桂林晚泥盆世晚清碳酸盐台地微生物礁的形成与分布

桂林晚泥盆世晚清碳酸盐台地微生物礁的形成与分布

在碳酸盐平台和海岸环境中，碳微生物及其沉积体是微生物群落（或原生代）形成的凝块、条纹层和非条纹层构造的术语。微生物石是地质时代和现代生物海岸和碳酸盐沉积层的特征。虽然它是一个浅层微生物群落（原始或真实核心），但它与古代气候学和古代环境的关系已被认识和讨论。事实上，它们在生命的起源、发展和死亡、气候和古代环境的变化中发挥着非常重要的作用。微生物群落的代谢多样性可以适应和分解生命的所有栖息地。在地质时代的碳盐酸盐酸盐酸盐沉积中，碳盐酸盐的微生物沉淀的作用非常重要。经过这项研究，微生物石迅速扩散到现代生物礁环境。研究表明，微生物群落与壳体破坏有关，它们的繁荣和广泛扩散导致了舰艇生长的减少。因此，微生物石可以用作环境变化的指标。研究还证明，微生物石在季节性变化方面非常敏感，它们在炎热的季节生长和发展相对迅速。一些现代水下系统的海拔高度增加，刺激了微生物石的生长。在这种情况下，微生物石可以用作气候变化指数1）。微生物石也参与了舰艇系统的生物地球化学循环。它们直接生长在祖母船上，导致光和养分的大量出现，并导致祖母群的黑斑病。弗拉-法门期生物绝灭事件对许多海洋生物组合,特别是造礁生物影响重大,礁生态系中的骨骼后生生物在全球范围内受到影响,表现为造礁层孔虫和珊瑚在弗拉-法门界线附近消失贻尽.晚泥盆世法门期一般被认为是生物礁发育的贫困期,没有真正的骨骼后生生物骨架.然而,微生物类和藻类作为这一时期碳酸盐沉积的主要贡献者已在世界泥盆系的主要发育区得到了证实,如中国华南,加拿大和澳大利亚[10～14].由微生物类和藻类进行的造礁活动持续至法门期.弗拉期层孔虫-珊瑚-钙质微生物的礁体被法门期几乎全部由钙质微生物和它们的沉积物形成的礁体所替代.生物礁的发育在华南的桂林和西澳大利亚的坎宁和波拿巴特盆地持续穿过骨骼后生生物灭绝的界线.现在普遍认为微生物碳酸盐和生物促生的胶结物是地质历史中生物礁骨架的重要贡献者,它们在形成礁骨架方面的作用等于或甚至超过骨骼后生生物.本文对桂林晚泥盆世法门期的微生物礁和丘(图1)的生物组成、岩性特征和礁穴类型进行描述,对微生物碳酸盐沉积在桂林上泥盆统碳酸盐台地层序地层格架中的产出形式进行论证,并对它们与古环境、古气候、生物事件和海平面变化的关系进行讨论.1造礁生物的生境中泥盆世晚期(吉维期)桂林及其临近地区从碎屑沉积的陆架发展成碳酸盐台地,其是广西中部和南部广阔碳酸盐陆架(象州台地型)的一部分.切割沉积基底的主断裂是控制沉积盆地分异的主要因素华南泥盆系特有的台凹相沉积是这些主断裂活动的结果,这些台凹相沉积往往分离广阔的碳酸盐陆架并形成很多次级的台地.在桂林地区,灵川和绕山断裂把桂林的碳酸盐陆架分割成相对小的桂林、岩山和阳朔亚台地(subplatforms).碳酸盐台地为造礁生物(钙质骨骼生物、钙质微生物和藻类)提供了适宜的生境.泥盆系造礁生物层孔虫和珊瑚属级分异的高峰发生在艾菲尔期至吉维期;而钙质微生物和藻类长时期与层孔虫和珊瑚共同造礁,并在法门期独立成为主要的造礁生物,钙质微生物构成了桂林法门期独特的生物礁.在桂林泥盆系礁组合中,微生物碳酸盐沉积从吉维和弗拉期礁前斜坡的叠层石和核形石变化为法门期台地边缘和斜坡的微生物礁和丘和台地内部的微生物席状沉积.桂林吉维期钙质微生物礁格架主要由微生物沉积结构Spongiostroma(图2(a)),微生物Rothpletzella(图3(a))和同沉积胶结物形成.Girvanella和疑源微生物碳酸盐主要产出在礁后相和局限台地相,或者和Rothpletzella一起在礁前斜坡相形成叠层石.弗拉期的钙质微生物类和藻类的造礁作用比以前重要,但是,它们和吉维期的钙质微生物类和藻类一样主要分布在礁前斜坡相.然而,在弗拉最晚期,微生物在台地边缘形成生物礁和丘,其中可见复体珊瑚.微生物(Renalcis,Keega-likemicrobes,Rivularia,OrtonellaRothpletzella)、藻类(Parachaetetes,Solenopora)、核形石-叠层石和核形石-凝块叠层石是弗拉期微生物碳酸盐沉积的主要贡献者.2与其他微生物的构成桂林晚泥盆世法门期微生物礁骨架由EpiphytonRenalcis和其他微生物构成.它们与鲕粒滩、腕足类介屑滩和头足类滩一起形成法门期碳酸盐台地边缘相,这明显与吉维期和弗拉期的台缘相珊瑚-层孔虫礁和层孔虫-珊瑚-微生物礁不同.2.1内部构造微生物礁的微相和微相法门期Renalcis-Epiphyton礁出露在桂林城西约9～10km寨江村旁的一座孤山(图1).礁发育在法门期上斜坡沉积上.出露的礁体有点呈楔状的丘形,直径约50m,最大厚度在礁体的西缘,达35m.礁体由各种类型、不显层理的微生物格架组成.微生物类主要有:Epiphyton,Renalcis和Izhella,其他类型包括Palaeomicrocodium,Rothpletzella,Wetheredella和肾形的micropromblematica.Epiphyton是最主要的造礁微生物,呈分枝丛状(图2(b)),但也有肾形的丛状.Epiphyton常见的生长方式是丛体叠生在丛体之上呈“V”型向上展开生长(图3(b)),表现出重要的造架、障积和粘结的作用.Renalcis和Izhella的数量和造礁作用相对较小,但通常和Epiphyton和Palaeomicrocodium生长在一起.Rothpletzella和Wetheredella主要形成微生物粘结岩.附礁生物主要是有孔虫、腕足类和海百合茎,它们多呈碎屑产出.礁体中也发现有零星的海绵.寨江微生物礁的微相包括:(1)丛状的Epiphyton骨架岩;(2)肾形状的Epiphyton骨架岩;(3)RenalcisEpiphyton骨架岩;(4)Renalcis骨架岩;(5)Microproblematica生物粘结岩;(6)疑源微生物-Rothpletzella粘结岩;(7)球粒和生物屑泥粒岩/颗粒岩;(8)团块灰岩;(9)含角砾的泥岩和页岩.三种类型的微生物骨架岩在寨江礁的垂直序列上连续产出;呈肾形状生长的Epiphyton骨架岩在下,其上是Renalcis-Palaeomicrocodium骨架岩,最上面是发育很好的Epiphyton骨架岩,这反映了生物礁发育过程中的环境变化.礁体沉积中高含量的碳酸盐颗粒和生物屑指示一种浅水的沉积环境.法门早期的全球海平面下降使得桂林台地暴露,斜坡沉积随后被潮汐流改造,伴随一些潮沟的形成.当海平面再上升并淹没台地时,微生物迅速占领空置的生境,开始繁盛,形成微生物骨架沉积和生物礁.2.2庙门微生物礁孔生长和岩脉分布在桂林西南约10～11km的庙门附近的一座小山出露有法门期的Renalcis礁(图1),并在紧邻礁体的礁前斜坡发育有很好的水下岩脉(墙).礁体厚24m,在山体一侧的出露宽度达100m.根据区域岩石地层对比,礁体属法门早、中期的融县组上段.Renalcis礁可以识别出礁前岩屑相,礁核相和礁后相.礁前岩屑相由礁体被海浪打碎的角砾组成,包括礁骨架岩、球粒泥晶灰岩和球粒微生物泥晶灰岩.礁体生长在一个由亮晶、砂砾级微生物类和藻类形成的颗粒滩上.礁核相由微生物类(Renalcis,Izhella,Garwoodia,Rivalluia,Wetheredella,Paraepiphyton,和Rothpletzella)和胶结物形成.呈生长位置的微生物互相粘结,形成一些大小不等的微生物粘结块(图4)(一般高30～40m,直径5～10cm).这些微生物粘结块横向上互相支撑形成18m高的刚性骨架.微生物Renalcis呈葡萄团粒状或分叉的丛状向上生长(图5(a)).有些微生物很难鉴定,暂叫做疑源微生物.成因与微生物菌和根系有关的礁孔洞常见,代表礁体露出水面的证据.Renalcis和Izhella作为隐生生物首选这些礁穴的壁上生长.多世代、放射状的纤状方解石胶结物和溶蚀孔洞常见于礁核相.礁核相的顶部是疑源微生物灰岩、微生物/藻球粒灰岩和钙球灰岩,指示一种短暂的半局限台地环境.庙门微生物礁中的水下岩脉分布在180m宽的礁前相中,在一个高30m的陡崖处,可以清晰的观察和研究水下岩脉.大多数的水下岩脉沿碳酸盐台地边缘分布,几乎平行于礁前相.包壳生物、Renalcis,Izhella和一些Paraepiphyton沿岩脉的壁生长.它们一般构成起伏的、纹层状的、2～20cm宽、近乎平行岩墙壁的生长带.在岩脉中也可以观察到由Renalcis,胶结物和叠层状疑源微生物纹层形成的微生物胶结岩,及Girvanella和Rothpletzella包壳生物屑和微生物纹层中的窗孔结构.斑马纹灰岩(0.02～2m宽)出露于微生物礁体的水下岩脉中,其内部沉积物由含介形虫和微生物碎屑以及具有泥晶套的钙球组成.斜三角体的亮晶常见于水下岩脉的斑马纹灰岩和其他充填物中.放射状的纤状方解石一般是岩脉中的早期胶结物,它们形成不同宽度的脉体,在斑马纹灰岩中呈交互的条带.庙门微生物礁发育的水下岩脉可能与微生物礁的水下生长是同生的.它们形成在一定水深下礁前沉积的断裂和充填阶段,承受了构造活动的影响.礁后相以具有发育很好的水平层理和窗孔结构的浅灰色白云质灰岩和钙球灰岩为特征,只含腹足类和介形虫.礁孔洞在庙门Renalcis礁中非常发育,包括五种类型:(1)格架孔洞;(2)微生物菌和根系孔洞;(3)裂隙孔洞;(4)溶蚀孔洞;(5)开放连通孔洞.在阳朔西北靠近白沙的岩塘村(图1)也出露有法门期的Renalcis丘.微生物丘由Renalcis,Renalcis生物胶结岩、亮晶颗粒岩和泥粒岩以及鲕粒灰岩形成,其中可见次生角砾.微生物丘发育不连续,由三个不连续生长、4～15厚的丘和含Renalcis的灰岩叠置形成丘和浅滩沉积相间的沉积序列,总的地层厚度超过100m.下部的丘5m厚,直径约10m.中部的丘最大,8m厚,直径约40m,上部的丘厚度4m左右,直径达50m.微生物丘主要由Renalcis和胶结物形成(图5(b)).Renalcis的形状多样,有房室状、气囊状和团状.Paraepiphyton常见,主要生长在丘的核部,密集叠生,形成树枝状和丛状的骨架.Paraepiphyton常与微生物鲕粒、内碎屑、团块和团粒产出在一起.在丘的翼部发育斑马状平底晶洞构造.2.3叠层石礁的沉积相与结构桂林晚泥盆世法门期微生物形成的叠层石礁主要出露在沙塘和庙门(图1),一般产出在融县组上段下部的球粒和鲕粒灰岩段.在古地理位置上,它们沿台地边缘分布.沙塘叠层石礁是其中最大的一个,达76m厚,250m长,位于桂林西北约5km(图1).根据牙形刺生物地层和岩石地层对比,礁的年代归于法门早期.礁生长在一个生物碎屑和微生物/藻滩上,滩是由砂、砾级的、方解石亮晶胶结的红藻、管孔藻,微生物、腹足类、双壳类和腕足类的生物屑构成,生物屑占岩石量的70%以上,多世代放射状纤状方解石胶结物在滩相岩石中发育很好.水下岩脉发育,但不常见.叠层石礁的核部由灰色含柱状和分枝状的叠层石灰岩形成(图6),厚度一般超过39m.两种比较特征的叠层石构成礁灰岩,一种是细圆柱状的,4.5～20cm高,直径1～2.5cm,大的直径可达3.5～5cm.叠层石的横断面呈圆形、不规则或椭圆形.叠层石的外壁呈锯齿状,叠层石之间充填有微生物Garwoodia,管孔藻、拟刺毛藻、海百合茎、有孔虫、腕足类、介形类、球粒和核形石的碎屑.另一种是树枝状的叠层石,它们的特征与柱状的相似,不同点在于前者分开成两个平行的变小的叠层石.当细小而分叉的叠层石近于平行或垂直主叠层石时,叠层石就呈分枝状或蘑菇状.在礁灰岩的风化面上,可观察到灰白色的柱状和蘑菇状的叠层石,含量占岩石的50%～60%.叠层石高度一般30～65mm,有些达到20cm.叠层石彼此连接形成刚性骨架.在形成叠层石的富微生物层和富沉积物层之间的孔洞可见示底结构,指示一种浅水沉积环境.沙塘叠层石礁的上覆岩层是浅灰色块状的生物屑颗粒灰岩和透镜状的鲕粒颗粒灰岩互层,之上是灰白色厚层状的球粒灰岩、疑源微生物灰岩和亮晶砂、砾级的内碎屑灰岩.水平纹层和窗孔结构常见于上述灰岩中.礁孔洞类型包括:(1)微生物粘结岩中的孔洞;(2)拟刺毛藻骨架中的孔洞;和(3)叠层石纹层中的孔洞.3高水位体系域微生物层序特征桂林泥盆系碳酸盐台地及礁组合沉积的中、晚泥盆世地层中5个三级层序界线的时代可初步确定为(1)下varcus亚带和中varcus亚带之间;(2)hermannicristatus和disparilis带之间;(3)下rhenana亚带和上rhenana亚带之间;(4)expansa带内部;(5)praesulcata带和sulcata带之间(图7).比较明显的大的海泛面有两次:(1)ensensis带和varcus带之间;(2)linguiformis带和下triangulasis亚带之间(图7).第一个层序由艾非尔晚期海侵体系域的浅水陆架碎屑沉积和吉维早期高水位体系域的碳酸盐浅滩沉积组成(图7).这种在碎屑陆架上广布的浅滩环境中由大量的珊瑚、层孔虫和其他后生生物主导,微生物碳酸盐沉积不发育.第二个层序由吉维中期海侵体系域中至厚层状的台地相碳酸盐沉积和吉维晚期高水位体系域厚层状、向上变浅的碳酸盐沉积组成(图7).海侵体系域代表的是浅滩向碳酸盐台地的转变,同时基底断裂开始活动,浅滩被断裂切割,断块的差异活动为后来台地和台沟的发育创造了条件.这一时期的微生物沉积不发育.高水位体系域代表的是碳酸盐台地发育时期,这时台地沉积相分异明显,台地、台地边缘和台缘斜坡相发育完好.微生物(Rothpletzella)沉积在台缘斜坡环境形成叠层石生物层,在台地内部环境形成纹层状灰岩.在高水位体系域沉积顶部靠近层序界面,微生物(Rothpletzella)形成很小的叠层石,一般高1～2cm,密集排列,形成似纹层的灰岩.第三个层序由弗拉早期海侵体系域的中层状粒泥灰岩、微生物纹层灰岩和弗拉晚期高水位体系域富含双孔层孔虫、球状生长的层孔虫、珊瑚和腕足类的灰岩构成(图7).在海侵体系域中,微生物碳酸盐沉积不仅在台内环境形成纹层灰岩和小的核形石,而且在台地边缘环境形成纹层灰岩(如:凉水井剖面)和叠层石生物层.在高水位体系域中,微生物碳酸盐沉积主要发育在台地边缘和台缘斜坡环境,形成核形石(如:凉水井剖面)以及戴帽核形石和凝块状核形石.第四个层序由弗拉最晚期海侵体系域的向上变薄的灰岩和法门早、中期高水位体系域的窗孔灰岩和微生物纹层灰岩构成(图7).在海侵体系域中,微生物在台缘环境形成核形石,并在海侵体系域的最晚期开始形成微生物礁和丘.在高水位体系域中,微生物碳酸盐沉积广泛发育,除了在台内环境形成窗孔灰岩和微生物纹层灰岩以外,在台缘和近台缘的斜坡环境形成各种微生物礁、丘和叠层石礁.第五个层序由法门最晚期海侵体系域的微晶生物碎屑灰岩和高水位体系域向上变浅的微晶灰岩、薄层状砂屑灰岩、少量窗孔灰岩和含珊瑚和核形石的灰岩构成(图7).微生物沉积在海侵体系域不发育,在高水位体系域主要形成核形石.4叠层石礁与层序界面桂林晚泥盆世(法门期)灰岩记录了微生物礁组合的发育和衰亡,它们一般产出在法门早、中期.因为微生物和微生物石反映古地理和沉积特征,研究它们可洞察正常海相台地边缘和礁前斜坡环境中生长的微生物礁、泥盆系生物礁的发育及生物事件,因此它们可用来研究环境变化、生物事件、层序地层和海平面变化.在层序地层不同体系域中有不同的微生物形成的碳酸盐沉积(表1):高水位体系域的台地海退期在正常海洋沉积环境中,微生物群落转移到有压力的环境或隐生的礁生境.在隐生的礁缘环境中形成无骨骼的微生物石和由微生物产生的胶结物.如桂林弗拉期,微生物一般殖生在层孔虫和珊瑚骨架孔洞的隐生环境中.在海侵体系域的礁后环境中,微生物碳酸盐形成小的核形石,在潮间环境形成叠层石Renalcis在高水位礁缘相起粘结和胶结的作用.在高水位体系域,微生物碳酸盐沉积往往形成大的戴帽核形石和凝块核形石.在高水位的底部,直接生长在碎屑沉积之上的叠层石一般代表初期到最大的台地淹没事件(如凉水井剖面).在低水位体系域,微生物碳酸盐在台内和潮缘向上变浅的旋回中形成叠层席(如杨堤剖面)和微生物纹层(如桂林炼油厂背后剖面),这些微生物沉积往往与层序界面有关.台地的海泛代表的是生物造礁作用的暂时停止,而在法门最底部的台地海泛与弗拉期造礁生物的绝灭有联系.桂林法门期叠层石礁形成在法门期高水位体系域的底部,成礁时间早于Renalcis-Epiphyton礁和Renalcis礁,因此,其与层序界面有关(图7).这可以与巴哈马现代潮间带的凝块叠层石和西澳鲨鱼湾的潮间带叠层石进行对比,前者指示一种海平面上升和营养物质增加的环境;后者是海平面相对低时形成的.一般认为晚泥盆世生物礁的衰落经历了一段很长的时间(从吉维晚期到法门晚期),钙质微生物、无骨骼的微生物石和生物胶结岩随时间逐步增加并最终成为主要造礁组分.珊瑚和层孔虫礁可指示一种寡养分的(oligotrophic)生态系,这时微生物碳酸盐沉积转移到隐生和有压力的海洋生境;微生物群落和形成的微生物石指示一种中养分(mesotrophic)的生态条件.一般认为微生物很可能在营养物质供应发生变化时获得繁盛.叠层石、核形石和大的微生物凝块叠层石一般直接占领后生生物绝灭后的生境;但它们作为一种灾难劫后生物还有争议.当生物绝灭事件后,后生生物大量减少,相对富养成分(eutrophic)增加时,微生物群落将获得大发展,如现代弗罗里达礁岛的微生物碳酸盐生产率的增加是由营养增加和养分富集引起;这也被用来解释生物绝灭事件.标志中、晚泥盆世阶的界线和生物礁类型的主要生物事件在桂林地区表现很明显.吉维期末的生物危机造成艾菲尔和吉维期的主要造礁生物(块状层孔虫和皱纹珊瑚)大部分绝灭,吉维期的珊瑚-层孔虫礁群落被弗拉期的层孔虫-珊瑚-钙质微生物群落代替.弗拉期生态表型为球状、分枝状和不规则状的层孔虫类型取代了吉维期的板状、块状和圆丘状类型的层孔虫,环境由吉维期寡养成分变为弗拉期的中养成分,钙质微生物类和藻类从吉维期的礁前斜坡环境迁移到弗拉期的台地边缘环境,成为重要的造礁生物.晚泥盆世弗拉-法门界限和法门-杜内界限附近的生物事件终结了后生生物骨骼造架进入法门期和杜内期.受这些生物事件的影响,晚泥盆世礁骨架的组分从后生生物骨骼变为钙质微生物、无骨骼的微生物石和生物胶结岩,环境又由弗拉期的中养成分变为法门期的富养成分.因此,桂林晚泥盆世法门期完全由微生物形成的生物礁指示一种后生生物绝灭后从寡养分到富养分的环境变化.微生物礁和碳酸盐泥丘从元古代到今天都有发育,全球古地理重建表明其分布广泛,从热带到温带和极地都有产出.对已报道和研究的地质时期微生物礁和碳酸盐泥丘的统计表明,冰期阶段是微生物礁和碳酸盐泥丘最为发育的时期.这一时期凉或冷的海水侵占了海底.这种冷海水在深水区更为普遍,随着上升流和海平面上升,它们淹没过陆架1),使碳酸盐沉积物形成特殊的沉积构造.不管是地质时期还是现代的微生物礁和碳酸盐泥丘都包含有发育很好的平底晶洞和斑马构造,这些构造代表早期的孔洞,并由早期海底胶结物固定.如果这些孔洞的形状多样时,它们就有可能是先前天然气水合物沉积(充满天然气的冰)的残余物.具有重要意义的是,现今的海洋天然气水合物的产出往往与凉或冷的海水和丰富的碳酸盐亮晶和泥晶胶结物有关,泥丘的早期海底胶结作用形成稳定的沉积基底,光合营养的、非自养的和厌养的微生物殖生其上.晚泥盆世法门