中上扬子晚奥陶世赫南特期岩相古地理

刘 伟 许效松 余 谦 闫剑飞 门玉澎 张海全

（成都地质矿产研究所，成都610082）

中上扬子地区奥陶纪沉积与岩相古地理研究，前人成果丰硕［1－6］。近年来，针对晚奥陶世赫南特期的年代地层、生物地层、地球化学等研究资料丰富，已取得重要进展［7－16］。大量相关研究的开展，为进一步深化认识赫南特期沉积与岩相古地理奠定了扎实的基础。

1 地质背景

赫南特阶是奥陶系最顶部的一个地层单位，包括Normalograptus extraordinarius带和N.persculptus带，时限约2.0Ma［17］。

该时期是全球气候剧烈变化的地史时期之一。全球性的气候变冷事件中，冈瓦纳古陆极地冰盖分布于现今的非洲、南美洲、阿拉伯半岛及欧洲部分地区，经历了2期冰盖扩张与消融并保留有消融期的沉积记录——冰碛岩。扬子陆块处于低纬度地区［18，19］。典型沉积是观音桥组灰色、灰黑色泥灰岩及钙质泥岩，富产全球广泛分布的赫南特动物群，即Hirnantia－Dalmanitina动物群，无冰碛岩沉积，但有机碳同位素（δ13Corg）正偏移现象具有全球可对比性，可与劳伦、波罗的、西伯利亚等陆块进行对比［11，20－23］。冰盖扩张导致全球海平面快速下降，高峰时期海平面下降幅度50～100m之间［24］。在此背景下，出现了观音桥组赫南特动物群的短暂繁荣，其物种的多样性及个体密度在观音桥组呈上升趋势，含氧量和生物扰动强度也呈增加的趋势［25］。

随着观音桥组资料的不断补充完善，目前已证实康滇古陆东侧及黔中－武陵古隆起北侧边缘断续带状分布有单体珊瑚及海百合茎化石，对应缺少泥质的粉－细晶灰岩。适宜珊瑚及海百合栖息的水体环境较壳相生物更严苛，水体更为清洁，进而为古地理恢复提供了新的线索。本文结合野外工作及资料搜集整理，从奥陶系五峰组－观音桥组主要岩性、沉积构造、生物组合及区域分布入手，探讨赫南特期古地理格局，以期能将相关研究引向深入。

2 沉积相划分

中上扬子地区，赫南特阶由下而上主要包括五峰组上部N.extraordinarius带页岩、观音桥组及龙马溪组底部N.persculptus带页岩，其中龙马溪组底部N.persculptus带笔石页岩属于志留纪海侵初期沉积，地层厚度一般仅数十厘米，因而不作为赫南特阶的优势岩相，本文不作讨论。

区域研究表明，扬子沉积区受汉南古陆、康滇古陆、川中古隆起、黔中－武陵古隆起的围限，显示半局限陆表海格局。沉积区主要划分为潮坪相和浅海陆棚相（图1）。

潮坪相区，赫南特阶由下而上包括五峰组上部N.extraordinarius带页岩及观音桥组炭泥质灰岩、钙质泥岩。观音桥组岩石中普遍含泥质较高，底栖生物繁盛。生物以腕足、瓣鳃、三叶虫为主，个体完整，局部呈现介壳生物层。相对清洁的水体中有海百合、单体珊瑚栖息，浅滩化过程中，海水变浑浊或扰动都会导致海百合、珊瑚从短暂繁盛至快速死亡。这样，由潮下带向浅滩演化，观音桥组岩性向含泥质较少的生物碎屑灰岩、砾屑灰岩、鲕粒灰岩等颗粒灰岩转变。古陆边缘沉积物中出现陆源碎屑矿物，伴有生物遗迹，显示低能的碎屑潮坪环境。

浅海陆棚相，赫南特阶主要为五峰组N.extraordinarius带炭质泥岩、硅质泥岩及含放射虫硅质岩，硅质含量普遍较高。水体宁静且不适宜赫南特贝等底栖生物生活，缺失观音桥组。五峰组与上覆龙马溪组炭质笔石页岩界线平整，常夹数厘米铁质黏土层，野外容易辨识。

浅水区首先发育适合赫南特动物群的栖息地，盆地中的较深水域随着全球海平面的下降，才逐渐形成适合该动物群栖息的古环境［10］。在此过程中，浅海陆棚向潮坪过渡；潮坪相区，潮下灰泥质沉积向内碎屑浅滩或碎屑潮坪过渡。

3 沉积相时空展布特征

统计表明，川中古隆起－黔中古隆起－康滇古陆之间、黄陵背斜－神农架、重庆城口、鄂东南宋溪等沉积区总体为潮下低能带，观音桥组厚度一般数十厘米，生物组合为腕足－三叶虫；上扬子北部－中扬子大部地区、上扬子西部洪雅－康定等地为浅海陆棚，主要为五峰组上部炭硅质泥岩，生物组合以笔石为主，局部地区见放射虫及海绵骨针。古陆与古隆起边部发育礁滩，厚度可达数米不等，生物组合除腕足、三叶虫外，尚见单体珊瑚、海百合、头足、藻等，如图2所示。

图1 中上扬子赫南特阶地层对比（左）及观音桥组腕足生物层（右）Fig.1 Strata correlation for Hirnantian Stage in the middle－upper Yangtze area and brachiopoda－biostromes in Guanyinqiao Formation

3.1 内碎屑滩与陆源碎屑滩

潮下带向内碎屑浅滩或陆源碎屑滩的过渡，主要发生于古陆与古隆起边部浅水沉积区。目前可查证的资料中，以黔中古隆起北侧内碎屑浅滩、汉南古陆南侧砂滩保留较为清楚。

3.1.1 黔中古隆起北侧内碎屑滩

内碎屑浅滩主要分布于贵州省毕节－仁怀－桐梓－湄潭－重庆秀山等地，岩性以生物碎屑灰岩、泥质灰岩为主，厚度一般数米。局部地区，如凤冈硐卡拉观音桥组厚度可达11.5m，由灰色中厚层鲕粒灰岩、生物碎屑灰岩、泥质灰岩组成，指示中－高能浅滩环境［26］。由剖面向东南200m则减薄为1～2m灰色中厚层砂质灰岩，向北至观音塘也减薄为0.5m生物碎屑灰岩，表明内碎屑浅滩的规模不大，可能成点状出现，形成东西向断续带状分布。

石阡雷家屯、本庄、武隆兴隆场等地，观音桥组与下伏涧草沟组、上覆龙马溪组之间存在暴露沉积间断，并有微弱的侵蚀，证实缺失了五峰组［26，27］。这样，海平面总体下降的背景下，该地区观音桥组向古隆起一侧小幅上超造成缺失五峰组黑色页岩。海平面下降的背景下局部地区构造沉降可能为形成的原因。

生物方面，除腕足、三叶虫，甘洛、毕节、仁怀、桐梓、绥阳、石阡等地还先后发现丰富单体四射珊瑚［9，16，28］，隆起边缘内碎屑滩内产出，盆内则鲜有发现。对现代珊瑚礁调查表明，形成非礁型珊瑚群聚主要受如下条件限制：造礁珊瑚种类少；水温低，造礁作用弱；侵蚀作用强烈；海水浊度高、亮度不足等［29］。赫南特期寒冷的气候背景下，珊瑚种类及造礁作用都会产生影响，观音桥组四射珊瑚总计18属39种，远不及早志留世的98属［15］。潮下带岩石普遍含泥质较高，也是不利于珊瑚广泛生活繁衍的因素。

3.1.2 汉南古陆南侧陆源碎屑滩

汉南古陆作为扬子北部的主要物源区，向沉积区提供了相对丰富的陆源碎屑，代表了砂质边缘相沉积。南郑福成观音桥组厚0.27m，岩性为黑色薄层细砂岩、炭泥质粉砂岩，管状生物遗迹丰富，顶部灰白色中粒石英砂岩［30］，西侧南江沙滩顶部也见石英砂岩。砂质沉积物在深水区迅速尖灭，西南侧旺苍双汇五峰组顶部薄层含放射虫硅质岩与龙马溪组含粉砂炭质页岩接触，缺失观音桥组沉积物（图3－A，B）。

3.2 生物礁

上扬子西部四川汉源、洪雅等地原地生物礁发育，在扬子区比较特殊［31］。该地区西邻巴颜喀拉海，属开阔沉积环境。含氧量、养料及水体的清洁度等综合条件较好，满足了生物繁盛的条件。

图2 观音桥组生物面貌及厚度等值线图Fig.2 Biological assemblage and the sedimentary thickness isoline of Guanyinqiao Formation

图3 浅海陆棚相典型剖面证实缺失观音桥组沉积Fig.3 Typical sections showing no deposits in Guanyinqiao Formation in deep－water shelf facies

汉源轿顶山观音桥组开阔台地相浅灰、灰及深灰色泥晶灰岩、生物碎屑灰岩夹砂、页岩。泥晶灰岩中含较多原地生长的珊瑚、腕足等化石，砂岩具小型交错层理及沙纹层理。轿顶山、大瓦山等地发育台缘藻礁。礁体类型主要为点礁和小环礁，规模为20m至数百米，最小仅2m。相邻深水陆棚相（以洪雅老矿山为例），五峰组黑灰色薄层－条带状硅质岩、硅质白云岩、含锰灰岩，厚10～50m，富含硅质放射虫和海绵骨针。上覆龙马溪组黑色笔石页岩，但观音桥组不发育。

除此，该地区现今处于康滇古陆与川中古隆起间的狭窄水道中，可能为后期构造挤压造成距离缩短。

3.3 泥质潮下带

主要指川南－黔北及中扬子潮下低能带沉积。

川南－黔北沉积区，以重庆綦江观音桥剖面为代表。观音桥组厚度为0.3～0.7m，岩性为灰黑色含炭质灰岩夹黑色炭质条纹。剖面下部黑色炭泥质灰岩笔石与腕足混生，常含星点状黄铁矿；上部有丰富的腕足化石，与龙马溪组界线平整。中扬子沉积区以黄陵背斜周缘出露区研究较为深入，并建立了全球赫南特阶底界层型剖面［11，32］。观音桥组富泥质灰岩中零星可见粉砂级石英碎屑，表明黄陵背斜－神农架（或局部）可能存在短暂的暴露。

3.4 浅海陆棚

旺苍双汇、来凤三堡岭［13］、洪雅老矿山［31］等剖面已表明浅海陆棚相未见典型观音桥组沉积。五峰组上部富硅质岩石代表了这些地区赫南特阶的优势岩相。局部地区发现界线处存在厚度不等的铁质黏土层，如贵州石阡、重庆巫溪、陕西西乡［33］、湖北恩施、利川及钟祥等地（图3－C，D）。

4 古地理格局与沉积演化

4.1 凯迪期晚期古地理格局（沉积基座）

晚奥陶世凯迪期晚期，对应岩石地层主要为五峰组下部页岩。五峰组页岩（下部）可细分出3类岩性组合，代表不同沉积环境。（1）炭质泥岩－硅质泥岩－硅质岩组合（包括含放射虫硅质岩），主要分布于上扬子北部－中扬子大部地区及上扬子西缘四川雷波－汉源等地，所在区域是扬子克拉通的浅海陆棚深水相区。出现硅质沉积及放射虫，说明扬子陆表海与外海良好的连通性［34］。（2）炭质泥岩－粉砂质泥岩组合，主要分布于川中古隆起与黔中古隆起间的浅海陆棚浅水相区。（3）含钙质粉砂岩－钙质泥岩组合，分布区域狭小，仅限黔中古隆起－康滇古陆北侧近岸边缘相区，属低能潮坪。平面上，由（3）→（2）→（1）组合的过渡，反映出远离陆地、水体加深的趋势，总体表现出扬子局限海水域西浅东深的格局（图4）。

4.2 赫南特期古地理格局与沉积演化

赫南特期延续了凯迪期晚期半局限海沉积格局。随着海平面下降，浅水沉积区面积略有扩大（图5）。

图4 中上扬子凯迪期晚期半局限海沉积格局Fig.4 Semi－restricted sea depositional pattern in the middle and upper Yangtze region in the late Katian of Late Ordovician

图5 中上扬子赫南特期半局限海沉积格局Fig.5 Semi－restricted sea depositional pattern in the middle and upper Yangtze region in Hirnantian of the Late Ordovician

区域上，上扬子北部－中扬子大部地区、上扬子西部洪雅－康定等地总体继承了凯迪期晚期基座的深水环境。随着海平面降至最低，这些沉积区仍然不适宜赫南特动物群栖息，仅有黄陵背斜－神农架地区、重庆城口地区、鄂东南宋溪等地，沉积相由浅海陆棚相→潮下带（或浅滩）变迁，沉积了观音桥组壳相泥灰岩。

川中古隆起－黔中古隆起－康滇古陆间的潮坪沉积区，多数剖面显示炭泥质灰岩并未向浅滩高能环境变迁。观音桥组相对高能的浅滩相沉积，如粉细晶灰岩、礁灰岩、含珊瑚灰岩、砾屑灰岩等，主要分布于黔中隆起北侧边缘，呈东西向展布的狭长区带，大致对应地层厚度高值区。相带内颗粒灰岩夹泥质灰岩、钙质泥岩，表明海平面的下降过程为多个短期变浅旋回的叠加。除此，浅水陆棚相区局部可能存在相对低洼的地带，缺失观音桥组。

汉南古陆向沉积区提供了较多粉－细粒石英碎屑，但厚度较薄；康滇古陆东侧边缘沉积区含粉砂，钙质、泥质胶结。这些特征表明边缘相总体为低能水体环境，并暗示了稳定的构造背景。

随着海平面逐渐下降至最低位，古隆起、古陆面积呈扩大的趋势。局部地区地层接触关系为龙马溪组与临湘组或宝塔组接触，因而推测海平面下降末期存在短暂的暴露区或剥蚀区。如图5，可识别出湖北五峰、汉南古陆边缘地区。根据区域沉积演化，推测赫南特末期黄陵背斜－神农架、赣西北修水地区也存在小范围的暴露区或剥蚀区。

5 结论

综上，赫南特期延续了凯迪期晚期半局限海沉积格局，浅水沉积区面积呈扩大的趋势。观音桥组主要代表了潮坪相的内碎屑浅滩及潮下低能带沉积，浅海陆棚相区相变为五峰组上部富硅质沉积。内碎屑浅滩及陆地边缘砂滩，生物易受水体搅动或波浪改造而破碎残缺，且分布面积狭小。川南－黔北及中扬子潮下带水体宁静，观音桥组腕足生物（层）个体完整，代表了原地或近原地保存状态。

晚奥陶世赫南特期处于早古生代重要的构造转换时期。扬子陆块与华夏陆块的俯冲碰撞，使陆块边缘形成了一些带状隆起区，如黔中－武陵古隆起（或称之为都匀运动），扬子主体沉积区成为隆后盆地。在此背景下，隆后盆地具不断沉降的演化趋势，导致局部出现小范围相对海平面上升（如贵州湄潭地区）；但从剖面沉积序列特征、古地理格局变迁来看，赫南特期无疑反映了海平面的下降过程。由此看来，短时期内冰盖的扩张与消融对海平面升降变化起到了主要控制作用。冰碛岩是冰盖消融的沉积记录，而富产赫南特动物群的观音桥组是冰盖扩张的沉积记录，为该特殊地史时期的事件沉积。

［1］王鸿祯，楚旭春，刘本培，等.中国古地理图集［M］.北京：地图出版社，1985.

［2］刘宝珺，许效松.中国南方岩相古地理图集（震旦纪－三叠纪）［M］.北京：科学出版社，1994.

［3］冯增昭，彭勇民，金振奎，等.中国南方中及晚奥陶世岩相古地理［J］.古地理学报，2001，3（4）：10－24.

［4］冯增昭，彭勇民，金振奎，等.中国晚奥陶世岩相古地理［J］.古地理学报，2004，6（2）：127－139.

［5］马力，陈焕疆，甘克文，等.中国南方大地构造和海相油气地质（上册）［M］.北京：地质出版社，2004.

［6］马永生，陈洪德，王国力.中国南方构造－层序岩相古地理图集（震旦纪－新近纪）［M］.北京：科学出版社，2009.

［7］何卫红，汪啸风，卜建军.扬子海盆中部晚奥陶世五峰期海平面变化［J］.地球学报，2003，24（1）：55－60.

［8］苏文博，何龙清，王永标，等.华南奥陶－志留系五峰组及龙马溪组底部斑脱岩与高分辨率综合地层［J］.中国科学：D辑，2002，32（3）：207－219.

［9］苏文博，李志明，史晓颖，等.华南五峰组－龙马溪组与华北下马岭组的钾质斑脱岩及黑色岩系——两个地史转折期板块构造运动的沉积响应［J］.地学前缘，2006，13（6）：82－95.

［10］陈旭，戎嘉余，樊隽轩，等.奥陶－志留系界线地层生物带的全球对比［J］.古生物学报，2000，39（1）：100－114.

［11］陈旭，戎嘉余，樊隽轩，等.奥陶系上统赫南特阶全球层型剖面和点位的建立［J］.地层学杂志，2006，30（4）：289－305.

［12］胡艳华，周继彬，宋彪，等.中国湖北宜昌王家湾剖面奥陶系顶部斑脱岩SHRIMP锆石U－Pb定年［J］.中国科学：D辑，2008，38（1）：72－77.

［13］高振中，何幼斌，李罗照，等.中国南方上奥陶统五峰组观音桥段成因讨论：是“浅水介壳相”，还是深水异地沉积？［J］.古地理学报，2008，10（5）：487－494.

［14］严德天，王清晨，陈代钊，等.扬子及周缘地区上奥陶统－下志留统烃源岩发育环境及其控制因素［J］.地质学报，2008，82（3）：321－327.

［15］何心一，陈建强，唐兰，等.黔北晚奥陶世Hirnantian期观音桥层四射珊瑚新资料及其地质意义［J］.古生物学报，2006，45（3）：293－310.

［16］何心一，唐兰，陈建强.川南甘洛黔北仁怀地区晚奥陶世和早志留世四射珊瑚新资料及其地质意义［J］.古生物学报，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］汪啸风，柴之芳.奥陶系与志留系界线处生物绝灭事件及其与铱和碳同位素异常的关系［J］.地质学报，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，Gröcke 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.华南奥陶、志留纪腕足动物群的更替兼论奥陶纪末冰川活动的影响［J］.现代地质，1999，13（4）：390－394.

［25］李贵鹏，詹仁斌，吴荣昌.四川长宁双河晚奥陶世赫南特贝动物群及其对环境变化的响应［J］.高校地质学报，2009，15（3）：304－317.

［26］贵州省地质矿产局.中华人民共和国1∶20万湄潭幅区域地质调查报告［R］.贵阳：贵州省地质矿产局，1974：1－165.

［27］胡兆珣，龚联瓒，杨绳武，等.贵州石阡奥陶－志留系分界地层新知［J］.地层学杂志，1983，7（2）：140－142.

［28］王汝植.西南地区地层总结（奥陶系）［R］.成都：成都地质矿产研究所，1981.

［29］戴昌凤.台湾地区生物礁及其生境［J］.古地理学报，2010，12（5）：565－576.

［30］成汉钧，汪明洲，陈祥荣，等.大巴山奥陶系的研究［J］.西安地质学院学报，1988，10（1）：1－13.

［31］曲红军.试论古构造对轿顶山式锰矿的控制作用［J］.地质与勘探，1992，28（6）：1－5.

［32］汪啸风，倪世钊，曾庆銮，等.长江三峡生物地层学（2）：早古生代分册［M］.北京：地质出版社，1987.

［33］王玉忠.早古生代黑色笔石页岩成因研究的新发现［J］.江苏地质，1992，16（1）：27－31.

［34］刘伟，许效松，冯心涛，等.中上扬子上奥陶统五峰组含放射虫硅质岩与古环境［J］.沉积与特提斯地质，2010，30（3）：65－70.