安徽巢北地區五通組沉積環境分析①

趙魯陽 呂大煒 劉海燕 金愛文 吳曉燕 馮婷婷 于得明 劉建強

(1.山東省高校沉積成礦作用與沉積礦產重點實驗室 山東青島 266590;2.山東科技大學地球科學與工程學院 山東青島 266590)

0 引言

安徽巢湖地區晚泥盆世五通組是由一套成熟度較高的砂巖和具有海相化石的粉砂巖和泥巖組成，其不整合于志留系墳頭組之上，是該區重要的區域對比標志層之一。五通組砂巖分布廣泛，其沉積成因一直成為熱點，張國棟等［1-2］認為五通組上部受海侵影響較大，除形成澙湖海灣相沉積外，三角洲相沉積也占較大比重，下部受海侵影響較弱，除形成水下溺谷相沉積外，主要為河流沉積;趙澄林［3］認為五通組大套成熟度很高的石英巖系發育的楔狀、槽狀以及特征的紋層狀交錯層理，普見的對稱浪成波痕和浪成干涉波痕，豐富的垂直和傾斜的蟲管構造等沉積特征，均顯示其不屬于陸相沉積，而是海相沉積，具海岸模式的層序和特點;呂洪波等［4］認為五通組實際上是以濱海相為主，間有三角洲、封閉海灣、澙湖及沼澤相等一套陸緣沉積建造;李星學等［5］通過研究晚泥盆世五通組的古生物，發現有具泥盆、石炭紀兩個時期特色的植物群和獨有的胴甲類魚，因而認為五通組是以陸相沉積為主要特色;楊式溥等［6-7］認為晚泥盆世五通組為淺色石英砂巖沉積，產五通植物群及Sinolepis-Asterolepis魚化石群，為陸相沉積;張國棟等［2］對巢湖五通組泥巖中硼(B)元素的含量進行了化驗比較分析，得出五通組中硼(B)含量與鹽度較高的海相或海陸過渡相泥巖中硼(B)的值相符合;朱立華［8］對巢湖地區做了詳細的地球化學的元素，包括硼(B)、B/Ga、Sr、Rb/K等元素的全定量分析，分析認為五通組為濱海相沉積。由此可以看出，前人對其沉積環境和沉積相存在著爭議主要體現在2個方面:一種認為五通組早期的礫巖、含礫砂巖沉積形成于陸相河流環境，五通晚期的泥質或粉砂質沉積形成于三角洲沉積和濱海近濱之湖相沉積［1-2］;另外一種認為，五通組底部砂巖就為濱海海相沉積，上部為潮坪沉積［3，9］。為此，本文將采用露頭沉積學方法，研究安徽巢湖地區五通組地層的沉積環境，分析其巖性及巖性組合，結合宏觀沉積學特征，從粒度分析方向入手，探討其沉積環境及其演化，這將對于該區基礎沉積研究具有重要意義。

表1 采樣數據統計表Table 1 The table of sampling

1 研究方法及采樣

本次研究主要是采用野外與實踐相結合原則，首先對地質剖面進行詳細的野外實測，然后針對于不同層的砂巖進行采樣，從底層到頂層采集了15個巖石樣品，采集層段如圖1、表1所示，對這15個樣品進行磨片鑒定其巖石成份，并對其內部顆粒運用統計學分析法得出其概率累積曲線圖(圖1)，結合宏觀和微觀特征分析來確定五通組沉積環境及其演化。

圖1 五通組的采樣位置及概率累積曲線圖Fig.1 The sampling location and probability cumulative curves of Wutong Formation

2 研究結果

2.1 沉積學特征

在對五通組剖面實測過程中，對其中發育的沉積層理作了仔細觀察和詳細描述，經在不同方向上的觀察研究，認為大部分層理均為沖洗交錯層理(圖2A～D)，只有在靠下底部的中—粗粒砂巖或砂礫巖中可見少量單向水流斜層理。早在上世紀70年代，Harms(1975)在其著作中就對沖洗層理有了較好地描述及解釋，五通組中—細粒砂巖中大部分交錯層理符合他所描述的特征(圖2C，D):由于膠結物或粒度的不同而體現出來細層平直、平行，各個細層系之間為較小的角度相交，但有時也存在一側細層角度稍緩而一側稍陡的特殊情況，不易識別。Thompson(1937)、Mc-Kee(1957)對沖洗層理環境意義及其成因早就有過描述:它是在平坦海灘上，往復的波浪、水流沖洗作用下，均勻的向海或向陸方向逐漸加積而成的層理類型。紋層其獨特的分選性使得在某些層位出現了電氣石等重礦物的富集。一般認為向海傾斜的紋層由于回流水流較弱，加積成的層角度稍緩些、粒度細些，向陸一側傾斜的紋層由于進流水流強，加積成的紋層陡些、粗些，其實這就是濱岸環境前濱的沉積特點。五通組中還見有波狀和板狀交錯層理，在頂部黏土層發育的水平層理，可能反映微弱水流或低能環境［3］。

五通組觀山段下部以礫巖沉積為主，含礫粗砂巖、中細粒石英砂巖占少量比例(圖3)。礫巖多為灰白色中厚層，礫石的成分主要為脈石英，還有少量的燧石、細砂巖;礫石總體分選性不好，磨圓度較好，大多數為滾圓狀，少數為次棱角狀，粒徑以1～2 cm居多，個別達5 cm以上，礫巖層中礫石含量為30%～50%，未見化石。含礫粗砂巖為灰黃、灰白色中厚層，礫石與礫巖層中的礫石相差不大，只是礫石的含量較少，僅為5%左右;粗砂巖的成分主要為石英，硅質膠結。中細粒砂巖為灰白色、中厚至厚層，硅質膠結的石英砂巖，分選性較好，磨圓一般。在該段中中細粒砂巖相分布在中上部靠上，最上部又分布一層厚度大約1 m厚的灰黃、灰紫中厚層礫巖。這種巖石組合形成于一種濱岸相無障壁海岸亞相的后濱到前濱微相的沉積環境中［10］。所以，認為五通組觀山段下部為濱岸相后濱—前濱沉積。

五通組觀山段上部是以中粒砂巖夾細粒砂巖相互疊層出現為特征的(如圖4)，但細粒砂巖在這套巖石組合中所占的比例較少，僅為25%左右，主要還是中粒砂巖。中砂巖為灰白色中厚層—巨厚層，碎屑顆粒的成分主要為石英，少量為長石;顆粒支撐，硅質膠結，單一巖性層中顆粒的分選性好，磨圓也較好;巖層局部有薄的粉砂巖、泥巖等夾層，發育板狀交錯層理、魚骨狀交錯層理等;局部含有植物化石Sublepidodend ron?sp.和遺跡化石 Rhizocorallium sp.［11］。細砂巖為灰白色中薄—中厚層，顆粒的成分主要為石英，顆粒支撐，硅質膠結;單一巖性層中顆粒的分選性好，磨圓度較差，為次棱角狀;局部交錯層理發育。該組合中大部分的中粒石英砂巖形成于濱岸相的前濱地帶，水動力條件中等到較強，波浪和潮汐的往復作用使得該巖石的顆粒分選好，磨圓較好;細粒石英砂巖形成于濱岸相的上臨濱地帶，水動力條件稍稍減弱，使得顆粒分選好，磨圓為次圓狀—次棱角狀。在擂鼓臺段中部的細粒砂巖段為灰白色中厚層至巨厚層，顆粒的成分主要為石英，少量為長石，顆粒支撐，硅質膠結，顆粒的分選性好，磨圓度較差，為次棱角狀，這套細粒砂巖層也主要在濱岸相的上臨濱環境中沉積形成。結合所作概率累積曲線圖(Wt-3，8，9，10)來看，圖形均為兩段式，由跳躍組分和懸浮組分構成，跳躍組分斜率陡而且含量高，這反映了濱岸相的前濱沉積環境水動力條件較強，反復沖洗作用使得顆粒的分選很好，由于前濱地區的波浪作用而巖層中發育一些低角度交錯層理、波痕等等［10］。因此，五通組觀山段上部和擂鼓段中部的中細粒石英砂巖形成于一種濱岸相前濱—上臨濱的沉積環境中。

五通組擂鼓臺段下部和上部的細粒石英砂巖與粉砂巖、粉砂質泥巖互層出現(圖5B，C)。細砂巖為灰白、灰黃色薄至中層，顆粒的成分主要為石英，顆粒支撐，泥質膠結;顆粒分選性較好，磨圓度較差，為次棱角狀。粉砂質泥巖、泥質粉砂巖為灰黃、灰白色薄層，局部夾薄層細沙巖，細粉沙巖層面可見白云母發育(圖5A)。泥巖為褐綠及紫紅色特征，質軟，硬度小于指甲。隨著海進的不斷發展，到觀山段上部的沉積時，海進可能達到最大程度，到擂鼓臺段下部時，海水開始慢慢退去，水動力條件也變得稍弱，形成了混合坪沉積［12］。細粒砂巖形成于水動力條件稍弱時，波浪和潮汐的往復作用仍形成大型的浪成波痕和楔狀交錯層理及生物擾動構造。該段中偶爾出現的一兩層中粗粒石英砂巖可能為海平面暫時上升，水動力變強形成的。所以，五通組擂鼓臺段下部和上部粉砂質泥巖、細砂巖等巖石組合主要是在濱岸相的砂泥混合坪沉積環境中形成的。

五通組擂鼓段中部的耐火黏土層(圖5D)為灰、灰黑色黏土礦層，含有大量的動植物化石。下黏土層底部可見褐鐵礦風化殼及砂礫巖沉積，含有植物化石，孢粉等;上黏土層含有較多云母片，含有大量的動植物化石、孢粉、遺跡化石等。這種黏土層可能是在擂鼓段下部形成之后，后期海面收縮，開始在潮上高嶺石黏土泥坪和沼澤化炭質泥坪沉積中形成的，水動力條件極弱，發育很多的動植物化石及遺跡化石［3］。由于岸線曲折，間或出現半封閉海灣或澙湖。這些微環境不時為前濱—后濱的粉—細砂質海灘環境所占據。

2.2 巖石成分

鏡下鑒定中—細砂巖中的碎屑成分80%由石英組成，其次是硅巖巖屑，長石所占的比例極少，甚至沒有。碎屑顆粒的分選性較好(圖6A，B，C)，在五通組的下部礫巖段分選性較差，可見粗粒的碎屑間有巖屑的充填(圖6D)。碎屑顆粒的磨圓度在下部礫巖段為次圓狀，顆粒較大、水動力條件強，磨圓度自然較好，在中上部顆粒的磨圓度為次棱角狀，粒度較小，磨圓度較下部自然較差(圖6A，B，C)。在一部分細粒石英砂巖中還可見重礦物富集現象，含量可達2%～3%，主要是黑色電氣石，反映來自花崗巖母巖成分。一般說，分選好的中—細粒砂巖中重礦物較集中是海灘環境的重要標志［3］。

2.3 粒度分析

圖2 五通組中發育的交錯層理Fig.2 Cross-beddings in Wutong Formation

圖3 五通組中發育礫巖、含礫粗砂巖及中砂巖Fig.3 Conglomerate，pebbly coarse size sandstone and medium size sandstone of Wutong Formation

圖4 五通組中細砂巖段發育的中粗細砂巖及波痕Fig.4 Coarse，medium，fine size sandstone and wave mark of Wutong Formation

圖5 五通組中發育的泥質粉砂巖及黏土層Fig.5 Pelitic siltstone and clay of Wutong Formation

圖6 五通組巖石鏡下照片Fig.6 The microscopic photos of Wutong Formation

粒度是碎屑巖顆粒最基本的結構特征，碎屑顆粒的粒度決定了沉積巖石的類型和性質，同時碎屑顆粒的粒度分布也受到搬運營力、沉積環境及水動力條件等因素的控制。目前用于研究沉積環境的粒度方法有很多種，其中使用效果最好、最為廣泛的當屬最Visher GS在1969年提出的粒度概率累積曲線。粒度概率累積曲線可用于反映“沉積物的粒度分布和搬運方式之間的關系”。應用粒度分析的概率累積曲線圖推斷沉積環境，現在已成為沉積環境分析和沉積相分析中常用的方法和手段［13］。

本文中所用到的粒度數據是在巢北地區獅子口附近五通組的沉積地層從頂到底取了15個巖石樣品分析測試所得，因為所取樣品都是致密巖石，將其磨制成薄片，采用薄片粒度法，在偏光顯微鏡觀察，用測微尺直接測量巖石薄片中顆粒的最大直徑，統計其粒度數據，每片大約統計300～500粒。并將其測量值換算成粒度φ值，粒徑大約在-1～5 φ之間(圖1)。由于運用上述的方法得到的分析結果可能有偏差，如薄片粒度和篩析粒徑之間的偏差可達0.25 φ或更大，這是在顆粒集合體的切片中，顆粒的視直徑均小于其真直徑的切片效應造成的結果，必須經行校正，粒度回歸校正方程式:D=0.381 5+0.902 7d(D為校正后篩析直徑φ值，d為薄片中視直徑φ值，即非篩析)。本文中即用的這種校正方法來進行最終的粒度計算［14］。將最終的粒度數據導入軟件Grapher生成概率累積曲線圖(圖1)。生成概率累積曲線后，我們可以在概率累積曲線上用圖解法直接讀出相對應一定累積百分比處的顆粒直徑，再用已有的簡單公式計算各種粒度參數，如平均粒度(Mz)、標準偏差(σi)、偏態(Sk)、峰態(Kg)等［15］，粒度參數見表 2。

從表2中我們可以看出五通組砂巖的標準偏差在0.44～0.66之間，根據分類標準，五通組砂巖屬于海濱砂的范圍。五通組砂巖的頻率曲線呈現對稱一正偏，偶有負偏，尖度(按照福克等確定的等級界限)一般為中等到尖銳，偶有平坦，這些粒度參數特征都符合濱海相砂巖的粒度特征。

從表2中我們可以看出五通組砂巖的標準偏差在0.44～0.66之間，根據分類標準，五通組砂巖屬于海濱砂的范圍。五通組砂巖的頻率曲線呈現對稱一正偏，偶有負偏，尖度(按照福克等確定的等級界限)一般為中等到尖銳，偶有平坦，這些粒度參數特征都符合濱海相砂巖的粒度特征特征。

根據粒度參數作出的標準偏差(σi)與偏態(Sk)的離散圖(圖7)，按照Friedman在1979年劃定的海灘砂與河流砂的離散界線可以看出，大部分樣品都在海灘砂的范圍內，只有個別的樣品落在范圍之外，但也很靠近界線值。由此可知，五通組大部分砂巖形成于濱岸相海灘環境［14］。

概率累計曲線類型較多，雖然每一個形態各不相同，但按照大致的走態趨勢劃分，可將其分成三種類型:

表2 五通組砂巖的粒度參數表Table 2 The grain size parameter of Wutong Formation’s sandstone

圖7 五通組砂巖的標準偏差(σi)與偏度(Sk)離散圖Fig.7 The discrete figure of standard deviation and skewness of Wutong Formation’s sandstone

第一種類型如Wt-14、Wt-15(圖1A)，為具有滾動組分和跳躍組分組成的多段式，具有明顯的雙次跳躍總體，這是由于波浪和流水對碎屑沉積物的反復沖洗改造形成的。在粒度參數上:粒度的分選性較好，偏度為對稱或負偏，峰值為尖銳。兩個次跳躍總體分布在0～3 φ之間，含量大于90%，分斷點為1.5 φ。滾動搬運組分在這種概率曲線圖中占有一定的比例，而懸浮搬運組分占的比例極少，粒級差別大，在鏡下可見明顯的分選性，礫石和填隙物差別明顯。以上這些曲線特征和濱岸相的后濱—前濱段的特征十分相符［10］。

第二種類型如 Wt-3、Wt-8、Wt-9，Wt-10，Wt-11、Wt-12(圖1B)，為有跳躍組分和懸浮組分組成的兩段式，也具有明顯的雙次跳躍總體。在粒度參數上:粒度的分選性為較好到好，偏度為對稱到正偏，峰值為尖銳到中等。兩個次跳躍總體分布在2～4 φ之間，含量大于85%，分斷點為3 φ，懸浮組分在曲線圖中占有一定的比例，而且越往上層，懸浮組分所占比例越高，滾動搬運組分占得比例極少甚至為零。以上這些曲線特征和濱岸相的前濱—上臨濱沉積的特點相符［16］。

第三種類型如 Wt-1、Wt-2、Wt-5，Wt-6(圖1C)，為具有跳躍組分和懸浮組分組成的兩段式，沒有雙次跳躍總體，而懸浮組分在圖中所占的比例很大，反應出波浪和流水對其沉積物的沖洗改造作用不是很明顯。在粒度參數上:粒度的分選性為較好到好，偏度為正偏度，峰值為平坦到尖銳。懸浮搬運組分和跳躍搬運組分的相交點在4 φ左右。懸浮組分較多，可能是由于波浪回流后水動力條件較弱，而使得泥質懸浮物沉積下來、含量變高。以上這些曲線特征和濱岸相的混合坪沉積相符［10］。

3 沉積環境演化

通過上述沉積學的特征分析和粒度分析，可以看出晚泥盆世五通組在巢北一帶并不是陸相河流湖泊沉積，而是一套海陸交互的濱岸相沉積。沉積環境演化大致如下:觀山段開始時，海水開始入侵巢北地區，可能由于海岸線曲折，使得海平面在此頻繁的升降變化，因而水動力條件較強，風化剝蝕的碎屑物質在潮汐波浪的長時間沖洗改造作用下而形成礫石灘，因此在五通組底部沉積了一套后濱到前濱環境的砂礫巖。隨著海平面上升，沉積進入觀山段的上部，由于水動力條件相對減弱，發育沉積了一套中細粒石英砂巖互層的沉積組合，中細粒砂巖大多是由硅質膠結的石英顆粒組成，分選性、磨圓度都普遍良好。由于波浪、流水的進流—退流沖洗改造作用較強烈，形成明顯的沖洗層理、交錯層理等，因此，這套質純的石英砂巖沉積可能形成于濱岸相前濱到上臨濱的環境中。期間海平面升降，水動力條件變化形成了中細粒砂巖的疊層出現。此后海平面開始收縮下降，沉積進入擂鼓臺段，由于水動力條件逐漸變弱，在此發育沉積了細粉砂巖夾粉砂質黏土巖或黏土巖沉積，兩者為不等厚互層，由于水的沖洗改造仍具有一定的作用，在此發育了波狀交錯層理、水流或浪成波痕等［2-3］，這套細粉砂巖、黏土巖沉積可能形成于濱岸相的砂泥混合坪的沉積環境。而后海水退去形成風化剝蝕面，在地面形成了一層厚度不等的鐵質風化殼。沉積間斷不久，海水重新入侵，此時進入擂鼓臺段中部，一個新的沉積旋回開始，由于前期風化殼的存在，首先在部分地區沉積了鐵泥質膠結的褐鐵礦化的礫巖、砂巖層。隨后海平面上升發展成為水動力條件較弱的濱岸沼澤化的泥炭坪，植物大量繁殖，死亡后沉積了較厚的富含有機質的黏土礦層。隨著海侵范圍的擴大，間或出現了上臨濱的砂質沉積或潮間砂壩，沉積發育了較厚的細粒石英砂巖，而后可能了出現封閉海灣或澙湖，沉積了含有大量動植物化石的粉砂質黏土層，而后不時出現潮間帶的砂泥坪沉積環境［11］，由于水動力條件的不穩定，這些微環境不時為前濱—后濱微相的粉—細砂質海灘環境所占據。后來，海平面的進一步上升，發育形成了石炭紀金陵組的淺海碳酸鹽臺地沉積(圖8)。

4 結論

(1)在巖石成分上，通過鏡下薄片鑒定分析，五通組碎屑巖大部分是由分選性較好的中—細粒石英砂巖組成的，而且還有電氣石等重礦物富集的現象，存在這些成分組成特征的碎屑巖通常是海灘環境下形成的。

(2)在粒度特征分析上，運用粒度分析方法，根據粒度數據得出了三種類型的概率累積曲線:第一種類型為具有滾動組分和跳躍組分的多段式，具有明顯的雙次跳躍總體，滾動搬運組分在這種概率曲線圖中占有一定的比例，而懸浮搬運組分占的比例極少，粒級差別大，說明水動力條件較強，代表濱岸相的后濱—前濱沉積環境;第二種類型為具有跳躍組分和懸浮組分組成的兩段式，也具有明顯的雙跳躍總體，懸浮組分在曲線圖中占有一定的比例，而且越往上層，懸浮組分所占比例越高，滾動搬運組分占得比例極少甚至為零，說明水動力條件在逐漸減弱，代表濱岸相的前濱—上臨濱沉積環境;第三種類型為具有跳躍組分和懸浮組分組成的兩段式，無雙次跳躍總體，懸浮組分占的比例很大，這是由于波浪流水沖洗改造的水動力條件較弱形成的，代表濱岸相的沙泥混合坪的沉積環境。

圖8 獅子口五通組相序圖Fig.8 Facies sequence of the Wutong Formation in the Shizikou area

(3)在沉積學特征上，五通組中發育大量的沖洗交錯層理，這指示了五通組的砂巖形成于平坦的海灘環境。結合地層巖性組合特征分析:巢北地區晚泥盆世五通組為濱岸相沉積環境，其沉積環境從下到上為:觀山段下部為濱岸相的后濱—前濱的礫石海灘沉積;觀山段上部為濱岸相的前濱—上臨濱的砂質海灘沉積;擂鼓臺段下部為濱岸相的混合坪粉砂巖泥巖沉積;擂鼓臺段中部為濱岸相的泥坪、澙湖海灣、濱岸沼澤沉積間有前濱的砂質海灘沉積;擂鼓臺段上部為濱岸相的含鐵質的混合坪沉積。

致謝 感謝李增學教授、呂大煒副教授的熱情指導和幫助。同門師兄在大量資料收集和圖件繪制方面給予極大的幫助，在此一并感謝。

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