2023, Vol. 32
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钾质斑脱岩被认为是地质历史时期火山喷发产生的凝灰物质在海相碱性环境下经沉积成岩作用及蚀变作用产生的一种富钾质的黏土岩.它不仅能够记录地史上的火山活动, 也提供了一种等时性的标志层, 可以应用于地层对比研究.另外由于其含有锆石等可以获得绝对同位素年龄的斑晶矿物, 因此它是获得地层绝对年龄的良好载体, 对于地层年代学研究具有重要意义[1].奥陶纪-志留纪钾质斑脱岩在全球广泛分布, 在美洲、欧洲及中国南部等地区均有发育.国外对该时期斑脱岩的研究相对较早, 并在年代地层、古大陆再造、地层对比及构造背景分析方面取得了很多成果[1-5].
中国对钾质斑脱岩的研究起步较晚, 而且对斑脱岩的研究主要集中在华南地区.有关学者[6-10]对其都有不同程度的研究.胡艳华等[1]认为钾质斑脱岩原岩以中酸性岩石为主, 形成的主要构造环境为与俯冲作用相关的火山弧环境; 杨颖等[11]研究认为华南斑脱岩来自扬子板块北缘秦岭地区的火山爆发; 苏文博等[12]在王家湾剖面五峰组顶部和龙马溪组底部发现多层钾质斑脱岩, 并与贵州桐梓的斑脱岩进行了生物地层、层序地层的综合对比, 表明奥陶纪-志留纪之交至少在上扬子板块附近, 曾经发生过大规模的火山喷发活动, 并且可以一一对应.
同时期扬子板块周缘也沉积了数层斑脱岩.熊国庆等[13-14]在扬子板块北缘、叶飞等[15]在扬子板块东南缘做了一些同位素年龄及地球化学研究, 但对于扬子板块西缘钾质斑脱岩的相关研究报道较少.葛祥英等[16]通过对扬子板块西缘钾质斑脱岩的研究认为其构造背景也多源于岛弧环境, 原岩具中酸性特征.
本研究对扬子板块西缘云南省永善县水竹乡殷家湾上奥陶统五峰组-下志留统龙马溪组地层剖面钾质斑脱岩采样, 并进行锆石U-Pb同位素测年, 获得了较精准的同位素年龄(443.5±1.7 Ma), 丰富了该区域奥陶系-志留系之交同位素年龄数据, 可为建立扬子板块西缘界线附近高分辨率的综合年代地层格架提供同位素年代学依据.同时, 晚奥陶世发生了重大的生物灭绝事件, 本次对斑脱岩的研究, 有助于了解晚奥陶世生物大灭绝与火山喷发事件的关系.
1 地质背景及地层研究区大地构造位于扬子板块西缘, 黔中隆起西北端(图 1).区内出露古生代和中生代地层, 从老到新依次为寒武系、奥陶系、志留系、泥盆系、石炭系、二叠系、三叠系和侏罗系.本次研究的斑脱岩采自云南省永善县水竹乡殷家湾剖面龙马溪组底部.龙马溪组底部主要岩性为黑色碳质页岩及钙质粉砂岩, 发育灰岩结核及多层斑脱岩(图 2).
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图 1 研究区大地构造位置图(据文献[9]改编) Fig.1 Tectonic location map of the study area(Modified from Reference[9]) 1-构造单元界线(boundary of tectonic unit); 2-相区界线(boundary of facies); 3-研究区位置(study area) |
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图 2 五峰组-龙马溪组剖面柱状图 Fig.2 Stratigraphic sequences and sampling horizons of Wufeng and Longmaxi formations 1-炭质页岩(carbonaceous shale); 2-泥质粉砂岩(argillaceous siltstone); 3-灰岩(limestone) |
本研究斑脱岩样品采自龙马溪组底部, 厚2~4 cm, 颜色为深灰色, 风化后呈灰白色、灰黄色, 遇水易膨胀, 手感光滑细腻, 镜下鉴定结果显示其矿物成分主要为蒙脱石(图 3), 含量90%以上.蒙脱石颗粒细小, 呈纤维状、聚片状及球粒状, 浅黄绿色、淡粉红色.其次为少量黄铁矿及火山碎屑成分.为保证样品新鲜、分析结果有效, 采样时剔除风化层及围岩.
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图 3 斑脱岩镜下照片 Fig.3 Microphotographs of bentonite a-单偏光(plane-polarized light); b-正交偏光(cross-polarized light) |
锆石U-Pb定年使用激光剥蚀-电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICP-MS), 在北京锆年领航科技有限公司完成.激光剥蚀平台为Resolution SE型193 nm深紫外激光剥蚀进样系统(Applied Spectra, 美国), 配备S155型双体积样品池.质谱仪采用Agilent 7900型电感耦合等离子体质谱仪(Agilent, 美国).锆石样品固定在环氧树脂靶上, 抛光后在超纯水中超声清洗, 分析前用分析级甲醇擦拭样品表面.采用5个激光脉冲对每个剥蚀区域进行预剥蚀(剥蚀深度约0.3 μm), 以去除样品表面可能的污染.本次实验在束斑直径30 μm、剥蚀频率5 Hz、能量密度2 J/cm的激光条件下分析样品.数据处理采用Iolite程序, 锆石91500作为校正标样, GJ-1作为监测标样, 每隔10~12个样品点分析2个91500标样及一个GJ-1标样.通常采集20 s的气体空白, 35~40 s的信号区间进行数据处理, 按指数方程进行深度分馏校正.以NIST610作为外标, 91Zr作为内标计算微量元素含量.利用Isoplot软件计算锆石样品的U-Pb年龄并绘制对应图表及计算年龄加权平均值.
3 测试结果阴极发光图像显示, 样品锆石晶形较好, 多为自形长柱状晶体, 部分为短柱状, 柱状长宽比为2:3, 锆石粒度多在80~150 μm之间, 且具典型的岩浆生长振荡环带和韵律结构, 属于岩浆锆石(图 4).根据测年结果, 锆石的Th/U比值绝大多数集中在0.4~0.8, 平均值0.59, 且具有很好的相关性(图 5), 显示为岩浆锆石的特征.
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图 4 锆石阴极发光图 Fig.4 CL images of the selected zircons |
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图 5 斑脱岩锆石Th、U含量相关性 Fig.5 Correlation between Th and U contents in bentonite |
PM002a-5样品共测试50个点, 有12个测试点的测年结果明显偏大, 可能为继承性锆石, 未纳入年龄加权计算.其中最老的一颗锆石207Pb/206Pb年龄为2 686±38 Ma, 谐和度106%, 其余测试点均位于谐和线上(图 6).206Pb/238U年龄加权平均值为443.5±1.7 Ma (图 7), 且谐和度很高, 均位于90%~110%之间, 绝大多数位于98%~102%之间, 最年轻锆石(2颗)206Pb/238U年龄为438±4 Ma, 谐和度达100%.同位素分析结果如表1(扫描首页OSID二维码可见).
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图 6 锆石U-Pb谐和图 Fig.6 Zircon U-Pb concordia plot |
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图 7 锆石U-Pb加权平均图 Fig.7 U-Pb weighted average diagram of zircons |
云南省永善县殷家湾剖面所测斑脱岩锆石U-Pb加权平均年龄为443.5±1.7 Ma, 该年龄是扬子板块西缘获得的高精度锆石U-Pb年龄, 与国际地层委员会2022年发布的奥陶系-志留系界线年龄443.8±1.5 Ma较为接近, 而且与扬子板块周缘已报道的年龄大体一致, 如: 扬子板块北缘大巴山西段445.1 Ma [13], 南大巴山东段445.5 Ma、450.9 Ma和447.9 Ma [14], 扬子板块东南缘思南地区449 Ma [15], 扬子板块西缘万和乡442.67 Ma [17], 说明扬子地区发生过多期次的火山活动.作为斑脱岩的原始沉积年龄不仅间接限定了五峰组-龙马溪组地层沉积年龄, 为扬子板块西缘奥陶-志留系界线附近火山喷发事件、地层年代学提供了依据, 并为建立扬子板块周缘奥陶系-志留系界线附近高分辨的综合年代地层格架提供了同位素年代学依据.
4.2 锆石微量元素特征及大地构造背景晚奥陶世-早志留世的钾质斑脱岩全球广泛分布, 且沉积层数较多.苏文博等[12]在贵州桐梓和湖北宜昌两条相距近500 km的剖面上, 在五峰组-龙马溪组底部均发现20余层斑脱岩.关于钾质斑脱岩的来源, 一直未有定论.苏文博等[12]认为扬子板块周缘的钾质斑脱岩与扬子板块和华夏板块的汇聚有关; 杨颖等[11]认为更可能与古特提斯洋的俯冲有关; 甚至有观点认为是早古生代北祁连造山带的火山喷发或者晚奥陶世广西运动早期扬子板内或边缘拉张所形成的构造-岩浆产物[18].
锆石的微量元素在沉积成岩过程中和表生环境下很稳定, 常被用于判断岩浆岩的岩浆亲缘性及其形成的大地构造背景[19-20].不同岩石类型的岩浆锆石具有不同的微量元素组合特征, 因此, 可以通过微量元素变化图解来区分锆石源岩及岩浆形成的大地构造背景.
在Y-U (图 8a)和Yb/Sm-Y (图 8b)图解中, 明显看出所有样品的数据点均落入花岗岩区; 赵志丹等[21]认为应用花岗岩全岩元素地球化学判别岩石类型和构造环境的方法, 在锆石中也有系统的显示.据此结合Th/Pb图解(图 9)可以看出, 数据点绝大多数落在I型花岗岩区内, 仅个别落入S型花岗岩类区中或其他区域.推断其源岩为I型花岗岩类.
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图 8 殷家湾斑脱岩锆石微量元素特征判别图(底图据文献[19-21]) Fig.8 Trace element discrimination diagrams of zircons from Yinjiawan bentonite(After References[19-21]) |
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图 9 花岗岩类锆石微量元素成分差异图解(底图据文献[21]) Fig.9 Trace element plots for zircons from I-, S-and A-type granites(After Reference[21]) |
在Th/U-Nb/Hf (图 8c)和Th/Nb-Hf/Th (图 8d)图解中, 样品数据点绝大多数落入岩浆弧/造山带环境内, 仅个别落入板内/非造山环境, 说明其源岩形成的大地构造背景为岩浆弧或造山带.
晚奥陶世-早志留世, 扬子板块北缘早古生代秦岭洋闭合过程中板块俯冲发育岛弧岩浆活动.随着板块持续的俯冲消减, 在秦岭造山带内发现450 Ma左右的岛弧火山岩[22-25].本研究在扬子板块西缘滇东北地区龙马溪组底部斑脱岩中获得的443.5±1.7 Ma与秦岭造山带中奥陶纪岩浆弧的形成时间同步.该层斑脱岩的形成可能与古秦岭洋壳向北的俯冲有关.
4.3 生物大灭绝与火山事件的关系奥陶纪末期发生了地球上第二次生物大灭绝事件, 其诱发因素是多方面的, 而今地外事件的因素逐渐趋于弱化, 主流思想集中在冰川事件、火山事件、缺氧和全球升温.前人认为此次生物灭绝是5次灭绝事件中唯一一次与降温有关的灭绝, 其他4次都与大火成岩省和全球变暖有关, 并将此次生物大灭绝分为两幕: 第一幕发生在凯迪阶到赫南特阶早期, 与冈瓦纳冰期有关, 导致全球温度降低, 海平面下降; 第二幕发生在赫南特阶顶部, 全球温度上升, 冰川融化, 海平面快速上升.冰川的发育、海平面的下降及海水的降温诱发了暖水生物及原浅水底栖生物集群灭绝[26-27]; 富氧、凉水环境为Hirnantia动物群提供了迅速发展的适宜条件[17].此后, 相对活跃的火山作用引发了使全球变暖的"温室效应", 使海平面快速回升、海水水温回暖、海底缺氧, 从而最终导致Hirnantia动物群的灭绝[26].近年来随着对全球范围火山事件的研究, 认为斑脱岩则是该次生物灭绝直接的证据.Bond等[5]通过研究认为, 火山作用可能是导致生物大灭绝的原因, 晚奥陶世凯迪阶-赫南特阶界线附近火山温室气体的喷发导致深水低氧带的扩散及生产力的崩塌, 即生物大灭绝的第一幕, 短暂降温后赫南特阶晚期的火山再兴导致生物大灭绝的第二幕.
扬子地区发生过多期次的火山活动, 规律的火山喷发代表了扬子板块及其周边板块因地球内部层圈某种节律性的调整, 它们使得该区域的沉积基准面产生了节律性的变化, 从而影响到了相对海平面的变化[12].因此, 笔者认为, 晚奥陶世-早志留世广泛分布的多期次火山活动可能才是导致生物大灭绝的主导因素, 大范围火山频发造成全球气候及环境等发生巨变, 最终导致生物灭绝.
5 结论(1) 扬子板块西缘永善县水竹乡殷家湾剖面龙马溪组底部斑脱岩中获得锆石U-Pb年龄为443.5±1.7 Ma.该年龄代表了斑脱岩原岩的火山喷发时间, 间接限定了五峰组-龙马溪组地层的沉积年龄, 为扬子板块西缘奥陶系-志留系界线附近火山喷发事件、地层年代学提供了依据, 有助于扬子板块周缘奥陶系/志留系界线附近高分辨的综合年代地层格架的建立.
(2) 斑脱岩中锆石源岩为I型花岗岩, 其形成的大地构造背景为岩浆弧或造山带.斑脱岩可能来源于古秦岭洋闭相关的岩浆弧环境.
(3) 奥陶纪-志留纪之交广泛分布的多期次火山活动可能是造成晚奥陶世生物大灭绝的主导因素.
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