近年来, 锆石SHRIMP等精确测年技术的发展给前寒武纪地层划分与对比带来了重大变革。如华北克拉通原划归新元古界的下马岭组被厘定为中元古代(1.4-1.32 Ga)(高林志等, 2007, 2008; Su et al., 2008; 李怀坤等, 2009), 长城群的底界由1800 Ma变更修订为1.68-1.65 Ga(和政军等, 2011; 李怀坤等, 2011), 这使人们不得不重新审视中国中新元古代地层、沉积大地构造背景和古大陆的重建方案。

古元古代— 中元古代, 华北克拉通发育北缘白云鄂博— 渣尔泰、中部燕辽— 太行和南部熊耳等分叉裂谷系。其中, 熊耳裂谷系(1.75-1.80 Ga)(乔秀夫和王彦斌, 2014; 赵太平等, 2015)巨厚的基性熔岩和碎屑岩韵律组合序列, 代表了华北克拉通(Columbia超大陆)3支裂谷系最早的裂解启动响应, 但华北克拉通古元古代— 中元古代大陆及其裂解究竟属于被动陆缘还是陆内地幔热点、地幔柱驱动, 甚或活动陆缘的建造— 构造(Zhai et al., 2016; Zhao, 2016), 还存在分歧。华北克拉通元古宙年代地层学的研究进展也充分揭示华北克拉通中元古界上部区域性缺失0.3 Ga的沉积物(地层), 而使中国地层表中出现了大约0.3 Ga时限的待建系。0.3 Ga时限待建系的缺失, 是否为区域性构造隆升(Zhang et al., 2016a)抑或持续引张的结果(Zhai et al., 2015, 2016), 或具有其他洲际性的大陆演化意义?华北克拉通具有格林威尔汇聚的响应吗?此外, 华北克拉通元古代以来的基性岩墙群取得重大进展, 特别体现了华北克拉通的古大陆再造和区域性岩浆热事件的重大意义和成果(Peng et al., 2011; Zhai et al., 2015, 2016; Zhang et al., 2015, 2016b)。

华北青白口纪地层格架的研究程度相对较低, 争议尚存。中国东部平行不整合于古元古代裂谷系(辽河群等)及中元古界之上的胶辽徐淮吉地区新元古代地层, 由巨厚粗碎屑— 缓坡型台地碳酸盐岩组成, 代表了华北克拉通新元古代早期的裂谷系, 碎屑锆石及辉绿岩脉等年代学研究结果亦证明其属于新元古代早期(1.0-0.85 Ga)。目前对于该套地层的年代地层划分和认识分歧依旧, 尽管针对华北中东部新元古代岩石地层、化学地层、沉积事件(如臼齿碳酸盐岩)、生物地层和区域基性岩墙群定年等的研究和区域性对比(柳永清等, 2005; 彭澎等, 2013; Zhang et al., 2016a)已取得了巨大进展, 部分研究者倾向将其视为华北克拉通对Rodinia超大陆的裂解响应, 但对其构造属性、年代地层和岩石地层序列、沉积古地理都还存有较大争议, 具有深入研究的空间。

华南扬子克拉通被认为是Columbia和Rodinia 超大陆的重要组成部分(Li et al., 2008; Wang et al., 2014; Wang and Zhou, 2014)。目前, 以扬子西缘及北缘为代表的中元古代地层序列及年代地层对比格架得以初步建立(耿元生等, 2017), 但其顶底地层接触关系、岩石组合、沉积层序、古生物及地质事件群的研究还不十分清楚和系统, 内部划分还存在较大争议。扬子西缘和北缘中元古代地层格架、沉积— 大地构造背景的差异, 是否指示扬子地区存在不同陆块群和复杂的多陆块拼贴演化?虽然针对扬子中元古代火山— 岩浆热事件、基性岩脉侵入事件或蛇绿岩系的多学科研究进展不断, 但系统的区域性解剖和对比及集成研究还处于较为薄弱阶段。中国地层表中待建系的位置能否由神农架群来填补, 还有待进一步证明。而扬子克拉通周缘新元古代活动陆缘是华南陆块地壳增生和活化演化的亮点, 主要特征是强烈的岩浆活动、构造变形和增生(造山)运动及沉积盆地广泛发育(李江海等, 2003; Zhao and Zhou, 2011; Wang et al., 2013; Wang et al., 2014; Zhou et al., 2015), 它不仅涉及扬子克拉通周缘大陆边缘的演化, 更折射出扬子和华夏陆块的汇聚演化与华南统一大陆的形成, 扬子和洲际古大陆的对比、再造等重大科学问题。中新元古代过渡期, 更要进一步厘定和深入建立精细的新元古代岩浆— 沉积— 构造事件和岩石地层对比格架, 因为地层学— 沉积学— 构造地质学— 地质年代学与事件地质学一体化的系统研究不仅具有举足轻重的作用, 也是取得扬子和华南地区元古界研究重大突破的必需途径。

近几十年来, 中国南华纪裂谷系(演化)、岩石地层— 年代地层划分和对比格架、冰期(雪球地球事件)-间冰期(沉积和地层)的识别和国内外对比, 特别是埃迪卡拉纪生物地层、生物演化和洲际性对比, 都取得了巨大的、领先世界的成果和进展(Zhu et al., 2013; Liu et al., 2014, 2015, 2017; 尹崇玉, 2015), 沉积序列、事件序列和生物地层特征阶段性明显, 为新元古代地层划分对比提供了基础条件。扬子地区发育有完整的新元古代沉积地层记录, 如从四堡— 武陵造山后至南华系冰期— 埃迪卡拉纪的沉积地层记录。但地层学和沉积学的研究, 特别是对新元古代以来的盆地充填序列与区域地层格架的研究还较为薄弱, 其关键地质问题的争议集中在南华系莲沱组与青白口系板溪群之间的对比关系如何建立方面, 如扬子和塔里木南华系, 特别是冰期(雪球地球事件)-间冰期(沉积和地层)的精确对比和火山— 岩浆与基性岩脉(岩墙)事件的对比, 尤其是涉及华北是否还存在南华系等的区域性地层— 沉积学重大问题还未有解决, 一些关键层位(如南华系底界)的年代地层学厘定及其与国际地层表(2016年国际地层表将成冰系底界修订为720 Ma)的衔接, 都应在未来给予深入研究。

塔里木在中元古代晚期— 新元古代早期形成前寒武纪基底, 陆块大约从740 Ma开始接受新元古代盖层沉积(Xu et al., 2009), 且中元古代地层的岩石建造和沉积序列在区域上具有独特性。新元古代以来, 特别是冰期(雪球地球事件)-间冰期的沉积和地层格架及火山— 岩浆与基性岩脉(岩墙)事件特征清晰, 研究进展较大(Xiao et al., 2004; Xu et al., 2009; 高林志等, 2010, 2013; He et al., 2014; Zhang et al., 2016b)。近年来的更多研究认为, 中新元古代塔里木与扬子陆块在空间位置上很接近, 而与华北克拉通相距较远。因此, 从构造演化、岩浆热事件和冰川事件切入, 并将这些事件紧密结合, 是塔里木下一步研究的热点。

众所周知, 处于同一超大陆上的沉积盆地应具有基本类似的地层、沉积特征, 通过详细对比和研究超大陆地层发育、沉积序列和岩石组合, 就有可能恢复和重建超大陆不同构造部位的盆地原型。超大陆陆壳的规模和伸展拉张与裂谷作用, 甚至是基性、碱性岩浆作用或岩墙、岩脉都起始于超大陆边缘, 并呈分枝状的拗拉槽或裂谷系由表及里地伸向超大陆核部, 也代表超大陆的启动。不断增强的区域性地壳伸展往往伴随着更强烈和更大规模的基性岩床, 岩脉或基性大火成岩省(LIPs), 预示着大陆裂解的峰期。如中元古代早中期, 无论是南美、北美、澳洲和欧亚与西伯利亚等克拉通都普遍处于格伦比亚超大陆起始裂解阶段, 全球各大型克拉通都普遍呈现早期伸展构造背景, 发育强烈裂谷和盆地事件。伴随着古气候、古水深和地球化学、氧化还原条件的变化, 又往往发育巨厚藻类白云岩, 甚至是蒸发岩建造。

被称为Boring Billion(1.8-0.8 Ga)(Roberts, 2013)的10× 10⁸年间, 恰正是Columbia超大陆裂解至Rodinia超大陆的汇聚时期, 尽管有关海洋地球化学条件、地表环境与沉积物及其相互关系等问题仍然知之甚少, 但绝非文献所述的乏闷无聊的10× 10⁸年。这期间也是地质历史时期叠层石(微生物岩)与多细胞生物群落最盛行的阶段, 藻类或微生物岩的发育有利于大气圈氧气含量增高, 导致大气圈氧逸度迅速增加, 进一步促进生物光合作用, 不仅有益于生物演化和进化, 而且可以增进海底和浅表氧化, 如中新元古代时期具有洲际或广大区域性、甚至全球意义的微生物(岩)。元古代时期具有洲际或区域性、甚至全球意义的微生物(岩)或MISS演化、干旱(红层)和黑色页岩沉积事件、全球性臼齿亮晶碳酸盐岩, 对应着冰期前前寒武纪全球变化的沉积响应与记录; 而随着成冰纪的到来, 扬子板块南华系和震旦系发育与“ 雪球” 事件有关的低纬度、低海拔冰川沉积; 广泛出现的条带状铁矿BIF、盖帽碳酸盐岩的形成及碳同位素异常、元素(同位素)漂移及地球化学异常事件、重要成矿事件(如磷块岩、锰、铁矿等的形成)和多个微体古生物群组合的爆发等, 都强烈地响应着超大陆的裂解, 并对应着超大陆裂解的不同阶段。扬子东南新元古代晚期生物地层(微体古生物化石组合)与对比格架的建立, 同与之相关联的冰川事件的深入研究及精确年代学数据的获得有密切联系, 有益于新元古代末期地层格架的进一步厘定。因此, 中新元古代地层时空格架的建立必须与相关全球性事件相联系。

超大陆聚合与裂解的动力学机制控制着沉积盆地的形成和演化, 精确年代学数据的获得不断挑战着三大陆块中新元古界的划分和对比, 在大尺度年代学数据约束下, 建立多重地层划分方法为指导、以多重全球性或区域性地质事件响应为对比标志的跨陆块时空对比格架是解决古大陆重建问题的基础。由此可见, 与寒冷或酷热、干旱等古气候环境有关的冰川、红层与膏盐沉积及有机质埋藏或氧化(δ ¹³C负漂移事件)事件, 都是超大陆重建中极其重要的沉积事件群, 也是桥接各克拉通或陆块相连的关键地质证据。沉积地质事件在超大陆研究中的有着十分关键和不可替代的作用。

“ 臼齿碳酸盐岩(Molar-Tooth carbonate, 简称MTC)” 是一种由微亮晶方解石晶体形成的具有特殊形态和结构构造的前寒武纪碳酸盐岩, 也称其为臼齿构造(MTS), 出现在前寒武纪至末次冰期前(雪球事件)(主要出现在元古宙), 仅有1例出现在冰川后的埃迪卡拉纪(Hoffman et al., 2004)。MTC遍布全球主要稳定古老克拉通盆地碳酸盐岩台地(Kuang, 2014), 特点表现为: (1)遍布全球。迄今为止, 包括格陵兰、挪威、芬兰、加拿大、美国、俄罗斯西伯利亚、印度、澳大利亚、西非、南非、中国燕山、吉南、辽东、山东和苏皖、豫西和新疆、滇中、山西五台等56个以元古界为主的碳酸盐岩剖面中, 都相继发现了大量臼齿碳酸盐岩(图1-a, 1-b); (2)时代明确。全球50多个剖面产出的MTC时代均为前寒武纪, 除个别产出于晚太古界至古元古界以外, 均集中分布在中新元古界(图1-e, 1-f), 其中1.6-0.9 Ga是其发育的峰期, 并于冰期开始之前消失; (3)成分单一。所有的MTC均由5~15 μ m的微亮晶方解石组成; (4)形态多样。MTC之所以被称为谜一样的沉积构造, 主要原因在于其形态的复杂多样(图1-c, 1-d), 这也导致了其成因解释的多样性。研究表明, MTC的形态在一定程度上与沉积极环境相关联(彭楠等, 2012); (5)环境一致。多为浅水碳酸盐岩缓坡台地(风暴浪基面至高潮面之间); (6)成因复杂。满足MTC形成的内在及外部环境较为复杂, 导致多种成因假说。目前, 有关 MTC沉积环境、形态特征以及成因解释方面的研究积累了丰富的成果, 但在微观组构及其地球化学特征研究方面还很薄弱, 有待进一步深入和系统研究。近年来, 随着对臼齿碳酸盐岩的研究日益深入, 成因解释基本趋向于生物— 地球化学方面(Kuang, 2014; Shen et al., 2016; Hodgskiss et al., 2018)。

图 1

Fig.1

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	图 1 臼齿碳酸盐岩时空分布特征 a— MTC在全世界范围内的分布示意图; b— MTC在中国的主要分布区域; c— 美国蒙大拿州冰川国家公园中元古代贝尔特超群海伦娜组发育的MTC; d— 中国山东烟台栖霞新元古代蓬莱群中发育的MTC; e— MTC在元古代不同时期的分布频率, 改自文献(旷红伟等, 2011a); f— 不同剖面点MTC发育的地质时代示意图, 图a, b和图f中的 MTC编号是一一对应关系, 除56号点为新发现以外, 所有剖面点来自Kuang(2014)一文中的表1; g— 元古宙— 太古宙时期不同圈层主要沉积与生物事件, 改自朱士兴等(1994)Fig.1 Spatial and temporal distribution of molar tooth carbonate

从已发现的MTC的最早记录(南非太古代, 2.6 Ga)到其最晚地层出现(澳大利亚, 720 Ma), 共跨越了近20亿年的历史(图1-e, 1-f), 但其主要沉积时限为1700-720 Ma, 并于Marinoan冰期(630 Ma)前完全消失(Shields, 1999; 孟祥化等, 2006; Shields et al., 2012)。MTC的发育出现了2次峰期: 第1次峰期是位于中元古代1.4-1.5 Ga年前, 即Colombia大陆裂解阶段1.6-1.3 Ga(Geng, 2015; Zhao, 2015; 耿元生等, 2017), 在此期间, 北美Belt超群、中国高于庄组和雾迷山组、俄罗斯里菲系等的MTC发育于被动陆源的浅水碳酸盐岩台地潮坪环境中; Rodinia超大陆聚合是1.1-0.9 Ga(Li et al., 2008), 此时对应MTC发育的第2次峰期, 加拿大、挪威巴芬岛等、俄罗斯、西非毛里塔尼亚及全世界其他新元古代地层, 还包括澳洲、中国东部苏— 鲁— 皖— 豫— 辽东— 吉南— 滇西等, 均在此时期普遍发育MTC, 发育程度也远远超过了其他时期, 且都出现于被动大陆边缘浅水碳酸盐岩台地。因此, MTC主要发育在Colombia大陆裂解期、Rodinia超大陆聚合期及裂解初期。通过对MTC的追溯, 可以发现MTC的发育时限与超大陆的聚合有着某种耦合关系。

在MTC发育的这20亿年, 是原核生物向真核生物、单细胞向多细胞进化的关键时期, 也同时对应铁磁条化(BIF)、碳同位素高值区间及氧同位素低值区间(旷红伟等, 2011b)。从全球板块古地理位置的分布来看, MTC的发育区均处于赤道附近中低纬度区(Shields, 2002; 张世红等, 2000; Zhao et al., 2004), 海水的盐度始终正常, 但在MTC大量出现之前及MTC消失之后, 海洋碳酸盐地球化学特征都表现出较高盐度, 特别是硫酸盐的含量显著提高(Shields, 2002)。作为一种具有全球性变化特征的特殊碳酸盐岩类型, MTC恰恰出现于太古宙没有生命的海洋世界与显生宙带壳生物骨骼碳酸盐沉积作用的生物大爆发期之间的过渡时期(James, 1998), 因此, MTC是前寒武纪全球变化的沉积响应与记录。全球MTC在岩石学、形态学、产出环境、微观组构、地化特征等方面具有一定的相似性, 并具有特定的形成时限和时空分布范围(图1), 这种一致的全球分布和良好的对比关系表明, 臼齿构造在整个Rodinia超大陆广泛产出, 与超大陆的形成演化关系密切。其一致的全球分布和在整个Rodinia超大陆稳定克拉通被动大陆边缘浅海环境广泛产出及良好的对比关系, 预示MTC对于Rodinia超大陆的古地理恢复有着重要意义, 因为MTC都发育在各陆块的边缘(Kuang, 2014)。

地球形成以后, 随着岩浆固结、冷却, 地球在自身引力的作用下捕获来自火山喷发产生的水蒸气等挥发组分, 在地表坑洼的地方聚集下来, 逐渐形成了原始的海洋。至4 Ga左右, 地壳增长减缓, 大陆逐渐变得稳定, 浅海广布(Wagoner Kranendonk, 2012), 使得蓝藻类微生物群落得以繁盛。蓝细菌是地球上最早的生命形式, 它吸收阳光, 进行光合作用, 为地球孕育其他生命创造了富含氧气的大气环境。叠层石是原核生物所建造的有机沉积结构, 其是由蓝细菌等低等微生物在周期性生命活动中粘附、捕获海水或大气中的泥或尘土后沉淀形成的不同类型微生物岩(叠层石), 为远古时代最古老生命的记录者。

3.2.1 叠层石与大气增氧

现有的研究普遍认为, 叠层藻与大气增氧密不可分。大量的岩石证据表明, 氧气含量的上升不是一个平缓的过程, 而是通过2次突然增加的过程才达到现代的水平(Lenton, 2003; Canfield, 2005; Catling, 2011)。第1次突增过程发生在2.4-2.3 Ga前, 氧气含量突然升高了10⁶倍以上, 达到现在浓度的0.1%~1%; 第2次发生在0.75-0.58 Ga年前, 氧气含量达到了现代大气的水平。氧气的起源有2个途径, 一个是水光解, 另一个是生命的光合作用。但依靠水或CO₂的光解形成氧气的前提是氢或CO₂必须以足够快的速度逃逸, 否则, 氢将很快与氧反应再形成水。根据扩散过程来计算氢或CO₂的逃逸速度, 发现它们的逃逸速度都太慢, 这两者都不能解释氧气在大气中累积的速度, 但由光合作用产生氧气则不存在这样的问题(Lenton, 2003; Canfield, 2005; Catling, 2011), 因此, 2次氧气突增应该是与生命的光合作用密切相关的。这些最早的生命, 就是构成叠层石的蓝细菌等微生物。叠层石成为生命物质的载体, 如格陵兰发现的3.7 Ga前的叠层石中, 地球化学元素指示其形成与生命元素有关(Nutman et al., 2016), 而在西澳大利亚3.45 Ga前的叠层石及燧石中, 已经发现了蓝绿藻等藻丝体(Allwood et al., 2007), 表明叠层石的形成确实与地球早期生命有关。虽然很难区分不同时代、不同形态的叠层石中所赋存的菌群的差别及进步与原始性, 然而, 纵观地球历史中叠层石的兴衰, 却可以清楚了解到叠层石的兴衰过程及其与地球大气圈、水圈、生物圈演化的密切关系(房启飞和张虎权, 2014)。

3.2.2 叠层石的兴衰过程

叠层藻通过光合作用、消耗大气中的温室气体来制造氧气, 改变了大气的成分, 但叠层石自身的发育并不和氧含量的增长协同。换言之, 叠层石可出现在任何环境中, 从潮上到潮下, 甚至透光带以下(Kah et al., 2009; Baterly et al., 2014)。究竟是什么因素控制了叠层石的兴衰以及其生长机制, 目前尚不完全清楚, 但太阳的光照(辐射量)、大气及水体中CO₂等温室气体的多寡、海平面的升降及水动力能量的大小、陆源物质的供应程度等, 都会对叠层石的发育产生直接的影响(旷红伟和柳永清, 2018)。地史中叠层石的发育, 经历了从太古宙至古元古代的增长期、中新元古代顶峰期、新元古代衰减期、寒武纪至早奥陶世复苏期及其后在显生宙其他时期的大规模衰减期(图2) (Hoffman and Schrag, 2000; Riding, 2006; 梅冥相等, 2008)。也就是说, 在前寒武纪, 叠层石的发育历史为:从晚太古代至2.25 Ga以前, 叠层石缓慢增长; 伴随着第1次增氧事件, 叠层石的发育发生了第1次飞跃; 接下来保持这一水平直到1.45 Ga; 之后是快速的增长并在1.35-1.1 Ga达到顶峰; 再之后呈不规则下降, 直到0.75-0.55 Ga的雪球事件之后, 出现快速下降; 从0.55 Ga 开始, 又出现快速上升趋势(Riding, 2006)。曹瑞骥(1988)对中国研究程度较深入的几个前寒武系盆地中的典型叠层石发育层位进行统计表明, 叠层石从滹沱系(1.9-2.1 Ga)开始发育, 中元古晚期(1.45-1.1 Ga)较发育, 达到繁盛是中元古代末期— 新元古代早期(1.1-8.5 Ga), 从南沱冰期以后, 叠层石属、种的数量突然锐减, 在末前寒武纪开始出现生长危机, 并在分异度和丰度上表现出明显的从兴盛向衰落的转变。

图2

Fig.2

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	图2 不同地史时期的叠层石及其丰度 a— 五台地区古元古界滹沱群叠层石, 1.9-2.1 Ga; b, c— 神农架地区中元古界神农架群叠层石, 1.2 Ga, 其中b为大型穹状叠层石, c为锥状叠层石; d— 五台地区古元古界中条群叠层石, 2.1 Ga; e— 安徽灵璧县新元古界魏集组叠层石; f— 辽东大连新元古界十三里台组叠层石, 0.9 Ga; g— 天津蓟县中元古界长城系团山子组叠层石, 1.6-1.65 Ga; h— 天津蓟县中元古界蓟县系铁岭组叠层石, 1.4 Ga; i— 地史中的叠层石及造礁微生物岩的丰度(据Riding, 2006)Fig.2 Stromatolites and their abundance in different geohistorical periods

3.2.3 叠层石的兴衰关联着全球变化与事件

叠层石在前寒武纪的2次兴盛过程, 对应着地球大气圈的2次增氧事件。第1次叠层石兴盛发生后, 第1次增氧事件暴发, 其结果带来了地球上第1次全球冰封事件(Wagoner Kranendonk, 2012); 而第2次叠层石的发育更为繁盛, 达到地史以来的顶峰, 随之带来了地球氧气的第2次剧烈增加, 同时产生了第2次全球冰封事件(Sturtian和Marinoan冰期)(胡永云和田风, 2015)。显然, 叠层石极度发育所产生的光合作用, 极大量地消耗了大气中的温室气体而导致氧气含量剧增, 从而改变了大气环境, 而水圈和生物圈也因此发生剧变。所以, 末前寒武纪叠层石兴衰并不是一种孤立的自然现象, 而是全球大环境和整个生物圈大变革的必然结果(陈留勤, 2007; 苏玲, 2008); 在不同地质时期, 全球变化以不同的事件组合选择性地作用于造叠层石微生物群落发育以及碳酸盐岩沉积速率上, 如大气增氧事件、超大陆事件、雪球事件、生物爆发与灭绝事件等全球变化无不相关, 从而主导着叠层石的兴衰(房启飞和张虎权, 2014)。这种全球性古气候的变化可能与地球在宇宙中位置的变化有关, 同时与地球自身的聚散也无不关联。由此可见, 虽然至今对控制叠层石形态的生物机制仍然是不清楚的和有争议的, 但叠层石兴衰事件对于研究前寒武纪地质演化的阶段性, 特别是对那些无精确年代学数据控制的碳酸盐岩地层的区域对比、甚至全球对比来说意义重大。

在显生宙的不同地质历史时期, 多种类型的海相红层被发现, 特别是白垩纪海相红层的研究成为该领域研究的亮点和热点。在前寒武纪海相地层中同样广泛发育有大量的海相红层, 对已报道的前寒武纪红层统计(表1)表明, 最早的红层出现在大氧化事件(GOE)之后的2.3 Ga。随着大洋和大气氧含量的不断增高, 红层的出现越来越多: 早元古代红层仅在南非粉砂岩中有所发现(Eriksson et al., 1992)。中元古代及之前的古海洋以铁化海为主, 发育大量的铁建造, 海相红层的记录亦偏少, 国际上中元古代的红层仅见于中国华北燕辽地区下马岭组深水砂岩(Wang et al., 2017)、苏格兰西北部页岩和与陆相蒸发作用有关的红层(Parnell et al., 2010; Spinks et al., 2010)以及中国湖北大洪山地区潮坪相泥质板岩中的红层沉积等(李怀坤等, 2016)。越往新的时代, 全球红层分布范围越来越广, 数量越来越多(表1), 尤其新元古代以来, 全球各个时期均有大量海相红层分布的记录, 并以埃迪卡拉纪中期(陡山沱期)红层出现最为广泛(表1)。其中, 美国死谷、摩洛哥、西伯利亚和刚果等地红层多集中在碳酸盐岩地层中, 为深海沉积(Batumike et al., 2007; Melezhik et al., 2009; Á lvaro et al., 2010; Bergmann et al., 2011; Song et al., 2017); 而在澳大利亚中部和南部、印度东北部以及阿根廷等地, 有记录的红层多发育在潮坪相的泥岩中(Jiang et al., 2002; Rapalini, 2006; Williams and Schmidt, 2015; Klaebe et al., 2017)。

表1

Table1

表1(Table1)

表1 世界范围内前寒武纪红层记录统计 Table1 Red beds records in Precambrian 序号 位置 年龄/Ma 时代 地层组 岩性 成因解释 形成环境 资料来源 1 美国死谷 580~550 埃迪卡拉纪中期 Johnnie 灰岩 大洋底部 Fe的氧化作用 海侵期撞形成的鲕粒滩 Bergmann et al., 2011 2 美国Mesquite山北部 580~550 埃迪卡拉纪中期 Johnnie 砂质灰岩 近海(风暴浪基面以下) Song et al., 2017 3 摩洛哥Anti-Atlas 571± 8 埃迪卡拉纪中期 Tikhfist 灰岩 海岸 Alvaro et al., 2010 4 印度喜玛拉雅Lesser 580~550 埃迪卡拉纪中期 Krol B(or Jarashi) 页岩/白云岩 近海 Jiang et al., 2002 5 西伯利亚Zhuya/Bol'shoy Patom 600~560 埃迪卡拉纪中期 Chenchinskaya/Alyanchskaya 灰岩 近海 Melezhik et al., 2009 6 刚果Lubudi和Lukafu 620~550 埃迪卡拉纪中期 Lubudi 灰岩 近海 Batumike et al., 2007 7 中国宜昌 632-551 埃迪卡拉纪中期 陡山沱组 白云岩 近海 Song et al., 2017 8 阿根廷Sierra de os Barrientos 埃迪卡拉纪 Cerro Negro 泥岩 赤铁矿 Rapalini, 2006 9 安徽东南部 埃迪卡拉纪 休宁组 砂岩 潮坪沉积 吴东跃, 1996 10 云南开阳 埃迪卡拉纪 澄江组 泥岩和砂岩 滨浅湖沉积 徐世林等, 2017 11 南澳大利亚阿德莱德地向斜区 660~635 成冰纪晚期 Angepena 白云质粉砂岩 与细砂岩 间冰期沉积序列 含泥裂、底劈 构造的浅水潮坪 Williams and Schmidt, 2015 12 澳大利亚中部Amedeus 盆地 1070~657.2 新元古代 Jonneys Creek 泥岩含蒸发岩 红层暴露 碱湖与沙漠背景 Klaebe et al., 2017 13 湖北宜昌 新元古代 莲沱组 中粗砂岩, 砂质页岩 寒冷干燥气候形成 陆相— 滨浅海 冯连君等, 2006 14 吉辽徐淮 新元古代 十三里台、魏集、 八道江组 叠层石灰岩(或白云 岩)、泥岩和碎屑岩 高温, 铁氧化 潮坪沉积 刘燕学等, 2005 15 淮南八公山和蚌埠百瓜山 新元古代 九里桥组 粉砂质灰岩 潮坪沉积 李孝才, 2017 16 辽东半岛 新元古代 十三里台组 叠层石 被动大陆边缘浅水 碳酸盐岩台地 刘燕学和宋天锐, 2009 17 山东省中南部 新元古代 黑山官组、二青山组 粉砂岩、灰岩 潮坪沉积 宋子新和王战, 1993 18 河南汝州— 鲁山 新元古代 东坡组、罗圈组 砂质页岩, 泥砾岩 冷泉沉积 张良等, 2008 19 河南云台山 新元古代 云梦山组 中细砂岩 前滨临滨环境 郑伟等, 2008 20 塔里木西南缘 新元古代 克孜苏胡木组 石英砂岩 潮坪沉积 朱忠德, 1992 21 徐淮地区 新元古代 魏集组 叠层石 潮坪沉积 王丽娟, 2011 22 华北燕辽裂谷 1400~1200 中元古代 下马岭组 砂质泥岩 Fe氧化 风暴浪基面以下环境 Wang et al., 2017 23 苏格兰西北部 1200~1150 中元古代 Bay of Stoer 页岩 陆相氧化作用, 含石膏 陆相环境, 冲积扇与浅湖泥 Parnell et al., 2010 Spinks et al., 2010 24 湖北大洪山 中元古代 罗汉岭组、陈家 冲组、李家咀组 变质砾岩, 泥质板岩 局限碳酸盐岩台地 及潮坪沉积 李怀坤等, 2016 25 滇中地区 中元古代 因民组 泥质板岩 正常浪基面面以下的浅海 — 风暴浪基面以下的半深 海沉积环境 杜远生和韩欣, 2000 26 南非 2500-1900 古元古代 粉砂岩 夹BIF, 成岩作 用后的产物 潮坪环境 Eriksson et al., 2002

表1 世界范围内前寒武纪红层记录统计 Table1 Red beds records in Precambrian

中国华北、华南的部分中新元古代地层发育有大量海相红层。如扬子有西南缘中元古界因民组和北缘神农架群乱石沟组、新元古界南华系下部莲沱组和板溪群、埃迪卡拉系陡山沱组; 华北中元古界杨庄组和雾迷山组、新元古界下部胶辽徐淮的魏集组、十三里台组等, 以及塔里木新元古界克孜苏护木组等(朱忠德, 1992; 杜远生和韩欣, 2000; 刘燕学等, 2005; 冯连君等, 2006; 郑伟等, 2008); 甚至前寒武系顶部罗圈组冰碛岩也显示为红色砂砾岩层。除魏集组和十三里台组红层主要发育在含叠层石的灰岩中外, 其他层位的红层基本发育在粉砂岩和泥页岩中。这些前寒武纪红层沉积长期以来没有得到足够的重视, 目前针对中国广泛发育的前寒武纪红层的研究仍停留在沉积相和沉积环境分析上, 对其所反映的古海洋、古气候事件背景研究尚未全面展开, 这也为今后的工作提供了新的方向。

纵观整个中国三大陆块中新元古代红层时空分布, 发现古海洋相对低的氧浓度限制了红层的形成, 使其多形成于浅海地带, 这既与显生宙时期的浅水海相红层或远岸较深水红层有差异, 更与深海稳定环境的白垩系大洋红层不同。前寒武纪海相红层发育与地球圈层中铁和氧含量有着直接的联系, Song等(2017)建立的热力学模型表明, 海水在Eh小于-0.16的条件下, 溶解Fe²⁺浓度需高于50 μ mol才可能形成BIF; 而在富氧海水中, 溶解Fe²⁺浓度高于4 nmol时就可能形成大洋红层(MRB)。中元古代, 溶解Fe²⁺浓度低, 深海氧含量未达到显生宙水平, 因此只有尽可能地靠近或接触大气才能形成红层, 导致中元古代红层多发育于浅海环境中。新元古代末期, 大洋中的氧含量与现代海水接近, 导致在埃迪卡拉纪陡山沱期形成大洋红层。因而, 红层的发育也关联着古大陆聚散旋回的演化, 对红层的研究将有利于更好地了解前寒武纪古海洋环境、古气候及古地理格局的系统演变。

总之, 中国中新元古代共经历了5期较重要的红层事件(表1), 分别对应着海平面的相对下降及干旱气候特征, 也代表着超大陆裂解的初期及聚合的末期。

整个地球发生过几次全球性的冰川作用(Hoffman et al., 1998; Hoffman and Schrag, 2000), 甚至中低纬度和赤道地区都曾被冰雪所覆盖, 称为“ 雪球” 。新元古代成冰纪是指“ 雪球地球” 时期, 该时期全球可对比的最大规模冰期有Sturtian冰期和Marinoan冰期(Halverson et al., 2004; Macdonald et al., 2010; 赵彦彦和郑永飞, 2011)。中国扬子地区南华纪(成冰纪)也广泛发育这2期冰川沉积组合, 即长安组— 富禄组(古城组)(Sturtian冰期)(Lang et al., 2018)和南沱组(Marinoan冰期)(王剑, 2005; 尹崇玉和高林志, 2013)。2套冰期沉积之间的沉积物为大塘坡组/湘锰组(间冰期), 它也是中国主要的含锰矿岩系, 主要分布在黔湘渝及湖北长阳地区, 不同学者对该含锰岩系的沉积及地球化学特征(朱祥坤等, 2013; 马志鑫等, 2016)、锰矿成因及控矿因素(谭满堂等, 2009; 杨胜堂等, 2016)和油气资源潜力(楚宇飞, 2014; 谢增业等, 2017)等进行了研究。

3.4.1 大塘坡组黑色页岩区域分布

扬子地区大塘坡组地层厚度和岩性组合在区域上变化较大(图3), 但沉积中心位于贵州松桃、重庆秀山一带, 其中松桃地区钻孔最大厚度超过300 m。大塘坡组地层层序和岩石组合上, 下部为黑色碳质页岩, 局部含少量白云岩、粉砂岩, 含菱锰矿(Yu et al., 2017), 厚度10~50 m; 中— 上部灰色— 灰黑色粉砂质泥页岩、粉砂岩, 最大厚度超过250 m(包秀娟, 2014; 刘雨等, 2015)。在湘鄂西地区的永顺、石门、鹤峰等地, 大塘坡组厚度2~17.8 m, 主要为深灰色— 灰黑色板状页岩、碳质板状页岩, 局部夹有含锰灰岩、含锰白云岩。宜昌长阳地区大塘坡组厚度一般为0~26.7 m, 下部主要为含碳质粉砂质页岩、粉砂岩, 上部为黑色含锰页岩, 厚约8.18 m(杨彦均等, 1984; 谭满堂等, 2009)。

图3

Fig.3

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	图3 中扬子地区南华系大塘坡组区域地层对比 部分剖面参考包秀娟, 2014; 马志鑫等, 2016; 杨彦均等, 1984; 谭满堂等, 2009; 官开萍等, 2016Fig.3 Regional stratigraphic correlation of the Datangpo Formation of Nanhua series in Central Yangtze Block

结合前人和本研究可见, 扬子地区大塘坡组由黔东往湘鄂西地区厚度逐渐减薄, 岩性组合二分性逐渐变得不明显; 锰矿层逐渐减薄, 变得不发育。黔东松桃地区大塘坡组沉积早期浅海陆棚内次级盆地发育, 盆地中心微相区封闭滞留的环境有利碳质页岩和锰矿的形成(朱祥坤等, 2013; 楚宇飞, 2014; 刘雨等, 2015; 杨胜堂等, 2016), 晚期水体变浅, 盆地边缘相相对发育。湘鄂西地区则以局部的盆地中心微相及大面积的边缘微相沉积为主(杨彦均等, 1984; 刘铁生和周旭林, 2002; 包秀娟, 2014), 到扬子北缘神农架地区则以潮坪亚相沉积为主(旷红伟等, 2017)(图3)。

3.4.2 大塘坡组黑色页岩成矿事件与Rodinia超大陆裂解的关系

新元古代Rodinia超大陆的裂解使华南陆块处于拉张环境, 形成了一系列裂谷盆地。黔东北南华系大塘坡组(Nh1d)早期由于地壳拉张变薄, 发生沉降拗陷, 裂谷盆地的可容空间增大, “ 大塘坡式锰矿” 发育, 武陵次级裂谷盆地内的多个次级洼陷直接控制着大塘坡组菱锰矿的形成与分布(周琦等, 2016)。在裂谷盆地发育的早— 中期, 伴随着裂谷的逐渐开启, 物源大量输入, 当海平面达到高位期时, 具备了菱锰矿富集所需的深水还原条件, 因此在次级洼陷的中心成矿。通过分析大塘坡组菱锰矿成矿过程和分布范围, 可以有效地指示武陵次级裂谷盆地的形成过程及盆地格局, 以及对华南地区Rodinia超大陆裂解过程及序次提供依据及参考。在垂向序列上, 菱锰矿仅赋存在大塘坡组下部, 向上变为不含菱锰矿的黑色页岩, 同时, 该段也是具有良好潜力的烃源岩层。野外露头剖面及分析测试指标表明, 黔渝地区“ 大塘坡式” 含锰建造与烃源岩发育表现出一定的关联性, 即锰矿越富集的层位, 其烃源岩有机碳含量越高, 生烃潜力越大。成因机制分析认为:(1)锰元素作为藻类生长的重要元素之一, 含锰建造的发育意味着大量有机质的聚集, 这为烃源岩形成提供了良好的物质基础; (2)“ 大塘坡式锰矿” 形成于强还原条件下的被动大陆边缘, 富集于断裂控制下的局限海盆内, 这种构造背景和沉积环境亦有利于烃源岩的发育; (3)“ 大塘坡式锰矿” 的形成与当时的热水活动密不可分。此外, 大塘坡组的凝灰岩夹层指示了火山事件发生, 这些热作用也对烃源岩的热演化产生了一定影响(杨瑞青等, 2017)。

神农架地区大塘坡组较为发育, 且特征也比较典型, 特别是在九湖乡大九湖公路(剖面)、高桥河(剖面)和中部地区宋洛乡宋洛公路(剖面), 大塘坡组出露更完整, 顶底界面清楚(图3)。其中, 高桥河剖面的大塘坡组厚8.46 m, 岩性主要为灰黑色碳质泥页岩、粉砂质泥岩和粉砂岩, 底部见薄层(约16 cm)含锰白云岩(官开萍等, 2016)。大九湖公路剖面的大塘坡组厚9.00 m, 岩性为灰黑色碳质粉砂质泥页岩夹少量薄层泥质粉砂岩。宋洛乡路剖面大塘坡组厚11.5 m, 岩性主要为碳质粉砂质泥页岩、粉砂岩, 下部藻类化石发育, 中上部粉砂岩相对较高。

大塘坡组是扬子克拉通南华纪间冰期最大海侵时期产物, 其对整个扬子地区的南华系对比和层序划分具有极其重要的标志性意义。也正是由于它的海侵属性, 因此, 宜昌黄陵古隆起两侧(扬子北缘)陆架— 斜坡和盆地相环境大塘坡组岩相十分相似并具可对比性, 主要岩石组合为深灰色富含有机质、碳质泥页岩或泥质白云岩并富锰铁质, 局部还发育丰富的底栖宏观藻类, 显然这反映了无冰、温暖、透光和适当开阔的浅水陆架或局部具有障壁的潟湖环境。神农架— 南秦岭地区锰铁质的富集虽然与间冰期海侵具有重要关联, 但这与东南部湘鄂黔桂盆地深海— 半深海(含BIF)锰铁的富集与形成环境与机理差异较大, 或许海底热流、火山作用与氧化还原条件与后者关系更为密切。

大塘坡组黑色岩系的发育和分布, 与南华裂谷的开启和演化具有协同性, 也是Sturtian冰后期海平面上升的必然结果。它在华南不同部位沉积的一致性和差异, 也映射了作为Rodinia裂解主要组成部分的南华裂谷裂解样式的一致性和差异性, 其中一致性是都发育大塘坡组黑色岩系, 差异性是大塘坡组在不同地区的岩性、厚度、含矿性与沉积环境不同(有生物和无生物等)。

红黑事件的广泛发育, 不仅表征着海平面的升降、古气候周期性的冷热及干湿变化, 也是对超大陆聚散的响应。与红层相反, 黑色岩系代表着海平面的上升及裂解的最盛期或聚合的开始, 也是各类成矿事件大量发生的时期。

3.5.1 三大陆块主要新元古代冰川事件

新元古代“ 雪球地球” 事件是伴随Rodinia超大陆裂解发生的全球性灾变气候事件, 它对当时的地球气候、陆地和海洋环境与生态系统都产生了巨大影响。中国三大克拉通均发育新元古代冰川沉积记录和地层:(1)塔里木克拉通(北缘库鲁克塔格地区)发育国内外罕见的新元古代4次冰期沉积, 其中3套隶属于南华系(成冰纪), 即贝义西组、阿勒同构组和特瑞爱肯组, 1套为埃迪卡拉系汉格尔乔克组(Xiao et al., 2004; Hoffman and Li, 2009), 对应的沉积— 地层序列和年代学格架(Xu et al., 2009; He et al., 2014)(图4)表明其可能与中国华北克拉通南缘和西南缘新元古代末期冰期沉积(罗圈组)对比, 后者直接被寒武系覆盖。Shen等(2010)则进一步认为上述末次冰期与Shuram事件有关, 但目前尚缺乏更充分的地层学和精确年代学证据。(2)扬子克拉通各地也均发育至少2期冰期沉积(张启锐等, 2009; 周传明, 2016), 但不能和塔里木汉格尔乔克冰期的冰碛岩记录对比。(3)与上述不同的是, 华北克拉通全部缺失南华系(成冰纪)冰川记录, 但却在克拉通的东南缘、西南缘和西缘以及阿拉善南缘发育埃迪卡拉纪末期冰碛岩, 即皖南凤台组、豫西罗圈组、宁夏正目观组(图4-a, 4-b, 4-c, 4-d)。另外, 柴达木欧伦布鲁克地块全吉群也发育埃迪卡拉纪冰碛层(黑土坡组— 红铁沟组)。

图 4

Fig.4

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	图 4 塔里木、扬子和华北三大陆块成冰事件及期次(左图据He et al., 2014修改)Fig.4 Glacial events and ice stages in Tarim, Yangtze and North China Blocks(left figure modified from He et al., 2014)

国外主要大陆成冰纪Sturtian和Marinoan的2次全球性冰期在中国南方同样发育, 对应地层为南华系, 由下至上依次为长安组— 富禄组— 古城组(Sturtian冰碛岩)+大塘坡组(间冰期沉积物)+南坨组(Marinoan冰碛岩)。长期以来, 获得了大量的南华系高精度定年数据和碳— 氧同位素等化学地层学资料, 建立了中国华南新元古代早期— 成冰纪— 埃迪卡拉纪区域或全球对比, 并在超大陆和雪球地球的特殊地质历史时期框架下, 不断深化和完善着中国(塔里木、华北和扬子等)稳定克拉通之间以及它们与国外大型克拉通古地理位置的亲疏关系。

3.5.2 成冰系(南华系)研究现状与进展

尽管如此, 有关成冰系(南华系)仍有很多问题有待深入研究。首先, 除Sturtian和Marinoan冰期具有广泛的洲际性分布和可对比外, 前成冰纪Kaigas冰期(757-741 Ma)与埃迪卡拉纪中期Gaskiers冰期(583.7-582.1 Ma)或许由于分布的局限性, 中国扬子克拉通尚未见其沉积记录, 但化学地层学的稳定同位素异常似乎暗示它们的影响。其次, 尽管塔里木和扬子克拉通成冰系基本可以对比(图4), 但扬子克拉通究竟存在几次冰期, 对应的地层序列和区域对比还需进一步研究。再者, 中国塔里木、华北及西部其他小陆块是否存在可对比的埃迪卡拉纪冰期, 尚需要寻找更多的证据。最后, 扬子克拉通北缘神农架和南秦岭南华纪冰期、间冰期与冰碛岩序列的识别、对比, 对重建华南南华纪大地构造背景和沉积— 古地理背景具有重要意义, 也需要进一步关注。

笔者最近的研究表明, 扬子北缘神农架及宜昌长阳莲沱组象征成冰纪启动的“ 冻融构造” 现象(王玉冲等, 2018), 在扬子东南缘与西南缘广泛发育, 这就是说绝不仅是扬子北缘在此时已经进入寒冷气候, 而是整个扬子地区的寒冷事件几乎是同步发生的。因此, 并非如前人(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)所说, 南华纪裂谷启动初期(板溪群), 包括扬子大部分地区的板溪群上部(或相当于莲沱组中下部)沉积时期, 属于温室气候, 而是在扬子东南、西南缘和扬子北缘(湖北宜昌莲沱组上部灰绿色砂岩、粉砂岩和泥岩)(冯连君等, 2004, 2006), 同神农架地区(莲沱组)一样, 均已显示明显的寒冷气候沉积物特点。如神农架高桥河一带南华纪裂谷早期也沉积了莲沱组中下部巨厚的红色辫状河沉积物, 但神农架地区不同地区莲沱组下伏中元古界基底层位的不同也暗示着裂谷早期基底断块差异性活动或早期裂谷充填侵蚀作用的强烈, 然而顶部或上部却发育着与扬子北缘长阳莲沱组顶部灰绿色沉积物以及湘西渫水河组可对比的冰缘辫状河冰水沉积, 后两者的CIA指数都指示寒冷气候环境的存在(冯连君等, 2003, 2004)。

随着寒冷事件的扩展和加剧, 便发育了以江口群(长安组— 古城组)(张启锐等, 2009)及南沱组为代表的Sturtian和Marinoan等2期冰川导致的冰碛岩。尽管这2期冰期的发育具有全球性、可对比性, 并以大塘坡间冰期分隔, 也发育了由冰冻到冻融的演化过程, 但每次冰川沉积幕都表现了类似的冰碛岩建造, 即下部(早期)陆相冰川底碛物和上部(晚期)滨浅海陆棚或潮坪环境纹层状冰碛岩, 这也符合冰川进退和相应的海平面变化所导致的海洋与陆地古地貌和环境的变化。不仅南华纪裂谷初期具有强烈的差异性断块活动或河流沉积— 下切侵蚀作用, 南华纪2次冰期、特别是末次南沱组冰期具有全球性, 海平面下降幅度巨大, 因此, 从扬子北缘峡东地区到湘黔桂盆地, 南沱组冰碛岩呈现陆相— 海相陆架、斜坡和盆地相的变化规律(Jiang et al., 2011)。陆架靠陆侧(如峡东、黄陵古隆起, 819 Ma)或仅发育冲积扇、辫状河或冰湖沉积, 或由于南沱组冰期导致的海平面巨量下降, 南沱组冰川强烈下切和侵蚀作用, 早期堆积物(前南沱组)剥蚀殆尽(Jiang et al., 2011), 或是古隆起并未接受沉积, 甚至南华纪最大海侵的大塘坡组沉积时期的沉积物也未能上超至峡东黄陵古隆起, 但在黄陵古隆起两侧, 也即东南部湘鄂黔桂盆地和北部神农架— 南秦岭盆地分别发育南沱组及其之下的连续沉积层序(图5)。同时, 扬子北缘向北(宜昌黄陵背斜— 神农架— 大洪山)也同样呈现着浅水陆架台地— 陆架斜坡和深水盆地的构造古地理格局, 但与向南的类似古地理格局不同的是, 扬子北缘向北的大陆斜坡— 深水盆地不再是湘桂皖赣海盆, 而属于秦岭海盆, 向北延伸的陆架斜坡和深海盆地也以发育南华纪板溪群(含莲沱组)(0.82-0.72 Ga)陆缘碎屑岩、武当群— 耀岭河群(0.72-0.635 Ga)中基性岩和火山岩以及半深海— 深海沉积、冰碛岩混杂堆积、上覆埃迪卡拉系(0.635-0.54 Ga)碎屑岩和碳酸盐岩为特征, 显然这是完全不同于中下扬子地区的, 预示着新元古代末期扬子北缘— 南秦岭存在一支独立的裂谷系。因此, 南华纪— 成冰纪时期的中下扬子地区, 甚至全部扬子克拉通地区, 完整的古地理格局则应是以扬子北缘湘鄂西浅水陆架为分水岭, 南、北分别为秦岭海盆和湘桂皖赣海盆。该时期的沉积体系、岩石建造与冰期— 间冰期气候环境变化一致, 并与秦岭海和湘桂皖赣海盆伸缩与海平面升降和扬子克拉通构造演化的复合作用密切相关。

图5

Fig.5

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	图5 扬子地块南华纪地层格架(据朱茂炎, 2016, 有修改)Fig.5 Stratigraphic framework of Nanhua Series in the Yangtze Block (modified from Zhu, 2016)

3.6.1 盖帽碳酸盐岩是全球性沉积事件

Marinoan冰期后, 全球气候迅速转暖, 在温暖、清澈的浅水环境下, 在前期Marinoan冰碛物之上沉积了厚度不等的埃迪卡拉系毯状碳酸盐岩— 盖帽白云岩, 其在南北美、非洲、澳洲、欧洲和亚洲等各大陆均有记录并可对比(Kaufman et al., 1997; Hoffman et al., 1998, 2002; Christie-Blick and Sohl, 1999; James et al., 2001; Kennedy and Christie-Blick, 2001a, 2001b; Jiang et al., 2003b; Ridgwell et al., 2003; Walter et al., 2003; Porter et al., 2004; Xiao et al., 2004; Zhou et al., 2004)。厚度最大的盖帽白云岩(175 m)发育在北美劳伦大陆(Corsetti and Grotzinger, 2005)。中国华南(Jiang et al., 2003b; Zhou et al., 2004)和塔里木(Xiao et al., 2004)也发育埃迪卡拉系盖帽碳酸盐岩, 但厚度一般都小于5 m。近年来, 本研究在扬子北缘神农架地区发现多个盖帽碳酸盐岩剖面, 它们的厚度更小, 厚的仅1.3 m, 薄的仅60 cm。以往华南埃迪卡拉系盖帽碳酸盐岩的研究多集中在扬子东南地区和宜昌黄陵背斜周边, 少有涉及扬子北缘(黄陵背斜以北的神农架)地区。前期研究普遍认为, 扬子地区在成冰纪-埃迪卡拉纪发育一个巨型裂谷盆地, 造成扬子克拉通自北西(滇黔)向南东(川湘闽桂)以及从北(东)(湘鄂西)向南(西)(湘桂)分别为浅水陆架、镶边陆架、斜坡至深水盆地的沉积古地理格局(Jiang et al., 2003b; Zhou et al., 2004)。本研究则发现, 扬子北缘宜昌— 神农架— 南秦岭南华纪— 埃迪卡拉纪古地理格局可能有别于中下扬子地区, 前者(由南向北)可能发育古秦岭海浅水陆架、镶边陆架、斜坡至深水盆地, 这似乎表明在成冰纪— 埃迪卡拉纪时期, 中下扬子和扬子北缘之间以黄陵古隆起为分水岭, 分别发育2个既有联系又相对独立的被动大陆边缘裂谷盆地(陆架— 斜坡— 盆地)。

3.6.2 盖帽碳酸盐岩发育于浅水潮坪环境

20年来, 埃迪卡拉纪盖帽碳酸盐岩形成环境一直被认为可以从深水— 半深水盆地和斜坡延伸至陆架(台地)(Jiang et al., 2003a, 2006; Hoffman et al., 2007, 2011; Hoffman and Macdonald, 2010), 因此盖帽碳酸盐岩可发育在盆地相、斜坡相和浅水陆架潮坪相等不同沉积相序中, 其盆地— 斜坡— 陆架沉积环境模型亦被广泛应用(Jiang et al., 2003a, 2006; Hoffman et al., 2007, 2011; Hoffman and Macdonald, 2010)。然而, 从中国扬子北缘神农架到东南缘, 埃迪卡拉纪盖帽碳酸盐岩分布广泛(图6), 除了沉积厚度的差异外, 具有埃迪卡拉纪盖帽碳酸盐岩所有共同的沉积特征或标识, 它们既是冰后期碳酸盐岩沉积作用平衡全球海平面快速上升的沉积响应, 也是发育在浅水潮坪沉积环境的碳酸盐岩类型, 因此埃迪卡拉纪盖帽白云岩形成于陆架潮坪浅水环境并具有穿时发育特点。

图 6

Fig.6

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	图 6 中国神农架地区6个盖帽碳酸盐岩剖面及其碳氧同位素特征Fig.6 Six cap carbonate profiles and their carbon and oxygen isotope characteristics in Shennongjia area, China

首先, 无论是盖帽白云岩还是其他成因的各类碳酸盐岩, 它的沉积环境条件必须满足3个条件, 即气候温暖、清水和清澈透光环境, 这决定了碳酸盐岩不可能形成于水深超过20 m以上的深水盆地或斜坡环境(Tucker et al., 1990)。笔者观察到的盖帽白云岩中一系列沉积特征或指相标志, 都指示浅水潮坪沉积环境。

沉积层理和层面构造是表现和判别沉积水动力条件的直接沉积学标识。除神农架外, 盖帽白云岩中部较为常见的是低角度交错层理(low-angle cross bedding), 其和帐篷构造相伴, 位于盖帽白云岩下部角砾状化硅化白云岩之上, 细纹层一般角度极低、延伸较远。实际上在砂质碎屑潮坪上, 常发育“ 滩角层理” , 其也以极低角度的纹层和延伸更远为特征, 纹层内部也可见递变层, 但后者被作为碎屑岩潮坪浅滩的沉积学标志。有人将其解释为与风暴成因有关的“ 丘状层理” (James et al., 2001), 如是, 则指示风暴浪基面以下的深潮下带环境。但实际情况是绝大多数盖帽白云岩中主要发育水平层理, 未见其他强水动力条件的层理类型, 这也都指示着潮间带上部— 潮上带沉积环境特点。同时, 尽管有报道盖帽白云岩可发育巨型波痕(giant wave ripples), 但即使是波痕构造, 它也指示的是浅水暴露环境(Allen and Hoffman, 2005; Gammon et al., 2005)。此外, 碳酸盐岩潮坪频繁发育暴露、泄水— 逃逸构造, 并被作为识别地质历史时期碳酸盐岩沉积相的重要标志, 常见的如帐篷构造、硅化钙结壳、角砾状构造、硅化和膏盐溶解、垮塌构造等。盖帽白云岩底部经常发育的强烈角砾状硅质白云岩、帐篷构造、席状裂隙胶结物(sheet-crack cements)、甚至一些管状构造等, 都应该是碳酸盐岩潮间— 潮上带的典型沉积学指相标志, 是潮间带上部和潮上带炎热和蒸发环境的典型泄水或逃逸构造。当然, 也不排除其为超高压孔隙流体压力上升(Corkeron, 2007)或有关气体的溢出膨胀所导致(Kennedy and Christie-Blick, 2011)。因此, 有学者认为上述这些沉积构造甚至叠加了后期成岩作用(Zhu et al., 2013)。

生物作用形成的沉积构造(微生物岩)是潮坪碳酸盐岩的最重要特征。虽然Cloud等(1974)将其归为气体或液体逃逸构造, 不过这的确是一种典型生物成因的柱状叠层石沉积构造(Corsetti and Grotzinger, 2005)。尽管中国盖帽白云岩少见管状叠层石(tubestone stromatolite), 但北美和中西非马林诺时期(Marinoan)盖帽白云岩常富有机质, 也发育柱状或层状等叠层石(Mickala et al., 2014; Pruss et al., 2010; Hoffman et al., 2007), 因此, 盖帽白云岩沉积在浅水、透光和温暖气候的陆架局限台地或潮间带— 潮上带沉积环境, 也是和盖帽白云岩发育大量有机质和藻类微生物完全吻合的。

浅水海底重晶石扇(sea-floor barite fan)厘米级规模的片状重晶石玫瑰型集合体, 以往连同盖帽白云岩底部角砾状白云岩内重晶石晶簇等, 都被认为与甲烷气体的泄漏有关(Jiang et al., 2006)。然而, 盖帽白云岩中的“ 海底重晶石扇” , 实际指示着水体中硫酸盐和亚硫酸盐界线带位置(Hoffman and Schrag, 2002), 与深海底部文石扇形成环境和成因不同, 后者确实发育于深水海底。但无论是所谓海底的还是角砾构造中的重晶石, 它们一定处于氧化带和还原带界线附近, 本研究发现华南埃迪卡拉纪盖帽白云岩中重晶石是垂向贯穿整个盖帽白云岩分布的, 特别是巨型的重晶石扇恰位于盖帽白云岩和半深水泥页岩的界线上, 这恰好就是浅水和深水的分界带, 上部也恰好发育丰富的文石扇。

盖帽碳酸盐岩发育于浅水环境, 而不是由深到浅不同水体环境, 随着冰后期海平面的不断上升, 先形成的盖帽白云岩不断被上升的海平面所覆盖, 这从根本上指示了冰川消融的过程, 因此研究盖帽顶底界面间的时间差, 就是冰川全部融解所需的时限。Marinoan盖帽白云岩的全球性发育和结束, 展示了冰后期Rodinia裂解过程中的海平面最大上升的开始, 同时伴随一系列成矿事件的发生, 如陡山沱组磷矿层的形成。

3.6.3 Sturtian盖帽碳酸盐岩特征

全球来看, 2次雪球事件均较发育的地区有中国扬子和塔里木、澳大利亚阿玛迪斯盆地和弗林德斯山、纳米比亚、刚果盆地、巴西乌拉圭构造带南部、阿曼、俄罗斯西伯利亚、挪威斯瓦尔巴特群岛、美国西部死谷与加拿大麦肯齐山脉等地区(朱茂炎, 2016), 但绝大多数研究都是关于Marinoan盖帽碳酸盐岩的(James et al., 2001; Allen et al., 2004; Halverson et al., 2004; Zhou et al., 2004), Sturtian盖帽碳酸盐岩的研究程度要低得多, 仅有少量文献谈到Sturtian盖帽碳酸盐岩的详细情况(Kennedy et al., 1998; Hoffman and Schrag, 2002; Gorjam et al., 2003; Zhou et al., 2004; Vieira et al., 2007; Yu et al., 2017)。业已发现的盖帽碳酸盐岩层序在不同地区(澳大利亚、非洲、中国、加拿大、印度、美国, 纳米比亚、巴西等)都显示了一定的相似性, 比如具有相似的沉积结构、构造、沉积环境及同位素偏移特点(Walter et al., 2000; Hoffman and Schrag, 2002; Corsetti et al., 2003; Jiang et al., 2003a; Halverson et al., 2005), 表明这种变化是全球性的, 但不同地区与不同时期的盖帽碳酸盐岩又有各自的差异性(Kennedy et al., 1998)。如澳大利亚、纳米比亚及加拿大西北部的Marinoan盖帽碳酸盐岩剖面都表现为δ ¹³C 值下降及较高的 ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr 值(~0.708), Sturtian盖帽碳酸盐岩则正好相反, 由下往上, δ ¹³C 值升高、 ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr 值(~0.707)较低。除此之外, 那些Marinoan盖帽碳酸盐岩的典型特征, 如似底劈构造、片状裂隙、纹石结晶扇以及重晶石沉淀等, 在Sturtian盖帽碳酸盐岩中并不显著, 而是和铁建造有关(Kennedy et al., 1998; Hoffman and Schrag, 2002; Zhou et al., 2004)。

纳米比亚Rasthof组Sturtian盖帽碳酸盐岩由薄层未变形的纹层状微生物岩(单一纹层1~4 mm)及纹层较厚但变形卷曲强烈的微生物岩组成, 中间夹厚层状具交错层理的粉砂岩。盖帽碳酸盐岩中所含的纹层状微生物中明显存在着有机质, 微生物席受同沉积变形影响, 呈卷曲状(Pruss et al., 2010)。盖帽中上、下2种微生物岩中具黏着力的微生物席, 被同沉积岩脉、孔洞、水下收缩裂隙等切断。Sturtian盖帽碳酸盐岩中的这些异常现象及明显的微生物结构, 表明微生物群落在全球冰川劫后余波中已经建立起来(Pruss et al., 2010)。Sturian盖帽碳酸盐岩中黑色微生物岩发育, 这一现象也同时存在于北极圈阿拉斯加(Macdonald et al., 2009)、墨西哥(Corsetti et al., 2007)以及纳米比亚北部刚果克拉通(Hoffman and Halverson, 2008)和南部卡拉哈里克拉通(Pruss et al., 2010)。在美国死谷Kingston Peak组, Sturian冰期后盖帽碳酸盐岩中, 甚至还含有瓶状、管状、丝状微生物(Corsetti et al., 2003)。位于低纬度的Sturtian冰川结束后, 微生物群落的迅速建立说明Sturtian冰川时期有可能并未完全冰封, 或冰盖厚度有限, 并在冰期后迅速融解, 使得生物得以繁衍。因此, Sturian盖帽碳酸盐岩的特征被描述为黑色富有机质具韵律层的细粒纹层状碳酸盐岩, 有时含有卷曲构造。在一个十几米或几十米厚的盖帽碳酸盐岩发育的剖面上, δ ¹³C值可以由底部的负偏向上快速攀升到一个较温和的正值(Corsetti and Lorentz, 2006), 但不同地区δ ¹³C值攀升的幅度是不一样的。如在纳米比亚Rasthof组δ ¹³C值可以从-2‰ ~-4‰ 升高到-1‰ 、+3‰ 或+5‰ 不等(Pruss et al., 2010), 但在巴西Sã o Francisco克拉通Sete Lagoas组Sturian盖帽碳酸盐岩的δ ¹³C值可以从-4.5‰ 迅速升高到+14‰ (Vieira et al., 2007)。由于Sturtian冰期后盖帽碳酸盐岩与Marinoan冰期后盖帽碳酸盐岩具有不同特征, 故Corsetti 和Lorentz(2006)形象地将其称为Sturtian式盖帽和Marinoan式盖帽(Sturtian-style and Marinoan-style)。

Yu等(2017)首次报道了中国贵州沉积于间冰期大塘坡组底部的Sturtian盖帽碳酸盐岩。依据其上含Mn页岩的LA-ICP-MS U-Pb锆石年龄, 将其沉积时限定为662.7± 6.2 Ma, 这与全球Sturian冰期结束的年龄基本一致。新发现的盖帽碳酸盐岩由块状的纹层发育的豆状砂质白云岩组成, 形成于南华盆地潮下带地垒顶部, 2个剖面上的δ ¹³C值为4‰ ~5‰ , 由底到顶具有2个千分点的正向漂移。盖帽碳酸盐岩上部较高的δ ¹³C值, 反映了Sturtian冰期后的海洋生产率及有机质埋藏速率的不断增加。该特征既与全球Sturian盖帽碳酸盐岩漂移趋势一致, 同时也表现出了地区性差异, 如此处就没有δ ¹³C的负值。该新发现的盖帽碳酸盐岩与邻近的南华盆地地堑中含菱锰矿的大塘坡组底部沉积相接, 虽然盖帽碳酸盐岩中有机质含量有限, 但其上与之紧密相接的大塘坡组底部含锰沉积不仅具极高的TOC含量(1%~3%与< 0.7%), 而且δ ¹³C值也都较盖帽碳酸盐岩更负偏(2个剖面, 分别为-10.5‰ ~-5.5‰ 和-4.0‰ ~+2.5‰ ), 这也进一步表明二者是相互关联的。

3.6.4 盖帽碳酸盐岩沉积时限研究

Sturtian冰期持续了大约55 Ma, 从717 Ma至662 Ma(Bowring et al., 2007; Macdonald et al., 2010; Lan et al., 2014; Rooney et al., 2014, 2015)。然而, Marinoan冰期持续的时间长期以来不是十分清楚, 但其结束的时间却可以准确定位在635 Ma(Calver et al., 2004; Hoffmann et al., 2004; Condon et al., 2005; 张世红等, 2008)。Prave等(2016)在纳米比亚Ghaub 组中获得了2个凝灰岩U-Pb锆石年龄, 分别为639.29± 0.26 Ma和635.21± 0.59 Ma, 定时了Marinoan冰期持续的时限仅4 Ma, 同时揭示Sturtian和Marinoan这2次冰期的间隔约为20 Ma。以上年代学数据虽可推论Sturtian盖帽碳酸盐岩沉积结束的时间是662 Ma, Marinoan盖帽碳酸盐岩开始沉积的时间是635 Ma, 然而, 仍然无法知道Sturtian冰期后盖帽碳酸盐岩开始形成的时间和Marinoan冰期后盖帽碳酸盐岩结束的时间, 这也将成为进一步揭示2期盖帽碳酸盐岩成因及特征需要继续研究的命题。

以上论述表明, Sturtian盖帽碳酸盐岩的沉积与地球化学特征同Marinoan盖帽碳酸盐岩存在着明显的差异, 但它们各自具有其全球相似性。研究其相似性、相异性及全球变化产生的原因, 才能更好地揭示其在超大陆演变中的作用。