四川盆地中侏罗统沙溪庙组“叶肢介页岩”沉积环境及其地质意义^*

Sedimentary environment of “Conchostracan shale” of the Middle Jurassic Shaximiao Formation in Sichuan Basin

摘要

四川盆地中侏罗统沙溪庙组下段顶部“叶肢介页岩”层的形成标志着古湖泊沉积环境与古地理格局的重大转变。该层位对应蜀龙-峨眉龙动物群向马门溪龙动物群的演替节点,重塑该时期沉积环境与古地理条件转变过程,对认识四川盆地恐龙动物群演化具有重要意义。本研究对沙溪庙组下段“叶肢介页岩”进行了叶肢介化石埋藏特征分析,并对“叶肢介页岩”以及沙溪庙组上、下段泥岩和粉砂岩样品进行了全岩地球化学分析。结果显示,沙溪庙组沉积时期相继发生前三角洲→浅湖→河流—三角洲沉积环境的转变,叶肢介大量生长繁殖于温暖湿润的浅湖环境中; CIA与CIW等古气候指标显示沙溪庙组古气候出现半湿润—半干旱→温暖湿润→半湿润—半干旱的转变,δCe、V/Cr、U/Th、V/(V+Ni)与V/Sc等氧化还原指标表明古水体经历了氧化—弱还原→还原→氧化—弱还原的过渡,B/Ga与Sr/Ba等指示古盐度整体以淡水为主,仅在上段局部发生微咸化。推测四川盆地中侏罗世晚期古气候温暖湿润,形成大量降水,湖盆水体转变为还原环境,从而促进了叶肢介的大量生长繁殖,而随后气候整体向干旱转变,驱动了植食性恐龙类群从蜀龙-峨眉龙向马门溪龙的适应性演替。

Abstract

The formation of the “Conchostracan shale” layer at the top of the lower section of the Middle Jurassic Shaximiao Formation in the Sichuan Basin marks a major shift in the paleolake depositional environment and palaeogeography. This transition corresponds to the faunal succession of the Shulong-Emeilong fauna to the Mamenchisaurus fauna. Reconstructing the sedimentary and palaeogeographic transformation during this period is crucial for understanding the evolution of dinosaur faunas in the Sichuan Basin. Through the buried characteristics of Conchostracan fossil assemblages and whole-rock geochemical analyses,samples from the lower “Conchostracan Shale” layer,as well as the mudstone and siltstone samples from both the upper and lower sections of the Shaximiao Formation,were examined. The results indicate that Conchostracans thrived in warm,humid shallow lacustrine environments. A transition in sedimentary environments—from deltaic systems to shallow lacustrine,fluvial,and deltaic systems—occurred between the lower and upper sections of the Shaximiao Formation. Analysis of paleoclimate indices(CIA,CIW),redox indicators(δCe,V/Cr,U/Th,V/(V+Ni),V/Sc),and paleosalinity proxies(B/Ga,Sr/Ba)reveals a dynamic evolution of the paleoenvironment within the Shaximiao Formation. Palaeoclimatic conditions shifted from semi-humid and semi-arid to warm and humid,and later reverted back to semi-humid and semi-arid. Concurrently,the paleo-water environment experienced a transition from oxidizing and weakly reducing conditions to more reducing conditions,followed by a return to oxidizing and weakly reducing conditions. Paleosalinity remained predominantly freshwater throughout,with only localized,minor salinization observed in the upper sections. These findings suggest that during the late Middle Jurassic,the Sichuan Basin experienced significant precipitation,leading to the establishment of a warm and humid palaeoclimate and a reducing lake environment conducive to the extensive proliferation of Conchostracans. Subsequently,a shift toward drier climatic conditions likely drove the adaptive evolution of herbivorous dinosaur lineages,transitioning from the Shulong-Emeilong fauna to the Mamenchisaurus fauna.

Graphical abstract

关键词

叶肢介 / 沉积环境 / 古地理 / 沙溪庙组 / 中侏罗统 / 四川盆地

Key words

Conchostracan / sedimentary environment / palaeogeography / Shaximiao Formation / Middle Jurassic / Sichuan Basin

四川盆地侏罗系富含多门类恐龙化石且研究程度较高,因而在古生物学领域占有重要地位。其中,中侏罗统沙溪庙组以恐龙化石丰度高、分布广而备受关注,其岩性组合为紫红色砂泥岩构成多级韵律层,地层区域厚度大、稳定性良好。年代学与沉积学证据显示,受燕山运动引发的挤压作用影响,沙溪庙期四川盆地周缘地区发生强烈隆升(李智武,2006;舒良树,2012;Zhang et al., 2022),北侧米仓山—大巴山地区与东部武夷山地区也出现了显著的隆升和前渊拗陷(汪泽成等,2004;李智武,2006;沈传波等,2007)。系列构造活动不仅塑造了四川盆地的古地理格局,还对区域古气候和沉积环境产生重要影响,进而驱动了中侏罗世蜥脚类恐龙动物群演化(董枝明,1980)。值得注意的是,沙溪庙组上、下段恐龙动物群存在显著差异,下段以蜀龙-峨眉龙动物群为主,而上段则演替为马门溪龙动物群(李奎,1998;彭光照,2009;Xing et al., 2015)。这一生物群的更替与沉积环境演变密切相关,但目前针对该地区恐龙动物群的研究多聚焦于化石分类学及其形态功能分析,而对控制生物演化的沉积古地理与古环境因素探讨不足。因此,通过系统解析四川盆地沙溪庙组沉积序列中的古地理格局演变及古气候与古环境波动,可为揭示中侏罗世蜥脚类恐龙动物群演化的环境驱动机制提供关键线索,对完善陆相生物-环境协同演化理论具有重要科学价值。

沙溪庙组下段与上段的划分依据为下段顶部标志性的“叶肢介页岩”层。叶肢介化石的埋藏特征可以有效地反映“叶肢介页岩”的水体环境,同时沙溪庙组泥岩、粉砂岩地球化学特征能够反映化学风化强度、氧化还原条件、古盐度等重要的古气候信息,是进行古地理、古环境分析的理想对象。本研究以四川盆地沙溪庙组下段泥岩和粉砂岩、下段顶部“叶肢介页岩”与上段泥岩和粉砂岩为研究对象,通过对叶肢介化石的埋藏特征分析,以及使用元素地球化学分析方法对沙溪庙组泥(页)岩、粉砂岩进行古气候、氧化还原、古盐度指标分析,重建该时期古地理环境的变化,分析环境演变对生物群更替的驱动作用,为陆相盆地环境演变与恐龙演化协同模型提供实证依据。

1 区域地质背景

四川盆地位于上扬子板块(图1),面积约 180 000 km²。盆地西缘为龙门山断裂带(Li et al., 2018;Liu et al., 2021;Xu et al., 2021),与松潘—甘孜褶皱造山带相隔; 北缘为米仓山—大巴山前陆构造带(Liu et al., 2005;Li et al., 2020;Dong et al., 2021),由NEE向的米仓山隆起带和SW向凸出的大巴山弧型构造带组成,与秦岭造山带相隔; 盆地东侧以南川—遵义断裂带为界,与江南—雪峰造山带相接(苏金宝等,2014;颜丹平等,2018;Peng et al., 2022);盆地南侧为低缓褶皱带,向南越过兴文—古蔺断层和齐岳山断层,逐渐过渡到滇黔地区的北部凹陷带,受到深大断裂和隐伏断裂的共同作用以及多期构造叠加的影响,展现出一种复合的地质构造特征(覃作鹏等,2013;黄涵宇等,2019)。

四川盆地的地质构造发展与周边的扬子板块、华北板块以及松潘—甘孜地块的相互作用紧密相连,这些构造单元之间的俯冲和拼贴历史在很大程度上塑造了四川盆地的物质构成和沉积充填模式(Meng et al., 2005;李英强和何登发,2014;张岳桥和董树文,2019)。受印支造山运动的驱动,发生于晚三叠世须家河组三段与四段沉积期之间的安县构造运动,促成了扬子板块与华北板块之间的初步碰撞与闭合。在此碰撞过程中,扬子板块的基底物质沿着商丹断裂带俯冲至华北板块之下,引发了米仓山和大巴山地区的推覆构造以及川东北区域的滑脱—拆离构造的形成,并导致川东北地区发生广泛的地壳抬升(王金琪,1990;张国伟等,2003;Jiang et al., 2023)。同时,随着龙门山造山带的隆起并向盆地内部挤压推进,盆地向西倾伏,导致海水开始向西撤退,这一变化标志着自震旦纪以来长期的海相沉积历史的结束,并预示着盆地向前陆盆地演化的转变。到了晚三叠世末期,松潘—甘孜地块与上扬子板块的逆冲作用造成龙门山前陆冲断带的形成,这标志着晚三叠世前陆盆地历史的结束。同时,江南雪峰造山带构造活动产生的挤压应力向西北方向的远程传递,使川东南地区隆起,发生广泛的褶皱抬升作用(褚杨等,2015;张骞和岳晓晶,2022)。早侏罗世—中侏罗世早期,龙门山构造带活动明显减弱,盆地缓慢沉降,此时的四川盆地开始向大型陆内坳陷湖盆转变,且沉积中心由川西向川北及川东北方向转移(汪泽成等,2004;李智武,2006;沈传波等,2007)。中—晚侏罗世,受到燕山运动(170—160 Ma)的影响,东亚构造体制发生重大变革,太平洋板块向华南板块低角度俯冲,从特提斯构造域向古太平洋构造域转化(舒良树,2012;Xu et al., 2021;Zhang et al., 2022),这导致四川盆地进入多向挤压变形和盆地改造阶段。因此,四川盆地是晚三叠世中国大陆完成主体拼合后,在扬子地块北缘被动边缘的基础上,由于周缘板块多向汇聚作用导致区域均衡挠曲沉降而形成的前陆盆地。

中侏罗世,四川盆地构造运动相对稳定,沉积了一套以河湖相为主的地层。盆地内部沉积充填巨厚,从上三叠统须家河组至上侏罗统蓬莱镇组,垂向上表现为多个以不整合面或整合面为界的沉积旋回层,横向上具有不一致的展布范围、不一样的沉积体系、多变的物源以及不同的古气候和古地理环境(沈传波等,2007)。该时期的地质构造和沉积环境经历了多个演化阶段,反映出四川地区中生代恐龙群体从初始出现到逐渐壮大的过程。禄丰蜥龙动物群代表了这一时期的早期发展,随着古地理环境的变化,蜀龙-峨眉龙动物群逐渐扩展并进一步繁荣,最终在晚侏罗世,马门溪龙动物群成为主要的恐龙群体(董枝明,1980)。

2 地层特征及样品测试

2.1 地层特征

侏罗系红层在四川盆地东部、中部广泛分布并出露良好,分布面积约占整个四川盆地的一半。其中沙溪庙组(J₂s)遍布四川盆地,层位较稳定。沙溪庙组岩性为黄灰色、紫灰色长石石英砂岩与紫红色、紫灰色泥(页)岩不等厚韵律互层,含双壳类、介形类、叶肢介、脊椎动物及植物化石,与下伏新田沟组或千佛岩组及上覆遂宁组底部砖红色岩屑长石砂岩均呈整合接触(辜学达和刘啸虎,1997)。沙溪庙组在四川盆地中南部以“叶肢介页岩”为顶界分为2段(郭正吾等,1996;李奎和杨春燕,2009;郭卫星等,2021)。

中侏罗世,四川盆地北部的构造活动导致盆地东部湖盆基底普遍抬升,湖盆中心向东南方向迁移。因此,本研究主要针对四川盆地南部地区进行野外观察和样品采集(图2),野外踏勘了多条剖面。其中,永川地区板桥镇陈家院子—石庙场剖面出露完整,沙溪庙组粉砂岩、泥岩、细砂岩出露比较好,“叶肢介页岩”在很多地方已被剥蚀,但其在资中地区麻柳湾剖面出露完整,因此综合剖面出露情况以及“叶肢介页岩”遭剥蚀状况,选择上述2条剖面进行分析。

永川地区陈家院子剖面以沙溪庙组上段为主(图3): 上部见紫红色砂岩与紫红色泥岩互层(图4-a),泥岩中含有大量钙质结核; 中部为紫红色巨厚层砂岩夹绿色泥质粉砂岩、紫红色泥岩; 下部为紫红色砂岩夹灰绿色砂岩,可见斜层理(图4-b)和交错层理(图4-c),与沙溪庙组下段呈整合接触。资中县麻柳湾剖面主要为沙溪庙组下段顶部“叶肢介页岩”层的观察点,岩石组合为: 上部为黄绿色、土黄色页岩(图5-a),含植物碎片; 中部为灰黑色、灰绿色页岩(图5-b),其中富含叶肢介化石的黑色页岩层厚约1 m,有一定的含油性; 下部为黄绿色泥页岩(图5-c),之下为同色粉砂岩。永川石庙场地区沙溪庙组下段以泥岩为主,而上段则以粗碎屑岩为主,其间可能存在1次沉积相变。

资中地区发育富含叶肢介的黑色页岩(图5-b),文中简称为“叶肢介页岩”,其形成于水动力条件较弱的古湖泊水体环境中,代表了最大湖泛面时期的沉积物,指示四川盆地中侏罗世中期末出现过1次间歇湖泊环境。“叶肢介页岩”之下由底到顶出露岩层依次为紫红色泥岩和粉砂岩互层(图5-d)→具平行层理的紫红色中—粗粒石英砂岩→紫红色泥岩和粉砂岩互层→黄绿色泥页岩和紫红色泥岩互层(图5-c),反映沉积环境为三角洲前缘→三角洲平原→三角洲前缘→前三角洲。“叶肢介页岩”之上由底到顶出露岩层依次为黄绿色页岩(图5-a)→紫红色砂岩、泥岩互层(图4-a)→斜层理、槽状交错层理等层理构造发育的紫红色砂岩和粉砂岩(图4-b,4-c)及粗砂岩(图4-d),指示为前三角洲→三角洲前缘→三角洲平原环境。

2.2 样品采集与测试

本次研究的样品采集于四川盆地南部重庆永川地区板桥镇陈家院子剖面和石庙场剖面,以及资中地区麻柳湾剖面。由于该工作主要是针对“叶肢介层”上、下层位进行环境对比研究,而不是建立高精度的变化曲线,因此只选取了新鲜且具有代表性沉积分布特征的岩石进行采样,其中沙溪庙组上段泥岩和粉砂岩样品 13件,沙溪庙组下段顶部黑色“叶肢介页岩”样品 6件,沙溪庙组下段泥岩和粉砂岩样品 6件,共计样品 25件。室内对所有样品进行清洗、处理,并拍摄体式镜下叶肢介化石照片 545张,同时进行全岩主、微量元素测试,用于叶肢介种群分类和埋藏环境分析。

全岩主、微量元素分析由澳实分析检测(广州)有限公司完成。将含叶肢介化石页岩样品进行彻底清理,去除杂质,在制备岩石薄片的基础上,挑选细颗粒的样品进行全岩主量元素地球化学分析。主要是通过X荧光光谱仪分析测定(XRF),在分析过程中将岩石粉末与硼酸锂-硝酸锂混合后进行熔融,分析精度大于5%,且多大于2%,检出限小于0.01%。微量元素分析则通过电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)进行,其中测定硼元素含量时通过向岩石粉末中加入氢氧化钠进行熔融,对于其他微量元素则采用碱熔和酸消解的方法进行处理。微量元素分析精度总体大于10%,多数情况下大于3%。

3 化石特征及实验结果

3.1 叶肢介化石特征

本研究从资中县沙溪庙组下段顶部的灰黑色页岩中采集叶肢介化石500余枚。该层页岩厚约2 m,化石保存状态良好,呈杂乱分布,生长带清晰可辨(图6),主要包含有自流井真叶肢介(Euestheria ziliujingensis Chen)、圆形真叶肢介(Euesthepia rotunda Zhang)、海房沟真叶肢介(Euesthepia haifanggouensis Chen)、严家湾真叶肢介(Euesthepia yanjiawanensis Chen)等。叶肢介壳体大小不一,壳长2.9~5.0 mm,壳高2.4~4.5 mm;形态以方圆形和卵圆形为主,壳顶多位于中前部,微突出或不突出于背缘; 背缘短直,腹缘及后缘常呈圆弧形,部分后缘略收窄; 生长带发育显著,数量20~30条,靠近腹缘区域常见收窄现象。不同个体间壳体形态存在差异,主要表现为: 小型壳体接近方圆形,中型壳体趋向卵圆形; 部分壳体前缘保持平直,后腹缘圆润度较高; 生长带普遍呈现细密线状结构,局部区域可见明显加宽或变窄现象。

3.2 地球化学元素特征

沉积岩中的元素含量特征与其形成背景和形成条件具有密不可分的联系,对于古地理环境演化具有重要的指示作用,故可以通过地球化学元素比值法来恢复古沉积环境(魏巍等,2021;张力文等,2022)。沙溪庙组地球化学元素分析结果见表1、表2。

主量元素分析结果(表1)显示,研究区样品以SiO₂(51.51%~66.38%,均值60.69%)和Al₂O₃(13.37%~20.31%,均值16.77%)为主,其次为Fe₂O₃(5.11%~8.91%)、K₂O(2.36%~3.95%)及MgO(1.21%~5.58%)。样品22YC-18的CaO异常高(10.30%),其余样品CaO含量较低(0.52%~2.24%)。样品中SiO₂与Al₂O₃呈弱负相关(r²=0.2),其中“叶肢介页岩”样品的Al₂O₃含量最高(19.21%~20.31%)。经太古宙澳大利亚页岩(PAAS)标准化后显示,研究区样品SiO₂、Al₂O₃、Fe₂O₃、K₂O、Na₂O、P₂O₅、TiO₂、MnO亏损,CaO、MgO富集。

微量元素经后太古宙澳大利亚页岩(PAAS)标准化后的结果如图7-a所示: Sc与PAAS相近,Mo在沙溪庙组下段“叶肢介页岩”中富集,在沙溪庙上段和下段粉砂岩和泥岩样品中亏损; B、Cs、Sr、Ni均出现不同程度的亏损,除个别样品外,其余样品的微量元素富集、亏损大体呈一致的趋势。稀土元素经PAAS标准化后结果如图7-b所示: 稀土元素总含量(ΣREE)为 127.08~332.87 μg/g,平均值为 185.39 μg/g,与PAAS稀土元素总含量 184.8 μg/g相近; L/H(ΣLREE/ΣHREE)为 11.61~19.92,平均值为 14.42,表明轻稀土元素(LREEs)相对重稀土元素(HREEs)富集; 除沙溪庙组上段22YC-16样品出现较弱的Ce正异常以及Eu正异常外,其余样品并未出现明显分异,指示多数样品并未发生明显的斜长石分离结晶。

4 讨论

4.1 叶肢介化石群落及埋藏特征的古地理意义

古生物化石特征是最为直接的古环境分析证据,通过研究叶肢介化石群落和埋藏特征有助于重建“叶肢介页岩”的古水体环境。根据野外观察和显微镜分析,本次样品中,绝大多数含自流井真叶肢介群落的叶肢介化石分子都分布在暗色页岩层中(图6-f),指示原始沉积环境为水动力作用较弱、相对平静的湖泊环境。同时叶肢介化石大多保存完好且随机分布,化石壳瓣闭合重叠,镜下仅能观察到一侧的壳瓣(图6-g);壳面纹饰保存较好,未见两瓣分离的情况,这些特征指示大部分叶肢介化石为原地埋藏。样品中部分叶肢介化石虽然壳体保存状况良好,但以杂乱层叠的方式堆积,且化石聚集体中成年与幼年个体共存(图6-h),表明这些叶肢介原先位于湖泊边缘的浅水区域,在沉积前经历了较短距离的搬运作用后被埋藏,这种埋藏类型可视为准原地埋藏。叶肢介聚集体中成年与幼年个体的共存现象指示叶肢介种群较为繁盛,也指示叶肢介的集体死亡是非正常的,这可以指向一个突发的沉积事件,即湖泊可能因降雨量激增引发洪水或强水流突然涌入,致使叶肢介在极短的时间内遭受了快速掩埋、搬运和埋藏。

综上所述,依据叶肢介化石群落及埋藏特征,推测叶肢介主要栖息于古湖泊中较为平静或水动力较弱的区域,且当时气候湿润,具有显著的季节性降雨,适宜的气候条件使叶肢介种群较为繁盛。频繁的大雨和暴雨可能导致了突发性的沉积事件,使叶肢介经短距离搬运后被迅速埋藏。此外,叶肢介化石层的上、下地层均沉积了较厚的泥质岩,表明沉积作用的速度较快,进一步支持了当时气候湿润、湖泊接受大量水流注入的观点。

4.2 沉积环境分析

4.2.1 古气候变化

CIA(化学蚀变指数)可以衡量长石淋溶强度,是用于表征源区化学风化强度的指标(Nesbitt and Young,1984)。一般认为,高CIA值(70~80)表示风化过程中Ca、Na、K等碱金属元素从硅酸盐矿物中大量淋溶流失,反映温暖潮湿气候下较强的风化作用; 相反,低CIA值(60~70)则反映寒冷干燥气候条件下较弱的风化作用(Fedo et al., 1995;冯连君等,2006;徐小涛和邵龙义,2018)。

CIA计算公式为:

CIA=Al₂O₃/(Al₂O₃+CaO^*+Na₂O+K₂O)×100%

式中,各量均为摩尔分数(公式中涉及的各氧化物的量已换算为摩尔数),CaO^*表示硅酸盐中CaO含量,对于CaO^*的计算,采用McLennan等(1993) 提出的公式: CaO^*=CaO-(10/3×P₂O₅), 当CaO^*<Na₂O, 则CaO^*=CaO, 若CaO^*>Na₂O, 则CaO^*=Na₂O。

CIA计算结果见表1。由沙溪庙组下段粉砂岩和泥岩→沙溪庙组下段顶部“叶肢介页岩”→沙溪庙组上段粉砂岩和泥岩,CIA值分别为 65.08~72.69(平均值66.95)、76.28~77.12(平均值76.82)、62.04~70.30(平均值67.35),表明其整体经历了较为干燥→温暖湿润→较为干燥的古气候变迁。

CIA值通常会受到钾交代作用、沉积再循环作用等因素的影响,使其数值不能准确地反映化学风化程度与古气候条件,因此本研究使用A-CN-K图、CIW(化学风化指数)、ICV(成分变异指数)、Th/Sc vs. Zr/Sc图解等方法对这些因素进行检验。A-CN-K图可用于探究钾交代作用导致的CIA数值偏差,在A-CN-K图中部分样品向K方向偏移(图8-a),表明在成岩作用过程中可能存在钾交代作用,会导致CIA值不能准确反映化学风化作用程度。CIW指数(CIW=Al₂O₃/(Al₂O₃+CaO^*+Na₂O)×100%)变化趋势(图9)与CIA指数基本一致,说明本次样品中钾交代作用对CIA 值的影响可以忽略(Harnois,1988;徐小涛和邵龙义,2018)。ICV值(ICV=(Fe₂O₃+K₂O+Na₂O+CaO^*+MgO+MnO+TiO₂)/Al₂O₃)可用于定量分析沉积岩中黏土矿物含量,从而研究沉积岩中再循环作用的影响(Cox et al., 1995)。ICV值计算结果(表1)显示,沙溪庙组下段泥岩和沙溪庙组上段中下部泥岩ICV值均大于 1,说明沉积物为首次沉积(徐小涛和邵龙义,2018)。“叶肢介页岩”ICV值介于 0.90~1.23(平均值0.97)之间,这指示“叶肢介页岩”样品中黏土矿物含量较高。对“叶肢介页岩”中ICV值小于1的样品依据图解Th/Sc vs. Zr/Sc进行沉积再循环判别(图8-b),发现这部分样品没有位于沉积再循环的方向,推测ICV低值可能是由于初次沉积时温暖湿润的气候条件引起的强烈化学风化作用导致,是气候因素主导了“叶肢介页岩”CIA的高值。以上分析说明,本次研究样品的CIA值并未受到钾交代作用和沉积再循环的影响,其结果可以准确反映古气候条件。

低CIA值通常反映寒冷干燥的气候条件,而整个华南地区在晚三叠纪—白垩纪的古纬度处于北纬10°~15°,属于热带地区,所以简单地使用CIA值分析古气候并不准确(戴贤铎等,2018),因此本研究使用Sr/Cu、Rb/Sr和Fe/Mn值等多元地球化学古气候指标来进一步探究古气候背景。研究表明,Sr/Cu值为1.3~5、Rb/Sr值较高、Fe/Mn值较高时指示温暖湿润的气候条件; 反之,Sr/Cu值大于5、Rb/Sr值较低、Fe/Mn值较低时则指示相对炎热干旱的气候条件(Lerman,1978;Cox et al., 1995;王随继等,1997;冯连君等,2003;雷开宇等,2017)。计算结果(表3;表4)显示,“叶肢介页岩”Sr/Cu值为 2.47~3.30(平均值 2.84),且Rb/Sr值(1.20~1.34,平均值 1.27)、Fe/Mn值(80.10~117.69,平均值为 94.52)相较于其上、下层位的泥岩样品偏高,指示“叶肢介页岩”层沉积时处于温湿气候条件下; 沙溪庙组下段、上段泥岩Sr/Cu值分别为 3.81~11.38(平均值 6.49)和 3.05~12.33(平均值 5.62),Rb/Sr值与Fe/Mn值相较于“叶肢介页岩”偏低,且测量结果波动较大,指示其为半湿润—半干旱气候。

古植物的演化也可用来反映古气候的变化。前人研究发现,沙溪庙组下段沉积时期,四川盆地东北部古植被繁茂,其由蕨类、矮小繁茂的真蕨类、高大原始的松柏类落叶乔木等组成,总体气候温暖潮湿; 而沙溪庙组上段以红色砂泥岩沉积为主,生物化石稀少,未见植物化石,表明当时植被不太发育,为半干旱—干旱炎热气候(梁斌等,2007;王全伟等,2008;李丽琴,2016;李军等,2021)。结合前人研究成果与本研究得到的CIA、CIW、ICV、Sr/Cu、Rb/Sr和Fe/Mn等6种指标分析(图9),沙溪庙组沉积时期,古气候由下段沉积时期的半湿润—半干旱转变为下段顶部“叶肢介页岩”沉积时期的温暖湿润,至上段沉积时期恢复为半湿润—半干旱,说明在“叶肢介页岩”沉积时期可能发生过大量降水的突发事件,促使湖泊面积增加,叶肢介种群较为繁盛。

4.2.2 氧化还原条件

稀土元素Ce能有效地指示古水体氧化还原条件,Ce异常(δCe=Ce_N/(La_N×Nd_N)^1/2)常用于评估沉积水体的氧化还原状态(Bau et al., 1996;Pattan et al., 2005;李向东等,2018)。氧化环境中Ce⁴⁺吸附于金属氧化物胶体,水体中Ce元素含量减少,呈现明显负异常; 在缺氧环境下Ce通常以正三价(Ce³⁺)形式存在于水体中,δCe值由负异常向正异常转化(Elderfield and Greaves,1982)。通常认为,δCe<0.95指示氧化环境; δCe>1表明沉积水体中相对富集Ce元素,指示还原环境(王中刚等,1989)。因Ce异常可能会受到后期成岩作用的影响(Shields and Stille,2001),本研究通过分析δCe vs. La_N/Nd_N及δEu-δCe相关性图解来判断成岩作用的影响,其相关性分别为0.0517和0.0413(图10),表明成岩作用对样品Ce异常的影响相对有限,可用于判别沉积环境。

研究区样品δCe值(表3)显示,沙溪庙组上段泥岩样品22YC-16的Fe₂O₃与MnO含量较高且δCe值异常偏高,推测可能是由于存在铁锰结核导致的。剔除该样品后,沙溪庙组下段与上段泥岩和粉砂岩的δCe值分别为0.88~1.00(平均值 0.95)和 0.85~1.12(平均值0.96),呈现弱负异常,指示水体为氧化—弱还原环境; “叶肢介页岩”δCe计算值为 1.00~1.08(平均值为1.04),异常不显著,指示水体为弱还原环境。

泥页岩中V、Ni、U等过渡微量元素对氧化还原环境也较为敏感,其相互之间的比值可作为定性判别氧化还原条件的指标(李琪琪等,2021)。本研究选取V/Cr、U/Th、V/(V+Ni)、V/Sc共4个比值,对古水体的氧化还原状态进行综合分析。通常认为V/Cr>1.2、U/Th>0.75、V/(V+Ni)>0.77、V/Sc高值指示还原环境,而V/Cr<1.2、U/Th<0.75、V/(V+Ni)<0.60、V/Sc低值指示氧化环境,其中V/(V+Ni)值为0.60~0.77时指示氧化—还原过渡环境(Emerson and Huested,1991;Hatch and Leventhal,1992;Wignall and Twitchett,1996;Algeo and Maynard,2004;韦恒叶,2012;李向东等,2018;李琪琪等,2021;张建军等,2023)。对沙溪庙组样品分析发现(表3;表5),V/Cr、V/(V+Ni)和V/Sc值显示,在沙溪庙组下段粉砂岩和泥岩→沙溪庙组下段顶部“叶肢介页岩”→沙溪庙组上段粉砂岩和泥岩沉积时期,古水体环境经历了氧化—弱还原环境→还原环境→氧化—弱还原环境的变化。从U/Th值来看,沙溪庙组下段粉砂岩和泥岩为0.17~0.31(平均值 0.21),下段顶部“叶肢介页岩”为0.17~0.21(平均值 0.19),上段粉砂岩和泥岩为0.15~0.24(平均值 0.17),均指示为氧化环境,这与其他参数存在矛盾, 可能的原因是“叶肢介页岩”层沉积后再次处于氧化环境,导致U活化为U⁶⁺并因风化淋溶流失,从而使U/Th值降低。综合上述分析,沙溪庙组“叶肢介页岩”上、下层位的泥岩沉积水体为氧化—弱还原环境,其间“叶肢介页岩”层的沉积水体为还原环境,反映了“叶肢介页岩”沉积时期可能存在大量降水,与古气候判别结果相符。

4.2.3 古盐度

古盐度分析对认识古地理环境演化具有重要意义。B和Ga以及Sr和Ba这两组元素因化学性质差异,其含量的比值会随着古盐度的不同而呈现有规律的变化,因此 B/Ga和Sr/Ba值是用于分析古盐度的灵敏指标(Degens et al., 1957;Hanor and Chan,1977;魏巍等,2021;林景昱等,2023;Liu et al., 2024)。魏巍等(2021)基于现代沉积系统,对B/Ga和Sr/Ba值进行校准,确定其指示不同盐度沉积环境的最佳阈值为: B/Ga<3、Sr/Ba<0.2指示淡水环境,B/Ga=3~6 、Sr/Ba=0.2~0.5指示半咸水环境,B/Ga>6、Sr/Ba>0.5指示咸水环境。

研究区样品的B/Ga和Sr/Ba值见表3。由沙溪庙组下段泥岩与粉砂岩→沙溪庙组下段顶部“叶肢介页岩”→沙溪庙组上段粉砂岩和泥岩,样品B/Ga值分别为 2.32~3.61(平均值 2.81)、2.61~2.98(平均值为 2.79)、2.13~3.57(平均值 2.80),Sr/Ba值分别为 0.22~0.42(平均值 0.30)、0.24~0.28(平均值 0.26)、0.20~0.34(平均值 0.25)。B/Ga值结果表明沙溪庙组地层经历了淡水—半咸水→淡水→淡水—半咸水的古盐度变化(图11-a)。Sr/Ba值指示沙溪庙组地层均为半咸水,且从沙溪庙组下段泥岩和粉砂岩至下段顶部“叶肢介页岩”过渡过程中,水体盐度略有下降。而在沙溪庙组上段沉积时期,水体盐度出现明显波动且有回升(图11-b)。B/Ga值与Sr/Ba值对古盐度判别有差异,可能是因为Sr/Ba指标对水体盐度划分的灵敏度和可靠性略低于B/Ga指标导致的(Liu et al., 2024),但2个指标对古盐度变化趋势的判别大致相同。总之,B/Ga与Sr/Ba值变化趋势(图9)均显示,沙溪庙组沉积时期,在“叶肢介页岩”沉积时水体盐度轻微下降并保持稳定,推测这与具有明显季节性降雨的温暖湿润气候有关,该变化进一步验证了该时期气候逐渐向温暖湿润过渡。到沙溪庙组上段沉积时期,气温上升导致水体蒸发量增加、盐度略有上升且有显著波动,指示古气候向半湿润—半干旱转变。

4.3 沉积环境变化的指示意义

根据上述元素地球化学比值分析,研究区中侏罗统沙溪庙组下段沉积时期古气候主要为半湿润—半干旱,沉积水体总体处于氧化—弱还原的条件下。至下沙溪庙组顶部“叶肢介页岩”层沉积时,沉积环境转变为还原条件,古气候也转变为温暖潮湿。沙溪庙组上段中下部沉积时期,沉积环境再次发生转变,恢复与沙溪庙组下段沉积时期相似的半湿润—半干旱条件下的氧化—弱还原环境。结合同时期四川盆地大地构造活动背景推测,中侏罗世早期,印支造山运动时期,扬子板块与华北板块的碰撞以及南秦岭造山带的活动,促使四川盆地初步扩张,地势降低。持续性的降水使沙溪庙组下段顶部页岩沉积于气候温暖湿润的浅湖—半深湖环境,为叶肢介群落生长和大量繁殖提供适宜条件; 中侏罗世晚期,燕山运动导致四川盆地北侧米仓山—大巴山与华南东部的武夷山地区隆升,使得四川盆地开始受到挤压,地形逐渐抬升,盆地开始收缩,沉积中心南移,湖泊环境消退,此时沙溪庙组上段地层开始沉积,气候逐渐变得干旱,沙溪庙组上段厚层的紫红色砂岩和粉砂岩也反映了干旱气候下的河流—三角洲沉积环境。

沙溪庙组地层的孢粉记录进一步佐证了古地理环境演变。在沙溪庙组下段到上段沉积过程中,植被类型发生了显著变化,沙溪庙组下段以蕨类植物为主的潮湿气候植被逐渐被耐干旱植物(如掌鳞杉科植物)所替代(李星学等,1995)。“叶肢介页岩”形成于气候转折时期,该时期孢粉种类丰富,除主要的裸子植物和蕨类植物孢粉以外,还可见到较多藻类化石; 而过渡到沙溪庙组上段地层,植物类型及数量都在减少,藻类化石也不再出现(王全伟等,2008)。此外,四川盆地沙溪庙组上、下段蜥脚类动物群组合特征也存在较大差异,下段主要产出蜀龙-峨眉龙动物群,而上段主要为马门溪龙动物群。四川盆地隆昌发现的一具埋藏于“叶肢介页岩”之上沙溪庙组上段底部青灰色砂岩中的蜥脚类恐龙化石,属于马门溪龙动物群,恐龙骨骼化石中的早期成岩方解石胶结物U-Pb测年结果为 165.3±3.6/5.6 Ma(Qi et al., 2024),这与四川盆地沙溪庙组上、下段过渡时期沉积环境发生变化的时间一致,表明四川盆地侏罗纪蜥脚类动物群的演化和更替与古地理、古气候条件密不可分。

古地理环境演变通过湖泊系统与植被系统的联动作用驱动了中侏罗世恐龙动物群的阶段性更替(图12)。早侏罗世,印支运动促使四川地台西侧的龙门山岛链隆起成山,在四川盆地内形成陆内大湖泊(图12-a)。此时气候寒冷干燥,湖面广阔,这样的环境下沼泽等植被难以发育(彭光照,2009)。有限的食物资源无法满足大型恐龙的生存需求,因而禄丰蜥龙动物群凭借其相对更能适应这种环境的特性得以繁盛。到了中侏罗世沙溪庙组下段沉积时期,显著的季节性降雨使得湖泊面积进一步扩张(图12-b),温暖湿润的气候让植被和动物都十分繁茂,为叶肢介与恐龙等古生物的生存与繁衍提供了良好条件。此时湖面大,恐龙动物群演替为具有承上启下特性的蜀龙-峨眉龙动物群。然而,随着时间推移,在 “叶肢介页岩”沉积期,持续的大面积湖面使得沼泽等植被难以充分发育,食物来源的减少让蜀龙-峨眉龙动物群逐渐衰退。进入中侏罗世沙溪庙组上段沉积时期,随着燕山运动引发的构造抬升,古湖泊系统进入收缩转型阶段(图12-c)。伴随干旱化趋势加强,稀疏分布的植被类型发生改变,迫使恐龙动物群演替为马门溪龙类群。该类群通过体型增大、颈椎延长、牙齿密集等形态调整,形成了与植被稀疏化、水源季节性分布相适应的特化生存策略。叶肢介页岩所记录的湖泊收缩事件,其沉积特征完整地反映了古湖泊系统从扩张期到收缩期的环境演变过程,标志着两大动物群更替的生态转折点。

5 结论

1)根据四川盆地中侏罗统沙溪庙组下段顶部的叶肢介化石特征分析,“叶肢介页岩”层指示温暖气候下的古湖泊沉积,持续性的降水导致短时间内水位上涨,并带来了风化程度较高的细碎屑物原地沉积,这些细碎屑物与在这片水域生存并大量繁殖的叶肢介一起被埋藏至水底,形成了具有一定厚度的“叶肢介页岩”。

2)沙溪庙组下段至“叶肢介页岩”层的地球化学指标(化学风化强度、氧化还原条件)显示气候由半湿润-半干旱向温暖湿润转变,对应湖泊扩张与浅湖—半深湖相还原环境发育,支撑蜀龙-峨眉龙动物群的繁盛; 上段沉积时期气候回返半干旱状态,陆相强氧化沉积占主导,为马门溪龙动物群占据干旱适应性生态位提供条件。叶肢介化石丰度峰值与湖泊稳定期的还原环境高度吻合。

3)燕山运动引发的米仓山—大巴山隆升控制了沉积物源供给与古地貌格局,间接调控区域气候分异。构造抬升导致盆地周缘物源活化,前渊坳陷发育,促使沉积相从高能河流相向稳定湖相过渡,最终转向干旱陆相。蜥脚类恐龙从蜀龙-峨眉龙动物群向马门溪龙动物群的演替,与沉积环境从开放水域向氧化陆地的转型呈时空耦合关系。“叶肢介页岩”作为湖泊收缩事件的标志性界面,其地球化学指标(如氧化还原敏感元素)与化石埋藏特征共同验证了环境突变对生物群更替的驱动作用,为陆相盆地环境演变与恐龙演化协同模型提供了实证依据。

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基金资助

*四川省科技厅项目(2025ZNSFSC0027)