2013, Vol. 29
2. 中国科学院大学, 北京 130039
, GUAN ChengGuo1,2, ZHOU ChuanMing1, MENG FanWei1, PANG Ke1,2, TANG Qing1,2 and RAO Xin1,2
2. School of the Earth and Resources, China University of Geosciences, Beijing 100083, China
我国扬子地台新元古界地层发育完整，出露广泛(刘鸿允, 1991; 邢裕盛等, 1996)，为研究该时期地球环境变化和生物演化提供了宝贵材料。湖北宜昌地区新元古界埃迪卡拉系地层尤为发育，研究最为深入。Condon et al. (2005)在该地区埃迪卡拉系陡山沱组底部盖帽碳酸盐岩中发现一层浅色粘土岩，并认为是火山灰蚀变的产物，得到了635.2±0.6Ma的重要年龄。最近，笔者等在安徽休宁地区埃迪卡拉系蓝田组底部盖帽碳酸盐岩中也发现浅色粘土岩。对这两处的浅色粘土岩层进行采集，通过岩石薄片、扫描电镜和X射线衍射仪进行岩石学分析，以及X荧光光谱仪和ICP-MS等离子质谱仪等进行常量元素、微量元素和稀土元素的地球化学分析。研究认为这些浅色粘土岩层是火山喷发的凝灰物质沉降在碱性的海相环境中，经过成岩作用和蚀变作用，最终形成的一种富含钾质(伊利石或者伊/蒙混层矿物)的变斑脱岩，称为钾质斑脱岩(K-Bentonite)(Merriman and Roberts, 1990; Roberts and Merriman, 1990; Su et al., 2003; 周明忠等, 2007)。
国际上对钾质斑脱岩的研究已经非常成熟，尤其是奥陶系-志留系钾质斑脱岩研究取得了丰硕的成果(BergstrÖm et al., 1998; Kolata et al., 1998; Min et al., 2001; Huff, 2008)。我国研究者对于埃迪卡拉系-寒武系界线(张勤文和徐道一, 1994; 张俊明, 1997a, b)，奥陶系-志留系界线(苏文博等, 2006; Su et al., 2003, 2009; 胡艳华, 2009a, b)，以及二叠系-三叠系界线(殷鸿福等, 1989;张素新等2007; Zhang et al., 2006)的钾质斑脱岩研究都取得了一些进展。总结起来，钾质斑脱岩研究的重要意义表现在三个方面：(1)放射性同位素定年：通过钾质斑脱岩中斑晶矿物锆石的U-Pb，黑云母K-Ar和40Ar-39Ar以及粘土矿物的Sm-Nd和伊利石中的40Ar-39Ar等精确的同位素定年，可以对沉积地层、重大生物事件和地质事件进行精确的时代限制；(2)地层对比：通过对不同地区同一时代钾质斑脱岩的微量元素和稀土元素地球化学特征研究，进行区域乃至洲际的地层对比；(3)古大陆再造：利用钾质斑脱岩的某些不活波元素的地球化学特征，进行原岩恢复和古构造环境的判别，以及古环境的恢复和古大陆的再造。
本文主要叙述我国扬子地台湖北宜昌和安徽休宁地区埃迪卡拉系底部钾质斑脱岩的岩石学和地球化学特征，并进行原岩恢复和古构造环境的判别，同时结合地质背景探讨钾质斑脱岩所代表的火山活动的地质意义。
新元古代成冰纪最晚期，全球经历了一次最为广泛的冰川作用，称为“雪球地球”事件(Snowball Earth Event)(Hoffman et al., 1998; Hoffman and Schrag, 2000, 2002)，这一时期也被称作马林诺冰期(Marinoan Glaciation)(Kennedy et al., 1998)。整个扬子地台在这一时期也广泛分布冰川沉积，例如宜昌地区的成冰系南沱组冰碛岩和休宁地区的雷公坞组冰碛岩。
埃迪卡拉纪早期，随着“雪球地球”事件的迅速结束，在整个扬子地台形成了一套一米至几米厚的碳酸盐岩，称之为盖帽碳酸盐岩。此后发生的广泛海侵，在扬子地台形成以陡山沱组和蓝田组为代表的一套以碎屑岩和碳酸盐岩为主的浅海—斜坡相沉积，其中产出的“蓝田生物群” 和“庙河生物群”，是陡山沱期生物大辐射的典型代表(Xiao et al., 2002; Yuan et al., 1999, 2011)。埃迪卡拉纪晚期，海侵进一步扩大。扬子地台主体变为碳酸盐台地，沉积了厚层的碳酸盐岩，如峡东灯影组；在斜坡和盆地相区，沉积了厚层的硅质岩，如皖南皮园村组。
因此埃迪卡拉系底部的盖帽碳酸盐岩记录了“雪球地球”事件结束向陡山沱期生物大辐射转变时期的重要信息。
本文研究的粘土岩样品采集自我国华南扬子地台埃迪卡拉系地层发育完整、研究成熟的安徽休宁蓝田剖面和湖北宜昌九曲垴剖面(图 1)。样品采集分别在袁训来研究员和肖书海教授指导下完成。
 | 图1 研究区区域地质背景、地层序列、样品采集点位和层位示意图 (a)-中国古板块格局示意图(据Yuan et al., 2011修改)；(b)-扬子地台埃迪卡拉系沉积模式图(据Yuan et al., 2011修改)；(c)-湖北宜昌地区区域地质简图(据袁训来等，2002修改)；(d)-安徽休宁蓝田地区区域地质简图(据袁训来等，2002修改)；(e)-湖北宜昌地区和安徽休宁地区埃迪卡拉系地层序列对比图.★ 代表样品采集点位和层位 Fig.1 Local geological background and stratigraphy of study areas, with sample locations and horizons (a)-tectonic outline showing the location of the Yangtze block in China (modified after Yuan et al., 2011); (b)- Early Ediacaran facies distribution on Yangtze block (modified after Yuan et al., 2011); (c) -regional geology of Yichang area, Hubei Province (modified after Yuan et al., 2002); (d) -regional geology of Xiuning area, Anhui Province (modified after Yuan et al., 2002); (e)-Ediacaran stratigraphic columns of Lantian and Yichang areas. ★ Sample locations and horizons (a)-tectonic outline showing the location of the Yangtze block in China (modified after Yuan et al., 2011); (b)- Early Ediacaran facies distribution on Yangtze block (modified after Yuan et al., 2011); (c) -regional geology of Yichang area, Hubei Province (modified after Yuan et al., 2002); (d) -regional geology of Xiuning area, Anhui Province (modified after Yuan et al., 2002); (e)-Ediacaran stratigraphic columns of Lantian and Yichang areas. ★ Sample locations and horizons |
 | 图2 样品的岩石学特征 (a-i)为样品11-KKW-02的岩石学特征：(a-c)为野外露头照片，(a)中箭头指示样品产出层位，(b)为(a)的局部放大，(c)为(b)的局部放大；(d-f)为岩石薄片单偏光照片，(d)-玻屑定向排列形成的假流纹构造，(e)-未完全蚀变的岩屑，(f)-晶屑中的石英和锆石，注意石英的港湾状熔蚀现象；(g-h)为扫描电镜照片，(g)-不定形残片状的伊利石，(h)-不定型片状-蜂窝状的伊/蒙混层矿物；(i)-为锆石阴极发光照片.(j-l)为样品11-YCW-01的岩石学特征：(j)-野外露头照片, 箭头指示样品产出层位；(k)-扫描电镜照片, 卷片状的伊利石；(l)-锆石阴极发光照片 Fig.2 Petrologic characteristics of the samples (a-i) for Sample 11-KKW-02: (a-c) are field photos, (a)-arrows indicating sample horizon, (b)-high magnification of (a), (c)-high magnification of (b); (d-f) are thin section photos under plane-polarized light, (d)-pseudo-fluxion structure formed by oriented shards, (e)-incompletely altered detritus, (f)-quartz (Qtz) and zircon (Zrn) crystals, note quartz crystal with corrosional embayments; (g-h) are SEM photos, (g)-flaky illite, (h)-flaky-honeycombed I/S; (i)-CL photo of zircons. (j-l) for Sample 11-YCW-01: (j)-field photo, note arrow indicating sample horizon; (k)-SEM photo of flaky illite; (l)-CL photo of zircons |
野外样品采集时，每个浅色粘土岩层在不同位置采集三组样品。将采集到的样品在室内进行风干，去除杂质，以备后续的岩石学和地球化学分析测试。样品的单颗粒锆石和副矿物挑选在廊坊市河北省区域地质矿产调查实验室完成。样品的扫描电镜分析利用中国科学院南京地质古生物研究所现代古生物学和地层学国家重点实验室LEO 1530VP型扫描电子显微镜(SEM)完成，分析过程镀Au膜。样品的矿相分析利用南京大学壳幔演化与成矿作用研究国家重点实验室Bede D1型多功能高分辨X射线衍射仪(XRD)完成，分析过程采用粉末压片法，数据分析采用软件MDI jade6.5。样品的主量、微量和稀土元素测试分析均在广州澳实矿物实验室(ALS Minerals-ALS Chemex)完成，主量元素采用Axios型X荧光光谱仪(XRF)分析，分析过程采用偏硼酸锂熔融玻璃片法，分析精度优于5%；微量元素和稀土元素采用Elan 9000型ICP-MS等离子质谱仪分析，分析过程分别采用高温高压四酸消解和硼酸锂熔融法，分析精度优于10%。
休宁蓝田剖面的粘土岩样品11-KKW-02，较为新鲜，质地相对较硬，便于制作岩石薄片进行镜下观察；宜昌九曲垴剖面的粘土岩样品11-YCW-01由于风化较为严重，质地疏松，未能成功制作岩石薄片进行镜下观察。两个样品的粘土矿物和斑晶矿物的组成和特点主要依据X射线粉晶衍射分析和扫描电镜辨别分析。
休宁蓝田剖面的粘土岩样品，镜下表现为凝灰结构，假流纹构造，碎屑成分主要以玻屑为主，还有少量的岩屑和晶屑，杂基支撑。玻屑含量占80%，粒径小于1mm，脱玻化现象明显，大部分或全部已经蚀变为粘土矿物，较为新鲜的玻屑表现为鸡骨状、管状、骨针状，定向排列呈流纹状，形成典型的假流纹构造(图 2d)。岩屑含量占10%，粒径小于1mm，大部分也已经风化为粘土矿物，未完全风化的表现为次圆状-棱角状，原岩成分已无法识别(图 2e)。晶屑含量10%，以石英为主，粒径小于0.5mm，多呈棱角状，表面光洁，多发育裂缝，边缘具有港湾状熔蚀现象；偶见长石，呈长柱状，局部边缘已蚀变，可能为透长石；以及一些短柱状、锥状的锆石，粒径小于0.2mm，一般较为破碎，正交偏光下干涉色具有明显的环带状特征，为典型的岩浆锆石(如图 2f)。
扫描电镜观察，本次研究的样品粘土矿物主要为不定型卷片状、丝缕状的伊利石和不定型片状-蜂窝状的伊/蒙混层矿物(图 2g, h, k)。斑晶矿物中的锆石呈长柱状、具有震荡环带，是典型岩浆锆石(图 2i, l)。
X射线粉晶衍射图表明，本次研究的样品主要以粘土矿物伊利石和伊/蒙混层矿物为主，以及少量的绿泥石等；同时还含有石英和长石等斑晶矿物(图 3)。结果和前期的岩石薄片以及扫描电镜观察结果较为一致。
 | 图3 样品的X射线衍射图谱(图中标记为特征峰d值及对应的矿物相) Fig.3 XRD patterns of studied samples (the marks in figure are eigen value and corresponding minerals) |
主量元素、微量元素和稀土元素的地球化学特征，对于钾质斑脱岩的区分和鉴定具有重要意义，同时也是其原岩恢复和构造环境判别的基础。为了能够更加深刻地分析和解释本次研究的样品，笔者选择了扬子地台不同时代，不同地区的几期研究程度较高的钾质斑脱岩进行对比：(1)云南东部晋宁地区早寒武世朱家箐组中谊村段中部钾质斑脱岩(简写为YNECKB)(张俊明, 1997a, b)；(2)湖北宜昌晚奥陶世五峰组上部钾质斑脱岩(简写为YCLOKB)(胡艳华, 2009a, b)；(3)湖北宜昌早志留世龙马溪组下部钾质斑脱岩(简写为YCESKB)(胡艳华等, 2009b)。同时选择研究程度较高，物源为典型的高成熟度陆源碎屑的澳大利亚后太古代页岩(Post-Archaean Australian Shale,简写为PAAS)(Taylor and McLennan, 1985)、北美页岩(North American shale composite,简写为NASC) (Gromet et al., 1984)，以及地壳粘土岩背景值(Earth Crust Clay Rock，简写为CCR)(Turekian and Wedepohl, 1961)与其进行对比分析，以便更好地认识其物源性质。本研究所采样品及相关对比参考样品的主量元素、微量元素和稀土元素含量示于表1。
本次研究样品中，样品11-KKW-02-1具有明显的低SiO2(30.53%~35.59%，平均32.77%)和高CaO(16.15%~21.67%，平均18.60%)含量，烧失量LOI也明显偏大(19.85%~23.6%，平均22.12%)。以上数据说明该粘土岩样品不纯，含有较高的围岩(碳酸盐岩)成分，这与该层粘土岩比较薄，采集难度大有关。因此后面的讨论中均不包含样品11-KKW-02-1。
与NASC和PAAS相比，本次研究的样品(除11-KKW-02-1外)具有高K2O、低TiO2的特征，这与扬子地台其它时期的钾质斑脱岩比较一致。周明忠等(2007)对已发表的钾质斑脱岩数据进行统计分析，认为K2O含量对于区分和鉴定钾质斑脱岩具有重要意义，钾质斑脱岩K2O含量较高，平均6.65%，一般大于3.5%。本次研究的样品K2O含量为11-KKW-02-2 (4.22%~4.58%，平均4.40%)、 11-KKW-02-3 (5.16%~6.38%，平均5.82%)、11-YCW-01 (6.30%~6.41%，平均6.3%)，均大于3.5%，也大于NASC(3.97%)和PAAS(3.7%)中K2O的含量，与钾质斑脱岩的特征相符。K2O/Na2O值分别为11-KKW-02-2 (70.33~76.33，平均73.33)、 11-KKW-02-3(65.78~79.75，平均73.08)、11-YCW-01( 57.27~79.25，平均66.87)，明显高于NASC(3.48%)和PAAS(3.08%)，也证明了其富钾质的属性。这与前面岩石学分析中认为其以伊利石和伊/蒙混层矿物为主的粘土矿物组成结果一致。
Wintsch and Kvale(1994)研究碎屑岩在成岩作用过程中不同元素的活动性时发现，Al和Ti一般为非活动性元素，Al2O3/TiO2值基本保持不变，可以有效的指示物源属性。张超等(2005)分析和对比了不同类型的岩石和沉积物Al2O3/TiO2值特征，认为凝灰岩及其蚀变产物Al2O3/TiO2值普遍大于40，而页岩则普遍小于25%。本次研究的样品(除11-KKW-02-1外)Al2O3/TiO2值为11-KKW-02-2 (32.22~32.84，平均32.61)、 11-KKW-02-3(36.38~37.20，平均36.73)、11-YCW-01( 25.38~27.33，平均26.10)，均大于25而接近40，指示了其火山灰的物源属性。
本次研究样品及相关参考样品的微量元素原始地幔标准化蛛网图如图 4所示。微量元素原始地幔标准化蛛网图表明本次研究的样品Sr和Ti负异常，而Pb表现正异常，这一特征与其它时期的钾质斑脱岩较为一致。相对于地壳平均粘土岩背景值，本次研究样品的亲石元素(除Sr和Ti)，如高场强元素(HFSE)Nb、Ta、Zr、Hf、Th及大离子亲石元素(LILE)Cs、Ba等，含量普遍较高；同时不相容元素中的Y、As、Ga、Se含量也相对较高。 Rb、Pb、U、Cu、Zn等以及亲铁元素Cr、Co、Ni、V等含量变化较大，但都表现为样品11-KKW-02明显高于11-YCW-01，这一现象可能与前者较为新鲜而后者风化相对较为严重有关，也有可能显示了两者原始岩浆性质本身的差异。
 | 图4 本次研究样品及相关参考样品的微量元素原始地幔标准化蛛网图(标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig.4 Primitive mantle-normalized trace elements spider diagram of this study and reference samples(normalization values after Sun and McDonough, 1989) |
Ti、Th、Zr、Hf元素在后生蚀变作用过程中具有较强的稳定性，变化范围较小，因此Zr/Hf和Ti/Th比值可以有效地指示粘土岩的物源属性。前人研究认为 Zr/Hf比值可以指示不同成因的粘土岩：火-沉粘土岩为27~36.5，凝灰岩为38.74，而地壳粘土岩背景值为53.6 (冯宝华和董茹丽, 1993)；同时Ti/Th值在不同性质火山灰物源的粘土岩中含量变化较大：酸性火山灰物源的为30~400，中性火山灰物源的为400~1000，基性火山灰物源的为2500~3500 (冯宝华, 1989)。本次研究的样品(除11-KKW-02-1外)Zr/Hf值为11-KKW-02-2 (36.2~38.5，平均37.6)、 11-KKW-02-3(36.8~40.7，平均39.1)、11-YCW-01(41.0~43.2，平均42.0)，属于凝灰岩范畴；Ti/Th值为11-KKW-02-2 (135~137，平均136)、 11-KKW-02-3(123~128，平均126)、11-YCW-01(221~253，平均236)，位于酸性火山灰物源的粘土岩范围内。
本次研究样品及相关参考样品的稀土元素球粒陨石标准化配分模式图如图 5所示。本次研究样品(除11-KKW-02-1外)的总稀土元素(ΣREE)含量为11-KKW-02-2 (123.6×10-6~136.8×10-6，平均130.5×10-6)、11-KKW-02-3(202.0×10-6~247.2×10-6，平均225.0×10-6)、11-YCW-01(117.4×10-6~124.4×10-6，平均120.4×10-6)。轻重稀土比值(LREE/HREE)分别为11-KKW-02-2 (5.56~6.19，平均5.81)、 11-KKW-02-3(10.20~13.52，平均12.0)、11-YCW-01(8.32~8.39，平均8.36)，(La/Yb)N值分别为11-KKW-02-2 (5.85~6.64，平均6.15)、 11-KKW-02-3(9.67~15.91，平均12.55)、11-YCW-01(8.39~8.52，平均8.45)，表现出轻稀土中度富集特征。δEu值分别为11-KKW-02-2 (0.39~0.41，平均0.40)、 11-KKW-02-3(0.53~0.64，平均0.57)、11-YCW-01(0.54~0.56，平均0.55)，具有弱Eu负异常；δCe值分别为11-KKW-02-2 (1.07~1.08，平均1.08)、 11-KKW-02-3(1.11~1.14，平均1.13)、11-YCW-01(0.90~0.90，平均0.90)，无明显的Ce负异常。
 | 图5 本次研究样品及相关参考样品的稀土元素球粒陨石标准化配分模式图(标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig.5 Chondrite-normalized REE distribution patterns of this study and reference samples(normalization values after Sun and McDonough, 1989) |
这种轻稀土富集，具有Eu负异常而无Ce负异常，呈“V”型右倾曲线的配分模式，与花岗岩的稀土元素配分模式较为相似，而不同于NASC、PAAS和CCR的配分模式。据此，Eu负异常可能是继承了原始岩浆的Eu负异常特征(周明忠等, 2007)，以上特征也暗示了本次研究样品的火山灰属性。本次研究的两处样品的配分模式较为相似，与其它时代的钾质斑脱岩的配分模式均存在一定程度的差异。
通过前面系统的岩石学研究，认为本次研究的粘土岩层以伊利石和伊/蒙混层等粘土矿物为主，同时具有港湾状熔蚀石英、高温透长石及岩浆锆石等斑晶矿物，这些斑晶矿物具有比较典型的中酸性火山岩的特征。地球化学分析指示了它们具有高K2O、低TiO2，富含Nb、Ta、Zr、Hf、Th、Y等亲石元素的特征，Al2O3/TiO2、Zr/Hf 和Ti/Th 值均指示了酸性火山灰的性质，同时稀土元素配分模式与花岗岩较为相似。
以上岩石学和地球化学特征都表明这些浅色粘土岩层是火山喷发的凝灰物质沉降在碱性的海相环境中，经过成岩作用和蚀变作用，最终形成的钾质斑脱岩。它们是火山喷发事件和事件地层对比的标志，具有重要的地质意义。
湖北宜昌地区埃迪卡拉系底部盖帽碳酸盐岩中的钾质斑脱岩研究较为深入，年代为635.2±0.6Ma (Condon et al., 2005)，其围岩(盖帽碳酸盐岩)的年代为635.5±1.2Ma~632.5±0.5 Ma (Hoffmann et al., 2004; Condon et al., 2005)。笔者尝试利用先前采集到的安徽休宁地区埃迪卡拉系底部盖帽碳酸盐岩中的钾质斑脱岩进行锆石U-Pb测年，但由于客观条件限制，样品采集量较少，未能得到有效数据。湖北宜昌地区和安徽休宁地区这两处钾质斑脱岩，产出层位相当，均位于埃迪卡拉系底部的盖帽碳酸盐岩中，岩石学和地球化学特征都较为相似，有可能是同一期火山事件的产物，但仍需要确切的同位素年龄佐证。我们初步认为安徽休宁地区的钾质斑脱岩年龄与湖北宜昌地区的钾质斑脱岩年代相当，大约635Ma左右，至于确切的年龄数据还需要野外和室内的进一步研究工作。
钾质斑脱岩富含Zr、Ti、Nb、Y等稳定微量元素，可以有效地探讨其原始岩浆的亲缘性(Merriman and Roberts, 1990; Roberts and Merriman, 1990)。最常用的为Winchester and Floyd (1977)提出的对火山岩和蚀变火山岩进行分类的Zr/TiO2-Nb/Y图解，以及Leat et al. (1986)提出的可区别亚碱性和过碱性岩浆亲缘性的Nb-Zr图解。
分别将本次研究的样品和相关参考样品投入上述的两个判别图中。在Zr/TiO2-Nb/Y图解(图 6a)中，本次研究的样品(除11 KKW-02-1)均落在流纹英安岩的区域内，显示了中酸性的原始岩浆亲缘关系。其它时代的样品也落在了安山岩-流纹岩这一中酸性原始岩浆的范围内，与周明忠等(2007)和胡艳华等(2009a)对大量钾质斑脱岩的统计结果相一致。而在Nb-Zr图解(图 6b)中，所有样品都落在高K的亚碱性岩浆范围内。综上所述，笔者认为本次研究样品的原始岩浆为高钾亚碱性流纹英安岩。
 | 图6 本次研究样品及相关参考样品的原始岩浆和构造环境判别图 (a)-Zr/TiO2-Nb/Y图解(Winchester and Floyd, 1977)；(b)-Zr-Nb图解(Leat et al., 1986)；(c、d)Nb-Y和Rb-(Y+Nb)图解(Pearce et al., 1984)；(e)-Zr-TiO2图解(Pearce and Norry, 1979)；(f)-Th/Yb-Nb/Yb图解(Pearce and Peate, 1995) Fig.6 The protolith and tectonic environment discrimination diagrams of this study and reference samples (a)-Zr/TiO2-Nb/Y diagram (Winchester and Floyd, 1977); (b)-Zr-Nb diagram (Leat et al., 1986); (c, d)-Nb-Y and Rb-(Y+Nb) diagram (Pearce et al., 1984); (e)-Zr-TiO2 diagram (Pearce and Norry, 1979); (f)-Th/Yb-Nb/Yb diagram (Pearce and Peate, 1995) |
钾质斑脱岩中稳定的微量元素和稀土元素除了能够反映原始岩浆的亲缘性外，还可以有效的指示原始火山的构造环境(Teale and Spears, 1986; Roberts and Merriman, 1990)。Pearce等利用依据地球化学指标来限定岩浆起源构造环境的方法建立了多套判别图解，并成功地由玄武岩体系发展到了花岗岩领域(Pearce et al., 1984; Pearce and Peate, 1995)，钾质斑脱岩研究中应用最多的为Nb-Y、 Rb-(Y+Nb)和Zr-TiO2图解。
分别将本次研究的样品和相关参考样品投入上述判别图中。本次研究的样品在Nb-Y、 Rb-(Y+Nb)图解(图 6c, d)中均落在火山弧花岗岩和板内花岗岩的交界线上以及接近板内花岗岩一侧，而在Zr-TiO2图解(图 6e)中均落在火山弧岩浆区域内，判别结果并不一致。
更深入的研究表明，Pearce 等提出的判别图解中所涉及的那些原本认为是稳定的元素，如Nb、Ta、Zr、Hf、Ti、Y等，在有水参与的化学风化过程中，也会表现出一定的活动性(Nesbitt et al., 1996; Nesbitt and Markovics, 1997; Ma et al., 2007)。因此，对于蚀变相对比较严重的钾质斑脱岩而言，以这些元素的含量作为变量的判别图就会存在一定的误差。胡艳华等(2009a, b)认为在风化作用过程中，化学性质比较接近的元素对在风化作用过程中受到的影响相当，利用元素对之间的比值可以消除风化作用的影响，因此利用元素对的比值作为变量的判别图应该更加准确。基于上述原因，笔者选择了Th/Yb-Nb/Yb图解(Pearce and Peate, 1995)(图 6f)重新对本次研究的样品进行判别，结果都落入了大陆弧岩浆的区域，这和Zr-TiO2图解的结果比较一致。
以上不同岩浆判别图的结果并不一致，仅就本次研究样品具有的弱Nb、Ta和Ti亏损，以及相对可靠的Th/Yb-Nb/Yb图解结果，笔者倾向于大陆弧环境。但是这种利用稳定微量元素和稀土元素来判别钾质斑脱岩原始岩浆构造环境的方法并不能提供绝对的证据，其亦有可能形成于板内环境。本次研究样品原始岩浆确切的构造环境还需结合其它地质证据综合考虑。
发育钾质斑脱岩的盖帽碳酸盐岩记录了全球环境由成冰纪大冰期向埃迪卡拉纪生物大辐射转变的信息，具有重要的地质意义，研究也较为深入。这套盖帽碳酸盐岩具有一些独特的地质特征：(1)近于等时的全球性分布和相对稳定的厚度；(2)绝大部分为微晶或细晶碳酸盐岩，偶尔发育粒序层或丘状交错层理；(3)完全白云岩化，与上覆岩性转换界面出现重晶石扇或者文石扇；(4)显著的碳同位素负异常；(5)特殊的沉积构造：似帐篷构造、晶洞充填构造、层状裂隙、胶结角砾等(Jiang et al., 2006; 赵彦彦, 2009)。针对上述特征不同学者提出了不同构造成因的假说：(1)“雪球地球”假说(Hoffman et al., 1998; Hoffman and Schrag, 2000, 2002)；(2)甲烷渗漏假说(Kennedy et al., 2001; Jiang et al., 2003, 2006)；(3)上升流假说(Grotzinger and Knoll, 1995; Knoll et al., 1996)；(4)淡水分层假说(Shields, 2005)。
其中影响比较广泛的为“雪球地球”假说和甲烷渗漏假说。Zhou et al. (2010)最新研究提出了“三步走”的新模式：(1)全球性冰期迅速结束后，由于冰川融水的快速注入，海平面迅速上升，在此过程中发生了盖帽碳酸盐岩的沉积；(2)由于冰川的快速消融，陆壳和海洋大陆架部分发生反弹，当反弹超过海平面上升时，盖帽碳酸盐岩被暴露溶蚀，喀斯特作用发生；(3)随后的广泛海侵淹没了盖帽碳酸盐岩及前期沉积，在盖帽碳酸盐岩喀斯特侵蚀面和溶蚀孔洞中首先沉积了白云石和重晶石，随后是硅质沉积，最后才是与甲烷氧化有关的方解石沉积(具极负碳同位素异常)。这种新模式进一步支持“雪球地球”假说，同时表明甲烷渗漏发生在盖帽碳酸盐岩形成之后，因此很可能不是全球性冰期结束的诱因。
对于冰岛火山岩及冰川之间的关系研究表明，冰川消融会发生强烈的卸载降压作用。这种卸载降压作用不仅会使地壳发生反弹，改变地表特征；同时还能促进下伏的地幔减压熔融，提高了火山喷发的速率(Stephens et al., 1997; Torsvik, 2003)。对新元古代岩浆活动与全球变化研究认为：新元古代超大陆的裂解和与超级地幔柱有关的岩浆活动是启动和终止“雪球地球”事件的关键；我国华南广泛的岩浆活动事件与超级地幔柱有关，从820Ma持续到635Ma，并在780Ma或750Ma出现高峰(Zheng, 2003)。在我国华南，700~635Ma期间的岩浆活动鲜有报道，尤其是中酸性的岩浆事件。但是，在“雪球地球”事件结束以后，盖帽碳酸盐岩形成的很短时间内(635.5±1.2Ma~632.5±0.5 Ma)，我国扬子地台的不同地区(湖北宜昌、安徽休宁)近乎等时地出现了以钾质斑脱岩为代表的中酸性岩浆活动事件。而这期岩浆活动事件很可能与“雪球地球”事件迅速结束有关，地壳之上原本覆盖着的厚厚的冰川快速消融，使得地壳卸载减压发生反弹，造就了先期沉积的盖帽碳酸盐岩被抬升暴露溶蚀，发生喀斯特作用。与此同时地壳的反弹，一方面导致了俯冲带地区洋壳向陆壳的俯冲加剧，增强了大陆弧岩浆活动；另一方面导致了地幔减压熔融，形成的玄武岩岩浆底侵进而导致中下地壳的熔融，促进了板内岩浆活动，最终形成广泛的中酸性火山喷发事件。因此，“雪球地球”事件的结束可能是导致这期以钾质斑脱岩为代表的火山喷发事件的诱因。
我国扬子地台不同地区(湖北宜昌、安徽休宁)埃迪卡拉系底部的盖帽碳酸盐岩中均保存有浅色粘土岩层。基于岩石学和地球化学研究可以得出以下结论：
(1)这些粘土岩层以伊利石和伊/蒙混层矿物为主，同时含有石英、长石和锆石等斑晶矿物，具有凝灰结构和假流纹构造。其中石英具有港湾状熔蚀现象，长石为高温透长石，锆石为岩浆锆石，具有典型的中酸性火山岩特征。
(2)这些粘土岩层具有相似的地球化学组成和配分模式：主量元素以高K2O、低TiO2为特征，K2O 含量均大于3.5%，Al2O3/TiO2值接近40；微量元素以富含亲石元素为特征，Nb、Ta、Zr、Hf、Th、Y含量较高，具Sr和Ti负异常，Zr/Hf和Ti/Th 值属于酸性火山灰范围；稀土元素表现为轻稀土富集，具有Eu负异常而无Ce负异常，呈“V”型右倾曲线的配分模式，与花岗岩的稀土元素配分模式较为相似。
(3)岩石学和地球化学特征指示这些粘土岩层是中酸性火山喷发的凝灰物质沉降在碱性的海相环境中，经过成岩作用和蚀变作用，最终形成的钾质斑脱岩。它们是火山喷发事件和事件地层对比的标志，具有重要的地质意义。
(4)通过两处剖面的地层对比，结合产出层位、岩石学和地球化学特征，初步认为安徽休宁地区钾质斑脱岩与湖北宜昌地区钾质斑脱岩年代相当，大约635Ma左右。
(5)浆判别图表明这些钾质斑脱岩的原始岩浆具有高钾亚碱性流纹英安岩亲缘关系；依据微量元素特征和构造环境判别图，初步认为形成于大陆弧环境。
(6)结合区域分布和产出背景，认为以这些钾质斑脱岩为代表的中酸性火山喷发事件，代表了我国扬子地台埃迪卡拉纪早期广泛的火山活动，“雪球地球”事件的结束可能是导致这期火山喷发事件的诱因。
致谢
美国佛吉尼亚工学院和州立大学肖书海教授以及中国科学院南京地质古生物研究所袁训来研究员和陈哲副研究员在野外样品采集和论文写作过程中时给予悉心指导，并提供宝贵意见，在此一并表示感谢。
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