鄂西走马地区南华纪大塘坡间冰期古气候研究

李明龙杨波涌郑德顺陈林田景春

1)成都理工大学沉积地质研究院,成都,610059; 2)湖北省地质局第二地质大队,湖北恩施,445000;

3)河南理工大学资源环境学院,河南焦作,454000

内容提要:新元古代后期地球经历了至少两次全球规模的冰期,分别为Sturtian 冰期和Marinoan 冰期。 鄂西走马地区南华系古城组与南沱组分别属于Sturtian 和Marinoan 冰期沉积,大塘坡组代表间冰期沉积。 本文研究了走马地区ZK701 钻孔岩芯大塘坡组细碎屑岩样品元素地球化学特征,计算了化学蚀变指数(CIA)、化学风化作用指数(CIW)、n(K)/n(Na)、n(Mg)/n(Ca)、Rb/Sr 等古气候代用指标,探讨了研究区源区南华纪间冰期的古气候演化过程,结果显示:源区古城冰期晚期气候寒冷干燥(两件样品CIA值分别为57.1 和58.1),大塘坡间冰期早期气候依然寒冷(CIA值介于56.5～64.6,均值59.8),大塘坡中晚期气候恢复温暖湿润(CIA值介于69.8 ～78.8,均值75.5);CIW、n(K)/n(Na)、n(Mg)/n(Ca)、Rb/Sr 值等指标反映的古气候演化过程与CIA值反映一致。 此外,对该钻孔大塘坡组下部的凝灰岩进行了LA-ICP-MS 锆石U-Pb 同位素年龄测定,获得了658.1±2.6 Ma(MSWD=1.5,n=28)的n(206Pb)/n(238U)加权平均年龄,结合前人对扬子板块大塘坡组底部凝灰岩的同位素年代学研究成果认为,大塘坡间冰期早期(663～658 Ma),扬子板块上南华盆地内海冰虽已消融、但古陆物源区气候依然寒冷。 该时期扬子板块“源、汇”两区气候条件可能不同步,其原因涉及深层次的岩石圈、水圈、大气圈和生物圈的耦合关系。

新元古代地球上共发生了4 次冰期,分别为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),我国的扬子板块、华北板块、塔里木板块上均发现了相关沉积地层(赵彦彦等,2011;高林志等,2013;包秀娟,2016;岳亮等,2020;邓俊等,2020),甚至柴达木北缘欧龙布鲁克微地块上也发现了相关冰期沉积记录(孙娇鹏等,2016)。其中Sturtian 和Marinoan 属于大洋冰川事件,尤其是Marinoan 的全球化程度非常高,被称为“雪球地球” 期(Hoffman et al., 1998, 2002;赵彦彦等,2011),而Kaigas 和Gaskiers 两次冰川可能仅存在于局部大陆或山岳(赵彦彦等,2011)。 新元古代冰川期之后,地球上发生了巨变,如气候变化、大气增氧等,并最终发展为早寒武纪的“生物大爆发”(Hoffman et al., 2002;赵彦彦等,2011)。 因此,新元古代冰期古环境演化过程一直是国际地学界关注热点。

我国扬子板块的新元古代南华纪地层记录了多期冰川事件沉积,是全球研究的热点地区,但之前国内对于南华系地层对比存在严重分歧。 一方面的原因是相对于湘黔桂地区而言,扬子陆块内部及其北缘和西缘中—新元古代(720 ～635 Ma)地层发育较为局限(Wang Jian and Li Zhengxiang,2003;汪正江等,2015),在莲沱组上下缺失部分青白口系和南华冰期地层,“莲沱组”是否等同于“板溪群”争论较大(景先庆等,2018):一些学者认为莲沱组等同于板溪群,应为南华纪冰期前的沉积地层(刘鸿允等,1980; 刘鸿允, 1991);另一些学者通过化学地层学研究认为莲沱组应为南华纪沉积地层,与板溪群为上下关系,将莲沱组下部与长安组或渫水河组、东山峰组对比,上部与大塘坡组或富禄组对比(王自强等,2006a,b;高林志等,2013);还有一些学者通过岩相学方法则把莲沱组与富禄组进行对比(彭学军等,2004;林树基等,2013)。 另一方面,对于南华纪开始时间以及其与成冰纪(Cryogenian)的对比问题认识不统一(汪正江等,2013)。 高林志等(2011,2013)通过对湘黔桂地区南华系剖面的锆石年代学研究,提出扬子地块南华系应限定在780 ～635 Ma,可能包含长安、古城和南沱3 个冰期,分别对应了Kaigas、Sturtian 和Marinoan;汪正江等(2013)通过对湘黔桂地区下江群(与板溪群相当)顶部沉凝灰岩年龄研究,认为长安冰期启动时间约为720 Ma,南华系底界应设为720 Ma。 而近几年许多学者通过新的同位素年代学研究,更倾向于莲沱组应当与板溪群对比(高维等,2009;汪正江等,2013,2015;张启锐,2014;Lan Zhongwu et al.,2014,2015a,b;周传明,2016;官开萍等,2016;景先庆等,2018;Lang Xianguo et al.,2018;陈建书等,2020),尤其是湖北宜昌地区莲沱组顶部凝灰岩和广西三江地区板溪群顶部的凝灰岩可靠U-Pb 年龄分别为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层沉积年龄。 近期,也有学者报道湖北通山地区莲沱组中上部凝灰岩U-Pb 年龄为727. 3±6. 7Ma(王田等,2020),因此,南华系的底界年龄应小于720 Ma,与地球寒冷事件开始的成冰系底界相当(汪正江等,2013;Rooney et al., 2015; Lang Xianguo et al.,2018),南华纪启动时间的分歧逐渐得到弥合(张启锐等,2016)。 此外,宜昌地区陡山沱组底部凝灰岩U-Pb 年龄为635.2±0.6 Ma(Condon et al.,2005),因此扬子板块莲沱组(板溪群)之上、陡山沱组之下的沉积地层应划归南华系,相当于成冰系(720 ～635 Ma),具体的沉积序列自下而上包括长安组、富禄组、古城组、大塘坡组、南沱组(林树基等,2013)。

但南华系内部的地层划分仍存在分歧,主要分歧是冰期和间冰期的划分。 有学者根据沉积盆地演化和古地理研究认为,南华纪下冰期沉积为湘黔桂地区的长安组(对应湘中—怀化地区的江口组一段),间冰期沉积包含下部的湘黔桂地区的富禄组(对应湘中—怀化地区的江口组二段)、中部古城组小冰期沉积及上部的大塘坡组,上冰期沉积为南沱组(林树基等,2013;汪正江等,2015);也有学者因大塘坡组底部凝灰岩年龄与国际Sturtian 冰期结束年龄接近,将江口组(含长安组下冰段、富禄组)和古城组上冰段归为南华纪下冰期沉积,大塘坡组归为间冰期沉积,南沱组为上冰期沉积(周传明,2016)。 为方便扬子板块与其他板块成冰系的地层对比,本文中采用周传明(2016)的划分方案。

鄂西南华系古城组与南沱组分别属于Sturtian(仅晚期)和Marinoan 冰期沉积,大塘坡组为间冰期沉积(周传明,2016;包秀娟,2016;Lang Xianguo et al.,2018;图1a、b)。 很多学者对扬子板块不同地区大塘坡组不同层位的凝灰岩开展了同位素年龄研究,约束了古城冰期的结束时间和南沱冰期的启动时间:贵州松桃地区大塘坡组底部含锰页岩中发育稳定的凝灰岩层,不同方法得到其U-Pb 年龄介于663～667 Ma(Zhou Chuanming et al.,2004;尹崇玉等,2006;余文超等,2016),表明扬子地区古城冰期结束时间约为663 Ma(图1c);湖南吉首和湖北长阳大塘坡组顶部和中部凝灰岩U-Pb 年龄分别为654.5±3.5 Ma(Zhang Shihong et al.,2008)和654.2±2.7 Ma(Liu Pengju et al.,2015),表明南沱期冰川对下伏地层刨蚀作用较强(图1c),南沱冰期开始时间远晚于654 Ma。 因此,想要建立南华纪冰期更为精准的时间格架,必须对大塘坡组开展进一步的同位素年代学研究。 笔者在鄂西走马地区ZK701 钻孔大塘坡组下部发现了新的凝灰岩层位,本文对其开展了LA-ICP-MS 锆石U-Pb 年代学研究。

加之,近年来湖南石门、贵州松桃、湖北鹤峰等多地大塘坡组底部碳质页岩较低的CIA(化学蚀变指数)值被先后报道,指示了寒冷的古气候环境(冯连君等,2004;齐靓等,2015;李明龙等,2019),说明扬子板块上古城冰期结束后的大塘坡早期,南华盆地的源区气候依然寒冷。 本文通过ZK701 大塘坡组岩芯元素地球化学特征研究了该时期古气候演化,并通过新的凝灰岩年龄限定源区南华纪间冰期古气候转暖时间。

1 区域地质概况

新元古代晚期,在Rodinia 超大陆解体的背景下,扬子板块东南缘发育了南华裂谷盆地(Wang Jian and Li Zhengxiang,2003)。 裂谷早期阶段以盆地西北部陆架浅水环境下沉积的莲沱组和盆地东南部深水环境下沉积的板溪群为代表(图1a,b);其上覆南华系(相当于成冰系)沉积阶段可分为江口冰期(含长安组下冰期、富禄组间冰期和古城组上冰期)、大塘坡间冰期和南沱冰期(周传明,2016);在伊迪卡拉纪早期,发生了大规模海侵,沉积了陡山沱组“盖帽”碳酸盐岩(Lang Xianguo et al.,2018)。

需要指出的是,研究区位于南华裂谷盆地北部,新元古代晚期主要处于浅海陆棚沉积环境(图1a),古城组仅代表了Sturtian 晚期沉积。

图1 扬子板块早埃迪卡拉期古地理简图(a, 据Jiang Ganqing et al.,2011);沉积模式图(b, 据 Lang Xianguo et al.,2018);不同地区大塘坡组凝灰岩U-Pb 年龄(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 样品及处理分析

2.1 样品描述

本次研究的ZK701 钻孔位于湖北省鹤峰县走马镇,地理坐标为北纬29°48′18″,东经110°23′42″,孔径11 cm,终孔深度272.11 m。 钻孔南华系岩芯(图2a)简述如下:

南沱组(Nh2n),厚181.53 m(孔深45.10 ～231.30 m),浅灰、灰绿色厚层—块状含砾砂岩、含砾粉砂岩,砾石成分复杂,分选差,棱角至次圆状。与下伏大塘坡组整合接触。

大塘坡组(Nh2d),厚12.12 m,分为上下两段。上段厚9.11 m(孔深231.30～240.53 m),自下而上由黑色含碳质页岩过渡为灰色粉砂质页岩;下段厚3.01m(孔深240.53 ～243.58 m),为黑色含锰碳质页岩(含锰岩系),底部为灰黑色含锰泥灰岩,未发现与古城组的明显不整合,该段顶部(孔深约240.65 m 处)发育一层厚约2 cm 的灰色凝灰岩,大量黄铁矿附于其上,与上下的黑色页岩极易区分(图2b),取样后编号DTPN1(图2c)。

古城组(Nh1g),厚14.38 m(孔深243.58 ～258.0 m),岩性为灰色中厚层状含砾粉砂岩。

2.2 样品采集与分析

2.2.1 元素地球化学样品采集与分析

细碎屑岩的CIA(化学蚀变指数)值能够较好地反映该地区的化学风化程度,而粗粒度碎屑岩主要是物理风化作用的结果,不适宜用于CIA的古气候研究(Nesbitt and Young,1982)。 细粒沉积岩的微量元素在后期成岩和风化作用中比粗碎屑岩稳定,是源区和环境示踪的可靠工具(Zhang Kaijun et al.,2012;李明龙等,2014)。 本研究在ZK701 钻孔中采集细碎屑岩样品18 件,其中古城组2 件,大塘坡组下段6 件、上段9 件,南沱组底部1 件(图2)。 样品均取自钻孔中的新鲜基岩,基本不受后期风化影响,大塘坡组样品为无脉充填的泥级或者粉砂级细碎屑岩(DTP01 与DTP03 氧化钙含量较高,该指标仅作为参考),针对南沱组和古城组冰碛岩样品,笔者利用手钻精细地剔除了全部砾石,只分析其中的泥级或者粉砂级基质。 样品经自然风干后,用玛瑙研钵磨细至200 目过筛。

图2 ZK701 岩芯大塘坡组样品古气候指标演化(a);大塘坡组凝灰岩宏观特征(b);凝灰岩镜下特征(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)

全岩主量元素含量在武汉上谱分析科技有限责任公司利用日本理学 PrimusⅡX 射线荧光光谱仪(XRF)分析完成,测试精度优于5%。 用于分析的样品处理流程如下:将200 目样品置于105℃烘箱中烘干12 h;称取～1.0 g 烘干样品置于恒重陶瓷坩埚中,在1000℃马弗炉中灼烧2 h,取出待冷却至室温再称量,计算烧失量;分别称取6.0 g 助熔剂(Li2B4O7∶ LiBO2∶ LiF = 9 ∶2 ∶1)、0.6 g 样品、0.3 g 氧化剂(NH4NO3)置于铂金坩埚中,在1150℃熔样炉中熔融14 min,取出坩埚转移到耐火砖上冷却,然后将玻璃片取出以备XRF 测试。

全岩微量元素含量在武汉上谱分析科技有限责任公司利用Agilent 7700e ICP-MS 分析完成,测试精度优于5%。 用于ICP-MS 分析的样品处理如下:将200 目样品置于105 ℃烘箱中烘干12 h;准确称取粉末样品50 mg 置于Teflon 溶样弹中;先后依次缓慢加入1 mL 高纯HNO3和1 mL 高纯HF;将Teflon溶样弹放入钢套,拧紧后置于190℃烘箱中加热24 h 以上;待溶样弹冷却,开盖后置于140℃电热板上蒸干,然后加入1 mL HNO3并再次蒸干;加入1 mL高纯HNO3、1 mL MQ 水和1mL 内标In(浓度为1 μg/g),再次将Teflon 溶样弹放入钢套,拧紧后置于190℃烘箱中加热12 h 以上;将溶液转入聚乙烯料瓶中,并用2% HNO3稀释至100 g 以备ICP-MS 测试。

2.2.2 凝灰岩样品采集与分析

DTPN1 凝灰岩锆石挑选、制靶、阴极发光图像拍摄和测试分析工作均在武汉上谱分析科技有限责任公司完成。 锆石采用常规重力和磁力挑选,在双目镜下选择透明、无裂隙的锆石颗粒,置于环氧树脂中打磨;锆石阴极发光图像拍摄仪器为高真空扫描电子显微镜(JSM-IT100);锆石U-Pb 同位素定年利用LA-ICP-MS 分析完成,GeolasPro 激光剥蚀系统由COMPexPro 102 ArF 193 nm 准分子激光器和MicroLas 光学系统组成,ICP-MS 型号为Agilent 7900,详细分析流程见Zong Keqing 等 (2017)。 本次分析的激光能量80 mJ,频率5 Hz,激光束斑直径为32 μm 和24 μm,锆石年龄计算采用国际标准锆石91500 作外标进行校正。

此外,分析了锆石标样GJ-1 和Ple 对数据质量进行监控,分析结果分别为603.7±2.5 Ma(n=4)和 336.9±1.1 Ma(n=7),与推荐值在误差范围内一致(Jackson et al.,2004;Sláma et al.,2004)。 锆石样品的U-Pb 年龄谐和图绘制和年龄加权平均计算采用Isoplot (Ludwig, 2003) 完成。 相关测试分析结果见表2。

3 分析结果

3.1 元素地球化学分析结果

本研究中的18 件细碎屑岩主量元素分析结果见表1。 可以看出,样品中 SiO2含量在南华系古城组上部平均为66.28%,大塘坡组上段较下段SiO2含量逐渐升高,平均值分别为62.66%和51.29%;而MnO2、CaO 含量则与SiO2含量变化趋势相反;除氧化钙含量较高的DTP01 和DTP03 外,16 件样品的Al2O3含量变化不大, 总体介于12.75% ～16.99%,但与CaO 含量呈负相关(r=-0.64),说明碳酸盐岩矿物可能与碎屑物质输入关系不大,主要为自生矿物;18 件样品P2O5含量为0.07% ～0.97%,平均0.11%,Fe2O3含量为2.05%～6.41%,平均4.95%,TiO2含量为0.13% ～0.71%,平均0.60%,Na2O 含量为0.27%～2.85%,平均1.52%,K2O 含量为1.14%～5.00%,平均3.79%,MgO 含量为1.12%～2.99%,平均1.78%。 与本研究相关的微量元素Rb 和Sr 分析结果见表1,样品Rb 含量为34.4×10-6～157.2×10-6,平均117.0×10-6;Sr 含量为29.5×10-6～1029.6×10-6,平均157.9×10-6。 Rb和Sr 元素含量变化范围较大,主要体现在大塘坡组下段沉积期,可能与该期岩性特殊性有关。

3.2 凝灰岩锆石U-Pb 测年结果

对DTPN1 样品中的锆石进行阴极发光拍照,绝大部分锆石棱角分明、磨圆度差,表明未经过再旋回,DTPN1 为同沉积喷发的火山凝灰岩。 锆石粒径较小,多为粒状和短柱状,长轴介于30 ～100 μm,大部分显示出清晰规则的韵律环带(图3),Th/U 值较高(0.63 ～1.64),平均1.25(表2),显示岩浆锆石成因。

图3 DTPN1 代表性锆石样品阴极发光图像和激光点位置Fig. 3 Cathodoluminescence image and location of laser spot for representative zircon samples in DTPN1

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目前用于锆石LA-ICP-MS U-Pb 定年的常用激光剥蚀束斑直径为32 μm,采用更小的束斑测试信号可能会下降(李艳广等,2015)。 由于DTPN1 中挑选出的锆石粒径普遍较小(图3),大部分锆石不具备32 μm 激光束斑测试条件,本研究优选挑选了15 颗粒径相对较大的锆石采用32 μm 的激光束斑进行测试,同时还选择了13 颗粒径处于普遍范围内的锆石采用24 μm 的激光束斑进行测试。 为了验证24 μm 的激光束斑测试的准确性,从15 粒采用32 μm 束斑测试的锆石中随机挑选出2 粒(1 和5 号锆石)另选点采用24 μm 的激光束斑测试,结果显示:1 号和5 号锆 石 的 32 μm 束 斑 点n(206Pb)/n(238U)年龄分别为662.6±5.5 Ma 和665.0±5.9 Ma,24 μm 束斑点年龄分别对应为666.0±6.8 Ma 和660.9±5.8 Ma(图3),两者在误差范围内是一致的,且24 μm 的激光束斑下,年龄并没有偏大或偏小的趋势,说明两种束斑的测试结果均可靠。

28 颗锆石的30 个测点中(表2,图3),20 号锆石n(206Pb)/n(238U)年龄明显偏小为512.3 Ma,其CL 图像偏白(图3),可能由于铅丢失或混染导致;22 号锆石206Pb/238U 年龄明显较大为731.8 Ma,且其磨圆度较高(图3),应属继承锆石;剩余26 颗锆石的28 个测点测试结果年龄变化范围比较集中(645.7～672.3 Ma),且均位于谐和线上 及 其 附 近 ( 图 4a ), 得 到n(206Pb)/n(238U) 加权平均年龄为658.1±2.6 Ma(MSWD= 1.5,n= 28)(图4b),一致线谐和年龄为657.8±2.5 Ma(95%置信度,MSWD = 1.4);n(207Pb)/n(235U) 加权平均年龄为657.3±6.5 Ma(双权M 估计,95%置信度,n=28),与n(206Pb)/n(238U)加权平均年龄、谐和年龄一致。 因此,658 Ma可视为DTPN1凝灰岩火山喷发或沉积的最佳估计年龄。

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图4 DTPN1 的锆石U-Pb 年龄谐和图(a)与n(206Pb)/n(238U)加权年龄分布图(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 讨论

4.1 鄂西走马地区大塘坡期CIA值及源区古气候演化

近年来,细碎屑岩的化学蚀变指数(CIA: Chemical index of alteration)被广泛用来反映源区的化学风化程度及古气候(Mclennan 1993;冯连君等,2004,2006; 孙娇鹏等,2016; 李通通等,2019):

其中n(CaO∗) 是指仅计硅酸盐矿物中的Ca,CIA值越高指示硅酸盐矿物中Na,K 和Ca 矿物从母岩中淋失越多,化学风化越强(Nesbitt et al.,1982)。本文n(CaO∗) 校正方法为,令n(CaO剩余) =n( CaO)-n(P2O5)·,若n(CaO剩余)n(Na2O),则取n(CaO∗)=n(Na2O)(McLennan,1993)。 在不同的气候条件下,风化搬运后沉积的碎屑岩的CIA值明显不同:炎热潮湿的热带气候条件下的沉积产物的CIA值一般介于80～100;温暖湿润气候条件下则介于70 ～80;而寒冷干燥气候条件下的冰碛岩和冰碛黏土大致介于55 ～70(冯连君等,2006)。 但利用CIA判断物源区风化程度时需要排除沉积再旋回、沉积分异、成岩作用影响(Gaillardet et al.,1999;Garzanti et al.,2013)。

4.1.1 风化指标影响因素的讨论

(1)ICV与样品准确性。 与年轻沉积物相比,再旋回沉积物中氧化物除K2O 表现出上升趋势、SiO2与Al2O3没有明显规律外,其他氧化物呈下降趋势,成分变异指数(ICV)可以反映再旋回趋势(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的计算。Cullers 等(2002)指出细屑岩ICV值>1 时,表明该岩石含黏土矿物较少,代表了构造活动带的首次沉积;当ICV值<1 时,表明沉积物中有大量的黏土矿物,可能是经历了再沉积的产物或者是强化学风化环境的首次沉积物。 本研究18 样品的ICV值介于0.91～2.59,均值为1.15(表1),主要为构造活动带的首次沉积,可以准确地反映源区风化程度。

(2)水动力分选对样品CIA值的影响。 邵菁清等(2012)研究表明,水动力分选可以影响河流悬浮物CIA值的变化:粒度越细,黏土组分相对富集,CIA值越高。 而n(Al)/n(Si)值来反映沉积物颗粒大小(Bouchez et al.,2011)。 本研究古城组上部、大塘坡组的样品均为细粒沉积物,且氧化钙含量低于2%的碎屑岩样品n(Al)/n(Si)介于0.22 ～0.26,应该说变化不大,样品粒度对CIA值影响可以忽略。

(3)成岩期钾交代作用的影响。 在成岩作用过程中,黏土物质易受到钾交代的影响,使得钾含量发生变化,造成CIA值不能代表原始信息,需要利用A—CN—K 图解判断样品钾交代程度(冯连君等,2004)。 A—CN—K 中,预测风化趋势线为理论上从初始成分开始风化的路径,它平行于A—CN 边,而ZK701 中多数样点落在偏离理论趋势的直线附近(图5),表明样品一定程度上遭受了钾交代作用。因此需通过A—CN—K 三角图对样品CIA进行钾校正以获得钾交代作用前样品的K2O 的含量(冯连君等,2004),经过校正后的样品CIA值用CIA∗表示(表1)。

图5 走马地区ZK701 样品的A—CN—K 图解(据Fedo et al.,1995)Fig. 5 A—CN—K diagram of ZK701 drillcore samples in Zouma area(After Fedo et al.,1995)

(4)物源的影响。 此外,汪正江等(2000)研究指出,利用CIA等地球化学方法分析古气候之前,必须先判定其大地构造背景,以排除源岩影响。 由于南华裂谷活动(Wang Jian and Li Zhengxiang,2003),扬子板块南华纪处于北高南低的古地理格局(汪正江等,2013),鄂西地区北部为鄂中古陆,南部为湘桂断陷盆地。 研究区处于上述古陆与盆地间的浅海陆棚带(宋芳等,2016),南华系物源主要来自北部的鄂中古陆(胡蓉等,2016;宋芳等,2016),源区相对较稳定,在相同的气候条件下,物源本身应该不会造成CIA值的较大波动。

4.1.2 大塘坡组CIA反映的古气候演化过程

ZK701 钻孔岩芯样品的CIA∗反映出,研究区源区南华纪古城冰期的晚期处于干冷气候下(两件样品CIA值分别为57.1 和58.1),大塘坡间冰期早期气候依然寒冷(除CaO 含量较高的DTP03 和上下段过渡期沉积的DTP06 样品外,CIA∗值介于56.5 ～64.6,均值59.8),大塘坡中晚期气候恢复温暖湿润(CIA∗值介于69.8 ～78.8,均值75.5)。 此外,需要指出的是,南沱组底部NT01 样品CIA∗为76.9,反映了相对温暖湿润的气候条件,但该样品却采集于冰碛岩的基质,似乎存在矛盾。 但CIA值反映的是源岩的化学风化特征,考虑到源—汇体系的时间尺度,CIA值反映气候条件具有一定滞后,NT01 样品可能为源区大塘坡间冰期晚期的风化搬运产物,可能也间接指示了大塘坡组与南沱组属连续沉积或沉积间断较短。

笔者早前研究了走马地区ZK702 钻孔南华系细碎屑岩元素地球化学特征,结果与ZK701 反映的古气候演化趋势完全一致:古城冰期气候寒冷干燥(CIA∗值从底部的69.2 过渡至顶部的57.8,均值为62.2),大塘坡间冰期早期气候依然寒冷(CIA∗值介于54.3～62.7,均值59.7),大塘坡中晚期气候恢复温暖湿润并趋于稳定(CIA∗值介于70.2 ～81.1,均值75.8)(李明龙等,2019)。

蔡雄飞等(2018)研究指出,CIA值精度受采样岩性、采样精度、汇源关系等多种因素控制,利用CIA研究古气候时,必须结合传统的相—古气候分析法,才能相互验证。 湖南省石门县的壶瓶山剖面大塘坡组下段碳质页岩的CIA值介于66.5 ～67.6,接近该剖面东山峰组(古城组)的65.2 ～68.9,远低于该剖面大塘坡组上段的74(冯连君等,2004);重庆酉阳大塘坡组CIA由底部的67 逐渐升高为上部的74(郭宇等,2018);贵州松桃地区大塘坡组底部碳质页岩的CIA也较低,介于52 ～68(齐靓等,2015)。 因此,鄂西地区大塘坡组的CIA演化规律并不是特例,鄂、渝、黔、湘地区大塘坡组CIA演化趋势基本一致,均反映了南华盆地物源区大塘坡早期至晚期古气候逐渐转暖的规律。 此外,岩石学也能为大塘坡早期寒冷的古气候提供证据,黔东松桃地区大塘坡组底部广泛发育冰成砾石夹层(齐靓等,2015),本研究区大塘坡组底部含锰岩系也发现了类似的冰成砾岩层(李明龙等,2019),可能大塘坡间冰期早期,虽然扬子板块上南华盆地内大洋冰盖已经解冻,但源区气候依然寒冷,陆地高海拔区的残留冰川可随陆源碎屑一起汇入沉积盆地。

4.2 大塘坡组CIW值及Na/K、Mg/Ca、Rb/Sr 值与源区古气候演化

4.2.1CIW值与古气候大量研究表明,由于钾的交代作用使得钾元素在沉积物中要比其在物源区母岩中更为富集(Nesbitt et al.,1989),为消除K2O 的影响,Harnois(1988)引入了化学风化作用指数(CIW):

式中n(CaO∗)含意及校正方法同CIA的计算。CIW值越高,代表源区风化程度越强,反映源区古气候越趋向于温暖潮湿(徐小涛等,2018;王忠伟等,2020)。 本研究样品CIW值与CIA∗值呈显著正相关,相关系数接近1.0(图6a),古城组、大塘坡组下段(除DTP03 和06)和上段样品CIW均值分别为66.5、69.3 和87.8,演化趋势与CIA完全一致。

4.2.2n(K)/n(Na)值与古气候

n(K)/n(Na)值是衡量样品中斜长石风化程度的指标,长石特别是斜长石富含Na,而钾长石、伊利石和云母富含K;由于斜长石的风化速率远大于钾长石,风化物中的n(K)/n(Na)值与其风化程度呈正 比( 陈旸等, 2001)。 ZK701 钻孔中样品n(K)/n(Na)与CIA∗呈高度正相关(图6b),r=0.93,这与辽河三角洲湿地表层沉积物样品的n(K)/n(Na)和CIA值(李通通等,2019)具有一致规律。 其中大塘坡组下段n(K)/n(Na)均值为1.24,明显低于上段的均值2.59,说明大塘坡间冰期早期源区斜长石化学风化程度远低于大塘坡中晚期。

4.2.3n(Mg)/n(Ca)值与古气候

沉积物中n(Mg)/n(Ca)值能很好指示古温度的变化,因为较高的温度更利于Mg 的沉积,导致n(Mg)/n(Ca)增大(吴艳宏等,2004)。 ZK701 大塘坡组下段n(Mg)/n(Ca)均值为1.11,接近古城组上部的0.97,远低于大塘坡组上段的4.60,说明自大塘坡早期至中晚期, 古气温明显升高。n(Mg)/n(Ca)与CIA∗也具有正相关关系,相关系数为0.52(图6c)。

图6 走马地区ZK701 样品有关指标的相关关系图Fig. 6 Correlation diagrams of relevant indexs for ZK701 drillcore samples in Zouma area

4.2.4 Rb/Sr 值与古气候

Rb 的离子半径较大,吸附性较强,容易被黏土矿物吸附而保留下来,而Sr 的离子半径较小,容易被地表水或者地下水带走,因此,Rb/Sr 值的大小可以反映淋溶程度,即降雨量的大小。 对于陆源碎屑岩来说,Rb/Sr 值与源区古气候具有正相关关系(张坤等,2018)。 ZK701 大塘坡组样品的Rb/Sr 值自下而上依次增大(图2),下段和上段的Rb/Sr 均值分别为1.02、2.69(表1),与CIA∗值在纵向上具有较好的一致性(相关系数为0.62,图6d)),反映出研究区源区大塘坡早期至中晚期降水逐渐增多,气候由干燥转为湿润。

综上,CIW值及n(K)/n(Na)、n(Mg)/n(Ca)、Rb/Sr 值,反映了研究区源区古气候由大塘坡早期的干燥寒冷转向中晚期的温暖湿润,化学风化程度对应由低转高。

4.3 DTPN1 锆石U-Pb 年龄对扬子板块大塘坡期古气候转暖时间的制约

目前,扬子板块古城冰期的结束时间主要受贵州松桃地区大塘坡组底部含锰岩系中凝灰岩U-Pb年龄限制。 由于南华裂谷活动,松桃地区南华纪期间处于地垒区与地堑区相隔出现的盆地格局(周琦等,2017),地垒区与地堑区大塘坡组底部含锰岩系中均广泛发育稳定的凝灰岩层,地堑区寨郎沟剖面大塘坡组底部凝灰岩的TIMS 锆石U-Pb 年龄为662.9 ± 4.3 Ma ( MSWD = 1.24,n= 6; Zhou Chuanming et al., 2004), 黑水溪剖面凝灰岩SHRIMP II 锆石U-Pb 年龄667.3±9.9 Ma(MSWD=1.6,n=19; 尹崇玉等,2006);地垒区将军山剖面LA-ICP-MS 锆石U-Pb 年龄 664.2±2.4 Ma(MSWD=0.57,n=28; 余文超等,2016),三个年龄的加权平均值为664.0±4.0 Ma,年龄交集为618.8 ～666.6 Ma,较小的年龄为662.9±4.3 Ma,表明扬子板块古城冰期结束时间应为约663 Ma。

走马ZK701 钻孔中DTPN1 凝灰岩的可靠年龄为658.1±2.6 Ma,其产出于大塘坡组CIA值由低转向中高的过渡层位(图2a),说明大塘坡间冰期早期(663～658 Ma),研究区仍然主要接受源区寒冷气候下风化产物的沉积。 前文所述,受“源—汇”沉积过程的影响,CIA反映源区古气候信息会有所延迟,但笔者认为,在近源沉积条件下,鄂西地区在658 Ma时不可能仍主要接受源区(鄂中古陆)663 Ma 之前(古城冰期)风化产物的搬运和沉积。 更可能的情况是,大塘坡间冰期早期(663 ～658 Ma),虽然扬子板块上南华盆地内海冰已消融,但其源区(如鄂中古陆)仍处于寒冷气候条件下,可能还存在大陆冰川,只不过因冰川存在于剥蚀区而未保存沉积记录。直至658 Ma,扬子板块上盆地和古陆区气候完全转暖,换言之,扬子板块上大塘坡间冰期早期很可能仍然属于Sturtian 冰期末期。

扬子板块Sturtian 冰期海冰消融时间早于古陆剥蚀区的原因很可能蕴藏在扬子板块黔东地区大塘坡组底部的含锰岩系中:在Rodinia 超大陆裂解背景下,南华裂谷盆地黔东、渝东南等地区发生大规模断陷活动,同沉积断层与下地壳或地幔贯通,海底热液活动剧烈(郭宇等,2018),使海水温度得到一定程度上的升高;与此同时,壳幔源的气液上涌,在大塘坡组底部含锰岩系中形成了大量古天然气渗漏喷溢沉积构造(周琦等,2017),其δ13C 同位素组成也与地幔去气作用产生的无机成因甲烷气相似(周琦等,2013),伴随着这些深部渗漏的温室气体,南华盆地冰盖区首先形成了“温室效应”,冰川消融,随着火山活动的继续、二氧化碳不断聚集,最终使得扬子板块古陆区的冰川消融,地球彻底结束了Sturtian冰期。

4.4 扬子板块大塘坡早期古气候与古生产力的关系探讨

但需要指出的是,黔、湘、鄂、渝毗邻区大塘坡组下部均发育含锰碳质页岩,一般情况下富有机质沉积需要较高的古生产力提供物质基础。 本研究显示大塘坡早期扬子板块气候寒冷,似乎与能产生较高生产力的气候条件并不匹配,说明大塘坡组含锰岩系中的有机质可能并不是直接来源于当时浮游生物的原始生产力。 杨瑞东等(2002)对贵州松桃地区大塘坡组微体藻类化石数量进行了研究,发现大塘坡组下部含锰岩系(菱锰矿和碳质页岩)样品中微体藻类化石数量(0～54 个)远低于其上部灰色及灰白色泥岩、粉砂岩(201 ～690 个),表明大塘坡早期古生产力较低,当时虽然海冰已消融,但寒冷的气候条件并不利于生物的生存,之后随着古气候恢复温暖湿润,古生产力迅速提高,松桃地区大塘坡组含锰岩系之上的相对浅色泥岩、粉砂岩中微体化石数量明显增多,这很好印证了本研究大塘坡期古气候演化过程。

大塘坡早期沉积的大量有机质可能来源于南华盆地深部。 Peng Xi 等(2019)对南华盆地不同水深大塘坡组的有机碳同位素比值进行了连续的高分辨率研究,发现南华盆地浅水剖面(贵州松桃和湖南民乐)存在明显的δ13Corg偏移(6‰ ～ 8‰),而深水剖面(湖南湘潭)δ13Corg基本无变化(±1‰),这种δ13Corg空间分布的差异性证实在大塘坡期南华盆地的深水区域存在一个巨大的有机碳库,研究区大塘坡组下部的富有机质沉积应该主要来源于古城期海冰消融引起的海侵。 虽然研究区大塘坡早期处于浅海环境,但可能当时古海水氧逸度相对较低(张飞飞,2014)、加之古气候寒冷,为有机质保存提供了有利条件。 大塘坡中期古气候恢复温暖湿润后微体藻类迅速发展,但大塘坡组中上部有机质含量却明显低于下段(Peng Xi et al.,2019),其原因可能与大塘坡中期的大气增氧事件有关(张飞飞,2014)。

湖北长阳和贵州松桃大塘坡组黄铁矿的硫同位素和铁同位素研究结果表明,南华纪间冰期古海洋具有逐步氧化的演化趋势,并且在大塘坡中期大气可能存在一次明显的增氧事件,甚至导致了深海氧化(张飞飞,2014)。 随着海洋中的有机碳快速氧化,释放了大量二氧化碳,导致大气升温,陆地风化作用也显著增强,大塘坡中晚期CIA持续升高,大塘坡组上段有机碳含量明显降低,可能正是由于海洋中的有机碳库被进一步被氧化,形成了海洋氧化的正反馈作用机制,使得大气和海洋中的氧含量进一步增加。

本研究发现,扬子板块Sturtian 与Marinoan 冰期的间冰期古气候并非一直处于暖湿状态,近期有学者研究了贵州松桃地区Marinoan 冰期薄层白云岩地球化学特征,发现该区Marinoan 冰期存在开放水体(沈洪娟等,2020),说明扬子板块南华纪冰期和间冰期均存在气候的冷暖波动。 总之,扬子板块南华纪古气候的演化涉及岩石圈、水圈、大气圈和生物圈这四个密不可分的圈层的相互作用,但它们具体的耦合关系还需要长期的研究和探索。

5 结论

(1)本文通过对鄂西走马地区ZK701 钻孔南华系大塘坡组岩芯样品CIA、CIW、K/Na、Mg/Ca、Rb/Sr等古气候代用指标的研究表明,扬子板块古陆区南华纪大塘坡间冰期早期气候寒冷干燥,与古城冰期接近,中晚期气候逐渐恢复温暖湿润。

(2)对ZK701 钻孔大塘坡组下部凝灰岩开展了LA-ICP-MS 锆石U-Pb 同位素测年,获得了658.1±2.6 Ma(MSWD=1.5,n=28)的206Pb/238U 加权平均年龄。

(3)扬子板块南华纪大塘坡期古气候完全转暖时间约为658 Ma,大塘坡间冰期早期(663 ～658 Ma)可能属于Sturtian 冰期末期。 扬子板块南华纪冰期—间冰期的转换可能受控于这一特殊时期岩石圈、水圈、大气圈和生物圈的相关关系。

致谢:诚挚感谢成都地质矿产研究所汪正江教授级高工及另外一位匿名审稿人给本文提出的宝贵意见。