对仑山组的研究, 始于19世纪60年代德国地质学家李希霍芬对南京相当于“ 仑山石灰岩” 的地层进行的考察, 该考察结果发表于1912年, 其中将“ 仑山石灰岩” 归入了“ 下志留统” (即奥陶系)(见于丁文江, 1919, 表 1)。随后, 丁文江(1919)进一步描述了位于江苏镇江西南25, km、高资西南偏南12, km的句容仑山的一套石灰岩, 并将这套石灰岩首次定名为“ 仑山灰岩” 。俞建章(1933)根据头足类化石动物群将“ 仑山灰岩” 时代确定为早中奥陶世。李毓尧等(1935)在宁镇山脉进行地质调查时, 根据所采化石, 将原“ 仑山灰岩” 上部产鞘角石Vaginoceras的地层划分为中奥陶统汤山系, 将仑山灰岩限定为原“ 仑山灰岩” 下部产房角石(Cameroceras hupehense)动物群的灰岩地层(表 1)。穆恩之等(1955)和潘江(1956)将南京汤山地区奥陶系由下而上划分为仑山石灰岩、汤山石灰岩、汤头层和五峰页岩(表 1), 并将“ 仑山石灰岩” 进一步划分为2段:上段为灰色灰岩, 富产头足类化石Cameroceras hupehense、腹足类化石Raphistoma及腕足类化石Hemipromites, 相当于红花园组; 下段为白色结晶白云岩, 未见化石。其后, 何炎等(1964)与钱义元等(1964)将仑山石灰岩改称“ 仑山组” (表 1)。许汉奎等(1976)进一步厘定了仑山组的定义, 从潘江(1956)定义的“ 仑山石灰岩” 上部划分出红花园组和大湾组, 并认为下部可划分出娄山关群; 该地层划分方案后被广泛采纳(如, 俞剑华等, 1979; 齐敦伦和杜森官, 1981)(表 1)。之后对仑山组岩石地层和生物地层的研究鲜有成果发表。

前人对于仑山组沉积学的研究较少, 多数相关陈述只是在地层研究中简要提及(如俞剑华等, 1979; 岳文浙等, 1990), 缺乏对仑山组岩性变化特征和古地理分布的深入探讨。20世纪末, 有研究者对仑山组白云岩成因进行了初探, 并提出了可能的白云岩化成因模式(陈学时, 1992; 范德江等, 1996)。

仑山组分布于下扬子区, 主要包括安徽省南部、江苏省中部和南部及江西省北部部分区域(图 2)。下面以安徽池州洪家剖面为例说明下扬子区下奥陶统仑山组的岩石地层特征及与之相对应的沉积环境变化。

图2

Fig.2

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	图2 华南下扬子区下奥陶统仑山组厚度分布Fig.2 Isopach map of the Lower Ordovician Lunshan Formation in Lower Yangtze Region, South China

洪家剖面位于皖南池州市贵池区南部(图 2)。该剖面中下奥陶统仑山组厚达742.9, m, 出露良好(图 3-a), 与下伏寒武系芙蓉统唐村组和上覆下奥陶统红花园组均呈整合接触。洪家剖面仑山组以白云质灰岩的出现作为与下伏唐村组泥晶灰岩的界线, 底部为白云质灰岩夹部分似球粒白云岩, 下部为白云岩、几乎不含灰岩, 上部以亮晶似球粒灰岩和泥晶似球粒灰岩为主、夹少量白云岩。上覆红花园组以生屑灰岩的大量出现作为标志(图 4)。

图3

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	图3 安徽池州洪家剖面下奥陶统仑山组野外照片Fig.3 Field photographs of the Lower Ordovician Lunshan Formation at Hongjia section of Chizhou County, Anhui Province

图4

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	图4 安徽池州洪家剖面下奥陶统仑山组综合柱状图及沉积环境变化Fig.4 Integrated stratigraphic column and depositional environment of the Lower Ordovician Lunshan Formation at Hongjia section of Chizhou County, Anhui Province

根据岩性特征, 洪家剖面仑山组自下而上可分为6个岩性段(图 4)。第1段:残余亮泥晶似球粒细粉晶白云岩与亮晶似球粒白云质灰岩交替出现, 部分可见残余微生物岩构造。该段颗粒含量较高, 磨圆好, 沉积环境多位于浅潮下带。第2段:细粉晶白云岩和粗中晶白云岩, 夹有泥粉晶白云岩和中细晶白云岩(图 3-b)。白云岩化严重, 几乎未保存原岩结构。第3段:主要岩性为亮晶似球粒灰岩、泥亮晶似球粒灰岩和生屑似球粒泥晶灰岩, 夹少量粗晶白云岩、亮晶似球粒白云质灰岩和残余泥亮晶粗中晶白云岩。整段以灰岩为主, 部分发育微生物岩, 并可见生物扰动现象。灰岩以颗粒支撑和基质支撑交替出现, 沉积环境位于浅潮下带到深潮下带上部。第4段:以细粉晶白云岩和粉细晶白云岩为主, 夹少量残余泥晶细粉晶白云岩。原岩多为泥晶结构, 其沉积环境多位于深潮下带上部。第5段:主要岩性为亮晶似球粒灰岩、泥亮晶似球粒灰岩与亮晶/泥亮晶似球粒含白云质/白云质灰岩、细粉晶白云岩交替出现, 部分发育叠层石(图 3-c)。沉积环境变化较大, 位于浅潮下带下部到深潮下带。第6段:亮晶似球粒灰岩(图5-b)及泥晶似球粒灰岩, 夹微生物岩和似球粒泥晶灰岩(图5-a), 白云岩消失。沉积于浅潮下带到深潮下带上部。整体来看, 仑山组颗粒灰岩比例较高, 以浅潮下沉积旋回类型为主(图 4); 该组内生物碎屑含量较低, 未见原地保存的底栖动物化石, 为明显的动荡高能的浅滩沉积。

从空间分布上来看, 仑山组整体呈南西— 北东向带状分布于下扬子台地大部分地区, 其厚度具明显的规律性变化(图 2)。依据仑山组岩性和厚度的差异, 大致以仑山组500, m等厚线为界, 可将下扬子区仑山组进一步分为2种类型:

1)Ⅰ 型。以江宁建新村剖面、和县狮碾盘剖面和九江乐观剖面为代表, 主要分布于下扬子台地内部、北部、东南边缘及西南部分区域, 厚度普遍小于500, m, 多不足200, m(图 2), 在和县狮碾盘剖面仅为83.2, m(赖才根等, 1993)。Ⅰ 型仑山组下部为灰白色、浅灰色中厚层到厚层白云岩, 上部为灰白色、浅灰色中厚层到厚层灰岩和白云质灰岩, 含燧石团块或燧石条带。该类型仑山组的下伏地层主要为寒武系芙蓉统观音台组和山凹丁群(图 6), 岩性以白云岩为主。

2)Ⅱ 型。以洪家剖面为代表, 主要分布于下扬子台地西南边缘及附近区域, 厚度普遍大于500, m, 在贵池大岭剖面达到最厚, 为1306.44, m(安徽省地质矿产局, 1989)(图 2)。到石台地区西北部, 个别仑山组剖面厚度略小于500, m。该类型仑山组的底部为白云质灰岩, 下部主要为灰白色、浅灰色、深灰色厚层至块状白云岩和灰质白云岩, 上部为灰白色、浅灰色厚层到块状灰岩, 夹部分白云质灰岩或灰质白云岩。其下伏地层寒武系芙蓉统主要为灰岩, 以唐村组为代表(图6)。

这2种类型的仑山组虽然在岩性组成上具有各自的特征, 但根据岩性均可划分为2段:下段主要以白云岩为主, 夹灰质白云岩及少量灰岩, 含有硅质结核和硅质条带; 该段岩石白云岩化强烈, 多不含残余结构。上段为灰岩夹部分白云质灰岩, 含有少量微生物岩(Li et al., 2004)。仑山组与上覆红花园组为整合接触。下扬子区红花园组的典型岩性为亮晶生屑灰岩(廖翰卿等, 2013), 所以亮晶生屑灰岩或亮泥晶生屑灰岩的大量出现代表仑山组沉积的结束(图 6)。仑山组的底界在不同地区存在差异, 其中Ⅱ 型仑山组的底界以灰质白云岩、白云质灰岩或白云岩的出现, 即白云岩化作为仑山组底界的标志。Ⅰ 型仑山组底部的地层较下伏地层白云岩化减弱, 以灰质白云岩或白云质灰岩的出现作为仑山组底界的标志, 以区别于下伏观音台组或山凹丁群。

图5

Fig.5

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	图5 安徽池州洪家剖面下奥陶统仑山组碳酸盐岩显微照片(单偏光)Fig.5 Photographs of carbonate rocks in polarizing microscope of the Lower Ordovician Lunshan Formation at Hongjia section of Chizhou County, Anhui Province

图6

Fig.6

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	图6 华南下奥陶统部分岩石地层单位对比Fig.6 Correlation of some lithostratigraphic units of the Lower Ordovician in South China

下扬子区东部仑山组的分布区域尚不能确定。江苏句容以东及其东北大部分区域, 除了昆山及滨海地区外, 缺乏有关仑山组的研究资料(图 2)。上海— 杭州一带是否存在仑山组存在争议。俞国华等(1995)在厘定浙江省岩石地层单位时, 曾将杭州— 嘉兴小区下奥陶统划分为仑山组、红花园组和牯牛潭组, 但未提及具体的研究剖面和详细的岩性特征。罗以达等(2008)以浙江临安板桥剖面为例, 将杭州— 嘉兴地层小区下奥陶统特马豆克阶划分为留下组和施家头组。唐增才等(2014)通过对临安板桥剖面下奥陶统牙形石的研究, 提出杭州地区下奥陶统包括西阳山组顶部、留下组和施家头组。从岩性特征来看, 留下组和施家头组为瘤状和条带状灰岩, 白云岩化不明显, 与其他地区的仑山组有明显差异, 不应称为“ 仑山组” (图 2)。

在池州洪家剖面一带东南侧方向的石台地区是扬子地层区和江南地层区的分界线(岳文浙等, 1990; 赖才根等, 1993), 其两侧岩性存在明显差异。在该地区Ⅱ 型仑山组尖灭, 过渡为大坞圲组(图 2)。石台大坞圲剖面的大坞圲组为一套含灰色薄— 中厚层瘤状灰岩和灰岩的地层, 夹有15, m厚的灰黄色、深灰色薄层粉砂质页岩, 未发生白云岩化(安徽省地质矿产局, 1989)。进一步向南, 大坞圲组过渡为谭家桥组。谭家桥组主要为钙质页岩、页岩夹钙质结核, 分布于泾县— 石台— 东至一线向东南延伸, 属于紧邻扬子台地的江南地层区的上斜坡区, 沉积水深较仑山组明显变大, 一般在60~200, m之间(周名魁等, 1993)。

在下扬子区北部的滁州— 洪泽一带, Ⅰ 型仑山组过渡为上欧冲组(图 2)。上欧冲组岩性较仑山组有明显差别, 其下部为灰色巨厚— 块层状致密灰岩和含白云质灰岩, 含少量硅质结核; 上部为灰色中薄— 块层状含白云质灰岩和含白云质砂质灰岩, 整体白云岩化作用微弱。上欧冲组上部出现较多Scolopodus warendensis Druce & Jones 1971, 其为短基部型牙形石, 在上扬子区南津关组常见(安太庠, 1987)。从沉积相及化石带分析, 上欧冲组/南津关组+分乡组沉积环境较同期仑山组沉积环境水深更大。在下扬子区西部的宿松一带, 缺失早奥陶世早期的沉积, 早奥陶世中期的红花园组直接覆盖在中寒武统杨柳岗组之上(安徽省地质矿产局, 1989)。

仑山组产出的化石门类单一, 数量稀少。Ⅰ 型仑山组的化石主要出现在上部, 且较Ⅱ 型化石种类更丰富, 数量更多。在皖中和县— 南京地区, 发现的三叶虫包括Taihungshania brevica Sun(何炎, 1964)、Dactylocephalus dactyloides Hsü 、四川虫(许汉奎等, 1976)等。王钰和许汉奎(1966)在宁镇山脉发现了8个腕足动物属(如迭层贝Imbricatia), 并参考有关三叶虫化石, 认为宁镇山脉地区的仑山组下段可与鄂西的南津关组和分乡组或黔北的桐梓组对比。此外, 仑山组普遍可见头足类化石(俞建章, 1933; 李毓尧等, 1935; 穆恩之等, 1955; 潘江, 1956; 何炎等, 1964; 钱义元等, 1964; 俞剑华, 1979; 岳文浙等, 1990), 以Cameroceras最为常见。根据内角石化石特征, 齐敦伦和杜森官(1981)认为安徽无为、含山等地的仑山组上部可与安徽滁州地区上欧冲组对比。仑山组发现的笔石包括Didymograptus bifidus(何炎, 1964)、网格笔石Dictyonema(许汉奎等, 1976; 安徽省地质矿产局, 1987; 岳文浙等, 1990)等, 许汉奎等(1976)认为已发现的网格笔石与下奥陶统下部分乡组所产的网格笔石相似, 进而推断仑山组的上部相当于分乡组。除上述化石门类以外, 仑山组还发现有少量硅化的海百合茎及海林檎化石碎片(许汉奎等, 1976; 江西省区域地层表编写组, 1980; 段金英, 1990), 腹足类(穆恩之等, 1955; 潘江, 1956; 王钰和许汉奎, 1966)、海绵(钱义元等, 1964)、棘皮类碎片(俞剑华等, 1979; 段金英, 1990)等。

在Ⅱ 型仑山组中, 化石多出现于中上部白云岩化作用较弱的岩层, 含较为丰富的头足类化石和少量棘皮类、腕足类和三叶虫(如Szechuanella sp.)化石。在池州洪家剖面, 可在上部少量层位发现部分三叶虫和棘皮动物碎屑(图 5-c), 其余层位几乎未见生物化石和生物碎屑。

由于仑山组下部普遍遭受白云岩化作用, 牙形石等微体化石的保存受到影响。前人对仑山组牙形石的研究集中在江苏南京、江宁、昆山及安徽贵池等地区(安太庠和丁连生, 1982; 1985; 丁连生和安太庠, 1985; 安太庠, 1987; 丁连生, 1987; 王志浩和吴荣昌, 2009), 其中在江苏建新村剖面和宁镇山脉部分剖面的仑山组底部和上部含有较为丰富的牙形石, 但牙形石化石的属种多样性普遍较低(安太庠, 1987)。到目前为止, 仑山组已建立了5个牙形石带, 自下而上为:Monocostatus sevierensis带、Acanthodus lineatus-A. costatus带、Scolopodus? pseudoplanus带、Glyptoconus quadraplicatus带、Paltodus deltifer-Tripodus proteus带(图 6)。其中, Monocostatus sevierensis带以M. sevierensis、Utahconus utahensis、Scolopodus primitive、Teridondus gracilis、T. nakamurai、Chosonodina herfurthi为主, 都为典型的真牙形石动物群, 表明其时代已进入奥陶纪(安太庠, 1987)。Acanthodus lineatus-A. costatus带主要以A. lineatus、A. costatus、Rossodus manitouensis、Cordylodus angulatus、Drepanodus subarcuatus等为主, 这些类型在华北同样分布广泛, 大多产于奥陶系冶里组下部。Scolopodus? pseudoplanus带以Scolopodus? pseudoplanus、Oistodus lanceolatus、S. bassleri、D. subarcuatus等为主, Glyptoconus quadraplicatus带以G. quadraplicatus、D. subarcuatus、Milaculum ethingtoni、S. barbatus、S. restrictus为主, Paltodus deltifer-Tripodus proteus带主要包括P. deltifer、T. proteus、S. barbatus、D. arcuatus、D. subarcuatus(安太庠, 1987)。仑山组的牙形石带可以与以宜昌地区为代表的上扬子区特马豆克阶牙形石带(安太庠, 1987)和笔石带进行对比(张元动等, 2005; 冯洪真等, 2009)(图 6)。

结合仑山组生物地层特征和相关研究资料, 确定仑山组属早奥陶世特马豆克早期沉积(图 6)。由于普遍发生白云岩化, 仑山组保存的生物化石的种类和数量相对同时期其他地层较为稀少, 但一些门类如牙形石的演变对于研究环境变化和奥陶纪生物大辐射事件仍具有一定的意义。

整个扬子台地的寒武系第三统和芙蓉统已普遍白云岩化(袁鑫鹏和刘建波, 2013; 梁薇等, 2015), 至下奥陶统白云岩比例相对减少。在上扬子区的桐梓组和南津关组以灰岩为主, 夹部分白云岩, 而下扬子区的仑山组仍然普遍白云岩化。相对于地层学和岩相古地理学研究, 前人对仑山组白云岩研究较少, 对仑山组白云岩岩石学特征描述较为简略, 分类也普遍过于单一。对于仑山组白云岩化模式, 陈学时(1992)在研究安徽石台、泾县和休宁一带仑山组白云岩时, 提出单一混合水模式, 但该模式难以解释仑山组大范围白云岩的形成。范德江等(1996)认为仑山组白云岩是成岩早中期孔隙水的白云岩化作用以及成岩晚期调整白云岩化模式成因, 但未解决Mg²⁺来源及白云岩化动力学的问题。

通过对洪家剖面仑山组白云岩的沉积岩石学研究发现, 仑山组白云岩类型多样, 成因复杂。文中分别以0.005, mm、0.05, mm、0.1, mm、0.25, mm和0.5, mm 作为泥晶、细粉晶、粗粉晶、细晶、中晶和粗晶的上界, 并结合晶面类型和自形程度, 将池州洪家剖面仑山组白云石分为5种类型:平直晶面自形— 半自形粉晶— 细晶白云石(类型Ⅰ ; 图5-h)、平直晶面半自形— 非平直晶面他形(过渡型)粉晶— 细晶白云石(类型Ⅱ ; 图5-e, 5-g)、平直晶面自形中晶— 粗晶白云石(类型Ⅲ ; 图5-d)、平直晶面半自形— 非平直晶面他形(过渡型)中晶— 粗晶白云石(类型Ⅳ ; 图5-e)、非平直晶面粗晶鞍状白云石(类型Ⅴ ; 图5-f)。其中, 具有平直晶面的Ⅰ 、Ⅲ 类型白云石是在低温准同生条件下形成的; Ⅱ 、Ⅳ 类型白云石晶面为过渡型, 形成于较高温度条件; V类型非平直晶面的鞍状白云石多代表高温的形成条件(Warren, 2000; Machel, 2004; 袁鑫鹏和刘建波, 2012; 张德民等, 2013; 王兵杰等, 2014; 赵锐等, 2014)。

整个仑山组多粒径、多种晶面类型白云石共生, 表明其白云岩的形成是多期白云岩化作用的结果。其中, Ⅰ 、Ⅱ 类型白云石为主要类型, 且Ⅱ 类型白云石多伴生在Ⅰ 类型周围, 说明准同生白云岩化作用是仑山组白云石形成的主导因素。该期准同生白云岩化作用形成的白云石多选择性交代碳酸盐岩颗粒, 部分白云石保存有残余鲕粒和残余似球粒(图 5-h)。其后叠加中等到深埋藏的较高温白云岩化作用。

准同生白云岩成因模式通常包括萨布哈模式及其伴生的回流渗透模式、中等盐度回流渗透海水模式和混合水模式等(Machel, 2004)。在仑山组尚无蒸发岩的报道, 也缺乏广泛分布的潮坪环境沉积, 萨布哈模式及其伴生的回流渗透模式不能解释仑山组白云岩成因。对于其他准同生白云岩成因模式, 考虑Ⅰ 型仑山组和Ⅱ 型仑山组的古地理位置以及白云岩厚度, 两者白云岩化模式可能存在不同。

在扬子台地内部, 海水和大气水难以在整个台地范围内发生混合, 单一的海水模式也无法在如此广的范围内发生白云岩化, 所以Ⅰ 型仑山组的Ⅰ 类型白云石可能受中等盐度的回流渗透模式作用而发生广泛的白云岩化。在海平面相对较低时发生较弱到中等程度的蒸发作用形成中等盐度海水, 并发生回流渗透。由于此盐度未达到石膏饱和度, 未形成蒸发岩层。同时蒸发作用并不强烈, 白云岩化程度较弱, 形成的白云岩厚度普遍较小。整个Ⅰ 型仑山组白云岩厚度普遍小于100, m, 在北部和县狮碾盘剖面仑山组白云岩厚度仅为40.57, m(赖才根等, 1993)。

而在扬子台地西南及边缘地区, Ⅱ 型仑山组的Ⅰ 类型白云石可能主要受海水模式或混合水模式作用发生白云岩化。边缘浅滩在海平面相对较低时部分暴露出水面, 大气水下渗与海水发生混合或者直接由海水发生白云岩化, 形成的白云岩厚度普遍较大, 最厚处位于贵池大岭附近, 达690.26, m(安徽省地质矿产局, 1989)。由于贵池、青阳一带位于浅滩的顶部, 在此地区形成的白云岩厚度最大。向东南侧的池州洪家剖面, 白云岩厚度则减少为284.64, m。在东南方向紧邻洪家剖面的石台荷屋剖面, 仑山组仅上部出现明显白云岩化, 白云岩厚度仅为118.56, m(安徽省地质矿产局, 1989)。石台地区已位于台地斜坡区域(岳文浙等, 1990), 混合水作用减弱或者海水无法渗入更深的沉积物中, 白云岩化作用也相应减弱。

进入中等埋藏条件(埋深大于500, m)以后, 海水或热液等含Mg²⁺的流体主要沿缝合线或者部分空隙交代方解石或以胶结物的形式生长。部分Ⅰ 类型白云石在较高温条件下继续生长, 形成Ⅱ 类型白云石和少量Ⅳ 类型白云石。同时在研究剖面上部较低温条件下形成少量平直晶面自形细晶— 中晶白云石(类型Ⅲ )。后期局部可能受到高温热液作用, 在某些层位形成鞍状白云石(类型V)。

早古生代扬子块体与华夏块体之间长期处于物质与结构的非均衡状态中(张国伟等, 2013), 一直受控于深部热异常动力学作用, 扬子块体东部下古生界普遍发生弥散型面状分布的岩浆活动, 且在晚寒武世到早奥陶世有过铝质花岗岩活动的峰值期(张国伟等, 2013)。在早奥陶世岩浆活动带来的地热异常使得地层中的孔隙水向上流动、海水向台地内部渗透, 为Ⅱ 型仑山组发生海水或混合水白云岩化作用, 以及整个仑山组中等埋藏条件下海水或热液等含Mg²⁺流体的白云岩化提供了充足的驱动力。

结合前人工作, 进一步对仑山组的岩性特征、古生物特征以及白云岩特征等进行总结和深入探讨, 得出以下新认识:

1)仑山组为华南板块下扬子区下奥陶统重要的岩石地层单位, 以白云岩和白云质灰岩为主, 夹有部分灰岩, 其以生屑灰岩的大量出现作为上覆红花园组的标志。在台地内部、北部及东南部地区, 以灰质白云岩或白云质灰岩的出现作为仑山组的底界; 而在台地西南部大部分地区, 以灰质白云岩、白云质灰岩或白云岩的出现, 即白云岩化作用的发生作为仑山组的底界。

2)受白云岩化作用影响, 仑山组生物化石及生物碎屑含量较少, 多保存于上部白云岩化较弱的层位, 以头足类、三叶虫、腕足类和笔石为主。自下而上可识别为5个牙形石带:Monocostatus sevierensis带、Acanthodus lineatus-A. costatus带、Scolopodus? pseudoplanus带、Glyptoconus quadraplicatus带、Paltodus deltifer-Tripodus proteus带。通过生物地层学的相关资料可以判断仑山组时代为早奥陶世特马豆克早期。

3)仑山组的地层厚度及白云岩厚度自台地西南的贵池一带向西北方向的台地内部和东南方向的台地斜坡递减, 其沉积环境主要为浅潮下带到深潮下带。仑山组分布特征明显受到古地理格局的影响, 其白云岩为多期多种白云岩化模式共同作用形成, 主要为准同生台地边缘的混合水或海水和台地内部中低等盐度回流渗透白云岩化作用叠加中等埋藏条件的白云岩化作用。

下扬子区仑山组牙形石的研究资料总体较少, 不同剖面之间难以进行生物地层学对比, 讨论仑山组不同空间范围内的变化还存在很大的局限性。在部分地区仑山组与观音台组岩性接近, 白云石类型也相似(范德江等, 1996), 只依靠岩石地层还难以划分, 也需要进一步的生物地层研究来帮助。除此之外, 仑山组海水模式或混合水模式仍需要地球化学资料来进一步确定。

仑山组沉积之后, 白云岩在扬子区基本消失, 从这一时期开始奥陶纪生物大辐射事件在华南快速发生。通过研究仑山组白云岩成因对于揭示奥陶纪生物大辐射时期沉积环境的变化具有重要的指示作用。白云岩通常是油气资源的重要储集层类型, 对仑山组白云岩的进一步研究, 对于华南早古生代油气资源的勘探开发具有重要的现实意义。

致谢 野外工作期间得到安徽省地质矿产勘查局齐敦伦和中国科学院南京地质古生物研究所栾晓聪的大力协助。北京大学地球与空间科学学院景宇轩、董轶婷、钟思、兰漪涟等在成文过程中提出有益建议和意见, 北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室贾秋月老师制作研究薄片, 在此一并感谢。本文是IGCP 591项目“ 早、中古生代生物事件” 的阶段性成果。