寒武系第二統淺水混合沉積發育特征及影響因素

摘 要 【目的】混積巖同時具有指示水體化學條件和生物活動的碳酸鹽組分以及指示物源區性質和風化過程的碎屑組分，因而在古環境和古氣候研究方面具有獨特價值。【方法】寒武紀早期上揚子克拉通北部漢南—米倉山古陸周緣混合沉積非常發育，以陜西南鄭朱家壩剖面仙女洞組為例，對研究區混積巖特征開展了系統的巖相學和沉積學研究。【結果與結論】混合沉積形成于海退背景下由中緩坡向內緩坡轉變的過渡環境，且混積程度具有規律性，即在多個向上變淺序列的中部最為發育，在每個序列底部和頂部分別為碎屑組分主導和碳酸鹽組分主導（或清水碳酸鹽沉積）。中緩坡環境下以碎屑組分沉積為主，碳酸鹽組分除小型原地生物礁外，主要來自淺水環境搬運的細粒沉積物；內緩坡潮下帶相對低能環境仍以碎屑組分沉積為主，但原地生物礁以及礁角礫和內碎屑搬運沉積常見；內緩坡潮下高能帶以鮞粒灘和生物礁等原地碳酸鹽沉積為主，混入的陸源組分主要為砂級石英和巖屑顆粒；潟湖環境以白云石化顆粒和陸源細粒物質的混合為特征。研究區寒武紀早期混積體系的發育與當時淺水環境較高的碳酸鹽產率以及沿岸流、波浪、風暴等搬運作用有關。本實例可為了解深時混合沉積成因提供一個思路，也可為上揚子地區寒武系混積巖油氣勘探提供參考。

關鍵詞 混積巖；仙女洞組；生物礁；巖相；漢南—米倉山地區

第一作者簡介 李怡霖，女，2000年出生，碩士研究生，碳酸鹽沉積學，E-mail： lyl_jievie@163.com

通信作者 李飛，男，教授，博士生導師，碳酸鹽沉積學和沉積地球化學，E-mail： lifei@swpu.edu.cn

中圖分類號 P588.24+8 文獻標志碼 A

0 引言

混合沉積指陸源碎屑和碳酸鹽兩種組分（單組分含量10%～90%）的混合[1]，這種混合沉積物經成巖作用保存下來的巖石類型稱為混積巖[2?4]。由于混積巖同時具有指示水體化學條件和生物活動的碳酸鹽沉積物，以及指示物源區性質和風化過程的碎屑組分，因而在古氣候和古環境研究中具有重要意義[5?9]。此外，混積巖由于物質成分、形成條件，以及成巖過程的差別，既可以保存為生油層也可以形成儲層，因而在油氣勘探領域也具有實際價值[10?13]。

混合沉積廣泛形成于各類環境，包括陸相濱湖至深湖，以及濱海至深海均有報道[6，14?16]。以現代海洋環境為例，受河流和風輸送陸源物質以及沿岸流的影響，在波斯灣西岸緩坡背景下發育石英與鮞粒的混合灘相沉積[17]；澳大利亞東海岸與大堡礁之間為混合沉積廣泛發育的陸棚環境[18]。對于混合沉積的形成機制，前人已有較為深入的闡述[19]，主要包括如下幾種類型：（1）連陸臺地風成砂混入碳酸鹽沉積環境，碎屑濱岸和潮坪沉積物與較深水環境碳酸鹽的漸變混合（反之亦然），以及臺地邊緣碳酸鹽主導的礁、灘沉積物與低能環境碎屑沉積物的混合（相混合）；（2）在風暴、濁流等事件性因素影響下沉積物經異地搬運而形成的混合（事件突變混合或間斷混合）；（3）碳酸鹽巖體隆升剝蝕后產生的礫屑進入陸源碎屑沉積區后形成的混合（源混合）；（4）碎屑沉積物主導的環境下碳酸鹽膠結物的形成、藻席與疊層石的形成，生物化石的埋藏，以及異化粒和灰泥的混入等（原地混合）。

當前，國際上關于混合沉積的研究主要集中在形成動力學、誘發因素和形成過程等方面，目前已經認識到包括沿岸流、等深流、風暴、潮汐和波浪等外動力地質作用是驅動陸源物質搬運的主要因素[15，20]，而沉積底形（臺地和緩坡）和沉積背景（碳酸鹽或陸源碎屑主導）的差別會影響混合沉積發育規模和構成[21]。另外，一些學者還對海侵和海退序列中的混合沉積過程，以及混合沉積在陸源輸入與碳酸鹽工廠建設的相互關系方面進行了有益探索[22?23]。盡管如此，關于混合沉積的研究還存在一些薄弱環節，例如，大部分研究集中在中、新生代，對于“深時”混積過程和形成機制還缺乏系統工作。不同于研究程度較高的陸棚和斜坡混合沉積體系[24]，寒武紀及之前的混積過程主要集中在陸表海淺水環境[25?26]，后生動物參與非常有限，其驅動因素和形成過程與現代環境相比存在明顯差別，是一個值得探索的科學問題。寒武紀早期揚子克拉通之上混合沉積發育廣泛，沉積厚度大[27]。這套沉積物不僅保留有生命與環境協同演化的關鍵證據[28]，也是當前油氣勘探的重要層段（如滄浪鋪組）[29]，因而厘清該時期混合沉積發育機制具有重要的科研和生產價值。

本文以陜西南鄭朱家壩剖面為例，對漢南—米倉山地區寒武紀第二世第三期廣泛發育的淺水混合沉積序列開展了系統的沉積學工作，通過精細解剖混積巖發育的巖石微相類型和沉積特征，分析了該剖面混積序列沉積環境和形成機制，并對研究區混合沉積整體發育特點和主控因素進行了探索。這項工作的開展可為沉積地質學和儲層地質學領域相關研究提供參考。

1 區域地質概況

漢南—米倉山地區位于四川盆地與秦嶺造山帶之間的過渡地帶。受新元古代揚子克拉通西北緣一系列構造活動的影響，研究區漢南殘余弧和米倉山殘余弧碰撞拼合[30]，兩者在埃迪卡拉紀—寒武紀間歇性暴露形成古陸（本文稱之為漢南— 米倉山古陸）[28，31?33]，并影響著上揚子北緣古地理面貌（圖1a）。寒武紀第二期開始的廣泛海侵造成研究區大部分被淹沒，形成以細粒碎屑沉積物為主的陸棚環境[34]。隨著第三期逐步海退，研究區古陸出露范圍逐漸擴大，圍繞古陸周緣形成混合沉積體系為主的淺水環境[27]。至第三期與第四期之交，研究區轉為以碎屑沉積主導的濱岸—三角洲體系[35]。

受區域構造隆升事件影響，研究區寒武系出露不完整，包括紐芬蘭統、第二統，以及苗嶺統底部（圖2）。其中，寒武系第二統第三階仙女洞組為本研究重點關注層位，在研究區出露非常廣泛。仙女洞組巖性為含砂（砂質）鮞粒灰巖、古杯灰巖、微生物巖，以及鈣質粉砂巖、細砂巖和少量粉砂質泥巖，與上覆閻王碥組和下伏郭家壩組均整合接觸（圖3）。此次研究以陜西省漢中市南鄭區朱家壩剖面為例（起點坐標32°28′56″ N，107°10′14″ E），結合研究區周圍多個仙女洞組混積巖發育剖面進行綜合分析（圖1b），包括四川省廣元市旺蒼縣米倉山鎮唐家河[27]、巴中市南江縣沙灘和田埡[37?38]，以及陜西省漢中市西鄉縣楊家溝[39]、南鄭區福成[40]和勉縣大河壩[41]。

2 研究方法

本次研究實測了朱家壩剖面仙女洞組（厚度約100 m），按0.5～2.0 m間距連續采樣，共采集巖石樣品72件，制作標準薄片（2.5 cm×7.5 cm）53張，大薄片（5.0 cm×7.5 cm）14張，光面4個。由于目前尚未有廣泛接受的混積巖巖相類型劃分方案，對于碳酸鹽組分主導和碎屑組分主導的巖相描述分別參考Flügel[42]和Mount[1]方案。為了解混積巖中陸源碎屑組分粒度變化特征，對薄片中顆粒粒徑進行了系統統計（共3 894顆）。巖石薄片觀察利用西南石油大學天然氣地質四川省重點實驗室Leica DM2700P偏光顯微鏡完成。粒徑觀察在偏光顯微鏡高倍物鏡下拍照后拼合，利用CorelDraw（v. 2017）軟件統計完成[9]。碎屑顆粒粒級和粒徑劃分參考烏登—溫特沃思粒級方案（Udden-Wentworth scale）[43]，具體包括細粉砂（4～15 μm，含極細粉砂）、中粉砂（15～31 μm）、粗粉砂（31～63 μm）、細砂（63～250 μm，含極細砂）、中砂（250～500 μm）和粗砂（500～2 000 μm，含極粗砂）。巖石光面利用EPSON GT X980 高清掃描儀（1 000 dpi）輸出后進行觀察和描述。

3 仙女洞組巖石顆粒構成

3.1 碳酸鹽顆粒類型及特征

研究剖面仙女洞組碳酸鹽組分顆粒類型包括生物碎屑、鮞粒、球粒、內碎屑，以及鈣質微生物等（圖4～6）。

1） 生物碎屑

主要包括古杯、三葉蟲和棘皮動物。其中，古杯化石產出最為豐富（圖4），宏觀上古杯碎片為條狀外形，長度可達5 cm；橫截面為圓盤狀，直徑0.2～2.0 cm，常與鈣質微生物共生（圖4）。微觀上古杯動物具有隱晶質外壁，少量具壁外須狀附屬結構；規則古杯類隔板和橫板發育，不規則古杯類曲板特征明顯（圖5a）。三葉蟲主要呈碎片狀產出，頰刺具鉤狀外形，正交偏光鏡下波狀消光特征明顯，粒徑一般介于500 μm～1 cm（圖4c，d）。棘皮動物為單晶方解石構成的骨片，正交偏光下均一消光，方形或長方形，粒徑主要介于100 μm～2 mm（圖5b）。

2） 球粒

主要分布于仙女洞組上部生物礁灰巖層，顆粒密集產出，呈圓形、橢圓形，以及不規則外形；分選差，粒徑從100 μm至2 mm（圖5g）。球粒內部為隱晶質結構，無核心，部分層段球粒受壓實作用影響呈扁平狀、順層分布。

3） 內碎屑

分布于仙女洞組中上部，主要保存于礁角礫巖、漂礫巖和粉砂巖中（圖5h、圖6a～c）。礁角礫巖中內碎屑粒徑一般介于2.5～4.0 mm，主要為生物灰巖礫屑，磨圓較差，棱角狀—次棱角狀，內部常為古杯碎片、鈣質微生物組構、陸源粉砂等（圖6a）。漂礫巖中內碎屑粒徑大部分介于2～4 mm，磨圓度中等—較好，次圓狀—圓狀，內部為鈣質微生物組構以及粉砂級石英和長石顆粒；內碎屑之間為灰泥以及陸源粉砂—黏土組分（圖6b）。粉砂巖中內碎屑分選中等，磨圓良好，粒徑介于1～5 mm，為隱晶質碳酸鹽組分（圖6c）。

4） 鈣質微生物

主要分布于生物礁灰巖層，以葛萬菌（Girvanella）為主，可見少量Tarthinia。葛萬菌以彎曲的絲狀結構為特征，絲狀體相互纏繞形成層狀或網狀結構（圖6d）；部分受生物擾動作用影響，原始結構保存不完整。Tarthinia 由外壁清晰內壁模糊的囊狀房室結構組成，集合體縱切面呈扇狀疊置特征（圖6e）。鈣質微生物既可以單獨產出，也可以與古杯動物共生，黏附于古杯外壁形成結殼。

5） 鮞粒

分布較廣，原地沉積為主。鮞粒粒徑主要介于0.4～1.2 mm，結構保存較為完整，以圓球形為主，密集產出。從形態分類上，包括正常鮞、表鮞、橢形鮞和少量復鮞；內部結構包括同心—放射狀、放射纖維狀（圖5b～e），以及受成巖改造影響的泥晶—細晶白云石化結構（圖6f）。鮞粒核心包括方解石晶粒、棘皮類和三葉蟲碎片，以及石英顆粒等。

3.2 陸源碎屑顆粒類型及特征

包括礦物顆粒和巖屑顆粒（圖6g～j）。陸源碎屑礦物主要為石英、長石、云母，粒徑10～100 μm（粉砂—細砂級），大部分介于30～60 μm（粗粉砂級）。礦物顆粒次棱角狀—次圓狀，磨圓中等。其中，石英顆粒無色透明，干涉色為一級灰白，一軸晶正光性，無解理。長石具雙晶結構，有解理，常見的鉀長石和鈉長石均為負突起，干涉色一級灰—灰白。云母呈片狀，解理完全，長條狀為主，其中白云母單偏光下無色透明，低正突起，干涉色鮮艷；黑云母單偏光下顏色深，中正突起，近平行消光。巖屑顆粒主要為石英砂巖巖屑，50～60 μm，屬粗粉砂，具粒狀變晶結構，晶粒輪廓常為不規則多邊形狀，彼此間呈鑲嵌狀接觸（圖6i，j）。

4 混積巖巖相類型和特征

除少量鮞粒和生屑顆粒巖外，本文中大多數仙女洞組巖石類型屬于混積巖范疇。根據兩種組分的含量，分為碳酸鹽主導（50%～90%; carbonatedominatedlithofacies，即CL）和陸源碎屑主導（50%～90%; siliciclastic-dominated lithofacies，即SL）兩大類混積巖巖相類型。

4.1 碳酸鹽主導混積巖

1） 古杯障積巖（CL-1）

古杯動物含量20%～30%，其他生物碎屑包括棘皮和三葉蟲碎片，含量約10%。一些鈣質微生物（含量5%～10%）如葛萬菌常與古杯動物共生，以結殼形式附著于杯壁外側。膠結物發育較少。陸源碎屑含量15%～30%，以粗粉砂—細砂級石英顆粒為主（圖4a，b、圖5a）。

2） 鮞粒泥粒—顆粒灰巖（CL-2）

分布于仙女洞組下部，深灰—灰色、中—厚層狀，發育大型槽狀交錯層理。鏡下可見鮞粒含量50%～60%。鮞粒顆粒巖中亮晶方解石膠結物含量最高可達40%（圖5c）。泥粒灰巖中雜基組分含量10%～15%，鮞粒間以亮晶方解石膠結物為主；陸源碎屑顆粒含量不足10%，粒徑55～60 μm，粗粉砂級（圖5d）。

3） 含砂生屑（球粒）鮞粒泥粒—顆粒灰巖（CL-3）

主要發育在仙女洞組中下部，含砂生屑鮞粒泥粒—顆粒灰巖中鮞粒含量35%～40%，粒徑一般介于0.4～1.2 mm，生屑含量15%～20%，類型主要為三葉蟲和棘皮類（圖5b），可見少量古杯碎片；含砂生屑球粒鮞粒泥粒—顆粒灰巖中鮞粒含量20%～30%，粒徑0.25～0.30 mm；球粒含量小于20%，粒徑70～250 μm；生屑含量10%～15%，也以三葉蟲和棘皮類為主。另外，陸源碎屑顆粒含量10%～15%，主要為石英，粗粉砂—細砂級，分選中等，次圓狀—次棱角狀，且陸源碎屑組分含量越高，鮞粒及其他生物碎屑受磨蝕改造越強烈。膠結物含量15%～30%，以亮晶方解石膠結為主，泥粒巖中還含有灰泥10%～15%。

4） 粗粉砂—細砂質鮞粒顆粒灰巖（CL-4）

主要發育于仙女洞組上部，其中鮞粒含量50%～60%，粒徑0.25～0.40 mm，可見原生同心—放射狀紋層結構（圖5e），亮晶方解石膠結（15%）。陸源碎屑顆粒含量20%～30%，主要為石英，粗粉砂—細砂級，粒徑55～75 μm。

5） 古杯—鈣質微生物障積巖（CL-5）

分布在仙女洞組中上部，主要為葛萬菌構成的層狀和網狀結構，含量30%～40%（圖6d）；少量為Tarthinia 構成的簇狀結構（圖6e）。共生的生物碎屑含量15%～20%，主要為古杯，還可見棘皮和三葉蟲等（圖4c，d）。陸源碎屑顆粒含量約10%，以粉砂級石英為主；雜基組分含量占30%左右。原地結構受波浪作用改造常發生破碎，或者被生物擾動后發生變形。

6） 角礫巖（CL-6）

分為粗粉砂—細砂質角礫巖和礁角礫巖。其中，粗粉砂—細砂質角礫巖分布于仙女洞組中部（圖5f）。角礫含量40%～50%，粒徑2.5～4.0 mm，次棱角狀；原巖為生物灰巖，由40%～50%生物碎屑，40%～50%灰泥，以及約15%的方解石膠結物構成。角礫間生物碎屑含量10%～15%，主要為古杯和三葉蟲碎片；其他鈣質組分還包括方解石膠結物（約5%）和灰泥（約10%）。陸源碎屑組分含量20%～30%，粒徑40～140 μm，粗粉砂—細砂級，主要為石英，少量長石和石英巖巖屑顆粒，次棱角狀，磨圓中等—差；雜基含量不足10%。

礁角礫巖分布于仙女洞組中上部，角礫含量35%～40%，粒徑一般介于2.5～4.0 mm，成分主要為生物灰巖和鈣質微生物巖；磨圓較差，棱角狀—次棱角狀（圖6a）。角礫中生物碎屑含量15%，鈣質微生物含量20%～30%，其他組分主要為灰泥（含量30%～40%）和陸源碎屑（15%～20%）。角礫外生物碎屑含量30%～40%，膠結物含量30%～40%。陸源碎屑組分含量10%～20%，主要為石英，粒徑35～150 μm，粗粉砂—細砂粒級，可見少量雜基（lt;5%）（圖6a）。

7） 含球粒生屑微生物黏結巖（CL-7）

發育于仙女洞組中上部，成分復雜；其中微生物組構含量20%～35%，生物碎屑含量15%～25%，球粒含量15%～20%，鮞粒含量約5%。微生物組構大量黏結、纏繞生物碎屑、球粒、鮞粒和灰泥組分，形成障積結構（圖5g）；內部未見典型的鈣質微生物特征。宏體生物以三葉蟲、棘皮動物為主，可見少量古杯；球粒粒徑0.1～2.5 mm，主要由粉砂—黏土級陸源碎屑和灰泥構成。陸源碎屑顆粒含量10%～20%，以細砂級石英為主，粒徑70～140 μm。陸源碎屑顆粒間雜基含量一般小于10%。

8） 漂礫巖（CL-8）

分布于仙女洞組上部。礫屑含量15%～20%，粒徑主要介于5～10 mm，分選中等，次圓狀—圓狀，礫屑巖性為含粉砂生屑灰巖。礫屑間生物碎屑含量不足5%；其他為陸源碎屑組分，含量70%～80%，其中雜基含量10%～15%（圖6b）；陸源顆粒類型主要為石英和長石，粒徑70～100 μm，細砂級，次棱角—次圓狀，分選較好。雖然漂礫巖中碎屑組分含量大于50%，但礫屑仍以碳酸鹽組分為主，按照常用的碳酸鹽巖微相描述方案[42]暫歸于碳酸鹽主導混積巖類型。

9）粉砂—細砂質鮞粒白云巖（CL-9）

分布于仙女洞組頂部，其中鮞粒含量50%～60%，粒徑0.25～0.40 mm，普遍發生白云石化（圖6f）。陸源碎屑顆粒類型主要為粉砂—細砂級石英和長石，含量介于20%～30%，粒徑40～140 μm，次棱角狀—次圓狀，分選、磨圓均中等—較好。雜基含量約10%。

陸源碎屑組分與碳酸鹽組在層內以紋層形式間隔發育。

4.2 碎屑組分主導混積巖

1） 含鈣泥巖與粉砂巖韻律層（SL-1）

發育于仙女洞組底部，陸源碎屑組分含量80%～85%，顆粒類型包括石英、長石、云母等（圖6g）。粉砂質泥巖中顆粒粒徑10～30 μm，細—中粉砂級，含量15%～20%，其他為雜基。粉砂巖中顆粒粒徑介于30～35 μm，含量50%～70%；顆粒分選良好，次棱角狀，磨圓中等。填隙物含量30%～50%，主要為雜基，膠結物少見。常見水平層理和波狀層理。以潛穴為主的生物擾動構造發育（圖6g）。

2） 含鈣細砂巖與粉砂巖韻律層（SL-2）

間歇性發育于仙女洞組中上部（圖6h）。含鈣粗粉砂—細砂巖中陸源顆粒粒徑30～100 μm，類型主要為石英，還包括少量長石、云母和巖屑（圖6i，j），含量50%～60%；雜基含量約10%，綠泥石以膠結物形式存在，含量約10%。碳酸鹽組分含量20%～25%，主要為灰泥和晶粒。細砂巖與粉砂巖中礦物構成類似，主要差別為顆粒粒徑；細砂巖中顆粒粒徑集中在90～100 μm，粉砂巖中粒徑主要介于40～50 μm。陸源碎屑顆粒呈次棱角狀—次圓狀，分選和磨圓均較好。

3） 含鈣粗粉砂巖（SL-3）

分布于仙女洞組中上部，可進一步分為含球粒粗粉砂巖和含內碎屑粗粉砂巖（圖6c）。含球粒粗粉砂巖中球粒含量約15%，主要為微生物黏結灰泥形成，球粒間可見少量灰泥；其余為陸源碎屑組分，顆粒類型主要為石英和長石，少量為石英巖巖屑，粒徑主要介于50～55 μm；顆粒呈次棱角—次圓狀，分選中等。含內碎屑粗粉砂巖中內碎屑為鈣質成分（圖6c），含量20%～30%。陸源碎屑組分含量70%～80%，顆粒類型主要為石英和長石，粒徑50～55 μm，粗粉砂級；顆粒呈次棱角—次圓狀，分選中等。

5 討論

5.1 仙女洞組混合沉積體系發育環境

野外特征和室內巖相學證據綜合顯示，仙女洞組沉積期朱家壩剖面總體形成于一個海退過程，即從中緩坡逐步過渡到內緩坡相對局限環境（圖7）。這與前人對該時期漢南—米倉山地區三級海平面變化趨勢研究一致[27， 37，41]。朱家壩仙女洞組保存三個完整的向上變淺序列（分別為序列1，2和3），另有一個海侵序列位于2和3之間（圖7）。序列1沉積環境由中緩坡轉為內緩坡與中緩坡過渡帶附近小型低緩古杯礁，之后轉為內緩坡鮞粒灘沉積。序列2沉積環境由中緩坡浪基面之下的陸源細碎屑沉積轉為內緩坡與中緩坡過渡帶附近小型低緩生物礁，之后轉為內緩坡高能鮞粒灘和大型生物礁的多期建造。序列3與序列2沉積類型和特征相似，頂部轉為內緩坡相對局限的潟湖環境（圖7）。

由此來看，除在少量序列頂部的鮞粒灘和生物礁環境外，朱家壩剖面混合沉積過程在緩坡背景下中緩坡至內緩坡環境均有發育（圖7）。

5.2 淺水混合沉積發育模式及影響因素

朱家壩剖面仙女洞組混積序列的構成具有相似性（圖8）。根據粒度統計、巖相學和碳酸鹽組分含量數據，序列底部均為細碎屑組分為主的混積巖，頂部則以碳酸鹽主導的混積巖或以純碳酸鹽巖為主，單個序列的中部混積程度最高（圖7，8）。序列底部的混積巖主要為含鈣泥巖與粉砂巖韻律層（圖8a）或含鈣細砂巖與粉砂巖韻律層（圖8b，c），原地碳酸鹽沉積極少。碳酸鹽組分主要來自淺水碳酸鹽沉積環境間歇性搬入的灰泥組分。雖然序列2和3的下部發育原地生長的低緩古杯礁，但發育規模小且含有較高的陸源碎屑組分；序列中部碳酸鹽組分往往以異地搬運的灰質內碎屑、礁角礫等形式出現，原地沉積物仍以粗粉砂和細砂級陸源碎屑為主（圖8b，c）。至序列上部開始出現大規模原地碳酸鹽沉積，包括鮞粒灘，大型疊置生物礁復合體等（圖8b，c），且沉積厚度明顯增大，顯示出淺水環境下較高的碳酸鹽產率。共生的陸源碎屑組分主要為粗粉砂和細砂級石英顆粒，但發育并不廣泛。因此，這種相對粗顆粒陸源碎屑組分并非直接來自河口三角洲輸入，可能來源于沿岸流的搬運[37]。

由于內緩坡生物礁和鮞粒灘對波浪的遮擋作用，礁間和灘間水體能量相對較低，適合陸源碎屑堆積，因而該環境混合沉積程度較高（圖8b，c）。內緩坡相對局限的潟湖環境中存在風和潮汐作用帶來的少量陸源碎屑物質（圖6c，f），也可作為混合沉積保存的場所。相反，由于強烈的波浪顛選作用和鮞粒灘頂極快的水流速度[37，44?45]，邊緣帶高能環境反而有利于碳酸鹽顆粒的保存（圖5c、圖8a），從而形成清水碳酸鹽沉積。由此來看，朱家壩剖面混合沉積的發育主要與（1）波浪和風暴搬運淺水碳酸鹽沉積物至細碎屑顆粒沉積為主的較深水環境形成“相混合”和“事件突變混合”，以及（2）波浪顛選和水動力條件差異造成淺水碳酸鹽和碎屑組分的“相混合”和“原地混合”有關。混合沉積的發育是一個復雜過程，受氣候、沉積環境、陸源碎屑來源、碳酸鹽發育類型，以及顆粒輸送方式等多種因素的影響。根據對寒武系第三階混積巖的巖相類型、特征和沉積發育過程的精細解剖，認為研究區淺水混合沉積主要受到陸源輸入、水動力條件以及碳酸鹽生產率的綜合影響。根據朱家壩剖面仙女洞組巖相學特征，結合研究區周緣多個剖面，提出一個漢南—米倉山地區寒武紀第三期混合沉積發育模式（圖9），即在內緩坡淺水高能環境，混合沉積形成于碳酸鹽主導的體系，陸源粗粒碎屑主要受沿岸流攜帶混入，受波浪顛選影響發生沉積分異；在相對局限的潟湖環境，以波浪、潮汐作用搬運的異化粒和陸源細粒碎屑混合為主。在正常浪基面附近以碎屑沉積體系下受波浪和風暴影響的異地碳酸鹽搬運混合為主，也存在低緩生物礁中混入細粒陸源碎屑的現象。正常浪基面至風暴浪基面之間的陸源細碎屑體系混合沉積程度較弱，主要為離岸流搬運的細粒碳酸鹽沉積物的混入。

6 結論

（1） 研究區朱家壩剖面寒武系仙女洞組共發育9個碳酸鹽組分主導和3個碎屑組分主導的混積巖類型。這些巖相類型保存于三個向上變淺的混合沉積序列中，整體構成了研究區從中緩坡浪基面之下向內緩坡高能灘環境過渡的水體變淺序列。

（2） 單個序列由下向上均為碎屑組分主導的混合沉積向碳酸鹽組分主導的混合沉積（或清水碳酸鹽沉積）轉變，序列中部混積程度最高。

（3） 研究區淺水混合沉積主要受陸源輸入、水動力條件以及碳酸鹽產率的綜合影響。淺水高能環境以碳酸鹽沉積為主，陸源碎屑混入主要來自沿岸流搬運和波浪顛選改造。潮下相對低能帶和中緩坡環境以陸源細碎屑沉積為主，含少量原地小型碳酸鹽建隆，其他碳酸鹽組分主要來自離岸流從淺水環境的搬運。

致謝 感謝中國科學院南京地質古生物研究所穆西南研究員和李越研究員以及中國地質科學院地質研究所楊犇副研究員在化石鑒定方面給予的幫助，感謝審稿人提出的寶貴意見。

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