云南罗平江边地区中三叠统关岭组二段古环境特征

2021-11-29丁仲昭马志鑫张启跃文芠胡世学范可静蔡金君李润根

沉积学报 2021年6期

关键词：球粒生物群泥晶

丁仲昭，马志鑫，张启跃，文芠，胡世学，范可静，蔡金君，李润根

1.兰州大学地质科学与矿产资源学院，兰州 730000

2.成都理工大学地球科学学院，成都 610059

3.中国地质调查局成都地质调查中心，成都 610081

4.云南省有色地质局三一七队，云南曲靖 655000

0 引言

显生宙以来，地球生物圈至少发生了五次生物大灭绝事件，其中，二叠纪末的生物大灭绝被认为是规模最大的一次[1]。该事件使得海洋生态系统遭受了前所未有的破坏，直到三叠纪后的数个百万年才逐渐复苏并在中三叠世完成了辐射[2-3]。近年来，全球范围内已经发现了多个中三叠世海洋生物化石群，如华南的青岩生物群、兴义生物群、盘县生物群和罗平生物群[4-7]以及瑞士的Mixosaurus cornalianus生物群[8]和Grenzbitumenzone生物群[9]等。其中，根据牙形石生物地层[10]和锆石年代学[11]证据，我国云南滇东北发现的罗平生物群的时代为中三叠世安尼期Pelsonian 亚期，生物化石门类丰富，以鱼类和海生爬行类动物为主，伴生有节肢动物、棘皮动物、双壳和腹足类等大量无脊椎动物，被认为是中三叠世生物复苏和辐射的典型代表[12-13]。深入探讨罗平生物群产出的沉积环境和古海洋环境对研究中三叠世海洋生态系统的演化具有重要意义。

罗平生物群首次发现于云南省曲靖市罗平县大凹子村附近，主要赋存于中三叠统关岭组二段中下部的灰黑色薄层泥晶灰岩[14-15]。近年来，大量学者对罗平生物群产出地层的沉积环境进行了讨论，根据产出层位的微相分析，前人提出了台间盆地钙屑浊流沉积[16]和具远端变缓坡折以外的浅海深水盆地[17]等观点。此外，根据罗平生物群中产出的化石类型，有学者认为其产出于台缘浅海凹陷盆地[7,18]。Huet al.[12]在罗平生物群化石中发现了较多完整的植物化石，推测其产出于气候相对温暖，周围陆地森林茂密，地表径流丰富且离岸不远的地区。周长勇等[19]通过沉积地球化学方法分析，认为罗平地区关岭组二段处于温暖湿润的离岸较近的碳酸盐岩台地内部盆地。马志鑫等[15]对罗平宜石打地区关岭组二段进行沉积相综合分析，认为中三叠世安尼期Pelsonian亚期早期全球性海平面的上升，导致水体缺氧，有利于罗平生物群的埋藏。

本文研究区位于罗平县北部江边村附近，该地区发育完整的关岭组二段，野外沉积现象丰富，露头出露好，为研究罗平生物群赋存地层沉积环境提供了良好的素材。由于前人研究多局限于罗平生物群产出层位，对该地区的关岭组二段的沉积环境的系统研究相对较少。因此，本文在江边村地区实测剖面的基础上，结合室内微相和沉积地球化学特征，对江边村剖面关岭组二段的沉积环境进行分析，并结合前人邻区的研究成果，对罗平生物群产出的沉积和埋藏环境背景提出更综合的解析。

1 地质背景与剖面特征

1.1 地质背景

罗平地区位于云南省东部，与贵州省、广西省交界处（图1）。中三叠世时期，研究区位于扬子地台东南缘，西邻康滇古陆，属于南盘江印支裂陷盆地边缘[6,21]，罗平及其邻区的古地理格局自西向东表现为由台地相向盆地相转变的过程[16,22-23]。崔克信[23]在对我国西南地区中三叠世的地层及古地理背景的研究中，认为中三叠世早期，罗平地区经历了近滨浅海相夹潟湖相—滨海相夹近滨浅海相—潟湖相的曲折过程。近年来研究区的野外地质调查成果及罗平生物群沉积与埋藏环境的研究成果表明[15-16,19,24-25]，中三叠世安尼期罗平地区处于碳酸盐岩台地内部的一个台内盆地中。研究区中三叠统自下而依次发育了关岭组、杨柳井组和竹杆坡组[15]。其中，关岭组由下向上又分为两段，一段由灰绿色—紫红色泥岩和白云岩组成，底部为绿豆岩，与下伏嘉陵江组整合接触；二段为灰色薄层—中厚层泥晶灰岩、砂屑灰岩与白云岩构成的序列，与上覆杨柳井组整合接触[10]。罗平生物群产出层位位于关岭组二段中下部，岩性特征为深灰色薄纹层状泥晶灰岩夹碳质钙质泥岩、含燧石结核泥晶灰岩，并夹有多层凝灰岩条带[6]。

图1 研究区剖面地理位置及沉积相图（a）实测及前人剖面位置图（修改自白建科等[17]）；（b）大凹子剖面沉积相图（修改自白建科等[20]）；（c）宜石打剖面沉积相图（修改自马志鑫等[15]）Fig.1 Geographical location and sedimentary facies map of the study area

1.2 剖面特征

研究剖面位于罗平县江边村南约1 km。剖面总厚度为694.9 m，根据剖面中不同岩石类型的分布情况，将剖面总共划分为58 层，其中1～56 层为关岭组二段，野外露头出露较好，沉积现象较为丰富，第42层为农田覆盖。通过对野外宏观岩性特征、沉积构造的观察，将江边村剖面中三叠统关岭组二段地层划分为八种岩性组合（图2）。

图2 江边村剖面柱状简图（a）中层生物扰动灰岩（8层）；（b）薄层砂屑灰岩与薄层生物碎屑灰岩的韵律（18层）；（c）薄层瘤状灰岩与薄层生物碎屑灰岩的韵律（25层）；（d）薄层泥晶灰岩（31层）；（e）深灰色薄层含燧石结核灰岩（红色箭头为燧石结核，37层）；（f）厚层块状白云岩（40层）；（g）厚层豹斑状灰岩（红色箭头为豹斑纹，44层）；（h）厚层含砾屑白云岩（红色箭头为砾屑，46层）Fig.2 Sketch of Jiangbian village section column

组合Ⅰ（1～15 层）：由灰色薄—中层生物碎屑灰岩与生物扰动灰岩组成的韵律，生物碎屑含量和生物扰动程度由下至上逐渐增多增强，在下部可见生物碎屑灰岩与泥晶灰岩形成的正粒序；向上过渡为灰色中—厚层含砾屑砂屑灰岩与生物碎屑灰岩组成的韵律，下部砂屑灰岩中可见棱角状角砾以及溶蚀孔洞现象，生物碎屑灰岩中常见介壳、海百合等生物碎屑。

组合Ⅱ（16～19层）：底部为灰色中层状生物扰动灰岩，生物扰动程度较强，可见大量不规则的扰动痕迹；向上过渡为灰色中薄层介壳灰岩与含核形石砂屑灰岩的韵律，介壳含量丰富，局部可见海百合茎碎片；顶部为一层厚约2 m的浅灰色块状白云岩。该岩性组合中具有较高的生物碎屑丰度以及少量的核形石颗粒。

组合Ⅲ（20～23层）：下部为灰色中—厚层砂屑灰岩，局部发育角砾；上部灰色厚层砂屑灰岩与薄层生物扰动灰岩形成两个向上变浅的旋回，砂屑灰岩中可见方解石晶洞，生物扰动灰岩中发育不规则的扰动痕迹。

组合Ⅳ（24～30层）：底部为一层厚约5 cm的深灰色钙质泥岩；下部由灰色薄层生物扰动灰岩与介壳灰岩组成的韵律，介壳灰岩中可见核形石，介壳等生物碎屑含量较高，生物扰动灰岩局部可见水平纹层，扰动程度较弱；向上过渡为具水平层理的灰色厚层块状生物碎屑灰岩；上部由灰色薄层生物扰动灰岩与中层含砾屑砂屑灰岩组成的多个旋回，生物扰动向上逐渐增强，发育不规则的扰动痕迹，砂屑灰岩中可见介壳以及砾屑颗粒；向上过渡为浅灰色厚层块状白云质灰岩与砂屑灰岩，溶蚀孔洞较为发育。

组合Ⅴ（31～34层）：下部为灰色薄纹层泥晶灰岩与薄层生物碎屑灰岩的韵律互层，底部泥晶灰岩中可见叠层藻，生物碎屑灰岩中见少量介壳；向上层厚逐渐增加至灰色中层白云质灰岩，顶部为灰色厚层块状豹皮灰岩与白云质灰岩。

组合Ⅵ（35～37层）：深灰色薄层—薄纹层状含燧石结核泥晶灰岩夹一层厚约20 cm 的灰色中层状具生物扰动含燧石结核灰岩，燧石结核大小可达3 cm×3 cm；该段岩性组合是罗平生物群产出层位。

组合Ⅶ（38～41层）：下部为灰色厚层生物扰动灰岩与厚层白云质灰岩的岩石组合，生物扰动程度较为强烈，白云质灰岩中可见角砾化现象；中部夹一层厚约3 cm 的浅灰色薄层白云质泥岩；上部为灰色厚层砂屑灰岩与块状具碎裂岩化白云岩的岩石组合。

组合Ⅷ（43～56层）：下部为灰色厚层砂屑灰岩—灰色厚层豹皮灰岩—灰色厚层含核形石生物碎屑灰岩—灰色厚层含砾屑白云质灰岩—灰色厚层砂屑灰岩—灰色厚层含砾屑白云岩的岩性组合，岩石中主要发育有灰岩砾屑、核形石、介壳以及鲕粒等颗粒；上部为灰色薄层白云质灰岩—灰色厚层含砾屑生物碎屑灰岩—灰色厚层白云质灰岩—灰色厚层含砾屑砂屑灰岩—灰色厚层含砾屑白云岩—灰色厚层砂屑灰岩—浅灰色块状白云岩的岩性组合，岩石表面水平层理发育，顶部白云岩中可见交错层理，发育白云岩砾屑和生物碎屑颗粒。

2 沉积相及微相划分

2.1 碳酸盐岩颗粒类型

碳酸盐岩的颗粒类型是划分微相的重要依据，是判断沉积相、分析古环境的重要工具[26]。研究剖面关岭组二段的颗粒类型主要有生物碎屑、似球粒、鲕粒、包粒、核形石及少量陆源碎屑。

（1）生物碎屑

研究剖面关岭组二段的生物碎屑类型丰富，包括双壳类、有孔虫、棘皮动物、腹足类和介形虫等。

双壳类：壳体大小不一，破碎，具多晶结构，呈长条状或丝状，部分壳体内部被亮晶方解石或似球粒充填，局部可见示顶底构造（图3a）。

腹足类：壳体大小一般为0.5～2 mm，粒状结构，横切面多呈卷曲状，局部可见明显的示顶底构造（图3a）。

有孔虫：个体较小，一般为0.1～1 mm，具有标准的房室结构（图3b），按壳体形态，可分为单房室球形、单列多房室和多房室轮旋壳体。

棘皮动物：主要为海百合茎及其碎片。海百合茎镜下主要由单晶方解石组成，多遭受破碎，呈碎片状散布在基质中（图3b），大小0.2～0.8 mm。

介形虫：个体较小，大小一般只有200～300 μm，壳体多为分离的单瓣壳，在少数层位中可见有完整的壳瓣，壳体轮廓呈椭圆形，内部多被粒状方解石充填（图3c）。

图3 江边村剖面颗粒类型图（a）腹足类（红色箭头），双壳类（黄色箭头）；（b）海百合茎（黄色箭头），有孔虫（红色箭头）；（c）介形虫（红色箭头）；（d）包粒（红色箭头），双壳（黄色箭头）；（e）葡萄状集合体（红色箭头）；（f）核形石（红色箭头）Fig.3 Grain types in Jiangbian village section

（2）包粒

多呈圆形或椭圆形，直径约0.3～0.6 mm，具泥晶方解石或生物碎屑组成的核心，核心外部多由一层纹层状包壳所围绕（图3d）。

（3）似球粒

似球粒是对泥晶和隐晶质的碳酸盐岩颗粒的总称[26]，是碳酸盐岩的重要组成部分。一般无内部结构，呈圆形、椭圆形或不规则形状（图3e），研究区似球粒类型包括泥晶似球粒、藻似球粒以及巴哈马似球粒，粒度一般小于1 mm。

（4）集合粒

形态多呈不规则形状，大小约1～3 mm，集合粒主要由似球粒颗粒以及有孔虫等生物碎屑组成，粒间由泥晶方解石或有机质薄膜胶结。局部可见由似球粒和生物碎屑颗粒组成的葡萄状集合体（图3e）。

（5）核形石

一般是由微生物或者藻类活动形成的结核状包壳颗粒[26]。研究区的核形石呈椭圆球形，一般具有围绕核心的同心纹层包壳，核心为生物碎屑或其他非生物碎屑颗粒（图3f），大小约1～2 cm，通常与其他生物碎屑颗粒伴生。

2.2 沉积相划分

在野外宏观地质特征和室内微相分析的基础上，综合野外岩石类型、沉积构造以及镜下微相特征，本文在江边村关岭组二段剖面中识别出开阔台地、局限台地、潮坪、台盆以及浅滩五种沉积相。

（1）开阔台地相野外岩石组合中常见中—厚层的灰色—浅灰色生物扰动灰岩与介壳灰岩，且经常形成韵律互层，较为强烈的生物扰动现象以及丰富的生物碎屑，表明岩石形成于水深较浅且水循环较好的环境中；微相中主要成分为具有一定的磨圆的砂屑颗粒，发育含量较高的双壳类、腹足类、介形虫、海百合以及有孔虫等底栖生物碎屑，表明形成于水深较浅且具有中等循环的水体中，微相组合为MF3-2似球粒生屑粒泥灰岩、MF4生屑似球粒泥粒灰岩、MF5 似球粒颗粒灰岩。主要位于剖面的17～19层、23层、29层上部至31层下部以及54～55层。

（2）局限台地相野外岩石类型为灰色中—薄层的生物扰动灰岩、灰色薄层泥晶灰岩及灰色中层白云质灰岩或白云岩。生物扰动作用较弱，岩石表面常发育鸟眼和晶洞构造，局部可见核形石颗粒，生物碎屑含量低，表明形成环境水体交流不畅，蒸发作用较强；微相中主要成分以灰泥或泥晶基质为主，也可见白云石，生物类型相对单一，主要为腹足类以及有孔虫等底栖生物，表明形成于较弱的水动力条件下，微相类型包括MF1 灰泥岩、MF2 纹层状泥晶灰岩、MF3-1 生屑粒泥灰岩、MF3-2 似球粒生屑粒泥灰岩。主要位于剖面的1～10层、25～29层下部以及46～47层下部。

（3）潮坪相野外岩石类型为灰色薄—中层状生物扰动灰岩、厚层豹斑状灰岩与中厚层白云质灰岩组成的沉积旋回，具有较强的生物扰动现象，岩石表面常见毫米级的水平纹层、藻纹层及波状层理，在局部灰岩表面常见因周期性暴露蒸发形成的白云质成分的豹斑状构造以及白云岩化现象，并发育鸟眼构造以及叠层石等指示潮坪环境的标志，表明形成于具有周期性变化的水体环境中；微相中灰泥和泥晶基质含量高，生物类型也以双壳类、腹足类和有孔虫等底栖生物为主。微相类型包括MF1 灰泥岩、MF2 纹层状泥晶灰岩、MF3-1 生屑粒泥灰岩、MF3-2似球粒生屑粒泥灰岩、MF7砾状灰岩、MF8砾屑白云岩、MF9砂屑生屑泥粒灰岩。主要位于剖面的11～14层、20～21层、24层、31层上部至36层、39～41层、43～44层和48～51层。

（4）台盆相野外岩石类型为深灰色薄—纹层状泥晶灰岩夹碳质泥岩，岩石表面见与层面平行分布的燧石结核，发育水平层理。该段也是罗平生物群产出的重要层理，以产出鱼类、海生爬行类动物化石为特征。镜下观察可见薄壳双壳以及介形虫等浮游类生物碎屑，在局部位置可见黑色的有机质条带。综合以上特征表明，该段为相对深水低能的台盆环境。该相带的主要微相类型包括MF1 灰泥岩、MF2纹层状泥晶灰岩、MF3-2似球粒生屑粒泥灰岩。主要位于剖面的35～38层。

（5）浅滩相野外岩石类型为灰色厚层含砾屑砂屑灰岩及厚层含核形石生物碎屑灰岩。岩石表面常见砂级和砾级大小的颗粒，几乎不见生物扰动的痕迹，生物碎屑含量较为丰富，表明形成时的水体较浅且水动力较强；镜下主要成分以颗粒为主，生物碎屑种类丰富，包括介壳类、腹足类和海百合茎等，颗粒类型为磨圆和分选较好的似球粒、包粒和少量的集合粒，似球粒类型较为丰富，包括生物侵蚀似球粒、藻似球粒和巴哈马似球粒，颗粒间主要由亮晶方解石胶结，表明其形成于高能动荡的浅滩环境，微相类型包括MF5似球粒颗粒灰岩和MF6生屑包粒颗粒灰岩。主要位于剖面的15 层、45 层、47 层上部及52层、53层。

2.3 微相划分及特征

参考Wilson 所划分的24 个微相类型[27]及Flügel完善和总结的碳酸盐岩台地的标准微相类型[26]；根据薄片中的颗粒类型、支撑方式和生物组合等标志，笔者在云南罗平江边村关岭组二段剖面中共识别出了10种微相类型。

（1）MF1 灰泥岩主要成分以泥晶方解石基质为主（图4a），含量达90%～95%；颗粒为次要成分，含量＜5%，局部可见小的瘤状组构，个别层位可见少量黄铁矿和有机质富集（图4b）。推测该微相形成于水动力条件弱的潮下低能带或缺氧的较深水盆地。主要见于5～7、11、13、16、26、37、39和50层。

（2）MF2 纹层状泥晶灰岩根据纹层的成分和微相特征，可将MF2分为以下几种类型：1）由泥晶方解石暗层与微亮晶方解石亮层组成的毫米级纹层，除少量的介壳外（＜5%），其余颗粒很少见，局部纹层被生物扰动和生物钻孔扰乱。推测该微相形成于中低能量的潮间带或台盆中；主要见于24、29、35、37和38层。2）由泥晶—粉晶方解石组成的透镜体呈断续定向延伸而形成的残余藻纹层（图4c），纹层间可见鸟眼构造，几乎不含颗粒（＜2%）；推测该微相形成于潮间带环境，主要见于35 层。3）由似球粒生屑粒泥灰岩亮层与生屑粒泥灰岩暗层组成的毫米级纹层（图4d），颗粒含量占约40%，以腹足类、介形虫和有孔虫为主（约30%），其次为小的泥晶似球粒颗粒以及少量的陆源碎屑；颗粒间充填泥晶方解石基质。推测该微相形成于低能的潮下带环境。主要见于21、31和37层。

图4 江边村剖面碳酸盐岩微相照片（a）灰泥岩；（b）灰泥岩中的有机质（红色箭头）与黄铁矿颗粒（黄色箭头）；（c）纹层状泥晶灰岩，由泥晶—粉晶方解石组成的透镜体呈断续定向延伸而形成的泥晶暗层；（d）纹层状粒泥灰岩，由灰岩亮层（红色箭头）与灰岩暗层（黄色箭头）组成的毫米级纹层；（e）生屑粒泥灰岩；（f）似球粒生屑粒泥灰岩，可见含量较为丰富的有孔虫（红色箭头）及似球粒颗粒（黄色箭头）；（g）生屑似球粒泥粒灰岩；（h）似球粒颗粒灰岩Fig.4 Carbonate microfacies in Jiangbian village section

（3）MF3-1 生屑粒泥灰岩泥晶方解石基质为该微相的主要成分，含量可达80%～90%；颗粒占5%～20%，其中生屑是颗粒的主要类型（图4e），占5%～15%，主要为双壳类、腹足类、海百合茎、介形虫、有孔虫等，似球粒或其他颗粒极少。推测该微相形成于低能的局限台地环境。主要见于1～4、8、12、14、25～28、32～33、40、43、46、49和51层。

（4）MF3-2 似球粒生屑粒泥灰岩泥晶方解石是该微相的主要成分，含量达55%～65%；颗粒含量占15%～25%，以底栖的生屑颗粒为主，占10%～15%，包括双壳类、腹足类、海百合茎和有孔虫，泥晶和灰泥质似球粒颗粒是次要的颗粒类型（图4f），占8%～10%，大小0.1～0.6 mm，磨圆度较好。推测该微相形成于具有中等水循环的局限浅海环境。主要见于9、22、30、34、36、41、44、47和54层。

（5）MF4 生屑似球粒泥粒灰岩颗粒含量占50%～55%，主要为泥晶似球粒以及生物扰动形成的灰泥质似球粒（图4g），含量占40%～60%，多呈圆形或椭圆形，大小0.2～0.6 mm；生屑颗粒次之，含量占10%～15%，主要以双壳类、腹足类、海百合茎和有孔虫为主；泥晶方解石基质是该微相中的次要成分，含量占30%～40%。推测该微相形成于中等能量的浅海环境。主要见于10、17、29、31和55层。

（6）MF5 似球粒颗粒灰岩颗粒为该微相中的主要成分，含量达50%～60%，其中似球粒颗粒是最主要的颗粒类型，占50%～65%，大小0.1～1 mm，包括圆形—椭圆形的灰泥似球粒（图4h）和巴哈马似球粒（图5a）以及不规则形状的生物侵蚀似球粒（图5c）和藻似球粒（图5d）；其次为海百合茎、介形虫、双壳类和有孔虫等生屑颗粒，含量为5%～10%；包粒是含量最少的颗粒类型，占5%～8%，主要由泥晶似球粒颗粒和有孔虫组成；亮晶方解石胶结物占30%，局部可见少量灰泥基质，含量约5%～10%。推测该微相形成于水体能量较强的开阔台地环境。主要见于18、19、23、45、47、52和53层。

（7）MF6 生屑包粒颗粒灰岩颗粒含量一般在60%～66%，颗粒类型以鲕粒为主，占约50%～60%，鲕粒呈圆形—椭圆形，以同心鲕和表鲕为主（图5b），大小在0.3～1 mm,，其次为生屑颗粒占约10%，主要以双壳类和有孔虫为主；颗粒间主要为亮晶方解石胶结，胶结物含量占20%～30%。推测该微相形成于高能的浅滩环境。主要见于15层。

（8）MF7 砾状灰岩颗粒含量占60%～65%，颗粒类型以单成分的颗粒灰岩角砾为主，呈棱角—次棱角状，角砾间多以泥晶和砂屑颗粒胶结（图5e），推测可能为环潮坪及浅海角砾岩，极少见生屑颗粒。胶结物含量约占10%，灰泥基质占约20%～25%。主要见于20层。

（9）MF8 砾屑白云岩该微相中的颗粒类型以白云石为主，含量约为50%，其次为泥晶灰岩砾屑，呈椭圆形或不规则形状（图5f），含量为15%～20%，大小0.5～1 mm；推测该微相形成于蒸发环境。该微相主要见于41层。

（10）MF9 砂屑生屑泥粒灰岩颗粒含量为65%，主要的颗粒类型为生物碎屑，约占40%，主要为有孔虫、藻类、海百合茎和少量的双壳类，其中藻类多呈细管状，被亮晶方解石充填，其次为砂屑级的陆源石英颗粒，大小在0.2～0.5 mm，含量约占40%。颗粒间以亮晶方解石和藻黏结为主（图5g），胶结物约占20%～25%。推测该微相形成于潮下高能环境中。主要见于48层。

图5 江边村剖面碳酸盐岩微相照片（a）似球粒颗粒灰岩，似球粒类型主要为巴哈马型似球粒颗粒（红色箭头）；（b）生屑包粒颗粒灰岩（黄色箭头为双壳，红色箭头为包粒）；（c）似球粒颗粒灰岩，见集合粒（红色箭头）与生物侵蚀似球粒（黄色箭头）；（d）似球粒颗粒灰岩，见藻球粒（红色箭头）及有孔虫（黄色箭头）；（e）砾状灰岩；（f）砾屑白云岩；（g）砂屑生屑泥粒灰岩；（h）生屑粒泥灰岩，可见被亮晶充填的生物颗粒Fig.5 Carbonate microfacies in Jiangbian village section

3 沉积地球化学特征

3.1 样品可靠性分析

由于碳酸盐岩的主微量元素含量特征能够代表沉积时水体的元素特征，因此可以将他们作为示踪碳酸盐岩形成环境的标志[19,28]，江边村剖面各样品的主微量元素组成及古环境指标见表1。但是，由于采集的样品可能遭受了成岩期后的蚀变而无法准确代表原始的沉积环境，因此对样品的可靠性进行验证是很有必要的[29-30]。

本文主要通过ω（Mn）/ω（Sr）的值来对样品的可靠性进行分析。当ω（Mn）/ω（Sr）<2 时，表明样品能够很好的代表当时的沉积环境；当ω（Mn）/ω（Sr）介于2～10 时，表明样品对当时的沉积环境具有一定的代表性[31-32]。从剖面中所有样品的分析结果来看，其ω（Mn）/ω（Sr）的值为0.01～0.55，平均值为0.18，远小于2，表明样品受后期成岩作用的影响很小，可以代表其原始的沉积环境。

3.2 古盐度与古水深

Sr/Ba是用来反映古海水盐度和古水深的重要指标之一，一般认为海相沉积物中Sr/Ba>1，陆相沉积物中Sr/Ba<1[33-34]。江边村剖面样品的Sr/Ba的值为1.1～271.67，平均值为31.14，表明其形成环境为海相。

镁铝比值m=100×MgO/Al2O3是判断各地史时期沉积物形成环境的标志[33]，其主要是根据沉积物中MgO的亲海性与Al2O3的亲陆性的特征而建立的比值关系[19]。m值在不同环境中的变化范围为：m<1指示淡水沉积环境；m介于1～10 指示海陆过渡的沉积环境；m介于10～500 指示盐度>30.63%的海水沉积环境；m>500 指示陆表海或潟湖沉积环境。剖面样品的m值为54.24～15 109.09，平均值为953.86，表明关岭组二段的总体沉积背景是水深较浅的陆表海环境，局部可能形成于台地内部盆地的局限环境。

研究发现，Rb/K的比值大多随盐度而变，因此其可以用来指示古盐度的变化特征[19,35]，一般正常的海相环境中该比值大于0.006，微咸水环境中该值大于0.004，河流沉积环境中该值为0.002 8[19,36]。剖面样品的Rb/K值为0.000 2～0.007 2，平均值为0.002 2，总体与河流沉积环境的比值相近，说明沉积时该地区离岸较近。

3.3 氧化还原环境

U、Mo、V等微量元素具有多种化学价态，在氧化水体中都以高价态溶解于水体中；在缺氧水体中多被还原为低价态而沉淀下来[37]，因此它们是恢复古海洋氧化还原条件的理想指标。但是，由于不同地区沉积环境的差异，上述的氧化还原指标可能受陆源组分的混染而影响最终结果，因此需要对这些指标进行修正。一般认为Al和Ti在海水中具有稳定的性质，可以用来代表陆源物质的输入，因此，通常可用Al 来扣除陆源的影响[37]。元素的富集系数可以反映沉积物中元素相对含量的富集或亏损，计算公式为TMEF=（TM/Al）样品/（TM/Al）标准，其中TM 为指标元素，标准一般使用后太古宙澳大利亚平均页岩PAAS[38]。近些年来，通过陆源组分修正过的Mo和U的富集系数（MoEF和UEF）常被用来区分海水氧化还原环境，并在地质历史时期古海洋恢复研究中取得了很好的效果[37,39-40]。一般来说，Mo 只在有H2S 的硫化水体环境下才会沉积，而U在Fe还原转换界面就会开始沉积。MoEF-UEF图解在分析海洋水体性质和氧化还原条件方面具有显著的作用[41-44]。将本剖面样品投点到MoEF-UEF图解发现，阶段I、II、IV 为次氧化环境，阶段III为缺氧—硫化环境（图6）。

图6 江边村剖面各样品与正常海水的MoEF-UEF 共变关系图（据Algeo et al.[41] 修改）Fig.6 MoEF-UEF covariant relationship between samples in Jiangbian village sectionand normal seawater(modified from Algeo et al.[41])

Cu、Ni 等亲硫元素一般在还原环境以硫化物的形式沉淀，从而导致在还原条件下沉积物中Cu和Ni的富集[45]，一般由滨海向深海呈现出明显增加的趋势，其值常据陆地距离的增加而增大[46]（图7）。由于单个元素含量的变化不能完全地反映当时的沉积环境，因此一般都将这些元素的比值作为衡量氧化还原的指标，如V/Cr[47]、Ni/Co[47-48]、U/Th[47]和V/（V+Ni）[49-50]。一般认为在亚氧环境和还原环境下，U/Th、V/Cr 和Ni/Co 分别大于1.25、4.25 和7，小于0.75、2 和5 分别对应于氧化环境，在贫氧环境下分别为0.75～1.25、2.0～4.25 和5～7。V/（V+Ni）<0.6 表示古海洋呈弱分层的贫氧环境，V/（V+Ni）>0.84则表明为静海还原环境。研究剖面的V/Cr 为1.16～16，平均值为5.06；Ni/Co 为2.16～25，平均值为6.85；U/Th 为0.56～54.79，平均值为9.79；V/（V+Ni）为0.52～0.98，平均值为0.79，均表示出相对缺氧的环境。

通过对剖面中各样品的氧化还原指标进行观察对比（图7），将整个关岭组二段划分为四个阶段，各阶段特征如下。

图7 罗平县江边村剖面地球化学柱状图Fig.7 Geochemical column chart of Jiangbian village section,Luoping county

阶段Ⅰ（1～23 层）：氧化还原指标表现出周期性变化，MoEF值在0.59～58.03 之间波动，平均值为9.14；UEF在18.12～142.66 之间波动，平均值为58.16；V/Cr 在1.3～18.88 之间波动，平均值为3.61。在H5-H7、H14、H18 和H18-H21 这几个样品区间内出现了相对上升现象，总体表现为氧化—次氧化的水体环境。

阶段Ⅱ（24～34层）：氧化还原指标在此阶段分布比较集中，MoEF值为2.57～49.27，平均值为15.52；UEF值为27.94～242.27，平均值为76.83；V/Cr 值为1.29～14.08，平均值为3.52；各指标除在H32号样品处突然增加外，其余时期数值保持稳定的低值，总体表现为氧化的水体环境。

阶段Ⅲ（35～37层）：氧化还原指标发生突然的大规模增大现象，MoEF值为13.66～206.61，平均值为114.32；UEF值为18.90～60.51 平均值为39.24，MoEF远远大于UEF；V/Cr 值为2.13～33.09，平均值为10.18。各元素指标均达到了剖面中的最大值，表现为缺氧—还原的水体环境。

阶段Ⅳ（38～55 层）：下部（38～41 层）与阶段Ⅲ相对，各数值均突然下降，MoEF值为4.49～24.46，平均值为14.3；UEF值为17.01～159.83，平均值为57.86；V/Cr 值为1.56～3.09，平均值为2.16。各元素指标基本恢复到阶段Ⅱ时期比较稳定的数值，表现为氧化的水体环境；上部（43～55 层）MoEF值为10.14～92.32，平均值为29.15；UEF值为78.1～232.03，平均值为121.97；V/Cr 值为2.29～44.1，平均值为8.14,。各元素指标具波动性变化特征，在H53、H56 和H62-H64这三个样品区间内发生了小规模的增大现象，总体表现为氧化—次氧化的水体环境。

4 沉积环境与化石埋藏

4.1 江边村关岭组二段沉积演化

沉积相特征在一定程度上可以反映古海平面的相对升降变化[23]。通过对江边村关岭组二段剖面的岩性特征的观察和分析，江边村关岭组二段剖面自下而上发育了多个向上变浅的沉积序列，这些沉积序列在一定程度上反映了海水深度的变化规律。根据沉积相组合特征（图8），将关岭组二段自下而上划分为四个阶段。第一阶段（1～23 层）：发育由局限台地—浅滩—潮坪—开阔台地为主的沉积相组合，沉积相带具有多次过渡转化的特征，表明该阶段的海平面变化比较频繁；第二阶段（24～34 层）：发育以局限台地—开阔台地—潮坪为主的沉积相组合，海平面变化表现为下降—上升—下降的变化规律；第三阶段（35～37层）：此阶段是罗平生物群产出的主要层位，沉积相以台盆相为主，岩石表面可见燧石结核，并发育水平层理，生物碎屑多以介形虫和薄壳双壳等浮游生物为主，表明此阶段的海平面经历了一次大规模的上升，整体处于一个深水低能环境；第四阶段（38～55 层）：下部沉积相为潮坪相，岩性以浅水蒸发环境下的灰色厚层白云岩和白云质灰岩为主，表明其下部在经历了一次大规模海平上升后又发生了一次快速下降；上部沉积相主要以多期潮坪—浅滩组合为主，最后演化为开阔台地相，岩性特征为两个灰色厚层砂屑灰岩与厚层白云岩的互层组成，岩石表面多发育砾屑等颗粒。该阶段沉积特征与宜石打剖面表现出相似性，以台地内部发育多期台内滩为特征[15]，表明该阶段的水体较浅，海平面具有小规模波动的特征。

图8 罗平县江边村剖面沉积柱状图Fig.8 Sedimentary column of Jiangbian village section,Luoping county

4.2 古环境演化与罗平生物群化石群埋藏

前人对二叠纪末—三叠纪末海水的氧化还原条件的研究表明[51]，从早三叠世—中三叠世，海水的氧化还原条件由缺氧逐渐转变为氧化状态，但在安尼期早期仍然存在一个规模较大的海水缺氧—硫化事件。黄元耕[52]对贵州青岩剖面的黄铁矿粒径分析结果显示，安尼期整体表现为波动的氧化还原状态，其中Pelsonian 亚期早期指示了硫化和缺氧为主的环境。江边村样品的MoEF-UEF共变关系图（图6）与氧化还原指标（图7）显示，在关岭组二段的大部分时期，海水内部表现为小规模波动的氧化还原特征，但总体仍然处于次氧化的海水环境，在中期（阶段Ⅲ）出现了一次海水的缺氧—硫化事件，这与当时的古海洋背景相吻合。其中，阶段Ⅲ的缺氧—硫化事件与产出罗平生物群的深灰色薄层—纹层状含燧石结核泥晶灰岩相对应，镜下观察发现，该层位的微相类型以泥晶灰岩与纹层状泥晶灰岩为主，生物类型以少量的浮游类介形虫和薄壳双壳为主，几乎不见底栖生物，这些证据表明当时处于水深较深的缺氧甚至是硫化环境。前人通过对邻区剖面进行的碳同位素[53]、微量元素[19]、锶同位素[54]以及层序地层学[23]研究也显示，罗平生物群层位形成于深水较大，水动力弱的低能缺氧环境。

贵州兴义—云南罗平地区的中三叠世地层发育了至少3层富含生物化石的层位，自下而上包括产出于深灰色薄层泥晶灰岩夹薄层黄绿色页岩中的青岩化石群、产于深灰色薄纹层含燧石结核泥晶灰岩中的罗平生物群、产出于暗灰色—黑色纹层状泥质灰岩夹黑色页岩和凝灰岩中的盘县生物群以及产出于黑色纹层状灰岩夹薄层泥页岩中的兴义生物群[7]。对其产出岩性的观察和对比，发现这些生物群产出地层的颜色多以深灰色—黑色为特征，且发育水平纹层，表明形成于水深较深的静水环境。宁秋实[55]对贵州青岩化石群的Ni/Co 和U/Th 分析显示其埋藏时处于缺氧—贫氧的环境，碳同位素显示化石富集层位处于海平面上升，水体加深，还原性增强的海侵过程。Jianget al.[56]以及李美铮等[57]对盘县生物群化石群层位的Ce/La 比值和黄铁矿颗粒含量的分析显示该段沉积环境为水体较深的还原环境。邹晓东等[58]对贵州兴义地区含兴义动物群地层的微相分析以及碳同位素在化石群层位发生了大幅度的负偏，表明该阶段生产力水平较低，整体处于海水较深的台盆中局限海域。

综合对比分析发现，罗平生物群产出层位的沉积与埋藏环境与上述中三叠世海生爬行动物群十分相似，化石群多产出于贫氧或缺氧的水深低能的局限环境，并且在化石群层位发现有多层凝灰岩或角砾灰岩层，表明当时火山作用和风暴事件频繁，是造成生物集群死亡的可能原因[7,15,25]。同时近期的研究表明中三叠世安尼期Pelsonian亚期存在着一次全球海平面上升的现象[59]。多种证据表明低能、缺氧特征的深水局限环境是化石群埋藏的有利条件，沉积微相和氧化还原指标显示，关岭组二段中部（阶段Ⅲ）的沉积具有深水缺氧低能的特征，是化石群得以埋藏并保存的重要原因。