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,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(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,對該鉆孔大塘坡組下部的凝灰?guī)r進行了LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 同位素年齡測定,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)合前人對揚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。 該時期揚子板塊“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),我國的揚子板塊、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際地學(xué)界關(guān)注熱點。

我國揚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,是全球研究的熱點地區(qū),但之前國內(nèi)對于南華系地層對比存在嚴(yán)重分歧。 一方面的原因是相對于湘黔桂地區(qū)而言,揚子陸塊內(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,將蓮沱組下部與長安組或渫水河組、東山峰組對比,上部與大塘坡組或富祿組對比(王自強等,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行對比(彭學(xué)軍等,2004;林樹基等,2013)。 另一方面,對于南華紀(jì)開始時間以及其與成冰紀(jì)(Cryogenian)的對比問題認(rèn)識不統(tǒng)一(汪正江等,2013)。 高林志等(2011,2013)通過對湘黔桂地區(qū)南華系剖面的鋯石年代學(xué)研究,提出揚子地塊南華系應(yīng)限定在780 ～635 Ma,可能包含長安、古城和南沱3 個冰期,分別對應(yīng)了Kaigas、Sturtian 和Marinoan;汪正江等(2013)通過對湘黔桂地區(qū)下江群(與板溪群相當(dāng))頂部沉凝灰?guī)r年齡研究,認(rèn)為長安冰期啟動時間約為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)啟動時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)的長安組(對應(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年齡與國際Sturtian 冰期結(jié)束年齡接近,將江口組(含長安組下冰段、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)。 為方便揚子板塊與其他板塊成冰系的地層對比,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)者對揚子板塊不同地區(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)束時間和南沱冰期的啟動時間: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),表明揚子地區(qū)古城冰期結(jié)束時間約為663 Ma(圖1c);湖南吉首和湖北長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),表明南沱期冰川對下伏地層刨蝕作用較強(圖1c),南沱冰期開始時間遠(yuǎn)晚于654 Ma。 因此,想要建立南華紀(jì)冰期更為精準(zhǔn)的時間格架,必須對大塘坡組開展進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 揚子板塊早埃迪卡拉期古地理簡圖(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或者粉砂級細(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,只分析其中的泥級或者粉砂級基質(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,鋯石年齡計算采用國際標(biāo)準(zhǔn)鋯石91500 作外標(biāo)進行校正。

此外,分析了鋯石標(biāo)樣GJ-1 和Ple 對數(shù)據(jù)質(zhì)量進行監(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)平均計算采用Isoplot (Ludwig, 2003) 完成。 相關(guān)測試分析結(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 測年結(jié)果

對DTPN1 樣品中的鋯石進行陰極發(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)光圖像和激光點位置Fig. 3 Cathodoluminescence image and location of laser spot for representative zircon samples in DTPN1

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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,采用更小的束斑測試信號可能會下降(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 激光束斑測試條件,本研究優(yōu)選挑選了15 顆粒徑相對較大的鋯石采用32 μm 的激光束斑進行測試,同時還選擇了13 顆粒徑處于普遍范圍內(nèi)的鋯石采用24 μm 的激光束斑進行測試。 為了驗證24 μm 的激光束斑測試的準(zhǔn)確性,從15 粒采用32 μm 束斑測試的鋯石中隨機挑選出2 粒(1 和5 號鋯石)另選點采用24 μm 的激光束斑測試,結(jié)果顯示:1 號和5 號鋯 石 的 32 μm 束 斑 點n(206Pb)/n(238U)年齡分別為662.6±5.5 Ma 和665.0±5.9 Ma,24 μm 束斑點年齡分別對應(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,說明兩種束斑的測試結(jié)果均可靠。

28 顆鋯石的30 個測點中(表2,圖3),20 號鋯石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 個測點測試結(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,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)或沉積的最佳估計年齡。

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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(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、SiO2與Al2O3沒有明顯規(guī)律外,其他氧化物呈下降趨勢,成分變異指數(shù)(ICV)可以反映再旋回趨勢(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的計算。Cullers 等(2002)指出細(xì)屑巖ICV值>1 時,表明該巖石含黏土礦物較少,代表了構(gòu)造活動帶的首次沉積;當(dāng)ICV值<1 時,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)水動力分選對樣品CIA值的影響。 邵菁清等(2012)研究表明,水動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)測風(fēng)化趨勢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)樣點落在偏離理論趨勢的直線附近(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 三角圖對樣品CIA進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(Wang Jian and Li Zhengxiang,2003),揚子板塊南華紀(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)相對較穩(wěn)定,在相同的氣候條件下,物源本身應(yīng)該不會造成CIA值的較大波動。

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(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,反映了相對溫暖濕潤的氣候條件,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,必須結(jié)合傳統(tǒng)的相—古氣候分析法,才能相互驗證。 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的計算。CIW值越高,代表源區(qū)風(fēng)化程度越強,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石風(fēng)化程度的指標(biāo),長石特別是斜長石富含Na,而鉀長石、伊利石和云母富含K;由于斜長石的風(fēng)化速率遠(yuǎn)大于鉀長石,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,因為較高的溫度更利于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,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。

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,化學(xué)風(fēng)化程度對應(yīng)由低轉(zhuǎn)高。

4.3 DTPN1 鋯石U-Pb 年齡對揚子板塊大塘坡期古氣候轉(zhuǎn)暖時間的制約

目前,揚子板塊古城冰期的結(jié)束時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,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,表明揚子板塊古城冰期結(jié)束時間應(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)物的搬運和沉積。 更可能的情況是,大塘坡間冰期早期(663 ～658 Ma),雖然揚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,揚子板塊上盆地和古陸區(qū)氣候完全轉(zhuǎn)暖,換言之,揚子板塊上大塘坡間冰期早期很可能仍然屬于Sturtian 冰期末期。

揚子板塊Sturtian 冰期海冰消融時間早于古陸剝蝕區(qū)的原因很可能蘊藏在揚子板塊黔東地區(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,同沉積斷層與下地殼或地幔貫通,海底熱液活動劇烈(郭宇等,2018),使海水溫度得到一定程度上的升高;與此同時,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,隨著火山活動的繼續(xù)、二氧化碳不斷聚集,最終使得揚子板塊古陸區(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質(zhì)可能并不是直接來源于當(dāng)時浮游生物的原始生產(chǎn)力。 楊瑞東等(2002)對貴州松桃地區(qū)大塘坡組微體藻類化石數(shù)量進行了研究,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)遠(yuǎn)低于其上部灰色及灰白色泥巖、粉砂巖(201 ～690 個),表明大塘坡早期古生產(chǎn)力較低,當(dāng)時雖然海冰已消融,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,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質(zhì)可能來源于南華盆地深部。 Peng Xi 等(2019)對南華盆地不同水深大塘坡組的有機碳同位素比值進行了連續(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在大塘坡期南華盆地的深水區(qū)域存在一個巨大的有機碳庫,研究區(qū)大塘坡組下部的富有機質(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)時古海水氧逸度相對較低(張飛飛,2014)、加之古氣候寒冷,為有機質(zhì)保存提供了有利條件。 大塘坡中期古氣候恢復(fù)溫暖濕潤后微體藻類迅速發(fā)展,但大塘坡組中上部有機質(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,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,大塘坡中晚期CIA持續(xù)升高,大塘坡組上段有機碳含量明顯降低,可能正是由于海洋中的有機碳庫被進一步被氧化,形成了海洋氧化的正反饋作用機制,使得大氣和海洋中的氧含量進一步增加。

本研究發(fā)現(xiàn),揚子板塊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),說明揚子板塊南華紀(jì)冰期和間冰期均存在氣候的冷暖波動。 總之,揚子板塊南華紀(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)系還需要長期的研究和探索。

5 結(jié)論

(1)本文通過對鄂西走馬地區(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。

(2)對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)揚子板塊南華紀(jì)大塘坡期古氣候完全轉(zhuǎn)暖時間約為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期巖石圈、水圈、大氣圈和生物圈的相關(guān)關(guān)系。

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