湖南慈利溪口剖面埃迪卡拉系陡山沱组碳酸盐岩微量元素特征及其古环境意义

危凯, 李旭兵, 刘安, 李继涛, 白云山, 周鹏, 陈孝红. (2015)湖南慈利溪口剖面埃迪卡拉系陡山沱组碳酸盐岩微量元素特征及其古环境意义[J]. 古地理学报, 17(3): 297-308
Wei Kai, Li Xubing, Liu An, Li Jitao, Bai Yunshan, Zhou Peng, Chen Xiaohong. (2015)Trace element characteristics of carbonate rocks from the Ediacaran Doushantuo Formation of Xikou section, Cili County, Hunan Province and its palaeoenvironmental significance[J]. Journal Of Palaeogeography, 17(3): 297-308. DOI:10.7605/gdlxb.2015.03.025 复制到剪切板

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危凯, 李旭兵, 刘安, 李继涛, 白云山, 周鹏, 陈孝红

武汉地质矿产研究所,湖北武汉 430205

第一作者简介危凯,男,1983年生,博士,武汉地质矿产研究所助理研究员,研究方向为沉积地球化学。通讯地址:武汉市东湖高新技术开发区光谷大道69号;邮编:430205;E-mail: kaiwei1983@163.com。

收稿日期:2014-03-31

基金:中国地质调查局项目(编号:1212011120968, 1212011121103和12120114005601)资助

摘要

以湖南慈利溪口埃迪卡拉系陡山沱组剖面为研究对象,分析了64件碳酸盐岩样品的微量元素以及稀土元素特征。结果表明,利用U/Th、Ce异常和Ca/Mg等多种指标识别出的陡山沱期古氧化还原环境与层序地层学的研究结果基本一致,说明碳酸盐岩的这3个指标在重建埃迪卡拉纪古海洋环境的研究中具有一定的适用性。稀土元素配分模式在陡山沱组底部和中部均发生了明显的由典型淡水模式向典型古海水模式的转变,很可能指示了在Marinoan冰期和Gaskier冰期结束之后,大量的间冰期冰融淡水注入海洋并逐步被古海水取代。较高的Eu异常值以及前人在溪口剖面发现的多期古地震证据可能暗示了海底热液活动几乎贯穿于整个埃迪卡拉纪陡山沱期,且具有早期剧烈、晚期逐渐趋于平缓的特征。多期次的海底热液活动为古海洋提供了重要的磷质来源,对埃迪卡拉纪生物的出现与繁盛具有重要的意义。

关键词: 陡山沱组; 碳酸盐岩; 微量元素; 古环境; 慈利; 溪口; 湖南

中图分类号:P588.24⁺5 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2015)03-0297-12

Trace element characteristics of carbonate rocks from the Ediacaran Doushantuo Formation of Xikou section, Cili County, Hunan Province and its palaeoenvironmental significance

Wei Kai, Li Xubing, Liu An, Li Jitao, Bai Yunshan, Zhou Peng, Chen Xiaohong

Wuhan Insitute of Geology and Mineral Resources,Wuhan 430205,Hubei

About the first author Wei Kai,born in 1983,is a research assistant with a Ph.D. degree in Wuhan Institute of Geology and Mineral Resources. He is currently engaged in sedimentary geochemistry. Address:Guanggu Road 69,East Lake High-tech Development District,Wuhan 430205,Hubei Province. E-mail: kaiwei1983@163.com.

Abstract

Trace element and rare earth element(REE)of 64 carbonate rock samples from the Ediacaran Doushantuo Formation of Xikou section,Cili County,Hunan Province are analyzed. Palaeoredox indicated by the combination of U/Th,Ce anomalies and Ca/Mg is in accordance with that by sequence stratigraphic studies,suggesting that the three proxies in carbonates are applicable in reconstructing palaeoredox environment of the Ediacaran. In the bottom and middle of Doushantuo Formation,the REE distributional pattern changes from typical fresh water to typical sea water,probably indicating the injecting of deglacial meltwater and thus being replaced by normal sea water during the post-Marinoan and post-Gaskier period. The strong Eu anomalies,relatively higher Eu value as well as the seismites discovered in Xikou section by previous research may suggest that the hydrothermal activity probably occurs during the whole Doushantuo Age,being strong in the early and then weakened in the late stage. The hydrothermal activity may be of great significance to the appearance and the bloom of Ediacaran biota because of the important phosphorus supply.

Key words: Doushantuo Formation; carbonate; trace element; palaeoenvironment; Cili; Xikou; Hunan

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1 概述

沉积物中的环境敏感元素能够记录地质历史时期古海洋海水成分的信息, 许多微量金属元素(包括稀土元素)指标已被广泛地应用于泥页岩等碎屑岩系(Lyons et al., 2003; Algeo, 2004; Rimmer et al., 2004; 杜远生等, 2007; 严德天等, 2009; 王立社等, 2010)。由于受到诸多条件的限制, 过去很少有研究将其应用于碳酸盐岩系。近年来, 越来越多的研究认为, 由于这些环境敏感元素在不同岩性中的富集机制是相同的, 因此应当可以在碳酸盐岩系中推广应用(Dolenec et al., 2001; Sarkar et al., 2003; Nothdurft et al., 2004; Dolenec, 2005; Font et al., 2006; Guo et al., 2007; Schroeder and Grotzinger, 2007; Frimmel, 2009; Meyer et al., 2012)。在新元古代晚期, 扬子地台周边转变为被动大陆边缘, 有利的条件使得埃迪卡拉系碳酸盐岩在扬子地台广泛沉积(Jiang et al., 2006; Zhou and Xiao, 2007)。继南沱冰期之后的埃迪卡拉纪陡山沱期是全球环境和生物演化的重要转折时期, 地球在这一时期经历了海洋氧化事件和成磷事件, 以翁安生物群和庙河生物群等为代表的埃迪卡拉型生物迅速分异, 尔后很快从海洋中消失。因此, 研究这一时期的古海洋环境变化对揭示多细胞生物起源和发展具有重要的意义。那么, 这些在埃迪卡拉纪沉积的碳酸盐岩中的微量元素是否能够有效地记录古海洋环境变化以及各种地质事件的信息呢?作者将以较为完整的湖南慈利溪口地区的埃迪卡拉系陡山沱组剖面为研究对象, 分析碳酸盐岩中微量元素和稀土元素的变化特征, 探讨其对陡山沱期古海洋环境变化、冰期事件以及热液活动的指示意义, 同时为微量元素在碳酸盐岩系古环境研究中的推广应用提供依据。

2 区域地质概况

南沱冰期冰川消融之后, 扬子地区发生了大规模的海侵, 构成了上扬子(云贵川)台地、鄂西— 湘北台地和下扬子的开(化)临(安)台地以及巢(湖)宁(南京)缓坡北东— 南西向展布的古地理构造格局(夏文杰等, 1994)。在陡山沱期, 湖南慈利溪口地区为开阔台地相沉积, 毗邻台缘斜坡和台缘浅滩(图 1)。

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	图1 埃迪卡拉纪陡山沱期溪口剖面古地理位置(据李旭兵等, 2013; 略有修改)Fig.1 Palaeogeographic position of Xikou section during the Ediacaran Doushantuo Age(modified from Li et al., 2013)

溪口陡山沱组剖面的底部为南华系冰碛岩之上的“ 盖帽白云岩” , 中部由黑色— 深灰色薄层泥质灰岩、碳泥质白云岩和黑色碳质页岩组成, 水平纹理发育, 上部以含磷泥晶灰岩为主; 顶部为含硅质条带或结核的泥岩和泥质白云岩。整个陡山沱组可构成一个完整的二级层序, 底部的“ 盖帽白云岩” 为海侵体系域(TST),

其上富有机质的灰黑色碳泥质白云岩和硅质泥岩, 自下而上所夹的增多变厚的白云岩层, 分别构成二级层序的凝缩段(CS)与高水位体系域(HST)。陡山沱组内部又可细分为 3个三级层序(SQ1— SQ3)(图2)。其中, SQ1相当于陡山沱组一段至二段沉积。南沱冰期之后的超覆不整合面为层序界面, 盖帽白云岩上部发育具暴露标志(帐篷构造)的硅化岩层构成该层序的低水位体系域(LST), 之后开始大规模的海侵, 岩层自下而上碳质含量逐渐增加, 白云质含量逐渐减少, 构成该层序的海侵体系域(TST)。高位体系域(HST)不甚发育, 以泥质白云岩、磷质灰岩为特征, 总体看来, SQ1层序具有缓慢海侵、快速海退的特点。SQ2相当于陡山沱组三段。底部的中— 厚层状含磷质灰岩、泥质灰岩及深灰色中层状夹薄层状微晶灰岩构成海侵体系域(TST)。该层序的高位体系域(HST)由深灰色薄层状夹中层状微晶白云岩组成, 具有弱退积序列的特点。SQ3相当于陡山沱组四段至灯影组一段(蛤蟆井段), 层序界面亦即岩性转换面。该层序的海侵体系域(TST)由中— 薄层状微晶含磷质灰岩、黑色薄层状含碳质钙质泥岩及薄层状灰黑色泥质灰岩组成。岩层自下而上碳质、泥质含量增高。中上部碳质页岩与钙质泥岩的大量出现为该三级层序最大海泛期(MFS)沉积。高位体系域(HST)发育退积序列较明显的岩石组合, 以陡山陀组四段的微晶灰岩、含云灰岩和灯影组底部的中— 厚层状粉晶白云岩为岩石组合类型, 自下而上单层厚度增加趋势明显。

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	图2 溪口剖面陡山沱组U/Th值、 $\begin{matrix} Ce / C {e^{}}_{PAAS} \end{matrix}$ 值、Ca/Mg值以及Eu/E $\begin{matrix} u_{PAAS}^{} \end{matrix}$ 值的纵向变化图Fig.2 Vertical variation of U/Th, $\begin{matrix} Ce / C {e^{}}_{PAAS} \end{matrix}$ , Ca/Mg and Eu/E $\begin{matrix} u_{PAAS}^{} \end{matrix}$ values in the Doushantuo Formation, Xikou section

3 样品采集与分析方法

从陡山沱组底部的盖帽白云岩至四段中上部向上依次采取碳酸盐岩样品, 采样间距为1~4 m, 共采集样品64个。其中二段中下部和四段中上部因掩盖而未采集样品。采样过程中避免了有方解石脉充填或遭受明显风化的碳酸盐岩。样品在室内经过粗碎、筛选后, 研磨至粉末(< 200目)并在105 ℃下烘干。主量、微量及稀土元素的分析测试在国土资源部中南矿产资源监督检测中心完成。CaO、MgO、TiO₂和P₂O₅等氧化物含量采用玻璃熔片法在X射线荧光光谱仪(AXIOS)上测定, 分析精度优于6%。Ni、Sr、V、U和Th等微量元素以及La、Ce等15种稀土元素含量在电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS-X Series Ⅱ )上测定。微量元素的分析精度优于5%, 稀土元素除Tb、Dy、Ho、Tm和Lu的分析精度优于10%以外, 其他分析精度均优于4%。64个碳酸盐岩样品的主量元素、微量元素和稀土元素分析结果分别见表1和表2。

表1 溪口剖面陡山沱组碳酸盐岩样品主量元素和微量元素分析结果 Table1 Analytical results of major elements and trace elements of carbonate samples from the Doushantuo Formation, Xikou section

样品编号	岩性	Al	Ca	Mg	Ti	P	Ni	Sr	V	U	Th
		/10^-2	/10^-2	/10^-2	/10^-2	/10^-2	/10^-6	/10^-6	/10^-6	/10^-6	/10^-6
CXZd-1	白云岩	0.43	25.11	4.48	0.04	0.10	6.72	755	176.0	11.40	0.99
CXZd-2	白云岩	0.34	17.19	8.01	0.04	0.24	6.34	657	154.0	5.80	0.66
CXZd-3	泥质白云岩	1.33	11.40	8.99	0.36	0.39	15.70	730	36.0	0.61	1.97
CXZd-4	泥质白云岩	1.69	9.76	8.89	0.40	0.33	22.60	846	47.0	0.70	2.36
CXZd-5	泥质白云岩	2.27	2.71	8.82	0.62	0.04	31.70	78.8	80.5	0.83	5.78
CXZd-6	泥质白云岩	0.99	11.21	8.32	0.19	0.20	15.80	750	20.8	0.44	1.11
CXZd-7	泥质白云岩	0.95	13.14	10.06	0.17	0.13	15.00	718	20.9	0.41	1.06
CXZd-8	泥质白云岩	0.97	14.59	10.44	0.14	0.15	10.30	880	15.1	0.33	0.77
CXZd-9	泥质白云岩	0.47	18.06	8.80	0.06	0.17	7.62	1080	10.4	0.22	0.38
CXZd-10	泥质白云岩	1.37	11.79	10.48	0.26	0.14	17.10	857	32.5	0.61	1.54
CXZd-11	泥质白云岩	1.39	11.89	9.62	0.25	0.16	15.90	820	29.4	0.52	1.39
CXZd-12	泥质白云岩	1.18	11.98	11.03	0.19	0.19	12.00	832	22.8	0.40	0.98
CXZd-13	泥质白云岩	0.87	13.81	9.92	0.13	0.30	8.30	698	16.8	0.53	0.66
CXZd-14	泥质白云岩	0.35	15.75	9.21	0.06	0.28	9.90	927	11.8	0.98	0.51
CXZd-15	泥质白云岩	0.51	15.94	11.48	0.08	0.10	6.82	882	10.5	0.27	0.50
CXZd-16	微晶灰岩	0.44	18.26	8.46	0.06	0.11	5.25	972	9.89	0.56	0.50
CXZd-17	微晶灰岩	0.22	20.48	8.80	0.06	0.05	4.47	1230	6.16	0.47	0.30
CXZd-18	泥质白云岩	0.55	15.84	11.27	0.08	0.09	5.63	859	13.70	0.28	0.54
CXZd-19	泥质白云岩	0.84	15.84	10.32	0.12	0.45	10.80	890	17.40	0.69	0.97
CXZd-20	白云质泥岩	0.81	16.81	11.22	0.10	0.19	8.04	945	13.40	0.48	0.77
CXZd-21	白云质泥岩	0.71	17.29	11.12	0.10	0.23	7.56	763	12.90	0.36	0.58
CXZd-22	泥质白云岩	0.22	16.61	10.08	0.04	0.03	6.07	966	7.35	0.25	0.24
CXZd-23	含磷质灰岩	0.01	6.57	3.31	0.01	0.14	6.02	346	3.78	0.58	0.12
CXZd-24	含磷质灰岩	0.43	25.21	7.07	0.06	0.02	6.18	1090	9.86	0.55	0.40
CXZd-25	泥质白云岩	0.50	12.56	9.95	0.11	0.05	6.70	948	13.20	0.23	0.56
CXZd-26	泥质白云岩	0.55	15.94	11.35	0.07	0.08	5.48	765	12.00	0.26	0.46
CXZd-27	微晶灰岩	0.10	34.59	3.00	0.01	0.04	3.03	1010	3.11	0.61	< 0.1
CXZd-28	微晶灰岩	0.37	31.01	3.97	0.06	0.06	4.61	1920	6.97	0.69	0.23
CXZd-29	微晶灰岩	0.44	23.57	7.00	0.05	0.09	8.22	1140	10.20	0.44	0.48
CXZd-30	微晶灰岩	0.23	31.98	5.30	0.05	0.07	3.30	1830	4.25	0.48	0.21
CXZd-31	微晶灰岩	0.17	30.91	3.89	0.04	0.06	3.83	1650	4.73	0.43	0.15
CXZd-32	微晶灰岩	0.45	25.11	8.72	0.06	0.04	5.73	1600	10.10	0.46	0.40
CXZd-33	微晶灰岩	0.30	26.47	6.64	0.06	0.03	3.76	1520	5.98	0.41	0.25
CXZd-34	微晶灰岩	0.22	33.14	4.14	0.02	0.04	5.20	1270	4.38	0.44	0.17
CXZd-35	微晶灰岩	0.38	24.73	8.23	0.07	0.03	6.02	1460	8.88	0.41	0.31
CXZd-36	微晶灰岩	0.43	24.54	7.04	0.06	0.04	5.44	1300	9.43	0.52	0.33
CXZd-37	微晶灰岩	0.17	32.65	2.98	0.02	0.01	2.90	2050	3.01	0.51	0.14
CXZd-38	微晶灰岩	0.14	22.22	8.02	0.02	0.04	3.27	1140	5.93	0.71	0.24
CXZd-39	微晶灰岩	0.10	29.76	4.60	0.01	0.07	4.32	1540	4.52	0.34	0.10
CXZd-40	微晶灰岩	0.15	28.59	6.09	0.03	0.09	3.16	1540	4.20	0.49	< 0.1
CXZd-41	微晶灰岩	0.13	32.94	3.13	0.02	0.06	1.58	1790	3.12	0.44	< 0.1
CXZd-42	微晶灰岩	0.14	29.66	4.99	0.01	0.06	4.03	1380	2.49	0.52	< 0.1
CXZd-43	微晶灰岩	0.24	22.61	9.04	0.05	0.07	4.98	1230	6.21	0.41	0.25
CXZd-44	微晶灰岩	0.18	28.59	5.16	0.01	0.07	4.74	1060	4.36	0.45	0.16
CXZd-45	微晶灰岩	0.31	26.76	6.54	0.05	0.10	4.20	1080	5.21	0.54	0.20
CXZd-46	微晶灰岩	0.21	33.43	3.26	0.03	0.07	3.85	2040	4.18	0.48	0.14
CXZd-47	微晶灰岩	0.27	20.39	9.79	0.05	0.08	3.89	1010	7.12	0.49	0.35
CXZd-48	微晶灰岩	0.37	24.06	5.98	0.07	0.19	5.41	1520	8.24	0.68	0.54
CXZd-49	微晶灰岩	0.49	20.58	6.89	0.05	0.15	8.57	1120	11.2	0.87	0.76
CXZd-50	微晶灰岩	0.58	20.96	7.98	0.08	0.18	7.63	1210	11.6	0.70	0.69
CXZd-51	微晶灰岩	0.76	18.06	10.72	0.10	0.08	9.59	1200	13.0	0.53	0.67
CXZd-52	微晶灰岩	0.40	22.80	8.80	0.07	0.06	6.03	1170	8.19	0.57	0.35
CXZd-53	微晶灰岩	0.33	30.81	4.68	0.05	0.08	4.01	2130	6.62	0.70	0.23
CXZd-54	微晶白云岩	0.19	18.26	11.67	0.01	0.01	3.92	942	3.32	0.18	0.16
CXZd-55	微晶白云岩	0.43	16.42	11.26	0.07	0.04	6.18	809	10.3	0.41	0.45
CXZd-56	微晶灰岩	0.41	19.13	9.81	0.08	0.07	6.07	846	9.47	0.63	0.51
CXZd-57	含磷质灰岩	0.11	33.71	2.80	0.01	0.04	3.06	1240	2.29	0.51	< 0.1
CXZd-58	泥质灰岩	0.24	19.61	11.11	0.04	0.10	5.94	803	7.81	0.63	0.40
CXZd-59	泥质白云岩	0.48	17.49	10.84	0.05	0.10	6.74	851	9.42	0.61	0.50
CXZd-60	泥质白云岩	0.82	13.81	9.52	0.10	0.10	7.05	784	17.2	0.74	0.80
CXZd-61	微晶灰岩	0.05	36.32	2.08	0.01	0.02	2.79	1010	1.25	0.64	< 0.1
CXZd-62	微晶灰岩	0.16	29.27	5.24	0.04	0.08	4.26	554	5.18	0.50	0.18
CXZd-63	微晶灰岩	0.19	22.51	9.50	0.02	0.00	4.27	570	5.07	0.53	0.23
CXZd-64	微晶灰岩	0.12	28.89	4.25	0.01	0.04	3.54	618	3.24	0.46	0.14

表2 溪口剖面陡山沱组碳酸盐岩样品稀土元素分析结果 Table2 Analytical results of REEs of carbonate samples from the Doushantuo Formation, Xikou section

样品号	岩性	La	Ce	Pr	Nd	Sm	Eu	Gd	Tb	Dy	Y	Ho	Er	Tm	Yb	Lu	$\begin{matrix} Ce / C {e^{*}}_{PAAS} \end{matrix}$	Eu/E $\begin{matrix} u_{PAAS}^{*} \end{matrix}$
		/10^-6	/10^-6	/10^-6	/10^-6	/10^-6	/10^-6	/10^-6	/10^-6	/10^-6	/10^-6	/10^-6	/10^-6	/10^-6	/10^-6	/10^-6
CXZd-1	白云岩	12.40	19.10	2.49	9.99	2.14	0.60	2.46	0.40	2.55	20.00	0.54	1.52	0.25	1.44	0.20	0.79	1.23
CXZd-2	白云岩	15.00	25.60	2.89	12.60	2.82	0.85	3.32	0.54	3.34	25.30	0.71	1.83	0.27	1.38	0.17	0.85	1.54
CXZd-3	泥质白云岩	11.90	19.60	2.76	10.70	2.31	1.22	2.12	0.35	2.09	11.30	0.41	1.07	0.17	1.13	0.16	0.79	2.60
CXZd-4	泥质白云岩	15.50	30.10	4.28	17.00	3.50	0.96	3.20	0.52	2.88	14.00	0.54	1.36	0.22	1.32	0.19	0.85	1.35
CXZd-5	泥质白云岩	26.50	47.90	6.97	25.20	4.99	0.78	4.04	0.68	3.75	14.50	0.67	1.79	0.30	2.05	0.28	0.81	0.82
CXZd-6	泥质白云岩	7.98	14.90	2.11	8.35	1.79	0.74	1.61	0.26	1.50	7.29	0.29	0.69	0.11	0.69	0.09	0.84	2.05
CXZd-7	泥质白云岩	5.88	10.80	1.48	5.79	1.20	0.47	1.14	0.19	1.13	5.83	0.22	0.59	0.09	0.57	0.09	0.84	1.89
CXZd-8	泥质白云岩	5.96	10.50	1.52	5.88	1.21	0.46	1.14	0.19	1.10	5.66	0.20	0.53	0.09	0.55	0.08	0.80	1.84
CXZd-9	泥质白云岩	6.64	9.87	1.36	5.08	1.00	0.49	0.94	0.16	0.84	4.62	0.16	0.39	0.06	0.36	0.05	0.76	2.38
CXZd-10	泥质白云岩	9.10	17.40	2.41	9.42	1.98	0.60	1.78	0.30	1.70	8.02	0.32	0.82	0.14	0.84	0.12	0.86	1.50
CXZd-11	泥质白云岩	7.90	14.80	2.05	7.99	1.70	0.54	1.53	0.26	1.51	7.66	0.29	0.78	0.12	0.81	0.10	0.85	1.58
CXZd-12	泥质白云岩	6.53	12.30	1.71	6.76	1.49	0.51	1.39	0.22	1.29	6.37	0.24	0.64	0.11	0.65	0.09	0.85	1.67
CXZd-13	泥质白云岩	6.92	11.90	1.75	7.03	1.42	0.41	1.33	0.21	1.22	6.32	0.22	0.57	0.09	0.52	0.07	0.79	1.40
CXZd-14	泥质白云岩	5.19	7.22	1.36	5.86	1.16	0.40	1.08	0.16	0.90	5.49	0.17	0.44	0.07	0.38	0.05	0.63	1.68
CXZd-15	泥质白云岩	3.31	5.28	0.78	3.10	0.65	0.32	0.59	0.09	0.53	2.91	0.10	0.28	0.05	0.31	0.04	0.76	2.43
CXZd-16	微晶灰岩	3.54	5.49	0.87	3.46	0.68	0.19	0.63	0.11	0.66	4.00	0.13	0.36	0.06	0.36	0.05	0.72	1.37
CXZd-17	微晶灰岩	1.92	2.91	0.44	1.74	0.36	0.19	0.35	0.05	0.33	1.83	0.06	0.17	0.03	0.16	0.03	0.73	2.52
CXZd-18	泥质白云岩	3.78	6.18	0.88	3.42	0.72	0.25	0.65	0.11	0.64	3.70	0.12	0.34	0.06	0.34	0.05	0.78	1.72
CXZd-19	泥质白云岩	5.82	9.52	1.53	6.23	1.28	0.46	1.32	0.22	1.25	7.68	0.24	0.65	0.10	0.62	0.09	0.74	1.67
CXZd-20	白云质泥岩	3.63	6.68	1.00	4.00	0.84	0.29	0.80	0.14	0.77	4.62	0.15	0.42	0.07	0.42	0.06	0.81	1.67
CXZd-21	白云质泥岩	3.41	6.13	0.92	3.82	0.82	0.30	0.80	0.14	0.80	4.67	0.16	0.42	0.07	0.43	0.06	0.80	1.74
CXZd-22	泥质白云岩	1.27	2.54	0.34	1.40	0.32	0.19	0.31	0.05	0.31	1.71	0.06	0.17	0.03	0.19	0.03	0.89	2.84
CXZd-23	含磷质灰岩	0.93	1.36	0.30	1.40	0.34	0.08	0.33	0.05	0.27	1.77	0.05	0.14	0.02	0.11	0.01	0.59	1.14
CXZd-24	含磷质灰岩	3.23	5.18	0.71	2.80	0.55	0.24	0.55	0.09	0.52	3.02	0.10	0.26	0.05	0.26	0.04	0.79	2.05
CXZd-25	泥质白云岩	4.55	8.22	1.14	4.37	0.92	0.33	0.82	0.13	0.72	3.66	0.13	0.33	0.06	0.34	0.05	0.83	1.79
CXZd-26	泥质白云岩	5.21	8.57	1.18	4.58	0.94	0.34	0.84	0.13	0.70	3.60	0.13	0.34	0.06	0.35	0.05	0.80	1.80
CXZd-27	微晶灰岩	1.10	1.45	0.25	1.07	0.20	0.10	0.22	0.03	0.19	1.50	0.04	0.12	0.02	0.10	0.01	0.64	2.16
CXZd-28	微晶灰岩	2.21	3.58	0.56	2.35	0.44	0.17	0.49	0.07	0.40	2.56	0.08	0.21	0.04	0.21	0.03	0.74	1.72
CXZd-29	微晶灰岩	3.81	6.07	0.96	4.01	0.82	0.24	0.75	0.12	0.62	3.52	0.12	0.33	0.05	0.30	0.04	0.73	1.44
CXZd-30	微晶灰岩	1.82	3.04	0.48	2.06	0.43	0.14	0.46	0.07	0.38	2.32	0.07	0.18	0.03	0.16	0.02	0.75	1.48
CXZd-31	微晶灰岩	1.78	2.94	0.42	1.79	0.36	0.12	0.38	0.06	0.34	2.07	0.07	0.17	0.03	0.17	0.02	0.78	1.53
CXZd-32	微晶灰岩	3.04	5.35	0.72	2.80	0.56	0.18	0.54	0.09	0.48	2.65	0.09	0.25	0.04	0.26	0.04	0.83	1.54
CXZd-33	微晶灰岩	1.94	3.28	0.46	1.88	0.36	0.10	0.34	0.06	0.31	1.83	0.06	0.17	0.03	0.16	0.03	0.80	1.35
CXZd-34	微晶灰岩	2.29	3.08	0.48	1.94	0.39	0.14	0.38	0.05	0.30	1.68	0.05	0.15	0.02	0.14	0.02	0.68	1.71
CXZd-35	微晶灰岩	3.34	5.76	0.74	2.83	0.54	0.16	0.55	0.08	0.49	2.62	0.09	0.24	0.04	0.22	0.03	0.85	1.38
CXZd-36	微晶灰岩	2.44	4.23	0.61	2.44	0.49	0.12	0.48	0.08	0.47	2.70	0.09	0.25	0.04	0.26	0.04	0.80	1.17
CXZd-37	微晶灰岩	1.43	1.96	0.36	1.52	0.34	0.09	0.32	0.05	0.24	1.57	0.05	0.12	0.02	0.12	0.01	0.63	1.33
CXZd-38	微晶灰岩	2.36	2.87	0.66	2.97	0.58	0.12	0.55	0.08	0.40	2.36	0.07	0.19	0.03	0.17	0.03	0.53	1.00
CXZd-39	微晶灰岩	1.08	1.46	0.26	1.08	0.24	0.07	0.22	0.03	0.18	1.25	0.04	0.09	0.02	0.09	0.01	0.64	1.52
CXZd-40	微晶灰岩	1.03	1.45	0.29	1.26	0.28	0.08	0.28	0.04	0.24	1.72	0.05	0.12	0.02	0.10	0.01	0.61	1.28
CXZd-41	微晶灰岩	0.77	1.06	0.20	0.93	0.21	0.05	0.21	0.03	0.20	1.51	0.04	0.11	0.02	0.09	0.01	0.62	1.17
CXZd-42	微晶灰岩	1.00	1.26	0.27	1.23	0.29	0.07	0.29	0.04	0.23	1.67	0.05	0.12	0.02	0.09	0.01	0.56	1.06
CXZd-43	微晶灰岩	2.07	2.98	0.55	2.31	0.54	0.15	0.51	0.08	0.45	2.87	0.09	0.21	0.03	0.21	0.03	0.64	1.35
CXZd-44	微晶灰岩	2.43	2.75	0.55	2.30	0.46	0.14	0.46	0.07	0.39	2.49	0.07	0.18	0.03	0.14	0.02	0.55	1.43
CXZd-45	微晶灰岩	2.72	3.59	0.77	3.31	0.72	0.16	0.72	0.11	0.58	3.71	0.11	0.27	0.04	0.24	0.04	0.57	1.05
CXZd-46	微晶灰岩	1.52	2.21	0.44	1.88	0.44	0.22	0.40	0.06	0.35	2.50	0.07	0.20	0.03	0.15	0.02	0.62	2.47
CXZd-47	微晶灰岩	2.34	3.61	0.60	2.45	0.48	0.14	0.46	0.07	0.38	2.42	0.07	0.21	0.03	0.19	0.03	0.70	1.40
CXZd-48	微晶灰岩	3.80	5.61	1.01	4.23	0.86	0.21	0.79	0.12	0.66	4.20	0.13	0.35	0.05	0.30	0.05	0.66	1.20
CXZd-49	微晶灰岩	4.14	6.58	1.17	5.08	1.07	0.24	0.90	0.14	0.76	4.64	0.15	0.40	0.06	0.40	0.06	0.69	1.15
CXZd-50	微晶灰岩	4.98	7.45	1.30	5.48	1.05	0.25	0.96	0.14	0.83	5.12	0.16	0.43	0.07	0.42	0.06	0.68	1.17
CXZd-51	微晶灰岩	3.26	6.17	0.86	3.37	0.73	0.19	0.71	0.11	0.66	3.56	0.13	0.34	0.06	0.35	0.05	0.85	1.24
CXZd-52	微晶灰岩	2.08	3.69	0.55	2.18	0.44	0.11	0.41	0.07	0.34	2.05	0.07	0.18	0.03	0.19	0.03	0.80	1.22
CXZd-53	微晶灰岩	2.19	3.53	0.59	2.45	0.45	0.10	0.44	0.07	0.37	2.31	0.07	0.20	0.03	0.19	0.03	0.72	1.06
CXZd-54	微晶白云岩	1.26	2.02	0.31	1.24	0.24	0.07	0.23	0.04	0.20	1.19	0.04	0.10	0.02	0.10	0.02	0.75	1.36
CXZd-55	微晶白云岩	2.43	4.29	0.62	2.61	0.52	0.13	0.52	0.08	0.45	2.67	0.09	0.27	0.05	0.28	0.04	0.81	1.18
CXZd-56	微晶灰岩	3.63	5.45	0.97	4.05	0.82	0.19	0.75	0.12	0.66	4.08	0.12	0.34	0.06	0.33	0.05	0.67	1.14
CXZd-57	含磷质灰岩	0.87	1.10	0.25	1.18	0.25	0.08	0.24	0.04	0.21	1.53	0.04	0.11	0.02	0.08	0.01	0.54	1.46
CXZd-58	泥质灰岩	3.45	5.04	0.97	4.45	0.84	0.18	0.78	0.11	0.62	3.94	0.12	0.31	0.05	0.26	0.04	0.64	1.05
CXZd-59	泥质白云岩	3.44	5.76	0.92	3.92	0.81	0.22	0.77	0.12	0.65	3.83	0.14	0.35	0.06	0.34	0.05	0.75	1.31
CXZd-60	泥质白云岩	5.20	8.60	1.30	5.18	1.03	0.28	1.00	0.16	0.89	5.07	0.18	0.45	0.08	0.48	0.07	0.76	1.30
CXZd-61	微晶灰岩	0.98	1.32	0.29	1.30	0.28	0.06	0.30	0.04	0.22	1.66	0.05	0.12	0.02	0.10	0.01	0.57	1.01
CXZd-62	微晶灰岩	1.84	2.86	0.51	2.22	0.43	0.11	0.43	0.06	0.36	2.40	0.07	0.18	0.03	0.16	0.02	0.68	1.20
CXZd-63	微晶灰岩	2.26	3.43	0.62	2.75	0.57	0.13	0.53	0.08	0.40	2.69	0.08	0.22	0.03	0.18	0.03	0.67	1.11
CXZd-64	微晶灰岩	0.86	1.29	0.25	1.11	0.20	0.06	0.24	0.04	0.18	1.25	0.04	0.10	0.02	0.08	0.01	0.64	1.29

表2 溪口剖面陡山沱组碳酸盐岩样品稀土元素分析结果 Table2 Analytical results of REEs of carbonate samples from the Doushantuo Formation, Xikou section

4 结果与讨论

4.1 古氧化还原环境

微量元素U、V和Mo等在海水中具有多种价态, 其沉积时受氧化/还原环境影响显著, 因而可作为重建古海洋氧化还原环境的理想指标(Tribovillard et al., 2006; 常华进等, 2009)。但由于碳酸盐岩中微量元素含量相对较低, 容易受到碎屑物质的干扰, 因此在应用前需要检验这些氧化还原敏感元素是否受陆源碎屑的控制。Th和Al 等元素主要来自陆源风化物, 且在次生作用中不易迁移, 常被用于指示陆源输入通量, 因此非常适合用于进行陆源碎屑检验(Tribovillard et al., 2006)。作者将U、V分别与Th和Al做相关性分析(图 3), 结果显示U与Th或Al之间无明显相关性(相关系数R²分别为0.006和0.001), 说明U含量不受陆源碎屑的控制。然而, V与Th或Al之间呈现较好的正相关性(相关系数R²分别为0.200和0.120), 说明V含量主要受陆源碎屑的控制, 不适合用于分析古沉积环境。因此选择氧化还原敏感元素U作为研究对象。为了进一步扣除陆源碎屑的影响, U含量还需要经过Th标准化(Spangenberg et al., 2013), 结果用U/Th值表示。根据前人的研究, 高的U/Th值(> 1.25)往往指示缺氧环境, 低的U/Th值(< 0.75)往往指示氧化环境(Jones and Manning, 1994)。

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	图3 U、V含量与Th、Al含量之间的相关性分析Fig.3 Correlation analysis between content of U and V and content of Th and Al

稀土元素Ce的异常也是判别氧化还原环境的常用指标之一。Ce异常忠实记录了水体的氧化还原状况, 而且在随后的埋藏和成岩过程中也得以保存(Wright et al., 1987)。在氧化条件下, 海水中的Ce³⁺易被氧化成Ce⁴⁺而被铁锰等氧化物胶体吸附, 从而造成海水中Ce亏损而沉积物中Ce富集; 在还原条件下, 随着铁锰等氧化物的溶解, Ce⁴⁺被还原成Ce³⁺释放, 从而造成海水中Ce富集而沉积物中Ce亏损(Wright et al., 1987; 冯洪真等, 2000)。Ce异常的计算按照Taylor 和McClennan(1985)的公式 $\begin{matrix} Ce / C {e^{*}}_{N} \end{matrix}$ =Ce_N/(La_N× Pr_N)^1/2, 下标N表示经后太古代平均页岩或北美平均页岩标准化。Ce异常采用后太古代平均页岩标准化(PAAS)。

由于单个地球化学指标在氧化— 还原环境的判别上往往出现偏差, 因此将用U/Th值、Ca/Mg值和 $\begin{matrix} Ce / C {e^{*}}_{PAAS} \end{matrix}$ 值3种指标进行综合分析。

U/Th值与 $\begin{matrix} Ce / C {e^{*}}_{PAAS} \end{matrix}$ 值的纵向变化曲线见图2。在陡山沱组一段的盖帽白云岩中, 3个极高的U/Th值(11.52、12.90和8.79)可能指示了在南沱冰期之后, 底层海水为强还原环境。这一判断在全球盖帽白云岩的研究中得到一致认同(黄晶等, 2009), 原因可能与间冰期温度上升、大量冰融水沉入海洋底部形成寒冷、缺氧的水体有关。

在盖帽白云岩之上的陡山沱组二段(SQ1层序), 除个别值出现波动外, U/Th值均在小于0.75的范围内, 表明这一时期底层海水以氧化环境为主。而Ca/Mg值持续表现为较小值, 表明以白云岩沉积为主, 某种程度上暗示了这一时期溪口地区为浅水氧化环境。另外, 从U/Th值逐渐增大而 $\begin{matrix} Ce / C {e^{*}}_{PAAS} \end{matrix}$ 值逐渐减小的趋势来看, 其指示底层水体环境从氧化缓慢向缺氧过渡, 这与层序地层学研究得到的“ SQ1层序具有缓慢海侵特征” 的认识是一致的(李旭兵等, 2013)。

在二段和三段界限处, 即SQ2开始时, U/Th值在突然出现一个极高值后表现为逐渐增大, $\begin{matrix} Ce / C {e^{*}}_{PAAS} \end{matrix}$ 值也在一次骤然减小后表现为逐渐减小, 这可能指示了伴随新一轮海侵的开始, 海平面的突然上升导致底层水体迅速变为缺氧环境, 之后随着海侵的深入而逐步转变为稳定的缺氧环境。同时, 此轮海侵也导致了Ca/Mg值出现突然增大并且之后长期保持较高的值, 指示了这一时期以灰岩沉积为主。与SQ2的最大海泛面(MFS)相对应, 底层海水的缺氧状态达到极致, U/Th值和 $\begin{matrix} Ce / C {e^{*}}_{PAAS} \end{matrix}$ 值分别达到最大值和最小值。此后, 从MFS至SQ2结束, 伴随逐步的海退, 底层海水又从缺氧环境逐渐转变为氧化环境, 而U/Th值和 $\begin{matrix} Ce / C {e^{*}}_{PAAS} \end{matrix}$ 值则分别表现为逐渐减小和增大。与此同时, Ca/Mg值的逐渐变小也可能暗示了白云岩逐渐占据主导、水体逐渐变浅的过程。

自SQ3底部开始, U/Th和 $\begin{matrix} Ce / C {e^{*}}_{PAAS} \end{matrix}$ 值分别表现为逐渐增大和减小, 这一现象可能表明, 新一轮海侵的开始之后, 海水逐渐加深, 底层海水再次从氧化状态逐渐转变为缺氧状态。而Ca/Mg值逐渐增大, 则可能暗示了随着海水逐渐加深, 灰岩逐渐占据主导地位。

上述分析表明, U/Th、 $\begin{matrix} Ce / C {e^{*}}_{PAAS} \end{matrix}$ 和Ca/Mg值这3种指标对古海洋氧化还原环境和水深的判别基本一致, 并且能够与层序地层方面的研究较好地吻合。相关性分析的结果显示(图 4), 除盖帽白云岩的4个数据外, 溪口陡山沱组碳酸盐岩U/Th值与 $\begin{matrix} Ce / C {e^{*}}_{PAAS} \end{matrix}$ 值之间表现为良好的负相关关系(R²=0.61), 与Ca/Mg值表现为良好的正相关关系(R²=0.68)。因此认为, 碳酸盐岩的这3种指标在重建古海洋环境的研究中应该具有较好的适用性。Shen 等(2008)在研究了加拿大的Sheepbed组和中国华南陡山沱组岩石的Fe组分和黄铁矿的硫同位素组成后认为, 陡山沱期全球深海水是缺氧的, 但从数据来看, 湖南慈利溪口剖面的陡山沱组二段和三段顶部高水位体系域主要在氧化环境下沉积, 这可能与陡山沱期溪口地区位于水体较浅的开阔台地、毗邻台缘斜坡和台缘浅滩有关。

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	图4 U/Th值和 $\begin{matrix} Ce / C {e^{}}_{PAAS} \end{matrix}$ 值、Ca/Mg值的相关性分析Fig.4* Correlation analysis between U/Th and $\begin{matrix} Ce / C {e^{*}}_{PAAS} \end{matrix}$ values, Ca/Mg values

4.2 冰期事件

溪口陡山沱组碳酸盐岩经页岩标准化后的稀土元素配分曲线主要呈现2种形态(图 5)。第1种主要见于盖帽白云岩及其上覆约10 m的泥质白云岩(M1段)和三段底部层位(G1段), 主要表现为轻微的Ce亏损和Eu富集、无明显REE异常的相对平坦的配分模式。第2种主要见于M2段和G2段地层, 主要表现为轻微的La富集、明显的Ce亏损和轻稀土相对中、重稀土较为亏损的左倾斜模式。通过与前人的研究进行对比, 第1种形态为典型的淡水(如河流水)REE配分模式(Goldstein and Jacobsen, 1988; Lawrence et al., 2006; Garcí a et al., 2007; Frimmel, 2009), 而第2种形态接近于典型的古海水的REE模式(Nozaki and Alibo, 2003)。由于M1段至M2段和G1段至G2段均是在较大规模的海侵之后, 因此可以推测, 这2个时期的REE配分模式转变很可能分别与Marinoan冰期和Gaskier冰期有关。在冰期刚结束后的间冰期之初(M1段和G1段), 温暖的气候导致大量的冰融水(淡水)注入, 并形成了分层的海洋(Hertgan et al., 2006; Shen et al., 2008)。之后, 随着海侵的逐渐增强和深部海水的上涌(M2段和G2段), 海水逐渐混合, 直至冰融淡水被古海水完全取代(黄晶等, 2009)。值得一提的是, 作者对Gaskier冰期与间冰期的这一推断在安徽南部地区也有类似的证据。Zhao等(2009)对与华南陡山沱组对应的蓝田组进行了稀土元素和Sr同位素的分析, 同样发现了REE配分模式的这一形态变化, 并认为与Gaskier之后的间冰期冰融水混入有关, 同时作者认为, 在碳酸盐沉积之前, 埃迪卡拉纪古海洋已经混入了大量的间冰期冰融水。

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	图5 溪口剖面陡山沱组REE配分模式的变化Fig.5 Variation of REE distribution patterns in the Doushantuo Formation of Xikou section

4.3 热液活动

稀土元素中的Eu异常常被用来指示海底热液活动(Murray et al., 1991; Douville et al., 1999; Owen et al., 1999; Guo et al., 2007)。文中的Eu异常按照Taylor 和 McClennan(1985)的公式计算, 即:Eu/E $\begin{matrix} u_{PAAS}^{*} \end{matrix}$ =Eu_PAAS /(Sm_PAAS× Gd_PAAS)^1/2, 下标PAAS表示经后太古代平均页岩标准化。计算结果显示, Eu/E $\begin{matrix} u_{PAAS}^{*} \end{matrix}$ 值介于0.82~2.84之间, 平均值为1.52。除了一个较小值为0.82以外, Eu/E $\begin{matrix} u_{PAAS}^{*} \end{matrix}$ 值均大于1, 整体表现为明显的Eu正异常。从Eu/E $\begin{matrix} u_{PAAS}^{*} \end{matrix}$ 值的纵向变化来看(图 2), 从陡山沱组一段至二段, Eu/E $\begin{matrix} u_{PAAS}^{*} \end{matrix}$ 在较高值范围内震荡, 直至三段下部以后, 才开始逐渐变小, 此后一直维持在较低值范围内。溪口陡山沱组碳酸盐岩中Eu/E $\begin{matrix} u_{PAAS}^{*} \end{matrix}$ 值的这些变化表明, 埃迪卡拉纪古海洋的海底热液活动较为频繁, 几乎贯穿于整个陡山沱期; 早期的热液活动更为剧烈, 晚期则逐渐趋于平缓。

另外, 古地震证据也是热液活动较为直接的证据之一。赵灿等(2012)在溪口陡山沱组剖面不同层位中发现了多处震积岩, 证实了该地区在陡山沱期曾经发生过多周期、强烈的地震构造活动。地震运动将地球内部积累的能量快速释放, 很可能为热液活动和磷质来源提供了一个重要的通道(王约等, 2009), 根据Frimmel(2009)的研究, 若Eu表现为正异常, 表示与含磷的热液活动有关; 若Eu表现为负异常, 则表示与含铁锰氧化物的热液有关。作者对主量元素分析的结果显示, 溪口陡山沱组中磷的相对含量平均值高达0.11%。此外, 在对该剖面的实测中也发现, 大量的磷质结核、磷质条带在陡山沱组二段至四段中广泛存在, 说明溪口地区陡山沱组大量磷质的存在, 很可能与富含磷质的热液活动有着密切的联系。而磷作为无机营养盐, 对埃迪卡拉纪生物的出现与繁盛具有重要的意义。在贵州瓮安地区的研究也表明, 陡山沱期海底的热水喷流活动为瓮安生物群的繁衍提供了营养和能量(郭庆军等, 2003)。

5 结论

1)溪口地区陡山沱组的U/Th、 $\begin{matrix} Ce / C {e^{*}}_{PAAS} \end{matrix}$ 及Ca/Mg值之间存在良好的相关关系, 通过联合利用这3种指标得到的陡山沱期古氧化还原环境和水深变化与层序地层方面的认识能够较好地吻合, 证明了碳酸盐岩的这3种指标在重建埃迪卡拉纪古海洋环境中具有一定的适用性。

2)在Marinoan冰期和Gaskier冰期结束之后, REE配分模式均发生了由无明显分异、相对平坦的形态到La富集、Ce亏损、LREE相对亏损的左倾斜形态的转变, 可能指示了大量的间冰期冰融淡水注入海洋, 之后随着海水逐步混合, 冰融水完全被古海水取代。

3)较高的Eu/E $\begin{matrix} u_{PAAS}^{*} \end{matrix}$ 值以及溪口地区多期震积岩的发现共同表明, 古海洋的海底热液活动几乎贯穿于整个埃迪卡拉纪陡山沱期, 而且早期表现更为强烈, 晚期则逐渐趋于平缓。热液活动为埃迪卡拉纪生物的出现与繁盛提供了重要的磷质来源。

致谢感谢中国地质调查局武汉地质调查中心的王建坡和张保民等助理研究员在野外提供的帮助。感谢中国石油大学(北京)的余新亚在本文修改过程中提供的宝贵建议。

参考文献

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常华进, 储雪蕾, 冯连君, 等. 2009. 氧化还原敏感元素对古海洋沉积环境的指示意义[J]. 地质论评, 55(1): 91-99.

Redox conditions in marine settings controlled the concentrations of redox sensitive trace elements in sediments and sedimentary rocks. Thus, the concentrations of them could be used to reconstruct the paleoredox. Redox sensitive trace elements, U, V and Mo, have fewer origins and (mostly) do not move after deposition and burial, consequently, the sediments and sedimentary rocks retained the primary concentrations of these elements and could reflect the characteristics of the depositional conditions. These confer to U, V and Mo a good value as proxies for paleoredox. In oxic to suboxic conditions, U, V and Mo do not enrich; however, U and V enrich in anoxic and euxinic conditions but Mo just enriches in euxinic settings. Therefore, the combined use of U, V and Mo concentrations may allow us to distinguish the redox conditions. However, we should pay attention to the influences of the degree of depositional environments restriction, diagenesis and postdepositional reoxygenation on the concentrations of these elements. When using redox sensitive trace elements to reconstruct the paleoredox, we must assess sources of trace elements concentrations in the sediments or sedimentary rocks, and eliminate the influence of non hydrogenous sources of trace elements, then use a suite of trace elements to reconstruct paleordox may give credible conclusions.

海洋的氧化还原条件控制着U、V和Mo等氧化还原敏感微量元素在沉积物或沉积岩中的富集程度，所以可以利用沉积物或沉积岩中这些微量元素的含量来重建古海洋的氧化还原状态和沉积环境。海洋沉积物或沉积岩中U、V和Mo的来源少，除了海水提供外，还有陆源碎屑，不过陆源碎屑提供的那部分含量能够被估计。沉积物埋藏之后这些元素（几乎）不发生迁移，保存了沉积时的组成和含量，能较好地反映沉积环境的特征，是古海洋环境的理想指示。在氧化―次氧化的海水环境中U、V和Mo不会富集，缺氧的条件下U和V富集，而在硫化（含溶解的硫化氢）的沉积环境中U、V和Mo在沉积物中都会强烈地富集。利用这种差异，可以根据沉积物或沉积岩中各种微量元素的含量变化来判别沉积时海水的氧化还原状态。但是，必须注意沉积环境的开放与否、成岩作用及重新氧化作用等对微量元素含量的影响。在利用氧化还原敏感元素进行古环境重建时，应首先评估沉积物或沉积岩中特定元素的来源和贡献，剔除非自生部分的影响，然后利用多元素指标综合判别古环境的氧化还原条件，才能获得可靠的结论。

... 常华进等,2009) ...

2007

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... 杜远生等,2007 ...

2000

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... 冯洪真等,2000) ...

2003

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郭庆军, 杨卫东, 刘丛强, 等. 2003. 贵州瓮安生物群和磷矿形成的沉积地球化学研究[J]. 矿物岩石地球化学通报, 22(3): 202-208.

It is revealed the existence of hydrothermal activity in the sediment record based on analyzing paleo-geography bac kground and sedimentary environment at the Weng'an-Fuguan phosphorites deposit of Doushantuo system of the Precambrian-Cambrian transitional period, using the sedimentary and elemental geochemical methodology. The study reveals that the submarine hydrothermal eruption has something to do with the explosion of "Weng'an biota" and the formation of the phosphorites and has played an important role in marine biology blooming and phosphorus transportation, and that the dec omposition of bacterially mediated phosphorous and redox-mediated iron-phospha te cycling may lead to abundant stromatolite which absorbed dissolved phosphate in the anoxic and sub-oxic zones, and which were tran sported in rising sea-fluid then from seabed to the above redox floor to form phosphorite deposit.

运用沉积学和元素地球化学的理论和方法,通过对瓮福磷矿陡山沱组地层古地理背景与沉积环境分析,进一步揭示沉积记录中热水作用的客观存在性.研究认为,上震旦统陡山沱组"瓮安生物群"繁盛及磷块岩富集与海底热水喷流活动存在联系,热水活动在海洋生物的繁盛和海洋磷的运移过程中可能扮演了一个极其重要的角色,在缺氧带和亚氧化带的大量细菌对磷的分解和有影响力的铁-硫酸盐的循环作用下,富集的磷在海底上升洋流作用下,运移到氧化还原界面上富集成矿.

... 在贵州瓮安地区的研究也表明,陡山沱期海底的热水喷流活动为瓮安生物群的繁衍提供了营养和能量(郭庆军等,2003) ...

2009

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黄晶, 储雪蕾, 常华, 等. 2009. 三峡地区埃迪卡拉系陡山沱组帽碳酸盐岩的微量元素和稀土元素研究[J]. 科学通报, 54(22): 3498-3506.

三峡地区九龙湾剖面陡山沱组帽碳酸盐岩中氧化还原敏感元素的含量表现出两期明显的富集, 分别出现在帽碳酸盐岩底界以上0.8 和3.3 m附近, 是由于甲烷的渗漏和氧化造成短暂的还原环境. 帽碳酸盐岩中REE+Y配分呈现3种基本形态, 下部2.45 m内显示淡水环境, 与冰期之后的冰融淡水涌入吻合; 帽碳酸盐岩底界之上2.45 ~ 3.3 m可能因为深部海水的上涌混合, 表现出与古海水相似的形态; 在3.3 m以上受成岩作用的影响, 转变为HREE亏损的“帽型”配分形态. 3个阶段REE+Y配分形态的转变展示了冰期后浅海先是以淡水为主导(且因甲烷渗漏氧化出现短暂缺氧), 随着海进和深部海水上涌、淡水融入大洋盆地及后来浅海浮游(微)生物的繁盛, 造成水/沉积物界面附近又缺氧的过程.

... 这一判断在全球盖帽白云岩的研究中得到一致认同(黄晶等,2009),原因可能与间冰期温度上升、大量冰融水沉入海洋底部形成寒冷、缺氧的水体有关 ...

... 之后,随着海侵的逐渐增强和深部海水的上涌(M2段和G2段),海水逐渐混合,直至冰融淡水被古海水完全取代(黄晶等,2009) ...

2013

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李旭兵, 赵灿, 刘安, 等. 2013. 雪峰山西侧地区陡山沱组层序地层划分及沉积体系展布[J]. 地层学杂志, 37(4): 527-533.

埃迪卡拉系陡山沱组发育的厚层炭质页岩为寻找页岩气的有利层位。根据岩芯观察、野外剖面实测和室内镜下岩石薄片鉴定分析,并结合各种沉积相标志研究,确定研究区陡山沱组主要发育浅水型碳酸盐岩台地沉积,进一步划分为碳酸盐岩台地相、斜坡相及若干亚相。以Vail的层序地层学理论为指导,通过以岩性—岩相转换界面为主的层序界面识别,确定陡山沱组发育3个Ⅲ级层序,每个层序可划分出TST和HST两个沉积体系域。在沉积相和层序地层学分析的基础上,编制了岩相古地理图并对其演化特征进行了分析。不同沉积背景下的烃源岩其有机质特征存在明显的差异性,说明岩相古地理对烃源岩的发育和分布具有重要的控制作用。结合各相带烃源岩物性特征,认为台内盆地相为陡山陀组最有利页岩气勘探地区。

... 的认识是一致的(李旭兵等,2013) ...

2010

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王立社, 侯俊富, 张复新, 等. 2010. 北秦岭庙湾组黑色岩系稀土元素地球化学特征及成因意义[J]. 地球学报, 31(1): 73-82.

The abundances of rare earth elements and some trace elements such as V, Ni, Cr, U and Th of the black rock series from the Miaowan Formation in North Qinling Mountain were measured by using the ICP-MS method. The results show that the black rock series of the Miaowan Formation is usually of the LREE-enriched type, that the samples are characterized by slightly negative or positive Ce anomalies (δCe=0.65~1.02) and distinct positive Eu anomalies (with δEu mostly higher than 1.54), and that the ratios of U/Th display a wide variation range from 0.38 to 4.07, the ratios of w (V) /w (V +Ni)(= 0.38~0.93) are normal, and the ratios of w (Ce)/w (La) (=1.27~2.17) are relatively high. A study of the parameters of REE and trace elements in comparison with the available data and an analysis of the La/Yb-Ce/La and La/Yb- REE diagrams reveal that the black rock series was formed in a dry, anoxic and shallow sea environment belonging to an active continental margin, with the participation of some hydrothermal fluids.

笔者采用等离子质谱仪(ICP-MS)方法对北秦岭大荆区奥陶纪—志留纪庙湾组黑色岩系岩石的稀土元素及V、Ni、Cr、U、Th等微量元素含量进行了测定。结果显示岩石轻稀土元素相对重稀土元素富集, Eu异常值δEu为0.63~10.61(绝多数大于1.54)多呈正异常, Ce异常值δCe为0.65~1.02(平均为0.893) 异常微弱且有正负差异; U/Th值为0.38~4.07, w (V)/w (V +Ni)值为0.38~0.93以及w (Ce)/w (La)值为1.27~2.17。将这些特征值与前人研究成果对比, 并利用La/Yb-Ce/La和La/Yb-REE判别图解判别后, 认为北秦岭区庙湾组黑色岩系形成于活动陆缘一种干燥缺氧较深浅海环境, 黑色岩系形成过程中有热液作用参与。

... 王立社等,2010) ...

2009

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王约, 楚靖岩, 王训练. 2009. 华南震旦系陡山沱组磷质震积岩及其与多细胞生物群相关性初探[J]. 地质论评, 55(5): 620-627.

埃迪卡拉纪(震旦纪)陡山沱期是Rodinia超大陆裂离的重要地质时期,是多细胞生物起源和发展的重要转折时期和磷质聚集时期,也是化学、气候和环境变化的剧烈时期.液化岩脉、液化角砾岩、脉化变形构造、以及阶梯状层内断层等磷质震积岩的发现,表明扬子地区在陡山沱期晚期至少发生过两次以上的地震事件.地震构造运动将地球内部积累能量快速地释放,可能是磷质来源和热水活动一种重要的方式或通道.海水中磷等无机营养盐分的增加,海水温度的升高,有利于多细胞生物的起源和发展,同时多细胞生物的繁盛又有利于磷的聚集. Abstract： The Doushantuo Period of the Ediacaran (Sinian) is not only an important epoch of the origin and development of the mulicellular organisms and the accumulation of phosphates, but also an important epoch of the Rodinia Supercontinent cracking and a tempestuous epoch of the chemical, climatic, and environmental changes. The discovery of the phosphorus seismites, including liquefied vein, liquefied breccia, liquefied deformation structure, and fault-graded, indicate that the earthquake event happened at least two times in the Yangtze area during the late Doushantuoan. The seismotectonism caused the release of energy accumulated within the Earth. It, probably, was a way or a passageway of the phosphorus origin and hydrothermal action to increase the phosphorous inorganic-salt in seawater and to warm seawater. The phosphorous inorganic-salt and warmed seawater were beneficial to the origin and development of mulicellular organisms. In addition, the rich organisms also were helpful to the phosphate accumulation.

... 地震运动将地球内部积累的能量快速释放,很可能为热液活动和磷质来源提供了一个重要的通道(王约等,2009),根据Frimmel(2009)的研究,若Eu表现为正异常,表示与含磷的热液活动有关 ...

1994

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... 南西向展布的古地理构造格局(夏文杰等,1994) ...

2009

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... 严德天等,2009 ...

2012

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赵灿, 李旭兵, 李志宏, 等. 2012. 湖南慈利溪口震旦系陡山沱组震积岩的发现及其地质意义[J]. 沉积学报, 30(6): 1032-1041.

Autochthonous seismites of the Doushantuo Formation have been discovered for the first time in Xikou, Cili County in Hunan Province. Based on the profile measurement, detailed observations and description, combined with the analysis of the tectonic background, many typical seismites soft sedimentary deformation structures have been recognized, such as: faultgraded, liquefied carbonate vein, liquefied breccias, convolute deformation structure, waterescape structur and seismofolds, and so on. The vertical sequence of the seimites is underlying unshocked layer, synsedimentary microtracture (faultgraded), microcorrugated layer, vibrational liquefaction layer, liquefied breccias layer, liquefied homogenization layer and overlying unshocked layer from down to up. The horizon of the seismite shows a good contradistinctive relation in time and space. It suggests that in the Doushantuo Period, strong and frequency seismic activity occurred in study area, the nature and activity of earthquake fault varied with different phases. Tectonic activity which accelerates the organic carbon the oxidation is beneficial to development of organisms and also helpful to the phosphate accumulation. In addition, wellkept paleoseismic records are of great significance to deduce the sedimentary environment.

湘西慈利溪口地区震旦系陡山沱组地层中首次发现碳酸盐岩原地震积岩。笔者通过剖面实测，详细观察和描述，结合构造背景，识别出阶梯状层内断层、液化碳酸盐岩脉、液化角砾岩、负荷构造以及微褶纹理等典型的震积软沉积变形构造的地质记录；震积序列在剖面结构上显示自下而上由下伏未震动层—阶梯状层内断层—微褶皱层—液化碳酸盐岩层—液化角砾岩层—上覆未震动层的渐变过程及震积作用逐渐衰减的趋势。震积岩发育的层位在时空上显示良好的可对比性，反映陡山沱期晚期构造活动强烈，并具备多旋回、多周期的特点。构造的活跃加速了有机碳库的氧化，为该时期多细胞生物的繁盛和大规模的成磷成矿作用奠定了基础；同时保存完好的震积地层记录对推断研究区的古沉积环境也具有重要意义。

2004

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... Algeo,2004 ...

2005

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... Dolenec,2005 ...

2001

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... 近年来,越来越多的研究认为,由于这些环境敏感元素在不同岩性中的富集机制是相同的,因此应当可以在碳酸盐岩系中推广应用(Dolenec et al ...

1999

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... Douville et al ...

2006

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... Font et al ...

2009

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... Frimmel,2009 ...

... Frimmel,2009),而第2种形态接近于典型的古海水的REE模式(Nozaki and Alibo,2003) ...

2007

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... Garc#cod#x000ed ...

1988

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... 通过与前人的研究进行对比,第1种形态为典型的淡水(如河流水)REE配分模式(Goldstein and Jacobsen,1988 ...

2007

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... Guo et al ...

2006

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... 在冰期刚结束后的间冰期之初(M1段和G1段),温暖的气候导致大量的冰融水(淡水)注入,并形成了分层的海洋(Hertgan et al ...

2006

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... 在新元古代晚期,扬子地台周边转变为被动大陆边缘,有利的条件使得埃迪卡拉系碳酸盐岩在扬子地台广泛沉积(Jiang et al ...

1994

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... 75)往往指示氧化环境(Jones and Manning,1994) ...

2006

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... Lawrence et al ...

2003

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... 1 概述沉积物中的环境敏感元素能够记录地质历史时期古海洋海水成分的信息,许多微量金属元素(包括稀土元素)指标已被广泛地应用于泥页岩等碎屑岩系(Lyons et al ...

2012

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... Meyer et al ...

1991

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... 3 热液活动稀土元素中的Eu异常常被用来指示海底热液活动(Murray et al ...

2004

0.0

... Nothdurft et al ...

2003

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... Frimmel,2009),而第2种形态接近于典型的古海水的REE模式(Nozaki and Alibo,2003) ...

1999

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... Owen et al ...

2004

0.0

... Rimmer et al ...

2003

0.0

... Sarkar et al ...

2007

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... Schroeder and Grotzinger,2007 ...

2008

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... Shen 等(2008)在研究了加拿大的Sheepbed组和中国华南陡山沱组岩石的Fe组分和黄铁矿的硫同位素组成后认为,陡山沱期全球深海水是缺氧的,但从数据来看,湖南慈利溪口剖面的陡山沱组二段和三段顶部高水位体系域主要在氧化环境下沉积,这可能与陡山沱期溪口地区位于水体较浅的开阔台地、毗邻台缘斜坡和台缘浅滩有关 ...

... Shen et al ...

2008

0.0

2013

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... 为了进一步扣除陆源碎屑的影响,U含量还需要经过Th标准化(Spangenberg et al ...

1985

0.0

2006

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... 1 古氧化还原环境微量元素U、V和Mo等在海水中具有多种价态,其沉积时受氧化/还原环境影响显著,因而可作为重建古海洋氧化还原环境的理想指标(Tribovillard et al ...

... Th和Al 等元素主要来自陆源风化物,且在次生作用中不易迁移,常被用于指示陆源输入通量,因此非常适合用于进行陆源碎屑检验(Tribovillard et al ...

1987

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... Ce异常忠实记录了水体的氧化还原状况,而且在随后的埋藏和成岩过程中也得以保存(Wright et al ...

... 在还原条件下,随着铁锰等氧化物的溶解,Ce⁴⁺被还原成Ce³⁺释放,从而造成海水中Ce富集而沉积物中Ce亏损(Wright et al ...

2009

0.0

2007

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... Zhou and Xiao, 2007) ...