廣西柳橋地區東攀二疊系廣西東攀PT界線深水相剖面與煤山剖面地層學對比

長期以來，大量關于二疊紀-三疊紀邊界（ptb）的研究集中在古特提斯-沙區的碳酸鹽巖沉積區，地層序、海相生物群的發育和地質事件的研究非常詳細，層界的劃分是正確的。全球二疊系—三疊系界線層型剖面和點(GSSP)已在中國浙江省長興縣煤山確立。相對于淺海相地層,二疊紀—三疊紀深水相地層由于出露有限且多產在造山帶中,遭受后期構造破壞嚴重,使得地層中的生物化石很難完好保存,加之生物在不同地區產生的時間不完全一致以及生物的遷移速率不同,導致深水相與淺海相的生物群不能完全對比。因此,總體上深水相地層劃分與對比的研究程度仍然相當有限。但深水相地層往往記錄了淺海相地層所沒有的信息,是全面認識二疊紀—三疊紀之交地質事件不可缺少的組成部分。目前,深水相二疊系—三疊系界線研究主要集中于日本西南地區Chichibu地體中的數條剖面,但該地區的最大缺陷是地層均出露于造山帶的堆積混雜巖中,剖面多不連續,尤其在界線附近多因斷層接觸而造成地層缺失,巖性變化相當大,生物門類亦單一稀少。中國二疊系—三疊系界線深水相地層主要分布于南秦嶺、下揚子、湘桂以及黔桂等深水盆地中。經研究對比發現,中國桂西南地區是古生代—中生代之交深水相沉積序列發育極為完整的地區之一,其中柳橋地區構造簡單,剖面保存完整,沉積連續,深水相生物較為發育,是開展二疊系—三疊系界線深水相地層綜合研究的理想地區。近年來,尚慶華等在該地區進行過放射蟲和有孔蟲的微體古生物學研究。筆者選取柳橋地區東部硅質巖深水盆地南緣的東攀剖面為研究對象,進行放射蟲生物地層學、黏土礦物事件地層學和有機碳同位素地層學的研究,從而為深水相與淺海相PTB剖面的對比提供有利條件。1東高層序-東高組巖石學特征1∶5萬區域地質調查結果顯示,柳橋地區位于憑祥-東門區域性大斷裂的南側。該斷裂控制著區內巖相的分布,斷裂以北為臺地相,南側出現深水相沉積。在二疊紀—三疊紀之交,該區是東特提斯域華南多島洋(海)的一部分,從晚古生代到中生代早期一直為淺水臺地相和深水相沉積并存的格局。東攀剖面二疊系—三疊系界線地層主要包括大隆組上部及羅樓組底部,為連續沉積。其巖石學特征明顯不同于淺海相區,與該時期典型洋盆區的巖石特征亦有所差別,為一套獨特的深水相巖石類型。根據巖性的變化,將其劃分為3個巖性段(圖1)。第1巖性段:大隆組上部包括第2層至第6層,以灰綠色含泥質硅質巖或硅質泥巖為主,夾火山黏土巖,硅質泥巖具水平層理。硅質巖為生物(放射蟲)顯微粒狀結構,火山黏土巖主要分布在第3層和第5層。第2巖性段:大隆組頂部包括第7層至第12層,以灰綠色硅質泥巖或含硅質泥巖為主,夾火山黏土巖,水平層理較發育,顯微結構以顯微鱗片泥質結構為主,鈣質及粉砂質含量明顯增多,火山黏土巖在第9層的含量相對較高。第3巖性段:羅樓組底部包括第13層,以黃色泥巖為主,局部含粉砂質,與下伏的灰綠色含硅質泥巖有明顯的差異。在第13層下部,灰白色火山黏土巖的含量較高,具水平層理。由上述可知,東攀剖面上二疊統大隆組的上部一直處于較深水的環境,可能處于半深海的外陸棚至大陸斜坡環境。大隆組頂部和下三疊統羅樓組中粉砂質及鈣質含量逐漸增多,說明盆地水體可能進一步變淺,但反映高能環境的沉積物質及沉積構造均未出現,說明沉積界面可能低于風暴浪基面之下或其附近。2比較生物地層學2.1新冠肺炎時代的國際形勢東攀剖面大隆組上部含泥質硅質巖、硅質泥巖和含硅質泥巖中均產豐富的放射蟲化石,分別屬于Albaillellaria,Latentifistularia,Entactinaria和Spumellaria4個目。根據地層中放射蟲動物群組成的不同,大隆組上部可以分為兩個帶:第2層至第5層的Neoalbaillellaoptima組合帶和第7至第12層的非Albaillella組合帶。Neoalbaillellaoptima組合帶可與中國貴州、日本、泰國及北美等地的組合帶對比[9,16,17,18,19,20],時代屬于長興晚期。非Albaillella組合帶位于Neoalbaillellaoptima帶之上,即第7層至第12層,時代仍為長興晚期。Xia等在研究日本西南部的Gujo-hachiman剖面、Ubara剖面和Tenjinmaru剖面時建立了6個放射蟲帶,即Neoalbaillellaoptima-Albaillellalauta帶、Albaillellaangusta-Albaillellaflexa帶、Albaillellatriangularis帶、Albaillellayaoi帶、Albaillelladegradans帶和Albaillellasimplex帶,并將N.optima-A.lauta帶劃歸吳家坪期,其他的5個帶劃歸長興期。其中A.yaoi帶為晚長興期的第1個帶,以A.yaoi的首現為該帶的底界,頂部以Albaillelladegradans的出現與A.degradans帶分界。在東攀剖面,A.yaoi的兩個亞種Albaillellayaoiyaoi和Albaillellayaoilonga分布于該剖面第2層至第5層,且在剖面北側約60m的一處露頭中(野外分析層位低于第2層)沒有出現A.yaoi分子,而是出現大量的Albaillellatriangularis分子,應屬Albaillellatriangularis帶。由此可知,東攀剖面第2層至第5層的放射蟲A.yaoi帶可以與日本西南地區的A.yaoi帶對比。另外,Xia等認為A.yaoi帶可以與長興煤山剖面的Clarkinachangxingensis-C.postwangi-C.postsubcarinata-C.deflecta組合帶對比,而Clarkinachangxingensis-C.postwangi-C.postsubcarinata-C.deflecta組合帶在煤山剖面分布于第23層至第24d層,由此可以推測,東攀剖面的第2層至第5層相當于煤山剖面的第23層至第24d層(圖1)。2.2與晚二疊世分子中的雙殼類分子大隆組上部至羅樓組底部產少量雙殼和菊石分子,但大部分化石保存不好,加上巖石易碎裂,因此很難采集到保存完好的標本。其中第12層產的雙殼Claraialiuqiaoensisnsp.、EuchondriajiangxianensisGuetLiu、Posidoniasp.、Nuculopsissp.、N.cf.yangtzeensis(Frech)均是華南長興期的常見分子。此外,在距第12-3層頂部10cm處出現Promyalinasp.、Posidoniasp.、Palaeoneiloqinzhouensisn.sp.和Claraialiuqiaoensisn.sp.等雙殼類分子,這些分子與晚二疊世末典型的菊石類化石Huananocerassp.共生。第13層出現的ClaraiadieneriNakazawa、Palaeoneilosp.、Bakevelliasp.、Posidoniasp.nov.、Eumorphotissp.等分子(圖1),一般認為是早三疊世的分子,尤其ClaraiadieneriNakazawa、Bakevelliasp.、Eumorphotissp.是殘存期及上延入三疊紀的主要分子。在剖面第12層中出現的菊石Huananocerascf.perornatumChaoetLiang、LpressumYang、Qianjiangocerassp.等均是華南晚二疊世的標準分子。在剖面第13-1A層(即羅樓組底部2.5cm)產的極少量菊石Ophicerassp.,到第13-6層和第13-7層產的大量菊石OphicerastingiTien,均是早三疊世的典型分子(圖1)。盡管沒有在東攀剖面中采獲牙形石化石,但從雙殼和菊石的組成、分布和地質時代特點看,距第12-3層頂部10cm以下的層位在地質時代上應屬晚二疊世末期,而第13層無疑屬早三疊世早期。因此,東攀剖面二疊系—三疊系界線應該位于第12-3層上部10cm之中。目前,筆者暫且將其放置于第12層與第13層分界處,對應于煤山剖面第27b層與第27c層之間的PTB。3東第三疊剖面火山形成的特殊巖性全球海相PTB處普遍發育與火山事件有關的界線黏土巖,如中國的煤山剖面、伊朗的Abadeh剖面、巴基斯坦的Nammal剖面、前蘇聯外高加索的Dorasham剖面以及歐洲南阿爾卑斯地區的二疊系—三疊系界線剖面等。這些界線黏土巖層都具有十分相似的典型特征:黏土礦物中的伊蒙混層含量相當高;同時存在大量火山成因的六方雙錐石英(高溫石英)、鋯石等酸性巖漿巖的副礦物組合和少量的微球粒(硅質球和鐵質球)。東攀剖面火山黏土質量分數和產出頻率較高的層位發生在第5層和第9層,其與上覆、下伏巖層巖性截然不同,且延伸比較穩定,在區域上易于識別和追蹤。第6層的火山黏土質量分數也較高,但目前其機理還不清楚。煤山剖面界線黏土巖出現在第25層至第26層。由上述生物地層學關系可知,東攀剖面第5層的頂線對應于煤山剖面第24d層的頂線,由此可以推斷,東攀剖面第9層可能相當于煤山剖面第25層至第26層,即所謂的界線黏土巖。為了證實這一點,筆者分析了剖面地層單元的黏土礦物組成(圖1)。分析結果表明,火山成因的伊蒙混層高質量分數帶主要發育在第5層和第9層,且以第9層含量最高。在這些黏土巖層的碎屑物中含有大量晶形完整的、未受磨圓的六方雙錐石英、鋯石、磷灰石、火山灰、微球粒等與火山活動有關的物質,這些特征明顯地反映了黏土巖的形成與火山活動密切相關。東攀剖面中的PTB附近黏土巖具有成層薄,厚度不超過10cm,且厚度較均一,與上、下巖層接觸面平整的特點,這些特點只有在大范圍內有共同的較均一的物質供給、在水介質中沉積才能達到,并與華南地區其他大部分剖面PTB黏土巖的成因一致。因此,界線黏土巖層是二疊系—三疊系界線對比的良好事件標志層,其等時意義可能會超過單純生物地層的對比,可以作為區域乃至全球事件地層對比的輔助性標志面。4corg該區δ(13Corg)的變化范圍為-30.25‰~-24.81‰,平均值為-27.79‰。δ(13Corg)在剖面上的變化趨勢可分為3個階段(圖1)。在階段1(第5層頂到第8層頂),除個別點偏離以外,δ(13Corg)基本穩定,平均值為-27.53‰;在階段2(第9層底到第12層底),δ(13Corg)曲線出現一個明顯的負漂移,即從第9層中部的最高值(-24.80‰)開始急劇下降,直到第10層底達到最低值(-30.25‰),這便是所謂生物集群絕滅事件后的極小值,然后開始回升,到第12層底部達到一個較高值(-27.14‰),最大變化幅度達5.45‰;在階段3(第12層到第13層),δ(13Corg)在-29.66‰~-26.61‰范圍內表現為高幅的波動變化,但總體上,δ(13Corg)仍呈下降趨勢。煤山剖面的δ(13Corg)從變化趨勢上也大致分為3個變化階段:①第25層以下的相對穩定期;②第25層和第26層一個從小升高到大負漂移的劇烈波動期;③第27層的恢復期(圖1)。由此可見,在前兩個δ(13Corg)變化階段,兩剖面的變化趨勢具有較好的一致性。東攀剖面PTB附近的有機碳同位素變化曲線在界線黏土巖層內(第9層)發生了一次最大負漂移的巨變,表明有一次重要的生物從繁盛走向蕭條的過程。煤山剖面的有機碳同位素同樣在界線附近(第26層)也存在一次有機碳同位素巨減的過程。兩剖面δ(13Corg)的最大負漂移均位于界線黏土巖層之上和PTB之下,在事件界線層內基本上可以進行對比。因此,δ(13Corg)在界線黏土巖層內的負漂移可以作為華南PTB對比較為可靠的輔助標志之一。然而,東攀剖面與煤山剖面在δ(13Corg)的第3個變化階段卻存在明顯的不同:煤山剖面δ(13Corg)負漂移在第27層就開始向13C富集的方向恢復,而東攀剖面δ(13Corg)在早三疊世仍持續虧損,表明東攀剖面早三疊世的有機碳同位素的恢復明顯滯后于煤山剖面,進一步證實在早三疊世深水環境與淺海環境存在較大的差異。5東建筑內輻射區域的有機碳同位素古、中生代之交的環境巨變不僅對淺海無脊椎動物造成了影響,同樣給深水生態系統造成了重大影響。研究表明,東攀深水相生物放射蟲呈現出明顯的階梯性絕滅模式(圖1):第一階梯,深層水團中放射蟲Albaillellarian的絕滅(第7層頂),同時伴隨部分Latentifistularian,Entactinarian,Spumellarian分子的絕滅,消失數量達59個種,在此消失面之下,放射蟲的分異度最大,豐度最高;第二階梯,次深水團中放射蟲Latentifistularian的絕滅,同時伴隨部分Entactinarian,Spumellarian分子的絕滅(第8層頂),消失數量為16個種,由此面向上,放射蟲分異度降至最低,豐度同時也降至最低;第三階梯,淺水團中放射蟲Entactinarian和Spumellarian的消失(第12層頂)。東攀剖面放射蟲絕滅的最低層位為第7層,筆者把其與PTB之間的地層稱為“絕滅相”。從有機碳同位素的分析數據看,δ(13Corg)值從第9層開始降低,到第10層達到最低值,這一層位與放射蟲“絕滅相”相吻合。δ(13Corg)負漂移與“絕滅相”的一同出現,表