杜怡星, 時志強

成都理工大學沉積地質(zhì)研究院,成都 610059

川西北地區(qū)上三疊統(tǒng)卡尼階古喀斯特的發(fā)現(xiàn)及研究意義

杜怡星, 時志強

成都理工大學沉積地質(zhì)研究院,成都 610059

在川西北地區(qū)綿竹漢旺、安縣雎水剖面上三疊統(tǒng)卡尼階海綿礁(丘)灰?guī)r頂部發(fā)現(xiàn)古喀斯特；野外露頭可見明顯的花斑狀構(gòu)造以及蜂窩狀溶孔，顯微鏡下可見泥晶化顆粒，喀斯特角礫以及喀斯特溶孔充填物，其中包括泥—亮晶方解石，生物碎屑以及陸源石英顆粒；根據(jù)露頭巖性和顯微薄片特征判斷其屬于早成巖期喀斯特；喀斯特成單層發(fā)育，之上覆蓋化石豐富的黃色或黑色頁巖，其中的菊石化石鑒定表明其為上卡尼階底部沉積。該喀斯特是重要的等時界面，且可作為該地區(qū)上下卡尼階的界線。喀斯特之上的巖性在漢旺和雎水有差異：在綿竹漢旺青巖溝剖面，喀斯特灰?guī)r之上覆蓋有黑色粉砂質(zhì)頁巖與生屑灰?guī)r(如層狀海綿灰?guī)r、海百合灰?guī)r)，在漢旺觀音崖剖面，喀斯特面之上發(fā)育海綿丘灰?guī)r及頁巖，在安縣雎水剖面，古喀斯特發(fā)育在滾落的海綿巨礫之上。綜合研究表明，喀斯特的形成與早期龍門山的隆升以及卡尼期濕潤氣候事件在發(fā)生時間上非常相近，推測其成因與龍門山的隆升以及卡尼期濕潤氣候事件有關(guān)。

喀斯特;卡尼期濕潤氣候事件;龍門山;上三疊統(tǒng)

0 引言

晚三疊世是構(gòu)造活動頻繁、古生態(tài)環(huán)境復雜多變、古氣候變化顯著的一段地質(zhì)歷史時期[1-2]。這一時期的溫室效應十分顯著，在特提斯地區(qū)，其氣候主要表現(xiàn)為半干旱溫暖的氣候特征，大氣中CO2濃度值超過了4 000 mL/m3，但在中—晚卡尼期期間存在兩個短暫的高溫期，與高溫天氣相伴隨的是這一時期全年平均降水量的明顯增多[3-5]。同時，晚三疊世構(gòu)造活動頻繁，位于特提斯北緣的基莫里微型陸塊與歐亞板塊在這一時期發(fā)生碰撞[6]，隨著基莫里板塊持續(xù)向北漂移，最終導致了古特提斯洋的關(guān)閉以及新特提斯洋的打開[7]。由于構(gòu)造運動活躍，在特提斯地區(qū)貫穿整個卡尼期的連續(xù)地層并不多見[8]。

川西北地區(qū)在晚三疊世時期位于特提斯洋東緣。上三疊統(tǒng)卡尼階沉積巖廣泛出露于龍門山前地帶，前人將這套沉積與諾利階下部沉積一起歸為馬鞍塘組[1,9-10]。馬鞍塘組下部主要為一套碳酸鹽巖，該套碳酸鹽巖沉積自下而上分別為一套鮞?；?guī)r和海綿礁(丘)灰?guī)r，層內(nèi)可見生物碎屑顆粒和生物化石。碳酸鹽巖之上則發(fā)育卡尼階黑色頁巖沉積。以前的研究認為從卡尼階內(nèi)的鮞粒灰?guī)r到海綿礁(丘)灰?guī)r再到黑色頁巖，反映出水體連續(xù)逐漸加深的過程[11]，新的野外考察卻在川西北地區(qū)漢旺青巖溝、觀音崖以及安縣雎水等三個剖面的卡尼階海綿礁(丘)灰?guī)r頂部均發(fā)現(xiàn)有古喀斯特的存在，這表明該地區(qū)在卡尼期時曾出現(xiàn)過水深變淺的情況。該喀斯特發(fā)育于川西北地區(qū)上三疊統(tǒng)卡尼階中，屬于早成巖期喀斯特，其正好位于上下卡尼階的界線附近，同時又是卡尼階巖性變化的重要標志，其地層學意義顯著。喀斯特的形成一方面是構(gòu)造作用所致，另一方面與濕熱的氣候條件之間關(guān)系密切[12]，且該喀斯特的形成與龍門山的初次隆升以及卡尼期濕潤氣候事件的發(fā)生在時間上都頗為近似，其成因很有可能與二者密切相關(guān)。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

1.1 構(gòu)造背景

晚三疊世的印支運動導致了中國大陸主體的合并，同時也改變了揚子板塊的構(gòu)造格局與沉積面貌[13]。受印支運動影響，晚三疊世華北板塊與揚子板塊發(fā)生碰撞，導致處于古特提斯洋東線分支的秦嶺洋盆關(guān)閉[14]。四川盆地位于揚子板塊西北側(cè)，在古生代至中生代早期，揚子板塊西部為穩(wěn)定的被動大陸邊緣盆地，地層沉積主要為巨厚的海相碳酸鹽巖[15]。由于受到印支構(gòu)造作用的影響，龍門山在晚三疊世開始由北端至南端逐漸隆升出水面，四川盆地內(nèi)的海水也在此時自東而西逐漸退去，盆內(nèi)沉積物逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)橐躁懴喑练e為主[13,15-16]。在中上揚子地區(qū)，上三疊統(tǒng)卡尼階呈帶狀局限分布于龍門山前緣地區(qū)，其主要集中在四川省綿竹市九龍場至安縣沸水場之間的川西北地區(qū)，在江油佛爺洞等地也有零星分布。地層出露層位主要為上三疊統(tǒng)馬鞍塘組，幾個重要剖面均位于龍門山山前斷褶帶邊緣的4個背斜、向斜兩翼[10]。

1.2 地層背景

上三疊統(tǒng)馬鞍塘組局限分布于龍門山前緣什邡金河到江油馬鞍塘一帶，該地區(qū)在晚三疊世時位于古特提斯海東緣[17]。馬鞍塘組按巖性大致可分為3段：下段巖性主要為鮞?；?guī)r、海綿礁(丘)灰?guī)r；中段以黑色泥頁巖為主，部分地區(qū)存在碳酸鹽巖的二次發(fā)育，故同時可見灰?guī)r與頁巖以及粉砂巖沉積；上段則為粉、細砂巖夾灰?guī)r、泥巖沉積。有關(guān)馬鞍塘組的具體時代劃分此前一直存在爭議，馬鞍塘組建組剖面位于寶成鐵路江油馬鞍塘車站處，前人一直將馬鞍塘組劃歸為卡尼階，但在對其上部地層中菊石和瓣鰓類化石進行年限鑒定后發(fā)現(xiàn)馬鞍塘組上部地層時代屬于早諾利期，成都地質(zhì)學院三疊系研究小組[9-10,13]曾把其作為一個獨立地層單獨劃分出來并命名為石元組。本文綜合前人研究結(jié)果，認為馬鞍塘組的下段和中段屬于卡尼階，而其上段則屬于諾利階。時志強等[18]在雎水、青巖溝剖面發(fā)現(xiàn)了代表上卡尼階底部的標志性菊石化石，由此基本可以確定出川西北地區(qū)上下卡尼階的界線，但是卡尼階與諾利階之間的界線卻由于缺少相關(guān)證據(jù)而無法確定。

2 剖面簡述

研究涉及漢旺觀音崖、漢旺青巖溝以及安縣雎水等3個剖面，其均位于川西北地區(qū)龍門山前緣地帶，剖面位置如圖所示(圖1)。

2.1 安縣雎水剖面

雎水剖面位于龍門山中段，距離雎水鎮(zhèn)北約500 m，馬鞍塘組地層沿河出露，發(fā)育良好。地層厚約183.4 m(圖2)。剖面描述如下：

上覆地層：

26層：上三疊統(tǒng)小塘子組(T3x)灰色薄至中層狀粉砂質(zhì)泥巖與薄至中層狀細砂巖、粉砂巖互層。厚度：8.30 m。

————整合————

馬鞍塘組(T3m)：

21～25層：巖性以灰色、淺灰色鈣質(zhì)粉砂巖及粉砂質(zhì)泥巖為主，夾薄層狀鈣質(zhì)粉砂巖、鈣質(zhì)細砂巖；含植物碎片。下部產(chǎn)瓣鰓類、腹足類化石。厚度：21.50 m。

16～20層：該段沉積主要為泥頁巖和泥灰?guī)r，內(nèi)夾薄層泥質(zhì)粉砂巖。產(chǎn)瓣鰓類、腹足類、腕足類及菊石類化石，含植物碎片及植物莖干化石?？λ固刂系?6層巖性為含生物碎屑黑色頁巖，出產(chǎn)菊石(e.g.,Discotropitidn.gen.n.sp.1,Juvavitid? n.gen.)和浮游類雙殼(HalobiacomatoidesYin)。厚度：21.20 m。

喀斯特面：喀斯特發(fā)育于第15層海綿礁(丘)灰?guī)r的頂部，成層發(fā)育。在野外露頭可見巖石表面的花斑狀構(gòu)造，并發(fā)育有針狀或蜂窩狀溶孔。屬于早成巖期喀斯特。

1～15層：下卡尼階灰?guī)r段，該套地層下部為鮞?；?guī)r段，內(nèi)夾部分生屑灰?guī)r，底部可見核形石。層內(nèi)見豐富的珊瑚化石；鮞?；?guī)r之上沉積物主要為生屑灰?guī)r、凝塊石灰?guī)r，喀斯特之下的15層發(fā)育一套海綿礁(丘)灰?guī)r。層內(nèi)生物種類豐富，可見棘皮類、苔蘚蟲類、瓣鰓類、腹足類、腕足類化石以及大量的海綿骨針。厚度：117.30 m。

圖1 漢旺青巖溝、觀音崖以及安縣雎水剖面位置圖Fig.1 Geographical map showing location of Qingyangou section, Guanyinya section in Hanwang and Jushui section in Anxian, northwestern Sichuan province

圖2 漢旺觀音崖、漢旺青巖溝、安縣雎水剖面巖性柱狀圖Fig.2 Lithological column of the Qingyangou section, Guanyinya section and Jushui section

————整合————

下伏地層：

0層：中三疊統(tǒng)天井山組(T2t)白灰至白色厚層塊狀層紋石灰?guī)r。厚度大于15.00 m。

2.2 漢旺觀音崖剖面

觀音崖剖面位于四川盆地西北部的綿竹漢旺鎮(zhèn)。剖面地層從中三疊統(tǒng)天井山組頂部開始，一直到上三疊統(tǒng)小塘子組底部結(jié)束，地層的真厚度約為98 m。根據(jù)野外巖性特征劃分為30層(圖2)。觀音崖剖面自上而下，巖性分層描述如下：

上三疊統(tǒng)小塘子組(T3x)：

30層：為小塘子組灰色薄到中層狀鈣質(zhì)粉砂巖。厚度：7.30 m。

--------平行不整合--------

上三疊統(tǒng)馬鞍塘組(T3m)：

21～29層：該段主要為頁巖夾多套泥質(zhì)粉砂巖沉積，層間可見植物葉片化石。該套沉積頂部為第29層灰色含礫屑鮞?；?guī)r，礫屑大小不一、磨圓度較差，頂界面凹凸不平，為平行不整合面界線，其上為上三疊統(tǒng)小塘子組沉積。厚度：15.31 m。

16～20層：該段沉積巖性以頁巖和粉砂質(zhì)頁巖為主，其間夾多套灰色薄層狀鈣質(zhì)泥質(zhì)粉砂巖和砂巖，巖層間可見豐富的黃鐵礦顆粒，亦可見植物化石碎片。厚度：18.34 m。

13～15層：為灰?guī)r與頁巖互層沉積，下部為凝塊石灰?guī)r和生屑灰?guī)r，之上發(fā)育深灰色中層狀海綿礁(丘)灰?guī)r，為海綿礁短暫二期次生長?？λ固刂系?3層主要為薄層鈣質(zhì)黑色頁巖，巖層中有黃鐵礦顆粒分布，巖石整體有機質(zhì)含量較高，局部可見薄層生物碎屑灰?guī)r。厚度：14.30 m。

喀斯特面：喀斯特發(fā)育于第12層第一期海綿礁(丘)灰?guī)r的頂部，在野外露頭可見巖石表面的花斑狀構(gòu)造，并發(fā)育有針狀或蜂窩狀溶孔。屬于典型的早成巖期喀斯特。

2～12層：該段為碳酸鹽巖沉積，其下部為灰白色含生屑鮞?；?guī)r以及鮞?；?guī)r，與下部的天井山組頂部呈整合接觸。鮞?；?guī)r段中夾有薄層的生屑灰?guī)r。至該段上部12層巖性變?yōu)楹＞d礁灰?guī)r，巖石呈深灰色，內(nèi)含部分其他生物碎屑，巖石中還可見凝塊石和團塊。在生屑灰?guī)r和鮞?；?guī)r中出產(chǎn)牙形石Quadralellapolygnathiformis，這些牙形石可以確切地表明該段沉積屬于卡尼階。厚度：35.15 m。

————整合————

中三疊統(tǒng)天井山組(T2t)：

0～1層：灰白色中厚層狀含藻紋層灰質(zhì)白云巖以及白云巖，紋層構(gòu)造發(fā)育。厚度：7.40 m。

2.3 漢旺青巖溝剖面

漢旺青巖溝剖面位于綿竹市漢旺鎮(zhèn)西北約一公里的青巖溝內(nèi)。出露地層總厚度約為25 m，自下而上可分為16層，但是馬鞍塘組的頂?shù)捉缑婢豢梢?。巖層中可見大量生物化石，且種類豐富，例如雙殼類、腹足類、頭足類以及植物葉片等(圖2)。剖面特征描述如下：

上三疊統(tǒng)馬鞍塘組(T3m)：

13～16層：該段沉積以泥頁巖以及粉砂質(zhì)頁巖為主，含有大量植物葉片化石以及少量生物碎屑。其間夾灰色中層狀泥質(zhì)粉砂巖，黃鐵礦含量豐富。厚度：12.88 m。

6～12層：該段沉積主要以碳酸鹽巖為主，中間夾多層薄層狀黑色鈣質(zhì)頁巖，巖石中可見植物葉片化石。主要巖性為生屑灰?guī)r，可見大量生物碎屑。第9～10層為海綿礁(丘)灰?guī)r，推測為海綿礁(丘)的第二次發(fā)育。厚度：4.50 m。

4～5層：喀斯特之上的第4層為黑色薄層狀鈣質(zhì)頁巖，可見大量的植物化石碎屑，黃鐵礦顆粒較多且順層分布。第5層為灰色薄到中層狀含生屑粉砂巖，生屑主要為雙殼類、棘皮類、有孔蟲以及海綿碎屑等。厚度：0.90 m。

喀斯特面：喀斯特發(fā)育于第3層第一期海綿礁(丘)灰?guī)r的頂部，該處的喀斯特以野外露頭表面的花斑狀構(gòu)造為特征，原生的喀斯特溶孔較少見，已被后期物質(zhì)所充填。

0～3層：0層主要為灰色中厚層狀含生屑鮞?；?guī)r，正常鮞粒占主要地位，放射鮞和復鮞數(shù)量較少，含少量生物化石。向上逐漸變?yōu)槟龎K石灰?guī)r和生物碎屑灰?guī)r，至第3層則出現(xiàn)海綿礁(丘)灰?guī)r，巖石中可見海綿骨針以及其他生物碎屑。出產(chǎn)牙形石Quadralellapolygnathiformis，表明該段沉積屬于卡尼階。厚度：6.30 m。

3 古喀斯特特征

古喀斯特的形成一般與重大的區(qū)域性構(gòu)造運動以及相對海平面下降導致的暴露有關(guān)?？λ固刈饔媚Ｊ娇煞譃閮煞N：一種是“一般模式”，也稱作經(jīng)典模式，其對應的是晚成巖期喀斯特，亦稱硬巖喀斯特[19]；另一種是“加勒比模式”，其對應的是早成巖期喀斯特，亦稱軟巖喀斯特[19-21]。早成巖期喀斯特多成層發(fā)育，巖石表面?？梢娀ò郀顦?gòu)造以及蜂窩狀或海綿狀溶孔，鏡下常見泥晶化顆粒、生物碎屑、碳酸鹽以及陸源顆粒等充填物[21]。

3.1 宏觀特征

川西北地區(qū)，安縣雎水、漢旺觀音崖和漢旺青巖溝等地上三疊統(tǒng)卡尼階中的古喀斯特顯示出早成巖期喀斯特的明顯特征：成層發(fā)育、花斑構(gòu)造以及海綿狀或蜂窩狀溶孔。

雎水剖面的古喀斯特位于剖面第15層的海綿礁(丘)灰?guī)r頂部(圖3A1)，巖層內(nèi)可見大量古生物化石以及海綿硬塊。在海綿礁(丘)體表面，可見大量呈黃褐色，被泥晶顆粒、砂泥混合物以及生物碎屑顆粒充填形成的花斑構(gòu)造(圖3A2)，同時巖石表面仍可見一些未被充填的蜂窩狀或海綿狀溶孔(圖3A3，A4)。觀音崖剖面古喀斯特位于剖面第12層第一期海綿礁(丘)灰?guī)r的頂部，其野外露頭特征與青巖溝以及雎水剖面的喀斯特類似(圖3B1)。巖石表面可見喀斯特溶孔被砂泥混合物以及生物碎屑顆粒充填所形成的花斑構(gòu)造(圖3B2)，部分巖石表面仍可見殘余溶孔(圖3B3)。青巖溝的古喀斯特發(fā)育在剖面第3層頂部的第一期海綿礁(丘)灰?guī)r中，在灰色的基巖表面可見明顯的花斑狀構(gòu)造(圖3C1，C2)，這是由于大氣水體在巖石內(nèi)部沖刷淋濾形成的管道被后期物質(zhì)充填形成的結(jié)果，充填物呈黃褐色，多為泥晶顆粒，砂泥混合物以及生物碎屑顆粒等(圖3C3)。

3.2 顯微特征

漢旺觀音崖剖面喀斯特發(fā)育于第一期海綿礁(丘)頂部，鏡下可見大量的生物碎屑以及海綿骨針，同時可見碳酸鹽砂泥混合物以及零星的陸源石英顆粒充填于喀斯特溶孔中?；|(zhì)內(nèi)可見泥晶化顆粒(4A)，部分生物化石在淡水淋濾作用下也產(chǎn)生泥晶化現(xiàn)象，如圖4B所示為泥晶化有孔蟲。部分生物顆粒因受淡水淋濾溶解而僅剩外形，其產(chǎn)生的孔洞被后期的方解石充填。部分基質(zhì)或充填物中可見磨圓較差，呈次棱角狀的喀斯特角礫(4C)。

青巖溝剖面喀斯特發(fā)育于第一期海綿礁(丘)灰?guī)r中，其薄片中所見現(xiàn)象與觀音崖剖面類似。鏡下可見海綿骨針化石，一些生物化石被淋濾溶解只剩下泥晶化的形態(tài)，溶解產(chǎn)生的孔洞被后期亮晶或微亮晶的方解石充填(圖4D)。這些被充填的孔洞與泥晶的基質(zhì)一起形成了與巖石表面類似的花斑狀構(gòu)造(圖4F)。在部分基質(zhì)或充填物中同樣存在著磨圓較差，呈次棱角狀的喀斯特角礫。

圖3 川西北地區(qū)安縣雎水、漢旺觀音崖和青巖溝剖面古喀斯特宏觀特征A.雎水剖面古喀斯特野外照片：A1，A2在海綿礁(丘)體表面，可見大量呈黃褐色，被泥晶顆粒、砂泥混合物以及生物碎屑顆粒充填形成的花斑構(gòu)造(紅色箭頭所指)，A3，A4為殘留的蜂窩狀或海綿狀溶孔；B.觀音崖剖面古喀斯特野外照片：B1，B2可見巖石表面黃褐色的充填物(紅色箭頭所指)，B3為巖石表面殘留的喀斯特溶孔；C.青巖溝剖面古喀斯特野外照片：C1，C2可見巖石表面黃褐色的充填物，C3為C1照片的局部放大，具明顯的花斑狀構(gòu)造，見大量黃褐色喀斯特充填物(紅色箭頭所指)。Fig.3 Characteristics of the karst in Qingyangou section, Guanyinya section and Jushui section, northwestern Sichuan

雎水剖面的喀斯特面同樣發(fā)育于海綿礁(丘)灰?guī)r之中，但與觀音崖和青巖溝不同的是雎水海綿礁(丘)灰?guī)r的溶蝕孔洞中不僅充填有碳酸鹽砂質(zhì)和泥質(zhì)顆粒，部分孔洞內(nèi)部還充填有陸源石英砂顆粒(圖4G，H)。在顯微鏡下可見大量造礁的海綿以及其他的生物化石，部分生物顆粒溶解后被亮晶方解石充填，喀斯特溶蝕孔中充填陸源石英砂顆粒，同時在灰?guī)r的基質(zhì)中也沉積有部分的陸源石英顆粒(圖4I)，這可能表明在海綿礁(丘)灰?guī)r沉積的過程中就已經(jīng)開始有部分的陸源碎屑物質(zhì)向盆地內(nèi)輸入。

3.3 喀斯特成因分析

在以往的喀斯特研究對象中，大多數(shù)均屬于晚成巖期喀斯特。由于晚成巖期喀斯特主要基于過去對大陸型喀斯特的研究，故其又被稱為大陸型喀斯特[20]；有統(tǒng)計數(shù)據(jù)表明，晚成巖期巖石發(fā)育的喀斯特占喀斯特總數(shù)的98%，而早成巖期喀斯特僅占2%[22]。早成巖期喀斯特的研究實例報道早期主要來自島嶼及海岸環(huán)境，巖石類型主要為早成巖期的碳酸鹽巖[21,23-24]，后來隨著研究的不斷深入，人們發(fā)現(xiàn)區(qū)域性海平面下降導致的臺地大面積暴露也可產(chǎn)生早成巖期喀斯特[25-26]。

早成巖期喀斯特一般具有以下幾個重要的鑒別特征：花斑狀構(gòu)造、蜂窩狀或海綿狀溶孔、泥晶化顆粒、生物碎屑、碳酸鹽以及陸源充填物[21]。此次研究發(fā)現(xiàn)的古喀斯特就屬于典型的早成巖期喀斯特。就成因機制來看，早成巖期喀斯特與晚成巖期喀斯特在主控因素上存在重要差別[21,27]，晚成巖期喀斯特由于其巖石本身堅硬且致密，一般情況下，水體的流動通道主要依賴于巖石的裂縫、節(jié)理以及層理面[21]。而對于早成巖期的巖石來說，由于其未經(jīng)歷深埋藏及強壓實作用，所以往往保留有較好的孔滲性，使得水體可以在顆粒之間呈漫流式流動[21]，隨著時間的累計便逐漸形成管道。此次研究發(fā)現(xiàn)的喀斯特既是如此(圖5)。但也有研究表明：若在晚成巖期孔滲層得以保存，在大氣淡水的作用下也可能出現(xiàn)類似于早成巖期喀斯特的巖溶特征，如四川盆地龍王廟組，但此類型的喀斯特巖石中常含有易溶的膏鹽以及石鹽[28]。而這種現(xiàn)象在此次的喀斯特研究中并未發(fā)現(xiàn)。

圖5 喀斯特巖石內(nèi)部的漫流式溶孔(箭頭所示)Fig.5 Diffuse dissolution pore in karst(Indicated by the arrows)

川西北地區(qū)卡尼階中的喀斯特發(fā)育于海綿礁(丘)灰?guī)r內(nèi)，巖石內(nèi)部含大量團塊以及生物顆粒，可見其巖石在早成巖時期孔滲性較好，水體得以在碳酸鹽顆粒間呈漫流式流動。之后，巖石在大氣淡水與海水形成的混合水帶中被緩慢溶蝕，使得巖石內(nèi)部形成交織分布的網(wǎng)狀管道(圖5)，而在巖石表面則出現(xiàn)蜂窩狀或海綿狀溶孔。當這些蜂窩狀或海綿狀溶孔被后期的亮晶方解石、泥晶顆粒、砂泥混合物以及生物碎屑等充填后，巖石表面就表現(xiàn)出明顯的花斑狀構(gòu)造。

4 研究意義

4.1 地層劃分意義

晚三疊世是四川盆地重要的海陸轉(zhuǎn)換時期，盆地內(nèi)海水在這一時期逐漸退去[29-30]，沉積巖性由海相碳酸鹽巖逐漸向海相碎屑巖和陸相碎屑巖轉(zhuǎn)變，因此四川盆地的三疊系沉積表現(xiàn)出明顯的二分性。而馬鞍塘組就處于四川盆地由海相向陸相轉(zhuǎn)變的關(guān)鍵層位，是盆地內(nèi)最后的海相碳酸鹽巖發(fā)育的地層[10,15]。

馬鞍塘組大致可分為上中下三段。前人依據(jù)古生物化石的分布特征認為馬鞍塘組下段與中段屬于卡尼階，而其上段則屬于下諾利階[9,13]。趙玉峰[31]曾將川西地區(qū)中晚三疊世劃分為5個雙殼類生物組合帶，其中雙殼Halobiapluriradiata-Halobiaconvexa組合帶分布于馬鞍塘組下部(巖性為含生物碎屑泥巖、灰?guī)r)，含豐富的有孔蟲、菊石、鸚鵡螺及雙殼類化石，該組合帶所代表的地質(zhì)年代為早卡尼期。而在馬鞍唐組上部和須家河組下部一段二段(小塘子組)地層之中則分布有雙殼Burmesialirata-Myophoria(Costatria)napengensis組合帶，該組合帶產(chǎn)于粉砂質(zhì)泥巖和泥質(zhì)粉砂巖中，含豐富的雙殼類化石，其次為少量菊石化石。該組合帶所代表的地質(zhì)年代為晚卡尼期至早諾利期?？v觀前人的研究，雖然部分學者運用生物地層學等方法標定了馬鞍塘組的沉積時代，但卻都沒能對其進行更進一步的劃分。

Shietal.[18]在觀音崖剖面和雎水剖面的馬鞍塘組下段生屑灰?guī)r中均發(fā)現(xiàn)有牙形石Quadralellapolygnathiformis，這些牙形石可以確切地表明馬鞍塘組下段沉積屬于卡尼階。但是僅僅通過牙形石的鑒定并不能對馬鞍塘組下段的沉積時代進行更加精確的劃分，同時也無法更進一步地確定上下卡尼階的界線，即julian亞階和tuvalian亞階的界線，因為牙形石Quadralellapolygnathiformis生存的時代范圍包括了整個卡尼期。但是在雎水和青巖溝剖面馬鞍塘組下段頂部的喀斯特面之上2～3 m的含生物碎屑黑色頁巖中，同時發(fā)現(xiàn)了大量其他具有重要地層學意義的生物化石。比如菊石(Discotropitidn.gen.,n.sp.1，Juvavitid? n.gen.)和浮游類雙殼 (HalobiacomatoidesYin)。粗棱的Discotropitids菊石屬代表的時代范圍是晚卡尼早期至晚卡尼中期，即Tuvalian 1至Tuvalian 2時期[32-33]，其中缺少螺旋殼飾的菊石Discotropites來自經(jīng)典的波斯尼亞Glamoc菊石帶[32,34]，其可作為上卡尼階底部(Tuvalian 1)的代表[18]。

由于菊石(Discotropitesn.gen.,n.sp.1)的出現(xiàn)，我們可以確定出該喀斯特的形成時間在早卡尼晚期(Julian 2)至晚卡尼早期(Tuvalian 1)。其正好位于上下卡尼階的界線附近，在某種程度上來說，該喀斯特面可作為川西北地區(qū)上下卡尼階界線的劃分標志。該界面對于今后川西北地區(qū)，乃至整個四川盆地上三疊統(tǒng)的研究來說，尤其是在進行更為精確的地層劃分時，具有重要的參考價值。

4.2 古構(gòu)造意義

喀斯特的形成通常與地層的暴露有關(guān)，對于海洋環(huán)境來說，在構(gòu)造活動頻繁的時期，當構(gòu)造運動導致相對海平面下降時，巖層就會抬升至淺水地區(qū)，甚至暴露出水面，使得層內(nèi)巖石遭受大氣淡水或混合水的淋濾作用，從而產(chǎn)生巖溶喀斯特。生物化石的鑒定結(jié)果表明，川西北地區(qū)上三疊統(tǒng)海綿礁(丘)中古喀斯特的發(fā)育時代為早卡尼晚期(Julian 2)至晚卡尼早期(Tuvalian 1)。然而參考卡尼期的全球海平面變化曲線來看，這一時期的全球海平面處于上升趨勢[11]，這說明這次暴露并非是由于全球性的海平面下降而產(chǎn)生，而是由區(qū)域性的構(gòu)造抬升引起的地區(qū)相對海平面下降所導致，就地理位置上來看，其很有可能與晚三疊世早期龍門山的構(gòu)造隆升事件有關(guān)。

有學者認為，在馬鞍塘沉積期(主要為卡尼期)，川西北地區(qū)地層發(fā)育仍然以海相為主，此時西部的龍門山造山帶并未有發(fā)生明顯的隆升作用。而從小塘子沉積期開始，龍門山造山帶北段開始構(gòu)造隆升，并成為此后川西北地區(qū)的主要物源區(qū)[16]。而陳楊等[35]在對早諾利期小塘子組的碎屑鋯石進行研究后，認為龍門山的隆升在早卡尼期就已經(jīng)開始；但是晚三疊世早期川西地區(qū)的沉積物源主要還是來自北東方向和北部的秦嶺造山帶，這說明龍門山在晚三疊世早期隆升的規(guī)模還比較有限。此次川西北地區(qū)卡尼階中的古喀斯特在其形成時間上與陳楊等[35]得出的早期龍門山隆升的時間結(jié)果非常近似，這表明龍門山在這一時期很可能的確發(fā)生過構(gòu)造隆升。但是從沉積特征上來看，龍門山隆升帶來的陸源物質(zhì)供給增加卻并不太明顯，鏡下僅見部分喀斯特溶孔以及灰?guī)r基質(zhì)中充填有少量的陸源石英顆粒，大部分的喀斯特充填物主要為泥微晶以及亮晶方解石，這也在一定程度上印證了龍門山在這一時期的隆升規(guī)模還比較有限這一觀點。

4.3 卡尼期濕潤氣候事件的影響

卡尼期濕潤氣候事件是繼二疊紀末生物大滅絕后最顯著的一次全球范圍內(nèi)小地質(zhì)時間尺度的氣候變化及生物危機事件[36-37]，許多物種在卡尼事件之后開始復蘇[38-39]。有人認為三疊紀時期的氣候狀況是相對穩(wěn)定的[40-41]。然而，有同樣的證據(jù)表明在晚三疊世卡尼期發(fā)生了一起劇烈的氣候變化事件，氣候在此時由干燥變得濕潤[42-43]。人們最開始是從北阿爾卑斯碳酸鹽臺地生長的中斷而注意到這起氣候變化事件的[44]。在北英格蘭地區(qū)，砂巖的廣泛分布以及巖石中高嶺石含量的增多被解釋為是氣候向濕熱轉(zhuǎn)變的標志[42-43]。這起事件同時也被稱為卡尼期洪水事件(CPE)[43]。根據(jù)生物地層學的推斷，其發(fā)生時間應該為卡尼中晚期[45-46]?？崞跐駶櫄夂蚴录诔练e特征上表現(xiàn)為由生物灰?guī)r到黑色頁巖的巖性突變，并伴有大量陸源硅質(zhì)碎屑的輸入[1,10,17,47-48]，其被Pretoetal.[2,48]認為是三疊紀晚期最為顯著的全球性氣候變化事件。

長久以來，碳酸鹽臺地的消亡以及黑色頁巖的突然出現(xiàn)被認為是全球卡尼期濕潤氣候事件開始的重要標志[48]。但與其他特提斯地區(qū)不同的是，在川西北地區(qū)卡尼階灰?guī)r與黑色頁巖之間發(fā)育著一層古喀斯特面。雖然在對歐洲地區(qū)上三疊統(tǒng)的研究中有過關(guān)于喀斯特以及落水洞的報道[48-49]，但在有關(guān)卡尼期濕潤氣候事件的研究文獻中，尤其是在涉及卡尼階灰?guī)r到黑色頁巖的關(guān)鍵巖性變化的材料中則未見關(guān)于喀斯特的論述。這表明，卡尼期濕潤氣候事件雖然具有全球性的影響，但由于受到不同地方區(qū)域地質(zhì)作用的影響，其在表現(xiàn)形式上也可能存在著地域性差異。而川西北地區(qū)卡尼期濕潤氣候事件的產(chǎn)生與該地區(qū)卡尼階內(nèi)部古喀斯特，二者在發(fā)生時間與表現(xiàn)特征上均存在著驚人的同步性與一致性。其依據(jù)有，代表卡尼期濕潤氣候事件開端的黑色頁巖直接覆蓋于喀斯特面之上，二者形成的時間非常相近；再者，卡尼期濕潤氣候事件以幕次降雨量的增多為特征；而喀斯特的形成與濕潤氣候條件之間則存在明顯的關(guān)聯(lián)，喀斯特主要發(fā)育于氣候濕熱的地區(qū)(如熱帶和亞熱帶)，氣候干旱的地區(qū)很難發(fā)育喀斯特，在高寒帶則基本不發(fā)育喀斯特[12]。由于這些氣候濕熱的地區(qū)降雨量較大，所以巖層更易被沖刷淋濾形成喀斯特溶孔。同時降雨量的增加會導致大量陸源碎屑物質(zhì)輸入海洋，部分陸源物質(zhì)則會充填進入喀斯特溶孔?？犭A海綿礁(丘)灰?guī)r頂部喀斯特的出現(xiàn)在某種程度上反映出在早卡尼晚期(Julian 2)川西北地區(qū)的氣候狀況已經(jīng)由干旱開始向濕潤轉(zhuǎn)變。該喀斯特的形成與卡尼期濕潤氣候事件之間關(guān)系密切，可作為川西北地區(qū)卡尼期濕潤氣候事件開始的一個重要標志，其古氣候意義十分顯著。

5 結(jié)論

通過野外露頭剖面觀察，鏡下薄片鑒定，并綜合前人的研究成果，此次研究得出以下幾點認識：

(1) 首次在川西北地區(qū)上三疊統(tǒng)卡尼階海綿礁(丘)灰?guī)r的頂部發(fā)現(xiàn)了古喀斯特，露頭可見明顯的花斑狀構(gòu)造以及蜂窩狀溶孔；鏡下可見交織分布的網(wǎng)狀管道以及充填于管道及孔洞中的碳酸鹽顆粒和陸源碎屑物質(zhì)。根據(jù)其野外露頭特征以及鏡下顯微特征判斷該喀斯特屬于早成巖期喀斯特。

(2) 該喀斯特的形成時間為早卡尼晚期(Julian 2)至晚卡尼早期(Tuvalian 1)。

(3) 早成巖期喀斯特的出現(xiàn)暗示了相對濕潤的氣候條件，其可作為川西北地區(qū)卡尼期濕潤氣候事件開始的重要標志。同時喀斯特的形成表明川西北地區(qū)在卡尼期存發(fā)生過構(gòu)造抬升，并且很有可能是早期龍門山構(gòu)造隆升的結(jié)果。

References)

[1] 時志強，歐莉華，羅鳳姿，等. 晚三疊世卡尼期黑色頁巖事件在龍門山地區(qū)的沉積學和古生物學響應[J]. 古地理學報，2009，11(4)：375-383. [Shi Zhiqiang, Ou Lihua, Luo Fengzi, et al. Black shale event during the Late Triassic Carnian age: implications from sedimentary and palaeontological records in Longmen Mountains region[J]. Journal of Palaeogeography, 2009, 11(4): 375-383.]

[2] Preto N, Kustatscher E, Wignall P B. Triassic climates-State of the art and perspectives[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2010, 290(1/2/3/4): 1-10.

[3] Royer D L, Berner R A, Montaez L P, et al. CO2as the primary driver of Phanerozoic climate[J]. GSA Today, 2004, 14(3): 4-10.

[4] Royer D L. CO2-forced climate thresholds during the Phanerozoic[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2006, 70(23): 5665-5675.

[5] Retallack G J. Greenhouse crises of the past 300 million years[J]. Geological Society of America Bulletin, 2009, 121(9/10): 1441-1455.

[6] Stampfli G, Kozur H W. Europe from the Variscan to the Alpine cycles[M]//Gee D G, Stephenson R A. European Lithosphere Dynamics. London: Geological Society, 2006, 32: 57-82.

[7] Golonka J. Late Triassic and early Jurassic palaeogeography of the world[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2007, 244(1/2/3/4): 297-307.

[8] Nakada R, Ogawa K, Suzuki N, et al. Late Triassic compositional changes of aeolian dusts in the pelagic Panthalassa: response to the continental climatic change[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2014, 393: 61-75.

[9] 鄧康齡，何鯉，秦大有，等. 四川盆地西部晚三疊世早期地層及其沉積環(huán)境[J]. 石油與天然氣地質(zhì)，1982，3(3)：204-210. [Deng Kangling, He Li, Qin Dayou, et al. The earlier late Triassic sequence and its sedimentary environment in western Sichuan Basin[J]. Oil & Gas Geology, 1982, 3(3): 204-210.]

[10] 時志強，張華，曾德勇，等. 龍門山前緣上三疊統(tǒng)卡尼階特征及其古環(huán)境、古氣候意義[J]. 成都理工大學學報：自然科學版，2010，37(4)：424-431. [Shi Zhiqiang, Zhang Hua, Zeng Deyong, et al. Characters of Carnian in the frontal area of Mt. Longmenshan: implications for palaeoenvironment and paleoclimate[J]. Journal of Chengdu University of Technology: Science & Technology Edition, 2010, 37(4): 424-431.]

[11] 李勇，蘇德辰，董順利，等. 晚三疊世龍門山前陸盆地早期(卡尼期)碳酸鹽緩坡和海綿礁的淹沒過程與動力機制[J]. 巖石學報，2011，27(11)：3460-3470. [Li Yong, Su Dechen, Dong Shunli, et al. Dynamics of drowning of the carbonate ramp and sponge build-up in the early stage (Carnian) of Longmen Shan foreland basin, Late Triassic, China[J]. Acta Petrologica Sinica, 2011, 27(11): 3460-3470.]

[12] 車用太，魚金子. 中國的喀斯特[M]. 北京：科學出版社，1985：69-71. [Che Yongtai, Yu Jinzi. Chinese Karst[M]. Beijing: Science Press, 1985: 69-71.]

[13] 張彪，王中蛟，時志強，等. 川西北綿竹漢旺馬鞍塘組與小塘子組間不整合面的發(fā)現(xiàn)及意義[J]. 成都理工大學學報：自然科學版，2013，41(1)：80-88. [Zhang Biao, Wang Zhongjiao, Shi Zhiqiang, et al. Discovery and geological significance of unconformity surface between Upper Triassic Ma’antang Formation and Xiaotangzi Formation in Hanwang of Mianzhu in Northwest Sichuan, China[J]. Journal of Chengdu University of Technology: Science & Technology Edition, 2013, 41(1): 80-88.]

[14] 李江海，王洪浩，李維波，等. 顯生宙全球古板塊再造及構(gòu)造演化[J]. 石油學報，2014，35(2)：207-218. [Li Jianghai, Wang Honghao, Li Weibo, et al. Discussion on global tectonics evolution from plate reconstruction in Phanerozonic[J]. Acta Petrolei Sinica, 2014, 35(2): 207-218.]

[15] 劉樹根，楊榮軍，吳熙純，等. 四川盆地西部晚三疊世海相碳酸鹽巖一碎屑巖的轉(zhuǎn)換過程[J]. 石油與天然氣地質(zhì)，2009，30(5)：556-565. [Liu Shugen, Yang Rongjun, Wu Xichun, et al. The Late Triassic transition from marine carbonate rock to clastics in the western Sichuan Basin[J]. Oil & Gas Geology, 2009, 30(5): 556-565.]

[16] 陳洪德，徐勝林，林良彪，等. 龍門山造山帶晚三疊世構(gòu)造隆升的分段性及層序充填響應[J]. 沉積學報，2011，29(4)：622-630. [Chen Hongde, Xu Shenglin, Lin Liangbiao, et al. Segmental uplift of Longmenshan Orogen and sequence filling characteristic of western Sichuan Foreland-like Basin, Later Triassic[J]. Acta Sedimentologica Sinica, 2011, 29(4): 622-630.]

[17] 時志強，錢利軍，曾德勇，等. 晚三疊世卡尼期碳酸鹽生產(chǎn)危機在東特提斯地區(qū)的地質(zhì)記錄[J]. 地質(zhì)論評，2010，56(3)：321-328. [Shi Zhiqiang, Qian Lijun, Zeng Deyong, et al. Geological records of Late Triassic Carnian carbonate productivity crisis in eastern Tethys region(SW China)[J]. Geological Review, 2010, 56(3): 321-328.]

[18] Zhiqiang Shi, Nereo Preto, Haishui Jiang, et al. Demise of Late Triassic sponge mounds along the northwestern margin of the Yangtze Block, South China: Related to the Carnian Pluvial Phase?[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2017, 474:247-263.

[19] Esteban M. Palaeokarst: practical applications[M]//Wright V P, Esteban M, Smart P L. Palaeokarsts and Palaeokarstic Reservoirs. Univ. Reading, 1991: 89-119.

[20] Grimes K G. Syngenetic karst in Australia: a review[J]. Helictite, 2006, 39(2): 27-38.

[21] 譚秀成，肖笛，陳景山，等. 早成巖期喀斯特化研究新進展及意義[J]. 古地理學報，2015，17(4)：442-456. [Tan Xiucheng, Xiao Di, Chen Jingshan, et al. New advance and enlightenment of eogenetic karstification[J]. Journal of Palaeogeography, 2015, 17(4): 442-456.]

[22] Loucks R G. Origins of reservoir heterogeneity in paleokarst reservoirs; key to understanding production[R]. Bureau of Economic Geology Centennial Lecture Program, 2009: 12-15.

[23] Mylroie J E, Carew J L. Land use and carbonate island karst[C]//Beck B F, Stephenson J B. The Engineering Geology and Hydrogeology of Karst Terranes. Brookfield, Illinois: A. A. Balkema, Brookfield, 1997: 3-12.

[24] Mylroie J E, Carew J L. Speleogenesis in coastal and oceanic settings[C]//Klimchouk A B, Ford D C, Palmer A N, et al. Speleogenesis: Evolution of Karst Aquifers. Huntsville, Alabama: National Speleological Society, 2000: 226-233.

[25] Xiao Di, Tan Xiucheng, Xi Aihua, et al. An inland facies-controlled eogenetic karst of the carbonate reservoir in the Middle Permian Maokou Formation, southern Sichuan Basin, SW China[J]. Marine and Petroleum Geology, 2016, 72: 218-233.

[26] 肖笛，譚秀成，郗愛華，等. 四川盆地南部中二疊統(tǒng)茅口組碳酸鹽巖巖溶特征：古大陸環(huán)境下層控型早成巖期巖溶實例[J]. 古地理學報，2015，17(4)：457-476. [Xiao Di, Tan Xiucheng, Xi Aihua, et al. Palaeokarst characteristics of carbonate rocks of the Middle Permian Maokou Formation in southern Sichuan Basin: example of strata-bound eogenetic karst in palaeo-continental settings[J]. Journal of Palaeogeography, 2015, 17(4): 457-476.]

[27] Vacher H L, Mylroie J E. Eogenetic karst from the perspective of an equivalent porous medium[J]. Carbonates and Evaporites, 2002, 17(2): 182-196.

[28] 金民東，曾偉，譚秀成，等. 四川磨溪—高石梯地區(qū)龍王廟組灘控巖溶型儲集層特征及控制因素[J]. 石油勘探與開發(fā)，2014，41(6)：650-660. [Jin Mindong, Zeng Wei, Tan Xiucheng, et al. Characteristics and controlling factors of beach-controlled karst reservoirs in Cambrian Longwangmiao Formation, Moxi-Gaoshiti area, Sichuan Basin, NW China[J]. Petroleum Exploration and Development, 2014, 41(6): 650-660.]

[29] 羅志立. 揚子古板塊的形成及其對中國南方地殼發(fā)展的影響[J]. 地質(zhì)科學，1979(2)：127-138. [Luo Zhili. On the occurrence of Yangze old plate and its influence on the evolution of lithosphere in the southern part of China[J]. Scientia Geologica Sinica, 1979(2): 127-138.]

[30] 邊兆祥，朱夔玉，金以鐘，等. 四川龍門山印支期構(gòu)造發(fā)展特征[J]. 四川地質(zhì)學報，1980，00(1)：1-10. [Bian Zhaoxiang, Zhu Kuiyu, Jin Yizhong, et al. The development characteristics of Longmen Mountains in Sichuan during Indosinian[J]. Acta Geologica Sichuan, 1980, 00(1): 1-10.]

[31] 趙玉峰. 川西地區(qū)中晚三疊世多重地層劃分對比及沉積體系分析[D]. 成都：成都理工大學，2009：30-31. [Zhao Yufeng. Multiple stratigraphic division and correlation and depositional system analysis of the middle Late Triassic in west of Sichuan[D]. Chengdu: Chengdu University of Technology, 2009: 30-31.]

[32] Krystyn L. Stratigraphy of the Hallstatt region[J]. Abhandlungen der Geologischen Bundesanstalt, 1980, 35: 69-98.

[33] Tozer E T. Canadian Triassic ammonoid faunas[J]. Geological Survey of Canada Bulletin, 1994, 467: 1-663.

[34] Diener C. Ladinic, carnic, and Noric faunae of Spiti[M]//Memoirs Geological Survey of India, Palaeontologia Indica (Ser. 15), Calcutta, 1908: 1-157.

[35] 陳楊，劉樹根，李智武，等. 川西前陸盆地晚三疊世早期物源與龍門山的有限隆升：碎屑鋯石U-Pb年代學研究[J]. 大地構(gòu)造與成礦學，2011，35(2)：315-323. [Chen Yang, Liu Shugen, Li Zhiwu, et al. LA-ICP-MS detrital zircon U-Pb geochronology approaches to the sediment provenance of western Sichuan foreland basin and limited uplift the Longmen mountains during the early stage of Late Triassic[J]. Geotectonica et Metallogenia, 2011, 35(2): 315-323.]

[36] Raup D M, Sepkoski J, Jr. Mass extinction in the marine fossil record[J]. Science, 1982, 215(4539): 1501-1503.

[37] Kump L R. The geochemistry of mass extinction[M]//Mackenzie F T. Sediments, Diagenesis, and Sedimentary Rocks. Treatise on Geochemistry, Vol. 7. Amsterdam: Elsevier Pergamon, 2003: 351-367.

[38] Hallam A, Wignall P B. Mass Extinctions and Their Aftermath[M]. Oxford: Oxford University Press, 1997.

[39] Chen Zhongqiang, Benton M J. The timing and pattern of biotic recovery following the end-Permian mass extinction[J]. Nature Geoscience, 2012, 5(6): 375-383.

[40] Kutzbach J E, Gallimore R G. Pangaean climates: megamonsoons of the megacontinent[J]. Journal of Geophysical Research, 1989, 94(D3): 3341-3357.

[41] Parrish J T. Climate of the supercontinent Pangea[J]. The Journal of Geology, 1993, 101(2): 215-233.

[42] Simms M J, Ruffell A H. Synchroneity of climatic change and extinctions in the Late Triassic[J]. Geology, 1989, 17(3): 265-268.

[43] Simms M J, Ruffell A H. Climatic and biotic change in the late Triassic[J]. Journal of the Geological Society, 1990, 147(2): 321-327.

[44] Schlager W, Schelnberger W. Das Prinzip stratigraphischer Wenden in der Schichtenfolge der Noedlichen Kalkalpen[J]. Mitteilungen der Geologischen Gesellschaft Wien, 1974, 66-67: 165-193.

[45] Hornung T, Brandner R. Biochronostratigraphy of the Reingraben Turnover (Hallstatt Facies Belt): local black shale events controlled by the regional tectonics, climatic change and plate tectonics[J]. Facies, 2005, 51(1/2/3/4): 460-479.

[46] Rigo M, Preto N, Roghi G, et al. A rise in the carbonate compensation depth of western Tethys in the Carnian (Late Triassic): deep-water evidence for the Carnian Pluvial Event[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2007, 246(2/3/4): 188-205.

[47] 時志強，錢利軍，熊兆軍，等. 中國西南部地區(qū)卡尼期危機及其成因探討[J]. 礦物巖石地球化學通報，2010，29(3)：227-232. [Shi Zhiqiang, Qian Lijun, Xiong Zhaojun, et al. Carnian crisis occurring in SW China and its ideational origin[J]. Bulletin of Mineralogy, Petrology and Geochemistry, 2010, 29(3): 227-232.]

[48] 金鑫，時志強，王艷艷，等. 晚三疊世中卡尼期極端氣候事件：研究進展及存在問題[J]. 沉積學報，2015，33(1)：105-115. [Jin Xin, Shi Zhiqiang, Wang Yanyan, et al. Mid-Carnian (Late Triassic) extreme climate event: advances and unsolved problems[J]. Acta Sedimentologica Sinica, 2015, 33(1): 105-115.]

[49] Carmignani L, Conti P, Massa G, et al. Note Illustrative Della Carta Geologica d’Italia; Alla Scala 1:50.000" Foglio 249-Massa Carrara"[M]. Italia: Servizio Geologicod’ Italia, 2007: 200.

Discovery of the Upper Triassic Karst in Northwest Sichuan Basin, China: Implications for Carnian Tectonic and Paleoclimatic Evolution

DU YiXing, SHI ZhiQiang

Institute of Sedimentary Geology, Chengdu University of Technology, Chengdu 610059, China

A karst surface is first found at the top of the Upper Triassic Carnian sponge limestone at Hanwang sections in Mianzhu and Jushui section in Anxian, northwestern Sichuan Province, China. Piebald structures and honeycomb dissolved pores are obvious in the karst outcrops, and karst breccia, filling material (e.g., micritic-sparry calcite and terrigenous quartz grains) in the dissolved pores and micritization granules are discovered with microscope. According to the microscopic characteristics and the lithology, the eogenetic karst is determined to be a single layer, overlied yellow and black shale containing abundant marine fossils. The identification of ammonoids in the shales shows that the karst is an important isochronous surface regarded as the boundary of the upper and lower Carnian. The strata above the karst are different between the Hanwang sections and Jushui section, i.e., the overlying rocks above the karst in the Qingyangou section, Hanwang are black silty shale and bioclastic limestone (e.g. lamellated sponge limestone and crinoidal limestone) while in Guanyinya section, Hanwang, the overlying rocks above the karst are shale and moundy sponge limestone. However, karst caves are developed at the top of sponge boulders in the Jushui section. Comprehensive research implies that the formation time of this karst is close to the occurrence of the Longmen Mountain uplift and the Carnian Pluvial Event, it is thus inferred that the karst was caused by the joint effect of uplift of Longmen Mountain and Carnian paleoclimatic event.

Karst; Carnian Pluvial Event; Longmen Mountain; Upper Triassic

1000-0550(2017)03-0460-10

10.14027/j.cnki.cjxb.2017.03.004

2016-08-10； 收修改稿日期： 2016-09-08

國家自然科學基金項目(41572085,41272131)[Foundation: National Natural Science Foundation of China, No. 41572085,41272131]

杜怡星，男，1991年出生，碩士研究生，沉積學，E-mail: 280418258@qq.com

時志強，男，教授，E-mail: szqcdut@163.com

P588.24+5

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