标题：古氧相
摘要
简要介绍了富氧相、贫氧相、厌氧相、外富氧相和变氧相的主要特征、成因及目前古氧相分析的主要途径, 包括古生态学、遗迹学、有机相和沉积地球化学分析。根据国内外研究资料, 结合笔者科研成果[1], 综述了古氧相在当今地球科学研究领域, 如层序地层、岩相古地理编图、重要地质事件研究及地史恢复中的应用及其前
景。
古氧相类型、特征及缺氧环境成因
富氧(aerobic)、贫氧(dysaerobic) 和厌氧(anaerobic) 的古氧相三分方案最早由  Rhoads和Morse(1971) 根据加利福尼亚大陆边缘底层水体中溶氧量与生物群特征及沉积构造的关系提出。富氧相环境中水体溶氧量大于1 ml/l, 钙质壳生物繁盛, 沉积构造因强烈生物扰动而丧失殆尽; 厌氧相环境水体溶氧量小于0.1 ml/l, 后生动物缺乏, 沉积物内水平层理保存完好; 贫氧相介于上述两相之间, 溶氧量为0.1～ 1 ml/l, 发育以软体为主的生物群, 沉积构造受到不同程度的扰动。后两者统称为缺氧相(oxygen-deficient facies)。据此定义, 富氧与贫氧相之间的界线难以把握。如少量具硬壳生物群可以出现于溶氧量低至0.3ml/l 的环境。若按上述定义贫氧相范围就显得相当窄(0.1～ 0.3 ml/l)。古生代亦存在类似实例。因此Wignall 和Hallam(1991) 将富氧与贫氧界线定义为厚壳动物群和深内栖动物群的消失[2]
厌氧相和贫氧相的分界较为明确。不过在这两者之间存在一种特殊的古氧相。在一些富含有机质的黑色页岩中, 某些层面几乎全被贝壳化石所覆盖, 生物群分异度低, 但丰度极高。纵向上该类层面与化石贫乏具典型纹理的沉积层相互交替。如西欧侏罗纪的海浪蛤层。Hallam(1987) 将其称为“贝壳纹层岩相”( shelly lam in ite lithofacies) , 而Savrda 等将其称为“外富氧生物相”(exaerob ic b iofacies)。后者通过该生物群与现代深海热泉和黑烟窗附近双壳类的生态对比研究, 认为该类生物可能属特化的化能共生生物(chemo symb io t ic o rgan ism )。虽然这可能是一种缺氧环境中有效的生存策略, 但其普遍性仍值得怀疑。众多研究表明类似海浪蛤层古氧相特征多是由于氧化还原界面(RB) 相对于沉积物—水界面(SW I) 的上下波动产生的。因此SW I 之下1 m 的沉积物仍属古氧相定义中的底层水体范畴, 具体情况视RB 和SW I 之间的关系确定。在Sageman 等的古氧相分类中, 缺氧相被分为2 类: 类型&Eacute; 中,RB 位于SW I 之下, 沉积表层可具少量生物扰动; 类型&Ecirc; 中, RB 位于SW I 附近, 沉积纹层保存良好。两种类型中均可出现少量带壳生物化石(主要为与充氧事件有关的先驱种和机会种群) , 并可据此划分出若干亚相。在现代开阔陆棚和陆缘海中, 还存在一种极为特殊的缺氧环境。在每年春末至夏季, 由于光合浮游生物(pho top lank ton) 的极度繁盛, 常出现水体分层(底层缺氧) 并可持续数周。至秋冬季节水温变凉或风暴事件期间, 水体底层回复到氧化条件, 周而复始。为适应该类缺氧环境描述,O schmann〔6〕将一年内缺氧达3～ 12 个月的沉积相定义为厌氧相, 而将缺氧在3 个月之内者称之为变氧(poikiloaerobic) 相, 并认为欧州西北部的基末里页岩属该类缺氧相。在实际工作中, 每一相带特别是贫氧相带常可细分出若干亚相缺氧环境的成因随其展布范围和持续时间的不同而各异。盆地级别规模(mega scale) 的缺氧环境的形成往往与全球或区域性构造活动导致的古地理变化(如隔离盆地和断陷湖盆的形成)、大气系统一级温室—冰室效应旋回变化等有关。层序级别规模(sequence scale) 缺氧环境的形成主要与水体温度、盐度分层的建立、高有机质输入(如发育上升流)、周期性海平面高位及沉积物供应的匮乏(如干盐湖) 等有关。岩层级别规模(bed scale) 的缺氧相常与相对海平面变化、沉积物供应速度、生物产率变化、短期沉积事件及全球气候的米级周期变化等有关。纹层级别规模(varve scale) 的缺氧事件多与环境周期性变化有关, 如碎屑物—有机质输入的季节性变化、RB 的季节性波动、低密、低速浊流及底流活动等幕式沉积事件。总之缺氧环境的形成必定是特定环境中氧的输入不足以抵消氧的消耗。
古氧相分析的几种主要途径
化石古生态分析利用化石形态功能分析研究其生态习性、行为方式、营养结构、个体间相互关系、群落结构构造及居群动力学, 建立生物、生物群落与沉积环境 水体中溶氧量特征之间的关系, 对古氧相再造具重要意义。晚古生代腕足类中一些薄壳表栖(如舌形贝类、戟贝类、长身贝类)、体小广适机会式生存(如Crurithyris)、食腐、发育不良、低分异度、高幼年夭折率且常与富含有机质和黄铁矿的泥页岩共生的分子或群落往往被视为贫氧相识别标志, 特别是当它们大量发育而又缺乏内栖生物或与浮游生物共生时。由于生态分析在古氧相分析中的独特作用, 一些特殊类型的古氧相也常被称为生物相。遗迹学研究—遗迹生态类型、遗迹相等众所周知, 一些特定的遗迹属(如Zoophycos, Chond rites) 遗迹生态类型(如觅食迹和耕作迹)、遗迹化石组合及原型遗迹相常可作为贫氧或厌氧相的标志。而遗迹学研究在古氧相分析中的意义远不止这些。根据遗迹组构特征, 现代深海表层沉积物可以分为三层: 顶部生物扰动层( surface mixedlayer) , 中部过渡层( transition layer) 和底部固化层(historical layer)。古代发育生物扰动层的纹层状沉积序列中亦具类似特征: 上部为强烈生物扰动的原生层(primaryst ratum ) , 下部为遗迹穿透层(piped zones)。上述每一层中又可分为数个阶层(tier) (一定深度间隔内同时产生彼此切割的遗迹)。Ekdale 和B rom ley〔13〕曾在丹麦晚白垩世马斯特里赫特期白垩地层(厚约4 m ) 中识别出8 个阶层。从顶到底为①上生物扰动层; ②下生物扰动层; ③Planolites; ④ Tha lassinoid es; ⑤ Taenidium ; ⑥ Zoophycos; ⑦ 大的Chond rites; ⑧ 小的Chond rites。每一个类似阶层剖面均为遗迹群落序列对渐次降低的溶氧量的显示。Wetzel认为随着溶氧量的降低, 掘穴直径、密度、穿透深度及阶层数目呈下降趋势。但是底层水体中溶氧是一个动态系统〔4〕, 波动的溶氧量可使得具阶层结构的遗迹组构得以保存、纵向叠置或遭受破坏。因此随溶氧量波动的方向(指增或减)、速度和幅度的不同, 阶层纵向变化序列也将表现各异。根据遗迹学研究, 在鄂湘桂地区栖霞组内可识别出稳定充氧(SO S)、逐渐充氧(GOS)、逐渐缺氧(GDS)、稳定贫氧(SDS)、快速充氧(ROS) 和快速缺氧(RDS) 6 种与溶氧量变化事件有关的相序。沉积地球化学研究在判断沉积物形成环境的氧化还原条件方面, 地球化学方法一直发挥着相当重要的作用,特别是对一些细粒泥质沉积物。目前常用的古氧相地球化学指标大致可以分  为3 类: 一类主要依据早期成岩作用过程中黄铁矿的形成与沉积环境的关系, 包括有机碳和硫含量比值(C/S )及黄铁矿化程度(DOP) ; 第二类利用铀钍元素在不同沉积环境中的变化关系, 包括U/Th 比值及自生铀含量; 第三类包括各种痕量元素比值, 如V/Cr、Ni/Co、N i/V 和(Cu+ Mo)/Zn。各种指标均具应用成功的实例。通过西北欧晚侏罗世暗色泥质岩的古氧相研究, Jones[3]等认为最可靠的判别标志为DOP、U /Th、自生铀含量、V /C r、N i/Co (表1) , 而N i/V 、C/S 和(Cu+Mo)/Zn 则易受成岩作用等的影响, 可靠性差。地球化学方法对富氧相与贫氧相界线的判别效果最好。此外34S/32S、Ce 异常和Fe2+ /Fe3+ 等亦常用于古氧相判别〔16〕。有机相研究缺氧沉积往往富含有机质, 且随还原条件的增强, 岩石中总碳含量(TOC) 增高, 因此TOC在地层剖面上的变化常成为古氧相判别的重要特征〔17〕。但TOC 堆积除受SW I 附近低氧条件控制外, 还与沉积速率等有关, 深入的有机质地球化学研究显得尤为重要。有机相指“含有一定丰度和成因类型的有机质地层单元”, 包括TOC、H I(氢指数)、干酪根的H&ouml;C 原子比和成因类型等特征, 是地层单元中有机质丰度、类型和形成条件的综合概括〔18〕。有机相分析可为了解有机质的保存条件, 即沉积和早期成岩阶段氧化还原条件提供重要信息, 并已开始受到人们重视〔18, 19〕。