锡矿山地层研究论文

杨伟平

（中国科学院南京地质古生物研究所，南京210008）

R.Neves

（Centre for Palynological Studies,Sheffield University,Sheffield S13JD,U.K.）

摘要本文首次发现并研究了桂林国际泥盆系－石炭系界线副层型剖面附近，主要是古坪剖面晚泥盆世末小孢子群，共建立了两个孢子化石带：Pmr和Pml。它们是晚泥盆世最晚期的两个孢子带，可与白俄罗斯、波兰、西欧以及我国湘中地区广泛对比。文章还讨论了存在于上述地区的晚泥盆世末期微古植物群演化的4个阶段：①Retispora lepidophyta为主阶段；②R.lepido-phyta和Vallatisporites pusillites共存阶段；③V.pusillites为主阶段；④R.lepidophyta再现阶段。桂林地区的Pmr和Pml分别对应于上述的第③和第④阶段。文章还讨论了以R.lepido-phyta和V.pusillites的消失作为泥盆系－石炭系界线之不足。

关键词晚泥盆世末小孢子广西桂林

1引言

广西桂林地区南边村剖面是世界公认的国际泥盆系－石炭系界线副层型剖面（图1）。由于该剖面产在一套碳酸盐岩台地前缘斜坡相内，因此生物化石非常丰富，并在此建立了相应的化石组合带，其中牙形石8个带，还有晚泥盆世至早石炭世的腕足类、三叶虫、介形类等，就是未见小孢子。剖面D/C界线之下74.3cm处有一层厚达4mm的黑色页岩（即第49层），曾被认为与德国的Hangenberg页岩及贵州的“长顺页岩”相当。经过多次努力（包括前人及本文作者工作），在这层极薄的黑色页岩（南边村剖面和额头村剖面）中始终没有获得任何有价值的小孢子。然而，在离桂林约10km的古坪西北3km新建附近发育有台沟相（坳陷）地层。在灰黑色泥质页岩、粉砂质页岩中发现极为丰富并且保存良好的晚泥盆世小孢子群，可大致分成2个组合带。它们可与西欧、波兰、原苏联等地的晚泥盆世小孢子广泛进行对比。本次小孢子之发现无疑弥补了桂林地区泥盆系－石炭系界线小孢子研究之不足，同时也为提高副层型剖面附近古生物研究程度作出了新贡献。

图1古坪剖面位置示意图

A—限制台地相；B—开放台地至边缘台地相；C—台地前陆坡相；D—凹陷相；E—凹陷陆成堤相

2小孢子生物地层

2.1桂林古坪剖面上泥盆统顶部小孢子组合

小孢子样品主要采自硅质岩（榴江组）之上的鹿寨组第一段露头，其岩性是以灰、灰黑色为主的砂、泥、页岩互层，共采集样品15块，经分析处理后其中的8块样品含有丰富且保存良好的晚泥盆世最顶部小孢子组合。现将它们介绍如下：

在所采样品的地层（自下而上样品编号为GP-2—GP-8）中获得很有意义的小孢子，暂时定为Pmr组合。在其底部（GP-2）是以Lophozonotriletes类别和具有指时意义的Verruco-sisporites nitidus,Tumulispora malevkensis分子为主。它们的出现无疑说明了该组合是晚泥盆世最顶部的小孢子组合。然而，它又以具环（cingulate）的类别最为发育，如：Densosporites sp.A,D.sp.B，和Anulatisporites，以及类似于具环，但事实上却是无环（non-cingulate）和无孢子外壁腔（acamerate）的类别。Lophozonotriletes为多数。与上述小孢子共生的分子还有：Rugospora sp.,Microreticulatisporites sp.,Punctatisporites sp.,Vallatisporites sp.,Camptotriletes cf.prionatus,Knoxisporites cf.literatus,Tumulispora monstruosa,Gorgonispora sp.,Dictyotriletes sp.,Calamospora sp.,Cristatisporites sp.,Tholisporites mirabilis等，再往上则为Vallatisporites pusillites-Tumulispora malevkensis和T.robus-tospinosus sp.nov.,Hymenozonotriletes explanatus（样品GP-3—GP-8）。与上述代表分子共生的小孢子还有：Tumulispora monstruosa,T.variverrucata,Apiculiretusisporites huna-nensis,Grandisporasp.A,G.cf.cornuta,Acanthotriletes sp.,Densosporites spitsbergensis,D.sp.,Calamospora sp.,Plicatispora sp.,Punctatisporites planus,P.irrasus,P.sp.,Apiculatisporis heteroconus,A.sp.,Apiculiretusispora fructicosa,A.rarispinosa,Corystisporites sp.,Petrotriletes sp.,Convolutispora permixta,C.major,Pustulatisporites cf.dolbii,Cymbosporites cf.magnificus,Auroraspora macra，A.cf.corporiga,Planis-porites sp.,Rugospora cf.corporata,R.sp.,Camptotriletes paprothii,Latosporites sp.,Microreticulatisporites sp.,Bascaudaspora sp.,Vallatisporites microspinosus,Knoxisporites triangularis,K.sp.,Discernisporites micromanifestus,Spelaeotriletes microspinosus,Retusotriletes communis,Radiizonates sp.,Kraeuselisporites cf.hibernicus,Crassispora catena,Baculatisporites sp.,Velamisporites cf.caperatus等。

值得注意的是在样品GP-9中，也是在最顶部产小孢子的层位，还保存有破碎的Retispora lepidophyta var.minor分子。现暂时命名为Pml亚带，因为R.lepidophyta var.minor所占比例为2%～3%。这个现象与世界各地尤其是白俄罗斯地区可以对比（下文还要讨论）。

表1桂林古坪剖面小孢子与其他动物化石对比

2.2与同期其他动物化石对比

在该剖面上还有一些其他化石，如菊石、介形类和牙形刺等。其中，古坪剖面鹿寨组原60层（桂林市1:5万区域地质调查报告，1988）含丰富的介形类，R．（R．）costata,R.（R.）striatula,Maternella hemisphaerica。它们是德国莱茵地区法门阶顶部hemisphaerica-di-chotoma带的主要分子，也见于广西南丹罗富。菊石Tornoceras?sp．仅见于有中上泥盆统的报道[1]。这些动物化石层位刚好位于这次发现小孢子的Pmr组合顶部以及与Pml组合相当（见表1）。

3前人工作

3.1中国南方

中国的泥盆系－石炭系孢子研究起步较晚。潘江等[2]曾报道了湖南新化锡矿山上泥盆统上部锡矿山组产沟鳞鱼（Bothriolepis）层和江苏南京附近五通群上部擂鼓台组产中华鱼（Sinolepis）层的Retispora lepidophyta。随着该分子在中国的不断发现，中国泥盆系－石炭系孢子研究也就进入一个新的台阶。

西藏聂拉木[3]，湘中锡矿山地区孟公坳组[4]，贵州睦化格董关层及打屋坝组[5]，贵州东南部的者王组和革老河组[6]，鄂西、湘西北的梯子口组和长阳组[7]，湖南中部的邵东组、孟公坳组[8]，塔里木盆地北部钻井资料的沙10井[9]，江苏句容五通群[10]，江苏中部宝应地区[11]，江苏[12]，长江下游地区五通组、老坎组和茨山组[13]，浙西富阳西湖组[14]，江西全南小慕的翻下组、荒塘组[15]，滇西耿马四排山地区的弄巴组（原南皮河组下部）[16,17]等地先后发现了泥盆系－石炭系界线孢子组合，从而解决了长期悬而未决的某些相关地层时代问题，如下扬子区五通组，湖南邵东组及孟公坳组。通过对上述地区的孢子带进行归类对比可得出表2。

3.2晚泥盆世末期小孢子对比

目前，在大区域甚至全球范围内，从小孢子学角度，一般皆以Retispora lepidophyta和Vallatisporites pusillites的消失作为泥盆系－石炭系的界线[18～20]。这是因为V.pusillites最早是由G.L.Kedo1[21]于1957年建立的，当时用的是Hymenozonotriletes pusillites一名，产自白俄罗斯Pripyat盆地的Malevka层中，与R.lepidophyta共生。后由G.Dolby＆R.Neves[22]正式改为V.pusillites。M.Streel[10]和D.C.Mcgregor（1970[23]曾讨论了V.pusillites和R.lepidophyta的垂直和地理分布，发现它们惊人地相似。其时代只限于法门中晚期（Fa2d）—早杜内期（Tnlb）下部。V.pusillites或与其相似的标本在我国已广泛报道于华南晚泥盆世地层，如西藏聂拉木[3]，贵州睦化格董关层[5]，湘中[[24]，江苏五通组擂鼓台段中下部[12,13]，新疆准噶尔盆地西北缘（周宇星，1989,MS）。Retispora lepidophyta最早也是由G.L.Kedo[21]建立的，当时用的是Hymenozonotriletes lepidophytus，后经G.Playford[25]，正式易名为R.lepidophyta。早在1967年B.Owens和M.Streel[26]就已经注意到R.lepidophyta的惊人地理分布，到目前为止，约有18个国家40多处皆已经发现报道了R.lepidophyta的产出，R.lepidophyta的时限似乎仅局限在法门中晚期（Fa2d）到早杜内期（Tnla和Tnlb）。尽管在早石炭世地层中也发现过R.lepidophyta，但那些皆是破碎而又非常少量的再沉积产物[17,27]。

桂林地区发育的两个组合：Retispora lepidophyta var.minor-Vallatisporites pusillites-Tumulispora malevkensis组合及V.pusillites-T.malevkensis-T.robustospinosus sp.nov.,Hymenozonotriletes explanatus组合，其特点可与中国南方贵州睦化、独山、湘中等地区、以及白俄罗斯Pripyat坳陷等地区类似。如杨云程[24]在报道新邵马栏边剖面时，共建立了两个带，Vallatisporites pusillites-Retispora lepidophyta（PL）带和Verrucosisporites nitidus-Vallatisporites vallatus（NV）带，其中的PL带又细划分为3个亚带。下亚带仅以R.lepido-phyta的产出为特征。中亚带以R.lepidophyta和V.pusillites的共同产出为标志。上亚带则以V.pusillites占优势，但尚未见到R.lepidophyta分子。这一层还产珊瑚：Cystophrentissp．。自下而上可以看出，R.lepidophyta的纵向变化从繁盛（下带）到减弱（中带）和几乎缺失（上带）。在Pripyat坳陷地区的晚泥盆世地层中，在Kalinovsky层序的Velizh层位中allatisporites的各个种得到全面演化[21,28]，如：V.pusillites,V.vallatus，相应的其他一些孢子属种非常贫乏。R.lepidophyta数量极少，并且纤弱细小的个体也大量减少。而Tu-mulispora的一些种剧增，所以该带被称之为V.pusillites-T.（PM）带。这是俄罗斯地区晚泥盆世继LL、LE、PLE带之后最顶部的一个化石带。与该带共生的牙形石有Siphonodella praesulcata,Pseudopolygnatus fusiformis（Avchimovitch,V.I.et al.[29]（参见表3）。

表2中国泥盆系－石炭系界线孢子组合带对比表

注：此处的VI＊带是高联达采用了Clayton et al.,（1977）的孢子带，相当于Higgs et al.,（1988）的VI,HD,BP 3个带。

表3桂林地区晚泥盆世小孢子群与国内外同期小孢子对比表

1992年H.Higgs[30]等在讨论德国莱茵地区北部地体的新Stockum海槽Ⅱ和Hasse-bachtal钻孔资料时，也注意到了LN带的上下分异性。其中下部一个组合是典型的LN带，而上部一个组合则是过渡性的LN带，它以R.lepidophyta非常少见（小于1%）为特征[1]。这么小的比例，如果不十分注意，就容易会得出缺失甚至有可能推断出消失的结论，这样势必影响到对地层的划分。H.Higgs[30]还讨论到，在早石炭世Ⅵ带内尽管LN带的其它分子仍有产出，但还是以Retusotriletes的不同种占主导地位（某些标本这属的种可超过50%），从而认为具过渡性。由上述不难看出，桂林地区晚泥盆世小孢子可对比成俄罗斯地台中部和东部晚泥盆世顶部P带（V.pusillites）中的PM带（V.pusillites-T.malevkensis）。Verrucosis-porites nitidus，最早名为Lophotriletes grumosus，后在1963年由G.Playford[31]改为V.nitidus，该分子在西欧的分布时限是LN—CM带之间，也就是早杜内期（Tnlb底部）到整个杜内（Tn3）期[1,32]。它是西欧晚泥盆世最顶部一个小孢子带LN（R.lepidophyta-V.nitidus）的标准分子。V.nitidus是晚泥盆世最顶部的P带分子（V.pusillites），该带也被对比成西欧的LN带[29]。我们知道LN带的定义就是依据V.nitidus的首次出现以及R.lepidophyta逐渐消失。桂林古坪剖面上的小孢子面貌正是这种趋势的反映，一直以V.pusillites-T.malevkensis-T.robustospinosus sp.nov.,Hymenozonotriletes explanatus繁盛为特征，而到顶部处才见有破碎的R.lepidophytavar.minor出现。前苏联Mugodzhar Mountains的Berchogur剖面上也有类似的现象，晚泥盆世最顶部的ML（T.malevkensis-R.lepidophyta）带中有R.lepidophyta，而在Byelorussia的PM带中T.malevkensis和R.lepidophytavar.minor同产出[28]。另外，在Mugoazhary地区相当于2b段中产稀少的R.lepidophyta var.tenera。正如前面已经介绍过的[24]，湘中地区也有类似的情况，PL带（V.pusillites-R.lepi-dophyta）内的3个亚带中，下亚带仅以R.lepidophyta的产出为特征，中亚带共同产出，上亚带V.pusillites占优势，尚未见R.lepidophyta，而在上亚带最顶部也就是孟公坳组的顶部，以往没发现R.lepidophyta，方晓思[32]宣称发现了R.lepidophyta并建立一个新组——田心组。如果属实，则又与桂林地区有着极其相似的演化发展历程。

4泥盆系－石炭系小孢子生物地层

4.1晚泥盆世末期小孢子演化的4个阶段

综上所述，桂林地区与波兰、原苏联以及我国湘中、贵州等地的晚泥盆世小孢子有着比较一致的演化关系。这些地区晚泥盆世小孢子群特点可归纳为四个阶段。第1阶段先是以R.lepidophyta占绝对优势或仅以R.lepidophyta产出为主，如湘中PL带的下亚带，俄罗斯地台中部和东部地区的L带[29]，波兰Pomerania西部地区的Ra带[33],R.lepidophyta可高达14%；第2阶段是以R.lepidophyta与V.pusillites共生为特点，如湘中PL带的中亚带，上述俄罗斯地区P带的PLE亚带，西欧的LL和LE带应与这个阶段相当；第3阶段是以V.pusillites占绝对优势，如湘中PL带的上亚带，上述俄罗斯地区P带的PM亚带，桂林地区的Pmr组合应属这个阶段，西欧LN带的大部分也属于这个阶段，在波兰似乎缺少了这个阶段；第4阶段也就是R.lepidophyta再出现阶段，一般以R.lepidophyta var.tenera和R.lepidophyta var.minor为代表，如湘中的田心组据称有R.lepidophyta产出，前苏联Mugodzhar山区的Berchogur剖面2b段ML带产R.lepidophyta var.tenera[29]，桂林地区Pml组合中产R.lepidophyta var.minor。桂林地区的Pmr和Pml组合分别对应于上述的第3和第4阶段。图2反映了晚泥盆世末期小孢子的演化。

4.2泥盆系－石炭系小孢子界线之困惑及不足

在具体实践中，将R.lepidophyta和V.pusillites作为泥盆系－石炭系小孢子界线的标准往往会产生困惑。在靠近牙形石界线处，这两个小孢子的百分比相当小。这样就很难区分究竟是缺失还是消失。换句话说，当R.lepidophyta小于1%时[30]，该分子时常稀少到很难找到的程度，这样就可能得出该分子消失的结论。华南就有这样一个例子。湘中新邵县马栏边剖面，高联达[8]在上泥盆统顶部没有发现R.lepidophyta的情况下，将孟公坳组归入早石炭世。其实杨云程[24]以及方晓思[32]等在孟公坳组甚至顶部都发现了R.lepidophyta。

另外，根据现代间断平衡理论关于成种作用以及各纪地层界线划分的具体实践，许多纪间界线是依赖于一些动植物新物种的首次出现。由此看来，泥盆系－石炭系小孢子界线建立在R.lepidophyta和V.pusillites消失的基础之上显然有先天不足之处。

图2晚泥盆世末期小孢子演化的四个阶段

5结论

桂林国际泥盆系－石炭系界线副层型剖面附近的孢粉资料被首次获得并据此建立了晚泥盆世末期两个小孢子组合。这些组合可与湖南、贵州、下扬子地区以及白俄罗斯、波兰、德国莱茵地区的同期小孢子相对比。经研究发现在上述地区的晚泥盆世末期地层中存在着小孢子演化的4个阶段。即：①R.lepidophyta为主的阶段；②R.lepidophyta与V.pusillites共生阶段；③V.pusillites为主阶段；④R.lepidophyta再出现阶段。桂林的Pmr组合及Pml组合分别被对应于上述的阶段③和阶段④。根据上述演化阶段不难发现在实际操作中很难区分这些标准化石是缺失还是消失，尤其是在R.lepidophyta占相当小的比例情况下更是如此。同时也提出了传统泥盆系－石炭系孢粉界线根据R.lepidophyta和V.pusillites消失有其先天之不足。

6化石新种描述

多冢孢属Genus Tumulispoa Staplin ＆Jansonius 1964

巨刺多冢孢（新种）Tumulispoa robustospinosus sp.nov．

全型图版Ⅰ－9（第68页），薄片GP-4-1

特征描述具环和腔的三缝孢，赤道轮廓圆三角型，顶端圆或变尖。三射线明显，直或波状伸向赤道。（外壁）外层沿赤道延伸形成凸出的黑色环，环厚10μm，在距离赤道2/3处开始变尖。远极面外壁外层和环具有粗壮基底的刺，这些刺或分离或在基部相连成为粗糙冠（瘤）状脊。刺长6～10μm，基部直径3～6μm。（外壁）内层通常不明显。

度量32～65μm（据5粒化石）

比较这个新种不同于Tumulispora属的其他种，表现在具有明显以及粗壮的刺。刺长一般在6～10μm，并且通常在基部相连形成粗糙的冠（瘤）状脊。

产地及层位华南、桂林，上泥盆统顶部。

致谢感谢John Utting对全文进行了仔细审阅并提出了宝贵意见。

参考文献

[1]K.Higgs,G.Clayton and J.B.Keegan.Stratigraphical and Systematic Palynology of the Tournaisian Rocks of Ireland.The Geological Survey of Ireland.Special Paper Number 7,1988.

[2]潘江等．华南陆相泥盆系．见：华南泥盆系会议论文集．北京：地质出版社，1978.

[3]高联达．西藏聂拉木晚泥盆世孢子的发现及其地层意义．见：青藏高原地质文集（8）．北京：地质出版社，1983,183～238.

[4]侯静鹏．湘中锡矿山地区泥盆－石炭系过渡层的孢子组合．中国地质科学院地质研究所所刊（第9号），1982,81～92页．

[5]侯鸿飞等．贵州睦化泥盆－石炭系界线．北京：地质出版社，1985.

[6]高联达．贵州东南部晚泥盆世至早石炭世孢子带和泥盆－石炭系界线．贵州地质，1991,8（1）,59～71.

[7]高联达．鄂西和湘西北泥盆系与石炭系界线层的小孢子地层学．中国地质科学院地质研究所所刊（第23号），1992,171～192.

[8]高联达．湖南泥盆－石炭系界线层孢子组合及其地层意义．地质论评，1990,36（1）,58～68.

[9]高联达．塔里木盆地北部早石炭世早期孢子的发现及其地质意义．中国地质，1991,（12）,27～28.

[10]欧阳舒，陈永祥．江苏句容泥盆－石炭系孢子组合并讨论五通群的时代问题．南京古生物所集刊（第23号），1987,1～120.

[11]欧阳舒，陈永祥．江苏中部宝应地区晚泥盆世－早石炭世孢子组合．微体古生物学报，1987,4（2）,195～216.

[12]Ouyang S.and Chen Y.Palynology of Devonian-Carboniferous Transition sequences of Jiangsu,E.China.Palaeontogia Cathayana,Number 4,1989,439～473.

[13]高联达．长江下游地区晚泥盆世至早石炭世小孢子地层学的新进展．中国地质，1991,（8）,28～30.

[14]何圣策，欧阳舒．浙西富阳西湖组泥盆－石炭系过渡层孢子组合．古生物学报，1993,32（1）,31～48.

[15]文子才，卢礼昌．江西全南小慕泥盆－石炭系孢子组合及其地层意义．古生物学报，1993,32（3）.

[16]Yang W.,R.Neves and Liu B．,On the Occurrence of Retispora lepidophyta（Kedo）Playford in West Yunnan,S.W.China.In:Ren.I.S.et al.（ed.）.Proceedings of 1 st Intern.Symp.on Gondwana Dispersion and Asian Accretion（IGCP-Project.321）Wuhan:Press of China University of Geosciences,1991,22～25.

[17]Yang W..An investigation into Upper Palaeozoic palynology in the suture zone area（W.Yunnan,S.W.China）between Gondwana and Laurasia plates and its geological significance（unpublished Ph.D.thesis:a Joint study between Sheffield University and China University of Geosciences）.1993.

[18]T.N.George.A correlation of Dinantian rocks in the British Isles.Geol.Soc.Lond.Spec.Rep.,1976,7,1～87.

[19]E.Paproth.The Devonian-Carboniferous boundary.Lethaia,1980,13（4）,287.

[20]C.A.Sandberg,M.Streel and R.A.Scott.Comparison between conodont zonation and spore assemblage at the Devonian-Carboniferous boundary in the western and central United States and in Europe.7 ième Cong.Int.Strat.Géol.Carb.,Krefeld,C.r.1,1972,179～203.

[21]G.I.Kedo.Spores from the supra-salt Devonian deposits of the Pripyat depression and their stratigraphical significance.Rep.Palaeont.Strat.Byelorussia.S.S.E.4,1957,3～121.

[22]G.Dolby and R.Neves.Palynological evidence concerning the Devonian-Carboniferous boundary in the Mendips，England.In:C.R.6th.Congr.Avanc.Etud.Stratigr.Géol.Carb.（Sheffield,1967）,1970,2,631～646.

[23]D.C.McGregor.Hymenozonotriletes lepidophytus Kedo and associated spores from the Devonian of Canada.Col-loques sur la Stratigraphie du Carbonifère,Congrès et Colloques Univ.Liège,1970,55,315～326.

[24]杨云程．孢子组化石描述见：湖南晚泥盆世和早石炭世地层及古生物群．北京：地质出版社，1987.

[25]G.Playford Plant microfossils from the Upper Devonian and Lower Carboniferous of the Canning Basin,Western Australia.Palaeontographica B,158B,1976,1～71.

[26]B.Owens and M.Streel.Hymenozonotriletes lepidophytus Kedo,its distribution and significance in relation to the Devonian-Carboniferous boundary.Rev.Palaeobot.Palynol.1,1967,141～150.

[27]K.Higgs and M.Streel.Spore stratigraphy at the Devonian-Carboniferous boundary in the Northern Rheinisches Schieferebrige'Germany.Cour.Forsch.-Inst.Senckenberg,1984,67,157～180.

[28]V.I.Avchimovitch et al..Zonation and spore complex of the Devonian and Carboniferous boundary deposits of the Pripyat depression（Byelorussia）.Annales de la Societe géologique de Belgique.T.115——fasc.2,1992,425～451.

[29]V.I.Avchimovitch et al..Miospore systematics and stratigraphic correlation of Devonian-Carboniferous boundary deposits in the European part of the USSR and Western Europe.Cour.Forsch.-Inst.Senckenberg,1988,100,169～191.

[30]K.Higgs,M.Streel,D.Korn and E.Paproth.Palynological data from the Devonian-Carboniferous boundary beds in the new stockum trench I and Hasselbachtal borehole.Northern Rhenish Massif,Germany.Ann.Soc.géol.Belg.T.115——fasc.2,1992,551～557.

[31]G.Playford Lower Carboniferous microfloras of Spitsbergen——Pt2——Palaeontology.5,1963,619～678,88～95.

[32]Fang X.and M.Streel.New development in the division of Devonian-Carboniferous boundary in central Hunan.Chinese Science Bulletin,1993,38（8）,732～736.

[33]E.Turnau.Spore zonation of uppermost Devonian and lower Carboniferous deposits of Western Pomerania（N.Poland）.Meded.Rijks.Geol.Dienst.,1978,30,1～35．

图版说明

标本保存在中国科学院南京地质古生物研究所。它们均产自于桂林古坪剖面鹿寨组第二段。除另有说明，所有照片均放大750倍。

1、2—Retispora lepidophyta（Kedo）Playford,1976

3—Rugospora sp.

4、7—Verrucosisporites nitidus（Naumova）Playford,1964

5、6—Vallatisporites pusillites（Kedo）Dolby ＆ Neves,1970

8—Knoxisporites sp.

9—Tumulispora robustospinosus sp.nov.

10—Densosporites sp.

11、12—Tumulispora malevkensis（Kedo）Turnau,1978

古生物学地史学

一、计算剖面

依据地层出露、空间分布以及钻井资料可建立大乘山-锡矿山剖面。该剖面地质工作程度较高，是湘中盆地南北向横切面的一半，锡矿山向北东盆地边缘的另一半剖面其水动力学体系与该剖面相同。因而，在减少计算工作量的情况下，该剖面可完全用于锡矿山超大型锑矿床成矿过程中区域流体作用的二维模拟。大乘山-锡矿山剖面现代地形为：盆地边缘即大乘山一带，海拔约1255～1514m，平均1380m，盆地内部约400m左右，而锡矿山处于盆地中相对隆起的位置，约824m（史明魁等，1994）。湘中地区平均剥蚀速度为20m/Ma，隆起区的剥蚀速度大于此值，约25m/Ma，盆地内部坳陷区小于此值，约12m/Ma，锡矿山矿区剥蚀速度为14m/Ma（史明魁等，1994）。方解石Sm/Nd同位素定年研究表明，锡矿山的成矿年龄为156.3±12Ma（Xiongwei Hu et al.，1996）。因而，锡矿山成矿时，湘中盆地的古地形可由现代地形加上剥蚀厚度去恢复。大乘山盆地边缘一带上推3.6km，锡矿山一带上推2.01km，盆地内部上推1.80km。

二、水文地层单元的划分及有限元剖分

根据湘中地区及大乘山—锡矿山剖面上地层出露情况、岩性以及水文特性，可将大乘山—锡矿山剖面从下到上划分为四个水文地层单元（对应于表1-1中的B、C、D、E），如图5-3所示：①为板溪群—寒武系、盆地底部区域含水层（aquifer）；②为奥陶系—志留系，岩性以黑色板岩、板状页岩、泥岩为主，弱含水层（aquitard）；③中泥盆统至上泥盆统锡矿山马牯脑灰岩段，岩性为砂岩、粉砂岩、灰岩、硅化灰岩，含水层；④锡矿山组欧家冲段至下石炭统大塘阶测水段页岩、砂岩、泥灰岩夹煤层，为弱含水层。

应用有限元方法模拟计算流场（温度场）是将连续的流场（温度场）离散成有限数量的水头（温度）结点。因此，这些结点间的距离越小，结点数越多，所得的结果就越接近真实的流场（温度场）。也就是说单元划分得越多，计算结果就越好，但由于受到计算机内存容量及运算速度等因素的限制，在实际计算中应在满足精度的前提下尽量减少单元的个数。根据实际地质情况，在大乘山—锡矿山剖面横向上，0～27km间采取等间距剖分Δx=1.5km，27～33km间以Δx=1.0km等间距剖分；纵向上各水文地层单元均采取等间距剖分。共计295个结点，521个三角形单元，如图5-4所示。

图5-3 计算剖面水文地层单元

图5-4 计算剖面网格剖分图

三、模型参数

成矿作用模拟研究的数学模型是由一系列描述流体运动、热迁移、溶质运输及化学反应的方程组加上定解条件及模型参数构成。锡矿山超大型锑矿床成矿过程数值模拟主要是研究重力驱动大规模水流在成矿中的作用，了解矿床形成过程中流体的运移特征以及温度场形态。因而，其数学模型是由第二节所论述的流体流动方程、热迁移方程及状态方程加上定解条件（对于稳态问题为边界条件）和常量参数、各水文地层单元的水文参数组成。

对于大乘山-锡矿山计算剖面，其底部板溪群的下面为冷家溪群。冷家溪群的岩性及水文特征在第一章已有论述，其为隔水层。计算剖面的底部边界以岩性及水文特征在第一章已有论述，其为隔水层。计算剖面的底部边界以板溪群和冷家溪群间的不整合面（武陵运动）为界，为隔水面。左边界是盆地边缘的隆起区，为一分水岭，右边界为区域性大断裂（城步-冷水江断裂），水文地质资料及大地电磁测深（湖南地质勘探二四六队，1985；中国地质勘查技术院，1990）表明该断裂为一导水不透水断裂。计算剖面的上部边界为潜水面，潜水面的形态与古地貌形态一致。

成矿作用过程中流场、温度场模拟计算的边界条件如表5-1所示。数值模拟中所应用的常量参数如表5-2。各水文地层单元水文参数的选取，取决于该单元岩性组合特征、地层连续性、水文特征。在沉积盆地中，多孔介质（porous media）的特性如水力传导率（渗透系数）、多孔介质的孔隙度，是影响流体运移的重要因素。同一介质其水力传导率变化范围较大，且不同介质其水力传导率（渗透系数）、孔隙度、热传导率各异（图5-5，图5-6，图5-7）。介质的渗透系数值与测量尺度有关（Garven，1985，1986；Garven，et al.，1993）。通常情况下，随着测量尺度的增大，介质的渗透系数也增大。图5-8碳酸盐岩渗透系数与测量尺度的关系就说明了这一点。

表5-1 湘中计算剖面数学边界条件

表5-2 数值模拟中的常量参数

根据湘中各时代地层的水文特性、各水文单元的岩石组合特征，计算剖面（图5-3）中各水文单元的水文参数赋值如表5-3所示。

表5-3 模拟计算中各水文地层单元的水文参数取值

图5-5 常见岩石的渗透率及渗透系数

图5-6 不同岩石类型的孔隙度

图5-7 不同岩石介质的热传导率

图5-8 碳酸盐岩渗透率与测量尺度关系

四、流场、温度场的数值模拟结果

由流场数值模拟结果（图5-9）可以看出，来源于大气降水的湘中区域古流体在重力作用下于盆地边缘高地势区（流体补给区）下渗，进入盆地底部的寒武系、震旦系和板溪群，即区域含水层（图5-3）。流体沿着区域含水层向盆地内部即锡矿山位置运移，区域含水层中流体的运移速度在1～8m/a。微量元素分析及开放含硫水热体系水岩淋滤实验研究结果表明（解庆林，1996），湘中的板溪群、震旦系和寒武系中不仅成矿元素（Sb、As、Hg）含量高，而且元素的淋滤率较大，是重要的矿源层。可见，湘中的板溪群、震旦系和寒武系既是区域含水层（图5-3）又是矿源层。古流体场的形态、流体运移速率的大小受盆地几何形态、盆地横向跨度与纵向深度之比、水文地层单元的分布及其水文特性（渗透率、孔隙度等）等因素的影响。从图5-9可以看出，在含水层中流体运移的速率较在弱透水层中大。古流体在沿着区域含水层由盆地边缘向锡矿山位置运移过程中，流体与岩石不断发生水岩相互作用，淋滤、萃取地层中的成矿元素Sb，使得古流体逐渐演化为锑矿成矿流体。流体运移至锡矿山位置时，受到区域断裂（在锡矿山为F75断层）的导矿作用，流体沿着断裂带上升于有利地质背景（断裂一侧的背斜核部及弱透水层的屏蔽作用）下汇聚、卸载成矿。

图5-9 湘中流场实际平均流速矢量

由温度场的模拟结果（图5-10）可知，锡矿山泥盆纪佘田桥组的温度为240℃左右，这一温度值与包裹体测温所得成矿温度（140～270℃）一致。图5-10还表明，盆地边缘（大乘山一带）地温梯度（35℃/km）小于盆地内部（锡矿山一带）的地温梯度（55℃/km）。湘中古地温场所表现出的这一特征是由重力驱动（或称地形驱动）古流体区域运移，从而引起热量迁移所致。在盆地边缘古流体补给区因冷流体的下渗，使得该区地温梯度下降；而在古流体的排泄区，沿断裂带上升的热流体又引起排泄区地温梯度异常，即地温梯度升高。可见，古流体的运移对古地温场的形态有较大影响。另外，温度场还受到介质热传导率、介质水文特性、盆地形态及盆地底部热流等因素影响。在温度场模拟过程中，依据参数敏感性分析得出湘中盆地底部热流为70mW/m2，这一热流值与死海断裂谷热流（72 mW/m2）（Gvirtzman，et al.，1997）和北美大陆内部盆地热流（70～80 mW/m2）（Garven，et al.，1993）接近，且高于全球大陆平均热流（60.2 mW/m2）（王良书等，1989），与盆地成因有关。湘中盆地是一个拉张型断陷盆地，盆地内基底断裂发育。因而，地幔热流对于浅部地壳热流可能会有一定影响。

图5-10 湘中温度场形态特征

五、锡矿山锑矿成矿所需时间及水量估算

根据流体场数值模拟计算结果，在锡矿山成矿处流体的平均流速约为8m/a（图5-9）。平均流速乘上该水文地层单元的有效孔隙度0.15，可求出流体比流量（或达西流速）为1.2m3/m2/a。根据湖南有色地质研究所矿床室的科研报告（1993），锡矿山赋矿层段北东向长约8km，厚约250m。在这有限的流体排泄区，每年排泄的流体量为2.4×109kg。

锡矿山锑矿成矿温度为200～240℃（图5-10）。按平衡常数计算，200℃中性溶液中Sb含量为45.7（×106），显然高于自然界流体的真实值。设含矿流体中Sb含量为计算值的1%，且流体中Sb皆可沉淀成矿。则在锡矿山矿床就位处每年共可沉淀1.0986×103kg辉锑矿。

据解庆林（1996）资料，锡矿山锑矿储量约为2.01×106t。计算得知，要形成锡矿山这一世界超大型锑矿，约需1.8Ma。所需水量即排泄流体量为5.32×1018g。

六、流体活动范围估算

前文已经提到锡矿山超大型锑矿床的成矿物质来源于前泥盆系，即板溪群，震旦系，寒武系。成矿流体来源于盆地边缘下渗的大气降水。来源于大气降水的古流体于盆地边缘下渗进入底部区域含水层即矿源层，淋滤、萃取矿源层中的成矿物质，并于盆地内部锡矿山处卸载成矿。那么要形成累计总储量为2.01×106t的锑矿床需要淋滤多大范围的地层，即流体活动的范围是多大?

锡矿山锑矿床成矿过程中流体活动范围可根据下式估算：

湘中区域古流体及锡矿山锑矿成矿作用模拟

式中：s——流体活动范围（m2）；

di——第i时代地层厚度（m）；

Ci——第i时代地层岩石中Sb的含量（10-6）；

mi——第i时代地层岩石中Sb的易迁移形式（%）；

ni——第i时代地层岩石中Sb的淋滤率（%）；

ρ——岩石质量密度（kg/m3）；

W——锡矿山锑矿总储量（2.01×106t）；

i——板溪群，震旦系，寒武系，并遵循求和约定。

根据元素存在相态实验（解庆林等，1998），湘中矿源层（板溪群，震旦系，寒武系）岩石中Sb的不同存在形式所占百分数如表5-4所示。由表5-4可知各矿源层不同岩性中Sb元素的易迁移形式（吸附离子形式，硫化物形式和与碳酸盐有关形式）。锡矿山锑矿成矿温度140～275℃，成矿压力200×105Pa。在本次流体活动范围计算中淋滤率ni取200℃，200×105Pa条件下，Sb元素的淋滤率（表5-5）。

表5-4 岩石中Sb不同存在形式所占百分数

表5-5 Sb在各类岩石中的淋滤率

各矿源层厚度可根据前文区域地层中资料确定。计算中板溪群、震旦系、寒武系厚度分别取2800m，3000m，550m。各套地层岩石中Sb含量Ci分别取6.8×10-6（板溪群）、6.01×10-6（震旦系）、5.11×10-6（寒武系）（解庆林，1996南京大学博士论文）。岩石密度均取2.6×103kg/m3。

将以上数据代入式（5-41），求得流体活动范围为1.32×102km2，即形成储量为2.01×106t这一世界超大型锑矿床流体需要淋滤1.32×102km2的含矿地层。

七、锡矿山锑矿床成因新解

根据以上的计算及分析，可以得出锡矿山锑矿床的形成是区域古流体长距离、大通量运移、卸载、沉淀的结果。来源于大气降水的古流体在盆地边缘高地势区因受重力驱动（地形驱动）而下渗，下渗流体进入区域含水层后沿着含水层由盆地边缘向盆地内部（矿床就位处）运移。在古流体运移过程中，因流体—岩石间不断发生相互作用，古流体逐渐演化为锑矿成矿流体。也就是说锡矿山锑矿床成矿流体来源于30多公里外（图5-9）盆地边缘下渗的大气降水，流体运移主要受到重力驱动。重力驱动区域流体长距离（30km左右）、大范围（132km2）、大通量（2.4×109kg）运移而形成这一世界超大型矿床。流体运移过程中伴随着热量迁移，从而影响古地温场的形态，使得流体补给区（盆地边缘）地温梯度下降，而流体排泄区地温梯度升高。在盆地内部，因断裂的导矿作用，流体上升，并于有利地质背景下就位、卸载、成矿。