王双, 杨瑞东. (2018)贵阳花溪燕楼剖面下三叠统大冶组地球化学特征与沉积环境分析* [J]. 古地理学报, 20(2): 285-298
Wang Shuang, Yang Rui-Dong. (2018)Analysis of geochemistry features and sedimentary environment of the Lower Triassic Daye Formation in Yanlou section of Huaxi, Guiyang[J]. Journal Of Palaeogeography, 20(2): 285-298.   
Doi: 10.7605/gdlxb.2018.02.021
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贵阳花溪燕楼剖面下三叠统大冶组地球化学特征与沉积环境分析*
王双, 杨瑞东
贵州大学资源与环境工程学院,贵州贵阳 550025

第一作者简介 王双,女,1991年生,硕士研究生,从事沉积地质及沉积古环境研究工作。通讯地址: 贵州贵阳花溪贵州大学资环学院。E-mail: Wang-22shuang@163.com。

通讯作者简介 杨瑞东,男,白族,1963年生,博士,教授,从事沉积矿床及环境地球化学研究工作。E-mail: rdyang@gzu.edu.cn。

收稿日期:2017-10-26
基金资助:*贵州省科技创新团队项目(黔人合[2018]004)和贵州大学学科建设项目的成果.
摘要

贵阳花溪燕楼剖面下三叠统大冶组微量元素及稀土元素地球化学特征分析表明: U、 V、 Mo的含量及 U/Th、 V/Th、 Mo/Th的比值,大于澳大利亚后太古代页岩( PAAS)的含量和比值。 V/( V+Ni)、 V/Cr、 Ni/Co、 V/Sc以及 MoEF/UEF等氧化还原敏感元素的参数特征及其含量显示,大冶组一段处于缺氧 -贫氧环境,大冶组二段处于贫氧—氧化环境。研究区经 PAAS标准化的稀土配分模式比较平坦,根据大冶组的δ Ce及 Ce/La的参数特征,认为早三叠世整体处于海洋环境;大冶组底部呈现明显 Eu正异常,表明受火山热液作用影响明显;可见早三叠世贫氧环境可能与火山作用频发有关。大冶组上部表现微弱 Eu正异常,说明火山作用的影响减弱。基于双壳类化石的结构及生活方式分析认为Claraia营外栖足丝固着的生活方式,属于贫氧生物,壳类化石结构只表现棱柱状外壳层和复杂交错纹层状珍珠层,其生活环境应为水动力条件较弱的浅水区。

关键词: 贵阳; 燕楼剖面; 大冶组; 微量元素; 稀土元素; 双壳类; 海洋环境
中图分类号:P596 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2018)02-0285-14
Analysis of geochemistry features and sedimentary environment of the Lower Triassic Daye Formation in Yanlou section of Huaxi, Guiyang
Wang Shuang, Yang Rui-Dong
College of Resources and Environmental Engineering,Guizhou University,Guiyang 550025,Guizhou

About the first author Wang Shuang,born in 1991,is a master candidate of Guizhou University. Now she is mainly engaged in researches of sedimentary geology and palaeoenvironment. E-mail: Wang-22shuang@163.com.

About the corresponding author Yang Rui-Dong,born in 1963,is a professor of Guizhou University.He is maily engaged in researches of sedimentary geology and sedimentary deposits and environmental geochemistry. E-mail: rdyang@gzu.edu.cn.

Fund:[Science and Technology Innovation Team Project of Guizhou Province(No.Qian-Ren-He[2018]004);Discipline Construction Project of Guizhou University]
Abstract

In this paper,geochemical characteristics of trace elements and rare earth elements of the Daye Formation in Yanlou-Huaxi, Guiyang were analyzed. The enrichment of redox sensitive elements(U,V,Mo)and ratios of U/Th,V/Th,Mo/Th are higher than those of PAAS. Some geochemical parameters of redox sensitive elements such as V/(V+Ni),V/Cr,Ni/Co,V/Sc and MoEF/UEF ratios indicate that the deposit of the Member 1 of the Daye Formation was formed in hypoxia-lean oxygen environment,while the Member 2 of the Daye Formation in the lean oxygen-oxidizing environment. Rare earth element partition type is relatively flat. Hypoxia-lean oxygen environment was instructed by the characteristic parameters of rare earth elements( δCe and Ce/La)in the Early Triassic. The δEu positive anomalies in the Member 1 of the Daye Formation suggest that affected by volcanic hydrothermal process significantly,and weaker influences of volcanism showed slightly positive anomaly in the Member 2 of the Daye Formation. The lean oxygen environment of the Early Triassic is interpreted to be associated with frequent volcanism. Based on analysis of the structure and way of life of bivalves,byssus sessile lifestyle was behaved by Claraia that belongs to lean-oxygen biology. Biological structures of bivalve fossils is divided into the prismatic shell and the complex interleaved laminated pearl layer,which is associated with hypoxia of the ocean environment.The the shallow water with weak hydrodynamic conditions should be the claraia major living environment.

Key words: Guiyang; Yanlou section; Daye Formation; trace elements; rare elements; bivalve; ocean environment

二叠纪末的生物集群灭绝是显生宙5次生物集群灭绝中最大的一次, 但有关生物灭绝的原因却众说纷纭(Yin et al., 2007)。海洋大范围缺氧事件被认为是生物灭绝的主要原因(Nieisen and Shen, 2004)。很多沉积学方面的证据, 如草莓状黄铁矿粒径大小的变化、岩性及沉积物结构构造的变化等说明存在缺氧事件(Wignall, 2001)。

近年来, 有许多学者开始海相沉积水体化学变化的角度来研究地球生物的演化和海洋环境的变化, 并在二叠纪— 三叠纪的古海洋化学条件分析方面取得了诸多研究成果(邓宝柱等, 2015; Lau et al., 2016)。邓宝柱等(2015)认为二叠纪末期大规模的火山作用是引起生物灭绝及海洋缺氧的主要原因; Lau 等(2016)通过对土耳其和中国海相灰岩的U同位素组成分析同样认为二叠纪末— 三叠纪初海洋环境为缺氧环境; Pietsch 等(2014)也提出海洋缺氧是导致生物灭绝以及早三叠世生态复苏迟缓的主要原因; 但Collin 等(2015)基于早三叠世泛古洋(中国, 匈牙利, 土耳其等地)生物灰岩中微量元素(U, V, Mo和稀土元素)的氧化还原指示意义分析后认为泛古洋的浅海沉积环境为氧化环境。但对于在二叠纪— 三叠纪之交发生的显生宙以来最大的生物灭绝事件的原因以及当时海洋环境的变化仍然存在较大的争议。

因此作者选取贵阳燕楼剖面作为主要研究对象, 利用地球化学的方法, 通过分析剖面的稀土元素及微量元素特征判断早三叠世本地区的古海洋氧化还原环境, 并通过对双壳壳体的微观结构观察, 进一步说明氧化还原环境对于早三叠世生物结构和生存状态的影响。

1 地质背景

三叠系在贵州省出露广泛, 发育良好, 下三叠统主要为大冶组, 岩性主要为钙质砂岩和泥灰岩与灰岩互层为主。研究区属于上扬子东南缘台地与南盘江盆地相区的过渡地带, 该区沉积连续, 是研究早三叠世生物复苏阶段古海洋环境的理想地区。而文中选取的燕楼剖面位于贵州省贵阳市花溪区西南方向, 距离花溪车站约10, km, 交通相对较为方便(图 1)。

图 1 贵阳花溪燕楼剖面地理位置图(据花溪区地质图 1:10万, 有修改)Fig.1 Location of Yanlou section in Huaxi, Guiyang(modified from the geological map of Huaxi(1:100000))

2 样品采集及测试方法

野外剖面逐层采样, 采用肉眼分辨自然分层方法, 最小分层单位5, cm。剖面总厚度36.3, m, 从下至上共采集样品37件, 化石壳体样品2件。样品编号及位置见图 2, 样品岩性主要为泥页岩、钙质粉砂岩、泥灰岩和灰岩。大冶组一段下部主要为泥页岩夹少量钙质粉砂岩(图 2), 上部为泥灰岩含大量双壳类化石及厚层灰岩, 大冶组二段为泥页岩与灰岩互层, 向上灰岩厚度逐渐增厚(图 2)。

图 2 贵阳花溪燕楼剖面大冶组柱状图Fig.2 Column of the Daye Formation in Yanlou section of Huaxi, Guiyang

岩石制片13片于贵阳中国科学院地球化学研究所所完成, 扫描电镜1件在贵州大学化学与材料工程学院完成。微量元素与稀土元素分析由澳实(广州)分析检测有限公司完成, 测试样品25件。从所采集的每个样品中挑选500 g, 在常温下用蒸馏水清洗, 然后放入烘箱105, ℃温度下烘干。经破碎、对辊、混匀、缩分, 保留400g; 磨至400目, 留取200g副样; 另一部分再缩分, 留取100g左右, 磨至200目。微量元素分析步骤为: 称取碎至200目的样品50, mg置于封闭容样装置中, 加入1, mL HF, 在电热板上蒸干以去掉大部分SiO2, 再加入1, mL HF和0.5, mL HNO3再蒸干, 上述过程重复一次, 最后加入 2, mL HNO3和5, mL 蒸馏水, 密封并放置于130, ℃溶解残渣3 h, 取出冷却后加入500ngRh内标溶液, 转移至 50, mL离心管中, 然后在ICP-MS(加拿大PerkinElmer公司ELANDRC-e四级杆型电感耦合等离子体质谱)上进行测试, 准确度按“ 相对误差(RE)小于10%” 来控制。检出限: ppm~100%。

3 燕楼剖面地球化学特征
3.1 微量元素含量特征及参数

大冶组U、V、Mo的平均值分别为5.53× 10-6、219.00× 10-6、2.86× 10-6, 均比PAAS的标准值3.1× 10-6、150× 10-6、1.0× 10-6 高, 可能与大冶组沉积时期的贫氧环境有关。大冶组Th平均含量为14.00× 10-6, 低于PAAS的14.6× 10-6。因此大冶组U/Th、V/Th、Mo/Th值高于PAAS的标准值, 这可以反映早三叠世初期贫氧的海洋环境。

表 1 贵阳花溪燕楼剖面大冶组微量元素分析结果(wB/10-6)与参数特征 Table1 Trace elements analyses result(wB/10-6) and parameter characteristics of the Daye Formation in Yanlou section of Huaxi, Guiyang

大冶组一段与大冶组二段微量元素含量分布基本一致(图 3), 大冶组一段V和Mo含量较低, 平均值分别为170.00× 10-6和2.33× 10-6, 低于大冶组二段的264.00× 10-6和3.16× 10-6, Ti、Co、Ni的含量也低于大冶组二段。大冶组二段Mn和Ba含量较低, 平均值分别为224.09× 10-6和249.25× 10-6, 低于大冶组一段的平均值319.90× 10-6和287.61× 10-6。

图 3 贵阳花溪燕楼剖面微量元素含量图Fig.3 Content diagram of trace elements in Yanlou section of Huaxi, Guiyang

3.2 稀土元素含量特征及参数

由表 2可知, 大冶组一段Σ REE在57.86× 10-6~401.16× 10-6之间, 平均值为193.58× 10-6, 大于后太古代澳大利亚页岩(PAAS)的平均值184.77× 10-6(Taylor and Mclennan, 1985)。大冶组二段Σ REE在10.19× 10-6~217.73× 10-6之间, 平均值为165.78× 10-6, 小于PAAS的平均值。从图 4可见, 大冶组Σ REE自下而上呈现3个高— 低— 高的旋回, 可发现高低旋回与岩性有关, 泥页岩和黏土岩Σ REE显著高于碳酸盐的Σ REE, 这主要可能是因为Σ REE反映的是陆源碎屑和化学沉积等不同比例混合后的综合特征, 陆源碎屑物质的加入可能会对Σ REE造成影响。

图 4 贵阳花溪燕楼剖面大冶组稀土元素参数垂向分布Fig.4 Vertical distribution of REE parameters of the Daye Formation in Yanlou section of Huaxi, Guiyang

表 2 贵阳花溪燕楼剖面大冶组与稀土元素分析结果(wB/10-6)与参数特征 Table2 Rare elements analyses result(wB/10-6) and parameter characteristics of the Daye Formation in Yanlou section of Huaxi, Guiyang

大冶组一段LREE在52.11× 10-6~354.80× 10-6之间, 平均值为173.31× 10-6, 高于PAAS的167.16× 10-6, 占总稀土的90%。大冶组二段LREE在9.19× 10-6~193.44× 10-6之间, 平均值为147.29× 10-6, 高于PAAS的167.16× 10-6, 占总稀土的89%。大冶组一段的HREE在6.38× 10-6~46.36× 10-6之间, 平均值为20.78× 10-6, 略高于PAAS的17.61× 10-6, 占总稀土的10%。大冶组二段的HREE在1.0× 10-6~24.29× 10-6之间, 平均值为17.28× 10-6, 低于PAAS的17.61× 10-6, 占总稀土的11%。因此轻稀土含量的变化决定了稀土总量的变化。

轻、重稀土比值 LREE/HREE在一定程度上能反映同类样品轻、重稀土的分异程度(王中刚等, 1989)。比值越大, 表明轻、重稀土分异越明显, 而且能间接反映物质来源(张海全等, 2016)。大冶组的轻重稀土分布特征与总稀土量的分布特征基本一致(图 4)。大冶组一段LREE/HREE在7.65× 10-6~9.55× 10-6之间, 平均值8.77× 10-6, 略低于PAAS值, 大冶组二段LREE/HREE在7.18× 10-6~9.42× 10-6之间, 平均值8.59× 10-6, 略低于PAAS的平均值, 均显示轻稀土富集, 为正常海水沉积。化石壳体LREE/HREE为4.66× 10-6明显低于PAAS平均值, 为重稀土富集型。

对稀土元素进行澳大利亚后太古代页岩标准化, 得到稀土元素配分曲线(图 5)。研究区稀土元素配分式总体上较为平坦(图 5), 大冶组一段LREE段较为平坦, 除GDC-6号火山灰黏土岩在HREE段表现平坦, 整体上HREE段斜率相对较大, 属于轻稀土富集型。大冶组二段除化石壳体HREE轻度富集外, 整体与大冶组一段趋势一致。大冶组一段和二段La-Eu段曲线均较为平缓, 说明轻稀土之间分馏程度较低, 而Eu-Lu段大冶组一段较陡, 大冶组二段较为平缓, 说明大冶组一段中稀土分馏程度相对较高, 大冶组二段分馏程度较低。

图 5 贵阳花溪燕楼剖面稀土元素PAAS标准化配分曲线Fig.5 PAAS-normalized REE distribution patterns for the Daye Formation in Yanlou section of Huaxi, Guiyang

δ Eu、δ Ce等异常系数的变化既可灵敏地反映元素的特征, 又可作为判断物质来源和沉积-构造环境演化的指示剂(钱利军等, 2012)。δ Eu> 1时, 为正异常; δ Eu< 1时, 为负异常(Yao et al., 2014)。大冶组整体δ Eu值处于0.93~1.52之间, 平均值为1.15, 高于PAAS的0.7, 表现出明显的正异常, 从配分曲线(图 5)中也可看出。大冶组一段δ Ce值为0.74~0.94之间, 平均值为0.87, 明显小于PAAS的平均值1.11, 大冶组二段δ Ce为0.85~1.14之间, 平均值为0.96, 略低于PAAS。同时从图 5还可看出, 大冶组一段表现出明显的Ce负异常, 大冶组二段表现出部分样品轻微Ce负异常, 部分样品Ce正异常。

4 讨论
4.1 微量元素沉积环境的指示意义

地层中微量元素的分布与其形成的环境密切相关, 但有些情况还受成岩后生变化的影响, 因此, 某些微量元素的含量高低、尤其是某些相关元素的比值大小可作为判别沉积环境的良好标志(韦恒叶, 2012)。目前, 判断沉积环境氧化还原状态, 应用最广的微量元素主要为V、U、Mo、Th、Ni、Co、Cu和Zn等含量及相关的比值, 它们不仅可判断海水的氧化还原环境, 同时也可以确定沉积物的传输状态(陈剑波, 2012; Yao et al., 2014)。

4.1.1 V、U、Mo等元素含及其参数特征判断沉积环境 U、V、Mo最能敏感的反映氧化还原条件。U在呈氧化状态的海水中通常以六价形式存在, 还原条件下转变为四价(Morford et al., 2001), 易被有机质吸附并发生沉淀, U的沉淀富集通常发生在沉积物而并非水体中, 因此沉积物中的U含量与水体还原程度呈正相关, 半远洋沉积物中V和Mn的氧化还原循环有着密切的联系(Emerson and Huested, 1991)。V在弱还原条件下以四价态存在, 在强还原条件下形成三价态, 并且易被有机质吸附沉积下来(Francois, 1988)。因此V可作为氧化还原参数, 富集程度说明水体氧化还原状态。Mo在氧化条件下以六价存在, 在硫化条件下形成钼代硫酸根被有机质吸附沉(Emerson and Huested, 1991)。

但是并不能只通过U、V、Mo含量准确判断氧化还原环境是为海水的氧化还原环境还是沉积物孔隙水中的氧化还原环境。在氧化还原敏感元素受陆源影响较大时, 可以通过归一化方法除去一部分外界因素的影响(孟楚洁等, 2017)。从岩石中获取的测试数据必须通过校正或标准化, 由于沉积物中含有来自不同源区与性质的碎屑颗粒, 其中所含RSM量变化很大, 会对分析结果产生较大影响(Piper and Calvert, 2009)。Th可以很好地反映陆源因素的影响, 因此需要利用反映陆源输入量的Th元素进行标准化, 以消除碎屑颗粒对RSM元素含量的潜在影响(汤冬杰等, 2015)。可以通过做U、V、Mo含量图及U/Th、V/Th、Mo/Th的折线图, 并与PAAS标准值(Taylor and Mclennan, 1985)曲线作为参照(图 6)。

图 6 贵阳花溪燕楼剖面大冶组微量元素含量与参数垂向分布图Fig.6 Vertical section and distribution of content and parameters of trace elements of the Daye Formation in Yanlou section of Huaxi, Guiyang

研究区的U基本上都在PAAS标准值之上, 而V和Mo在标准值上下波动, 但总体上三者在纵剖面上均表现出在火山作用后含量急剧降低, 而后又慢慢恢复的过程(图 6)。因此早三叠世初期海洋环境可能为缺氧或还原环境, 随着时间的推移后慢慢恢复为贫氧— 弱氧化环境, 但随后经历了大规模火山作用, 大量火山灰及热液进入海水, 使海洋环境又变为缺氧— 贫氧环境, 早三叠世初期的生态恢复因此被打破。火山作用之后, 海洋生产力慢慢恢复, 海洋环境为弱氧化— 氧化环境, 通过剖面中大量可见的生物化石可印证。由此可以解释早三叠世初全球海洋生态复苏缓慢。V/Th值和Mo/Th值除了在火山灰黏土岩层外均大于PAAS值, 这可能与海水的还原状态有关。

元素V一般集中在由叶绿素分离出来的卟啉化合物中, 且在以静海盆地中的还原酸性环境条件下最为稳定; 而Ni的溶解度不受氧化还原条件的影响, 在缺氧条件下仍可以形成硫化物(何志威等, 2014)。Hatch和Leventhal(1992)通过对美国堪萨斯地区宾夕法尼亚地区海相黑色页岩地球化学特征发现, 认为V/(V+Ni)≥ 0.83时反映硫化静海环境; 处于0.57~0.83时反映非硫化缺氧还原环境; 处于0.46~0.57时反映贫氧的水体。该剖面上, 大冶组一段底部火山作用之前V/(V+Ni)值处于0.83~0.91之间, 平均值为0.85, 说明此时海洋环境处于静海硫化环境。火山作用之后, V/(V+Ni)值处于0.76~0.88之间, 0.76表明火山作用后环境慢慢恢复, 处于缺氧— 贫氧环境。可反映出经过火山作用过后, 海洋环境逐渐向贫氧— 氧化转变的一个过程(图 6)。

Jones和Manning(1994)将DOP与微量元素比值对比后提出以V/Cr值和Ni/Co值作为氧化还原指标, 认为V/Cr< 2为氧化条件, V/Cr值为2~4.25时为贫氧条件, V/Cr> 4.25时为缺氧条件; Ni/Co< 5为氧化环境, Ni/Co为5~7时为贫氧环境, Ni/Co> 7时为缺氧环境。该剖面中底部火山作用之前V/Cr值处于2.04~2.52之间, 平均值为2.34, Ni/Co值处于5.12~7.73之间, 平均值为6.34, 为贫氧环境。火山作用之后V/Cr值处于1.19~2.38之间, 平均值为1.99, Ni/Co值处于1.70~7.04之间, 平均值为3.39, 呈现贫氧— 氧化环境。Kimura和Watanabe(2001)通过研究前寒武系— 寒武系界线的缺氧事件发现, 海洋缺氧会导致V/Sc值升高, V/Sc< 9.1指示氧化环境, V/Sc> 9.1指示还原环境。燕楼剖面中V/Sc值除火山灰黏土岩外其余比值均大于9.1, 整体表现出还原环境。

虽然几个参数所表现的环境结果不同, 但整体表现出由底部向上部逐渐氧化的过程, 即在大冶组底部处于缺氧— 贫氧环境, 在火山作用之后随着环境的逐渐恢复, 逐步过渡为变为贫氧— 氧化环境。在判定氧化还原环境时, 不同指标的判定可靠性不同, 因此也应运用微量元素参数特征曲线在纵向上的变化来判定氧化还原条件(Kimura and Watanabe, 2001)。微量元素参数特征说明在早三叠世初期古海洋环境一直处于贫氧的状态, 这可能与多频次的火山作用有关(Payne et al., 2011)。

4.1.2 Mo-U共变判断沉积环境 近来的研究表明, U-Mo协变模式能同时判识海盆的水体滞留情况和氧化还原条件, 并在地质历史时期古海洋环境恢复研究中取得了很好的效果(Shen et al., 2013)。

富集系数XEF=(X/Th)sample /(X/Th)PAAS,

其中(X/Th)sample代表测试样品的元素比, (X/Th)PAAS代表后太古宙澳大利亚页岩平均组分(PAAS, post Archean average Australian shale)的元素比。该参数反映了沉积样品中X元素相对于全球页岩X元素平均值的富集程度(或所研究沉积物的真实富集状态)(Taylor and Mclennan, 1985)。XEF< 1表示亏损, XEF> 1显示富集, XEF> 3明显富集, XEF> 10则属中— 强烈富集(表 3)。

表 3 Mo-U共变应用的主要指标及对应的环境(Tribovillard et al., 2006; Algeo and Tribovillard, 2009) Table3 Indexes and associated environments of Mo-U covariation (Tribovillard et al., 2006; Algeo and Tribovillard, 2009)

Mo-U 富集系数比(MoEF/UEF)是一个相对较新提出的参数, 用于反映Mo和U在富集程度上的差别, 因此可以区分不同的水体化学特征, 同时它还可以用来反映颗粒Mo可能的传输机制与过程(Algeo et al., 2012; Tribovillard et al., 2012)。Tribovillard 等(2012)通过对现代海盆的研究, 区分了弱氧化、缺氧和硫化3种海洋环境下的U-Mo协变模式(图 7)。氧化还原条件、锰铁颗粒载体的搬运共同控制了U和Mo元素的富集, 在不同类型的环境中表现出截然不同的变化趋势(汤冬杰等, 2015)。贫氧条件下由于U富集开始于Fe(Ⅲ )-Fe(Ⅱ )氧化还原反应界限, 早于Mo的富集, 使MoEF/UEF值为正常海水的0.1~0.3倍。随着水体还原程度的增强, Mo在沉积物中的富集速率超过U, 使沉积物中的MoEF/UEF值增大为正常海水的1~3倍。

图 7 贵阳花溪燕楼剖面大冶组MoEF-UEF协变图反映氧化还原状态及颗粒传输(据Algeo and Tribovillard, 2009; 有修改)Fig.7 UEF vs. MoEF diagram of the Daye Formation reflecting redox state and particulate shuttle in Yanlou section of Huaxi, Guiyang(modified from Algeo and Tribovillard, 2009)

Mo和U元素几乎都表现出富集现象(图 7), Mo元素只有火山灰黏土岩层表现出了明显亏损, 很多表现出了明显富集, 而JP-32样品表现强烈富集, 这可能与海水的贫氧— 缺氧环境有关。而U元素火山灰层表现了轻微亏损, 大多只表现为富集, 少量表现为明显富集。Mo和U的富集程度与还原性成正比, 因此燕楼早三叠世初期海洋处于相对贫氧— 缺氧的环境。火山作用后环境逐渐恢复, 海水中的含氧量逐渐增加, 海洋环境变为弱氧化— 氧化环境。

由图 7可知, 燕楼剖面大冶组一段整体MoEF和UEF值较低有几个样品在值在1以下, 投影图上未显示, MoEF/UEF值也较低, 大部分仅为正常海水的0.3倍以下, 表现为弱氧化环境, 大冶组二段初期MoEF值较高UEF值较低, MoEF/UEF值较高, 在1~3倍正常海水之间, 表现为弱氧化— 缺氧的弱滞留环境, 向上整体MoEF和UEF值都有所降低, MoEF/UEF值也较低, 处于0.3~1倍正常海水之间, 表现为弱氧化开放海洋环境。总体上可知大冶组主要处于贫氧的开放海洋环境。

4.2 稀土元素对沉积环境的指示意义

前人研究表明, 沉积岩中的稀土元素特征能够反映古沉积环境(何志威等, 2014; 沈立建等, 2015)。δ Eu、δ Ce是较灵敏的反映参数, 可作为古环境的指示剂(王中刚等, 1989)。Ce元素是变价元素, 在氧化环境下, Ce3+会被氧化成Ce4+, Ce3+的浓度会降低, Ce为显著负异常; 反之, 在还原环境下, Ce3+的浓度会增大, Ce负异常消失, 甚至出现正异常。因此, 稀土元素Ce的变化可作为古环境氧化还原条件的指示剂, 也可根据沉积物中δ Ce来作为反映古沉积环境的氧化还原参数, 即δ Ce正异常表示还原环境, 负异常表示氧化环境(Elderfield and Greaves, 1982)。

研究区稀土元素配分曲线较为平坦(图 5), 这与其他地区的早三叠世沉积类似(赵来时等, 2009; 赵小明等, 2010; 陈剑波, 2012), 反应了早三叠世较为原始的海水化学组成。研究区大冶组δ Ce在0.76~1.11之间, 平均值为0.96, 接近于1, 表明研究区总体上处于贫氧环境。Ce/La< 1.5时为富氧环境, Ce/La=1.5~1.8为贫氧环境, Ce/La> 2.0为厌氧环境(Bai et al., 1994), 研究区Ce/La值处于1.53~2.39之间, 平均值为1.90, 表明研究区总体上处于贫氧环境, 这与MoEF-UEF所表现的特征一致。

大冶组一段和大冶组二段剖面显示了明显的Eu正异常(图 4), 表明二叠末期及三叠纪初期大规模多频次的火山活动(Payne et al., 2011)对其影响较大, 剖面中火山灰黏土岩也可以说明这一点。大冶组二段沉积后期, 海水Eu正异常明显减弱(图 4), 表现出微弱的Eu正异常和Eu负异常, 说明此时受热液及火山作用影响明显减弱, 海洋环境逐渐恢复。

4.3 环境变化对生物的影响

双壳类属在三叠纪具有较高的演化速率和近于全球性的分布, 被广泛认为是全球尤其是特提斯地区早三叠世早期的标准化石(Nakazawa, 1977; Yin, 1983)。该剖面中9层发现大量Claraia属双壳类化石(图 8-a), 化石分异度较低, 基本以Claraia wang 和Eumorphotis为主。化石壳体薄, 壳体中等大小, 近等壳(图 8-b)。根据其壳体特征及中生代同类分子(如薄壳海扇类), 现代相似分子(如Petindis)推断其生理特征(黄云飞, 2014), 从而进一步探讨早三叠世的环境对于双壳类的生理及结构特征的影响。

图 8 贵阳花溪燕楼剖面大冶组双壳类化石结构特征
a— Claraia方解石壳体; b— Claraia化石宏观结构; c— Claraia方解石壳体扫描电镜— 大小不等排列不规则的球状颗粒; d— 方解石壳体分层结构:外壳层和内壳层; e— 方解石壳体内外层:棱柱状外壳层以及复杂交错纹层状珍珠层; f— Claraia壳体镜下照片Fig.8 Structural characteristics of bivalve fossils of the Daye Formation in Yanlou section of Huaxi, Guiyang

薄壳海扇类是指形态上的特征薄壳和扁平壳的双壳类(Wignall, 1994)。薄海扇类曾被认为有多种生活方式, 包括假漂游、游泳、外栖足丝附着与外栖躺卧等(Wignall, 1994; 童金南, 1997)。与其他薄壳海扇类相似, Claraia属也被提议为营假漂游、游泳、外足丝附着及间歇性躺卧式生活(Yin, 1983)。Claraia属足丝凹口的强烈发育, 可能指示其为外栖足丝固着的生活方式(Ichikawa, 1958), 但早三叠世的Claraia属比晚二叠世的足丝口窄可能指示其具有更大的活动能力, 说明其可能自由躺卧于基底之上(He et al., 2007)。

剖面中Claraia属保存于泥灰岩中, 指示其可能更适应于软底质环境, 这与薄壳海扇类在软底质上的“ 雪鞋” 策略相一致(Wignall, 1993, 1994; Schatz, 2005)。另外, 在晚二叠世末期至早三叠世, 由于陆地植被的急剧减少和酸雨的影响, 华南地区海洋中的沉积速率增长了7倍(黄云飞, 2014), 给陆架和盆地带来了更多的泥质(Algeo, 2010), 海水变得更为浑浊, 底质则由泥岩、粉砂岩以及泥灰岩占主导, 更有利于Claraia的繁盛。同时根据地球化学指标表明, 该剖面中Claraia属保存于缺氧— 弱氧化的环境中, 这与Wignall 和Hallam(1992)根据沉积学和地球化学证据所主张的Claraia是一种贫氧生物相吻合。近年来华南地区的研究也表明, 扬子地块从从晚二叠世至早三叠世经历了多次浅海缺氧和间歇性硫化事件(Song et al., 2012; Sun et al., 2012)。

戴永定(1994)对双壳纲壳体微观结构分析认为, 双壳类的表壳层一般由2~3层组成, 外壳层为纤状或柱状层, 中壳层或中外壳层为交错纹、叶片层或柱状珍珠层, 内壳层为复杂交错纹或层状珍珠层。本研究剖面中的Claraia属的双壳化石壳体, 主要分为2层, 外壳层和内壳层, 且外壳层为棱柱状层, 壳层较厚, 对壳体进行扫描电镜发现棱柱层表面分布着微米级颗粒, 近似球体, 且这些球体颗粒排列不规则, 球体颗粒大小不等, 球体结构直径在2.5~5, μ m之间(图 8-c, 8-d)。内壳层为交错纹层状珍珠层(图 8-d), 珍珠层矿物晶体排列不整齐, 未见中壳层, 内壳层可见许多空隙。

从壳体结构上来看, 它的外壳层是由透明的棱柱形方解石组成, 具有传递光能的作用, 壳层的减少可以增加其透光性, 可能说明其生活在透光带。还有该壳体偏薄, 个体中等, 说明其抵抗风浪的能力较弱, 营外栖足丝固着的生活方式, 并且其保存基底以砂泥质为主, 说明其可能生活在水动力条件较弱的浅水区。可见, Claraia属应该生活在水动力条件较弱、砂泥质较软基底、透光性较好的浅水区。其内壳层的空隙, 可增加其生长速度并减轻其重量(戴永定, 1994), 这可能正是早三叠世Claraia 属大量繁衍的原因。剖面的地球化学特征指示早三叠世为贫氧环境, 并且其相对较轻的重量可以减少其对氧的消耗, 这也与其贫氧生物的特征相一致。

5 结论

1)通过对微量元素含量及特征参数的分析得知:大冶组底部即早三叠世初期为缺氧— 贫氧环境, 向上氧化程度逐渐增加, 早三叠世中期逐渐过渡为贫氧— 弱氧化环境, 总体上早三叠世属于贫氧环境, 这与稀土元素特征所指示的整体贫氧环境相一致。

2)早三叠世初期稀土元素表现了明显的Eu正异常, 此时受火山作用或海底热液影响明显, 而随着最后一次火山作用的结束, Eu的明显正异常也逐渐过渡为微弱正异常及无异常, 说明早三叠世初期环境恢复缓慢可能与多频次的火山作用有关。

3)双壳类化石外壳层为棱柱状层, 壳层表面分布着大小不等、排列不规则的球状颗粒, 内壳层为交错纹层状珍珠层, 空隙较多。其生活方式和壳体特征指示其可能生活在水动力条件较弱的浅水区, 同时根据地球化学分析结果判断其可能属于贫氧生物, 壳体结构可能受当时缺氧— 贫氧的海洋环境影响。

(责任编辑 郑秀娟; 英文审校 龚承林)

作者声明没有竞争性利益冲突.

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