安徽巢北地区栖霞组臭灰岩段富有机质成因探讨

陆鹿，李壮福，康鹏，张新

中国矿业大学资源与地球科学学院，江苏徐州，221116

内容提要：以安徽巢北地区二叠纪栖霞组臭灰岩段为研究对象，从岩石学、古生物学及沉积学特征出发，探讨臭灰岩段富有机质与风暴事件沉积之间的关系。臭灰岩段岩性整体为灰黑色中厚层状石灰岩，层间夹数毫米至数厘米厚灰黑色钙质泥岩，整套岩层富含有机质；其中生物化石丰富，整体为热带、亚热带正常盐度浅水生物组合为特征；为正常浅海碳酸盐岩台地沉积，沉积期表现为一个明显的海侵过程，并受风暴作用的频繁扰动。臭灰岩段沉积环境并非“贫氧或缺氧”条件，而是正常富氧环境。富有机质特征一方面得益于沉积期较高的生物产率，同时还与风暴事件沉积作用密切相关，即在风暴作用下，沉积物发生快速堆积，有机质未来得及与富氧水体发生长期接触即被埋藏覆盖，从而导致有机质被良好保存，形成臭灰岩段富有机质特征。风暴作用频发与研究区臭灰岩段沉积期所处的低纬度特征有关。

华南地区二叠纪栖霞组在沉积学、岩石学及地球化学等方面极具特殊性，尤其是臭灰岩段富有机质特征方面，是长期以来引人注目的问题。现阶段对于臭灰岩段的研究，争议较大的是富有机质的成因解释，虽然过去研究较多，但始终未能得到圆满的解决。目前，多数学者认为臭灰岩段的富有机质与沉积水体本身的缺氧有关，促成这种缺氧条件的机制并不相同。例如：江纳言（1994）在全面研究稀土元素、稳定同位素、有机地球化学的基础上指出栖霞组臭灰岩段为缺氧的半局限台地海地理环境；施春华等（2004a）研究了华南栖霞组地球化学特征，依据古氧相地球化学指标 V/（V+Ni）、Ce/La、U/Th等认为栖霞期为一沉积速率较快时期，呈现总体缺氧的特征；吕炳全和翟建忠（1989）研究臭灰岩段时认为臭灰岩段普遍具沥青臭味，细分散黄铁矿发育，应是缺氧闭塞环境，而且层位分布是大面积的，同时认为缺氧的原因是海水中光合作用下界上移的结果；颜佳新等（1994a，1994b，1997，1998，2004）同样认为臭灰岩段形成于缺氧沉积环境，并总结了缺氧沉积环境的3种成因模式，即水体盐度分层模式、上升流模式及海侵模式。

作者对安徽巢北地区平顶山剖面臭灰岩段（剖面位置见图1）进行了详细的野外考察与实验室分析，发现该套岩层不仅具有富含有机质的特点，同时大量发育正常盐度浅海生物组合，并且沉积期受到明显的风暴作用干扰。以此为基础，作者突破“富有机质沉积源于沉积环境水体缺氧”的传统思维，认为巢北地区臭灰岩段富有机质的成因很可能与风暴事件沉积作用有关。以下从岩石学、古生物学及沉积学研究角度出发，对该问题进行详细论证。

1 地质背景

巢北地区大地构造位置上属于下扬子地块的北缘，地处华北板块、大别造山带和扬子地块三大构造单元交汇处（贾蓉芬等，1996；王丹萍等，2001；朱光等，2002；牛漫兰等，2002；牛漫兰，2005；Niu M L et al.，2005；杨水源和姚静，2008；刘海泉等，2008；于鹏和宋传中，2010；卢小龙等，2010；韩宗珠等，2011），构造上主要受特提斯构造域与太平洋构造域的广泛影响（于鹏和宋传中，2010；韩宗珠等，2011）。中生代以来强烈的构造活动奠定了该区的主要构造格架（韩宗珠等，2011），整体为 “两向夹一背”的近北东向褶皱带（李三忠等，2009），自东向西依次为俞府大村向斜、凤凰山背斜、平顶山向斜，平面上呈“M”形展布（韩宗珠等，2011）（图1）。在地层区划上，巢北地区属于扬子地层区、下扬子地层分区、六合—巢县地层小区（卢小龙等，2010），区内地层除古近纪、新近纪缺失外，自上震旦灯影组至第四纪均有不同程度的发育，尤以上古生界至下三叠统发育较为齐全。

下扬子地块二叠纪整体为一个海相克拉通盆地，发育陆表海之滨海沼泽含煤碎屑沉积和浅海石灰岩沉积（林小云和刘建，2006）。栖霞组沉积最初，下扬子海萎缩，海水稍有撤退，海水较浅，加之本区地形平坦以及气候温暖潮湿，所以在接受大气淡水之后很快形成了栖霞组底部的含煤海侵沼泽相沉积；栖霞二期，海侵扩大，造成了整体为浅海开阔台地相的栖霞组沉积（刘宝珺和朱同兴，1990；王子玉，1992）。栖霞期的大规模海进源于古特提斯洋的打开这一特定大地构造背景，海平面的上升于中国南方地区广泛沉积了栖霞组石灰岩（刘宝珺等，1995）。这一时期，中国南方全区均为海域，在海域中的广大地区为浅水碳酸盐岩台地，在海域的中北部和中东部，有两个较深水的碳酸盐岩台地，在海域的西部、西南部和南部为深水盆地，在西南部的深水盆地中还分布着3个孤立的浅水碳酸盐岩台地（冯增昭等，1997）。

图1 安徽巢北地区地质背景及剖面位置Fig.1 Geologic background and profile position in Chaobei Region，Anhui

2 岩石学特征

结合野外露头剖面的观察与显微镜下微相特征的研究，巢北地区臭灰岩段岩石类型整体为灰黑色中厚层状石灰岩，层间夹数毫米至数厘米厚灰黑色钙质泥岩，整套岩层富含有机质。层间泥岩多呈飘带状或火焰状，其中富含生物碎屑，生物碎屑呈明显顺层定向排列特征（图2c）。石灰岩主要分为5大类，即泥晶灰岩、生物砂屑泥晶灰岩、生物砂屑灰岩、晶粒灰岩及砾屑灰岩，其中主要类型为生物砂屑泥晶灰岩与生物砂屑灰岩，纯净的泥晶灰岩较少。各类石灰岩具体特征阐述如下。

（1）生物砂屑灰岩：多出现在厚层状灰岩的局部生物富集带或呈夹层状的生屑富集层。砂级生物碎屑类型多样，主要有海绵类、腕足类、腹足类、双壳类、海百合茎、有孔虫、介形虫、苔藓虫以及各种钙藻类。碎屑含量40%～60%，分选中等—差，破碎无磨圆或有轻微磨圆，颗粒支撑，颗粒间多为灰泥基质，局部可见亮晶胶结。

（2）生物砂屑泥晶灰岩：剖面中表现为中—厚层石灰岩中生物碎屑较为富集的灰岩层。生屑类型以正常海相生物碎屑为主，主要有腕足介屑、海绵、介形虫、腹足类、有孔虫、双壳类、钙球以及各种钙藻类。生物碎屑含量约10%～30%，灰泥支撑，生物碎屑呈漂浮状存在于基质中，分选较差，次棱角状—次圆状。

（3）泥晶灰岩：新鲜面多为深灰色—灰黑色，结构致密均一，不含或含有少量（≤10%）砂—粉砂级生屑。局部层位的泥晶灰岩中见生物遗迹，生物遗迹的分布具有一定特征，剖面下部以垂直及高角度斜交的虫孔构造为主，而上部则主要为发育在岩层上层面的逃逸迹。

（4）晶粒灰岩：常见于岩层上下与层间钙质泥岩相邻部位，不同于正常晶粒石灰岩的结构特征，此处晶粒石灰岩内部方解石晶粒的分布很不均匀，多呈斑块状分布特征。晶粒石灰岩的产出与结构特征表明其形成机理不同于埋藏条件下正常的重结晶，而是泥晶石灰岩或含生屑的泥晶石灰岩埋藏后，在地下酸性流体影响下发生重结晶作用。酸性条件作用下，方解石晶粒往往溶解与结晶作用同时发生，而酸性条件的形成与有机质的分解有密切关系，这也可以说明为什么晶粒石灰岩多出现于有机质富集的钙质泥岩附近。

（5）砾屑石灰岩：此处砾屑石灰岩表现为两种形式。一种砾屑为砾级的生物碎屑，生屑类型主要有海百合茎、腹足类、双壳类、腕足类及海绵等。生屑多分布于层面附近，与岩层呈多角度斜交，砾屑分选较差，棱角—次棱角状，砾间灰泥充填。该种砾屑灰岩常位于正粒序最下方。另一种砾屑为石灰岩，砾屑大小不一，形态各异，次圆状至次棱角状，岩性多为生屑灰岩。砾屑局部聚集，紧密堆积，成层性不好。砾间为钙质泥岩充填，包裹砾石呈“眼球眼皮”构造（图2a）。钙质泥岩中普遍富含生物碎屑，由于压实作用，生物碎屑呈明显顺层排列特征。

3 古生物学特征

巢北地区臭灰岩段生物化石主要见钙质红藻、绿藻、有孔虫、虫筳、海绵、珊瑚、苔藓虫、腕足类、海百合、双壳类、头足类等。生物化石多数已破碎，反映沉积期受到强水流的扰动作用。较完整化石来自于原地生活的生物在相对安静的水动力条件下的就地埋藏，主要见有孔虫、钙藻、珊瑚、腕足、海绵、腹足等，整体表现为正常盐度浅海生物组合特征。除以上生物化石以外，剖面中局部位置尚可见到生物遗迹化石，主要为Skolithos亚组合与Cruziana—Zoophycos亚组合。Skolithos亚组合以垂直层面的简单潜穴为主，部分潜穴与层面呈高角度斜交，同时见有逃逸迹。Cruziana—Zoophycos亚组合多见于岩层层面泥质含量较高或层间泥岩中，遗迹化石分异度较高，有水平潜穴，也有垂直及倾斜的潜穴，包括Cruziana、Phycodes、Diplichnites、Zoophycos等遗迹化石。

剖面中生物化石数量由下向上整体呈逐渐减少的趋势，类型也有所变化，如向上出现头足类化石，而海绵化石明显减少。遗迹化石在下部以Skolithos亚组合为主，上部则以Cruziana—Zoophycos亚组合为主。生物化石的组合特征，尤其是完整生物化石，对沉积环境具有准确的指示作用。

4 风暴沉积特征

在对研究剖面进行野外与室内研究过程中，作者发现臭灰岩段存在着大量的典型风暴沉积特征，主要包括丘状交错层理、粒序层理、冲刷—充填构造、砾屑灰岩层、生物碎屑的破碎及异地搬运等。这些沉积特征表明研究区臭灰岩段沉积期曾受到风暴作用的频繁扰动。

图2 安徽巢北地区臭灰岩段沉积学、岩石学与古生物学特征Fig.The sedimentological，petrologic and palaeontological features of Swine Limestone Member in Chaobei Region，Anhui

4.1 粒序层理

臭灰岩段粒序层理多出现在中厚层状石灰岩的中下部，主要通过生物碎屑的不均匀分布呈现。粒序层下部所含生物碎屑粒度较大，局部可达细—中砾级，为生物砾屑灰岩，向上粒度逐渐减小（图2b），顶部多被灰黑色薄层状钙质泥岩所覆盖。整个粒序层理反映一次风暴流强度逐渐降低的过程。Jeffery和Aigner（1982）曾指出，风暴卷起底部沉积和较小的介壳形成悬浮液，而把大的介壳集中为滞留介壳。风暴的涌浪通过以后，悬浮物质沉降形成含有小介壳的粒序层，粘土矿物由于其特有的片状晶形而在最后阶段与细小片状生物碎屑共同沉积，并覆盖在粒序层之上，或夹于风暴沉积层之间（图2c）。在同一生屑富集带中，生屑横向上表现出不均一性，常呈团块状富集，其原因在于携带生物碎屑的风暴流在起伏不平的基底上经过时会受到不同程度的阻挡，生物碎屑一般集中于阻力较大的地方，这也与风暴形成的涡流作用有关。另外，这种不均匀分布可能反映了沉积颗粒供应不足。

4.2 丘状交错层理

丘状交错层理被认为是风暴沉积的特征标志，也是最能反映风暴作用特征的沉积构造（Ensele，1985；刘宝珺和曾允孚，1985；王吉礼，1985；张继庆等，1985；孟祥化等，1986；张金亮，1988；马永生和仲力，1990；姜在兴等，1990）。该处丘状交错层理一般出现在粒序层理之上，导致绝大多数岩层层面凹凸不平，呈低缓的圆丘状或长圆丘状（图2d）。

4.3 冲刷—充填构造

作为底面构造之一，冲刷—充填构造是风暴潮高峰阶段所产生的多向性涡流对风暴期前海底沉积物进行冲刷、掏蚀和改造而产生的底部侵蚀—充填构造，反映风暴作用的起始位置（周进高等，1999）。该处冲刷充填构造主要表现为上覆富含生屑的灰岩与下伏泥晶灰岩直接过渡，两者之间以一不规则形态的冲刷面为界（图 2e，2f）。

4.4 生物碎屑的破碎及异地搬运

化石及其碎屑的保存状态是反映沉积水动力条件的重要因素，对其进行分析，有助于沉积环境的恢复。而化石的分布和埋藏特征可以作为风暴事件的指示。从研究区臭灰岩段化石及其碎屑保存状态及化石本身结构、分布来看，主要有以下几方面特征。

（1）化石大小不等，相差悬殊，分选极差，反映了无分选的快速沉积特征。

（2）化石分布极不均匀，同一层段的不同地方，甚至同一岩石薄片中的不同部位，化石密度差异巨大，化石稀少处其含量不到2%，而化石密集处含量可高达80%以上，这与正常沉积条件下生物碎屑相对均匀分布明显不同。

（3）化石密集区多位于某一层位的底部或顶部等层面附近，且化石与岩层层面常呈现出多角度斜交，甚至出现大量与岩层层面垂直的海百合茎与海绵化石，反映了风暴后期重力分选与快速沉积的双重特点。

（4）大多数保存完整的生物体腔内并未出现灰泥沉积，也不具示顶底构造，而表现为亮晶充填，特别是一些完整的介形虫体腔，甚至为方解石单晶充填（图2g）。

（5）化石多破碎，但磨蚀较弱，常呈棱角—次棱角状（图2h），一些生屑出现结构退变现象，反映水体能量极强，但持续时间较短及再次搬运特征。

（6）遗迹化石在沉积序列中分布不连续，多出现于岩层顶部及层间泥岩或泥质灰岩中，是风暴间隙期生物扰动之反映，与相邻的反映相对较高能环境的生屑灰岩形成鲜明对比。此处遗迹化石组合具有风暴沉积遗迹化石特征（胡斌，1989；王文彬，1990；Pemberton et al.，2000），尤其是逃逸迹的出现，反映事件性快速沉积的存在。

综上所述，无论是生物碎屑保存状态，还是化石形态特征、分布、组合方式等，均反映出该段沉积时受到了明显的风暴影响，但风暴作用在空间和时间上表现出一定的不均一性，这取决于风暴强度、沉积物特征、水底地形以及水体深度。

4.5 “眼球眼皮”构造砾屑灰岩

目前就该种砾屑灰岩的成因主要存在两种观点：①碳酸盐岩台地沉积，经差异压实形成（冯增昭等，1991；罗进雄和何幼斌，2010）；② 台地碳酸盐岩破碎后被搬运至斜坡沉积（李双应等，2001；李双应和岳书仓，2002；杜叶龙等，2012）。笔者认为，这种具“眼球眼皮”构造的砾屑灰岩与生物砾屑灰岩一样，也是风暴作用的典型标志。在水底地形坡度较大的地方，原有固结—半固结状态的薄层灰岩在风暴作用的触发下沿斜坡向下滑动，在下部坡度较小或地形低洼且水体较深处发生再沉积。由于搬运距离较短、形成条件有限，该类石灰岩表现出集中分布和分选较差等特征。

5 沉积环境特征

巢北地区臭灰岩段岩石学、沉积学、化石与古生态学研究结果表明该区臭灰岩段沉积于正常浅海碳酸盐岩台地沉积环境，这与前人研究认为下扬子地块栖霞组整体为正常浅海碳酸盐岩台地沉积背景相符（刘宝珺和朱同兴，1990；冯增昭等，1991；王子玉，1992；何海青，1997；冯增昭等，1997；杜小弟等，1998）。

富含粒屑是巢北地区臭灰岩段碳酸盐岩的重要沉积特征，尤其是砂级的生物碎屑，表现在岩性上即为该套地层整体以生物砂屑泥晶灰岩与生物砂屑灰岩为主，纯净的泥晶灰岩较少。粒屑的形成与沉积需要一定的扰动条件，这种扰动条件促使粒屑不断搬运，并在搬运过程中发生不同程度的改造。然而，研究剖面臭灰岩段中内碎屑少见，且未能见到鲕粒等反映高能状态的粒屑物质，因此水体的扰动依然相对较弱，大量生物碎屑的堆积可能源于风暴等间歇性强水流的改造。岩性特征，尤其是结构组分特征表明，巢北地区臭灰岩段并非沉积于绝对安静的水体环境，而是受到波浪或者风暴作用等具有一定能量水体扰动条件的频繁影响。

研究剖面可见大量钙藻化石，且化石保存良好，以红藻门裸松藻及绿藻门的粗枝藻类为主，其中绿藻门的粗枝藻类见有Mizzia、Vermiporella、Pesudvermiporella、Eogoniolina及Calcisphaeres等，且以Mizzia与Vermiporella最为集中。粗枝藻类主要栖息于温暖浅海，其深度范围从低潮面以下延伸到约30m的水深，而大多数现生粗枝藻生活水深约5m，水深在10m以下数量减少，在几十米深处则很少出现（管守锐，1989）。大量裸松藻反映清澈的浅水水域，水深一般不会超过30m（吴崇筠，1980）。钙藻的出现，结合整个臭灰岩段正常盐度浅海生物组合特征，表明研究区臭灰岩段沉积环境为正常浅海碳酸盐岩台地。生物的生长、发育与繁衍需要充足的氧气，因此臭灰岩段较高的生物产率说明其沉积环境内部的水体也并非如前人认为的那样处于缺氧或贫氧状态。

岩石类型及古生物演化对于确定沉积环境的发展规律具有重要价值。研究剖面下部岩石类型主要为灰泥支撑的生物砂屑灰岩与颗粒支撑的生物砂屑灰岩，上部则以灰泥支撑的生物砂屑灰岩和泥晶灰岩为主，整体向上生物碎屑含量减少，而灰泥含量则逐渐增高，反映水体能量的逐渐降低过程。另外，层间灰黑色富有机质的钙质泥岩的含量及厚度由下到上也同样具有逐渐增大的趋势。在古生物演化方面，生物化石的含量由下向上整体呈逐渐减少的趋势，出现较深水动物及游泳型动物化石，钙藻类碎屑减少。遗迹化石在剖面的底部未见，而中部偶有垂直虫孔，上部泥质条带及层面上出现大量遗迹化石，为多角度虫孔。因此，岩石类型及古生物演化特征表明巢北地区臭灰岩段沉积期整体表现为一个明显的海侵过程。

6 讨论

富有机质沉积是臭灰岩段的明显特征，根据前人研究数据，巢北地区臭灰岩段中TOC为1.24%～2.27%，可溶有机质含量为150×10-6～470×10-6，其中有机组分主要是海相腐泥基质及沥青，同时含有少量陆源有机碎屑（贾蓉芬等，1996）。关于臭灰岩段有机质的来源问题一直是人们对栖霞组研究时不可回避的一项内容。碳酸盐岩富有机质的特点，自然使人们联系到沉积环境中水体的缺氧（颜佳新，2004）。层间大量黑色页岩、局部含燧石结核、各种地球化学特征（吕炳全和翟建忠，1989；颜佳新等，1998；施春华等，2001，2004a、b）、化石古生态特征以及遗迹组构特征等（颜佳新等，1997）被认为是缺氧沉积的主要表现。为此，人们提出了多种解释缺氧环境形成的沉积模式（颜佳新，2004；吕炳全和翟建忠，1989）。现有的各种模式虽然一定程度上解释了一些沉积现象，然而并不能适用于整个扬子板块臭灰岩段富有机质沉积的解释，或多或少仍然存在一些缺陷。

生物化石丰富是研究区臭灰岩段的一大特征，表明臭灰岩段沉积期该区具有较高的生物产率。栖霞组中丰富的有机质正与该时期较高的生物产率有关，这是臭灰岩段有机质丰富来源的前提（颜佳新，2004）。然而，岩石中富有机质沉积不仅与有机质丰富来源有关，更重要的是得益于保存环境。如前所述，臭灰岩段沉积期，研究区整体为浅水碳酸盐岩台地沉积环境，并且环境中水体是富氧的，这与一般富有机质沉积所需要的“缺氧或贫氧”沉积条件相悖。正常沉积条件下，沉积物堆积速度缓慢，此时富氧性沉积环境不利于有机质的保存，生物体死亡堆积后将在相当长的时期处于同生阶段，很容易被富氧水体所氧化分解。因此，要想使有机质在该富氧性沉积环境中保存，必须使沉积生物体沉积后很快脱离富氧水体的作用。

臭灰岩段沉积期，研究区频繁受到热带风暴的影响，风暴沉积发育。风暴浪对早期沉积产物进行扰动、破碎并悬浮搬运，随着风暴流水动力强度的减弱，沉积物快速沉积。由于沉积速率快，大多数保存完整的生物体腔内并未出现灰泥或示顶底构造，而表现为亮晶充填，特别是一些完整的介形虫体腔甚至为方解石单晶充填（图2g）。沉积物发生快速沉积埋藏作用，且一次性沉积厚度较大，加之灰泥沉积物的致密性特征，很快使得堆积下来的沉积物脱离富氧水体的作用，从而使得有机质得以良好的保存。

“眼皮眼球”构造发育的风暴沉积砾屑灰岩是认识有机质富集成因的切入点。地球化学测试表明，砾屑灰岩中砾屑的 V/（V+Ni）比值为0.36，属含氧环境，而砾屑之间的充填物V/（V+Ni）比值为0.48，属于贫氧环境（李双应等，1995）。作为氧化还原环境的另一个指标［Fe3+/（Fe3++Fe2+）］×100，砾屑为60.7，砾屑之间充填物为40.7，其所得结论与上述V/（V+Ni）比值一致 （李双应和金福全，2001）。罗进雄和何幼斌（2010）对中—上扬子地区的“眼皮眼球”构造砾岩灰岩的地球化学研究也同样反映上述特征。砾屑与充填物表现在地球化学特征上的差异，反映了二者形成环境与条件的不同。作为砾屑来源，早期正常天气沉积的石灰岩形成于富氧沉积水体，沉积作用缓慢，沉积物得以与富氧水体发生充分接触，因此灰岩内部保存有含氧环境的地球化学特征。由于风暴作用的触发，早期石灰岩层在风暴流的作用下发生破碎，并以砾屑的形式进行搬运。随着风暴作用强度的减弱，砾屑发生再沉积作用，与此同时，与砾屑同时沉积的灰泥及细小生物碎屑便形成砾屑之间的充填物。在此过程中，由于堆积作用迅速，早期沉积物未能与富氧水体发生长期接触便被上覆后继沉积物覆盖埋藏，因此砾屑之间的充填物往往呈现贫氧环境特征。另外，沉积物在搬运与堆积过程中裹挟有大量的有机物质，这些有机物质在成岩作用过程中对沉积物发生还原，并且这种还原作用主要作用于疏松的砾间充填物，而对于砾屑本身，由于粒度较大且结构密实，因此作用并不强烈。

关于研究区臭灰岩段沉积期风暴频发问题，前人研究认为早二叠世下扬子地区位于南半球赤道附近（吴根耀等，2002），直到三叠纪初期下扬子板块古纬度（南京参考点）是北纬4°左右（张永鸿，1996）。可以确定，栖霞组沉积时期，下扬子区为热带湿润气候，作为一个较小的独立地块，下扬子孤立于热带海洋之中。颜佳新和赵坤（2002）基于整个东特提斯地区早二叠世古气候特征研究，也明确了下扬子区栖霞期属赤道气候带。与现代海洋中的风暴作用范围一致，地质历史中的风暴沉积多位于热带、亚热带气候区。下扬子地块臭灰岩段沉积期古纬度特征为风暴作用的频发提供了良好的条件，导致臭灰岩段风暴沉积的广泛发育，结合沉积期较高的生物产率，最终导致臭灰岩段富有机质特征的形成。

需要强调的是，本文研究范围仅限于巢北地区，而栖霞组在中国南方大片分布，而且以富有机质的“臭灰岩”著称，其中那些更加富有机质的岩石是否受到风暴作用的破坏和改造仍需要进一步的研究，以此从风暴沉积作用来论证该灰岩地层的富有机质成因。对于整个扬子板块栖霞组臭灰岩段富有机质沉积，在尚未寻找到明确风暴成因证据之前，可能还需要从全球变化上予以考虑。

7 结论

臭灰岩段富有机质沉积是现阶段争议较大的问题。以安徽巢北地区二叠纪栖霞组臭灰岩段为研究对象，从岩石学、古生物学及沉积学研究出发，探讨臭灰岩段富有机质成因与风暴沉积之间的关系，得出以下主要结论。

（1）臭灰岩段岩性整体为灰黑色中厚层状石灰岩，层间夹数毫米至数厘米厚灰黑色钙质泥岩，整套岩层富含有机质。石灰岩主要分为5大类，即泥晶灰岩、生物砂屑泥晶灰岩、生物砂屑灰岩、晶粒灰岩及砾屑灰岩，其中主要类型为生物砂屑泥晶灰岩与生物砂屑灰岩，纯净的泥晶灰岩较少。

（2）臭灰岩段生物化石丰富，整体为热带、亚热带正常盐度浅水生物组合为特征。除部分原地沉积而保存完整外，多数生物遗体破碎严重并发生搬运沉积。

（3）臭灰岩段沉积于正常浅海碳酸盐岩台地沉积环境，沉积期总体表现为一个明显的海侵过程。沉积环境并非如前人所述为“贫氧或缺氧”条件，而是正常富氧环境。

（4）臭灰岩段富有机质特征一方面得益于沉积期较高的生物产率，同时还与风暴作用密切相关。臭灰岩段沉积期研究区风暴作用频繁，风暴作用下沉积物发生快速沉积埋藏作用，从而导致有机质良好保存。

（5）栖霞组在中国南方大片分布，而且以富有机质的“臭灰岩”著称，对于其他地区那些更加富有机质的岩石是否受到风暴作用的破坏和改造仍需要进一步的研究，以此从风暴沉积作用来论证该灰岩地层的富有机质成因。对于整个扬子板块栖霞组臭灰岩段富有机质沉积，在尚未寻找到明确风暴成因证据之前，可能还需要从全球变化上予以考虑。