新元古代“雪球地球”形成與消融及華南板塊的記錄

鄒灝，李嶠昕，陳安清，肖斌，蔣修未，黃長成，胡成輝，李蝶

1.成都理工大學地球科學學院，成都 610059

2.自然資源部構造成礦成藏重點實驗室，成都 610059

3.油氣藏地質與開發工程國家重點實驗室，成都 610059

4.中國地質大學（北京）地球科學與資源學院，北京 100083

0 引言

新元古代在地球的演化歷史中是非常重要的階段，當時地球板塊處在Rodinia 超大陸的匯聚—裂解時期，全球性的冰川作用，包括低緯度的冰川作用，高溫水—巖反應，低氧同位素（δ18O）巖漿活動，這一時期的地球環境變化是埃迪卡拉動物群的形成以及之后的寒武紀生命大爆發的重要原因[1]。由此可發現一系列的重大地質科學問題，就華南板塊而言，包括當時古華南板塊所處古地理環境位置、全球性的冰期作用規模以及分布位置、冰期與雪球地球的關系以及雪球地球的形成與消融作用機制等。“雪球地球”這一概念由Kirschivink 于1992 年所提出，后由Hoffmanet al.[2]補充完善，形成“雪球地球假說”，并用其解決全球性冰期覆蓋問題。該假說能較好的解釋碳酸鹽巖碳同位素漂移，條帶狀含鐵建造BIF以及蓋帽碳酸鹽巖沉積。對于華南板塊而言，新元古代冰期的研究主要集中在南沱冰期和江口冰期，因此對華南板塊雪球地球的研究，首要的是了解該時期主要冰川年限以及作用機理，從而分析形成與消融因素。華南板塊新元古代冰期的年限測定已取得較為豐富的研究進展，但就華南板塊新元古代冰期的形成與消融因素上尚存在一定爭議。因此，本文開展了華南板塊新元古代雪球地球形成與消融作用影響因素的研究，以期為中國華南板塊在Rodinia 超大陸時期的古地理環境以及冰期作用與消融提供研究思路，也為其他時代冰期的形成與消融研究提供啟示。

1 雪球地球冰期及華南板塊古地理環境

新元古代成冰紀時期，全球呈現低溫狀態，地球所發生的幾次大規模全球性的冰川作用導致低緯度以及赤道地區被冰雪覆蓋，整個地球被冰封形成一個雪球狀態，稱之為“雪球地球”[2]。從地層學、同位素年代學、地球化學的研究指示出，該時期全球至少發生大規模冰期四次（圖1），分別為Kaigas 冰期、Sturtian冰期、Marinoan冰期、Gaskiers冰期，這四期冰期是根據其所在地區的主要地層所命名，其中具有全球代表性、規模最大、可用于對比的冰期為Sturtian冰期和Marinoan冰期[3]。

圖1 新元古代冰期的U-Pb 年齡時限（據文獻[3]修改）菱形代表Kaigas冰期年齡；三角形代表Sturtian冰期年齡；橢圓代表Marinoan冰期年齡；正方形代表Gaskiers冰期年齡；兩次冰期之間的間冰期的年齡用黑色的短線代表，短線長度表示誤差大小。其中阿瓦隆地區指紐芬蘭東南部的阿瓦隆半島，烏拉爾地區是俄羅斯位于烏拉爾山附近的地理區域Fig.1 Uranium-lead (U-Pb) age limit of the Neoproterozoic Ice Age (modified from reference [3])Different shapes represent the age of each glacial period: Kaigas glacial age is diamond; Sturtian glacial age is triangle; Marinoan age is ellipse; Gaskiers glacial age is square;the age of the interglacial period between two glacial periods is represented by a short black line,and the length of the line indicates the error

在四期冰期中，Kaigas 冰期相對較為古老，該冰期并非一開始便作為一獨立冰期所存在，而是被劃為Sturtian冰期早期所進行的冰川活動[2-3]。后來對澳大利亞及勞倫西亞大陸（北美洲）地區的Sturtian 冰期以及沉積地層研究得出Kaigas 冰期比之前所劃分的年齡更為古老[4]，而且南非卡拉哈瑞克拉通上的Kaigas 冰期沉積存在一定的間斷性，并沒有被Sturtian冰期后期冰磧物所覆蓋[5]，由此Kaigas冰期被認為是位于Sturtian 冰期之前所存在的獨立冰期[2]。對華南板塊來說，尚缺少Kaigas 冰期沉積物的證據，但從華南地區大別—蘇魯造山帶新元古代花崗巖中的負δ18O鋯石成因來看，其形成與大陸冰川融水不無關系[6-7]。同時從該負δ18O 鋯石U-Pb 定年來看，其年齡也與Kaigas 冰期相一致[6]。因此可得出當時華南地區處于相對寒冷的氣候條件。

Sturtian 冰期則是全球性分布的冰期，其分布范圍較為廣泛，年齡在Kaigas 冰期之后。根據全球Sturtian冰期沉積物的研究來看，在納米比亞北部、澳大利亞南部和加拿大西北部等地區均分布有較為典型的Sturtian 冰期沉積[2]。從之前研究結果來看，包括納米比亞南部[8]、中國南部[9-11]、阿巴拉契亞山東部[12]、阿曼[13]和蒙古[14]等地區也可能有Sturtian冰期沉積物（圖2）。Sturtian 冰期在華南板塊是與江口冰期相對應的[16]。對于江口冰期年齡的確定過程，由于樣品采集層位以及測試方法不同，不同地區對長安組冰成雜礫巖最大的沉積年齡結果存在偏差，有時則自相矛盾。如從桂北羅城丹洲群拱洞組以及上覆長安組中所得凝灰巖鋯石樣品，進行SHRIMP U-Pb 定年所得最大沉積年齡為780 Ma[17]，桂北三江地區長安組沉積年齡則位于746～780 Ma[18]，而從湘中新化江口組底部存在的火山角礫巖中挑取的鋯石樣品所測得的SHRIMP U-Pb年齡為785±11 Ma[19]，這些均指示南華系底界為780 Ma的觀點。部分學者則認為長安組底界年齡位于760 Ma左右更為合適[20]。但越來越多的高精度定年結果表明，上述的年齡數據是不準確的。比如，從湘西芷江牛牯坪組上部凝灰質粉砂巖所得樣品年齡和滇中玉溪澄江組頂部凝灰巖所得樣品年齡均為725 Ma左右[21-22]，另一些最新的年齡數據也支持了這一觀點，如三江縣高友村長安組雜巖，底部的拱洞組之上的灰白色輕微變質凝灰質粉砂巖，以及羅城縣四堡村長安組底部的拱洞組之上的灰白色輕微變質凝灰質粉砂巖的樣品，鋯石定年為715.9±2.8 Ma[23]；鄂西宜昌蓮沱組頂部凝灰巖年齡為714±8 Ma[24]；川西開建橋組頂部凝灰巖年齡為715.0±9.8 Ma[25]；湘西板溪群頂部碎屑鋯石年齡為714.6±5.2 Ma[26]；Lanet al.[27]又對三江縣高友村長安組雜巖拱洞組之上的灰白色輕微變質凝灰質粉砂巖重新進行了鋯石測年，得到的年齡數據是717.61±1.65 Ma。以上最新的年齡數據表明江口冰期可能的啟動年齡為716 Ma 左右。在華南地區通過鋯石U-Pb測年法測定了我國貴州東部寨郎溝剖面大塘坡組底部的凝灰巖夾層的鋯石年齡，得到年齡為663±4 Ma[28]，而對在貴州省將軍山剖面的大塘坡組底部的白云質灰巖層中采集樣品的鋯石年齡進行測定，得到的年齡為658.80±0.50 Ma，這個年齡給江口冰期的結束時間提供了最新的限定[29]。

圖2 Sturtian 冰期沉積物的新元古代全球分布圖（據文獻[15]修改）五角星代表該時期的冰磧物出露區Fig.2 Neoproterozoic Global Distribution of the Sturtian Ice Age sediments (modified from reference [15])The stars represent the moraine outcrop area for this period

圖3 Marinoan 冰期沉積物的新元古代全球分布圖（據文獻[15]修改）五角星代表該時期的冰磧物出露區Fig.3 Neoproterozoic Global Distribution of the Marinoan Ice Age sediments (modified from reference [15])The stars represent the moraine outcrop area for this period

Marinoan冰期相對于Sturtian冰期來說分布更為廣泛，基本覆蓋全球各個區域，在全球各處（除南極洲未開展工作之外）均有較好的同冰期沉積物對比，Marinoan 冰期沉積層厚度不一，部分地區呈現缺失[30]，另一部分地區則呈現多層分布（圖3）[31-32]。目前來看，更多定年證據支持Marinoan 冰期結束于635 Ma 左右[32-36]。Marinoan 冰期在中國華南板塊是與南沱冰期相對應的[16]。從三峽地區陡山沱組底部凝灰巖中的鋯石U-Pb 定年[33,35-37]，以及江西上饒附近吳塢剖面的南沱組頂部凝灰巖層鋯石U-Pb 定年[34]，得到的年齡偏向于支持635 Ma 的結束界限節點，這也對應了成冰系定界年齡[38]。除此之外，通過鋯石U-Pb測年法測定了來自云南省東部峨山剖面南沱組的灰色凝灰質泥巖層樣品的鋯石年齡，得到的年齡為634.57±0.88 Ma，這一新的年齡與之前公布的635.23±0.57 Ma[33]誤差范圍內是無法區分的，它們共同為華南地區Marinon 冰期的終止提供了嚴格的約束，并將其約束在635 Ma，新的年齡634.57±0.88 Ma支持華南地區Marinon冰期的迅速終止，并與全球成冰紀冰消事件具有同步性[29]。但是長久以來南沱組的最大沉積年齡一直沒有定論，因為在南沱組中很難找到可以用于精確定年的同沉積火山巖，所以對南沱組最大沉積年齡的限定主要靠測得下伏大塘坡組地層的沉積年齡。在黔東南松桃寨郎溝剖面上，所得南沱組最大沉積年齡為662.9±4.3 Ma[28]，但是采樣層位處于大塘坡組底部，緊靠鐵絲坳組（與古城段相當）之上的蓋帽碳酸鹽巖，所以此年齡不適合作為南沱冰期的底界年齡。之后在同地區得到的黑水溪剖面和將軍山剖面大塘坡組底界年齡分別為667.3±9.9 Ma[39]和664.2±2.4 Ma[40]，上述所得沉積年齡均與寨郎溝年齡數據相一致，表明南沱組冰成雜礫巖最大沉積年齡應比663 Ma 更小。除此之外，華南南沱組之下還存在冰川剝蝕以及沉積缺失，這對其年齡限定會存在偏差[41-42]，湖北長陽大塘坡組中部年齡654.2±2.7 Ma[42]與湖南吉首大塘坡組頂部凝灰巖年齡654.5±3.8 Ma[22]高度一致，廣西三江縣富祿鄉南沱組剖面底部含礫泥質砂巖的鋯石年齡為649.3±6.2 Ma[43]，結合以上的年齡數據可以推斷出南沱組冰成雜礫巖的最大沉積年齡應該是小于650 Ma。

Gaskiers 冰期晚于Sturtian 冰期、Marinoan 冰期，規模相對較小，分布局限，沒有達到全球范圍，但其對寒武紀生命大爆發以及后期全球氣候改變具有顯著影響[2]。Gaskiers冰期沉積分布地區包括紐芬蘭東部、阿巴拉契亞Viginian地區、挪威北部地區[2]以及澳大利亞等地[38]。從紐芬蘭東部Gaskiers 冰期沉積雜礫巖進行U-Pb 定年的年齡為580 Ma[44]，代表了Marinoan冰期后的沉積[45]。

華南板塊的新元古代地層及當時古地理環境指示，在Rodinia 超大陸裂解時期，在華南板塊廣泛分布新元古代超基性—基性巖漿巖以及變質巖漿巖和陸殼重熔花崗巖，同時存在大量裂谷系統以及分枝狀裂陷谷，其與澳大利亞板塊、勞倫大陸具有基本一致的基性巖漿巖及變質巖條帶分布[46]，間接性證明其所處地理位置位于澳大利亞板塊和東南極洲板塊之間（圖4），處于大陸裂解區，屬于大陸裂解早期伸張變形環境。根據現代流行觀點，幾個板塊分裂或許與Rodinia 超大陸時期的超級地幔柱有關[1]。

華南板塊存在的南華系地層沉積物：江口群以及南沱組所代表的兩期冰期冰磧物具有全球代表性（圖5），二者之間以大塘坡組間冰期為分割，主要為黑色頁巖，也具有相應的從冰凍到凍融的演化過程[48]。每次冰期所留下的冰川沉積物都具有類似的下部（早期）為陸相冰磧物和上部（晚期）為濱淺海陸棚或潮坪環境紋層狀的冰磧巖建造，這也符合新元古代揚子地塊海洋與陸地古地貌及其古環境的變化由冰川進退和相應的海平面變化所導致的現象[49]。

圖4 新元古代Rodinia 超大陸華南板塊古地理環境及位置（據文獻[46]修改）Fig.4 Palaeogeographic environment of the Neoproterozoic Rodinia supercontinent on the South China Plate (modified from reference [46])

2 蓋帽碳酸鹽巖及碳同位素特征

2.1 蓋帽碳酸鹽巖

蓋帽碳酸鹽巖（cap carbonates）主要由微晶方解石和白云石等組成，是指沉積于新元古代冰磧巖之上的薄層狀相對均質的碳酸鹽巖地層[2,50]。蓋帽碳酸鹽巖的出現標志著溫暖的海洋形成環境，在世界各地廣泛分布。蓋帽碳酸鹽巖在巖石學、礦物學、沉積學、生物學及地球化學方面具有一系列特殊的地質特征，其記錄了從新元古代晚期雪球地球大冰室由冷轉暖的重要原始信息，對其的研究一直是國內外研究的前沿[47]。

Kennedy[51]認為新元古代的蓋帽碳酸鹽巖巖性比較均一，比較薄（2 m 以下），覆蓋于陸相以及與冰川作用有關的沉積物之上，其構成主要為泥晶—微晶白云石，可見細微紋理；蓋帽碳酸鹽巖底部具有明顯界限，局部可見剝蝕作用，上部為薄層頁巖，中部為過渡濃縮層位或輕微遞變層位，可見成巖作用形成的結核或膠結碳酸鹽層[52]。這些巖石特征指示其形成環境為較深（數百米）的淺海—半深海海底環境，同時保留了冰期后海平面上升以及海進的記錄。

蓋帽碳酸鹽巖發育諸多特殊沉積組構，如帳篷狀構造可能代表超級風暴沉積[53]，是冰后期在高震蕩的流動區域內連續沉積形成[9]；又如結晶扇，通常呈礁形態聚于一處，表明形成結晶扇的水體中的碳酸鹽過飽和且快速沉積[54]。Hoffmanet al.[2,9]認為是在冰后期，顯著溫室效應下，經強烈大陸化學風化作用形成的大量碳酸鹽進入海洋，從而導致海洋碳酸鹽過飽和，從而形成大量文石結晶扇。

國內外幾乎所有蓋帽碳酸鹽巖均主要由均質等粒粉細晶白云石組成白云巖構成，與下伏冰磧巖巖層具有截然不同的界限。蓋帽碳酸鹽巖厚度從幾米到幾十米，Hoffmanet al.[2]認為其代表的時間只有數千年，表明此期間蓋帽碳酸鹽巖沉積速度極快，它的廣泛存在表明了新元古代冰期的廣泛性以及氣候的突變。

圖5 世界新元古代地層格架劃分對比及分布圖（據文獻[3,47]修改）（a）剖面點區位示意圖；（b）世界新元古代地層格架劃分對比圖Fig.5 Division, correlation, and distribution Map of the Neoproterozoic Stratigraphy in the World (modified from references [3,47])(a)Location map of section points;(b)Division and correlation of the world Neoproterozoic stratigraphic framework

2.2 C同位素特征

對比地質歷史其他時期變化，新元古代晚期形成的海相碳酸鹽巖在δ13C值上顯著不同，其δ13C出現較大的同位素漂移，明顯高于其他地質時期的變化幅度。在冰期前，沉積特征為富13C（δ13C 值高于5‰），而在冰期后，沉積特征轉變為貧13C（δ13C 值低于0）。蓋帽碳酸鹽巖普遍呈現貧13C 特征，δ13C 值接近地幔的-6±1‰。在新元古代晚期冰期前后δ13C 所出現的較大幅度（約為10‰～15‰）的負漂移現象，該現象在各大陸均存在，可以很好地作為全球地層對比基礎，也可以表明冰期的廣泛性以及同時性。Hoffmanet al.[2]認為冰期前富13C（δ13C 值高于5‰）源于赤道附近Rodinia 超大陸裂解，由于大陸裂解，海岸線增多，生物增加，大大提高了生物沉積產出率，生物光合作用吸收12C 而殘留13C 使得冰前期碳酸鹽巖具有較高的δ13C 值。而冰期生物沉積產率幾乎降至0，由于有機物的缺少，難以改變幔源碳同位素值δ13C=-6±1‰，從而導致碳同位素顯著的負漂移現象。不可否認的是，冰川時期極度虧損13C 的另一個因素：甲烷的滲漏，也是導致蓋帽碳酸鹽碳同位素異常的原因[51]。在華南陡山沱組上部存在強負漂移（約-15‰），這種特征可能是后期成巖作用所造成的[55]。總體來說，C同位素的變化與全球其他區域的Marinoan 冰期后碳酸鹽巖變化相一致，為從-5‰開始逐步升高（圖6）。

圖6 世界各剖面碳同位素隨深度變化圖（據文獻[9,55-56]修改）Fig.6 Variation of carbon isotopes with depth in different sections of the world (modified from references [9,55-56])

（1）當全球被冰川覆蓋時，地球氣候發生顯著變化，溫度急劇下降，難以適應如此惡劣環境的生物屬種發生大規模衰亡和滅絕，有機質產量顯著降低，而能適應此惡劣環境的生物屬種只為原本生物種屬的少數，有機質產量遠遠低于冰期前水平，光合作用消耗12C 急劇減少，大量12C 參與水循環溶解于海水中并進入同期沉積海相碳酸鹽，造成δ13C 值顯著下降。

（2）當溫室效應加劇，氣候開始迅速變暖，冰川開始消融，已適應環境的生物屬種與生物衰亡前老生物屬種間有機碳達到數量平衡，此時δ13C也達到極小值，同時由于冰川消融引起的海平面上升，碳酸鹽巖進一步沉積，因此這時期沉積海相碳酸鹽巖δ13C負偏移值達到最大；隨著溫度進一步回升，新的生物數量進一步增加，有機碳數量增多，δ13C發生逐步回移，同時海平面的進一步上升也使得碳酸鹽巖沉積環境加深，超過CCD界面后，不再接受碳酸鹽巖沉積[57]。

（3）當氣候回暖，冰川完全消融，生物復蘇，新生物屬種數量進一步增加，超過衰亡前老生物屬種，有機質生產數量進一步增加，使得同期海相碳酸鹽巖δ13C恢復到正值，也標示著自然界生物的新一個周期開始[57]。

3 形成與消融影響因素

從“雪球地球”假說提出以來[58]，關于雪球地球成因及其消融機制一直眾說紛紜，尚無統一定論。一般認為雪球地球的起始與結束同大氣中的溫室氣體含量有密切關系，從目前提出的假說來看，有四個主要因素制約著雪球地球形成與消融的用作過程，包括超大陸裂解及地幔超柱作用[1]、微生物及微生物巖石（疊層石）事件[49]、甲烷滲漏與甲烷水合物分解釋放[59]、冰期巖漿熱液活動[1]。

3.1 超大陸裂解及地幔超柱作用

Hoffmanet al.[2]認為雪球地球的形成與Rodinia超大陸裂解密不可分，隨著Rodinia 超大陸的裂解，各板塊之間發生分離，形成大量裂谷盆地以及噴發大量巖漿。在820～620 Ma期間全球似乎發生大量巖漿裂谷活動，符合Rodinia 超大陸的裂解條件。當Rodinia 超大陸裂解，全球范圍內的裂谷系統緩慢形成，大量超基性—基性巖漿噴發。隨著裂解過程的進行，大氣中的CO2經碳循環轉變為新形成的大陸邊緣中的有機碳沉積，如疊層石等，同時由于基性玄武巖的大量噴發，導致后期風化消耗大量CO2，從而致使大氣中CO2濃度顯著降低，使得地球從溫室變為冰室。當然除上述情況外，一個地幔柱活動往往具有不止一種地質特征與表現，包括大量的大范圍溢流玄武巖、呈現放射狀星狀基性巖墻群、成群的拉張裂谷系統以及大范圍的地形地貌隆起[1]。當時華南板塊處于澳大利亞板塊、勞倫大陸之間，且在華南板塊邊緣大量分布新元古代超基性—基性巖漿巖以及變質巖條帶，還包括陸殼重熔花崗巖。這與各板塊具有一致的基性巖漿帶，同時華南板塊所存在的大量裂谷系統以及分枝狀裂陷谷，也進一步說明當時地幔作用的顯著。這也為上述觀點提供了有力依據。單個地幔超柱事件作為一個超級事件循環的組成部分，推進超大陸的形成和裂解。不同地幔超柱的基性巖漿活動形式也存在顯著不同，可以典型地幔柱產物如巖墻、溢流玄武巖等形式產出，也可呈底侵的形式進行產出，因此有直接與間接之分。除此之外，Rodinia 超大陸的裂解還與地球內部活動密切相關，超級地幔柱作為初期的巖漿熱液活動，是克拉通形成裂谷的直接動力（圖7），促進了大陸風化作用加強，打破大氣氣體含量平衡，從而推動雪球地球的形成，為重要的全球范圍冰期的促進因素。

圖7 新元古代時期地幔超柱示意圖（據文獻[60]修改）Fig.7 Schematic diagram of mantle superplume in the Neoproterozoic period (modified from reference [60])

3.2 微生物及微生物巖石（疊層石）事件

地球在形成以后，劇烈火山作用噴發的巖漿不斷涌出地表，隨著時間推移，巖漿發生冷凝并固結，形成初期地殼，地球該時期已具有內部圈層雛形。在重力作用下，來自火山噴發以及隕石撞擊帶來的大氣中的水分逐漸發生沉降并積累，形成了最初代的初始海洋。在距今約4 Ga，地殼增長逐漸減緩，大陸變得逐漸穩定，分布大量淺海[61]，也就出現了后期的大量原核細菌如藍藻菌等微生物群落，微生物的出現，改變了原有的大氣結構，也創造了適宜其他的喜氧生物所生存的大氣含氧環境。其中疊層石主要為原核生物所建造的一種有機沉積結構，其本質是由低等微生物如藍細菌等在周期性生命活動中粘附、捕獲海水或大氣中的泥或塵土后進一步沉淀壓實形成的不同類型的微生物巖，記錄了遠古古老生命的發展歷程[49]。

從已經發現的華南板塊前寒武系生物化石群如貴州甕安宏體化石群[58]、云南江川生物化石群等，均發現大量海綿動物、宏觀藻類等化石，這些化石群所分布時代在雪球地球出現前后。從所發現的藻類化石，當時藻類已開始出現分化，具備光合作用能力。根據華南板塊淮南生物群與加拿大麥肯齊山區小達爾對比，在藻類種屬上具有明顯相似性，以部分藻類為代表的分布范圍還包括華北、波羅的海、澳大利亞、印度等地，處于Rodinia 超大陸裂解期，雪球地球時期所形成的的冰磧巖之下[62]。因此全球大氣氧氣變化與藻類等微生物有著顯著關聯。大量的巖石證據表明，大氣氧含量是以突增形式增長的，而且是通過2次突然增加的過程才達到現代的水平[63-65]。在古元古代時期，距今約2.4～2.3 Ga前，氧氣含量突增106倍以上，達到了現在濃度的0.1%～1%，為氧氣含量的第1 次突增；在新元古代時期，距今約0.75～0.58 Ga年前，氧氣含量再一次突增，從而使得當時大氣氧氣量達到現代水平，為第2次氧氣突增。根據現代研究的氧氣的起源途徑，氧氣的產生主要有生物的光合作用途徑和水的光解途徑。但從水或者CO2的光解途徑來說，光解過程中產生的氫極容易快速與氧反應再形成水，因此就必須保證光解過程中氫或者CO2有足夠快的速度進行逃逸。但根據擴散過程研究計算發現，在擴散過程中的氫或CO2的逃逸速度都太慢，同時光解所需的光子能量由地表太陽光還不足以達到[29]，因此兩者不能很好地解釋氧氣的突增現象和累計情況，而生物通過光合作用產生的氧氣則能很好地解釋這個問題[63-65]。所以氧氣的增量與這些古老的微生物巖是顯著相關的。

由于氧氣含量的第二次突增發生于0.75～0.58 Ga，當時正處于Rodinia 超大陸裂解時期，但在氧氣含量第二次突增以前，地史中的疊層石以及造礁生物巖石豐度處于下降階段，造成生物作用減弱，同時也有全球冰川不斷覆蓋，氣溫降低等原因，但藻類等光合作用生物在雪球地球形成過程中消耗了較多的CO2等溫室氣體，對雪球地球的完全形成起到催化作用，后期氧氣突增則可能是因為隨著海岸線的破碎延長，有利于微生物生長的淺海環境的普遍增多，同時由于疊層石自身結構為有機沉淀結構，因此Rodinia超大陸裂解在海洋中所產生的大量泥沙，硅化物等，也為疊層石等的發育提供物源組分，同時生物群落的不斷繁榮發展，從而使得氧氣達到現在水平，也讓地史隨著地球冰期的結束而進入生物的另一個繁榮時期（圖8）。

圖8 地史中的疊層石及造礁微生物巖的豐度（據文獻[49]修改）Fig.8 Abundance of stromatolites and reef-forming microbial rocks in geological history (modified from reference[49])

3.3 甲烷滲漏與甲烷水合物分解釋放

甲烷（CH4）是可以引起顯著溫室效應的氣體，造成溫室效應強度約為CO2的20 倍[66-67]，且常溫下氧化速率較慢，對大氣影響顯著。據以往數據估計全球至少有10 000 Gt（1 Gt=1×1015g）碳以CH4形式存儲于水合物中[68-70]，總量2 倍于整個地球上各種化石燃料，包括石油、煤及天然氣的總和。這般巨大儲量的甲烷釋放到海洋和大氣環境中，將導致全球碳平衡以及大氣環境發生極大變化，將再次發生生物大滅絕事件以及生物進化。現代甲烷釋放主要為海底永凍土中的天然氣水合物釋放，包括經研究發現的北極海底正在釋放的大量甲烷氣體[9]，加劇溫室效應。從20世紀80年代早期發現甲烷滲漏點以來[71]，至今為止發現在全球不同地點以及不同沉積環境均存在多處現代甲烷滲漏點[69,72]，包括一些古代甲烷滲漏（圖9）。以往研究表明，在第四紀[73]、古新世/始新世界線附近[68]、早白堊世[74-75]、早—中侏羅世[76-77]及二疊/三疊紀界線[78-81]附近存在發生過大規模的甲烷水合物分解釋放的可能。這些事件的發生不僅會改變全球氣候與海洋化學條件，還可能直接改寫生物演化進程，對生物而言是一場災難性的事件[59]。

大規模甲烷釋放則是引起溫室效應顯著加劇的成因之一。在新元古代雪球地球時期，地球被全面冰封之后，生物作用顯著降低，要使漫長的冰期結束，主要得依靠地球內部因素改變當時大氣環境，從而擺脫冰期進入間冰期。有研究表明，大規模甲烷釋放，主要來源于海平面下降引起的壓力變化[82-84]或者全球快速變暖引起的溫度變化[85-88]，從而起到一個催化劑的作用（圖10）。當地球開始變暖，不斷發生甲烷滲漏，地球溫室效應如同滾動雪球效應，直到整個冰期結束。同時研究發現新元古代晚期甲烷分解釋放的證據見于Marinoan 冰后期全球性廣布的蓋帽碳酸鹽巖中[32,51]。直接的證據包括與現代甲烷滲漏特征相似的沉積結構和構造、短暫（～105 Ma）且明顯的碳同位素負漂移（δ13C≤-5‰）以及低至-41‰的δ13C負值等，均表明當時古地理環境存在甲烷的直接影響[59]。除此之外，間接的證據還包括全球性廣布的蓋帽碳酸鹽巖中普遍存在的重晶石結晶扇沉積[32]，這種沉積與現代甲烷滲漏所形成的重晶石具有相似性[89]，包括古新世/始新世所發生的升溫現象（PETM）中由水化合物所產生的過量Ba2+也可以與之相比較[90]，同時從蓋帽碳酸鹽巖中的B、Ca 同位素分析表明，低pH 值海水環境形成的位置主要位于底部、而上部位置則形成于高pH 值海水環境。這個情況則與甲烷釋放事件預測一致，即初期的有氧甲烷氧化、后期為缺氧甲烷氧化[91]。根據所得到的C同位素圖，在華南板塊陡山沱組地層底部所測蓋帽碳酸鹽δ13C同樣具有明顯特征，δ13C 漂移量約為-10‰～12‰，同時白云巖組分之間存在明顯δ13C差距，這與古代甲烷滲漏區相一致。在微構造上，主要包含帳篷狀、晶洞狀構造等，構造相當豐富，但在平面尺度上變化頻率大，復雜性高，穩定性差，這些都為甲烷滲漏提供了有利依據。

圖9 已知的現代和古代甲烷滲漏與熱水排放區全球分布（據文獻[59]修改）Fig.9 Global distribution of known modern and ancient methane leakage and hydrothermal emission zones (modified from reference [59])

圖10 甲烷水合物保持穩態的溫度—深度（壓力）關系（據文獻[59]修改）Fig.10 Temperature-depth (pressure) relationship of methane hydrate maintaining a steady state (modified from reference [59])

3.4 冰期巖漿熱液活動

巖漿熱液活動一直存在于地球內部圈層，新元古代巖漿熱液活動在全球冰期內也從未停止，與同時期的全球冰川作用橫向對比，因此形成壯觀的冰與火交互作用景象。根據華南板塊揚子地區大別—蘇魯造山帶中變質火成巖的原巖性質的地球化學研究結果表明氧同位素的組成與鋯石U-Pb年齡之間存在對應關系[92-93]：新元古代鋯石測得氧同位素比值則相對偏低，但古元古代鋯石所測得氧同位素比值一致較高。同時在湖北宜昌蓮沱組凝灰巖層段，在約766±18 Ma 的噴出火山巖中發現有802±7 Ma 的繼承鋯石產出[1]。這一點表明，在揚子地塊北緣地史上出現過短周期的區域地殼物質重新循環的現象，新生火成巖的重融和再侵位也是通過裂谷等張裂隙構造帶進行。根據研究發現，新元古代年齡的低δ18O鋯石主要形成于發生部分熔融的熱液蝕變巖石所形成的低δ18O巖漿，在新元古代中期包括熱液蝕變與裂谷巖漿活動已經達到超固相線（supersolidus）溫度[1]。因而推斷，位于新元古代華南板塊揚子北緣的裂谷等拉張構造環境，使得地幔巖漿以及地下水上侵，形成熱液循環，同時來自地幔的超基性—基性巖漿高溫下與水巖發生反應呈現18O虧損，并使得下地殼重熔形成低18O 巖漿。因此在新元古代的地球內部發生的大規模巖漿熱液活動，使得當時的地球并非處于絕對冰封狀態，也為后來地球重新進入溫室提供有利物質組分。

4 討論

4.1 雪球地球的形成

通過之前所進行的冰期年齡以及影響雪球地球因素研究發現，在長安冰期前約815～810 Ma、約800～770 Ma，和約750～725 Ma 三個時間段內華南地區發生了氣溫的驟降，這與華南地區在Rodinia 超大陸裂解期間，主要地幔柱的活動時間（820 Ma、800 Ma、780 Ma，以及750～720 Ma）高度重合[38]。這種現象從側面印證了Hoffmanet al.[15]認為雪球地球的形成與超大陸裂解作用關系密切的猜測，也與所提及的超大陸裂解以及地幔柱作用相吻合。Rodinia超大陸在逐步裂解過程中，形成多個小陸塊，包括華南板塊也在澳大利亞板塊、東南極洲板塊以及勞倫大陸間逐漸分離開來，并在中間形成大量裂谷，構成華南裂谷系。同時伴隨大量超基性—基性巖漿噴發，主要分布于華南板塊邊緣，如今揚子地塊西緣和北緣，如攀西裂谷、龍門造山帶一帶（圖11），同時整個陸地與海洋的接觸地帶—邊緣海發生不斷擴張。伴隨著來源于海洋的水汽更加充沛，大陸的降水量與徑流量迅速增加，火山噴發形成的大量玄武巖與之發生強烈的化學風化作用（CaSiO3+CO2→CaCO3+SiO2）。Goddériset al.[95]根據現代玄武巖風化規律以及氣候模型得出當時赤道附近有面積約為6×106km2的玄武巖省，后期的風化作用就能使得大氣中CO2含量迅速變化[95]。這一作用使空氣中的CO2含量劇烈下降，被CO2截留的太陽輻射能也隨之下降，冰室效應開始產生。

但是雪球地球的形成并不是一蹴而就的，研究發現華南地區820～650 Ma期間沉積物的化學風化指數（CIA）具有明顯的多次負漂移現象。這代表著雪球地球形成前，華南地區進行了多次的冷熱交替[38]。這種情況同溫度對風化作用的負反饋與火山去氣兩種作用相關。隨著冰室效應的進行，華南地區氣溫降低，風化作用受到明顯抑制[96]。與此同時，伴隨著超大陸裂解不斷進行的火山去氣作用，進一步使得空氣中的CO2含量回升。這種反饋機制使華南地區在雪球地球形成前，不斷出現間歇性回暖現象。

這種由風化作用和火山去氣作用造成的溫度“拉鋸戰”，最終因為超大陸裂解程度的進一步加深而宣告結束。在720～650 Ma期間，Rodinia 超大陸分裂程度急劇增加，幾個主要的大陸塊體開始形成，邊緣海的面積迅速擴張，同時形成的大量淺海，有利于微生物大量繁殖，這為古疊層石的生長提供了環境。根據古地理特征，當時大部分華南板塊處于濱淺海相環境，具有大量古微生物沉積，包括云南江川生物群、貴州甕安宏體化石群等[94]，同時期出現的還有消失已久的BIF含鐵建造，這些生物群以及消失的BIF含鐵建造的出現時期正好為雪球地球消融時期。且在前寒武紀海洋水體環境還是以還原環境為主即富Fe2+，而大氣環境主要為富CO2環境，因此這為生物光合作用的增強提供了條件，生物光合作用化學反應式CO2+H2O+光→CH2O+O2，反應式中微生物、疊層石等所需的CH2O以及呼吸作用所需要的的O2均有出現[97]。光合作用同時消耗大氣中大量的CO2組分，因此在當時環境下生物作用和風化作用的強度逐漸到達頂峰，兩種作用消耗的CO2含量徹底壓制了火山去氣作用釋放的CO2含量，這使地球冰雪面積飛速擴張，反照率徹底失控，形成了冰雪覆蓋全球的雪球地球現象。

4.2 雪球地球的終結

Hoffmanet al.[2]最早對雪球地球的終結機制進行研究分析。他們提出了一個“雪球地球”假說來描述這種機制。該假說認為，隨著雪球地球的形成，全球性的冰蓋逐漸隔離了大氣中的CO2和陸地上的玄武巖，這導致由硅酸鹽巖風化消耗的CO2含量急劇減少。與此同時，超大陸裂解作用仍在進行，火山巖漿作用不斷進行形成了冰火交互作用奇景，火山去氣作用不斷地向大氣中輸送CO2、CH4等強溫室氣體，這使大氣中的CO2等溫室氣體持續積累。在華南板塊約766±18 Ma 的噴出火山巖中發現有802±7 Ma 的繼承鋯石產出，說明了華南板塊在冰期時也出現過短周期區域地殼物質再循環，因此存在強烈火山巖漿作用，也就因此啟動了冰川的消融。隨著大陸不斷裂解，巖漿作用加劇，當大氣中的CO2含量超過界限（現代大氣CO2含量的350 倍）之后，溫室效應將壓制冰室效應，全球溫度回暖，最終導致雪球地球的終結。

但是Jianget al.[32]在華南陡山沱組底部，發現的δ13C同位素強負偏移的蓋帽碳酸鹽，進一步說明了雪球地球的終結并沒有如此簡單。從現今所發現的甲烷滲漏說明，甲烷滲漏同樣可能是引起雪球消融的因素之一，隨著CO2的不斷累積，導致冰川不斷消融，引發多米諾骨牌效應，海平面發生變化，海底甲烷水合物穩定性被破壞，形成大規模甲烷滲漏。釋放出來的甲烷，一方面經氧化轉變為二氧化碳再轉化為碳酸氫根，并與Ca2+、Mg2+形成全球分布的蓋帽碳酸鹽巖，在華南板塊多地包括現今甕安、松林、楊家坪等地均有分布，并出現碳同位素含量頻繁高幅震蕩現象，另一方面隨著甲烷滲漏導致的溫室效應加劇，從而使得地球結束漫長的全球冰期（圖11）。

5 結論

雪球地球的形成與消融從得出的幾種模型來看，冰室與溫室的轉化，主要與新元古代大氣中CO2等溫室氣體含量變化以及超大陸裂解有很大關系。隨著Rodinia 大陸的裂解和超級地幔柱作用，超基性—基性巖漿的噴發，降雨量等加強，引起超基性—基性巖漿巖后期的大面積風化，使得大氣溫室氣體含量下降并出現周期性反復，后隨著裂解進一步加劇，大量微生物繁衍，形成大量疊層石，大氣溫室氣體含量進一步下降，直到超過臨界線，從而難以維持正常的地表溫度最終形成冰室。后期隨著裂解作用繼續進行，在極寒環境下微生物等生長受限，疊層石種屬以及數量發生下降對大氣溫室氣體吸收明顯減弱，同時期原先形成的大量裂谷等環境為巖漿熱液活動提供通道，火山氣體中大量的CO2，CH4等溫室氣體，不斷進入到大氣環境中，使得已經下降的溫室氣體含量開始呈現上升，重啟溫室效應，并在大陸邊緣地區的甲烷滲漏作用下，使得地球重新進入溫暖冰后期。華南板塊其特殊的古地理位置，以及與澳大利亞板塊以及勞倫大陸相似的地質環境，對其冰期的形成與消融主控因素的研究也為重建Rodinia 超大陸以及其他冰期研究提供一定啟示。

致謝 論文審稿過程中，審稿專家對本文提出了寶貴意見和建議，作者們在此一并向他們表示感謝。