北京市地質大學張傳恆
1. 南華系年代地層再劃分與區域對比綜合研究報告
尹崇玉 劉鵬舉 唐 烽 高林志 王自強 邢裕盛
（中國地質科學院地質研究所，北京 100037）
本專題通過前階段的研究工作，先後考察了湖北宜昌王豐崗、長陽古城、湖南石門楊家坪和廣西三江富祿等多條南華系剖面。 經過研究對比，推薦湖南石門楊家坪剖面作為南華系的候選層型剖面。同時，針對震旦系—南華系同位素年代學研究相對薄弱的問題，加強了對華南地區震旦系和南華系火山灰凝灰岩夾層的尋找和進行同位素年代學研究。在湖北峽東地區黃陵背斜西翼秭歸九曲腦震旦系剖面，貴州松桃黑水溪錳礦南華系剖面，湖南石門楊家坪震旦系—南華系剖面，浙江建德下涯埠震旦系—南華系剖面，浙江江山石龍崗震旦系—南華系剖面，新疆庫爾勒西山口震旦系—南華系剖面，貴州甕安北斗山磷礦震旦系剖面，以及開陽金中鎮化工廠附近南華系剖面進行了考察和采樣，發現了南華系和震旦系火山灰凝灰岩夾層或含碎屑鋯石的黏土岩夾層，經過選樣發現火山灰鋯石，通過SHRIMP鋯石U-Pb測年研究，獲得了大量南華系和震旦系的SHRIMP鋯石U-Pb年齡數據，基本解決了揚子地層分區內部南華系的劃分和對比問題（全國地層委員會，2008）。 但是，如何與江南地層分區對比，以及南華系冰期的劃分成為當務之急。
華南南華系的下部地層大致可劃分為3個不同的沉積組合帶。(1)北帶以黃陵背斜周邊地區為代表，下部以濱岸帶的辮狀河之砂礫岩沉積為主。 向上過渡為含凝灰質的粉砂岩和泥岩夾砂岩及凝灰岩薄層。(2)中帶的范圍較寬，以湖北長陽-湖南石門，大庸-沅陵地區為代表。 特徵是下部以辮狀河-河口灣壩的砂礫岩為主，向上隨海水加深出現少量（數米厚）碎屑流至深淺海含錳粉砂岩和頁岩及硅質岩沉積，代表以陸相-坡折-陸坡的沉積組合特徵。(3)南帶以湖南安化一線以南-懷化-廣西三江等地區為代表，下部以大陸斜坡碎屑流沉積為主，上部為含錳粉砂岩、頁岩、硅質泥岩及含錳白雲岩透鏡體（富祿組），含錳粉砂岩和泥岩代表南華系的最大海泛期的沉積物。課題組本階段的工作重點是解決南帶與北、中帶的地層對比問題。
1 主要研究剖面和研究內容
課題組重點考察了廣西三江冠洞和貴州黎平肇興等地的南華系剖面，採集了相關地層的古生物、岩石學、地球化學等方面的研究樣品。 同時還系統採集了峽東地區蓮沱組至南沱組下部細碎屑樣品，進行了化學蝕變指數研究。在前一階段研究工作的基礎上，採用野外地質調查和室內研究密切結合的多學科綜合研究方法。集中精力對江南分區典型南華系地層剖面進行以同位素年代地層學為主的多學科綜合研究，重點研究南華系下統冰期、間冰期的沉積特徵、地層格架以及關鍵層位的同位素年齡測定。進一步完善華南地區南華系的劃分對比問題。研究目標是，通過系統野外考察和室內綜合研究，提出江南分區與揚子分區南華系劃分對比方案，為進一步完善我國南華系年代地層系統，為逐步與國際接軌奠定基礎。
2 主要研究進展和成果
2.1 南華系富祿組SHRIMP鋯石U-Pb新年齡
富祿組凝灰岩樣品采自貴州省黎平縣肇興鎮龍水岔剖面的南華系富祿組下部。該剖面地處江南地層分區，代表華南地區南華系—震旦系的斜坡至盆地相沉積類型。該類型主要分布在湖南安化—貴州銅仁一線以南地區，南華系自下而上分為長安組、富祿組和南沱組。長安組為一套冰成混積岩沉積，既有冰水濁積岩沉積又含典型冰積雜礫岩沉積（圖2a）。一般認為，富祿組由溫濕氣候條件下的含Fe、Mn質碎屑岩及白雲岩組成，底部為含Fe砂岩。南沱組與其他地區相同，為一套穩定的冰磧岩沉積。樣品T06117-1采自肇興龍水岔南華系富祿組中—下部剖面的底部。該剖面富祿組下部為灰褐色粉砂質長石石英砂岩，近底部夾一層7～10 cm厚的黃綠色凝灰岩夾層（圖1，圖2b）。
圖1 貴州黎平肇興龍水岔南華系富祿組中—下部剖面和采樣點位置
圖2 貴州省黎平肇興龍水岔南華系剖面
2.1.1 鋯石特徵及SHRIMP定年結果
樣品T06117-1為黃綠色凝灰岩厚約7～10 cm，經常規方法粉碎，直接手工淘洗，最後鏡下挑出100％純的鋯石。鋯石顯微鏡下觀察，明顯呈無色或微粉色透明狀，等軸狀或者短柱狀的自形晶，晶面保存完好，晶面平整，未見溶蝕和磨損痕跡，屬岩漿鋯石。鋯石的長軸多為100～150μm，所有鋯石的陰極發光圖像均可見清晰的環帶狀構造（圖3）。另外，有些鋯石陰極發光的圖像顯示明顯的核部和邊緣增生的環帶（圖3，f），個別鋯石還顯示2個核拼接後再增生邊緣環帶現象（圖3，g）。
圖3 肇興富祿組部分鋯石的陰極發光圖像顯示明顯的核部和邊緣環帶
筆者對該樣品的58粒鋯石進行了58個測點的年齡測定。分析結果除一粒最大的年齡由於Pb丟失與一致曲線稍不諧和外，其他測點的結果全部落在一致諧和曲線上。57個測點結果明顯分為新、老兩組年齡（圖4，表1），年輕的一組51個測點年齡結果主要集中在660～820 Ma之間，並出現三個峰值（圖4b）。最小峰值的4個測點的206Pb/238U年齡加權平均值為（669±13）Ma（MSWD ＝0.95），該年齡值應代表富祿組底部凝灰岩的形成年齡（圖5）。
圖4 肇興富祿組底部凝灰岩樣品T06117-1的鋯石U-Pb一致線圖
圖3為樣品T06117-1的部分鋯石陰極發光圖像和測點位置圖。照片a—d顯示最小峰值的4粒鋯石的陰極發光圖像和測點位置，可以看出它們均為晶形較好，無明顯核部，且邊緣具有明顯環帶的鋯石，且測點位置均位於邊部的環帶上。測定結果206Pb/238U年齡(1)測點L061107-3.1為（659.1±9.8）Ma；(2)測點L261107-3.1為（689.0±15.6）Ma；(3)測點L261107-11.1為（668.5±19.5）Ma；(4)測點L261107-13.1為（675.0±14.8）Ma（表1）。 圖3的e-h發育明顯的核部，並向外具有增生的環帶，其中圖g中間顯示2個清晰的核拼接在一起，向外具有增生環帶。它們的測定結果分別為(5)測點061107-12.1為（718.7±11.9）Ma；(6)測點L061107-5.1為（710.1±11.3）Ma；(7)測點L061107-14.1為（834.1±8.8）Ma，可以看出它們明顯大於無明顯核部的鋯石。 圖h顯示近20億年的一組鋯石的形態，(8)測點0023-22.1為（2060.9±24.9）Ma。
圖5 肇興富祿組底部凝灰岩樣品T06117-1的鋯石U-Pb一致線圖
表1 樣品T06117-1鋯石SHRIMP U-Pb年齡測定結果
續表
註：誤差為1σ，Pbc和Pb*分別為普通Pb和放射成因Pb；用普通Pb校正204P。
2.1.2 地質意義
廣西北部三江和黔東南地區，富祿組下部常含條帶狀含鐵砂岩，中部偶見薄層含礫的可疑冰磧礫岩，上部為含錳頁岩及粉砂岩。根據岩性對比，有些研究者認為富祿組上部含錳頁岩及粉砂岩可與黔北地區的大塘坡組對比，中部的含礫似冰磧岩可與湘西的東山峰組或黔北的鐵絲坳組對比，下部條帶狀含鐵砂岩為間冰期與其下長安組冰磧岩分隔； 並認為華南南華系有3個冰期，即自下而上為長安冰期、古城（或鐵絲坳）冰期和南沱冰期（薛耀松等，2001； Zhou et al.，2004）。 由於近年來在黔北松桃縣寨郎溝剖面和黑水溪錳礦剖面分別獲得大塘坡組下部凝灰岩鋯石U-Pb年齡（662.9±4.3）Ma（MSWD ＝1.24，Zhou et al.，2004）和（667±9.9）Ma（MSWD＝1.6，尹崇玉等，2006），表明黔北地區大塘坡間冰期的下界年齡應小於670 Ma。本次在黔東南黎平縣肇興龍水岔剖面南華系富祿組底部獲得（669±13）Ma（MSWD＝0.95）的年齡值與上述大塘坡間冰期的下界年齡基本一致，證明黔東南地區南華系富祿組盡管岩性和厚度與黔北地區大塘坡組存在一定差異，但是底界年齡是一致的，同為間冰期溫濕環境的產物。 富祿組和大塘坡組的底界年齡基本一致的結果也證明，在大陸斜坡至盆地相沉積區的南華系同為兩套冰期夾一套間冰期的沉積結構（圖6）。
圖6 黎平肇興南華系剖面與湖南石門楊家坪和湖北宜昌南華系剖面的對比
同時，黔東南黎平縣肇興龍水岔剖面南華系富祿組底部鋯石U-Pb年齡結果可進一步限定我國南華系大塘坡（富祿）間冰期的下限年齡，證明該間冰期以下的冰川寒冷事件記錄隨各地所處的古地理位置不同，發育程度有所不同。最完整且沉積厚度最大的下冰期發育在江南地層分區的盆地相區，如黔東南和桂北等地區的長安組。從東南部江南地層分區向西北方向下冰期的發育程度依次變化（圖6），至湖北峽東地區大塘坡組和下冰期完全缺失被蓮沱組所取代（Jiang et al.，2003； Zhou et al.，2004）。綜合近年來獲得的鋯石U-Pb年齡資料和本課題所獲得的同位素年齡新結果，進一步證明我國華南南華系的南沱冰期與國際廣泛發育的新元古代馬雷諾（Marinoan）冰期相當，時限大致在660～635 Ma之間。南華系下冰期（長安或古城冰期）與斯圖特（Sturtian）冰期相當，時限大致在750～670 Ma之間。
2.2 峽東地區南華系蓮沱組化學蝕變指數變化與環境意義
2.2.1 樣品採集及分析處理
在峽東地區，南華系僅發育下統蓮沱組（厚50～246m）和上統南沱組（厚35～180m）。南沱組由冰成沉積物組成，包括典型冰磧礫岩和冰水沉積物。蓮沱組底部不整合於黃陵花崗岩之上，為紫色礫岩、砂礫岩，發育中、小規模的斜層理和槽狀層理； 中部為灰紫色和灰綠色中—細粒長石石英砂岩、砂質粉砂岩、粉砂岩及少量頁岩； 上部由灰綠色夾紫灰色砂質粉砂岩、粉砂岩夾頁岩及少量紫色中—細粒砂岩組成（趙自強等，1985； 邢裕盛等，1996； 劉鴻允，1991）。蓮沱組化學蝕變指數樣品取自三斗坪以南的石板溪橋東至花雞坡的公路切割剖面（樣品號R041016-1～17），南沱組樣品（含蓮沱組最頂部樣品）取自三斗坪東南的九龍灣-頭頂石實測剖面（樣品號R041104-1～11），共計28件。其中4件樣品因達不到質量標准，剔除沒有參與分析計算。
全部樣品均選擇為較新鮮的細屑岩，首先將樣品切出新鮮面後，用手鑽在3 ～5mm范圍內取岩粉200 mg，進行化學全分析（中國地質大學化學分析實驗室）。 主要元素的分析精度優於6％，分析中已取得H2O＋和H2O-，故表2中的燒失量可基本代表CO2的含量，並參與取得n（CaO*）的計算，樣品岩性及分析結果見表2。
2.2.2 沉積物的沉積環境分析
分析結果顯示，南華繫上統南沱組的CIA值主要介於60～65范圍內（頂部2個樣品除外）。下統蓮沱組CIA值的分布情況較為復雜，其最頂部接近於南沱組的2個樣品（R041016-1～2）CIA值介於55～60之間； 其下蓮沱組上部的8個樣品（R041016-3～5，7～8，10～12）CIA值則介於65～75的范圍內； 而最下部的5個樣品（R041016-13～17）CIA值又回落到50～65的范圍內。從A-CN-K三角圖解判斷可以看出南華系不同層位的樣品較明顯集中於3個緊湊穩定區域。 研究表明，三斗坪地區南沱組樣品CIA值大致相當於更新世冰川粘土的CIA值，為冰成沉積物成因。該組最頂部的兩個樣品（R041104-11，R041104-10）CIA值達70，則預示由南沱組寒冷氣候向陡山沱組溫暖氣候的轉化已初見端倪（王自強等，2006a）。
蓮沱組除底部為厚達數十米的河流相砂礫岩沉積外，向上逐漸發育為近海曲流河-網狀河的砂岩-粉砂岩沉積。蓮沱組頂部兩個樣品（R0411016-1～2）CIA值分別為61和58的，表明該組頂部已出現乾燥寒冷氣候的低等化學風化沉積； 蓮沱組上部樣品的ClA值在65～75之間，則顯示溫暖濕潤氣候條件的中等化學風化程度的沉積； 該組下部樣品的CIA值再次降至55～65之間，表明為寒冷乾燥氣候條件的低等化學風化程度的沉積。這些變化說明蓮沱組的沉積開始於寒冷乾燥氣候低等化學風化程度的環境下，然後轉入溫暖濕潤氣候中等化學風化程度的環境，頂部再次出現寒冷乾燥氣候的低等化學風化程度的環境，並延續至南沱組穩定冰成沉積物的出現。
上述變化在圖7中表現得十分清楚，圖7a、b、c分別顯示3個相對密集區，圖7（a）表示南沱組樣品點分布，其中可再分為兩個次級小區。小區Ⅰ共有5個點，其CIA值分布於60～65范圍內。小區x包含了代表南沱組頂部的兩個樣品點，可能預示了氣候開始轉暖的跡象。 圖7b表示蓮沱組頂部和下部樣品點的相對密集區。樣品點全部位於CIA值50～65的低值區。 圖7c則表示蓮沱組上部的樣品點，所有點都落於三角圖偏上位置的CIA值65 ～75范圍內。上述3個相對密集區分別表示了南華紀沉積演化過程中3個不同的相對穩定階段。但就整個南華系A-CN-K三角圖來看，樣品點的分布又相當分散，且不同階段的CIA值跳動較大。 這種特點反映了南華紀（成冰紀Cryogenian）處於古大陸裂解時期，在各大陸塊就位前無論從沉積物特徵和岩相變化都反映了揚子古陸的構造環境及氣候條件與古生代時期相比都表現出總體的不穩定狀態（王自強等，2006b）。
2.3 黔南、桂北南華系化學蝕變指數變化與環境分析
黔南和桂北地區的南華系自下而上劃分為3個組，下部長安組、中部富祿組、上部南沱組。 長安組假整合或不整合於新元古界丹洲群之上，該組成因雖然存在不同認識，但是多數研究者傾向該組為冰海相的沉積。長安組之上富祿組為含Fe、Mn質的碎屑岩沉積，為間冰期產物。 上部南沱組則代表再一次冰期的沉積。課題組試圖通過該區化學地層研究，進一步探討黔桂地區南華系與揚子地區南華系對比問題。該區南華系化學蝕變指數樣品主要取自廣西三江冠洞-楓木剖面的富祿組，貴州黎平的水口以東及肇興剖面的丹洲群頂部、長安組及南沱組下部（圖8）。 由於肇興地區的富祿組岩性過粗，不宜進行CIA研究，故未採用。但該區富祿組中、下部見有斑脫岩夾層，獲得鋯石U-Pb年齡（669±13）Ma，為南華系的劃分、對比提供了有力的依據。
表2 宜昌三斗坪南華系樣品全岩化學分析及CLA、ICV值
圖7 宜昌三斗坪南華系分解A-CN-K三角圖解
圖8 廣西三江冠洞及貴州黎平水口、肇興實測剖面圖
上述剖面的化學蝕變指數研究樣品均采自粉砂岩、砂質粉砂岩和冰成礫岩的膠結物。樣品全岩化學分析、ICV及CIA的分析結果見表3。
表3 廣西三江、貴州黎平南華系樣品全岩化學分析及ICV，CIA值
註：1106-1～5為拱洞組樣品，1106-6～24為長安組樣品，1104-9～12（冠洞），1107-5，7（肇興）為富祿組樣品，1107-8～13為南沱組樣品。
由於貴州黎平肇興剖面的富祿組岩性偏粗，不宜作為化學蝕變指數的研究對象，僅在該剖面富祿組的頂部取樣品1107-5和1107-7。其餘富祿組樣品（1104-9～12）取自廣西三江冠洞剖面的富祿組下部。冠洞剖面富祿組下部的樣品全部為極薄層頁岩和泥岩，其CIA值均在85～95之間，反映其源於炎熱、潮濕氣候的強化學風化程度沉積，特別是上述樣品的ICV值均大於1說明這些樣品有可能為構造相對活動的大陸邊緣的首次沉積。樣品1107-5和1107-7的CIA分別為69和70，表明在接近「南沱冰期」 到來之前已出現氣候變冷的徵兆。
樣品1107-8～13取自黎平肇興南沱組的下部，6個樣品CIA值數據除1107-13為66.31外，其餘5個CIA值都在60～65之間（表3），相當於更新世冰川粘土CIA值的范圍。 其與前述宜昌峽東地區南沱組所獲得的CIA值基本一致。表明再次轉化為寒冷、乾燥氣候的低等化學風化程度環境的沉積。
3 華南地區新元古界劃分與區域對比
我國華南地區新元古界的劃分和對比問題長期存在不同認識，但有兩個方面已基本取得共識。 一是新元古界以晉寧運動界面為底界，最下部的一個地層單元為青白口系（即相當國際地層表的拉伸系Tonian），應包含滄浪鋪群和板溪群以及與它們相當的地層（全國地層委員會，2001，2002； 陸松年，2002； 鄭永飛，2003）。二是我國震旦系已獲得很好的界定（馬國乾等，1984； Yin et al.，2005）。 當前的焦點問題是南華系蓮沱組的認識及其在南華系中的位置。
華南地區南華系大體可概括為3種類型：類型Ⅰ分布於湘、黔、桂三省交界地區，以廣西三江剖面為代表。南華系包括3個組，上部南沱組（冰成岩）； 中部富祿組（含Fe、Mn的粉砂岩、頁岩夾含Mn白雲岩透鏡體）； 下部長安組（冰海沉積的雜礫岩）。類型Ⅱ主要分布於黔東北-湘西北地區，以湖南石門楊家坪剖面為代表，南華系由4個組所組成。頂部為南沱組冰成沉積； 上部為大塘坡組（湖南稱為湖錳組）為含Mn黑色、紫褐色細屑岩，在黔東北和湖南的部分地區形成可采Mn礦； 中部東山峰組為厚度不大的冰成沉積雜礫岩； 下部渫水河組，由紫灰色、灰綠色砂礫岩、砂岩及粉砂岩組成，夾頁岩和少量斑脫岩薄層。類型Ⅰ和類型Ⅱ的南華系底界均不整合於板溪群及與其層位相當的地層之上。類型Ⅲ的南華系主要分布於鄂西及下揚子中-北部地區。 以宜昌峽東剖面為代表，包括兩個組，上部南沱組為冰成沉積雜礫岩，下部蓮沱組由紫紅色砂礫岩、砂岩、灰綠色砂岩、粉砂岩夾頁岩組成，區別在於該剖面沉積不整合於黃陵花崗岩之上。 如果僅依據岩石地層學原則進行劃分和對比，顯然可以認為峽東地區缺失南沱組之下的含Mn地層及更下的冰成混積岩（包括貴州的鐵絲坳組、湖南的東山峰組及其他地區所稱的「小冰」，以及將湘、黔、桂交界地區的長安組），同時將湖南石門的渫水河組與蓮沱組對比，並認為長安組之下缺失蓮沱組。甚至把屬於不同構造階段產物，由普遍片理化的淺變質岩組成的板溪群與蓮沱組進行對比（劉鴻允，1991）。
圖9 華南新元古界南華系不同類型沉積相帶剖面示意圖
馮連君等（2001）通過化學蝕變指數研究，提出石門楊家坪的渫水河組上部及東山峰組的CIA值分別為60～65和60～70，與更新世冰川粘土的CIA值大體一致。認為該地區渫水河組同為寒冷乾燥氣候的低等化學風化條件下的產物。而渫水河組下伏的板溪群老山崖組上部CIA為70～75，應該為溫濕氣候、中等化學風化作用的產物。 當前，筆者對湖北宜昌三斗坪南華系化學蝕變指數的研究表明，南沱組之下的蓮沱組同樣經歷了由寒冷乾燥—溫暖濕潤—寒冷乾燥氣候變化所控制的沉積過程，故此作者提出南華系不同相區的劃分對比方案（圖9）。
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2. 中國地質大學北京張傳恆老師咋樣
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3. 南華系年代地層再劃分與區域對比綜合研究報告
尹崇玉 劉鵬舉 唐 烽 高林志 王自強 邢裕盛
(中國地質科學院地質研究所，北京 100037)
本專題通過前階段的研究工作，先後考察了湖北宜昌王豐崗、長陽古城、湖南石門楊家坪和廣西三江富祿等多條南華系剖面。經過研究對比，推薦湖南石門楊家坪剖面作為南華系的候選層型剖面。同時，針對震旦系—南華系同位素年代學研究相對薄弱的問題，加強了對華南地區震旦系和南華系火山灰凝灰岩夾層的尋找和進行同位素年代學研究。在湖北峽東地區黃陵背斜西翼秭歸九曲腦震旦系剖面，貴州松桃黑水溪錳礦南華系剖面，湖南石門楊家坪震旦系—南華系剖面，浙江建德下涯埠震旦系—南華系剖面，浙江江山石龍崗震旦系—南華系剖面，新疆庫爾勒西山口震旦系—南華系剖面，貴州甕安北斗山磷礦震旦系剖面，以及開陽金中鎮化工廠附近南華系剖面進行了考察和采樣，發現了南華系和震旦系火山灰凝灰岩夾層或含碎屑鋯石的黏土岩夾層，經過選樣發現火山灰鋯石，通過 SHRIMP鋯石 U － Pb 測年研究，獲得了大量南華系和震旦系的 SHRIMP 鋯石 U － Pb 年齡數據，基本解決了揚子地層分區內部南華系的劃分和對比問題(全國地層委員會，2008)。但是，如何與江南地層分區對比，以及南華系冰期的劃分成為當務之急。
華南南華系的下部地層大致可劃分為 3 個不同的沉積組合帶。①北帶以黃陵背斜周邊地區為代表，下部以濱岸帶的辮狀河之砂礫岩沉積為主。向上過渡為含凝灰質的粉砂岩和泥岩夾砂岩及凝灰岩薄層。② 中帶的范圍較寬，以湖北長陽 － 湖南石門，大庸 － 沅陵地區為代表。特徵是下部以辮狀河 － 河口灣壩的砂礫岩為主，向上隨海水加深出現少量(數米厚)碎屑流至深淺海含錳粉砂岩和頁岩及硅質岩沉積，代表以陸相 － 坡折 － 陸坡的沉積組合特徵。③ 南帶以湖南安化一線以南 － 懷化 － 廣西三江等地區為代表，下部以大陸斜坡碎屑流沉積為主，上部為含錳粉砂岩、頁岩、硅質泥岩及含錳白雲岩透鏡體(富祿組)，含錳粉砂岩和泥岩代表南華系的最大海泛期的沉積物。課題組本階段的工作重點是解決南帶與北、中帶的地層對比問題。
1 主要研究剖面和研究內容
課題組重點考察了廣西三江冠洞和貴州黎平肇興等地的南華系剖面，採集了相關地層的古生物、岩石學、地球化學等方面的研究樣品。同時還系統採集了峽東地區蓮沱組至南沱組下部細碎屑樣品，進行了化學蝕變指數研究。在前一階段研究工作的基礎上，採用野外地質調查和室內研究密切結合的多學科綜合研究方法。集中精力對江南分區典型南華系地層剖面進行以同位素年代地層學為主的多學科綜合研究，重點研究南華系下統冰期、間冰期的沉積特徵、地層格架以及關鍵層位的同位素年齡測定。進一步完善華南地區南華系的劃分對比問題。研究目標是，通過系統野外考察和室內綜合研究，提出江南分區與揚子分區南華系劃分對比方案，為進一步完善我國南華系年代地層系統，為逐步與國際接軌奠定基礎。
2 主要研究進展和成果
2.1 南華系富祿組 SHRIMP 鋯石 U － Pb 新年齡
富祿組凝灰岩樣品采自貴州省黎平縣肇興鎮龍水岔剖面的南華系富祿組下部。該剖面地處江南地層分區，代表華南地區南華系—震旦系的斜坡至盆地相沉積類型。該類型主要分布在湖南安化—貴州銅仁一線以南地區，南華系自下而上分為長安組、富祿組和南沱組。長安組為一套冰成混積岩沉積，既有冰水濁積岩沉積又含典型冰積雜礫岩沉積(圖 2a)。一般認為，富祿組由溫濕氣候條件下的含 Fe、Mn 質碎屑岩及白雲岩組成，底部為含 Fe 砂岩。南沱組與其他地區相同，為一套穩定的冰磧岩沉積。樣品 T06117 －1 采自肇興龍水岔南華系富祿組中—下部剖面的底部。該剖面富祿組下部為灰褐色粉砂質長石石英砂岩，近底部夾一層 7 ～10 cm 厚的黃綠色凝灰岩夾層(圖 1，圖 2b)。
圖 1 貴州黎平肇興龍水岔南華系富祿組中—下部剖面和采樣點位置
圖 2 貴州省黎平肇興龍水岔南華系剖面
2.1.1 鋯石特徵及 SHRIMP 定年結果
樣品 T06117 －1 為黃綠色凝灰岩厚約 7 ～10 cm，經常規方法粉碎，直接手工淘洗，最後鏡下挑出100% 純的鋯石。鋯石顯微鏡下觀察，明顯呈無色或微粉色透明狀，等軸狀或者短柱狀的自形晶，晶面保存完好，晶面平整，未見溶蝕和磨損痕跡，屬岩漿鋯石。鋯石的長軸多為 100 ～150 μm，所有鋯石的陰極發光圖像均可見清晰的環帶狀構造(圖 3)。另外，有些鋯石陰極發光的圖像顯示明顯的核部和邊緣增生的環帶(圖 3，f)，個別鋯石還顯示 2 個核拼接後再增生邊緣環帶現象(圖 3，g)。
圖 3 肇興富祿組部分鋯石的陰極發光圖像顯示明顯的核部和邊緣環帶
筆者對該樣品的58粒鋯石進行了58個測點的年齡測定。分析結果除一粒最大的年齡由於Pb丟失與一致曲線稍不諧和外，其他測點的結果全部落在一致諧和曲線上。57個測點結果明顯分為新、老兩組年齡(圖4，表1)，年輕的一組51個測點年齡結果主要集中在660～820Ma之間，並出現三個峰值(圖4b)。最小峰值的4個測點的206Pb/238U年齡加權平均值為(669±13)Ma(MSWD=0.95)，該年齡值應代表富祿組底部凝灰岩的形成年齡(圖5)。
圖4 肇興富祿組底部凝灰岩樣品T06117－1的鋯石U－Pb一致線圖
圖3為樣品T06117－1的部分鋯石陰極發光圖像和測點位置圖。照片a—d顯示最小峰值的4粒鋯石的陰極發光圖像和測點位置，可以看出它們均為晶形較好，無明顯核部，且邊緣具有明顯環帶的鋯石，且測點位置均位於邊部的環帶上。測定結果206Pb/238U年齡①測點L061107－3.1為(659.1±9.8)Ma;②測點L261107－3.1為(689.0±15.6)Ma;③測點L261107－11.1為(668.5±19.5)Ma;④測點L261107－13.1為(675.0±14.8)Ma(表1)。圖3的e—h發育明顯的核部，並向外具有增生的環帶，其中圖g中間顯示2個清晰的核拼接在一起，向外具有增生環帶。它們的測定結果分別為⑤測點061107－12.1為(718.7±11.9)Ma;⑥測點L061107－5.1為(710.1±11.3)Ma;⑦測點L061107－14.1為(834.1±8.8)Ma，可以看出它們明顯大於無明顯核部的鋯石。圖h顯示近20億年的一組鋯石的形態，⑧測點0023－22.1為(2060.9±24.9)Ma。
圖5 肇興富祿組底部凝灰岩樣品T06117－1的鋯石U－Pb一致線圖
表1 樣品T06117－1鋯石SHRIMPU－Pb年齡測定結果
續表
注:誤差為1σ，Pbc和Pb*分別為普通Pb和放射成因Pb;用普通Pb校正204P。
2.1.2 地質意義
廣西北部三江和黔東南地區，富祿組下部常含條帶狀含鐵砂岩，中部偶見薄層含礫的可疑冰磧礫岩，上部為含錳頁岩及粉砂岩。根據岩性對比，有些研究者認為富祿組上部含錳頁岩及粉砂岩可與黔北地區的大塘坡組對比，中部的含礫似冰磧岩可與湘西的東山峰組或黔北的鐵絲坳組對比，下部條帶狀含鐵砂岩為間冰期與其下長安組冰磧岩分隔; 並認為華南南華系有 3 個冰期，即自下而上為長安冰期、古城(或鐵絲坳)冰期和南沱冰期(薛耀松等，2001; Zhou et al.，2004)。由於近年來在黔北松桃縣寨郎溝剖面和黑水溪錳礦剖面分別獲得大塘坡組下部凝灰岩鋯石 U － Pb 年齡(662.9 ± 4.3)Ma(MSWD =1.24，Zhou et al.，2004)和(667 ± 9.9)Ma(MSWD = 1.6，尹崇玉等，2006)，表明黔北地區大塘坡間冰期的下界年齡應小於 670 Ma。本次在黔東南黎平縣肇興龍水岔剖面南華系富祿組底部獲得(669 ±13)Ma(MSWD =0.95)的年齡值與上述大塘坡間冰期的下界年齡基本一致，證明黔東南地區南華系富祿組盡管岩性和厚度與黔北地區大塘坡組存在一定差異，但是底界年齡是一致的，同為間冰期溫濕環境的產物。富祿組和大塘坡組的底界年齡基本一致的結果也證明，在大陸斜坡至盆地相沉積區的南華系同為兩套冰期夾一套間冰期的沉積結構(圖 6)。
圖 6 黎平肇興南華系剖面與湖南石門楊家坪和湖北宜昌南華系剖面的對比
同時，黔東南黎平縣肇興龍水岔剖面南華系富祿組底部鋯石 U － Pb 年齡結果可進一步限定我國南華系大塘坡(富祿)間冰期的下限年齡，證明該間冰期以下的冰川寒冷事件記錄隨各地所處的古地理位置不同，發育程度有所不同。最完整且沉積厚度最大的下冰期發育在江南地層分區的盆地相區，如黔東南和桂北等地區的長安組。從東南部江南地層分區向西北方向下冰期的發育程度依次變化(圖 6)，至湖北峽東地區大塘坡組和下冰期完全缺失被蓮沱組所取代(Jiang et al.，2003; Zhou et al.，2004)。綜合近年來獲得的鋯石 U －Pb 年齡資料和本課題所獲得的同位素年齡新結果，進一步證明我國華南南華系的南沱冰期與國際廣泛發育的新元古代馬雷諾(Marinoan)冰期相當，時限大致在660 ～635 Ma 之間。南華系下冰期(長安或古城冰期)與斯圖特(Sturtian)冰期相當，時限大致在750 ～670 Ma 之間。
2.2 峽東地區南華系蓮沱組化學蝕變指數變化與環境意義
2.2.1 樣品採集及分析處理
在峽東地區，南華系僅發育下統蓮沱組(厚50 ～246m)和上統南沱組(厚35 ～180m)。南沱組由冰成沉積物組成，包括典型冰磧礫岩和冰水沉積物。蓮沱組底部不整合於黃陵花崗岩之上，為紫色礫岩、砂礫岩，發育中、小規模的斜層理和槽狀層理; 中部為灰紫色和灰綠色中—細粒長石石英砂岩、砂質粉砂岩、粉砂岩及少量頁岩;上部由灰綠色夾紫灰色砂質粉砂岩、粉砂岩夾頁岩及少量紫色中—細粒砂岩組成(趙自強等，1985;邢裕盛等，1996;劉鴻允，1991)。蓮沱組化學蝕變指數樣品取自三斗坪以南的石板溪橋東至花雞坡的公路切割剖面(樣品號R041016－1～17)，南沱組樣品(含蓮沱組最頂部樣品)取自三斗坪東南的九龍灣－頭頂石實測剖面(樣品號R041104－1～11)，共計28件。其中4件樣品因達不到質量標准，剔除沒有參與分析計算。
全部樣品均選擇為較新鮮的細屑岩，首先將樣品切出新鮮面後，用手鑽在3～5mm范圍內取岩粉200mg，進行化學全分析(中國地質大學化學分析實驗室)。主要元素的分析精度優於6%，分析中已取得H2O+和H2O－，故表2中的燒失量可基本代表CO2的含量，並參與取得n(CaO*)的計算，樣品岩性及分析結果見表2。
2.2.2 沉積物的沉積環境分析
分析結果顯示，南華繫上統南沱組的CIA值主要介於60～65范圍內(頂部2個樣品除外)。下統蓮沱組CIA值的分布情況較為復雜，其最頂部接近於南沱組的2個樣品(R041016－1～2)CIA值介於55～60之間;其下蓮沱組上部的8個樣品(R041016－3～5，7～8，10～12)CIA值則介於65～75的范圍內;而最下部的5個樣品(R041016－13～17)CIA值又回落到50～65的范圍內。從A－CN－K三角圖解判斷可以看出南華系不同層位的樣品較明顯集中於3個緊湊穩定區域。研究表明，三斗坪地區南沱組樣品CIA值大致相當於更新世冰川粘土的CIA值，為冰成沉積物成因。該組最頂部的兩個樣品(R041104－11，R041104－10)CIA值達70，則預示由南沱組寒冷氣候向陡山沱組溫暖氣候的轉化已初見端倪(王自強等，2006a)。
蓮沱組除底部為厚達數十米的河流相砂礫岩沉積外，向上逐漸發育為近海曲流河－網狀河的砂岩－粉砂岩沉積。蓮沱組頂部兩個樣品(R0411016－1～2)CIA值分別為61和58的，表明該組頂部已出現乾燥寒冷氣候的低等化學風化沉積;蓮沱組上部樣品的ClA值在65～75之間，則顯示溫暖濕潤氣候條件的中等化學風化程度的沉積;該組下部樣品的CIA值再次降至55～65之間，表明為寒冷乾燥氣候條件的低等化學風化程度的沉積。這些變化說明蓮沱組的沉積開始於寒冷乾燥氣候低等化學風化程度的環境下，然後轉入溫暖濕潤氣候中等化學風化程度的環境，頂部再次出現寒冷乾燥氣候的低等化學風化程度的環境，並延續至南沱組穩定冰成沉積物的出現。
上述變化在圖7中表現得十分清楚，圖7a、b、c分別顯示3個相對密集區，圖7(a)表示南沱組樣品點分布，其中可再分為兩個次級小區。小區Ⅰ共有5個點，其CIA值分布於60～65范圍內。小區x包含了代表南沱組頂部的兩個樣品點，可能預示了氣候開始轉暖的跡象。圖7b表示蓮沱組頂部和下部樣品點的相對密集區。樣品點全部位於CIA值50～65的低值區。圖7c則表示蓮沱組上部的樣品點，所有點都落於三角圖偏上位置的CIA值65～75范圍內。上述3個相對密集區分別表示了南華紀沉積演化過程中3個不同的相對穩定階段。但就整個南華系A－CN－K三角圖來看，樣品點的分布又相當分散，且不同階段的CIA值跳動較大。這種特點反映了南華紀(成冰紀Cryogenian)處於古大陸裂解時期，在各大陸塊就位前無論從沉積物特徵和岩相變化都反映了揚子古陸的構造環境及氣候條件與古生代時期相比都表現出總體的不穩定狀態(王自強等，2006b)。
2.3 黔南、桂北南華系化學蝕變指數變化與環境分析
黔南和桂北地區的南華系自下而上劃分為3個組，下部長安組、中部富祿組、上部南沱組。長安組假整合或不整合於新元古界丹洲群之上，該組成因雖然存在不同認識，但是多數研究者傾向該組為冰海相的沉積。長安組之上富祿組為含Fe、Mn質的碎屑岩沉積，為間冰期產物。上部南沱組則代表再一次冰期的沉積。課題組試圖通過該區化學地層研究，進一步探討黔桂地區南華系與揚子地區南華系對比問題。該區南華系化學蝕變指數樣品主要取自廣西三江冠洞－楓木剖面的富祿組，貴州黎平的水口以東及肇興剖面的丹洲群頂部、長安組及南沱組下部(圖8)。由於肇興地區的富祿組岩性過粗，不宜進行CIA研究，故未採用。但該區富祿組中、下部見有斑脫岩夾層，獲得鋯石U－Pb年齡(669±13)Ma，為南華系的劃分、對比提供了有力的依據。
表2 搖宜昌三斗坪南華系樣品全岩化學分析及CLA、ICV 值
圖7 宜昌三斗坪南華系分解A－CN－K三角圖解
圖8 廣西三江冠洞及貴州黎平水口、肇興實測剖面圖
上述剖面的化學蝕變指數研究樣品均采自粉砂岩、砂質粉砂岩和冰成礫岩的膠結物。樣品全岩化學分析、ICV 及 CIA 的分析結果見表 3。
表 3 廣西三江、貴州黎平南華系樣品全岩化學分析及 ICV，CIA 值
注: 1106 －1 ～5 為拱洞組樣品，1106 －6 ～24 為長安組樣品，1104 －9 ～12(冠洞)，1107 －5，7(肇興)為富祿組樣品，1107 －8 ～ 13 為南沱組樣品。
由於貴州黎平肇興剖面的富祿組岩性偏粗，不宜作為化學蝕變指數的研究對象，僅在該剖面富祿組的頂部取樣品 1107 －5 和 1107 －7。其餘富祿組樣品(1104 －9 ～12)取自廣西三江冠洞剖面的富祿組下部。冠洞剖面富祿組下部的樣品全部為極薄層頁岩和泥岩，其 CIA 值均在 85 ～95 之間，反映其源於炎熱、潮濕氣候的強化學風化程度沉積，特別是上述樣品的 ICV 值均大於 1 說明這些樣品有可能為構造相對活動的大陸邊緣的首次沉積。樣品 1107 －5 和 1107 －7 的 CIA 分別為 69 和 70，表明在接近「南沱冰期」到來之前已出現氣候變冷的徵兆。
樣品 1107 －8 ～13 取自黎平肇興南沱組的下部，6 個樣品 CIA 值數據除 1107 －13 為 66.31 外，其餘 5 個 CIA 值都在 60 ～65 之間(表 3)，相當於更新世冰川粘土 CIA 值的范圍。其與前述宜昌峽東地區南沱組所獲得的 CIA 值基本一致。表明再次轉化為寒冷、乾燥氣候的低等化學風化程度環境的沉積。
3 華南地區新元古界劃分與區域對比
我國華南地區新元古界的劃分和對比問題長期存在不同認識，但有兩個方面已基本取得共識。一是新元古界以晉寧運動界面為底界，最下部的一個地層單元為青白口系(即相當國際地層表的拉伸系Tonian)，應包含滄浪鋪群和板溪群以及與它們相當的地層(全國地層委員會，2001，2002; 陸松年，2002; 鄭永飛，2003)。二是我國震旦系已獲得很好的界定(馬國乾等，1984; Yin et al.，2005)。當前的焦點問題是南華系蓮沱組的認識及其在南華系中的位置。
華南地區南華系大體可概括為 3 種類型: 類型Ⅰ分布於湘、黔、桂三省交界地區，以廣西三江剖面為代表。南華系包括 3 個組，上部南沱組(冰成岩); 中部富祿組(含 Fe、Mn 的粉砂岩、頁岩夾含Mn 白雲岩透鏡體); 下部長安組(冰海沉積的雜礫岩)。類型Ⅱ主要分布於黔東北 － 湘西北地區，以湖南石門楊家坪剖面為代表，南華系由 4 個組所組成。頂部為南沱組冰成沉積; 上部為大塘坡組(湖南稱為湖錳組)為含 Mn 黑色、紫褐色細屑岩，在黔東北和湖南的部分地區形成可采 Mn 礦; 中部東山峰組為厚度不大的冰成沉積雜礫岩; 下部渫水河組，由紫灰色、灰綠色砂礫岩、砂岩及粉砂岩組成，夾頁岩和少量斑脫岩薄層。類型Ⅰ和類型Ⅱ的南華系底界均不整合於板溪群及與其層位相當的地層之上。類型Ⅲ的南華系主要分布於鄂西及下揚子中 － 北部地區。以宜昌峽東剖面為代表，包括兩個組，上部南沱組為冰成沉積雜礫岩，下部蓮沱組由紫紅色砂礫岩、砂岩、灰綠色砂岩、粉砂岩夾頁岩組成，區別在於該剖面沉積不整合於黃陵花崗岩之上。如果僅依據岩石地層學原則進行劃分和對比，顯然可以認為峽東地區缺失南沱組之下的含 Mn 地層及更下的冰成混積岩(包括貴州的鐵絲坳組、湖南的東山峰組及其他地區所稱的 「小冰」，以及將湘、黔、桂交界地區的長安組)，同時將湖南石門的渫水河組與蓮沱組對比，並認為長安組之下缺失蓮沱組。甚至把屬於不同構造階段產物，由普遍片理化的淺變質岩組成的板溪群與蓮沱組進行對比(劉鴻允，1991)。
圖 9 華南新元古界南華系不同類型沉積相帶剖面示意圖
馮連君等(2001)通過化學蝕變指數研究，提出石門楊家坪的渫水河組上部及東山峰組的 CIA 值分別為60 ～65 和60 ～70，與更新世冰川粘土的 CIA 值大體一致。認為該地區渫水河組同為寒冷乾燥氣候的低等化學風化條件下的產物。而渫水河組下伏的板溪群老山崖組上部 CIA 為 70 ～75，應該為溫濕氣候、中等化學風化作用的產物。當前，筆者對湖北宜昌三斗坪南華系化學蝕變指數的研究表明，南沱組之下的蓮沱組同樣經歷了由寒冷乾燥—溫暖濕潤—寒冷乾燥氣候變化所控制的沉積過程，故此作者提出南華系不同相區的劃分對比方案(圖 9)。
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4. 有哪位大蝦知道地大（北京）構造專業那個導師（研究生導師）好謝謝！！！！！
070904構造地質學
01大地構造與地球動力學 金振民 王宗起 楊天水 張世紅 尹 安
02區域構造與構造年代學 李榮社 李亞林 劉俊來 王根厚 王果勝 余心起 張長厚 周志廣
03顯微構造與構造物理學 胡 玲 金振民 劉俊來
04構造地球化學 顏丹平 張壽庭
05新構造與活動構造 汪新文尹 安
07盆地構造分析 劉劍平 劉少峰 汪新文 顏丹平 張傳恆
08應用構造地質學 胡 玲 劉文燦 呂古賢 王根厚 吳淦國 余心起 張 達 張長厚 張世紅 張維傑 張壽庭 趙國春 周志廣
5. 張世紅的學術論文
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6. 桂西北二疊紀灰岩牆（脈）的地震成因解釋
Interpretation of the Seismic Origin of Permian Limestone Dikes in Northwestern Guangxi
喬秀夫彭陽高林志
原文刊於2002年地質通報，第21卷第2期。之後本書作者之一彭陽在廣西地區進行詳細調查與研究，張傳恆也短期考察，得到許多新的認識。現刊印文僅在圖件表述方面作了局部修改，但主導思路內容及圖件與2002年文一致。
廣西西北部的泥盆紀灰岩中發育大量產狀直立的二疊紀茅口組的碳酸鹽岩岩牆，其成因一直引起地質學家的興趣。本文嘗試用地震災變事件解釋這一奇特的地質現象，即：二疊紀強地震發生時，茅口組未成岩的軟沉積物中產生的液化沉積物流藉助上覆沉積物的壓力，貫入下伏已成岩的堅硬的泥盆系灰岩的裂隙（斷層、節理等）中，形成具直立層理的灰岩牆（脈）。上述過程反映一次強地震災變事件作用在軟沉積物與堅硬岩層中的不同響應。
1二疊系灰岩怎麼直立地插入上泥盆統的灰岩中？
廣西晚古生代（D—P）時處於一個由碳酸鹽台地（淺水）與台溝（深水）組成的碳酸鹽岩沉積環境。台地與台溝多以斷裂為界。在淺水台地上分布著許多直立的沉積灰岩岩牆。圖1之上圖為桂西北凌雲地區灰岩岩牆素描圖（據廣西第八地質隊）[1]。岩牆寬30～50cm，由含二疊系茅口組（P2m）
2 地震成因解釋
強地震在堅硬的岩層與尚未固結的軟沉積物中的反映是不同的。
硬岩層受到地震波影響後，表現為脆性變形，如斷裂等，甚至形成張開裂縫[2～3]。未固結的軟沉積物在遭受地震波影響時則發生液化作用。現代含水的軟沉積物是由鬆散的砂粒與水組成的復合體系。沙粒靠粒間摩擦力維持本身的穩定與承受壓力。水的力學性質是體積難於壓縮，在沉積物顆粒中，其在承受極大壓力下可改變形狀（即流動），卻幾乎不能承受剪切力。地震之前沙層所承受的外力全部由砂骨架所承擔，砂層是穩定的。強地震發生時，地震引起的剪切力促使砂粒滑移而改變排列狀態。在飽和砂層體積不變的情況下，應力由砂骨架傳遞至水，引起超孔隙水壓力。當全部應力傳遞至孔隙水後，超孔隙水壓力等於飽和沙所承受的總應力，在完全水平的砂層中便產生了液化作用，這時砂本身的重量也添加到水中，砂和水渾然一體形成懸液，從而形成液化沉積物流。地震時產生的噴水冒沙現象及一系列沙層中軟沉積物捲曲變形等構造都是液化作用的結果[4～9]。未固結的碳酸鹽岩層由碳酸鹽沙（顆粒）與水組成，其液化機理與現代砂土的液化相仿[5～6]。
圖1 廣西凌雲中二疊統灰岩牆素描及成因解釋
當中二疊世強地震發生時，泥盆紀灰岩早已固結成岩，受地震影響產生脆性變形，形成裂隙及斷層；而中二疊統茅口組灰岩尚處於軟沉積物狀態，地震時隨即發生液化（圖1－中圖）。茅口組軟沉積物的液化不是層內某些紋層或薄層的液化，而是整個層的液化，形成液化沉積物流。它是在二疊紀當時的構造環境——南方大陸大規模裂解、玄武岩大面積爆發時極強的地震時形成的，是現代與歷史地震未曾經歷的強液化作用。移動的液化沉積物流藉助上覆巨厚的茅口組沉積物壓力而貫入下伏上泥盆統灰岩的裂隙中。桂西北茅口組軟沉積物厚度達400～500m，由不同岩性組成，液化沉積物流向下移動貫入上泥盆統灰岩時應是從茅口組底層向上層依次貫入的，因而形成茅口組岩牆內部不同岩性之間的直立界面（條帶構造），可稱為液化沉積物流動層。圖1可作為沉積灰岩牆地震成因的解釋。茅口組灰岩牆中雖然承受由上覆沉積物重力引起的壓應力（σ1），但由於受到已固結泥盆系灰岩的限制仍然保持直立，由於伸展作用，在岩牆的側方產生張應力（σ3）（圖1－下圖空心箭頭所示），正是這種張應力不斷使泥盆系灰岩中裂隙擴大，為新的液化沉積物流的貫入創造了條件。
3構造意義——Pangaea裂解的響應？
中二疊世茅口期地震形成的沉積灰岩牆與川、滇、黔三省峨眉山玄武岩噴發為同一時期。峨眉山玄武岩噴發被看做是特提斯打開的先聲[10]、揚子地台板內裂解的標志，也是全球超大陸（Pangaea）裂解的響應。在這一裂解過程中，除火山噴發外（峨眉山玄武岩），必然伴隨著強地震（板內地震）。我們有理由將茅口組灰岩牆及其主導誘因——板內地震事件作為Pangaea裂解的響應。板內強地震是超大陸裂解過程中伴隨的地震災變事件[11]，板內古地震與地震帶應當成為超大陸研究中的一個重要內容。
廣西碳酸鹽台地上的沉積灰岩牆群提供了十分重要的地質信息，值得進一步從地層、沉積、古地理、災變事件及全球構造角度深入研究。
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