中上揚子晚奧陶世赫南特期巖相古地理

劉 偉 許效松 余 謙 閆劍飛 門玉澎 張海全

（成都地質礦產研究所，成都610082）

中上揚子地區奧陶紀沉積與巖相古地理研究，前人成果豐碩［1－6］。近年來，針對晚奧陶世赫南特期的年代地層、生物地層、地球化學等研究資料豐富，已取得重要進展［7－16］。大量相關研究的開展，為進一步深化認識赫南特期沉積與巖相古地理奠定了扎實的基礎。

1 地質背景

赫南特階是奧陶系最頂部的一個地層單位，包括Normalograptus extraordinarius帶和N.persculptus帶，時限約2.0Ma［17］。

該時期是全球氣候劇烈變化的地史時期之一。全球性的氣候變冷事件中，岡瓦納古陸極地冰蓋分布于現今的非洲、南美洲、阿拉伯半島及歐洲部分地區，經歷了2期冰蓋擴張與消融并保留有消融期的沉積記錄——冰磧巖。揚子陸塊處于低緯度地區［18，19］。典型沉積是觀音橋組灰色、灰黑色泥灰巖及鈣質泥巖，富產全球廣泛分布的赫南特動物群，即Hirnantia－Dalmanitina動物群，無冰磧巖沉積，但有機碳同位素（δ13Corg）正偏移現象具有全球可對比性，可與勞倫、波羅的、西伯利亞等陸塊進行對比［11，20－23］。冰蓋擴張導致全球海平面快速下降，高峰時期海平面下降幅度50～100m之間［24］。在此背景下，出現了觀音橋組赫南特動物群的短暫繁榮，其物種的多樣性及個體密度在觀音橋組呈上升趨勢，含氧量和生物擾動強度也呈增加的趨勢［25］。

隨著觀音橋組資料的不斷補充完善，目前已證實康滇古陸東側及黔中－武陵古隆起北側邊緣斷續帶狀分布有單體珊瑚及海百合莖化石，對應缺少泥質的粉－細晶灰巖。適宜珊瑚及海百合棲息的水體環境較殼相生物更嚴苛，水體更為清潔，進而為古地理恢復提供了新的線索。本文結合野外工作及資料搜集整理，從奧陶系五峰組－觀音橋組主要巖性、沉積構造、生物組合及區域分布入手，探討赫南特期古地理格局，以期能將相關研究引向深入。

2 沉積相劃分

中上揚子地區，赫南特階由下而上主要包括五峰組上部N.extraordinarius帶頁巖、觀音橋組及龍馬溪組底部N.persculptus帶頁巖，其中龍馬溪組底部N.persculptus帶筆石頁巖屬于志留紀海侵初期沉積，地層厚度一般僅數十厘米，因而不作為赫南特階的優勢巖相，本文不作討論。

區域研究表明，揚子沉積區受漢南古陸、康滇古陸、川中古隆起、黔中－武陵古隆起的圍限，顯示半局限陸表海格局。沉積區主要劃分為潮坪相和淺海陸棚相（圖1）。

潮坪相區，赫南特階由下而上包括五峰組上部N.extraordinarius帶頁巖及觀音橋組炭泥質灰巖、鈣質泥巖。觀音橋組巖石中普遍含泥質較高，底棲生物繁盛。生物以腕足、瓣鰓、三葉蟲為主，個體完整，局部呈現介殼生物層。相對清潔的水體中有海百合、單體珊瑚棲息，淺灘化過程中，海水變渾濁或擾動都會導致海百合、珊瑚從短暫繁盛至快速死亡。這樣，由潮下帶向淺灘演化，觀音橋組巖性向含泥質較少的生物碎屑灰巖、礫屑灰巖、鮞粒灰巖等顆粒灰巖轉變。古陸邊緣沉積物中出現陸源碎屑礦物，伴有生物遺跡，顯示低能的碎屑潮坪環境。

淺海陸棚相，赫南特階主要為五峰組N.extraordinarius帶炭質泥巖、硅質泥巖及含放射蟲硅質巖，硅質含量普遍較高。水體寧靜且不適宜赫南特貝等底棲生物生活，缺失觀音橋組。五峰組與上覆龍馬溪組炭質筆石頁巖界線平整，常夾數厘米鐵質黏土層，野外容易辨識。

淺水區首先發育適合赫南特動物群的棲息地，盆地中的較深水域隨著全球海平面的下降，才逐漸形成適合該動物群棲息的古環境［10］。在此過程中，淺海陸棚向潮坪過渡；潮坪相區，潮下灰泥質沉積向內碎屑淺灘或碎屑潮坪過渡。

3 沉積相時空展布特征

統計表明，川中古隆起－黔中古隆起－康滇古陸之間、黃陵背斜－神農架、重慶城口、鄂東南宋溪等沉積區總體為潮下低能帶，觀音橋組厚度一般數十厘米，生物組合為腕足－三葉蟲；上揚子北部－中揚子大部地區、上揚子西部洪雅－康定等地為淺海陸棚，主要為五峰組上部炭硅質泥巖，生物組合以筆石為主，局部地區見放射蟲及海綿骨針。古陸與古隆起邊部發育礁灘，厚度可達數米不等，生物組合除腕足、三葉蟲外，尚見單體珊瑚、海百合、頭足、藻等，如圖2所示。

圖1 中上揚子赫南特階地層對比（左）及觀音橋組腕足生物層（右）Fig.1 Strata correlation for Hirnantian Stage in the middle－upper Yangtze area and brachiopoda－biostromes in Guanyinqiao Formation

3.1 內碎屑灘與陸源碎屑灘

潮下帶向內碎屑淺灘或陸源碎屑灘的過渡，主要發生于古陸與古隆起邊部淺水沉積區。目前可查證的資料中，以黔中古隆起北側內碎屑淺灘、漢南古陸南側砂灘保留較為清楚。

3.1.1 黔中古隆起北側內碎屑灘

內碎屑淺灘主要分布于貴州省畢節－仁懷－桐梓－湄潭－重慶秀山等地，巖性以生物碎屑灰巖、泥質灰巖為主，厚度一般數米。局部地區，如鳳岡硐卡拉觀音橋組厚度可達11.5m，由灰色中厚層鮞粒灰巖、生物碎屑灰巖、泥質灰巖組成，指示中－高能淺灘環境［26］。由剖面向東南200m則減薄為1～2m灰色中厚層砂質灰巖，向北至觀音塘也減薄為0.5m生物碎屑灰巖，表明內碎屑淺灘的規模不大，可能成點狀出現，形成東西向斷續帶狀分布。

石阡雷家屯、本莊、武隆興隆場等地，觀音橋組與下伏澗草溝組、上覆龍馬溪組之間存在暴露沉積間斷，并有微弱的侵蝕，證實缺失了五峰組［26，27］。這樣，海平面總體下降的背景下，該地區觀音橋組向古隆起一側小幅上超造成缺失五峰組黑色頁巖。海平面下降的背景下局部地區構造沉降可能為形成的原因。

生物方面，除腕足、三葉蟲，甘洛、畢節、仁懷、桐梓、綏陽、石阡等地還先后發現豐富單體四射珊瑚［9，16，28］，隆起邊緣內碎屑灘內產出，盆內則鮮有發現。對現代珊瑚礁調查表明，形成非礁型珊瑚群聚主要受如下條件限制：造礁珊瑚種類少；水溫低，造礁作用弱；侵蝕作用強烈；海水濁度高、亮度不足等［29］。赫南特期寒冷的氣候背景下，珊瑚種類及造礁作用都會產生影響，觀音橋組四射珊瑚總計18屬39種，遠不及早志留世的98屬［15］。潮下帶巖石普遍含泥質較高，也是不利于珊瑚廣泛生活繁衍的因素。

3.1.2 漢南古陸南側陸源碎屑灘

漢南古陸作為揚子北部的主要物源區，向沉積區提供了相對豐富的陸源碎屑，代表了砂質邊緣相沉積。南鄭福成觀音橋組厚0.27m，巖性為黑色薄層細砂巖、炭泥質粉砂巖，管狀生物遺跡豐富，頂部灰白色中粒石英砂巖［30］，西側南江沙灘頂部也見石英砂巖。砂質沉積物在深水區迅速尖滅，西南側旺蒼雙匯五峰組頂部薄層含放射蟲硅質巖與龍馬溪組含粉砂炭質頁巖接觸，缺失觀音橋組沉積物（圖3－A，B）。

3.2 生物礁

上揚子西部四川漢源、洪雅等地原地生物礁發育，在揚子區比較特殊［31］。該地區西鄰巴顏喀拉海，屬開闊沉積環境。含氧量、養料及水體的清潔度等綜合條件較好，滿足了生物繁盛的條件。

圖2 觀音橋組生物面貌及厚度等值線圖Fig.2 Biological assemblage and the sedimentary thickness isoline of Guanyinqiao Formation

圖3 淺海陸棚相典型剖面證實缺失觀音橋組沉積Fig.3 Typical sections showing no deposits in Guanyinqiao Formation in deep－water shelf facies

漢源轎頂山觀音橋組開闊臺地相淺灰、灰及深灰色泥晶灰巖、生物碎屑灰巖夾砂、頁巖。泥晶灰巖中含較多原地生長的珊瑚、腕足等化石，砂巖具小型交錯層理及沙紋層理。轎頂山、大瓦山等地發育臺緣藻礁。礁體類型主要為點礁和小環礁，規模為20m至數百米，最小僅2m。相鄰深水陸棚相（以洪雅老礦山為例），五峰組黑灰色薄層－條帶狀硅質巖、硅質白云巖、含錳灰巖，厚10～50m，富含硅質放射蟲和海綿骨針。上覆龍馬溪組黑色筆石頁巖，但觀音橋組不發育。

除此，該地區現今處于康滇古陸與川中古隆起間的狹窄水道中，可能為后期構造擠壓造成距離縮短。

3.3 泥質潮下帶

主要指川南－黔北及中揚子潮下低能帶沉積。

川南－黔北沉積區，以重慶綦江觀音橋剖面為代表。觀音橋組厚度為0.3～0.7m，巖性為灰黑色含炭質灰巖夾黑色炭質條紋。剖面下部黑色炭泥質灰巖筆石與腕足混生，常含星點狀黃鐵礦；上部有豐富的腕足化石，與龍馬溪組界線平整。中揚子沉積區以黃陵背斜周緣出露區研究較為深入，并建立了全球赫南特階底界層型剖面［11，32］。觀音橋組富泥質灰巖中零星可見粉砂級石英碎屑，表明黃陵背斜－神農架（或局部）可能存在短暫的暴露。

3.4 淺海陸棚

旺蒼雙匯、來鳳三堡嶺［13］、洪雅老礦山［31］等剖面已表明淺海陸棚相未見典型觀音橋組沉積。五峰組上部富硅質巖石代表了這些地區赫南特階的優勢巖相。局部地區發現界線處存在厚度不等的鐵質黏土層，如貴州石阡、重慶巫溪、陜西西鄉［33］、湖北恩施、利川及鐘祥等地（圖3－C，D）。

4 古地理格局與沉積演化

4.1 凱迪期晚期古地理格局（沉積基座）

晚奧陶世凱迪期晚期，對應巖石地層主要為五峰組下部頁巖。五峰組頁巖（下部）可細分出3類巖性組合，代表不同沉積環境。（1）炭質泥巖－硅質泥巖－硅質巖組合（包括含放射蟲硅質巖），主要分布于上揚子北部－中揚子大部地區及上揚子西緣四川雷波－漢源等地，所在區域是揚子克拉通的淺海陸棚深水相區。出現硅質沉積及放射蟲，說明揚子陸表海與外海良好的連通性［34］。（2）炭質泥巖－粉砂質泥巖組合，主要分布于川中古隆起與黔中古隆起間的淺海陸棚淺水相區。（3）含鈣質粉砂巖－鈣質泥巖組合，分布區域狹小，僅限黔中古隆起－康滇古陸北側近岸邊緣相區，屬低能潮坪。平面上，由（3）→（2）→（1）組合的過渡，反映出遠離陸地、水體加深的趨勢，總體表現出揚子局限海水域西淺東深的格局（圖4）。

4.2 赫南特期古地理格局與沉積演化

赫南特期延續了凱迪期晚期半局限海沉積格局。隨著海平面下降，淺水沉積區面積略有擴大（圖5）。

圖4 中上揚子凱迪期晚期半局限海沉積格局Fig.4 Semi－restricted sea depositional pattern in the middle and upper Yangtze region in the late Katian of Late Ordovician

圖5 中上揚子赫南特期半局限海沉積格局Fig.5 Semi－restricted sea depositional pattern in the middle and upper Yangtze region in Hirnantian of the Late Ordovician

區域上，上揚子北部－中揚子大部地區、上揚子西部洪雅－康定等地總體繼承了凱迪期晚期基座的深水環境。隨著海平面降至最低，這些沉積區仍然不適宜赫南特動物群棲息，僅有黃陵背斜－神農架地區、重慶城口地區、鄂東南宋溪等地，沉積相由淺海陸棚相→潮下帶（或淺灘）變遷，沉積了觀音橋組殼相泥灰巖。

川中古隆起－黔中古隆起－康滇古陸間的潮坪沉積區，多數剖面顯示炭泥質灰巖并未向淺灘高能環境變遷。觀音橋組相對高能的淺灘相沉積，如粉細晶灰巖、礁灰巖、含珊瑚灰巖、礫屑灰巖等，主要分布于黔中隆起北側邊緣，呈東西向展布的狹長區帶，大致對應地層厚度高值區。相帶內顆粒灰巖夾泥質灰巖、鈣質泥巖，表明海平面的下降過程為多個短期變淺旋回的疊加。除此，淺水陸棚相區局部可能存在相對低洼的地帶，缺失觀音橋組。

漢南古陸向沉積區提供了較多粉－細粒石英碎屑，但厚度較薄；康滇古陸東側邊緣沉積區含粉砂，鈣質、泥質膠結。這些特征表明邊緣相總體為低能水體環境，并暗示了穩定的構造背景。

隨著海平面逐漸下降至最低位，古隆起、古陸面積呈擴大的趨勢。局部地區地層接觸關系為龍馬溪組與臨湘組或寶塔組接觸，因而推測海平面下降末期存在短暫的暴露區或剝蝕區。如圖5，可識別出湖北五峰、漢南古陸邊緣地區。根據區域沉積演化，推測赫南特末期黃陵背斜－神農架、贛西北修水地區也存在小范圍的暴露區或剝蝕區。

5 結論

綜上，赫南特期延續了凱迪期晚期半局限海沉積格局，淺水沉積區面積呈擴大的趨勢。觀音橋組主要代表了潮坪相的內碎屑淺灘及潮下低能帶沉積，淺海陸棚相區相變為五峰組上部富硅質沉積。內碎屑淺灘及陸地邊緣砂灘，生物易受水體攪動或波浪改造而破碎殘缺，且分布面積狹小。川南－黔北及中揚子潮下帶水體寧靜，觀音橋組腕足生物（層）個體完整，代表了原地或近原地保存狀態。

晚奧陶世赫南特期處于早古生代重要的構造轉換時期。揚子陸塊與華夏陸塊的俯沖碰撞，使陸塊邊緣形成了一些帶狀隆起區，如黔中－武陵古隆起（或稱之為都勻運動），揚子主體沉積區成為隆后盆地。在此背景下，隆后盆地具不斷沉降的演化趨勢，導致局部出現小范圍相對海平面上升（如貴州湄潭地區）；但從剖面沉積序列特征、古地理格局變遷來看，赫南特期無疑反映了海平面的下降過程。由此看來，短時期內冰蓋的擴張與消融對海平面升降變化起到了主要控制作用。冰磧巖是冰蓋消融的沉積記錄，而富產赫南特動物群的觀音橋組是冰蓋擴張的沉積記錄，為該特殊地史時期的事件沉積。

［1］王鴻禎，楚旭春，劉本培，等.中國古地理圖集［M］.北京：地圖出版社，1985.

［2］劉寶珺，許效松.中國南方巖相古地理圖集（震旦紀－三疊紀）［M］.北京：科學出版社，1994.

［3］馮增昭，彭勇民，金振奎，等.中國南方中及晚奧陶世巖相古地理［J］.古地理學報，2001，3（4）：10－24.

［4］馮增昭，彭勇民，金振奎，等.中國晚奧陶世巖相古地理［J］.古地理學報，2004，6（2）：127－139.

［5］馬力，陳煥疆，甘克文，等.中國南方大地構造和海相油氣地質（上冊）［M］.北京：地質出版社，2004.

［6］馬永生，陳洪德，王國力.中國南方構造－層序巖相古地理圖集（震旦紀－新近紀）［M］.北京：科學出版社，2009.

［7］何衛紅，汪嘯風，卜建軍.揚子海盆中部晚奧陶世五峰期海平面變化［J］.地球學報，2003，24（1）：55－60.

［8］蘇文博，何龍清，王永標，等.華南奧陶－志留系五峰組及龍馬溪組底部斑脫巖與高分辨率綜合地層［J］.中國科學：D輯，2002，32（3）：207－219.

［9］蘇文博，李志明，史曉穎，等.華南五峰組－龍馬溪組與華北下馬嶺組的鉀質斑脫巖及黑色巖系——兩個地史轉折期板塊構造運動的沉積響應［J］.地學前緣，2006，13（6）：82－95.

［10］陳旭，戎嘉余，樊雋軒，等.奧陶－志留系界線地層生物帶的全球對比［J］.古生物學報，2000，39（1）：100－114.

［11］陳旭，戎嘉余，樊雋軒，等.奧陶系上統赫南特階全球層型剖面和點位的建立［J］.地層學雜志，2006，30（4）：289－305.

［12］胡艷華，周繼彬，宋彪，等.中國湖北宜昌王家灣剖面奧陶系頂部斑脫巖SHRIMP鋯石U－Pb定年［J］.中國科學：D輯，2008，38（1）：72－77.

［13］高振中，何幼斌，李羅照，等.中國南方上奧陶統五峰組觀音橋段成因討論：是“淺水介殼相”，還是深水異地沉積？［J］.古地理學報，2008，10（5）：487－494.

［14］嚴德天，王清晨，陳代釗，等.揚子及周緣地區上奧陶統－下志留統烴源巖發育環境及其控制因素［J］.地質學報，2008，82（3）：321－327.

［15］何心一，陳建強，唐蘭，等.黔北晚奧陶世Hirnantian期觀音橋層四射珊瑚新資料及其地質意義［J］.古生物學報，2006，45（3）：293－310.

［16］何心一，唐蘭，陳建強.川南甘洛黔北仁懷地區晚奧陶世和早志留世四射珊瑚新資料及其地質意義［J］.古生物學報，2009，48（1）：9－22.

［17］Finney S C.Global series and stages for the Ordovician system：A progress report［J］.Geologica Acta，2005，3（4）：309－316.

［18］Scotese C R，McKerrow W S.Ordovician plate tectonic reconstructions［C］／／Advances in Ordovician Geology.Geological Survey of Canada，1991，90（9）：271－282.

［19］Cocks L R M.Ordovician and Silurian global geography［J］.Journal of the Geological Society，2001，158（2）：197－210.

［20］汪嘯風，柴之芳.奧陶系與志留系界線處生物絕滅事件及其與銥和碳同位素異常的關系［J］.地質學報，1989（3）：255－264.

［21］Wang K，Orth C J，Attrep M，et al.The great latest Ordovician extinction on the South China Plate：chemostratigraphic studies of the Ordovician－Silurian boundary interval on the Yangtze Platform ［J］.Palaeogeography，Palaeoclimatology，Palaeoecology，1993，104（1／2／3／4）：61－79.

［22］Melchin M J，Holmden C.Carbon isotope chemostratigraphy in Arctic Canada：sea－level forcing of carbonate platform weathering and implications for Hirnantian global correlation［J］.Palaeogeography，Palaeoclimatology，Palaeoecology，2006，234（2／3／4）：186－200.

［23］Finlay A J，Selby D，Gr?cke D R.Tracking the Hirnantian glaciation using Os isotopes［J］.Earth and Planetary Science Letters，2010，293（3／4）：339－348.

［24］戎嘉余，詹仁斌.華南奧陶、志留紀腕足動物群的更替兼論奧陶紀末冰川活動的影響［J］.現代地質，1999，13（4）：390－394.

［25］李貴鵬，詹仁斌，吳榮昌.四川長寧雙河晚奧陶世赫南特貝動物群及其對環境變化的響應［J］.高校地質學報，2009，15（3）：304－317.

［26］貴州省地質礦產局.中華人民共和國1∶20萬湄潭幅區域地質調查報告［R］.貴陽：貴州省地質礦產局，1974：1－165.

［27］胡兆珣，龔聯瓚，楊繩武，等.貴州石阡奧陶－志留系分界地層新知［J］.地層學雜志，1983，7（2）：140－142.

［28］王汝植.西南地區地層總結（奧陶系）［R］.成都：成都地質礦產研究所，1981.

［29］戴昌鳳.臺灣地區生物礁及其生境［J］.古地理學報，2010，12（5）：565－576.

［30］成漢鈞，汪明洲，陳祥榮，等.大巴山奧陶系的研究［J］.西安地質學院學報，1988，10（1）：1－13.

［31］曲紅軍.試論古構造對轎頂山式錳礦的控制作用［J］.地質與勘探，1992，28（6）：1－5.

［32］汪嘯風，倪世釗，曾慶鑾，等.長江三峽生物地層學（2）：早古生代分冊［M］.北京：地質出版社，1987.

［33］王玉忠.早古生代黑色筆石頁巖成因研究的新發現［J］.江蘇地質，1992，16（1）：27－31.

［34］劉偉，許效松，馮心濤，等.中上揚子上奧陶統五峰組含放射蟲硅質巖與古環境［J］.沉積與特提斯地質，2010，30（3）：65－70.