古氧相

facies)。 iofacies)。 layer)。

摘要

簡要介紹了富氧相、貧氧相、厭氧相、外富氧相和變氧相的主要特徵、成因及目前古氧相分析的主要途徑, 包括古生態學、遺蹟學、有機相和沉積地球化學分析。根據國內外研究資料, 結合筆者科研成果, 綜述了古氧相在當今地球科學研究領域, 如層序地層、岩相古地理編圖、重要地質事件研究及地史恢復中的套用及其前
景。

古氧相類型、特徵及缺氧環境成因

富氧(aerobic)、貧氧(dysaerobic) 和厭氧(anaerobic) 的古氧相三分方案最早由

Rhoads和Morse(1971) 根據加利福尼亞大陸邊緣底層水體中溶氧量與生物群特徵及沉積構造的關係提出。富氧相環境中水體溶氧量大於1 ml/l, 鈣質殼生物繁盛, 沉積構造因強烈生物擾動而喪失殆盡; 厭氧相環境水體溶氧量小於0.1 ml/l, 後生動物缺乏, 沉積物內水平層理保存完好; 貧氧相介於上述兩相之間, 溶氧量為0.1～ 1 ml/l, 發育以軟體為主的生物群, 沉積構造受到不同程度的擾動。後兩者統稱為缺氧相(oxygen-deficient facies)。據此定義, 富氧與貧氧相之間的界線難以把握。如少量具硬殼生物群可以出現於溶氧量低至0.3ml/l 的環境。若按上述定義貧氧相範圍就顯得相當窄(0.1～ 0.3 ml/l)。古生代亦存在類似實例。因此Wignall 和Hallam(1991) 將富氧與貧氧界線定義為厚殼動物群和深內棲動物群的消失
厭氧相和貧氧相的分界較為明確。不過在這兩者之間存在一種特殊的古氧相。在一些富含有機質的黑色頁岩中, 某些層面幾乎全被貝殼化石所覆蓋, 生物群分異度低, 但豐度極高。縱向上該類層面與化石貧乏具典型紋理的沉積層相互交替。如西歐侏羅紀的海浪蛤層。Hallam(1987) 將其稱為“貝殼紋層岩相”( shelly lam in ite lithofacies) , 而Savrda 等將其稱為“外富氧生物相”(exaerob ic b iofacies)。後者通過該生物群與現代深海熱泉和黑煙窗附近雙殼類的生態對比研究, 認為該類生物可能屬特化的化能共生生物(chemo symb io t ic o rgan ism )。雖然這可能是一種缺氧環境中有效的生存策略, 但其普遍性仍值得懷疑。眾多研究表明類似海浪蛤層古氧相特徵多是由於氧化還原界面(RB) 相對於沉積物—水界面(SW I) 的上下波動產生的。因此SW I 之下1 m 的沉積物仍屬古氧相定義中的底層水體範疇, 具體情況視RB 和SW I 之間的關係確定。在Sageman 等的古氧相分類中, 缺氧相被分為2 類: 類型É 中,RB 位於SW I 之下, 沉積表層可具少量生物擾動; 類型Ê 中, RB 位於SW I 附近, 沉積紋層保存良好。兩種類型中均可出現少量帶殼生物化石(主要為與充氧事件有關的先驅種和機會種群) , 並可據此劃分出若干亞相。在現代開闊陸棚和陸緣海中, 還存在一種極為特殊的缺氧環境。在每年春末至夏季, 由於光合浮游生物(pho top lank ton) 的極度繁盛, 常出現水體分層(底層缺氧) 並可持續數周。至秋冬季節水溫變涼或風暴事件期間, 水體底層回復到氧化條件, 周而復始。為適應該類缺氧環境描述,O schmann〔6〕將一年內缺氧達3～ 12 個月的沉積相定義為厭氧相, 而將缺氧在3 個月之內者稱之為變氧(poikiloaerobic) 相, 並認為歐州西北部的基末里頁岩屬該類缺氧相。在實際工作中, 每一相帶特別是貧氧相帶常可細分出若干亞相缺氧環境的成因隨其展布範圍和持續時間的不同而各異。盆地級別規模(mega scale) 的缺氧環境的形成往往與全球或區域性構造活動導致的古地理變化(如隔離盆地和斷陷湖盆的形成)、大氣系統一級溫室—冰室效應旋迴變化等有關。層序級別規模(sequence scale) 缺氧環境的形成主要與水體溫度、鹽度分層的建立、高有機質輸入(如發育上升流)、周期性海平面高位及沉積物供應的匱乏(如乾鹽湖) 等有關。岩層級別規模(bed scale) 的缺氧相常與相對海平面變化、沉積物供應速度、生物產率變化、短期沉積事件及全球氣候的米級周期變化等有關。紋層級別規模(varve scale) 的缺氧事件多與環境周期性變化有關, 如碎屑物—有機質輸入的季節性變化、RB 的季節性波動、低密、低速濁流及底流活動等幕式沉積事件。總之缺氧環境的形成必定是特定環境中氧的輸入不足以抵消氧的消耗。

古氧相分析的幾種主要途徑

化石古生態分析

利用化石形態功能分析研究其生態習性、行為方式、營養結構、個體間相互關係、群落結構構造及居群動力學, 建立生物、生物群落與沉積環境 水體中溶氧量特徵之間的關係, 對古氧相再造具重要意義。晚古生代腕足類中一些薄殼表棲(如舌形貝類、戟貝類、長身貝類)、體小廣適機會式生存(如Crurithyris)、食腐、發育不良、低分異度、高幼年夭折率且常與富含有機質和黃鐵礦的泥頁岩共生的分子或群落往往被視為貧氧相識別標誌, 特別是當它們大量發育而又缺乏內棲生物或與浮游生物共生時。由於生態分析在古氧相分析中的獨特作用, 一些特殊類型的古氧相也常被稱為生物相。

遺蹟學研究—遺蹟生態類型、遺蹟相等

眾所周知, 一些特定的遺蹟屬(如Zoophycos, Chond rites) 遺蹟生態類型(如覓食跡和耕作跡)、遺蹟化石組合及原型遺蹟相常可作為貧氧或厭氧相的標誌。而遺蹟學研究在古氧相分析中的意義遠不止這些。根據遺蹟組構特徵, 現代深海表層沉積物可以分為三層: 頂部生物擾動層( surface mixedlayer) , 中部過渡層( transition layer) 和底部固化層(historical layer)。古代發育生物擾動層的紋層狀沉積序列中亦具類似特徵: 上部為強烈生物擾動的原生層(primaryst ratum ) , 下部為遺蹟穿透層(piped zones)。上述每一層中又可分為數個階層(tier) (一定深度間隔內同時產生彼此切割的遺蹟)。Ekdale 和B rom ley〔13〕曾在丹麥晚白堊世馬斯特里赫特期白堊地層(厚約4 m ) 中識別出8 個階層。從頂到底為①上生物擾動層; ②下生物擾動層; ③Planolites; ④ Tha lassinoid es; ⑤ Taenidium ; ⑥ Zoophycos; ⑦ 大的Chond rites; ⑧ 小的Chond rites。每一個類似階層剖面均為遺蹟群落序列對漸次降低的溶氧量的顯示。Wetzel認為隨著溶氧量的降低, 掘穴直徑、密度、穿透深度及階層數目呈下降趨勢。但是底層水體中溶氧是一個動態系統〔4〕, 波動的溶氧量可使得具階層結構的遺蹟組構得以保存、縱向疊置或遭受破壞。因此隨溶氧量波動的方向(指增或減)、速度和幅度的不同, 階層縱向變化序列也將表現各異。根據遺蹟學研究, 在鄂湘桂地區棲霞組內可識別出穩定充氧(SO S)、逐漸充氧(GOS)、逐漸缺氧(GDS)、穩定貧氧(SDS)、快速充氧(ROS) 和快速缺氧(RDS) 6 種與溶氧量變化事件有關的相序。

沉積地球化學研究

在判斷沉積物形成環境的氧化還原條件方面, 地球化學方法一直發揮著相當重要的作用,特別是對一些細粒泥質沉積物。目前常用的古氧相地球化學指標大致可以分

為3 類: 一類主要依據早期成岩作用過程中黃鐵礦的形成與沉積環境的關係, 包括有機碳和硫含量比值(C/S )及黃鐵礦化程度(DOP) ; 第二類利用鈾釷元素在不同沉積環境中的變化關係, 包括U/Th 比值及自生鈾含量; 第三類包括各種痕量元素比值, 如V/Cr、Ni/Co、N i/V 和(Cu+ Mo)/Zn。各種指標均具套用成功的實例。通過西北歐晚侏羅世暗色泥質岩的古氧相研究, Jones等認為最可靠的判別標誌為DOP、U /Th、自生鈾含量、V /C r、N i/Co (表1) , 而N i/V 、C/S 和(Cu+Mo)/Zn 則易受成岩作用等的影響, 可靠性差。地球化學方法對富氧相與貧氧相界線的判別效果最好。此外34S/32S、Ce 異常和Fe2+ /Fe3+ 等亦常用於古氧相判別〔16〕。有機相研究

缺氧沉積往往富含有機質, 且隨還原條件的增強, 岩石中總碳含量(TOC) 增高, 因此TOC在地層剖面上的變化常成為古氧相判別的重要特徵〔17〕。但TOC 堆積除受SW I 附近低氧條件控制外, 還與沉積速率等有關, 深入的有機質地球化學研究顯得尤為重要。有機相指“含有一定豐度和成因類型的有機質地層單元”, 包括TOC、H I(氫指數)、乾酪根的HöC 原子比和成因類型等特徵, 是地層單元中有機質豐度、類型和形成條件的綜合概括〔18〕。有機相分析可為了解有機質的保存條件, 即沉積和早期成岩階段氧化還原條件提供重要信息, 並已開始受到人們重視〔18, 19〕。