0 引言

二叠纪末的全球海洋生物大灭绝被解释为是一种或多种地质事件共同作用的结果^[1-6]。在华南地区，由于二叠系-三叠系界线附近广泛存在火山黏土^[7]，因此二叠纪末的全球生物灭绝事件常常与火山联系在一起^[8]。尽管前人对华南晚二叠世生物礁中的造礁生物和沉积相作了许多研究^[9-13]，但这些研究主要集中在二叠纪-三叠纪界线附近^[14-17]，而对整个长兴期生物礁群落的演化与地质事件的关系仍不十分清楚。

古代火山作用的直接证据是火山碎屑岩或由火山灰物质演化来的火山黏土。在中国南方二叠纪地层中，火山黏土十分常见，但这些火山黏土多保存在深水盆地中。在浅水碳酸盐台地，由于较强的水动力作用，大部分细小的火山灰物质很难沉积下来，因此浅水台地环境中古代火山事件很难在野外识别。然而，由于火山灰物质中含有丰富的铁磁性矿物，一定量的火山灰物质的带入就会使原先较纯的台地灰岩的磁化率值产生明显的变化。研究利用磁化率数据系统研究了贵州紫云石头寨剖面整个晚二叠世生物群落和沉积演化与火山作用的关系。

1 紫云晚二叠世生物礁概况

中国南方晚二叠世长兴期生物礁主要分布在扬子地台的北缘和南缘。扬子地台南缘生物礁主要分布在广西隆林、贵州册亨、贞丰、紫云、望谟、罗甸一带，构成一弧形碳酸盐台地边缘相带（图 1），因此该礁带被认为属于碳酸盐台地边缘礁。该礁带以南为台前斜坡和深水盆地相沉积（南盘江盆地）。南盘江盆地中发育许多孤立的小型碳酸盐台地，在这些孤立台地上也发现有少量生物礁。

在扬子地台南缘生物礁带中，位于黔南地区的紫云石头寨生物礁出露最好。石头寨剖面礁相地层序列十分清晰（图 2）。长兴期生物礁是在吴家坪期碎屑岩的基础上发展起来的。长兴期早期以硅质团块灰岩为特征，缺乏造礁生物，仅有有孔虫和钙藻化石，其中有大量的Palaeofusulina化石。硅质团块灰岩之上出现棘屑灰岩，在此棘屑滩的基础上开始出现钙质海绵形成的厚达8 m的障积岩。障积岩之上主体为厚达90 m的骨架岩或部分障积岩，但其中夹多层藻-有孔虫颗粒灰岩。在生物礁演化的最后阶段，出现了厚约16 m的黏结岩。黏结岩之上为厚约1 m的微晶白云岩，标志着曾经盛极一时的华南长兴期礁生态系的终结。受二叠纪末海平面下降事件^[20]影响，生物礁顶部遭受不同程度的剥蚀，与三叠纪地层之间形成高低不平的不整合面。不整合面之上为早三叠世的灰褐色泥岩夹火山黏土，向上逐渐过渡为薄层状泥质灰岩。

2 研究方法

自然界中的物质都是具有一定磁性的，这些磁性是由一些磁性矿物产生。磁性矿物分为顺磁性、抗磁性、亚铁磁性（如磁铁矿、磁赤铁矿、磁黄铁矿）和不完整反铁磁性（如赤铁矿、针铁矿）等类型。其中亚铁磁性矿物和不完整反铁磁性矿物是环境磁学中重要的研究对象^[21]。天然物质的磁学性质需要通过一些磁学参数来反映，例如，体积磁化率、质量磁化率、天然剩磁、饱和等温剩磁、磁化率频率系数等。其中最常用到的就是磁化率。磁化率表示外磁场作用下物质磁化的能力，磁化率的大小与样品中磁性矿物的种类和含量密切相关，所以经常用磁化率来粗略估计磁性矿物的含量。

海洋是个复杂的环境系统，海洋沉积物中的磁性矿物来源于海洋自身沉积作用、生物作用（深海海泥中的磁细菌）和还原成岩作用（贫氧或缺氧的环境）^[22]。由于生物礁发育在浅海、富氧的区域，所以生物作用和还原成岩作用的影响可以忽略不计。因此，进入生物礁沉积物的磁性矿物主要以水和大气为载体。火山喷发物、土壤和岩石风化产物可以通过河流、冰川将磁性矿物带入海底。而大气层外的陨石或显微熔融石、宇宙小球粒及一部分火山灰物质则可通过大气传播并沉淀进入海洋沉积物中。

磁化率的高低反映顺磁性物质的多少，而海洋中的磁性矿物主要通过陆源物质的河流输入或火山带入。当海平面下降或火山活动加剧时，陆源物质增多，磁性矿物增多，因此磁化率升高。反之，当环境趋于稳定，陆源磁性矿物输入就会减少，形成较纯净的生物礁灰岩，其磁化率值就降低。

紫云石头寨剖面磁化率的采样贯穿整个长兴期地层和早三叠世底部的泥质岩。其中，二叠纪末生物大灭绝界线以下主体为晚二叠世长兴期的生物礁灰岩夹生物碎屑灰岩，灭绝界线以上为早三叠世的灰褐色泥岩。在该剖面共采集岩石磁化率样品91个，平均采样间距为1 m左右。

磁化率测试工作在中国地质大学（武汉）生物地质与环境地质国家重点实验室岩石磁学分室完成，采用MFK1-FA型磁化率仪。具体操作过程如下：

（1）测得空盒质量m₀（单位：g）以及空盒磁化率κ₀（单位：10^-6SI）；

（2）选取新鲜样品，经过常温干燥后再用非铁质工具手工碎样，碎至直径不超过0.5 cm的颗粒，装入体积为10 cm³的圆柱形聚乙烯盒内并压实。测得样品与盒子的质量m₁（单位：g）以及样品与盒子的磁化率κ₁（单位：10^-6SI）。

计算过程：样品质量磁化率=（κ₁-κ₀）×10/（m₁-m₀）（单位：10^-9 m³/kg）

3 结果

通过对石头寨剖面91个样品的磁化率测试和分析，发现长兴早期和末期磁化率值偏高，而中期生物礁发育时段磁化率总体偏低（表 1、图 3）。各层段具体数值变化如下：

（1）长兴期底部的生物碎屑灰岩磁化率偏高，数值大致为（2.57~11.10）×10^-9 m³/kg。

（2）生物礁灰岩中磁化率值总体偏低，一般在0左右，且大部分为较小的负值。

（3）在生物礁核相中，海绵骨架岩和障积岩对应的磁化率较低，约为-1.86×10^-9 m³/kg，而生物碎屑灰岩对应的磁化率较高，约为1.99×10^-9 m³/kg。

（4）生物礁顶部的藻黏结岩磁化率较海绵骨架岩和障积岩偏高，大约为5.70×10^-9 m³/kg。

（5）磁化率值在二叠纪-三叠纪界线附近异常升高，高达25.61×10^-9 m³/kg。

（6）早三叠世初期的泥岩磁化率值升高至（25.60~43.72）×10^-9 m³/kg，泥岩中夹有数层火山黏土，其磁化率值为（606.58~716.48）×10^-9 m³/kg。

以上数据表明：长兴期生物礁的基底为含硅质团块生物碎屑灰岩。前人通过地球化学分析认为这一时期的硅质是火山成因的^[23-24]。因此在生物礁生长前本区同样受到了火山物质的影响，从而导致磁化率值偏高。随后长兴期生物礁繁盛，礁灰岩的磁化率值较低，几乎不含磁性矿物。需要说明的是，在生物礁发育时段，仍出现几层藻-有孔虫生物碎屑灰岩。前期研究发现藻-有孔虫灰岩中存在大量与火山活动有关的石英颗粒以及火山玻璃，并认为这些藻-有孔虫灰岩是火山活动导致造礁生物暂时消失后在礁坪形成的产物^[25]。但这几层生物碎屑灰岩的磁化率值并没有太明显的升高，这可能与礁相动荡的水体环境有关。动荡的礁相浅水环境使得火山灰中一部分细小的富铁矿物或颗粒难以沉积下来，因此其磁化率值也没有明显的升高。

然而，礁顶部的黏结岩中磁化率值却明显较高，说明在生物礁生长最末期火山活动再次加剧。尽管黏结岩也形成于浅水环境，但黏结生物可能有效地捕获了一部分火山灰物质，从而导致磁化率值的明显升高。二叠纪末生物大灭绝界线上的泥质岩中，磁化率异常升高。这可能与生物大灭绝后陆源物质的大量输入^[26]及期间频繁的火山活动有关^[27]。特别需要指出的是，二叠纪末生物大灭绝界线以上的泥岩中夹有数层火山黏土。这些火山黏土的磁化率值是泥岩磁化率值的20倍左右（图 4），说明火山灰物质对磁化率大小的影响远远超过陆源物质的贡献。

4 火山作用与沉积相演化关系

石头寨剖面磁化率值的变化特征很好地反映了长兴期生物礁生态系与火山活动的变化规律。根据磁化率值和沉积相的周期性变化，本文将紫云石头寨晚二叠世长兴期沉积演化分为长兴早期、长兴中期、长兴末期和早三叠世初期四个时期。

4.1 长兴早期沉积及火山物质的影响

在中二叠世-晚二叠世之交，华南地区火山活动十分强烈^[27-32]。尤其是中国西南地区的峨眉山玄武岩喷发，形成覆盖四川、贵州和云南三省面积达3.3×10⁵ km²、平均厚度705 m、局部厚度5 km的火山熔岩^[16]，是世界公认的大火成岩省^[33]。峨眉山玄武岩喷发的时间恰好与瓜达鲁普统-乐平统之交的生物绝灭事件时间相吻合^[34-39]。这一期火山活动破坏了陆地植被，在华南广泛形成以龙潭组为代表的含煤碎屑岩沉积。但在远离火山活动的地区，则是与龙潭组同期异相的吴家坪组沉积。

但从晚二叠世晚期的长兴期开始，火山活动和陆源输入明显减少，为中国南方生物礁的广泛发育创造了条件^[40-41]。尽管如此，Shen et al.^[42]报道在紫云地区的吴家坪组和长兴组之间存在2.6 m厚的凝灰岩，说明长兴组早期沉积中仍受零星的火山或陆源输入的影响，从而出现硅质团块灰岩沉积（图 5）。由于火山灰物质或陆源物质的影响，长兴早期硅质团块灰岩的磁化率值明显偏高。

4.2 长兴中期生物礁的发育及间歇性火山作用的影响

长兴中期火山活动明显减弱，海水变得清澈。在浅海地区首先形成的是海百合茎碎屑滩沉积，在此基础上造礁海绵才开始迅速拓殖。造礁生物包括大型的串管海绵、纤维海绵和水螅等。在生物礁建造的早期，以海绵障积岩为主，逐渐演变成以海绵骨架岩为主。在整个长兴中期，以海绵为代表的造礁生物最终形成了厚达近百米的生物礁灰岩。

尽管这一时期海洋环境总体稳定，以生物礁灰岩建造为主要特征。但调查发现，在生物礁灰岩中仍夹有数层生物碎屑灰岩（图 6）。早期研究认为，这些生物碎屑灰岩为礁后潟湖环境的藻和有孔虫颗粒灰岩或泥粒灰岩沉积^[11]。然而，最近的研究发现这些生物碎屑灰岩中存在大量与火山活动有关的石英颗粒及火山玻璃，并认为这些生物碎屑灰岩是火山活动导致造礁生物暂时消失后在礁坪形成的产物^[25]。

虽然陆源剥蚀产生的石英等碎屑也可被带入近岸浅海环境，同时使生物礁生态系的生长受到暂时的抑制，但根据研究区晚二叠世的古地理图分析，来自康滇古陆的陆源物质大部分沉积在川滇黔碎屑岩台地上，很少有陆源物质会进入碳酸盐台地（图 1）。此外，由于紫云生物礁分布在碳酸盐台地边缘，因此礁与古陆之间存在水体相对安静的礁后潟湖。由于潟湖中水动力较弱，因此来自陆地的碎屑物质很容易被沉积在潟湖环境。所以静水潟湖是捕获陆源碎屑物的有效陷井，从而使碎屑物难以超越潟湖到达台地边缘礁中。然而，火山灰物质则可以通过空气循环被搬运至远离海岸的台地边缘环境中（图 7）。因此，我们认为，石头寨剖面长兴中期生物礁中所夹的生物碎屑灰岩不是因为陆源物质输入造成的，而是晚二叠世长兴期间歇性的火山灰物质带入造成的。此外，从区域上看，尽管峨眉山玄武岩喷发主要发生在中二叠世与晚二叠世之交^[36]，但朱江等^[43]认为中二叠世的峨眉山玄武岩喷发持续到晚二叠世末期。前人也在华南地区二叠纪-三叠纪界线以下数十厘米内发现多层黏土，其中贵州惠水断杉的上二叠统有多达十余层的凝灰岩^[27]。因此，可以认为长兴中期的海洋环境仍受到间歇性火山活动的影响。

火山物质带入导致生物礁生长暂时停止的现象在印度尼西亚新近纪与礁有关的碳酸盐地层中也有记录。Wilson et al.（图 6）^[44]通过对该地区地层序列的分析，发现凝灰质生物碎屑泥粒灰岩中常常产丰富的底栖有孔虫，而造礁珊瑚则明显减少。一些研究表明，有孔虫之所以可以适应较多火山碎屑物质的带入，是因为一些有孔虫在被埋在厚达1 cm的沉积物中时，仍可以从中爬出来^[45]。与此同时，间歇性火山活动及火山灰物质的带入在使生物礁建造转变为藻和有孔虫碎屑灰岩沉积的同时，也势必引起藻有孔虫灰岩中磁化率的升高。然而测试结果显示，生物礁中所夹的几层生物碎屑灰岩的磁化率值并没有非常明显的波动。这可能与生物礁中浅水动荡的沉积环境有关。一方面，浅水氧化环境使火山灰物质的中含铁的暗色矿物容易分解而溶解到海水中，另一方面礁相动荡的水动力条件使得一部分细小的火山灰物质难以沉积下来，因此磁化率值并没有显著的升高。

4.3 长兴末期火山活动的加剧

在长兴末期生物礁顶部出现厚约16 m的黏结岩（图 1）。这些黏结岩主要由古石孔藻（Archaeolithoporella）包覆Tabulozoa、水螅或海绵而成，黏结纹层厚可达5 mm左右（图 8）。通过酸蚀处理，我们在这套黏结岩中也发现大量与火山活动相关的石英颗粒，反映当时周边地区有火山喷发^[25]。测试发现，黏结岩的磁化率比生物礁灰岩的磁化率明显较高，进一步证实了长兴末期火山活动的加剧。

黏结岩中最常见的黏结生物Archaeolithoporella可能属于红藻^[46]，但从形态特征上看更可能属于蓝藻或蓝细菌^[47]。黏结生物的生态功能一直被认为是在礁中起加固礁体骨架的作用，但Archaeolithoporella大量出现的原因却很少引起人们的关注。与火山有关的石英的存在及磁化率值的升高表明，黏结岩的形成与二叠纪末火山活动的加强具有等时性。前文提到长兴中晚期间歇性火山导致生物礁暂时停止而形成生物碎屑灰岩，但长兴末期的火山活动并没有导致生物碎屑灰岩的形成，而是形成黏结岩，这可能是由于黏结生物Archaeolithoporella作为一种低等的藻类具有很强的环境适应能力。然而，尽管黏结岩在形成时间上与火山活动相对应，但导致黏结岩形成可能还另有原因。调查发现，黏结岩中除了古石孔藻外，还存在大量早期海底胶结物。这些胶结物的出现可能与深部海水的上涌有关，也可能与高温导致的蒸发和海水浓缩有关^[25]。

有意思的是，除了古石孔藻外，管壳石的丰度在黏结岩中也明显增高（图 8C），这与长兴中晚期生物礁发育时期所夹的生物碎屑灰岩中富管壳石的情况非常类似。与其他大部分浅海底栖生物一样，二叠纪末大灭绝后，管壳石曾一度消失，但在早三叠世生物复苏过程中，管壳石却是较先复苏的种类^[48]，并于中三叠世在华南形成以管壳石为主的生物礁，暗示管壳石是一种对环境事件具有较强适应能力的种类。因此，我们认为紫云晚二叠世生物礁中这种具有较强适应能力的管壳石的局部繁盛可能暗示着礁相生态环境的暂时恶化。而导致环境恶化的原因之一则可能是长兴末期火山活动的喷发。

4.4 早三叠世初期陆源输入和火山活动的影响

从区域地层序列上看，二叠纪末生物大灭绝之后，早三叠世底部普遍出现一套泥质岩或泥质灰岩沉积，指示陆源物质输入的加强和沉积速率的加大^[49]。陆源输入加强还得到牙形石中锶同位素的支持^[26]。在紫云石头寨剖面，早三叠世底部主体为一套灰褐色薄层泥岩，期间夹多层灰黄色火山黏土（图 9）。由于陆源物质中含有丰富的磁性矿物，因此泥岩的磁化率值显著增加，高达（25.60~43.72）×10^-9 m³/kg。然而，火山黏土的磁化率值却显得更高，可达（606.58~716.48）×10^-9 m³/kg，表明早三叠世初期频繁的火山作用^[50-51]及其对岩石磁化率的影响。

5 结论

贵州紫云石头寨剖面磁化率测试分析显示，岩石磁化率的高低与火山物质和陆源输入存在正相关关系。而火山活动和陆源输入又进一步影响生物礁群落的生长，从而导致沉积相上的变化。石头寨剖面晚二叠世长兴期至早三叠世初的沉积演化可分为四个阶段，即长兴早期、长兴中期、长兴末期和早三叠世初期。

（1）受火山灰物质或陆源物质中富铁磁性矿物的影响，长兴早期硅质团块灰岩的磁化率值明显偏高。火山灰物质或陆源输入的影响也抑制了生物礁的生长，从而出现硅质团块灰岩沉积。

（2）长兴中期总体环境稳定，因此生物礁十分发育。但存在间歇性的火山活动，并导致生物礁生长的短暂停止，而出现藻-有孔虫生物碎屑灰岩。由于礁相天环境水体动荡，因此细小的铁磁性物质难以沉积下来，生物碎屑灰岩的磁化率值并没有明显升高。

（3）长兴末期火山活动的加剧，生物礁顶部的黏结岩磁化率明显较高。但黏结岩的形成不但受火山活动的影响，更主要受高温环境的控制。

（4）早三叠世初期大量陆源物质的输入及火山灰物质的加入导致泥质岩中磁性矿物含量和磁化率值的显著增加。其中火山物质对磁化率值的影响明显大于一般的陆源输入。