四川盆地涪陵地区五峰组观音桥段成因分析及其对页岩气开发的意义

张柏桥，孟志勇，刘 莉，李 凯，刘 超，舒志恒

(1．中国石化 江汉油田分公司，湖北 潜江 433124；2．中国石化 江汉油田分公司 勘探开发研究院，武汉 430223)

研究区位于重庆市涪陵区丰都、南川和武隆县境内(图1)，构造位置位于川东高陡褶皱带万县复向斜。上奥陶统五峰组—下志留统龙马溪组沉积早期，涪陵地区整体处于相对安静的深水陆棚沉积环境，发育了一套暗色富碳、富硅和富笔石页岩，厚95 m左右，具备良好的发育页岩气的物质基础[1]。该套页岩储层纵向具较强的非均质性，根据影响页岩气富集及高产的主要地质参数纵向差异性，整个含气页岩段可划分为9个小层(图2)，其中①小层属于五峰组，②～⑤小层位于龙马溪组龙一段。

图1 四川盆地涪陵地区构造特征及研究区位置

图2 四川盆地涪陵地区五峰—龙马溪组含气页岩段生物地层综合柱状图

五峰组沉积末期，受赫南特冰期的影响，海平面下降，在涪陵地区普遍发育了一套观音桥段地层。该套地层的岩性及厚度均存在一定变化，岩性包含硅质钙质页岩、钙质硅质页岩及钙质岩等多种岩性；平面上厚度普遍在40 cm左右，而在涪陵地区南部平桥地区未见观音桥段地层发育。本文就该套地层的成因进行了深入研究，认为该套地层为深水异地沉积，底流沉积作用对该套地层的形成起到了至关重要的作用；同时过强的底流沉积作用也是导致研究区局部地区缺失观音桥段的主要原因，观音桥段地层平面展布特征的差异反映了当时深水沉积环境中底流沉积作用强度和微古地貌平面的差异。早志留世和晚奥陶世沉积古地貌及沉积环境具备一定的继承性，观音桥段地层反映了涪陵地区五峰—龙马溪组含气页岩段沉积时期底流作用活跃程度、微古地貌、距离物源区远近在平面上具备一定的差异性，这些差异性对五峰—龙马溪组含气页岩段及其上覆顶板龙二段岩相组合特征造成了较大的影响，对于地质评价研究工作有着重要的指导意义。此外，观音桥段地层改造难度较大，其存在于否对于开发井水平段穿行层位的优选也有着重要的影响，本文就这些问题进行了探讨。

1 观音桥段成因分析及其古地貌意义

1.1 观音桥段发育特征

五峰组顶部发育了一套厚40 cm左右的观音桥段，该套地层岩相组合特征在平面存在一定变化。北部焦石坝—山窝地区和中南部白马地区观音桥段地层可划分为上下2个部分，下部为灰黑色钙质硅质页岩相；上部为深灰色富含生物介屑的硅质钙质页岩；中南部平桥地区五峰组顶部未见观音桥段发育；中部梓里场—白涛地区岩性较为单一，为一套灰色富含生屑的钙质岩，未见页理发育；南部长坝地区发育单一钙质岩相(图3)。

1.1.1 北部焦石坝—山窝和中南部白马双岩相组合区

该地区五峰组观音桥段发育2种岩相(图4c)，下部为灰黑色钙质硅质页岩相，岩心表面滴酸起泡较为强烈，厚22 cm；上部为深灰色硅质钙质页岩相，滴酸起泡强烈，发育典型的赫南特贝类生物化石和Chondrites遗迹化石，厚24 cm；岩心发育团块状黄铁矿。

北部焦石坝—山窝地区整个观音桥段黏土矿物含量介于5%～15%，以伊蒙间层和伊利石为主，绿泥石含量仅占0.5%～1.0%；硅质含量介于35%～60%，主要为生物成因硅质，下部岩相段硅质含量高于上部岩相段；钙质含量介于25%～65%，以白云石为主，其次为方解石，下部岩相段钙质含量低于上部岩相段。该区五峰组观音桥段在电性上表现为典型的高密度(平均2.58 g/cm3，高于上下相邻层段)；另外，在电阻率上略高于上下相邻层段，中子与声波略低于上下相邻层段(图4b)；在电成像上表现为灰度明显高于上下相邻层段的亮色块状模式。

图3 四川盆地涪陵地区五峰组观音桥段岩相分区

观音桥段下部灰黑色钙质硅质页岩岩相段(图4c)滴酸起泡较为强烈，岩性较为单一，岩心断面可见笔石化石Normalograptuspersculptus。上部深灰色硅质钙质页岩岩相段发育灰白色生物介屑(图4c，d)。该岩相段与下伏钙质硅质页岩岩相段界面处发育以微侵蚀界面，表明当时存在微弱的水下侵蚀作用。该岩相段纵向上具备三分特征：岩相段下部生物介屑较为细碎，丰度高，具备弱定向排列特征，自下而上呈现明显的减少趋势，生物介屑间为硅质岩，岩性下伏层段的硅质页岩类似，该段厚4 cm；中部赫南特贝类生物化石较为完整，受压实作用呈扁平状，在岩心表面具备弱定向排列特征，见介壳翻转现象，介壳间为硅质岩，岩性同下伏层段的硅质页岩类似，另外该段发育Chondrites遗迹化石，遗迹化石呈斑点状和长条状，大小介于1～6 cm，长条状Chondrites遗迹化石与地层层面呈45°角倾斜，该段厚7 cm；上部层段厚13 cm，该段赫南特贝类生物化石重新变得较为细碎，发育程度低于下部层段，该段发育Chondrites遗迹化石，化石发育特征与中部类似，该层段内遗迹化石自下而上发育程度逐渐降低，结合目前遗迹化石Chondrites的指向意义研究成果，表明该段地层沉积时期自下而上水体中的氧含量呈现逐渐减少的趋势，海平面呈现逐渐上升的趋势[2-3]。

图4 四川盆地涪陵地区北部焦石坝—山窝地区五峰组观音桥段地层图版

1.1.2 中部梓里场—白涛和南部长坝单一岩相区

中部梓里场—白涛地区和南部长坝地区五峰组观音桥段发育灰色泥晶生屑云岩，即单一岩相——灰色钙质岩相(图5)。黏土矿物含量12.5%，主要为伊蒙间层和伊利石；硅质含量为7.4%；钙质含量79%，主要为白云石，占60.3%，其次为方解石，占17.7%，其钙质含量明显高于北部焦石坝—山窝地区和中南部白马地区。梓里场—白涛地区五峰组观音桥段发育赫南特贝类生物化石，由于重结晶作用影响，岩心表面可观察到少量的腕足类化石，但整体上形态完整，生物结构清晰，这是与北部和南部的显著差异(图5b)；另外该地区观音桥段顶部见Chondrites遗迹化石(图5c)，大小及形态与北部和南部地区相似。

1.2 观音桥段成因分析

观音桥段(层)由张鸣韶和盛莘夫创立，自创立开始，该段长期被认为属于正常浅海生物介壳相沉积[4-8]。目前关于观音桥段成因另一种主流观点是深水成因说，本文更偏向于深水成因学说。涪陵地区五峰组和龙马溪组硅质页岩沉积环境为深水硅质陆棚沉积环境，五峰组沉积末期，受赫南特冰期影响，海平面有一定程度下降，但不足以导致沉积界面上升到浪基面附近。

1.2.1 沉积速率

此前关于现代深海沉积速率已有较多的论述和研究，SCHOPF研究认为，现代海洋深海区的标准沉积速率是小于10 m/Ma[9]。关于观音桥段和五峰组硅质页岩的沉积速率前人开展过多次研究，耿良玉研究认为，观音桥段与五峰组硅质页岩的沉积速率分别为0.28m/Ma和0.27m/Ma；徐论勋等在考虑压实作用的前提下计算出观音桥段和五峰组硅质页岩的沉积速率分别为0.79 m/Ma和0.78 m/Ma[10]。上述2个计算结果均远远小于10 m/Ma，从沉积速率上来讲，观音桥段应该与五峰组硅质页岩段相似，属于典型的深水沉积物。

图5 四川盆地涪陵地区中部梓里场—白涛地区五峰组观音桥段岩心照片

1.2.2 生态学特征

关于HD动物群(赫南特贝—小达尔曼虫动物群)，此前很多学者认为其为营浅水底栖生活[5,11]，主要基于以下3个方面的依据：(1)在赫南特动物群中，鲜见小型直脊贝类化石；(2)赫南特动物群中不同大小的贝类体均有发现，通常个体较大；(3)赫南特动物群的各个群落相当发育，常呈群体式发育，发育丰度高。

肖传桃等对赫南特生物群的形态构造—功能方面进行了深入研究，研究结果表明赫南特生物群与浅水介壳相化石有显著的差别[10,12]，在Hirnantia-Dalmanitina动物群中，正形贝类Hirnantia和扭月贝类Aphanomena不具备三角孔和茎孔，壳体较为轻薄，腕基较为粗壮，肌痕也较为发达，中槽和中隆遗迹锯齿状边缘均欠发育，上述特征均表明其并非营底栖移动方式生活，而是营远洋游泳类生活方式。而另有一些正形贝类和扭月贝类为附着漂游型，或者是早期附着漂游而成年后营游泳方式生活。小嘴贝类、无窗贝类均具有个体较小至中等、壳厚等特征，表现出深水底栖型生物特征。三叶虫Dalmanitina具有较大的头鞍和狭窄的前边缘，另外发育一尾刺，壳面发育小瘤，具备深水底栖三叶虫的生物结构特征。由此可知，赫南特动物群的主要成分的形态结构—功能分析都表明，它们具备营游泳、附着漂游或深水底栖方式多种生活方式，因此，这一以腕足类为主的动物群的出现和富集并不能说明其沉积区为浅水沉积环境。另外研究区观音桥段腕足类化石较为破碎，较为完整的介壳呈现了定量排列的特征，反映了异地搬运沉积的特征，并非原地沉积。

受生活方式、分布能力和地理障碍等多种因素限制，浅海底栖类生物在地理分布上具有显著的区域性特征，通常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受上述因素的限制较小，其分布能力较强，往往具备洲际性分布的特征，并且地方性的属种很少[13]。而观音桥段赫南特动物群在晚奥陶世晚期分布极为广泛，具备洲际性分布的特征[5]，从目前研究成果来看，观音桥段赫南特动物群除广泛分布于我国扬子区外，还广泛分布于美洲、西欧等地区，这一洲际性广泛分布的特征用浅海介壳相难以合理解释。

古氧相可反映出沉积物沉积时期沉积环境水体尤其是底层水体的溶氧量特征。Rhoad和Morse[14]最早提出古氧相三分方案——富氧、贫氧和厌氧，其中贫氧相和厌氧相又统称为缺氧相。而Chondrites遗迹化石可作为古氧相识别的重要标志，Chondrites遗迹化石的发育通常表明底层水体中应该含有一定量的氧气[2]。研究区内观音桥段发育Chondrites遗迹化石，但未发现原地底栖类生物和其他生物遗迹化石，所以底层水体中虽然含有一定的氧气，含氧量却极低，表明了研究区内观音桥段沉积时期沉积界面并未因为赫南特冰期海平面的下降而转变为富氧环境，仍为相对贫氧的沉积环境。如此贫氧的沉积环境并不适合腕足类生物发育，因此五峰组观音桥段应属于深水异地沉积，而非浅水介壳相沉积。

1.2.3 海平面升降

2005年6月樊隽轩、彭平安在赫南特阶层型剖面——湖北宜昌王家湾剖面奥陶系顶部至志留系底部连续采集34个样品进行碳同位素测定，测定结果表明王家湾剖面的有机碳δ13C曲线自下而上呈现明显的正漂移特征，且观音桥段的δ13C值为明显峰值，δ13C最大值达到-28.5‰，远远高于基线值-30.3‰[15]。δ13C正漂移往往代表了海平面上升，可容空间增大，当然，关于这一观点也存在一定争议，部分学者认为δ13C值的变化也与沉积速率、气候变化、碳酸盐岩台地风化率等因素有关[16-17]。

1.2.4 底流沉积作用

奥陶系五峰组沉积时期，扬子地区火山活动频繁[18-19]，研究区五峰组岩心可识别出26条沉凝灰岩薄夹层，厚度介于数毫米到数厘米不等(图6a,b)，证实当时火山活动十分频繁，加上观音桥段沉积时期处于赫南特冰期，冰川和冰融事件交替发育使得海平面升降较为频繁，海水水体盐度变化较快，诸多原因导致五峰组沉积时期底流作用显著[20-21]，目前在下、中、上奥陶统地层中均发现了洋流沉积物[22-23]。研究区观音桥段上下相邻层段的硅质页岩中，可见到大量的笔石化石定量排列特征(图6c,d)，证实了当时底流沉积作用较为强烈。这种广泛存在的底流沉积作用为观音桥段的广泛分布提供了充足的水动力条件。

在研究区除了在观音桥段上下相邻层段发现大量的笔石定向排列特征外，观音桥段内部也发育了牵引流的沉积构造，如观音桥段内部发育微侵蚀面、发育介屑的递变层理、较为完整的腕足类化石的定向排列等现象(图4c，d)，表明当时底流沉积作用较为活跃。

图6 四川盆地涪陵地区观音桥段上下相邻层段岩心照片

较强的底流沉积作用正如一把双刃剑，底流能量适中的地方，会形成洋流事件沉积，但底流能量过强的地方，可能会造成较为明显的水下侵蚀作用。前人研究证实：在大洋底部与大陆边缘地带底流作用极为活跃，在底流能量较强的地带，先前的沉积物经常遭受底流侵蚀作用，从而导致部分地层缺失[20,24-25]。本文分析认为，这也是中南部平桥地区之所以缺失观音桥段的重要原因。部分学者认为，中扬子湘鄂西地区观音桥段甚至整个五峰组缺失并非陆上剥蚀作用造成，而是由于洋流侵蚀作用造成[10]，当时湘鄂西地区仅隆升为水下高地，并未出露至地表。

1.2.5 观音桥段成因综合分析

综上所述，涪陵地区五峰组观音桥段属深水沉积，且属于深水洋流事件沉积。较为强烈的洋流活动是观音桥段在扬子地区广泛分布主要原因；同时由于局部地区的洋流作用较为强烈，强烈的水下侵蚀作用也是导致局部地区观音桥段乃至整个五峰组缺失的原因。本文分析认为，涪陵地区中南部平桥地区观音桥段缺失的原因就是洋流的水下侵蚀作用所导致。

1.3 观音桥段古地貌意义分析

前已述及，涪陵地区五峰组观音桥段为深水底流沉积，岩相组合特征平面上具备四分性。从岩相平面展布特征不难看出，北部和中南部应该属于深水风暴流或浊流沉积成因，水体深度更深一些，因此主要发育了钙质硅质页岩相和硅质钙质页岩相；而中部的梓里场—白涛地区和南部的长坝地区古地貌应该处于较高的位置，而且距离物源区也较近，生屑供给量大(后期受重结晶作用影响，生屑结构不明显)，因此主要以钙质岩相单一岩相为主。从上述分析不难看出，涪陵地区五峰—龙马溪组含气页岩段沉积时期，水下古地貌表现为北部焦石坝—山窝地区和中南部白马地区地势低、中部梓里场—白涛地区和南部长坝地区地势高的古地貌特征(图7)。

2 观音桥段对页岩气开发的意义

2.1 对地质评价工作的指导意义

综上所述，观音桥段的存在可以反映3个地质信息：(1)底流沉积作用的强弱；(2)深水环境中微古地貌的差异；(3)距离物源供给区的距离。涪陵地区五峰—龙马溪组龙一段沉积时期沉积古地貌具备继承性特点，因此观音桥段反映的上述3个地质信息对于五峰—龙马溪组含气页岩段存在同样的影响。

2.1.1 对含气页岩段厚度及页岩品质的影响

涪陵地区探井及评价井钻探揭示：未见五峰组观音桥段发育的地区，由于底流作用活跃且强度较大，水下侵蚀作用明显，①小层、①～⑤小层的厚度均出现减薄趋势。涪陵地区观音桥段发育的北部焦石坝—山窝地区①小层厚度在6 m左右，①～⑤小层厚度普遍在40m左右；而在观音桥段缺失的平桥地区，①小层厚度介于4.5～5.0 m，厚度略薄于焦石坝—山窝地区，①～⑤小层厚度介于30～35 m，厚度同样较观音桥段发育的地区出现了减薄，底流作用的强弱差异性导致了五峰—龙马溪组含气页岩段在平面上出现了一定的变化。

图8 四川盆地涪陵地区五峰—龙马溪组主力气层段地应力及页岩品质柱状图

另外观音桥段所反映出来的距离物源供给区的远近以及微古地貌的差异对于五峰—龙马溪组含气页岩段同样存在较为重要的影响。从涪陵地区导眼井钻探结果来看，受微古地貌和距离物源供给区远近的影响，含气页岩段页岩品质在平面上存在一定的差异。就下部主力气层段①～⑤小层而言，北部距离物源区较远，生物沉积作用占据主导地位，其厚度普遍在40 m左右，页岩有机碳含量平均值在3.5%左右。中南部白马观音桥段发育区，由于介于梓里场—白涛和长坝2个水下高地之间，且2个水下高地均为物源供给入口，其①～⑤小层沉积时期除生物沉积作用外，陆源细粒碎屑物供给速率也较北部焦石坝—山窝地区高，因此，该地区①～⑤小层厚度普遍介于45～50 m之间，略厚于北部焦石坝—山窝地区；页岩有机碳含量在2.8%左右，略低于焦石坝—山窝地区。基于上述理由，观音桥段的发育特征可作为中国南方五峰—龙马溪组页岩气层勘探开发选区的一个重要的评价指标。

此外微古地貌对于含气页岩段上覆顶板龙二段浊积砂的发育也存在较为明显的影响。龙马溪组龙二段沉积时期，浊积砂自北东方向进入，向南逐步推进，涪陵地区导眼井钻探揭示浊积砂体仅在焦石坝—山窝地区有所发育。受梓里场—白涛地区水下高地的隔挡作用，该地区以南未见浊积砂发育，就上部气层分层开发工作而言，这是一个必须予以考虑的重要因素。

2.1.2 对开发井水平段穿行层位优选工作的意义

观音桥段是一套富钙、富硅地层，其硬度较大，测井预测最小主应力高于上下邻层段(图8a)，开发实践证实其可压性差，而从目前地质评价结果来看，下部主力气层段①～⑤小层中，①小层页岩品质及含气性均表现的最为优越(图8b)。因此，在观音桥段发育的地区，考虑到充分改造①小层，选择①小层作为开发井水平段穿行层位。从目前焦石坝—山窝地区的开发井试气效果来看，水平段穿行①小层的长度与试气井初期产能呈现明显的正相关关系。而在南部缺失观音桥段的平桥地区，由于①小层与上覆层段间缺失可改造性差的观音桥段，加上构造原因导致①小层与底板涧草沟组灰岩裂缝发育程度明显高于北部焦石坝—山窝地区，因此在该地区选择③小层中下部作为水平段穿行层位；从试气效果来看，穿行③小层的水平段产能明显高于①小层。

3 结论

(1)涪陵地区五峰组观音桥段属深水异地沉积，该时期处于冰期与间冰期交替时期，古海水盐度变化较为频繁，加上当时火山活动较为频繁，因此观音桥段沉积时期，海底洋流作用较强，为观音桥段的广泛发育提供了充足的水动力条件；同时局部强烈底流的水下侵蚀作用，也是导致涪陵地区中南部平桥地区未发育观音桥段的主要原因。

(2)涪陵地区五峰组和龙马溪组底部含气页岩段沉积时期沉积环境、微古地貌具备继承性特点，五峰组顶部观音桥段平面展布特征反映了底流作用活跃程度、微古地貌、距物源区距离3个地质要素在平面上的差异，这三者对于五峰—龙马溪组含气页岩段的厚度及页岩品质均具备一定的影响。因此，观音桥段的发育特征可作为中国南方五峰—龙马溪组页岩气层勘探开发选区的一个重要指标。此外，观音桥段工程可改造性差，其发育与否对于五峰—龙马溪组含气页岩段开发井水平段穿行层位优选工作有重要的意义。

[1] 聂海宽,包书景,高波,等.四川盆地及其周缘上奥陶统—下志留统页岩气成藏体系研究[J].石油实验地质,2012,34(2):115-119.

NIE Haikuan,BAO Shujing,GAO Bo,et al.Accumulation system for shale gas from Upper Ordovician to Lower Silurian in Sichuan Basin and surrounding areas[J].Petroleum Geology & Experiment,2012,34(2):115-119.

[2] 张淼,陈孝红,王传尚.湖北宜昌王家湾五峰组顶部Chondrites的发现及其环境意义[J].华南地质与矿产,2008,(3):74-78.

ZHANG Miao,CHEN Xiaohong,WANG Chuanshang.Discovery of Chondrites in uppermost Wufeng Formation,in Wangjiawan Section,Yichang,Hubei,and its environment signification[J].Geology and Mineral Resources of South China,2008,(3):74-78.

[3] 龚一鸣.遗迹化石Chondrites的指相意义和阶层分布[J].古生物学报,2004,43(1):94-102.

GONG Yiming.Facies characteristics and tiering distributions of chondrites[J].Acta Palaeontologica Sinica,2004,43(1):94-102.

[4] 穆恩之.论五峰页岩[J].古生物学报,1954,2(2):153-170.

MU Enzhi.The graptolite shale[J].Acta Palaeontologica Sinica,1954,2(2):153-170.

[5] 戎嘉余.上扬子区晚奥陶世海退的生态地层证据与冰川活动影响[J].地层学杂质,1984,8(1):19-29.

RONG Jiayu.Ecostratigraphic evidence of the Upper Ordovician regressive sequences and the effect of glaciation[J].Journal of Stratigraphy,1984,8(1):19-29.

[6] 陈旭,丘金玉.宜昌奥陶纪的古环境演变[J].地层学杂志,1986,10(1):1-15.

CHEN Xu,QIU Jinyu.Ordovician palaeoenvironmental reconstruction of Yichang area,Hubei[J].Journal of Stratigraphy,1986,10(1):1-15.

[7] 冯洪真,俞剑华.五峰期上扬子海古盐度分析[J].地层学杂志,1993,17(3):179-185.

FENG Hongzhen,YU Jianhua.Analysis of paleosalinity during the Wufeng age in Upper Yangtze Sea[J].Journal of Stratigraphy,1993,17(3):179-185.

[8] 方一亭,边立曾,俞剑华,等.晚奥陶世五峰期扬子板块沉积模式[J].沉积学报,1993,11(3):7-12.

FANG Yiting,BIAN Lizeng,YU Jianhua,et al.Sedimentary environment pattern of Yangtz Plate in Wufeng age of Late Ordovician[J].Acta Sedimentologica Sinica,1993,11(3):7-12.

[9] SCHOPF T J M.Paleoceanography[M].Harvard:Harvard University Press,1980.

[10] 徐论勋,肖传桃,龚文平,等.论扬子地区上奥陶统五峰组观音桥段的深海成因[J].地质学报,2004,78(6):726-732.

XU Lunxun,XIAO Chuantao,GONG Wenping,et al.A study on the deep-sea sediment of the Guanyinqiao Member of the Upper Ordovician Wufeng Formation in the Yangtze area[J].Acta Geologica Sinica,2004,78(6):726-732.

[11] SHEEHAN P M.1973.The relation of Late Ordovician glaciation to the Ordovician-Silurian changeover in North American brachiopod faunas[M].Lethaia,1973,6(2):147-154.

[12] 肖传桃,姜衍文,朱忠德,等.湖北宜昌地区奥陶纪层序地层及扬子地区五峰组沉积环境的讨论[J].高校地质学报,1996,2(3):339-346.

XIAO Chuantao,JIANG Yanwen,ZHU Zhongde,et al.A study on Ordovician sequence stratigraphy in Yichang District,Hubei Provience and sedimentary environment of the Wufeng Formation in Yangtze area[J].Geological Journal of China Universities,1996,2(3):319-327.

[13] 殷鸿福.中国古生物地理学[M].武汉:中国地质大学出版社,1988:1-90.

YIN Hongfu.China palaeobiogeography[M].Wuhan:China University of Geosciences,1988:1-90.

[14] BROMLEY R G,EKDALE A A.Chondrites:A trace fossil indicator of anoxia in sediments[J].Science,1984,224(4651):872-874.

[15] 陈旭,戎嘉余,樊隽轩,等.奥陶系上统赫南特阶全球层型剖面和点位的建立[J].地层学杂志,2006,30(4):289-305.

CHEN Xu,RONG Jiayu,FAN Junxuan,et al.A final report on the global stratotype section and point (GSSP) for the Hirnantian stage (Upper Ordovician)[J].Journal of Stratigraphy,2006,30(4):289-305.

[16] BRENCHLEY P J,CARDEN G A,HINTS L,et al.High-resolution stable isotope stratigraphy of Upper Ordovician sequences:Constraints on the timing of bioevents and environmental changes associated with mass extinction and glaciation[J].Geological Society of America Bulletin,2003,115(1):89-104.

[17] KUMP L R,ARTHUR M A.Interpreting carbon-isotope excursions:Carbonates and organic matter[J].Chemical Geology,1999,161(1/3):181-198.

[18] 黄志诚,黄钟瑾,陈智娜.下扬子区五峰组火山碎屑岩与放射虫硅质岩[J].沉积学报,1991,9(2):1-15.

HUANG Zhicheng,HUANG Zhongjin,CHEN Zhina.Volcanic rock and radiolarian Silicilith of Wufeng Formation in Lower Yangtze region[J].Acta Sedimentologica Sinica,1991,9(2):1-15.

[19] 苏文博,何龙清,王永标,等.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[J].中国科学(D辑),2002,32(3):207-209.

SU Wenbo,HE Longqing,WANG Yongbiao,et al.K-bentonite beds and high-resolution integrated stratigraphy of the uppermost Ordovician Wufeng and the lowest Silurian Longmaxi formations in South China[J].Science in China Series D:Earth Sciences,2003,46(11):1121-1133.

[20] 姜衍文,吴智勇,王泽中.深海等深流沉积研究进展[M].西安:西北大学出版社,1993:5-167.

JIANG Yanwen,WU Zhiyong,WANG Zezhong.Research progress of contour current in deep water[M].Xi’an:Northwestern University Press,1993:5-167.

[21] 高振中.深水牵引流沉积—内潮汐、内波和等深流沉积研究[M].北京:科学出版社,1996:108-112.

GAO Zhenzhong.Deep-water tractive current deposits[M].Beijing:Science Press,1996:108-112.

[22] 段太忠,郭建华,高振中,等.华南古大陆边缘湘北九溪下奥陶统碳酸盐等深岩丘[J].地质学报,1990,64(2):131-143.

DUAN Taizhong,GUO Jianhua,GAO Zhenzhong,et al.A Lower Ordovician carbonate contourite drift on the margin of the South China Palaeocontinent in Jiuxi,Northern Hunan[J].Acta Geologica Sinica,1990,64(2):131-143.

[23] JONES B G,FERGUSSON C L,ZAMBELLI P F.Ordovician contourite of lakelan folder in East Australia[C]//Advance of Study on Deep-Sea Contourite Sedimentology.Xibei University Press,1993:5-167.

[24] 王琦,朱而勤.海洋地质学[M].北京:科学出版社,1989:108-112.

WANG Qi,ZHU Erqin.Marine geology[M].Beijing:Science Press,1989:108-112.

[25] 沈锡昌,郭步英.海洋地质学[M].武汉:中国地质大学出版社,1993:138-184.

SHEN Xichang,GUO Buying.Marine geology[M].Wuhan:China Geology University Press,1993:138-184.