黔北镇远地区三丘田剖面寒武系明心寺组上段滨岸相沉积特征及其地质意义

王 萌，牟传龙，梁 薇，郑斌嵩，侯 乾

(1. 山东科技大学 地球科学与工程学院，山东 青岛 266590； 2. 中国地质调查局成都地质调查中心，四川 成都 610081； 3. 中国地质大学(武汉) 地球科学学院，湖北 武汉 430074)

0 引 言

寒武系地层在黔北地区广泛发育，出露良好。寒武纪梅树村期—南皋期早期，黔北地区沉积了大套碳质泥页岩[1];至南皋期晚期，明心寺组底部的页岩颜色变浅，并含有粉砂质，明心寺组顶部则沉积了较厚的砂岩。前人对黔北地区明心寺组上段沉积环境的认识较少且存在争议：林文洲提出明心寺组中上部的粉砂质页岩、粉砂岩和局部含有灰岩的岩性组合(以陆源碎屑沉积为主)属于混积型缓坡沉积[2]；冯增昭等认为明心寺组属碎屑岩台地相沉积的产物[3-4]；牟传龙等则将黔北地区明心寺组划归为浅水陆棚沉积[5]；梅冥相等虽提出黔北地区明心寺组存在滨岸相沉积，认为明心寺组上段的砂岩层代表了该地区寒武系明心寺组沉积环境变浅[6-8]，但是未曾详细论述其沉积特征及重要的地质意义。

基于此，本文以黔北镇远地区三丘田剖面寒武系明心寺组为研究对象，采用野外露头观察、薄片鉴定及碎屑岩粒度分析等传统沉积岩石学工作方法，对其岩性组合、沉积构造、沉积演化序列及沉积相类型进行详细研究，以期为黔北镇远地区寒武系明心寺组上段属于滨岸相沉积的认识提供充分证据，并为认识黔北地区乃至中上扬子地区寒武系明心寺组沉积期古地理格局及探讨其大地构造背景探讨提供参考。

1 区域地质背景

三丘田剖面位于贵州省镇远县[图1(b)]，属于中上扬子地区东南缘[9][图1(a)]，其沉积演化特征与中上扬子陆块的构造活动有着密切联系[10-11]。早—中元古代，扬子板块的基底开始形成，并围绕古老陆核发育，整个扬子板块在晋宁期完全固结[12-13]，至此，扬子板块基本定型[14-15]，由此进入稳定的克拉通发展时期[16-17]。新元古代—寒武纪梅树村期晚期，在Rodinia古大陆裂解的背景下，中上扬子陆块整体受到拉张作用[18-21]。寒武纪南皋期，川中—川南地区在加里东早期运动的作用下由拉张作用转换为区域性挤压作用，致使孤立的磨溪—高石梯与威远—资阳同沉积隆起合并形成统一的寒武系水下古隆起[22-23]。受寒武纪桐湾运动Ⅲ幕的影响，中上扬子地区隆坳格局分异加剧[24-26]，统一古隆起遭受剥蚀改造[22]。黔北地区寒武纪黔东世属于扬子克拉通盆地及扬子板块东南缘被动大陆边缘盆地[27-28]，在此大地构造沉积背景下，寒武纪黔东世牛蹄塘组沉积晚期—明心寺组沉积期整体表现为海退过程[29-33]，沉积了一套总体向上变浅的碎屑岩沉积序列。

图(a)引自文献[34]图1 中上扬子地区寒武纪黔东世构造背景及黔北镇远地区寒武系地层分布Fig.1 Tectonic Background of Cambrian Qiandongian in the Middle-upper Yangtze Region and Distribution of Cambrian Strata in Zhenyuan Area, the Northern Guizhou

根据最新寒武系地层划分方案[35]，中上扬子地区明心寺组属于寒武系黔东统，主要发育于黔北及其邻区[36]。各区域寒武系黔东统地层之间的对比关系见表1。

2 沉积特征及沉积相类型

黔北镇远地区三丘田剖面寒武系明心寺组总厚度约为83.06 m，与下伏牛蹄塘组、上覆杷榔组均为整合接触。按其岩性大体可分为两段(图2)：下段为泥质粉砂岩与含粉砂泥岩互层段，发育水平层理；上段以石英粉—细砂岩为主，夹少量粉砂质泥页岩及粉砂岩，发育大量低角度冲洗交错层理。综合野外露头观测和薄片鉴定，认为黔北镇远地区三丘田剖面寒武系明心寺组下段为浅水陆棚亚相，上段为滨岸相，自下而上分别为临滨、前滨、后滨亚相。

2.1 浅水陆棚亚相

浅水陆棚亚相发育于明心寺组下段，岩性主要为灰黄色含粉砂泥岩及含泥粉砂岩，偶夹泥质粉砂岩[图3(a)、(b)]，局部可见水平层理发育，指示相对安静的陆棚沉积环境。

2.2 临滨亚相

临滨亚相发育于明心寺组上段下部，即图2中层3～6，自下而上发育泥质粉砂岩、石英粉—细砂岩。

表1 黔北及其邻区寒武系黔东统地层对比

注：表格引自文献[7]、[33]和[35]。

图2 三丘田剖面明心寺组沉积柱状图Fig.2 Sedimentary Column of Mingxinsi Formation in Sanqiutian Profile

图3 浅水陆棚、临滨及前滨亚相沉积特征Fig.3 Sedimentary Characteristics of Shallow Shelf, Shoreface and Foreshore Subfacies

泥质粉砂岩(层3)主要成分为粉砂级石英，体积分数约为70%；泥质体积分数约为30%。泥质粉砂岩中发育水平层理[图3(c)、(d)]，指示滨岸相下临滨带。

石英粉—细砂岩(层4～6)主要成分为石英及铁质胶结物。石英体积分数约为90%，其余为铁质胶结物。石英主要呈次圆状，少量呈次棱角状[图4(a)]，颗粒分选为中等。碎屑颗粒粒度较下临滨带变粗，石英体积分数增多，岩石成分成熟度增高，反映向上沉积水动力条件增强，属上临滨带沉积。

2.3 前滨亚相

前滨亚相发育于明心寺组上段中部，即图2中层7、8，岩性主要为灰绿色厚层块状石英粉—细砂岩。

石英粉—细砂岩的成分为石英与胶结物，其中层7中发育少量泥砾。石英体积分数大于90%；砾石体积分数约为2%，其长轴直径为0.2～1.0 cm[图3(e)、(f)]。碎屑颗粒分选中等，显微镜下可见石英具有较好的磨圆度[图4(b)]，多呈次圆状—圆状。胶结物为钙质和硅质胶结，以硅质胶结为主，单偏光下可见明显的石英次生加大边[图4(b)]，岩石具颗粒支撑结构。层内发育大量低角度冲洗交错层理(图5)，其层系细直，横向延伸较好，一般大于40 cm，部分延伸可达1 m，层系厚度为1～3 cm，角度为2°～5°，指示其形成于水动力条件强的前滨带。

2.4 后滨亚相

后滨亚相发育明心寺组上段上部，即图2中层9～11，主要发育青灰色中—厚层石英粉—细砂岩[图6(a)]。

石英粉—细砂岩中石英体积分数超过95%，分选中等。胶结物为钙质胶结[图4(c)、(d)]，且顶部方解石体积分数略微增多。层11中发育中型交错层理[图6(b)、(c)]，层系厚度为10 cm左右，顶部可见三叶虫化石碎片局部富集[图6(d)]，指示沉积时较强的水动力条件，整体代表后滨带沉积。

3 粒度分析

碎屑岩颗粒的粒度分布受搬运作用及水动力条件影响，因此，在不同沉积环境中表现出不同的粒度组合特征[37-38]。Visher于1969年提出的利用粒度概率累积曲线进行粒度分析的方法，在沉积环境鉴别上较可靠且应用广泛[38-42]；粒度概率累积曲线可以直观地反映碎屑颗粒的粒度分布与搬运方式之间的关系[43-45]。

由底到顶选取三丘田剖面明心寺组上段下部(样品B3)、中部(样品B7)及上部(样品B13、B16)4个砂岩样品，分析其粒度特征，以期进一步识别其滨岸相沉积特征。由于样品均为致密岩石，故采用薄片法在单偏光显微镜下用测微尺直接测量颗粒的最大直径，每个样品统计300～500粒。将采集的粒度数据换算成Φ值，并利用粒度回归方程D=0.3 815+0.9 027d(D为校正后筛析直径Φ值；d为薄片中视直径Φ值，即非筛析直径)进行筛分校正[46];将筛分校正后的粒度数据在Excel软件中生成粒度概率累积曲线(图7)、粒度分布曲线与概率累积曲线(图8)。在粒度概率累积曲线上读出相对应累积百分比处的粒径，然后再根据公式计算粒度参数[46]，结果见表2。

Cal为方解石图4 明心寺组岩石微观特征Fig.4 Microscopic Characteristics of Rocks in Mingxinsi Formation

图5 层7石英粉—细砂岩中的低角度冲洗交错层理Fig.5 Low-angle Washing Cross-bedding in Quartz Silty-fine Sandstone of Bed 7

图6 层11石英粉—细砂岩中后滨亚相沉积特征Fig.6 Sedimentary Characteristics of Backshore Subfacies in Quartz Silty-fine Sandstone of Bed 11

表2 三丘田剖面明心寺组砂岩粒度参数

明心寺组砂岩粒度标准偏差为0.35～0.50，分选性均好，根据Friedman的分类标准[47]，明心寺组砂岩属于滨岸相砂岩；偏态为对称—正偏，尖度为中等—尖锐。这与滨岸相砂岩的沉积特征比较相符。

图8 粒度分布曲线与概率累积曲线Fig.8 Distribution Curves of Particle Size and Probability Accumulative Curves

由图7可以看出，所统计4个样品的粒度组分主要为跳跃组分，均表现为明显的双次跳跃特征；粒度分布曲线除样品B13为双峰对称外，其余3个样品均表现为对称型(图8)。样品B3的跳跃组分粒径为1.75～3.75 Φ，且为明显的双次跳跃，截断点粒径约为2.85 Φ，以跳跃组分为主，几乎不含悬浮组分；从图4(a)可以看出，胶结物主要为化学沉淀形成的铁质胶结物，表明其沉积时受到水流的反复淘洗，其特征与滨岸相临滨带的特点[48]比较相符。样品B7跳跃组分在98%以上，粒径为1.0～2.5 Φ，截断点粒径为1.7 Φ，表明其沉积时受到的水动力条件强，分选好，含有少量的悬浮组分；偏态为正偏，尖度为中等，指示其受到波浪和流水的改造作用强，与滨岸相前滨带的沉积特点[43,48]相符合。样品B13、B16跳跃组分粒径为1.5～3.5 Φ，截断点粒径均在2.5 Φ左右，均具有双次跳跃特征，跳跃组分大于95%，分选好；样品B13不含悬浮组分，粒度分布曲线为双峰，近于对称，尖度为中等，表明沉积时受到不稳定的水动力条件影响[49]；样品B16含有少量悬浮组分，粒度分布曲线为单峰对称型，尖度为尖锐，指示其应属于滨岸相后滨带沉积[43,50]。

4 沉积演化特征

黔北镇远地区三丘田剖面明心寺组下伏牛蹄塘组为一套深水陆棚亚相黑色碳质页岩[5,7,9]，为深水缺氧的还原环境[9，51]。受桐湾幕式抬升运动(Ⅲ幕)[24-27]的影响，黔北地区牛蹄塘组沉积晚期经历了一次海退过程。

图9 三丘田剖面明心寺组沉积序列及演化模式Fig.9 Sedimentary Sequence and Evolution Model of Mingxinsi Formation in Sanqiutian Profile

明心寺组下段水体显著变浅，岩性以含泥粉砂岩及含粉砂泥岩为主，局部发育水平层理，为浅水陆棚亚相；明心寺组上段海平面持续降低，水体大幅变浅，发育滨岸相的灰绿色、青灰色厚层块状石英粉—细砂岩，可见大量低角度冲洗交错层理，滨岸相临滨带发育水平层理。

综上所述，纵向上，黔北镇远地区三丘田剖面自牛蹄塘组至明心寺组整体表现为水体向上逐渐变浅、粒度由细变粗的沉积序列(图9)，沉积相演化自下而上为浅水陆棚→临滨→前滨→后滨，是典型的进积型海退沉积；而横向上，研究区明心寺组上段滨岸相沉积与其相邻区域沉积相的细致对比尚较为薄弱。目前，亟需区域上细致的沉积相对比研究，从而进一步明确古陆位置及其与黔北镇远地区明心寺组上段滨岸相之间的过渡关系。

5 地质意义

长久以来，前人虽然针对中上扬子地区寒武系明心寺组沉积期采用不同的作图手段编制了多幅古地理图[2-8]，但是对黔北地区寒武系明心寺组上段沉积相的认识争议较大。黔北镇远地区三丘田剖面寒武系明心寺组上段滨岸相沉积的发现进一步支撑了前人对于黔北地区明心寺组上段已演变为滨岸相沉积的观点[3-5]。

桐湾幕式抬升运动对四川盆地及周缘的隆坳格局具有很强的控制作用[24-25]，桐湾三期运动使川南地区震旦系灯影组和寒武系地层遭受大幅剥蚀[24]。其中，桐湾运动Ⅲ幕的抬升规模是桐湾三期运动中规模最大的一次[31]。对比黔北镇远地区三丘田剖面明心寺组沉积期水体大幅降低，水动力条件增强，明心寺组由下段的浅水陆棚沉积演变为上段的滨岸相沉积。由此推测，黔北镇远地区寒武系明心寺组沉积期水体大幅变浅可能是桐湾运动Ⅲ幕的影响。

前人认为中上扬子地区寒武系明心寺组沉积期的古地理格局整体为自西北向东南逐渐加深，至黔北地区已过渡为陆棚相[8,23]。黔北镇远地区三丘田剖面寒武系明心寺组上段滨岸相沉积的发现表明，中上扬子地区寒武系明心寺组沉积期的古地理格局还需要重新认识，且亟需建立区域上由点到线再到面的沉积相细致识别和对比；此外，依据“构造控盆-盆地控相”的观点[52]，沉积-古地理格局受其大地构造背景的控制，本研究的新资料和新认识有助于未来进一步探讨寒武纪第二世中上扬子地区的大地构造背景。

6 结 语

(1)黔北镇远地区三丘田剖面寒武系明心寺组下段主要为灰黄色含粉砂泥岩及含泥粉砂岩，发育水平层理，为浅水陆棚沉积；上段主要发育中—厚层石英粉—细砂岩，结构成熟度和成分成熟度高，沉积构造主要为低角度冲洗交错层理，其碎屑粒度组分以双次跳跃组分为主，为滨岸相沉积。

(2)三丘田剖面明心寺组纵向演化序列为浅水陆棚→临滨→前滨→后滨，是典型的进积型海退垂向序列。

(3)三丘田剖面明心寺组上段滨岸相沉积的发现为黔北地区寒武系明心寺组上段为滨岸相的认识提供了充分的证据，指示中上扬子地区寒武系明心寺组沉积期的古地理展布特征可能并非是简单的自西北向东南逐渐加深的格局，这也为探讨中上扬子地区寒武纪黔东世大地构造背景提供了新的资料。