安徽巢湖平顶山西坡剖面下三叠统殷坑组瘤状灰岩特征

林春明+张妮+张霞+于进+王淑君

摘 要：对安徽巢湖平顶山西坡剖面下三叠统殷坑组瘤状灰岩中瘤体与基质的矿物组成、结构、构造、化学成分及地球化学等进行了系统研究。结果表明：瘤状灰岩在殷坑组极其发育，由瘤体和基质两部分组成；瘤体主要多为灰色、浅灰色或灰白色微晶灰岩、泥晶微晶灰岩和微晶泥晶灰岩，主要矿物是方解石，占整个瘤体的54%～85%，次为石英、斜长石和黏土矿物等陆源物质，还含少量的黄铁矿；基质颜色较深，以黄色、褐黄色和黄灰色钙质泥岩为主，泥质微晶灰岩次之，与瘤体相比，基质中方解石矿物明显减少，石英、黏土矿物明显增加，斜长石含量变化不大；按瘤体的排列方式将瘤状灰岩划分为断续状、条带状和杂乱状3种类型，其是后期差异性压实与压溶作用逐渐增强的结果；剖面中断续状瘤状灰岩最先出现，而且出现的层位多，厚度大，主要发育在上斜坡环境，仅少量出现在下斜坡，然后为条带状瘤状灰岩，分布在下斜坡，杂乱状瘤状灰岩出现的层位最少，厚度最小，最不发育，仅分布在深水盆地环境。

关键词：沉积特征；沉积环境；瘤状灰岩；矿物组成；地球化学；殷坑组；下三叠统；安徽

中图分类号：P588.2 文献标志码：A

Abstract： The mineral composition， structure， chemical composition and geochemistry characteristics of nodules and matrix from Lower Triassic Yinkeng Formation at West Pingdingshan section in Chaohu of Anhui， China were systematically studied. The results show that nodular limestones are composed of nodules and matrix， and develop well in Yinkeng Formation； nodules are mainly composed of microcrystalline limestone， micritic micrite and microcrystalline micrite calcite with the color dominated by gray， light gray and gray white； the main minerals of nodules are mainly calcite， accounts for 54%-85%， the rest part is made up of quartz， plagioclase and clay minerals， and also contain a small amount of pyrite； the matrix occurs predominantly of yellow， brown-yellow and yellow-gray calcareous mudstones， followed with pelmicrite； compared to nodules， matrix contains less calcite mineral， more quartz and clay minerals； there are three types of the nodular limestone， including banded nodular limestone， discontinuous nodular limestone and random nodular limestone； the three types are the result of combined processes of the differential compaction， and gradually enhance pressure solution during the diagenesis； discontinuous nodular limestone occurs first within many layers and thicker， and develops mainly in the upper part of slope； then， banded nodular limestone distributes in the lower part of slope； at last， random nodular limestone is thinner and develops poor， only appears in deep water basin environment.

Key words： sedimentary characteristic； sedimentary environment； nodular limestone； mineral composition； geochemistry； Yinkeng Formation； Lower Triassic； Anhui

0 引 言

地質历史中，凡是具有瘤状形态及相似产出特征的灰岩被统称为瘤状灰岩[1]。这种灰岩在中国前寒武纪、古生代和中生代地层中均广泛分布，如广东凡口和广西大厂地区中上泥盆统[2]、云南东北部及贵州北部二叠系[3]、四川西北地区下志留统王家湾组和宁强组[1]、中扬子地区下三叠统大冶组[4]、新疆库鲁塔格地区下奥陶统巷古勒塔格组[5]、河北燕山地区中元古界高于庄组[6]、浙江常山地区奥陶系砚瓦山组[7]等地层中均有不同程度的瘤状灰岩发育。在沉积地层中，瘤状灰岩岩石特征明显，层位稳定，具有一定厚度，是地层划分和对比的良好标志层[2]，它还可以为分析沉积环境和沉积条件提供可靠的信息[1]，因此，深入研究瘤状灰岩具有十分重要的地层对比和古环境恢复意义。

安徽巢湖地区下三叠统发育齐全，出露良好，是下扬子地区进行地层学、古生物学、岩石及沉积学、岩石地球化学等方面研究的理想场所[8-12]。该区早三叠世研究一直备受重视，主要涉及生物地层[13-16]、层序地层[17-18]和碳氧同位素演化[16，19-21]等方面，而针对下三叠统瘤状灰岩的研究则主要集中在岩石学和成因方面[22-25]，对瘤状灰岩矿物学、岩石学和岩石地球化学方面的研究仍显薄弱。本次研究采集15个殷坑组样品分别做了薄片鉴定、X射线衍射、碳氧同位素、主量和微量元素测试，通过野外露头观察描述和室内分析，对安徽巢湖平顶山西坡剖面下三叠统殷坑组瘤状灰岩的岩石学、矿物学和地球化学特征等进行了较为系统的研究，并在此基础上恢复了瘤状灰岩形成时的古环境。

1 区域地质背景

巢湖地区位于安徽省中部（图1），平顶山位于巢湖地区西北近郊，离城中心不足5 km，平顶山西坡剖面为采石修路所掘，基本垂直地层走向，十分有利于野外地质工作的开展。平顶山的最高点海拔不超过200 m，山体基本上都由早三叠世地层构成为一紧闭向斜的核部，核心轴部位于山顶及相连的山脊处。向斜朝NNE向仰起，故整个地层序列基本上由北往南变新，二叠系—三叠系界线及下伏二叠系见于北部地区的山坡上和南部地区的山脚下，北部的平顶山一带保留最新地层为下三叠统上部南陵湖组下段，其上的地层及中三叠统仅见于南部的马家山一带[18]。

安徽巢湖地处下扬子地块西北缘，西以郯城—庐江断裂带与华北板块相分隔（图1）。根据地层的岩性、岩相、古生物等特征，巢湖早三叠世地层由老至新分别为殷坑组（T1y）、和龙山组（T1h）和南陵湖组（T1n），各组之间呈整合接触，与下伏上二叠统大隆组灰黑色放射虫硅质岩和硅质泥岩连续过渡[16，25]。瘤状灰岩十分发育，主要分布在殷坑组以及和龙山组中，平面上出露在平顶山北坡、西坡剖面以及马家山剖面，平顶山西坡剖面最为发育。殷坑组沉积时期的海域具有自东南向西北依次为浅水碎屑岩台地、浅水碳酸盐岩台地、深水斜坡和深水盆地“四分”的古地理格局[26]（图1）。在和龙山组沉积时期，古地理地貌仍然保持“四分”格局，但南部的浅水环境有所扩张，深水环境向北退缩，北部的深水斜坡逐渐变为浅水碳酸盐岩台地。在南陵湖组沉积时期，“四分”的特点已不甚清楚，浅水沉积区继续向北扩张，深水沉积区则继续向北退缩；至南陵湖组沉积后期，本区已全部变成以滩、局限海为特征的浅水沉积区[26]。

2 垂向分布特征和岩石学特征

2.1 垂向分布特征

根据野外露头实测资料[8]，安徽巢湖平顶山西坡剖面殷坑组划分为25层，厚36.54 m（图2），这与前人提出的平顶山北坡、西坡剖面殷坑组厚度约38 m的数据相当[27-28]。

殷坑组整体分为上、下两套岩性组合（图2）：下组合由第1～19层组成，以泥岩、泥页岩、泥质微晶灰岩、含泥微晶灰岩和瘤状灰岩呈韵律性沉积为特征，菊石以Ophiceras和Lytophiceras为主，双壳类以壳瓣薄、纹饰细弱的Claraia griesbachi和Claraia concentrica为主，牙形石以Hindeodus typicalis 和Neogondolella krystyni为主；上组合由第20～25层构成，为泥页岩夹少量瘤状灰岩，菊石以Prionolobus和Gyronites为主，双壳类以Eumorphotis inaequicostata和Eumorphotis huancangensis为主，牙形石以Neosspathodus kummeli和Neosspathodus dieneri为主[15，28]。殷坑组还见有少量水平觅食潜穴生物遗迹，以Palaeophycus、Ophiomorpha、Chondrites、Brookvalichnus、Planolites为主，这些化石个体保存完整，大小参差分布，显示原地埋藏特点，生活在较闭塞的潮下带静水环境[29]。泥岩和泥页岩呈青灰色、灰色和灰黑色，含黄铁矿，产双壳类、菊石等化石，水平层理发育，反映低能较深水强还原环境沉积的特点。

瘤状灰岩由瘤体和基质两部分组成，按瘤体的排列方式将瘤状灰岩划分为条带状、断续状和杂乱状 3种类型（图3）。条带状瘤体为边缘波状起伏的层状微晶灰岩，微晶灰岩已发生细颈化或局部被拉断，其与泥岩为互层沉积，且平行于层面；断续状者则表现为瘤体相互分离，断续排列，具有明显的方向性；杂乱状者表现为瘤体相互分离，杂乱排列，其间充填基质，方向性不明显[7]。条带状、断续状和杂乱状瘤状灰岩在巢湖平顶山西坡剖面上呈规律性分布，断续状瘤状灰岩分布在殷坑组第12～19层[图2和图3（a）、（b）]，条带状瘤状灰岩主要分布在殷坑组第19～20层[图3（b）]，杂乱状瘤状灰岩零星分布在殷坑组第22、24层[图2、图3（c）]。总体上，断续状瘤状灰岩最先出现，而且出现的层位多，厚度大，最为发育，然后为条带状瘤状灰岩，且在第19层中条带状瘤状灰岩与断续状瘤状灰岩呈不等厚互层[图3（b）]，杂乱状瘤状灰岩出现的层位最少，厚度最小，最不发育（图2）。

2.2 岩石学特征

研究剖面殷坑组瘤状灰岩由瘤体和基质两部分组成[图3（d）]。瘤体多为灰色、浅灰色或灰白色[图3（d）、（e）]，常呈不规则条带状、似椭球状和疙瘩状，无明显搬运、磨圆和分选的迹象，大小不一，小者0.4 cm×1.2 cm，大者呈条带与基质互层分布，占岩石体积的40%～80%，大都顺地层走向分布。瘤体主要为微晶灰岩、泥晶微晶灰岩和微晶泥晶灰岩，组成矿物以微晶或泥晶方解石为主。微晶方解石直径在1～4 μm，电子顯微镜下透射光能够透过岩石薄片，但视域比较暗，标本上可见白、灰、灰黄、灰蓝色浑浊状很细的物质，肉眼难辨别出颗粒；泥晶方解石直径更小，在4 μm 以下，电子显微镜下透射光不能透过岩石薄片，视域黑暗。根据全岩X射线衍射实验分析，瘤体主要矿物是方解石，占整个瘤体的54%～85%，次为石英、斜长石和黏土矿物等陆源物质，黏土矿物主要包括伊利石、绿泥石（表1），此外，瘤体还含少量的黄铁矿[图4（a）]。瘤体内生物碎屑含量（质量分数，下同）很少，一般小于5%，以菊石类和薄壳扁平型双壳类为主，也有少量腕足类和牙形石化石[17]。瘤体内部缝合线和黏土膜发育，大致呈放射状、束状、锯齿状分叉合并，尖灭再现，将瘤体分隔成大小不一的不规则块体[图3（f）、（g）]，有时可见瘤体边缘因缝合线穿切而呈撕裂状[图3（d）]。微晶或泥晶方解石中CaCO3含量在44.33%～76.95%之间，平均为64.87%，不溶组分含量在23.05%～55.67%之间，平均为35.14%（表2），这也表明瘤体矿物组成是以方解石为主。

Qz为石英；Cal为方解石；Pl为斜长石；Pyt为黄铁矿；I为伊利石；I/S为伊蒙混层；θ为衍射角基质颜色较深，呈黄色、褐黄色和黄灰色[图3（d）、（e）]，颗粒细小。与瘤体相比，基质中方解石矿物明显减少，石英、黏土矿物明显增加，斜长石含量变化不大（表1），基质中CaCO3含量在29.00%～49.79%之间，平均为40.42%，不溶组分含量在50.21%～71.00%之间，平均为59.63%（表2），这表明基质矿物组成主要为黏土矿物，包括伊利石、绿泥石、蒙皂石及伊蒙混层，方解石次之，也见少量的黄铁矿[图4（b）]，生物碎屑含量在2%左右，个别可达3%，因此，基质岩性以钙质泥岩为主，泥质微晶灰岩次之，在沉积时接受了较多的陆源物质的供应。

瘤体与基质接触关系主要有两种不同的表现：一种为接触界线截然明显，呈港湾状或波状[图3（d）左侧和图3（e）]；另一种则表现为接触界线不甚分明，呈逐渐过渡关系，方解石含量向瘤体方向逐渐增加[图3（d）右侧和图3（f）]。瘤体在基质中的排列方式有条带状、断续状和杂乱状3种。条带状瘤体为边缘波状起伏的层状灰白色微晶灰岩，微晶灰岩已发生细颈化或局部被拉断，其与黄灰色钙质泥岩互层沉积，且平行于层面，瘤体的成层性极好[图3（b）]，重结晶和溶蚀作用较弱[图3（e）]；泥灰比低，瘤体中CaCO3含量在65.22%～76.95%之间，平均为72.26%，不溶组分含量在23.05%～34.75%之间，平均为27.74% （表2），方解石含量比较高，占整个条带状瘤体的80%～85%（表1）。断续状者则表现为瘤体相互分离，断续排列，瘤体之间被泥质充填，成层性较好，具有明显的方向性[图3（a）、（b）]，一些小的微晶方解石瘤体“漂浮”在基质中，内部发育缝合线[图3（h）]，部分定向或雁行排列，重结晶较弱，但溶蚀作用明显变强[图3（d）、（h）]；富泥贫灰，泥灰比高，瘤体中CaCO3含量在44.33%～76.26%之间，平均为60.77%，不溶组分含量在23.74%～55.67%之间，平均为39.23%，与条带状瘤状灰岩相比，灰质含量明显减少，泥质明显增加（表2），方解石含量明显减少（表1）。杂乱状者为瘤体相互分离，杂乱排列，其间充填基质，方向性不明显，瘤体呈悬浮状分布于基质中[图3（c）、（f）]，重结晶变化不大，溶蚀作用更为强烈[图3（f）、（i）]；泥灰比居于条带状和断续状瘤体之间，瘤体中CaCO3含量在62.84%～69.27%之间，平均为66.05%，不溶组分含量在30.73%～37.16%之间，平均为33.95%（表2），方解石含量居于条带状和断续状瘤体之间（表1）。上述3种形式瘤体所对应的碳酸盐岩分别称为条带状瘤状灰岩、断续状瘤状灰岩和杂乱状瘤状灰岩。

综上所述，瘤体和基质在颜色、矿物组成、化学成分组成及显微构造等方面均存在明显差异（表3）。这种差异在岩石的风化面显得尤为突出，表现为瘤体易遭受风化淋滤，而基质不易遭受风化淋滤，由于瘤体的溶解流失，从而使瘤状灰岩表面呈孔洞状或蜂窝状，如浙江常山国家地质公园门口展示出的黄泥塘剖面奥陶系砚瓦山组瘤状灰岩样品从1998年竖立到2008年，经历10年时间风化淋滤，瘤状灰岩样品顶部表面呈孔洞状或蜂窝状[7]，越靠近上部孔洞越大。

3 沉积环境恢复

瘤状灰岩在沉积环境恢复中具有重要的科学意义。瘤状灰岩是特殊沉积环境的产物[1]，它对有关沉积环境和沉积条件可以提供可靠的信息[30]。但前人对瘤状灰岩形成的沉积环境争论较大，相应提出了瘤状灰岩形成于较浅水的碳酸盐台地[31-32]、台地边缘斜坡[5，24，33-35]、深水盆地及陆棚[2，36-38]、孤立的深海高地[39-41]等不同认识。本文从岩石学、矿物学、古生物学和地球化学等方面对安徽巢湖平顶山殷坑组瘤状灰岩形成的沉积环境进行论述。

根据地层的岩性、沉积构造、成岩作用、特殊沉积物、古生物组合等，殷坑组自下而上发育4个沉积旋回（图2），即4个四级层序，整体构成一个Ⅱ类三级层序的上升半旋回。第1个沉积旋回由第1～10层构成，厚2.4 m，形成1个四级层序，层序底界面为Ⅱ类层序界面，因为二叠纪末的海水没有完全退出本地区，二叠纪—三叠纪地层和生物群连续过渡，没有明顯的沉积间断[17]；本旋回岩性由灰色泥质微晶灰岩与灰（青灰） 色中层泥岩和灰色薄层泥页岩构成韵律沉积，明显包含6个小韵律沉积；本旋回泥质微晶灰岩向上逐渐变薄，泥岩及泥页岩向上逐渐变厚，灰泥比逐渐变小，这种在不足1 m范围内韵律旋回中灰岩层快速减少，即被泥岩强烈优势韵律旋回所取代，表明沉积水体快速加深[42]；本旋回地层可能处于碳酸盐岩开阔台地环境[43-45]。第2个沉积旋回发育在第11～18层，厚10.1 m，底部岩性为灰色厚层微晶灰岩，中部为8.34 m厚的灰色、青灰色断续状瘤状灰岩与青灰色、灰色、灰黑色泥岩薄互层，顶部为1.1 m厚的青灰色、灰色、灰黑色中层泥岩与灰色中薄层断续状瘤状灰岩互层，瘤状灰岩无论瘤体还是基质的δ13C值总体上处于稳定正漂移阶段（图2），表明海水持续变深，可能达到较深水上斜坡环境。第3个沉积旋回为第19～20层，厚6.1 m，下部为灰色厚层断续状瘤状灰岩，在12.85～13.20 m夹有条带状瘤状灰岩，条带状瘤状灰岩次生溶孔发育，被后期亮晶方解石充填，上部为青灰色薄层泥岩夹灰色薄层条带状瘤状灰岩；相对第2个沉积旋回来说，本旋回地层的灰泥比要小些，而且瘤状灰岩δ13C值也持续正漂移，反映水体略有变深，可能处于较深水下斜坡环境。第4个沉积旋回发育在第21～25层，厚17.94 m，以青灰色、灰色薄层泥页岩为主，夹少量杂乱状瘤状灰岩，本旋回地层的灰泥比在殷坑组最低，瘤状灰岩δ13C值最大，反映水动力极为平静，水体继续变深，是4个旋回中水体最深阶段，可能达到了深水盆地环境[8]。综上所述，殷坑组自下而上划分为开阔台地、上斜坡、下斜坡和深水盆地4个沉积环境（图2），其中断续状瘤状灰岩主要发育在上斜坡，仅少量出现在下斜坡，条带状瘤状灰岩分布在下斜坡，杂乱状瘤状灰岩则出现在深水盆地环境。条带状、断续状和杂乱状瘤状灰岩在剖面上呈规律性分布，也与后期成岩作用强度密切相关；显微镜下岩石学观察表明[8]，溶蚀作用依次增强，重结晶作用强度有所波动，但整体趋势变弱（图2）。

自下而上，殷坑组开阔台地环境灰岩δ13C值由-5.97‰上升到-3.75‰，正漂移幅度达到2.22‰；之后进入上斜坡环境断续状瘤状灰岩发育层段，瘤体δ13C值由-4.83‰缓慢上升至-1.80‰，最大正漂移幅度達到3.03‰；进入下斜坡环境条带状瘤状灰岩发育层段，δ13C值略有下降；之后在深水盆地泥页岩和杂乱状瘤状灰岩发育层段，δ13C值又缓慢上升至-1.17‰；进入和龙山组底部，δ13C值上升至0.71‰。总体上，殷坑组灰岩δ13C值处于负值区，由下到上，碳酸盐岩（灰岩和瘤状灰岩） δ13C值由-5.97‰变为-1.17‰（表2、图2），记录了一个明显的δ13C值正向大漂移，幅度达到4.80‰，反映了水体逐渐加深过程。这个正向大漂移本身包括了3个小的缓慢正漂移和3个小的短暂快速负向漂移（图2），由此构成的正向大漂移表现为阶梯状、旋回性的上升过程。

从微量元素分析来看，当陆相淡水流入海洋中时，与海水混合，淡水中携带的Sr和Ba分别与海水中丰富的SO2-4反应并生成SrSO4和BaSO4，但是由于BaSO4的溶解度相比于SrSO4要小，所以通常SrSO4较BaSO4迁移得远，至远海通过生物作用的途径沉积下来。Chen等认为沉积物中w（Sr）/w（Ba）值大于0.35便显示浅海环境[46]，王益友等认为淡水沉积物中w（Sr）/w（Ba）值小于1，而海相沉积物中w（Sr）/w（Ba）值大于1，w（Sr）/w（Ba）值为0.6～1.0，则为半咸水环境[47]。研究区殷坑组浅水开阔台地微晶灰岩w（Sr）/w（Ba）平均值为0.54，上斜坡和下斜坡瘤状灰岩基质w（Sr）/w（Ba）平均值分别为0.67和0.73，到深水盆地为0.43（表2）。前3个沉积旋回的w（Sr）/w（Ba）值显示了该区沉积环境由浅海向深海过渡的特征，但对于深海沉积物，可能受海底热液喷流作用的影响，其Ba含量显著增加，例如样品PY14的基质和瘤体中Ba含量突然增大至1 346.18×10-6和 1 372.35×10-6（表2），此时海、陆相判定就变得不准确[46]，因此，最后一个沉积旋回的低w（Sr）/w（Ba）值可能无法正确反映殷坑组的深海沉积特征。Frimmel研究认为，非海相（湖相）灰岩具有高的Sr含量（（1 078～2 483）×10-6），滨海近岸带灰岩动荡水体条件导致碎屑物质混入，具有高的Y、Zr含量[48]。研究区瘤状灰岩基质中Y 含量为（9.65～24.40）×10-6，平均值为18.08×10-6，Zr含量为（5.72～9.31）×10-6，平均值为6.73×10-6（表2），具有较高值，表明灰岩受到陆源碎屑影响较大，因而更近于滨海近岸带环境。深海沉积物与浅海沉积物相比，较富集Cl、Ag、Cd、Mo、Mn、Cu、Co、Ba等微量元素[49]。当w（Mo）>5×10-6、w（Cu）>90×10-6、w（Co）>40×10-6、w（Ba）>1 000×10-6、w（Ce）>100×10-6、w（Pr）>10×10-6、w（Nd）>50×10-6、w（Ni）>150×10-6、w（Pb）>40×10-6，沉积深度可能大于250 m[50]。研究区殷坑组各样品中Mo、Co、Ba、Ni等元素的含量普遍较低（表2），说明该区虽然存在水体深度的变化，但普遍深度应该小于250 m。一些以黏土吸附形式存在的元素（如Cr、Ni、V、Ba等），因黏土矿物含量常有随水深及离岸距离的增大而增大的特点，这些元素也可间接指示古水深信息[51]。殷坑组样品位置（样品与殷坑组底界的距离）与样品中微量元素含量的相关图表（图5、表2）显示，随样品位置升高（样品深度变浅），瘤状灰岩样品中瘤体和基质中所含Ni、V含量均逐渐增加，说明殷坑组的沉积水体深度呈逐渐增加的趋势。其中，瘤状灰岩样品基质中的Ni含量普遍高于瘤体，而V含量普遍低于瘤体，可能与瘤状灰岩形成过程中的元素分异有关。

从稀土元素分析来看，灰岩及水体中稀土元素用澳大利亚后太古宙页岩均值（PAAS）标准化。La、Ce 等元素异常计算方法参照文献[48]和[52]，即假设相邻元素之间的差值为常数，则标准化后稀土元素异常的线性表示方法为

本剖面瘤状灰岩基质的稀土元素总含量为（62.29～103.64）×10-6，瘤体的稀土元素总含量相对基质较低，为（42.78～93.87）×10-6。图6（a）为用PAAS 标准化的REE+Y分布模式，本区瘤状灰岩以轻稀土元素富集（瘤体和基质的[Pr/Yb]PAAS值分别为1.60和1.58，[Sm/Yb]PAAS值分别为2.02和2.01），La和Ce具有明显的负异常（瘤体和基质的[La/La*]PAAS值分别为0.81和0.75，[Ce/Ce*]PAAS值分别为0.65和0.68），Eu基本无异常（瘤体和基质的[Eu/Eu*]PAAS值分别为0.97和1.00）为特征（表4）。

PAAS标准化的正常海水具有La正异常、Ce负异常、Gd正异常，轻稀土元素和中稀土元素相对于重稀土元素亏损[55][（图6（a）]。热液则以强烈的Eu正异常为特征，河水和其他淡水以较平缓的稀土元素配分模式为特征[56-57]。研究区殷坑组瘤状灰岩PAAS标准化稀土元素配分模式与湖泊淡水、湖泊灰岩的平坦分布模式有所不同，但与河口、海岸和浅海相具有一定类似性[58-59][图6（b）]，说明研究区瘤状灰岩的沉积环境受到大量涌入海口的陆源碎屑物质的影响[29]，稀土元素被吸附沉淀，导致其与湖泊淡水的稀土元素配分模式不同，发生异常。

图6（a）显示，除了底部的样品PY1处在最下端以及样品PY2处在最上端，即最接近河口和潮间带相的稀土元素配分模式外，其余样品随其与殷坑组底界的距离增大，稀土元素配分模式从河口和潮间带相逐渐向浅海相方向移动。整体而言，研究区样品的稀土元素配分模式更接近浅海相特征[图6（b）]。这说明殷坑组沉积时期，巢湖平顶山地区海域逐渐向内陆入侵，海水深度逐渐增加，而样品PY1、PY2的异常可能与殷坑组沉积初期东特提斯地区大规模海侵发生前的水体动荡有关。

成岩过程使碳酸盐岩中元素和同位素组成可能发生变化。一般来说，该过程对多数稀土元素和元素Y影响较小，即使经历较强蚀变，碳酸盐岩中稀土元素和元素Y也十分稳定。这是由于稀土元素和元素Y替代了方解石晶體中Ca2+的位置，且孔隙流体中含量很低。然而，稀土元素中的Eu和Ce受到氧化-还原电位的影响，改变价态而与其他稀土元素发生分异，在孔隙流体存在的情况下可形成异常[46]。殷坑组灰岩中[Ce/Ce*]PAAS值同[Pr/Yb]PAAS值、[Pr/Sm]PAAS值均不具有相关性（图7），[Eu/Eu*]PAAS值同[Pr/Yb]PAAS值、[Pr/Sm]PAAS值具有轻微的正相关性（图8）。总体而言，上述参数之间相关性极弱，表明元素Eu、Ce在殷坑组沉积层中发生了明显分异，指示成岩过程中稀土元素遭受明显蚀变。

4 结 语

（1）安徽巢湖平顶山西坡剖面下三叠统殷坑组瘤状灰岩极其发育，横向上分布稳定，成层性良好，纵向上常与钙质泥岩、微晶灰岩交替成层，具有明显的韵律性。

（2）平顶山西坡剖面殷坑组瘤状灰岩由瘤体与基质组成。瘤体多为浅灰色或灰白色微晶灰岩、泥晶微晶灰岩和微晶泥晶灰岩，组成矿物以微晶或泥晶方解石为主，次为伊利石、绿泥石等黏土矿物，瘤体内部缝合线和黏土膜发育，将瘤体分隔成大小不一的不规则块体。基质颜色较深，以黄色、褐黄色和黄灰色钙质泥岩为主，泥质微晶灰岩次之，与瘤体相比，基质中方解石矿物明显减少，石英、黏土矿物明显增加，斜长石含量变化不大。

（3）殷坑组自下而上划分为开阔台地、上斜坡、下斜坡和深水盆地4个沉积环境。其中，断续状瘤状灰岩主要发育在上斜坡，仅少量出现在下斜坡，条带状瘤状灰岩分布在下斜坡，杂乱状瘤状灰岩则出现在深水盆地环境。条带状、断续状和杂乱状瘤状灰岩在剖面上呈规律性分布，也与后期成岩作用强度密切相关，它们的溶蚀作用依次增强，重结晶作用强度有所波动，但整体趋势变弱。

（4）殷坑组碳酸盐岩δ13C值处于负值区，自下而上，由-5.97‰变为-1.17‰，记录了一个明显的δ13C值正向大漂移，表明沉积水体逐渐加深，因此，殷坑组碳同位素垂向上变化所反映的海平面变化趋势与沉积相演化是一致的。微量元素、稀土元素变化也表明殷坑组沉积时期，巢湖平顶山地区海域逐渐向内陆入侵，海水深度逐渐增加，但深度应该小于250 m，瘤状灰岩形成的古环境应该是处于离陆地不远、水深又较大的斜坡或深水盆地环境，瘤状灰岩形成时受到大量涌入陆源碎屑物质的影响。

样品测试过程中，南京大学地球科学与工程学院赖鸣远、刘倩等提供了热忱帮助，曲长伟、李达、陈顺勇、王兵杰、寿昊蕴、汪谦等参加了部分研究工作，黄志诚、邓程文、冯旭东等提供了热心帮助，成文中中国石油大学（北京）吴胜和教授、中国地质大学（武汉）童金南教授、中国矿业大学李壮福教授提供了有益帮助，在此一并致谢！

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