时志强, 彭深远, 赵安坤, 葛禹, 李昌昊. (2023). 重庆綦江观音桥剖面观音桥层的岩性新认识* [J]. 古地理学报, 25(1): 43-55.
SHI Zhiqiang, PENG Shenyuan, ZHAO Ankun, GE Yu, LI Changhao. (2023). New lithological cognition of Guanyinqiao bed at Guanyinqiao section in Qijiang area,Chongqing,Southwest China[J]. Journal Of Palaeogeography, 25(1): 43-55.   
Doi: 10.7605/gdlxb.2023.01.003
Permissions
Copyright©2023, 《古地理学报》编辑部
版权所有.《古地理学报》编辑部
重庆綦江观音桥剖面观音桥层的岩性新认识*
时志强1,2, 彭深远1,2, 赵安坤3, 葛禹1, 李昌昊1,2
1 成都理工大学沉积地质研究院,四川成都 610059
2 成都理工大学油气藏地质及开发工程国家重点实验室,四川成都 610059
3 中国地质调查局成都地质调查中心,四川成都 610081

第一作者简介 时志强,男,1972年生,教授,主要从事沉积学研究。E-mail: szqcdut@163.com。

收稿日期:2022-02-19 修回日期:2022-08-18
基金资助:*四川省科技计划项目(编号: 2021YJ0353)和国家自然科学基金项目(编号: 41272131)联合资助
摘要

重庆綦江观音桥剖面是上奥陶统观音桥层(组)的建层(组)剖面。该剖面上奥陶统和下志留统地层连续,在前人研究中被广泛提及。观音桥层是奥陶系顶部层位,含较多特征明显的赫南特贝化石,可能反映了赫南特冰期海平面下降。在前人相关文献中均提及观音桥剖面观音桥层的岩性为灰岩,但本次研究发现,对观音桥层岩石滴稀盐酸时一般起泡较微弱,显微薄片、扫描电镜、阴极发光测试均显示观音桥层白云石含量通常大于50%,呈微晶—粉晶结构,自形晶—半自形晶,方解石含量常小于15%,因此所观察到的观音桥剖面观音桥层的岩性是(灰质)白云岩。进一步分析表明: 在阴极发光下白云石不发光,方解石呈现较强的红色光; 扫描电镜测试显示白云石多为含铁白云石; 显微薄片显示白云岩中少量白云石发生去云化作用,被方解石交代; 碳、氧同位素测试显示白云石碳同位素较腕足类化石及方解石脉偏负,腕足类化石碳、氧同位素与同期海水不一致。上述分析表明观音桥层碳酸盐岩经历了较强的成岩作用影响,推测观音桥层白云石化主要发生于成岩期。这一认识与80多年来关于綦江观音桥剖面观音桥层岩性的认识不一致,对白云岩的识别有助于更深刻认识奥陶纪—志留纪界限地质事件及环境变化。

关键词: 上奥陶统; 观音桥层; 白云岩; 赫南特冰期
中图分类号:P588.24+5 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2023)01-0043-13
New lithological cognition of Guanyinqiao bed at Guanyinqiao section in Qijiang area,Chongqing,Southwest China
SHI Zhiqiang1,2, PENG Shenyuan1,2, ZHAO Ankun3, GE Yu1, LI Changhao1,2
1 Institute of Sedimentary Geology,Chengdu University of Technology,Chengdu 610059,China
2 State Key Laboratory of Oil and Gas Reservoir Geology and Exploitation,Chengdu University of Technology,Chengdu 610059,China
3 Chengdu Geological Survey Center,China Geological Survey,Chengdu 610081,China

About the first author SHI Zhiqiang,born in 1972,professor,is mainly engaged in research on sedimentology. E-mail: szqcdut@163.com.

Fund:Co-funded by Science and Tectnology Planning Project,Sichuan Province(No.2021YJ0353)and the National Natural Science Fundation of China(No.41272131)
Abstract

The Upper Ordovician Guanyinqiao bed was established based on the Guanyinqiao section located in Qijiang area,Chongqing. In this section,the successive sequence of the Upper Ordovician and Lower Silurian was well developed and widely studied. The Guanyinqiao bed belongs to the uppermost part of the Ordovician strata,with plenty of typical Hirnantia fossils developed,reflecting the decline of sea level in the Hirnantian glaciation. Previous studies believed that the lithology of Guanyinqiao bed is limestone. However,the faint bubbles occur after dripping the diluted hydrochloric acid on rocks. Thin sections,scanning electron microscope(SEM),and cathode luminescence tests show that the content of dolomite in the Guanyinqiao bed is larger than 50%,while the content of calcite is less than 15%. The dolomite shows the microcrystalline-powder crystal structure,euhedral to subhedral crystal. Therefore,the lithology of Guanyinqiao bed should be revised to lime dolostone. The dolomite is nonluminous under cathode luminescence,and calcite presents the strong red light. Most of the dolomite should be ferruginous dolomite according to the SEM tests. The observation of thin sections reveals that dedolomitization occurs for some dolomites,indicating that these dolomites were replaced by calcites. The carbon isotopes in dolomites have the larger negative anomaly compared with that of brachiopod fossils and calcite veins. Furthermore,the carbon and oxygen isotope in the brachiopod fossils is inconsistent with the sea during the same period. The above studies implied that strong dolomitization occurred for the carbonates of Guanyinqiao bed during the diagenetic stage. The results from this paper is inconsistent with the previous studies on the lithology of Guanyinqiao bed in Qijiang area. The identification of dolomite is helpful in understanding the evolution of environment and geological events during the transition interval between the Ordovician and Silurian.

Key words: Upper Ordovician; Guanyinqiao bed; dolostone; Hirnantian glaciation

奥陶系与志留系过渡地层中蕴含着冰川急剧融化、生物集群灭绝、频繁火山作用及沉积环境转折等重大地质事件的丰富信息, 从而被地质工作者广泛关注。在上扬子地区, 上奥陶统五峰组和上覆龙马溪组之间往往夹1层厚度不大(0.2~1 m)的含介壳碳酸盐岩, 这套介壳碳酸盐岩被称为观音桥层, 是沉积于奥陶纪末期(赫南特冰期)的冷水碳酸盐岩(Chen, 1984; 戎嘉余, 1984; 戎嘉余和陈旭, 1987; He et al., 2007; Zhan et al., 2010), 所含“ 赫南特贝动物群” 的多样性在全球范围内是最高的(戎嘉余, 1979; Rong et al., 2002)。虽然观音桥层厚度不大, 但分布广泛, 岩性和所含化石与上下地层区别明显, 易于识别, 因此在地表露头和井下地层划分与对比中往往以观音桥层作为重要的标志层(张琳娜等, 2016)。观音桥层的出现和结束, 代表着华南奥陶纪末重要的古地理、古环境变迁, 且与同期的生物灭绝和更替事件紧密相关, 反映着奥陶纪末期重大生物事件的区域环境背景(张琳娜等, 2016)。

尹伯传(1988)在论文中提及张鸣韶和盛莘夫于1940年在綦江观音桥(本次研究剖面)五峰组顶部发现1层厚数十厘米的“ 壳相灰岩” 并命名为观音桥组。穆恩之(1954)对扬子地区五峰组进行了详细的论述, 之后奥陶系的顶界多被置于五峰组的顶部(覃嘉铭等, 1987)。卢衍豪(1959)将五峰组顶部壳相层命名为观音桥层, 文献中关于观音桥层的称谓还有观音桥段。经过数十年的研究, 在观音桥层的化石系统古生物学、地层学、地球化学和古地理学等方面已取得一系列成果, 积累了丰富的数据资料(张琳娜等, 2016), 但关于其岩石学和矿物学的研究相对较少。自1940年以来, 前人众多的论著多将扬子地区观音桥层(或段、组)的岩性认定为灰岩, 但根据笔者近年来的研究, 在四川盆地东南缘(部), 观音桥层(含赫南特贝化石)或疑似观音桥层(未见可资鉴定的腕足类及笔石化石, 依据岩性及产出位置推测)的碳酸盐岩在露头剖面和钻井中常见白云岩, 如在石柱漆辽(Hu et al., 2022)、武隆浩口、道真平胜等剖面和丁页4井岩心(位置见图 1-A)中可见。本次研究显示綦江观音桥剖面含赫南特贝化石的观音桥层的岩性同样以白云岩为主, 这一认识与80多年来关于綦江观音桥剖面观音桥层岩性的认识不一致, 而且白云岩的识别可能有助于更深刻认识奥陶纪— 志留纪之交地质事件及环境变化。此外, 作为一种特殊类型的白云岩, 夹于黑色页岩中的富有机质白云岩被研究较少, 可能会提供新类型白云石化的信息。再者, 鉴于五峰组— 龙马溪组是四川盆地页岩气主力产层, 厘清其中的碳酸盐岩夹层的性质, 对页岩气勘探与开发亦有实际意义。

图 1 重庆綦江观音桥剖面地理位置(A)、毗邻地区地质简图(B)(简化自四川省地质局(1977)①(① 四川省地质局．1977.1:20万綦江幅区域地质调查报告.)和贵州省地质局(1977)②(② 贵州省地质局．1977.1:20万桐梓幅区域地质调查报告.))及奥陶系-志留系柱状图(C)Fig.1 Location of Guanyinqiao section (A), geological map in Qijiang and adjacent area, Chongqing (B)(simplified from Sichuan Geological Survey(1977) and Guizhou Geological Survey(1977) and stratigraphic column of the Ordovician and Silurian(C)

1 地质背景

文中所述川东南地区为包括南川、綦江及黔北地区的四川盆地东南部及东南缘地区。该地区发育完整而连续的从震旦系到侏罗系的沉积地层, 其中奥陶系— 志留系露头沿四川盆地边缘呈北东— 南西向展布(图 1-B)。

本次研究的主要剖面为綦江观音桥剖面, 其位于酒店垭背斜北西翼, 向北距观音桥村约3 km, 为五峰组— 龙马溪组基准露头剖面, 受到页岩气地质研究者广泛关注。该剖面沿满防线公路发育, 出露从中奥陶统宝塔组生屑微晶灰岩(龟裂纹灰岩)、上奥陶统临湘组瘤状灰岩、五峰组到下志留统龙马溪组暗色泥页岩的连续而完整的层序, 未见不整合面(图1-C)。观音桥剖面五峰组厚约1.5 m, 以黑色页岩为主, 顶部发育中层状碳酸盐岩, 黑色页岩中发育同生变形构造(赵明胜等, 2010)。五峰组上覆地层为龙马溪组底部黑色含笔石丰富的泥页岩, 基于笔石鉴定结果, 观音桥剖面奥陶系与志留系界限被置于观音桥层碳酸盐岩之顶界(穆恩之, 1954)。

穆恩之(1954)提及张鸣韶和盛莘夫于1941年所测观音桥剖面五峰组顶部0.4 m为深灰色含腕足类化石的石灰岩。80多年来, 关于该剖面观音桥层的著述较多, 认为其为“ 泥质灰岩” 或“ 含炭粉砂质灰岩” , 未有文献识别出其岩性实际为白云岩。观音桥剖面无机碳同位素曲线在观音桥层呈现出明显的负漂移趋势, 可能指示了观音桥层沉积环境的突然变化, 反映出在冰盛期海平面下降时大量额外的轻碳组分加入了溶解无机碳库(涂坤, 2015)。

关于扬子地区观音桥层, 前人论著极为丰富, 但对其沉积环境争议较大, 多认为这套“ 泥质灰岩” 属于浅海(或陆棚)沉积(如戎嘉余, 1984; 王传尚等, 2003; 谢尚克等, 2011; 金之钧等, 2016), 但也有学者认为观音桥层沉积于深海环境中(如肖传桃等, 1996; 徐论勋等, 2004; 高振中等, 2008; 张柏桥等, 2018)。扬子地区广泛分布的观音桥层在沉积时可能受到奥陶纪末全球海平面下降和华南区域构造运动造成基底抬升的双重影响(张琳娜等, 2016)。在全球范围内, 与观音桥层同时代的赫南特期沉积的碳酸盐和有机碳同位素均发生偏移。

赫南特阶全球碳同位素正漂移事件可能和冰期输入海水表层的营养物质陡然增加导致的高生产力有关(Brenchley et al., 1994), 而碳同位素负偏可能是海水溶解有机碳库中加入大量额外轻碳所致(涂坤, 2015)。近年来的研究显示, 成岩作用对碳同位素偏移可能也具有关键作用(Chen et al., 2017, 2020; Jones et al., 2020)。

2 露头特征及样品采集与测试

观音桥剖面位于綦江县观音桥村以南约3 km(图 1), 经纬度坐标为31° 18'7.9″N, 111° 10'45.6″E(涂坤, 2015)。该剖面位于公路边小溪处, 出露序列完整的奥陶系— 志留系过渡地层— — 黑色岩系(图 2-A至2-D)。其中观音桥层出露于公路边的悬崖处, 横向上沿溪流分布稳定, 顺层延伸性较好(图 2-D)。观音桥层中含腕足类化石的碳酸盐岩厚25~35 cm(图 2-A), 上覆约20 cm及下伏约20 cm的薄层状岩层亦以白云石矿物为主, 尽管不含腕足类化石, 本次研究依据白云岩岩性仍将其也划归观音桥层(图 2-B)。为控制同层岩性差异, 本次研究选取3个地点逐层采集观音桥层及相邻岩层的新鲜样品, 分别为A、B、C点(图 2-A至2-E), 其中A、B点之间相距约5.5 m, B、C点之间相距约35 m, 以期对观音桥层岩性特征互为验证和补充。为探讨观音桥层碳酸盐岩平面分布特征, 本次研究亦观察了附近的(位于酒店垭背斜两翼的)綦江茶坪、桐梓赵家湾及桐梓韩家店剖面(图 1-B; 图 2-G至2-I)。在野外采集测试样品的同时, 也对化石样品进行了采集、包装和照相(图 2-F)。

图 2 重庆綦江观音桥及邻近剖面奥陶系观音桥层露头特征
A, B— 观音桥剖面A点; C— 观音桥剖面B点, 白云石含量依据显微薄片估值及X衍射测试; D— 观音桥剖面宏观特征, 为B点右延约10 m处; E— 观音桥剖面C点, 白云岩层厚约35 cm; F— 观音桥剖面观音桥层(A3采样点), 见赫南特贝等腕足动物化石及方解石脉; G— 桐梓赵家湾剖面, 亦见观音桥层中层状灰质白云岩; H— 綦江茶坪剖面, 观音桥层风化较明显, 含大量腕足类化石; I— 桐梓韩家店剖面, 观音桥层厚度超过80 cmFig.2 Outcrop characteristics of the Ordovician Guanyinqiao bed in Guanyinqiao section of Qijiang area and other sections of adjacent area, Chongqing

在室内对所采集样品磨制了显微薄片, 并在茜素红染色后在成都理工大学沉积地质研究院进行了显微镜下观察、照相, 显微镜型号为日本尼康E600型高级偏光显微镜。根据镜下观察结果, 选取观音桥剖面典型样品在中国地质调查局成都地质调查中心进行了阴极发光测试, 仪器型号CL8200 MK5-2, 测试电压13 kV, 束流250 μ A。部分样品在阴极发光测试后进行茜素红染色, 进而对比观察其显微特征。根据薄片观察结果选取观音桥剖面最为典型的A3样品在成都理工大学油气藏地质及开发工程国家重点实验室进行了场发射环境扫描电子显微镜(仪器型号: Quanta250 FEG)和能谱(仪器型号: Oxford INCAx-max20)测试。

观音桥剖面碳酸盐岩碳、氧同位素测试在成都理工大学地球科学学院完成。测试过程中, 选取含赫南特贝及方解石脉的手标本(A2、A3和B3样品), 使用去离子水洗净, 用牙钻对赫南特贝、方解石脉及暗色基质部分(成分以白云石为主)分别采样并进行测试。实验仪器为Fin MAT 253同位素质谱仪, C、O同位素分析采用McCrea 正磷酸法, C、O同位素测试结果均采用PDB标准。测得的C、O同位素精度在± 0.1‰ 和± 0.2‰ , 测试时每5件样品间隔1件标样。

3 岩石学、矿物学特征
3.1 岩石宏观特征

观音桥剖面观音桥层岩石宏观上呈中、薄层状(图 2), 厚约65 cm, 灰黑色, 含有机质较为丰富。中层状的含赫南特贝等腕足类动物化石的碳酸盐岩出现于观音桥层中部, 厚25~35 cm, 横向上厚度略有变化; 腕足类化石普遍可见(图 2-A), 但其一般壳薄、分布不均、大小不一, 含量小于15%(图 2-F), 未见破碎, 显示为原地死亡后被埋藏的特点。该层之上为厚15~20 cm的碳酸盐岩, 不含腕足类动物化石, 呈薄层状(如图 2-A的A4采样点及图 2-C的B4采样点)。该层之下为薄层状碳酸盐岩(图 2-C的B2处), 厚25~30 cm, 含腕足类生屑较少或不含生屑, 本次研究亦依据岩性将之归为观音桥层。

剖面A点观音桥层由下而上可分为3段: (1)下段(第一段), 薄层状, 含腕足类化石较少, 层面见大量笔石; (2)中段(第二段), 中层状, 见丰富的腕足类化石, 层内少见笔石; (3)上段(第三段), 薄层状, 不含腕足类化石, 层面见丰富的笔石。观音桥层含方解石脉较为普遍(图 2-F), 脉宽一般为1~5 mm。观音桥层岩石基质滴稀盐酸一般微弱起泡, 局部滴酸所见起泡较为明显(推测为方解石交代所致的去云化较为强烈的部分), 但腕足化石及方解石脉遇稀盐酸剧烈起泡, 显示其主要成分为方解石。

3.2 薄片显微特征

据显微薄片估算, 观音桥剖面观音桥层白云石含量为45%~82%(部分样品的白云石含量经X衍射测试验证), 余为黏土矿物、有机质、石英、长石、云母等陆源矿物碎屑(图 3-A, 3-B)。含赫南特贝化石的观音桥层中段的白云石含量普遍大于55%(图 3), 个别样品(如样品A3)的白云石含量大于80%(图 3-D)。尽管观音桥层中段宏观上可见腕足类化石, 但其多为薄壳、分布不均, 占岩石体积小, 在显微薄片中可见腕足类等动物化石(图 3-F, 3-G, 3-I)主要成分为方解石。在化石含量最多的B3样品中(图 3-F, 3-G), 生屑含量仍小于10%, 显示方解石质生屑并不是岩石的最主要成分。 在生屑的生物格架孔中可见充填的白云石晶体(图 3-F, 3-G, 3-I), 生屑有白云石化现象(图 3-F, 3-G)。观音桥层上段和下段的薄层状不含(或少含)腕足类化石的碳酸盐岩白云石含量略有下降(图 2-B), 为45%~52%。对于个别白云石含量小于50%的样品(如样品A-4), 其陆源碎屑、有机质、黏土矿物及方解石含量均远小于白云石, 本次研究仍将之归为白云岩。

图 3 重庆綦江观音桥剖面观音桥层典型白云岩显微特征
A, B— 白云岩中见方解石不完全交代的白云石(蓝色箭头所指)及白云母(绿色箭头所指)、长石(红色箭头所指)等陆源碎屑, 样品A2, A为单偏光, B为正交偏光; C— 白云岩中白云石含量较高, 见方解石完全交代的白云石假晶(箭头所指), 样品A3, 单偏光; D— 白云岩中白云石含量大于80%, 晶径呈双峰态结构, 含12%± 方解石成分(茜素红染为红色), 样品A3, 单偏光; E— 泥质白云岩中见方解石不完全交代的白云石现象(箭头所指), 样品A3-1, 单偏光; F, G— 白云岩中见腕足类动物化石, 白云岩中方解石质生屑局部被白云石交代(箭头所指), 样品B3, 单偏光; H— 白云石呈微晶— 粉晶双峰态结构, 粉晶白云石自形晶, 具环带(箭头所指), 样品C3, 单偏光; I— 白云岩中见生屑(紫色箭头所指)中沉淀粉晶白云石(蓝色箭头所指), 样品C2, 单偏光Fig.3 Microscopic features of typical dolostones of the Guanyinqiao bed in Guanyinqiao section of Qijiang area, Chongqing

观音桥层白云石普遍呈自形— 半自形晶, 微— 粉晶结构, 晶体直径一般为0.02~0.1 mm(图 3), 少数直径大于0.1 mm, 晶体直径具微晶— 粉晶双峰态结构(图 3-D, 3-H)。粉晶白云石常集中分布于某一区域(图 3-I), 少量白云石晶体见雾心亮边或具环带(如图 3-H)。白云岩普遍发生去云化作用(图 3-A至3-E), 反映白云石晶体被方解石不完全交代现象普遍发育。在未见生屑的白云岩中, (次生)方解石的含量一般为10%~15%(图 3-A至3-D)。观音桥层白云岩中陆源碎屑含量一般小于15%, 多为粉砂级颗粒, 少部分粒径大于0.05 mm(图3-A, 3-B)。需说明的是, 白云岩中的粉砂— 细砂结构陆源碎屑全部为矿物碎屑, 以长石和白云母最为常见, 石英次之, 矿物晶形较完整。根据显微薄片中的白云石含量, 上覆龙马溪组底部厚约60 cm地层(图 2-A, 2-B中样品A5-A8)为含白云石泥页岩, 白云石含量为5%~25%(图 2-B), 呈向上递减的趋势。再向上(样品A9, A10), 白云石含量低于5%。

3.3 阴极发光特征

在所测试的观音桥剖面白云岩样品(如A2、A3和B3)中, 白云石阴极发光性极弱, 一般呈不发光的暗色(图 4-B, 4-D, 4-F, 4-I), 但长石等陆源碎屑发光性较强(图 4-I)。方解石质生屑一般发较强红色光, 亦间生屑中的不发光的条纹(被茜素红染色), 但被白云石交代部分不发光(图 4-F, 4-G)。值得注意的是, 被方解石交代的白云石一般发弱的红光(图 4-F, 4-G), 类似的现象亦见于生屑内的自形晶方解石(图 4-C, 4-D), 疑为白云石被方解石完全交代所致, 其Fe、Mn元素含量不同于未被白云石交代的方解石(组成腕足类化石的矿物)。

图 4 重庆綦江观音桥剖面观音桥层典型白云岩阴极发光特征
A, B— 白云岩中白云石发光性弱, 样品A2, A为正交偏光, B为阴极发光; C, D— 白云岩中白云石细晶(绿色箭头所指)发光性弱, 腕足类生屑发较强红色光, 相对较暗的红色光自形晶粉晶(红色箭头所指)疑为白云石发生去白云化作用所致, 样品A2, C为正交偏光, D为阴极发光; E, F, G— 白云岩中白云石在阴极发光下呈暗色(绿色箭头所指), 腕足类生屑发较强红色光, 方解石交代的白云石发相对较暗的红色光(红色箭头所指), 样品A2, E为正交偏光, F为阴极发光, G为同一视域茜素红染色效果(单偏光); H, I— 白云岩中白云石发光性弱, 长石发红色光(蓝色箭头所指), 样品B3, H为正交偏光, I为阴极发光Fig.4 Cathode luminescence features of typical dolostones of the Guanyinqiao bed in Guanyinqiao section of Qijiang area, Chongqing

3.4 扫描电镜特征

主要对观音桥剖面样品进行了SEM测试, 验证了其具有较高的白云石含量(图 5-A至5-D)。能谱分析显示了含铁白云石的元素特征(图 5-E, 5-F), 亦见黏土矿物及长石等碎屑颗粒(图 5-D, 5-G)。典型的白云石直径一般为20~60 μ m, 自形晶为主, 晶体断面上发育明显的解理(图 5-A至5-D)。偶见白云石的晶内溶孔, 溶孔大小不一, 有孔径小于1 μ m的微孔, 也有大于20 μ m的溶孔。偶见与莓球状黄铁矿共生的自形晶白云石, 莓球状黄铁矿可在白云石边缘发育, 使得白云石晶体外边缘不平整(图 5-C), 亦见白云石内的莓球状黄铁矿结核, 显示白云石的结晶可能晚于莓球状黄铁矿的形成。黄铁矿莓球状结核直径5~7 μ m, 其中的黄铁矿晶体直径小于1 μ m, 与有机质(或微生物薄膜)共生或被其包绕, 反映着沉积时有机质(或微生物)含量较高的还原性沉积环境。根据15个样品能谱分析结果, 白云石(C、O、Mg、Ca、Fe含量之和为100%)普遍含铁, 铁元素的原子百分含量分布区间为0.90%~2.35%, 平均1.75%, 相应的镁元素的原子百分含量平均为7.16%(值区间6.31%~7.67%), 镁、铁平均含量的比值约为 4:1, 显示观音桥层白云岩中含铁白云石极为普遍。

图 5 重庆綦江观音桥剖面观音桥层典型白云岩(样品A3)扫描电镜及能谱特征
A-D— 扫描电镜下见白云岩内含铁白云石普遍发育, Dol-白云石, Py-莓球状黄铁矿, Fs-长石; E-G— 白云石(E、F)及长石(G)谱图, 其相应打点位置见于B, DFig.5 Dolostone characteristics indicated with SEM and energy spectrum analysis of Sample A3 of the Guanyinqiao bed in Guanyinqiao section of Qijiang area, Chongqing

4 碳、氧同位素特征

所测试的观音桥剖面观音桥层不同组分碳酸盐的碳、氧同位素值如表 1和图 6所示。

表 1 重庆綦江观音桥剖面观音桥层碳、氧同位素测试结果 Table 1 Results for carbon and oxygen isotopes of the Guan-yinqiao bed in Guanyinqiao section of Qijiang area, Chongqing

图 6 重庆綦江观音桥剖面观音桥层碳、氧同位素值分布特征Fig.6 δ 13C and δ 18O values of the Guanyinqiao bed in Guanyinqiao section of Qijiang area, Chongqing

测试结果显示, 赫南特贝化石的碳同位素(平均值为2.28‰ )较白云石(平均值-0.61‰ )和方解石脉(平均值0.54‰ )更为趋正, 方解石脉氧同位素更为趋负(平均值-10.49‰ ), 以白云石为主要成分的岩石基质的碳同位素更为趋负(表 1)、氧同位素值是最大的(平均值-7.62‰ )。奥陶纪海水的 δ 18O 值为-6.6‰ ~-4.0‰ , δ 13C为-2.0‰ ~-0.5‰ (Popp et al., 1986; Lohmann and Walker, 1989), 与白云石碳、氧同位素值更为接近。由此看, 白云石的碳、氧同位素保留了更多原始海水的信息, 而腕足类化石受成岩作用影响较大, 其与方解石脉类似的更趋负的氧同位素值显示着开放环境下, 成岩环境地层水或喜马拉雅期暴露环境下大气水作用于腕足动物化石及方解石脉, 造成了岩石中方解石氧同位素的负偏趋势。

相比白云石碳同位素值, 腕足类化石趋正的碳同位素值(表 1)与奥陶纪海水也差异较大, 显示其不能反映沉积水体信息。测试时所选白云岩的基质部分以白云石为主, 而观音桥层白云石有被方解石交代现象(图 3-A, 3-C, 3-E), 造成基质部分(白云石为主)碳同位素值变化区间较大, 鉴于方解石脉和赫南特贝的δ 13C值趋正, 推测未发生去云化作用的白云石较多是轻碳含量更高、 δ 13C值更为偏负。

5 讨论
5.1 对观音桥层岩性认识有偏差的原因分析

本次研究所涉及的观音桥剖面与前人文献中观音桥层出露地点一致。关于岩性认识有差异的原因可能是: (1)观音桥层岩性被长期误解为灰岩。本次研究发现白云岩中白云石矿物发生程度不一的方解石交代现象(去白云石化作用), 从而致使岩石滴稀盐酸起泡, 其中白云岩去云化较弱者起泡微弱, 局部去云化强烈则起泡较多, 而方解石脉和方解石质腕足动物化石滴酸时起泡剧烈。观音桥层白云石的去云化现象, 在观音桥剖面附近的綦江茶坪(图 2-H)、桐梓韩家店(图 2-I)等剖面显示得更为明显, 很多白云石几近被方解石完全交代(图 7-B, 7-D)。前人研究多关注观音桥剖面观音桥层古生物学及地球化学研究, 岩石学和矿物学研究(特别是微观尺度)相对匮乏, 使得对观音桥层碳酸盐岩岩性的认识较为模糊, 这些综合因素可能是观音桥层岩性被误解的原因所在。(2)另一种可能是前人所述观音桥层灰岩是同一剖面的不同地点, 本次研究在剖面3个地点采集的岩样均显示其岩性为灰质白云岩, 剖面附近的桐梓赵家湾剖面也显示为白云岩(图 2-G; 图 7-A), 表明白云岩在研究区普遍存在, 所以认为这种可能性较低。

图 7 重庆綦江观音桥附近剖面观音桥层典型白云岩显微特征
A— 桐梓赵家湾剖面, 观音桥层, 白云岩中见具环带的粉晶白云石(蓝色箭头所指)和生屑(紫色箭头所指), 单偏光; B— 綦江茶坪剖面, 观音桥层, 白云石被方解石交代剧烈, 仅残余核心部分的白云石成分, 单偏光, 薄片经茜素红染色; C, D— 桐梓韩家店剖面, 白云岩中白云石普遍被方解石强烈交代(箭头所指), 单偏光, 薄片经茜素红染色Fig.7 Microscopic features of typical dolostones of the Guanyinqiao bed in adjacent areas of Guanyinqiao section of Qijiang area, Chongqing

已有的研究还未能阐明白云岩发生去云化作用的时代。五峰组下伏地层为临湘组“ 瘤状” 灰岩及宝塔组“ 龟裂纹” 灰岩, 在成岩后生期压溶作用下可释放钙离子及碳酸根离子, 考虑到五峰组被碳酸盐矿物胶结较弱, 而观音桥层普遍可见方解石脉(图 2-F), 推测从下伏中奥陶统而来的钙离子及碳酸根离子因构造裂缝上移至观音桥层致使白云石发生方解石交代作用, 是去云化作用广泛发生的合理解释。但目前也不能排除上覆龙马溪组及下伏五峰组泥质岩在压实作用下释放钙离子及碳酸根离子造成观音桥层白云岩发生去云化的可能。

5.2 观音桥层白云石化机理分析

缺氧环境下的白云石化广泛发育在前寒武系白云岩中(如Shuster et al., 2018; Wood et al., 2018), Vasconcelos和McKenzie(1997)最早提出的硫酸盐还原细菌沉淀白云石的微生物白云岩模式也发生于巴西拉戈阿韦梅利亚潟湖缺氧的湖泥沙浑浊层表面, 较多的白云石微生物有机成因模式也发生在缺氧环境(李波等, 2010; 由雪莲等, 2011)。这种发育在缺氧环境沉积的黑色页岩中的白云岩或许与观音桥层白云岩有相似之处, 但目前的证据还不足以用微生物模式解释观音桥层白云石的成因。考虑到研究剖面白云石的碳、氧同位素值(表 1)接近于同期海水, 目前也不能排除微生物白云石成因的可能性。观音桥层白云石常具双峰态粒径结构, 晶径相对较粗的粉晶白云石直径大于50 μ m, 如果缺氧环境微生物对白云石的形成起到了作用, 推测可能只是在同生期形成了(亚稳定状态的)高镁方解石和无序白云石结晶, 在进一步的成岩演化过程中白云石向有序化演化并发生重结晶, 形成更大晶体(粉晶为主)的含铁白云石。

在观音桥层白云岩中, 莓球状黄铁矿在白云石矿物的边缘或内部发育, 可见白云石边缘及内部黄铁矿结核印模显示的晶体痕迹(图 5-C), 显示黄铁矿并非沉淀于白云石溶蚀孔内, 而是白云石晶体生长包绕了已经形成的黄铁矿结核, 即白云石的结晶可能晚于莓球状黄铁矿的形成。学者一般认为莓球状黄铁矿形成于同生期(如Wilkin et al., 1996; Passier et al., 1997), 若如此则观音桥层白云石的沉淀很可能发生于成岩期。此外, 在沉积岩中, 铁白云石常见于湖泊热水沉积中(郑荣才等, 2003; 柳益群等, 2010; 张雪飞等, 2015), 也可形成于成岩期(Bojanowski, 2014; 张军涛等, 2017), 前者常与富有机质泥岩共生。在白云石中, 当铁含量较高, 但又未替代半数镁的位置时, 称为含铁白云石(由雪莲等, 2018)。目前关于沉积岩中含铁白云石的研究较为少见, 松科1井嫩江组发育湖相含铁白云石组成的白云岩, 在白云岩与泥岩互层的下部发育油页岩(高翔等, 2010), XRD和电子探针测试显示嫩江组较富钙的、低有序度的含铁白云石可能形成于结晶速度较快、不稳定的成岩环境中(高翔等, 2010)。

近期团簇同位素的研究显示石柱漆辽剖面观音桥层(图 7-D)白云石形成的平均温度为87 ℃, 对应2500~3000 m的成岩埋深(Hu et al., 2022)。漆辽剖面白云岩在外观形态及矿物特征方面与观音桥剖面白云岩较为相似, SEM分析显示的白云石铁含量较为类似, 二者碳、氧同位素值也较为类似(观音桥剖面更接近于奥陶纪海水信息), 因此本次研究推测二者可能有相似的白云石形成过程。

5.3 观音桥层白云岩对碳同位素变化的启示

观音桥层白云岩不仅出现于在川东、川东南地区的多个剖面(图 1), 在宜昌王家湾、黄花场剖面及附近钻井(宜黄1井)岩心中, 亦有观音桥层介壳层中含一定量白云石或直接为白云岩(宜黄1井)的报道(于深洋, 2017), 显示着观音桥层的白云石化作用是极为普遍的现象, 但目前针对观音桥层白云岩的研究较为薄弱。

赫南特阶记录了一次急剧的全球碳循环扰动事件, 在世界各地多个剖面表现为 δ13Corg和 δ13Ccarb曲线的正漂移, 正偏幅度从3‰ 到8‰ 不等(Brenchley et al., 1994; Bergstroem et al., 2006; 涂坤, 2015), 但 δ13Ccarb曲线总体在观音桥剖面观音桥层表现出负偏的趋势, 负偏幅度2.13‰ (涂坤, 2015)。从表 1和图 6来看, 相比腕足类化石和方解石脉, 白云石碳同位素明显趋负, 本次研究趋向于认为观音桥剖面观音桥层碳同位素的负偏与白云石化作用密切相关。值得注意的是, 观音桥层碳同位素负偏移广泛存在于扬子地区的剖面中, 可能和成岩期上覆及下伏黑色页岩排出轻碳有关(Chen et al., 2017), 压实作用驱动的流体垂向迁移起到关键作用(Chen et al., 2017, 2020)。笔者推测这一过程可能会引起观音桥层不同程度的白云石化, 二者在时间上有匹配关系, 成岩期压实作用在驱动碳元素迁移的同时, 也驱动着Mg2+离子向观音桥层集中, 从而引发(局部?)强烈的白云石化。目前尚不清楚驱动碳酸根离子和镁离子向观音桥层汇聚的动力来自哪里, 也不清楚观音桥层碳同位素的负偏多大程度上和白云石化有关。鉴于观音桥层存在白云石及多种成因的方解石(去云化白云石、腕足类化石及方解石脉)成分, 不同碳酸盐成分的无机碳同位素存在差异(表 1), 因此在对观音桥层 δ13Ccarb进行测试时需尽可能区分白云石和几种来源的方解石, 这样才能得出科学的研究结论。

6 结论

1)依据薄片分析、阴极发光和扫描电镜测试, 识别出重庆綦江观音桥剖面观音桥层的岩性是白云岩, 显微薄片显示观音桥层白云岩中少量白云石发生去云化作用。岩石学、矿物学研究的匮乏, 以及去云化作用、方解石脉及腕足动物化石的存在使岩石滴酸起泡, 可能是观音桥剖面观音桥层岩性被长期误解为灰岩的原因。

2)观音桥剖面观音桥层白云岩中白云石呈微晶— 粉晶结构, 自形晶— 半自形晶, 含量一般大于50%, 在阴极发光下白云石不发光, 扫描电镜测试显示白云石多为含铁白云石。相比腕足类动物化石, 白云石的碳同位素趋向于偏负, 而腕足类化石碳、氧同位素与同期海水差异较大, 显示着其经历了较强的成岩作用。

致谢 参加野外工作的还有温龙彬、张翔、乔丹等。感谢油气藏地质及开发工程国家重点实验室冯明石在扫描电镜测试方面的帮助, 感谢中国地质调查局成都地质调查中心实验室杨颖在阴极发光测试时的帮助。感谢评审专家的意见和建议。

(责任编辑 张西娟; 英文审校 刘贺娟)

参考文献
[1] 高翔, 王平康, 李秋英, 王成善, 高远. 2010. 松科1井嫩江组湖相含铁白云石的准确定名和矿物学特征. 岩石矿物学杂志, 29(2): 213-218.
[Gao X, Wang P K, Li Q Y, Wang C S, Gao Y. 2010. The precise naming and mineralogical characteristics of ferruginous lacustrine dolomite in Well CCSD-SK. Acta Petrological et Mineralogica, 29(2): 213-218] [文内引用:2]
[2] 高振中, 何幼斌, 李罗照, 卿崇文, 肖明国, 程四洪, 张文成, 刘伟伟. 2008. 中国南方上奥陶统五峰组观音桥段成因讨论: 是“浅水介壳相”还是深水异地沉积?. 古地理学报, 10(5): 487-494.
[Gao Z Z, He Y B, Luo L Z, Qing C W, Xiao M G, Cheng S H, Zhang W C, Liu W W. 2008. Genesis of the Guanyinqiao Member of Upper Ordovician Wufeng Formation in southern China: “shallow water shelly facies”or deep-water allogenic deposition? Journal of Palaeogeography(Chinese Edition), 10(5): 487-494] [文内引用:1]
[3] 金之钧, 胡宗全, 高波, 赵建华. 2016. 川东南地区五峰组—龙马溪组页岩气富集与高产控制因素. 地学前缘, 23(1): 1-10.
[Jin Z J, Hu Z Q, Gao B, Zhao J H. 2016. Controlling factors on the enrichment and high productivity of shale gas in the Wufeng-Longmaxi Formations, southeastern Sichuan Basin. Earth Science Frontiers, 23(1): 1-10] [文内引用:1]
[4] 李波, 颜佳新, 刘喜停, 薛武强. 2010. 白云岩有机成因模式: 机制、进展与意义. 古地理学报, 12(6): 699-710.
[Li B, Yan J X, Liu X T, Xue W Q. 2010. The organogenic dolomite model: mechanism, progress and significance. Journal of Palaeogeography(Chinese Edition), 12(6): 699-710] [文内引用:1]
[5] 柳益群, 李红, 朱玉双, 胡亭, 傅国斌, 刘洪福, 周小虎, 郑朝阳, 樊婷婷. 2010. 白云岩成因探讨: 新疆三塘湖盆地发现二叠系湖相喷流型热水白云岩. 沉积学报, 28(5): 861-867.
[Liu Y Q, Li H, Zhu Y S, Hu T, Fu G B, Liu H F, Zhou X H, Zheng C Y, Fan T T. 2010. Permian lacustrine eruptive hydrothermal dolomites, Santanghu Basin, Xinjiang Province. Acta Sedimentologica Sinica, 28(5): 861-867] [文内引用:1]
[6] 卢衍豪. 1959. 中国南部奥陶纪地层分类和对比. 北京: 地质出版社, 1-113.
[Lu Y H. 1959. Subdivision and Correlation of the Ordovician Rocks of Southern China. Beijing: Geological Publishing House, 1-113] [文内引用:1]
[7] 穆恩之. 1954. 论五峰页岩. 古生物学报, 2(2): 153-170.
[Mu E Z. 1954. The graptolite shale. Acta Palaeontologica Sinica, 2(2): 153-170] [文内引用:3]
[8] 覃嘉铭, 徐永生, 尹国师. 1987. 四川省綦江县观音桥奥陶—志留系界线时限的研究. 中国区域地质, (3): 257-262.
[Qin J M, Xu Y S, Yin G S. 1987. Study of the age of the Ordovician-Silurian Boundary in Guanyinqiao, Qijiang, Sichuan. Regional Geology of China, (3): 257-262] [文内引用:1]
[9] 戎嘉余. 1979. 中国的赫南特贝动物群( Hirnatia fauna)并论奥陶系与志留系的分界. 地层学杂志, 3(1): 1-29.
[Rong J Y. 1979. The Hirnantia fauna of China with the comments on the Ordovician-Silurian boundary. Journal of Stratigraphy, 3(1): 1-29] [文内引用:1]
[10] 戎嘉余. 1984. 上扬子区晚奥陶世海退的生态地层证据与冰川活动影响. 地层学杂质, 8(1): 19-29.
[Rong J Y. 1984. Ecostratigraphic evidence of the Upper Ordovician regressive sequences and the effect of glaciation. Journal of Stratigraphy, 8(1): 19-29] [文内引用:2]
[11] 戎嘉余, 陈旭. 1987. 华南晚奥陶世的动物群分异及生物相、岩相分布模式. 古生物学报, 26: 507-535.
[Rong J Y, Chen X. 1987. Faunal differentiation, biofacies and lithofacies pattern of Late Ordovician(Ashgillian)in South China(in Chinese). Acta Palaeontologica Sinica, 26: 507-535] [文内引用:1]
[12] 涂珅. 2015. 中上扬子区奧陶—志留之交无机碳同位素负漂移事件及其成因探讨. 中国地质大学硕士学位论文.
[Tu K. 2015. The preliminary interpretation of the negative excursion event of inorganic carbon isotopes and the mechanism across the Ordovician-Silurian boundary in the Middle and Upper Yangtze Region. Masteral dissertation of China University of Geoscience] [文内引用:5]
[13] 王传尚, 汪啸风, 陈孝红, 李志宏. 2003. 奥陶纪末期层序地层学研究. 地球科学, 28(1): 6-10.
[Wang C S, Wang X F, Chen X H, Li Z H. 2011. Study of sequence stratigraphy at terminal of Ordovician. Earth Science, 28(1): 6-10] [文内引用:1]
[14] 于深洋. 2017. 华南板块上扬子区奥陶纪—志留纪之交的岩相古地理. 中国科学院大学博士学位论文.
[Yu S Y. 2017. Lithofacies palaeogeography through the Ordovician and Silurian transition in Upper Yangtze Platform, South China Block. Doctoral dissertation of University of Chinese Academy of Sciences] [文内引用:1]
[15] 肖传桃, 姜衍文, 朱忠德, 李艺斌, 潘云唐. 1996. 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. 高校地质学报, 2(3): 339-347.
[Xiao C T, Jiang Y W, Zhu Z D, Li Y B, Pan Y T. 1996. A study on Ordovician sequence stratigraphy in Yichang District, Hubei Province and sedimentary environment of the Wufeng Formation in Yangtze area. Geological Journal of China Universities, 2(3): 339-347] [文内引用:1]
[16] 谢尚克, 汪正江, 王剑. 2011. 黔东北地区晚奥陶世岩相古地理. 古地理学报, 13(5): 539-549.
[Xie S K, Wang Z J, Wang J. 2011. Lithofacies palaeogeography of the Late Ordovician in northeastern Guizhou Province. Journal of Palaeogeography(Chinese Edition), 13(5): 539-549] [文内引用:1]
[17] 徐论勋, 肖传桃, 龚文平, 何幼斌. 2004. 论扬子地区上奥陶统五峰组观音桥段的深海成因. 地质学报, 78(6): 726-732.
[Xu L X, Xiao C T, Gong W P, He Y B. 2004. A study on the deep-sea sediment of the Guanyinqiao Member of the Upper Ordovician Wufeng Formation in the Yangtze area. Acta Geologica Sinica, 78(6): 726-732] [文内引用:1]
[18] 由雪莲, 孙枢, 朱井泉, 刘玲, 何凯. 2011. 微生物白云岩模式研究进展. 地学前缘, 18(4): 52-64.
[You X L, Sun S, Zhu J Q, Liu L, He K. 2011. Progress in the study of microbial dolomite model. Earth Science Frontiers, 18(4): 52-64] [文内引用:1]
[19] 由雪莲, 贾文强, 徐帆, 刘仪. 2018. 铁白云石矿物学特征及原生次生成因机制. 地球科学, 43(1): 4046-4055.
[You X L, Jia W Q, Xu F, Liu Y. 2018. Mineralogical characteristics of ankerite and mechanisms of primary and secondary origins. Earth Science, 43(1): 4046-4055] [文内引用:1]
[20] 尹伯传. 1988. 扬子区晩奥陶世到早志留世海洋生物群的阶段性更替及观音桥组的时代, 江汉石油学院学报, 10(1): 32-37.
[Yin B C. 1988. A Phasic Alternation of Marine Biota from late Ordovician to Early Silurian and the Geological age of the Guanyinqiao Formation. Journal of Jianghan Petroleum Institute, 10(1): 32-37] [文内引用:1]
[21] 张柏桥, 孟志勇, 刘莉, 李凯, 刘超, 舒志恒. 2018. 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. 石油实验地质, 40(1): 30-37, 43.
[Zhang B Q, Meng Z Y, Liu L, Li K, Liu C, Shu Z H. 2018. Significance of shale gas genesis to the development of Guanyinqiao Member, Wufeng Formation, Fuling area, Sichuan Basin. Petroleum Geology & Experiment, 40(1): 30-37, 43] [文内引用:1]
[22] 张军涛, 何治亮, 岳小娟, 孙宜朴, 金晓辉, 陈霞. 2017. 鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组五段富铁白云石成因. 石油与天然气地质, 38(4): 776-783.
[Sun J T, He Z L, Yue X J, Sun Y P, Jin X H, Chen X. 2017. Genesis of iron-rich dolostones in the 5th member of the Majiagou Formation of the Ordovician in Ordos Basin. Oil & Gas Geology, 38(4): 776-783] [文内引用:1]
[23] 张琳娜, 樊隽轩, 陈清. 2016. 华南上奥陶统观音桥层的空间分布和古地理重建. 科学通报, 61(18): 2053-2063.
[Zhang L N, Fan J X, Chen Q. 2016. Geographic distribution and palaeogeographic reconstruction of the Upper Ordovician Kuanyinchiao Bed in South China. Chinese Science Bulletin, 61(18): 2053-2063] [文内引用:4]
[24] 张雪飞, 郑绵平, 陈文西, 叶传永, 雒洋冰, 孔维刚. 2015. 可可西里盆地东部五道梁群热水湖相成因新认识. 地球学报, 36(4): 507-512.
[Zhang X F, Zheng M P, Chen W X, Ye C Y, Luo Y B, Kong W G. 2015. Some new opinions concerning the genesis of the lacustrine hydrothermal deposits in Wudaoliang Group, eastern Hoh Xil Basin. Acta Geoscientica Sinica, 36(4): 507-512] [文内引用:1]
[25] 赵明胜, 王约, 陈洪德, 尹海鉴. 2010. 渝南—黔北奥陶系五峰组的同生变形构造及其地质意义. 地质论评, 56(2): 174-179.
[Zhao M S, Wang Y, Chen H D, Yin H J, Hou M C. 2010. Contemporaneous deformed structures in Ordovician Wufeng Formation in southern Chongqing and northern Guizhou and its geological significances. Geological Review, 56(2): 174-179] [文内引用:1]
[26] 郑荣才, 王成善, 朱利东, 刘红军, 方国玉, 杜文博, 王崇孝, 汪满福. 2003. 酒西盆地首例湖相“白烟型”喷流岩—热水沉积白云岩的发现及其意义. 成都理工大学学报(自然科学版), 30(1): 1-8.
[Zheng R C, Wang C S, Zhu L D, Liu H J, Fang G Y, Du W B, Wang C X, Wang M F. 2003. Discovery of the first example of “White Smoke Type” of Exhalative Rock(Hydrothermal Sedimentary Dolostone)in Jiuxi Basin and its significance. Journal of Chengdu University of Technology(Science & Technology Edition), 30(1): 1-8] [文内引用:1]
[27] Bergstroem S M, Saltzman M M, Schmitz B. 2006. First Record of the Hirnantian(Upper Ordovician) δ13C excursion in the North American Midcontinent and its regional implications. Geological Magazine, 143(5): 657-678. [文内引用:1]
[28] Bojanowski M J. 2014. Authigenic dolomites in the Eocene-Oligocene organic carbon-rich shales from the Polish Outer Carpathians: evidence of past gas production and possible gas hydrate formation in the Silesian Basin. Marine and Petroleum Geology, 51: 117-135. [文内引用:1]
[29] Brenchley P J, Marshall J D, Carden G A F, Robertson D B R, Long D G F, Meidla T, Hints L, Anderson T F. 1994. Bathymetric and isotopic evidence for a short-lived Late Ordovician glaciation in a greenhouse period. Geology, 22: 295-298. [文内引用:2]
[30] Chen C, Wang J S, Algeo J T, Wang Z, Tu S, Wang G Z, Yang J X. 2017. Negative δ13Ccarb shifts in Upper Ordovician(Hirnantian)Guanyinqiao Bed of South China linked to diagenetic carbon fluxes. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 487: 430-446. [文内引用:3]
[31] Chen C, Wang J S, Algeo T J, Chen X H, Wang Z, Ma X C, Cen Y, Zhao J. 2020. New evidence for compaction-driven vertical fluid migration into the Upper Ordovician(Hirnantian)Guanyinqiao bed of south China. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 550: 109746. [文内引用:2]
[32] Chen X. 1984. Influence of the Late Ordovician glaciation on basin configuration of the Yangtze Platform in China. Lethaia, 17(1): 51-59. [文内引用:1]
[33] He X Y, Chen J Q, Xiao J Y. 2007. Combination features, paleobiogeographic affinity and mass extinction of the latest Ordovician(Hirnantian)rugosan fauna from northern Guizhou, China. Acta Geologica Sinca, 81(1): 23-41. [文内引用:1]
[34] Hu X L, Müller I A, Zhao A K, Ziegler M, Chen Q, Han L, Shi Z Q. 2022. Clumped isotope thermometry reveals diagenetic origin of the dolomite layer within late Ordovician black shale of the Guanyinqiao Bed(SW China). Chemical Geology, 588: 1-14. [文内引用:2]
[35] Jones D S, Brothers R W, Ahm A-S C, Slater N, Higgins J, Fike D A. 2020. Sea level, carbonate mineralogy, and early diagenesis controlled δ13C records in Upper Ordovician carbonates. Geology, 48: 194-199. [文内引用:1]
[36] Lohmann K C, Walker J C G. 1989. The δ18O record of Phanerozoic abiotic marine calcite cements. Geophysical Research Letters, 16(4): 319-322. [文内引用:1]
[37] Passier H F, Middelburg J J, De Lange G J, Bottcher M E. 1997. Pyrite contents, microtextures, and sulfur isotopes in relation to formation of the youngest eastern mediterranean sapropel. Geology, 25(6): 519-522. [文内引用:1]
[38] Popp B N, Anderson T F, Sand berg P A. 1986. Brachiopods as indicators of original isotopic compositions in some Paleozoic limestones. GSA Bulletin, 97(10): 1262-1269. [文内引用:1]
[39] Rong J Y, Chen X, Happer D A T. 2002. The latest Ordovician Hirnantia Fauna(Brachiopoda)in time and space. Lethaia, 35: 231-249. [文内引用:1]
[40] Shuster A M, Wallace W M, Hood S A, Jiang G Q. 2018. The Tonian Beck Spring Dolomite: marine dolomitization in a shallow, anoxic sea. Sedimentary Geology, 368: 83-104. [文内引用:1]
[41] Vasconcelos C, McKenzie J A. 1997. Microbial mediation of modern dolomite precipitation and diagenesis under anoxic conditions(Lagoa Vermelha, Riode Janeiro, Brazil). Journal of Sedimentary Research, 67(3): 378-390. [文内引用:1]
[42] Wilkin R T, Barnes H L, Brantley S L. 1996. The size distribution of framboidal pyrite in modern sediments: an indicator of redox conditions. Geochimica et Cosmochimica Acta, 60(20): 3897-3912. [文内引用:1]
[43] Wood R, Bowyer F, Penny A, Poulton S W. 2018. Did anoxia terminate Ediacaran benthic communities?evidence from early diagenesis. Precambrian Research, 313: 134-147. [文内引用:1]
[44] Zhan R B, Liu J B, Percival I G, Jin J S, Li G P. 2010. Biodiversification of Late Ordovician Hirnantia fauna on the Upper Yangtze Platform, South China. Science China: Earth Sciences, 53(12): 1800-1810. [文内引用:1]