$* + $dº è km6 c ß,x ¦!:2Ï 10 l ² :-è0j -...

2019 年 4 月地层学杂志第 43 卷第 2 期 Apr.，2019 JOURNAL OF STRATIGRAPHY Vol.43 No.2

① 国家自然科学基金会(41221001; 41290360; 41330101; 41472090)共同资助。

文稿接受日期: 2018-12-27; 修改稿收到日期: 2019-04-04。

第一作者简介: 教授, 博士生导师, 从事沉积学和地层学研究工作; e-mail: [email protected]

湖南桃源瓦尔岗剖面层序地层框架下的寒武系

第 10 阶旋回地层学研究①

梅冥相 1) 王龙 1) 李屹尧 1) 彭善池 2) 朱学剑 2) 左景勋 3) 1) 中国地质大学（北京）地球科学与资源学院, 北京 100083;

2) 现代古生物学和地层学国家重点实验室中国科学院南京地质古生物研究所江苏南京 210008;

3) 河南省地质调查院河南郑州 450001

摘要: 很多地层学与沉积学特征, 如显生宙较高的海平面位置以及最高的大气圈二氧化碳含量、全球性温暖

的气候(温室效应条件)、后生动物骨骼生物礁的贫乏、三叶虫的主导性、典型的方解石海、SPICE 碳同位素事

件所代表的大洋缺氧事件和大气圈增氧事件, 将寒武纪芙蓉世特征化。经过多年的努力, 一个全新的芙蓉统年

代地层格架已经得到了系统的确立, 芙蓉统可以进一步划分为排碧阶、江山阶和没有得到最后定义的第 10 阶。

湖南桃源县瓦尔岗剖面, 以丰富的斜坡相三叶虫的发育著称, 是全球寒武系芙蓉统第 10 阶底界 GSSP 的候选剖

面。为了配合第 10 阶层型剖面的年代地层学研究, 在层序地层学框架内, 对该剖面第 10 期地层为主的地层序

列进行了较为系统的旋回地层学研究。基于基本的岩相和沉积相的观察与研究, 将该剖面沈家湾组中主要归为

第 10 期的大部分地层归为一个三级沉积层序, 并进一步划分为两个四级海平面变化层序; 该三级沉积层序大

致包含 48 个准层序级别的六级米级旋回, 这些米级旋回常常 4 个一组构成五级旋回(准层序组)而表现出明显的

沉积旋回的 1∶4 的叠加样式, 成为较为典型的米兰柯维奇旋回属性而可以作为代表性的“定时器”。结果表

明, 第 10 期地层的形成时限大致为 4.80 Myr (百万年), 稍大于地球化学测年得出的 4.10 Myr (~495.0—489.5

Ma); 而且层序界面代表的沉积环境变化要超前于阶的界面代表的生物变化。因此, 层序地层学框架内的旋回地

层学研究, 丰富了瓦尔岗剖面的地层学内容。

关键词: 层序地层学, 旋回地层学, 芙蓉统第 10 阶, 瓦尔岗剖面, 湖南省桃源县

中图分类号: P534.41 文献标识码: A 文章编号: 0253-4959(2019)02-0115-18

很多地层学与沉积学特征将寒武纪芙蓉世

特征化 , 从而表明了芙蓉统代表着一个重要的

地质历史时期; 这些特征包括: 1)显生宙较高的

海平面位置(Vail et al., 1977; Miller et al., 2005;

Haq & Schutter, 2008; Meyers & Peters, 2011); 2)

显生宙最高的大气圈二氧化碳含量(Berner, 1997;

McKenzie et al., 2016); 3)全球性温暖的气候(温

室效应条件; Kidder & Worsley, 2010; McKenzie

et al., 2016); 4)后生动物骨骼生物礁的贫乏

(Rowland & Shapiro, 2002; Kiessling, 2009); 5)三

叶虫的主导性 (Alroy, 2010; Peng & Babcock,

2008; Peng et al., 2012; Babcock et al., 2016); 6)

典型的方解石海时期 (Sandberg, 1983; Hardie,

1996; Stanley & Hardie, 1998; Balthasar & Cusack,

2015; Kiessling, 2015); 7)骨骼贫乏的海洋(Pruss

et al., 2010); 8)SPICE 碳同位素正异常事件

(Saltzman, 2005; Zhu et al., 2004, 2006; 左景勋

等 , 2008; Peng & Babcock, 2008; Peng et al.,

2012)；以及大洋缺氧事件(Gill et al., 2011)和大

气圈增氧事件(Berner et al., 2007; Saltzman et al.,

2011; Laakso & Schrag, 2017; Husson & Peters,

2017; 梅冥相、孟庆芬, 2016, 2017)，等等。

经过多年的努力, 寒武系被划分为 4个统级单

位和 10 个阶级单位, 其中芙蓉统可以进一步划分

为排碧阶、江山阶以及没有得到最后定义的第 10

阶，一个全新的寒武系芙蓉统年代地层格架已经得

到确立 (彭善池和 Babcock, 2005; Babcock et al.,

2005; Peng & Babcock, 2008; 彭善池, 1990, 2006,

116 地层学杂志 43 卷

2009a, 2009b, 2011; Peng et al., 2004, 2009, 2012a,

2012b, 2014; Babcock et al., 2016)。湖南桃源县瓦

尔冈剖面, 总体上由深缓坡相至中缓坡相(类似于

斜坡相)的泥晶灰岩夹泥灰岩地层所构成, 以其中

含有丰富的斜坡相球节子和多节类三叶虫著称 ,

是全球寒武系芙蓉统尚未定义的第 10 阶底界

GSSP 的候选剖面(Peng et al., 2014)。

地质时代中的地层划分与对比的历史可以与

对海平面变化的认识联系起来, 而且所形成的层

序地层学自然就成为将沉积序列(局部盆地范围或

全球范围)划分成与相对海平面变化相关的组合的

一个地层学分支(Vail et al., 1977; Miller et al.,

2005; Haq & Schutter, 2008; Catuneanu et al., 2009;

Meyers & Peters, 2011; Simmons, 2012; 梅冥相,

2010a, 2010b, 2011a, 2011b, 2012, 2015)。旋回地层

学是在地层记录中识别、刻画、对比和解释旋回性

变化的一个地层学分支, 尤为特别的是, 通过改

进时间-地层格架的精度和分辨率被运用在地质年

代学之中, 并且使用今天已知周期的天文旋回来

标定年代并解释沉积记录 ( 梅冥相等 , 2000;

Strasser, 2006; 梅冥相, 2011b; Hinnov & Hilgen,

2012); 因此, 从旋回的有序叠加形式到层序的识

别与划分, 不但表现出了旋回地层学和层序地层

学的交融, 而且也是对层序地层学概念体系中定

义欠完整的“准层序”的良好补充(梅冥相等, 2000;

Zecchin, 2010; 梅冥相, 2011b), 从而成为今天层

序地层学研究的一个重要内容之一。基于中新生代

的基本材料, 从沉积层序到海平变化层序的概念

进步和转变, 取得了最富有智慧的认识(Boulila et

al., 2011): ①在新生代冰室效应时期, 三级层序与

地轴斜率调节作用旋回存在成因联系, 其周期为

1.2 Myr(百万年)左右; ②在中生代温室效应时期,

三级层序在某种程度上则与偏心率调节作用旋回

相对应, 其周期为 2.4 Myr 左右。海平面变化层序

的提出, 不但对多年来的争论给予了一个满意的

答案, 而且成为层序地层学近年来最为重要的进

展之一(梅冥相, 2015)。

为了配合全球寒武系第 10 阶层型剖面的年代

地层学研究, 梅冥相 (2007a)和梅冥相等 (2005,

2006a, 2006b, 2007) 在层序地层学框架内, 结合

前期的区域性追索和对比, 曾经将研究区域及其

邻区的寒武系第三统和芙蓉统为主的地层划分为

7 个三级沉积层序并将它们归为一个二级层序, 大

致相当于寒武系第 10 阶的地层构成了寒武纪最末

期的一个三级沉积层序。本文在湖南桃源瓦尔岗剖

面详尽的年代地层学和生物地层学研究成果(Peng,

1984, 1992; Peng et al., 2014)基础上, 在层序地层

学框架内, 开展系统全面的旋回地层学研究; 基

于基本的岩相和沉积相观察与研究去识别六级米

级旋回(梅冥相等, 2000), 根据米级旋回的叠加样

式去识别五级准层序组, 从地层记录中提取米

兰柯维奇旋回属性(梅冥相等, 2000; Strasser,

2006; 梅冥相, 2011b; Hinnov & Hilgen, 2012),

从而达到丰富寒武系第 10 阶的地层学和沉积学

内容的目的。

1 区域地层特征及其形成的古地理背景

上扬子区特别是贵州及邻区的寒武系娄山关

群白云岩, 形成于浅水台地之内, 跨越寒武系苗

岭统和芙蓉统, 厚度上千米, 自北西向南东随着

海水的加深逐渐相变为开阔海台地相灰岩、陆棚相

泥页岩等地层。在浅水台地相区, 巨厚且贫乏化石

的娄山关群白云岩, 与下伏厚度较小的产三叶虫

化石的陡坡寺组局限陆棚相白云质细粒混合岩系

地层形成了鲜明的对照, 它们一起组成一个二级

层序, 并可以进一步划分为 7 个三级沉积层序, 其

中苗岭统大致划分为 4个三级沉积层序, 芙蓉统大

致划分为 3 个三级层序; 因此, 寒武系第 10 阶为

主的地层大致归为一个三级沉积层序(图 1 和图 2;

梅冥相等 , 2005, 2006a, 2006b, 2007; 梅冥相 ,

2007a)。

由于芙蓉世的海平面正好处于一个较高的位

置(Vail et al., 1977; Miller et al., 2005; Haq &

Schutter, 2008; Meyers & Peters, 2011), 对应的是

典型的温室效应时期 (Berner, 1997; Kidder &

Worsley, 2010; McKenzie et al., 2016), 且处在寒武

纪苗岭世至早奥陶世的后生动物生物礁贫乏的时

期内, 可能代表着显生宙最长的后生动物主导的

生物礁间隔期(Rowland & Shapiro, 2002; Kiessling,

2009)。因此, 分布范围超过 100 万平方公里的、

由化石贫乏的潮坪相地层组成的娄山关群白云岩,

意味着上扬子区及其邻区的浅水碳酸盐台地构成

了一个较为典型的陆表海型台地(Tucker & Wright,

1990; Williams et al., 2011; Gischler, 2011)。

下文将要详细介绍的湖南省桃源县瓦尔岗剖

面, 在寒武纪芙蓉世正好发育在浅水台地与陆棚

2 期梅冥相等: 湖南桃源瓦尔岗剖面层序地层框架下的寒武系第 10 阶旋回地层学研究 117

从贵州西北部的遵义松林剖面到东南部的三都渣拉沟剖面, 显示化石贫乏的娄山关群潮坪相白云岩地层(黄色所示)进积尖灭的基本特征,

修改自梅冥相等(2005, 2006a, 2006b, 2007)以及梅冥相(2007)

图 1 扬子地台东南缘寒武系苗岭统与芙蓉统岩石—层序地层格架

Fig. 1 Diagram showing the sequence-lithostratigraphic framework of the Miaolingian through the Furongian Series of Cambrian in the southeastern part of the Yangtze Platform


DS7 至 DS12 代表中、上寒武统中所划分出的 7 个三级层序(DS1 至 DS5 代表下寒武统的 5 个三级层序), TST 代表海侵体系域, CS 为凝缩段, HST 指

高水位体系域, 修改自梅冥相等(2005, 2006a, 2006b, 2007)以及梅冥相(2007)

图 2 扬子地台东南缘寒武系苗岭统与芙蓉统层序—年代地层格架

Fig. 2 Diagram showing the sequence-chronostratigraphic framework of the Miaolingian to the Furongian Epoch of the Cambrian in the southeastern part of the Yangtze Platform

相带之间的过渡地带, 传统上归为斜坡相的相带

之中(刘宝珺和许效松 , 1994; 冯增昭等 , 2004);

考虑到寒武纪芙蓉世处在寒武纪苗岭世至早奥陶

世的后生动物生物礁贫乏时期，并可能代表着显

生宙最长的后生动物生物礁间隔期(Rowland &

Shapiro, 2002; Kiessling, 2009), 而且在台地边缘

不发育生物礁障壁(Tucker & Wright, 1990; Wil-

liams et al., 2011; Gischler, 2011), 因此将瓦尔岗

剖面发育的古地理背景归为中缓坡至深缓坡相带

(图 3)。

西部和北部代表了残留的扬子地台边界(虚线所示), 沉积相的代号分别为: OL=古陆, MTF=混积潮坪相, EL=蒸发潮坪相和局限泻湖相, TF=潮间坪至

潮上坪相, SR=浅缓坡相, MR-DR=中缓坡至深缓坡相, Sh=陆棚相, Ba=盆地相; 箭头所指的星号代表湖南省桃源县寒武系第 10 阶瓦尔岗剖面的发育位

置。修改自刘宝珺和许效松(1994)以及冯增昭等(2004)

图 3 扬子地台及其邻区寒武纪芙蓉世沉积相格局图

Fig. 3 Sketch map showing the distribution of sedimentary facies during the Cambrian Furongian Epoch in the Yangtze Platform and its adjacent areas


2 旋回地层学特征

发育在湖南省桃源县瓦尔岗剖面的寒武系芙

蓉统第 10 阶, 主要为沈家湾组和上覆盘家嘴组底

部所构成, 为厚度 200 余米的泥晶灰岩夹泥灰岩

(参见 Peng et al., 2014), 与上文的图 1 和图 2 西侧

所示的扬子地台西北部的化石贫乏的娄山关群顶

部地层形成强烈的反差。该套地层发育丰富的、高

分异度的三叶虫动物群,其中不仅具有众多的全球

性分布的球接子和多节类三叶虫,也含有大量的、

以往仅见于我国华北和东北南部的地方性多节类。

特殊的古地理背景(图 3)和相对发育完整的地层序

列, 使得这个特别的三叶虫动物群对于寒武纪生

物地层学和年代地层学研究具有重要的科学意义

(彭善池等, 2004; 彭善池和 Babcock, 2005; Peng &

Babcock, 2008; 彭善池, 2006, 2009a, 2009b, 2011;

Peng et al., 2009, 2012a, 2012b, 2014)。

2.1 沉积岩石学特征

上文已经提及, 由于发育在较深水的中缓坡

至深缓坡相带(图 3), 瓦尔岗剖面的寒武系芙蓉统第

10 阶沈家湾组中上部以及上覆盘家嘴组地层, 以一

套较为单调的泥晶灰岩夹泥灰岩为特征, 与研究区

西北部的大片分布的、化石贫乏的潮坪相白云岩地

层(娄山关群上部)形成了鲜明对照和强烈反差。

在该剖面的深缓坡相泥灰岩中, 含有较多的

灰岩结核或透镜体, 厚度一般在 20 至 60 cm 之间,

随着水深变浅，向上逐渐演变为泥晶灰岩, 从而构

成数十厘米至数米厚的六级米级旋回(图 4A; 梅冥

相等, 2000; Strasser, 2006; 梅冥相, 2011b; Hinnov

& Hilgen, 2012)。在泥灰岩中所夹的泥晶灰岩透镜

体, 总体上表现为致密的细粒泥晶组构(图 4B, 4C),

含少量细粒粉砂和泥质物以及较多的有机质, 代

表着透光带附近的较深水环境中物理堆积作用(由

水动力条件所控制)与生态堆积作用(为生物及其

生产率所控制)的产物(Pomar & Kendall 2008)。这

样的深缓坡相细粒混合沉积, 主要发育在沈家湾

组的中下部。

A: 露头照片, 代表从深缓坡相泥灰岩向上变化到中缓坡相的纹理石灰岩夹均一石的岩相序列(箭头所示), 组成一个六级米级旋回; B: 深缓坡相泥灰

岩中的泥晶灰岩透镜体的低倍显微照片, 表现为含有少量细粒粉砂和泥质物的致密泥晶灰岩; C: 泥晶灰岩透镜体的高倍显微照片。

照片 B 与照片 C 为单偏光显微照片

图 4 瓦尔岗剖面沈家湾组下部的深缓坡相泥灰岩

Fig. 4 Images showing the fundamental features of marls belonging to the deep ramp facies in the lower part of the Shenjiawan Formation at the Wa’ergang section


在瓦尔岗剖面沈家湾组的中上部, 随着沉积

环境变浅, 发育较多的泥晶灰岩层。这些泥晶灰岩

多为厚层或块状产出, 大致可以划分为发育有机

纹理(图 5; Riding, 2000; 梅冥相, 2007b)的纹理石

泥晶灰岩以及缺乏沉积构造的均一石泥晶灰岩(图

5; Riding, 2000; 梅冥相, 2007b)。

A: 露头照片, 纹理石泥晶灰岩, 以发丝状的生物成因的纹理为特征, 其中发育由缺少沉积组构的致密泥晶灰岩构成的均一石灰岩(箭头所指); B: 纹

理石泥晶灰岩的单偏光显微照片, 可见更多的亮晶方解石和细粉砂构成的亮层; C: 透镜状均一石灰岩的单偏光显微照片, 可见细粒球粒(箭头所示),

右上角为重结晶的方解石球状物(可能为较大的球粒的铸模)

图 5 瓦尔岗剖面沈家湾组上部的中缓坡相纹理石泥晶灰岩

Fig. 5 Images showing the fundamental features of laminated micrites belonging to the middle ramp facies in the upper part of the Shenjiawan Formation at the Wa’ergang section

图 5所示的纹理石灰岩, 具有发丝状的有机纹

理, 类似于叠层石, 由于发育在较深水环境中, 在

显微镜下可以见到厚度为 500 μm 左右的、因有机

质相对贫乏而发育较多的亮晶方解石和细粒石英

粉砂亮层(图 5B; 尽管缺乏直接的微生物证据, 这

样的纹理石可能是接近透光界限 (寡光带 , dys-

photic zone)的微生物膜或微生物席的残余物

(Kremer & KaźMierczak, 2005), 所以可以归为微

生物碳酸盐岩的一种类型(梅冥相, 2007b)。在纹理

石中还含有致密泥晶灰岩透镜体(图 5A), 由较为

典型的细粒球粒所组成(图 5C), 可以归为均一石

(Riding, 2000; 梅冥相, 2007b), 可能为微生物席内

细菌诱发的沉淀作用产物(Gerdes, 1994; Pratt et al.,

2012; Chafetz, 2013)。

在瓦尔岗剖面沈家湾组的中上部, 发育较多

较厚的中厚层–块状致密泥晶灰岩(图 6A)。如同

图 5A 中的致密泥晶灰岩透镜体, 这样的缺乏沉积

组构的致密泥晶灰岩代表着微生物碳酸盐岩的一

种类型, 即均一石(Riding, 2000; 梅冥相, 2007b)。

在显微镜下, 这些均一石灰岩中含有较多的三叶

虫化石(图 6B)和较为清晰的中细粒球粒组构(图

6C), 代表了一种可能的微生物席内细菌诱发的沉

淀作用产物(Gerdes, 1994; Pratt et al., 2012; Chafetz,

2013)。最为特征的是, 在球粒泥晶灰岩中有幸见


到丝状蓝细菌鞘的钙化化石(图 6C), 从而表明这

些均一石灰岩是由蓝细菌主导的、较厚的微生物席

的钙化作用产物(De los Ríos et al., 2015; 梅冥相

等, 2017)。

A: 露头照片, 均一石灰岩表现为沉积组构贫乏的致密泥晶灰岩; B: 致密球粒泥晶组构中局部见到较多的三叶虫化石, 单偏光显微照片;

C: 球粒泥晶灰岩中的可能的丝状蓝细菌化石, 单偏光显微照片

图 6 瓦尔岗剖面沈家湾组上部的中缓坡相均一石泥晶灰岩

Fig. 6 Images showing the fundamental features of leiolitic micrites belonging to the middle ramp facies in the upper part of the Shenjiawan Formation at the Wa’ergang section

在沈家湾组顶部, 发育一层角砾灰岩(图 7),

灰岩角砾多为 0.5~2.5 cm 大小，呈棱角状。角砾较

差的磨圆度和分选性指示了快速沉积作用的特点,

属于浅水台地边缘局部加积到一定坡度后发生塌

积作用的产物(Tucker & Wright, 1990; Williams et

al., 2011; Gischler, 2011)。这样的沉积物, 正是成为

前人将沈家湾组的细粒灰岩沉积归为“斜坡相”的

标志(刘宝珺和许效松, 1994; 冯增昭等, 2004), 表

明在局部较短的时间内沈家湾组具有“斜坡相”的

特点。就像上文提及到的那样, 考虑到寒武纪芙蓉

世处在寒武纪苗岭世至早奥陶世的后生动物生物

礁贫乏时期(Rowland & Shapiro, 2002; Kiessling,

2009), 在台地边缘不发育生物礁障壁(Tucker &

Wright, 1990; Williams et al., 2011; Gischler, 2011),

因此, 高角度斜坡在瓦尔岗剖面沈家湾组沉积过

程中不占据主导地位。

在瓦尔冈剖面的沈家湾组顶部, 即紧接在图 7

所示的角砾灰岩之上的地层, 发育较多的条带状

灰岩(图 8)。这些厚层块状含泥质条带的泥晶灰岩,

常常与薄层含灰岩结核的钙质泥岩和泥灰岩一起

组成米级旋回(图 8A)。更为重要的是, 在其中常见

滑塌构造(图 8B), 在滑塌灰岩体中常见成组的小

型断层。这些滑塌构造与图 7所示的角砾灰岩一起,

可能反映了地震触发的重力变形作用(乔秀夫等,

2006; Owen et al., 2011), 显示了台地缓坡接近于

“斜坡相”的基本特征。这样的条带状泥晶灰岩, 常

常作为米级旋回的上部单元(图 8A), 广泛分布在

沈家湾组的整个地层之中。


A: 远摄照片; B: 近摄照片, 表示灰岩角砾多为棱角状厘米级别的泥晶所组成

图 7 瓦尔冈剖面沈家湾组上部的“斜坡相”角砾灰岩

Fig. 7 Images showing the fundamental features of brecciaed limestones belonging to the slope facies in the upper part of the Shen-jiawan Formation at the Wa’ergang section

综上所述, 瓦尔岗剖面的沈家湾组, 主体为泥

晶灰岩(均一石灰岩、纹理石灰岩和条带状泥晶灰

岩)所构成, 其中夹有少量的薄层钙质泥岩, 总体

上构成深缓坡相至中缓坡相的沉积, 在其顶部发

育地震触发的滑塌构造和角砾灰岩，具有接近于

“斜坡相”的特点。

2.2 碳酸盐岩米级旋回

就像图 4A 和图 8A 所示的那样, 瓦尔冈剖面

沈家湾组中的厚层块状中缓坡相灰岩地层, 常常

与数厘米厚度的深缓坡相的中薄层泥灰岩、陆棚相

的薄层钙质泥岩一起，组成较为典型的 L-M 型米

级旋回或潮下型碳酸盐岩米级旋回(Osleger, 1991;

梅冥相等, 2000; 梅冥相等, 2000; Strasser, 2006;

Zecchin, 2010; 梅冥相, 2011b; Hinnov & Hilgen,

2012)。

在沈家湾组中下部, 较厚的深缓坡相中薄层

泥灰岩夹陆棚相钙质泥岩的富泥质和富有机质细

粒沉积岩 , 在与高频率海平面下降所导致的

A: 厚层块状条带状泥晶灰岩(b)与薄层钙质泥岩和泥灰岩(a)一起组成米级旋回(箭头所指); B: 滑塌构造, 箭头所指为滑塌面;

C: 含细粉砂的泥晶灰岩的低倍单偏光显微照片; D: 含细粉砂的泥晶灰岩的高倍单偏光显微照片

图 8 瓦尔岗剖面沈家湾组上部的“斜坡相”条带状泥晶灰岩

Fig. 8 Images showing the fundamental features of banded limestones belonging to the slope facies in the upper part of the Shen-jiawan Formation at the Wa’ergang section


总体向上海水变浅的沉积相响应的过程中, 灰岩

层变厚而且常常相变为均一石灰岩, 形成较为典

型的L-M型碳酸盐岩米级旋回(图 9; Osleger, 1991;

梅冥相等, 2000; 梅冥相等, 2000; Strasser, 2006;

Zecchin, 2010; 梅冥相, 2011b; Hinnov & Hilgen,

2012)。

在沈家湾组中、上部以大套泥晶灰岩为主的地

层中, 中缓坡相厚层块状条带状泥晶灰岩常常与

深缓坡相中薄层泥灰岩和陆棚相薄层钙质泥岩一

起，组成厚度 1 至 3 m 的潮下型碳酸盐岩米级旋回

(图 10; Osleger, 1991; 梅冥相等, 2000; 梅冥相等,

2000; Strasser, 2006; Zecchin, 2010; 梅冥相, 2011b;

Hinnov & Hilgen, 2012)。

“米级旋回”的概念, 产生于地层堆积作用的

“间断—加积—旋回”模式(Goodwin & Anderson,

1985), 被定义为“由露头上能直接识别的、数厘

米至数米厚的、成因相关的岩相单元所构成的地层

序列”(Anderson & Goodwin, 1990)。对这种厚度

级别的旋回性沉积记录，运用米兰科维奇旋回机制

所产生的冰川型海平面变化，可得到合理的解释,

即异成因机制控制下的旋回过程的产物

(Goldhammer et al., 1990; Fischer & Bottjer, 1991; Schwarzacher, 1993; Mei et al., 2000, 2001a, 2001b; Strasser et al., 2006; Spence & Tucker, 2007; Zec-

chin, 2010)。 “米级旋回”的概念及其解释，代

表了旋回地层学的兴起和发展(Schwarzacher, 1993;

Strasser et al., 2006; Hinnov & Ogg, 2007; Hinnov

& Hilgen, 2012)。当这些米级旋回所代表的旋回性

沉积记录与相应的轨道效应旋回(米兰柯维奇旋回)

得到良好的匹配的时候, 这样的旋回还可以作为

“计时器”而用来估算地层堆积作用过程所经历的

时限(江大勇等, 1999; 郝维成等, 2000; Mei et al.,

2000, 2001a, 2001b; 龚一鸣等, 2004, 2008; Mei &

Tucker, 2013)，从而产生了“天文地层学”的概念

(徐道一, 2005; 徐道一等, 2006; 龚一鸣等, 2004,

2008; Hinnov & Ogg, 2007; Hinnov & Hilgen,

2012)。

瓦尔岗剖面沈家湾组中的这些米级旋回(图

4A, 8A, 9, 10), 代表了沈家湾组总体归为深缓坡

至中缓坡相地层序列的基本地层结构, 即代表了

陆棚相钙质泥岩、深缓坡相泥灰岩以及中缓坡相

泥晶灰岩(条带状泥晶灰岩、纹理石灰岩与均一石

灰岩)的有规律的垂向叠加关系。再者, 这些米

级旋回常常 4 个构成一组而形成 5 级准层序组级

别的旋回, 表现出较为典型的米兰柯维奇旋回属

性, 即单个旋回代表与短偏心率旋回相关的高频

率海平面升降旋回, 5 级准层序组级别的旋回则

为长偏心率旋回相关的高频率旋回产物, 从而可

以作为估算地层堆积作用时限的“计时器”

(Goldhammer et al., 1990; Fischer & Bottjer, 1991;

Schwarzacher, 1993; 江大勇等, 1999; 郝维成等,

2000; Mei et al., 2000, 2001a, 2001b; 徐道一 ,

2005, 2006; Strasser et al., 2006; Hinnov & Ogg,

2007; 龚一鸣等, 2004, 2008; Hinnov & Hilgen,

2012; Mei & Tucker, 2013)。这为寒武纪最末一个

三级层序的厘定，以及揭示第 10 阶层序地层学特

征提供了基本的素材。

3 层序地层学特征

在早期被赋予构造旋回含义的、只由不整合面

所限定的“层序”(Sloss, 1963)概念的基础上, Peter

Vail 及其 Exxon 公司的同事们在 AAPG 地震地层

学 26 号专辑中展示了由一系列部分被不整合面及

其可以对比的整合面所限定的地层单位(Vail et al.,

1977), 而且将这种单位定义为受控于海平面变化

旋回的“沉积层序”, 标志着“层序地层学”的诞

生。但是, 层序地层学的概念体系, 还存在着一些

混乱, 这些问题实际上就成为“层序地层学标准

化”的障碍(Catuneanu et al., 2009)。因此, 今天的

层序地层学研究, 主要强调地层叠加形式的有序

变化, 这种有序变化指示了沉积物可容纳空间和

沉积物供应随时间的响应(Catuneanu et al., 2009;

梅冥相, 2010a, 2010b, 2011a, 2011b, 2012, 2014,

2015)。

在瓦尔岗剖面，沈家湾组顶界面是一个较为典

型的层序界面(图 11A)。沈家湾组顶部的大套中

缓坡相的灰岩地层代表海退变浅，而盘家嘴组底部

的大套深缓坡相泥灰岩夹陆棚相钙质泥页岩代表

海侵加深, 显示了长周期的沉积趋势转变, 成为

识别该界面的最为特征性的标志。在沈家湾组中部,

可识别出一个较为特征的四级亚层序界面(图 11B),

中缓坡相的厚层块状均一石灰岩地层序列代表海

侵变浅，向上突变为相对较厚的深缓坡相泥灰岩夹

陆棚相泥页岩，代表海侵加深过程, 成为厘定这个

可能的四级亚层序界面的标志。


A: 从中厚层泥灰岩夹钙质泥页岩地层向上变为泥晶灰岩地层，组成 L-M 型米级旋回, 箭头所指分别代表米级旋回的顶和底界面;

B: 箭头所指的底界面; C: 箭头所指的顶界面

图 9 瓦尔岗剖面沈家湾组下部代表性的 L-M 型碳酸盐岩米级旋回

Fig. 9 Images showing a typical carbonate meter-scale cycle of the L-M type in the lower part of the Shenjiawan Formation at the Wa’ergang section

照片中的 a-d 代表不同的岩相单元: a, 陆棚相钙质泥岩夹泥灰岩; b, 深缓坡相泥灰岩; c, 中缓坡相条带状泥晶灰岩; d, 中缓坡相均一石泥晶灰岩

图 10 瓦尔岗剖面沈家湾组上部代表性的潮下型碳酸盐岩米级旋回

Fig. 10 Images showing a typical carbonate meter-scale cycle belonging to the subtidal type in the upper part of the Shenjiawan Formation at the Wa’ergang section


A: 沈家湾组与上覆盘家嘴组之间的界面, 代表一个三级沉积层序的界面; B: 沈家湾组中部的一个可能的四级亚层序界面;

C: 沈家湾组上部一个较为典型的五级准层序组的界面。这些界面均为箭头所指

图 11 瓦尔岗剖面沈家湾组中较为典型的层序界面

Fig. 11 Images showing the typical sequence boundary within the Shenjiawan Formation at the Wa’ergang section

那些作为五级准层序组的界面(图 11C), 与三

级沉积层序和四级亚层序的界面具有相似性, 常

常表现为由构成米级旋回上部单元的较厚的中缓

坡相条带状泥晶灰岩、纹理石和均一石, 向上突变

为构成米级旋回下部单元的较厚的深缓坡相泥灰

岩夹钙质泥页岩, 是厘定这样的界面的典型标志。

而且这些界面的基本属性, 即代表下伏地层海退

变浅、上覆地层海侵加深的突变面，具有淹没间断

面的性质, 与上文提及的六级准层序级别的“米级

旋回”界面（图 4A、8A、图 9、图 10）的基本属

性存在着较强的相似性, 从而反映了地层间断存

在不同层次和不同地层叠加形式的有序变化。因此,

从岩相序列到米级旋回的识别, 根据米级旋回的

有序叠加形式所反映的沉积相趋势变化进行长周

期三级层序和四级亚层序的识别与划分, 不仅是

对层序地层学中欠完整的“准层序”的良好补充

(Goldhammer et al., 1990; Fischer & Bottjer, 1991;

Schwarzacher, 1993; Mei et al., 2000; 龚一鸣等,

2004, 2008; Strasser et al., 2006; Hinnov & Ogg, 2007; Zecchin, 2010; Hinnov & Hilgen, 2012; Mei &

Tucker, 2013), 也是在地层年代格架内观察沉积趋

势的最好方法(Catuneanu, 2006; Catuneanu et al.,

2009; 梅冥相, 2010a, 2010b, 2011a, 2011b, 2012,

2014, 2015)。

瓦尔岗剖面沈家湾组中厚度为数厘米至数米

的“米级旋回”(Anderson & Goodwin, 1990; Mei et

al., 2000)(图 4A、4A、9、10), 代表着六级准层序

的基本特点。这些米级旋回, 常常四个构成一组,

组成较为典型的五级准层序组级别的沉积旋回 ,

特征性地表明了地层记录中的米兰柯维奇旋回属

性(Goldhammer et al., 1990; Fischer & Bottjer, 1991;

Schwarzacher, 1993; Mei et al., 2000; 龚一鸣等,

2004, 2008; Strasser et al., 2006; Hinnov & Ogg,

2007; Zecchin, 2010; Hinnov & Hilgen, 2012; Mei &

Tucker, 2013), 即单个旋回的形成可以解释为与 10

万年周期的短偏心率旋回存在着成因联系; 五级


准层序组级别的沉积旋回则可能受控于 40 万年周

期的长偏心率旋回, 从而赋予这些准层序和准层

序组级别的沉积旋回以“计时器”特征; 再者, 这

些六级准层序级别的“米级旋回”, 垂向叠置关系

可以划分为进积、退积和加积序列, 从而成为厘定

寒武纪末期最后一个三级沉积层序(图 12)的基础。

基于多年来的岩石地层和生物地层的研究成

果(彭善池, 1987, 1990, 2006, 2009a, 2009b, 2011;

林天瑞, 1991; Peng et al., 2001, 2009, 2012a, 2012b,

2014; 彭善池等, 2004; 彭善池和 Babcock, 2005;

Peng & Babcock, 2008; Bagnoli et al., 2017; Dong &

Zhang, 2017; Li et al., 2017), 也基于上文所述的米

级旋回在长周期的三级和四级亚层序中的有序叠

加形式所表征的沉积趋势, 笔者认为，瓦尔岗剖面

沈家湾组的大部分地层组成一个三级沉积层序(图

12; 大致从花桥组底界之上的 675 m 至 885 m, 厚

度为 210 m 左右)。该三级沉积层序跨越了第 10

阶的大部分地层,包含着 44个六级准层序组级别的

米级旋回以及 12个五级准层序组级别的沉积旋回,

形成时限大致为 4.80 Myr 左右。其中, 还可以进一

步划分为两个四级亚层序, 即 675 m 至 769.5 m 构

成第一个四级亚层序, 厚度为 94.5 m 左右; 769.5

m 至 885 m 组成第二个四级亚层序, 厚度为 105.5

m 左右。而每个四级亚层序, 分别包含了 6 个五

级准层序组级别的沉积旋回以及 24 个六级准层序

组级别的米级旋回, 指示它们的形成时限大致为

2.40 Myr 左右。该三级沉积层序由深缓坡相到中缓

坡相，再到浅缓坡相地层的、向上变浅的沉积相序

列所组成。因此, 瓦尔岗剖面的沈家湾组, 成为难

得的、通过分析沉积旋回的有序叠加对三级沉积层

序和四级亚层序进行合理厘定的典型实例。

最为特别的是, 这两个四级亚层序较为符合

三级海平面变化层序的概念(Boulila et al., 2011;

梅冥相, 2015), 即具有温室效应时期没有受到区

域构造活动干扰的“温室效应层序”的特点, 形成

时限为 2.40 Myr 左右。它们是与天文长周期偏心

率旋回相对应的长周期海平面升降旋回的产物 ,

与 Boulila 等(2011)所定义的中生代“温室效应层

序”存在相似性。虽然 Haq 和 Schutter (2008)在

所建立的古生代海平面变化历史中, 大致在寒武

纪第 10 期识别和划分出 4 个代表海平面波动的三

级沉积层序, 但是也指出了一些三级旋回具有应

该属于四级旋回的特点; 考虑到他们曾经将排碧

期和江山期大致与一个三级海平面变化旋回相对

应,也说明了本文将寒武纪第 10期为主的地层归为

一个三级层序的相对合理性。需要指出的是, 这个

三级沉积层序及其中所包含的四级亚层序(海平面

变化层序), 不符合标准的层序地层模式(即不可以

简单地归为类型 I 或类型 II 层序; Mitchum et al.,

1977; Vail et al., 1977; Van Wagoner et al., 1987;

Wilgus et al., 1988), 因为这个模式所划分的三级

沉积层序由低水位、海侵和高水位体系域所组成,

而且海平面下降的记录是连续的侵蚀作用不整合;

相反 , 瓦尔岗剖面寒武系顶部的三级沉积层序 ,

由于发育在较深水的沉积背景中(见上文图 3), 几

乎见不到典型的暴露间断面，以及三级沉积层序和

四级亚层序(海平面变化层序)的沉积相构成, 与六

级准层序组级别的米级旋回(见图 4A、8A、9、10)

的岩相序列构成存在着相似性, 即大多数地层沉

积发生在相对海平面下降期间, 从而符合“下降阶

段体系域模型”(Schlager & Warrlichw, 2009)。这

进一步说明了其中所包含的两个四级亚层序具有

“三级海平面变化层序(Boulila et al., 2011)”的基本

特征。

基于多年来的研究(彭善池和 Babcock, 2005;

Peng & Babcock, 2005, 2008, 2011; 彭善池, 2006,

2009a, 2009b; Peng et al., 2001, 2012a, 2014; Bab-

cock et al., 2016), 寒武系第 10 阶将以三叶虫

Lotagnostus americanus 的首现来定义。在瓦尔岗

剖面，L. americanus 的首现点位在沈家湾组内, 距

该组底界之上 29.2 m (或在花桥组底界之上 684.65

m 处, 图 12), 界线上下是单一的中缓坡相条带状

泥晶灰岩和和深缓坡相泥灰岩地层(Peng, 1984;

彭善池, 1990; Peng, 1992; Peng et al., 2001, 2014)。

在寒武纪第 10 阶中, 自下而上建立了 5 个带, 即:

(1) Lotagnostus americanus 带, (2) Micragnostus

chiushuensis 带, (3) Leiagnostus cf. bexelli-Archa-

euloma taoyuanense 带, (4) Mictosaukia stria-

ta-Fatocephalus 带, (5) Leiostegium constrictum

-Shenjiawania brevis 带; 此外还包括上覆盘家嘴组

的 Hysterolenus 带的下部（Peng et al., 2001,

2014）。也就是说, 寒武系第 10 阶包括沈家湾组

的大部分以及盘家嘴组底部的地层, 包含着寒武

系最顶部的三级沉积层序的大部分地层(图 12)。

上述结果表明, 寒武纪第 10 期地层的形成时

限大致为 4.80 Myr (百万年)左右, 稍大于地球化


在该剖面, 寒武系顶部的地层包括沈家湾组和盘家嘴组; 沈家湾组的大部分地层组成一个三级沉积层序(675 米至 885 米), 并可以划分为两个四级亚

层序; 其中包含着 12 个五级准层序组级别的沉积旋回((1)至(12)旋回), 它们多为 4 个六级准层序级别的“米级旋回”(①至④旋回)构成。1)中缓坡相

泥晶灰岩; 2)深缓坡相泥灰岩; 3)深缓坡至陆棚相泥岩; 4)角砾灰岩; 5)三级沉积层序界面; 6)四级亚层序界面; 7)沉积相的垂向分布; 8)沉积相变化趋势

曲线; 9)五级准层序组的高频率海平面变化趋势; 10)三级和四级相对海平面变化曲线。其中的生物地层和年代地层划分引自 Peng 等(2014)

图 12 瓦尔岗剖面寒武系顶部的层序地层划分

Fig. 12 Diagram showing the sequence stratigraphic division within the uppermost part of the Cambrian System at the Wa’ergang section


学测年得出的 4.10 Myr (~495-489.5 Ma)的形成时

限。最为重要的是, 根据上文所述，该段地层中的

米兰柯维奇旋回属性可以作为“计时器”, 从而可

以对其中三叶虫化石带的分布时限进行大致的估

算, 如: 1)Lotagnostus americanus 带, 大致为 1.0

Myr; 2)Micragnostus chiushuensis 带的分布时限较

长, 大致为 2.0 Myr; 3) Leiagnostus cf. bexelli- Ar-

chaeuloma taoyuanense 带的分布时限大致为 1.5 至

1.6 Myr; 4)Mictosaukia striata-Fatocephalus 带的分

布时限大致为 0.2 Myr 左右; 5)Leiostegium con-

strictum-Shenjiawania brevis 带的分布时限大致为

0.2 Myr 左右。尽管这些三叶虫化石带的时限所指

示的生物进化与灭绝事件与长周期海平面旋回变

化的复杂关系还有待于进一步研究, 但是, 图 12

所示的三级沉积层序界面代表的沉积环境的长周

期变化总是超前于定义寒武系第 10阶的生物变化,

即阶的底界位于三级海平面变化历史的海侵阶段

(也见 Babcock et al., 2015, 2016), 这或多或少表现

出了环境变化与生物变化之间的一些成因关联。因

此, 层序地层学框架内的旋回地层学研究, 丰富

了瓦尔岗剖面寒武系第 10 阶的地层学内容。

4 讨论

湖南省桃源县瓦尔岗剖面的寒武纪末期的地

层, 由沈家湾组以及盘家嘴组底部的地层所组成,

总厚度大致为 245 m 左右。其中, 沈家湾组的大部

分(即 Lotagnostus americanus 首现点位之上的地

层部分)以及盘家嘴组底部的地层组成了寒武系第

10 阶, 总厚度大致为 215 m (684.65~900 m)(图

12)。沈家湾组的大部分地层组成一个三级沉积层

序(图 12)，大致从 675 m 至 887 m （厚度为 212 m

左右), 跨越了第 10 阶的大部分地层。该三级沉

积层序包含了 44 个六级准层序组级别的米级旋

回、12 个五级准层序组级别的沉积旋回以及两个

四级亚层序(海平面变化层序), 其形成时限大致为

4.8 Myr。湘西北桃源的这套地层, 以大套中缓坡相

细粒泥晶灰岩(条带状泥晶灰岩、纹理石灰岩和均

一石灰岩)夹深缓坡相泥灰岩为特征, 与研究区西

南的黔中、黔东、湘西和以西的黔北的以化石贫乏

为特征的娄山关群, 形成了明显的反差(图 1、图

2), 这套灰岩地层产出较多的球节子类和多节类

三叶虫, 成为潜在的寒武系最后一个阶(全球第 10

阶 )底界的 GSSP 候选剖面 (Peng et al., 2014;

Bagnoli et al., 2017; Li et al., 2017)。

基于碳酸盐岩米级旋回及其有序的垂向叠加形

式的识别与研究, 发现寒武系顶部三级沉积层序的

顶、底界面，及其所代表的沉积环境的长尺度变化,

并显示了沉积变化超前于生物变化的基本特征。基

于六级准层序级别的“米级旋回”，以及常常由 4

个叠加成一个五级准层序组级别的沉积旋回的特征,

可以将“米级旋回”解释为与 10 万年周期的短偏心

率旋回对应的高频率海平面变化旋回, 从而成为解

读地层堆积作用时间的“计时器”(Goldhammer et al.,

1990; Fischer & Bottjer, 1991; Schwarzacher, 1993;

Mei et al., 2000; 龚一鸣等, 2004, 2008; Strasser et al.,

2006; Hinnov & Ogg, 2007; Zecchin, 2010; Hinnov &

Hilgen, 2012; Mei & Tucker, 2013)。

5 结语

湖南省桃源县瓦尔岗剖面, 发育着相对连续

而且几乎没有长时间暴露间断面的寒武系最顶部

的地层;在该剖面的细粒泥晶灰岩中产有丰富的球

节子类和多节类三叶虫, 从而成为潜在的定义寒

武系最顶部阶（第 10 阶）底界 GSSP 的候选剖面。

为了配合生物地层和年代地层学研究, 本文基于

岩相序列到米级旋回的识别, 通过沉积相序列到

三级层序的厘定和划分, 识别出寒武纪最晚期的

一个三级沉积层序，并划分出两个海平面变化层序

(四级亚层序), 发现了三级层序的顶和底界面超前

于阶的顶和底界面的现象, 从而提出长尺度的沉

积环境变化超前于生物变化的重要认识。最为重要

的是, 基于“米级旋回”及其有序叠加形式所反映

出的米兰柯维奇旋回属性，以及所代表的解读地层

堆积作用时间的“计时器”, 大致推断出第 10 阶的

形成时限大致为 4.80 Myr (百万年), 稍大于地球化

学测年得出的 4.10 Myr (~495-489.5 Ma), 而且对

其中的三叶虫化石带的时限也进行了相应的推断

和估算, 显示 Lotagnostus americanus 带的分布时

限较长, 大致为 1.0 Myr。这些研究和发现, 丰富了

寒武系最顶部的第 10 阶的地层学内容, 为该阶的

最终正式定义提供了具体而重要的地层学和沉积

学材料, 具有重要的科学意义。

参考文献

冯增昭, 彭永民, 金振奎, 鲍志东. 2004. 中国寒武纪和奥陶纪岩相古


地理. 北京: 石油工业出版社. 1-221.

龚一鸣, 徐冉, 汤中道. 2004. 广西上泥盆统轨道旋回地层与牙形石

定年. 中国科学(D 辑), 41(1): 50-58.

龚一鸣, 杜远生, 童金南, 张克信, 冯庆来, 谢树成, 胡斌, 齐永安,

张国成. 2008. 旋回地层学: 地层学解读时间的第三里程碑. 地球

科学, 33(4): 443-457. 郝维成, 白顺良, 江大勇. 2000. 法门阶上部米兰科维奇旋回在中国发

育的一致性科学通报, 45(15): 1654-1660.

江大勇, 郝维成, 白顺良. 1999. 广西泥盆系吉维特价上部地层中的化

学旋回与米兰柯维奇偏心率的关系. 科学通报, 44(9): 989-992.

林天瑞. 1991. 湖南桃源中寒武世地层及三叶虫. 古生物学报, 33(3):

360-376.

刘宝珺, 许效松. 1994. 中国南方岩相古地理图集 (震旦纪-三叠纪).北

京: 科学出版社. 1-239.

梅冥相, 徐德斌, 周洪瑞. 2000. 米级旋回层序的成因类型及相序组构

特征. 沉积学报, 18(4): 43-49.

梅冥相, 马永生, 邓军, 张海, 孟晓庆, 陈永红, 聂瑞贞, 张从. 2005.

上扬子区下古生界层序地层格架的初步研究. 现代地质, 19(4):

550-562.

梅冥相, 张海, 孟晓庆, 陈永红. 2006a. 上扬子区中寒武统层序地层

格架及其形成的古地理背景. 高校地质学报, 12(3): 328-342.

梅冥相, 刘智荣, 孟晓庆, 陈永红. 2006b. 上扬子区中、上寒武统层序

地层划分和层序地层格架的建立. 沉积学报, 24(5): 617-626.

梅冥相, 马永生, 张海, 孟晓庆, 陈永红. 2007. 上扬子区寒武系的层

序地层格架: 寒武纪生物多样性事件形成背景的思考. 地层学杂

志, 31(1): 68-78.

梅冥相. 2007a. 上扬子区寒武系娄山关群白云岩层序地层格架及其古

地理背景. 古地理学报, 9(2): 117-132

梅冥相. 2007b. 微生物碳酸盐岩分类体系的修订: 对灰岩成因-结构分

类体系的补充. 地学前缘, 14(5): 597-614.

梅冥相. 2010a. 从正常海退与强迫型海退的辨别进行层序界面对比:

层序地层学的进展之一. 古地理学报, 12(5): 549-564.

梅冥相. 2010b. 长周期层序形成机制的探索: 层序地层学的进展之二.

古地理学报, 12(6): 711-728.

梅冥相. 2011a. 从不整合面复杂的地质涵义窥视层序地层学的诞生:

层序地层学重要的科学命题之一. 地层学杂志, 35(2): 179-192.

梅冥相. 2011b. 从旋回的有序叠加形式到层序的识别和划分: 层序地

层学进展之三. 古地理学报, 13(1): 27-54.

梅冥相. 2012. 沉积层序形成机制的海平面变化解释: 层序地层学的

重要科学命题之二. 地层学杂志, 36(4): 792-806.

梅冥相. 2014.层序地层学发展历程中的三个误判. 地学前缘, 21(2):

67-80.

梅冥相. 2015. 从沉积层序到海平面变化层序: 层序地层学的一个重

要的新进展. 地层学杂志, 39(2): 58-73.

梅冥相, 孟庆芬. 2016. 大气圈氧气上升的时间进程: 一个与地球动力

学过程紧密相关的地球生物学过程. 古地理学报, 18(1): 1-20.

梅冥相, 孟庆芬. 2017a. 大气圈氧气上升与生物进化: 一个重要的地

球生物学过程. 现代地质, 31(5): 1022-1038.

梅冥相, 张瑞, 李屹尧, 接雷. 2017b. 华北地台东北缘寒武系芙蓉

统叠层石生物丘中的钙化蓝细菌. 岩石学报, 33 (4): 1073-1093.

彭善池. 1987. 湖南慈利-桃源交境地区晚寒武世早期地层及三叶虫动

物群//中国科学院南京地质古生物研究所(编), 中国科学院南京

地质古生物研究所研究生论文集(１). 南京: 江苏科学技术出版

社. 53-134.

彭善池. 1990. 湖南桃源、慈利一带的晚寒武世及三叶虫序列. 地层学

杂志, 14(4): 261-276.

彭善池. 2006. 全球寒武系 4 统划分框架正式确立. 地层学杂志, 30(2):

147-148.

彭善池. 2009a. 华南斜坡相寒武纪三叶虫动物群研究回顾并论我国

南、北方寒武系的对比. 古生物学报, 48(3): 437-452.

彭善池. 2009b. 华南新的寒武纪生物地层序列和年代地层系统. 科学

通报, 54(18): 2691-2698.

彭善池. 2011. 全球寒武系江山阶及其“金钉子”在我国正式确立. 地

层学杂志, 35(4): 393-396.

彭善池, Babcock L E. 2005. 全球寒武系年代地层划分的新建议. 地层

学杂志, 29(1): 92-96.

彭善池, 朱学剑, 林焕令. 2004. 全球寒武系芙蓉统排碧阶及其底界层

型在我国确立. 地层学杂志, 28(1): 92-94.

乔秀夫, 宋天锐, 高林志. 2006. 地层中的地震记录(古地震). 北京:

地质出版社. 1-263.

徐道一. 2005. 天文地质年代表与旋回地层学研究进展. 地层学杂志,

29(增): 635-640.

徐道一, 韩廷本, 李国辉, 尹志强. 2006. 天文地层学的兴起. 地层学

杂志, 30(4): 323-326.

左景勋, 彭善池, 朱学剑. 2008. 扬子地台寒武系碳酸盐岩的碳同位素

组成及地质意义. 地球化学, 37(2): 118-128.

Alroy J. 2010. The shifting balance of diversity among major marine

animal groups. Science, 329: 1191-1194.

Anderson E J & Goodwin P W. 1990. The significance of metre-scale

allocycles in the quest for a fundamental stratigraphic unit. Journal

of Geological Society of London, 147: 507-518.

Babcock L E, Peng S C, Geyer G, & Shergold J H. 2005. Changing per-

spectives on Cambrian chronostratigraphy and progress toward sub-

division of the Cambrian System. Geoscience Journal, 9: 101-106.

Babcock L E, Peng S C, Brett C E, Zhu M Y, Ahlberg P, Bevis M &

Robison R A. 2015. Global climate, sea level cycles, and biotic

events in the Cambrian Period. Palaeoworld, 24: 5–15.

Babcock L E, Peng S C & Ahlberg P. 2016. Cambrian trilobite biostra-

tigraphy and its role in developing an integrated history of the Earth

system. Lethaia, 50: 381-399.

Bagnoli G., Peng S C, Qi Y P. & Wang C Y. 2017. Conodonts from the

Wa’ergang section, China, a potential GSSP for the uppermost

stage of the Cambrian. Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia,

123(1): 1-10. Balthasar U & Cusack M. 2015. Aragonite-calcite seas—Quantifying the

gray area. Geology, 43: 99-102.

Berner R A. 1997. The rise of plants and their effect on weathering and

atmospheric CO2. Science, 276: 544-546.

Berner R A, Vandenbrooks J M & Ward P D. 2007. Oxygen and Evolu-

tion. Science, 316: 557-558.

Boulila S, Galbrun B, Miller K G, Pekar S F, Browning J V, Laskar J &

Wright J D. 2011. On the origin of Cenozoic and Mesozoic

“third-order” eustatic sequences. Earth-Science Reviews, 109:

94-112.

Catuneanu O. 2006. Principles of sequence stratigraphy. Amsterdam:

Elsevier. 1-375.

Catuneanu O, Abreu V, Bhattacharya J P, Blum M D, Dalrymple R W,

Eriksson P G, Fielding C R, Fisher W L, Galloway W E, Gibling M

R, Gile K A, Holbrook J M, Jordan R, Kendall C G St C, Macurda B,

Martinsen O J, Miall A D, Nea J E, Nummedal D, Pomar L, Posa-

mentier H W, Pratt B R, Sarg J F, Shanley K W, Steel R J, Strasser A,

Tucker M E & Winker C. 2009. Towards the standardization of se-

quence stratigraphy. Earth-Science Reviews, 92: 1-33

Chafetz H S. 2013. Porosity in bacterially induced carbonates: Focus on

micropores. AAPG Bulletin, 97: 2103-2111.

De los Ríos A, Ascaso C, Wierzchos J, Vincent W F & Quesada A. 2015.


Microstructure and cyanobacterial composition of microbial mats

from the High Arctic. Biodivers Conserv, 24: 841-863.

Dong X P & Zhang H Q. 2017. Middle Cambrian through lowermost

Ordovician conodonts from Hunan, South China. Journal of Paleon-

tology, Volume. 91, Memoir 73: 1-89.

Fischer A G & Bottjer D J. 1991. Orbital forcing and sedimentary se-

quences. Journal Sedimentary Petrology, 61(7): 1063-1069.

Gerdes G. 1994. Dunajtschik-Piewak K, Riege H, Taher A G, Krumbein

W E, Reineck H E. Structural diversity of biogenic carbonate parti-

cles in microbial mats. Sedimentology, 41: 1273-1294.

Gill B C, Lyons T W, Young S A, Kump L R, Knoll A H & Saltzman M

R. 2011. Geochemical evidence for widespread euxinia in the later

Cambrian ocean. Nature, 469: 80-83.

Gischler E. 2011. Carbonate environments. In: Reitner J., Thiel V. Ency-

clopedia of Geobiology. Berlin: Springer, 238-260.

Goldhammer R K, Dunn P A & Hardie L A. 1990. Depositional cycles,

composite sea-level changes, cycle stacking patterns of the hierarchy

of stratigraphic forcing: Examples from Alpine Triassic platform

carbonates GSA Bulletin, 102 (5): 535-562.

Haq B U & Schutter S R. 2008. A chronology of Paleozoic sea-level

changes. Science, 322: 64-67.

Hardie L A, 1996. Secular variation in seawater chemistry: An explana-

tion for the coupled secular variation in the mineralogies of marine

limestones and potash evaporites over the past 600 m.y. Geology, 24:

279-283.

Hinnov L A & Hilgen F J. 2012. Cyclostratigraphy and astrochronology//

Gradstein F M, Ogg J G & Schmitz M, Ogg G. The Geologic Time

Scale 2012. Amsterdam: Elsevier, 63-83.

Hinnov L A & Ogg J G. 2007. Cyclostratigraphy and the astronomical

time scale. Stratigraphy, 4: 239-251.

Husson J M & Peters S E. 2017. Atmospheric oxygenation driven by

unsteady growth of the continental sedimentary reservoir: Earth and

Planetary Science Letters, 460: 68-75.

Kidder D L & Worsley T R. 2010. Phanerozoic large igneous provinces

(LIPs), HEATT (haline euxinic acidic thermal transgression) epi-

sodes, and mass extinctions: Palaeogeography, Palaeoclimatology,

Palaeoecology, 295: 162-191.

Kiessling W. 2009. Geologic and biologic controls on the evolution of

reefs. Annual Review of Ecology, Evolution, and Systematics, 40:

173-192.

Kiessling W. 2015. Fuzzy seas. Geology, 43: 191-192.

Kremer B & KaźMierczak J. 2005. Cyanobacterial mats from Silurian

black radiolarian cherts: phototrophic life at the edge of darkness?.

Journal of Sedimentary Research, 75: 897-906.

Laakso T A & Schrag D P. 2017. A theory of atmospheric oxygen. Geobi-

ology, 15: 366-384.

Li D D, Zhang X L, Che K F, Chen X Y, Huang W, Peng S C & Shen Y

A. 2017. High-resolution carbon isotope chemostratigraphic record

from the uppermost Cambrian stage (Stage 10) in South China, im-

plications for defining the base of Stage 10 and palaeoenvironmental

change. Geological Magazine, 154(4): 1232-1243.

McKenzie N R, Horton B K, Loomis S E, Stockli D F & Lee C T A. 2016.

Continental arc volcanism as the principal driver of

icehouse-greenhouse variability. Science, 352: 444-447.

Mei M X, Xu D B & Zhou H R. 2000. Genetic types of meter-scale se-

quences and fabric natures of facies succession. Journal of China

University of Geosciences, 11(4): 375-382.

Mei M X, Ma Y S, Zhou H R & Guo Q Y. 2001a. Fischer Plot of Wumis-

han cyclothems, Precambrian records of third-order sea level chang-

es. Journal of China University of Geosciences, 12(1): 1-10.

Mei M X, Ma Y S & Guo Q Y. 2001b. Basic lithofaces-succession model

for Wumishan cyclothems: Their Markov chain analysis and regu-

larly vertical stacking pattern in the third-order sequences. Acta Ge-

ologica Sinica, 75(4): 421-431.

Mei M X & Tucker M E. 2013. Milankovitch-driven cycles in the Pre-

cambrian of china: The Wumishan Formation. Journal of Palaeoge-

ography, 2(4): 369-389.

Meyers S R & Peters S E. 2011. A 56 million year rhythm in North

American sedimentation during the Phanerozoic: Earth and Planetary

Science Letters, 303: 174-180.

Miller K G, Kominz M A, Browning J V, Wright J D, Mountain G S, Katz

M E, Sugarman P J, Cramer B S, Christie-Blick N & Pekar S F. 2005.

The Phanerozoic record of global sea-level change. Science, 310:

1293-1298.

Mitchum R M, Vail P R & Thompson S. 1977. Seismic stratigraphy and

global changes of sea level, part 2: the depositional sequence as a

basic unit for stratigraphic analysis//Payton C E. Seismic Stratigra-

phy—Applications to Hydrocarbon Exploration, AAPG Memoir, 26:

53-62.

Osleger D A. 1991. Subtidal carbonate cycles: Implications for allocyclic

versus autocyclic controls. Geology, 19: 917-920.

Owen G, Moretti M & Alfaro P. 2011. Recognising triggers for

soft-sediment deformation: Current understanding and future direc-

tions. Sedimentary Geology, 235: 133-140.

Peng S C. 1984. Cambrian-Ordovician boundary in the Cili-Taoyuan

border area, northwestern Hunan with description of relative trilo-

bites//Nanjing Institute of Geology and Palaeontology, Academia

Sinica (ed), Stratigraphy and Palaeontology of Systemic Boundaries

in China, Cambrian and Ordovician Boundary (1). Hefei: Anhui

Science and Technology Publishing House, 285-405.

Peng S C. 1992. Upper Cambrian Biostratigraphy and Trilobite Faunas of

Cili-Taoyuan area, northwestern Hunan, China. Memoir of the Asso-

ciation of Australasian Palaeontologists, 13: 1-119.

Peng S C & Babcock L E. 2005. Two Cambrian agnostoid trilobites,

Agnostotes orientalis (Kobayashi, 1935) and Lotagnostus ameri-

canus (Billings, 1860): Key species for defining global stages of the

Cambrian System. Geoscience Journal, 9: 107-115.

Peng S C & Babcock L E. 2008. Cambrian Period//Ogg J G, Ogg G J &

Gradstein F M (Eds.). The Concise Geologic Time Scale. Cambridge

University Press, Cambridge: 37-46.

Peng S C & Babcock L E. 2011. Continuing Progress on chronostrati-

graphic subdivision of the Cambrian System. Bulletin of Geoscienc-

es, 86(3): 391-396.

Peng S C, Babcock L E, Lin H L & Chen Y A. 2001.Cambrian and Ordo-

vician stratigraphy at Wa’ergang, Hunan Province, China: bases of

the Waergangian and Taoyuanian stages of the Cambrian System.

Palaeoworld, 13: 132-150.

Peng S C, Babcock L E, Robison R A, Lin H L, Ress M N & Saltzman M

R. 2004. Global Standard Stratotype-section and Point (GSSP) of the

Furongian Series and Paibian Stage (Cambrian). Lethaia, 37:

365-379.

Peng S C, Babcock L E, Zuo J X, Lin H L, Zhu X J, Yang X F, Robison R

A, Qi Y P, Bagnoli G & Chen Y A. 2009. The Global boundary

Stratotupe Section and Point (GSSP) of the Guzhangian stage (Cam-

brian) in the Wuling Mountains, Northern Hunan, China. Episodes,

32: 41-55.


Peng S, Babcock L E & Cooper R A. 2012a. The Cambrian Period

(Chapter 19)//Gradstein F M, Ogg J G, Schmitz M D & Ogg G M.

The Geologic Time Scale 2012. Amsterdam: Elsevier, 437-488.

Peng S C, Babcock L E, Zuo J X, Zhu X J, Lin H L, Yang X F, Qi Y P,

Bagnoli G & Wang L W. 2012b. The Global boundary Stratotupe

Section and Point (GSSP) for the Jiangshan stage (Cambrian: Fu-

rongian) at Duibian, Jiangshan, Zhejiang, Southeast China. Episodes,

35: 462-477.

Peng S C, Babcock L E, Zhu X J, Zuo J X, & Tao D. 2014. A potential

GSSP of the base of the uppermost Cambiran stages, coinciding with

the first appearance of Lotagnostus americanus at Wa,ergang, Hunan,

China. GFF, 136(1): 208-213.

Pomar L & Kendall C G St C. 2008. Carbonate platform architecture: a

response to hydrodynamics and evolving ecology//Lukasik J, Simo T.

Controls on Carbonate Platform and Reef Development, SEPM Spe-

cial Publication 89, 187-216.

Pratt B R, Raviolo M M & Bordonaro O L. 2012. Carbonate platform

dominated by peloidal sands: lower Ordovician La Silla Formation

of the eastern Precordillera, San Juan, Argentina. Sedimentology, 59:

843-866.

Pruss S B, Finnegan S, Fischer W W & Knoll A H. 2010. Carbonates in

skeleton-poor seas: New insights from Cambrian and Ordovician

strata of Laurentia. Palaios, 25:73-84.

Riding R. 2000. Microbial Carbonates: The geological record of calcified

bacterial-algal mats and biofilms. Sedimentology, 47 (Suppl.1),

179-214.

Rowland S M & Shapiro R S. 2002. Reef patterns and environmental

influences in the Cambrian and earliest Ordovician//Kiessling W,

Flügel E & Golonka J (Eds.). Phanerozoic Reef Patterns. SEPM

Special Publication 72: 95-128.

Saltzman M R. 2005. Phosphorus, nitrogen, and the redox evolution of the

Paleozoic oceans. Geology, 33: 573-576.

Saltzman M R, Young S A, Kump L R, Gill B C, Lyons T W & Runnegar

B. 2011. Pulse of atmospheric oxygen during the late Cambrian.

Proceedings of the National Academy of Sciences of the United

States of America, 108: 3876-3881.

Sandberg P A. 1983. An oscillating trend in Phanerozoic non-skeletal

carbonate mineralogy. Nature, 305: 19-22.

Schlager W & Warrlichw G. 2009. Record of sea-level fall in tropical

carbonates. Basin Research, 21: 209–224.

Schwarzacher W. 1993. Cyclostratigraphy and the Milankovitch Theory.

Amsterdam: Elsevier, 1-255.

Simmons M D. 2012. Sequence Stratigraphy and Sea-Level Change//

Gradstein F M, Ogg J G, Schmitz M, Ogg G. The Geologic Time

Scale 2012. Amsterdam: Elsevier, 239-267.

Sloss L. 1963. Sequences in the cratonic interior of North America. GSA

Bulletin, 74: 93-113.

Spence G H & Tucker M E. 2007. A proposed integrated multi-signature

model for peritidal cycles in carbonates. Journal of Sedimentary Re-

search, 77: 797–808.

Stanley S M & Hardie L A. 1998, Secular oscillations in the carbonate

mineralogy of reef-building and sediment-producing organisms

driven by tectonically forced shifts in seawater chemistry: Palaeo-

geography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 144: 3-19.

Strasser A, Hilgen F J & Heckel P H. 2006. Cyclostratigraphy: concepts,

definitions, and applications. Newsletters Stratigraphy, 42: 75-114.

Tucker M E & Wright V P. 1990. Carbonate Sedimentology. London:

Blackwell Science, 1-492.

Vail P R, Mitchum Jr R M, Thompson III S, Sangree J B, Bubb J N &

Hatlelid W G. 1977. Seismic stratigraphy and global changes of sea

level, part 3: relative changes of sea level from coastal onlap// Pay-

ton C E (Ed.). Seismic Stratigraphy — Applications to Hydrocarbon

Exploration. AAPG Memoir, 26: 63-81.

Van Wagoner J C, Mitchum R M, Posamentier H W & Vail P R. 1987. An

overview of sequence stratigraphy and key definitions//Bally A W.

Atlas of Seismic Stratigraphy, volume 1. AAPG Studies in Geology,

27: 11-14.

Wilgus C K, Hastings B S, Kendall C G St C, Posamentier H W, Ross C

A & Van Wagoner J C. 1988. Sea Level Changes – An Integrated

Approach. Special Publication of Society of Economic Paleontolo-

gists and Mineralogists (SEPM), 42: 39-45.

Williams H D, Burgess P M, Wright V P, Porta G D & Granjeon D. 2011.

Investigating carbonate platform types: Multiple controls and a con-

tinuum of geometries. Journal of Sedimentary Research, 81: 18-37.

Zecchin M. 2010. Towards the standardization of sequence stratigraphy:

Is the parasequence concept to be redefined or abandoned?.

Earth-Science Reviews, 102: 117-119.

Zhu M Y, Zhang J M, Li G X & Yang A H. 2004. Evolution of C isotopes

in the Cambrian of China: Implications for Cambrian subdivision

and trilobite mass extinctions. Geobios, 37: 287-310.

Zhu M Y, Peng S C & Babcock L E. 2006. Advances in Cambrian stra-

tigraphy and paleontology: Integrating correlation techniques, paleo-

biology, taphonomy and paleoenvironmental reconstruction. Palae-

oworld, 15: 217-222.


CYCLOSTRATIGRAPHY WITHIN THE FRAMEWORK OF SEQUENCE STRATIGRAPHY FOR THE STAGE 10 OF THE CAMBRIAN FURONGIAN AT THE WA’ERGANG SECTION,

TAOYUAN COUNTY, HUNAN PROVINCE

MEI Ming-xiang1), WANG Long1) , LI Yi-yao1), PENG Shan-chi2), ZHU Xue-jian2) and ZUO Jing-xun3) 1) School of Earth Sciences and Resources, China University of Geosciences, Beijing 100083;

2) State Key Laboratory of Palaeobiology and Stratigraphy, Nanjing Institute of Geology and Palaeontology, Chinese Academy of Sciences, Nanjing 210008;

3) Henan Institute of Geological Survey, Zhengzhou 450001

Abstract The Furongian Epoch of the Cambrian Period is characterized by numerous geological and biologi-cal changes, such as high sea level and high level of atmospheric CO2 within Phanerozoic, globally warm cli-mate (greenhouse conditions), sparseness of reef in which metazoans play a framework building role, domi-nance of trilobites, typical calcite sea, and both the widespread euxinia in the ocean and the rise of atmospheric oxygen that are marked by the Steptoean Positive Carbon Isotope Excursion (SPICE). On the basis of great ef-forts for many years, the chronostratigraphic framework of the Furongian Series has been established, which can be further subdivided into three stages, i.e., the Paibian Stage, the Jiangshanian Sage and the provisional Stage 10 that remains undefined. The Wa’ergang section in the Taoyuan County of Hunan Province, South China is well-known for yielding abundant agnostoids and polymerid trilobite fossils, and was proposed as a candidate of the Global Standard Stratotype-section and Point (GSSP) for defining the base of the Cambrian Stage 10. In order to meet the requirement of a GSSP, detailed studies on cyclostratigraphy within the sequence stratigraphic framework are conducted at the Wa’ergang section. Based on the fundamental discernment and study for both the lithofacies and the sedimentary facies, the most parts of Stage 10 within the Shenjiawan Formation can be grouped into one third-order depositional sequence that can further be subdivided into two possible fourth-order eustatic sequences. Obviously and frequently, 48 sixth-order meter-scale cycles (or para-sequences) have been discerned and could further be grouped into 11 fifth-order cycles (or parasequence sets) within this third-order depositional sequence; the clearly stacking pattern of 1:4 of sedimentary cycles makes them become a timer that reflects the nature of the Milankovitch cycle. It is possibly inferred that the duration for the strata generally belonging to the Stage 10 at the Wa’ergang section is 4.80 Myr, which is slightly larger than the time duration of 4.10 Myr (~495.0–489.5 Ma) interpreted from the geochronologic dating results for the stage. Furthermore, the change of sedimentary environments, represented by the sequence boundary, is al-ways predated the biological change reflected by the boundary of the stage. Therefore, the study on cyclostra-tigraphy within the sequence stratigraphic framework at the Wa’ergang section has an important implication for the candidate section of Stage 10 of the Cambrian System.

Key words sequence stratigraphy, cyclostratigraphy, Stage 10, Furongian Series, Wa’ergang section, Taoyuan

County, Hunan Province

$* + $d*º è k*m6 c ß,x ¦!:2Ï 10 l ² :-è0j -...

Documents

$* + $dº è km6 c ß,x ¦!:2Ï 10 l ² :-è0j -...