瓜德鲁普统—乐平统全球界线层型剖面沉积相和层序地层①

邱 振 孙 枢 王清晨 邹才能

(1.中国石油天然气股份有限公司勘探开发研究院 北京 100083;2.中国科学院地质与地球物理研究所 北京100029)

0 引言

瓜德鲁普世(中二叠世)末期，全球性海退造成泛大陆(Pangea)海洋大陆架暴露［1，2］，致使这些区域结束海相沉积，如西德克萨斯州［3］。在古特提斯洋的边缘海地区，如伊朗中部、中国华南、日本等，特别是这些地区的碳酸盐岩台地，这次海退造成其瓜德鲁普统(P2)与乐平统(P3)之间普遍发育了沉积间断［4］。而在我国华南来宾地区，瓜德鲁普统—乐平统为连续海相沉积［4～7］，并沿红水河两岸连续出露(图1a)，分别被称为蓬莱滩剖面和铁桥剖面。其中，蓬莱滩剖面被国际地科联(IUGS)于2005年正式批准为瓜德鲁普统与乐平统的全球界线层型剖面和点位(GSSP)，铁桥剖面作为其辅助剖面［6］。因此，它们是研究瓜德鲁普统与乐平统沉积演化的典型剖面。

针对这两个剖面，已开展了大量研究工作，如高分辨率的生物地层学［8～11］、沉积学［4，7，12～14］及地球化学［15～19］等。然而，目前所开展层序地层学方面的研究相对较少。值得提出的是，梅仕龙等［20，21］先后依据沉积特征和生物地层资料把瓜德鲁普统—乐平统划分为9个三级层序。由于近些年来这一地区生物地层工作不断深入［7，11］，并建立了高分辨率牙形石带［11］，这为等时层序地层划分和对比提供重要依据。

沉积相及沉积相组合的垂向演化样式和横向分布特征是识别沉积层序的基本依据，是进行海进—海退层序分析的重要基础［22～24］。本文基于对蓬莱滩剖面的瓜德鲁普统茅口组和乐平统合山组的沉积相研究，结合我们之前对铁桥剖面的沉积相研究成果［14］，开展海侵—海退层序地层划分与对比，并阐述这一地区的高分辨率(等时)层序古地理演化。

1 地质背景

研究区为广西来宾地区，中晚二叠世时期其位于滇黔桂盆地(右江盆地)东部［25，26］。滇黔桂盆地自泥盆纪以来，发育着大小规模不同的同沉积断裂，并伴随着时强时弱的张裂活动［27，29］，逐渐形成了“台—盆”相间的古地理格局。这一时期来宾地区处于台地向深水盆地的过渡区［25，26］，研究区内沉积相分异显著［5，7，14］。

来宾地区二叠系出露齐全，自上而下分别为马平组、栖霞组、茅口组、合山组和大隆组。蓬莱滩剖面和铁桥剖面分别位于来宾向斜的东翼和西翼(图1b)［6，15］，沿红水河两岸出露。本文所研究的层段主要为瓜德鲁普统茅口组和乐平统合山组。

图1 剖面地理位置图(a)和地质背景(b)(修改自文献［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

采用野外观察与室内研究相结合。(1)野外工作:对蓬莱滩剖面中二叠统茅口组(上部)和上二叠统合山组进行实测，所测茅口组(上段)总厚约37 m，合山组的总厚约120 m，并采集大量的岩石样品，总计207件。野外工作中详细观察岩石的颜色、岩石结构及岩石类型的组合关系，并详细记录岩层厚度、沉积构造及宏观化石的分布。(2)室内工作:对所采集的样品进行镜下鉴定，进一步确定岩石结构，并半定量化地统计不同种类古生物颗粒及非生物颗粒的含量。

本文中碳酸盐岩术语是采用Dunham［30］和Embry和Klovan［31］的分类方案，而沉积相和沉积相组合的划分主要参考 Wilson［32］和 Flügel［33］的沉积相解释及沉积相组合。依据沉积相及其组合的垂向演化样式和横向分布特征，划分海侵—海退层序，并根据已有的高分辨率牙形石带，开展层序地层对比分析。

3 沉积相及沉积相组合

对蓬莱滩剖面茅口组与合山组开展了详细地沉积相分析，结合以前对铁桥剖面沉积相分析成果［14］，重新厘定了两个剖面的沉积相(图2，3)。共识别出14种不同类型沉积相，可进一步合并为4种沉积相组合，即:盆地相组合、下斜坡相组合、上斜坡相组合和台地边缘相组合(表1)。

3.1 盆地相组合

3.1.1 沉积相描述

本组合包含8种类型沉积相(编号F1a至F1h，见表1)。层状硅质岩相(F1a):由深灰色—黑色、中薄层(5～25 cm)的硅质岩组成，偶夹少量黑色薄层页岩。硅质岩主要由微晶石英组成，局部含大量的放射虫和海绵骨针(图4a)，偶见介形虫碎片。硅质岩水平层理较为发育。本相主要出现在蓬莱滩剖面的合山组和铁桥剖面的茅口组中(图2，3)。

含透镜状灰岩的层状硅质岩相(F1b):由灰色—深灰色、中薄层(5～30 cm)的硅质岩夹少量透镜状灰岩组成。硅质岩主要由微晶石英组成，透镜状灰岩主要由泥质灰岩组成。硅质岩含大量的海绵骨针和放射虫，偶见浮游有孔虫和介形虫碎片;透镜状灰岩含少量放射虫和海绵骨针。水平层理较为发育。该相主要出现在两剖面合山组的底部(图2，3)。

表1 沉积相及沉积环境Table 1 Facies and depositional environment

与灰岩互层的层状硅质岩相(F1c):由深灰色—黑色、中薄层(5～30 cm)的硅质岩与深灰色、中层(10～30 cm)灰岩互层组成。与上述硅质岩类似，本相硅质岩也主要由微晶石英组成，而灰岩主要为泥质灰岩。本相所含生物主要为放射虫和海绵骨针，偶见浮游有孔虫和介形虫碎片。泥质灰岩发育水平层理，且可见遗迹化石，如 Aulichnites sp.和 Planolites sp.等。本相仅出现在蓬莱滩剖面的合山组中(图2)。

夹页岩的灰岩相(F1d):由深灰色—黑色、中薄层(5～25 cm)的灰岩夹少量黑色薄层页岩组成。本相所含生物颗粒主要为放射虫，其次为浮游菊石，偶见浮游有孔虫和介形虫碎片。灰岩主要为泥质灰岩，其岩层顶部普遍发育遗迹化石，如Chondrites sp.(图5a)，且发育水平层理。该相也仅出现在蓬莱滩剖面的合山组中(图2)。

中薄层(泥质)灰岩相(F1e):由深灰色—黑色、中薄层(5～30 cm)的灰岩组成。灰岩主要为泥质灰岩，所含生物颗粒主要为放射虫，其次为海绵骨针，偶见少量浮游有孔虫和介形虫碎片。本相也仅出现在蓬莱滩剖面的合山组中(图2)。

泥岩相(F1f):由深灰色—黑色、中薄层(5～20 cm)的泥岩组成。本相含大量的浮游菊石(图5b)和放射虫，其次为浮游有孔虫和介形虫碎片。该相也仅出现在蓬莱滩剖面的合山组中(图2)。

图3 铁桥剖面综合柱状图(包括岩性、化石、沉积相、海侵—海退层序等)(牙形石带据文献［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］)

粉砂岩及粉砂质泥岩相(F1g):由棕黄色、中薄层(5～15 cm)的粉砂岩、粉砂质泥岩组成。粉砂质泥岩局部含少量透镜状煤和灰岩。浅水生物，如腕足类(图5c)、植物叶碎片等，和远洋生物，如放射虫，菊石等，共同出现在本相中。局部可见Planolites sp.等遗迹化石。另外，该相也发育粒序层理和水平层理。本相仅出现在蓬莱滩剖面的合山组中段(图2)。

泥质粉砂岩相(F1h):由灰色、中薄层(5～25 cm)的泥质粉砂岩。泥质粉砂岩主要由碎屑石英组成，直径为20～100 μm，偶见放射虫。该相仅出现在蓬莱滩剖面的合山组上段(图2)。

3.1.2 沉积环境解释

3.2 下斜坡相组合

3.2.1 沉积相描述

本组合包含2种沉积相(编号F2a和F2b，见表1)。夹灰岩的层状硅质岩相(F2a):由灰色、中层(10～20 cm)的硅质岩夹灰色、中层(10～30 cm)灰岩组成。硅质岩与盆地相组合的各相所含硅质岩相似，主要由微晶石英组成，而灰岩为泥质灰岩或颗粒质泥灰岩。硅质岩中偶见放射虫和浮游有孔虫，泥质灰岩可见较少放射虫、介形虫和浮游有孔虫碎片。然而，颗粒质泥灰岩中的颗粒含量相对偏高，不仅含海百合茎、双壳类及浮游有孔虫等生物颗粒碎片，而且也含少量岩屑、似球粒等非生物颗粒。蓬莱滩剖面中的本相发育水平层理(图2)，而在铁桥剖面(图3)，本相的灰岩底部常发育正粒序层理。

夹层状硅质岩的灰岩相(F2b):由灰色、中厚层(15～40 cm)的灰岩夹灰色、中薄层(5～15 cm)层状硅质岩组成。灰岩由泥质灰岩、颗粒质泥灰岩和泥质颗粒灰岩组成(图4b)。在该相中所含的颗粒类型(生物颗粒和非生物颗粒)都与F2a相似，但它们的含量相对偏高。而且，在本相泥质颗粒灰岩中可见少量筳化石出现，而泥灰岩可见少量放射虫。该相在蓬莱滩剖面和铁桥剖面均有出现(图2，3)。

另外，在铁桥剖面茅口组中，F2a和F2b所含灰岩底部常发育正粒序层理(见文献［14］中图3)，甚至在20 cm厚的灰岩层内可出现多次。它们多呈层状或长透镜状分布，底部发育微弱的侵蚀面。粒序层厚一般3～6 cm，厚者可达10 cm以上，组分主要为以海百合茎碎片为主的生物碎屑及内碎屑［14］。

3.2.2 沉积环境解释

上述2种沉积相含有深水生物(如放射虫等)且发育水平层理，指示其沉积于深水环境。然而该组合中的中厚层灰岩含有少量浅水生物碎屑(如海百合茎碎片等)，这表明它们可能沉积于相对较浅水体的环境。在灰岩岩层底部，以正粒序为特征的浊流沉积较为发育［38～40］，指示其为一个斜坡的沉积环境［5］。更重要的是，这两种沉积相纵向上常在盆地相组合和上斜坡相组合中各相之间出现，依据沉积相分布规律，指示它们沉积于下斜坡(斜坡下部)的环境。

3.3 上斜坡相组合

3.3.1 沉积相描述

选取我院2017年1～2018年6月在眼科门诊就诊的隐匿性视盘小凹的3眼患者进行分析研究。3眼患者中包括女性患者2例，男性1例，都是单眼；这三眼患者均为高度近视眼，年龄大45～70岁之间，检测视力为0.02～0.4，纠正视力并没有明显的效果，患者多为 视力模糊，看事物会变形和变色。医者对3眼患者进行眼底荧光造影检测，OCT检查。

本组合包含3种沉积相(编号F3a，F3b和F3c，见表1)。夹硅质团块或条带的灰岩相(F3a):由灰色—浅灰色、中厚层(20～200 cm)灰岩夹硅质团块或条带组成。灰岩主要为颗粒质泥灰岩、泥质颗粒灰岩和颗粒灰岩。海百合茎碎片是本相灰岩的主要生物碎屑，且比下斜坡相组合各相中灰岩的含量更高。腕足类、海绵、藻类、筳类(图4c)、珊瑚、浮游有孔虫和介形虫等也见于本相灰岩之中。本相在蓬莱滩剖面和铁桥剖面均有出现(图2，3)。

厚层灰岩相(F3b):由灰色—浅灰色、厚层(30～300 cm)灰岩。该相出现在蓬莱滩剖面和铁桥剖面茅口组顶部的“来宾灰岩”段(图2，3)。“来宾灰岩”段可分成两部分:下部由块状泥质颗粒灰岩和颗粒灰岩组成;上部为中厚层泥质颗粒灰岩和颗粒灰岩组成。

在铁桥剖面，“来宾灰岩”段底部为块状灰岩，厚约100 cm，其底部为不规则侵蚀面(图5d)。这层灰岩含有含大量的腕足类、海百合茎、苔藓虫及筳类等碎屑，局部含破碎的硅质团块。上覆为厚层灰岩，发育滑动构造和粒序层理(详见文献［14］中图8)。而在蓬莱滩剖面，“来宾灰岩”段下部未见不规则侵蚀面，为厚约80 cm的介壳层沉积(图5e)。在介壳层之上，分别为厚约260 cm和340 cm的块状灰岩沉积，并向北快速尖灭。生物碎屑主要为海百合茎碎片(图4d)，其次为腕足类(图 4e)、苔藓虫、海绵和藻类。

图4 a.层状硅质岩中含大量放射虫和海绵骨针(单偏光);b.海百合碎片的泥质颗粒灰岩(单偏光);c.筳化石(单偏光);d.海百合颗粒灰岩(单偏光);e.颗粒灰岩，含大量腕足类碎片(单偏光);f.颗粒灰岩，含海百合、苔藓虫等碎片，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“来宾灰岩”段上部，在铁桥剖面中，它主要为浅灰色、厚层(50～150 cm)的颗粒灰岩和灰色—深灰色、中层(10～20 cm)泥质颗粒灰岩、颗粒灰岩等组成;而在蓬莱滩剖面中，它主要为灰色—深灰色、中厚层(15～80 cm)颗粒灰岩组成。海百合茎碎片是这两个剖面“来宾灰岩”段上部灰岩中的主要生物碎屑，其次为苔藓虫和珊瑚。另外，在其上部灰岩中，可见交错层理(图 5f)及火山碎屑(图 4f)［13，41］。整体上，本相与下斜坡相组合相比，不仅其生物颗粒含量较高，而且非生物颗粒，如岩屑、似球粒及核形石等，也相对偏高。

浅灰色中厚层灰岩相(F3c):由浅灰色、中厚层(20～800 cm)灰岩(泥质颗粒灰岩)。灰岩中常见的生物碎屑主要为海百合茎、海绵和藻类，非生物颗粒主要为岩屑和核形石，但含量较少。本相仅出现在铁桥剖面合山组中(图3)。

3.3.2 沉积环境解释

上述3种沉积相所含岩层以灰色—浅灰色、厚层灰岩为主，且这些灰岩含大量的碎屑颗粒，如浅水生物(海百合、苔藓虫及珊瑚等)颗粒，岩屑、核形石等，它们都指示浅水的沉积环境。灰岩中局部出现的交错层理及介壳层进一步指示了高能的沉积环境。然而，块状灰岩底部为不规则侵蚀面且含有硅质岩碎块，被认为碎屑流沉积，与具粒序层理的浊流沉积以及滑动构造一起，指示该组合为斜坡的沉积环境［32，33］。尽管本组合中灰岩(靠近生物礁灰岩)曾被报道存在“微角砾”或角砾［5］，但在我们研究的过程中并没发现。与下斜坡相组合相比，该组合应代表上斜坡沉积环境。本组合中缺乏滑塌角砾岩，这说明本地区斜坡坡度相对较缓。

3.4 台地边缘相组合

本沉积相仅含1种沉积相(编号F4，见表1)，为钙质海绵礁灰岩相，本相仅出现在铁桥剖面合山组中(图3)，具体描述与解释见文献［14］。

4 海侵—海退层序(TR)及古地理演化

图5 a.灰岩层顶部发育遗迹化石(Chondrites sp.);b.泥岩中菊石;c.粉砂岩中腕足类化石;d.不规则侵蚀面;e.颗粒灰岩，含大量腕足类碎片(单偏光);f.来宾灰岩发育交错层理。其中d来自铁桥剖面，其余均来自蓬莱滩剖面;比例尺笔为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).

海进体系域(T)由代表水体向上变深的沉积相组合(退积)为特征的沉积序列组成;同样，海退体系域(R)由代表水体向上变浅的沉积相组合(进积)为特征的沉积序列组成［24，42，43］。最大海退面(不整合面)常作为海侵—海退层序的层序界面，而最大海泛面常作为层序内海侵体系域与海退体系域的界面［24，44］。在本论文中，是以所代表水体向上变浅的沉积相组合与所代表水体向上变深的沉积相组合之间的界面来作为海侵—海退层序的层序界面;而反过来，所代表水体向上变深的沉积相组合与所代表水体向上变浅的沉积相组合之间的界面作为层序内海侵体系域与海退体系域的界面。根本上来讲，本文所定义的界面等同于前人的［24，44］。

4.1 海侵—海退层序

通过上述沉积相的研究，在蓬莱滩剖面(图2)和铁桥剖面(图3)可识别出7个大尺度的海侵—海退层序(TR)。这些层序都具有详细的牙形石带约束［6，7，9，11］，且在所研究的剖面具有很好的一致性。因此，依据牙形石带来限制和对比所划分的层序为: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个为瓜德鲁普统(茅口组)层序，3个为乐平统(合山组)层序，而且这些层序跨度一般为2～4 Ma(平均约2.6 Ma)，应为三级层序。这与前人所划分的我国华南中晚二叠世的沉积层序数量和时间跨度较为一致［45］。

4.2 古地理演化

我国学者近年来提出了层序岩相古地理的概念［46，47］，并认为与传统的岩相古地理图相比，具有动态、精确、等时、成因连续性和勘探实用等优点［46］。然而，等时性是古(环境)地理恢复的关键与核心因素。上述所划分的层序都具有详细且可对比的牙形石带约束［6，7，9，11］，且它们具有较好的一致性，其层序界面具有较好地等时性。因此，对这些层序进行沉积环境研究能够较真实地反映本地区的古地理演化。

由于野外露头的限制，层序TR1和TR2仅在铁桥剖面(图3)出露完整，层序TR7仅出露在蓬莱滩剖面(图2)，而层序TR3～TR6在这两个剖面出露完整，故本文仅对它们进行探讨。

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

本层序主要出露于茅口组上部(图2，3)。T3(J.shannoni to J.altudaensis zone)主要为下斜坡相组合(F2a和F2b)，蓬莱滩和铁桥主要为下斜坡沉积环境(图 6a);而 R3(J.altudaensis to early C.p.postbitteri zone)主要为上斜坡相组合(F3a和F3b)，但R3下部局部为下斜坡组合(F2a和F2b)(图6b)。

值得指出的是，R3对应于瓜德鲁普末全球海退事件［2，48］。然而，在蓬莱滩剖面，R3 所代表的沉积环境为由盆地向上斜坡逐渐演变的(图2)而不是突然变化的，这与铁桥剖面的该层序所指示的环境变化趋势相一致［2］。至于在两剖面的 R3中牙形石带 J.prexuanhanensis to J.xuanhanensis过渡时期存在的不规则侵蚀面和介壳层，被认为是一个主要的“层序界面”［49］，可能分别是碎屑流和风暴作用沉积的结果。这从一定程度上支持了瓜德鲁普末期海平面是逐渐下降的，而不是在瓜德鲁普末生物灭绝发生后才突然下降［49］。

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

本层序主要出露于合山组底部(图2，3)。T4(C.p.postbitteri zone to C.asymmetrica zone)主要由盆地相组合(F1a和F1b)(图6c)，蓬莱滩和铁桥为盆地沉积环境。R4(C.asymmetrica zone to early C.transcaucasia zone)在铁桥剖面主要是下斜坡相组合(F2a)和上斜坡组合(F3a和F3c)，其沉积环境由盆地转变为斜坡;而在蓬莱滩剖面为盆地相组合(F1c)(图6d)，仍为盆地环境。

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

本层序主要出露于合山组中部(图2，3)。T5(C.transcaucasia to C.orientalis zone)在铁桥剖面主要是下斜坡相组合(F2a)和上斜坡相组合(F3a)组成，为斜坡沉积环境;而在蓬莱滩剖面主要由盆地相组合(F1a、F1b、F1c和 F1e)(图 6e)，仍为盆地沉积环境。整体上与R4具有相似性。R5(C.orientalis zone)在铁桥剖面主要是台地边缘相组合(F4)(钙质海绵礁灰岩)，而在蓬莱滩剖面主要是盆地相组合(F1g)(粉砂岩及粉砂质泥岩)(图6f)。这一时期来宾地区的沉积环境发生了重大变化，在铁桥剖面发育了钙质海绵礁灰岩，而在蓬莱滩剖面，虽然仍为盆地环境(图6f)，发育了由粉砂岩和粉砂质泥岩组成的重力流沉积，指示了蓬莱滩剖面明显受到陆源碎屑物质的影响。至于蓬莱滩剖面中这些碎屑物质的来源，由于铁桥剖面发育钙质海绵生物礁体(图3)和西部的合山地区为碳酸盐岩台地沉积［50］，故排除来自西部的可能性。而在晚二叠世期间位于本区东南的云开古陆逐渐隆起，应该对本区陆源碎屑的供应产生了重要影响，可能是蓬莱滩剖面碎屑物质的来源［12］。

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

本层序主要出露于合山组上部(图2，3)。T6(C.orientalis zone to C.inflecta zone)，在铁桥剖面为下斜坡相组合(F2a和F2b)组成，为下斜坡沉积环境;而在蓬莱滩剖面为盆地相组合(F1a、F1c、F1d和F1f)(图6g)，仍为盆地环境。R3(C.inflecta zone)在铁桥剖面是上斜坡相组合(F3a)，而在蓬莱滩剖面仍为盆地相组合(F1d、F1e和F1h)。这一时期，铁桥的沉积环境转变为上斜坡，而蓬莱滩剖面仍为盆地环境(图6h)。另外，在蓬莱滩剖面层序TR6中，大约1.7 m厚的黑色泥岩及3.7 m左右厚的泥质粉砂岩(图2)出露，指示着这一时期蓬莱滩地区仍受到陆源碎屑的影响。

图6 海侵—海退层序(TR3～TR6)古地理演化Fig.6 Paleogeographic evolution of the transgressive-regressive sequences(TR3～TR6)

5 结论

(1)在蓬莱滩剖面和铁桥剖面的瓜德鲁普统茅口组和乐平统合山组中共识别出14种沉积相，组成4类沉积相组合，分别为盆地、下斜坡、上斜坡和台地边缘相组合。

(2)依据各沉积相及相组合垂向演化样式和横向分布特征，识别出6个主要的海侵—海退层序(TR)，并具有高分辨率牙形石带的约束，分别为: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)基于两个剖面的海侵—海退层序(TR)，分别对本地区进行了相应的高分辨率层序(岩相)古地理恢复。在瓜德鲁普统茅口组沉积时期，本地区整体上为盆地—斜坡的沉积环境;在乐平统合山组沉积时期，铁桥剖面沉积环境变化较大(盆地—斜坡—台地边缘)，而蓬莱滩剖面整体为盆地的沉积环境。

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