耿马四排山光伏电站哪家中标（光伏招标网中标单位）
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昌宁—孟连地层分区（Ⅱ1）
昌宁—孟连构造带位于滇西南地区，北起昌宁，经耿马、双江、澜沧，向南延至孟连、景洪地区。大地构造上属滇西古特提斯造山带的一部分，介于保山地块与思茅地块之间，总体近南北向展布。昌宁—孟连构造带已知最老地层为下泥盆统，晚古生代地层发育，分布广泛，下、中三叠统零星分布，上三叠统为磨拉石组合，出露极少，与下伏地层呈不整合关系，中侏罗统至下白垩统为红层组合。
造山带是由古海洋演化而来，古海洋不同盆地形成不同的地层序列，这些地层序列在大地构造属性上存在岩石圈动力学联系，在空间上存在相变关系，在物源上有些地层序列是另外一些地层序列的母源区，我们将这些有成因联系、能够反映古海洋构造地理格局的区域地层体系称为造山带地层系统。在造山过程中，造山带原生地层系统发生了强烈的破坏、位移，甚至混杂。所以，识别和恢复各构造地层带的地层序列，并将这些地层序列重新配置，建立反映古海洋发展演化历史的造山带区域地层体系，是造山带地层学研究的核心问题。昌宁—孟连构造带区域地层系统恢复见图2.4。
2.2.1.1 耿马地体被动边缘地层带
在滇西南耿马、沧源、澜沧一带，分布一套以碎屑岩为主的地层，前人将它命名为南皮河组和怕拍组，并分别定为晚二叠世至早三叠世。我们的研究表明，这是一套断片型地层体，地质时代为中泥盆世至中三叠世，代表了耿马地块被动陆缘至残余洋盆的沉积序列。
以耿马四排山南皮河剖面、耿马南碧桥剖面、沧源怕拍剖面、沧源班奈剖面和澜沧小拉巴剖面为基础，恢复被动边缘地层带地层层序。恢复后的地层序列包括了早泥盆世至中三叠世。
在恢复层序的基础上，重新厘定研究区岩石地层单元，划分为温泉组、弄巴组、南皮河组和怕拍组。怕拍组包括怕拍村剖面、班奈剖面及耿马南碧桥剖面上部地层，其底部为细砾岩、粗砂岩，向上主要由黄色、褐黄色泥岩、粉砂质泥岩、粉砂岩及砂岩组成，夹灰黑色硅质岩，厘定后的怕拍组地质时代为晚二叠世晚期至中三叠世。
南皮河组包括南皮河剖面一些地层断片，南碧桥剖面下部地层。以灰褐色、灰绿色泥质岩、粉砂质泥岩为主，夹有层状硅质岩、粉砂岩和砂岩，与怕拍组及弄巴组岩性容易区分，地质时代暂定为早二叠世至中二叠世。
弄巴组包括南皮河剖面一些地层断片，以及小拉巴剖面，恢复后的层序底部为灰黑色、黑色硅质岩、硅质泥岩，往上为灰黄色、黄绿色砂岩、粉砂岩和泥质岩，地质时代为石炭纪。
温泉组，未见底，其上被新近系南林组不整合覆盖，厚大于830.77m。主要为浅灰、灰绿色中—厚层状细—中粒岩屑石英（杂）砂岩、薄—中层状粉砂岩、浅—深灰、灰绿色薄层状泥岩、粉砂质泥岩和含角砾的（粉砂质）泥岩，夹数层浅灰、青灰色薄层状硅质岩、浅—深灰色薄层状硅质泥岩、凝灰质泥岩和浅灰紫色薄层状凝灰岩。在以碎屑岩、泥质岩为主的岩性组合中，普遍发育三种沉积层序：一为代表浊流沉积的鲍马序列，二为由泥质岩与呈透镜（层）体产出的岩屑石英（杂）砂岩构成的水道沉积序列，三为由薄层状砂岩与泥岩呈韵律状互层构成的浊流远端低密度流序列。代表了次深海大陆边缘环境的沉积。含有泥盆纪植物、笔石和牙形石化石。
图2.4 昌宁—孟连构造带地层划分对比图
2.2.1.2 洋盆地层带
云南省地质矿产局区域地质调查成果和许多学者的大量研究表明，洋盆地层带在昌宁—孟连构造带分布较广，但断续出露，已知最老地层为下泥盆统，往上延续到上二叠统，晚二叠世晚期转化为残余洋盆。从地层保存来看，南部孟连地区保存较好，微体化石较丰富，而北部地区保存较差，化石稀少。
孟连地区洋盆地层序列的研究始于20世纪80年代初，云南省区域地质调查队（1982）将其划分为下泥盆统腊垒组、中—上泥盆统和上泥盆统。吴浩若等（1989）在这套地层中发现早石炭世和晚二叠世放射虫化石。Feng（1992）以回库剖面、腊垒剖面、岔河东剖面和岔河西剖面为基础，根据放射虫古生物学研究，提出用岔河组代表区调队的“中—上泥盆统”，地质时代修订为中泥盆世至早二叠世，用中寨组代表“上泥盆统”，地质时代为中、晚二叠世。《云南省岩石地层》（1996）则将中—上泥盆统和上泥盆统合称为曼信群，地质时代仍然划归中、晚泥盆世。吴浩若等（1994）认为这套地层十分复杂，可与“构造杂岩”类比，并建议称为“南基河杂岩”。
冯庆来等（2000）对回库、腊垒、岔河东和岔河西4条剖面进行了深入研究，发现孟连地区洋盆地层序列既不是连续地层体，也不是混杂化的无序地层体，而是由许多地层断片组成的断序地层体。通过逐个地层断片的地层学研究，可以进行洋盆地层序列的恢复。恢复后的地层序列包括了早泥盆世至中二叠世，以浅灰色、灰白色夹褐色泥岩、硅质泥岩和薄层硅质岩为主，夹有陆源碎屑浊积岩。含有丰富的放射虫化石，下泥盆统含有大量笔石化石。
目前，洋盆地层带仅追索到中二叠统顶部，更新的地层尚未发现。但其分布范围十分广泛，除孟连地区外，向北至澜沧老厂、太尔布一带也有很好露头，但其出露厚度有限，可能缺失某些地层层位。更北的沧源、耿马一带，硅质岩减少，多为含泥硅质岩、硅质泥质板岩和细粒碎屑岩，岩层单层变薄，地层厚度也变薄。
另外，在昌宁—孟连构造带北部的昌宁、凤庆地区，分布一套由细碎屑岩、泥质岩和硅质岩组成的岩石地层，前人称其为温泉组，根据所含笔石化石将其划归早泥盆世。冯庆来（1992）
冯庆来，滇西南海西、印支期放射虫古生物学及造山带区域地层学研究，博士论文，1992。
在乌木龙地区研究发现，该套地层硅质岩含有保存较好的茅口阶放射虫化石。由此看来，昌宁—孟连构造带北部的温泉组比较复杂，不同剖面、不同地层断片地质时代不同，可能包括了早泥盆世至二叠纪地层，即由腊垒组和岔河组混杂组成。由于地层变形较强、变质较深，研究程度较低，目前难以详细划分和精细对比。
2.2.1.3 海山—洋岛地层带
昌宁—孟连构造带火山岩十分发育，分布广泛，是重要的含矿岩系。人们曾认为火山岩普遍位于中石炭统灰岩之下，故将其划归下石炭统（1:100万普洱幅，1965）；1:20万凤庆幅（1981）、孟连幅（1982）分别创立平掌组、依柳组用以代表该构造带北部和南部的这套火山岩地层，后被广泛采用，并认为其时代和地层对比问题已经解决（云南省地质矿产局，1990）。然而，方宗杰等（1992）、吴根耀（1993）、冯庆来等（1993）认为昌宁—孟连带火山岩是不同层位、不同成因的地层体，并根据火山岩岩石特征和放射虫地质时代，将其划分为两套，即依柳（平掌）组和老厂组，地质时代分别为早石炭世和晚二叠世。《云南省岩石地层》（1996）认为平掌组与依柳组为同一套地层，平掌组命名在先，故废除“依柳组”，用“平掌组”表示这套地层。
关于昌宁—孟连构造带平掌组火山岩及其上覆碳酸盐岩的沉积背景，长期以来存在争论。有人认为形成于裂谷环境（范承钧，1982）；有人认为发育于滇缅马地块东缘的碳酸盐岩台地（方宗杰，1990）；还有人认为是逆冲推覆岩片（吴根耀，1991）。刘本培等（1991,1993）明确指出，平掌组及其上覆碳酸盐岩地层形成于受海底火山喷发控制的海山环境。He Fuxiang等（1993）证明，平掌组上覆碳酸盐岩Al2O3含量很低，缺乏陆源物质，是海山碳酸盐岩台地背景下形成的。笔者研究表明，尽管目前还不能断定昌宁—孟连构造带火山岩、碳酸盐岩主要形成于海山—洋岛环境，但该构造带的确存在早石炭世至晚二叠世海山—洋岛地层序列。
（1）曼信地区石炭系、中—上二叠统海山—洋岛地层序列：在昌宁—孟连构造带，火山岩地层序列以曼信地区研究最为深入。1:20万孟连幅（1982）沿中寨—曼信公路实测了火山岩地层剖面，该剖面沉积夹层稀少，地层时代研究缺乏依据，根据岩性对比为下石炭统依柳组。20世纪80年代末以来，大量火山岩、地层学和沉积学研究集中在南垒河两侧。但由于该区气候温暖潮湿，火山岩容易风化，地层露头较差，人们一直引用1:20万孟连幅区域地质调查报告（1982）研究成果，将这套火山岩地层视为连续、单斜的下石炭统地层序列。冯庆来等（2000）和云南省区域地质调查大队（2000年）
云南省区域地质调查大队，2000.1:5万曼信幅区域地质调查报告。
1:5万区域地质填图研究，发现该区火山岩地层有3套：第一套，分布于曼信桥附近的河谷，为枕状玄武岩，见燧石沉积夹层，地质时代为早石炭世，代表洋壳顶部岩石组合；第二套，分布于南垒河东侧南部地区，为块状玄武岩，沉积夹层发育，放射虫化石丰富，地质时代为中—上二叠统，其火山岩岩石地球化学特征为洋岛拉斑玄武岩（OITB）；第三套，强富集碱性玄武岩组合，分布于南垒河西部地区，为洋岛碱性火山岩组合，与上覆碳酸盐岩呈渐变过渡关系，碳酸盐岩主要为白云岩，缺乏化石，一般据岩性对比为上石炭统鱼塘寨组。所以曼信地区存在石炭系和中—上二叠统两套海山—洋岛地层序列。
（2）依柳地区平掌组海山—洋岛地层序列：依柳地区依柳剖面是依柳组的命名剖面，其底部被拉巴群逆冲断片掩盖，顶部与上石炭统鱼塘寨组灰黑色结晶灰岩整合接触。下部为灰黄色、灰绿色、黄绿色玄武岩、杏仁状玄武岩、气孔玄武岩和褐黄色、紫红色凝灰质碎屑岩构成的6个喷发—沉积旋回；中部为主要由灰紫色、土黄色凝灰岩、凝灰质碎屑岩，夹灰绿色杏仁状玄武岩、薄层状凝灰质硅质岩；底部含硅质海绵骨针，中部含腕足、双壳及植物化石；下部为紫红色、黄色凝灰岩夹灰黑色、浅灰色含生物碎屑泥晶灰岩。厚度为851m。
经过室内研究，形成如下认识：①该剖面下部为多个喷发相—溢流相交替形成的地层组合。溢流相玄武岩是以高钛为特征的洋岛玄武岩（莫宣学等，1998），喷发相火山碎屑岩被浊流改造，再沉积形成火山碎屑浊积岩；上部喷发相凝灰岩系占绝对优势，并受到海浪作用改造，形成凝灰质碎屑岩，含有海绵骨针、双壳类、腕足类及植物化石，反映了滨浅海环境；②该剖面平掌组与上覆上石炭统鱼塘寨组灰岩之间岩性存在渐变过渡关系，应为整合接触。
（3）澜沧老厂地区上二叠统海山—洋岛断层序列：在老厂矿区及其周围，火山岩相当发育，含有大型铅、锌、银、铜、金等多金属矿床，化石稀少，因岩性与依柳地区依柳组相似，将其对比为早石炭世，并称为依柳组（1:20万沧源幅，1986）。冯庆来等（1993）认为该区火山岩系分为两类：一类为深水二叠纪火山岩，另一类为浅水二叠纪火山岩、凝灰质碎屑岩。两者关系不清，暂时统称为老厂组。
深水二叠纪火山岩地层主要分布于老厂水库以西。主要由致密块状玄武岩、气孔状和杏仁状安山岩、安山玄武质凝灰岩、灰色凝灰岩夹浅灰色硅质岩组成，凝灰岩具粒序层理，硅质岩含二叠纪放射虫。厚度345～660m。
该地层与上覆灰岩貌似整合接触，据野外探槽揭露及大量切片观察，两者均为断层关系。与下伏泥岩、硅质岩和砂岩为整合关系，硅质岩中含有Follicucullus scholasticus Ormiston et Babcock等放射虫化石，时代为中二叠世晚期；其顶部层位含有小个体神螺类，颇似早三叠世神螺类化石。另外，矿区报告曾记载发现Claraiasp.等早三叠世化石。所以，老厂组地质时代很可能为晚二叠世至早三叠世。
该火山岩枕状构造发育，气孔微小。硅质岩夹层中含丰富的放射虫化石，缺乏硅质海绵骨针，为深水放射虫组合类型。凝灰岩、泥质岩层含有大量铁锰质结核，其化学成分与现代大洋铁锰质结核化学成分类似。所以，这套火山岩主要形成于深水环境。顶部出现小型腹足类、腕足类等化石，表明海水已变浅。
范承钧（1985）、杨开辉（1993）认为该地区火山岩是典型的碱性玄武岩系列，属板内玄武岩范畴。Wu G.Y.（1994）则认为这种碱性火山岩系列常量元素和微量元素特征均可与亚速尔型洋岛火山岩类比。
（4）海山—洋岛碳酸盐岩层序：海山火山岩之上碳酸盐岩十分发育，最低层位为下石炭统上部，最高层位为上二叠统，不同地区发育程度不同，多数地区缺乏上二叠统。在耿马、沧源地区，中二叠统碳酸盐岩之上发育喀斯特风化面，存在厚度不等的铁铝质风化壳，上覆陆源碎屑岩。在澜沧老厂地区，上石炭统碳酸盐岩地层之上为风化壳，并被上二叠统火山岩、火山碎屑岩覆盖。在耿马勐撒忙怀地区，海山碳酸盐岩地层内部还存在喀斯特风化壳。由此来看，海山碳酸盐岩沉积背景不稳定，可能于晚二叠世早期发生增生。
岩石化学研究表明，昌宁—孟连构造带碳酸盐岩岩石化学成分较纯，指示陆源物质含量的地球化学标志普遍很低，宏观上，普遍无陆源碎屑、粘土沉积夹层。
2.2.1.4 洋内弧地层带
该地层带被其他地层带覆盖，目前仅见于澜沧县拉巴乡一带河谷内，下部为长石岩屑杂砂岩、炭质板岩、粉砂质板岩，局部夹有泥灰岩透镜体，其层序及时代尚未研究清楚。杂砂岩在矿物成分和岩石地球化学成分上与大陆边缘（包括被动和活动大陆边缘）沉积的砂岩存在很大差别。应用Bathia（1983）提出的判别方法，发现这些砂岩具有西太平洋马里亚纳型洋内弧远洋盆地沉积特征（方念乔，1993），上部为硅质岩、凝灰质硅质岩、硅质泥岩和泥岩，被命名为牡音河组（Liu Benpei et al.,1991），地质时代为早、中三叠世（Feng et al.,2001）。
在昌宁—孟连构造带南段，硅质岩发育的地层还有拉巴群和岔河组。拉巴群硅质岩多呈夹层产出，分布于泥、页岩中，部分层位相对集中，其厚度与牡音河组大致相等。但拉巴群硅质岩主要呈浅绿色、灰白色，夹薄层紫红色泥岩，野外与牡音河组容易区别，岔河组硅质岩颜色较杂，包括灰色、浅灰色、灰绿色、灰白色等，含泥质和炭质，与牡音河组亦容易区分。
牡音河组富含放射虫的硅泥质岩类在厚度上占绝对优势，沉凝灰岩、火山碎屑岩和陆源碎屑浊积岩的厚度很小（ 1cm）、粒度很细（ 200μm），具有典型的远源沉积特征；粉砂质杂砂岩REE分析表明，该套地层形成于远离陆源、邻近大洋岛弧的马里亚纳型盆地环境（方念乔等，1996）。
2.2.1.5 弧前盆地地层带
临沧地体东部为南澜沧江构造带主动大陆边缘，西部为昌宁—孟连构造缝合带。基底变质岩系称为澜沧群，盖层为南段组和拉巴群，两者呈隐蔽不整合关系。
（1）澜沧群：澜沧群分布于临沧花岗岩基西侧，呈南北向展布，分为南木岭组、惠民组和西定组。南木岭组为深灰色、灰黑色含炭绢云石英片岩与石英岩互层，夹石英绢云千枚岩；惠民组由云母石英片岩、绿片岩、变基性岩、铁矿层、大理岩组成；西定组为灰色石英白云片岩、白云石英片岩、绢云片岩、含铁二云片岩等组成。根据微体古生物化石对比为中元古代。
（2）南段组地层层序：南段组是云南省地质矿产局区域地质调查队在1:20万孟连幅区域地质调查报告中命名的一个地方性岩石地层单位，命名剖面位于澜沧县的南段至阿里之间，主要由石英砂岩、长石石英砂岩和泥质板岩组成，根据砂岩、泥质板岩的比例和单层厚度等特征，该组可划分为上、中、下三个岩性段。在南段剖面，南段组较厚（达6113m），变质较浅；向北，南段组明显变薄，变质加深，板理发育，局部出现微晶片岩。凤庆一带的澜沧群习谦组及惠民等地的澜沧群南坑河组均可能与南段组层位相当，是同时代的产物（1:20万孟连幅、凤庆幅等）。
（3）拉巴群地层层序：拉巴群原名为“拉巴组”，是云南省地质矿产局区域地质调查队在1:20万孟连幅区域地质调查报告中命名的一个地方性岩石地层单位，建组剖面位于澜沧县拉巴乡南畔村。因“拉巴组”岩石类型较多，在不同的剖面上沉积组合不尽相同，厚度较大，后改称拉巴群（1:20万沧源幅区域地质调查报告，1986；谢学文等，1992）。在拉巴群命名剖面——南畔剖面，拉巴群顶、底均为断层，地层保存不全，由此引起拉巴群地质时代归属的争议。所以，为了探讨其地质时代，有必要正确恢复拉巴群地层层序。冯庆来（1996）以命名剖面为基础，结合阿里、海邦和团结吊桥剖面资料，恢复拉巴群地层层序，分为5个岩性段。
下碎屑岩段：在孟连县城至南段公路48.6km处，拉巴群与南段组呈整合关系。拉巴群下碎屑岩段出露较好，主要为黄绿色、灰色、紫红色泥岩、粉砂岩、细粒砂岩，厚约150m。下伏南段组为黄灰色厚层砂岩，夹灰绿色薄层泥岩，含大塘阶孢粉化石（Liu et a1.,1991）。两者岩性、颜色、单层厚度均有明显差异，野外容易识别。南畔剖面底部（拉巴群命名剖面第1层）砂岩相当于该岩性段顶部层位。
硅—灰—泥岩段：以南畔剖面第2～5层为代表，主要为黄绿色泥质岩、岩屑石英砂岩和灰色层状硅质岩，夹泥灰岩、生物碎屑灰岩透镜体。在阿里村东（孟连县城至南段公路47.9km），海邦剖面和团结吊桥剖面均有该岩性段出露，其中南畔剖面和海邦剖面含有马平阶早期至中二叠世早期
、孢粉化石。厚约400m。
上碎屑岩段：以南畔剖面第6～10层为代表，主要为黄绿色、灰白色泥岩、细粒岩屑石英砂岩，含植物碎片、薄壳双壳类、菊石及牙形刺等化石。该段泥岩成分较多，颜色偏灰，缺少紫红色岩层，不同于下碎屑岩段。在阿里村西、海邦剖面及团结吊桥剖面，该段也出露较好，厚约300m。
硅—泥岩段：以南畔剖面第11～12层为代表，主要为黑色层状硅质岩，夹紫红色、黄红色泥岩，顶部出现岩屑石英砂岩，含中二叠世晚期至晚二叠世放射虫化石，厚约400m。该岩性段特征鲜明，出露较广，是较好的标志层。
凝灰岩段：仅见于团结吊桥剖面，为棕红色、灰绿色流纹质复屑凝灰岩，厚120m（谢学文等，1992）。
（4）南段组和拉巴群地质时代：由上可知，南段组和拉巴群地质时代争论的焦点在于南段组上段和拉巴群下碎屑岩段地质时代归属。1993年，笔者在孟连县腊垒乡至糯福公路4.1km处，于南段组上段采获一批菊石、双壳类等化石，经杨逢清教授鉴定，菊石类包括Stenopronorites sp.,Prolecaniies sp.等，相当于菊石带的E带（阮亦萍，1981；杨逢清等，1983），地质时代为纳缪期早期。杨敬之（1987）认为上、下石炭统界线应置于H带和E带之间。所以，南段组上段地质时代应为早石炭世末期。刘本培等（1993）报道的南段组顶部大塘期孢粉化石，产于厚层砂岩之灰绿色泥岩夹层中，该层无滑塌及角砾等沉积构造，孢粉时代能够反映围岩时代。总之，南段组上段菊石时代和孢粉时代基本一致，充分证明南段组上段地质时代为早石炭世晚期。
肖荫文（1981）曾报道，在阿里海邦拉巴群剖面，相当于硅—灰—泥岩段底部灰岩中，含有Triticites sp.,Schwagerina sp.等
化石，一般将Triticites带置于马平阶早期（陈旭和王建华，1983；夏国英，1987）。在该蜒动物群上部泥岩层中，杨伟平（1993）分离出阿丁斯克期Artinskian阶孢粉化石。所以，拉巴群硅—灰—泥岩段地质时代应为晚石炭世晚期至早二叠世。由此推论，位于南段组和硅—灰—泥岩段之间的下碎屑岩段，地质时代为晚石炭世早、中期。
拉巴群硅—泥岩段含有大量保存完好的放射虫化石，从下至上可以划分3个组合带：Follicucullus scholasticus m.Ⅱ组合带、Neoalbaillellaoptima组合带以及N.ornithoformis组合带（冯庆来等，1993b）。第一个组合带地质时代为中二叠世晚期至晚二叠世早期；后2个组合带地质时代分别为吴家坪期中、晚期和长兴期。凝灰岩段缺少化石，推测其地质时代为二叠纪最晚期，也有可能延至三叠纪早期。
另外，在东岗一带和阿里东部地区，出露一套颜色鲜艳的紫红色泥岩，1:20万孟连幅区域地质调查报告（1982）将其划归拉巴群，但目前所有拉巴群研究剖面均没有包括这套地层。方念乔教授在东岗一带该套地层中曾发现早三叠世牙形石化石（张舜新鉴定），说明这套地层可能与凝灰岩段层位大体相当。
综上所述，南段组中、上段地质时代为大塘期，相当于欧洲韦宪期至纳缪期早期，推测下段主体应为岩关期；拉巴群地质时代为晚石炭世至二叠纪，很可能延续到早三叠世。
2.2.1.6 盖层地层部分
昌宁—孟连洋盆于中三叠世彻底闭合，并形成山系。上三叠统（三岔河组）为山间盆地磨拉石沉积组合，出露极少，与下伏地层呈不整合关系；中侏罗统（龙海组、柳湾组、勐嘎组和花开左组）至下白垩统（景星组）为红层组合；新近纪（南林组和芒棒组）同腾冲地层分区、保山地层分区能够对比；第四纪主要为河湖相沉积物，零星分布（图2.4）。
三岔河组仅零星分布于凤庆、双江一带，厚386～662m。凤庆三岔河组为一套灰色砾岩、砂砾岩、砂岩、泥岩组成的多个下粗上细的沉积旋回，中部夹炭质页岩和泥灰岩，上部紫红色层逐渐增多。双江勐勐河由灰绿色砾岩、砂砾岩、细砂岩、粉砂质页岩组成三个下粗上细的沉积旋回，中部旋回夹煤线和碳质页岩。由北而南由近海河湖相向河湖沼泽相变化。
龙海组、柳湾组和勐嘎组地层特征能够与保山地层分区对比，花开左组和景星组地层特征能够与思茅地层分区对比。
桂林国际泥盆系－石炭系界线副层型剖面附近小孢子的研究
杨伟平
（中国科学院南京地质古生物研究所耿马四排山光伏电站哪家中标，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耿马四排山光伏电站哪家中标了桂林国际泥盆系－石炭系界线副层型剖面附近耿马四排山光伏电站哪家中标，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耿马四排山光伏电站哪家中标他动物化石对比
2.2 与同期其耿马四排山光伏电站哪家中标他动物化石对比
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。
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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
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