瓜德魯普統—樂平統全球界線層型剖面沉積相和層序地層①

邱 振 孫 樞 王清晨 鄒才能

(1.中國石油天然氣股份有限公司勘探開發研究院 北京 100083;2.中國科學院地質與地球物理研究所 北京100029)

0 引言

瓜德魯普世(中二疊世)末期，全球性海退造成泛大陸(Pangea)海洋大陸架暴露［1，2］，致使這些區域結束海相沉積，如西德克薩斯州［3］。在古特提斯洋的邊緣海地區，如伊朗中部、中國華南、日本等，特別是這些地區的碳酸鹽巖臺地，這次海退造成其瓜德魯普統(P2)與樂平統(P3)之間普遍發育了沉積間斷［4］。而在我國華南來賓地區，瓜德魯普統—樂平統為連續海相沉積［4～7］，并沿紅水河兩岸連續出露(圖1a)，分別被稱為蓬萊灘剖面和鐵橋剖面。其中，蓬萊灘剖面被國際地科聯(IUGS)于2005年正式批準為瓜德魯普統與樂平統的全球界線層型剖面和點位(GSSP)，鐵橋剖面作為其輔助剖面［6］。因此，它們是研究瓜德魯普統與樂平統沉積演化的典型剖面。

針對這兩個剖面，已開展了大量研究工作，如高分辨率的生物地層學［8～11］、沉積學［4，7，12～14］及地球化學［15～19］等。然而，目前所開展層序地層學方面的研究相對較少。值得提出的是，梅仕龍等［20，21］先后依據沉積特征和生物地層資料把瓜德魯普統—樂平統劃分為9個三級層序。由于近些年來這一地區生物地層工作不斷深入［7，11］，并建立了高分辨率牙形石帶［11］，這為等時層序地層劃分和對比提供重要依據。

沉積相及沉積相組合的垂向演化樣式和橫向分布特征是識別沉積層序的基本依據，是進行海進—海退層序分析的重要基礎［22～24］。本文基于對蓬萊灘剖面的瓜德魯普統茅口組和樂平統合山組的沉積相研究，結合我們之前對鐵橋剖面的沉積相研究成果［14］，開展海侵—海退層序地層劃分與對比，并闡述這一地區的高分辨率(等時)層序古地理演化。

1 地質背景

研究區為廣西來賓地區，中晚二疊世時期其位于滇黔桂盆地(右江盆地)東部［25，26］。滇黔桂盆地自泥盆紀以來，發育著大小規模不同的同沉積斷裂，并伴隨著時強時弱的張裂活動［27，29］，逐漸形成了“臺—盆”相間的古地理格局。這一時期來賓地區處于臺地向深水盆地的過渡區［25，26］，研究區內沉積相分異顯著［5，7，14］。

來賓地區二疊系出露齊全，自上而下分別為馬平組、棲霞組、茅口組、合山組和大隆組。蓬萊灘剖面和鐵橋剖面分別位于來賓向斜的東翼和西翼(圖1b)［6，15］，沿紅水河兩岸出露。本文所研究的層段主要為瓜德魯普統茅口組和樂平統合山組。

圖1 剖面地理位置圖(a)和地質背景(b)(修改自文獻［15］)Fig.1 Geographic location map(a)and geological location(b)of the studied sections，Penglaitan and Tieqiao(modified from reference［15］)

2 研究方法

采用野外觀察與室內研究相結合。(1)野外工作:對蓬萊灘剖面中二疊統茅口組(上部)和上二疊統合山組進行實測，所測茅口組(上段)總厚約37 m，合山組的總厚約120 m，并采集大量的巖石樣品，總計207件。野外工作中詳細觀察巖石的顏色、巖石結構及巖石類型的組合關系，并詳細記錄巖層厚度、沉積構造及宏觀化石的分布。(2)室內工作:對所采集的樣品進行鏡下鑒定，進一步確定巖石結構，并半定量化地統計不同種類古生物顆粒及非生物顆粒的含量。

本文中碳酸鹽巖術語是采用Dunham［30］和Embry和Klovan［31］的分類方案，而沉積相和沉積相組合的劃分主要參考 Wilson［32］和 Flügel［33］的沉積相解釋及沉積相組合。依據沉積相及其組合的垂向演化樣式和橫向分布特征，劃分海侵—海退層序，并根據已有的高分辨率牙形石帶，開展層序地層對比分析。

3 沉積相及沉積相組合

對蓬萊灘剖面茅口組與合山組開展了詳細地沉積相分析，結合以前對鐵橋剖面沉積相分析成果［14］，重新厘定了兩個剖面的沉積相(圖2，3)。共識別出14種不同類型沉積相，可進一步合并為4種沉積相組合，即:盆地相組合、下斜坡相組合、上斜坡相組合和臺地邊緣相組合(表1)。

3.1 盆地相組合

3.1.1 沉積相描述

本組合包含8種類型沉積相(編號F1a至F1h，見表1)。層狀硅質巖相(F1a):由深灰色—黑色、中薄層(5～25 cm)的硅質巖組成，偶夾少量黑色薄層頁巖。硅質巖主要由微晶石英組成，局部含大量的放射蟲和海綿骨針(圖4a)，偶見介形蟲碎片。硅質巖水平層理較為發育。本相主要出現在蓬萊灘剖面的合山組和鐵橋剖面的茅口組中(圖2，3)。

含透鏡狀灰巖的層狀硅質巖相(F1b):由灰色—深灰色、中薄層(5～30 cm)的硅質巖夾少量透鏡狀灰巖組成。硅質巖主要由微晶石英組成，透鏡狀灰巖主要由泥質灰巖組成。硅質巖含大量的海綿骨針和放射蟲，偶見浮游有孔蟲和介形蟲碎片;透鏡狀灰巖含少量放射蟲和海綿骨針。水平層理較為發育。該相主要出現在兩剖面合山組的底部(圖2，3)。

表1 沉積相及沉積環境Table 1 Facies and depositional environment

與灰巖互層的層狀硅質巖相(F1c):由深灰色—黑色、中薄層(5～30 cm)的硅質巖與深灰色、中層(10～30 cm)灰巖互層組成。與上述硅質巖類似，本相硅質巖也主要由微晶石英組成，而灰巖主要為泥質灰巖。本相所含生物主要為放射蟲和海綿骨針，偶見浮游有孔蟲和介形蟲碎片。泥質灰巖發育水平層理，且可見遺跡化石，如 Aulichnites sp.和 Planolites sp.等。本相僅出現在蓬萊灘剖面的合山組中(圖2)。

夾頁巖的灰巖相(F1d):由深灰色—黑色、中薄層(5～25 cm)的灰巖夾少量黑色薄層頁巖組成。本相所含生物顆粒主要為放射蟲，其次為浮游菊石，偶見浮游有孔蟲和介形蟲碎片。灰巖主要為泥質灰巖，其巖層頂部普遍發育遺跡化石，如Chondrites sp.(圖5a)，且發育水平層理。該相也僅出現在蓬萊灘剖面的合山組中(圖2)。

中薄層(泥質)灰巖相(F1e):由深灰色—黑色、中薄層(5～30 cm)的灰巖組成。灰巖主要為泥質灰巖，所含生物顆粒主要為放射蟲，其次為海綿骨針，偶見少量浮游有孔蟲和介形蟲碎片。本相也僅出現在蓬萊灘剖面的合山組中(圖2)。

泥巖相(F1f):由深灰色—黑色、中薄層(5～20 cm)的泥巖組成。本相含大量的浮游菊石(圖5b)和放射蟲，其次為浮游有孔蟲和介形蟲碎片。該相也僅出現在蓬萊灘剖面的合山組中(圖2)。

圖3 鐵橋剖面綜合柱狀圖(包括巖性、化石、沉積相、海侵—海退層序等)(牙形石帶據文獻［6，7，9，11］)Fig.3 Stratigraphic column of the Tieqiao section showing lithology fossils，facies variations and transgressive-regressive(TR)sequences(conodont zones after references［6，7，9，11］)

粉砂巖及粉砂質泥巖相(F1g):由棕黃色、中薄層(5～15 cm)的粉砂巖、粉砂質泥巖組成。粉砂質泥巖局部含少量透鏡狀煤和灰巖。淺水生物，如腕足類(圖5c)、植物葉碎片等，和遠洋生物，如放射蟲，菊石等，共同出現在本相中。局部可見Planolites sp.等遺跡化石。另外，該相也發育粒序層理和水平層理。本相僅出現在蓬萊灘剖面的合山組中段(圖2)。

泥質粉砂巖相(F1h):由灰色、中薄層(5～25 cm)的泥質粉砂巖。泥質粉砂巖主要由碎屑石英組成，直徑為20～100 μm，偶見放射蟲。該相僅出現在蓬萊灘剖面的合山組上段(圖2)。

3.1.2 沉積環境解釋

3.2 下斜坡相組合

3.2.1 沉積相描述

本組合包含2種沉積相(編號F2a和F2b，見表1)。夾灰巖的層狀硅質巖相(F2a):由灰色、中層(10～20 cm)的硅質巖夾灰色、中層(10～30 cm)灰巖組成。硅質巖與盆地相組合的各相所含硅質巖相似，主要由微晶石英組成，而灰巖為泥質灰巖或顆粒質泥灰巖。硅質巖中偶見放射蟲和浮游有孔蟲，泥質灰巖可見較少放射蟲、介形蟲和浮游有孔蟲碎片。然而，顆粒質泥灰巖中的顆粒含量相對偏高，不僅含海百合莖、雙殼類及浮游有孔蟲等生物顆粒碎片，而且也含少量巖屑、似球粒等非生物顆粒。蓬萊灘剖面中的本相發育水平層理(圖2)，而在鐵橋剖面(圖3)，本相的灰巖底部常發育正粒序層理。

夾層狀硅質巖的灰巖相(F2b):由灰色、中厚層(15～40 cm)的灰巖夾灰色、中薄層(5～15 cm)層狀硅質巖組成。灰巖由泥質灰巖、顆粒質泥灰巖和泥質顆粒灰巖組成(圖4b)。在該相中所含的顆粒類型(生物顆粒和非生物顆粒)都與F2a相似，但它們的含量相對偏高。而且，在本相泥質顆粒灰巖中可見少量筳化石出現，而泥灰巖可見少量放射蟲。該相在蓬萊灘剖面和鐵橋剖面均有出現(圖2，3)。

另外，在鐵橋剖面茅口組中，F2a和F2b所含灰巖底部常發育正粒序層理(見文獻［14］中圖3)，甚至在20 cm厚的灰巖層內可出現多次。它們多呈層狀或長透鏡狀分布，底部發育微弱的侵蝕面。粒序層厚一般3～6 cm，厚者可達10 cm以上，組分主要為以海百合莖碎片為主的生物碎屑及內碎屑［14］。

3.2.2 沉積環境解釋

上述2種沉積相含有深水生物(如放射蟲等)且發育水平層理，指示其沉積于深水環境。然而該組合中的中厚層灰巖含有少量淺水生物碎屑(如海百合莖碎片等)，這表明它們可能沉積于相對較淺水體的環境。在灰巖巖層底部，以正粒序為特征的濁流沉積較為發育［38～40］，指示其為一個斜坡的沉積環境［5］。更重要的是，這兩種沉積相縱向上常在盆地相組合和上斜坡相組合中各相之間出現，依據沉積相分布規律，指示它們沉積于下斜坡(斜坡下部)的環境。

3.3 上斜坡相組合

3.3.1 沉積相描述

選取我院2017年1～2018年6月在眼科門診就診的隱匿性視盤小凹的3眼患者進行分析研究。3眼患者中包括女性患者2例，男性1例，都是單眼；這三眼患者均為高度近視眼，年齡大45～70歲之間，檢測視力為0.02～0.4，糾正視力并沒有明顯的效果，患者多為 視力模糊，看事物會變形和變色。醫者對3眼患者進行眼底熒光造影檢測，OCT檢查。

本組合包含3種沉積相(編號F3a，F3b和F3c，見表1)。夾硅質團塊或條帶的灰巖相(F3a):由灰色—淺灰色、中厚層(20～200 cm)灰巖夾硅質團塊或條帶組成。灰巖主要為顆粒質泥灰巖、泥質顆粒灰巖和顆粒灰巖。海百合莖碎片是本相灰巖的主要生物碎屑，且比下斜坡相組合各相中灰巖的含量更高。腕足類、海綿、藻類、筳類(圖4c)、珊瑚、浮游有孔蟲和介形蟲等也見于本相灰巖之中。本相在蓬萊灘剖面和鐵橋剖面均有出現(圖2，3)。

厚層灰巖相(F3b):由灰色—淺灰色、厚層(30～300 cm)灰巖。該相出現在蓬萊灘剖面和鐵橋剖面茅口組頂部的“來賓灰巖”段(圖2，3)。“來賓灰巖”段可分成兩部分:下部由塊狀泥質顆粒灰巖和顆粒灰巖組成;上部為中厚層泥質顆粒灰巖和顆粒灰巖組成。

在鐵橋剖面，“來賓灰巖”段底部為塊狀灰巖，厚約100 cm，其底部為不規則侵蝕面(圖5d)。這層灰巖含有含大量的腕足類、海百合莖、苔蘚蟲及筳類等碎屑，局部含破碎的硅質團塊。上覆為厚層灰巖，發育滑動構造和粒序層理(詳見文獻［14］中圖8)。而在蓬萊灘剖面，“來賓灰巖”段下部未見不規則侵蝕面，為厚約80 cm的介殼層沉積(圖5e)。在介殼層之上，分別為厚約260 cm和340 cm的塊狀灰巖沉積，并向北快速尖滅。生物碎屑主要為海百合莖碎片(圖4d)，其次為腕足類(圖 4e)、苔蘚蟲、海綿和藻類。

圖4 a.層狀硅質巖中含大量放射蟲和海綿骨針(單偏光);b.海百合碎片的泥質顆粒灰巖(單偏光);c.筳化石(單偏光);d.海百合顆粒灰巖(單偏光);e.顆粒灰巖，含大量腕足類碎片(單偏光);f.顆粒灰巖，含海百合、苔蘚蟲等碎片，及少量火山碎屑。Fig.4 a.abundant radiolarians and sponge spicules in the bedded chert;b.crinoidal packstone;c.fusulinid;d.crinoidal grainstone;e.grainstone with abundant brachiopod fragments;f.grainstone with abundant bioclasts of crinoids and bryozoans and some volcanic clasts.

至于“來賓灰巖”段上部，在鐵橋剖面中，它主要為淺灰色、厚層(50～150 cm)的顆粒灰巖和灰色—深灰色、中層(10～20 cm)泥質顆粒灰巖、顆粒灰巖等組成;而在蓬萊灘剖面中，它主要為灰色—深灰色、中厚層(15～80 cm)顆粒灰巖組成。海百合莖碎片是這兩個剖面“來賓灰巖”段上部灰巖中的主要生物碎屑，其次為苔蘚蟲和珊瑚。另外，在其上部灰巖中，可見交錯層理(圖 5f)及火山碎屑(圖 4f)［13，41］。整體上，本相與下斜坡相組合相比，不僅其生物顆粒含量較高，而且非生物顆粒，如巖屑、似球粒及核形石等，也相對偏高。

淺灰色中厚層灰巖相(F3c):由淺灰色、中厚層(20～800 cm)灰巖(泥質顆粒灰巖)。灰巖中常見的生物碎屑主要為海百合莖、海綿和藻類，非生物顆粒主要為巖屑和核形石，但含量較少。本相僅出現在鐵橋剖面合山組中(圖3)。

3.3.2 沉積環境解釋

上述3種沉積相所含巖層以灰色—淺灰色、厚層灰巖為主，且這些灰巖含大量的碎屑顆粒，如淺水生物(海百合、苔蘚蟲及珊瑚等)顆粒，巖屑、核形石等，它們都指示淺水的沉積環境。灰巖中局部出現的交錯層理及介殼層進一步指示了高能的沉積環境。然而，塊狀灰巖底部為不規則侵蝕面且含有硅質巖碎塊，被認為碎屑流沉積，與具粒序層理的濁流沉積以及滑動構造一起，指示該組合為斜坡的沉積環境［32，33］。盡管本組合中灰巖(靠近生物礁灰巖)曾被報道存在“微角礫”或角礫［5］，但在我們研究的過程中并沒發現。與下斜坡相組合相比，該組合應代表上斜坡沉積環境。本組合中缺乏滑塌角礫巖，這說明本地區斜坡坡度相對較緩。

3.4 臺地邊緣相組合

本沉積相僅含1種沉積相(編號F4，見表1)，為鈣質海綿礁灰巖相，本相僅出現在鐵橋剖面合山組中(圖3)，具體描述與解釋見文獻［14］。

4 海侵—海退層序(TR)及古地理演化

圖5 a.灰巖層頂部發育遺跡化石(Chondrites sp.);b.泥巖中菊石;c.粉砂巖中腕足類化石;d.不規則侵蝕面;e.顆粒灰巖，含大量腕足類碎片(單偏光);f.來賓灰巖發育交錯層理。其中d來自鐵橋剖面，其余均來自蓬萊灘剖面;比例尺筆為18 cm。Fig.5 a.trace fossils(Chondrites sp.)at the top of a limestone bed;b.ammonoids in mudstone;c.brachiopods in siltstone;d.irregular erosion surface at the base of Laibin Limestone;e.grainstone with abundant brachiopod fragments;f.cross bedding in the Upper part of Laibin Limestone(d picture from the Maokou Formation at Tieqiao and the others from the Penglaitan section).Pen for scale(18 cm).

海進體系域(T)由代表水體向上變深的沉積相組合(退積)為特征的沉積序列組成;同樣，海退體系域(R)由代表水體向上變淺的沉積相組合(進積)為特征的沉積序列組成［24，42，43］。最大海退面(不整合面)常作為海侵—海退層序的層序界面，而最大海泛面常作為層序內海侵體系域與海退體系域的界面［24，44］。在本論文中，是以所代表水體向上變淺的沉積相組合與所代表水體向上變深的沉積相組合之間的界面來作為海侵—海退層序的層序界面;而反過來，所代表水體向上變深的沉積相組合與所代表水體向上變淺的沉積相組合之間的界面作為層序內海侵體系域與海退體系域的界面。根本上來講，本文所定義的界面等同于前人的［24，44］。

4.1 海侵—海退層序

通過上述沉積相的研究，在蓬萊灘剖面(圖2)和鐵橋剖面(圖3)可識別出7個大尺度的海侵—海退層序(TR)。這些層序都具有詳細的牙形石帶約束［6，7，9，11］，且在所研究的剖面具有很好的一致性。因此，依據牙形石帶來限制和對比所劃分的層序為:TR1(J.nankingensis zone)、TR2(J.aserrata to J.shannoni zone)、TR3(J.shannoni zone to early C.p.postbitteri zone)、TR4(C.p.postbitteri zone to early C.transcaucasia zone)、TR5(C.transcaucasia zone to C.orientalis zone)、TR6(C.orientalis zone to C.inflecta zone)和 TR7(early Changhsingian stage)。其中3個為瓜德魯普統(茅口組)層序，3個為樂平統(合山組)層序，而且這些層序跨度一般為2～4 Ma(平均約2.6 Ma)，應為三級層序。這與前人所劃分的我國華南中晚二疊世的沉積層序數量和時間跨度較為一致［45］。

4.2 古地理演化

我國學者近年來提出了層序巖相古地理的概念［46，47］，并認為與傳統的巖相古地理圖相比，具有動態、精確、等時、成因連續性和勘探實用等優點［46］。然而，等時性是古(環境)地理恢復的關鍵與核心因素。上述所劃分的層序都具有詳細且可對比的牙形石帶約束［6，7，9，11］，且它們具有較好的一致性，其層序界面具有較好地等時性。因此，對這些層序進行沉積環境研究能夠較真實地反映本地區的古地理演化。

由于野外露頭的限制，層序TR1和TR2僅在鐵橋剖面(圖3)出露完整，層序TR7僅出露在蓬萊灘剖面(圖2)，而層序TR3～TR6在這兩個剖面出露完整，故本文僅對它們進行探討。

4.2.1 層序TR3(J.shannoni zone to early C.p.postbitteri zone)

本層序主要出露于茅口組上部(圖2，3)。T3(J.shannoni to J.altudaensis zone)主要為下斜坡相組合(F2a和F2b)，蓬萊灘和鐵橋主要為下斜坡沉積環境(圖 6a);而 R3(J.altudaensis to early C.p.postbitteri zone)主要為上斜坡相組合(F3a和F3b)，但R3下部局部為下斜坡組合(F2a和F2b)(圖6b)。

值得指出的是，R3對應于瓜德魯普末全球海退事件［2，48］。然而，在蓬萊灘剖面，R3 所代表的沉積環境為由盆地向上斜坡逐漸演變的(圖2)而不是突然變化的，這與鐵橋剖面的該層序所指示的環境變化趨勢相一致［2］。至于在兩剖面的 R3中牙形石帶 J.prexuanhanensis to J.xuanhanensis過渡時期存在的不規則侵蝕面和介殼層，被認為是一個主要的“層序界面”［49］，可能分別是碎屑流和風暴作用沉積的結果。這從一定程度上支持了瓜德魯普末期海平面是逐漸下降的，而不是在瓜德魯普末生物滅絕發生后才突然下降［49］。

4.2.2 層序TR4(C.p.postbitteri zone to early C.transcaucasia zone)

本層序主要出露于合山組底部(圖2，3)。T4(C.p.postbitteri zone to C.asymmetrica zone)主要由盆地相組合(F1a和F1b)(圖6c)，蓬萊灘和鐵橋為盆地沉積環境。R4(C.asymmetrica zone to early C.transcaucasia zone)在鐵橋剖面主要是下斜坡相組合(F2a)和上斜坡組合(F3a和F3c)，其沉積環境由盆地轉變為斜坡;而在蓬萊灘剖面為盆地相組合(F1c)(圖6d)，仍為盆地環境。

4.2.3 層序TR5(C.transcaucasia zone to C.orientalis zone)

本層序主要出露于合山組中部(圖2，3)。T5(C.transcaucasia to C.orientalis zone)在鐵橋剖面主要是下斜坡相組合(F2a)和上斜坡相組合(F3a)組成，為斜坡沉積環境;而在蓬萊灘剖面主要由盆地相組合(F1a、F1b、F1c和 F1e)(圖 6e)，仍為盆地沉積環境。整體上與R4具有相似性。R5(C.orientalis zone)在鐵橋剖面主要是臺地邊緣相組合(F4)(鈣質海綿礁灰巖)，而在蓬萊灘剖面主要是盆地相組合(F1g)(粉砂巖及粉砂質泥巖)(圖6f)。這一時期來賓地區的沉積環境發生了重大變化，在鐵橋剖面發育了鈣質海綿礁灰巖，而在蓬萊灘剖面，雖然仍為盆地環境(圖6f)，發育了由粉砂巖和粉砂質泥巖組成的重力流沉積，指示了蓬萊灘剖面明顯受到陸源碎屑物質的影響。至于蓬萊灘剖面中這些碎屑物質的來源，由于鐵橋剖面發育鈣質海綿生物礁體(圖3)和西部的合山地區為碳酸鹽巖臺地沉積［50］，故排除來自西部的可能性。而在晚二疊世期間位于本區東南的云開古陸逐漸隆起，應該對本區陸源碎屑的供應產生了重要影響，可能是蓬萊灘剖面碎屑物質的來源［12］。

4.2.4 層序TR6(C.orientalis zone to C.inflecta zone)

本層序主要出露于合山組上部(圖2，3)。T6(C.orientalis zone to C.inflecta zone)，在鐵橋剖面為下斜坡相組合(F2a和F2b)組成，為下斜坡沉積環境;而在蓬萊灘剖面為盆地相組合(F1a、F1c、F1d和F1f)(圖6g)，仍為盆地環境。R3(C.inflecta zone)在鐵橋剖面是上斜坡相組合(F3a)，而在蓬萊灘剖面仍為盆地相組合(F1d、F1e和F1h)。這一時期，鐵橋的沉積環境轉變為上斜坡，而蓬萊灘剖面仍為盆地環境(圖6h)。另外，在蓬萊灘剖面層序TR6中，大約1.7 m厚的黑色泥巖及3.7 m左右厚的泥質粉砂巖(圖2)出露，指示著這一時期蓬萊灘地區仍受到陸源碎屑的影響。

圖6 海侵—海退層序(TR3～TR6)古地理演化Fig.6 Paleogeographic evolution of the transgressive-regressive sequences(TR3～TR6)

5 結論

(1)在蓬萊灘剖面和鐵橋剖面的瓜德魯普統茅口組和樂平統合山組中共識別出14種沉積相，組成4類沉積相組合，分別為盆地、下斜坡、上斜坡和臺地邊緣相組合。

(2)依據各沉積相及相組合垂向演化樣式和橫向分布特征，識別出6個主要的海侵—海退層序(TR)，并具有高分辨率牙形石帶的約束，分別為:TR1(J.nankingensis zone)、TR2(J.aserrata to J.shannoni zone)、TR3(J.shannoni zone to early C.p.postbitteri zone)、TR4(C.p.postbitteri zone to early C.transcaucasia zone)、TR5(C.transcaucasia zone to C.orientalis zone)和TR6(C.orientalis zone to C.inflecta zone)。

(3)基于兩個剖面的海侵—海退層序(TR)，分別對本地區進行了相應的高分辨率層序(巖相)古地理恢復。在瓜德魯普統茅口組沉積時期，本地區整體上為盆地—斜坡的沉積環境;在樂平統合山組沉積時期，鐵橋剖面沉積環境變化較大(盆地—斜坡—臺地邊緣)，而蓬萊灘剖面整體為盆地的沉積環境。

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