扬子地区奥陶纪—志留纪过渡期深时火山灰层发育特征及其对富有机质页岩沉积的影响

杜学斌，贾冀新，赵珂，陆永潮，谭超，陆扬博，吴岳恒

(1.中国地质大学(武汉) 海洋学院，湖北 武汉，430074；2.中国地质大学(武汉) 资源学院，湖北 武汉，430074；3.中国地质大学(武汉) 地球科学学院，湖北 武汉，430074)

奥陶纪—志留纪过渡期是地质历史过程中一个重要的变革期，经历了第一次生物大灭绝、海平面快速下降、气候短暂变冷、密集的构造运动等重大事件[1]。在该时期，扬子地区沉积了五峰组与龙马溪组2套黑色富有机质页岩，其中龙马溪组一段(龙一段)已实现了页岩气商业化开采[2-3]。五峰组和龙一段页岩层段中存在大量的深时火山灰层，层数多、范围广[2-14]，指示了奥陶纪—志留纪过渡期扬子地区曾发生过连续的大规模火山喷发事件。针对这些火山灰层，前人通过对一些典型野外剖面、重点钻孔的精细解剖，证实了其在扬子地区广泛发育，年龄为晚奥陶世至早志留世，来源于扬子板块南北两侧的构造活动[4-8]。近年来，越来越多的学者开始关注火山灰层与黑色富有机质页岩沉积之间的关系，认为火山灰层密切影响了黑色富有机质页岩的沉积[9-13]。

本文作者以前人的研究成果为基础，结合近年来的一些自身研究，系统梳理奥陶纪—志留纪之交深时火山灰层的特征、分布、来源等方面的研究成果，并进一步综述评论火山灰层对富有机质页岩沉积的影响，力争为扬子地区的富有机质页岩成因解释提供一些借鉴。

1 地质背景

图1所示为晚奥陶世研究区古地理位置及岩相图。由图1可见：奥陶纪—志留纪过渡期，中国包括三大地块：塔里木地块、华北地块和华南地块[14]。在该时期，华南地块位于南半球[15]，毗邻冈瓦纳地块，可进一步分为扬子地块和华夏地块[16-17]。

图1 晚奥陶世研究区古地理位置及岩相图Fig.1 Paleogeographic location and lithofacies map of study area in Late Ordovician

受广西运动的影响，整个扬子地块从早—中奥陶世的开放盆地转变为晚奥陶世受古陆和古隆起控制的局限盆地[17]，沉积环境也向低能、欠补偿和缺氧的条件转变[14]。该时期的代表性沉积地层为上奥陶统五峰组(凯迪阶)、观音桥层(赫南特阶)以及下志留统龙马溪组(鲁丹阶)。五峰组厚度通常小于10 m，主要由灰黑色层状炭质页岩和硅质页岩组成[7]。龙一段黑色富有机质页岩厚度为10～20 m，是页岩气主产层位[9]。观音桥层介于五峰组和龙马溪组之间，由薄层生物碎屑灰岩构成，是全球重要地层对比标志[4]。

2 深时火山灰的识别特征

深时火山灰是指第四纪以前的火山喷发产生的粒度小于2 mm的火山碎屑沉积集合体，包括凝灰岩和火山成因黏土岩[18]。火山灰层通常在沉积后会发生蚀变，包括了玻璃质的脱玻璃化、黏土矿物生长和钾元素的富集[19]。海相沉积火山灰层经过脱玻璃化过程变为钾质斑脱岩(K2O 质量分数大于3.5 %)[19-21]，其成分主要由黏土矿物组成，增加了识别的难度。目前深时火山灰层的识别方法主要分为野外肉眼识别和室内镜下鉴定，常常两者必须兼顾[21]。

野外剖面上，火山灰层在潮湿环境中可以呈现出蓝色、绿色、红色和黄色等不同的颜色，但风化后颜色以黄色居多[4,6,14,22]，与围岩差异明显。由于其含丰富黏土，潮湿时触感光滑和蜡质[4,8]。火山灰层的典型外观是细粒、富含黏土的条带，当盐酸滴在新鲜表面时，不会观察到气泡[4](图2(a)～(c))，有时因周围硅质碎屑或碳酸盐序列的静载荷而发生变形。此外，火山灰层的加速风化会使其嵌入露头面。岩心上，火山灰层一般呈现浅灰色、深灰色、褐色，层薄，易碎[6,9-10,21]。常与黄铁矿条带伴生，因两者颜色相近，需注意区分。此外，火山灰层偶尔会被方解石脉充填[10,12](图2(b)～(e))。

图2 五峰组—龙马溪组深时火山灰层的野外剖面和岩心识别照片Fig.2 Field profile and core identification photos of deep-time volcanic ash layers in Wufeng—Longmaxi Formation

显微镜下，火山灰主要由黏土矿物组成，质量分数为80%以上，可观察到分散的棱角状石英、片状云母和角状、鸡骨状的玻璃质火山碎屑[4,8-10,21]。除此之外，还可观察到包括锆石等重矿物[4,8-10]，也可观察到黑云母碎片的暗化，表明火山灰在蚀变成钾质斑脱岩的过程中经历了强烈的硅化[10]。棱角状、鸡骨状和镰刀状的玻璃质火山碎屑可作为镜下主要的识别标志(图3)。

图3 五峰组深时火山灰层镜下识别照片Fig.3 Microscopic identification photos of deep-time volcanic ash layers in Wufeng Formation

3 深时火山灰的时空展布和来源

3.1 深时火山灰的时空展布

奥陶纪—志留纪过渡期火山灰最早由傅力浦[23]在陕西省紫阳芭蕉口剖面发现，命名为“层凝灰岩”。此后学者们又陆续在贵州等地野外剖面中发现了多层火山灰[5-7,11,17,22,24-27]，近年来在钻孔岩心中识别出了更密集的火山灰层[9-10,28]。

根据火山灰层的发育密度，可将奥陶纪—志留纪过渡期火山灰划分为3个阶段：密集段、稀疏段和零星段[4,8-10]。密集段位于奥陶系五峰组下部至中部；稀疏段位于奥陶系五峰组上部至志留系龙一段底部；零星段位于志留系龙一段中部至上部，具体分布特征如图4所示。从图4可以明显看出：火山活动最频繁的时期为五峰组沉积早—中期，随后火山活动的持续时间和强度逐渐降低。

图4 奥陶纪—志留纪过渡期深时火山灰层垂直变化特征Fig.4 Vertical variation of deep-time volcanic ash layers across Ordovician—Silurian transition

为了进一步探究深时火山灰的空间展布情况，根据野外调查和文献调研，绘制了扬子地区火山灰空间分布图，如图5所示。由图5可见：整个扬子地区均有火山灰发育。其中，中上扬子火山灰层数介于10～50 层之间[4,7,22]，可识别出火山灰层数差异较大，这与野外剖面差异性暴露有关，剖面风化越严重，火山灰的可识别性就越难。而岩心的新鲜程度很高，能够识别出更为密集的火山灰层数(＞40层)[9-10,28]，代表了火山灰更真实的分布层数；下扬子地区火山灰层层数可能更多，其中，江苏仑山剖面五峰组—龙马溪组内可识别出多达104 层的火山灰层[6]，是目前识别层数最多的剖面。

图5 奥陶纪—志留纪过渡期扬子地区深时火山灰层的平面分布Fig.5 Plane distribution of deep-time volcanic ash layers in Yangtze area across Ordovician—Silurian transition

需要指出的是，在野外识别出的火山灰是肉眼可见的显性火山灰层，隐性火山灰(不可见的火山灰)往往会被忽略[29]。因此，仅仅基于野外识别的火山灰层，很容易低估火山活动的持续时间和强度[29]，可以借助一些相关的地球化学指标作为补充。沉积Hg是近年来兴起的一种火山活动的地球化学指标，其可以很好地反映各种强度的火山活动，在奥陶纪—志留纪过渡期火山活动的研究中得到了应用[17,30-31]。QIU等[31]发现奥陶纪—志留纪过渡时期存在5 个Hg 异常富集，即中—晚凯迪阶的2 个异常、LOMEI-1(凯迪阶末)、LOMEI-2(晚赫南特阶)以及华南鲁丹阶晚期。这些异常富集可能代表火山活动的增强，但也有例外，例如QIU等[31]就认为LOMEI-2 的Hg 异常与静水环境的扩张有关。但是Hg 同位素指示LOMEI-2 的Hg 异常来自火山源[16,30]。

总的来说，深时火山灰层具有平面上分布范围广、垂向上分布不均一的宏观特征。通过火山灰空间展布分析，认为扬子地区在奥陶纪—志留纪过渡期曾发生过连续的大规模火山喷发活动，可能对该地区的古环境、古海洋和古生态等产生了重要影响。

3.2 深时火山灰的来源

火山灰作为一种火山喷发的产物，它继承了母岩浆的特征，能够用来直接追溯火山来源，同时火山灰可以被输送并沉积在后期剥蚀影响弱的远端沉积环境中(至少600 km)，可提供局部和全球地质变革事件的可靠信息[21,32-33]。因此，虽然奥陶纪—志留纪过渡期全球缺失大火成岩省(LIP)[32]，但仍可通过探究深时火山灰来源来了解该时期华南地块的构造活动。

科学家们常用全岩地球化学分析、锆石微区地球化学分析等技术来分析深时火山灰来源。JIA等[8]对湖北、贵州和重庆的野外火山灰中的锆石开展了系统的原位地球化学分析，发现锆石均具有高演化程度的陆壳组分，构造背景可分为2类：弧相关和板内背景，并进一步确认深时火山灰具有双向来源：华南地块北缘的板内伸展活动和南缘的冈瓦纳大陆碎片的俯冲-碰撞。除此之外，熊国庆等[5]研究大巴山剖面，认为深时火山灰还可能来自北侧的秦岭古洋壳在华北地块下方向北俯冲。SU 等[32]研究深时火山灰厚度，发现火山灰厚度从东南到西北逐渐减小，认为大部分火山灰可能来自扬子地块和华夏地块之间的碰撞带。但是，最近的锆石年龄以及古生物等方面的研究提示早古生代以来扬子地块和华夏地块可能已是统一的华南地块[34-35]。总的来说，目前主要的观点认为深时火山灰来自扬子地块的南北两侧，具体有3种不同的来源(图6)：

图6 扬子地区奥陶纪—志留纪过渡期火山灰来源模式Fig.6 Model of structural origin of K-bentonite layers across Ordovician—Silurian transition Yangtze area

1) 北侧的秦岭古洋壳在华北地块之下向北俯冲[5,36]；

2) 北侧的扬子地块南缘地块内的伸展和拆离[5,8]；

我不相信我母亲会杀人，她连鸡都不敢杀，敢杀人？她一辈子都小心翼翼低眉弯腰的，怎么会杀人？听说还捅了十四刀。十四刀，怎么可能呢？

3) 南侧的冈瓦纳大陆碎片向华南地块的西北向俯冲碰撞[6-8]。

这3 个来源也得到了其他岩石学证据的支持。例如秦岭造山带内距今475～450 Ma的岛弧火山岩的存在支持了来源1)[37]；北大巴山地区距今447±11 Ma的辉绿岩墙的存在支持了来源2)[38]；华夏地块松溪距今443～450 Ma的与弧相关镁铁质侵入体的存在支持了来源3)[39]。

4 深时火山灰的年龄及约束作用

火山灰的沉积通常在地质时间尺度上被认为是瞬时的[21]，因此，火山灰的年龄具有“等时性”特征，被认为是火山喷发和地层的沉积年龄，进而发展出了一门“火山灰年代学”。扬子地区奥陶纪—志留纪过渡期深时火山灰中含有大量锆石，其绝对年龄可直接用于全球范围内年代对比。YANG等[6,36,40-42]开展过不同剖面火山灰定年工作，部分的定年结果标记在图7中。Du 等[22]对湖北、贵州、重庆的野外火山灰开展了广泛定年，确认了五峰组的持续时间约为4.8 Ma，赫南特冰期的持续时间约为1.4 Ma。以上的定年采用间接测试方法(LA-ICP-MS法和SHRIMP Ⅱ法)，年龄精度很难进一步提高。

近年来，部分学者开始采用直接测试的方法进行定年。LING 等[14]利用 ID-TIMS 法对云南万河剖面的深时火山灰进行了4 次高精度锆石U-Pb测年，将年龄误差控制在0.24 Ma以下，并将赫南特早期冰期极盛期的持续时间限定为0.20 Ma。但需要指出的是，扬子地区不同剖面的火山灰层相对独立，缺少可供区域对比的标志性火山灰层年龄，使得缺失建立剖面间联系的纽带。

此外，火山灰层的年龄还可以约束相应构造活动的时间。奥陶纪—志留纪过渡期扬子地区火山灰层的年龄被限制在始于凯迪阶五峰组，并持续到鲁丹阶，跨越了志留系底界。这种年龄限定显然不同于全球其他地区(图7)，欧洲著名的Kinnekulle 火山灰层和北美的Deicke 和Millbrig 火山灰层的年龄被限制在了晚奥陶世桑比阶和凯迪阶过渡期[15,21]。因此，DU 等[4]认为，与全球其他地区相比，扬子地区的持续性火山喷发活动晚了约5.4 Ma。火山灰的年龄预示华南地区的构造运动可能与全球其他地区的并不同步。

图7 奥陶纪—志留纪过渡时期扬子地区与世界其他地区深时火山灰层的垂直分布比较Fig.7 Comparison of vertical distribution of deep-time volcanic ash layers between Yangtze area and other areas in the world during Ordovician—Silurian transition

5 深时火山灰对富有机质页岩沉积的影响

目前，深时火山灰是否影响上奥陶统五峰组与下志留统龙一段的富有机质页岩富集存在着一定的争议。大多数学者认为火山灰对富有机质页岩的沉积可能具有促进作用，表现为五峰组与龙一段的总有机碳质量分数与火山灰的累计厚度在空间上良好的对应关系[9-10,12-13]。总体来说，火山灰的促进作用主要体现在提高古海洋生产力和增强有利的保存环境2个方面[9-10,12-13]。

火山灰是表层海水营养元素的重要来源之一[43]。相对于不易溶的风尘，火山灰降落到海水中时，其表面的酸、金属盐和吸附气体等高度可溶物会迅速溶解，形成“灰渗滤液”[44]。表面盐膜溶解可迅速释放铁、磷和硅等营养盐，使表层海水富营养化。其中铁和磷元素能够共同限制N2的固定[45]，硅元素是硅藻所需的主要营养素[46]，它们的溶解有利于藻类等浮游植物的勃发，从而刺激海洋初级生产力的提高[43,47]。

近年来，学者们对于火山灰溶解后元素的释放程度进行了定量研究。LEE 等[48]研究北美西部地区白垩纪火山灰，发现高达75%的营养元素(硅、铁、磷)从短暂沉积的火山灰中释放，且释放量远超过了现今河水和粉尘输入所带来的营养元素总量，认为火山灰是白垩纪黑色页岩富集的重要控制因素；ZHAO等[12]对扬子地区奥陶纪—志留纪过渡期深时火山灰中硅、铁和磷元素的释放程度进行了定量计算，发现火山灰样品中的大量铁、硅和磷(25%～75%)释放到海水中，导致表层海水中的海洋初级生产力较高，由此提出火山灰是初级生产力的主要营养源(图8)。

此外，火山喷发活动通过大量温室气体排放致使全球变暖，造成全球海洋分层和环流停滞，最终导致海洋缺氧加剧[50]。如前文所述，火山灰的溶解可以提高初级生产力，而有机物的产生和分解消耗海水中的氧气[51]，这一过程中，还导致向深海输送氧气减少，加剧了海洋缺氧。当氧气耗尽时，硫化氢通过硫酸盐还原反应形成。H2S与水中活性铁反应形成黄铁矿，剩余的H2S引起楔形的缺氧硫化带，扬子地区火山灰层中普遍存在的黄铁矿证明了这一点[12]。因此，火山喷发活动形成的局部缺氧环境促进了沉积过程中有机质的保存(图8)。除此之外，大量的氧化还原敏感性元素数据也证明了五峰组与龙一段为缺氧沉积环境[9-10,12-13]。

图8 火山灰对富有机质页岩沉积的控制模式Fig.8 Controlling mode of volcanic ash on deposition of organic-rich shale

如前文所述，奥陶纪—志留纪过渡期扬子地区深时火山灰的垂向上分为密集段、稀疏段和零星段。不同的火山灰密度可能会导致古生产力和古氧化还原条件的变化，从而影响页岩中有机质的富集[12,52]。这些变化可以通过相关指标反映出来[4]。图9所示为奥陶纪—志留纪过渡期扬子地区不同火山灰层敏感参数与w(TOC)之间的关系，由图9可以看出，稀疏段的古生产力和古氧化还原条件适中，这也与目前我国奥陶系—志留系页岩气勘探与开发的“甜点”层段一致。因此，适当的火山喷发活动可能最有利于富有机质页岩的沉积。此外，下寒武统牛蹄塘组也是扬子地区典型的黑色页岩发育层段，但在该层段鲜有深时火山灰层的报道。吴陈君等[53]对黔北地区下寒武统牛蹄塘组典型钻孔剖面的w(TOC)进行了分析统计，w(TOC)平均值为2.53 %。这一结果要低于密集段和稀疏段，与零星段接近，再次说明了深时火山灰的存在有利于高w(TOC)。

图9 奥陶纪—志留纪过渡期扬子地区火山灰层不同分布段的敏感参数与w(TOC)的相关性Fig.9 Correlation between sensitive indexes and TOC in different distribution intervals of volcanic ash layers in Yangtze area across Ordovician—Silurian transition

需要特别指出的是，目前还有一种观点认为火山灰对富有机质页岩的沉积可能并没有明显影响，主要的理由有3点：

1) 如果火山规模不大、持续时间不长、影响范围局限，那在页岩有机质富集过程中所起的作用必然不会很强[11]；

2) 在火山灰颗粒沉降区，浮游植物通常在24 h内便会对外来养分输入做出响应[54]，且火山活动刺激海水营养化的效应通常会只会持续数周到数月[44,55]；

3) 火山灰除了携带营养元素外，同时会释放有毒元素，在一定程度抵消对生物生长的贡献程度，有可能造成海洋生产力的突然下降[56]。

6 总结与展望

扬子地区上奥陶统五峰组与下志留统龙一段中发现的大量深时火山灰层，指示了奥陶纪—志留纪过渡期曾发生过连续的大规模火山喷发事件。深时火山灰层具有平面上分布范围广、垂向上分布不均一的特征，垂向划分出密集段、稀疏段和零星段。该深时火山灰层可能来自扬子地块的南北两侧，共有3个可靠的来源：北侧的秦岭古洋壳在华北地块之下向北俯冲和扬子地块南缘地块内的伸展和拆离以及南侧的冈瓦纳大陆碎片向华南地块的西北向俯冲碰撞。这是华南地块复杂的构造活动响应证据之一。大部分学者认为火山灰在古海洋生产力的提高和页岩保存的有利环境2个方面来促进富有机质页岩的沉积，其中适当的火山喷发活动(稀疏段)可能最有利于富有机质页岩的沉积。

然而，关于深时火山灰究竟对富有机质页岩形成有多大影响还存在相当大的争议。为了解决这一争议，建议今后的研究可以从2个方面展开：

1) 从宏观的研究转向微观分析。开展高分辨率(厘米尺度以下)的火山灰鉴定和地球化学研究。据推测可能还存在大量被忽略的薄层—超薄层火山灰层(隐性火山灰)，只有高分辨率的研究才可能真实地反映火山灰的分布情况。

2) 从定性的研究转向定量。通过数值模拟等手段来定量恢复火山灰的喷发和沉积过程，估算火山喷发烈度和规模，从正演的角度突破现有研究中的定性分析多于定量判断的束缚。