贵州册亨中三叠统坡段组巨鲕特征及其环境指示意义

The Characteristics of Giant Ooids from the Poduan Formation during the Early Middle Triassic and Its Environmental Significance at Poduan Section, Ceheng, Guizhou Province

摘要

二叠纪末期生物大灭绝之后的早三叠世， 巨鲕作为一种异常碳酸盐沉积物， 在全球范围内广泛发育， 代表了不利于后生动物生存的极端温室气候条件， 在中三叠世早期环境稳定后， 异常碳酸盐沉积物变得十分罕见. 然而， 贵州册亨坡短剖面中三叠世初巨鲕的发现， 是否意味着该时期古海洋环境条件仍然没有恢复正常呢？ 对册亨坡短剖面坡段组底部碳酸盐岩进行了沉积微相和沉积组构分析， 从鲕粒特征、鲕粒含量、生屑含量、沉积微相等角度综合分析鲕粒富集层位的沉积环境. 册亨坡短地区坡段组共发现了4种不同的鲕粒， 包括普通同心鲕粒、巨型同心鲕粒、多晶鲕粒和泥晶鲕粒， 可认为有两个鲕粒富集时期. 根据岩石结构和碳酸盐颗粒特征等识别出4种微相类型， 包括鲕粒颗粒灰岩、泥晶灰岩、生物碎屑颗粒灰岩和双壳类砾状灰岩微相. 沉积微相分析表明册亨坡短地区在中三叠世早期为台地边缘的台缘鲕粒滩与生物碎屑滩交互沉积.这一地区坡段组所发育的巨鲕可能指示海水碳酸盐饱和度仍然十分高， 表明该地区中三叠世初仍处于异常海洋环境， 暗示着中三叠世全球海洋环境存在明显的区域性差异， 这可能是中三叠世生物复苏辐射模式复杂的重要原因.

关键词

中三叠世 / 巨鲕 / 生物复苏 / 沉积微相 / 碳酸盐超饱和 / 沉积学

Key words

Middle Triassic / giant ooids / biotic recovery / sedimentary microfacies / higher carbonate saturation state / sedimentology

0 引言

显生宙历史时期最大的一次生物灭绝事件发生在约2.5亿年前的二叠纪末期（Erwin， 1994； 宋海军和童金南， 2016； 沈树忠和张华， 2017； Fan et al.， 2020）， 灭绝事件发生后的早三叠世出现生物迟缓复苏（Bottjer et al. 2008； Algeo et al. 2011； Chen and Benton， 2012）， 同期出现了气候变暖和严重的海洋环境异常（Song et al.， 2012； Tian et al.， 2014； Huang et al.， 2016）. 高温和缺氧被认为是生物灭绝和迟缓复苏的主要原因（Song et al.， 2014； Benton et al.， 2018； Dal Corso et al.， 2022）. 另外海洋酸化事件（Hinojosa et al.， 2012； Clarkson et al.， 2015； Song et al.， 2021）、硫化氢含量升高（Kump et al.， 2005）等异常的事件都对海洋生态系统产生了重要影响. 异常碳酸盐沉积物如叠层石、皱纹构造、蠕虫状灰岩、胶结扇等普遍分布于全球下三叠统沉积物中， 可能是对不利于后生动物生存的恶劣环境的沉积响应（李飞等， 2010； 时志强等， 2011； Li et al.， 2013， 2015）. 众多沉积和地球化学指标显示环境事件在早三叠世的反复出现， 抑制了海洋生物的复苏和辐射， 直到早三叠世晚期， 各类古海洋环境指标趋于恢复， 异常碳酸盐沉积物也逐步消亡（赵小明等， 2008）， 海洋环境改善， 海洋生物和生态系统才开始全面复苏（Chen and Benton， 2012； 陈中强和黄元耕， 2022）.

作为一种异常碳酸盐沉积物的巨鲕， 它的发育和消亡与众多环境指标的变化出现时空上的耦合， 被认为是恢复古海洋环境条件的特殊沉积物指标（李飞等， 2010； Tian et al.， 2015）. 鲕粒本身是一种具光滑、均质的同心圈层的球形或椭球形包覆颗粒（Tucker et al.， 1990； 梅冥相， 2012）， 粒径通常小于2 mm（Simone， 1981； Richter， 1983）， 当鲕粒粒径大于2 mm时就称为“巨鲕（giant ooids）”（Summer and Grotzinger， 1993； 李飞等， 2010， 2022； Tian et al.， 2015）. 晚二叠世末期生物大灭绝事件导致碳酸盐骨骼明显减少（Payne et al.， 2006）， 之后巨鲕就作为一种非骨屑碳酸盐补偿沉积广泛发育于全球下三叠统碳酸盐岩中（Groves et al.， 2005； Tian et al.， 2015）.鲕粒粒径显著变大的原因还没有定论， 目前认为与生物灭绝事件、异常的古海洋环境条件等因素有关： 华南地区早三叠世海洋缺氧时期与巨鲕发育时期较为一致， 超高的环境压力促进了巨鲕的发育（Li et al.， 2013；Tian et al.， 2015）； 具有极高的碳酸盐饱和度的表层海水条件可能进一步加速了鲕粒的生长速率， 是促使鲕粒粒径增大的主要因素（Li et al.， 2013， 2022）. 另外， 鲕粒的形成过程可能与叠层石类似（Sedlacek， 2013）， 微生物尤其是厌氧菌加速了鲕粒纹层的生长速度， 从而在巨鲕形成过程中起重要作用（Woods， 2013）.

巨鲕在二叠纪末大灭绝事件后在全球广泛发育， 时间上呈现出多幕次分布的模式（Li et al.， 2015； Tian et al.， 2015）： 在Induan期， 巨鲕广泛出现在华南、德国、美国等地区； 在晚Smithian亚期、早Spathian亚期和晚Spathian亚期， 巨鲕仅出现在南盘江盆地局限环境中（Lehrmann et al.， 2012； Li et al.， 2013； Tian et al.， 2015）； 早Smithian亚期和中Spathian亚期被认为是鲕粒发育间隙期（Tian et al.， 2015）. 中三叠世Anisian期， 全球范围内仅有少量普通鲕粒的报道（Chatalov， 2005a， 2005b； Varkouhi and Jaques Ribeiro， 2020）， 巨鲕报道实例非常少见. 本次研究在贵州册亨坡短地区中三叠统坡段组底部发现了巨鲕， 是目前巨鲕在中三叠世持续发育的重要证据. 因此本次研究针对册亨坡短地区坡段组底部， 开展了碳酸盐岩岩石学特征、碳酸盐岩沉积微相、鲕粒类型及含量、生物碎屑类型及含量等研究， 通过分析中三叠世初册亨坡短地区环境演变过程， 恢复中三叠世早期古海洋环境条件， 为揭示复苏期生物与环境间作用关系提供新证据.

1 地质背景与研究方法

早-中三叠世， 华南地区位于古特提斯洋东部， 古地理分区明显， 其西侧为康滇古陆， 康滇古陆向东为上扬子碳酸盐岩台地沉积区和南盘江深水盆地沉积区（图1）（冯增昭等， 1997； Tong and Yin， 2002）. 扬子台地沉积区以碳酸盐沉积物为主， 在黔北、黔西和滇东地区出露下三叠统安顺组和中三叠统关岭组， 两者呈整合接触（刘志丽和童金南， 2001）. 上扬子台地的南缘分布有S形窄条带状的台地边缘相和斜坡相（刘志丽和童金南， 2001； Lehrmann et al.， 2007）， 以生物碎屑灰岩和内碎屑灰岩为主， 与上覆垄头组白云岩、下伏安顺组白云岩呈整合接触（徐桂荣等， 1992； 范嘉松和吴亚生， 2002； 薄婧方等， 2017）. 台地边缘相和斜坡相的南侧即为南盘江深水盆地相区， 中三叠世以巨厚的深水碎屑沉积为主， 以新苑组和板纳组为代表（范嘉松和吴亚生， 2002）.

本次研究的贵州省册亨县坡短剖面位于册亨县坡短村， 距册亨县城约15 km（图1），剖面出露有完整的下-中三叠统界线地层序列. 下三叠统安顺组顶部可见中-厚层白云岩， 无生物化石产出， 向上岩性快速转变为中三叠统坡段组中-厚层泥晶灰岩（图2）， 发现有丰富的双壳类化石（图3）.坡段组灰岩厚约482 m， 其中下部的120 m内出露鲕粒灰岩. 坡段组底部总计采集72个灰岩样品（图4）， 其中在鲕粒富集段以2 m为采样间距， 其他层位以3 m为采样间距.室内将样品磨制成岩石薄片， 并使用茜素红试剂将薄片的一侧进行染色， 用于区分方解石和白云石. 利用偏光显微镜来观察岩石的结构构造， 包括岩石组分、颗粒粒度、生物类型及其他组构等. 结合野外工作时收集到的岩石的宏观和微观特征， 参照标准微相类型（岩石微相）及其沉积环境模式（Wilson，1975； Flügel， 2004）和碳酸盐岩沉积相及相模式（金振奎等， 2013）， 对剖面碳酸盐岩进行微相和沉积环境分析（图4）. 同时， 本研究在对鲕粒宏观（图5）和微观特征（图6）观察的基础上， 详细划分了鲕粒类型， 总结了不同类型鲕粒的特征、粒径、含量等（表1）， 测量鲕粒的长轴（D ₁）和短轴（D ₂）长度， 以 \sqrt[]{D_{\mathrm{1}}\times D_{\mathrm{2}}}为鲕粒的平均粒径. 以鲕粒核心直径（d）与纹层厚度（t）的比值为生长指数， 衡量鲕粒纹层厚度对鲕粒粒径的影响（表1）. 为了更加客观的反映剖面中各类生物组分和不同类型鲕粒的变化情况， 对鲕粒、生物碎屑等颗粒进行了定量统计（图7）. 定量统计采用点计数法（Flügel， 2004）， 在24 mm×24 mm范围内均匀统计300个点， 对于多个点落于同一颗粒， 则重复计数.

2 结果

2.1　双壳类化石

坡段组底部采集双壳类化石35枚， 鉴定得到2属4种， 包括Leptochondria minima laevis， L.virgalensis， L.albertii， Eumorphotis（Asoella）paradoxica等（图3）， 可归纳为Leptochondria minima laevis-Eumorphotis（Asoella）paradoxica组合带. 其可与黔北遵义地区中三叠世的Myophoria（Costatoria）goldfussimansuyi-Asoella illyrica组合带（熊鑫琪等， 2010）相对比， 也大致对应于王立亭（1999）所总结的Leptochondria illyrica-Costatoria goldfussimansuyi组合带.因此， 本研究认为坡段组底部的时代为中三叠世Anisian早期.

2.2　沉积微相

根据岩石结构构造、颗粒成分组成、生物化石特征等的差异， 参考威尔逊标准微相类型（Wilson， 1975； Flügel， 2004）， 共划分出4种沉积微相（图4）：

①鲕粒颗粒灰岩微相（MF1）： 薄片中颗粒含量约为50%~75%， 颗粒间为亮晶胶结物， 鲕粒含量约为5%~38%. 鲕粒类型多样化， 以巨鲕为主， 另有普通同心鲕粒、多晶鲕粒和泥晶鲕粒. 不同层位鲕粒粒径差异较大， 巨鲕含量较高， 平均粒径约1.2 mm， 最大粒径9.39 mm. 生物碎屑占较小比例， 可见双壳类等介壳类生物碎屑， 同时有海百合茎、管壳石碎片、海绵动物等， 其他颗粒包括内碎屑、团块等.

②泥晶灰岩微相（MF2）： 该微相以泥晶基质为主， 颗粒含量低于10%， 颗粒主要为生物碎屑， 包括腹足类、双壳类、海百合茎及藻类等.第2层的薄层泥晶灰岩中仅含有少量鲕粒， 见明显溶蚀重结晶现象.

③生物碎屑颗粒灰岩微相（MF3）： 该微相中颗粒以生物碎屑为主， 颗粒含量超过75%，生物碎屑含量约为60%~80%， 颗粒平均粒径约为1 mm， 见砾级生物碎片，生物碎屑以管壳石碎片占主导， 具一定的分选和磨圆， 也见双壳类、腹足类、海绵类、藻类、棘皮类、介形虫， 亮晶方解石胶结.

④双壳类砾状灰岩微相（MF4）： 该微相以双壳类化石为主要颗粒， 颗粒含量>35%， 颗粒粒径>2 mm， 颗粒间为泥晶基质. 双壳类化石保存完整， 多为单壳， 但两个壳体绞合的化石也占据较大比例， 整体呈近层状分布， 形成双壳类介壳层， 其他生物碎屑少见.

2.3　鲕粒类型

根据鲕粒的粒径、纹层结构和结晶程度的差异， 进行鲕粒类型的划分. 按照纹层结构和结晶程度的差异， 纹层致密清晰， 结晶程度低的鲕粒称为同心鲕粒. 基本无纹层， 结晶程度高的鲕粒称为重结晶鲕粒， 重结晶鲕粒又可依据结晶类型的差异， 区分为多晶鲕粒和泥晶鲕粒. 综合两种标准， 共将鲕粒划分为4个类型（表1）， 其中重结晶鲕粒中的多晶鲕粒径均小于2 mm， 泥晶鲕粒仅观察到一个粒径为6.62 mm的巨鲕， 故重结晶鲕粒不依照粒径进行区分， 均认为是普通粒径鲕粒.

①普通同心鲕粒： 研究区所观察到的普通同心鲕粒粒径在0.12至1.56 mm之间， 生长指数在0.8~5.1之间（表1）， 鲕粒粒径与核心大小无明显相关性， 但鲕粒形态与核心形态密切相关， 主要为球形到椭球形. 同心鲕粒纹层致密、规则、结构清晰（图6a， 6b）， 单层纹层厚度在30~40 μm，鲕粒纹层以微晶纹层为主， 夹有亮晶纹层. 同时值得注意的是部分同心鲕粒表层的纹层发生新生变形作用， 形成纹层厚度大于100 μm、晶粒较粗、具砖砌结构的细粒亮晶方解石纹层（图6d）. 普通同心鲕粒的核心多样化， 包括有球粒、内碎屑（图6c）、生物碎屑（图6d）、破碎鲕粒（图6g）等， 还有鲕粒具多核心或核心因发生溶蚀（图6e， 6f）而无法判断成分. 以生物碎屑（主要为海百合茎）或破碎鲕粒为核心的普通同心鲕粒的生长指数大于3， 核心直径相对较大. 核心发生溶蚀的同心鲕粒， 在强烈的溶蚀作用的影响， 不仅核心已经完全消失， 靠近核心的纹层同样发生了不同程度的溶蚀， 形成不规则残留纹层. 同心鲕粒分布广泛， 所有鲕粒层均有发现普通同心鲕粒， 约占总鲕粒的38~42%（表1）.

②巨型同心鲕粒：相比普通同心鲕粒， 巨型同心鲕粒（巨鲕）粒径>2 mm， 最大可达9.39 mm， 生长指数变化幅度更大， 在0.1~15.7之间. 巨鲕核心以内碎屑为主， 偶见其他颗粒， 鲕粒核心同样控制鲕粒形态， 呈现球形到椭球形， 部分巨鲕粒径与核心直径关系密切（图6h）. 巨鲕纹层致密、规则、结构清晰， 且具有更多同心纹层， 单层纹层厚度变厚， 增加至60~70 μm（图6i，6j）. 巨鲕同样可见核心溶蚀现象， 其中一个鲕粒靠近核心的微晶纹层被溶蚀断裂向核心塌陷（图6k）. 巨鲕出现在各鲕粒层， 约占总鲕粒的45%~53%.

③多晶鲕粒： 研究区多晶鲕粒粒径较小， 在0.14~1.94 mm之间. 同心纹层和核心不复存在， 仅最表层残余少量纹层， 形成球形外壳， 其核心和同心纹层被淋滤后溶解， 随之又充填了若干个方解石晶体. 多晶鲕粒外壳厚度在20~30 μm之间（图6l， 6m， 6n）， 同心纹层残留较多的鲕粒， 外壳厚度可达140 μm. 多晶鲕粒数量约占总鲕粒的8%~10%， 它们集中分布于坡短剖面第3层底部和第8层（图7）.

④泥晶鲕粒：泥晶鲕粒的粒径在0.29~6.62 mm之间， 外形呈椭球形. 它们完全泥晶化， 在极少数情况下可以观察到极细密的、模糊的同心纹层， 部分仍具可识别的核心（图6o， 6p）. 在研究的所有鲕粒中， 泥晶鲕粒的分布是最少的， 仅在第4、第7层中有观察到， 数量约占总鲕粒的0.3%~2.0%.

2.4　鲕粒含量和生物碎屑含量

坡短剖面在坡段组底部发育含鲕粒颗粒灰岩， 依据室内分层， 鲕粒富集于第3、第4、第7、第8层（图7）， 鲕粒含量在2.1%~38.6%之间， 呈现轻微“双峰”型， 即在各层顶底部各有鲕粒较高丰度区. 普通同心鲕粒含量较丰富， 在所有含鲕层位均有分布， 富集在第3层和第7层底部， 普通同心鲕粒平均含量约为10.30%， 富集层位平均含量约为17% （图7）. 巨鲕在第3层中部开始出现， 富集于第4层， 平均含量约为6.28%， 富集层位平均含量约为22% （图7）. 多晶鲕粒稀疏分布于含鲕层位， 主要富集于第3层底部和第8层底部， 含量在0.1%~28.6%间， 富集层位平均含量约为21%， 泥晶鲕粒含量最少， 零星分布于第4， 第7层， 占比低于1% （图7）.

在坡段组底部发育生物碎屑灰岩， 生物碎屑丰度和多样性较高， 见有双壳类、管壳石、海百合茎、腹足类、海绵类、介形虫、藻类等多个门类（图7）. 生物碎屑富集于第1、第5、第6、第8层的生物碎屑灰岩中， 以双壳类、管壳石、藻类丰度最高， 其他层位均有生物碎屑. 双壳类生物富集于第5层， 发现有双壳类介壳层， 双壳类生物含量超过35%， 可见双壳闭合、保存完整的双壳类化石. 在第5层底部和第8层顶部， 管壳石达到30%~40%， 其他生物碎屑含量较少. 藻类在所有层位均有发现， 含量在1%~17%左右， 其他类型的生物碎屑多见于第5层和第8层， 其他层位少见（图7）.

在坡短剖面坡段组鲕粒的丰度和生物碎屑的丰度呈现出明显的负相关（图7）. 在没有鲕粒发育的层位， 生物碎屑的丰度极高， 岩石中生物碎屑的总含量可达50%以上， 礁相的管壳石含量极高， 同时还发现有双壳类、腹足类、海绵类等多门类生物. 但是在第一鲕粒富集层位（第3和4层）， 鲕粒平均含量超过20%， 而生物碎屑含量低于10%， 在巨鲕富集层位， 生物碎屑含量低至1%~3% （图7）. 在第二鲕粒富集层位（第7层）， 巨鲕较第一富集层少， 生物碎屑含量上升， 下部鲕粒平均粒含量超过15%， 生屑含量低于10%， 上部平均鲕粒含量约19%， 生物碎屑含量约为13% （图7）.

3 讨论

3.1　贵州坡短地区坡段组沉积模式和沉积环境演化

对册亨坡短地区中三叠统坡段组沉积环境进行划分， 包括泻湖、生物碎屑滩、鲕粒滩和滩间海等4种沉积环境（图8）， 整体表现为镶边碳酸盐台地边缘（冯增昭等， 1997； 范嘉松和吴亚生， 2002； Lehrmann et al.， 2005， 2012； Payne et al.， 2005）的生物碎屑滩与鲕粒滩的交互沉积. 可能代表了海平面的升降变化（高达等， 2021）.

本研究中， 坡段组底部第2层主体以泥晶灰岩微相（MF2）为主， 生物碎屑含量较低， 为低能条件下的泻湖环境； 第2层顶部转变为生物碎屑颗粒灰岩微相（MF3）， 生物碎屑含量高， 亮晶胶结， 指示水动力较高， 沉积环境转变为台缘生物碎屑滩环境；第3层和第4层为鲕粒颗粒灰岩微相（MF1）， 亮晶胶结指示高能环境下的鲕粒滩沉积， 下部鲕粒溶蚀明显， 上部鲕粒未见明显溶蚀现象， 同时鲕粒粒径向上增大， 出现巨鲕， 指示海洋环境压力增大（李飞等， 2010； Li et al.， 2013， 2015）. 此外， 该鲕粒灰岩中出现一层厚度较小的泥晶灰岩微相（MF2）， 可能是鲕粒滩的侧向迁移后形成于水体能力较低的滩间海环境.当海平面上升时， 坡段组第5层和第6层发育生物碎屑颗粒灰岩微相（MF3）， 生物碎屑类型多样， 管壳石碎屑含量较高， 指示附近已经发育管壳石生物礁. 高含量、高丰度的生物碎屑和亮晶胶结物指示该时期沉积环境为生物碎屑滩环境； 第5层下部发育一层双壳类砾状灰岩微相（MF4）， 生屑之间为泥晶充填物， 指示水动力较弱， 可能为生屑滩后部或滩间海的低能环境； 随后， 海平面降低， 鲕粒灰岩再次出现（第7层）， 沉积环境再次转变为鲕粒滩； 第7层中发育的一层泥晶灰岩， 同样指示鲕粒滩滩间海环境. 当海平面再次上升时， 第8层下部重新发育生屑颗粒灰岩微相（MF3）， 沉积环境由鲕粒滩转变为了生物碎屑滩， 第8层中部再次转变为鲕粒滩， 第8层上部又转变为了生物碎屑滩. 坡段组中部和上部不再发育鲕粒滩， 以生物碎屑滩为主， 顶部发现珊瑚礁体（薄婧方等， 2017）.

3.2　贵州坡短地区坡段组中三叠世早期的异常海水状态

贵州册亨坡短地区中三叠世初期发育的巨鲕可能形成于与早三叠世巨鲕类似的海水环境， 包括高的海水碳酸盐饱和度、高的溶解无机碳、高的碱度和较低的海水pH值. 鲕粒粒径与沉淀速率及磨损速率之间的动态平衡模型指示， 鲕粒粒径与海水碳酸盐饱和度（Ω， Ω_文石或Ω_方解石）、鲕粒被搬运时间（f）以及海水剪切速度（u*）有关， 其中， 鲕粒粒径与海水碳酸盐饱和度有正相关关系， 与鲕粒被搬运时间（f）有负相关关系， 与海水剪切速度（u*）则有复杂的关系（Trower et al.， 2017）. 现代海洋的Ω_文石值约为5（Bustos-Serrano et al.， 2009； Jiang et al.， 2015； Trower et al.， 2018）， f值约为0.1~0.25（Trower et al.， 2018）， 这种海水状态形成的鲕粒粒径较小， 即形成巨鲕需要高于现代海水的碳酸盐饱和度或者低的搬运时间. Li et al.（2021）扩展了该模型， 模拟了鲕粒粒径与海水碳酸盐饱和度、溶解无机碳、碱度以及pH值的关系， 发现早三叠世巨鲕的形成可能需要远高于现代海水的碳酸盐饱和度、溶解无机碳、碱度等. 因此， 鲕粒的大小可以作为重建古海洋海水碳酸盐饱和度、溶解无机碳、碱度和海水pH值等海水化学状态的有效指标之一（Trower et al.， 2017， 2022； Li et al.， 2021）. 此外， 中三叠世的鲕粒也报道于希腊Hydra岛（Varkouhi and Ribeiro， 2020）、保加利亚Balkan山脉（Chatalov， 2005a， 2005b）、华南四川盆地（谭秀成等， 2014）等地区， 但是粒径都较小， 只有在贵州坡短地区发现有大于2 mm的巨鲕， 这可能指示坡短地区的海洋化学条件与同时期其他地区存在显著差异.

3.3　中三叠世初的古海洋环境异常

坡短地区中三叠世初巨鲕的发育可能与华南区域性的海洋环境异常有关. 在云南罗平地区， 中三叠统叠层石的发育指示该地区当时可能处于缺氧环境中（ Luo et al.， 2014）. 近年来报道了多个中三叠世的叠层石等异常碳酸盐沉积物（Mary and Woods， 2008； Pei et al.， 2021； Huang et al.， 2022）， 暗示中三叠世的潮下浅海环境和海水状态仍然十分异常. 二叠纪和三叠纪之交生物大灭绝事件重创了海洋无脊椎动物的生物多样性， 残存的生物大都集中在深水相沉积中， 底栖生物在浅海的重新出现和多样性增加是生物复苏的重要标志（Payne et al.， 2004；Bottjer et al.， 2008； 童金南和殷鸿福， 2009； Chen and Benton， 2012；Liu et al.， 2019）. 目前基于全球化石记录的统计计算表明， 中三叠世的海洋无脊椎动物多样性和生态结构， 都已经恢复正常（Song et al.， 2018， 2020）. 虽然作为食物链最顶端的海洋爬行动物在中三叠世早期就已经十分繁盛， 而且以罗平动物群为代表的多门类化石特异埋藏群落表明， 当时的食物链以及营养层级都已经恢复到十分复杂和完善的状态（Hu et al.， 2010； Chen and Benton， 2012）. 但是以珊瑚礁为代表的正常浅海浅海生物建造， 在华南出现的都相对较晚. 坡段剖面的坡段组的上部也发育有小规模的珊瑚礁（薄婧方等， 2017）， 是坡段组巨鲕消失后， 浅海生态系统和环境恢复的重要指标. 坡短剖面一些层位的双壳类、管壳石和藻类含量较高， 但生物碎屑类型和含量在巨鲕发育层位都相对有明显的减少， 与Groves et al.（2005）提出的补偿模式一致. 然而， Lau et al.（2016）的碳酸盐岩铀同位素研究数据表明， 南盘江盆地的缺氧状态从早三叠世初持续到中三叠世中晚期才结束. 整个三叠纪长时间尺度的牙形石氧同位素曲线也表明， 中三叠世早期发生了短暂的温度回升（Trotter et al.， 2015）. 本文所报道的坡段组巨鲕也说明， 中三叠世早期华南局部地区存在着异常强烈的浅海碳酸盐矿物超饱和海水. 由于这些记录目前都只在个别地区剖面报道， 所以我们对中三叠世的古海洋环境的认识就非常有限. 综合以上讨论可知， 中三叠世的生物和环境的演化关系是十分复杂的， 需要更多更深入的研究， 来探索该时期特殊的生物-环境相互作用机制.

4 结论

（1）坡短地区中三叠世坡段组下部可识别出鲕粒颗粒灰岩、生物碎屑颗粒灰岩、双壳类砾状灰岩和泥晶灰岩等4个碳酸盐岩微相类型， 归纳出泻湖、生物碎屑滩、鲕粒滩和滩间海等4种沉积环境， 表现为表现为镶边碳酸盐台地沉积模式.

（2）在坡段组发育的鲕粒可划分为4个类型， 包括普通同心鲕粒、巨型同心鲕粒、多晶鲕粒和泥晶鲕粒等. 鲕粒的丰度和生物碎屑的丰度呈现出明显的负相关关系.

（3）中三叠世坡短地区发育有巨鲕， 指示海水具有较高海水碳酸盐饱和度、高的溶解无机碳以及高碱度等特征， 反映了区域性的浅海环境恶化事件.

参考文献

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基金资助

国家自然科学基金项目(42030513;42272361)