王玉冲, 旷红伟, 彭楠, 柳永清, 范正秀, 夏晓旭, 陈骁帅, 郑行海, 孙宇翔. (2018)扬子克拉通北缘神农架南华系莲沱组寒冷气候的沉积学证据:冻融构造* [J]. 古地理学报, 20(4): 579-594
Wang Yu-Chong, Kuang Hong-Wei, Peng Nan, Liu Yong-Qing, Fan Zheng-Xiu, Xia Xiao-Xu, Chen Xiao-Shuai, Zheng Hang-Hai, Sun Yu-Xiang. (2018)Freezing and thawing structures: An evidence of cold climate in the Neoproterozoic Liantuo Formation in Shennongjia of northern margin of Yangtze Craton[J]. Journal Of Palaeogeography, 20(4): 579-594.   
Doi: 10.7605/gdlxb.2018.04.042
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扬子克拉通北缘神农架南华系莲沱组寒冷气候的沉积学证据:冻融构造*
王玉冲1,2, 旷红伟2, 彭楠2, 柳永清2, 范正秀2, 夏晓旭1,2, 陈骁帅2, 郑行海1,2, 孙宇翔3
1 中国地质大学(北京),北京 100083
2 中国地质科学院地质研究所,北京 100037
3 中国矿业大学(北京)地球科学与测绘工程学院,北京 100083
通讯作者简介： 旷红伟,女,1969年生,教授,主要研究方向为沉积学、地层学及石油地质学。E-mail: kuanghw@126.com。 彭楠,男,1983年生,助理研究员,主要从事沉积地质学及古地理学研究。E-mail: pengnan19830120@126.com。

第一作者简介： 王玉冲,男,1992年生,硕士研究生,古生物学与地层学专业。E-mail: wyc@cugb.edu.cn。

收稿日期:2018-02-09
基金资助:*国家重点研发计划深地资源勘查开采专项(编号: 2016YFC0601001)、中国地质调查局项目(编号: DD20160120-01)、国家自然科学基金(编号: 41472082)、全国地层委员会与神农架世界地质公园项目共同资助;
摘要

中国华南新元古代成冰纪斯图特( Sturtian)冰期“前夜”的古气候(温室抑或冰室)环境一直未得到一致的认识。新近在扬子北缘神农架成冰系底部层位莲沱组上部发现一系列软沉积物变形构造,表现为紫红色基质内发育灰绿色砂质脉体群。依据这些脉体宏观—微观形态、结构构造以及地球化学特征等分析认为,它们可能是寒冷气候下的沉积物冻融构造,还或许代表永久冻土的存在。根据形态,将砂质脉划分为 2组 4种类型,即刚性破裂的网状、枝状脉体与塑性变形的条带状、斑块状脉体。研究结果表明,脉体具有颗粒结构明显、杂基含量低、脉壁边缘颗粒弱定向性和 Fe3+的亏损特征,脉体曾发生液化流动;脉体与基质间 Bi、 Pr、 W、 La等微量元素存在差异, 2种不同的稀土元素富集类型否定了成岩后期蚀变成因;河流二元结构、 Sr/Ba值介于 0.05~0.25之间、 V/Ni值介于 0.05~0.5之间,均表明它们发育在曲流河的洪泛平原与滨岸环境;脉体与基质的碳氧同位素负异常(δ13CPDB为- 17‰~- 14‰,δ18OPDB为- 15‰~- 13‰)与低 CIA值( 55~65)揭示了可能的寒冷气候背景。上述一系列地质和地球化学证据都支持扬子北缘神农架南华纪(成冰纪)斯图特冰期开始前寒冷气候的存在,为莲沱组沉积晚期寒冷气候条件的识别和认定,特别是为研究扬子地块的“雪球地球”事件的响应,开辟了新的研究思路与途径,同时也为华南成冰纪冰期的划分及其国内外对比提供了新的沉积地质学标识和科学证据。

关键词: 冻融构造; 古气候; 莲沱组; 南华系; 神农架; 扬子克拉通北缘
中图分类号:P512 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2018)04-0579-16
Freezing and thawing structures: An evidence of cold climate in the Neoproterozoic Liantuo Formation in Shennongjia of northern margin of Yangtze Craton
Wang Yu-Chong1,2, Kuang Hong-Wei2, Peng Nan2, Liu Yong-Qing2, Fan Zheng-Xiu2, Xia Xiao-Xu1,2, Chen Xiao-Shuai2, Zheng Hang-Hai1,2, Sun Yu-Xiang3
1 China University of Geosciences(Beijing),Beijing 100083
2 Institute of Geology,Chinese Academy of Geological Sciences,Beijing 100037
3 College of Geoscience and Surveying Engineering,China University of Mining & Technology(Beijing),Beijing 100083
About the corresponding authors： Kuang Hong-Wei,born in 1969,is a professor and doctoral supervisor in the Institute of Geology,CAGS. She is mainly engaged in sedimentology, stratigraphy and petroleum geology. E-mail: kuanghw@126.com. Peng Nan,born in 1983,is a research assistant in the Institute of Geology,CAGS. He is mainly engaged in sedimentary geology and palaeogeography. E-mail: pengnan19830120@126.com.

About the first author： Wang Yu-Chong,born in 1992,is a master candidate of paleontology and stratigraphy in China University of Geosciences(Beijing). He is mainly engaged in sedimentology. E-mail: wyc@cugb.edu.cn.

Fund:Co-funded by the National Key Research and Development Proram of China(No.2016YFC0601001),the China Geological Survey Project(No. DD20160120-01),the National Natural Science Foundation of China(No.41472082),China Commission of Stratigraphy and the Project of Shengnongjia Global Geopark
Abstract

The palaeoclimates( i.e.,greenhouse or icehouse)in South China before the Sturtian period of the Neoproterozoic Cryogenian are still controversial. Recently,a series of soft sedimentary deformation structures(SSDSs)were recognized in the upper part of the Liantuo Formation of the Shennongjia in the northern margin of the Yangtze Craton. They are represented by gray-green sandy veins host in purple mudstone or sandstone matrix. Based on their marco-mirco morphology,texture and structure,and geochemistry characteristics,we interpret them to be a type of freezing and thawing structures developed under cold climates,or perhaps being suggestive of the existence of permafrost. According to their morphologies,the documented Liantuo SSDSs are categorized into four main types,namely reticulate,dendritic veins bearing rigidity fracture,along with banded,mottled veins bear plastic deformation. our results suggest that the characteristics of the veins were more matrix debris supported less clay minerals,weak particles directionality lining the wall,loss of Fe(Ⅲ),indicating that the veins had been liquefied. Moreover the veins are more depleted in trace element such as Bi,Pr,W,La than those in the matrix. However,different REE distribution patterns of veins and matrices also indicate that there is no effect on the alteration during the later diagenesis. The dual structures in debris rocks( i.e.,low Sr/Ba ratio of 0.05 to 0.25 versus low V/Ni ratio of 0.05 to 0.5)suggest that the structures were developed in microenvironments like floodplains of meandering rivers. The low CIA values of 55-65and negative carbon and oxygen isotope negative excursion( i.e.,δ13CPDB of-17‰~-14‰,δ18OPDB of-15‰~-13‰)in the veins and matrices,in contrast,indicate that they would probably have formed in cold climates. All of these observations suggest that the Shennongjia area in the northern margin of the Yangtze Craton was located in the cold periglacial environments before the start of Stuartian Period in the Neoproterozoic Cryogenian. Furthermore,the paper opens up a new research idea and approach for the recognition of the cold climatic conditions in late sedimentary period of the Liantuo Formation,particularly the response on the “Snowball Earth”event in Yangtze Craton. Meanwhile,it also provides a new scientific evidence and sedimentary index for the division of glacial period in Yangtze Craton and correlation at home and abroad.

Key words: freezing and thawing structures; palaeoclimate; Liantuo Formation; Cryogenian; Shennongjia; northern margin of Yangtze Craton

寒冷气候(或冰川)及其沉积事件在新元古代较为常见, 而最受关注的是新元古代晚期成冰纪的冰川事件, 那时的地球被称为“ 雪球地球(Snowball Earth)” (Kirschvink, 1992; Hoffman et al., 1998; 张启锐等, 2002)。“ 雪球地球” 时期, 全球从早到晚曾发育3期主要的冰期事件, 由早到晚为KaGas冰期、Sturtian冰期和Marinoan冰期, 其中KaGas 冰期沉积主要局限于非洲纳米比亚地区(Calver et al., 2004; Hoffman et al., 2004; Bodiselitsch et al., 2005; Condon et al., 2005; Macgbhann, 2005; Fairchild and Kennedy, 2007; 黄晶等, 2007; Hoffman and Li, 2009; Macdonald, 2010)。虽然目前中国华南扬子地区发育的古城冰期与南沱冰期(分属Sturtian冰期和Marinoan冰期)2期冰川事件记录得到深入研究, 也被国内外基本认同(彭学军等, 2004; 张启锐等, 2008; 尹崇玉和高林志, 2013; 高林志等, 2015), 但是Sturtian冰期前沉积的南华系莲沱组(715~780ma)(马国干等, 1984; 尹崇玉等, 2003; 郑永飞, 2003; 高维和张传恒, 2009; Du et al., 2013; Lan et al., 2015; 景先庆等, 2018)内是否发育寒冷气候事件或冰川事件记录也还饱受争议(冯连君等, 2003; 王自强等, 2006, 2009; 张启锐, 2008; 周传明, 2016)。

早期研究认为, 湖北峡东莲沱组与可对比的滇西澄江组和浙皖休宁组、志棠组, 系形成于炎热气候环境下的红色碎屑岩(刘鸿允和沙庆安, 1963; 马国干等, 1984; 赵自强, 1985; 黄建中和唐晓珊, 1996; 刘鸿允, 1999), 冰川事件发育于莲沱组沉积之后, 并具有全球范围内可对比性。然而, 莲沱组化学蚀变指数(CIA)揭示它们与冰水沉积物具有相近的弱化学蚀变指数, 推论其可能属于寒冷、干燥气候环境下弱风化作用的产物, 进而对前人提出的莲沱组红层干热气候环境的成因提出了质疑(冯连君等, 2003; 王自强等, 2006)。显然, 如果后者的研究结论是正确的话, 那么表明至少在扬子地区的莲沱组沉积晚期古气候已趋寒冷, 这是否意味着Sturtian冰期的序幕已经拉开或者莲沱组内部存在KaGas冰期的沉积响应?但由于莲沱组冰碛岩及冰成沉积构造等直接冰川事件证据的罕见与缺乏, 目前支持莲沱组沉积时期气候趋冷的假说还亟待完善, 同时, 寻找莲沱组寒冷气候的沉积学(岩石学等)响应或证据无疑是解决上述问题的研究新思路。

理论上讲, 一个完整冰期的气温演变应经历高温到低温到极低温再逐渐升温, 直至冰期结束的过程。初期, 随着气温的降低, 在高海拔的陆地上形成冰盖, 此后不断地增厚、扩大(张启锐, 1995), 同时也在冰川发育前期和前缘冰盖未覆盖地区发育更为广泛的永久冻土(崔之久和谢又予, 1984)。相对于冰川的高海拔、低纬度的区域性与局限性, 广泛分布的永冻土则是更为典型与敏感的寒冷气候沉积物标识, 也是第四纪冰期划分小寒冷气候旋回(冰缘期)的主要地质学和地貌学证据(崔之久, 1983; 谢又予, 1985)。因此, 冻土带内发育的冻融构造、冰楔和砂楔等沉积构造都是寒冷古气候存在的扎实证据。

基于新近在扬子克拉通北缘神农架成冰系莲沱组上部发现的一系列软沉积物变形的脉体群构造, 作者开展了针对这些脉体群宏观— 微观形态、结构构造以及地球化学等的系统研究。脉体群一系列的沉积地质和地球化学等特征都显示它们脉体可能为寒冷气候下永久冻土的冻融构造, 这不仅为分析、鉴别莲沱组沉积晚期古气候(温暖/寒冷)属性提供了直接的沉积地质学证据, 也在中国扬子地区南华系冰期期次识别划分与国际对比, 丰富完善新元古代雪球地球事件的沉积学响应等诸多方面具有重要的科学研究意义。

1 地质背景

神农架地区地处扬子克拉通北缘, 位于秦岭山系大巴山山脉东段的鄂西北一带。现今构造上, 神农架则是紧邻秦岭构造带南缘的近1800km2的构造穹窿(李建华等, 2009; 舒良树, 2012)。穹窿中心为中元古界神农架群, 缺失新元古界青白口系, 南华系不整合覆盖在神农架群之上, 并与上覆埃迪卡拉系陡山沱组平行不整合接触(李铨和冷坚, 1987)。扬子克拉通在新元古代南华纪位于赤道附近的低纬度地区(Evans et al., 2000; Yang et al., 2004; Zhang et al., 2013; Jing et al., 2015; 景先庆等, 2016), 在东南缘与华夏地块之间发育南华裂谷系、西缘发育康滇裂谷系、北缘则发育火山沉积盆地(周小进和杨帆, 2007), 并与华夏地块共同组成了华南大陆的主体(舒良树, 2012)(图1)。

图 1 神农架地区位置、地质构造略图与高桥河剖面莲沱组沉积地层柱状图Fig.1 Location and geological structure of Shennongjia area and sedimentary column of the Liantuo Formation in Gaoqiaohe section

新元古界南华系由下至上分为莲沱组、古城组(Sturtian)、大塘坡组和南沱组(Marinoan)。扬子北缘神农架南华系发育齐全, 主要分布于神农架中西部的木鱼坪、下谷坪和大九湖镇一带(图1)。其中, 以高桥河坪仟大桥一带南华系厚度最大(约500m), 也是神农架地区乃至扬子北缘南华系的典型代表(李铨和冷坚, 1987; 官开萍等, 2016)。神农架南华系最底部的莲沱组不整合于中元古界神农架群不同层位之上, 同样是大九湖镇一带厚度最大(230m), 并呈现由西向东的超覆沉积趋势, 主要沉积相类型为河流相(李铨和冷坚, 1987; 湖北省地质矿产局, 1990; 官开萍等, 2016)。

莲沱组系刘鸿允(1963年)命名于湖北宜昌莲沱镇, 不整合于崆岭群杂岩与黄陵花岗岩之上(刘鸿允和沙庆安, 1963; 赵自强, 1985; 高维和张传恒, 2009), 与上覆Marinoan冰期南沱组(冰碛岩)平行不整合接触。2001年, 中国地层委员会将莲沱组、古城组、大塘坡组、南沱组(原震旦系)新建为南华系(全国地层委员会, 2001; 尹崇玉等, 2003)。峡东南华系震旦系标准剖面的莲沱组主要由紫色凝灰岩、凝灰质砂岩及紫红色砂岩与页岩互层组成, 底部为浅紫色砾岩, 砂岩中发育斜层理和波痕等沉积构造(刘鸿允和沙庆安, 1963; 湖北省地质矿产局, 1990)。在神农架研究区, 莲沱组直接角度不整合于神农架群之上, 为巨厚的、向上变细的紫红色陆相碎屑岩建造, 并为Sturtian冰期古城组或Marinoan冰期南沱组(冰碛岩)平行不整合覆盖。

2 研究方法

本研究采取野外观测与室内分析相结合的研究方法。在野外地质调查的基础上, 重点对高桥河坪仟大桥剖面的软沉积物变形构造(脉体构造)发育层段进行了大比例尺的剖面实测, 同时对脉体的宏观形态、沉积序列、沉积相等进行了系统研究和描述, 采集岩石薄片, 并分别针对液化构造和非变形岩石采集样品。室内在显微镜下详细观察微观特征, 利用牙钻对脉体样品光面不同部位以间隔1.5cm进行系统钻取粉末样, 研磨至200目, 在南京大学地球化学实验室进行碳氧同位素、氧化物和微量、稀土元素地球化学测试分析; 依据上述各方面特征, 结合现代冻土冻融构造, 系统分析讨论莲沱组脉体的特征、成因、古环境和古气候地质意义。

3 莲沱组及脉体沉积特征
3.1 莲沱组沉积特征及脉体发育层位

莲沱组底部和下部为浅紫色中、细砾岩和含砾中— 粗砂岩韵律, 单韵律厚在3~5m, 砾石大小不一, 砾径2~5cm, 不规则状或弱棱角状为主, 分选较差, 杂基支撑, 砾石成分以硅质岩、白云岩、泥岩和粉砂岩为主, 发育冲刷侵蚀构造与平行层理, 为典型砂砾质辫状河沉积相; 中上部为灰紫色、紫红色含砾粗砂岩或中细砂岩, 凝灰质出现, 并向上增多, 单层厚10~50cm, 发育中大型高角度板状交错层理、槽状交错层理、中小型交错层理、平行层理、沙纹层理, 组成曲流河二元结构的粗细韵律变化; 顶部则为紫红色— 灰绿色纹层或递变层理细砂岩、粉砂岩, 最后向顶界渐变为灰绿色水平层理的粉砂岩。神农架莲沱组下部以典型的冰缘砂砾质辫状河沉积为主, 向上过渡为曲流河沉积, 再到滨岸沉积, 最顶部发育的灰绿色水平层理粉砂岩沉积形成于浅海环境。

软沉积物变形构造(脉体构造)集中发育在莲沱组上部与顶部紫红色与灰绿色互层段内(图 1), 连续出露达百米。发育在紫红色与灰紫色含砾粗砂岩、中— 细粒长石石英砂岩、凝灰质砂岩岩石组合内, 顶部则为紫红色夹灰绿色纹层状或具递变层理的粉— 细粒砂岩, 发育板状及槽状交错层理、沙纹层理、波状层理、水平层理与脉体, 为近海地区曲流河洪泛平原— 滨岸环境。

3.2 脉体特征

宏观上, 脉体以灰绿色砂质脉体侵位于紫红色凝灰质砂岩、泥岩层为特征。形态上, 软沉积物变形脉体(简称脉体)以塑性变形的条带状、斑块状为主, 其次为刚性破裂的网状与枝状, 表 1和图 2展示了神农架所出露的脉体形态类型。

表 1 神农架莲沱组中脉体发育形态与特征 Table 1 Comparision of shape of veins from the Liantuo Formation in Shennongjia area

1)剖面出露形态为条带状的脉体, 空间上倾向于面状分布, 主要发育于具水平层理的砂岩、粉砂岩中, 多呈顺层展布形式, 厚度在1~10cm之间, 长短不一, 常常伴有层内塑性变形的液化变形构造(图2-a, 2-b, 2-c), 并在脉体条带底层面发育有垂直向下的微指状次级脉(图2-c);

图 2 神农架莲沱组脉体特征照片
a— 条带状, 透镜状, 伴有液化变形构造, 发育于水平层理细砂岩中, 坪阡高桥河; b— 条带状, 伴有液化泄水构造, 发育于水平层理砂岩中, 坪阡高桥河; c— 斑块状, 伴生液化泄水构造, 灰白色脉体底部可见指状下渗, 发育于水平层理砂岩中, 坪阡高桥河; d— 斑块状, 伴生液化泄水构造, 发育于砂岩中, 坪阡高桥河; e— 斑块状, 具有重力下渗特征发育于槽状交错层理砂岩中, 层理发生微弱变形, 坪阡高桥河; f— 斑块状, 条带状, 发育于被截切的槽状交错层理砂岩顶部, 坪阡高桥河; g— 斑块状, 发育于凝灰质粉砂岩中, 宋洛盘河大桥; h— 斑块状, 发育于槽状交错层理粗砂岩底, 坪阡高桥河; i— 条带状, 变形严重, 与砾石伴生, 发育于含砾粉砂岩中, 宋洛村附近; j— 网状, 刚性破裂特征, 脉体中间发育裂缝, 发育于块状粉砂岩中, 坪阡高桥河; k— 网状, 刚性破裂严重, 发育于块状粉砂岩中, 坪阡高桥河; l— 枝状, 刚性破裂特征, 脉体中间发育有裂缝, 发育于块状粉砂岩中, 坪阡高桥河Fig.2 Photographs of veins in outcrop from the Liantuo Formation in Shennongjia area

2)剖面形态为条带状的斑块状脉体, 三维形态上为扁圆柱体或球体, 主要产出具有水平层理(图2-a, 2-b)、槽状交错层理的砂岩内(图2-e), 大小在1~15cm, 从斑点到斑块状, 具有上小下大趋势(图2-e, 2-f), 伴有液化变形构造(图2-d, 2-g), 其形态多受控于重力与纹层层面并具有塑性变形特征;

3)剖面出露形态为枝状的脉体, 三维结构为网系, 以从上向下发育程度减弱为特征, 垂向延伸小于2m, 脉体内具有早期裂缝(图2-j, 2-k, 2-l), 偶有灰绿色浸染边; 显示刚性破裂属性;

4)剖面出露形态为网状的脉体, 三维结构为网格体, 发育于块状层理的粉砂岩泥岩内(图2-k), 主要与枝状伴生, 为枝状脉体破碎严重的表现形式, 无碎裂优势方向。

以上4种脉体为基本形态, 在实际出露中以共生的复合形态为主。从形态结构上, 可以看出重力作用是制约形态的因素之一, 并具有发育层位稳定的特征, 脉体与伴生的液化揉皱变形构造局限于特定层位, 上下层理没有受到后期扰动的迹象, 层理界线明显且无明显间断。

3.3 脉体显微组构

部分脉体表现出清晰的内部结构特征, 由内向外依次为灰绿色砂质脉体、毫米级灰绿色浸染环层、紫红色基质层。显微镜下观察(图 3), 基质与脉体均以粉— 细砂级颗粒为主, 矿物成分以石英、长石为主, 含有凝灰质组分(图3-a)。而脉体相对基质以颗粒较粗, 杂基含量较低为特征, 其中碳酸盐胶结明显, 似乎揭示了差异液化流动的原因, 即高孔隙度低杂基饱水的脉体是部分优先发生液化。基质因富含铁质而显紫红色; 液化层边缘碎屑颗粒具有平行脉壁的弱定向性(图3-b), 也指示了脉体流动的特征, 可以排除还原蚀变的成因。

图 3 神农架莲沱组脉体的显微结构图
a— 脉体内含大粒径石英砂, 脉体与基质接触部位, 细粒的长石、石英颗粒为主, 正交偏光; b— 脉体边缘的颗粒具定向性排列, 与围岩基质内杂乱的石英颗粒形成对比, 单偏光; c— 脉体与基质接触部位界线清晰, 突变接触, 单偏光; d— 围岩基质为富铁质的凝灰质砂岩, 杂基支撑, 杂基相对富集铁质, 单偏光Fig.3 Microstructure of veins from the Liantuo Formation in Shennongjia area

3.4 脉体沉积序列

野外宏观观察, 一个完整的脉体沉积序列由上下2部分组成, 下部以刚性破裂为主, 上部以塑性变形为特征(图 4)。图 4-b所示为厚度8m左右的一个脉体沉积序列, 以槽状交错层理底面为界线, 其下发育刚性破裂的枝状、网状脉体, 向上发育斑块状、条带状脉体。

图 4 神农架莲沱组脉体发育序列图
a— 莲沱组冻融构造主要发育位置与b图完整序列对应位置; b— 完整冻融构造发育序列。下层段为3m厚度刚性破裂的枝状、网状冻融构造(古寒冻裂缝), 上层段为5m厚的塑性变形为主的条带状、斑块状(含砂球与砂枕构造)冻融构造, 两段界面因冻融作用而凹凸不平Fig.4 Sequence of model about veins in the Liantuo Formation in Shennongjia area

下层的网状、枝状脉体如植物根系般沿着早期的裂缝从顶面发育延伸, 并沿着裂缝穿切的层面向周遭发育。该类脉体群主要集中于下段的上部, 垂向延伸小于2m, 受控于裂缝与层面的展布; 在上下层的底界面处聚集形成了厚约0.2m的层状脉体, 促使早期整一的界面凹凸不平, 并与枝状、网状脉体相连; 上层的槽状交错层理内发育斑块状脉体, 尤其在底界面附近更丰富, 最上部的板状交错层理与水平层理段内, 主要发育条带状脉体, 形态多变, 伴有揉皱等液化变形构造(图 4-b)。

3.5 脉体地球化学特征

3.5.1 氧化物和微量、稀土元素特征

碎屑岩组分的差异受控于物源成分、风化搬运过程、沉积作用以及后期的成岩作用, 因此, 沉积物组分可以在一定程度反映原始沉积环境特点(Nesbitt, 1979; 田景春和张翔, 2016)。脉体主要氧化物成分以SiO2为主(72%~79%), 其次是Al2O3(~12%)和K2O(~2.8%)。但脉体和基质的Fe2O3含量差异较大, 脉体Fe2O3较低, 一般为1.4%~2.0%; 基质则为2.7%~4.0%。同时, 脉体CaO的含量为0.6%~1.6%, 偏高于基质0.3%~0.9%。宏观和微观显微镜下显示, 杂基富铁质使基质显紫红色, 脉体液化饱水的特征一方面使铁元素以二价离子形式迁移, 另一方面使颗粒间孔缝在后期被碳酸盐矿物胶结。

此外, 脉体和基质内Sr/Ba值处于0.05~0.25之间(陆相泥岩小于1), V/Ni值介于0.05~0.5之间(陆相泥岩小于3)(田景春和张翔, 2016), 指示沉积物沉积时处于陆相淡水环境, 但脉体的Bi、Pr、W等元素低于基质丰度, 疑为脉体源岩继承所致(图 5)。

图 5 神农架莲沱组脉体与基质微量元素蛛网图(据Taylor 和 Mclennan, 1985)Fig.5 Spider diagram of element ratio in veins and matrices in the Liantuo Formation in Shennongjia area (after Taylor and Mclennan, 1985)

稀土元素球粒陨石标准化(Boynton, 1984)及配分模式显示: 脉体显现LREE≈ HREE的微左倾型, 轻重稀土分异差; 基质呈LREE> HREE的右倾型(图 6), 均呈现Eu正异常(δ Eu=1.27~1.80), 这可能代表物源更多来自斜长岩类。脉体与基质REE配分模式的差异可能是粒度变化与黏土矿物含量不同所致。高黏土含量的基质内REE分异度明显高于脉体, 轻稀土富集, 二者的REE模式差异否定了脉体由基质在成岩及成岩后蚀变而成的可能, 而是上下不同沉积层液化流动侵位于紫红色基质层所致。

图 6 神农架莲沱组脉体与基质稀土元素(REE)配分模式(据 Boynton, 1984)Fig.6 Different patterns of REE in veins and matrices in the Liantuo Formation in Shennongjia area(after Boynton, 1984)

3.5.2 稳定同位素特征

碳氧稳定同位素成分的分馏效应可以指示地质体形成的环境条件与机制(田景春和张翔, 2016)。基质与脉体地球化学分析显示, 两者 δ13CPDB为-17‰ ~-14‰ , δ18OPDB为-15‰ ~-13‰ , 它们均较古城组冰碛岩( δ13CPDB: -12‰ ~6.5‰ , δ18OPDB: -16‰ ~9‰ )更为负偏(图 7)。陆上古土壤中碳酸盐的碳同位素组成取决于大气CO2和生物, 新元古代的大陆之上基本没有生物, 碳同位素的分馏以物理、化学方式参与到无机碳元素循环之中。另一方面, 氧元素参与的气象循环水在蒸发、凝聚、降落过程中发生氧同位素分馏, 造成纬度效应与大陆效应(δ 18O由海向陆、由高温向寒冷直线下降)进而使高分馏系数的大气降水汇聚成河流或成冰川(Jouzel et al., 1987; 田景春和张翔, 2016), 河流环境沉积的莲沱组沉积物在寒冷气候下长期处于冻结状态, 继承了大气降水与冰川融水的轻质量同位素, 随沉积物的固结成岩, 保存于碳酸盐矿物内, 因而具有相对较“ 轻” 的属性( δ13CPDB为-17‰ ~-14‰ , δ18OPDB为-15‰ ~-13‰ )。

图 7 神农架莲沱组脉体与基质的碳氧同位素特征图Fig.7 Carbon and oxygen isotopes diagrams for veins and matrices in the Liantuo Formation in Shennongjia area

3.5.3 化学蚀变指数

化学蚀变指数(chemical index of alteration, 简称CIA)在碎屑岩与碎屑物的物源风化、成岩、气候等方面得到良好应用(Nesbitt and Young, 1982; Nesbitt and Young, 1989; McLennan, 1993; Cox et al., 1995; Fedo et al. 1995; Panahi et al., 2000; 王自强等, 2006; 邵菁清和杨守业, 2012), 自Nesbitt 和 Young在1982年提出化学蚀变指数并应用于加拿大古元古代Huronian 超群的碎屑岩源区化学风化程度的分析至今, CIA计算分析日趋完善。CIA在新元古代冰期问题的研究上也应用良好(冯连君等, 2003; 王自强等, 2006; 赵小明等, 2011; 齐靓等, 2015), 故本研究选取化学蚀变指数作为分析物源区的风化程度与古气候的指标之一。CIA的计算公式(Nesbitt and Young, 1982)如下:

CIA={n(AI2O3)/[n(Al2O3)+n(CaO* )+

n(Na2O)+n(K2O* )]}× 100

式中n代表氧化物的摩尔量, CaO* 仅为硅酸盐中的CaO, McLennan(1993)选择间接方法通过CaO* =n(CaO)-(10/3)× n(P2O5)-r× n(CO2)(碳酸盐矿物为方解石时r=1, 为白云石时r=0.5)计算出硅酸盐中的CaO, 若CaO* > Na2O, 则令CaO* =Na2O; 岩石在成岩过程中容易发生钾交代作用导致CIA计算值偏低, 式中K2O* 为钾交代作用前的计算值, 采用Panahi 等(2000)提出的n(K2O* )=[m× n(Al2O3)+m× n(CaO* )+n(Na2O)]/(1-m)的间接计算法计算出钾交代作用前的K2O(即K2O* ), 其中的 m值是通过母岩中Al2O3、CaO* 、Na2O和K2O计算得出, 即m=n(K2O)/[n(Al2O3)+n(CaO* )+n(Na2O)+n(K2O)]。 引入Cox等(1995)的成分分异指数(index of compositional variability, 简称ICV)剔除再沉积旋回样品(ICV=[n(Fe2O3)+n(K2O* )+n(Na2O)+n(CaO* )+n(MgO)+n(MnO)+n(TiO2)]/n(Al2O3), 选取黏土矿物含量少(ICV> 1)代表了构造活动带首次沉积的岩样)。Nesbitt 和 Young(1982, 1989)计算指出, 上地壳平均CIA值为50, 更新世冰碛岩基质为50~55, 更新世冰水沉积的黏土为60~65, 黄土为65~70, 平均页岩为70~75, 亚马逊泥岩为80~90。

本研究采集脉体发育层的29个粉砂岩岩样进行CIA计算(表 2)与A-CN-K三端元投点分析(图 8), 剔除2个异常值, 脉体CIA指数介于62~55之间, 均值59, 略低于基质的65~54(均值61), 两者均低于黄土CIA值并近于更新世冰水沉积CIA数值, 指示了物源化学风化近于停滞, 以物理风化为主的风化过程特征, 反映了寒冷、干燥气候条件下低等化学风化程度(图 8); 同时在板壁岩剖面连续采集的18个莲沱组砾岩、砂岩岩样, CIA值在剖面上呈现由下向上的低— 高— 低的变化趋势(图 9-a), 正如徐小涛和邵龙义(2018)在总结CIA在判断物源区风化程度与古气候时应用场景与限制因素时着重指出, 计算过程中去除再旋回作用、沉积区再风化与成壤作用、成岩期钾交代作用的干扰的同时, 必须保证样本为细碎屑岩以排除沉积分异作用, 而板壁岩剖面为砂岩和砾岩岩样, CIA指数极可能失去在气候方面的对比意义, 故只作为莲沱组沉积时期气候变化的佐证和参考(图 9-a)。

表 2 神农架莲沱组脉体构造的全岩化学分析及CIA和ICV值 Table 2 Chemical analysis of whole-rock and its value of CIA and ICV of veins from Liantuo Formation in Shennongjia area

图 8 神农架莲沱组脉体发育层A-CN-K三端元图解(据Nesbitt和Young, 1989; 有修改)
A— n(Al2O3); CN— n(CaO* )+n(Na2O); K— n(K2O* )Fig.8 A-CN-K ternary diagram for the veins in Liantuo Formation in Shennongjia area(modified from Nesbitt and Young, 1989)

4 讨论
4.1 脉体成因

莲沱组脉体层与现代冻土结构相比具有极大相似性, 但同其他成因的软沉积物变形构造特征则有很大不同, 这也是用风暴、地震、滑坡等动力机制不能圆满解释的: (1)上下地层层理水平, 没有受到后期扰动迹象, 虽然发生了沉积物扰动变形, 但是底界面清晰, 排除了层间滑动的可能性; (2)2层软沉积变形层间间隔厚度不大且发育程度序列有所差异, 可以排除因载荷压实作用的可能性; (3)脉体发育具有垂向优势, 大致左右对称, 往往只扰动下伏地层, 排除水下滑坡、地震等作用的可能性; (4)相邻上下层中, 上层发育塑性变形褶皱与脉体, 下层发育向下有限延伸的刚性破裂脉体。

脉体既非原生沉积构造, 又不是后期成岩作用引起的后期构造, 而是发生在沉积后固结成岩前的一种软沉积变形构造。脉体和基质中较冰碛岩更负偏的δ 13C, 具有冰期和寒冷气候环境的碳循环特征, 或为继承自深源火山岩的“ 轻” 碳特征(Hoffman et al., 1998), 或为甲烷释放(Kennedy et al., 1998)过程中围岩继承自甲烷的“ 轻” 碳特征, 陆上碎屑岩颗粒间胶结浸染的碳酸盐矿物继承了13C亏损的特征。脉体LREE明显亏损可能指示了轻稀土被液化过程析出, 更可能指示了脉体与基质属于不同层位。而脉体中Fe3+的亏损又可能是脉体中还原性流体丰度高, 遂将Fe3+还原为Fe2+, 同时脉体和基质CIA指数类同于冰碛岩CIA值, 以及脉体较基质略低的CIA指数值都说明, 脉体和基质来自同一类源岩, 都经历了干燥或寒冷气候环境, 且脉体源岩区化学风化程度更弱, 极可能代表着相对寒冷气候下物源弱化学风化作用的特征。

本研究将莲沱组脉体解释为寒冷气候下的永冻土内的冻融构造。对比现代类似沉积构造特征、形成环境、气候条件与动力机制, 现代冻土内冻融构造主要产生在具水平层理的河流湖泊松散沉积物内, 形成在冻土发育的冰缘期。它是由气候转暖, 原寒冷气候下的永久冻土发生沉积物的泄水、液化, 进而产生的同沉积期变形构造。在冻土随着温度周期性地发生正负变化, 冻土层中水分相应地出现相变与迁移, 导致沉积物受到分选和干扰或岩石的破坏, 冻土层发生变形, 产生冻胀、融陷和流变等一系列复杂过程, 在剖面上呈现褶皱、断裂和扰动。作为以成因机制来命名的沉积构造, 它包括融冻风化、融冻扰动和融冻泥流作用产生的一系列软沉积物变形。同时, 板壁岩附近莲沱组底部和上部表现出低CIA值特征(9-a)与板状交错层理内的非协调性尖棱状砾石(图9-c, 9-d), 高桥河剖面莲沱组发育的寒冻裂缝(图 2-l), 从另一角度证实了莲沱组沉积时期神农架曾处于寒冷冰缘环境, 为脉体的冻融成因提供了气候环境证据。

图 9 神农架板壁岩附近莲沱组CIA变化趋势与莲沱组底部发育的疑似冰楔
a— 板壁岩附近莲沱组柱状图和CIA低— 高— 低的变化趋势; b— 板壁岩附近莲沱组砂质砾岩角度不整合于神农架群白云岩之上; c— 板壁岩附近莲沱组内发育的板状交错层理与棱角状砾石; d— c图的局部放大照片Fig.9 Distribution of CIA for analyzed samples from the Liantuo Formation in Banbiyan, Shennongjia area

4.2 古气候意义

冻土是指处于零摄氏度以下并含有冰的各种岩石和土壤, 它与冰川一样, 都是寒冷气候的产物。寒冷气候下冰川之外是更为广泛的冰缘冻土带, 其分布边界以年均温0i℃等值线为界线摆动, 相对于冰川, 冻土的发育明显摆脱地理、降水、地形等限制。温度是冻土的充要条件, 气温在0i℃上下微小的变动即会造成冻土在塑性与固性的转变, 进而发育保存有冻结与融化作用相关的液化变形等软沉积物变形构造。此类冻融成因的软沉积变形构造是温度控制下相态变化的产物, 从成因角度归类为冻融构造(又称囊状构造、袋状构造、冻融扰动、冰缘褶曲、冰卷泥、微褶曲)。它是第四纪冻土识别与气候研究的重要介质之一, 并且同一时期在有条件的地方是大面积发育, 层位和事件是可以对比的(孙建中, 1981; 崔之久, 1983; 孙建中等, 1985; 谢又予, 1985; 王保来, 1991)。

冻融构造本身即为寒冷气候的产物。通过冻融构造发育的序列可以识别出古永冻土的结构, 又可依据冻融构造的序列组合进行小的寒冷气候期(冰缘期)的划分。作为第四纪冰期研究中的一种冻土边缘与冰缘期的识别证据, 冻融构造发育序列代表了一个寒冷气候旋回(冻融构造形成的年均温度小于-1.5i℃), 它形成的时代可以根据地层关系确认: 晚于它所扰动的层位, 与充填物脉体的时代相同, 并形成于上覆原生层理完好的地层之前(崔之久, 1983; 孙建中等, 1985; 崔之久和朱诚, 1988)。莲沱组冻融构造基本局限于特定层位(厚度不等且多变), 上下地层层理没有受到后期扰动的特征。冻融构造在剖面上发育规模不等的特征证实在莲沱组沉积晚期寒冷气候是以旋回递进方式, 在扬子地块蔓延并逐渐趋于寒冷的, 最终过渡到冰室气候(可能为Sturtian冰期)。有别于可以帮助识别小寒冷气候旋回(冰缘期)。

值得思考的是古城组与莲沱组的接触关系, 因为它关系到莲沱组上部的寒冷气候是作为一个单独的寒冷时期, 还是作为Sturtian冰期的一幕。Sturtian冰期的期次和时限仍存在较大争议, 北美、纳米比亚、阿曼、劳伦古陆等地区同位素年龄值散布在688~746ma之间, Hoffman和Li(2009)认为Sturtian冰期的最大年龄为726± 1ma, 最小年龄为659.7± 5.3ma。Lan等(2015)报道莲沱组最顶部年龄在714ma左右, 因此, 莲沱组顶部保存寒冷气候的证据是有一定客观规律可循的。目前, 古城组缺少直接同位素年龄, 莲沱组与古城组间接触关系为平行不整合, 因此, 古城冰期是Sturtian冰期, 或是Sturtian冰期一个小冰期尚无定论。不过, 结合全球Sturtian冰期时限与莲沱组内同位素年龄, 神农架莲沱组上部和顶部的冻融构造反映的是Sturtian冰期莅临前递进趋冷的气候特征, 虽然冰川尚未覆盖至此, 但寒冷已是常态。

4.3 区域对比

区域性的追索和研究还惊人地发现, 湖北大洪山地区的莲沱组、湘西北石门地区东山峰组之下的渫水河组(图 10-a, 10-b)、皖南地区南华系雷公坞组冰碛岩之下的休宁组(图 10-c, 10-d, 10-e), 也分别发育与本研究高度类似的冻融构造(刘鸿允, 1991, 1999; 赵小明等, 2012; Du et al., 2013; 张雄等, 2016), 说明这些液化变形构造具有相对广泛的区域性分布规律。同时, 这些冻融构造发育层位稳定一致, 皆位于冰碛岩之下; 另一方面, 如此大区域上的广泛分布与层位上稳定存在也间接证明了冻融构造所代表的冰缘冻土作为寒冷气候重要指示标志应用于冰期识别的良好适用性。

图 10 湘西北渫水河组与皖南地区休宁组上部的冻融构造
a— 湘西北石门杨家坪剖面渫水河组中部发育冻融构造; b— 湘西北石门杨家坪剖面渫水河组中下部发育的冻融构造; c— 皖南蓝田剖面休宁组发育的冻融构造; d— 皖南蓝田剖面休宁组发育的冻融构造, 上下两层界面凹凸不平, 发育液化成因的火焰构造与砂球砂枕构造(F1); e— 皖南蓝田剖面休宁组发育的冻融构造, 紫红色凝灰质砂岩粉砂岩中发育冻融水流动、渗透引起的斑块状(F2、F3)与条带构造(F4)Fig.10 Freezing and thawing structure at the upper part of Xiuning Formation in Southern Anhui and Xieshuihe Formation in Northwest Hunan

在湘西北地区石门杨家坪剖面渫水河组上部曾发现有冰足刻蚀痕与非协调砾石, 并在顶面发育有一个古冰楔(刘鸿允, 1991, 1999; 张启锐等, 2008)。神农架莲沱组的冻融构造与刘鸿允先生(1999)专著内提及的灰绿色条带状变形构造、 “ 绒球” 构造特征极为相似, 支撑了莲沱组与渫水河组等时异相关系的论点。

5 结论

1)神农架地区高桥河附近莲沱组上部的冻融构造发育于曲流河— 滨岸环境古地理低地的砂泥层中, Sr/Ba值介于0.05~0.25之间, V/Ni值介于0.05~0.5之间, 属于陆上淡水沉积环境。

2)冻融构造表现为灰绿色砂质脉体群, 从形态上可基本分为刚性破裂的网状、枝状脉体与塑性变形的条带状、斑块状脉体。它与层内液化变形构造共生, 且脉体边缘颗粒弱定向性。脉体Fe3+与Bi、Pr、W等微量元素亏损, 但基质与脉体分属2种REE富集类型, 否定了成岩后期蚀变的成因解释, 而是软沉积物液化变形构造。

3)与现代冻融构造分析对比, 结合碳氧同位素负异常(-15%)与低CIA指数(55~65), 证实为寒冷气候时期下永久冻土在气候转暖而成(泄水、液化和同沉积变形)的一种软沉积物变形构造, 代表了寒冷气候下的冰缘环境。

4)冻融构造是寒冷气候下的产物, 不仅局限于神农架地区, 目前已在大洪山地区莲沱组、浙皖地区休宁组顶部、湖北大洪山莲沱组、湘西北渫水河组相继发现类似构造。为研究扬子雪球地球事件, 特别是成冰纪冰期期次的划分以及国内外对比, 都提供了新的沉积地质学标识和科学证据。

致谢:项目在野外考察过程中得到了中国地质科学院地质研究所耿元生研究员、湖北省地质调查院瞿乐生研究员、长江大学宋换新老师与唐永老师的指导与帮助,在室内分析过程中得到了中国地质科学院地质研究所宋天锐研究员的指导与帮助,此外,还有神农架国家公园给本研究野外工作期间提供了大力支持,审稿人为文章及中国矿业大学(北京)徐小涛博士为CIA章节提出了有益的修改意见,在此一并致以衷心的感谢。

作者声明没有竞争性利益冲突.

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