1 西藏聂拉木县拉弄拉剖面生物地层学
插图 1 西藏聂拉木县拉弄拉剖面交通位置图
西藏聂拉木县拉弄拉剖面 ( 插图 1) 位于中尼公路的 5264 km 里程碑处路东侧大萨久沟内，东行约 1. 5 km 处，可见含有铁质砂岩组形成的红色小山包上的 “铁帽”，地形上颇为醒目 ( 插图 2) 。本文沿用徐钰林等人 ( 1990) 对该剖面的命名，即拉弄拉剖面，该剖面经作者 1999 年测量，建立了较为详细的菊石层序，并命名铁质鲕粒砂岩组 ( Yin et al. ，2000) 。拉弄拉剖面自下而上分别为拉弄拉组 ( 中侏罗世早巴柔期) 、铁质鲕粒岩组 ( 晚巴通期)和门卡敦组 ( 早卡洛夫期至提塘期) 。拉弄拉组和上巴通阶铁质鲕粒砂岩组之间存在着一个时间跨度约为 8 Ma 的沉积缺失 ( Yin et al. ，2000) 。而上巴通阶铁质鲕粒砂岩组与上覆门卡敦组底部为整合接触。由于沉积构造仅见于铁质鲕粒砂岩组，兹将该组岩性，化石和层序描述如下。
插图 2 拉弄拉剖面中侏罗统铁质叠层石砂岩景观
上覆地层 门卡敦组的黑色泥页岩，黑色泥岩夹有再沉积的土黄色厚层状铁质鲕粒砂岩团块;
含菊石: Macrocephalites gucuoi ( Westermann et Wang) ，Homoeoplanulites balinensis ( Neumayr) ，Macrocephalites cf. jaquoti ( Douvillé) ，Macrocephalites bifurcates ( Westermann et Callomon) ，Jean-neticeras cf. anomalum Elmi， Khaiceras cf. devauxi ( Gross ) 和 Bomburites cf. microstoma( d'Orbigny) 等
——整合——
铁质鲕粒砂岩组 由新到老依次为:
7. 土黄色厚层铁质鲕粒砂岩或泥质砂岩，富含 菊石，如 Phylloceras sp. ，Oxycerites cf. orbis ( Giebel) ，Cadomites sp. ，Procerites sp. ，Macrocephalites cf. jaquoti ( Douvillé) ，Choffatia ( Grossouvria) cf. bathonica ( Mangold) 约 1. 3 m
6. 紫红色含钙质薄层状铁质叠层石砂岩: 下部为波状黑红色铁质层和土黄色砂质层互层; 上部可见为成管柱状的叠层石砂岩个体，不含其它化石 约 0. 5 ～0. 8 m
5. 薄层灰岩层，向上过渡到薄层铁质砂岩，偶含菊石化石 ( macrocephalit-id) ，缺少其它底栖类生物化石 约0. 3 m
4. 薄层灰岩透镜体，在剖面上向东延伸约 20 米逐渐尖灭，未见化石 0. 5 m
3. 灰绿色粉砂岩透镜体，在剖面上向东延伸约 20 米逐渐尖灭，未见化石 0. 2 m
2. 厚层状砂质灰岩，富含箭石化石 Belemnopsis 约 0. 45 m
1. 灰绿色薄层粉砂岩，未见化石 约 0. 15 m
－ － － － 沉积缺失 ( 假整合) － － － －
下伏地层 聂聂雄拉组生物碎屑灰岩; 含有晚巴柔期菊石 Chondroceras evolves-cense ( Waagen) ，Chondroceras cf. crassicostatum ( Westermann) ，Dorsetensia cf. ed-ouardiana ( d'Orbigny) ，Dorsetensia cf. liostraca ( Buckman) ，和 Stephanoceras sp. ，以及腕足类和双壳类 ＞60 m
2 拉弄拉剖面铁质砂岩沉积组合时代和成因分析
拉弄拉剖面拉弄拉组生物碎屑灰岩产出菊石 Chondroceras evolvescense ( Waagen) ，Chon-droceras cf. crassicostatum Westermann，Dorsetensia cf. edouardiana，以及 Stephanoceras sp. 指示其时代为下巴柔阶 Humphriesianum 菊石带。铁质鲕粒砂岩组上部的铁质鲕粒砂岩层中含有丰富的菊石，其中有 Phylloceras sp. ，Oxycerites cf. orbis ( Giebel) ，Cadomites sp. ，Proceritessp. ，Macrocephalites gucuoi ( Westermann and Wang) ，Macrocephalites cf. jaquoti ( Douvillé) ，Choffatia ( Grossouvria) cf. bathonica ( Mangold) 。其中，Oxycerites orbis ( Giebel) 是西北欧上巴通阶 Orbis 菊石带的带化石。这层铁质鲕粒砂岩层向上逐渐过渡到黑色泥岩，后者含有菊石 Macrocephalites cf. jacquoti ( Douvillé) ，Homoeoplanulites cf. evolutum Sandoval et Gabaron 和Homoeoplanulites balinensis ( Neumayr) 指示西北欧上巴通阶 Discus 菊石带。这层含菊石的黑色泥岩向上过渡到灰黑色含泥质结核页岩层，后者含有丰富的早卡洛夫期的菊石化石，例如Macrocephalites bifurcatus; M. guocuoi Jeanneticeras cf. anomalum，Khaiceras cf. devauxi，Bom-burites cf. microstoma 和 Neuqueniceras ( Frickites) tibeticum 。值得注意的是，这条剖面迄今尚未发现晚卡洛夫期的菊石代表，晚卡洛夫期很有可能是缺失的 ( 插图3，插图4) 。
插图 3 拉弄拉剖面中侏罗统铁质叠层石砂岩近观
插图 4 拉弄拉剖面中侏罗统铁质叠层石砂岩剖面地层和菊石带
Rioult 等 ( 1991) 将铁质砂岩按照铁质沉积物的大小，区分为平行成层的 ( stromato-lite pavement) ，厘米级的圆形的铁质鲕球 ( oncoids) ，以及分选很好的铁质鲕粒 ( ooids) 。早期对于英格兰南部早侏罗世的铁质沉积岩被解释为是由于生物 ( 藻类) 和非生物共同作用而形成的。而近年来，Palmer 等则提出新的观点，认为这种铁质结核的形成与非光合作用的铁质氧化细菌的作用有关。特别是 Préat 等人 ( 1998，1999，2000) 通过对于欧洲古生代和中生代的含铁沉积岩的研究揭示了铁质结核 ( 鲕粒) 沉积组合的成因，他们认为大部分铁质都是来源于细菌活动。这是一种与 Beggiatoaceae ( 贝氏硫化细菌超科) 有关的丝状细菌类 ( filamentous bacteria) ，它们通常在水深超过 50m 至上百米水深的海相静水环境中繁衍，即最有可能在透光带以下的深度生存，在这种通常为缺氧和低氧状态的环境下，铁质成分的可溶性呈相对较低的状态。在西藏拉弄拉地区的铁质鲕粒砂岩组的沉积构造包括平行成层的铁质叠层石结构砂岩 ( stromatolitic pavement) ( 图版 1，图 8) ，或是由数厘米大小圆形的铁质鲕球 ( oncoids) ( 图版 1，图 2，3) ，以及分选很好的铁质鲕粒砂岩层 ( oolids) 组成，它们构成一套和 Rioult 等 ( 1991) 描述所相同的铁质砂岩沉积序列。从宏观上看，拉弄拉剖面的铁质鲕粒砂岩组中的化石缺少底栖类型很有可能和沉积基底介于缺氧或无氧状态有关。因为拉弄拉剖面的铁质鲕粒砂岩组中的箭石类和菊石类均属于积极的游泳类型动物，其生存水体的深度估计大于 100 m ( 阴家润、万晓樵，1996) 。从总体上来看，拉弄拉地区的铁质鲕粒砂岩组与其上覆的门布组是一套在晚巴通期开始的海侵背景下的沉积序列，对于拉弄拉剖面含藻灰质砂岩的铁质砂岩组合、化石古生态和沉积环境的分析表明，这套沉积序列的水体逐渐加深，是一个连续的环境变化过程 ( 插图5) 。
插图 5 拉弄拉剖面中侏罗统铁质叠层石砂岩沉积环境图解
拉弄拉地区早巴柔期以前的沉积环境为浅海碳酸盐台地，生物碎屑灰岩和泥灰岩的总体厚度超过 100 m，但由于区域性构造运动，自早巴柔期晚期直至中巴通期，本区上升成为剥蚀区。随着全球性晚巴通期海平面迅速升高，原本经历长期剥蚀的拉弄拉地区由于海侵形成新的沉积区，整个铁质叠层石砂岩组合的沉积过程可以识别出以下三个阶段:
( 1) 海侵初期，由于海平面的迅速上升，成为可以容纳狭盐度的箭石动物 Belemnop-sis 生存的正常盐度海相环境。根据对箭石类动物的气壳裂限深度的计算，侏罗纪箭石Belemnopsis 最适宜的生存环境的水深多在 100 m 左右 ( Westermann，1973; 1990) 。尽管地层记录中的箭石也通常发现于浅水区沉积相 ( 20 ～50m) ，但是如果生物组合中缺乏其他底栖生物，完全是由箭石动物组成的，则更有可能表明其生态环境水深接近 100 m 左右。一般而言，水深接近100 m 的海底属于低能环境。但是保存箭石化石的地层底面凹凸不平，显示为高能水流侵蚀的冲刷面，箭石壳体在此冲刷面以上颇为稠密，表现为经过高能水流改造而再沉积的壳体密度较大的箭石壳层。在箭石壳层上覆的岩层中，箭石壳体数量骤然减少，零星分布在围岩中，显示出水流改造的能力明显降低。所以这套含箭石化石的沉积序列和受风暴控制的介壳沉积的特点可以很好的比较。这一阶段的沉积以钙质成分为主，兼有粉砂质沉积，但是并没有铁质成分，证明早期风化剥蚀的沉积基底和陆源碎屑物供给区并没有能够成为铁质成分沉积的来源。换言之，传统的铁质沉积来源于风化剥蚀的解释不适用于本区。
( 2) 海平面持续上升，导致沉积环境水体深度加大，良好发育的铁质砂岩的成层构造需要在水动力很小的静水环境和缺乏底栖生物的破坏作用下方能形成。铁质砂岩的沉积构造组合主要由厚数毫米的褐红色薄层富含铁质砂岩和灰黄色薄层砂岩交替组成，其组合层序和 Préat 等描述的法国诺曼底地区巴柔期的铁质砂岩组合几乎一致: 底部由大体和沉积基底接近平行的层理过渡到中部为鼓包状的丘状层理 ( 即所谓的 stromatolitic pave-ment) ，上部多直径为 5 ～ 6 cm 的球状层理 ( 即所谓的 oncoid) 和圆柱状叠层石砂岩沉积构造，最上部是铁质鲕粒砂岩 ( 即所谓分选良好的 oolids) 。考虑到本区在铁质砂岩沉积之前的含箭石钙质砂岩沉积的水深已在透光带之下，铁质鲕粒砂岩中所含的菊石也指示着深水沉积环境，诸如菊石个体较大，以叶菊石科和大头菊石科分子为主体。叶菊石科多在外陆坡深水环境生存，大头菊石科多在外陆棚和近陆坡的相对的深水环境繁衍 ( 阴家润，等 1996) 。所以，这些不同形态的铁质成层构造成因很有可能来源于较深水环境的细菌生物化学沉积作用。随着海平面进一步上升，铁质叠层石砂岩势必在更深的水体沉积。显然，那些需要进行光合作用的藻类是不可能在这样的深度生存的，只有那些依靠非光合作用的细菌和藻类的生物化学沉淀作用形成铁质叠层石砂岩，这一类异养性质的细菌和藻类捕获铁质的机理应该如同 Préat 等 ( 1998，1999，2000) 所描述的那样，铁质层和砂岩层的交替可能与微生物的生物化学沉淀作用和沉积物的相互作用有关。
我们知道，现代海洋中以藻类进行光合作用的水体深度多在0 ～15 m 之间。但是从拉弄拉剖面的古生态学研究中已经知道当时的古环境水深远远大于 15m。此外，对于生物沉淀和砂岩层的交替，曹瑞骥等 ( 2001) 从元古宙似锥藻灰质砂岩的层理的形成的研究角度出发，认为是由于微生物的生长速度和矿物的沉积速率之间达到一种振动–平衡状态下形成的。
( 3) 早卡洛夫期初期海平面持续上升。晚巴通期的铁质鲕粒砂岩层过渡为早卡洛夫期初期富含泥质结核的黑色泥岩和黑灰色页岩。页岩中产出的菊石动物群生物分异度较高。以大头菊石科为代表的菊石动物群，其生存水体深度介于 150 ～300 m 之间，为陆坡环境。大量泥质结核的产生与底流水的强烈扰动有关，因此有可能作为不利于铁质细菌生存的主要原因之一。页岩中的富有机质成分可能代表强还原环境，是导致铁质成分消失的另一个原因。
3 讨论
奥陶纪和侏罗纪是全球范围内铁质鲕粒砂岩沉积的两个主要时期。侏罗纪时的铁质鲕粒砂岩沉积主要发育在早—中侏罗世。在中生代泛大陆裂解以前，早侏罗世的铁质鲕粒岩沉积集中在西北欧地区; 中侏罗世铁质鲕粒岩沉积在欧洲地区的分布相对于早侏罗世大大减少，但是在欧洲以外的其他大陆分布较广。特提斯喜马拉雅中侏罗统铁质鲕粒砂岩的沉积分布相当广泛，几乎遍布于西特提斯和东特提斯南缘，自西北欧的英国，经德国、法国、阿拉伯半岛、至巴基斯坦 Zanskar 和 Sipiti 地区、中国西藏阿里地区、尼泊尔的塔克霍拉地区和中国西藏聂拉木县的拉弄拉地区; 但是在各处其时代并不完全相同，介于巴柔期、巴通期和早卡洛夫期之间变化 ( Jansa，1991) 。中侏罗世的铁质鲕粒砂岩之所以能够从西欧向东沿着特提斯海南缘呈长达数万千米的条带状分布，可能和当时古海岸位置的变化和偏移有密切的联系。在东特提斯喜马拉雅地区，如巴基斯坦的 Zanskar，印巴交界处的 Sipiti 地区，中侏罗统的铁质鲕粒砂岩沉积的上覆地层通常是含丰富泥质结核和大头菊石科分子，因此其时代被认为是早卡洛夫期。尼泊尔中部的塔克霍拉地区的铁质鲕粒砂岩层有晚巴通期菊石 ( Cariou et al. ，1994) 。西藏聂拉木县拉弄拉侏罗纪地层剖面曾先后经有多人研究，由于缺乏系统的化石采集和菊石层序的资料，无论是对该剖面的铁质鲕粒砂岩沉积层的上覆及下伏地层，还是对铁质砂岩沉积本身的时代的确定都存在着谬误，铁质鲕粒砂岩沉积成因也缺乏确切的解释。Westermann 等 ( 1988) 根据铁质砂岩沉积层上覆灰黑色页岩中的大头菊石科化石，将铁质砂岩作为该区 “斯匹提页岩”的底部而将其纳入下卡洛夫阶。徐钰林等则根据黄亚平 ( 1982) 未发表硕士论文的化石鉴定结果将其定为卡洛夫阶。聂拉木县拉弄拉剖面的出现的两层铁质砂岩是由于构造作用错断而形成的，菊石层序也充分证明了地层重复 ( Yin et al. ，2000) 。但是在近年的西藏喜马拉雅地区层序地层学研究中，拉弄拉剖面原本为同一层的铁质鲕粒砂岩却被作为时代不同的两段沉积，并被解释为两套古风化壳，成为卡洛夫期 “超级层序”上、下层序界面 ( Shi et al. ，1996; Shi 2000) 。Houten ( 1985) 认为，中侏罗世的铁质鲕粒岩沉积和冈瓦纳大陆主裂解期相关联，它也是海平面上升和海侵的标志 ( Houten，1985; Hallam，1992，2001) 。以西藏聂拉木的拉弄拉剖面为例，晚巴通期的铁质鲕粒砂岩沉积虽然发生在海侵早期，但是它们是在沉积环境的水深达到相当深度以后才得以形成的。目前我们所看到的 “铁帽”地貌是在现代风化作用下形成的。在喜马拉雅特提斯地区，晚巴通期至早卡洛夫期的铁质鲕粒砂岩沉积代表了显著的海平面上升期 ( Jansa，1991; Garzanti E. 1999) ，而不是海退期以后遭受剥蚀的 “古风化壳”。显而易见，将同一层铁质鲕粒岩划分为时代不同的两段沉积，并进而将其解释为卡洛夫期的 “超级层序”上、下层序界面的做法是不合适的。
对于鲕粒沉积岩相的解释，国内以往都倾向于浅水成因，例如最近完成的聂拉木县幅地质调查报告 ( 朱同兴，2004. ) ，也是将这套铁质鲕粒砂岩视为潮坪和内陆棚浅水环境下的沉积。近年来，国际上对于铁质砂岩层中的 “叠层石砂岩状”沉积构造和铁质鲕粒的沉积成因的解释更加趋向于细菌的生物化学沉积作用 ( Palmer and Wilson，1990; Préatet al. ，1998; 1999，2000) 。与对于叠层石砂岩成因的传统解释所不同的是，铁质砂岩的叠层石结构是在水动力强度不大，非透光带的深水环境下形成的。如前所述，西藏聂拉木地区侏罗系的这套铁质叠层石结构砂岩沉积组合，其时代和成因一直缺乏合理的解释。在特提斯喜马拉雅范围内，中侏罗世铁质叠层石结构砂岩层层虽然厚度一般仅为 3 ～ 5 m，但是分布广泛，其上覆地层是富含有机质的黑色 “斯匹提页岩相”沉积。通过对西藏聂拉木地区拉弄拉剖面的铁质砂岩沉积组合宏观的相分析和古生态研究，可以得到如下初步结论: ①西藏聂拉木地区拉弄拉剖面的铁质砂岩沉积是在海平面迅速上升的地质背景形成的。这是一套全球性晚巴通期—早卡洛夫期高海平面下的海侵期的沉积记录; 而不是所谓的早卡洛夫期和晚卡洛夫期的古风化壳层。②这套铁质沉积主要发生在近陆坡的较深水环境，处于非透光带，因此，细菌或藻类产生的铁质沉淀和光合作用没有必然的联系。③这套铁质砂岩沉积组合中的铁质成分不是来源于陆源碎屑供给区的早期风化剥蚀，而最有可能与持续上升的海平面所造成的深水环境下细菌或藻类产生的生物化学沉淀作用有关。
参 考 文 献
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Age and Sedimentation History of the LateBathonian ( Middle Jurassic) FerruginousStromatolite-bearing Sandstone Beds from the Nyalam Area，Southern Tibet
Abstract The late Bathonian Ferruginous Stromatolite Sandstone Formation unconformably overlies the Early Ba-jocian Nieniexiongla Formation. This has been recently documented by the ammonite succession in the Nyalamarea，South Tibet. The base and the lower beds of the formation are less ferruginous，indicating that iron-precipita- tion in the formation likely had nothing to do with any previous erosion process. Ammonites and belemnites，as well as the facies succession suggest sub- or aphotic environments with waterdepths fluctuating between 100-300 m as result of a rapid sea-level rise. The ferruginous stromatolites are thought to be the product of biochemical sedi-mentation by bacteria and fungi，and a response of the global sea-level rise that took place during late Bathonian to early Callovian times.
Keywords Tibet，Middle Jurassic，ammonites，Ferruginous Stromatolite Sandstone Formation
1—拉弄拉剖面铁质叠层石砂岩沉积组合露头景观，其中含有 5 ～ 8 cm 大小的球状构造; 2—铁质叠层石砂岩层的球状构造 ( 直径 6 ～9 cm) ; 3—箭石层，图中约 1 cm 大小的白色圆点为箭石壳横断面，示成层的箭石壳体; 4—铁质叠层石砂岩层的圆柱状构造的横切面所显示的同心圆状层理 ( 手标本光面，直径5 cm) ; 5—拉弄拉剖面铁质砂岩沉积组合的非铁质沉积层: a. 下伏巴柔期生物碎屑灰岩; b. 薄层粉砂岩; c，d. 箭石灰岩，箭石灰岩之间夹有) 薄层粉砂岩; e. 铁质叠层石砂岩; 6—铁质叠层石砂岩露头景观，铁质砂岩层和下伏灰岩层为正地形，铁质砂岩层的上覆黑色页岩往往形成负地形 ( 图右侧深色部位) ; 7—箭石灰岩层中的箭石不定向排列; 8—铁质叠层石砂岩层的平行层理 ( stromatolitic pavement，手标本光面，宽 6 cm) ; 9—拉弄拉剖面铁质叠层石砂岩沉积 ( 图上部深色为铁质砂岩层) 和下伏的早巴柔期生物碎屑灰岩与泥灰岩互层; 10—铁质叠层石砂岩层的圆柱状构造纵向 ( 生长方向) 层理( 手标本光面，高 7 cm) ; 11—拉弄拉剖面层露头景观; 12—铁质叠层石砂岩层 ( 地质锤所指处)