条件,如同生物礁在加积过程中,礁前不断变陡,在前缘容易形成重力作用的碎屑流沉积[6]。因此,该区因斜坡造成的重力流并不是大陆斜坡相具有的特征,而是保留了碳酸盐台地浅水沉积特点的凹地相特征。

2.3　陡山沱组第三段

  

(a)、(b). 核形石(藻)灰质白云岩; (c). 粉晶白云岩;(d). 碳质伊利石泥岩; (e). 钙帽下部微晶白云岩;(f). 钙帽上部粉晶白云岩。图4　四都坪陡山沱组岩性镜下特征Fig. 4　Photomicrographs of the Doushantuo Formation at Siduping

陡山沱组第二段(Z1d2)为灰色薄层粉晶白云岩与灰黑色薄层含碳泥岩互层,纵向上频繁出现(图2c,图2d,图2e,图2f),可见白云岩发育小规模的重力流序列。

陡山沱组第三段富含核形石单层,厚约50 cm。核形石含量为50%,大小不一,一般0.2～0.3 cm,圆形、弯曲形及椭圆形,以似球状、椭圆形为主。该区核形石结构由核心和包壳组成。核心是形成核形石的基础,纹层围绕核心分布。由于核心是一个活动体,可使纹层均匀地形成同心圆圈,从而形成相对独立的个体而有别于其他藻碳酸盐岩。核心形状对核形石的外形具有一定影响。核形石形态是核心形态的部分反映,随纹层厚度增大,核心影响相对减弱,直至完全消失。核心物质可以是岩石碎屑、矿物及其碎块,也可以是生物化石或生物碎屑。该区核心物质主要为藻屑和少量岩石碎屑等包绕,厚度变化不大,说明其是在强水动力作用下形成规则暗色纹层和规则亮晶纹层的微亮晶方解石。纹层形态规则、对称性较好(图4a,图4b),其形成时的水动力条件与规则暗色纹层一致,但是前者为暗色,后者为亮色,是贫藻时期的产物,表明纹层形成时贫藻期时间跨度较长;而暗层厚度较小,说明纹层形成时富藻期时间跨度相对较短。一般认为,核形石的形成离不开水体的搅动,近圆形或椭圆形的密集同心纹层核形石代表水体充分搅动的“中—高能”环境,为比较动荡的潮间、潮下高能地带沉积。因此,较少陆源供给、较深水体、温暖气候、波动水体环境为核形石沉淀、滚动生长提供了条件。该区陡山沱组第三段发育核形石,指示其为碳酸盐台地高能沉积环境。

因此,该区陡山沱组自下而上,水体由“浅到较深,再到较浅”演化;沉积环境为“潮上带—潮间带—潮下凹地相—台地相”较高能环境演化序列沉积。

3　四都坪—大坪镇褶皱特征

  

图5　四都坪背斜北西翼陡山沱组第二段次级褶皱特征Fig. 5　Secondary fold features of the second member of the Doushantuo Formation in the northwestern flank of the anticline,Siduping

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4　区域岩相古地理变化

  

1. 灰岩与白云岩;2. 硅质;3. 硅质碎屑与泥质组织；4. 白云岩；5. 古陆；6. 推测沉积组合界线。图6　鄂湘桂地区岩相古地理简图Fig. 6　Simplified map showing lithofacies and paleogeography of Hubei, Hunan and Guizhou Provinces

从区域岩相古地理分析,扬子地台北缘陡山沱组地层多为碳酸盐岩夹细碎屑岩浅水相沉积组合。假设张家界四都坪陡山沱组地层组合属于深水斜坡相,那么自此在区域上往南应为大片深水斜坡相沉积,但区域以南却未见深水的碳酸盐岩重力流沉积类型(图6)。从湘西北花垣往南一带,陡山沱组可见不少风暴特征成因的砾屑灰岩,指示其为浅海相沉积环境。再往南怀化袁家一带也是大片碳酸盐岩沉积,其地层序列为底部“钙帽”白云岩,由石英粗颗粒组成渗流后生构造(图7a),中、上部韵律层理、厘米级纹层普遍发育的硅质白云岩(图7b),这种环境水体为较深水、低能浅海沉积类型,相当于陆棚相沉积环境。因此,张家界四都坪以南不宜划为华南地区陡山沱组斜坡相的界线,其真正的大陆斜坡应再往湘桂(益阳以南)地区,以复理石沉积类型组合为特色的含硅质碎屑岩沉积(图6)。

  

(a). 底部“钙帽”白云岩中由石英组成的粗颗粒结壳状的后生构造;(b). 中、上部为厘米级纹层。图7　袁家陡山沱组主要沉积特征Fig. 7　Main sedimentary characteristics of the Doushantuo Formation at Yuanjia

4　结论及意义

通过研究湘西北四都坪陡山沱组沉积序列、沉积特征,发现该区背斜南东翼陡山沱组剖面是观察沉积特征和地层对比、岩相古地理研究的理想场所,并得出以下几点新认识。

运用“将今论古”、“将古比古”[5]的理论,可见各地质时代不少生物礁是发育在暴露于海平面之上形成的结壳状构造。结壳状构造由粗大后生方解石矿物组成,或由生物贝壳组成,但生物贝壳周围基质也由较粗颗粒组成。因此,其与围岩的微晶质相比,这些贝壳状构造显然是经历了后生作用形成的后生构造(图2a)。因此,陡山沱组第一段波状起伏的渗流构造,围岩发育大量微晶白云岩,显然不是原生沉积的产物,而是具有成岩作用后形成的构造特征,沉积微环境为潮上环境。上部中—薄层细晶白云岩,内部发育水平纹层,沉积环境为潮间低能环境(图2b)。

  

1. 白云岩;2. 白云质灰岩;3. 碳质泥岩;4. 陡山沱组第一段;5. 陡山沱组第二段;6. 陡山沱组第三段。图8　四都坪陡山沱组沉积模式示意图Fig. 8　Schematic diagram showing sedimentary pattern of the Doushantuo Formation at Siduping

(1)四都坪陡山沱组地层序列和岩性组合为碳酸盐岩夹细碎屑岩沉积类型,沉积环境下部与上部(第一、第三段)为碳酸盐台地相沉积。第二段出现小规模重力流沉积,充其量为台地台凹相沉积,与真正的斜坡相沉积特征相差甚远。四都坪陡山沱组与扬子地台北缘陡山沱组的岩性组合特征相似,与鄂西北、湘北的陡山沱组出现二套碳酸盐岩夹细碎屑岩沉积类型有所差异,但均属于碳酸盐台地相沉积相类型。

(2)该区陡山沱组为碳酸盐台地凹地相沉积,具有浅水沉积夹较深水沉积特征,不具有真正的斜坡相重力流沉积。因此,该区陡山沱组第二段重力流沉积规模小,一般厚为1～3 cm,炭质含量较多,应为碳酸盐台地夹凹地相沉积(图8)。

(3)岩相古地理点、面分析认为,张家界四都坪不宜划为华南地区陡山沱组斜坡相的界线,其内部尤其是下、上部均为极浅水沉积,沉积环境应为浅水型的碳酸盐台地相夹前缘相沉积(图8)。其真正的大陆斜坡应在再往南的湘桂(益阳以南)地区,形成以复理石为特色的含硅质碎屑岩沉积。

(4)上述新认识在大地构造单元属性上具有指示作用,反映早震旦世陡山沱组以前的江南过渡区不存在。南华纪早期,神农架—相西北杨家坪一带是连为一体的,古地理环境相似,二者的地层在岩性、颜色、沉积环境和年龄等几乎相似,反映它们可能属于同一个盆地沉积类型。神农架—湘西北地区的陡山沱组岩性组合十分相似,沉积构造均为浅水型,为一套碳酸盐岩夹细碎屑岩系。从神农架一带(包括峡东)到湘西北,灯影组开始出现岩性、岩相的分异,在神农架一带仍为灯影组三个段,颜色由“白、灰、白”组成,发育水下沉积构造如斜层理、砾屑和潮上暴露构造泥裂交错等,叠层石化石丰富,是碳酸盐台地沉积类型,甚至为一片陆表海沉积;在湘西北则为单一的硅质岩沉积,沉积构造以毫米级水平层理为主,为较深水沉积[11-12]。因此,南华纪至早震旦世以前的江南过渡区是不存在的,可能直到晚震旦世,灯影组开始出现岩性和岩相的分异,湘西北出现较深水沉积,在江南过渡区始现，在早古生代达到沉积演化的鼎盛。

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