鄂西走馬地區(qū)南華紀(jì)大塘坡間冰期古氣候研究

李明龍楊波涌鄭德順陳林田景春

1)成都理工大學(xué)沉積地質(zhì)研究院,成都,610059; 2)湖北省地質(zhì)局第二地質(zhì)大隊(duì),湖北恩施,445000;

3)河南理工大學(xué)資源環(huán)境學(xué)院,河南焦作,454000

內(nèi)容提要:新元古代后期地球經(jīng)歷了至少兩次全球規(guī)模的冰期,分別為Sturtian 冰期和Marinoan 冰期。 鄂西走馬地區(qū)南華系古城組與南沱組分別屬于Sturtian 和Marinoan 冰期沉積,大塘坡組代表間冰期沉積。 本文研究了走馬地區(qū)ZK701 鉆孔巖芯大塘坡組細(xì)碎屑巖樣品元素地球化學(xué)特征,計(jì)算了化學(xué)蝕變指數(shù)(CIA)、化學(xué)風(fēng)化作用指數(shù)(CIW)、n(K)/n(Na)、n(Mg)/n(Ca)、Rb/Sr 等古氣候代用指標(biāo),探討了研究區(qū)源區(qū)南華紀(jì)間冰期的古氣候演化過程,結(jié)果顯示:源區(qū)古城冰期晚期氣候寒冷干燥(兩件樣品CIA值分別為57.1 和58.1),大塘坡間冰期早期氣候依然寒冷(CIA值介于56.5～64.6,均值59.8),大塘坡中晚期氣候恢復(fù)溫暖濕潤(rùn)(CIA值介于69.8 ～78.8,均值75.5);CIW、n(K)/n(Na)、n(Mg)/n(Ca)、Rb/Sr 值等指標(biāo)反映的古氣候演化過程與CIA值反映一致。 此外,對(duì)該鉆孔大塘坡組下部的凝灰?guī)r進(jìn)行了LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 同位素年齡測(cè)定,獲得了658.1±2.6 Ma(MSWD=1.5,n=28)的n(206Pb)/n(238U)加權(quán)平均年齡,結(jié)合前人對(duì)揚(yáng)子板塊大塘坡組底部凝灰?guī)r的同位素年代學(xué)研究成果認(rèn)為,大塘坡間冰期早期(663～658 Ma),揚(yáng)子板塊上南華盆地內(nèi)海冰雖已消融、但古陸物源區(qū)氣候依然寒冷。 該時(shí)期揚(yáng)子板塊“源、匯”兩區(qū)氣候條件可能不同步,其原因涉及深層次的巖石圈、水圈、大氣圈和生物圈的耦合關(guān)系。

新元古代地球上共發(fā)生了4 次冰期,分別為Kaigas 冰期(757 ～741 Ma)、Sturtian 冰期(718 ～660 Ma)、Marinoan 冰期(650 ～635 Ma)和Gaskiers 冰期(583.7～582.1 Ma),我國(guó)的揚(yáng)子板塊、華北板塊、塔里木板塊上均發(fā)現(xiàn)了相關(guān)沉積地層(趙彥彥等,2011;高林志等,2013;包秀娟,2016;岳亮等,2020;鄧俊等,2020),甚至柴達(dá)木北緣歐龍布魯克微地塊上也發(fā)現(xiàn)了相關(guān)冰期沉積記錄(孫嬌鵬等,2016)。其中Sturtian 和Marinoan 屬于大洋冰川事件,尤其是Marinoan 的全球化程度非常高,被稱為“雪球地球” 期(Hoffman et al., 1998, 2002;趙彥彥等,2011),而Kaigas 和Gaskiers 兩次冰川可能僅存在于局部大陸或山岳(趙彥彥等,2011)。 新元古代冰川期之后,地球上發(fā)生了巨變,如氣候變化、大氣增氧等,并最終發(fā)展為早寒武紀(jì)的“生物大爆發(fā)”(Hoffman et al., 2002;趙彥彥等,2011)。 因此,新元古代冰期古環(huán)境演化過程一直是國(guó)際地學(xué)界關(guān)注熱點(diǎn)。

我國(guó)揚(yáng)子板塊的新元古代南華紀(jì)地層記錄了多期冰川事件沉積,是全球研究的熱點(diǎn)地區(qū),但之前國(guó)內(nèi)對(duì)于南華系地層對(duì)比存在嚴(yán)重分歧。 一方面的原因是相對(duì)于湘黔桂地區(qū)而言,揚(yáng)子陸塊內(nèi)部及其北緣和西緣中—新元古代(720 ～635 Ma)地層發(fā)育較為局限(Wang Jian and Li Zhengxiang,2003;汪正江等,2015),在蓮沱組上下缺失部分青白口系和南華冰期地層,“蓮沱組”是否等同于“板溪群”爭(zhēng)論較大(景先慶等,2018):一些學(xué)者認(rèn)為蓮沱組等同于板溪群,應(yīng)為南華紀(jì)冰期前的沉積地層(劉鴻允等,1980; 劉鴻允, 1991);另一些學(xué)者通過化學(xué)地層學(xué)研究認(rèn)為蓮沱組應(yīng)為南華紀(jì)沉積地層,與板溪群為上下關(guān)系,將蓮沱組下部與長(zhǎng)安組或渫水河組、東山峰組對(duì)比,上部與大塘坡組或富祿組對(duì)比(王自強(qiáng)等,2006a,b;高林志等,2013);還有一些學(xué)者通過巖相學(xué)方法則把蓮沱組與富祿組進(jìn)行對(duì)比(彭學(xué)軍等,2004;林樹基等,2013)。 另一方面,對(duì)于南華紀(jì)開始時(shí)間以及其與成冰紀(jì)(Cryogenian)的對(duì)比問題認(rèn)識(shí)不統(tǒng)一(汪正江等,2013)。 高林志等(2011,2013)通過對(duì)湘黔桂地區(qū)南華系剖面的鋯石年代學(xué)研究,提出揚(yáng)子地塊南華系應(yīng)限定在780 ～635 Ma,可能包含長(zhǎng)安、古城和南沱3 個(gè)冰期,分別對(duì)應(yīng)了Kaigas、Sturtian 和Marinoan;汪正江等(2013)通過對(duì)湘黔桂地區(qū)下江群(與板溪群相當(dāng))頂部沉凝灰?guī)r年齡研究,認(rèn)為長(zhǎng)安冰期啟動(dòng)時(shí)間約為720 Ma,南華系底界應(yīng)設(shè)為720 Ma。 而近幾年許多學(xué)者通過新的同位素年代學(xué)研究,更傾向于蓮沱組應(yīng)當(dāng)與板溪群對(duì)比(高維等,2009;汪正江等,2013,2015;張啟銳,2014;Lan Zhongwu et al.,2014,2015a,b;周傳明,2016;官開萍等,2016;景先慶等,2018;Lang Xianguo et al.,2018;陳建書等,2020),尤其是湖北宜昌地區(qū)蓮沱組頂部凝灰?guī)r和廣西三江地區(qū)板溪群頂部的凝灰?guī)r可靠U-Pb 年齡分別為714±8 Ma(Lan Zhongwu et al.,2015a) 和715.9 ± 2.8 Ma (Lan Zhongwu et al.,2014),直接限定了其上覆地層沉積年齡。 近期,也有學(xué)者報(bào)道湖北通山地區(qū)蓮沱組中上部凝灰?guī)rU-Pb 年齡為727. 3±6. 7Ma(王田等,2020),因此,南華系的底界年齡應(yīng)小于720 Ma,與地球寒冷事件開始的成冰系底界相當(dāng)(汪正江等,2013;Rooney et al., 2015; Lang Xianguo et al.,2018),南華紀(jì)啟動(dòng)時(shí)間的分歧逐漸得到彌合(張啟銳等,2016)。 此外,宜昌地區(qū)陡山沱組底部凝灰?guī)rU-Pb 年齡為635.2±0.6 Ma(Condon et al.,2005),因此揚(yáng)子板塊蓮沱組(板溪群)之上、陡山沱組之下的沉積地層應(yīng)劃歸南華系,相當(dāng)于成冰系(720 ～635 Ma),具體的沉積序列自下而上包括長(zhǎng)安組、富祿組、古城組、大塘坡組、南沱組(林樹基等,2013)。

但南華系內(nèi)部的地層劃分仍存在分歧,主要分歧是冰期和間冰期的劃分。 有學(xué)者根據(jù)沉積盆地演化和古地理研究認(rèn)為,南華紀(jì)下冰期沉積為湘黔桂地區(qū)的長(zhǎng)安組(對(duì)應(yīng)湘中—懷化地區(qū)的江口組一段),間冰期沉積包含下部的湘黔桂地區(qū)的富祿組(對(duì)應(yīng)湘中—懷化地區(qū)的江口組二段)、中部古城組小冰期沉積及上部的大塘坡組,上冰期沉積為南沱組(林樹基等,2013;汪正江等,2015);也有學(xué)者因大塘坡組底部凝灰?guī)r年齡與國(guó)際Sturtian 冰期結(jié)束年齡接近,將江口組(含長(zhǎng)安組下冰段、富祿組)和古城組上冰段歸為南華紀(jì)下冰期沉積,大塘坡組歸為間冰期沉積,南沱組為上冰期沉積(周傳明,2016)。 為方便揚(yáng)子板塊與其他板塊成冰系的地層對(duì)比,本文中采用周傳明(2016)的劃分方案。

鄂西南華系古城組與南沱組分別屬于Sturtian(僅晚期)和Marinoan 冰期沉積,大塘坡組為間冰期沉積(周傳明,2016;包秀娟,2016;Lang Xianguo et al.,2018;圖1a、b)。 很多學(xué)者對(duì)揚(yáng)子板塊不同地區(qū)大塘坡組不同層位的凝灰?guī)r開展了同位素年齡研究,約束了古城冰期的結(jié)束時(shí)間和南沱冰期的啟動(dòng)時(shí)間:貴州松桃地區(qū)大塘坡組底部含錳頁巖中發(fā)育穩(wěn)定的凝灰?guī)r層,不同方法得到其U-Pb 年齡介于663～667 Ma(Zhou Chuanming et al.,2004;尹崇玉等,2006;余文超等,2016),表明揚(yáng)子地區(qū)古城冰期結(jié)束時(shí)間約為663 Ma(圖1c);湖南吉首和湖北長(zhǎng)陽大塘坡組頂部和中部凝灰?guī)rU-Pb 年齡分別為654.5±3.5 Ma(Zhang Shihong et al.,2008)和654.2±2.7 Ma(Liu Pengju et al.,2015),表明南沱期冰川對(duì)下伏地層刨蝕作用較強(qiáng)(圖1c),南沱冰期開始時(shí)間遠(yuǎn)晚于654 Ma。 因此,想要建立南華紀(jì)冰期更為精準(zhǔn)的時(shí)間格架,必須對(duì)大塘坡組開展進(jìn)一步的同位素年代學(xué)研究。 筆者在鄂西走馬地區(qū)ZK701 鉆孔大塘坡組下部發(fā)現(xiàn)了新的凝灰?guī)r層位,本文對(duì)其開展了LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 年代學(xué)研究。

加之,近年來湖南石門、貴州松桃、湖北鶴峰等多地大塘坡組底部碳質(zhì)頁巖較低的CIA(化學(xué)蝕變指數(shù))值被先后報(bào)道,指示了寒冷的古氣候環(huán)境(馮連君等,2004;齊靚等,2015;李明龍等,2019),說明揚(yáng)子板塊上古城冰期結(jié)束后的大塘坡早期,南華盆地的源區(qū)氣候依然寒冷。 本文通過ZK701 大塘坡組巖芯元素地球化學(xué)特征研究了該時(shí)期古氣候演化,并通過新的凝灰?guī)r年齡限定源區(qū)南華紀(jì)間冰期古氣候轉(zhuǎn)暖時(shí)間。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

新元古代晚期,在Rodinia 超大陸解體的背景下,揚(yáng)子板塊東南緣發(fā)育了南華裂谷盆地(Wang Jian and Li Zhengxiang,2003)。 裂谷早期階段以盆地西北部陸架淺水環(huán)境下沉積的蓮沱組和盆地東南部深水環(huán)境下沉積的板溪群為代表(圖1a,b);其上覆南華系(相當(dāng)于成冰系)沉積階段可分為江口冰期(含長(zhǎng)安組下冰期、富祿組間冰期和古城組上冰期)、大塘坡間冰期和南沱冰期(周傳明,2016);在伊迪卡拉紀(jì)早期,發(fā)生了大規(guī)模海侵,沉積了陡山沱組“蓋帽”碳酸鹽巖(Lang Xianguo et al.,2018)。

需要指出的是,研究區(qū)位于南華裂谷盆地北部,新元古代晚期主要處于淺海陸棚沉積環(huán)境(圖1a),古城組僅代表了Sturtian 晚期沉積。

圖1 揚(yáng)子板塊早埃迪卡拉期古地理簡(jiǎn)圖(a, 據(jù)Jiang Ganqing et al.,2011);沉積模式圖(b, 據(jù) Lang Xianguo et al.,2018);不同地區(qū)大塘坡組凝灰?guī)rU-Pb 年齡(c)Fig. 1 Paleogeographic map of the Early Ediacaran in the Yangtze Plate (a, modified after Jiang Ganqing et al. 2011); map of sedimentary pattern (b, modified from Lang Xianguo et al., 2018); zircon U-Pb ages of the tuff bed from the Datangpo Formation at different areas (c)

2 樣品及處理分析

2.1 樣品描述

本次研究的ZK701 鉆孔位于湖北省鶴峰縣走馬鎮(zhèn),地理坐標(biāo)為北緯29°48′18″,東經(jīng)110°23′42″,孔徑11 cm,終孔深度272.11 m。 鉆孔南華系巖芯(圖2a)簡(jiǎn)述如下:

南沱組(Nh2n),厚181.53 m(孔深45.10 ～231.30 m),淺灰、灰綠色厚層—塊狀含礫砂巖、含礫粉砂巖,礫石成分復(fù)雜,分選差,棱角至次圓狀。與下伏大塘坡組整合接觸。

大塘坡組(Nh2d),厚12.12 m,分為上下兩段。上段厚9.11 m(孔深231.30～240.53 m),自下而上由黑色含碳質(zhì)頁巖過渡為灰色粉砂質(zhì)頁巖;下段厚3.01m(孔深240.53 ～243.58 m),為黑色含錳碳質(zhì)頁巖(含錳巖系),底部為灰黑色含錳泥灰?guī)r,未發(fā)現(xiàn)與古城組的明顯不整合,該段頂部(孔深約240.65 m 處)發(fā)育一層厚約2 cm 的灰色凝灰?guī)r,大量黃鐵礦附于其上,與上下的黑色頁巖極易區(qū)分(圖2b),取樣后編號(hào)DTPN1(圖2c)。

古城組(Nh1g),厚14.38 m(孔深243.58 ～258.0 m),巖性為灰色中厚層狀含礫粉砂巖。

2.2 樣品采集與分析

2.2.1 元素地球化學(xué)樣品采集與分析

細(xì)碎屑巖的CIA(化學(xué)蝕變指數(shù))值能夠較好地反映該地區(qū)的化學(xué)風(fēng)化程度,而粗粒度碎屑巖主要是物理風(fēng)化作用的結(jié)果,不適宜用于CIA的古氣候研究(Nesbitt and Young,1982)。 細(xì)粒沉積巖的微量元素在后期成巖和風(fēng)化作用中比粗碎屑巖穩(wěn)定,是源區(qū)和環(huán)境示蹤的可靠工具(Zhang Kaijun et al.,2012;李明龍等,2014)。 本研究在ZK701 鉆孔中采集細(xì)碎屑巖樣品18 件,其中古城組2 件,大塘坡組下段6 件、上段9 件,南沱組底部1 件(圖2)。 樣品均取自鉆孔中的新鮮基巖,基本不受后期風(fēng)化影響,大塘坡組樣品為無脈充填的泥級(jí)或者粉砂級(jí)細(xì)碎屑巖(DTP01 與DTP03 氧化鈣含量較高,該指標(biāo)僅作為參考),針對(duì)南沱組和古城組冰磧巖樣品,筆者利用手鉆精細(xì)地剔除了全部礫石,只分析其中的泥級(jí)或者粉砂級(jí)基質(zhì)。 樣品經(jīng)自然風(fēng)干后,用瑪瑙研缽磨細(xì)至200 目過篩。

圖2 ZK701 巖芯大塘坡組樣品古氣候指標(biāo)演化(a);大塘坡組凝灰?guī)r宏觀特征(b);凝灰?guī)r鏡下特征(c)Fig. 2 Paleoclimate index of Datangpo Formation samples from ZK701 drill core(a); macroscopic characteristics of tuff for Datangpo Formation (b); Photos of tuff under microscope (c)

全巖主量元素含量在武漢上譜分析科技有限責(zé)任公司利用日本理學(xué) PrimusⅡX 射線熒光光譜儀(XRF)分析完成,測(cè)試精度優(yōu)于5%。 用于分析的樣品處理流程如下:將200 目樣品置于105℃烘箱中烘干12 h;稱取～1.0 g 烘干樣品置于恒重陶瓷坩堝中,在1000℃馬弗爐中灼燒2 h,取出待冷卻至室溫再稱量,計(jì)算燒失量;分別稱取6.0 g 助熔劑(Li2B4O7∶ LiBO2∶ LiF = 9 ∶2 ∶1)、0.6 g 樣品、0.3 g 氧化劑(NH4NO3)置于鉑金坩堝中,在1150℃熔樣爐中熔融14 min,取出坩堝轉(zhuǎn)移到耐火磚上冷卻,然后將玻璃片取出以備XRF 測(cè)試。

全巖微量元素含量在武漢上譜分析科技有限責(zé)任公司利用Agilent 7700e ICP-MS 分析完成,測(cè)試精度優(yōu)于5%。 用于ICP-MS 分析的樣品處理如下:將200 目樣品置于105 ℃烘箱中烘干12 h;準(zhǔn)確稱取粉末樣品50 mg 置于Teflon 溶樣彈中;先后依次緩慢加入1 mL 高純HNO3和1 mL 高純HF;將Teflon溶樣彈放入鋼套,擰緊后置于190℃烘箱中加熱24 h 以上;待溶樣彈冷卻,開蓋后置于140℃電熱板上蒸干,然后加入1 mL HNO3并再次蒸干;加入1 mL高純HNO3、1 mL MQ 水和1mL 內(nèi)標(biāo)In(濃度為1 μg/g),再次將Teflon 溶樣彈放入鋼套,擰緊后置于190℃烘箱中加熱12 h 以上;將溶液轉(zhuǎn)入聚乙烯料瓶中,并用2% HNO3稀釋至100 g 以備ICP-MS 測(cè)試。

2.2.2 凝灰?guī)r樣品采集與分析

DTPN1 凝灰?guī)r鋯石挑選、制靶、陰極發(fā)光圖像拍攝和測(cè)試分析工作均在武漢上譜分析科技有限責(zé)任公司完成。 鋯石采用常規(guī)重力和磁力挑選,在雙目鏡下選擇透明、無裂隙的鋯石顆粒,置于環(huán)氧樹脂中打磨;鋯石陰極發(fā)光圖像拍攝儀器為高真空掃描電子顯微鏡(JSM-IT100);鋯石U-Pb 同位素定年利用LA-ICP-MS 分析完成,GeolasPro 激光剝蝕系統(tǒng)由COMPexPro 102 ArF 193 nm 準(zhǔn)分子激光器和MicroLas 光學(xué)系統(tǒng)組成,ICP-MS 型號(hào)為Agilent 7900,詳細(xì)分析流程見Zong Keqing 等 (2017)。 本次分析的激光能量80 mJ,頻率5 Hz,激光束斑直徑為32 μm 和24 μm,鋯石年齡計(jì)算采用國(guó)際標(biāo)準(zhǔn)鋯石91500 作外標(biāo)進(jìn)行校正。

此外,分析了鋯石標(biāo)樣GJ-1 和Ple 對(duì)數(shù)據(jù)質(zhì)量進(jìn)行監(jiān)控,分析結(jié)果分別為603.7±2.5 Ma(n=4)和 336.9±1.1 Ma(n=7),與推薦值在誤差范圍內(nèi)一致(Jackson et al.,2004;Sláma et al.,2004)。 鋯石樣品的U-Pb 年齡諧和圖繪制和年齡加權(quán)平均計(jì)算采用Isoplot (Ludwig, 2003) 完成。 相關(guān)測(cè)試分析結(jié)果見表2。

3 分析結(jié)果

3.1 元素地球化學(xué)分析結(jié)果

本研究中的18 件細(xì)碎屑巖主量元素分析結(jié)果見表1。 可以看出,樣品中 SiO2含量在南華系古城組上部平均為66.28%,大塘坡組上段較下段SiO2含量逐漸升高,平均值分別為62.66%和51.29%;而MnO2、CaO 含量則與SiO2含量變化趨勢(shì)相反;除氧化鈣含量較高的DTP01 和DTP03 外,16 件樣品的Al2O3含量變化不大, 總體介于12.75% ～16.99%,但與CaO 含量呈負(fù)相關(guān)(r=-0.64),說明碳酸鹽巖礦物可能與碎屑物質(zhì)輸入關(guān)系不大,主要為自生礦物;18 件樣品P2O5含量為0.07% ～0.97%,平均0.11%,Fe2O3含量為2.05%～6.41%,平均4.95%,TiO2含量為0.13% ～0.71%,平均0.60%,Na2O 含量為0.27%～2.85%,平均1.52%,K2O 含量為1.14%～5.00%,平均3.79%,MgO 含量為1.12%～2.99%,平均1.78%。 與本研究相關(guān)的微量元素Rb 和Sr 分析結(jié)果見表1,樣品Rb 含量為34.4×10-6～157.2×10-6,平均117.0×10-6;Sr 含量為29.5×10-6～1029.6×10-6,平均157.9×10-6。 Rb和Sr 元素含量變化范圍較大,主要體現(xiàn)在大塘坡組下段沉積期,可能與該期巖性特殊性有關(guān)。

3.2 凝灰?guī)r鋯石U-Pb 測(cè)年結(jié)果

對(duì)DTPN1 樣品中的鋯石進(jìn)行陰極發(fā)光拍照,絕大部分鋯石棱角分明、磨圓度差,表明未經(jīng)過再旋回,DTPN1 為同沉積噴發(fā)的火山凝灰?guī)r。 鋯石粒徑較小,多為粒狀和短柱狀,長(zhǎng)軸介于30 ～100 μm,大部分顯示出清晰規(guī)則的韻律環(huán)帶(圖3),Th/U 值較高(0.63 ～1.64),平均1.25(表2),顯示巖漿鋯石成因。

圖3 DTPN1 代表性鋯石樣品陰極發(fā)光圖像和激光點(diǎn)位置Fig. 3 Cathodoluminescence image and location of laser spot for representative zircon samples in DTPN1

?

目前用于鋯石LA-ICP-MS U-Pb 定年的常用激光剝蝕束斑直徑為32 μm,采用更小的束斑測(cè)試信號(hào)可能會(huì)下降(李艷廣等,2015)。 由于DTPN1 中挑選出的鋯石粒徑普遍較小(圖3),大部分鋯石不具備32 μm 激光束斑測(cè)試條件,本研究?jī)?yōu)選挑選了15 顆粒徑相對(duì)較大的鋯石采用32 μm 的激光束斑進(jìn)行測(cè)試,同時(shí)還選擇了13 顆粒徑處于普遍范圍內(nèi)的鋯石采用24 μm 的激光束斑進(jìn)行測(cè)試。 為了驗(yàn)證24 μm 的激光束斑測(cè)試的準(zhǔn)確性,從15 粒采用32 μm 束斑測(cè)試的鋯石中隨機(jī)挑選出2 粒(1 和5 號(hào)鋯石)另選點(diǎn)采用24 μm 的激光束斑測(cè)試,結(jié)果顯示:1 號(hào)和5 號(hào)鋯 石 的 32 μm 束 斑 點(diǎn)n(206Pb)/n(238U)年齡分別為662.6±5.5 Ma 和665.0±5.9 Ma,24 μm 束斑點(diǎn)年齡分別對(duì)應(yīng)為666.0±6.8 Ma 和660.9±5.8 Ma(圖3),兩者在誤差范圍內(nèi)是一致的,且24 μm 的激光束斑下,年齡并沒有偏大或偏小的趨勢(shì),說明兩種束斑的測(cè)試結(jié)果均可靠。

28 顆鋯石的30 個(gè)測(cè)點(diǎn)中(表2,圖3),20 號(hào)鋯石n(206Pb)/n(238U)年齡明顯偏小為512.3 Ma,其CL 圖像偏白(圖3),可能由于鉛丟失或混染導(dǎo)致;22 號(hào)鋯石206Pb/238U 年齡明顯較大為731.8 Ma,且其磨圓度較高(圖3),應(yīng)屬繼承鋯石;剩余26 顆鋯石的28 個(gè)測(cè)點(diǎn)測(cè)試結(jié)果年齡變化范圍比較集中(645.7～672.3 Ma),且均位于諧和線上 及 其 附 近 ( 圖 4a ), 得 到n(206Pb)/n(238U) 加權(quán)平均年齡為658.1±2.6 Ma(MSWD= 1.5,n= 28)(圖4b),一致線諧和年齡為657.8±2.5 Ma(95%置信度,MSWD = 1.4);n(207Pb)/n(235U) 加權(quán)平均年齡為657.3±6.5 Ma(雙權(quán)M 估計(jì),95%置信度,n=28),與n(206Pb)/n(238U)加權(quán)平均年齡、諧和年齡一致。 因此,658 Ma可視為DTPN1凝灰?guī)r火山噴發(fā)或沉積的最佳估計(jì)年齡。

?

圖4 DTPN1 的鋯石U-Pb 年齡諧和圖(a)與n(206Pb)/n(238U)加權(quán)年齡分布圖(b)Fig. 4 U-Pb age concordance of zircon samples in DTPN1(a) and distribution ofn(206Pb)/n(238U) weighted age for zircon samples (b)

4 討論

4.1 鄂西走馬地區(qū)大塘坡期CIA值及源區(qū)古氣候演化

近年來,細(xì)碎屑巖的化學(xué)蝕變指數(shù)(CIA: Chemical index of alteration)被廣泛用來反映源區(qū)的化學(xué)風(fēng)化程度及古氣候(Mclennan 1993;馮連君等,2004,2006; 孫嬌鵬等,2016; 李通通等,2019):

其中n(CaO?) 是指僅計(jì)硅酸鹽礦物中的Ca,CIA值越高指示硅酸鹽礦物中Na,K 和Ca 礦物從母巖中淋失越多,化學(xué)風(fēng)化越強(qiáng)(Nesbitt et al.,1982)。本文n(CaO?) 校正方法為,令n(CaO剩余) =n( CaO)-n(P2O5)·,若n(CaO剩余)n(Na2O),則取n(CaO?)=n(Na2O)(McLennan,1993)。 在不同的氣候條件下,風(fēng)化搬運(yùn)后沉積的碎屑巖的CIA值明顯不同:炎熱潮濕的熱帶氣候條件下的沉積產(chǎn)物的CIA值一般介于80～100;溫暖濕潤(rùn)氣候條件下則介于70 ～80;而寒冷干燥氣候條件下的冰磧巖和冰磧黏土大致介于55 ～70(馮連君等,2006)。 但利用CIA判斷物源區(qū)風(fēng)化程度時(shí)需要排除沉積再旋回、沉積分異、成巖作用影響(Gaillardet et al.,1999;Garzanti et al.,2013)。

4.1.1 風(fēng)化指標(biāo)影響因素的討論

(1)ICV與樣品準(zhǔn)確性。 與年輕沉積物相比,再旋回沉積物中氧化物除K2O 表現(xiàn)出上升趨勢(shì)、SiO2與Al2O3沒有明顯規(guī)律外,其他氧化物呈下降趨勢(shì),成分變異指數(shù)(ICV)可以反映再旋回趨勢(shì)(Cox,1995):

ICV= [n(Fe2O3) +n(K2O) +n(Na2O) +n(CaO?)+n(MgO)+n(MnO)+n(TiO2)]/n(Al2O3)

式中n(CaO?)含意及校正方法同CIA的計(jì)算。Cullers 等(2002)指出細(xì)屑巖ICV值>1 時(shí),表明該巖石含黏土礦物較少,代表了構(gòu)造活動(dòng)帶的首次沉積;當(dāng)ICV值<1 時(shí),表明沉積物中有大量的黏土礦物,可能是經(jīng)歷了再沉積的產(chǎn)物或者是強(qiáng)化學(xué)風(fēng)化環(huán)境的首次沉積物。 本研究18 樣品的ICV值介于0.91～2.59,均值為1.15(表1),主要為構(gòu)造活動(dòng)帶的首次沉積,可以準(zhǔn)確地反映源區(qū)風(fēng)化程度。

(2)水動(dòng)力分選對(duì)樣品CIA值的影響。 邵菁清等(2012)研究表明,水動(dòng)力分選可以影響河流懸浮物CIA值的變化:粒度越細(xì),黏土組分相對(duì)富集,CIA值越高。 而n(Al)/n(Si)值來反映沉積物顆粒大小(Bouchez et al.,2011)。 本研究古城組上部、大塘坡組的樣品均為細(xì)粒沉積物,且氧化鈣含量低于2%的碎屑巖樣品n(Al)/n(Si)介于0.22 ～0.26,應(yīng)該說變化不大,樣品粒度對(duì)CIA值影響可以忽略。

(3)成巖期鉀交代作用的影響。 在成巖作用過程中,黏土物質(zhì)易受到鉀交代的影響,使得鉀含量發(fā)生變化,造成CIA值不能代表原始信息,需要利用A—CN—K 圖解判斷樣品鉀交代程度(馮連君等,2004)。 A—CN—K 中,預(yù)測(cè)風(fēng)化趨勢(shì)線為理論上從初始成分開始風(fēng)化的路徑,它平行于A—CN 邊,而ZK701 中多數(shù)樣點(diǎn)落在偏離理論趨勢(shì)的直線附近(圖5),表明樣品一定程度上遭受了鉀交代作用。因此需通過A—CN—K 三角圖對(duì)樣品CIA進(jìn)行鉀校正以獲得鉀交代作用前樣品的K2O 的含量(馮連君等,2004),經(jīng)過校正后的樣品CIA值用CIA?表示(表1)。

圖5 走馬地區(qū)ZK701 樣品的A—CN—K 圖解(據(jù)Fedo et al.,1995)Fig. 5 A—CN—K diagram of ZK701 drillcore samples in Zouma area(After Fedo et al.,1995)

(4)物源的影響。 此外,汪正江等(2000)研究指出,利用CIA等地球化學(xué)方法分析古氣候之前,必須先判定其大地構(gòu)造背景,以排除源巖影響。 由于南華裂谷活動(dòng)(Wang Jian and Li Zhengxiang,2003),揚(yáng)子板塊南華紀(jì)處于北高南低的古地理格局(汪正江等,2013),鄂西地區(qū)北部為鄂中古陸,南部為湘桂斷陷盆地。 研究區(qū)處于上述古陸與盆地間的淺海陸棚帶(宋芳等,2016),南華系物源主要來自北部的鄂中古陸(胡蓉等,2016;宋芳等,2016),源區(qū)相對(duì)較穩(wěn)定,在相同的氣候條件下,物源本身應(yīng)該不會(huì)造成CIA值的較大波動(dòng)。

4.1.2 大塘坡組CIA反映的古氣候演化過程

ZK701 鉆孔巖芯樣品的CIA?反映出,研究區(qū)源區(qū)南華紀(jì)古城冰期的晚期處于干冷氣候下(兩件樣品CIA值分別為57.1 和58.1),大塘坡間冰期早期氣候依然寒冷(除CaO 含量較高的DTP03 和上下段過渡期沉積的DTP06 樣品外,CIA?值介于56.5 ～64.6,均值59.8),大塘坡中晚期氣候恢復(fù)溫暖濕潤(rùn)(CIA?值介于69.8 ～78.8,均值75.5)。 此外,需要指出的是,南沱組底部NT01 樣品CIA?為76.9,反映了相對(duì)溫暖濕潤(rùn)的氣候條件,但該樣品卻采集于冰磧巖的基質(zhì),似乎存在矛盾。 但CIA值反映的是源巖的化學(xué)風(fēng)化特征,考慮到源—匯體系的時(shí)間尺度,CIA值反映氣候條件具有一定滯后,NT01 樣品可能為源區(qū)大塘坡間冰期晚期的風(fēng)化搬運(yùn)產(chǎn)物,可能也間接指示了大塘坡組與南沱組屬連續(xù)沉積或沉積間斷較短。

筆者早前研究了走馬地區(qū)ZK702 鉆孔南華系細(xì)碎屑巖元素地球化學(xué)特征,結(jié)果與ZK701 反映的古氣候演化趨勢(shì)完全一致:古城冰期氣候寒冷干燥(CIA?值從底部的69.2 過渡至頂部的57.8,均值為62.2),大塘坡間冰期早期氣候依然寒冷(CIA?值介于54.3～62.7,均值59.7),大塘坡中晚期氣候恢復(fù)溫暖濕潤(rùn)并趨于穩(wěn)定(CIA?值介于70.2 ～81.1,均值75.8)(李明龍等,2019)。

蔡雄飛等(2018)研究指出,CIA值精度受采樣巖性、采樣精度、匯源關(guān)系等多種因素控制,利用CIA研究古氣候時(shí),必須結(jié)合傳統(tǒng)的相—古氣候分析法,才能相互驗(yàn)證。 湖南省石門縣的壺瓶山剖面大塘坡組下段碳質(zhì)頁巖的CIA值介于66.5 ～67.6,接近該剖面東山峰組(古城組)的65.2 ～68.9,遠(yuǎn)低于該剖面大塘坡組上段的74(馮連君等,2004);重慶酉陽大塘坡組CIA由底部的67 逐漸升高為上部的74(郭宇等,2018);貴州松桃地區(qū)大塘坡組底部碳質(zhì)頁巖的CIA也較低,介于52 ～68(齊靚等,2015)。 因此,鄂西地區(qū)大塘坡組的CIA演化規(guī)律并不是特例,鄂、渝、黔、湘地區(qū)大塘坡組CIA演化趨勢(shì)基本一致,均反映了南華盆地物源區(qū)大塘坡早期至晚期古氣候逐漸轉(zhuǎn)暖的規(guī)律。 此外,巖石學(xué)也能為大塘坡早期寒冷的古氣候提供證據(jù),黔東松桃地區(qū)大塘坡組底部廣泛發(fā)育冰成礫石夾層(齊靚等,2015),本研究區(qū)大塘坡組底部含錳巖系也發(fā)現(xiàn)了類似的冰成礫巖層(李明龍等,2019),可能大塘坡間冰期早期,雖然揚(yáng)子板塊上南華盆地內(nèi)大洋冰蓋已經(jīng)解凍,但源區(qū)氣候依然寒冷,陸地高海拔區(qū)的殘留冰川可隨陸源碎屑一起匯入沉積盆地。

4.2 大塘坡組CIW值及Na/K、Mg/Ca、Rb/Sr 值與源區(qū)古氣候演化

4.2.1CIW值與古氣候大量研究表明,由于鉀的交代作用使得鉀元素在沉積物中要比其在物源區(qū)母巖中更為富集(Nesbitt et al.,1989),為消除K2O 的影響,Harnois(1988)引入了化學(xué)風(fēng)化作用指數(shù)(CIW):

式中n(CaO?)含意及校正方法同CIA的計(jì)算。CIW值越高,代表源區(qū)風(fēng)化程度越強(qiáng),反映源區(qū)古氣候越趨向于溫暖潮濕(徐小濤等,2018;王忠偉等,2020)。 本研究樣品CIW值與CIA?值呈顯著正相關(guān),相關(guān)系數(shù)接近1.0(圖6a),古城組、大塘坡組下段(除DTP03 和06)和上段樣品CIW均值分別為66.5、69.3 和87.8,演化趨勢(shì)與CIA完全一致。

4.2.2n(K)/n(Na)值與古氣候

n(K)/n(Na)值是衡量樣品中斜長(zhǎng)石風(fēng)化程度的指標(biāo),長(zhǎng)石特別是斜長(zhǎng)石富含Na,而鉀長(zhǎng)石、伊利石和云母富含K;由于斜長(zhǎng)石的風(fēng)化速率遠(yuǎn)大于鉀長(zhǎng)石,風(fēng)化物中的n(K)/n(Na)值與其風(fēng)化程度呈正 比( 陳旸等, 2001)。 ZK701 鉆孔中樣品n(K)/n(Na)與CIA?呈高度正相關(guān)(圖6b),r=0.93,這與遼河三角洲濕地表層沉積物樣品的n(K)/n(Na)和CIA值(李通通等,2019)具有一致規(guī)律。 其中大塘坡組下段n(K)/n(Na)均值為1.24,明顯低于上段的均值2.59,說明大塘坡間冰期早期源區(qū)斜長(zhǎng)石化學(xué)風(fēng)化程度遠(yuǎn)低于大塘坡中晚期。

4.2.3n(Mg)/n(Ca)值與古氣候

沉積物中n(Mg)/n(Ca)值能很好指示古溫度的變化,因?yàn)檩^高的溫度更利于Mg 的沉積,導(dǎo)致n(Mg)/n(Ca)增大(吳艷宏等,2004)。 ZK701 大塘坡組下段n(Mg)/n(Ca)均值為1.11,接近古城組上部的0.97,遠(yuǎn)低于大塘坡組上段的4.60,說明自大塘坡早期至中晚期, 古氣溫明顯升高。n(Mg)/n(Ca)與CIA?也具有正相關(guān)關(guān)系,相關(guān)系數(shù)為0.52(圖6c)。

圖6 走馬地區(qū)ZK701 樣品有關(guān)指標(biāo)的相關(guān)關(guān)系圖Fig. 6 Correlation diagrams of relevant indexs for ZK701 drillcore samples in Zouma area

4.2.4 Rb/Sr 值與古氣候

Rb 的離子半徑較大,吸附性較強(qiáng),容易被黏土礦物吸附而保留下來,而Sr 的離子半徑較小,容易被地表水或者地下水帶走,因此,Rb/Sr 值的大小可以反映淋溶程度,即降雨量的大小。 對(duì)于陸源碎屑巖來說,Rb/Sr 值與源區(qū)古氣候具有正相關(guān)關(guān)系(張坤等,2018)。 ZK701 大塘坡組樣品的Rb/Sr 值自下而上依次增大(圖2),下段和上段的Rb/Sr 均值分別為1.02、2.69(表1),與CIA?值在縱向上具有較好的一致性(相關(guān)系數(shù)為0.62,圖6d)),反映出研究區(qū)源區(qū)大塘坡早期至中晚期降水逐漸增多,氣候由干燥轉(zhuǎn)為濕潤(rùn)。

綜上,CIW值及n(K)/n(Na)、n(Mg)/n(Ca)、Rb/Sr 值,反映了研究區(qū)源區(qū)古氣候由大塘坡早期的干燥寒冷轉(zhuǎn)向中晚期的溫暖濕潤(rùn),化學(xué)風(fēng)化程度對(duì)應(yīng)由低轉(zhuǎn)高。

4.3 DTPN1 鋯石U-Pb 年齡對(duì)揚(yáng)子板塊大塘坡期古氣候轉(zhuǎn)暖時(shí)間的制約

目前,揚(yáng)子板塊古城冰期的結(jié)束時(shí)間主要受貴州松桃地區(qū)大塘坡組底部含錳巖系中凝灰?guī)rU-Pb年齡限制。 由于南華裂谷活動(dòng),松桃地區(qū)南華紀(jì)期間處于地壘區(qū)與地塹區(qū)相隔出現(xiàn)的盆地格局(周琦等,2017),地壘區(qū)與地塹區(qū)大塘坡組底部含錳巖系中均廣泛發(fā)育穩(wěn)定的凝灰?guī)r層,地塹區(qū)寨郎溝剖面大塘坡組底部凝灰?guī)r的TIMS 鋯石U-Pb 年齡為662.9 ± 4.3 Ma ( MSWD = 1.24,n= 6; Zhou Chuanming et al., 2004), 黑水溪剖面凝灰?guī)rSHRIMP II 鋯石U-Pb 年齡667.3±9.9 Ma(MSWD=1.6,n=19; 尹崇玉等,2006);地壘區(qū)將軍山剖面LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 年齡 664.2±2.4 Ma(MSWD=0.57,n=28; 余文超等,2016),三個(gè)年齡的加權(quán)平均值為664.0±4.0 Ma,年齡交集為618.8 ～666.6 Ma,較小的年齡為662.9±4.3 Ma,表明揚(yáng)子板塊古城冰期結(jié)束時(shí)間應(yīng)為約663 Ma。

走馬ZK701 鉆孔中DTPN1 凝灰?guī)r的可靠年齡為658.1±2.6 Ma,其產(chǎn)出于大塘坡組CIA值由低轉(zhuǎn)向中高的過渡層位(圖2a),說明大塘坡間冰期早期(663～658 Ma),研究區(qū)仍然主要接受源區(qū)寒冷氣候下風(fēng)化產(chǎn)物的沉積。 前文所述,受“源—匯”沉積過程的影響,CIA反映源區(qū)古氣候信息會(huì)有所延遲,但筆者認(rèn)為,在近源沉積條件下,鄂西地區(qū)在658 Ma時(shí)不可能仍主要接受源區(qū)(鄂中古陸)663 Ma 之前(古城冰期)風(fēng)化產(chǎn)物的搬運(yùn)和沉積。 更可能的情況是,大塘坡間冰期早期(663 ～658 Ma),雖然揚(yáng)子板塊上南華盆地內(nèi)海冰已消融,但其源區(qū)(如鄂中古陸)仍處于寒冷氣候條件下,可能還存在大陸冰川,只不過因冰川存在于剝蝕區(qū)而未保存沉積記錄。直至658 Ma,揚(yáng)子板塊上盆地和古陸區(qū)氣候完全轉(zhuǎn)暖,換言之,揚(yáng)子板塊上大塘坡間冰期早期很可能仍然屬于Sturtian 冰期末期。

揚(yáng)子板塊Sturtian 冰期海冰消融時(shí)間早于古陸剝蝕區(qū)的原因很可能蘊(yùn)藏在揚(yáng)子板塊黔東地區(qū)大塘坡組底部的含錳巖系中:在Rodinia 超大陸裂解背景下,南華裂谷盆地黔東、渝東南等地區(qū)發(fā)生大規(guī)模斷陷活動(dòng),同沉積斷層與下地殼或地幔貫通,海底熱液活動(dòng)劇烈(郭宇等,2018),使海水溫度得到一定程度上的升高;與此同時(shí),殼幔源的氣液上涌,在大塘坡組底部含錳巖系中形成了大量古天然氣滲漏噴溢沉積構(gòu)造(周琦等,2017),其δ13C 同位素組成也與地幔去氣作用產(chǎn)生的無機(jī)成因甲烷氣相似(周琦等,2013),伴隨著這些深部滲漏的溫室氣體,南華盆地冰蓋區(qū)首先形成了“溫室效應(yīng)”,冰川消融,隨著火山活動(dòng)的繼續(xù)、二氧化碳不斷聚集,最終使得揚(yáng)子板塊古陸區(qū)的冰川消融,地球徹底結(jié)束了Sturtian冰期。

4.4 揚(yáng)子板塊大塘坡早期古氣候與古生產(chǎn)力的關(guān)系探討

但需要指出的是,黔、湘、鄂、渝毗鄰區(qū)大塘坡組下部均發(fā)育含錳碳質(zhì)頁巖,一般情況下富有機(jī)質(zhì)沉積需要較高的古生產(chǎn)力提供物質(zhì)基礎(chǔ)。 本研究顯示大塘坡早期揚(yáng)子板塊氣候寒冷,似乎與能產(chǎn)生較高生產(chǎn)力的氣候條件并不匹配,說明大塘坡組含錳巖系中的有機(jī)質(zhì)可能并不是直接來源于當(dāng)時(shí)浮游生物的原始生產(chǎn)力。 楊瑞東等(2002)對(duì)貴州松桃地區(qū)大塘坡組微體藻類化石數(shù)量進(jìn)行了研究,發(fā)現(xiàn)大塘坡組下部含錳巖系(菱錳礦和碳質(zhì)頁巖)樣品中微體藻類化石數(shù)量(0～54 個(gè))遠(yuǎn)低于其上部灰色及灰白色泥巖、粉砂巖(201 ～690 個(gè)),表明大塘坡早期古生產(chǎn)力較低,當(dāng)時(shí)雖然海冰已消融,但寒冷的氣候條件并不利于生物的生存,之后隨著古氣候恢復(fù)溫暖濕潤(rùn),古生產(chǎn)力迅速提高,松桃地區(qū)大塘坡組含錳巖系之上的相對(duì)淺色泥巖、粉砂巖中微體化石數(shù)量明顯增多,這很好印證了本研究大塘坡期古氣候演化過程。

大塘坡早期沉積的大量有機(jī)質(zhì)可能來源于南華盆地深部。 Peng Xi 等(2019)對(duì)南華盆地不同水深大塘坡組的有機(jī)碳同位素比值進(jìn)行了連續(xù)的高分辨率研究,發(fā)現(xiàn)南華盆地淺水剖面(貴州松桃和湖南民樂)存在明顯的δ13Corg偏移(6‰ ～ 8‰),而深水剖面(湖南湘潭)δ13Corg基本無變化(±1‰),這種δ13Corg空間分布的差異性證實(shí)在大塘坡期南華盆地的深水區(qū)域存在一個(gè)巨大的有機(jī)碳庫,研究區(qū)大塘坡組下部的富有機(jī)質(zhì)沉積應(yīng)該主要來源于古城期海冰消融引起的海侵。 雖然研究區(qū)大塘坡早期處于淺海環(huán)境,但可能當(dāng)時(shí)古海水氧逸度相對(duì)較低(張飛飛,2014)、加之古氣候寒冷,為有機(jī)質(zhì)保存提供了有利條件。 大塘坡中期古氣候恢復(fù)溫暖濕潤(rùn)后微體藻類迅速發(fā)展,但大塘坡組中上部有機(jī)質(zhì)含量卻明顯低于下段(Peng Xi et al.,2019),其原因可能與大塘坡中期的大氣增氧事件有關(guān)(張飛飛,2014)。

湖北長(zhǎng)陽和貴州松桃大塘坡組黃鐵礦的硫同位素和鐵同位素研究結(jié)果表明,南華紀(jì)間冰期古海洋具有逐步氧化的演化趨勢(shì),并且在大塘坡中期大氣可能存在一次明顯的增氧事件,甚至導(dǎo)致了深海氧化(張飛飛,2014)。 隨著海洋中的有機(jī)碳快速氧化,釋放了大量二氧化碳,導(dǎo)致大氣升溫,陸地風(fēng)化作用也顯著增強(qiáng),大塘坡中晚期CIA持續(xù)升高,大塘坡組上段有機(jī)碳含量明顯降低,可能正是由于海洋中的有機(jī)碳庫被進(jìn)一步被氧化,形成了海洋氧化的正反饋?zhàn)饔脵C(jī)制,使得大氣和海洋中的氧含量進(jìn)一步增加。

本研究發(fā)現(xiàn),揚(yáng)子板塊Sturtian 與Marinoan 冰期的間冰期古氣候并非一直處于暖濕狀態(tài),近期有學(xué)者研究了貴州松桃地區(qū)Marinoan 冰期薄層白云巖地球化學(xué)特征,發(fā)現(xiàn)該區(qū)Marinoan 冰期存在開放水體(沈洪娟等,2020),說明揚(yáng)子板塊南華紀(jì)冰期和間冰期均存在氣候的冷暖波動(dòng)。 總之,揚(yáng)子板塊南華紀(jì)古氣候的演化涉及巖石圈、水圈、大氣圈和生物圈這四個(gè)密不可分的圈層的相互作用,但它們具體的耦合關(guān)系還需要長(zhǎng)期的研究和探索。

5 結(jié)論

(1)本文通過對(duì)鄂西走馬地區(qū)ZK701 鉆孔南華系大塘坡組巖芯樣品CIA、CIW、K/Na、Mg/Ca、Rb/Sr等古氣候代用指標(biāo)的研究表明,揚(yáng)子板塊古陸區(qū)南華紀(jì)大塘坡間冰期早期氣候寒冷干燥,與古城冰期接近,中晚期氣候逐漸恢復(fù)溫暖濕潤(rùn)。

(2)對(duì)ZK701 鉆孔大塘坡組下部凝灰?guī)r開展了LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 同位素測(cè)年,獲得了658.1±2.6 Ma(MSWD=1.5,n=28)的206Pb/238U 加權(quán)平均年齡。

(3)揚(yáng)子板塊南華紀(jì)大塘坡期古氣候完全轉(zhuǎn)暖時(shí)間約為658 Ma,大塘坡間冰期早期(663 ～658 Ma)可能屬于Sturtian 冰期末期。 揚(yáng)子板塊南華紀(jì)冰期—間冰期的轉(zhuǎn)換可能受控于這一特殊時(shí)期巖石圈、水圈、大氣圈和生物圈的相關(guān)關(guān)系。

致謝:誠(chéng)摯感謝成都地質(zhì)礦產(chǎn)研究所汪正江教授級(jí)高工及另外一位匿名審稿人給本文提出的寶貴意見。