全球寒武-奥陶系界线划分对比的标志和纽带 <br/>——中国北方小阳桥剖面的启示

全球寒武-奥陶系界线划分对比的标志和纽带
——中国北方小阳桥剖面的启示

2022-05-17汪啸风STOUGESvend王传尚MALETZrg阎春波BAGNOLIGabriella祁玉平RAEVSKAYAElena

华南地质 2022年1期

汪啸风，STOUGE Svend ，王传尚，MALETZ Jörg ，阎春波， BAGNOLI Gabriella ，祁玉平，RAEVSKAYA Elena G.

1.中国地质调查局武汉地质调查中心（中南地质科技创新中心），武汉 430205；2.丹麦哥本哈根大学自然历史博物馆，哥本哈根，丹麦；3.德国柏林自由大学地质研究所，柏林，德国；4.意大利比萨大学地球科学系，比萨，意大利；5.中科院南京地质古生物研究所，南京 210008；6.俄罗斯圣彼德堡地质科学研究所，圣彼德堡，俄罗斯

距今485.4±1.9 Ma （国际地质年代表2019/05版，Cohen et al., 2013），是地球演化历史上从寒武纪过渡到早奥陶纪重要的时间节点。由于地球经历了距今4.8亿多年以来程度不同的各种内外力地质作用影响和破坏，因而寻找能够反映寒武纪-奥陶纪转折期所形成的地层剖面、查明其中所蕴含的生物化石、解析岩石中所保存的各种物理和化学信号变得十分困难。20世纪80年代以前，世界各地多以英国特马豆克阶为划分和对比奥陶系底界的标准，而英国传统的特马豆克阶底部又无法精确限定（表1）（Fortey et al., 1995），以致不同国家和地区奥陶系底界的划分各不相同。

表1 全球奥陶纪标准年代地层划分及其与英国和中国传统划分的对比Table 1 Global standard chronological stratigraphic division of Ordovician and its comparison with traditional division in Britain and China

从1974年起，全球地质学家经历了长达25年的探索、讨论、争议，历经三届国际界线工作组主席接力后，加拿大纽芬兰西部海边出露的绿岬剖面（Green Point section）（Wang X F et al., 2019, 2021）（图1D）终于作为奥陶系底界候选层型剖面由第三届国际寒武-奥陶系界线工作组于1999年9月提交国际地层委员会，国际地层委员会于1999年11月表决通过，国际地质科学联合会（IUGS）于2000年1月批准该剖面为全球奥陶系暨特马豆克阶底界的全球标准界线层型剖面和点位（GSSP），并以波状古大西洋牙形石（Iapetognathus fluctivagusNicoll et al., 1999）首次出现（FAD）作为奥陶系底界划分与对比的生物标志（Cooper et al., 2001）。

图1 小阳桥寒武-奥陶系界线辅助层型（ASSP）与绿岬层型剖面（GSSP）寒武-奥陶系界线的对比.Fig. 1 The correlation between the Xiaoyangqiao Auxiliary section and the Green point GSSP for the boundary of Cambrian and OrdovicianA、B.吉林大阳岔寒武-奥陶系界线及小阳桥剖面保护区标志（Wang X F et al., 2019，2021）；C.小阳桥奥陶系底界全球辅助层型剖面（ASSP）：界线位于Cordylodus intermedius 带上部（BD-24），最早浮游笔石Rhabdinopora proparabola 首现层位（BD 26）之下1 m, 牙形石Cordylodus lindstromi带（BD 27）之下1.5 m； D. 加拿大纽芬兰绿岬金钉子（GSSP）剖面（Copper et al., 2001）：剖面出露完美，地层倒转，界线生物标志——波动古大西洋牙形石（Iapetognathus fluctivagus Nicoll et al.,1999）并非产在所定义的奥陶系下界23层（单元），而是26层（单元），含溜肩杆笔石（Rhabdinopora parabola）层（BD 25）之上（Terfelt et al. , 2012）

1 奥陶系底界“金钉子”的识别与对比问题

绿岬“金钉子”剖面的建立，并未能解决全球寒武-奥陶系界线划分与对比的标志问题，因为后续研究表明，绿岬剖面上所定义的奥陶系底界的生物标志并不在所指定的界线层中（Terfelt et al., 2012； Wang X F et al., 2019，2021），这无疑有悖于GSSP剖面定义界线生物标志的原则。如果据此而将其废弃，并另选其他剖面和相应的界线标志，尽管是最简单的解决方案，但并不可取，因为按照国际地层委员会关于建立全球标准地层剖面和点位（GSSP）的准则（修订本）（Remane et al., 1996；Cowie., 1986），一旦一个“金钉子”被”锤击”到所指定生物标志已知发生的最早层位，它就是永久性的；即便后来发现该界线生物标志产于剖面的另一个层位，“金钉子”所指定的界线层也不能因此而变动，以免引起全球相关界线划分与对比的混乱；另一方面，“一个全球层型或全球标准年龄确定后，如果之后的研究表明非常有必要更改，则可以更改，同时必须给出一个稳定的参考点”；此外， “为了更好定义不同相或古生物地理背景下的界线而需要一些参考剖面或参考点时，也可以定义一个辅助层型点（Auxuliary Stratotype Point）（ASSP），这样的辅助层型点亦属于全球层型” （Remane et al., 1996）。令人感到遗憾的是，继绿岬GSSP确立后，所确立的美国劳森湾寒武-奥陶系界线辅助层型剖面（ASSP）（Lawson Cove ASSP）（Miller, 2015，2016）并未解决不同大陆的界线对比和界线生物标志的层位和精确对比问题，所划分的奥陶系底界与位于同一大陆、不同相区的加拿大绿岬剖面所定义的界线不相吻合，尽管所指定的生物标志系该界线划分的生物标志Iapetognatus fluctivagus（Nicoll et al., 1999），但当时并未发现绿岬剖面所标定的这个物种并非真正的Iapetognatus fluctivagus（Nicoll et al., 1999），而是该属的另一个可能的先驱物种（Ia-petognathus preaengensis），以至所划分的奥陶系底界在层位上位于Cordylodus lindstromi带上部，实际上高于绿岬剖面所定义的奥陶系底界（图2）。有鉴于此，无论从精确定义全球寒武-奥陶系界线划分与对比标志，还是解决不同大陆和相区之间寒武-奥陶系界线划分与对比问题，都有必要再建立一个新的辅助层型点（Auxiliary Stratotype Point），以澄清当前全球寒武-奥陶系界线划分标志和界线对比的错位问题。

图2 北美劳伦大陆台地和斜坡相寒武-奥陶纪界线牙形石分带与代表性性牙形石产出层位对比Fig. 2 the correlation on the conodont zonation and the range of the representive conodont species between the platform facies and the slope facies in the Laurentia, North America 绿岬“金钉子”剖面真正的寒武-奥陶系界线生物标志（Iapetognathus fluctivagus）（菱形）并非产在所指定的界线层中，而是产在Cordylodus lindstromi 带之上，与该种在浅水碳酸盐台地相的层位相当，较劳森湾剖面以此种为标准所划分的寒武-奥陶系界线高（红虚线左侧），后者（多角形所示）实际上以Iapetognathus preaengensis 首现为标志（红虚线右侧），产于Cordylodus intermedius 带中上部

2 辅助层型剖面的必备条件

在不同剖面上去识别一个根据“金钉子”所定义的年代地层界线涉及到相互间相关性或对比问题。如果最初选择用于定义界线的化石物种也见于其他地区尽可能多的剖面，或者如果典型剖面中出现的其他化石物种也分布广泛，并且还有其他可用证据，那么这种对比就比较容易（Hedberg, 1976, p.86）。

上述北美以及与其类似的其他浅水沉积区与绿岬GSSP剖面深水斜坡沉积之间对比则是一个长期未能解决的困难问题。在Miller（2015，2016）建议下并被国际奥陶系分会批准的浅水碳酸盐岩相的美国劳森湾辅助层型剖面所保存的牙形石系列发育完整，但其中不产最早浮游笔石，因而以往所有试图将劳森湾剖面与深水绿岬GSSP剖面进行精确对比的尝试都以失败而告终(Fortey et al., 1982; Erdtmann, 1986, 1988; Cooper et al., 1999, 2001; Dubinina, 2000; Miller & Flokstra, 1999; Miller et al., 2003; Terfelt et al., 2012）。

对照国际地层指南以及国际地层委员会修订的关于建立全球年代地层标准的要求（Remane et al.，1996），全球辅助层型剖面（ASSP）应该满足所有或几乎所有代表全球标准层型剖面（GSSP）的条件，就奥陶系底界新的全球辅助层型剖面（ASSP）而言，应具备的基本条件包括：（1）年代地层界线定义在没有任何明显间断的连续岩石序列中;（2）该序列中应具有首次出现的经过精心选择的作为“金钉子”标志的化石物种;（3）选择和定义的界线层应位于第一次或最早出现含浮游笔石的层位之下；（4）从古地理上考虑，为解决不同相区奥陶系底界对比问题，新的辅助层型最好在连接浅水碳酸盐台地（如劳森湾ASSP）与深水斜坡（如绿岬GSSP）过渡相带的剖面中选择。

针对前述全球奥陶系底界界线层型（GSSP）和辅助层型（ASSP）所存在的问题，一个来自中国、丹麦、德国、意大利、俄罗斯5个国家10位地质人组成的国际合作研究团队，从2015年到2019年，在以往30多年来研究积累[包括郭鸿俊等（1982）、Zhou Z Y et al.（1984）、Chen J Y et al.（1985、1986、1988）、陈均远等（1995）、Erdtmann（1986），Zhang J M & Chen J Y（1986）、张俊明等（1996）对我国吉林大阳岔小阳桥剖面寒武纪芙蓉统的第十阶至下奥陶统特马豆克阶岩石、地层序列以及所含高丰度和分异度的疑源类、牙形石、笔石和三叶虫等化石的研究，以及Lin Y K（1986）、汪啸风和Erdtmann（1986）、Wang X F & Erdtmann （1987）和Zhang Y D & Erdtmann（2004）等对其中所产笔石的专门研究]的基础上，围绕全球寒武-奥陶系界线划分与对比问题，开展了高精度跨学科的生物（笔石、三叶虫、牙形石和疑源类）、稳定同位素（δ13Ccarb，δ18O）、层序地层和海平面变化的综合再研究。

再研究的结果表明：（1）小阳桥剖面保存了连续的寒武系-奥陶系灰岩-页岩序列，为全球范围内寒武纪-奥陶纪过渡沉积的划分和对比提供了最佳的客观条件; （2）小阳桥剖面寒武系-奥陶系界线间隔内保存了世界上独一无二完美和重要的牙形石和笔石序列，以及可能用于国际对比的大量三叶虫和疑源类; （3）小阳桥剖面保存了牙形石从Eoconodontus notchpepepeensis、Cordylodus primitivus到CordylodusPander的完整的演化序列，自下而上可以识别和建立Eoconodontus notchpeakensis,Cordylodus proavus, Cordylodus caboti, C. intermedius和C. lindstromi等一系列牙形石生物带，以及完整的最早奥陶纪浮游笔石系列，它们分别归属于目前世界上已知的Rhabdinopora proparapola, Rhabdinopora campanulatum（=原Rhabdinopora parabola）和Anisograptus matanensis生物带。其中Rhabdinopora proparabola（Lin Y K，1986）是Rhabdinopora演化系列上的最早代表，除了阿根廷的标本可能是该种外（Zeballo et al.，2005），世界其他地区尚未发现该种的存在；（4）小阳桥剖面地处连接克拉通台地与深水盆地之间的过渡地带，且坐落在与绿岬金钉子剖面完全不同的生物地理区，并远离北美大陆，剖面所处的关键古地理位置和所发育的完美的沉积序列以及所保存的多门类化石，使其有条件成为跨越不同古地理和沉积相区开展精确洲际对比的纽带，并且完全具备了成为全球寒武-奥陶系界线层型（GSSP）或辅助界线层型剖面（ASSP）的客观条件，也是迄今为止最有条件破解和弥补绿岬“金钉子”剖面在定义全球寒武系-奥陶系界线方面所遗留的难题和缺陷，进而成为厘定和完善全球广为分布、又相互分离的寒武-奥陶系界线剖面划分与对比的纽带和标志，开启奥陶系“后金钉子”时代研究的先河（Wang X F et al., 2019, 2021）。

3 小阳桥剖面

连接全球寒武-奥陶系界线划分与对比新标志和纽带的小阳桥剖面位于中国东北吉林省白山市（原浑江）江源区大阳岔村的小阳桥（北纬42°03＇24＂，东经126°42＇21＂），剖面沿浑江的支流— 一条小河的西北侧出露，距大阳岔镇北北西2.5 km（图3），交通便利，有公路与铁路相通。当地政府已建立保护区，对寒武-奥陶系界限剖面进行严格保护（图4）。

图4 大阳岔寒武-奥陶系界线保护区及小阳桥剖面：出露在小河旁人行道内侧护栏内Fig. 4 The reserved area and the Xiaoyangqiao section for the boundary between the Cambrian and the Ordovician in Dayangcha: the section outcropped inside the fence along the riverA．中外学者考察小阳桥剖面底部厚1.6 m 的叠层石灰岩；B. 寒武-奥陶系界线保护区标志；C. 小阳桥ASSP 剖面全景，沿浑江支流旁出露的剖面，红色虚线示剖面底部标志层——叠层石灰岩.

3.1 地层

大阳岔地区奥陶系的沉积序列以海相硅质碎屑岩及碳酸盐岩形成的多个向上变深或变浅的沉积旋回为特征。其中，穿越寒武-奥陶系界线、并被命名为大阳岔层（Dayangcha Beds）（Erdtmann, 1986）的界线地层是经详尽研究证明能够进行详细全球对比的经典地层。覆于大阳岔层之上的是下奥陶统特马豆克阶冶里组，主要为碳酸盐岩夹次生钙质页岩沉积。此外，该地冶里组还沿小阳桥剖面南边小料荒地和新开主干公路两侧出露（图3）（Zhang Y D & Erdtmann, 2004）。

图3 小阳桥ASSP剖面及相关剖面地理位置图Fig. 3 Geographic map of Xiaoyang section and relative sections

3.2 岩石地层的划分

小阳桥剖面的大阳岔层，自下而上可进一步细分为4个非正式的岩石地层单元（图5 单元 IIV）：单元I由11 m 厚的灰岩夹页岩组成；单元II由7.3 m厚台地相碳酸盐岩沉积组成，底部以厚1.4-1.6 m的叠层石为标志层（图5B）；单元III厚14 m，由页岩、粉砂岩夹少许薄层瘤状含泥质灰岩组成，上部灰岩中常见海绿石，中部常夹钙质砾岩层，顶部以出现一系列钙质砾岩层为特征；单元IV厚度超过9.8 m，由硅质碎屑沉积组成，包括绿色、浅灰色页岩至黑色页岩，灰色至浅灰色粉砂岩和少量细砂岩，顶部夹少量薄层状灰岩。小阳桥剖面单元IV上部因被覆盖而出露不全。

图5 小阳桥辅助层型剖面（ASSP）Fig. 5 The Xiaoyangqiao Auxiliary Stratotype Section (ASSP)A.岩石地层单元I顶部和单元II 底部；白线示图6柱状图所分单元的底界；B. 含1.6 m厚叠层石层的单元II底界（见图4A）；C.示单元II 和III; D. 单元III上部和单元IV下部；E. 示单元III上部和寒武系-奥陶系界线层，介于BD 23 和 BD 25 之间，含最早浮游笔石层（BD26a）之下约1 m; F.最早浮游笔石首现（FAD）的层位，位于标志性底界之上20.9 m（照片上的锤子处）。

3.3 生物地层标志

3.3.1 牙形石

小阳桥剖面牙形石动物群丰度属中等到相当丰富，所采牙形石标本仅经历了轻微变质，色变指数（CAI）为1.5-2，表明含化石母岩未被加热到最高（140 ℃以上）（Epstein et al., 1977）。

就牙形石生物地层标志而言，小阳桥剖面寒武-奥陶系界线间隔中，保存了完整的Eoconodon-tus notchpeakensis（Miller, 1969）演化系列（图6）。并据此可以将小阳桥剖面寒武-奥陶系界线层自下而上划分为5个牙形石生物带：Eoconodontus notchpeakensis（诺峰始牙形石）、Cordylodus proavus（先祖肿牙形石）、Cordylodus caboti（卡伯特肿牙形石）、Cordylodusintermedius（中间肿牙形石）和Cordylodus lindstromi生物带（林斯特龙肿牙形石）。每一个生物带都是以带化石的首次出现为划分依据；而较年轻的C. angulatus（角肿牙形石）和Rossodus manitouensis（玛尼托罗斯牙形石）带的牙形石在小阳桥剖面最上部因小河冲积物掩盖而出露不全，但在相邻的小料荒地剖面（图3）则见于所厘定的冶里组下部（Chen J Y & Gong W L, 1986；Chen J Y et al.1988；Yan C B et al., 2019）。

上述每个牙形石带的定义及组合特征如图6所示（Wang X F et al., 2019）。其中Cordylodus intermedius（中间肿牙形石）带以命名种的首现（FAD）划定，顶界定在上覆Cordylodus lindstromi带底部。C. intermedius在小阳桥剖面首见于标志性底界之上18.40 m处的薄层灰岩夹层之中（BD 23/DC 61）（图6、图7I、J）；顶界划在剖面底界之上21.40 m处，以BD 28层样品出现Cordylodus lindstromi为标志（图7K-M），此带厚3.0 m 。Cordylodus lindstromi（林斯特龙肿牙形石）带以命名种的首现为标志，位于剖面所标志底界之上21.40 m处（BD 28），见于最早浮游笔石Rhabdinopora proparabola首现层位（BD 26A）（距底20.90 m）之上0.50 m处（图6）。小阳桥剖面Cordylodus lindstromi带上界因覆盖而未发现上覆Cordylodus angulatus（角肿牙形石）带的标志种。值得注意的是在该带的下部距剖面底21.70 m的BD29层样品之中出现了典型的Iapetognathus jilinensisNicoll et al., 1999（图7P、Q），该种或从其祖先Iapetognathus preaengensisLandinginFortey et al., 1982 演化而来，后者则被认为是该属已知最古老的代表（Fortey et al., 1982）。

图6 小阳桥剖面牙形石和笔石分带（引自Wang X F et al., 2021）Fig. 6 The conodont and graptolite zonations from Xiangyangqiao section（after Wang X F et al., 2021）所用缩写（下同）：Sh-页岩，Si-粉砂岩，Br-碎屑岩，W -粒泥灰岩，G-泥粒灰岩，B-粘结岩，C -砾岩

图7 小阳桥剖面寒武-奥陶系界线上下的牙形石Fig. 7 Conodonts at the Cambrian-Ordovician transition interval in Xiaoyangqiao sectionA. Eoconodontus notchpeakensis （Miller, 1969）, 侧视, BD 15, NIGP 171035; B. Cordylodus primitivus Bagnoli, Barnes and Stevens, 1987, 侧视, BD 15, NIGP 171036; C、D. Cordylodus proavus Müller, 1959, rounded elements （圆形分子）, 侧视, BD 8B, NIGP 171034 and, BD 15, NIGP 171037; E、F. Cordylodus caboti Bagnoli, Barnes and Stevens, 1987, rounded elements, 侧视,其中 E- BD 23A, NIGP 171042， F- BD 22, NIGP 171039；G、H. Cordylodus drucei Miller, 1980, outer lateral view （外侧视）, BD 22, 其中G-NIGP 171040, H- NIGP 171041; I, J. Cordylodus intermedius Furnish, 1938,侧视, 其中I- compressed element, BD 23A, NIGP 171043,J- rounded element （圆形分子）, BD 24, NIGP 171044; K-M. Cordylodus lindstromi Druce and Jones, 1971,侧视, 其中K- compressed element, BD 30, NIGP 171048, L- rounded element（圆形分子）, BD 30, NIGP 171049, M- rounded element （圆形分子）, BD 28B,NIGP 171045; N.Utahconus beimadaoensis Chui and Zhang in An et al., 1983,侧视 , BD 30A, NIGP 171050; O、P. Iapetognathus jilinensis Nicoll, Miller, Nowlan, Repetski and Ethington, 1999, left and right elements （左与右分子）, upper view （上视）, BD 29, NIGP 171046 and NIGP 171047;Q. Cordylodus prion Lindström, 1955, sensu Nicoll （1991）, rounded element （圆形分子）, outer lateral view （外侧视）, BD 19, NIGP 171038.图中比例尺长度为200 µm,所有照片标本均保存在中国科学院南京地质古生物研究所

3.3.2 笔石

杆笔石(RhabdinoporaEichwald)属自1855年创立以来一直被视为指示最早奥陶纪的笔石类群（Cooper et al.,1998；Maletz et al., 2017）。在小阳桥ASSP剖面第IV单元上部完好的保存了3个早特马豆克期（Tremadocian）笔石带。自下而上为：Rhabdinopora proparabola带（原溜肩杆笔石带），R. campanulatum带（Harris & Keble, 1928）（帐篷杆笔石带）和Anisograptus matanensis带（马滩反称笔石带），所有这些笔石带都是其相应笔石生物区的同名物种。

原溜肩杆笔石 (R.proparabola) 带见于剖面底部之上20.9 m, 厚约5 cm的页岩夹层（BD26）之中（图6、8），是目前世界上发现的唯一最早浮游笔石的层位，此层位处于寒武-奥陶系界线层之上1m,是识别和划分与对比奥陶系底界又一可靠的辅助标志。考虑种内变异和保存原因，Lin Y K（1986）在此层所发现和描述的许多属种，均应归入Rhabdinopora proparabola这单一的物种之中。

小阳桥剖面的R.campanulatum带位于Rhabdinopora proparabola带之上5.8 m处厚约10 cm 的黄绿色页岩之中（图9）。通过对所采集该种从幼年到成年的标本进行研究，结合Lin Y K（1986）所描述的不同个体发育阶段标本、Cooper et al.（1998）所建议的四分枝的始端发育类型标本的研究，表明R. praeparabola（Bruton etal., 1982）与R. campanulatum同义（Maletz et al., 2017）。

图9 黄绿色页岩夹薄层瘤状灰岩（BD32，产大量Rhabdinopora campanulatum）Fig. 9 Rich fossils of Rhabdinopora campanulatumyielded in the yellowish green shale interbedded with thin bed lenticular limestoneA. 示黄绿色页岩中含R.campanulatum的层位；B、D、E. R.campanulatum（引自Maletz et al., 2017）； C. 示由原胞管、副胞管和茎胞管组成的笔石枝

Anisograptus matanensis（马滩反称笔石）带以命名种的出现为标志，见于小阳桥剖面底界之上 29.8 m 的薄层灰岩夹钙质页岩之中（图10）, 在该处层面往往可见密集分布的Anisograptus matanensis碎片，但未见Rhabdinopora出现，Anisograptus matanensis带顶部在小阳桥剖面因小河冲积物覆盖而未出露。

图8 最早浮游笔石及其产出层位Fig. 8 The earliest planktic graptolites and its levelA-C. Rhabdinopora proparabola (Lin),标本号: WHGS 170316-011-13; D.示R. proparabola标本采自BD26, 位于标志性块状叠层石灰岩之上20.9 m，所对应的寒武-奥陶系界线层（BD 24）之上1 m，C. lindstromi Zone底界（BD 27）之下0.5 m.

图10 薄层灰岩夹钙质页岩之中产Anisograptus matanensis 带笔石Fig. 10 The graptolite of Anisograptus matanensis zone from the thin bedded limestone intercalated with calcareous shaleA、B、C. Anisograptus matanensis Ruedemann, 1937, 当前标本可见三分的始端和水平或略下斜生长的管状体（或复体）（tubarium），末端笔石枝均分或不规则分枝, 标本号: WHGS 170316-020-23; D.示A. matanensis 带产出层位(BD 34)。

3.3.3 疑源类

基于对小阳桥寒武-奥陶系界线层（大阳岔层）的连续采样，可以识别出3个疑源类组合，即：（1）Timofeevia phosphoritica -Polygonium -Solisphaeridium组合；（2）Vulcanisphaera africana -Ninadiacrodium组合；（3）Corollasphaeridium wilcoxianum组合（图11、图12）。尤其在组合（3）中出现大量Granomarginata、Cymatiosphaera和Leiosphaeridia以及Cymatiogalea cuvillieri等，说明该组合已接近奥陶系特马豆克阶的底部（Raevskaya, 2000），显示了其在寒武-奥陶系界线地层划分与对比中的潜力（Wang X F et al.，2019）。

图11 小阳桥剖面晚寒武（芙蓉期）至早奥陶世疑源类（比例尺长度为 20 μm ）（引自Wang X F et al., 2019）Fig. 11 The Late Cambrian (Furongian) to Lower Ordovician acritarchs species from the Xiaoyangqiao section（scale bar=20 μm ）(after Wang X F et al.,2019） A、B、C. Corollasphaeridium wilcoxianum Martin in Martin and Dean, 1982,其中A为侧视标本（specimen in lateral view），B、C为压缩的横切面标本；D. Stelliferidium stelligerum (Gorka, 1967) Deunff et al., 1974; E. Cymatiogalea aff. C. bouvardii Martin, 1973；F. Cymatiogalea cuvillieri (Deunff, 1961) Deunff, 1964; G.Actinotodissus achrasi (Martin, 1983) Martin and Dean, 1988；H. Vulcanisphaera africana (Deunff, 1961)Rasul, 1976；I. Ninadiacrodium caudatum (Vanguestaine, 1973) Raevskaya & Servais, 2009；J. Ninadiacrodiumsp；K. Ninadiacrodium dumontii (Vanguestaine, 1973) Raevskaya and Servais, 2009；L、M. Dasydiacrodiumobsonum Martin in Martin and Dean, 1988；N. Timofeevia phosphoritica Vanguestaine, 1978；O. Acritarch ex. gr. Polygonium-Solisphaeridium.

3.3.4 三叶虫

小阳桥剖面三叶虫化石十分普遍，它们中的大多数是地方性的，其中有些分子显示出与亚澳大区的亲缘关系，但动物群中也不乏劳伦大陆的分子。组合中的Mictosaukia乃是我国华北、东北和华南地区以及西澳大利亚寒武纪最上部分带化石，Leiostegium则是另一种在寒武纪-奥陶纪界线间隔广泛分布的三叶虫，在澳大利亚和北美广为分布，故而可用于大陆间相关地层之间的对比（图12）。

上述小阳桥剖面生物序列中，尤其值得注意的是，牙形石的分带化石林斯特龙肿牙形石（Cordylodus lindstromi）在单元III 的顶部几乎与原溜肩杆笔石（Rhabdinopora proparabola）产出层位吻合（图6）。Rhabdinopora proparabola首见于剖面底部之上20.9 m的薄层绿色页岩之中，而Cordylodus lindstromi首现于剖面底部之上21.40 m, 即笔石Rhabdinopora proparabola首现层位之上0.5 m，说明这两个重要物种出现的时间非常接近，这一事实为这两个重要化石类群化石带间相互连接和洲际对比提供了重要依据，并构成标定和识别全球寒武-奥陶系界线划分的生物标志和重要的纽带。继之出现的R. campanulatum带则位于Cordylodus lindstromi牙形石带中部，产Rhabdinopora proparabola带笔石层之上5.8m；C.lindstromi牙形石带上部则出现马滩反称笔石（Anisograptus matanensis）带的笔石（图10）。

就疑源类组合而言，前述疑源类组合（1）限于牙形石Eoconodontus notchpeakensis带，组合（2）始于E. notchpepeensis带，并上延到Cordylodus caboti带，组合（3）主要分布在第III单元Cordylo-dus caboti带上部和C. intermedius带。

三叶虫Mictosaukia-Fatocephalus带的Mictosaukia angustilimbata -Mictosaukia striata亚带位于牙形石Eoconodontus notchpeakensis带内，其上部的Alloleiostegium latilum - Pseudokoldiniodiaperpetis亚带则跨越了Cordylodus proavus带全部，并延伸到Cordylodus caboti带下部。再上的Richardsonella-Platypeltoides组合带则限于C. caboti带中上部。继之出现的三叶虫Yosimuraspis带Leiostegium（Manitouella）亚带与Cordylodus intermedius带密切相关，并指示寒武系顶部;Yosimuraspis带下部的Yosimuraspis（Eoyosimuraspis）和Y.（Yosimuraspis）亚带与Cordylodus lindstromi带基本同时，前者限于R.proparabola笔石带，而后者与Rhabdinopora campanulatum（即R. parabola）带相对应。顶部Yosimuraspis（Metayosimuraspis）亚带的底部非常接近采自A.matanensis带底部的牙形石Utahconus beimodaoensisChuri & Zhang in An et al., 1983 sensu Chen & Gong （1986）的产出层位（图12）。以上生物带和疑源类组合的相关性丰富了全球不同大陆和相区寒武-奥陶系界线间隔内不同门类化石间的对比，为寒武-奥陶系界线划分增添了依据。

3.4 层序和海平面变化的响应

对小阳桥剖面沉积岩及其所包含的多样性无脊椎大化石和牙形石动物群以及疑源类微古植物分析，说明该沉积序列形成于陆棚中部到边缘至边角浅水至深水海洋环境。自下而上可以划分出3个完整和2个不完整3级或更高级的海侵-海退（TR）旋回（Embry & Johannessen, 1992）（图13）。它们先后被整合的层序界面（=最大海退面，MRSs）所分隔，依次出现在Eoconodontus notchpeakensis带的顶部（即所测剖面标志性底界之下约0.4 m），Cordylodus caboti带顶部以下约3.0 m处，C. intermedius带顶部和C. lindstromi和Rhabdinopora proparabola带的底部，更高级的副层序仅见于较大的沉积旋回之中（Wang X F et al., 2019）。

小阳桥剖面的海平面变化记录说明，在寒武-奥陶系界线间隔期间曾发生4次海平面低位事件（图13，层序A-E），他们分别发生在Cordylodus proavus带的底部，上Cordylodus caboti到下C. intermedius conodont带的过渡层中，以及C. intermedius带的顶部和Rhabdinopora proparabola带的底部之下和Cordylodus lindstromi牙形石带之下。

3.5 化学与物理地层信号

3.5.1 δ13C碳同位素曲线

小阳桥剖面中碳酸盐岩的碳同位素组成变化在0.0到+1.6之间（图14），所记录碳同位素曲线显示有4次显著、一次不太明显的正偏移。最明显的一次从负偏移到正偏移记录发生在岩石单元II 底部，即从剖面所标底界之下 1.40 m处到其上0.5 m处，δ13C值从 +0.6‰突然下降到 +0.01‰，然后上升到 +1.5 ‰以上（图14,CPS）。鉴于这个显著的偏移与牙形石Cordylodus proavus首次出现层位基本一致，并以Cordylodus proavus的首现为特点，故称之为“多变肿牙形石峰” （Cordylodus proavus Spike，CPS）。

第2次正偏移的δ13C值从0.1‰逐渐增加到单元III上部16.30 m到17.3 m处，最高值约1.1‰。Ripperdan et al.（1993）和陈均远等（1995）均注意到这一显著的正偏移，后者将该正偏移的峰值命名为 “简单多刺牙形石峰”（Hirsutodontus simplex spike，HSS）（图 14 HSS）。

δ13Ccarb同位素曲线在小阳桥剖面距底18.40 m处，记录了一次碳同位素强烈负偏峰值[图14（1）]。继之碳同位素曲线呈现正偏移和负偏移高频相间的锯齿状 [图14（2）]，接着转为正偏移趋势，并于含最早浮游笔石层之上、距底21.30 m处，达到第3次峰值[图14（3）]。该峰值位于层序C的海侵域之中，代表早奥陶世第一次碳同位素大幅正偏移，并且与浮游笔石出现（‘Rise of Planktic Graptolite’）相呼应。从图14中不难发现，在小阳桥剖面Rhabdinipora proparabola始现于奥陶纪第一次大型碳同位素正偏移[图14(3)] 峰值之下，峰值位置几乎与Cordylodus lindstromi首次出现相吻合。再向上到22.90 m处，碳同位素曲线显示出第4次、但相对略小的正峰值[图14（4）]，其与层序D的最大海泛面（MFS）相吻合（图13）。接着在一个平缓向上的正趋势之上，在28 m左右出现了最高的正峰值[图14（5）]，位于R. parabola带的上部。在小阳桥剖面这一宽阔分布的正高峰值之上，出现该剖面最上部Anisograptusmatanensis笔石带的笔石。

概括起来，小阳桥剖面所展现的碳同位素第一次正偏移从E.notchpeakensis带的最顶部延伸到C.caboti带的中间。第二次从C.caboti带的中间延伸到C.intermedius带。从图14（2）所记录的未命名的负峰开始的正偏移（Wang X F et al., 2019）始于Cordylodus intermedius带上部，继之出现的2个明显的正峰[图14（3）和（4）]发生在Cordylodus lindstromi带底部的上方和Rhabdinopora proparabola带底部之上。位于28.0 m处所出现的较高碳同位素正峰[图14（5）]位于R.parabola带的上部，而该带的顶部峰值[图14（6）]出现在Anisogratus matanensis带底部之上。

3.5.2 稀土元素地球化学异常

陈均远等（1995）利用腕足类壳体磷灰石对小阳桥剖面稀土元素（REE）和微量元素进行了分析，在距剖面底部之上19.5 m处出现显著的REE异常或正峰峰值（图14），该异常均记录在岩石地层单元 III 的上部，略高于层序C 的最大海泛面（MFS），而且还与Cordylodus intermedius带内所记录的碳同位素曲线特征性的“锯齿状”模式变化相吻合（图14）。

3.5.3 磁性地层

Ripperdan & Kirschvink（1992）、Ripperdan et al.（1993）、陈均远等（1995）对小阳桥剖面寒武-奥陶纪过渡期地层曾做过磁性地层研究，并有磁极模式记录，据此可以鉴定出两个正常和一个倒转（反向）磁极带（图14）。正常极性的下周期以岩石单元 I为代表，在剖面6.10 m处发生一次短暂的极性倒转（图14）。剖面底部到6.20 m的地层间隔中缺少数据，但据Ripperdan et al.（1993）和陈均远等（1995）的研究，仍然可以确定正常磁极周期位于Eoconodontus notchpeakensis（诺峰始牙形石）带。从正常极性区到反向极性区的偏移见于剖面起点之下5.90 m层位中，反向极性区的周期则出现在岩石单元 II 和单元III 的地层间隔中，并对应于Cordylodus caboti（卡伯特肿牙形石）和Cordylodus intermedius（中间肿牙形石）带。小阳桥剖面在距底部20.60 m的层位中突然发生正常极性的回归，而此正极性带的转变与序列D边界相当吻合，随后出现了Rhabdinopora proparabola带的笔石（原溜肩杆笔石）（即20.90 m处）。该正极性带在小阳桥剖面由岩石单元IV和剖面顶部地层组成，包括Cordylodus lindstromi（林德斯特罗姆肿牙形石）牙形石带和Rhabdinopora proparabola,R.campanulatum以及Anisograptus matanensis三个笔石带的地层（图6,13,14）。

图14 小阳桥剖面(XLS) C同位素曲线和磁极反转Fig. 14 The C-isotope curve and the magnetic polarity reverse of Xiaoyangqiao sectionSh-页岩;Si-粉砂岩;Br-角砾岩;W-粒泥灰岩;G-粒状灰岩;B-粘结灰岩;C-砾岩

4 与绿岬金钉子剖面对比

分析小阳桥剖面所获得的上述生物、层序、事件和化学及物理的详细数据表明，他们完全可与加拿大纽芬兰绿岬金钉子剖面（GSSP）以及其他大陆代表性寒武-奥陶系界线剖面进行精确对比（图15-19），并成为连接他们之间相互对比关系的纽带，为进一步解决不同大陆和沉积相区之间寒武系与奥陶系界线的精确划分与对比问题提供了新标志。

图15 美国劳森湾辅助层型剖面（Lawson Cove ASSP）（据Miller et al., 2015）、中国北方小阳桥ASSP剖面（据Wang X F et al., 2019, 2021）、加拿大纽芬兰绿岬GSSP剖面（据Cooper et al., 2001; Stouge et al., 2017）和华南湖南瓦尔岗剖面（Dong X P & Zhang H Q，2017）对比Fig. 15 The precise correlation among the Lawson cove Auxiliary setion, the Xiaoyangqiao section, North China, the Green Point GSSP section, Newfoundland, Canada, and the Waergang setion, South China劳森湾 ASSP剖面柱状图中的绿线表示低位（和沉积间断）和层序界线（Miller et al., 2015）；绿岬GSSP 剖面柱状图中的黄线表示在第23 单元中GSSP的界线位置[绿岬 GSSP 剖面中的数字是James and Stevens（1986）岩石地层单元编号]；Cordylodus angulatus 和 Rossodus manitouensis牙形石带和Psisograptus 及 Aorograptus victoriae笔石带分别来自Wang X F & Erdtmann (1987)、Zhang Y D & Erdtmann (2004)和 Yan C B et al. (2019).

高精度的生物、层序、化学和磁性地层的综合对比（图15）说明：①绿岬GSSP剖面所定义的寒武-奥陶系界线层（23 单元/层）中所产的牙形石并非所指定的Iapetognathus fluctivagus，而是该属已知最古老的代表I.preaengensisLandinginFortey et al., 1982（Fortey et al., 1982；Terfelt et al. 2012；Albanesi et al., 2015; Zhen Y Y et al. 2017），该种在绿岬剖面奥陶系23 单元/层中的首现层位，即寒武系-奥陶系界线层，应对应于小阳桥ASSP剖面Cordylodus intermedius带上部、距该带底界之上3.5 m，最早浮游笔石（Rhabdinopora proparabola）首现层位（20.9 m处）之下1 m或Cordylodus lindstromi牙形石带底界之下1.5 m（图1，2，6，16）；②小阳桥剖面所定义的与GSSP界线层相当的寒武纪-奥陶系界线处于两次全球低位事件，即Basal House Lowstand（巴萨尔房子低位）和Acerocare Lowstand（弓头虫低位）之间（图17），界线之下还有一次明显的、呈锯齿状显示的δ13Ccarb同位素负异常和稀土元素（REE）异常相伴，后者之下还有一次被称之为Hirsutodontus simplex峰（spike）（简单多刺牙形石峰）（= HSS，陈均远等，1995）的δ13Ccarb的正异常佐证（图18）；③小阳桥和绿岬剖面碳同位素（δ13Ccarb）曲线变化趋势相似，而且这种相似性为生物带间精确对比所限定，从而更好地证明了碳同位素曲线在寒武-奥陶系界线对比方面具有巨大潜力，进而可根据绿岬GSSP剖面和小杨桥剖面间δ13Ccarb同位素曲线分布模式的对比，精确确定绿岬剖面24 单元/层的褐色粉砂岩系缺失最早浮游笔石的相当层位（图18）；④小阳桥ASSP剖面所定义寒武-奥陶系界线，弥补了绿岬GSSP剖面的缺陷，进一步阐明和标定该“金钉子”剖面所缺失的最早浮游笔石以及继之出现的Cordylodus lindstromi牙形石带首现层位，实现了根据生物、化学和事件地层所揭示的任何一种标志在全球不同大陆和相区识别寒武-奥陶系界线，并进行相互间的精确对比（图15-20）。遵循全球标准层型剖面和点位的定义和要求（Salvador, 1994; Remane et al., 1996），不难看出，全球寒武-奥陶系界线的标志应根据小阳桥剖面与绿岬剖面高精度对比研究成果进行补充和修订，以提高界线划分和对比的准确性。

图16 小阳桥剖面和绿岬剖面界线上下牙形石和笔石分带与分布（据Cooper et al., 2001修改）Fig. 16 The conodont and graptolite zonations and biostratigraphic correlation between the Xiaoyangqiao section and the Green Point section (modified from Cooper et al.,2001)在单元23标出了“金钉子”界线层和点位，样本来自Barnes （1988；CB）、Bagnoli et al. （1987；GB）和本文作者的收藏（GS，GN）.不间断的线条和箭头指直接证据，虚线表示其中一个剖面的属种的可能层位和所解释的相关性.

图17 绿岬剖面与小阳桥剖面层序与海侵-海退旋回对比, 红线代表GSSP层位（引自Wang X F et al., 2021）Fig. 17 The corelation of T-R trend and sequence stratigraphy between the Green Point Section and the Xiaoyangqiao section, the red line shows the GSSP level (after Wang X F et al., 2021)

图18 绿岬和小阳桥剖面C同位素异常的对比（红线示GSSP层位）Fig. 18 The corelation of C-isotope curve between the Green Point Section and the Xiaoyangqiao section（the red line shows the GSSP level）峰值的编号和所示小阳桥剖面序列与图16相同；层型剖面界线层位于海退体系域（Rc）；最大碳同位素峰（3）与绿岬剖面R.parabola带底界（25层底界）一致，其下24层褐色粉砂岩中缺失小阳桥剖面所产的最早浮游笔石（R.proparabola）；峰值（4）相当于Cooper et al. (2001)定义的Rhabdinopora parabola 带；宽尖峰（5）位于 Anisograptus matanensis 笔石带之下.

5 结论

图19 中国北方小阳桥（XCS）剖面和加拿大纽芬兰西部绿岬国际层型剖面的相关性和精确对比Fig. 19 The precise correlation and match of the Xiaoyangqiao section, North China and the Green Point GSSP section, western Newfoundland, Canada全球寒武-奥陶系界线层位于 Cordylodus intermedius牙形石带上部，含最早浮游笔石首次出现层位之下; 位于绿岬剖面Basal House lowstand低位事件之上和弓头虫低位（ARE）事件之下

根据对中国小阳桥剖面高精度生物、层序、化学和磁性地层学综合研究的新成果及其与绿岬全球界线层型剖面（GSSP）的详细对比，进一步厘定了该“金钉子”剖面界线划分与对比的全球标志，并且证明：（1）小阳桥剖面保存和记录了世界上最早的浮游笔石Rhabdinopora proparabola;（2）牙形石Cordylodus lindstromi首次出现的层位略高于最早浮游笔石Rhabdinopora proparabola首现的层位;（3）所定义的全球寒武纪-奥陶纪界线位于两次全球海平面升降事件，即全球巴萨尔屋（Basal House）低位和弓头虫（Acerocare）低位事件之间;（4）奥陶纪初期最大的δ13Ccarb同位素正波峰出现在Rhabdinopora parabola笔石带的底部;（5）所标定全球标准寒武纪-奥陶纪界线层直接位于小阳桥和绿岬这两个剖面所记录的明显δ13Ccarb同位素负异常或偏移之上;（6）Cordylodus intermedius牙形石生物带内记录的、被称之为Hirsutodontus simplex峰（= HSS，简单多刺牙形石峰）的显著δ13Ccarb碳同位素正偏移和Cordylodus intermedius带内的稀土元素（REE）异常，均位于这两个剖面寒武-奥陶系界线之下。以上所有这些事件记录均可作为在全球范围内识别和划分寒武-奥陶系界线的辅助标志（图20）。