寒武系含矿建造的地质特征

湘西地区寒武系分布广泛，层序完整，沉积类型多样。在生物地层分区上跨扬子区和江南区，古地理环境、沉积岩相及生物群等横向上变化均很大，其中又蕴藏着丰富的沉积、层控型金属和非金属矿产，因而一直是我国深入研究寒武纪地层极为重要的地区之一。

一、湘西寒武纪地层分区及地层划分

湖南区调队（1986）将湖南寒武纪地层划分为湘西北区、武陵山过渡区、湘中区和湘南区四大区域。按此分区原则，本文研究范围主要在武陵山过渡区和湘中区之雪峰山小区之内（图1）。

武陵山过渡区主要分布在保靖—沈家湾一线以南，新晃—凤凰—吉首—常德一线以北。本区早寒武世早期主要形成炭质页岩、硅质岩沉积，晚期以黑色薄层灰岩、白云岩为主，夹炭质页岩沉积；中、晚寒武世则为泥质条带状灰岩、泥质灰岩、内角砾灰岩、白云质灰岩、白云质页岩等一套碳酸盐岩沉积。

雪峰山小区主要分布在新晃—凤凰—吉首—常德一线以南，通道—洞口一线以北。本小区早寒武世早期主要发育高炭质页岩及黑色硅质岩沉积，晚期仍以炭质页岩为主，有时夹有炭质灰岩透镜体和薄层炭质灰岩。中、晚寒武世以深灰色泥质条带、硅质条带层纹状灰岩、白云质灰岩和白云岩为主，夹炭质页岩及豹皮状灰岩、瘤状灰岩。

由于湖南省寒武系沉积类型较多，故相应的地层名称也多。本文研究范围内，以往不同工作者在组名的引用上存在一定的混乱。

武陵山过渡区寒武系共划分出八个组（湖南区调队，1986）。

下寒武统自下而上分三个组。

（1）木昌组　代表震旦系灯影组之上，下寒武统杷榔组之下，寒武系最下部的一段地层。与下伏灯影组呈整合或假整合接触，与上覆杷榔组为连续沉积。该组岩性以黑色炭质页岩为主，夹细砂岩及粉砂质页岩，底部为黑色薄层硅质岩。厚度各地不一，在大庸天门厚68～101m，凤凰茶田一带厚241m。

（2）杷榔组　下部以青灰、灰绿、灰黄色页岩为主，局部夹少量黑色页岩及砂质页岩，底部常有一层泥灰岩、泥质灰岩及钙质页岩；上部为深灰及灰绿色页岩、钙质页岩。本组厚146～276m，一般200m。该组与金顶山组为同期异相沉积。

（3）清虚洞组　本组岩性变化较大，在大庸田坪以薄层灰岩为主，上部夹厚至中厚层状页岩、白云岩及少量泥质白云岩，在桃源汤家溪该组顶部有较多的炭质页岩和硅质页岩。本组厚度各地不一，保靖比耳厚915m，往南东至大庸田家坪厚296m，沅陵王家坪274m,新晃仅为27.5m。

图1　湖南省寒武系露头分布及地层分区（据湖南区测队，1986）

中寒武统自下而上分两个组。

（4）敖溪组　由薄层至微层泥质白云岩、白云岩夹少量中厚层灰质白云岩组成，近下部夹30～40m炭质微粒白云岩，风化后似板状页岩。总厚约543～605m。在桃源牛车河、沅陵明溪口、凤凰茶田一线，下部为炭质页岩与泥质页岩，上部为白云岩夹少量黑色页岩及薄层灰岩，白云岩显著减少。本组为铜仁-凤凰汞矿带的最主要赋存层位。

（5）花桥组　与敖溪组连续沉积。下部为青灰色至暗灰色泥质微层灰岩及薄层灰岩，上部为薄层泥质条带状灰岩夹厚层角砾状灰岩及竹叶状灰岩。本组厚229～354m。

上寒武统自下而上共分三个组。

（6）车夫组　与花桥组整合接触，岩性为薄层泥质条带状灰岩夹厚层角砾状灰岩、竹叶状灰岩及白云岩。底部有一层厚约30～40m的白云岩，具砂质斜交层理，岩性及层位稳定，作为中、上统的分界标志。本组厚223～266m，但在新晃洞坡仅38.7m。

（7）比条组　与下伏车夫组为连续沉积。由青灰色厚层到块状致密灰岩及细粒结晶灰岩组成，厚247～846m，新晃、凤凰一带为258～717m。

（8）追屯组　以凤凰县鸭堡寨西部追屯附近发育最完整，因而得名。与下伏比条组整合接触。由灰白色厚层细至粗粒结晶白云岩组成，厚约103～320m。该组上部含有早奥陶世地层，故为一穿时的岩石地层单位。

本区下寒武统底部也称作牛蹄塘组，而中国科学院在中国寒武系总结中，又将其称作扬家坪组及明心寺组，1986年湖南区测队采用木晶组。考虑到地质术语的沿革性和习惯性，由于以往的多数文献中均将该区早寒武世早期沉积称作牛蹄塘组，加之王华云等（1987）在铜仁-凤凰汞矿带进行研究时，将该层位名之为“明心寺-牛蹄塘组”，故本文仍沿用“牛蹄塘组”一名。

雪峰山小区寒武系共划分出四个组。

（1）下统小烟溪组　可分两个岩性段。下段岩性为黑色炭质页岩，下部硅质岩、硅质炭质页岩夹石煤层及结核状磷矿，底部之炭质页岩普遍含有铀、钴、磷、铜、银、钼、锌、铂、镉、镍、钒及稀土（钇为主）等元素。本段底部与震旦系上统留茶坡组为连续过渡沉积。厚度各地不一，芷江丁家坪厚188m，沅陵凉水井厚256m，安化罗岩坡194m。上段岩性为炭质页岩与白云质灰岩互层，或白云质灰岩为夹层。本段由西南向东南灰岩比例渐少，芷江丁家坪、沅陵凉水井为灰岩和炭质页岩互层，而到安化罗岩坡变为夹灰岩透镜体，再向南至安化琅琳冲则几无灰岩。

（2）中统探溪组　主要由白云质灰岩、泥质灰岩及炭质板状页岩组成，厚113～589m。在沅陵、安化一带，下部为黑色炭质板岩、含硅质炭质板岩夹少量白云岩，有时炭质增高，形成炭泥质灰岩，以含大量灰岩、白云岩团块为特征。上部为灰到深灰色纹层状炭泥质灰岩，泥质白云岩、泥质条带状灰岩、泥灰岩，偶夹钙质页岩。

中统米粮坡组和田家坪组。

（3）米粮坡组　下部为灰黑色薄层条带状泥质灰岩，上部为深灰色薄层泥质结晶灰岩。本组由西南往东南，其岩性含泥质成分显著增加，由泥质灰岩、结晶灰岩逐渐变为泥灰岩。到桃江、安化、新化等地，碎屑成分更为增加，岩性变为含炭泥质灰岩夹含粉砂质炭质板状页岩。本组厚100～185m。

（4）田家坪组　岩性为深灰色纹层状泥灰岩、白云质泥灰岩，夹泥质灰岩及泥质条带灰岩。厚124～176m，但安化仅50m。

本区寒武系下统小烟溪组相当于贵州三都地区的渣拉沟组，中统探溪组相当于浙西的杨柳岗组和贵州三都的都柳江组，米粮坡组和田家坪组分别相当于浙西的华严寺组和西阳山组。基于与武陵过渡区同样的原因，本小区寒武系的组名我们采用小烟溪组，沿用杨柳岗组、华严寺组和西阳山组。

二、湘西（黔东）寒武纪的岩相古地理概况

1.古构造概况

晋宁运动使华南地区褶皱隆起，从而奠定了扬子地台的基底。上扬子地台的基底有三种类型（蒲心纯等，1987），即：①川中式，基底由变质深的结晶片岩和花岗岩类组成，可能是扬子地台最老的基底成分，代表扬子地台最早阶段的古陆核；②江南式（包括川南、黔东、湘西等地），基底由变质程度很低的梵净山群、冷家溪群、下江群和板溪群组成，该基底的形成经历了两个阶段，即早期的梵净山群沉积时期的优地槽阶段和晚期板溪群沉积时期的冒地槽阶段，后经雪峰运动转化为地台；③昆阳式，由变质程度介于川中式与江南式之间的会理群、昆阳群浅变质岩组成，该基底的形成经历了早期大红山群沉积时期的优地槽和晚期昆阳群沉积时期的冒地槽两阶段，后经晋宁运动转化为地台（任纪瞬等，1980）。

晚震旦世上扬子区沉积的古地理格局为一巨大的碳酸岩台坪，碳酸岩台坪的分布范围与上述三种类型基底的范围完全一致（蒲心纯等，1987），故基底构造格架控制了上扬子地台的大地构造发展，也控制了震旦纪乃至以后时期的沉积作用。

据前人资料，上扬子区古构造状况可概括为三个一级深大断裂和三个二级构造单元的古隆起与古拗陷。

大庸-松桃-独山深大断裂呈北东向分布，是一条前震旦纪以来长期活动的断裂（贵州省地矿局，1983），已深切硅镁层。

开远-平塘隐伏深断裂呈北东65°～70°延伸，主要是据地层沉积厚度差异、物探异常、晚震旦世古地理面貌差异及断裂带内分布有来自地慢的超基性岩体而确定的（贵州省地矿局，1983）。

康滇南北向构造带东西宽120km，南北长600km，由雅砻江-绿汁江、安宁河-易门及小江三条深大断裂组成。该带形成时期尚有争议。潘杏南、赵济湘认为（1982）其生成时间约始于1800Ma左右。

蒲心纯等（1987）据等厚图法及沉积补偿均衡原理等综合因素，将上扬子区划分为3个属二级构造单元的古隆起和古拗陷，即湘黔桂坳陷、川滇黔隆起和康滇坳陷，进而划分出九个属三级构造单元的凹陷和凸起。

在上述古构造格局的控制下，于前震旦纪基底上开始了第一个盖层（王鸿祯称为似盖层）震旦系的沉积。变质程度很低的江南式基底在晚震旦世时为浅海陆棚区。

2.湘西（黔东）寒武纪的岩相古地理

研究区早寒武世早期承袭了晚震旦世的岩相古地理格局。晚震旦世灯影末期，碳酸盐台坪隆起，经短期剥蚀后接受早寒武世沉积。

早寒武世初期，扬子古板块可能同时经受了太平洋板块和滇-青-藏洋板块的对峙俯冲作用和湘黔海盆内的微型扩张作用（曾云孚等，1985），这些作用对扬子古板块内的同生或同沉积断裂活动和沉积盆地性质以及沉积类型都产生了深刻的影响。湘黔海盆扩张和太平洋板块俯冲的联合作用使江南古岛弧抬升，形成水下隆起带，并将东南古海域分割成江南边缘海和湘黔陆缘海两个性质不同的沉积盆地；湘黔海盆扩张和滇青藏洋板块俯冲的作用力同时叠加在扬子古板块东、南、西三个边缘带，由于盆地内扩张力较小，产生北北东向分力，促使扬子古板块同方向漂移，并在板内形成一系列平行板块边界的、持续性的地堑-地垒式同生断裂构造，控制了板内沉积相展布方向和金属、非金属矿产的形成，此特征并为后期构造运动形成的构造形迹所继承；扬子古板块东部的湘黔海盆扩张伴有沉降运动，而西部的川西-康滇古陆因滇青藏洋板块俯冲影响而强烈抬升，造成沉积盆地不均衡地向东下挠，以基底欠稳定的川东—湘西地区下沉幅度为最。以铜仁-大庸断裂（大庸-松桃-独山深大断裂的组成部分）为界，东侧形成欠补偿的湘黔广海盆地（过渡型地层分区），西部形成高建设性的川滇黔碳酸盐岩台地（扬子型地层分区）。

早寒武世筇竹寺期，由于拉张裂陷作用，导致本期中国南方海平面的最大上升（蒲心纯，1991），并与全球海平面上升相吻合。扬子区成为西北高东南低的以波浪作用为主的广海型陆源碎屑缓坡陆棚沉积区，形成一套含磷的碎屑岩和黑色页岩组合。从整个扬子区看，该期岩相的最大特点是，广泛发育黑色岩系，湘、黔、鄂、赣、浙等省石煤分布广泛，并黑色岩系中含有丰富的多金属元素。

雪峰山小区本期则为陆坡深水盆地沉积。主要发育具有水平纹层的黑色页岩、碳质页岩、石煤、含磷结核及硅质岩。在黑色页岩中常见有富含有机质的炭质包体，其边缘光滑，呈弯曲状、包卷状，可能系滑动成因的再沉积物。它们原系富有机质的沉积物，在未固结或弱固结时，因重力滑动沉积而形成（张爰云等，1987）。上陆坡以黑色页岩夹灰岩为主，并含磷、铀、钼等多种元素；下陆坡主要发育黑色页岩、硅质岩、石煤和钒矿。

过渡区沉积环境为浅海陆棚—深水盆地，沉积物以黑色页岩和硅质岩沉积为主，夹细砂岩、粉砂质页岩，缺少煤层及含磷结核，生物群落则为底栖和营漂游方式的三叶虫混生群落。

在经历了筇竹寺期最大海侵及高海位之后，沧浪铺期海平面逐渐下降。沧浪铺期为陆源碎屑向碳酸盐台地发展的过渡时期（层位相当于杷榔组）。至龙王庙期，本区已进入了碳酸盐台地的演化阶段。本阶段初期，黔东松桃—岑巩以西开始出现砂屑颗粒浅滩沉积；花垣—铜仁—玉屏一带，主要为薄层微晶灰岩、泥质条带灰岩、粉屑页岩，生物较丰富，以底栖三叶虫为主，尚有海百合、介形虫及蓝藻等；往东至凤凰、新晃一带，微晶灰岩减少，泥晶灰岩、暗色页岩及硅质岩增多，生物减少，有少量三叶虫、腕足类、棘屑、海绵骨针；再往东至泸溪、兴隆场则几乎未见生物，全为硅质岩、泥质岩。岩相和生物的空间展布，揭示了水体自西向东逐渐加深；缺乏滑坡及碎屑流沉积，则反映古地形无坡折。上述特征可能表明，本区是深水陆棚上发育起来的深水碳酸盐岩缓坡（叶红春，1991），即由岸边经潮坪泻湖、相对高能浅滩至盆地的平缓的（小于1°，蒲心纯，1991）缓坡。中、晚期浅滩向东推进，西部的碳酸盐缓坡先后经历了浅滩化，最后变为泻湖、潮坪沉积环境。在松桃—岑巩一线以西，清虚洞组底部为薄层灰岩、粒泥岩，向上过渡为泥粒岩、颗粒灰岩，再向上为粒泥岩或泥粒岩；上部为白云岩、纹层状白云岩和层纹状白云岩夹少量颗粒白云岩或泥粒白云岩沉积。龙王庙期之后，在浅滩带的东侧（相当于王华云所指过渡区之松桃—江口及大兴—谢桥两小区的交汇处），从花垣李梅至松桃、嗅脑到铜仁卜口场及岑巩、镇远一带，发育有长达150km以上的藻丘（礁）带，这是龙王庙期碳酸盐缓坡上的重要沉积相组合特征。藻丘带发育宽度5～20km，丘体长1～6km，宽0.4～3km，丘高数十米至200m。主要造丘生物为表附藻、葛万藻、波特曼藻。丘冠为亮晶鲕粒灰岩、砂屑页岩，有时为叠层灰岩。丘翼两侧差别不大，为薄层藻屑灰（云）岩、粘结灰岩及含砂屑灰岩。藻丘层位属清虚洞组中上部，为湘西、黔东铅锌矿的重要控矿岩系。

由于晚期浅滩带的推进，最后覆盖了藻丘分布区，沿原藻丘生长区或向前更东的地区形成一条较窄的浅滩带。末期浅滩的加积和推进受阻，大部分地区向上变浅并进入潮坪环境，从而构成一天然古地理界线——藻丘-边缘浅滩带。该带以东则为深水缓坡带沉积区，主要形成环台背景沉积的薄—中层灰泥岩、泥质条带灰岩和黑色页岩。

中寒武世本区沉积的岩相古地理格局基本上为一巨大的碳酸盐台地。继龙王庙期后的低海位之后，受海平面上升的影响，碳酸盐台地被淹没，在敖溪组底部形成了黑色页岩沉积。继之，随海平面上升速度的减慢，于浅滩带的东侧，形成敖溪组第二段薄层至中层纹层状、条带状灰岩、灰泥岩及白云岩，属环台地背景沉积。远离浅滩向东，该组为含硅质、钙质海绵骨针的黑色泥页岩夹层逐渐增加的沉积建造，主要为高海位沉积。但该层位不发育滑坡和碎屑流沉积，故此时本区为在初始淹没台地基础上发展起来的碳酸盐缓坡。

中寒武世中晚期，本区碳酸盐台地缓坡演化为有斜坡碎屑裙的加积边缘型台地（叶红春，1991）。浅滩带主体以东，凤凰七梁桥、铜仁漾头、新晃贡溪一线以西的地区，在敖溪组中上部以环台地为背景沉积的薄层灰泥岩、泥灰岩和泥质白云岩中发育大量的滑坡沉积、碎屑流和浊流沉积等重力流沉积。

敖溪组的重力流沉积，在斜坡带上总是显示出相对的近源和远源的变化。在凤凰千工坪—铜仁马岩以西，滑坡和碎屑流沉积占优势；以东浊流沉积占优势。碳酸盐重力流沉积是敖溪组的一大沉积特征。

晚寒武世岩相古地理格局与中寒武世相似，仍为碳酸盐台地。花桥组内部仍有较多的碳酸盐重力流沉积。总体上看，该阶段本区碳酸盐台地经历了初始淹没台地至碳酸盐缓坡再至加积边缘型台地的演化。

三、岩相古地理与含矿建造及沉积、层控矿产的关系

在60年代，人们就已认识到，湘-黔汞矿带受特定的层位及岩相控制，并将此作为找矿标志。

中寒武统敖溪组发育大量的台缘缓坡相滑坡及碎屑流沉积，中部的重力流沉积与上部的泥质灰岩等共同构成良好的储盖组合，从而有利于矿液的运移、停积和沉淀，故中统敖溪组构成湘-黔汞矿带的极重要储矿层。而早寒武世清虚洞组的藻灰岩相则成为湘-黔铅锌矿床的重要含矿层位。

早寒武世早期本区在浅海陆棚及缓坡深水盆地的环境下，沉积了一套黑色岩系。该层位的岩石不仅含有石煤和磷质，而且富含数十种微量元素，从而构成了本区黑色岩等多金属含矿建造，成为湘-黔汞矿带乃至新晃-天柱台重晶石矿床（带）的重要矿源层。

黑色岩系是一种富含有机碳（可从n%至20%～30%）的泥质沉积岩，其中的有机质常高度富集。它的形成条件是，首先必须有繁盛的浮游生物不断地向海底提供丰富的有机质；其次是有利于有机质保存、聚积与转化的环境。早寒武世筇竹寺期处于震旦纪南沱冰期之后，气候转暖，扬子海域地处“泛热带”气候区，气温条件、火山作用及早寒武世早期广泛海侵，给南中国海带来极其丰富的含矿物质。促使表层水中营养物空前丰富，浮游生物—蓝藻和被囊动物尾海鞘组合（张爰云，1987）空前繁盛，并明显具有富集金属的能力，从而形成多金属富集层。

薛耀松等据化学分析发现，该套黑色岩系酸溶低铁［FeO（c）］比硫化物低铁［FeO（s）］的含量高，FeO（c）/FeO（s）＞1，而FeO/Fe₂O₃一般在1左右。FeO（c）主要以FeCO₃形式存在，代表弱还原条件；FeO（s）则以黄铁矿形式存在，是强还原条件的指相矿物。FeO（c）普遍大于FeO（s），说明尚未达到黄铁矿相的强还原环境，这点可从该岩系中发现底栖动物化石（薛耀松等，1979）得到佐证。据此，杨巍然等（1986）认为该区沉积环境为地壳下降、水流不畅、气候温湿环境，在这种环境中低等菌藻植物和海绵动物大量繁殖，有机质大量堆积并进一步转化成煤。

显然，大范围的还原环境与缺氧事件有关，而导致缺氧事件的原因又是多种多样的。一般认为，大规模的海侵作用、火山作用、上升洋流、气候与温度的变化等均可导致缺氧事件的发生。在地质历史时期中存在长期温暖、高海位稳定大洋状况与短期寒冷、低海位、快速循环大洋状况的交替，温暖高海位广泛分布期有扩及大洋范围的缺氧层（Fisher和Arthus,1977）。南方早寒武世早期大规模的海侵可能是引起缺氧事件的重要原因（蒲心纯，1991），随海平面迅速上升，浪基面升高，水体加深，光合作用所能达到的界面也随之上升，导致下部水体严重缺氧。中国南方早寒武世的大洋缺氧事件与欧洲和北美加里东造山带寒武纪和志留纪的黑色页岩相似，表明古生代可能有全球性的大洋缺氧事件。

当然，水流不畅的闭塞海湾也可导致缺氧，但从中国南方早寒武世黑色岩系分布的广泛性以及俄罗斯地台形成于内陆海底的磷灰岩矿床结核中Hg含量较低等所得到的启示上看，该套黑色岩系形成于闭塞海湾环境的可能性不大。

总之，该区黑色岩系是在各种有利因素的综合作用下形成的一套多金属含矿建造，它为该区成矿提供了丰富的物质基础。