何雨旸，趙廣濤，趙 利，龍曉軍，祁 奇，徐翠玲

（中國海洋大學(xué)海洋地球科學(xué)學(xué)院，海底科學(xué)與探測(cè)技術(shù)教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，山東 青島266100）

下?lián)P子地區(qū)棲霞組地層是在全球石炭紀(jì)—二疊紀(jì)冰期極地冰蓋逐漸消融、全球大規(guī)模海侵背景下形成的一套特殊的碳酸鹽巖地層，其成因研究對(duì)于揭示該時(shí)期的古環(huán)境及成藏潛力具有重要意義[1]。顏佳新、施春華等曾對(duì)湖北巴東及廣西來賓等地的二疊系棲霞組做過巖相學(xué)、地球化學(xué)及成因研究，認(rèn)為兩地棲霞組的沉積環(huán)境出現(xiàn)的季節(jié)性貧氧，可能是由于生物過度繁榮和快速沉積及海平面變化所致[2－4]。李雙應(yīng)等對(duì)安徽巢湖地區(qū)棲霞組進(jìn)行巖相分析，認(rèn)為除本段可能屬于淺海碳酸鹽臺(tái)地沉積外，其它層主要形成于碳酸鹽巖臺(tái)地邊緣斜坡沉積環(huán)境[5]。

本文系統(tǒng)研究了巢北區(qū)下二疊統(tǒng)棲霞組的巖相學(xué)及地球化學(xué)特征，初步推斷了棲霞組形成的古環(huán)境特征，以深化對(duì)華南地區(qū)二疊紀(jì)棲霞組成因的認(rèn)識(shí)。

1 研究區(qū)概況

研究區(qū)內(nèi)地層除第三系缺失外，自上震旦統(tǒng)燈影組至第四系均有不同程度的發(fā)育，以發(fā)育古生界為特點(diǎn)，尤其是上古生界至下三疊統(tǒng)發(fā)育齊全，剖面完整，露頭連續(xù)，化石豐富。二疊紀(jì)期間，下?lián)P子地區(qū)基本上處在基地持續(xù)沉降接受連續(xù)沉積的海相環(huán)境，除晚二疊世龍?zhí)督M有海陸過渡相的沉積外，沉積了二百至近千米的海相地層。早二疊世早期為陸棚邊緣盆地—淺海陸棚環(huán)境，生物繁盛[6]。巢北地區(qū)構(gòu)造上屬于華南陸塊東北邊緣、下?lián)P子斷塊北緣、郯廬斷裂帶東側(cè)、半湯復(fù)式背斜西翼（見圖1）。區(qū)內(nèi)以3個(gè)二級(jí)褶皺為主要構(gòu)造形式，平面上呈北東向“M”形展布，自東向西主要由俞府大村向斜、鳳凰山背斜、平頂山向斜組成。中生代以來該區(qū)構(gòu)造活動(dòng)強(qiáng)烈，主要表現(xiàn)為印支運(yùn)動(dòng)，并奠定了區(qū)域構(gòu)造格架[7]。區(qū)內(nèi)巖漿巖發(fā)育較差。

圖1 巢北地區(qū)下二疊統(tǒng)棲霞組采樣位置示意圖Fig.1 Sampling location of Qixia formation of lower Permian at Chaobei area

2 樣品與分析方法

本文對(duì)巢北區(qū)下二疊統(tǒng)棲霞組自下而上按一定間隔（見表1）進(jìn)行了系統(tǒng)的樣品采集，取樣位置見圖1及圖2。將其中20塊代表性巖石樣品制成巖石薄片，在偏光顯微鏡下進(jìn)行巖相學(xué)鑒定，并進(jìn)行地球化學(xué)分析。其中，棲霞組底部出現(xiàn)了極薄的煤層，形成于沉降初期的潮上泥坪沉積環(huán)境。由于本文集中研究棲霞組碳酸鹽巖的形成環(huán)境，因此未涉及煤層。

圖2 采樣剖面示意圖Fig.2 Sampling profile

XRF、ICP－MS及TOC的測(cè)定委托中國地質(zhì)調(diào)查局青島海洋地質(zhì)研究所實(shí)驗(yàn)檢測(cè)中心完成。主量元素采用X射線熒光光譜儀（XRF）進(jìn)行測(cè)試，使用帕納科Axios X射線熒光光譜儀。微量及稀土元素的含量采用電感耦合等離子體質(zhì)譜儀（ICP－MS）進(jìn)行測(cè)試，儀器型號(hào)為Themo X Series 2。有機(jī)碳（TOC）測(cè)試采用重鉻酸鉀容量法，即外加熱濕氧化法。所有分析誤差均小于5%，標(biāo)樣為GBW07131。

3 結(jié)果

3.1 巖石學(xué)特征

棲霞組主要為泥晶灰?guī)r，受后期成巖作用較弱，縫合線、裂隙較發(fā)育，裂隙均為亮晶方解石填充（見表1）。

表1 代表性巖石特征一覽表Table 1 List of characteristics of typical rocks

巖石類型有：

（1）泥晶灰?guī)r：占30%，灰黑－黑色，顆粒含量小于10%或不含顆粒，泥晶含量大于80%。形成于水動(dòng)力較弱的低能環(huán)境。

（2）（含有機(jī)質(zhì)）含生屑顆粒泥晶灰?guī)r：占20%，灰黑－黑色，生物碎屑含量10%～25%，內(nèi)部為泥晶填充，含量65%～80%。含有機(jī)質(zhì)含顆粒泥晶灰?guī)r中還含有5%～10%的黑色有機(jī)質(zhì)。生物碎屑分選與磨圓均較差，為原地堆積。此類巖石形成于淺水陸棚環(huán)境。

（3）（含有機(jī)質(zhì)）生屑顆粒泥晶灰?guī)r：占40%，深灰－黑色，生物碎屑含量25%～50%，內(nèi)部為泥晶填充，含量40%～65%。含有機(jī)質(zhì)含顆粒泥晶灰?guī)r中還含有5%～20%左右的黑色有機(jī)質(zhì)。生物碎屑含量豐富、種類多，表明海水循環(huán)性能好，鹽度正常，適于生物繁衍。主要形成于生物生產(chǎn)力較強(qiáng)的淺水陸棚環(huán)境。

（4）含有機(jī)質(zhì)泥晶生屑顆?；?guī)r：占10%，深灰－黑色，生物碎屑含量＞50%，有機(jī)質(zhì)含量較高，內(nèi)部為泥晶填充，含量＜50%。生屑未經(jīng)太強(qiáng)的物理改造。為較典型的濱外正常海水環(huán)境。

主要生物類型為有孔蟲、腕足類、珊瑚、介形蟲等淺水底棲生物。

3.2 地球化學(xué)特征

3.2.1 常量元素地球化學(xué)特征 常量元素含量見表2。

表2 常量元素含量Table 2 Contents of major elements

以中國東部揚(yáng)子地臺(tái)（東）構(gòu)造單元石灰鹽巖平均元素含量[8]為標(biāo)準(zhǔn)（下同），常量元素富集率見圖3，從圖中可看出，除Na2O、Sr富集，CaO與揚(yáng)子地臺(tái)（東）平均含量基本一致外，其余元素均出現(xiàn)不同程度的虧損，且K2O強(qiáng)烈虧損。

圖3 常量元素富集率圖Fig.3 Enrichment ratio of major elements

結(jié)合圖4及表2可知：

（1）CaO含量較高，有機(jī)碳的含量較高（中揚(yáng)子地區(qū)下三疊統(tǒng)灰?guī)rTOC平均含量為0.04%[9]），說明棲霞期海洋生物較繁盛，生物生產(chǎn)力較高。

（2）SiO2、Al2O3、Ti含量較低，說明棲霞組中陸源物質(zhì)較少。

（3）MgO含量較低。說明棲霞組不處于較高鹽度的沉積環(huán)境，也基本沒有受到后生作用的影響。

（4）TFe2O3、P2O5、K2O、Mn含量較低，僅棲霞組底部的Mn含量相對(duì)較高。表明棲霞組主要形成于淺水環(huán)境中[10]。

（5）Sr含量較高，并與德國中生代海相地層的Sr含量[11]較接近。高含量的Sr主要集中于棲霞組本段，據(jù)此可推斷棲霞組形成于生物繁盛、陸源物質(zhì)供應(yīng)較少的正常外臺(tái)地海淺水環(huán)境。

需要指出的是，樣品P1q09的SiO2含量高達(dá)21.89%，且CaO的含量相對(duì)較低，為含硅質(zhì)夾層。

碳酸鹽巖中各種元素含量主要受沉積環(huán)境、陸源區(qū)及成巖作用的影響。為弄清楚各元素富集機(jī)制及相互依存關(guān)系，本文對(duì)常量元素作了相關(guān)關(guān)系分析。分析結(jié)果見表3。

從表3中可看出：

（1）CaO與SiO2呈明顯負(fù)相關(guān)，與 Al2O3、K2O、TiO2呈不同程度的負(fù)相關(guān)。TOC與CaO呈強(qiáng)烈負(fù)相關(guān)，與SiO2、Al2O3、K2O、TiO2呈強(qiáng)烈正相關(guān)。CaO及 TOC與代表陸源組分的元素的相關(guān)性表明陸源泥質(zhì)的增加會(huì)抑制碳酸鹽礦物的沉淀，但會(huì)導(dǎo)致生物生產(chǎn)力增加[10]。

（2）MnO、TFe2O3與 Al2O3、K2O、P2O5、TiO2呈強(qiáng)弱不同的正相關(guān)。有人認(rèn)為Mn和Fe多賦存于白云石晶體中[12－13]，而Fruth認(rèn)為 Mn和Fe主要受陸源黏土含量控制[14]。本次分析結(jié)果支持了Fruth的觀點(diǎn)。

3.2.2 微量元素地球化學(xué)特征 各樣品微量元素含量見表4。親鐵元素（Co、Ni、Mo）：除 Ni外，親鐵元素豐度值與揚(yáng)子地臺(tái)（東）[8]接近，且各層位間變化不大。Ni元素相對(duì)富集。其中P1q10樣品中Ni元素高度富集。

表3 常量元素相關(guān)性Table 3 Correlation of major elements

親銅元素（Zn、Cu、Ga、Ge、Cd、Tl、Pb、Bi）：Cu、Cd豐度值較高，Ga、Tl、Pb、Bi豐度值較低，Zn、Ge的豐度與揚(yáng)子地臺(tái)（東）[8]接近。各層位中元素豐度變化不大。P1q10樣品中Cu元素出現(xiàn)異常富集，結(jié)合該層中Fe2O3及Ni元素的含量，推斷該層樣品中有自生黃鐵礦的大量富集。

親石元素（Li、Ba、Be、Sc、V、Cr、Rb、Y、Cs、W、Th、U）：Li、Ba、Be、Sc、Rb、Y、Cs、Th元素豐度值較低，V元素豐度值與揚(yáng)子地臺(tái)（東）[8]接近，Cr、W元素豐度較高。

3.2.3 稀土元素地球化學(xué)特征 稀土元素含量較低（見表5），最高為22.71×10－6，最低僅為2.09×10－6，平均為6.56×10－6，低于揚(yáng)子地臺(tái)（東）構(gòu)造區(qū)灰?guī)r[9]的稀土元素平均含量，說明棲霞組中泥質(zhì)含量較低，陸源物質(zhì)供應(yīng)較少[15]。

圖4為北美頁巖標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分模式圖，從圖中可以看出，稀土元素的配分模式基本相同，總體呈平緩狀，無明顯斜率。（La/Yb）N比值為0.62～2.19，平均1.09。Ce表現(xiàn)出程度不同、較弱的負(fù)異常，δCe為0.61～0.92，平均0.81。說明棲霞組形成于較弱的氧化環(huán)境中。同時(shí)，雖然各樣品曲線特征相似，但不同樣品的稀土元素總量及分配模式存在一定差異，表明棲霞期不同階段陸源物質(zhì)供應(yīng)及成巖作用具有一定的差異。

圖4 樣品頁巖標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分模式Fig.4 REE distribution pattern for normalized shale

4 討論

4.1 沉積相分析

晚古生代后，本區(qū)地殼升降活動(dòng)頻繁，發(fā)育了濱海碳酸鹽巖建造和碎屑巖建造。晚泥盆世，海水開始侵入，形成了潮濕氣候條件下的近海河湖相沉積。石炭紀(jì)早期海侵?jǐn)U大，區(qū)內(nèi)以陸棚環(huán)境為主，沉積了一套石炭紀(jì)海相地層[17]。二疊紀(jì)時(shí)本區(qū)遭受了晚古生代中最大的海侵[1]。

早棲霞期形成的碳酸鹽巖全部為灰?guī)r。不僅沒有反映干燥氣候的鹽類礦物，白云巖、局部白云石化極為罕見，方解石顆粒中也沒有反映半干燥氣候條件的鮞粒。這說明沉積區(qū)有充足的降水量及陸表水流影響了沉積盆地。結(jié)合生物面貌表明沉積區(qū)處在低緯度的溫暖、較潮濕的古氣候環(huán)境。棲霞組含有較多的有機(jī)質(zhì)，說明沉積區(qū)處于低能靜水環(huán)境。晚?xiàng)计诘某练e中含有機(jī)質(zhì)及泥質(zhì)相對(duì)較少，但含較多的結(jié)核狀燧石，除灰?guī)r外，還有少量團(tuán)塊狀白云化灰?guī)r。同時(shí)，局部白云化和硅化現(xiàn)象也較多。因此推斷上部的碳酸鹽巖是在較開闊的海洋環(huán)境中（外臺(tái)地海）形成的。但與棲霞組下部的內(nèi)臺(tái)地海環(huán)境比較，水的深度相對(duì)變淺。巖石類型與生物碎屑所指示的沉積相從經(jīng)歷了4次從低能的靜水環(huán)境經(jīng)淺水臺(tái)地灘相帶再回到低能的靜水環(huán)境的過程，沉積相的變化說明棲霞組形成過程中經(jīng)歷了振蕩式的海平面變化。

4.2 古環(huán)境討論

4.2.1 古水深 碳酸鹽巖礦物中，文石Sr含量最高，高鎂方解石次之，低鎂方解石最低，從而形成了1 000×（Sr/Ca）值由淺水相到深水相由低變高的趨勢(shì)[18]。由于Sr、Ba的地球化學(xué)行為差異，從而使得陸相沉積物相對(duì)富Ba貧Sr，海相沉積物相對(duì)富Sr貧Ba，由陸向海，Sr/Ba逐漸增大。因此，可以利用Sr的含量、1 000×（Sr/Ca）值和Sr/Ba比值判斷水深，進(jìn)而劃分沉積相。從圖5中可看出，Sr、Sr/Ba比值與1 000×（Sr/Ca）比值呈現(xiàn)相同的變化趨勢(shì)，表明棲霞期總體來說經(jīng)歷了1個(gè)大的海侵海退旋回，海水振蕩式上漲，據(jù)水深變化，可分為4個(gè)沉積階段。這與巖相學(xué)的分析結(jié)果具有對(duì)應(yīng)性，并進(jìn)一步修正了巖相學(xué)的結(jié)果。

4.2.2 古鹽度 沉積環(huán)境由淡水向海水過渡時(shí)，鎂鋁比值m＝100×（MgO/Al2O3）會(huì)隨水體鹽度的增大而逐漸增加：淡水沉積環(huán)境m＜1；陸海過渡性沉積環(huán)境m＝1～10；海水沉積環(huán)境m＝10～500；陸表海環(huán)境（或?yàn)a湖碳酸鹽巖沉積環(huán)境）m＞500[19]。從圖6中可看出，棲霞組主要屬于正常海水沉積，偶爾會(huì)出現(xiàn)m＞500的陸表海環(huán)境，可能是由于海面的降低或者溫度升高，蒸發(fā)量增大引起的。

圖5 古水深變化圖Fig.5 Changes of paleo－sea level

圖6 古鹽度變化圖Fig.6 Changes of paleo－salinity

圖7 古氣候變化圖Fig.7 Changes of paleo－climate

圖8 古陸源物質(zhì)供應(yīng)變化圖Fig.8 Changes of paleo－terrigenous supply

4.2.3 古氣候 Mg/Ca值對(duì)氣候變化非常敏感：高值指示干熱氣候，低值指示潮濕氣候。但堿層層位則相反[20－21]。從圖7可知，棲霞期屬于潮濕的氣候，氣候波動(dòng)較小。僅在末期氣候有變干熱的趨勢(shì)，但仍然屬于潮濕氣候。由此可以推斷出，棲霞期海平面相對(duì)較高，海侵范圍較大。這與二疊紀(jì)最大的海侵發(fā)生在棲霞期[1]這一結(jié)論一致。

圖9 V/（V＋Ni）、V/Cr、Ni/Co、Ce/La比值及 Mo、Cd元素含量變化Fig.9 Changes of V/（V＋Ni）、V/Cr、Ni/Co、Ce/La ratio and contents of Mo、Cd

4.2.4 陸源供應(yīng) 前人研究表明，Ti與Al元素是良好的陸源物質(zhì)供應(yīng)指示劑[22]。這是由于Ti是比較穩(wěn)定的元素，一般不形成可溶性化合物。因此海水中Ti的含量很低，海洋沉積物中Ti主要源于陸源碎屑物質(zhì)。Al2O3主要來自陸源物，在碳酸鹽巖—陸源碎屑—黏土過渡沉積系列中，Al2O3主要代表黏土的含量，也可作為陸源組分的代表。棲霞組Ti的平均含量?jī)H106.18×10－6，低于碳酸鹽巖中Ti的平均含量400×10－6[12]，而其 Al2O3的平均含量（0.23%）也低于碳酸鹽巖中Al2O3的平均含量為0.4%[12]。由此可見，棲霞組沉積時(shí)陸源碎屑物質(zhì)供應(yīng)較匱乏。另外，圖8顯示，Al2O3與Ti的含量變化相關(guān)性較好，且與水深的階段性相對(duì)應(yīng)。說明該時(shí)期陸源物質(zhì)的供應(yīng)主要受水深的變化控制。

4.2.5 古氧相 目前常用的古氧相地球化學(xué)指標(biāo)主要包括：有機(jī)碳和有機(jī)硫含量比值（C/S）及黃鐵礦礦化程度（DOP）[23]；U－Th的變化關(guān)系：自生鈾含量（AU值）及 U/Th比值[24]；微量元素比值：V/Cr、V/（V＋Ni）、Ni/Co 比值等[24－25]；稀土元素特征：Ce/La 比值[26]；同位素特征[27]。但大多數(shù)古氧相痕量元素地球化學(xué)指標(biāo)提出所依據(jù)的巖性大多為泥質(zhì)巖類，因此有必要對(duì)其在碳酸鹽巖中的適用性進(jìn)行討論。

Th元素主要形成于穩(wěn)定的低溫表面環(huán)境，并且主要在穩(wěn)定的礦物中富集[24]。碳酸鹽巖主要礦物為方解石，抗風(fēng)化能力弱，不利于Th的富集。因此，本次樣品中Th元素的含量較低。只有當(dāng)Th/U的比值為3.8±1.1時(shí)，AU 值才能用（Authigenic U）＝（Total U）－Th/3計(jì)算[24]，因而AU值及U/Th比值不適用于本次研究。棲霞期的淺海周圍植被繁茂，海相藻類生物大量發(fā)育[1]，這會(huì)導(dǎo)致Cr的富集。而灰?guī)r中有機(jī)質(zhì)含量較泥質(zhì)巖類低，故V含量也低。因此樣品的V/Cr及V/（V＋Ni）比值偏低[2]。湖北水布埡剖面棲霞組古氧相地球化學(xué)特征V/Cr比值也與此相似[3]。Ce異常通常也可用于古氧相的判別，而白順良等指出：Ce異常值可用Ce、La比值代替[28]。顏佳新等的研究進(jìn)一步表明，Ce/La比值在碳酸鹽巖古氧相判別方面有較好的可靠性[5]。另外，氧化還原敏感元素Mo、Cd也可用于反映古氧相的變化。

本次研究選擇 V/（V＋Ni）、V/Cr、Ni/Co、Ce/La比值及Mo、Cd元素含量作為碳酸鹽巖古氧相判斷的指標(biāo)，判別結(jié)果見圖9。從圖9可看出，沉積環(huán)境除個(gè)別層位（P1q10）Ni含量偏高而出現(xiàn)異常外，各種判別方式顯示的變化趨勢(shì)基本一致且與水深和陸源供應(yīng)的變化相呼應(yīng)。說明這幾種古氧相的判別方式適用于碳酸鹽巖，但其在碳酸鹽巖中應(yīng)用時(shí)，界限值仍需進(jìn)一步討論。

結(jié)合前人的研究[2－6]，判別結(jié)果表明棲霞組主要處于貧氧環(huán)境中，且氧含量主要受海平面變化控制。

5 結(jié)論

（1）棲霞組主要形成于正常外臺(tái)地海的淺水環(huán)境，沉積期間陸源物質(zhì)供應(yīng)較少。

（2）棲霞期氣候波動(dòng)較小，海平面相對(duì)較高，主要處于貧氧環(huán)境中，海侵范圍較大。

（3）棲霞期經(jīng)歷了一個(gè)大的波動(dòng)式海侵－海退旋回，可分為4個(gè)沉積階段。

（4）V/（V＋Ni）、V/Cr、Ni/Co、Ce/La比值及 Mo、Cd元素含量可作為碳酸鹽巖的古氧相指標(biāo)，但其界線值仍需進(jìn)一步研究。

致謝：中國海洋大學(xué)李安龍老師，張惟河、梁小龍同學(xué)在采樣過程中提供了大量幫助，審稿專家提供了寶貴的意見，一并致謝。

[1]江納言，賈蓉分，王子玉，等.下?lián)P子地區(qū)二疊紀(jì)古地理和地球化學(xué)環(huán)境[M].北京：石油出版社，1994.

[2]施春華，胡瑞忠，顏佳新.華南地區(qū)棲霞組沉積地球化學(xué)特征研究[J].地質(zhì)科技情報(bào)，2004，23（1）：33－37＋41.

[3]顏佳新，徐四平，李方林.湖北巴東棲霞組缺氧沉積環(huán)境的地球化學(xué)特征[J].巖相古地理，1998，18（6）：27－32.

[4]施春華，黃秋，顏佳新.廣西來賓棲霞組缺氧沉積環(huán)境的地球化學(xué)特征[J].沉積與特提斯地質(zhì)，2001，21（2）：72－77.

[5]李雙應(yīng)，岳書倉.安徽巢湖二疊系棲霞組碳酸鹽斜坡沉積[J].沉積學(xué)報(bào)，2002，20（1）：7－12.

[6]韓宗珠，衣偉虹，李安龍，等.巢北地區(qū)黃龍組巖石學(xué)、元素地球化學(xué)特征及意義[J].中國海洋大學(xué)學(xué)報(bào)：自然科學(xué)版，2010，40（9）：123－127.

[7]李三忠，李安龍，范德江，等.安徽巢北地區(qū)的中生代構(gòu)造變形及其大地構(gòu)造背景[J].地質(zhì)學(xué)報(bào)，2009，83（2）：208－217.

[8]遲清華，鄢明才.應(yīng)用地球化學(xué)元素豐度數(shù)據(jù)手冊(cè)[M].地質(zhì)出版社，2007：54－55.

[9]唐飛龍.中揚(yáng)子海洋地層生物標(biāo)志化合物的研究[J].石油實(shí)驗(yàn)地質(zhì)，1994，16（4）：366－373.

[10]曠紅偉，劉燕學(xué)，孟祥化，等.吉遼地區(qū)震旦系碳酸鹽巖地球化學(xué)特征及其環(huán)境意義[J].天然氣地球科學(xué).2005，16（1）：54－58.

[11]牟堡壘.元素地球化學(xué)[M].北京：北京大學(xué)出版社，1999.

[12]Robison R A，Rowell A J A.Potential series boundary within the Cambrian[J].International Geological Congress （Abstracts），1980，26：279.

[13]Parker R L，Paleoenvironmental synthesis of the Deschambault Limestone（1ower Trenton）of Southeastern Quebec；a storm dominated ramp[J].The Green Mountain Geologist，1986，13（1）：13－14.

[14]Fruth I，Scherreiks R.Facies and geochemical correlations in the upper Hauptdolomit（Norian）of the eastern lechtaler Alps[J].Sedimentary Geology，1975，13（1）：27－45.

[15]王中剛，于學(xué)元，趙振華，等.稀土元素地球化學(xué)[M].北京：科學(xué)出版社，1989.

[16]Haskin L A，Haskin M A，F(xiàn)rey F A，et al.Relative and absolate terrestrial abundances of the rore earths[J].Origin and distribution of the elements，1968，1：889－911.

[17]林春明，凌洪飛，王淑君，等.蘇皖地區(qū)石炭紀(jì)海相碳酸鹽巖碳和氧同位素演化規(guī)律[J].地球化學(xué)，2002，31（5）：415－421.

[18]Veizer J，Demovic R，Strontium as a tool for facies analysis[J].Sedimentary Petrology，1974，44（1）：93－115.

[19]楊振宇，沈渭洲，鄭連弟.廣西來賓蓬萊灘二疊紀(jì)瓜德魯普統(tǒng)—樂平統(tǒng)界線剖面元素和同位素地球化學(xué)研究及地質(zhì)意義[J].地質(zhì)學(xué)報(bào)，2009，83（1）：1－15.

[20]汪凱明，羅順社.燕山地區(qū)中元古界高于莊組和楊莊組地球化學(xué)特征及環(huán)境意義[J].礦物巖石地球化學(xué)通報(bào)，2009，28（4）：356－364.

[21]宋明水.東營凹陷南斜坡沙四段沉積環(huán)境的地球化學(xué)特征[J].礦物巖石，2005，5（1）：67－73.

[22]謝建成，杜建國，許衛(wèi)，等.安徽貴池地區(qū)含錳巖系地質(zhì)地球化學(xué)特征[J].地質(zhì)論評(píng)，2006，52（3）：396－408.

[23]同濟(jì)大學(xué)海洋地質(zhì)系.海、陸相地層辨認(rèn)標(biāo)志[M].北京：科學(xué)出版社，1980：159－164.

[24]Jones B J，Manning A C，Comparison of geochemical indices used for the interpretation of palaeoredox conditions in ancient mudstones[J].Chemical Geology，1994，111（1）：111－129.

[25]Hatch J R，Leventhal J S.Relationship between inferred redox potential of the depositional environment and geochemistry of the Upper Pennsylvanian （Missourian）Stark Shale Member of the Dennis Limestone，Wabaunsee County，Kansas，USA[J].Chemical Geology，1992，99：65－82.

[26]Wright J，Holser W T.Palaeoredox variations in ancient oceans recorded by rare earth elements in fossil apatite[J].Geochimica et Cosmochimica acta，1987，51：631－644.

[27]Kajiwara Y，Yamakita S，Ishida K，et al.Development of a largely anoxic stratified ocean and its temporary massive mixing at the Permian－Triassic boundary supported by the sulfur isotopic record[J].Palaeogeogr，Palaeoclimatol，Pahaeoecol，1994，111：367－379.

[28]Bai S L，Bai Z Q，Ma X P，et al.Devonian events and bio－stratigraphy of South China，Chapter 3：Ce/La ratio as marker of paleoredox[M].Beijing：Peking Univ.Press，1994：21－24.