Stratigraphic sequence and tectonic-sedimentary evolution of Sinian-Cambrian boundary in Yangmu-Yandong area, Guangyuan, Sichuan Province
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摘要:
绵阳−长宁拉张槽的形成机制及时间尚存在巨大争议，严重制约了灯影组油气勘探的部署。为更好地对拉张槽深水地层提供时代约束，深化拉张槽构造−沉积演化认识，基于露头描述、薄片观察、碳同位素测试，对广元地区4个露头剖面开展综合地层对比和沉积环境分析。岩石学及碳同位素特征表明，研究区实测4条野外露头剖面从下到上可划分为4个岩性段（Ⅰ ~ Ⅳ）：岩性段Ⅰ为薄层泥质灰岩夹泥质白云岩条带，对应陡山沱组三段Shuram-Wonoka负偏段地层；岩性段Ⅱ以黑色页岩为代表，可对比陡山沱组四段；岩性段Ⅲ为块状白云岩−硅质岩序列，属于灯影组同期地层；岩性段Ⅳ以薄板状硅质岩为特征，相当于麦地坪组。其中，灯影组二段早期—麦地坪期，研究区从块状白云岩逐步过渡为薄板状硅质岩，见垮塌体及滑塌揉皱，指示台地转换为斜坡−盆地沉积环境。这种加深的沉积趋势与中上扬子台地相区变浅至暴露的过程完全相反，指示断裂活动影响下快速沉降的过程。
Abstract:The formation mechanism and time of the Mianyang-Changniang sag are still controversial, which significantly limit the petroleum exploration of the Dengying Formation. In order to provide a better time constraint on the deep-water strata in the Mianyang-Changning intracratonic sag and deepen the understanding of its tectonic-sedimentary evolution process, this study carries out comprehensive stratigraphic correlation and sedimentary environment analysis of four sections in Guangyuan area, based on outcrop description, thin section observation and carbon isotope analysis. The characteristics of petrology and carbon isotopes show that the four outcrop profiles in the study area can be divided into four lithologic units from bottom to top (namelyⅠ,Ⅱ,Ⅲ and Ⅳ). Lithologic unit Ⅰ is composed of thin-bedded argillaceous limestone intercalated with argillaceous dolomite band, which is equivalent to the 3rd Member of the Doushantuo Formation with the Shuram-Wonoka negative δ13C excursion. Lithologic unit Ⅱ is represented by black shale, corresponding to the 4rd Member of the Doushantuo Formation. Lithologic unit Ⅲ showing the transition from massive dolomite to chert, can be correlated with the Dengying Formation. Lithologic unit Ⅳ is marked by platy chert, which is equivalent to the Maidiping Formation. Of these, during the early stage of the second member of Dengying to Maidiping period, massive dolomite shifted to thin-bedded chert with slump breccias and fold deposited in the study area, indicating rapid evolution from carbonate platform to slope-basin depositional environment. This deepening depositional trend is opposite to the shallowing to exposure of the whole Middle-Upper Yangtze platform, indicative of rapid subsidence induced by extensional faulting.
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石英砂岩是一种固结的砂质岩石，其中石英及硅质岩屑含量达90%以上，来源于各种岩浆岩、沉积岩和变质岩，伴生矿物为长石、云母、岩屑、重矿物和粘土矿物，胶结物主要为硅质胶结。其特点是规模大、开采条件较好、易于破碎分级和大规模生产，但胶结物成分较复杂，杂质较多（汪灵等, 2019）。石英砂岩是一种大宗非金属矿，用途非常广泛，是近百种工业产品的原料，主要用于玻璃工业、填料领域及生产有机硅化合物和其他工业用石英砂硅质矿物等高新技术产业领域（颜玲亚等, 2020）。由于石英砂岩含铁硅质、胶结质深入石英颗粒缝隙，一般须经过选矿提纯才能为工业利用。近年来，湖南玻璃工业和新能源产业发展很快，湖南省正在重点打造高性能电子玻璃产业基地，需要大量的高纯石英砂岩矿提供原材料。
湖南省石英砂岩矿资源丰富，著名的有湘潭县雷子排大型石英砂岩矿、湘潭县谭家坳中型石英砂岩矿、溆浦县谭家湾大型石英砂岩矿，醴陵市浦口镇十八坡玻璃用大型石英砂砾岩矿、衡东县甘溪镇石岗坳中型石英砂岩矿、衡东县白莲镇白莲村小型石英砂岩矿等。目前发现的大型石英砂岩矿床主要产于扬子地台沉积盖层中，产出层位以泥盆系为主，其次有石炭系等，矿层往往赋存在浅海相或海陆交互相沉积地层中。前人（谭建农, 2000; 梁玉明等, 2017; 吴少飞等, 2019）对典型石英砂岩矿的地质特征及赋矿层位做了系统总结，但对矿石矿物组成及杂质赋存状态研究较少。谭家坳石英砂岩矿床于20世纪60年代开采，赋矿地层为泥盆系跳马涧组，后续在该地层相继发现多个石英砂岩矿床。本文以湘潭县谭家坳石英砂岩矿床为例，对其矿物组成、胶结物及杂质特征进行了研究，并结合区域地质背景对矿床成因进行了初步探讨，以期还原湖南地区石英砂岩矿的成矿作用。
1. 区域地质背景
谭家坳石英砂岩矿位于湖南省湘潭市，大地构造位于“钦杭结合带”中段湘潭—衡阳一线扬子地块与华夏地块的接合带附近，即钦杭结合带北东部位（严加永等, 2019）。钦杭带大致经历了新元古代早期扬子地块与华夏地块的碰撞、南华纪的裂解、加里东期的汇聚和碰撞，于印支期结束了海相沉积史，同时形成一系列横跨褶皱，叠加在加里东期褶皱之上。燕山期研究区地壳运动主要表现为断块运动，形成断陷盆地和少量火山盆地（杨明桂等, 2009）。岩浆活动较强烈，形成大量的加里东期、印支期及燕山期花岗岩（龚雪婧等, 2023）。
区域出露的地层由老至新主要有中元古界冷家溪群，中泥盆统跳马涧组、云台观组、棋子桥组，上泥盆统佘田桥组、七里江组、长龙界组、锡矿山组、欧家冲组、孟公坳组，下石炭统马栏边组、天鹅坪组、石磴子组，上石炭统黄龙组，另分布有少量二叠系和白垩系（图1）。其中，中泥盆统跳马涧组、云台观组是石英砂岩矿的含矿地层，主要由杂色砂岩、砂质页岩、石英砂砾岩组成。
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图 1 湘潭县谭家坳石英砂岩矿区域地质简图1—中元古界冷家溪群；2—中泥盆统跳马涧组、云台观组、棋子桥组；3—上泥盆统佘田桥组、七里江组；4—上泥盆统长龙界组、锡矿山组、欧家冲组、孟公坳组；5—下石炭统马栏边组、天鹅坪组、石磴子组；6—上石炭统黄龙组；7—下二叠统栖霞组、当冲组；8—上白垩统泥家村组、戴家坪组；9—石英砂岩矿区Figure 1. Regional geological map of Tanjiaao quartz sandstone mining area区域岩浆岩较发育，东北部为加里东期宏夏桥和板杉铺岩体，主要由花岗闪长岩、石英闪长岩、二长花岗岩组成（李建华等, 2015）；西部为印支期歇马、紫云山岩体，主要由黑云母二长花岗岩、二长花岗岩组成（鲁玉龙等, 2017）；南部为燕山期衡山复式岩体，由南岳岩体和白石峰岩体组成，南岳岩体主要为花岗闪长岩，白石峰岩体主要为二云母花岗岩（蔡富成等, 2021）。
2. 矿床地质特征
谭家坳石英砂岩矿赋矿地层为中泥盆统跳马涧组。矿体呈层状、似层状产出，SiO2平均含量达95.29%，矿体资源量（原332+333）500 × 104 t以上，为中型的玻璃用石英砂岩矿床，属于优质玻璃原材料。
中泥盆统跳马涧组广泛分布于湘中—湘南区，均与上下层位呈高角度不整合接触，岩性主要为紫红色砂质泥岩、砂质页岩、泥质粉砂岩夹细砂岩及灰白色石英砾岩、石英砂岩。其中，跳马涧组下段以石英砂岩为主，上段以（粉）砂质泥页岩为主。
跳马涧组下段为谭家坳石英砂岩矿赋矿层位，其岩性为灰白色中细粒石英砂岩，灰白色—黄灰色中细粒石英砂岩，夹紫红色泥质粉砂岩及泥质石英砂岩（图2–a），该段厚108~124 m，大体可分上中下三部分。下部岩性主要为灰白色细粒石英砂岩，次为黄灰色—灰白色中厚层状细中粒石英砂岩夹厚层石英砂岩，底部为紫红色中厚层石英砾岩，砾岩厚度一般小于1 m，粒径小于2 cm；中部为灰白色中细粒石英砂岩夹灰绿色泥质粉砂岩及紫红色泥质粉砂岩，或为互层，泥质石英砂岩褐铁矿化较强烈，沿裂隙面分布（图2–c）。上部岩性主要为灰白色细粒石英砂岩（图2–b），其次为中细粒石英砂岩，另外含少量紫红色泥质粉砂岩透镜体。总体上，从下到上石英砂岩SiO2含量逐渐升高，褐铁矿化则随之减弱。
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图 2 谭家坳石英砂岩矿野外特征a—石英砂岩矿体宏观特征；b—细粒石英砂岩；c—泥质石英砂岩Figure 2. Field characteristics of Tanjiaao quartz sandstone deposit跳马涧组上段为矿体顶板，厚度不均匀，与下段呈整合接触。本段岩性主要为灰白色—紫灰色细粒石英砂岩，其次为灰紫含铁泥质石英砂岩、紫红色泥质粉砂岩等，呈透镜体产出。由下而上泥质成分逐渐增加，顶部主要为紫红色泥质粉砂岩。
矿体走向近南北向，倾向北西，产状330°~350°∠15°~25°，呈层状产出，平面上呈近南北向的弯曲带状。矿体规模较大，控制走向延伸 800 m，倾向延伸100~500 m，矿体厚度为 30~100 m，平均厚度为55 m。矿体中主要矿物成分SiO2含量为90.1%~98.9%，平均95.29%。矿石中石英分布均匀，杂质主要为Al2O3、Fe2O3，经水洗后Al2O3含量小于1%，Fe2O3含量在0.1%~0.15%之间。
3. 矿石特征
3.1 矿石矿物组成
矿石主要为细粒、中细粒石英砂岩，矿石矿物主要为石英。石英以碎屑颗粒状胶结在一起，石英含量大于90%，偶见长石晶屑，其中石英颗粒最大粒径为0.8 mm，主要粒径在0.2~0.5 mm之间，粗细混杂分布，无规律，石英颗粒以次圆状至不规则次棱角状为主，形状较不规则。石英颗粒间的粘土、云母等胶结物含量为5%~8%，主要由硅铝泥质杂基、少许硅质胶结物和白云母组成（图版Ⅰ–a~f）。胶结物主要为硅铝质，分布在石英颗粒间或石英裂隙中，接触式胶结。胶结物中局部含有黑色粒状杂质，含量小于1%，主要成分为赤铁矿（图版Ⅰ–d），其特征是呈不规则粒状无序分布在胶结物中，边界不清晰，赤铁矿化程度不等，呈渐变过渡接触。
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a.细粒石英砂岩中石英呈他形粒状结构; b. 细粒石英砂岩中石英颗粒间夹杂斜长石; c. 细粒石英砂岩中石英颗粒间夹杂赤铁矿; d. 细粒石英砂岩中赤铁矿呈细脉状填充; e. 细粒石英砂岩中石英颗粒间夹杂白云母; f.细粒石英砂岩中白云母呈细脉状填充; g.泥质石英砂岩中白云母较多; h. 泥质石英砂岩中白云母呈细脉状填充; i.泥质石英砂岩中含少量钛铁矿。Q—石英；Pl—长石；Ms—白云母；Hem—赤铁矿；Ilm—钛铁矿细粒石英砂岩中夹少量泥质石英砂岩（图版Ⅰ–g~i），主要由石英、白云母、粘土等矿物组成，泥质石英砂岩中石英含量普遍小于细粒石英砂岩。石英粒径普遍小于0.1 mm，白云母呈细鳞片状产出，含量在10%左右，由于重结晶，白云母定向散布穿插于石英粒间。同时也造成泥质石英砂岩的机械强度不高、较容易破碎。石英颗粒间的粘土等填隙物含量在10%左右，另外可见少量的金红石颗粒。
3.2 矿石结构构造
矿石构造主要为块状构造，其次为厚层状构造。矿石结构以他形晶粒状结构为主，其次为砾状结构、砂状结构、网脉状结构、填隙状结构等。他形晶粒状结构的矿石由他形晶粒石英组成。砾状结构、砂状结构的矿石主要为石英砾岩、砂砾岩、砂岩，其碎屑主要为石英晶屑，偶见角闪石岩岩屑、炭质页岩屑、石英粉砂岩屑等，充填物主要为微晶或细晶石英、玉髓、绢云母、高岭石等。充填物中有时还见褐铁矿、绿泥石、白云母等。网脉状结构、填隙状结构的矿石中，石英晶屑之间通常结构紧密、无间隙，或间隙中为玉髓、微晶石英等；局部石英颗粒之间有间隙，并被白云母、高岭石、玉髓等充填，低倍镜下呈现网脉状、填隙状等形态。
3.3 矿石的化学成分
谭家坳石英砂岩矿体中细粒石英砂岩矿石的全岩主量元素定量分析在北京大学教育部重点实验室完成。测试采用熔片法X-射线荧光光谱法（XRF）分析，首先称取0.5 g样品放入坩埚，然后加入适量硼酸高温熔融成玻璃片，最后在Ｘ射线荧光光谱仪（XRF-1500）上采用外标法测定氧化物含量。主要氧化物的分析相对误差小于2%，分析结果见表1。
表 1 谭家坳石英砂岩矿体主量元素分析结果Table 1. Major elements analysis results of Tanjiaao quartz sandstone ore body% 样品编号 SiO2 Fe2O3 Al2O3 Cr2O3 MgO CaO K2O Na2O TiO2 烧失量 总量 TJA-1 95.53 0.85 1.28 0.001 0.01 0.12 0.31 0.04 0.03 0.98 99.15 TJA-2 96.14 1.09 1.07 0.001 0.02 0.1 0.21 0.03 0.05 0.68 99.39 TJA-3 94.21 1.41 1.45 0.001 0.05 0.14 0.13 0.01 0.05 1.24 98.69 平均 95.29 1.12 1.27 0.001 0.03 0.12 0.22 0.03 0.04 0.97 99.08 主量元素分析结果显示：矿石的SiO2含量平均为95.29%，接近普通石英砂产品的要求（SiO2>98.2%）；Al2O3含量平均为1.27%，高于普通石英砂产品的要求（Al2O3≤0.7%）及超纯石英砂产品（Al2O3≤0.5%）的要求；Fe2O3含量平均为1.12%，其含量与普通石英砂产品的要求（Fe2O3≤0.075%）、超纯石英砂产品（电子玻璃用石英砂产品）的要求（Fe2O3≤0.01%~0.12%）还相差甚远（《矿产资源工业要求》编委会，2010）；K2O和CaO的平均含量分别为0.22%及0.12%，Na2O和TiO2的平均含量分别为0.03%及0.04%，MgO的平均含量为0.03%。含Al、Fe杂质是影响矿石品质的最主要因素，因此需要对杂质赋存状态及特征进行分析。
3.4 杂质赋存状态及特征
本次研究选择TESCAN扫描电子显微镜（SEM）对谭家坳石英砂岩样品进行微观形貌观察，首先对探针片进行镀碳处理，其加速电压为16 kV，电流16 nA。将选择好的目标矿物或区域用扫描电镜配置的布鲁克QUANTAX 能谱仪（EDS）进行微区原位成分分析。
由谭家坳石英砂岩探针片样的SEM-EDS分析结果（图3）可以看出，石英颗粒间及晶体裂缝存在溶蚀坑，局部可见细小的溶蚀坑呈蜂窝状密集分布，而较大者已被颗粒细小的粘土矿物充填（图3–a，b）。EDS分析结果表明，石英只含有 O、Si 两种元素，且O、Si摩尔分数之比接近 2∶1（图3–d），与石英的理论化学式一致，说明矿石中石英的纯度很高，且晶体结构中不含类质同象杂质。
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图 3 石英砂岩探针片样SEM（a~c）及EDS（d~l）分析结果Q—石英；Ms—白云母；Hem—赤铁矿；Ilm—钛铁矿；Mnz—独居石；Zi—锆石；Rt—金红石Figure 3. SEM (a~c) and EDS (d~l) analysis results of quartz sandstone probe samples粘土矿物和白云母为矿石中Al的赋存矿物。其中粘土矿物由 O、Si、Al等元素组成（图3–j），其中O含量为55.14%，Si含量为23.17%，Al含量为21.70%，推测主要由高岭石等矿物组成。白云母主要分布于石英颗粒之间，呈不规则带状，由O、Si、Al、K等元素组成（图3–h），其中O含量为50.42%，Si含量为21.41%，Al含量为19.26%，K含量为8.91%。
赤铁矿和钛铁矿为矿石中Fe的赋存矿物。其中赤铁矿主要分布于石英颗粒之间（图3–b，i），由Fe、O等元素组成，含有少量Al、Si、Ti元素，其中Fe含量为49.86%，O含量为38.98%，野外观察发现，由于发生了氧化作用，可见赤铁矿沿裂隙呈薄膜状产出。钛铁矿主要分布于石英颗粒之间（图3–a，e），由Fe、Ti、O等元素组成，含有少量Al、Si元素，其中Fe含量为22.06%，Ti含量为30.76%，O含量为42.26%。
矿石中偶见锆石、独居石、金红石等矿物（图3–c，f，l），大小在40~80 μm之间，分布于石英颗粒间，其中独居石主要含有La、Ce、Nd等稀土元素（图3–g，k）。
对典型石英颗粒及其胶结物区域进行原位微区扫面（mapping）分析（图版Ⅱ）可以发现，胶结物中Al、Fe杂质元素主要以白云母、粘土、赤铁矿等矿物形式产出，其中赤铁矿与粘土密切共生。单点EDS研究得出，粘土矿物主要为高岭土，推测赤铁矿为含铁质的粘土矿物氧化而成。因此，Al、Fe杂质元素主要呈填隙物形态存在于石英颗粒间，部分呈镶边状紧密黏附在石英颗粒周边，利于分选解离。
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a~f. 石英砂岩探针片典型区域原位微区扫面（mapping）分析结果。a. SE扫描图像；b. O、Al、Si、Fe多元素分布图；c. O元素分布图；d. Al元素分布图；e. Si元素分布图；f. Fe元素分布图4. 讨 论
4.1 成矿物质来源
矿石的矿物组成在追溯成矿物质来源方面具有重要作用。矿石中的石英以碎屑颗粒状胶结在一起，除石英外，还含有白云母、锆石、钛铁矿、独居石、金红石等矿物。矿石的碎屑物中含有斜长石和白云母，胶结物主要为铁质及粘土矿物，由此推断石英砂岩的原岩之一为岩浆岩。镜下见矿石主要由细粒、中细粒石英组成，粒径一般在0.2~0.5 mm之间，分选性相对较好，磨圆度多为次圆—次棱角状，胶结方式为孔隙—压嵌型。显微镜下石英均见波状消光现象，少量铁质胶结物及锆石、钛铁矿等重矿物不均匀分布，而泥质石英砂岩中白云母定向散布穿插于石英粒间。这种具有较高含量的SiO2和结构较成熟的石英砂岩是水流及波浪对沉积物反复冲刷淘洗的产物。因此，从矿石矿物组成可以得出，石英砂岩的原岩为中酸性岩体，而研究区东北部大面积分布的加里东期花岗闪长岩体、石英闪长岩体、二长花岗岩体可能是矿体的母岩之一（司荣军等, 2004）。
通常情况下，搬运距离越远，成熟度越高，分选性越好。石英砂岩屑显示出较好的分选性和磨圆度、较富集的石英及特有的杂质矿物组合。跳马涧组直接不整合于中元古界之上，其间有近 6 亿年的沉积间断，表明这套石英砂岩并不是直接来源于花岗岩的风化、沉积、固结，而是来源于先前存在的砂岩，是多旋回改造的产物（张欣平等, 1992）。区域上，中泥盆统跳马涧组石英砂岩平行不整合覆盖在较厚的中元古界冷家溪群之上，后者主要由变质细砂岩、砂质板岩、变质砂岩组成，反映了中泥盆世稳定克拉通环境下地壳多次均匀上升-沉降的历史（王子正等, 2019），每一个旋回都为石英的进一步分选和富集创造了条件（陈光艳等, 2021）。
4.2 沉积环境
前人研究认为，跳马涧组古沉积环境属于滨海环境（王刚田等, 1984）。滨海沉积环境可进一步划分为海岸沙丘、后滨带、前滨带、临滨带等（陈建强等, 2015）。其中，前滨带位于平均高潮线与平均低潮线之间的冲浪带，是无障壁海岸环境中能量最高的部位，地形相对平坦，受潮汐的作用，以沉积中—细石英砂岩为主，磨圆度、分选性极好且纯净，砂岩的成分和结构成熟度极高。生物化石较贫乏，多见生物碎片，局部可见重矿物富集，沉积构造以发育海滩环境所特有的冲洗交错层理为主，次为平行层理，浪成波痕、菱形波痕、冲刷痕、泡沫痕、流痕等浅水沉积构造标志也非常发育（周邦国等, 2018）。由镜下观察可知，谭家坳矿石中石英颗粒绝大多数以细粒为主，中粒次之，且石英分选性较好，多数为次圆—次棱角状。石英晶屑之间通常结构紧密、无间隙，或间隙中为玉髓、微晶石英等；局部石英颗粒之间有间隙，并被白云母、高岭石、玉髓等充填，也可见重矿物局部富集。研究区跳马涧组石英砂岩普遍发育平行层理和交错层理（图2–c），局部可见石英砂岩呈波痕构造，另外矿物组成伴有钛铁矿、金红石、锆石。由以上特征可以推断，研究区石英砂岩应属于滨海沉积环境，且与前滨亚相沉积物的特点极符合。因此，综合分析认为，跳马涧组石英砂岩沉积环境为滨海环境中的前滨亚相。
江南造山带新元古代沉积物中广泛含有新元古代—太古宙末期岩浆锆石（Li et al., 2014; Shu et al., 2015；Xu et al., 2018; Yao et al., 2019; 陈家驹等, 2021），江山−绍兴断裂北西侧早古生代前陆盆地中除上述岩浆锆石外，还含有早古生代岩浆锆石（Xu et al., 2012, 2016; Yao et al., 2015; 杨树锋等, 2019; 马学平等, 2010）。早泥盆世早期，湘中、湘南广大地区上升遭受剥蚀，发生了多次由南向北的海侵，表现为碳酸盐岩的沉积范围增大，碎屑物质向北沉积（图4）。早泥盆世晚期，广西入侵的海水浸及桂林进入湘西南一带，沉积了滨海相的源口组碎屑岩。中泥盆世早期，海水由西南继续向东北浸漫，北达湘潭韶山一带, 接受来自江南造山带的物源供给，沉积了前滨—近滨相碎屑岩（Yuan et al., 2023）。跳马涧期，海侵扩大达湘西新晃直至岳阳一线，在前滨和潮间坪带沉积了砾质、砾砂质、砂质、砂泥质、粉砂质、细砂质等碎屑沉积。
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图 4 华南湘桂地区中泥盆世早期岩相古地理图（据刘宝珺, 1994修改）Figure 4. Lithofacies paleogeography map of early Middle Devonian in Hunan and Guangxi4.3 矿床成因
刘宝珺等（1995）认为华南存在江南古陆与华夏古陆，两者在晋宁期沿江山-绍兴断裂带碰撞缝合，但向湘、粤、桂方向开启，形成“加里东”残洋盆地。由晋宁期至加里东期，盆地沉积中心不断向南西迁移，最终于广西运动或东吴运动关闭。矿区所在的区域晚古生代—中生代三叠纪是继加里东构造运动的全面海退之后产生的新一轮巨型沉积旋回（张岳桥等, 2012）。
中泥盆世之前，矿区所在的区域广泛出露中元古代地层及加里东期岩浆岩，遭受长期风化剥蚀，为石英砂岩提供了物质来源，泥盆纪中期，区域普遍接受前滨相沉积，跳马涧组主要受潮汐的作用，其演化过程如图5所示：在海岸线陆地（障壁岛）一侧，发育辫状河流，沉积物主要是河流带来的陆源物质，这些物质经过长距离的搬运、磨蚀和分选，成岩后就形成了成熟度较高的石英砂岩，受波浪的一定作用，经多个旋回的搬运、分选、沉积，沉积的砂岩成熟度较高，石英较纯，并在分选条件较好的部位形成石英砂岩矿床。中泥盆世晚期，湘中、湘南广大地区沉积了近滨环境的砂泥质、粉砂质、细砂质沉积，在湘潭、醴陵等地海水中富含氧，致使岩石普遍为紫色、紫红色调。跳马涧组沉积结束后进入滨外浅海，开始了棋梓桥组的泥灰岩沉积，总的演化为海进过程。
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图 5 湖南省湘潭地区跳马涧组沉积模式图（据张欣平等, 1992）Figure 5. Sedimentary model of Tiaomajian Formation in Xiangtan area, Hunan Province5. 结 论
（1）湖南省谭家坳石英砂岩矿SiO2含量平均高达95.29%，Al2O3含量平均为1.27%，Fe2O3含量平均为1.12%，胶结物中Al、Fe杂质元素主要以白云母、粘土、赤铁矿等矿物形式产出，并呈填隙物形态存在于石英颗粒间，利于分选解离。
（2）谭家坳石英砂岩多为细粒石英砂岩，纯度较高，磨圆度多为次圆—次棱角状，胶结方式为孔隙—压嵌型，矿物成熟度和结构成熟度也极高，反映出滨海环境中的前滨亚相的沉积特点。
（3）区域广泛出露的元古宙地层及加里东期岩浆岩，为研究区石英砂岩提供了物质来源，经多个旋回的搬运、分选、沉积，形成了中泥盆统跳马涧组石英砂岩，并在分选条件较好的部位形成石英砂岩矿床。
致谢：感谢湖南省地质科学院相关人员对本项目的大力支持，感谢审稿专家细心审阅并提出建设性意见。
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图 1 广元—宁强区域地质背景(a)、震旦系—寒武系过渡地层综合柱状图(b)和中上扬子地区灯影期沉积相简图(c)
Figure 1. Regional geological setting(a) and generalized stratigraphic column(b) of Sinian—Cambrian transition at Guangyuan—Ningqiang area, and the map of sedimentary facies in middle-upper Yangtze area during the Dengying period(c)
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图 2 野外剖面地层划分对比图
Figure 2. Stratigraphic division and correlation among outcrop sections
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图 3 广元与三峡、张家界地区震旦系—寒武系界线地层综合对比图(三斗坪据Ling et al., 2013修改，四方井据Chen et al., 2019修改,四都坪据Li et al., 2016; Ding et al., 2019修改)
Figure 3. Comprehensive stratigraphic correlation of Sinian−Cambrian transitional strata among Guangyuan, Three Gorges and Zhangjiajie areas
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图 4 构造−沉积分异模式图
Figure 4. Schematic diagram of tectonic-sedimentary differentiation model
表 1 陈家乡及大滩剖面碳氧同位素测试结果
Table 1 Carbon and oxygen isotope test results of Chenjiaxiang and Datan sections
样品编号 深度/m 岩性 δ13CVPDB/‰ δ18OVPDB/‰ 样品编号 深度/m 岩性 δ13CVPDB/‰ δ18OVPDB/‰ 样品编号 深度/m 岩性 δ13CVPDB/‰ δ18OVPDB/‰ CJ-11-1B 6 泥质灰岩 −8.83 −11.67 CJ-19-6B 72.5 白云岩 0.72 3.91 DTC-24 36.5 泥质灰岩 −8.98 −11 CJ-11-2B 7 泥质灰岩 −9.62 −12.52 CJ-19-7B 77.3 白云岩 1.29 2.76 DTC-25 38.5 泥质灰岩 −8.42 −11.21 CJ-12-1B 10.8 泥质灰岩 −8.18 −12.47 CJ-20-1B 78.5 白云岩 −0.49 0.58 DTC-26 40.5 泥质灰岩 −7.45 −11.86 CJ-12-2B 12.6 泥质灰岩 −8.20 −11.89 CJ-20-2B 80.5 硅质白云岩 −2.99 −1.76 DTC-27 42.5 泥质灰岩 −8.52 −11.21 CJ-12-3B 14.3 泥质灰岩 −8.75 −11.34 CJ-20-3B 84.5 硅质白云岩 −3.69 −0.54 DTC-28 44.5 泥质灰岩 −9 −11.34 CJ-12-4B 16.5 泥质灰岩 −8.25 −11.14 CJ-20-4B 85.8 白云岩 −1.25 0.41 DTC-29 46.5 泥质灰岩 −8.3 −10.57 CJ-12-5B 23.5 泥质灰岩 −9.33 −12.87 CJ-20-5B 92.6 白云岩 −1.79 0.83 DT-1 48.5 泥质灰岩 −9.14 −10.16 CJ-12-6B 27.5 泥质灰岩 −9.51 −8.96 CJ-21-1B 94.45 硅质白云岩 −1.10 2.71 DT-2 49.5 泥质灰岩 −8.99 −9.98 CJ-12-7B 32.5 泥质灰岩 −8.12 −11.20 CJ-21-2B 95.85 硅质白云岩 −5.33 −2.23 DT-3 50.5 泥质灰岩 −9.21 −9.62 CJ-12-8B 36.7 泥质灰岩 −8.16 −10.86 CJ-21-3B 97.45 硅质白云岩 −9.73 −4.04 DT-4 51.5 泥质灰岩 −9.02 −9.8 CJ-13-1B 40.5 泥质灰岩 −8.19 −10.67 CJ-21-4B 98.45 硅质白云岩 −10.22 −4.39 DTB-1 57.6 白云岩 −3.99 −8.77 CJ-14-1B 44.7 泥质灰岩 −8.25 −10.78 CJ-21-5B 100.05 硅质白云岩 −9.52 3.62 DTB-2 58.6 白云岩 −3.56 −9.44 CJ-14-2B 48.5 泥质灰岩 −8.40 −10.26 CJ-21-6B 100.65 硅质白云岩 −10.66 3.66 DTB-3 59.1 白云岩 −3.7 −9.3 CJ-14-3B 49.3 泥质灰岩 −8.03 −10.31 CJ-21-7B 102.05 硅质白云岩 −8.65 1.10 DTB-4 59.6 白云岩 −3.94 −9.72 CJ-14-4B 51.9 泥质灰岩 −8.79 −9.83 CJ-21-8B 105.25 硅质白云岩 −11.66 3.62 DTB-5 60.7 白云岩 −4.4 −9.8 CJ-14-5B 53.1 泥质灰岩 −8.34 −9.80 CJ-21-9B 108.25 硅质白云岩 −11.89 −1.75 DTB-6 61.6 白云岩 −4.18 −0.53 CJ-14-6B 54.5 泥质灰岩 −8.68 −9.13 CJ-21-10B 109.45 硅质白云岩 −11.41 −5.11 DTB-7 62.3 白云岩 −3.4 −2.81 CJ-14-7B 56.9 泥质灰岩 −8.69 −9.21 CJ-21-11B 109.85 硅质白云岩 −11.96 −2.74 DTB-8 63 白云岩 −5.93 −5.56 CJ-14-8B 57.9 泥质灰岩 −8.84 −9.06 DTC-10 0.5 泥质灰岩 −10.3 −13.21 DTB-9 63.5 白云岩 −4.05 −3.18 CJ-15-1B 58.9 泥质灰岩 −8.88 −9.33 DTC-11 3 泥质灰岩 −9.98 −12.48 DTB-10 64.3 白云岩 −6.75 −10.04 CJ-16-1B 60.7 云质泥岩 −8.75 −3.71 DTC-12 6 泥质灰岩 −9.97 −12.71 DTB-11 64.6 白云岩 −2.67 −2.35 CJ-16-2B 61.3 云质泥岩 −8.45 −1.92 DTC-13 9 泥质灰岩 −9.61 −11.52 DTB-12 65.7 白云岩 −1.64 −5.65 CJ-16-3B 62.8 云质泥岩 −1.86 0.08 DTC-14 12 泥质灰岩 −9.69 −12.27 DTB-13 66.7 白云岩 −0.4 −2.8 CJ-17-1B 64.1 白云岩 −1.77 0.15 DTC-15 14.5 泥质灰岩 −9.59 −12.95 DTB-14 67 白云岩 −1.38 −0.42 CJ-17-2B 64.4 白云岩 −0.39 1.52 DTC-16 17.5 泥质灰岩 −9.56 −12.15 DTB-15 67.5 白云岩 −3.07 −0.62 CJ-17-3B 64.9 白云岩 −4.28 −5.04 DTC-17 20 泥质灰岩 −9.3 −12.92 DTB-16 68.8 硅质白云岩 −12.98 −4.46 CJ-18-1B 65.4 白云岩 −1.07 1.91 DTC-18 23 泥质灰岩 −9.24 −12.81 DTB-17 70.3 硅质白云岩 −11.86 −6.66 CJ-19-1B 67.9 白云岩 −0.65 0.92 DTC-19 25.5 泥质灰岩 −9.16 −12.66 DTB-18 72 硅质白云岩 −11.91 −7.42 CJ-19-2B 68 白云岩 −2.62 −2.99 DTC-20 28.5 泥质灰岩 −9.02 −12.43 DTB-19 73.2 硅质白云岩 −11.39 −5.37 CJ-19-3B 68.2 白云岩 −4.18 −0.49 DTC-21 30.5 泥质灰岩 −8.84 −11.07 DTB-20 74.7 硅质白云岩 −15.65 −7.29 CJ-19-4B 68.9 白云岩 −3.59 −1.21 DTC-22 32.5 泥质灰岩 −9.4 −10.5 DTB-21 76.7 硅质白云岩 −16.53 −5.44 CJ-19-5B 71.9 白云岩 −0.96 −0.52 DTC-23 34.5 泥质灰岩 −8.65 −10.77 
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Bowring S A, Grotzinger J P, Condon D J, et al. 2007. Geochronologic constraints on the chronostratigraphic framework of the Neoproterozoic Huqf Supergroup, Sultanate of Oman[J]. American Journal of Science, 307(10): 1097−1145. doi: 10.2475/10.2007.01
Calver C R. 2000. Isotope stratigraphy of the Ediacaran (Neoproterozoic Ⅲ) of the Adelaide Rift Complex, Australia, and the overprint of water column stratification[J]. Precambrian Research, 100: 121−150. doi: 10.1016/S0301-9268(99)00072-8
Chen C. Feng Q L. 2019. Carbonate carbon isotope chemostratigraphy and U-Pb zircon geochronology of the Liuchapo Formation in South China: Constraints on the Ediacaran-Cambrian boundary in deep-water sequences[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 535: 19361.
Chen D Z, Zhou X Q, Fu Y, et al. 2015. New U-Pb zircon ages of the Ediacaran-Cambrian boundary strata in South China[J]. Terra Nova, 27(1): 62−68. doi: 10.1111/ter.12134
Derry L A. 2010. A burial diagenesis origin for the Ediacaran Shuram-Wonoka carbon isotope anomaly[J]. Earth and Planetary Science Letters, 294: 152−162. doi: 10.1016/j.jpgl.2010.03.022
Ding Y, Chen D Z, Zhou X Q, et al. 2019. Tectono-depositional pattern and evolution of the middle Yangtze Platform (South China) during the late Ediacaran[J]. Precambrian Research, 333: 105426. doi: 10.1016/j.precamres.2019.105426
Ding Y, Li Z W, Liu S G, et al. 2021. Sequence stratigraphy and tectono-depositional evolution of a late Ediacaran epeiric platform in the upper Yangtze area, South China[J]. Precambrian Research, 354: 106077. doi: 10.1016/j.precamres.2020.106077
Ding Y, Sun W, Liu S G, et al. 2022. Low oxygen levels with high redox heterogeneity in the late Ediacaran shallow ocean: Constraints from I/(Ca + Mg) and Ce/Ce* of the Dengying Formation, South China[J]. Geobiology, 20(6): 790−809.
Guerroué E L, Allen P A, Cozzi A. 2006. Chemostratigraphic and sedimentological framework of the largest negative carbon isotopic excursion in Earth history: The Neoproterozoic Shuram Formation (Nafun Group, Oman)[J]. Precambrian Research, 146: 68−92. doi: 10.1016/j.precamres.2006.01.007
Guerroué E L, Cozzi A. 2010. Veracity of Neoproterozoic negative C-isotope values: The termination of the Shuram negative excursion[J]. Gondwana Research, 17: 653−661. doi: 10.1016/j.gr.2009.11.002
Jacobsen S B, Kaufman A J. 1999. The Sr, C and O isotopic evolution of Neoproterozoic seawater[J]. Chemical Geology, 161: 37−57. doi: 10.1016/S0009-2541(99)00080-7
Kaufman A J, Knoll A H. 1995. Neoproterozoic variations in the C-isotopic composition of seawater: stratigraphic and biogeochemical implications[J]. Precambrian Research, 73: 27−49. doi: 10.1016/0301-9268(94)00070-8
Kaufman A J, Jiang G Q, Christie-Blick N, et al. 2006. Stable isotope record of the terminal Neoproterozoic krol platform in the Lesser Himalayas of northern India[J]. Precambrian Research, 147: 156−185. doi: 10.1016/j.precamres.2006.02.007
Kaufman A J, Corsetti F A, Varni M A. 2007. The effect of rising atmospheric oxygen on carbon and sulfur isotope anomalies in the Neoproterozoic Johnnie Formation, Death Valley, USA[J]. Chemical Geology, 237: 47−63. doi: 10.1016/j.chemgeo.2006.06.023
Li C, Hardisty D S, Luo G, et al. 2017. Uncovering the spatial heterogeneity of Ediacaran carbon cycling[J]. Geobiology, 15(2):211-224.
Li Z X, Li X H, Kinny P H, et al. 2003. Geochronology of Neoproterozoic syn-rift magmatism in the Yangtze Craton, South China and correlations with other continents: evidence for a mantle superplume that broke up Rodinia[J]. Precambrian Research, 122: 85−109. doi: 10.1016/S0301-9268(02)00208-5
Li W J, Chen J T, Wang L W, et al. 2019. Slump sheets as a record of regional tectonics and paleogeographic changes in South China[J]. Sedimentary Geology, 392: 105525. doi: 10.1016/j.sedgeo.2019.105525
Ling H F, Chen X, Li D, et al. 2013. Cerium anomaly variations in Ediacaran-earliest Cambrian carbonates from the Yangtze Gorges area, South China: Implications for oxygenation of coeval shallow seawater[J]. Precambrian Research, 225: 110−127. doi: 10.1016/j.precamres.2011.10.011
Lu M, Zhu M Y, Zhang J M, et al. 2013. The DOUNC Event at the top of the Ediacaran Doushantuo Formation, South China: Broad stratigraphic occurrence and non-diagenetic origin[J]. Precambrian Research, 225: 86−109. doi: 10.1016/j.precamres.2011.10.018
Melezhik V A, Roberts D, Fallick A E, et al. 2008. The Shuram–Wonoka event recorded in a high-grade metamorphic terran: insight from the Scandinavian Caledonides[J]. Geological Magazine, 145(2): 161−172.
Melezhik V A, Pokrovsky B G, Fallick A E, et al. 2009. Constraints on 87Sr/86Sr of Late Ediacaran seawater: insight from Siberian high-Sr limestones[J]. Journal of the Geological Society, 166: 183−191. doi: 10.1144/0016-76492007-171
Prave A R, Strachan R A, Fallick A E. 2009. Global C cycle perturbations recorded in marbles: a record of Neoproterozoic Earth history within the Dalradian succession of the Shetland Islands, Scotland[J]. Journal of the Geological Society, 166: 129−135. doi: 10.1144/0016-76492007-126
Swart P K. 2015. The geochemistry of carbonate diagenesis: The past, present and future[J]. Sedimentology, 62(5): 1233−1304. doi: 10.1111/sed.12205
Vernhet P, Heubeck C, Zhu M Y, et al. 2006. Large-scale slope instability at the southern margin of the Ediacaran Yangtze platform (Hunan province, central China)[J]. Precambrian Research, 148: 32−44. doi: 10.1016/j.precamres.2006.03.009
Wang X Q, Jiang G Q, Shi X Y, et al. 2016. Paired carbonate and organic carbon isotope variations of the Ediacaran Doushantuo Formation from an upper slope section at Siduping, South China[J]. Precambrian Research, 273: 53−66. doi: 10.1016/j.precamres.2015.12.010
Yang F L, Zhou X F, Peng Y X. 2019. Evolution of Neoproterozoic basins within the Yangtze Craton and its significance for oil and gas exploration in South China: An overview[J]. Precambrian Research, 337: 105563.
Zhu M Y, Zhang J M, Yang A H. 2007. Integrated Ediacaran (Sinian) chronostratigraphy of South China[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 254(1/2): 7−61.
杜金虎, 邹才能, 徐春春, 等. 2014. 川中古隆起龙王庙组特大型气田战略发现与理论技术创新[J]. 石油勘探与开发, 41(3): 268−277. 杜金虎, 汪泽成, 邹才能, 等. 2016. 上扬子克拉通内裂陷的发现及对安岳特大型气田形成的控制作用[J]. 石油学报, 37(1): 1−16. 李智武, 冉波, 肖斌, 等. 2019. 四川盆地北缘震旦纪—早寒武世隆−坳格局及其油气勘探意义[J]. 地学前缘, 26(1): 59−85. 李忠权, 刘记, 李应, 等. 2015. 四川盆地震旦系威远—安岳拉张侵蚀槽特征及形成演化[J]. 石油勘探与开发, 42(1): 26−33. 李佐臣, 裴先治, 刘战庆, 等. 2011. 扬子地块西北缘后龙门山南华纪—早古生代沉积地层特征及其形成环境[J]. 地球科学与环境学报, 33(2): 117−124. 刘静江, 刘慧荣, 李文皓, 等. 2021. 四川盆地裂陷槽研究新进展——关于裂陷槽成因机制与形成时间的探讨[J]. 地质论评, 67(3): 767−786. 刘树根, 徐国盛, 徐国强, 等. 2004. 四川盆地天然气成藏动力学初探[J]. 天然气动力科学, 15(4): 323−330. 刘树根, 马永生, 蔡勋育, 等. 2009. 四川盆地震旦系下古生界天然气成藏过程和特征[J]. 成都理工大学学报(自然科学版), 36(4): 345−354. 刘树根, 孙玮, 罗志立, 等. 2013. 兴凯地裂运动与四川盆地下组合油气勘探[J]. 成都理工大学学报(自然科学版), 40(5): 511−520. 刘树根, 王一刚, 孙玮, 等. 2016. 拉张槽对四川盆地海相油气分布的控制作用[J]. 成都理工大学学报(自然科学版), 43(1): 1−23. 刘树根, 刘殊, 孙玮, 等. 2018. 绵阳−长宁拉张槽北段构造−沉积特征[J]. 成都理工大学学报(自然科学版), 45(1): 1−13. 马奎, 文龙, 张本健, 等. 2022. 四川盆地德阳−安岳侵蚀裂陷槽分段性演化分析和油气勘探意义[J]. 石油勘探与开发, 49(2): 274−284. 汪泽成, 姜华, 王铜山, 等. 2014. 四川盆地桐湾期古地貌特征及成藏意义[J]. 石油勘探与开发, 41(3): 305−312. 汪泽成, 刘静江, 姜华, 等. 2019. 中—上扬子地区震旦纪陡山沱组沉积期岩相古地理及勘探意义[J]. 石油勘探与开发, 46(1): 39−51. 魏国齐, 杨威, 杜金虎, 等. 2015. 四川盆地震旦纪 — 早寒武世克拉通内裂陷地质特征[J]. 天然气工业, 35(1): 24-35. 魏国齐, 王志宏, 李剑, 等. 2017. 四川盆地震旦系、寒武系烃源岩特征、资源潜力与勘探方向[J]. 天然气地球科学, 28(1): 1−13. 文龙, 罗冰, 钟原, 等. 2021. 四川盆地灯影期沉积特征及槽−台体系成因模式[J]. 成都理工大学学报(自然科学版), 48(5): 513−524. 杨爱华, 朱茂炎, 张俊明, 等. 2015. 扬子板块埃迪卡拉系(震旦系)陡山沱组层序地层划分与对比[J]. 古地理学报, 17(1): 1−20. 杨雨, 黄先平, 张健, 等. 2014. 四川盆地寒武系沉积前震旦系顶界岩溶地貌特征及其地质意义[J]. 天然气工业, 34(3): 38−43. 杨志如, 王学军, 冯许魁, 等. 2014. 川中地区前震旦系裂谷研究及其地质意义[J]. 天然气工业, 34(3): 80−85. 张玺华, 彭瀚霖, 文龙, 等. 2020. 四川盆地西北部灯影组深水沉积的发现及油气地质意义[J]. 天然气勘探与开发, 43(4): 10−21. 钟勇, 李亚林, 张晓斌, 等. 2013. 四川盆地下组合张性构造特征[J]. 成都理工大学学报(自然科学版), 40(5): 498−510. 周慧, 李伟, 张宝民, 等. 2015. 四川盆地震旦纪末期—寒武纪早期台盆的形成与演化[J]. 石油学报, 36(3): 310−323. 邹才能, 杜金虎, 徐春春, 等. 2014. 四川盆地震旦系—寒武系特大型气田形成分布、资源潜力及勘探发现[J]. 石油勘探与开发, 41(3): 278−293. -
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1. 雷聪聪，高琪，王文宝，李卫星，马军，闫振军. 阿拉善地块北缘雅干中酸性火山岩LA-ICP-MS年龄、地球化学特征及其对区域构造演化的制约. 地质通报. 2025(Z1): 459-476 . 
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