二叠纪末发生了显生宙以来地球上规模最大的一次集群灭绝事件——超过95%海生物种和75%陆生物种彻底消失，随后发生了全球古环境、古气候及古生物的急剧变化^{[1, 2]}。华南扬子地台及其周缘(图 1)是全球二叠纪—三叠纪时期地层记录最完好、化石最丰富、研究程度最高的地区之一，不仅拥有二叠系—三叠系界线的全球层型剖面(GSSP)^[3]，而且PTB沉积序列完整，古地理沉积相带分异明显，有利于不同环境背景下的生物演化过程研究。近些年来，随着二叠系—三叠系界线附近钙质微生物岩的发现，越来越多的学者开始关注这套特殊的碳酸盐岩^{[4, 5, 6, 7, 8, 9]}。微生物岩作为一类极其重要的与微生物作用型有关的异常碳酸盐岩^{[10, 11, 12]}及“错时相”标志^{[13, 14]}指示了P/T事件发生后全球大洋环境处于一种特殊的“异常沉积状态”。分布于生物礁顶或极浅水碳酸盐岩台地之上、向深水区很快尖灭的喜光性菌藻生态系统逐渐演变为具有一定抗浪能力的微生物建造^{[6, 8, 12, 15]}。对微生物与环境相互作用所形成的微生物岩的研究，不仅可以了解生物进化的历程，更有助于认识与生物进化密切相关的沉积过程与地球环境的演化。

图 1 扬子地台及其周缘二叠纪末—三叠纪初沉积相带及剖面分布简图(据参考文献[8]修改) Fig. 1 Schematic diagram of sedimentary facies of latest Permian-earliest Triassic and outcrops in Yangtze Platform

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先锋地区位于四川省南缘宜宾市兴文县境内(图 2)，北起铜锣坝—石林镇一线，南距九丝城镇5 km，西接珙县，东至新坝乡，面积约2.2×10² km²，形态成长条状，地质构造属川南低陡褶皱带东西向构造体系“川黔右坳陷”范围^[16]。发育NE向、EW向和SN向3组构造，各组系构造之间相互影响，呈反接或斜接复合，研究区主要受四川盆地南缘娄山断褶带影响，为EW向构造分布地区，地势北高南低，海拔1 056.5~1 795.1 m。先锋地区共有钻孔多口，其中ZK1501孔位于西部，孔深429 m，ZK17503孔位于东部，孔深576 m，采样段位地层均为上二叠统长兴组顶部与下三叠统飞仙关组底部灰岩及泥岩(图 3)。

图 2 川南先锋地区地理位置及钻孔分布图 Fig. 2 Location and boreholes of Xianfeng in the south of Sichuan province

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图 3 川南先锋地区ZK1501孔和ZK17503孔采样位置及岩性柱状对比图 Fig. 3 Sampling sites and lithological column correlation of ZK1501 and ZK17503 in Xianfeng,South Sichuan

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沉积相是反映一定自然环境特征的沉积体^[17]，是沉积物的生成环境、生成条件和其特征的总和。从沉积物(岩)的岩性、结构、构造和古生物等特征可以判断沉积时的环境和作用过程，是沉积环境的物质表现，包含了岩相和古地理两方面的含义^[18]。根据研究区的钻孔岩性并结合区域构造演化特征，现将区内长兴组顶部—飞仙关组底部分为碳酸盐缓坡相和局限台地相2个沉积相带，高能生屑浅滩、微生物席周缘、微生物席等7个沉积亚相(表 1)，下面以研究区西部的ZK1501孔为例，来说明该区的沉积体系特征。

研究区碳酸盐缓坡为等斜缓坡(图 3)，是介于滨岸线和大陆斜坡之间的沉积面坡度极缓(一般小于1°)的斜坡，其从滨海波浪作用的浅水高能环境缓慢过渡到低能的较深水环境，中间没有明显的斜坡坡折或陆棚边缘，两端分别为滨岸和盆底^{[19, 20]}。其与远端变陡缓坡的区别在于远端变陡缓坡在远岸较深水处由加积和滑塌作用可形成较明显的坡折，并以具有某些台地的性质为显著特征^[21]。主要由受限制的内缓坡、开阔海内缓坡及中缓坡沉积序列组成，覆盖整个飞仙关组底部，厚度2.40 m，与下伏长兴组平行不整合接触。根据岩性及沉积相特征，大致可分为四部分，主要由局限海内缓坡相钙质微生物岩、粉屑灰岩及开阔海缓坡相泥粒—粒泥灰岩等所组成。顶部为浅灰色生屑颗粒灰岩及泥粒灰岩夹0.4 cm的褐黄色泥晶灰岩，仅产介形虫化石；中上部为褐黄色中—厚层粉屑灰岩及灰白色结晶灰岩，产介形虫、双壳及有孔虫等广栖残存生物化石；中下部为灰黑色叠层状微生物岩与浅灰色泥晶灰岩互层，产腕足、介形虫和少量棘皮类等底栖生物化石；底部为灰—深灰色泥粒—粒泥灰岩夹浅灰色薄层泥晶灰岩及两层黄铁矿，产小型化介形虫、三叶虫碎片、腹足及腕足类化石。

(1) 高能生屑浅滩

由于是缓坡中沉积水体最活跃的场所，常受波浪、潮汐，甚至风暴浪的作用，发育小型交错层理、底冲刷面和波痕。厚度0.65 m，岩性为灰白色生屑颗粒灰岩及介形虫泥粒灰岩，生屑体积含量30%~40%，生物种类以介形虫为主，亮晶胶结，重结晶作用较强烈。微相主要有生屑颗粒灰岩和介形虫泥粒灰岩等。

生屑颗粒灰岩微相：是生屑浅滩的主体部分。岩石类型有颗粒灰岩及生屑颗粒灰岩等。岩石结构组成以亮晶及生屑颗粒为主，其中亮晶含量45%，粒度50~200 μm，次圆状；生屑颗粒以介形虫的单瓣壳为主，含量25%~35%，长轴直径在550~650 μm之间。颗粒支撑，亮晶胶结，含量20%~30%，粒度20~50 μm，次棱角状。岩石重结晶作用较显著，多数亮晶呈港湾状(图 4A)。

图 4 川南先锋地区飞仙关组高能生屑浅滩的微相特征 A.生屑颗粒灰岩，亮晶呈港湾状(红框内)，235-1中部，单偏光；B.介形虫泥粒灰岩，亮晶具时代现象，第一世代发育栉壳状结构，第二世代呈亮晶形态，235-1下部，单偏光；C.生物移动而形成的虫迹(红框内)，后被泥晶充填，235-1下部，单偏光；D.“泥晶套”，235-1下部，单偏光。 Fig. 4 Features of microfacies in high-energy bioclastic shoal of the Feixianguan Formation in Xianfeng,South Sichuan

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泥晶灰岩微相：夹于亮晶生屑颗粒灰岩微相与亮晶介形虫泥粒灰岩微相之间，自颗粒灰岩端至泥粒灰岩端粒度逐渐增大，为典型的风暴浪成因微相。泥晶含量大于90%，因不均匀白云化而显褐黄色，基质支撑；颗粒成分以由经风暴浪作用改造再搬运的粉屑为主，含量小于10%，分布分散，粒度细小，磨圆度高。该微相不含任何生物化石。

介形虫泥粒灰岩微相：位于生屑浅滩底部，岩石类型有介形虫泥粒灰岩及颗粒灰岩等。颗粒成分生物碎屑和亮晶，总含量60%~70%，生物碎屑以介形虫为主，沿壳体内径及溶孔内壁亮晶具明显的时代现象与栉壳状结构(图 4B)；亮晶含量20%~30%，粒度20~100 μm，次圆状。颗粒支撑，亮晶胶结，含量20%~30%，粒度10~30 μm，次棱角状；基质被泥晶充填，约为10%。岩石重结晶和溶蚀作用较显著，溶孔以生物体腔内溶孔以及粒间溶孔为主，均已被泥亮晶充填，溶孔边界可见生物移动而形成的虫迹(图 4C)。这一微相类型的特点是结构的颠倒性，主要的碎屑已经从高能环境搬运到低能环境中，形成条件可能与风暴浪对沉积物的再作用有关。需要指出的是，部分砂级生物碎屑具有“泥晶套”(图 4D)，这种泥晶化是由穿孔蓝绿藻或真菌类对生物碎屑或其他碳酸盐岩矿物颗粒自外向内反复钻孔，并为后期泥晶充填而成^[22]。

(2) 微生物席周缘

位于碳酸盐局限内缓坡中部，代表了一种潮间带沉积环境，厚度0.97 m，生物化石数量少，仅零星可见介形虫、双壳类和有孔虫等广栖残存生物，且壳壁均已被泥晶充填，主要的沉积微相为粉屑灰岩微相和结晶灰岩微相。

粉屑灰岩微相：具明显的正粒序及内碎屑(图 5A)，为风暴浪作用的产物，基质支撑，被泥晶充填，含量60%；颗粒主要为粉屑，含量40%，粒度大小不一，最小20 μm，最大可达200 μm，磨圆度高，具一定的定向排列。由于风暴作用强烈，很难区分生物碎屑与内碎屑。岩石重结晶和溶蚀作用微弱。

图 5 川南先锋地区飞仙关组底部亚相的微相特征 A.粉屑灰岩，具明显的正粒序示顶及内碎屑(黑箭头，部分已达砂屑级)，235-2上部，单偏光；B.细晶灰岩，经成岩重结晶形成，235-2下部，单偏光；C.S形纹理(黑箭头)及不规则的多边形网状结构(红箭头)，236-3，单偏光；D.含火山碎屑灰岩，孔裂隙充填港湾状石英颗粒(红框内)，235-5，单偏光；E.叠层状微生物岩，236-2，单偏光；F.球状蓝藻，外层保护鞘已钙化，236-3，正交偏光；G.球状蓝藻，外部被纤维状和等轴状微亮晶包覆，236-3，单偏光；H.层纹状微生物岩微相，近平行于层面发育，236-3，单偏光；I.生屑泥粒灰岩，仅发育第一世代亮晶(白箭头)，236-5，单偏光；J.平行不整合面(红箭头)，下方为方解石脉，236-5，单偏光。 Fig. 5 Features of microfacies in the bottom of the Feixianguan Formation in Xianfeng area,South Sichuan

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结晶灰岩微相：位于亚相下部，厚度0.32 m，岩石类型为细晶灰岩(图 5B)。它是泥晶灰岩通过重结晶形成的，由于重结晶作用，使得岩石中的原生颗粒组分发生改变。在显微薄片下，结晶灰岩主要为浅灰色，没有生物碎屑，方解石晶粒大小在50~100 μm左右。

(3) 微生物席群

由于钻孔揭露的地层发育波状层理及不规则的毫米级纹层，推测研究区微生物席群亚相应相当于低能潮下带上部，由于碳酸盐岩自身沉积原因，潮间带微生物岩的微生物成因沉积构造保存极少，层面仅见夷平构造；层内仅见S形纹理和不规则的多边形网状结构(图 5C)两种小构造。该亚相位于碳酸盐局限内缓坡底部，厚度0.61 m，由上部的含火山碎屑灰岩微相和中、下部的钙质微生物岩微相与含生屑泥晶灰岩微相组成。生物化石数量少，仅零星可见腕足类、介形虫等。

含火山碎屑灰岩微相：位于微生物席群上部，厚度0.20 m。此微相含有外源沉积物——火山碎屑，主要成分为石英颗粒(图 5D)，含量5%~15%，灰白色，晶体晶型较好，具港湾状充填在孔裂隙中，粒度0.3~0.5 mm，磨圆度较差，表面多见擦痕，主要沉积在孔裂隙及动物体腔内。下部发育厚度约6 cm的薄层黏土岩，火山碎屑的出现，说明该微相相当于煤山标准剖面PTB第28层^[3]。

含生屑泥晶灰岩微相：与钙质微生物岩微相互层，累计总厚度0.29 m，岩石以灰泥为主，含少量的生物碎屑和粉屑，生物碎屑含量10%~20%，包括少量的腕足动物壳体和介形虫的单瓣壳。化石碎片几乎无磨蚀和磨圆，泥晶支撑，保存较完好。该微相形成于内缓坡局限海海侵后期环境，代表了一种正常浪基面以下的较低能深水环境。

钙质微生物岩微相：与含生屑泥晶灰岩微相互层，累计总厚度0.12 m，岩石类型有叠层状和层纹状微生物岩。叠层状微生物岩(图 5E)为深褐色，含量大于70%，通常与层纹状微生物岩共生，可见大量蓝细菌化石，且呈层分布，为球粒蓝细菌(图 5F，G)，常成团出现，单体大小多在15~30 μm之间。纹层状微生物岩(图 5H)呈明显的明暗带相间，含量35%~45%，由微泥晶组成的暗带和由中粗晶组成的明带呈带状相间排列分布。纹层间距变化较大，而侧向延伸则非常好。此外，暗带组分中生物化石较为少见；明带组分中可见介形虫的单瓣壳等化石，且常可见较多的黄铁矿颗粒。该微生物岩中的化石以菌藻类微生物为主，伴生少量腕足类、介形虫及棘皮动物；该微相化石最重要的特点是出现了疑源类——“虫管”化石，含量20%~30%，长轴直径在500~1 000 μm，短轴在100~300 μm，形态为弯曲的管状或瓶状，壳壁呈一层或三层的平行片状结构，部分体腔内亮晶发育明显的时代现象与栉壳状结构，至今未定种属。

(4) 中缓坡

沉积物主要是含介形虫粒泥灰岩和泥晶灰岩，说明所受风暴影响的程度较小，岩石中大量的不规则纹理说明泥晶颗粒可能是未经搬运的生物掘穴作用的沉积物。钻孔揭露的地层厚度0.09 m，薄片中生物化石种类极少，仅见小型化的介形虫。

含介形虫粒泥灰岩微相：位于中缓坡上、中部，是中缓坡沉积亚相的主体部分，厚度7.5 cm。岩石类型有介形虫粒泥灰岩及含黄铁矿介形虫粒泥灰岩等。颗粒成分以介形虫壳体为主，还可见少量的腹足类和腕足动物，总含量15%~25%，介形虫完整的介壳长轴直径在100~200 μm之间，具明显的小型化，说明该微相沉积之前发生了全球范围的集群灭绝事件，海生生物进入了大灭绝后的残存阶段。泥晶支撑，含量65%~75%，下部粒泥灰岩含有较多的黄铁矿颗粒，含量10%左右。该微相形成于中缓坡海侵初期环境，代表了一种海侵初期相对较深水环境。

泥晶灰岩微相：位于中缓坡亚相最顶端与最底端，中间夹介形虫粒泥灰岩微相，累计总厚度1.5 cm，与上部微生物席群中的泥晶灰岩不同之处在于，该微相中不含任何生物化石。泥晶支撑，含量大于90%；颗粒成分主要为粉屑，含量小于10%，粒度在20~30 μm之间，磨圆度高。

(5) 内缓坡

此带内海底经常受波浪作用的搅动，以有机物障壁和临滨沉积物为主导，位于飞仙关组最底部，与下伏长兴组之间存在1 cm厚的钙质泥岩段，该段含碳质较高，发育1 mm厚的方解石脉，为风化面的产物。主要的沉积微相有生屑泥粒灰岩微相及两层黄铁矿，总厚度0.08 m。生物化石种类较丰富，为三叶虫、双壳类、腕足动物、腹足类及少量的叶枝藻。

生屑泥粒灰岩微相：位于内缓坡上、中部，是内缓坡亚相的主体部分，厚度0.06 m，岩石类型有生屑灰岩及生屑泥粒灰岩等。颗粒成分以生物碎屑为主，含量65%~75%，生物碎屑包括腹足类、三叶虫、双壳类、腕足动物等。生物颗粒支撑，填隙物为泥晶，含量5%~15%；腹足类体腔及部分粒间溶孔被黄铁矿充填，含量小于20%，在体腔和溶孔内壁仅发育具纤柱状形态的栉壳状结构的第一世代亮晶(图 5I)，长轴粒径100~150 μm，短轴粒径10~20 μm，说明亮晶结晶速率较快且晚于黄铁矿孔隙充填。

黄铁矿层：位于内缓坡下部，为上下两层，分布密集，总厚度0.02 m，呈斑块状，未见生物化石。自生黄铁矿层兼有细菌硫酸盐还原作用(BSR)和热化学硫酸盐还原作用(TSR)两种成因类型^[23]，其大量出现指示了研究区三叠纪初期遭受了强烈岩浆火山活动的作用。

研究区碳酸盐台地类型为局限台地(镶边碳酸盐岩台地)，是指地理上或水动力上受到限制的一种潮下浅水低能的碳酸盐沉积环境^[24]，位于大陆边缘的浅水平顶台地，其外缘波浪搅动强烈，在地貌上具有削减波浪能量的镶边(堤礁、浅滩或岛屿)，镶边外侧较深水区有明显倾斜的坡折，宽度一般为数公里至100 km^[25]，以沉积灰岩、煤线及泥质岩为主，由于强烈的生物扰动，层理等沉积构造发育差。区内局限台地相主要由潮坪组成，覆盖整个长兴组顶部，厚度3.10 m，与下伏地层整合接触，相带可细分为潮上及潮间亚相，发育有泥岩、含生屑泥岩和含藻屑泥粒灰岩等微相。需要指出的是，在该相最顶部、平行不整合面(图 5J)下出现了一层厚1 cm的钙质泥岩，内夹1 mm的方解石脉，推测其为风化侵蚀的产物。

(1) 潮上带

以发育煤线和根土岩等泥炭坪和泥坪沉积为特征，厚度0.30 m，其中煤线厚0.10 m，说明二叠纪末期大灭绝之前该区曾短暂地处在温暖潮湿的气候环境中，生物组合门类极其单调、数量稀少。底部根土岩富含植物根部化石，团块状，层理不明显，根化石多与层面斜交，偶见分布不均匀的团块状和瘤状菱铁矿结核。

(2) 潮间带

此带潮汐流往复作用明显，主要沉积的岩石为生屑粒泥灰岩及含生屑泥岩，厚度2.80 m，水动力能量由弱到中等，变动频繁，常见不规则的毫米级至厘米级的纹层，以及小型波状潮汐层理。由于二叠纪末期季风与飓风风暴的搬运作用强烈^[12]，潮间带内夹有一层动物群丰富的生屑粒泥灰岩，生屑主要为大壳有孔虫，伴有双壳类、腕足动物、藻类、棘皮类及少量的苔藓虫。生物碎屑大多为碎片，沿层面分布，并具有一定的定向性，是被风暴浪从潮下带搬运至潮间带的异地堆积物，主要呈薄的席状分布。

生屑粒泥灰岩微相：厚度0.35 m，岩石类型有生屑灰岩及生屑粒泥灰岩等。颗粒成分主要为生物碎屑，总含量50%~60%，生物颗粒以大壳体的有孔虫为主，含量25%~30%。颗粒大小分为两个粒级，大碎屑为腕足和双壳类，含量30%~40%，长轴粒径在2.5~3.5 mm之间；小碎屑为藻屑和有孔虫，含量60%~70%，长轴粒径0.3~1.0 mm。泥晶支撑，含量40%~50%，可见被泥晶充填的生物移动而形成的虫迹。

含生屑泥岩微相：位于亚相中部，是潮间带的主体部分，厚度2.15 m，可见少量的介形虫、双壳类以及三叶虫。整个生物颗粒含量小于15%，化石碎片几乎无磨蚀和磨圆，介形虫多见单瓣壳。该微相沉积于水体较浅的上潮间带，受控于幕式风暴浪作用。

含藻屑泥粒灰岩微相：位于亚相底部，厚度0.30 m，岩石类型有生屑泥粒灰岩及生屑颗粒灰岩等。颗粒成分有生物碎屑和亮晶，总含量60%~70%，其中生物碎屑以藻类和有孔虫为主，含量20%~30%，藻类主要为叶枝藻；亮晶含量40%，粒度20~60 μm，次圆状，世代现象及栉壳状结构不发育。颗粒支撑，亮晶胶结，含量10%~20%，粒度20~40 μm，次圆状；基质被泥晶充填，约20%。由于位于水下低能的生物礁环境中，因此泥晶含量较高，是典型的未受风暴浪影响的潮间带藻礁环境的产物。

二叠纪标志生物(蜓、非蜓有孔虫类、苔藓虫、二叠钙藻、三叶虫等)主要出现在长兴组，进入飞仙关组二叠纪生物明显减少。在ZK1501钻孔岩芯中，飞仙关组底部仍然发现有二叠纪化石，其中有末次出现分子，也有可延续分子。在岩石薄片中，所见主要为生物碎屑，难以准确鉴定种属，主要类型如下。

蜓(图 6A)：仅产出于长兴组潮间带亚相顶部，螺旋形，壳径0.58~0.70 mm，管状房室最大内径0.06~0.08 mm，初房外径0.04~0.06 mm。仅发育3圈，1、2内圈包卷紧密，外圈突然放宽。旋壁由致密层和细蜂巢层二层组成，隔壁褶皱轻微；旋脊小，只见于早期壳圈上，放宽的外部壳圈上不发育。

图 6 川南先锋地区二叠系—三叠系界线地层中可鉴别的生物化石 A.蜓，237-1上部，单偏光；B.非蜓有孔虫，237-1下部，单偏光；C.三叶虫胸甲，玻纤结构，236-5，正交偏光；D.小型化介形虫，236-4，单偏光；E.长条状叶枝藻，髓质区(红箭头)发生了重结晶作用；皮质区(白箭头)表现出细的分枝，方向垂直于髓质区，237-1下部，单偏光；F.苔藓虫，237-1上部，单偏光；G.双壳类碎片，237-1上部，单偏光；H.腕足动物碎片，237-1上部，单偏光；I.海百合茎(横切面)，237-1下部，单偏光。 Fig. 6 Biological fossils in the Permian-Triassic boundary strata in Xianfeng area,South Sichuan

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非蜓有孔虫(图 6B)：主要产出于长兴组潮间带亚相，可鉴别的种属有：奇异节房虫Nodosaria mirabilis Lipina，多盘虫Multidiscus，广西强壮厚壁虫Robustopachyphloia guangxiensis Lin. Li et Sun，卵形厚壁虫Pachyphloia ovata Lange，轮形半金线虫Hemigordius rotundus Wang，规则球旋虫Glomospira regularis Lipina等。

三叶虫：主要生活在早寒武世到晚二叠纪，到二叠纪末全部灭绝，全部为海生，多数生活在浅海环境。在飞仙关组底部内缓坡亚相发现了三叶虫化石碎屑(图 6C)，壳体均较破碎，多为胸甲碎片，长度在2.0~3.0 mm之间，呈不规则的弯曲状，有的带有小的弯钩，玻纤结构。是末次出现的二叠纪化石之一，指示了二叠纪末动物群的主灭绝面。

介形虫：遍布整个二叠系—三叠系界线地层，单瓣壳及整个壳体均可见，含量15%~20%，壳体多呈椭圆形，长轴直径0.20~0.65 mm，发育玻纤结构，保存较为完整。壳壁均被泥晶充填，沿壳体内径亮晶多具明显的时代现象，第一世代发育栉壳状结构，第二世代为呈粒状镶嵌结构的亮晶，分开的双壳说明在埋藏时遭受了一定程度的沉积作用改造。在主灭绝面之上出现小化介形虫富集层(图 6D)，除极少量小型螺化石、双壳与其共生外，不见其他化石，揭示了主灭绝事件后的生物面貌。

在钙质微生物岩中可看到大量的球状或树枝状菌藻类，主要以蓝藻为主。叶枝藻出现在飞仙关组底部内缓坡及长兴组潮间带中，呈叶片状或蜿蜒的长条状，长轴在2~6 mm之间，短轴0.5~1.5 mm，其在中石炭世至晚二叠世占据统治地位^[20]。这里的叶枝藻是指广义上的叶枝藻，即具有似叶状形态的叶状体，长条状叶枝藻可以辨别出中心髓质区和皮质区(图 6E)。叶枝藻主要构成陆棚底部碳酸盐岩的岩石成分，并且是二叠世泥丘、礁丘和滩相的重要组分，在陆棚底层和陆棚边缘藻丘和滩沉积中占主导地位^[26]。

主要类型为古生代末的隐口目苔藓虫(图 6F)，出现在长兴组潮间带，之上未发现该类化石，形态呈水滴状，大小在0.5~1.0 mm之间，具脆的树枝状群落及外围部分的短椭圆形虫室。潮间带苔藓虫普遍附着在坚硬的底质上，主要栖息在低沉降区域；同时，苔藓虫还是古环境和古气候优秀的指示者，例如温度、盐度、水动力、底质特征和沉积速率都可被它所反映^[27]。

腹足类：主要出现在飞仙关组，大小0.5~1 mm，呈螺管状，螺塔可见3~5个螺旋。壳壁由柱状方解石组成，含量10%~15%，体腔内大部分被黄铁矿充填。

双壳类：见于多数生屑灰岩中，是分布最广的生物碎屑之一。以碎片为主(图 6G)，含量在10%左右。呈柱状或叶片状，次生多晶结构，大小不一，多为3~5 mm。多晶结构是由较粗大(大于20 μm)的粒状亮晶颗粒镶嵌组成，各晶体消光位不同，由文石转化或由微粒、纤状、片状结构强烈重结晶而成。双壳类主要为海生，以底栖生活为主，分布广泛，自浅水到深海都有发现。

大量出现在长兴组，与有孔虫、双壳类及藻屑共生，含量10%~15%。壳体多为碎片，长1.5~3 mm，具波纹状的平行片状结构(图 6H)，壳面具假疹孔形成的刺，这些腕足刺通常位于二叠系陆棚碳酸盐岩中。亦可见具双层壳的腕足化石——外层为平行片状结构，内层为柱状结构，该类化石仅出现在飞仙关组的微生物席群中。

大量出现在长兴组潮间带中，主要为海胆和海百合茎，大小在1~1.5 mm之间，呈明显的连生单晶结构。海胆为椭圆形，脊刺被泥晶及后期沉积物充填；海百合茎横纵切面均可见，纵切面为长方形，在其边缘或整体多遭受泥晶化，横切面(图 6I)为圆形，中央茎孔被泥晶充填，骨板上可见泥晶网格状结构。

从古地理分布特征来看，川南先锋地区二叠系—三叠系界线附近的微生物岩仅出现在局限海内缓坡带中，代表了一种高盐度、弱水动力、光照强烈的特殊生态系。对其生物化石分析可知，该生态系的主要特征是发育大量底栖球粒蓝藻细菌，同时伴生小型腹足类、介形类、腕足动物和棘皮类等广盐性底栖生物；初级生产者是数量丰富但种类单调的光能自养球粒蓝细菌，次级消费者主要为寄居在其中或附近的后生动物。由沉积微相分析可知，研究区微生物岩产出一层，类型主要是叠层状和层纹状。不同类型微生物岩虽在水深上略有差别，但总体分布在潮间带和潮下带上部环境，因此，微生物岩所代表的是大灭绝后极浅水环境下的低能生态系。虽然叠层状和层纹状微生物岩可以形成在多种海相环境中，但总体来说，高温度和高盐度的浅水低能环境才是最有利的^[28]。由此看来，微生物岩所代表的也是一种高生态压力下的“非正常”生态系。

川南先锋地区碳酸盐岩纵向沉积演化特点是由二叠纪末期的局限台地环境转变为等斜缓坡环境，总体上是一个海平面下降的过程。由于存在沉积间断，因此很难根据瓦尔索相律对两类沉积序列进行整体解释，只能利用沉积相模式单独说明。等斜缓坡(图 7a)由5个不同沉积亚相组成，中缓坡、内缓坡、微生物席群、微生物席周缘、高能生屑浅滩依次出现，表明三叠纪初期海平面的动荡程度较小，但总体仍是下降的；局限台地(图 7b)由于厚度较小的原因，仅含部分潮坪沉积，指示了一个有障壁岛镶边的闭塞局限海相沉积环境。微生物岩厚度0.5~1 m，顶部由于含火山碎屑灰岩的出现而中断，指示了三叠纪初期火山活动对微生物活动的影响强烈。与上扬子台地微生物岩形成于礁滩相灰岩之上不同，研究区的微生物岩是在长兴期生屑灰岩的基础上形成的，类型以叠层状和层纹状为主。

图 7 川南先锋地区二叠系—三叠系界线附近等斜缓坡(a)与局限台地(b)沉积序列 Fig. 7 Sedimentary sequences of homoclinal carbonate ramp and rimmed carbonate platform around the Permian-Triassic boundary in Xianfeng area,South Sichuan

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川南先锋地区微生物岩纵向沉积演化序列与上扬子台地礁相沉积的差异，说明不同地区微生物岩所代表的生物环境演化存在一定差别，反映了上扬子浅水台地内部沉积古环境的多样性。微生物岩沉积微相的深入研究，为了解二叠系—三叠系界线附近的海洋环境变化及其多样性提供了重要的地球生物学信息。

牙形石Hindeodus parvus的首现分子广泛分布在海相地层中，而在陆相和近海地层中难以发现，这就不得不使用黏土层、孢粉化石组合等来划定二叠系—三叠系界面。因此，建立起不同沉积体系之间通用的对比标志成为当前紧要的任务。王永标等^[6]通过对四川华蓥、广西平果、贵州边阳等4条剖面研究，发现微生物岩内均产有牙形石H. parvus，且与微生物岩底部(绝灭界线)有一定距离。Baud等^[29]报道了土耳其南部三叠系最底部的凝块状微生物岩，并指出这种微生物岩在匈牙利、意大利、斯洛文亚、北阿曼、伊朗、亚美尼亚等地也有分布。Chen和Benton^[30]明确厘定出微生物岩生态系紧随主灭绝事件之后^[30]。这些作者都试图证明三叠纪初期反常的微生物活动与二叠纪末主灭绝事件有关。
吴亚生等^[31]在重庆老龙洞剖面“第一层微生物岩”顶部之下0.3 m见到标准化石H. parvus，把二叠系—三叠系界线定于此处；并在界线上下0.4 m处发现了侵蚀面，揭示了两次海平面下降事件。宋逢林等^[32]在研究湖南慈利剖面时，利用碳同位素划分二叠系—三叠系界线，“第三层钙质微生物岩”层内2.8 m处碳同位素达到最低点，且在3.5 m处发现了H. parvus，认定其为二叠系—三叠系界线。根据煤山剖面的最新研究成果，从二叠纪生物末次出现面(主灭绝面)到三叠纪H. parvus首现面之间有一个时间间隔期；从生物演化角度讲，主灭绝线之后进入三叠纪“异常”海洋生态系时代，这时生态系统基本由微生物主导，缺少与微生物在丰度上可对应的消费阶层的后生动物，该时代不仅是大灭绝事件的产物，也是本次大灭绝后生物复苏迟缓的重要原因之一^[32]。

灭绝事件后的首现生物分子目前只发现H. parvus，至于蛇菊石Ophiceras和克氏蛤Claraia有时会出现在主灭绝面之下，更不宜定义为二叠—三叠系界面标志化石。虽然牙形石H. parvus的首现点不是在每个剖面都能发现，但目前为止它还是标定二叠—三叠系界面的最佳选择。由此看来，二叠—三叠系的生物地层界面不一定在所有剖面上都可精准地鉴别。虽然二叠纪末期生物灭绝可能是多幕式发生的，但主灭绝面可以准确地标定在二叠纪末次出现生物群的顶界面上。在川南先锋地区ZK1501钻孔岩芯柱中，二叠纪末次出现生物群由三叶虫、腹足类和叶枝藻等组成，层位为236-5；与其共生的有双壳类和腕足动物，腕足动物虽属二叠纪化石，但其幸存分子已延续到三叠系底部^[30]。曾有人报道三叶虫的Pseudophilipsia属与克氏蛤Claraia共生，现已证实，所发现的Claraia化石也在主灭绝面之下。因此，三叶虫的末次出现为识别主灭绝面的关键标志之一。在川南飞仙关组底界面之上6 cm内发现末次出现的二叠纪生物群和其上的生物主灭绝面无疑为二叠—三叠系界面附近的高分辨率地层对比和全球生物灭绝模式与原因研究提供了重要的信息。

(1) 沉积相分析表明，川南先锋地区在长兴期末由局限台地环境转变为等斜缓坡环境，到界线附近转变为局限海内缓坡的较浅水环境，总体上是一个海退的过程。在等斜缓坡环境中发育一层钙质微生物岩，主要类型为叠层状和层纹状，指示了该微相形成于温度和盐度较高的浅水低能环境。

(2) 在川南先锋地区ZK1501孔5.4 m厚的二叠系—三叠系界线地层中，共识别出14种沉积微相，分别为含藻屑泥粒灰岩、含生屑泥岩、生屑粒泥灰岩、泥坪和泥炭坪、泥晶灰岩、含介形虫粒泥灰岩、生屑泥粒灰岩、钙质微生物岩、含生屑泥晶灰岩、含火山碎屑灰岩、结晶灰岩、粉屑灰岩、介形虫泥粒灰岩以及生屑颗粒灰岩等。不同的微相类型在纵向上构成了7个微相组合，代表了沉积环境依次变化的7个基本过程：潮间带—潮上带—中缓坡—内缓坡—微生物席群—微生物席周缘—高能生屑浅滩。

(3) 在距底6 cm地层中发现丰富的三叶虫、叶枝藻、腕足动物、腹足类和双壳化石壳。其中，三叶虫和叶枝藻为二叠纪末次出现化石；其上出现小型化的介形虫和钙质微生物岩。显然，二叠纪末期生物主灭绝面应在飞仙关组底面之上6 cm处，而二叠系—三叠系界面应出现在小化介形虫层的中下部。因此，以往关于四川南部二叠系长兴组和三叠系飞仙关组的界线以格氏克氏蛤Claraia griesbachi的首现定在C5煤层之顶和K9灰岩之底的观点有待修正。