四川盆地中二叠统茅一段灰岩—泥质灰岩韵律层古温度演化及驱动机制

范建平,宋金民,刘树根,2,江青春,李智武,杨 迪,金 鑫,苏 旺,叶玥豪,黄士鹏,王佳蕊,姜 华,罗 平,

1.油气藏地质及开发工程国家重点实验室(成都理工大学),成都 610059;2.西华大学,成都 610039;3.中国石油勘探开发研究院,北京 100083

通常认为碳酸盐岩沉积仅限于温暖浅海环境,但近年来人们陆续发现了很多现代和古代的非热带碳酸盐岩的实例,如新西兰、澳大利亚南部、地中海等地区的新生代非暖水碳酸盐岩[1-2]以及澳大利亚二叠系、加拿大奥陶系的古生代碳酸盐岩[3-4],表明在凉爽、寒冷甚至极地环境中同样可以沉积碳酸盐岩。近期研究提出,根据表面海水温度,将非暖水碳酸盐岩(<20 ℃)的沉积环境进一步划分为温暖—温水区(15～20 ℃)、凉水区(5～15 ℃)和冷水—极地区(<5 ℃)[5],其中凉水区主要发育红藻石、富含苔藓虫等凉水碳酸盐岩相[6]。由于形成水体温度和环境的不同,凉水与暖水碳酸盐岩存在显著的差异[7]。近年来,国内外关于凉水碳酸盐岩的研究已成为一个主流研究领域,在其形成环境、结构组分、矿物组成、地球化学、成岩作用、储层建模等方面取得了一系列的成果和认识[5-6,8]。目前全球已知的碳酸盐岩大油气田形成的时代如石炭纪、二叠纪、侏罗纪、白垩纪、古近纪、新近纪等均属于凉水时期[7],凉水碳酸盐岩的研究对油气勘探具有重要意义。

地球自新元古代以来经历多次由冰室向温室转换的气候事件[9]以及多次极端气候事件[10]。二叠纪是由晚古生代冰室气候向中生代温室气候转变的重要时期,前人通过冰川沉积记录,确定了二叠纪存在四次冰期事件[11]。国际上已有大量研究通过结构组分特征、矿物组分特征、生物组合特征、地球化学特征[3,5,12]证实了早—中二叠世普遍发育凉水碳酸盐岩,但目前对上扬子台地的凉水碳酸盐岩研究相对薄弱;而目前对二叠系古温度演化的研究主要聚焦在中二叠世末期(GLB)及二叠纪末期(PTB)的两次生物大灭绝事件附近[13],对早二叠世—中二叠世早期这一由冷转暖重要时期的古温度演化研究较少。鉴于此,本文以四川盆地中二叠统茅口组一段灰岩—泥质灰岩韵律为研究对象,基于其δ18O及ω(Mg)/ω(Ca)值,定量重建中二叠世早期茅一段沉积期古海水温度变化曲线,探讨古温度旋回变化的驱动机制。

1 地质背景

二叠纪(299～252 Ma)是显生宙全球格局转变的重要时期,盘古大陆在此时开始裂解,古特提斯洋进一步扩张,并伴随峨眉山大火成岩省(ELIP)的集中式大规模喷发[14]、石炭纪—二叠纪全球冰期事件[15]等一系列全球性事件的发生。二叠纪全球古气候经历了由寒冷向温暖的转变,瓜德鲁普统罗德期仍处于寒冷气候,到晚沃德期全球气候开始转入温暖时期[16]。该时期华南克拉通位于古赤道附近,东西向分隔泛大洋和古特提斯洋(图1a)[17],研究区所在的上扬子板块为较深水碳酸盐岩台地和深水陆棚相间发育(图1b)[18]。

图1 中二叠世全球(a)及华南板块(b)古地理

已有的牙形石生物地层研究资料表明,华南地区茅一段在时间上大致对应罗德期,茅二段大致对应沃德期,茅三段大致对应早—中卡匹敦期,茅四段大致对应晚卡匹敦期[19]。最新的CA-ID-TIMS测年资料表明,华南地区茅口组底界(茅一段)的年龄为(272.95±0.11) Ma[20],牙形石资料表明四川盆地茅一段顶界的年龄为(268.8±0.5) Ma[21],本文以此为起始时间锚点,建立四川盆地茅一段地质年代地层框架,以便于地层对比(图2)。在茅一段沉积期(罗德期),研究区经历了一次大规模的海侵,该时期内水体较深,为茅口组海平面最高的时期,主要为灰岩—泥质灰岩韵律;在茅二段沉积期(沃德期),开始发生海退,水体变浅,以泥晶生屑灰岩为主;在茅三段沉积期(晚沃德期—中卡匹敦期),发生显著的海退,为茅口组水体最浅的时期,导致茅口组广泛暴露。此外,由于特提斯洋壳向扬子板块俯冲、东吴运动及峨眉山大火成岩省事件伴生的构造抬升,导致扬子地区以拉张作用为主,大量基底断裂带活化,形成一系列拉张槽,槽内主要为泥灰岩、页岩和硅质岩,拉张槽外主要为亮晶生屑灰岩和白云岩[22];在茅四段沉积期(晚卡匹敦期),海侵作用再次广泛发生,但由于峨眉山地幔柱隆升及东吴运动,盆地内大部分地区遭受剥蚀。

图2 四川盆地中二叠统茅一段综合柱状图及样品位置

本次研究共对一个野外露头剖面和三个钻井剖面进行分析(图1b),包括华蓥山剖面、S6井、Z8井和HS4井。华蓥山剖面共取样44块,其中灰岩24块,泥质灰岩20块;S6井共取样9块,其中灰岩4块,泥质灰岩5块;Z8井共取样10块,其中灰岩8块,泥质灰岩2块;HS4井共取样6块,其中灰岩2块,泥质灰岩4块(图2)。样品分为块状样品和粉末样品两类。块状样品制成薄片进行岩相分析;粉末样品用玛瑙坩埚研磨至200目以下进行地球化学分析,包括主量元素、微量元素、锶同位素和碳氧同位素分析。其中,岩相分析在油气藏地质及开发工程国家重点实验室(成都理工大学)完成,仪器为Nikon E600 Pol+偏光显微镜;主量元素及微量元素测试在中国石油勘探开发研究院实验中心完成,仪器为AB104L Axios-mAX波长色散X射线荧光光谱仪及ELEMENT XR ICP-MS质谱仪;碳氧同位素测试在成都理工大学完成,仪器为Finnigan MAT 253质谱仪;Sr同位素测试在油气藏地质及开发工程国家重点实验室(成都理工大学)完成,仪器为Triton Plus质谱仪。

2 岩石学特征

基于露头及钻井岩心的观察,灰岩层(厚度通常为20～50 cm)在韵律层中表现出透镜状(图3a,b,c)与薄层状(图3d,e)等类型,而泥质灰岩层(厚度<25 cm)根据灰岩层的产出形态,通常平行于相邻灰岩单元或围绕于其周围。其中透镜状灰岩—泥质灰岩韵律层多被称为“眼皮眼球状”灰岩[23-24],且研究区主要发育该类韵律层,平行于层面观察表现出波状起伏的特征(图3b),垂直层面观察表现为半球状突起(图3c)。灰岩层和紧邻的泥质灰岩层通常表现为渐变接触(图3f),其在颜色、岩石结构和矿物学方面有着明显的变化。本次研究观察到灰岩—泥质灰岩韵律层具有明显的旋回性特征,表现为灰岩(眼球)和泥质灰岩(眼皮)纵向上的叠置发育(图3a,d),这与之前的研究一致[21,25]。

图3 四川盆地华蓥山剖面灰岩—泥质灰岩韵律层特征

茅一段中灰岩层和泥质灰岩层在岩石结构、生物组合、矿物组成和厚度等方面具有一定的差异。泥质灰岩为深灰色—灰黑色,碳酸盐岩矿物含量为60%～80%,黏土矿物含量为15%～35%,颗粒间主要为灰泥(15%～30%)和黏土矿物,常呈波状起伏的纹层状(图3g);生物碎屑含量较高(30%～50%),生物种类较多,但生屑较破碎,呈定向分布(图3h),以有孔虫(图3i)、腕足和软体动物(腹足类、双壳类)(图3j,k)为主,还可见部分非造礁珊瑚、棘皮、海绵、介形虫和苔藓虫(图3l)。泥晶灰岩层多为灰色—深灰色,生物碎屑含量较低(5%～25%),通常由泥—微晶方解石组成,碳酸盐岩矿物含量超过90%,黏土矿物含量低于5%,颗粒间为亮晶方解石胶结;生物种类较少,仅可见有孔虫(图3m)、苔藓虫(图3n)、腕足(图3o)和软体动物。

现代典型凉水碳酸盐岩与暖水碳酸盐岩的区别主要有:(1)生物类型:凉水碳酸盐岩缺乏造礁生物和钙质绿藻,其生物类型主要为异养型生物,如藤壶、苔藓虫、双壳类、腕足类、有孔虫类、腹足类、介形虫类、棘皮类和非造礁珊瑚类等;(2)沉积物组成:凉水碳酸盐岩缺乏鲕粒等非骨架颗粒,其主要的沉积物类型为珊瑚藻和无脊椎动物骨架等生物颗粒(有孔虫、介形虫、棘皮等)以及碳酸盐岩灰泥;(3)矿物组分:凉水碳酸盐岩中文石、高镁方解石含量低,主要为低镁方解石;(4)成岩作用:凉水碳酸盐岩缺乏早期胶结物,导致其在深埋藏期受较强的压实作用,粒间孔隙大大减少[5,7]。茅一段生物组合以有孔虫、腕足和软体动物组合为主;岩石结构以生物碎屑和灰泥支撑为主;矿物组分以低镁方解石为主;缺乏早期胶结物,压实作用明显,生物碎屑呈明显定向分布,均与现代典型凉水碳酸盐岩特征相似。

3 地球化学特征

为了评估成岩作用对地化元素记录的影响,本文采用δ18O值、δ18O与δ13C、Mn与Sr的相关性以及ω(Mn)/ω(Sr)来判识灰岩—泥质灰岩韵律是否保留原始海水特征。理论上,若δ18O>-10‰[26],δ18O与δ13C[27]、Mn和Sr等无明显相关性[28],ω(Mn)/ω(Sr)≤0.6[26],则可认为碳酸盐岩样品未受或受非常小的成岩作用影响。本次分析所用样品δ18O均大于-10‰,ω(Mn)/ω(Sr)均小于0.6,δ18O与δ13C、Mn和Sr均无明显相关性(图4),其元素分析结果可有效反映罗德期的沉积地球化学特征。

图4 四川盆地华蓥山剖面灰岩—泥质灰岩韵律δ18O

3.1 主量元素与微量元素特征

灰岩样品MgO含量(质量分数,其余同)为(mean±SD)(1.94±1.04)%(n=38),CaO含量为(49.87±3.50)%(n=38),SiO2含量为(2.50±3.72)%(n=38),Al2O3含量为(0.26±0.15)%(n=38),Na2O含量为(0.07±0.03)%(n=38),K2O含量为(0.11±0.08)%(n=38),Fe含量为(769.03±375.64)×10-6,S含量为(906.42±50.57)×10-6,Ti含量为(1 615.37±516.22)×10-6,Ba含量为(20.66±29.46)×10-6,Na含量为(308.77～1 031.29)×10-6,Mn含量为(124.14～427.90)×10-6;泥质灰岩样品MgO含量为(6.23±3.59)%(n=31),CaO含量为(39.80±6.85)%(n=31),SiO2含量为(17.22±8.43)%(n=38),Al2O3含量为(0.57±0.35)%(n=31),Na2O含量为(0.11±0.08)%(n=31),K2O含量为(0.09±0.05)%(n=31),Fe含量为(1 578.56±1 106.28)×10-6,S含量为(886.27±147.44)×10-6,Ti含量为(2 562.10±1 480.10)×10-6,Ba含量为(16.46±8.17)×10-6,Na含量为(338.17～1 921.61)×10-6,Mn含量为(179.63～521.65)×10-6。

澳大利亚塔斯马尼亚二叠系典型凉水碳酸盐岩的元素组成与暖水碳酸盐岩相比具有明显差异,凉水碳酸盐岩中Mn含量相对较高,为(100～2 500)×10-6,Na含量较高,为(100～1 910)×10-6[29]。四川盆地茅一段灰岩—泥质灰岩韵律的地化元素特征与该二叠系典型凉水碳酸盐岩相似。

ω(SiO2)与ω(Al2O3+K2O+Na2O)的交会图常被作为古气候判别依据,理论上,当ω(SiO2)/ω(Al2O3+K2O+Na2O)>0.67时,为湿润气候;当ω(SiO2)/ω(Al2O3+K2O+Na2O)<0.67、ω(SiO2)<40%时,为干旱气候;当ω(SiO2)/ω(Al2O3+K2O+Na2O)<0.67、ω(SiO2)>40%时,为半干旱气候[30]。研究区灰岩样品ω(SiO2)/ω(Al2O3+K2O+Na2O)值为2.52～37.12(平均15.76);泥质灰岩样品ω(SiO2)/ω(Al2O3+K2O+Na2O)值为3.75～118.00(平均29.07),茅一段灰岩—泥质灰岩韵律层沉积期为湿润气候,灰岩沉积期相对干旱(图5)。

图5 四川盆地茅一段灰岩—泥质灰岩韵律古气候判别图版

海水中Fe主要是由物源区的化学风化作用而来[31],Fe含量越高,指示物源区化学风化作用越强;S作为对氧化还原条件敏感的元素,容易在缺氧的沉积环境中富集,S含量越高,表明水体含氧量越低,指示更为缺氧还原的沉积环境[32];Ba主要来源于重晶石,在有机质被降解时在海水中富集,Ba含量高,指示高海水生产力和营养水平[33];而Ti是一个不受变质作用影响,且不被生物来源和自生来源元素改变的元素,常用于来计算元素比值和分析古气候[34]。研究区灰岩ω(Fe)/ω(Ti)值为0.19～0.63(平均0.45),ω(S)/ω(Ti)值为0.12～1.03(平均0.47),ω(Ba)/ω(Ti)值为0.003～0.090(平均0.013);泥质灰岩ω(Fe)/ω(Ti)值为0.25～0.73(平均0.56),ω(S)/ω(Ti)值为0.31～1.14(平均0.62),ω(Ba)/ω(Ti)值为0.003～0.297(平均0.026)。泥质灰岩ω(Fe)/ω(Ti)、ω(S)/ω(Ti)和ω(Ba)/ω(Ti)值均高于灰岩,表明泥质灰岩沉积期物源区风化作用更强,古生产力更高,海水更为还原且缺氧。

3.2 碳氧同位素特征

灰岩样品δ13C值(2.54‰～4.87‰,平均3.81‰,n=38)与泥质灰岩样品δ13C值(3.01‰～4.84‰,平均3.83‰,n=31)相当。灰岩样品δ18O值(-7.28‰～-5.07‰,平均-6.26‰,n=38)高于泥质灰岩δ18O值(-7.76‰～-5.93‰,平均-6.83‰,n=31)。全球中二叠世古海水δ13C值为3.10‰～5.50‰[28,35],研究区灰岩—泥质灰岩韵律层具全球可对比性。

3.3 锶同位素特征

灰岩样品87Sr/86Sr比值为0.706 7～0.707 2(平均0.707 0,n=14),泥质灰岩样品87Sr/86Sr比值为0.706 9～0.707 2(平均0.707 0,n=11)。全球中二叠世古海水87Sr/86Sr比值为0.706 8～0.707 3[36],研究区灰岩—泥质灰岩韵律层具有全球可对比性。地质证据表明,中二叠世这一全球性87Sr/86Sr低值是由冰期事件引起的,抑制了放射性锶进入海洋[14]。因此,研究区茅一段87Sr/86Sr低值指示了灰岩—泥质灰岩韵律层沉积期整体处于凉水环境。

4 茅一段古海水温度恢复

氧同位素可以有效地反映岩石形成时的古海洋盐度、温度和海平面变化[35,37],并且δ18O数据已被广泛应用于估算地球历史关键演化时期的古温度变化[28]。ω(Mg)/ω(Ca)比值主要受海水温度控制,与海水温度存在良好的相关性[38],ω(Mg)/ω(Ca)比值古温度恢复方法已成为近年来古海洋研究的重要手段。为了更好地揭示中二叠世这一由冷转暖时期的古海洋温度变化,本文将灰岩—泥质灰岩样品氧同位素数据(δ18O)与其ω(Mg)/ω(Ca)数据进行比较。

灰岩样品的ω(Mg)/ω(Ca)值为0.007～0.152(平均0.034),δ18O值为-7.28‰～-5.07‰(平均-6.26‰,VPDB标准);泥质灰岩样品ω(Mg)/ω(Ca)值为0.014～0.477(平均0.150),δ18O值为-7.76‰～-5.93‰(平均-6.83‰,VPDB标准)。灰岩—泥质灰岩韵律中泥质灰岩δ18O较灰岩低,ω(Mg)/ω(Ca)值较灰岩高,纵向上随灰岩—泥质灰岩韵律的变化而震荡变化,并且ω(Mg)/ω(Ca)的低值对应δ18O的高值(图6)。盐度和冰是影响海水δ18O的两个主要因素。研究区茅一段地层主要由碳酸盐岩组成,没有蒸发作用强的证据(缺乏蒸发岩沉积)。研究区整个中二叠世均为碳酸盐岩缓坡台地[18],并且华南板块在中二叠世位于向泛大洋开放的古特提斯域东缘。因此,在本次研究中局部的古环境效应(即盐度的变化)不太可能是影响海水δ18O的主要因素。此外,目前也并没有中二叠世罗德期的冰川记录[15]。由于沉积后成岩作用、盐度、冰的变化均不能很好地解释δ18O变化的趋势,因此本次研究认为δ18O变化的趋势是由古海水温度的长期变化驱动的。本文采用邵龙义等[39]提出的以δ18O恢复古温度的计算公式(式1)与HASTINGS等[38]提出的以ω(Mg)/ω(Ca)值为指标计算古海水温度的经验公式(式2)来计算中二叠世茅一期古海水温度,计算结果如图6所示。

图6 四川盆地中二叠统茅一段古温度综合剖面

t1=16.9-4.38×(δ18O校正-δ18Osw)+

0.1×(δ18O校正-δ18Osw)2

(1)

式中:t1为古海水温度,单位℃;δ18O校正为测得碳酸盐岩中的δ18O(VPBD标准)值的校正值,单位‰。受年代效应影响,直接测得δ18O值并不能反映当时的原始海水值,因此本文采用中二叠世海相碳酸盐岩δ18O平均值-6.52‰(VPBD标准)[35]与第四纪海相灰岩δ18O平均值-1‰(VPBD标准)[39]的差值(Δδ18O=5.52‰)来对其进行校正,δ18O校正=δ18O实测+Δδ18O;δ18Osw为当时的海水δ18O值(VSMOW标准),二叠纪大洋水的δ18O值为-2.8‰(VSMOW标准)[40]。

t2=2.898×[ω(Mg)/ω(Ca)]+13.76

(2)

式中:t2为古海水温度,单位℃;ω(Mg)/ω(Ca)为测得碳酸盐岩中Mg/Ca含量比值,无量纲。

δ18O恢复古海水温度结果显示:灰岩—泥质灰岩韵律层中灰岩层沉积时古海水温度为3.72～12.38 ℃,平均为8.15 ℃;泥质灰岩沉积时古海水温度为7.00～14.24 ℃,平均为10.97 ℃。ω(Mg)/ω(Ca)恢复古海水温度结果显示:灰岩—泥质灰岩韵律层中灰岩层沉积时古海水温度为13.79～14.28 ℃,平均为13.90 ℃;泥质灰岩沉积时古海水温度为13.82～15.41 ℃,平均为14.27 ℃。茅一段沉积期古海水整体表现为湿润的凉水环境,灰岩沉积时古海水温度相对更低、气候相对干旱(图7),与87Sr/86Sr(平均0.707 0)所指示的凉水环境是一致的。

图7 四川盆地中二叠统茅一段古温度与古气候指标交会图

为了进一步验证本次研究所恢复的茅一段沉积期(罗德期)古海水温度的准确性,本文收集了低纬度地区(26°～0°)中二叠世罗德期(272.3～268.8Ma)的牙形石氧同位素数据(δ18Oapatite)、腕足或有孔虫类生物壳体氧同位素数据(δ18Ocalcite)以及大气二氧化碳浓度数据。结果显示,华南贵州地区牙形石δ18Oapatite介于19.84‰～21.50‰(平均为20.90‰,VSMOW标准)[41],美国德克萨斯州瓜德鲁普山牙形石δ18Oapatite介于20.70‰～21.70‰(平均为21.13‰,VSMOW标准)[42],利用LÉCUYER等[43]提出的磷酸盐δ18O值与海水温度转换的经验方程,恢复华南贵州地区的古海水温度为8.05～15.54 ℃(平均为10.77 ℃),美国德克萨斯州瓜德鲁普山的古海水温度为7.15～11.65 ℃(平均为9.74 ℃)。美国德克萨斯州瓜德鲁普山腕足生物壳体δ18Ocalcite介于-2.50‰～-2.09‰(平均为-2.25‰,VPDB标准)[28],利用HAYS等[44]提出的碳酸盐生物壳体δ18O值与海水温度转换的经验方程,恢复美国德克萨斯州瓜德鲁普山的古海水温度为12.65～14.42 ℃(平均为13.32 ℃)。该时期大气二氧化碳浓度为(325.11～389.79)×10-6(平均为345.59×10-6)[45]。虽然对于不同样品(碳酸盐岩全岩、牙形石、腕足壳体、有孔虫壳体等)的原始氧同位素数据计算的温度值有些许差异,但整体变化趋势一致,且与前人基于其他指标重建的大气二氧化碳浓度曲线具有相似趋势(图8),指示中二叠世罗德期为凉水环境(古海水温度<15 ℃)。这与前文所述茅一段灰岩—泥质灰岩韵律层具现代典型凉水碳酸盐岩特征(缺乏造礁生物、无鲕粒等非骨架颗粒、无文石和高镁方解石、缺乏早期胶结物)的结果一致,表明本次研究所建立的古海水温度曲线是可靠的,茅一段灰岩—泥质灰岩韵律层为凉水碳酸盐岩。

图8 低纬度地区罗德期δ18O、ω(Mg)/ω(Ca)、古海水温度及二氧化碳浓度曲线对比

5 古温度旋回的控制因素

温度变化主要受太阳能辐射以及一些极端事件(如火山活动等)控制[46]。目前来看,尚未有中二叠世早期发生过火山活动等极端事件的地质记录,因此中二叠世茅一期的古温度变化可能受太阳能辐射的影响。在米兰科维奇旋回理论中阐述了太阳能辐射对地球气候的影响,米兰科维奇旋回的类型和周期可分为三种。(1)偏心率旋回:这是由地球围绕太阳旋转的轨道偏心率变化所引起的旋回,其中,长偏心率周期约为400 kyr,短偏心率周期约为100 kyr;(2)斜率旋回:这是由地球自转的黄道面与地球绕太阳公转的赤道面之间的夹角变化引起的,周期约为40 kyr;(3)岁差旋回:太阳和月球对地球的合力使地球绕地轴倾斜旋转而形成了一个完整锥面,其周期为19～23 kyr[47]。以上三类旋回叠加使地球受到旋回性变化的太阳能辐射,导致气候的周期性变化,使冰川消长,并导致频繁的全球海平面升降。

此前已有大量研究证实茅一段灰岩—泥质灰岩韵律层沉积是受短偏心率旋回驱动的[21,25],具体表现为短偏心率较大时,气候湿润,陆源碎屑输入大,营养物质输入增加,促进古生产力增加,同时水体含氧量降低,有利于有机质富集,形成泥质灰岩(眼皮)的原始沉积层;短偏心率较小时,气候相对干旱,陆源碎屑输入和营养物质输入减少,古生产力降低,碳酸盐流入盆地形成灰岩(眼球)的原始沉积层。本次研究的茅一段灰岩—泥质灰岩韵律层中,灰岩沉积期气候较干旱(ω(SiO2)/ω(Al2O3+K2O+Na2O)平均为15.76),陆源输入程度低(ω(Fe)/ω(Ti)平均为0.45),古生产力低(ω(Ba)/ω(Ti)平均为0.013),水体含氧量高,为氧化水体环境(ω(S)/ω(Ti)平均为0.47);泥质灰岩沉积期气候较湿润(ω(SiO2)/ω(Al2O3+K2O+Na2O)平均为29.07),陆源输入程度增加(ω(Fe)/ω(Ti)平均为0.56),古生产力提高(ω(Ba)/ω(Ti)平均为0.026),水体含氧量降低,转变为还原水体环境(ω(S)/ω(Ti)平均为0.62)。这与之前研究中的灰岩—泥质灰岩韵律层特征一致,表明本次研究中茅一段灰岩—泥质灰岩韵律层沉积是受短偏心率旋回驱动的,而茅一段古温度主要随灰岩—泥质灰岩韵律旋回性叠置变化而呈现高频的旋回性变化(图8),说明茅一段高频温度旋回变化同样是受米兰科维奇短偏心率旋回驱动的。

目前利用四川盆地上寺剖面建立的浮动天文年代标尺结合频谱分析研究表明,中二叠世物源区化学风化作用(ω(Fe)/ω(Ti))、水体氧化还原条件(ω(S)/ω(Ti))和水体营养水平(ω(Ba)/ω(Ti))均包含完整的米兰科维奇旋回信号[48],受天文轨道控制。图9所示为ω(Fe)/ω(Ti)曲线、ω(S)/ω(Ti)曲线、ω(Ba)/ω(Ti)曲线与中二叠世茅一段古温度变化曲线对比图,可以看出古温度变化曲线与三种包含完整米兰科维奇旋回信号的曲线具有良好的一致性,说明古温度与物源区风化、含氧量、营养输入具有相同的驱动机制,进一步证实了茅一段古温度变化是受米兰科维奇短偏心率旋回驱动的。进一步研究发现,在一个旋回周期内,古温度(t1、t2)峰值最先出现,物源区化学风化作用(ω(Fe)/ω(Ti))峰值出现相对滞后,水体氧化还原条件(ω(S)/ω(Ti))峰值及水体营养水平(ω(Ba)/ω(Ti))峰值最迟出现,这表明天文轨道变化首先驱动温度改变,进而影响气候变化,且海洋对气候变化的反映滞后于陆地系统。

综上所述,中二叠世茅一段沉积期古温度变化主要受米兰科维奇短偏心率旋回驱动,短偏心率的旋回性变化是古温度旋回性变化的驱动机制。短偏心率的旋回性变化调节岁差振幅改变,使地球接受日照量发生旋回性变化,驱动古温度旋回性变化,进而引起气候发生旋回性变化,进一步造成陆源输入、古生产力、水体环境的旋回性差异,最终控制了灰岩—泥质灰岩韵律层的旋回性沉积。

6 结论

(1)四川盆地中二叠统茅一段灰岩—泥质灰岩韵律层生物组合类型以有孔虫、腕足和软体动物组合为主,缺乏造礁生物和钙质绿藻;岩石结构特征以生物碎屑和灰泥支撑为主,无鲕粒等非骨架颗粒;矿物组分以低镁方解石为主,无文石和高镁方解石;缺乏早期胶结物,压实作用明显,生物碎屑呈明显定向分布,与现代凉水碳酸盐岩具有相似特征。

(2)灰岩中ω(SiO2)/ω(Al2O3+K2O+Na2O)均值为15.76,ω(Fe)/ω(Ti)均值为0.45,ω(Ba)/ω(Ti)均值为0.013,ω(S)/ω(Ti)均值为0.47,87Sr/86Sr均值为0.707 0,为气候相对干旱、陆源输入低、古生产力低、含氧量高的氧化凉水环境;泥质灰岩中ω(SiO2)/ω(Al2O3+K2O+Na2O)均值为29.07,ω(Fe)/ω(Ti)均值为0.56,ω(Ba)/ω(Ti)均值为0.026,ω(S)/ω(Ti)均值为0.62,87Sr/86Sr均值为0.707 0,为气候相对湿润、陆源输入程度高、古生产力高、含氧量低的还原凉水环境。

(3)通过茅一段灰岩—泥质灰岩韵律的δ18O及ω(Mg)/ω(Ca)值定量重建了中二叠世早期茅一期(罗德期)的古海水温度曲线。灰岩沉积时古海水温度为13.79～14.28 ℃(平均13.90 ℃,ω(Mg)/ω(Ca)标准)或3.72～12.38 ℃(平均8.15 ℃,δ18O标准);泥质灰岩沉积时古海水温度为13.82～15.41 ℃(平均14.27 ℃,ω(Mg)/ω(Ca)标准)或7.00～14.24 ℃(平均10.97 ℃,δ18O标准),揭示中二叠统茅一段灰岩—泥质灰岩韵律层为凉水碳酸盐岩。

(4)中二叠世茅一段沉积期古温度变化主要受米兰科维奇斜率短偏心率旋回驱动,短偏心率的旋回性变化是古温度、古气候旋回变化的驱动机制。天文轨道变化首先驱动古温度变化,进而引起古气候变化,进一步驱动陆源输入、古生产力、水体环境变化,最终控制了灰岩—泥质灰岩韵律层的旋回性沉积。

利益冲突声明/Conflict of Interests

所有作者声明不存在利益冲突。

All authors disclose no relevant conflict of interests.

作者贡献/Authors’Contributions

范建平、宋金民、刘树根、罗平参与实验设计;范建平、金鑫、王佳蕊完成实验操作;范建平、宋金民、刘树根、江青春、李智武、杨迪、苏旺、叶玥豪、黄士鹏、姜华参与论文写作和修改。所有作者均阅读并同意最终稿件的提交。

The study was designed by FAN Jianping, SONG Jinmin, LIU Shugen and LUO Ping. The experimental operation was completed by FAN Jianping, JIN Xin and WANG Jiarui. The manuscript was drafted and revised by FAN Jianping, SONG Jinmin, LIU Shugen, JIANG Qingchun, LI Zhiwu, YANG Di, SU Wang, YE Yuehao, HUANG Shipeng and JIANG Hua. All the authors have read the last version of paper and consented for submission.