The Discovery of Conodont Fossils in Dahuoluo Area in Ganau and the Related Date Determination for Baiyunshan Formation
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摘要:
甘肃北山大豁落地区出露的白云山组是一套板岩、砂岩、砂砾岩、砾岩，局部夹灰岩的一套碎屑岩组合，由于缺乏地层学依据而被划归奥陶纪锡林柯博组（硅质岩为主，夹灰岩、砂岩、砂砾岩组合的一套浅海相沉积）。通过野外路线地质调查和剖面实测，在白云山组灰岩夹层中获得了保存较好的牙形刺化石，分别为大围刺Periodon grandis、原潘德尔刺（未定种）Protopanderodus sp.、镰箭（未定种）Drepanoistodus sp.、刺形刺（未定种）Spinodus sp.、小剑刺（未定种）Scabbardella sp.，将该套岩石组合时代限定为晚奥陶世。综合岩石组合特征、沉积层序与沉积相分析，认为白云山组形成于山前前陆盆地环境，预示着在晚奥陶世北山地区已进入初始造山阶段，为完善北山地层格架提供重要依据。
Abstract:The Baiyunshan Formation exposed in the Dahuoluo area of Beishan, Gansu Province is a set of clastic rock assemblages of slate, sandstone, glutenite, conglomerate, and locally intercalated limestone. Due to the lack of stratigraphic basis, it is classified as the Ordovician Xilinkebo Formation (a set of shallow marine sediments dominated by siliceous rocks, intercalated with limestone, sandstone and glutenite). Through field route geological survey and profile measurement, well-preserved conodont fossils have been obtained in the limestone interlayer of the Baiyunshan Formation. They are Periodon grandis, Protopanderodus sp., Drepanoistodus sp., Spinodus sp., Scabbardella sp., and the age of the rock assemblage is limited to the Late Ordovician. Based on the analysis of rock assemblage characteristics, sedimentary sequence and sedimentary facies, it is considered that the Baiyunshan Formation was formed in the piedmont foreland basin environment, indicating that the Beishan area has entered the initial orogenic stage in the Late Ordovician, which provides an important basis for improving the stratigraphic framework of Beishan.
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随着中国“黄河流域生态保护和高质量发展”战略的全面推进，黄土地区开展了大规模的治沟造地、保沟固塬等重大工程，导致黄土高原地区形成了大量高、陡、裸露边坡（朱立峰, 2019; 包含等，2022）。新产生的边坡普遍存在以浅层冲蚀、剥落、冲沟、坍塌为主的浅层破坏现象，加剧了水土流失与生态环境失衡，进而诱发山体滑塌、滑坡及泥石流等一系列地质灾害（Weng et al.，2019；Liu et al.，2022）。
降雨引起的土壤水分波动是诱发黄土边坡失稳的主要因素之一（Bai et al., 2023）。当降雨引发滑坡时，坡体中的土壤水分响应迅速（Hencher，2010; Shao et al.，2016）。累积降雨量直接影响坡面径流和入渗特征。在降雨背景下，地表水与地下水的偏移可能导致潜在的边坡破坏（Balzano et al., 2019）。在理论方法研究方面，专家学者从不同过程和角度阐述了土壤水分运移过程。例如，Green 等（1911）根据毛管理论提出了 Green-Ampt 入渗模型，Richards （1931）基于土水势理论提出的方程描述了非饱和土中水的运动；此外，在实验探究方面，目前已有了一些对于不同降雨强度下土壤中水分迁移的研究，Tu等（2009）研究了位于黄土高原的一个高速公路边坡，获得了湿润锋向下运动与降雨强度之间的关系。Kim等（2010）在韩国某公路的密集路边斜坡上进行了现场监测，并通过测量基质吸力和含水量的变化来研究土体边坡的渗透特性。Sun等（2021）开展了不同降雨条件下的全场边坡降雨试验，研究了非饱和黄土边坡的地表入渗过程和变形特性。在上述研究中，监测时间有限，对于土壤中水分运移的研究，监测方法相对单一（Zhang et al.，2022）。此外，关于降雨渗透下黄土边坡中水分运移的结论信息较少。正确描述不同降雨条件下黄土边坡内水分的迁移演化特征具有重要的研究意义，有助于深入理解水分在土壤中的动态变化及其对边坡稳定性的影响。
单一的工程加固方法对陡立黄土边坡水土流失问题改善效果有限（Suched et al.，2020），且在维持生态平衡方面具有一定的局限性，易引起生态退化，于是生态护坡应运而生（刘黎明等，2022）。生态护坡的方法包括土壤改良和生物修复相结合（包含等，2024b）。生态系统功能和生态平衡也将随着时间的推移而恢复（申佩佩等，2020；周凤玺等，2021）。相关试验表明，生态防护可以稳定黄土边坡表土，从而提高黄土边坡的抗侵蚀能力，通过增加其保水持肥能力来促进其固化，并全面提升了边坡稳定性（Liu et al., 2020; Jia et al.，2023; Ma et al.，2023）。大量研究表明，由于冠层截流过程能够有效削弱雨滴动能，减少击溅侵蚀的发生（李鹏等，2003），因此植被可以减少坡面径流和土壤流失（Wang et al., 2016；Zhao et al., 2019; 包含等，2024a）。随着植物覆盖度的增加，边坡溅侵量减少（Sreenivas et al.，1948），当草被盖度超过60%时，植被能够有效防治边坡的水土流失（朱冰冰等，2010）。但在集中降雨或持续干旱等气象条件的干扰下，采用生态防护措施的黄土边坡防护效果较差，仍有浅层边坡失稳的情况发生（Feng et al., 2021）。生态防护对降雨的响应机制的效果尚不清楚，使得复杂环境下边坡稳定性评价困难，因此需要对生态防护作用下的水分入渗特征及其迁移规律做具体的研究。
黄土流滑的发生与入渗深度、坡度、坡面形态、降雨强度等因素密切相关（Wang et al., 2015; 孙萍萍等， 2019）。在降雨条件下，不同的坡度在降雨入渗及其力学行为的相关变化方面表现不同（Chatterjee et al.，2019），坡度形态的差异也影响了坡度的再分配，进一步控制边坡体内地表径流和水迁移的发生，促进潜在边坡破坏的进一步发展（Zhou et al.，2019）。将坡度、含水率、水分分布和降雨模式纳入坡面入渗模型的方法一直是土壤水文学研究的热点（郭倩怡等, 2021; 包含等，2023; Lann et al.，2024）。不同坡度会影响到地表径流和土体内水分演化（Ismail et al.，2016），从而共同控制边坡稳定性。因此，坡度和前期降雨量对边坡失稳起着重要作用。然而，目前对不同坡度生态防护黄土边坡的研究较少，且缺乏生态防护下长期的数据监测与对比，导致坡度对边坡雨水入渗与迁移特征的影响机理不明。应加强对坡度影响的研究，以便分析实际工程中不同坡度对边坡稳定性的作用。
由于坡面雨水入渗量的测量耗时、繁琐且资源密集，并且生态护坡效应是随植物生长发育动态变化的。基于此，笔者通过有机基材–植被联合防护边坡措施，建立边坡浅层模型监测其含水率、基质势及降雨情况，研究了降雨条件下边坡倾角对生态防护黄土边坡水分迁移特征的影响。
1. 区域背景
本研究使用的土壤取陕西省西安市灞桥区裸露剖面处黄土（E109°4′48″, N34°15′46″），海拔约为 488 m（图1）。试验区土壤天然含水率为14.1%，土体干密度为1.63 g/cm3。黄土渗透系数为1.8×10−6 m/s，饱和含水率为21.63%。土体的塑限为11.7%，液限为30.5%。依据《GB/T50123-2019》细粒土的分类，可知土体为低液限粉质黏土，并测得土体的土水特征曲线（图2）。
2. 研究方法
2.1 边坡模型
本研究选取瓜尔胶、木纤维、高吸水树脂（SAP）、改良剂等材料对黄土进行改良。按照功能需求，常常将基材划分为基层和面层。基层主要承担抗侵蚀，抗冲刷的作用，需要更高的稳定性，而面层主要为种子的萌芽提供条件。针对各层不同功能以及材料特性，利用了分别适用于基层与面层的新型生态材料，基材配比见表1。
表 1 基材材料配比Table 1. Substrate material ratio添加材料 黄土(%) 瓜尔胶(%) 木纤维(%) SAP(%) 改良剂(%) 基层 97.3 1 1.5 0.1 0.1 面层 94.3 0.5 5 0.1 0.1 本研究建造一个尺寸为220 cm×130 cm×80 cm的模型试验箱（图3）。主要由钢框架和有机玻璃组成，钢体框架主要为4 mm厚的底板，前后、左右和中部的框架梁，底板两侧前部均开有小孔，主要用于排出试验箱内的水和侵蚀土体的收集。侧部和中部为12 mm厚的有机玻璃，模型箱两侧分别填筑45°和60°的土质边坡。
2.2 试验建立
45°与60°边坡的长度分别为90 cm与65 cm，宽度与高度均为60 cm。采用体积–质量法分层压实制备，土体干密度设定为1.63 g/cm3（天然干密度）。将黄土、瓜尔胶、木纤维、保水剂、改良剂等材料按照基层基材配比混合均匀。在预设传感器埋置位置，开挖一半安置传感器，并将配置好的基层基材缓慢铺设在边坡表层上（基层基材厚度为5 cm）。面层基材按照400 g/m3的密度添加高羊茅种子。待基层基材稳定后，将面层基材以厚度2 cm铺设于表面。以同样的方式在模型边坡旁建立高度为30 cm，面积为1 m²的土堆，便于后续的试验材料取样。
笔者设计了4个监测横截面，设置了基质势和体积含水率传感器S1至S15，两个传感器共用一个点位。S1至S4、S5至S8、S9至S12和S13至S15分别表示坡顶、坡面上部、坡面中部和坡面下部4个位置的水分情况。坡顶、坡面上部和坡面中部的4个点位与基材–土体界面层的距离分别为0 cm、5 cm、15 cm和30 cm，而坡面下部位置的每个点位与界面层的距离分别为0 cm、5 cm和15 cm（图4）。在坡顶处设置1个翻斗式雨量筒，本系统监测时间为2023年7月至2023年12月，采集频率为5 min/次。
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图 4 模型边坡水分监测示意图Figure 4. Schematic diagram of moisture monitoring for the model slope2.3 数值分析模型
利用Hydrus-2D模拟边坡水分在暴雨作用下的迁移过程，并探讨植被防护产生的影响。
为了模拟水流，采用基于Celia等人提出的质量守恒迭代格式的Galerkin有限元方法对Hydrus-2D模型进行了数值求解，并利用VG-M方程拟合土壤非饱和导水率$ K(\theta ) $（van, 1980）。根系吸水方程选取 Feddes模型（Feddes et al., 1978），边坡的蒸发蒸腾量（ET0）依据根据国际粮农组织FAO-56分册推荐的Penman-Monteith公式。
模拟模型尺度与边坡模型一致，45°与60°边坡垂直剖面分别划分为
2742 和2248 个节点（图5）。通过Surfer软件绘制含水率等高线图，导入Hydrus中，并采用克里金插值法，设置土壤剖面的初始含水量。采用变步长时间算法，最大迭代次数为10次，初始时间步长和最小允许时间步长分别为 5×10−3 min与1×10−6 min。将基材与土壤的理化性质参数的试验结果，带入Hydrus模型中的Rosetta神经网络预测系统，拟合得到土样水力特性见表2，高羊茅水分胁迫响应函数参数见表3所示。本模拟将边坡的顶部和坡面设定为大气边界，以作为降雨、蒸发和蒸腾的边界条件。侧壁和底部受到模型箱的限制，无水流通过，因此设置为零通量边界。由于水分会从坡脚处流失，坡脚位置被设置为自由排水边界。
表 2 土样水力特征参数Table 2. Hydraulic characteristic parameters of soil samples土样类型 深度（cm） $ {\theta _{\text{r}}} $（cm3/cm3） $ {\theta _{\text{s}}} $（cm3/cm3） $ \alpha $（cm−1） n $ {{\text{K}}_{\text{s}}} $（cm/min） l 基材 0～7 0.1797 0.4240 0.0077 1.6201 0.019 0.5 黄土 7～67 0.0766 0.3537 0.0077 1.4940 0.0018 0.5 注：l为孔隙连通性参数。θr和θs为剩余水含量和饱和水含量，Ks为饱和水力传导度，参数α和n为影响水力函数形状的经验系数。 表 3 水分胁迫响应函数参数Table 3. Parameters of the moisture stress response function参数 数值 提取水分压头Po(mm) −10 提取水分压力水头最大速率Popt(mm) −25 极限压头P2H、P2L(mm) − 1000 凋萎点压头P3(mm) − 8000 潜在蒸腾速率r2H（cm/d） 3.47×10−4 潜在蒸腾速率r2L（cm/d ） 6.94×10−5 3. 结果与分析
3.1 降雨
本研究统计了2023年7月20日至2023年12月31日的日降雨量和累计降雨量（图6）。在监测期间，总累计降雨量为298.8 mm，其中8月份的降雨量最为显著，达到114.1 mm，占总降雨量的38.1%。随后，降雨量逐渐减少，主要集中在8~10月份。对监测期间的降雨数据进行了统计和分类（表4）。
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图 6 2023年7月20日~2023年12月31日降雨情况图Figure 6. Rainfall pattern from July 20, 2023 to December 31, 2023表 4 各量级降雨特征统计Table 4. Statistics of rainfall characteristics of each magnitude降雨类型 降雨次数 占总降雨次数的比例（%） 总降雨量（mm） 平均降雨量（mm） 占总降雨量的比例（%） 微量降雨 2 11.1 0.2 0.1 0.1 小雨 3 16.7 6.1 2.0 2.0 中雨 8 44.4 94.9 11.9 31.8 大雨 3 16.7 103.8 34.6 34.7 暴雨 2 11.1 93.8 46.9 31.4 总计 18 100 298.8 12.5 100 3.2 水分的动态演化
3.2.1 含水率的动态演化
基于监测期间的土壤体积含水率数据，并按时间序列整理（图7）。研究期被划分为雨季（8、9、10月）和旱季（11、12月）两个阶段。图中显示，在整个监测期内，30 cm深度范围内的边坡含水率在5%~35%，最大值出现在雨季的坡体内部，最小值则位于旱季的界面层和坡面下部。体积含水率随土层深度的增加而增大，且变化差异最为显著。由于60°边坡更加陡峭，界面层水分流失迅速，整体含水率低于45°边坡。数据显示，不同坡度的边坡下部含水率较高，上部含水率最低；小坡度边坡坡顶的含水率最高，而大坡度边坡中部的含水率则最高。
3.2.2 土水势垂向的动态演化
土水势理论是研究土壤水分迁移规律的重要依据。土水势由多种势能共同组成，包括：基质势、重力势、温度势、气压势、溶质势等，其简化公式如下：
$$ {\psi _w} = {\psi _m} + h \cdot g $$ (1) 式中：$ {\psi _w} $为土水势，kPa；$ {\psi _m} $为基质势，kPa；h为相对于基准面的高度，m；g为重力加速度，取9.8 m/s2。
根据公式1，可以获得降雨入渗过程中不同深度处土壤水势的变化情况（图8），并判断水分的运移方向。
土水势梯度决定了水在土壤中的运动方向和速度，从而影响入渗速率。由图8可知，土水势分布受到气候的显著影响。雨季期间，两侧坡体的土水势波动较大。随深度增加，各位置土水势表现为先迅速减小后缓慢回升，界面层的土水势最大，而5~15 cm深度处的土水势最小，导致坡表与坡体内部水分向5~15 cm深度迁移。随着降雨量的减少，深层土水势更高，水分向表层迁移的趋势增强。进入旱期后，天气变冷，等高线密度降低，土水势的垂向分布随着时间变化变得更加稳定，旱期各深度处的土水势普遍较小。此外，对比两种坡度发现，45°边坡的土水势在坡顶时因土层分布的差异性更加显著，而60°边坡则在坡面下部表现更加突出。这可能是由于小坡度边坡的蒸腾面较大，水分在向下迁移前就发生了蒸散发；而大坡度边坡的水分则受到重力势的显著影响，易向坡面下部运移。
3.3 水分的入渗特征
在监测期间，笔者选择了5次具有代表性的降雨事件，并整理了其降雨特征，包括降雨强度、持续时间和累计降雨量。具体数据详见表5。利用SPSS软件对5种不同类型的降雨事件进行时间序列分析，得到降雨和土壤含水率的响应滞后变化关系。当协相关系数在零轴以上时，说明在该滞后时间区间内，土壤含水率对降雨有响应，而协相关系数的最大值对应的滞后时间是含水率响应达到最大程度时的滞后时间。统计了含水率开始响应的滞后时间和最大响应的滞后时间，并绘制了各位置响应时间与土层深度的关系图（图9）。
表 5 5次代表性降雨事件Table 5. 5 Representative rainfall events降雨事件 降雨日期 降雨量（mm） 降雨历时（h） 降雨等级 降雨特征 A 7.28 22.7 16.4 大雨 持续较强降雨 B 7.30 8 10.1 中雨 短时中等降雨 C 8.20 35 10.4 暴雨 短时强降雨 D 9.23~9.26 44.1 130.8 h 小雨-中雨 持续弱-中等降雨 E 11.03 8.2 12.7 中雨 短时中等降雨 ![]()
图 9 不同类型降雨事件下降雨和含水率的滞后关系曲线特征点变化Figure 9. Variation of the characteristic points of the hysteresis curves of rainfall and water content under different types of rainfall events降雨开始时，随着湿润锋到达监测面，开始响应降雨。界面层的协相关系数一开始为0，含水率立即发生响应。边坡含水率响应的滞后时间及其达到最大响应的滞后时间随深度的增加而增大，但坡面下部的变化规律并不显著。据图9，在无植被防护下，雨强越大的降雨事件响应时间和最大响应时间更短，边坡含水率的响应时间越短，并且坡面效应更加突出。在坡的不同深度，有植被作用下，降雨持续时间越长，边坡含水率的响应时间越短。有植被作用下的边坡含水率由于协相关系数的单调递增，在观测期内无最大响应时间，开始响应时间也远大于相同降雨强度下无植被防护时期的边坡。此外，60°边坡内部水分对所研究降雨事件的响应速率均慢于45°边坡。
3.4 水分迁移特征
为了全面分析降雨入渗对双层黄土边坡的影响，进一步利用二维数值模型研究边坡的降雨响应特征。根据室外模型传感器的布设位置，在模拟软件中设置了监测点，并对降雨事件E进行了重新模拟。获取了两个边坡降雨后24h的实测含水率与模拟值，并将各监测点的含水率数据导入Surfer软件，绘制了边坡含水率的实测值与模拟值的等高线分布图（图10）。
从图10中可以看出，在低降雨强度下，模拟值与实测值随时间的变化趋势一致，波动不显著。因此，可以将短时强降雨事件C带入该模型，模拟防护前期、防护中期和防护后期边坡在暴雨影响下水分的迁移特征。
刚开始降雨时，植被对边坡的渗透速率无显著影响，水分迁移方向与大气边界条件呈90°。由图11和图12可看出，45°边坡的响应速率更快，水分在30min内便已入渗至界面层，这与上述边坡模型试验监测结果一致。此时，边坡表层的迁移速率表现为防护前期＞防护中期＞防护后期。随着降雨的进行，水分入渗深度增加，水分迁移速率逐渐降低，当坡顶水分进入5 cm深度处，迁移速率从0.007 cm/min降低至0.001 cm/min，植物防护可以有效降低入渗速率。由于雨强的增大边坡含水率增多，水分迁移速率增大。在410 min时，可以明显观察到防护后期迁移速率从0.005降至0.003 cm/min。不同坡度的迁移速率也表现不同，60°边坡在降雨后的50 ~ 410 min表现为迁移速率都更大，在650 min后两边坡迁移速率趋于一致。不同防护条件下，60度边坡的水分迁移速率对比更加明显。在降雨过程中，出现了短暂的间断期，两个边坡的水分迁移速率显著降低，水分运动由表层向深层逐渐消失，其中植被防护程度越高，水分运动停止得越快。此外，60°边坡水分入渗响应速率比45°边坡更慢。
4. 讨论
坡度对边坡内部降雨入渗产生影响。降雨入渗会引起土壤饱和度的变化，进而影响孔隙水压力和介质渗透系数。针对两个不同的坡度，60°边坡整体含水率低于45°边坡。降雨条件下，陡峭的边坡各点位响应速率及含水率的变化幅度均更慢，陡峭的边坡会导致降雨迅速流失，缩短坡面的留存时间，减少水分入渗的机会，所以土壤含水率的响应速率以及增加幅度会受到影响。黄少平等（2023）研究证明，植被边坡的坡度越小，雨水入渗速率越快，累计雨水入渗量越大。植被覆盖能够有效降低坡面径流速率，减少累积径流量，且边坡坡度越小，减流效果越显著。45°边坡的土水势在坡顶时随土层分布的差异性更加显著，而60°边坡则在坡面下部表现更加突出，这可能是小坡度边坡蒸腾面大，水分还未向下迁移便发生蒸散发，而大坡度边坡水分受重力势的影响显著，易向坡面下部运移。
基材与边坡浅层土壤的耦合界面为软弱结构面，稳定性较低，界面层的性质决定了植被的生态护坡效果。降雨渗透性在土层界面处有明显的变化，但以往的论文很少关注到界面层对于边坡降雨入渗的研究。界面层处的土水势区别于其他深度，土水势理论是研究土壤水分迁移规律的重要依据（Waldron et al., 1981）。无植被防护期，界面层与坡体内部的演化路径差异显著，长时弱降雨条件下，界面层位置含水率相较于其余深度含水率对降雨的响应更为敏感，响应速率快，响应幅度更大，降雨补给在界面层停留时间短，很快入渗进坡体中。界面层的迁移速率显著大于土体内部。但随着植物的发育，界面层与坡体的结构差异被弱化，水分在界面层的滞留时间延长，在相同的降雨强度下，较无植被的开始响应时间远远增大。
降雨特征是影响土壤水分响应与降雨入渗的重要因素（Jin et al., 2018），边坡中的植被和土壤层通过减少雨水入渗来增加边坡稳定性，从而防止滑坡。大量雨水的入渗引起边坡渗流场的变化。降雨强度对边坡水分含量变化影响显著。降雨强度的增加缩短了湿润锋到达孔隙水压力和含水量传感器所需的时间。还增加了平均入渗速率，减少了引起黄土边坡失稳所需的累积降水量。边坡的入渗差异随着雨强的增大而加剧，强降雨事件的响应时间与最大响应时间也更短。坡面上湿润锋的移动与降雨历时有关（Wu et al.，2017）。降雨和地下水对边坡稳定性的影响具有滞后性（Luo et al., 2000）。在降雨量差别不大的两个事件中，生态防护坡面随着降雨持续时间的增加，含水率的响应时间显著缩短。较长时间的降雨使得水分能够更深、更广泛地渗透到土壤中（Bao et al., 2024），从而加速了边坡土体的含水率迁移与入渗，导致其响应时间进一步缩短。生态护坡可以有效地减少土壤的侵蚀，提高坡体稳定性，水土保持效益明显（Bao et al., 2022; Yang et al.，2022）。植被的覆盖能够改变土壤的质地和结构（张剑雄等，2021），在植物防护期的降雨条件下，初始响应时间显著延长。土体内基质吸力增加，植物根系在蒸腾过程中吸收水分，并且在降雨事件之后保持土体内水分（Qin et al.，2024），延迟边坡含水率对降雨的响应时间，使得水分有更多的时间渗透和分布于土壤中，从而对边坡的稳定性和水资源调节起到一定的保护作用。
5. 结论
（1）坡度影响了坡体内部水分动态演化的特征。60°边坡在整个监测期内的整体含水率略低于缓边坡，且60°边坡的土壤水分在坡面下部的分布差异性更加显著，而45°边坡在坡顶时则表现得更为明显。
（2）不同的降雨特征与坡度显著影响边坡内部水分入渗。雨强越大的降雨事件，坡体内部含水率对其响应的滞后时间更短；边坡内部含水率响应的滞后时间与达到最大响应的滞后时间随着降雨历时增大而增大；植被防护可延长边坡含水率对于降雨响应的滞后时间。此外，60°边坡内部水分对所研究降雨事件的响应速率均慢于45°边坡。
（3）不同的植被防护时期与坡度可以改变边坡内部的水分迁移。在经历了强降雨事件后，植物根系有效延长了水分在界面层的滞留时间，进而有效降低水分入渗速率，边坡表层的水分迁移速率表现为防护前期＞防护中期＞防护后期。此外，植物对于60°边坡的水分迁移速率影响更大。在降雨后，60°边坡水分入渗响应速率比45°边坡更慢。
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图 1 北山地区奥陶系地层出露简图
1.超基性岩；2.奥陶系；3.断裂及推测断裂；4.高压变质带；5.板块缝合线；6.省界；7.公路；8.北山地区；Ⅰ.红石山–百合山–蓬勃山蛇绿岩带；Ⅱ.芨芨台子–小黄山蛇绿岩带；Ⅲ.红柳河–牛圈子–洗肠井蛇绿岩带；Ⅳ.辉铜山–帐房山蛇绿岩带
Figure 1. The outcrop map of Ordovician strata in Beishan region
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图 2 甘肃大豁落地区白云山组实测地质剖面图及牙形刺化石照片
ZX. 震旦纪洗肠井群；∈s+∈xs. 寒武纪双鹰山组+西双鹰山组；Ox. 奥陶纪锡林柯博组；Ob. 奥陶纪白云山组；Q. 第四纪；☆. 化石样品采集点；1～13. 大围刺Periodon grandis；14. 原潘德尔刺Protopanderodus sp. ；15. 镰箭Drepanoistodus sp.；16. 刺形刺Spinodus sp.；17～20. 小剑刺Scabbardella sp.。化石比例尺线段代表100 μm；鉴定单位为中国科学院南京地质古生物研究所
Figure 2. The measured geological profile of Baiyunshan Formation in Dahuoluo area, Gansu Province and the photos of conodont fossils
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图 3 奥陶纪白云山组野外地质现象
a. 平头山组逆冲至白云山组之上；b. 断层附近的擦痕构造；c. 断层附近的断层角砾岩；d. 硅质岩中的砂岩透镜体；e. 扇三角洲前缘砂泥互层；f. 白云山组中的粒序层理
Figure 3. Field geological phenomenon of Ordovician Baiyunshan Formation
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图 4 奥陶纪白云山组实测剖面柱状图
Figure 4. The measured section histogram of Ordovician Baiyunshan Formation
奥陶系锡林柯博组（O1-2x） 26.黑色薄层状硅质岩 224.2 m =================== 平行不整合 =================== 奥陶纪白云山组（O3b） 25.灰色−灰绿色粗砂岩，砂质结构，碎屑以岩屑、石英、长石为主，分选、磨圆较好 112 m 24.灰色−灰绿色细砾岩，砾石分选中等，磨圆较好，局部见粒序层理 7.2 m 
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23.灰绿色细砂岩夹褐黄色泥质灰岩，砂质结构，分选、磨圆较好，局部见水平纹层 108.3 m 22.灰色−灰绿色中砂岩夹含砾砂岩 70.9 m 21.灰色细砾岩，砾石分选中等-差，次圆状，砾石粒径为0.3～0.7 cm 84.7 m 20.灰色−黄绿色细砂岩，局部见小型交错层理 24.2 m 19.灰色−黄绿色粗砂岩夹含砾砂岩，局部见交错层理与粒序层理 41.1 m 18.灰色−黄绿色粗砂岩，局部见水平层理与小型交错层理 81.9 m 17.灰色−黄绿色中砂岩，局部见小型交错层理与粒序层理 161.2 m 16.灰色−灰黄色含砾砂岩夹少量砾岩 26.9 m 15.灰色−黄绿色中砂岩夹少量粉砂岩 61.6 m 14.灰黄色中砂岩，局部见小型交错层理 177.7 m 13.灰色−灰黄色含砾砂岩，局部见小型交错层理与粒序层理 18.7 m 12.灰色−灰绿色细砾岩，砾石分选、磨圆中等 3.6 m 11.灰绿色中砂岩夹含砾砂岩，砾石成分以硅质岩与砂岩为主，局部具定向性 166.9 m 10.灰色含砾砂岩夹粗砂岩，砾石分选、磨圆较好 91.4 m 9.灰色细砾岩，碎屑结构，块状构造，砾石局部可见一定的定向性 5.3 m 8.灰绿色含中粒砂细粒长石砂岩，粒序层理明显，见多个正旋回，地层未倒转 86 m 7.灰绿色千枚岩夹粗砂岩，千枚岩与砂岩整体比例为8∶1 215.3 m 6.灰色粗砂岩夹千枚岩 27.3 m 5.灰色粗砂岩与粉砂质泥岩互层，局部见砾岩透镜体，砾石以硅质岩与石英为主 20.9 m 4.灰黑色硅质岩夹灰黄色含砾砂岩透镜体，局部可见褶皱变形 6.8 m =================== 断层 =================== 蓟县纪平头山组（JXp2） 3.灰色−深灰色含白云石大理岩，夹多条硅质条带与不连续硅质结核 34 m 2灰色片理化含白云石大理岩 127.4 m 1.灰色含含粗砂中细粒长石砂岩 10.7 m
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