论扬子地区上奥陶统五峰组观音桥段的深海成因 - 徐论勋

第78卷　第6期

地

2004年12月　质　学　报　　ACTAGEOLOGICASINICA　　Vol.78　No.6

Dec.　2004

论扬子地区上奥陶统五峰组观音桥段的深海成因

徐论勋　肖传桃　龚文平　何幼斌长江大学地球科学学院,湖北荆州,434023

内容提要　　通过对沉积速率与现代深海沉积速率的比较及古生态学、生物古地理学、海平面变化以及沉积特征综合的分析,认为观音桥段形成于深海环境中,且属深海等深流沉积。奥陶-志留系之交广泛发生的高频火山事件可能是生物灭绝的主要和直接原因,而火山事件、铱和碳同位素异常事件与志留纪初期缺氧事件在奥陶-志留系之交的耦合作用可能是Hirnantia-Dalmanitina动物群的灭绝的主要原因。

关键词　　观音桥段　深海沉积　生物灭绝　地质事件　扬子地区

自孙云铸1931年创立五峰页岩以来,我国学者对五峰组页岩段的沉积环境已进行了长达70余年的争论,而且仍处在争论之中。概括起来,其主要认识大致可分为两种观点,一种认为属浅水成因,认为五峰页岩形成于陆棚陆表海环境中(穆恩之,1954;陈旭等,1986;戎嘉余,1984;耿良玉,1986;戎嘉余等,1987;汪啸风,1989;成汉均等,1991;方一亭等,1993;冯洪真等,1993;周名魁等,1993)。另一种主张深水观点,认为五峰页岩形成于深海环境中(盛莘夫,1974;黄志诚等,1991;肖传桃等,1996)。

观音桥段(层)由张鸣韶和盛莘夫所创(张鸣韶等,1958)。自创立以来,该段历来被认为属于正常浅海“介壳相沉积”(穆恩之,1954;陈旭等,1986;戎嘉余,1984;耿良玉,1986;戎嘉余等,1987;汪啸风,1989;成汉均等,1991;方一亭等,1993;冯洪真等,1993;周名魁等,1993)。也正是由于这个“介壳相沉积”的存在,才致使众多学者形成了观音桥段属浅海相的思维定势,从而忽视了对该段进行深入的多学科交叉研究。最终,导致了学者们主要围绕五峰页岩进行了长达70余年的争论,至今仍未结束。

本文通过对海平面变化和沉积特征分析、沉积速率的比较以及古生态学和生物古地理特征等方面的研究,认为观音桥段属较典型的深海沉积。这一观点与以往对观音桥段的论述绝然相悖。本文旨在抛砖引玉,希望能引起地质学家们对观音桥段的重视,并开展深入细致的多学科交叉研究和讨论,这将对

注:本文为国家自然科学基金(编号40272060)资助的成果。收搞日期:2004-03-19;改回日期:2004-06-30;责任编辑:王思恩。

于推动奥陶-志留系之交的地质事件与生物群更替的进一步研究、对于将国际奥陶—志留系层型剖面和点(GSSP)建立在我国具有重要的理论意义和科学价值。

1　对观音桥段深海环境的论证

1.1　观音桥段沉积速率与现代深海沉积速率的比

较　　关于现代深海沉积速率已有较多的论述和研究,Schopf(1980)研究认为,现代海洋深海区的标准沉积速率是小于10m/Ma,而近岸浅海的沉积速率是每百万年几百米。日本学者奈须纪幸(1983)在研究现代太平洋深海区沉积速率后认为,现代太平洋深海区的沉积速率是1～2.5mm/ka。

有关观音桥段和五峰页岩段的沉积速率,耿良玉(1986)已作过研究,认为其平均速率分别为0.28m/Ma和0.27m/Ma,由于该研究未考虑沉积岩的压实作用,故沉积速率偏低。

研究表明(李建明等,1993),沉积速率(V)等于原始沉积厚度(H)除以地层形成的时间间隔(Ma),而原始沉积厚度与压实量之间遵循以下的换算公式,即H=h/(1-k),其中,h和k分别代表地层厚度

和压实量。扬子地区奥陶系泥页岩的压实量为62.5%(李建明等,1993)。本文在耿良玉的研究基础上,求出观音桥段和五峰页岩段的平均沉积速率分别为0.79m/Ma和0.78m/Ma。扬子地区观音桥段

作者简介:徐论勋,男,1945年生。副教授,现主要从事地层古生物学、石油地质学的研究和教学工作。通讯地址,434023,湖北荆州市,长江大学地球科学学院石油地质系;Email:xuluxu@tom.com。

第6期　　　　　　　　　　　徐论勋等:论扬子地区上奥陶统五峰组观音桥段的深海成因

最小厚度为0.1m,最大厚度为1.1m,相应地,其最小和最大沉积速率分别为0.3m/Ma和3.26m/Ma。如此小的沉积速率,简单地说观音桥段和五峰页岩形成于正常浅海环境中,显然没有说服力,难以令人置信。因此,从观音桥段沉积速率与现代海洋沉积速率的比较研究来看,观音桥段与五峰页岩相似,也属较为典型的深海沉积。1.2　观音桥段古生态学研究

观音桥段自创立以来一直被视为浅海介壳相沉积,其主要原因是由于该段含有丰富的动物化石,即Hirnantia-Dalmanitina动物群,而且该动物群在保存上具有介壳相特征。因此,致使人们形成了对观音桥段“介壳相沉积”的思维定势。近十年来,许多学者对观音桥段进行过深入细致地研究,但是由于不同学者对该段的研究在思维方法上、在对具体资料的分析应用上,还存在着不同的观点,因而导致了人们对五峰页岩的成因进行无休止的争论。

有关Hirnantia-Dalmanitina动物群的古生态特征,许多学者都作过研究,但对其代表环境的认识却各异。戎嘉余等曾从该动物群的保存状态方面做过较为详细的论述(戎嘉余,1984;戎嘉余等,1987),并认为该动物群代表的水深大致相当于Boucot的底栖组合2～3。Cocks认为该动物群属于底栖组合2,而Sheehan则认为属于底栖组合4～5,可能为底栖组合5。这种不同认识对于已经灭绝了的动物群来说是很正常的,其主要原因可能是由于不同研究者的研究角度不同所造成的。然而,就其研究结果来说,底栖组合2～3和底栖组合5中动物群的生活方式会差别较大,而底栖组合5与半深海及深海型动物群在生活方式上则较为相似。因此,这种不同认识说明,关于Hirnantia-Dalmanitina动物群的生态学问题并未得到解决。本文从Hirnantia-Dalmanitina动物群的形态构造-功能分析法和保存状态等方面进行详细研究后,提出了不同的观点,认为该动物群属深水生态型。1.2.1　Hirnantia-Dalmanitina动物群的形态构造

功能分析

在Hirnantia-Dalmanitina动物群中,正形贝类Hirnantia和扭月贝类Aphanomena不具三角孔或茎孔,壳薄、体轻而近于扁平,腕基粗壮和肌痕发达,中槽和中隆以及锯齿状边缘均不发育。上述特征中,腕基粗壮和肌痕发达表明该类生物具有自由张、合双瓣壳的功能,不具三角孔或茎孔说明其不营底栖固着生活,中槽和中隆不发育、锯齿状边缘不发育以及

壳薄、体轻而近于扁平表明其不营底栖移动方式生活。上述特征表明该类生物可能营远洋游泳方式生活。

、Kinella和Draborthis均具有个体很Dalmanella

小(5～7mm)、壳薄而体轻、发育三角孔或茎孔以及中槽、中隆和锯齿状边缘不发育等特征。其中,壳薄、小而体轻以及中槽、中隆和锯齿状边缘不发育等特征表明该生物不营浅海底栖方式生活,三角孔或茎孔发育、壳薄、小而体轻等特征说明,该类生物可能营假漂游(附着漂游)方式生活。

扭月贝类的Aegiromena、Leptaena和Lep-taenopoma均具有个体较小、壳薄而体轻、三角孔很小或不发育以及肌痕发达等特征。这些特征说明该类生物在发育早期(幼年期)可能营假漂游方式生活,成年期营游泳方式生活。

小嘴贝类Plectothyrella具有个体小、壳较厚、中槽和中隆较显著以及发育锯齿状边缘、较粗壮的放射褶和不具茎孔等特征。其中,壳厚表明该类生物能承受深部水体的压力,中槽和中隆较显著、较粗壮的放射褶、发育的锯齿状边缘以及不具茎孔等特征表明该类事物营底栖移动或自由躺卧方式生活。三叶虫Dalmanitina以具有较大的头鞍、分节清楚、眼小、一个尾刺以及壳面发育小瘤或小突起为特征,其中,眼小和壳面发育小瘤或小突起该类生物说明该类生物可能营深水底栖生活,具一尾刺表明其营移动底栖方式生活。

1.2.2　对Hirnantia-Dalmanitina动物群保存特点的分析

一直以来,观音桥段被认为属浅海介壳相沉积,除了该段产有丰富的动物群之外,根源之二是与观音桥段的动物群具有聚集式保存特征以及有些地区富含介壳碎屑有密切的关系。许多事实表明,聚集式保存特征并不是浅海相生物独有的,漂游、假漂游型及游泳型生物或其骨骼的一部分也具有聚集式保存特征,如寒武纪的球节子类、盘虫类、奥陶-志留纪部分层段的笔石和角石类、泥盆纪竹节石类以及中生代的箭石等都具有这种保存特征。

至于有些地区观音桥段含有较多的生物碎屑,本文认为是由于大洋洋流搬运的结果。大量研究表明(王琦等,1989;姜衍文等,1993;段太忠等,1990;高振中等,1995;1996),在大洋底部,底流(洋流)作用非常活跃,它能搬运不同深度的不同粒级的物质并沿等深线或洋底逐渐沉积下来(详见下文)。同时,生物屑等深岩也是古代等深岩中一种主要类型(段

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太忠等,1990;高振中等,1995,1996)。1.3　观音桥段的生物古地理特征

研究证明(殷鸿福等,1988),生物的地理分布特征严格受生态条件、生物的生态类型和分布能力、地理障碍、温度-纬度以及洋流和板块构造等因素控制。浅海底栖生物因受其生活方式所限以及受其分布能力和地理障碍等因素限制,在地理分布上具有区域性特征,多数情况下地方性的属种较为发育。而漂游型、假漂游型、游泳型及深水底栖生态型生物的分布能力较强,较少受到上述因素的限制,因此具有洲际性的分布特征,且地方性的属种很少。观音桥段中的Hirnantia-Dalmanitina动物群之

所以著名,是由于该动物群在晚奥陶世晚期具有洲际性分布特征和现象,广泛见于我国扬子地区、藏北、西欧、北非以及南美南部等地区(戎嘉余,1984;姜衍文等,1993)。这一分布特征是浅海底栖型生物群所不具备的,用浅海介壳相动物群一说可能难以解释。因此,从观音桥段生物古地理特征来看,应属深水生态型。

1.4　五峰期的海平面变化

有关晚奥陶世晚期的海平面变化,已有较多的的论述,而且多数人认为该时期的海平面均处于连续的下降状态(穆恩之,1954;戎嘉余,1984;陈旭等,1986;耿良玉,1986;戎嘉余等,1987;汪啸风,1989;成汉均等,1991;方一亭等,1993;周名魁等,1993)。这种认识主要是基于该时期华南洋壳板块向北俯冲及南方大陆的冰川事件共同作用而引起海平面下降等基础上。笔者等通过对宜昌地区奥陶纪层序地层研究认为(肖传桃,1996),五峰期早期扬子地区海平面处于最大上升期,这一分析与冯洪真的古盐度分析(冯洪真,1993)相吻合。由于海平面的最大上升,才使得以五峰笔石页岩为代表的典型深水凝缩段的形成。观音桥期本区处于高海平面时期,由于在高海平面时期洋流作用非常发育(姜衍文等,1993),从而形成以观音桥段为代表的等深流沉积(见下文综合特征)。作者认为,扬子地区五峰期早期海平面的上升是由于以下因素共同作用引起的。1.4.1　大地构造原因

由于华夏板块向西、西北的漂移,从而导致晚奥陶世南华洋(古华南洋)北段的逐渐闭合(段太忠等,1988;周名魁等,1993;殷鸿福等,1999)。这一闭合作用使得南华洋西北侧的扬子板块东南缘受到强烈挤压,因此而导致扬子板块内部的加剧下沉,同时海平面快速上升,深海盆地由早奥陶世江南区的东侧逐

728渐向北西方向迁移,演变为晚奥陶世晚期扬子板块的深水盆地。这一观点可由以下几点得到证实:①在宝塔期之前,沉积物的搬运方向始终是自北西的扬子区指向南东方向的江南区,此时江南区东南侧的深水盆地区自晚震旦世晚期以来均为典型的远洋细粒沉积(段太忠等,1988)。②自宝塔期之后,沉积物搬运方向正好相反,由东南指向北西(段太忠等,1988;周名魁等,1993)。该时期江南区东南侧由深海盆地发展为具有巨厚粗碎屑岩沉积的大陆斜坡,而扬子地区则发育远洋型细粒沉积,显示了深水盆地向西北迁移(段太忠等,1988;周名魁等,1993)。③研究证明(黄志诚等,1991;苏文博等,2002;汪啸风等,1983),五峰组中发育有丰富的火山碎屑岩和斑脱岩,其中,火山碎屑岩高达97层,斑脱岩19层。斑脱岩已被证明属于火山喷发成因(苏文博等,2002)。火山碎屑岩和斑脱岩都被证明属于中性到碱中性(黄志诚等,1991;苏文博等,2002)。火山喷发频率为8～18次/Ma。黄志诚根据五峰组中产大量放射虫和大规模中性到碱中性的火山碎屑岩认为(苏文博等,2002),五峰组属深海沉积,火山碎屑岩与大陆边缘强烈拉张的陆壳源岩浆作用有关,放射虫硅质岩为深海环境的火山-生物成因。本文支持这一观点。

1.4.2　间冰期的冰川消融

Jones等(1993)在研究东澳大利亚拉克兰地区奥陶系等深岩时证实,南方大陆在五峰期处于间冰期,冰川的消融导致了海平面的上升,这一观点与冯洪真(1993)的古盐度分析不谋而合。即使是在冰川作用的早卡拉道克期和阿伦尼克期,对我国南方地区的海平面也未造成多大影响,此时扬子地区的海平面仍处于上升状态(肖传桃等,1996)。1.4.3　大量淡水的注入

研究表明(朱忠德,1993;肖传桃等,1996),奥陶纪扬子地区发育了丰富的生物礁,这表明扬子大部分地区在该时期处于一种温暖潮湿的热带—亚热带气候。处于这样一种气候地区由于降雨量充足,因此,大量淡水的注入使得扬子小洋盆成为淡化海(成汉均等,1991;冯洪真等,1993),并引起海平面的上升。古盐度分析表明(冯洪真等,1993),扬子地区五峰期存在着两次海平面上升过程,分别发生于D.szechuanensis带下部时期和D.bohemicus带-G.per-sculptus带时期。在海平面上升时期,海平面淡化明显,表现为盐度降低。

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1.5　观音桥段的综合地质特征与事件沉积

扬子地区的观音桥段具有以下共同地质特征:①分布广而稳定,而且已达到甚至超过了显生宙以来重要界线粘土层的分布范围。这一分布特征是浅海相岩石地层单位的段包括部分组所不具备的。②具有极薄的厚度,一般为10～30cm,最大为1.1m左右,该特征亦是浅海相岩石地层单位的段所不具备的。从笔者对扬子地区所作的几条剖面对比来看,上述特征是明显的(图1)。③具有极低的沉积速率(平均0.79m/Ma),这是浅海沉积区所不具备的。④含有洲际性分布的深水生态型动物群—Hirnan-tia-Dalmanitina动物群。⑤含有锰结核及含锰沉积物(盛莘夫,1974;周名魁等,1993)。众多研究已证实(王琦等,1989;姜衍文等,1993;沈锡昌等,1993;许东禹等,1994),锰结核以及含锰沉积物主要形成于沉积速率极低的大洋底部,而且锰结核往往形成于大洋底部底流侵蚀的深部水道中。⑥该段颜色呈现出较典型的“杂色”,从黑色、灰黑色、灰色、灰绿色、灰黄色、棕色以及棕褐色等。笔者通过对已发现的深海沉积,特别是等深流沉积(段太忠等,1990;姜衍文等,1993;高振中等,1995)进行分析和研究后发现,观音桥段所呈现出的颜色与半深海和深海等深岩的

颜色很相似。⑦观音桥段的岩性可分为碎屑岩(粉砂级为主、其次为砂级)、泥岩、泥质灰岩、生屑灰岩以及火山碎屑岩和斑脱岩等。其中,碎屑岩多具有逆粒序特征,泥级沉积物中多含砂或粉砂,泥岩、泥质灰岩中条带状构造发育,碎屑岩及生屑灰岩顶底多具侵蚀面,此外,纹层、生物潜穴及生物扰动构造较发育(成汉均等,1991),灰岩、泥灰岩常呈透镜状夹于泥、页岩中(周名魁等,1993)。上述结构构造特征均为等深岩的较典型特征(段太忠等,1990;姜衍文等,1993;高振中等,1995)。本段的岩性、厚度、结构构造以及其下伏放射虫与笔石硅质页岩、上覆的笔石页岩地层等方面特征都不支持该段属于临滨至陆棚相沉积。纵观国内外历史沉积,不难发现,在两套很薄的地层即放射虫、笔石硅质页岩地层与笔石页岩地层之间夹有一套厚度极薄的正常浅海相沉积物的实例实属罕见。⑧从扬子地区观音桥段不同类型的岩相(砂质岩相、泥质岩相和生物屑岩相)在扬子地区的分布具有呈席状或巨型条带状分布特征。其中,砂质岩相大致沿川南雷波—綦江—川东南秀山—鄂西宜昌一线及其以北的地区分布;泥质岩相主要分布于川南雷波—綦江—川东南秀山—鄂西宜昌一线与黔北毕节—遵义—黔东南铜仁一线之间

图1　扬子地区晚奥陶世观音桥期地层对比图

Fig.1　StratigraphiccorrelationofGuanyinqiaoAgeinLateOrdovicianofYangtzeDistrict

1—页岩;2—硅质页岩;3—硅质岩;4—生屑灰岩;5—泥岩;6—粉砂质泥岩;7—泥质灰岩

1—Shale;2—siliceousshale;3—silicalite;4—bioclasticlimestone;5—mudstone;6—siltmudstone;7—argillaceouslimestone

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的地区以及下扬子地区;生物屑岩相主要分布于黔北毕节—遵义—黔东南铜仁一线以南以及川南汉源—威远一带。研究表明(姜衍文等,1993),席状和巨型条带状等深岩是现代大洋中的主要类型,而席状等深岩被认为是在相当封闭的深海盆地中形成的,因为封闭的盆地中深水环流受到拦截(Egloffetal.,1975;Floodetal.,1988;Faugeres,1993)。扬子地区观音桥段的三种岩相类型总体呈现席状特征,这一特征与本区该时期的大地构造和古地理背景相吻合。详细情况有待进一步研究。⑨观音桥段在扬子部分地区有缺失现象,甚至有缺失部分或全部五峰组的现象。本文认为,这是由于洋流侵蚀之故,并非陆上剥蚀而造成的。大量研究已证实(王琦等,1989;姜衍文等,1993;沈锡昌等,1993;许东禹等,1994),在大洋底部及大陆边缘,底流作用非常活跃,在底流能量强的地带,先前形成的沉积物经常被侵蚀而带走。因此,水下侵蚀不整合在等深岩中较为发育。

基于以上研究,本文认为,扬子地区观音桥段属深海沉积,而且属深海等深流事件沉积。扬子地区在五峰期和早龙马溪期为深海小洋盆,龙马溪中期属大陆斜坡时期。研究表明(Vailetal.,1977;王鸿祯等,2000),奥陶纪是地球史上海侵最大的时期之一,同时也是冰川与冰融事件交替发育的时期(姜衍文等,1993)。而在海平面上升时期和高海平面时期以及冰川—冰融事件过渡时期,洋流事件经常发生(姜衍文等,1993;高振中等,1996)。因此,使得该时期的洋流沉积物较为发育。目前在下、中、上奥陶统中均发现有洋流沉积(段太忠等,1988,1990;高振中等,1995;Jonesetal.,1993),本文报道的洋流沉积为奥陶纪最晚期的例证。

细工作后还会有惊人的发现。

据统计(Sepkoski,1982;Brenchley,1984;汪啸风等,1989),在奥陶-志留系之交,生物面貌发生了巨大的变化,灭绝的生物类型和强度仅次于二叠-三叠系之交。在奥陶-志留系之交,100个科的海生无脊椎动物发生灭绝;一半原始棘皮动物的科发生灭绝;70个属的床板珊瑚和日射珊瑚中灭绝了50个属;19属88种的笔石仅存3属4种;最为醒目的是,著名的Hirnantia-Dalmanitina动物群全部灭绝。对奥陶-志留系之交生物灭绝事件的认识目前主要有两种观点:一种认为是由于冰川作用引起海平面下降和较冷的海水温度共同作用的结果(Shee-han,1973;戎嘉余,1984;戎嘉余等,1987;Brench-ley,1984);另一种认为可能和奥陶-志留系之交铱和碳同位素异常事件有关(地外事件)(汪啸风等,1989)。本文认为,冰川作用主要发生于南方大陆,而此时扬子大部分地区位于赤道附近。因此,冰川作用对我国并未造成多大影响,难以造成洲际性生物尤其是Hirnantia-Dalmanitina动物群的灭绝。而铱和碳同位素异常可能与火山事件有关,有关这一论点,殷鸿福等已作过较详细的论述(殷鸿福等,1989)本文不作详述。

作者认为,奥陶-志留系之交广泛发育的高频火山事件可能是生物灭绝的主要和直接原因,而火山事件、铱和碳同位素异常事件与(由冰融事件引起志留纪初期海平面快速上升而产生的)缺氧事件在奥陶-志留系之交的耦合作用可能是Hirnantia-Dalmanitina动物群灭绝的主要原因。

参　考　文　献

陈旭,丘进玉.1986.宜昌奥陶纪古环境的演变.地层学杂志,10(1):

1～14.

成汉钧,王玉忠.1991.五峰期上扬子淡化海成因之探讨.地层学杂

志,15(2):109～114.

段太忠,郭建华,高振中.1990.华南古大陆边缘湘北九溪下奥陶统碳

酸盐等深岩丘.地质学报,64(2):131～143.

段太忠,曾允孚,高振中.1988.根据沉积历史分析华南古大陆边缘

的构造演化.石油与天然气地质,9(4):410～420.

方一亭,边立曾,愈剑华.1993.晚奥陶世五峰期上扬子板块沉积模

式.沉积学报,11(3):7～12.

冯洪真,愈剑华,方一亭.1993.五峰期上扬子海古盐度分析.地层学

杂志,17(3):179～185.

高振中,等.1996.深水牵引流沉积—内潮汐、内波和等深流沉积研

究.北京:科学出版社,108～112.

高振中,罗顺社,何幼斌.1995.鄂尔多斯地区西缘中奥陶世等深流沉

积.沉积学报,13(4):16～25.

耿良玉.1986.论扬子区五峰页岩的陆表海成因.见:中国古生物学

2　奥陶-志留系之交地质事件群与生

物类群灭绝关系的初探

目前,在奥陶-志留系之交可识别出的地质事件主要有火山事件(黄志诚等,1991;苏文博等,2002)、缺氧事件、冰川与冰融交替事件(Jonesetal.,1993)、铱和碳同位素异常事件、生物灭绝事件(汪啸风等,1989)以及洋流事件等。其中,以火山事件和生物灭绝事件的表现最为突出。火山事件不仅分布广,而且喷发频率高(黄志诚等,1991;苏文博等,2002),在下扬子地区,仅6.33m的地层中发育了97层火山碎屑岩;在上扬子地区,五峰组和龙马溪组底部发育了26层火山成因的斑脱岩,预计在详

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第6期　　　　　　　　　　　徐论勋等:论扬子地区上奥陶统五峰组观音桥段的深海成因

会第十三、十四届学术年会论文选集,合肥:安徽科技出版社,103～114.

黄志诚,黄钟瑾,陈智娜.1991.下扬子区五峰组火山碎屑岩与放射虫

硅质岩.沉积学报,9(2):1～14.

姜衍文,吴志勇,王泽中.1993.深海等深流沉积研究进展.西安:西北

大学出版社,5～167.

李建明,刘秉理,朱忠德,胡明毅.1993.湖北松滋下奥陶统大湾组碳

酸盐岩压实作用.石油与天然气地质,14(4):278～284.穆恩之.1954.论笔石页岩.古生物学报,2(2):153～170.

奈须纪幸编(日),白桦译.1983.海洋地质.北京:地质出版社,22～

93.

戎嘉余.1984.上扬子区晚奥陶世海退的生态地层与冰川活动的影

响.地层学杂志,8(1):19～30.

戎嘉余,陈旭.1987.华南晚奥陶世动物群分异以及生物相、岩相分布

模式.古生物学报,26(5):508～526.

盛莘夫.1974.中国奥陶系的划分与对比.北京:地质出版社,53～68.苏文博,何龙清,王永标,龚淑云.2002.华南奥陶-志留系五峰组及

龙马溪组底部斑脱岩与高分辨综合地层.中国科学(D辑),32(3):207～220.

沈锡昌,郭步英,等.1993.海洋地质学.武汉:中国地质大学出版社,

138～184.

汪啸风.1989.中国奥陶纪古地理重建及其沉积环境与生物相特征.

古生物学报,28(2):234～248.

汪啸风,柴之芳.1989.奥陶系与志留系界线处生物灭绝事件及其与

铱和碳同位素异常的关系.地质学报,63(3):256～264.王琦,朱而勤.1989.海洋地质学.北京:科学出版社,108～112.王鸿祯,史晓颖,王训练,殷鸿福.2000.中国层序地层研究.广州:广

东科技出版社,1～124.

肖传桃,姜衍文,刘秉理.1993.中扬子地区早奥陶世早中期

Batostoma属的发现及其地质功能和生态学研究.科学通报,38(14):1314～1316.

肖传桃,姜衍文,朱忠德.1996.湖北宜昌奥陶纪层序地层及扬子地区

五峰组沉积环境的讨论.高校地质学报,2(3):339～347.许东禹,等.1994.多金属结核形成的古海洋环境.北京:地质出版社,

6～92.

殷鸿福,吴顺宝,杜远生,彭元乔.1999.华南是特提斯多岛洋体系的

一部分.地球科学—中国地质大学学报,24(1):1～12.

殷鸿福,等.1988.中国古生物地理学.武汉:中国地质大学出版社,1

～90.

殷鸿福,黄思骥,张克信,杨逢清.1989.华南二叠纪-三叠纪之交的

火山活动及其对生物灭绝的影响.地质学报,63(2):169～181.周名魁,王汝植,李志明.1993.中国南方奥陶纪-志留纪岩相古地理

与成矿作用.北京:地质出版社,7～93.

朱忠德.1993.峡东宜昌黄花场下奥陶统生物礁研究.地质科学,28

(1):1～9.

ChengHanjun,WangYuzhong.1991.TheExplorationofYangtzeDe-salinatedseaduringWufengAge.JournalofStratigraphy,15(2):109～114(inChinesewithEnglishabstract).

DuanTaizhong,GuoJianhua,GaoZhenzhong.1990.ALowerOrdovi-ciancarbonatecontouritedriftonthemarginoftheSouthChinaPaleocontinentInJiuxi,NorthernHunan.ActaGeologicaSinica,64(2):131～143(inChinesewithEnglishabstract).

DuanTaizhong,ZengYunfu,GaoZhenzhong.1988.Theanalysison

theevolutionoftheSouthChinapaleocontinentalmarginbasedon

thehistoryofsedimentology.OilandGasgeology,9(4):410～420(inChinesewithEnglishabstract).

EgloffJ,JohnsonGL.1975.Morphologyandstructureofthesouth-ernLabradorsea.Can.J.EarthSci.,12(12):2111～2133.FangYiting,BianLizeng,YuJianhua.1993.Sedimentaryenvironment

patternofYangtzePlateInWufengAgeofLateOrdovician.ActaSedimentologicaSinica,11(3):7～12(inChinesewithEnglishab-stract).

FaugeresJC,StowDAV.1993.Bottom-current-controlledsedimen-tation:asynthesisofthecontouriteproblem.Sediment.Geol.,82:287～297.

FloodRD,ShorAN.1988.MudwaveintheArgentinebasinandtheirrelationshiptoregionalbottomcirculationpatterns.DeepSeaRes.,35:943～972.FengHongzhen,YuJianhua,FangYiting.1993.Theanalysisonpale-osalinityofUpperYangtzeSeainWufengAge.JournalofStratig-raphy,17(3):179～185(inChinesewithEnglishabstract).GaoZhenzhongetal.1996.Deep-watertractivecurrentdeposits.Bei-jing:SciencePress,108～112(inChinese).

GaoZhenzhong,LuoShunshe,HeYoubin.1995.TheMiddleOrdovi-ciancontouriteonthewestMarginofOrdos.ActaSedimentolog-～2513(4):16～25(inChinesewithEnglishicaSinica,13(4):16

abstract).

HuangZhicheng,HuangZhongjin,ChenZhina.1991.Volcanicrock

andradiolariansilicilithofWufengFormationinLowerYangtzeRegion.ActaSedimentologicaSinica,9(2):1～14(inChinesewithEnglishabstract).

JiangYanwen,WuZhiyong,WangZezhong.1993.Advanceofstudy

ondeep-seacontouritesedimentology.Xian:XibeiUniversityPress,5～167(inChinese).

JonesBG,FergussonCL,ZambelliPF.1993.OrdovicianContourite

:Advanceofstudyondeep-ofLakelanFolderinEastAustralia.In

:XibeiUniversityPress,5～seacontouritesedimentology.Xian

167(inChinese).

LiJianming,LiuBingli,ZhuZhongde,HuMingyi.1993.Compaction

ofcarbonaterocksinLowerOrdovicianDawanFormationinSongzi,Hubei.OilandGasGeology,14(4):278～284(inChinesewithEnglish).

MuEnzhi.1954.Onthegraptoliteshale.ActaPalaeontologicaSinica,2(2):153～170(inChinesewithEnglishabstract).

RongJiayu.1984.Theecostratigraphicevidencesofregresssionduring

LateOrdovicianinUpperYangtzeRegionandglacialinfluences.

～30(inChinesewithEnglishJournalofStratigraphy,8(1):19

abstract).

RongJiayu,ChenXu.1987.Faunaldifferentiation,biofaciesandlitho-faciespatternofLateOrdovicianinSouthChina.ActaPalaeonto-logicaSinica,26(5):508～abstract).

SchopfTJM.1980.Palaeoceanography.HarvardUniversityPress,

526(inChinesewithEnglish

References

BrenchleyPJ.1984.LateOrdovicianextinctionsandtheirrelationship

totheGondwanaglaciation.In:Brenchley,P.(eds),Fossils,Cli-mate.JohnWiley&SonsLtd.,291～315.

ChenXu,QiuJinyu.1986.ThePaleoenvironmentevolutionofOrdovi-cianinYichangArea.JournalofStratigraphy,10(1):1～14(inChinesewithEnglishabstract).

731地　质　学　报

45～136.

SepkoskiJJ.1982.MassextinctionsinthePhanerozoicoceans:are-view.InSilverLT,SchultzPHeds.GeologicalimplicationsofimpactsoflargeasteroidsandcometsontheEarth.Geol.Soc.Amer.,Spec.Raper.,190:283～289.

SheehanPM.1973.TherelationshipofLateOrdovicianglaciateonto

theOrdovician-SilurianchangeoverinNorthAmericanbrachiopodfaunas.Lethia,6:147～154.

ShengXinfu.1974.TheSubdivisionandCorrelationofOrdovicianin

China.Beijing:GeologicalPublishingHouse,53～68(inChinese).SuWenbo,HeLongqing,WangYongbiao,GongShuyun.2002.Ben-toniteandhigh-resolutionintegrativestratigraphyofWufengFor-mationandbasalLongmaxiFormationinOrdoviciantoSilurianinSouthChina.ScinceseinChina(D),32(3):207～220(inChinese).

ShenXichang,GuoBuying.1993.OceanicGeology.Wuhan:Pressof

ChinaUniversityofGeosciences.138～184(inChinese).VailPRMitchum,ThompsonRMS.1977.Seismicstratigraphyand

globalchangesofsealevel.In:PaytonCEed.SeismicstratigraphyApplicationtoHydrocarbonExploration.AAPGMemoir,26:25～92.

WangXiaofeng.1989.PalaeogeographicreconstructionofOrdovician

inChinaandcharacteristicsofitssedimentaryenvironmentandbiaofacies.ActaPalaeontologicaSinica,28(2):234～248(inChi-nesewithEnglishabstract).

WangXiaofeng,ChaiZhifang.1989.TerminalOrdovicianmassex-tinctionanditsrelationshiptoiridiumandcarbonisotopeanoma-lies.ActaGeologicaSinica,63(3):256～264(inChinesewith

English).

WangQi,ZhuErqin.1989.OceanicGeology.Beijing:SciencePress.

108～112(inChinese).

WangHongzhen,ShiXiaoying,WangXunlian,YinHongfu.2000.

2004年

TheresearchofsequencestratigraphyinChina.Guangzhou:PressofScienceandTechnologyofGuangdongProvince,1～124(inChinese).

XiaoChuantao,JiangYanwen,LiuBingli.1993.Adiscoveryof

BatostomagenusofEarly-MiddleAgeofEarlyOrdovicianandastudyonitsgeologicfunctionandecologyinMiddleYangtzearea,ChineseScienceBulletin,38(14):1314～1316.(inChinese).XiaoChuantao,JiangYanwen,ZhuZhongde.1996.AstudyonOr-doviciansequencestratigraphyinYichangdistrict,Hubeiandsedi-mentaryenvironmentoftheWufengFormationinYangtzearea.GeologicalJournalofChinaUniversities,2(3):339～347(inChi-nesewithEnglishabstract).

XuDongyuetal.1994.Ancientmarineenvironmentformultimetallic

～92(inChinese).nodule.Beijing:GeologicalPublishingHouse,6

YinHongfu,WuShunbao,DuYuansheng,PengYuanqiao.1999.

SouthChinadefinedaspartofTethyanArchipelagicOceanSys-tem.JournalofChinaUniversityofGeosciences,24(1):1～12(inChinesewithEnglishabstract).

YinHongfuetal.1988.PaleobiogeographyofChina.Wuhan:Press

ofChinaUniversityofGeosciences,138～184(inChinese).YinHongfu,HuangSiji,ZhangKexin,YangFengqing.1989.Vol-canismatthePermian-TriassicboundaryinSouthChinaanditsef-fectsonmassextinction.ActaGeologicaSinica,63(2):169～181(inChinesewithEnglishabstract).

ZhouMingkui,WangRuzhi,LiZhimingetal.1993.Ordovician—Sil-urianLithofaciespaleogeographyandmineralizeationofsouthernChina.Beijing:GeologicalPublishingHouse,7～93(inChinesewithEnglishabstract).

Zhuzhongde.1993.StudyonorganicreefsintheLowerOrdovicianin

huanghuachangoftheEasternYangtzeGorge.ScientiaGeologica

～9(inChinesewithEnglishabstract).Sinica,28(1):1

AStudyontheDeep-seaSedimentoftheGuanyinqiaoMemberoftheUpper

OrdovicianWufengFormationintheYangtzeArea

XULunxun,XIAOChuantao,GONGWenping,HEYoubi

GeosciencesCollegeofYangtzeUniversity,Jingzhou,Hubei,434023

Abstract

ThroughacomparisonofsedimentationratesbetweentheGuanyinqiaoMemberandmoderndeep-seade-positsandanalysesofpaleoecology,paleobiogeography,sea-levelchangesandcomprehensivegeologicalcharac-teristicsoftheGuanyinqiaoMember,theauthorsholdthattheGuanyinqiaoMemberwasformedinadeep-seaenvironmentandshouldbelongtothedeep-seacontourites.Inaddition,theauthorssuggestthattheextensivevolcaniceventsfrequentlyoccurredattheturnofOrdovician-Silurianmaybethemainanddirectcauseforor-ganismextinctionandthatthecouplingofvolcanicevents,iridiumandcarbonisotopicabnormalityeventsandtheanoxiceventintheearlystageoftheSilurianatthattimemaybethemaincausefortheextinctionoftheHirnantia-Dalmanitinafauna.Keywords:GuanyinqiaoMember;Yangtzearea

Deep-seasedimentation;organismextinction;geologicalevent;

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