湖北省下三疊統牙形石生物地層序列與研究展望

吳 奎， 崔亞圣， 劉 輝， 楊良哲， 李紅軍， 余浩宇， 鄒亞銳， 葉思遙， 王 偉

(1.湖北省地質科學研究院，湖北 武漢 430034; 2.中國地質大學(武漢) 生物地質與環境地質國家重點實驗室，湖北 武漢 430074；3.資源與生態環境地質湖北省重點實驗室，湖北 武漢 430034； 4.遠安縣自然資源和規劃局，湖北 宜昌 444200；5.合肥工業大學 資源與環境工程學院，安徽 合肥 230009)

湖北省地處華中地區，在構造單元上位于華南板塊中北部邊緣，其北部以秦嶺—大別構造帶與華北板塊相接。在古、中生代之交，華南與華北板塊之間尚有勉略洋相隔[1-2]，勉略洋以南有揚子碳酸鹽巖臺地的存在(圖1)，使得湖北省在此階段沉積了大量的海相地層[3-4](圖2-A)。橫貫東西的青峰—襄廣斷裂將湖北省分為兩個地層區，其北為普遍接受了區域變質作用改造的秦嶺區，其南為以沉積巖為主的揚子區(圖2-B)。受到印支運動的影響，整個早三疊世時期湖北省范圍內的海平面逐漸下降，從大冶組泥質灰巖、泥晶灰巖為主逐漸過渡到以嘉陵江組巖溶角礫巖、白云巖、白云質灰巖為主的沉積[4]。在早、中三疊世之交，隨著印支運動的進一步啟動，湖北省的海相沉積逐漸演變為巴東組濱海相碎屑巖[1-2]。近年來在南盤江及川西等地報道了一套富鉀長英質火山灰，其富含黃綠色的豆狀石英顆粒，因而被稱為“綠豆巖”，往往被認為是下、中三疊統的巖石學標志，而這套“綠豆巖”的層位與當前早、中三疊世界線的標準化石Chiosellatimorensis的首現點接近[1，5]。最近，有學者在湖北省也發現了這套“綠豆巖”的存在[6]。

圖1 古、中生代之交華南與華北板塊相對位置圖

圖2 華南早三疊世古地理圖和湖北省早三疊世古地理圖及前人研究剖面位置圖

在二疊紀—三疊紀之交，發生了顯生宙以來最大的生物大滅絕事件，造成了海洋中超過90%以上的物種消失[7-8]。這之后的海洋生態系統復蘇過程，也是歷次生物大滅絕發生以后最為漫長和復雜的[9-10]。期間反復出現的海水高溫、缺氧、酸化等惡劣條件[11]，導致全球范圍內的海洋古生物的遲緩復蘇[9]；同時受到印支運動的影響，華南板塊北部盆地逐漸變淺，成為巖溶角礫巖及白云巖發育的潮間帶沉積，即古環境和古地理急劇變化的雙重打擊，使得該地區下三疊統中保存的古生物化石相對較少，這也體現在湖北省的下三疊統化石記錄上。但是相較于其他地區，該段地層中依然有一些重要的化石保存，例如黃石地區的魚化石，尤其是南漳—遠安地區的海生爬行動物化石，更是屬于全球獨一無二的化石資源[12]。因此，湖北省廣泛發育的下三疊統，是恢復二疊紀—三疊紀之交生物大滅絕之后海洋生態系統復蘇進程的重要窗口之一。為了對這個過程進行詳細的解譯，就必須建立詳細、統一的地層對比方案。作為古、中生代之交最重要的標準化石之一，牙形石(牙形刺)是建立該時期生物地層對比最重要的工具之一，可以為地層界線劃分與對比、生物與環境協同演化等提供重要的信息[13]。

本文系統總結20世紀70年代以來前人在湖北省進行的下三疊統牙形石研究成果，為湖北省下三疊統牙形石的生物地層劃分與對比提供系統性的意見，也提出一些值得進一步研究的相關問題。

1 湖北省下三疊統牙形石研究歷史簡介

相關三疊紀牙形石的研究報道最早出現于20世紀50年代[14]。中國關于三疊紀牙形石的研究始于1976年，王成源、王志浩首次報道了珠穆朗瑪峰地區的三疊紀牙形石，為中國三疊紀牙形石研究打下了基礎[15-16]。緊接著，湖北省下三疊統牙形石相關研究也陸續有了報道，拉開了湖北省早三疊世牙形石研究的序幕[16]。但之后的近20年里，湖北省地區下三疊統牙形石的研究進入了停滯狀態。隨著二疊紀—三疊紀之交層型剖面的建立，學者又將研究視線重新關注到二疊紀—三疊紀之交的生物大滅絕事件，尤其是本次生物滅絕事件之后的生物復蘇過程。由于牙形石是這段地層中可以進行生物地層對比的最有效工具，湖北省下三疊統牙形石生物地層學的研究也重新被重視；另外，由于在建立二疊紀—三疊紀界線“金釘子”時，國內外學者對屬于華南的上揚子、下揚子以及南盤江地區均做了一定的研究，而位于中揚子地區的湖北省被忽略，這也引起了學者對湖北省下三疊統牙形石研究的重視[17-18]。

2 湖北省早三疊世牙形石序列

當前，湖北省不同地區的下三疊統可以識別出9～12個牙形石帶(包括亞帶，如圖3)，包括(受到相變的影響，不同剖面的牙形石帶并不完全一致，因此部分牙形石帶的時間非嚴格按照自下而上順序)：Hindeodusparvus帶、Isarcicellastaeschei帶、Isarcicellaisarcica帶、Hindeoduspostparvus帶、Hindeodussosioensis帶、Neoclarkinakrystyni帶、Neoclarkinadiscreta帶、Clarkinacarinata帶、Sweetognathuskummeli帶、Neospathodusdieneri帶(包括Ns.dieneriM1亞帶、Ns.dieneriM2亞帶、Ns.dieneriM3亞帶)、Neospathoduspakistanensis帶、Novispathoduswaageni帶(包括Nv.w.eowaageni亞帶及Nv.w.waageni亞帶)、Euryganthoduscostatus帶、Parachiroganthus-Pachycladina帶、Novispathoduspingdingshanensis帶及Triassospathodushomeri帶。

圖3 湖北省不同剖面下三疊統牙形石帶

2.1 Hindeodus parvus帶

此牙形石帶是國際范圍內三疊系的第一個牙形石帶，其在浙江長興煤山D剖面的27層的底界標志著全球二疊系—三疊系界限標準[23]。在Hindeodusparvus的最前部位置發育有一個明顯比其他細齒大2倍以上的主齒[24]。截至目前，在中國廣泛分布的三疊紀海相沉積(包括湖北省全部海相下三疊統，如圖1)、海陸過渡相沉積乃至全球范圍內均有此牙形石帶的報道[3，25]。值得注意的是，受到物種遷移速率、生物對環境的選擇、化石保存概率等影響，不同剖面牙形石的首現點可能并不完全等時[12-18，23-27]。因此，有關二疊系—三疊系界線與H.parvus的首現點之間的關系，也吸引了許多學者的關注[3，28-29]。通過整體相關帶對比表明，在華南范圍內H.parvus最早出現的位置可能位于南盤江地區臺地邊緣向盆地過渡的邊陽—明塘一帶，而這也可能與當時該地區處于中層海水相區，受到了較小的缺氧與高溫的影響有關[3，30]。

2.2 Isarcicella staeschei帶

當前該牙形石帶在全球眾多地區都有一定的報道，包括克什米爾、阿爾卑斯南部、伊朗、阿曼、斯洛文尼亞、馬來半島以及中國的華南和西藏等地區[25]，在湖北地區也有若干剖面有此牙形石帶的報道(圖3)。在Isarcicellastaeschei的基腔上方單側，可見一明顯垂直發育的細齒，這也是該種最明顯的鑒定特征。在部分剖面，由于并未發現這一特殊的牙形石種，但可以識別出以與其形狀類似卻并未發育基腔單側細齒的牙形石I.lobata建立的牙形石帶，而這兩個牙形石帶也被認為是等時的[31-32]。在湖北地區，部分剖面也未識別出該牙形石帶，這個現象可能與采樣間距或者該牙形石屬種對環境的選擇有關(圖3)。

2.3 Isarcicella isarcica帶

當前，該牙形石帶也有著較廣泛的分布，包括巴基斯坦、克什米爾、印度、意大利、伊朗、斯洛文尼亞以及中國的華南地區[32]。在湖北省，此牙形石帶也有報道(圖3)。本帶與Isarcicellastaeschei帶相似，在部分剖面中有但并沒有被發現，可能也是由于采樣間距不夠或者該牙形石屬種的分布有著一定的局限性。

2.4 Hindeodus postparvus帶

當前此牙形石帶在斯洛文尼亞、印度以及中國的西藏和華南地區均有報道[20，32]。值得注意的是，Jiang et al.[33]曾經在位于南盤江碳酸鹽巖臺地相區的打講剖面也發現了該牙形石種，但并未建立該牙形石帶，而是在其首現點之上以Hindeodussosioensis的首現點建立了H.sosioensis帶。

2.5 Hindeodus sosioensis帶

該牙形石帶由Kozur[34]首次在意大利西西里島的Sosio峽谷地區建立，隨后其也因Hindeodussosioensis和H.postparvus的共同出現而建立組合帶[35]。在中國華南以及阿曼等地區，也有此牙形石帶的相關研究報道[32]。

2.6 Clarkina carinata/Clarkina planata帶

Clarkinacarinata首次在美國內華達地區的下三疊統中被報道，以齒體平臺寬、細齒向上直立但較低矮、主齒兩側的平臺不發育為特征。Orchard et al.[36]研究過C.carinata的系統發育特征，他們發現其自幼年期平臺后邊緣就不太發育，隨著發育程度增加，齒體最后部的生長主要限制于主齒周圍，因此呈現出尖銳的后部。Clarkinaplanata最突出的識別特征在于其具有一個寬闊而平坦的平臺，最寬點位于中間，主齒位于相對圓的后邊緣且其后方可見一窄的后邊緣[37]。由于這兩個牙形石種具有相近的地層分布特征[38]，因此它們既常被單獨用來建立牙形石帶[25]，也常被用來建立組合帶[28]。在湖北省，這兩個牙形石種均有相關報道(圖3)。

2.7 Neoclarkina krystyni帶

Neoclarkinakrystyni由Orchard和Krystyn[37]首先報道于印度Spiti地區格里斯巴赫亞階的頂部。當前，該牙形石種亦被報道于加拿大、阿曼以及中國的湖北、貴州、浙江等地區[39]。Nc.krystyni最顯著的鑒定特征為其平臺相對較窄，后部末端尖，細齒高度逐漸增加，主齒明顯[37]。在系統發育的過程中，該種的特征幾乎保持穩定，只有少量變化，如細齒逐漸融合、后部細齒變得逐漸明顯[39]。

2.8 Neoclarkina discreta帶

此牙形石帶最早由Orchard和Krystyn[37]在印度Spiti地區的Mikin組中報道，其屬于早三疊世格里斯巴赫亞期晚期。最近的研究表明，在個體發育的過程中，Neoclarkinadiscreta在齒體中部位置兩側的凸起會逐漸變得明顯，但是始終只占據極少部分位置，同時細齒的數量逐漸增多，并且逐漸更加融合在一起[39]。目前，該牙形石帶在中國湖北峽口、浙江煤山、貴州甲戎、明塘以及印度的Spiti等地區均有報道[40]。

2.9 Sweetognathothus kummeli帶

此牙形石帶最早由Sweet[41]1970年報道于巴基斯坦鹽嶺地區，其屬于早三疊世迪納爾亞期的第一個牙形石帶[25,39]。此牙形石種最顯著的特征為整個齒體呈梳狀，齒體長度約為其高的兩倍，平臺或側脊極其狹窄[41]。最近，有學者通過大量的標本研究過Sweetognathoduskummeli的系統發育學特征和過程，他們發現該種整個生長階段可以分為三個過程：早期細齒數量較少、主齒不明顯，有時主齒后方還發育有其他細齒，最典型的特征為齒體不發育側脊；中期細齒數量變多且更加融合在一起，主齒后方常發育有1～2枚細齒，最典型的特征為開始出現較為明顯的側脊；晚期細齒數量增加不明顯，主齒后方可能發育3枚細齒，且主齒附近可能出現增生現象，呈近直角狀，側脊進一步加深，甚至可形成平臺狀[39]。當前，此牙形石帶受到廣泛報道，包括巴基斯坦、尼泊爾、印度(Spiti、Guryul Ravine)、美國(愛達荷、猶他、內華達)、加拿大以及中國華南和西藏等地區[25]。

2.10 Neospathodus dieneri帶(包括Ns. dieneri M1亞帶、Ns. dieneri M2亞帶、Ns. dieneri M3亞帶)

此牙形石種最早由Sweet[42]在1970年報道于巴基斯坦鹽嶺地區，隨后在全球有大量的報道，包括印度的Spiti、克什米爾地區、美國西部的內華達和猶他地區、俄羅斯的Primorye南部地區、加拿大的極地和阿爾伯塔地區、日本的東南地區以及中國的藏南、廣西、貴州、四川、湖北、江蘇、安徽、浙江等地區[25]。根據中國安徽巢湖地區豐富的下三疊統牙形石分子，學者將Neospathodusdieneri細分為三個形態類型，即Ns.dieneriM1、Ns.dieneriM2和Ns.dieneriM3，這三個形態類型的主要鑒定特征類似，區別在于主齒相對于其后面相鄰細齒的大小[43]。當前，在湖北省峽口、恩施地區及廣西作登地區，已經有這三個亞帶詳細的報道[18-19，32]。最近，一項來自克什米爾地區的Guryul Ravine剖面的詳細牙形石研究表明，該地區也有大量這三個形態種，但是由于獲得的部分牙形石標本主齒和部分細齒殘缺，因此只建立了后兩個亞帶[25]。

2.11 Neospathodus pakistanensis帶

此牙形石帶由Sweet[41]在1970年首次報道于巴基斯坦鹽嶺地區Mianwali組的Mittiwali段，處于Ns.cristagalli帶和Nv.waageni帶之間。當前，該牙形石帶已經在世界范圍內多次被報道，包括巴基斯坦、挪威斯瓦爾巴群島、尼泊爾、加拿大極地和西部地區、美國西部、俄羅斯Primorye南部、澳大利亞西部、克什米爾、印度Spiti、越南、日本、中國華南和西藏等地區[25]。

2.12 Novispathodus waageni帶(包括Nv. w. eowaageni亞帶及Nv. w. waageni亞帶)

此牙形石帶由Sweet[41]于1970年首次在巴基斯坦地區報道。幾十年來大量的相關研究表明，該牙形石種在世界范圍內有廣泛的分布，包括克什米爾、印度Spiti、阿曼、美國西部、加拿大極地地區、哥倫比亞、馬來西亞、越南、澳大利亞、俄羅斯Primorye南部、日本以及中國的藏南、甘肅、廣西、貴州、湖北、安徽、浙江、江蘇、江西等地區[44]。在經過大量的樣本研究后，Zhao et al.[43]于2007年將Novispathoduswaageni進一步劃分為三個亞種，包括Nv.w.waageni、Nv.w.eowaageni及Nv.w.posterolongatus。Nv.w.waageni與Nv.w.eowaageni的不同之處在于，前者的齒體更厚，中部有加粗現象，細齒數量更少且彎曲，最高的細齒位于后部，基部輪廓更加彎曲且后部翹起明顯[43-45]。由于Nv.w.posterolongatus具有明顯較長的齒體和較多的細齒數量，現在學者更認同其屬于Novispathodus屬的一個種，即Novispathodusposterolongatus[25，43，45]。當前，Nv.w.waageni和Nv.w.eowaageni這兩個亞帶已經在澳大利亞西部、中國湖北大峽口及建始剖面和貴州甲戎剖面被識別[25]。目前，該種在中國安徽巢湖地區的平頂山西剖面的首現點，被認為是奧倫尼克階底界的候選“金釘子”[46]。

2.13 Euryganthodus costatus帶

此牙形石種由Staesche[47]于1964年首次在意大利Dolomites地區發現，隨后在世界范圍內許多地區均有報道，包括美國內華達、馬來西亞、克什米爾、印度Spiti、日本、哥倫比亞、俄羅斯Primorye南部、阿拉伯、阿曼、意大利、克羅地亞、斯洛文尼亞、越南以及中國的甘肅、廣西、云南、安徽巢湖、江蘇、貴州、湖北、四川等地區[48]。系統發育學及生物演化學研究表明，Euryganthoduscostatus可以被劃分出四個生長階段：第一階段該種發育有7～13個橫脊狀的細齒，細齒頂部呈尖圓狀，高度近一致，側視時某種程度上具有與Neospasthodus屬或Sweetospathodus屬類似的輪廓；第二階段，橫脊狀的細齒數量比上一階段略少，為5～12個，但可見細齒明顯變寬，反口視時可見齒體后部更圓，基腔可延續到前部，細齒之間的橫脊的高度降低，同時齒體輪廓由上一階段的對稱變得不對稱；第三階段，其橫脊的數量變化不大，為7～12個，但除最中部橫脊狀細齒外其余橫脊發育成角狀；第四階段，平臺極度發育，甚至超過基部面積，橫脊狀的細齒幾乎全發育成角狀[48]。本屬除Euryganthoduscostatus外，還有另外一特征明顯的種，即整體形狀、輪廓類似，但齒體上表面并不發育細齒或橫紋的Euryganthodushamadai。相較于前者，Euryganthodushamadai的地理分布以及地層延限均較窄。最近來自甘肅益哇溝剖面的研究表明，Euryganthoduscostatus可以被作為識別早三疊世印度期—奧倫尼克期界線的重要化石，但是由于該種在高緯度地區以及冷水區并未有報道，因此并不能用其來取代Novispathoduswaageni的“金釘子”化石地位[49]。

2.14 Parachiroganthus-Pachycladina組合帶

當前，此牙形石組合帶的建帶分子已經在低緯度地區的古特提斯洋、泛大洋以及美國西部地區有大量報道，中國范圍內則包括四川、貴州、廣西、秦嶺以及西藏等地區[49-51]。在中國安徽巢湖地區，學者雖然沒有在Nv.waageni帶之上、Nv.pingdingshanensis帶之下建立該組合帶，但是該地區的平頂山西剖面也有這兩個屬的相關報道，并且從和龍山組頂部之下約1 m之處開始出現[52]。之前的研究認為，早三疊世這兩個牙形石屬主要分布于潮間帶[50，53-54]。值得注意的是，在屬于下斜坡相的貴州甲戎剖面，學者認為該剖面中此組合帶的牙形石均為來自潮間帶而后再沉積的分子[50]。

2.15 Novispathodus pingdingshanensis帶

此牙形石帶首次報道于華南板塊的巢湖地區[43]，現有研究表明該牙形石帶在全球范圍內也有較廣泛的分布，包括美國西部、巴基斯坦鹽嶺、越南北部、加拿大西部、日本西南部、克什米爾、阿曼以及中國的貴州、廣西、江蘇、安徽等地區[25]。在詳細研究平頂山西剖面和龍山組和南陵湖組的牙形石序列后，Liang et al.[52]提出建議，將Novispathoduspingdingshanensis作為史密斯亞階—史帕斯亞階界線的標準化石。

2.16 Triassospathodus homeri帶

此牙形石種由Bender[55]在1967年首次報道于愛琴海地區的希俄斯島，當前已經在世界范圍內有廣泛的報道，包括俄羅斯、日本、越南、泰國、馬來西亞、克什米爾、印度Spiti、尼泊爾、新西蘭、美國、加拿大、挪威斯瓦爾巴德、羅馬尼亞、希臘、阿爾巴尼亞、斯諾文尼亞以及中國的安徽、江西、江蘇、湖北、四川、青海、云南、貴州、廣西、西藏等地區[32]。在建立該種的時候，Bender[55]并沒有給出其關鍵的識別特征，只提到該種在其齒體后部1/3位置發育有橢圓形的基腔。在經歷了幾番厘定之后，該種現在比較被認可的鑒定特征為：齒體相對較長，前部細齒略傾斜，后部細齒傾斜程度增加且與基部呈45°角，下部輪廓的前方較平直，往后可見末端下折，基腔后半部分逐漸擴展，最寬點位于后半部分之前[56]。

3 湖北省早三疊世地層界線劃分

根據當前國際年代地層表劃分方案，早三疊世被分為兩個期，分別為印度期和奧倫尼克期。其中，印度期和奧倫尼克期又進一步被劃分為格里斯巴赫亞期、迪納爾亞期及史密斯亞期、史帕斯亞期。根據上述牙形石帶，可以將湖北省下三疊統劃分出四個階段。

在早三疊世，受到海平面逐漸降低的影響，湖北省的沉積地層主要以泥灰巖、灰巖、白云巖、白云質灰巖、角礫白云巖為主，省內巖性較為統一。根據《中國區域地質志湖北志》[57]總結，湖北省下三疊統主要為大冶組和嘉陵江組，這兩套巖石地層單位以白云巖或角礫白云巖的出現為區分依據。

3.1 印度期

在湖北省下三疊統大冶組底部，普遍發育了與下伏上二疊統吳家坪組的含硅質團塊的生物碎屑灰巖或大隆組的硅質巖、硅質泥巖整合接觸的薄層狀灰巖或頁巖，可見大量的Clararia和Ophiceras化石。在這套代表了淺海陸棚盆地沉積環境的地層中，各剖面底部普遍可見若干層2～8 cm厚的白色凝灰質黏土層，以位于興山縣峽口鎮的大峽口剖面和恩施市的甘溪剖面最為典型，這兩個剖面二疊系—三疊系之交的火山灰均可達7層。詳細的牙形石生物地層學研究表明，三疊系底界的“金釘子”化石Hindeodusparvus在大峽口剖面中大冶組最底部的中薄層狀灰巖的中部開始出現[18]，這也與三疊系底界界線層型剖面——煤山D剖面的表現一致，即Hindeodusparvus在煤山D剖面的首現點位于殷坑組最底部中薄層狀灰巖的中部[23]。因此，在湖北省境下三疊統大冶組，二疊系—三疊系界線位于其最底部灰巖的中間。值得注意的是，在二疊紀—三疊紀之交，全球范圍內許多地區都發育了一層厚度不一的微生物巖，在鄂西南以及東南地區也有這一套特殊的沉積物[58]。從巖性上來看，這類微生物巖呈厚層狀，與下伏的吳家坪組巖性更加類似，與上覆的薄層狀泥巖、泥灰巖、灰巖呈現出更截然的巖性變化。大量研究表明，三疊系底界的“金釘子”化石Hindeodusparvus在這一類微生物巖的下部、中部甚至最底部開始出現，表明這一套在生物大滅絕之后出現的微生物巖至少有相當一部分屬于早三疊世最早期[20，59]。

當前，比較認可的格里斯巴赫亞期—迪納爾亞期界線的劃分標準是Sweetognathoduskummeli的首次出現[3]。根據這一劃分標準，湖北省下三疊統格里斯巴赫亞階—迪納爾亞階界線位于大峽口剖面大冶組底部之上約20 m處的薄層狀灰巖中，屬于大冶組第一段或第二段[18]。

3.2 奧倫尼克期

自20世紀90年代起，學者便開啟了國際范圍內奧倫尼克階底界“金釘子”的研究工作，其中安徽省巢湖地區的平頂山西剖面更是被列為該界線的候選層型剖面[43，45-46]。近來，圍繞該界線附近的牙形石研究表明，Novispathoduswaageni作為該界線的標準化石是最有優勢的，同時作為特征明顯的化石——Eurygnathoduscostatus也是識別該界線的重要化石輔助標志[44，48-49]。根據湖北省牙形石生物地層序列，基本可以將奧倫尼克階的底界確定在大冶組三段的中薄層狀灰巖中，在興山大峽口剖面位于大冶組底部之上約35 m[18]，在恩施建始剖面位于大冶組底部之上約40 m[49]，在利川核桃園剖面位于大冶組之上約200 m[16]。

早三疊世是二疊紀—三疊紀之交生物大滅絕之后重要的生態系統恢復期，在生物逐漸復蘇的同時，也發生了一些重要的次級滅絕事件，其中一次便發生在史密斯亞期—史帕斯亞期界線附近[11，60]。當前，比較認可的劃分該界線的標準是牙形石Novispathoduspingdingshanensis的首次出現[50，52，61]。根據此劃分標準，湖北省下三疊統史密斯亞階—史帕斯亞階的界線位于大冶組四段，在大峽口剖面則位于大冶組底部之上約40 m[18]。

4 結論

湖北省出露的下三疊統包括以灰巖為主體的大冶組和白云巖、角礫、灰巖為主體的嘉陵江組。其中，大冶組中可以識別出Hindeodusparvus帶、Isarcicellastaeschei帶、Isarcicellaisarcica帶、Hindeoduspostparvus帶、Hindeodussosioensis帶、Neoclarkinakrystyni帶、Neoclarkinadiscreta帶、Clarkinacarinata帶、Sweetognathuskummeli帶、Neospathodusdieneri帶(包括Ns.dieneriM1亞帶、Ns.dieneriM2亞帶、Ns.dieneriM3亞帶)、Neospathoduspakistanensis帶、Novispathoduswaageni帶(包括Nv.w.eowaageni亞帶及Nv.w.waageni亞帶)、Euryganthoduscostatus帶、Parachiroganthus-Pachycladina帶、Novispathoduspingdingshanensis帶，嘉陵江組中可以識別出Triassospathodushomeri帶。湖北省大冶組跨越了早三疊世格里斯巴赫亞期、迪納爾亞期、史密斯亞期以及部分史帕斯亞期，嘉陵江組主要沉積于史帕斯亞期。