云南羅平江邊地區中三疊統關嶺組二段古環境特征

丁仲昭，馬志鑫，張啟躍，文芠，胡世學，范可靜，蔡金君，李潤根

1.蘭州大學地質科學與礦產資源學院，蘭州 730000

2.成都理工大學地球科學學院，成都 610059

3.中國地質調查局成都地質調查中心，成都 610081

4.云南省有色地質局三一七隊，云南曲靖 655000

0 引言

顯生宙以來，地球生物圈至少發生了五次生物大滅絕事件，其中，二疊紀末的生物大滅絕被認為是規模最大的一次[1]。該事件使得海洋生態系統遭受了前所未有的破壞，直到三疊紀后的數個百萬年才逐漸復蘇并在中三疊世完成了輻射[2-3]。近年來，全球范圍內已經發現了多個中三疊世海洋生物化石群，如華南的青巖生物群、興義生物群、盤縣生物群和羅平生物群[4-7]以及瑞士的Mixosaurus cornalianus生物群[8]和Grenzbitumenzone生物群[9]等。其中，根據牙形石生物地層[10]和鋯石年代學[11]證據，我國云南滇東北發現的羅平生物群的時代為中三疊世安尼期Pelsonian 亞期，生物化石門類豐富，以魚類和海生爬行類動物為主，伴生有節肢動物、棘皮動物、雙殼和腹足類等大量無脊椎動物，被認為是中三疊世生物復蘇和輻射的典型代表[12-13]。深入探討羅平生物群產出的沉積環境和古海洋環境對研究中三疊世海洋生態系統的演化具有重要意義。

羅平生物群首次發現于云南省曲靖市羅平縣大凹子村附近，主要賦存于中三疊統關嶺組二段中下部的灰黑色薄層泥晶灰巖[14-15]。近年來，大量學者對羅平生物群產出地層的沉積環境進行了討論，根據產出層位的微相分析，前人提出了臺間盆地鈣屑濁流沉積[16]和具遠端變緩坡折以外的淺海深水盆地[17]等觀點。此外，根據羅平生物群中產出的化石類型，有學者認為其產出于臺緣淺海凹陷盆地[7,18]。Huet al.[12]在羅平生物群化石中發現了較多完整的植物化石，推測其產出于氣候相對溫暖，周圍陸地森林茂密，地表徑流豐富且離岸不遠的地區。周長勇等[19]通過沉積地球化學方法分析，認為羅平地區關嶺組二段處于溫暖濕潤的離岸較近的碳酸鹽巖臺地內部盆地。馬志鑫等[15]對羅平宜石打地區關嶺組二段進行沉積相綜合分析，認為中三疊世安尼期Pelsonian亞期早期全球性海平面的上升，導致水體缺氧，有利于羅平生物群的埋藏。

本文研究區位于羅平縣北部江邊村附近，該地區發育完整的關嶺組二段，野外沉積現象豐富，露頭出露好，為研究羅平生物群賦存地層沉積環境提供了良好的素材。由于前人研究多局限于羅平生物群產出層位，對該地區的關嶺組二段的沉積環境的系統研究相對較少。因此，本文在江邊村地區實測剖面的基礎上，結合室內微相和沉積地球化學特征，對江邊村剖面關嶺組二段的沉積環境進行分析，并結合前人鄰區的研究成果，對羅平生物群產出的沉積和埋藏環境背景提出更綜合的解析。

1 地質背景與剖面特征

1.1 地質背景

羅平地區位于云南省東部，與貴州省、廣西省交界處（圖1）。中三疊世時期，研究區位于揚子地臺東南緣，西鄰康滇古陸，屬于南盤江印支裂陷盆地邊緣[6,21]，羅平及其鄰區的古地理格局自西向東表現為由臺地相向盆地相轉變的過程[16,22-23]。崔克信[23]在對我國西南地區中三疊世的地層及古地理背景的研究中，認為中三疊世早期，羅平地區經歷了近濱淺海相夾潟湖相—濱海相夾近濱淺海相—潟湖相的曲折過程。近年來研究區的野外地質調查成果及羅平生物群沉積與埋藏環境的研究成果表明[15-16,19,24-25]，中三疊世安尼期羅平地區處于碳酸鹽巖臺地內部的一個臺內盆地中。研究區中三疊統自下而依次發育了關嶺組、楊柳井組和竹桿坡組[15]。其中，關嶺組由下向上又分為兩段，一段由灰綠色—紫紅色泥巖和白云巖組成，底部為綠豆巖，與下伏嘉陵江組整合接觸；二段為灰色薄層—中厚層泥晶灰巖、砂屑灰巖與白云巖構成的序列，與上覆楊柳井組整合接觸[10]。羅平生物群產出層位位于關嶺組二段中下部，巖性特征為深灰色薄紋層狀泥晶灰巖夾碳質鈣質泥巖、含燧石結核泥晶灰巖，并夾有多層凝灰巖條帶[6]。

圖1 研究區剖面地理位置及沉積相圖（a）實測及前人剖面位置圖（修改自白建科等[17]）；（b）大凹子剖面沉積相圖（修改自白建科等[20]）；（c）宜石打剖面沉積相圖（修改自馬志鑫等[15]）Fig.1 Geographical location and sedimentary facies map of the study area

1.2 剖面特征

研究剖面位于羅平縣江邊村南約1 km。剖面總厚度為694.9 m，根據剖面中不同巖石類型的分布情況，將剖面總共劃分為58 層，其中1～56 層為關嶺組二段，野外露頭出露較好，沉積現象較為豐富，第42層為農田覆蓋。通過對野外宏觀巖性特征、沉積構造的觀察，將江邊村剖面中三疊統關嶺組二段地層劃分為八種巖性組合（圖2）。

圖2 江邊村剖面柱狀簡圖（a）中層生物擾動灰巖（8層）；（b）薄層砂屑灰巖與薄層生物碎屑灰巖的韻律（18層）；（c）薄層瘤狀灰巖與薄層生物碎屑灰巖的韻律（25層）；（d）薄層泥晶灰巖（31層）；（e）深灰色薄層含燧石結核灰巖（紅色箭頭為燧石結核，37層）；（f）厚層塊狀白云巖（40層）；（g）厚層豹斑狀灰巖（紅色箭頭為豹斑紋，44層）；（h）厚層含礫屑白云巖（紅色箭頭為礫屑，46層）Fig.2 Sketch of Jiangbian village section column

組合Ⅰ（1～15 層）：由灰色薄—中層生物碎屑灰巖與生物擾動灰巖組成的韻律，生物碎屑含量和生物擾動程度由下至上逐漸增多增強，在下部可見生物碎屑灰巖與泥晶灰巖形成的正粒序；向上過渡為灰色中—厚層含礫屑砂屑灰巖與生物碎屑灰巖組成的韻律，下部砂屑灰巖中可見棱角狀角礫以及溶蝕孔洞現象，生物碎屑灰巖中常見介殼、海百合等生物碎屑。

組合Ⅱ（16～19層）：底部為灰色中層狀生物擾動灰巖，生物擾動程度較強，可見大量不規則的擾動痕跡；向上過渡為灰色中薄層介殼灰巖與含核形石砂屑灰巖的韻律，介殼含量豐富，局部可見海百合莖碎片；頂部為一層厚約2 m的淺灰色塊狀白云巖。該巖性組合中具有較高的生物碎屑豐度以及少量的核形石顆粒。

組合Ⅲ（20～23層）：下部為灰色中—厚層砂屑灰巖，局部發育角礫；上部灰色厚層砂屑灰巖與薄層生物擾動灰巖形成兩個向上變淺的旋回，砂屑灰巖中可見方解石晶洞，生物擾動灰巖中發育不規則的擾動痕跡。

組合Ⅳ（24～30層）：底部為一層厚約5 cm的深灰色鈣質泥巖；下部由灰色薄層生物擾動灰巖與介殼灰巖組成的韻律，介殼灰巖中可見核形石，介殼等生物碎屑含量較高，生物擾動灰巖局部可見水平紋層，擾動程度較弱；向上過渡為具水平層理的灰色厚層塊狀生物碎屑灰巖；上部由灰色薄層生物擾動灰巖與中層含礫屑砂屑灰巖組成的多個旋回，生物擾動向上逐漸增強，發育不規則的擾動痕跡，砂屑灰巖中可見介殼以及礫屑顆粒；向上過渡為淺灰色厚層塊狀白云質灰巖與砂屑灰巖，溶蝕孔洞較為發育。

組合Ⅴ（31～34層）：下部為灰色薄紋層泥晶灰巖與薄層生物碎屑灰巖的韻律互層，底部泥晶灰巖中可見疊層藻，生物碎屑灰巖中見少量介殼；向上層厚逐漸增加至灰色中層白云質灰巖，頂部為灰色厚層塊狀豹皮灰巖與白云質灰巖。

組合Ⅵ（35～37層）：深灰色薄層—薄紋層狀含燧石結核泥晶灰巖夾一層厚約20 cm 的灰色中層狀具生物擾動含燧石結核灰巖，燧石結核大小可達3 cm×3 cm；該段巖性組合是羅平生物群產出層位。

組合Ⅶ（38～41層）：下部為灰色厚層生物擾動灰巖與厚層白云質灰巖的巖石組合，生物擾動程度較為強烈，白云質灰巖中可見角礫化現象；中部夾一層厚約3 cm 的淺灰色薄層白云質泥巖；上部為灰色厚層砂屑灰巖與塊狀具碎裂巖化白云巖的巖石組合。

組合Ⅷ（43～56層）：下部為灰色厚層砂屑灰巖—灰色厚層豹皮灰巖—灰色厚層含核形石生物碎屑灰巖—灰色厚層含礫屑白云質灰巖—灰色厚層砂屑灰巖—灰色厚層含礫屑白云巖的巖性組合，巖石中主要發育有灰巖礫屑、核形石、介殼以及鮞粒等顆粒；上部為灰色薄層白云質灰巖—灰色厚層含礫屑生物碎屑灰巖—灰色厚層白云質灰巖—灰色厚層含礫屑砂屑灰巖—灰色厚層含礫屑白云巖—灰色厚層砂屑灰巖—淺灰色塊狀白云巖的巖性組合，巖石表面水平層理發育，頂部白云巖中可見交錯層理，發育白云巖礫屑和生物碎屑顆粒。

2 沉積相及微相劃分

2.1 碳酸鹽巖顆粒類型

碳酸鹽巖的顆粒類型是劃分微相的重要依據，是判斷沉積相、分析古環境的重要工具[26]。研究剖面關嶺組二段的顆粒類型主要有生物碎屑、似球粒、鮞粒、包粒、核形石及少量陸源碎屑。

（1）生物碎屑

研究剖面關嶺組二段的生物碎屑類型豐富，包括雙殼類、有孔蟲、棘皮動物、腹足類和介形蟲等。

雙殼類：殼體大小不一，破碎，具多晶結構，呈長條狀或絲狀，部分殼體內部被亮晶方解石或似球粒充填，局部可見示頂底構造（圖3a）。

腹足類：殼體大小一般為0.5～2 mm，粒狀結構，橫切面多呈卷曲狀，局部可見明顯的示頂底構造（圖3a）。

有孔蟲：個體較小，一般為0.1～1 mm，具有標準的房室結構（圖3b），按殼體形態，可分為單房室球形、單列多房室和多房室輪旋殼體。

棘皮動物：主要為海百合莖及其碎片。海百合莖鏡下主要由單晶方解石組成，多遭受破碎，呈碎片狀散布在基質中（圖3b），大小0.2～0.8 mm。

介形蟲：個體較小，大小一般只有200～300 μm，殼體多為分離的單瓣殼，在少數層位中可見有完整的殼瓣，殼體輪廓呈橢圓形，內部多被粒狀方解石充填（圖3c）。

圖3 江邊村剖面顆粒類型圖（a）腹足類（紅色箭頭），雙殼類（黃色箭頭）；（b）海百合莖（黃色箭頭），有孔蟲（紅色箭頭）；（c）介形蟲（紅色箭頭）；（d）包粒（紅色箭頭），雙殼（黃色箭頭）；（e）葡萄狀集合體（紅色箭頭）；（f）核形石（紅色箭頭）Fig.3 Grain types in Jiangbian village section

（2）包粒

多呈圓形或橢圓形，直徑約0.3～0.6 mm，具泥晶方解石或生物碎屑組成的核心，核心外部多由一層紋層狀包殼所圍繞（圖3d）。

（3）似球粒

似球粒是對泥晶和隱晶質的碳酸鹽巖顆粒的總稱[26]，是碳酸鹽巖的重要組成部分。一般無內部結構，呈圓形、橢圓形或不規則形狀（圖3e），研究區似球粒類型包括泥晶似球粒、藻似球粒以及巴哈馬似球粒，粒度一般小于1 mm。

（4）集合粒

形態多呈不規則形狀，大小約1～3 mm，集合粒主要由似球粒顆粒以及有孔蟲等生物碎屑組成，粒間由泥晶方解石或有機質薄膜膠結。局部可見由似球粒和生物碎屑顆粒組成的葡萄狀集合體（圖3e）。

（5）核形石

一般是由微生物或者藻類活動形成的結核狀包殼顆粒[26]。研究區的核形石呈橢圓球形，一般具有圍繞核心的同心紋層包殼，核心為生物碎屑或其他非生物碎屑顆粒（圖3f），大小約1～2 cm，通常與其他生物碎屑顆粒伴生。

2.2 沉積相劃分

在野外宏觀地質特征和室內微相分析的基礎上，綜合野外巖石類型、沉積構造以及鏡下微相特征，本文在江邊村關嶺組二段剖面中識別出開闊臺地、局限臺地、潮坪、臺盆以及淺灘五種沉積相。

（1）開闊臺地相 野外巖石組合中常見中—厚層的灰色—淺灰色生物擾動灰巖與介殼灰巖，且經常形成韻律互層，較為強烈的生物擾動現象以及豐富的生物碎屑，表明巖石形成于水深較淺且水循環較好的環境中；微相中主要成分為具有一定的磨圓的砂屑顆粒，發育含量較高的雙殼類、腹足類、介形蟲、海百合以及有孔蟲等底棲生物碎屑，表明形成于水深較淺且具有中等循環的水體中，微相組合為MF3-2似球粒生屑粒泥灰巖、MF4生屑似球粒泥粒灰巖、MF5 似球粒顆粒灰巖。主要位于剖面的17～19層、23層、29層上部至31層下部以及54～55層。

（2）局限臺地相 野外巖石類型為灰色中—薄層的生物擾動灰巖、灰色薄層泥晶灰巖及灰色中層白云質灰巖或白云巖。生物擾動作用較弱，巖石表面常發育鳥眼和晶洞構造，局部可見核形石顆粒，生物碎屑含量低，表明形成環境水體交流不暢，蒸發作用較強；微相中主要成分以灰泥或泥晶基質為主，也可見白云石，生物類型相對單一，主要為腹足類以及有孔蟲等底棲生物，表明形成于較弱的水動力條件下，微相類型包括MF1 灰泥巖、MF2 紋層狀泥晶灰巖、MF3-1 生屑粒泥灰巖、MF3-2 似球粒生屑粒泥灰巖。主要位于剖面的1～10層、25～29層下部以及46～47層下部。

（3）潮坪相 野外巖石類型為灰色薄—中層狀生物擾動灰巖、厚層豹斑狀灰巖與中厚層白云質灰巖組成的沉積旋回，具有較強的生物擾動現象，巖石表面常見毫米級的水平紋層、藻紋層及波狀層理，在局部灰巖表面常見因周期性暴露蒸發形成的白云質成分的豹斑狀構造以及白云巖化現象，并發育鳥眼構造以及疊層石等指示潮坪環境的標志，表明形成于具有周期性變化的水體環境中；微相中灰泥和泥晶基質含量高，生物類型也以雙殼類、腹足類和有孔蟲等底棲生物為主。微相類型包括MF1 灰泥巖、MF2 紋層狀泥晶灰巖、MF3-1 生屑粒泥灰巖、MF3-2似球粒生屑粒泥灰巖、MF7礫狀灰巖、MF8礫屑白云巖、MF9砂屑生屑泥粒灰巖。主要位于剖面的11～14層、20～21層、24層、31層上部至36層、39～41層、43～44層和48～51層。

（4）臺盆相 野外巖石類型為深灰色薄—紋層狀泥晶灰巖夾碳質泥巖，巖石表面見與層面平行分布的燧石結核，發育水平層理。該段也是羅平生物群產出的重要層理，以產出魚類、海生爬行類動物化石為特征。鏡下觀察可見薄殼雙殼以及介形蟲等浮游類生物碎屑，在局部位置可見黑色的有機質條帶。綜合以上特征表明，該段為相對深水低能的臺盆環境。該相帶的主要微相類型包括MF1 灰泥巖、MF2紋層狀泥晶灰巖、MF3-2似球粒生屑粒泥灰巖。主要位于剖面的35～38層。

（5）淺灘相 野外巖石類型為灰色厚層含礫屑砂屑灰巖及厚層含核形石生物碎屑灰巖。巖石表面常見砂級和礫級大小的顆粒，幾乎不見生物擾動的痕跡，生物碎屑含量較為豐富，表明形成時的水體較淺且水動力較強；鏡下主要成分以顆粒為主，生物碎屑種類豐富，包括介殼類、腹足類和海百合莖等，顆粒類型為磨圓和分選較好的似球粒、包粒和少量的集合粒，似球粒類型較為豐富，包括生物侵蝕似球粒、藻似球粒和巴哈馬似球粒，顆粒間主要由亮晶方解石膠結，表明其形成于高能動蕩的淺灘環境，微相類型包括MF5似球粒顆粒灰巖和MF6生屑包粒顆粒灰巖。主要位于剖面的15 層、45 層、47 層上部及52層、53層。

2.3 微相劃分及特征

參考Wilson 所劃分的24 個微相類型[27]及Flügel完善和總結的碳酸鹽巖臺地的標準微相類型[26]；根據薄片中的顆粒類型、支撐方式和生物組合等標志，筆者在云南羅平江邊村關嶺組二段剖面中共識別出了10種微相類型。

（1）MF1 灰泥巖 主要成分以泥晶方解石基質為主（圖4a），含量達90%～95%；顆粒為次要成分，含量＜5%，局部可見小的瘤狀組構，個別層位可見少量黃鐵礦和有機質富集（圖4b）。推測該微相形成于水動力條件弱的潮下低能帶或缺氧的較深水盆地。主要見于5～7、11、13、16、26、37、39和50層。

（2）MF2 紋層狀泥晶灰巖 根據紋層的成分和微相特征，可將MF2分為以下幾種類型：1）由泥晶方解石暗層與微亮晶方解石亮層組成的毫米級紋層，除少量的介殼外（＜5%），其余顆粒很少見，局部紋層被生物擾動和生物鉆孔擾亂。推測該微相形成于中低能量的潮間帶或臺盆中；主要見于24、29、35、37和38層。2）由泥晶—粉晶方解石組成的透鏡體呈斷續定向延伸而形成的殘余藻紋層（圖4c），紋層間可見鳥眼構造，幾乎不含顆粒（＜2%）；推測該微相形成于潮間帶環境，主要見于35 層。3）由似球粒生屑粒泥灰巖亮層與生屑粒泥灰巖暗層組成的毫米級紋層（圖4d），顆粒含量占約40%，以腹足類、介形蟲和有孔蟲為主（約30%），其次為小的泥晶似球粒顆粒以及少量的陸源碎屑；顆粒間充填泥晶方解石基質。推測該微相形成于低能的潮下帶環境。主要見于21、31和37層。

圖4 江邊村剖面碳酸鹽巖微相照片（a）灰泥巖；（b）灰泥巖中的有機質（紅色箭頭）與黃鐵礦顆粒（黃色箭頭）；（c）紋層狀泥晶灰巖，由泥晶—粉晶方解石組成的透鏡體呈斷續定向延伸而形成的泥晶暗層；（d）紋層狀粒泥灰巖，由灰巖亮層（紅色箭頭）與灰巖暗層（黃色箭頭）組成的毫米級紋層；（e）生屑粒泥灰巖；（f）似球粒生屑粒泥灰巖，可見含量較為豐富的有孔蟲（紅色箭頭）及似球粒顆粒（黃色箭頭）；（g）生屑似球粒泥粒灰巖；（h）似球粒顆粒灰巖Fig.4 Carbonate microfacies in Jiangbian village section

（3）MF3-1 生屑粒泥灰巖 泥晶方解石基質為該微相的主要成分，含量可達80%～90%；顆粒占5%～20%，其中生屑是顆粒的主要類型（圖4e），占5%～15%，主要為雙殼類、腹足類、海百合莖、介形蟲、有孔蟲等，似球粒或其他顆粒極少。推測該微相形成于低能的局限臺地環境。主要見于1～4、8、12、14、25～28、32～33、40、43、46、49和51層。

（4）MF3-2 似球粒生屑粒泥灰巖 泥晶方解石是該微相的主要成分，含量達55%～65%；顆粒含量占15%～25%，以底棲的生屑顆粒為主，占10%～15%，包括雙殼類、腹足類、海百合莖和有孔蟲，泥晶和灰泥質似球粒顆粒是次要的顆粒類型（圖4f），占8%～10%，大小0.1～0.6 mm，磨圓度較好。推測該微相形成于具有中等水循環的局限淺海環境。主要見于9、22、30、34、36、41、44、47和54層。

（5）MF4 生屑似球粒泥粒灰巖 顆粒含量占50%～55%，主要為泥晶似球粒以及生物擾動形成的灰泥質似球粒（圖4g），含量占40%～60%，多呈圓形或橢圓形，大小0.2～0.6 mm；生屑顆粒次之，含量占10%～15%，主要以雙殼類、腹足類、海百合莖和有孔蟲為主；泥晶方解石基質是該微相中的次要成分，含量占30%～40%。推測該微相形成于中等能量的淺海環境。主要見于10、17、29、31和55層。

（6）MF5 似球粒顆粒灰巖 顆粒為該微相中的主要成分，含量達50%～60%，其中似球粒顆粒是最主要的顆粒類型，占50%～65%，大小0.1～1 mm，包括圓形—橢圓形的灰泥似球粒（圖4h）和巴哈馬似球粒（圖5a）以及不規則形狀的生物侵蝕似球粒（圖5c）和藻似球粒（圖5d）；其次為海百合莖、介形蟲、雙殼類和有孔蟲等生屑顆粒，含量為5%～10%；包粒是含量最少的顆粒類型，占5%～8%，主要由泥晶似球粒顆粒和有孔蟲組成；亮晶方解石膠結物占30%，局部可見少量灰泥基質，含量約5%～10%。推測該微相形成于水體能量較強的開闊臺地環境。主要見于18、19、23、45、47、52和53層。

（7）MF6 生屑包粒顆粒灰巖 顆粒含量一般在60%～66%，顆粒類型以鮞粒為主，占約50%～60%，鮞粒呈圓形—橢圓形，以同心鮞和表鮞為主（圖5b），大小在0.3～1 mm,，其次為生屑顆粒占約10%，主要以雙殼類和有孔蟲為主；顆粒間主要為亮晶方解石膠結，膠結物含量占20%～30%。推測該微相形成于高能的淺灘環境。主要見于15層。

（8）MF7 礫狀灰巖 顆粒含量占60%～65%，顆粒類型以單成分的顆粒灰巖角礫為主，呈棱角—次棱角狀，角礫間多以泥晶和砂屑顆粒膠結（圖5e），推測可能為環潮坪及淺海角礫巖，極少見生屑顆粒。膠結物含量約占10%，灰泥基質占約20%～25%。主要見于20層。

（9）MF8 礫屑白云巖 該微相中的顆粒類型以白云石為主，含量約為50%，其次為泥晶灰巖礫屑，呈橢圓形或不規則形狀（圖5f），含量為15%～20%，大小0.5～1 mm；推測該微相形成于蒸發環境。該微相主要見于41層。

（10）MF9 砂屑生屑泥粒灰巖 顆粒含量為65%，主要的顆粒類型為生物碎屑，約占40%，主要為有孔蟲、藻類、海百合莖和少量的雙殼類，其中藻類多呈細管狀，被亮晶方解石充填，其次為砂屑級的陸源石英顆粒，大小在0.2～0.5 mm，含量約占40%。顆粒間以亮晶方解石和藻黏結為主（圖5g），膠結物約占20%～25%。推測該微相形成于潮下高能環境中。主要見于48層。

圖5 江邊村剖面碳酸鹽巖微相照片（a）似球粒顆粒灰巖，似球粒類型主要為巴哈馬型似球粒顆粒（紅色箭頭）；（b）生屑包粒顆粒灰巖（黃色箭頭為雙殼，紅色箭頭為包粒）；（c）似球粒顆粒灰巖，見集合粒（紅色箭頭）與生物侵蝕似球粒（黃色箭頭）；（d）似球粒顆粒灰巖，見藻球粒（紅色箭頭）及有孔蟲（黃色箭頭）；（e）礫狀灰巖；（f）礫屑白云巖；（g）砂屑生屑泥粒灰巖；（h）生屑粒泥灰巖，可見被亮晶充填的生物顆粒Fig.5 Carbonate microfacies in Jiangbian village section

3 沉積地球化學特征

3.1 樣品可靠性分析

由于碳酸鹽巖的主微量元素含量特征能夠代表沉積時水體的元素特征，因此可以將他們作為示蹤碳酸鹽巖形成環境的標志[19,28]，江邊村剖面各樣品的主微量元素組成及古環境指標見表1。但是，由于采集的樣品可能遭受了成巖期后的蝕變而無法準確代表原始的沉積環境，因此對樣品的可靠性進行驗證是很有必要的[29-30]。

本文主要通過ω（Mn）/ω（Sr）的值來對樣品的可靠性進行分析。當ω（Mn）/ω（Sr）<2 時，表明樣品能夠很好的代表當時的沉積環境；當ω（Mn）/ω（Sr）介于2～10 時，表明樣品對當時的沉積環境具有一定的代表性[31-32]。從剖面中所有樣品的分析結果來看，其ω（Mn）/ω（Sr）的值為0.01～0.55，平均值為0.18，遠小于2，表明樣品受后期成巖作用的影響很小，可以代表其原始的沉積環境。

3.2 古鹽度與古水深

Sr/Ba是用來反映古海水鹽度和古水深的重要指標之一，一般認為海相沉積物中Sr/Ba>1，陸相沉積物中Sr/Ba<1[33-34]。江邊村剖面樣品的Sr/Ba的值為1.1～271.67，平均值為31.14，表明其形成環境為海相。

鎂鋁比值m=100×MgO/Al2O3是判斷各地史時期沉積物形成環境的標志[33]，其主要是根據沉積物中MgO的親海性與Al2O3的親陸性的特征而建立的比值關系[19]。m值在不同環境中的變化范圍為：m<1指示淡水沉積環境；m介于1～10 指示海陸過渡的沉積環境；m介于10～500 指示鹽度>30.63%的海水沉積環境；m>500 指示陸表海或潟湖沉積環境。剖面樣品的m值為54.24～15 109.09，平均值為953.86，表明關嶺組二段的總體沉積背景是水深較淺的陸表海環境，局部可能形成于臺地內部盆地的局限環境。

研究發現，Rb/K的比值大多隨鹽度而變，因此其可以用來指示古鹽度的變化特征[19,35]，一般正常的海相環境中該比值大于0.006，微咸水環境中該值大于0.004，河流沉積環境中該值為0.002 8[19,36]。剖面樣品的Rb/K值為0.000 2～0.007 2，平均值為0.002 2，總體與河流沉積環境的比值相近，說明沉積時該地區離岸較近。

3.3 氧化還原環境

U、Mo、V等微量元素具有多種化學價態，在氧化水體中都以高價態溶解于水體中；在缺氧水體中多被還原為低價態而沉淀下來[37]，因此它們是恢復古海洋氧化還原條件的理想指標。但是，由于不同地區沉積環境的差異，上述的氧化還原指標可能受陸源組分的混染而影響最終結果，因此需要對這些指標進行修正。一般認為Al和Ti在海水中具有穩定的性質，可以用來代表陸源物質的輸入，因此，通常可用Al 來扣除陸源的影響[37]。元素的富集系數可以反映沉積物中元素相對含量的富集或虧損，計算公式為TMEF=（TM/Al）樣品/（TM/Al）標準，其中TM 為指標元素，標準一般使用后太古宙澳大利亞平均頁巖PAAS[38]。近些年來，通過陸源組分修正過的Mo和U的富集系數（MoEF和UEF）常被用來區分海水氧化還原環境，并在地質歷史時期古海洋恢復研究中取得了很好的效果[37,39-40]。一般來說，Mo 只在有H2S 的硫化水體環境下才會沉積，而U在Fe還原轉換界面就會開始沉積。MoEF-UEF圖解在分析海洋水體性質和氧化還原條件方面具有顯著的作用[41-44]。將本剖面樣品投點到MoEF-UEF圖解發現，階段I、II、IV 為次氧化環境，階段III為缺氧—硫化環境（圖6）。

圖6 江邊村剖面各樣品與正常海水的MoEF-UEF 共變關系圖（據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 等親硫元素一般在還原環境以硫化物的形式沉淀，從而導致在還原條件下沉積物中Cu和Ni的富集[45]，一般由濱海向深海呈現出明顯增加的趨勢，其值常據陸地距離的增加而增大[46]（圖7）。由于單個元素含量的變化不能完全地反映當時的沉積環境，因此一般都將這些元素的比值作為衡量氧化還原的指標，如V/Cr[47]、Ni/Co[47-48]、U/Th[47]和V/（V+Ni）[49-50]。一般認為在亞氧環境和還原環境下，U/Th、V/Cr 和Ni/Co 分別大于1.25、4.25 和7，小于0.75、2 和5 分別對應于氧化環境，在貧氧環境下分別為0.75～1.25、2.0～4.25 和5～7。V/（V+Ni）<0.6 表示古海洋呈弱分層的貧氧環境，V/（V+Ni）>0.84則表明為靜海還原環境。研究剖面的V/Cr 為1.16～16，平均值為5.06；Ni/Co 為2.16～25，平均值為6.85；U/Th 為0.56～54.79，平均值為9.79；V/（V+Ni）為0.52～0.98，平均值為0.79，均表示出相對缺氧的環境。

通過對剖面中各樣品的氧化還原指標進行觀察對比（圖7），將整個關嶺組二段劃分為四個階段，各階段特征如下。

圖7 羅平縣江邊村剖面地球化學柱狀圖Fig.7 Geochemical column chart of Jiangbian village section,Luoping county

階段Ⅰ（1～23 層）：氧化還原指標表現出周期性變化，MoEF值在0.59～58.03 之間波動，平均值 為9.14；UEF在18.12～142.66 之間波動，平均值為58.16；V/Cr 在1.3～18.88 之間波動，平均值為3.61。在H5-H7、H14、H18 和H18-H21 這幾個樣品區間內出現了相對上升現象，總體表現為氧化—次氧化的水體環境。

階段Ⅱ（24～34層）：氧化還原指標在此階段分布比較集中，MoEF值為2.57～49.27，平均值為15.52；UEF值為27.94～242.27，平均值為76.83；V/Cr 值為1.29～14.08，平均值為3.52；各指標除在H32號樣品處突然增加外，其余時期數值保持穩定的低值，總體表現為氧化的水體環境。

階段Ⅲ（35～37層）：氧化還原指標發生突然的大規模增大現象，MoEF值為13.66～206.61，平均值為114.32；UEF值為18.90～60.51 平均值為39.24，MoEF遠遠大于UEF；V/Cr 值為2.13～33.09，平均值為10.18。各元素指標均達到了剖面中的最大值，表現為缺氧—還原的水體環境。

階段Ⅳ（38～55 層）：下部（38～41 層）與階段Ⅲ相對，各數值均突然下降，MoEF值為4.49～24.46，平均值為14.3；UEF值為17.01～159.83，平均值為57.86；V/Cr 值為1.56～3.09，平均值為2.16。各元素指標基本恢復到階段Ⅱ時期比較穩定的數值，表現為氧化的水體環境；上部（43～55 層）MoEF值為10.14～92.32，平均值為29.15；UEF值 為78.1～232.03，平均值 為121.97；V/Cr 值為2.29～44.1，平均值為8.14,。各元素指標具波動性變化特征，在H53、H56 和H62-H64這三個樣品區間內發生了小規模的增大現象，總體表現為氧化—次氧化的水體環境。

4 沉積環境與化石埋藏

4.1 江邊村關嶺組二段沉積演化

沉積相特征在一定程度上可以反映古海平面的相對升降變化[23]。通過對江邊村關嶺組二段剖面的巖性特征的觀察和分析，江邊村關嶺組二段剖面自下而上發育了多個向上變淺的沉積序列，這些沉積序列在一定程度上反映了海水深度的變化規律。根據沉積相組合特征（圖8），將關嶺組二段自下而上劃分為四個階段。第一階段（1～23 層）：發育由局限臺地—淺灘—潮坪—開闊臺地為主的沉積相組合，沉積相帶具有多次過渡轉化的特征，表明該階段的海平面變化比較頻繁；第二階段（24～34 層）：發育以局限臺地—開闊臺地—潮坪為主的沉積相組合，海平面變化表現為下降—上升—下降的變化規律；第三階段（35～37層）：此階段是羅平生物群產出的主要層位，沉積相以臺盆相為主，巖石表面可見燧石結核，并發育水平層理，生物碎屑多以介形蟲和薄殼雙殼等浮游生物為主，表明此階段的海平面經歷了一次大規模的上升，整體處于一個深水低能環境；第四階段（38～55 層）：下部沉積相為潮坪相，巖性以淺水蒸發環境下的灰色厚層白云巖和白云質灰巖為主，表明其下部在經歷了一次大規模海平上升后又發生了一次快速下降；上部沉積相主要以多期潮坪—淺灘組合為主，最后演化為開闊臺地相，巖性特征為兩個灰色厚層砂屑灰巖與厚層白云巖的互層組成，巖石表面多發育礫屑等顆粒。該階段沉積特征與宜石打剖面表現出相似性，以臺地內部發育多期臺內灘為特征[15]，表明該階段的水體較淺，海平面具有小規模波動的特征。

圖8 羅平縣江邊村剖面沉積柱狀圖Fig.8 Sedimentary column of Jiangbian village section,Luoping county

4.2 古環境演化與羅平生物群化石群埋藏

前人對二疊紀末—三疊紀末海水的氧化還原條件的研究表明[51]，從早三疊世—中三疊世，海水的氧化還原條件由缺氧逐漸轉變為氧化狀態，但在安尼期早期仍然存在一個規模較大的海水缺氧—硫化事件。黃元耕[52]對貴州青巖剖面的黃鐵礦粒徑分析結果顯示，安尼期整體表現為波動的氧化還原狀態，其中Pelsonian 亞期早期指示了硫化和缺氧為主的環境。江邊村樣品的MoEF-UEF共變關系圖（圖6）與氧化還原指標（圖7）顯示，在關嶺組二段的大部分時期，海水內部表現為小規模波動的氧化還原特征，但總體仍然處于次氧化的海水環境，在中期（階段Ⅲ）出現了一次海水的缺氧—硫化事件，這與當時的古海洋背景相吻合。其中，階段Ⅲ的缺氧—硫化事件與產出羅平生物群的深灰色薄層—紋層狀含燧石結核泥晶灰巖相對應，鏡下觀察發現，該層位的微相類型以泥晶灰巖與紋層狀泥晶灰巖為主，生物類型以少量的浮游類介形蟲和薄殼雙殼為主，幾乎不見底棲生物，這些證據表明當時處于水深較深的缺氧甚至是硫化環境。前人通過對鄰區剖面進行的碳同位素[53]、微量元素[19]、鍶同位素[54]以及層序地層學[23]研究也顯示，羅平生物群層位形成于深水較大，水動力弱的低能缺氧環境。

貴州興義—云南羅平地區的中三疊世地層發育了至少3層富含生物化石的層位，自下而上包括產出于深灰色薄層泥晶灰巖夾薄層黃綠色頁巖中的青巖化石群、產于深灰色薄紋層含燧石結核泥晶灰巖中的羅平生物群、產出于暗灰色—黑色紋層狀泥質灰巖夾黑色頁巖和凝灰巖中的盤縣生物群以及產出于黑色紋層狀灰巖夾薄層泥頁巖中的興義生物群[7]。對其產出巖性的觀察和對比，發現這些生物群產出地層的顏色多以深灰色—黑色為特征，且發育水平紋層，表明形成于水深較深的靜水環境。寧秋實[55]對貴州青巖化石群的Ni/Co 和U/Th 分析顯示其埋藏時處于缺氧—貧氧的環境，碳同位素顯示化石富集層位處于海平面上升，水體加深，還原性增強的海侵過程。Jianget al.[56]以及李美錚等[57]對盤縣生物群化石群層位的Ce/La 比值和黃鐵礦顆粒含量的分析顯示該段沉積環境為水體較深的還原環境。鄒曉東等[58]對貴州興義地區含興義動物群地層的微相分析以及碳同位素在化石群層位發生了大幅度的負偏，表明該階段生產力水平較低，整體處于海水較深的臺盆中局限海域。

綜合對比分析發現，羅平生物群產出層位的沉積與埋藏環境與上述中三疊世海生爬行動物群十分相似，化石群多產出于貧氧或缺氧的水深低能的局限環境，并且在化石群層位發現有多層凝灰巖或角礫灰巖層，表明當時火山作用和風暴事件頻繁，是造成生物集群死亡的可能原因[7,15,25]。同時近期的研究表明中三疊世安尼期Pelsonian亞期存在著一次全球海平面上升的現象[59]。多種證據表明低能、缺氧特征的深水局限環境是化石群埋藏的有利條件，沉積微相和氧化還原指標顯示，關嶺組二段中部（階段Ⅲ）的沉積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。

5 結論

（1）在云南羅平江邊村關嶺組二段剖面中總共劃出潮坪、局限臺地、開闊臺地、淺灘和臺盆五種沉積相類型。

（2）根據沉積相展布及氧化還原指標特征，將關嶺組二段劃分為四個階段，階段Ⅰ、Ⅱ、Ⅳ表現出氧化—次氧環境；階段Ⅲ表現出缺氧的環境。

（3）關嶺組二段中部（階段Ⅲ）缺氧低能的環境為羅平生物群化石群埋藏提供了有利條件。

致謝 樣品主微量分析測試由中國地質調查局成都地質調查中心完成，感謝中國地質調查局成都地質調查中心黃金元老師在薄片觀察中給予的幫助以及各位審稿老師和編輯老師在論文修改中提出的寶貴意見！