云南保山地块香山组和丁家寨组沉积序列与碳同位素研究

罗亮，王冬兵，尹福光，廖世勇，任飞，宁括步，唐渊

1.中国地质调查局成都地质调查中心，成都　610081 2.中国科学院紫金山天文台，南京　210008

保山地块石炭—二叠系及其生物群(牙形石、珊瑚、腕足动物群)、与之相关的冰碛岩等诸多问题，长期以来备受关注。前人对云南保山地块石炭—二叠系年代学、生物地层学、古地理、古气候等进行了大量的研究，已经取得了较多的进展，主要包括以下几方面：生物年代地层格架的建立[1-11]；古地理格局与演化[7,11,12-16]；重大突变期环境事件记录[11, 17-18]。然而通过晚古生代碳同位素特征系统性研究本区沉积序列与构造古地理演化还较少。

前人研究主要是通过古地磁和岩石年代学、地球化学资料，探讨保山地块从冈瓦纳大陆北缘分离的时期与区域构造响应，但从沉积序列变化及碳同位素响应特征上来反映这一重大事件的研究还较少。本文在对保山地块北部地区晚古生代地层进行详细地野外观测与钻孔编录的基础上，通过岩性岩相学和碳氧同位素特征变化的详细研究，并结合前人的年代学和古地磁研究成果，探讨该区石炭—二叠系沉积序列转化和同位素变化的地层学意义，为进一步深入研究Submasu地块石炭—二叠之交的古海洋、构造古地理和气候演化提供了新的资料。

1　地质概况

保山地块古生代—早中生代是一个相对稳定的大陆地块，沉积层序界面与沉积序列特征清晰，其中下石炭统香山组(碳质灰岩、燧石灰岩、生物碎屑灰岩)、下二叠统丁家寨组(含冰碛砾岩和特殊动物群)、下二叠统卧牛寺玄武岩分布广泛。卧牛寺玄武岩系低钾拉斑玄武岩，具有大陆溢流相喷发的特点[19-21]，与下二叠统丁家寨组关系复杂，从野外展布特征以及时代依据(古生物化石和锆石U-Pb测年)均指示二者为近同期的产物，卧牛寺玄武岩内部能少见丁家寨组灰岩块(图1C)。因此加强丁家寨组沉积时限与卧牛寺玄武岩喷发时间的研究对保山地块古地理恢复和构造属性具有重要意义。

保山地块位于中国西南滇西地区，东以北澜沧江断裂至柯街—南汀河断裂为界与昌宁—孟连带相邻，西以怒江断裂为界与腾冲地块相邻(图1A，B)。在保山地块内部根据地层发育情况，大体可将其分为三个小区：北部区、南部区及西南区(图1B)[7,22]，本文选择在地层发育最好且化石丰富的北部区开展研究工作，填补了前人在该区化学地层和沉积环境研究方面的空缺。近年来随着保山市隆阳区西邑乡铅锌矿的发现、大量生物化石的报道、古地磁的深入研究[13,15]，给进一步深入探讨研究区石炭—二叠纪沉积序列、碳氧同位素演化、生物古地理和构造属性等科学问题带来了新的机遇与挑战。

图1　云南保山地块位置及交通图A.保山地块香山组、丁家寨组与卧牛寺玄武岩分布略图；B.石炭系—下二叠统地层综合柱状图(据文献[21]修改)Fig.1　Geographic map and location of Baoshan Block in Yunnan

2　沉积特征

下石炭统香山组以含礁型复体珊瑚和高分异度的大型单体珊瑚及丰富有孔虫化石的碳酸盐岩沉积为主。对其时代前人研究较少，王增吉[23]将香山组分为上下两段，建立了Rotiphyllumyudongense-Commutiacrassoseplata-Antikinkaidiatypica和Thurianthasinensis-Tachylasmashidianense组合带，时代应对比于早石炭世杜内—维宪期。本次工作亦在香山组中发现了DiphyphyllumhochangpingenseYü,SiphonophylliacylindricalverregularisSung,Siphonophylliacylindricalgamma(r) Vanghan,Siphonophylliacf.caninvides(Sibly)等珊瑚化石，综合考虑其时代应总体属早石炭世维宪期。

本文在大量钻孔编录之后发现香山组沉积在钻孔间可精细对比，区内横向上分布稳定，纵向上可细分为三个岩性段，自下向上海水深度逐步变浅局部有小幅震荡(图2)。

图2　研究区何元寨组上部和香山组地层划分对比柱状图A.碳质灰岩组成的加积型副层序组；B.碳质灰岩与泥晶灰岩组成的退积型副层序组；C.碳质灰岩与燧石灰岩组成进积型副层序组；D.燧石灰岩与生物碎屑岩组成进积型副层序组；E.生物碎屑灰岩与砂屑灰岩组成退积型副层序组Fig.2　Correlation of the upper Heyuanzhai Formation and Xiangshan Formation in the study area

香山组一段(C1x1)为灰黑色含碳质泥灰岩局部夹少量泥晶灰岩，钻孔照片见图3b,c，总厚度约15～40 m，滴5%的稀盐酸强烈起泡。镜下呈含生屑泥晶结构，方解石含量50%～55%，呈它形粒状，与粉砂、黏土质混杂分布，局部因有磷质混杂显黄褐色。陆源砂含量约10%～15%，以粉砂为主，由石英、长石、岩屑、少量白云母等构成，生屑可见海百合、腕足、介形虫等，星散状定向分布，多被方解石充填。主要由A型加积型副层序组构成水体较深、沉积速率慢的凝缩段沉积，仅在ZK16-8中见少量B型退积型副层序组夹于A型副层序组之间，组成向上水体逐步变深的沉积序列。根据野外特征和镜下特征认为该段水体深度总体较大，沉积环境应该位于台前斜坡下部(图2)，发育典型的滑塌变形层理(图3a)。

香山组二段(C1x2)为灰色含燧石泥晶灰岩，夹碳质灰岩、生物碎屑灰岩，厚约120～300 m，钻孔和野外区分标志主要为燧石灰岩(图3f)。燧石团块镜下观察呈隐晶状结构，硅质含量约85%～90%，由隐晶—微粒状玉髓构成，粒径一般<0.01 mm，多无明确的个体边界。主要发育碳质灰岩与燧石灰岩组成C型副层序组和生物碎屑灰岩与燧石灰岩组成的D型副层序组，形成向上水体逐步变浅的高水位体系域沉积。该段沉积水体深度较一段明显要浅，沉积环境位于台前斜坡上部(图2)，可见滑塌角砾岩和滑塌变形层理(图3d,e,g)。

香山组三段(C1x3)为灰色生物碎屑灰岩、砂屑灰岩，见珊瑚、腕足、有孔虫等化石(图3i～l)。含泥质生屑泥晶结构，方解石含量60%～65%，呈它形粒状，主为粒径<0.01 mm的泥晶，0.01～0.05 mm的粉晶少量。生屑含量约25%，可见海百合、腕足、介形虫、藻类等(图3m,n,o)，星散状定向分布，被方解石充填。陆源砂含量约5%，由石英、长石、岩屑、少量白云母等构成，主显尖棱角状、棱角状，有的被方解石交代。该段主要由多个生物碎屑灰岩夹砂屑灰岩组成E型副层序组构成，总体沉积环境应为碳酸盐岩台地，形成向上变细的沉积序列，体现了水体深度逐步变大的趋势，为多个退积型副层序组构成的海侵体系域沉积。

图3　香山组野外和显微镜下照片a～c.香山组一段(a.滑塌变形层理；b，c.含碳质灰岩)；d～g.香山组二段(d.滑塌变形沉积；e, g.滑塌角砾；f.燧石灰岩)；h.香山组铅锌矿；i～l.香山组珊瑚化石；m.香山组二段生屑灰岩镜下照片；n，o.香山组三段生屑灰岩镜下照片Fig.3　Field and microscopic images of the Xiangshan Formation

下二叠统丁家寨组根据野外剖面实测和路线地质调查可知，其下部为一套灰色—深灰色厚块状冰碛含砾钙质杂砂岩(图4a，b，c)，间夹少量生物碎屑灰岩、碳质板岩、泥岩、细砂岩等。冰碛钙质含砾杂砂岩野外特征为砾石含量约5%～15%，砾石主要成分为石英、石英砂岩、灰岩、玄武岩等，呈次棱角—次圆状，分选较差，粒径0.2～35 cm不等，以0.3～1 cm居多。镜下呈含细砾生屑结构，生屑主要见海百合、腹足、苔藓虫等(图4e，f，g)，个体多较粗大，直径一般0.2～6.0 mm，具定向排列，被方解石充填。亮晶方解石呈它形粒状，粒径0.2～2.0 mm，充填于生屑之间。陆源砂砾含量45%～60%，主见石英，少见长石、岩屑等，多呈棱角状、次棱角状，大小以0.05～0.25 mm的细砂为主，滴5%的稀盐酸强烈起泡。在编录钻孔时能见到冰碛砾石压弯层理形成典型的落石构造(图4a)，综上认为丁家寨组下—中部为滨岸冰水沉积环境。

3　碳同位素地层

本次采集的样品均来自岩芯，在野外采样和室内利用牙钻取粉末样过程中尽可能避免次生裂隙、方解石脉以及后期次生作用改造的影响，共采集了下石炭统香山组和下二叠统丁家寨组的42块样品做碳氧同位素测试。碳氧同位素数据均在中国科学院南京地质古生物研究所国家重点实验室测得，使用的仪器为同位素质谱仪，主机：MAT-253，制样系统：Kiel Ⅳ Carbonate Device，实验室控制室温：22 ℃±1 ℃；湿度：50%RH ± 5%。分析精度要求为：δ13CPDB标准偏差小于0.040‰；δ18OPDB测定值标准偏差小于0.080‰。并对其中δ13CPDB值迅速变化的样品进行了二次测试，以保证数据的可靠性(测试数据见表1)。

图4　丁家寨组钻孔照片以及显微镜下照片a，b，c.丁家寨组(a：落石构造—撞击构造，冰坠石压弯层理；b，c.丁家寨组冰碛钙质含砾杂砂岩钻孔和野外照片)；d，e，f.丁家寨组钙质含砾杂砂岩镜下生屑照片Fig.4　Borehole photographs and microscopic images of Dingjiazhai Formation

岩石中碳酸盐岩的氧同位素组成对沉积期后的变化最为灵敏，它们若与大气和热水发生同位素交换，其δ18O 数值将明显减低，一般情况下当碳酸盐岩的δ18O小于-5‰(VPDB)时表示已受蚀变作用影响，但不足以改变碳同位素的成分和含量，但当δ18O小于-10‰时岩石已发生强烈的蚀变，样品的碳同位素可靠性较差[24-29]。而Kaufmanetal.[30]则认为应当将δ18O小于-11‰作为界值，此次42组数据中δ18O 值主要分布在-10‰～0，平均为-8.34‰，仅极少数样品的δ18O 值小于-11‰，后面将其剔除不参与结果讨论。一般认为，如果样品的δ13C 和δ18O 值呈正相关，则表明可能受到成岩作用影响[26,31-33]。通过建立碳、氧同位素相关性散点图(图5)，可以看出碳、氧同位素数据线性相关性极差，且香山组几乎所有样品都投在原生海水埋藏成岩胶结区，但丁家寨组部分样品既没有落在原生海水埋藏成岩胶结区也没在含膏盐等潟湖成岩区，这可能与其属冰期沉积物不无关系。

本文共获测试数据42组，其中香山组19组，香山组下伏的何元寨组顶部3组，丁家寨组20组，测试数据见表1，根据钻孔编录和测试数据绘制了ZK320-2和Zk16-8的δ13C数值变化曲线(图6)。

ZK16-8中香山组从一段到三段碳同位素变化具有很好的规律性，δ13C值自下向上总体呈上升趋势，从最低的2.09‰上升到最高的5.52‰(图6)。其下伏的何元寨组δ13C含量整体较低，从1.27‰到2.88‰，向上过渡到香山组一段，δ13C含量持续较低，从2.09‰到2.76‰。香山组组二段δ13C值相比香山组一段有所升高，整体较为稳定，局部小幅震荡，保持在3.06‰～3.36‰之间。香山组三段δ13C数值增大，表现为一个明显正向偏移，最大值达5.52‰(图6、表1)。但δ13C高值并未持续到香山组顶部，在三段上部出现了急剧下降，最低值到1.42。

ZK320-2中下部香山组顶部δ13C整体处于较低水平，局部波动较强，其值维持在0.36‰～3.06‰之间，主体位于1.51‰～1.99‰之间。与ZK16-8香山组三段上部δ13C值基本一致。丁家寨组δ13C变化呈现出极强的规律性，下部冰碛钙质含砾杂砂岩中δ13C值整体较稳定，从最下部1.40‰缓慢增加到上部的2.0‰，其间有小幅波动。从ZK320-2-7-01到ZK320-2-6-05，δ13C值发生了明显负偏，并且ZK320-2-6-05之上一直到丁家寨组中上部灰岩中δ13C值波动较大，但持续较低，主体位于-2.0‰～-3.0‰之间。

表1　保山西邑地区香山组、丁家寨组碳氧同位素值测试结果Table 1　Carbon and oxygen isotope of the Xiangshan andDingjiazhai Formations in in Xiyi area, Baoshan Block

图5　保山西邑香山组、丁家寨组碳酸盐岩碳—氧同位素分布图[34]Fig.5　Cross plot of the carbonate δ13C and δ18O in the Xiangshan and Dingjiazhai Formations in Xiyi area, Baoshan Block[34]

综上所述，对香山组和丁家寨组中δ13C值变化趋势进行总结后可以得到以下两点规律和认识：1)香山组从下到上δ13C值有逐渐变大的趋势，在香山组三段下部有一个1.60‰～5.52‰正向漂移。但到三段上部δ13C又快速回到较低水平。2)丁家寨组冰碛钙质含砾杂砂岩结束之后出现一个从2.0‰～-3.03‰的负漂移。本文对其中δ18O值小于-11‰的ZK320-2-1-01、ZK320-2-3-03、ZK320-2-4-02、ZK320-2-5-02、ZK16-8-6-02样品测试结果进行了筛除。

4　讨论

保山地块石炭—二叠纪的生物地层、古构造位置、晚古生代地层序列一直是地质学研究的热点问题。笔者在钻孔岩芯编录、野外剖面实测的基础上结合前人研究报道认为保山地块下石炭统和下二叠统发育较好，其间由于受到Namurian抬升运动的影响，缺失了晚石炭世沉积[7]。

部分学者认为保山地块在石炭—二叠纪时为一个独立的地块。王训练等[14]指出石炭纪到二叠纪时保山地块作为一个中间地块远离冈瓦纳大陆，只有晚石炭世冰川规模最大时二者才能相互影响。保山地块的孢粉研究结果显示，丁家寨组的孢粉植物群并非典型的冈瓦纳孢粉植物群，而是一个具有较浓澳大利亚色彩的混生型微古植物群，或者说是具有一定北方色彩的亲澳大利亚孢粉植物群[6]。

图6　钻孔Zk16-8、ZK320-2碳同位素变化曲线图Fig.6　δ13C profiles of Borehole ZK16-8 and ZK320-2

另一方面，保山地块在早二叠世及以前作为冈瓦纳大陆的一部分已被广泛报道，并取得了多方面的证据。黄汲清等[35]指出古特提斯在二叠纪时最宽，由于早二叠世和中二叠世冈瓦纳北缘地块迅速向北漂移，使楔形的古特提斯洋逐渐变窄，最后于晚二叠世消亡。保山地块石炭—二叠纪的动物群较多地显示了混合特点，故认为早二叠世研究区属冈瓦纳区，晚二叠世属热带特提斯区系[12,35]。前人通过对保山地区下二叠统丁家寨组下部“杂砾岩”的沉积学研究和该区二叠纪早期的生物古地理研究，认为保山地块在二叠纪可能为亲冈瓦纳地块群，之后迅速北移，至晚二叠世进入赤道低纬度地区。丁家寨组上部碳酸盐岩中广义的苔藓虫—棘皮骨屑颗粒组合应为温凉水沉积环境成因，它是保山地块当时的构造古地理位置(冈瓦纳大陆北缘)以及冰川后期环境特征的反映[17]。本文在保山市隆阳区西邑乡发现下二叠统丁家寨组仅下部出露冰碛钙质含砾杂砂岩其上部主体为碎屑岩，这与泰国西部和南部及澳大利亚悉尼盆地南部下二叠统下部特征基本相似，都反应出由冈瓦纳相向特提斯相的转变。

Wangetal.[36]亦在南亚和澳大利东北缘悉尼盆地的下二叠统中发现具有典型特征的无隔壁有皱纹的珊瑚动物群。柱状珊瑚动物群指示一种冷水或凉水的浅海环境，常被作为是一种冰海沉积或混生沉积的证据。Xuetal.[15]通过古地磁测试和分析前人报到的数据，认为保山地块在早二叠世晚期古纬度位于38°S±3.7°，在与冈瓦纳大陆进行对比分析后发现保山地块位于印度北缘和澳大利亚西北缘的结合部位，在早二叠世之后从澳大利亚西缘肢解出来的。通过碎屑锆石物源示踪表明，羌塘—保山地块南缘的海相冰碛杂岩由冰伐和海相沉积物再次搬运沉积而成，他们是石炭—二叠纪岗瓦纳冰川作用的产物[16]。

碳同位素数据变化显示下石炭统香山组从下至上δ13C值有逐渐增大的趋势，一般解释为有机质埋藏增加，且香山组从下向上生物化石含量递增，由此说明该时期保山地块环境较稳定，生物逐渐适应并发展壮大。晚石炭世地层缺失之后向上过渡到下二叠统丁家寨组，其δ13C值在ZK320-2-6-05样品附近发生了明显负偏，在该样品之上δ13C持续较低，这与保山地块当时处于冈瓦纳大陆北缘经受了长期的冰期气候不无关系。地球上多次冰川发育之后，海洋中有机质大幅降低，δ13C值出现普遍负偏：古元古代冰期[37]、大陆冰川Gaskiers冰期[38]、Marinoan冰期[39-42]、南沱冰期[43-44]。全球范围内几乎所有的冰期均与沉积岩中碳同位素负异常存在某种联系[45-47]。

5　结论

(1) 对保山地块北部西邑地区下石炭统香山组和下二叠统丁家寨组进行详细地野外观测与钻孔编录的基础上，结合碳氧同位素分析测试，发现香山组沉积环境自下向上可分为三个岩性段，共识别出碳酸盐岩台地、台前斜坡上部、台前斜坡下部等三个沉积环境。下二叠统丁家寨组为滨岸冰水沉积。

(2) 下石炭统δ13C值自下向上逐渐升高，同时香山组上部产出大量珊瑚、腕足、有孔虫等化石，说明环境较稳定，生物适应之后大量繁盛。综合前人古地磁、生物区系等研究成果认为早石炭世时保山地块较稳定，仍属冈瓦纳大陆北缘。

(3) 丁家寨组冰碛含砾钙质杂砂岩δ13C值出现强烈负偏，与研究区冰期结束、早二叠世初次温度上升、大量玄武岩喷发等时限一致，共同说明了保山地块在早二叠纪开始从冈瓦纳大陆北缘裂解出来，并开始向北漂移，该裂解过程很可能为保山西邑大型铅锌矿提供了热液来源。

致谢云南省地质矿产勘查院孟付军、周育鹏等在野外和钻孔编录时给予了很大帮助；中国科学院南京地质古生物研究所国家重点实验室陈小明等在C、O同位素测试过程中付出了辛勤劳动，成都地质调查中心范影年研究员在珊瑚化石鉴定上作出了较大贡献；在文章构思和成文过程中曾与成都调查中心的安显银工程师、中国地质大学的徐国真博士等进行了有益探讨；审稿人提出了较多中肯意见，修改之后使文章整体质量有了很大的提高，在此一并致以衷心的感谢。

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