2017, Vol. 33
2. 成都理工大学沉积地质研究院, 成都 610059
2. Institute of Sedimentary Geology, Chengdu University of Technology, Chengdu 610059, China
自Lapworth在19世纪末提出“奥陶系”划分后，直至20世纪60年代才被国际权威确认，并于2007年提出奥陶系三统七阶的划分标准 (陈旭和Bergström，2008)。而我国自1924年李四光和赵亚曾创立艾家山系后，也展开了大量奥陶系的研究工作，尤其90年代后，扬子地区和四川盆地的奥陶系研究工作大量展开，赖才根等 (1990)详细测制并描述了位于川北陕南一带的五条典型剖面，并做了生物地层的研究；冯增昭等 (2001a, b) 编制了中国南方奥陶纪的岩相古地理图，把南方地区奥陶系的研究逐渐引向深入。
前人对四川盆地奥陶系进行了大量的研究工作，如黄文明等 (2011)、Qin et al.(2008)、陈宗清 (2010)、郭彤楼 (2014)、Xiong et al.(2015)、Xu et al.(2016)、Yang et al.(2016)、Nie and Jin (2016)等对奥陶系的油气地质进行了详细研究，Zhang et al.(2010, 2011)、Fan et al.(2013)等学者则对四川盆地奥陶系地层划分、古生物等方面进行了研究。然而关于四川盆地奥陶系地球化学特征和沉积环境的研究较为缺乏，叶俭等 (1992)对川陕交界大巴山以南一带做了详细的古地理研究，利用古地磁恢复古纬度，并提出近岸海盆沉积模式。严德天等 (2009)对扬子地区的奥陶系-志留系界线做了测试分析，认为奥陶纪末的生物灭绝与缺氧环境有关。聂海宽等 (2012)通过对野外露头取样分析认为上奥陶统五峰组页岩形成于闭塞、半闭塞滞留环境的深水陆棚中。李皎等 (2015)结合野外露头、测井、地震，对四川盆地奥陶纪的沉积环境及盆地演化进行了重建，认为四川盆地在奥陶纪时为克拉通坳陷和克拉通边缘坳陷相复合的盆地性质。总体看来，对四川盆地奥陶系沉积环境的研究成果主要是通过岩石学特征、测井、地震等资料进行研究分析，或研究集中于上奥陶统，对于中下奥陶统沉积环境的研究较少。因此，在前人研究的基础上，本文通过详细的野外考察，在广元旺苍附近找到两条较好的剖面，并对两条剖面进行对比研究，提高分析精度。通过精细剖面测制和样品测试分析，应用沉积学和沉积地球化学等研究方法，对测试数据进行细致的计算与归纳总结，从而恢复该地区奥陶纪原始古环境概况，为米仓山一带奥陶系沉积的古环境研究提供基础资料。
2 地质背景四川盆地属于扬子地台西北部的一个次级构造单元，由盆地周缘的褶皱和断裂围限的大型构造沉积盆地 (罗志立和童崇光，1989；李勇等，1995；四川省地质矿产局，1991)。盆内以龙泉山和华蓥山为界，划分出川西、川中和川东地块。研究区位于广元市旺苍县，属于川中地块 (图 1)，地层归属米仓山-龙门山分区 (赖才根，1982)。
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图 1 四川盆地构造及研究区位置图 Fig. 1 The structure map of Sichuan Basin and the location of research area |
区内奥陶系发育，自下而上为赵家坝组、西梁寺组、牯牛潭组、宝塔组和五峰组等，顶部与志留系龙马溪组呈整合接触或假整合接触，底部与寒武系陡坡寺组或沧浪铺组呈假整合接触 (汪啸风和陈孝红，2005)。由于中晚奥陶世四川盆地受加里东运动影响范围较广、强度较大 (川北表现为隆升)，奥陶系顶部有剥蚀，有的地区缺失晚奥陶世五峰组。
研究的两条剖面分别位于旺苍县高阳镇鹿渡坝 (WC01) 和双汇镇 (WC02) 加油站附近 (图 1)，两剖面位于该地区以寒武系为核部的背斜南、北翼。奥陶系出露较好，自下而上可见赵家坝组、西梁寺组、牯牛潭组及宝塔组。奥陶系底部与寒武系陡坡寺组呈平行不整合接触。其中，高阳镇鹿渡坝剖面以石英粗砂岩的出现作为奥陶系的开始，赵家坝组 (O1-2z) 以石英中-粗砂岩、细砂岩、白云岩、砂质白云岩、泥质白云岩不等厚互层为特征，碳酸盐岩与碎屑岩组成明显的韵律式旋回，每个旋回碎屑岩厚度较薄，镜下观察碎屑颗粒磨圆好 (图 2)。西梁寺组 (O2x) 以灰岩为主，牯牛潭组 (O2g) 以生物碎屑灰岩 (图 2) 为主。剖面顶部为厚约35m的宝塔组 (O3b)，龟裂纹灰岩特征明显，其上与上覆的志留系龙马溪组 (S1ln) 黄绿色、黄灰色泥页岩直接接触，未见观音桥组 (涧草沟组O3j) 和五峰组 (O3w)，双汇镇剖面岩性与其基本一致。野外部分现象如图 3所示，因此，根据岩石类型组合以及所观察的沉积构造，本区奥陶系赵家坝组可划分出局限台地和滨岸交互出现的两个环境，而顶部为陆棚环境。西梁寺组和宝塔组为台缘斜坡环境，牯牛潭组为台缘浅滩环境 (图 4和图 5)。总体来看，旺苍地区奥陶系以碳酸盐岩沉积为主，沉积过程中有碎屑物质注入，从沉积相划分来看，自下而上反映了一个水体总体加深的过程。
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图 2 样品岩石薄片镜下鉴定特征 (a) 碎屑颗粒的磨圆好，正交偏光，WC01剖面；(b) 碎屑颗粒的磨圆好，单偏光，WC02剖面；(c) 叠层石镜下特征，单偏光，WC01剖面；(d) 叠层石镜下特征，单偏光，WC01剖面；(e) 棘皮类生物碎屑，单偏光，WC01剖面；(f) 海百合类生物碎屑，单偏光，WC01剖面 Fig. 2 The microscope identified characteristics of rock thin section (a) fine psephicity of clastic grain, CPL, section WC01;(b) fine psephicity of clastic grain, PPL, section WC02;(c) microscopic characteristics of stromatolite, PPL, section WC01;(d) microscopic characteristics of stromatolite, PPL, section WC01;(e) echinodermata bioclasts, PPL, section WC01;(f) crinoid bioclasts, PPL, section WC01 |
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图 3 野外实测剖面沉积构造特征 (a) WC01剖面起点，寒武系与奥陶系分界线；(b) WC01剖面1层石英砂岩，可见不清晰水平层理；(c) WC01剖面6层白云岩，可见明显的刀砍纹；(d) WC01剖面13层生物化石，镜下鉴定为叠层石；(e) WC01剖面14层，龟裂纹特征明显；(f) WC02剖面下伏寒武系可见明显的虫迹；(g) WC02剖面7层可见顺层分布的晶洞和溶孔；(h) WC02剖面9层顶部可见泥砾，风化为孔洞状；(i) WC02剖面11层生物化石，镜下鉴定为叠层石 Fig. 3 The sedimentary structure in field measured sections (a) section WC01 start point, dividing line between Cambrian and Ordovician; (b) 1st layer in WC01, quartz sandstone, existed unclear horizontal bedding; (c) 6th layer in WC01, dolomite, clearly "cutting line" feature; (d) 13th layer in WC01, biological fossil, it is the stromatolite under microscope identification; (e) 14th layer in WC01, clearly "polygonal marking" feature; (f) Cambrian strata in WC02, clearly vermiglyph; (g) 7th layer in WC02, miarolitic cavities and dissolved pores distributed along the beddings; (h) 9th layer in WC02, boulder clay weathered to cavity; (i) 11th layer in WC02, biological fossil, it is the stromatolite under microscope identification |
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图 4 鹿渡坝剖面 (WC01) 沉积相及元素比值综合柱状图 Fig. 4 The synthesis column map of sedimentary facies and element ratios in Luduba section |
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图 5 双汇镇剖面 (WC02) 岩性与沉积相及元素比值综合柱状图 Fig. 5 The synthesis column map of sedimentary facies and element ratios in Shuanghui section |
样品采自实测的两条剖面，其中，高阳镇鹿渡坝剖面的采样层位涉及整个奥陶系，共采样7件；双汇镇剖面的采样层位涉及中下奥陶统 (作为对比参考剖面)，共采样5件。全部采集的样品未受风化或蚀变等影响，岩石类型均为碳酸盐岩。两条剖面的样品计赵家坝组6件，西梁寺组3件，牯牛潭组1件，宝塔组2件。所有样品的地球化学分析测试委托四川省冶金地质岩矿测试中心完成，测试中心以“DZG20-01”为检测依据，使用Optima 5300V等离子体发射光谱仪，在室温23℃，湿度62%的条件下完成分析，采用方法为容量法及等离子体发射光谱法，共检测常量元素14项，稀土元素14项，微量元素23项。
4 地球化学特征 4.1 常微量元素特征由常量元素测试分析结果 (表 1) 可以看出，两个剖面的CaO在局限台地的样品中含量为22.52%~28.05%，平均值为26.12%；MgO为16.34%~20.45%，平均值为18.07%；总体样品的SiO2平均含量为10.49%，Al2O3平均含量为1.78%。而CaO在台缘斜坡环境的样品中为47.16%~53.47%，平均值为50.12%；MgO为0.78%~1.26%，平均值为0.93%；总体样品的SiO2平均含量为5.46%，Al2O3平均含量为1.39%。台缘浅滩的样品，其元素组成基本介于上述两个环境之间。
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表 1 旺苍地区奥陶系常量 (wt%) 和微量 (×10-6) 元素测试分析结果 Table 1 The major elements (wt%) and trace elements (×10-6) analysis results of Ordovician samples in Wangcang region |
微量元素测试分析 (表 1) 结果显示的Ba元素在局限台地中的平均含量为109.5×10-6，在台缘斜坡环境中的平均含量为230.4×10-6。Sr元素在局限台地中的平均含量为93.6×10-6，在台缘斜坡环境中的平均含量为379.1×10-6。
对于V，Co，Ni元素来说，在局限台地中，V的平均值为12.61×10-6，Co的平均值为2.16×10-6，Ni的平均值为3.48×10-6；而在台缘斜坡环境中，V的平均值为12.20×10-6，Co的平均值为2.10×10-6，Ni的平均值为9.00×10-6。
4.2 稀土元素特征稀土元素相关数据如表 2所示。沉积岩中的稀土元素，按页岩、砂岩和灰岩的顺序，其丰度值是逐渐减少的 (李佑国，2005)，因此，样品的ΣREE均不高，在5.90×10-6~158.9×10-6分布，平均为60.70×10-6。其中，局限台地的ΣREE平均值39.70×10-6，台缘斜坡环境的ΣREE平均值46.26×10-6。
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表 2 旺苍地区奥陶系稀土元素分析与计算结果 (×10-6) Table 2 The REE analysis and calculation result of Ordovician samples in Wangcang region (×10-6) |
通过对ΣLREE/ΣHREE的计算，所有样品的比值均大于6.96；对La/Yb计算，所有样品的比值均大于12.2，很明显的显示出了轻稀土富集而重稀土亏损的特点。
5 沉积环境分析 5.1 常微量元素分析常量元素测试结果可知，在局限台地环境中，CaO和MgO的含量比值约为0.7，表明该环境基本为白云岩组成。而样品的SiO2和Al2O3的平均含量较高，表明陆源碎屑物质混入较多，白云岩中含有碎屑岩的杂质，水体不深，且离陆源碎屑岩源区较近。
在台缘斜坡环境中，CaO含量远大于MgO含量，表明该环境基本由灰岩组成，灰岩质地较纯，尤其是WC02-05，其CaO+MgO+LOI达到了97.07%。样品中的SiO2和Al2O3平均含量均比局限台地低，表明台缘斜坡的陆源物质注入少，离陆源碎屑岩源区较远。
Ba和Sr元素可以作为水体深浅的指示元素，随着水体的加深，离岸越远，Ba与Sr的含量呈上升趋势。陈洪德等 (2011)通过Sr/Ba值对鄂尔多斯盆地山西组进行沉积环境的识别并取得了较好的成果；田洋等 (2014)在对重庆石柱栖霞组的沉积环境的研究中，利用Sr/Ba比值分析认为栖霞组具有持续海侵的特征。然而，本次研究中Ba元素存在较多的高异常点。根据前人研究，Ba在一些深海沉积物中的富集可能与生物沉积作用有关 (邓宏文和钱凯，1993)，Reitz et al.(2004)认为生物沉积及陆源物质 (特别是长石等硅酸盐矿物) 的Ba均能造成Ba丰度的偏高，而热水作用或粘土和细碎屑物质的吸附作用都可能致使Ba的含量升高 (陈孝红等，1999)。史忠生等 (2003)也对Sr/Ba判定沉积环境的可行性作了分析，认为呈陆源碎屑的硅酸盐矿物的结构态的Sr、Ba严重影响着Sr/Ba比值，同时Sr元素可置换Ca进入碳酸盐岩矿物中，使得Sr/Ba比值在碳酸盐岩中更具不确定性。可见Sr、Ba元素在沉积环境中使用受到了诸多条件的制约，存在较多的争议，其判别的有效性有待进一步研究。可以推测，该区局限台地中的几个Ba异常点与碎屑物质或粘土的吸附有关，而台缘斜坡中的Ba异常点则可能与生物沉积作用有关系。
通过V、Co、Ni的分析，远离岸线和水变深的方向，Ni呈增高趋势，V和Co大致稳定不变。V和Ni与粘土岩或生物富集有关，因此，对于牯牛潭组的叠层石灰岩，其值存在异常点，且双汇镇剖面西梁寺组的灰岩因为是所有样品中最纯的，也存在异常低值。以上涉及的元素的变化曲线如图 6和图 7所示。
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图 6 鹿渡坝剖面 (WC01) 常量元素与微量元素变化趋势图 Fig. 6 The trend of major and trace elements in Luduba section (WC01) |
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图 7 双汇镇剖面 (WC02) 常量元素与微量元素变化趋势图 Fig. 7 The trend of major and trace elements in Shuanghui section (WC02) |
通过对稀土元素的数据分析可以看出，台缘斜坡环境的ΣREE比局限台地的略高。田景春等 (2006)认为，古海洋的沉积物或沉积岩中的ΣREE可以反映当时海水中ΣREE的特点，而且海平面的升降与海水中的ΣREE含量呈正相关关系。黄舜华等 (1981)研究发现海水中的稀土元素可与CO32-形成洛合物，而CO32-离子含量与海水中的压力有关，海水水深增加时，压力增强，使得碳酸根离子溶解度变大，因此，ΣREE值在该地区的变化也反映了奥陶纪早期到晚期的水体是总体加深的过程。郭世勤等 (1994)在对太平洋中部锰结核的研究中，发现稀土元素含量与Fe有密切的关系，且为正相关关系。研究区内台地边缘滩的WC01-05具有含量最高的ΣREE，但其Al2O3、SiO2等泥页岩主要的组成元素并非很高，表明稀土元素和泥页岩的关系不大，然而该样品的Fe含量是所有样品里最高的，因此推测台缘浅滩的ΣREE异常富集的原因可能与Fe元素有关。
页岩的稀土元素含量反映了上地壳的REE平均丰度，常采用北美页岩组合样 (NASC) 或后太古宙页岩 (PAAS) 讨论沉积物或沉积岩的REE分配型式 (王驰等，2009)。因此，数据分析采用L. A. Haskin于1968提出的40个北美页岩平均数据做稀土元素的标准化 (李佑国，2005)。标准化后的两个剖面REE分配型式分别如图 8和图 9所示，可以计算出δEu值在0.868~1.163分布，δEu的异常不明显，大部分样品呈现弱负异常。(La/Yb)N可以反映标准化图解中曲线的总体斜率，其值在1.19~4.83分布，显示出曲线为明显-较明显的右倾模式或偏向右倾的平缓模式。而δCe值在0.48~2.22分布，除了WC01-04和WC01-05外，其余样品为弱负异常。前人研究表明 (王中刚等，1989)，碳酸盐岩一般有较明显的Ce亏损，呈现出负δCe异常，其值约在0.7左右，而伴随着泥质含量的增加，δCe亏损会逐渐消失。有学者分析 (Wang et al., 1986)，海相碳酸盐岩中的Ce异常与古海洋底的氧化还原条件有关，在还原状态下，Ce可以变为Ce3+，并且伴随着La3+的出现，结果就是正常的REE分配型式；但若为氧化环境，海水中Ce以Ce (OH)4沉淀，则形成Ce亏损的REE分配型式。然而，海相碳酸盐岩易因成岩作用致使地化特征发生改变 (林治家等，2008)，利用δCe恢复古海洋氧化还原环境受到诸多因素的制约，有学者指出只有当碳酸盐岩的SiO2＜5%、Al2O3＜1%、CaO+MgO+CO2>95%时才具应用价值 (高长林，1992)，即碳酸盐岩质地较纯且受陆源影响较小时，而WC01-05并不符合条件，因此不能推断WC01-05代表的台缘浅滩相为富氧环境。
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图 8 鹿渡坝剖面 (WC01) 碳酸盐岩样品北美页岩标准化REE分布型式 Fig. 8 The NASC-normalized REE distribution pattern of carbonate samples in WC01 |
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图 9 双汇镇剖面 (WC02) 碳酸盐岩样品北美页岩标准化REE分布型式 Fig. 9 The NASC-normalized REE distribution pattern of carbonate samples in WC02 |
对常用的代表性元素及参数做相关系数分析，结果如表 3所示，r值越接近1或-1表示其共同变化趋势越显著。通过计算结果可以看出以下几个特点：
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表 3 旺苍地区奥陶系元素质量分数及参数相关系数 Table 3 The correlation coefficient of elements mass fraction and parameters in Wangcang region |
(1) LOI (烧失量) 与Al2O3、K2O、P2O5、SiO2表现出较显著的负相关关系，随着它们的含量增加，烧失量减少，而LOI与CaO+MgO单独作相关分析得出r=0.6，具较显著的正相关，这是由于碳酸盐岩中Ca和Mg主要以碳酸盐岩形式存在，在烧灼中碳酸盐岩发生分解，形成CaO、MgO和CO2气体逸出，因此检测的CaO+MgO的含量与LOI呈正相关关系，碳酸盐岩的烧失量通常比碎屑岩的大。
(2) CaO与Sr元素具明显的正相关关系，与K2O和SiO2具较明显的负相关关系，说明Sr在CaCO3中保存较好，与方解石的形成相互依存。同时，代表陆源碎屑及粘土物质的元素增多，导致CaCO3含量减少，说明碎屑物质或粘土的混入会抑制碳酸盐岩的形成，这与发育碳酸盐岩的标准沉积环境相符。此外，Sr与MgO具负相关关系，可能是由于在方解石转变为白云石过程中Sr的丢失造成。
(3) 与陆源碎屑和粘土矿物相关的Al2O3、K2O、P2O5、SiO2、TiO2之间均具有良好的正相关关系，说明陆源碎屑颗粒与粘土矿物之间是相互依存的，具有共同变化的趋势。
(4) ΣREE与MnO、Ni、V、TiO2、FeT(Total Fe) 具正相关关系。Mn元素可以反映水深的变化，深水环境Mn富集，加之前述证实了TFe和ΣREE的正相关关系，因此，用ΣREE分析水深变化是比较可靠的。此外，V、Ni等元素与泥岩、粘土或生物富集有关，对REE具吸附作用，所以具良好的正相关关系。
5.4 元素比值分析(1) Sr/Ca：二者数量级差距大，通常采用1000Sr/Ca计算。该比值可判别水深程度 (胡明毅，1994；汪凯明和罗顺社，2009)，随着比值增大，则环境由浅海至深海过渡。Veizer and Demovic (1973, 1974) 很早就给出了解释：由于起初文石、高镁方解石、低镁方解石中的Sr含量，是依次递减的，而文石和高镁方解石主要分布在浅海，低镁方解石分布在深海；但文石和高镁方解石因为不稳定，在成岩作用过程中向低镁方解石转变，且伴随着Sr含量降低；原始的低镁方解石属于稳定矿物，在成岩作用过程中Sr基本都能保留。基于这种现象，原始环境中沉积矿物为文石和高镁方解石的Sr含量反而相对较低，低镁方解石Sr含量相对偏高，也就说明了Sr含量增加对应为浅水至深水变化的特点。两剖面中的1000Sr/Ca比值变化曲线并结合单元素含量的变化，可看出自早奥陶世开始至赵家坝组沉积中期，有一次水体变浅的过程，随后海水不断加深，直至西梁寺组沉积期达到极值，而后又有变浅的趋势。因而总体来看，奥陶纪是一次海侵的过程，基本反映了局限台地至台缘斜坡环境的变化过程。
(2) Mn/Fe：前人研究表明，Fe易于在滨海地区聚集 (田景春等，2006)，而Mn含量与距离海岸的远近呈正比 (田景春等，2006；胡明毅，1994)。因此，Mn/Fe比值可以分析海陆环境，其值越高，表示向海方向变化，Mn/Fe的变化曲线 (图 4和图 5) 也可看出局限台地至台缘斜坡的Mn/Fe增大，水体变深，离岸距离增大。
(3) Na/Ca：其值在碳酸盐类的岩石中与盐度关系更为密切 (邓宏文和钱凯，1993)，随着盐度增高，比值增加。对样品分析的变化曲线如图 4和图 5所示，表明由局限台地至台缘斜坡的盐度变小，因此对应的岩性由白云岩至灰岩变化，而后期盐度似乎有增加的趋势。
(4) Fe2+/Fe3+：还原环境中，Fe主要以Fe2+的形式存在；而在氧化环境中，Fe主要以Fe3+的形式存在，因此可用其比值分析氧化还原环境，比值大于1表示还原环境，比值小于1表示氧化环境。从分析数据看，样品的总体比值在0.64~33.23变化，其中局限台地变化范围为3.73~33.23，以还原环境为主；台缘斜坡变化范围为0.63~5.54，以弱氧化-弱还原环境为主，剖面自下而上总体表现为还原至弱还原，有向氧化环境过渡的趋势。
(5) V/(V+Ni)：Hatch and Leventhal (1992)通过研究表明，V/(V+Ni) 的值可以反映氧化还原的程度。严德天等 (2009)指出，V/(V+Ni) 的值小于0.45指示富氧的环境，介于0.45和0.6之间为贫氧的环境，大于0.6为缺氧的环境。样品计算结果表明，鹿渡坝剖面的变化范围为0.44~0.84，自下而上从缺氧至贫氧或氧化变化，双汇镇剖面的变化范围为0.71~0.82，均为缺氧环境。该比值的数据反映情况大致与Fe2+/Fe3+吻合，表明赵家坝组至牯牛潭组沉积期为缺氧的还原环境，宝塔组沉积期为相对富氧的环境，这与该组中发育的大量的角石等生物化石相符合 (许效松等，2001)。
6 结论(1) 根据野外观察及室内分析，赵家坝组主要为局限台地环境与短时的滨岸环境构成的多期旋回，西梁寺组为台缘斜坡环境，牯牛潭组为台缘浅滩环境，宝塔组为台缘斜坡环境。
(2) 根据室内薄片鉴定和样品的CaO、MgO含量可知，局限台地环境基本发育白云岩，而台缘斜坡环境则主要发育灰岩。SiO2和Al2O3含量较高说明了局限台地受到陆源碎屑的影响，含有碎屑物质，水体较浅；台缘斜坡环境基本不受陆源碎屑的影响，灰岩质地较纯，水体较深；而台缘浅滩环境受陆源碎屑的影响则介于两者之间。
(3) 早中奥陶世赵家坝组沉积期，川北旺苍地区表现为海平面的多次振荡，并伴有多次碎屑物质的注入，但含量均不高，据李皎等 (2015)研究表明，其物源主要来自于北部的汉南古陆；碎屑物质的注入对地球化学元素产生了一定影响，同时也影响了对沉积环境的判别，如Sr/Ba比值不适合作为判断水体深浅的指标，δCe不适合作为恢复古海洋氧化还原环境的判别指标。从西梁寺组沉积期开始海平面不断上升，并发育镶边碳酸盐岩台地模式，该地区牯牛潭组主要为台缘浅滩相沉积；水深在西梁寺组沉积期达到最高值，而后期有变浅的趋势 (可能与后期海平面整体下降有关系)，Sr/Ca比值、Mn/Fe比值和ΣREE的变化共同支持了此种观点。Na/Ca比值认为，随着海平面的上升，旺苍地区奥陶纪古盐度总体逐渐减小，后期有增加的趋势，这与李皎等 (2015)的研究结果是一致的。V/(V+Ni) 和Fe2+/Fe3+比值认为，旺苍地区奥陶纪整体以还原环境为主，但在宝塔组沉积期出现富氧的环境，这与该组中发育的大量的角石等生物化石相符合 (许效松等，2001)。总体上，地球化学特征的变化与沉积相变化特征基本一致。
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