地质历史时期的冰期
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发布时间：2022-04-22 05:11
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时间：2023-05-25 06:21
在距今3Ga以来的地质历史中，地球上发育了多个冰期和间冰期（图9-4）。其中，太古宙的冰川事件沉积记录稀缺，而新元古代以来的沉积记录则为各期冰川事件的研究提供了很好的资料。
图9-4 地球历史中的冰期及其与超*汇聚与解体阶段的关系示意图
（据Eyles，2008）
1.太古宙冰期（距今约4～2.5Ga）
地质记录的冰川作用发生在距今2.9～2.8Ga左右，且局限于非洲南部。由于冰川作用的沉积地质记录很少，现有证据可能仅代表了短暂的局部冰川作用，而难以严格地界定一个冰期。由于资料的严重缺乏，针对太古宙的气候模拟甚至得出了完全相反的结论。一种认为一个“热温室”支配了太古宙和元古宙大部分时间，并阻碍了大范围冰川作用的发生（Kasting，1987，Kramers，2002）。而另一种观点认为，太古宙比现代更冷，因为当时年轻的太阳只释放出比出现在低25%～30%的热量。然而，尽管关于地球早期气候的性质还存在争论，但地球冰川地质记录开始于距今3Ga之后这一事实与毫无争议的微生物证据和生成氧气的光合作用的开始时间高度一致（Noffke et al.，2006；Ono et al.，2006）。南非的Mozaan群记录了太古宙（～2.9Ga）的冰川作用（Young et al.，1998），它形成于Kaapvaal克拉通南部被动*边缘，主要由厚5000 m的海相沉积组成，厚达80多米的杂岩位于靠近顶部的Odwaleni组中。
2.古元古代冰期（距今约2.4Ga）
加拿大安大略古元古代休伦统（Huronian）超群（劳伦西亚*南部省的一部分）记录了距今约2.4Ga的冰川作用，这是最为大家所熟知的最早冰期。在南非（Kalahari克拉通）和北美的波罗的地盾（Karelia克拉通的芬兰段）也有相关地层记录，但体积略小，出露程度也稍差。其他冰海成因杂砾岩（Makganyene组）出现在南非Griqualand West盆地约2400Ma的Transvaal超群中。Kirschvink et al.（2000）和Melek et al.（2005）认为休伦统及其他沉积地层记录了发生在低至中纬度的一次或多次“全球冰川作用”。以地球动力学角度来说，古元古代冰川作用发生在劳伦西亚*以波罗的古陆中分离的超*（Kenorland）早期裂陷阶段，时间约2.1Ga（图9-4）。休伦统厚度至少12km，可分四个构造地层层序，其中以位于Cobalt群底部的Gowganda组（厚达1.7km）最为著名。据Kopp et al.（2005）和Kasting＆Howard（2006）推断，太古宙和古元古代的冰川作用是由大气中氧浓度的升高抵消了富甲烷大气的温室升温效应而引发的。
3.新元古代冰期（距今0·75Ga～545Ma）
新元古代沉积岩的地层学、同位素年代学和地球化学研究指示，新元古代时期发育至少四次成规模的冰川事件，由老到新分别称为：Kaigas冰期，Sturtian冰期，Marinoan冰期和Gaskiers冰期（图9-4，图9-5）。它们是根据主要地层所在地命名的，其中Kaigas冰期是根据Kalahari克拉通地区Sturtian冰期之下的冰期沉积地层命名的，而Sturtian和Marinoan冰期是根据澳大利亚地区的冰期沉积地层命名的，Gaskiers冰期主要发育于纽芬兰地区。由于新元古代冰成地层的时代多是采用间接方法推断而来，因此对每个冰期的具体年龄也有较大争议。就现在的同位素年龄数据和地质地球化学记录来看，新元古代Marinoan冰期和Sturtian冰期的年龄时限基本上可以达成共识，即分别为651～635Ma和718～660Ma。而Kaigas冰期和Gaskiers冰期的期次和时限的分歧较大，初步推测分别为757～741Ma和583.7～582.1Ma（赵AA，2011）。
图9-5 罗迪尼亚*解体与新元古代冰期示意图（超*的精确古纬度位置未知且争议很大）
（据Eyles，2008）
A—阿拉伯半岛；Aus—澳大利亚；EAnt—东南极洲；Gr/Scan—格陵兰/斯堪的纳维亚；Laurentia—劳伦；In—印度；NCB—华北板块；NWA—西北非洲；SCB—华南板块；T—塔里木；Congo—刚果；Amazonia—亚马孙
（1）Kaigas冰期
Kaigas冰期原来被认为属于Sturtian冰期早期发育的冰川事件（Frimmel et al.，1996；Borg et al.，2003）。现在人们发现，澳大利亚及劳伦西亚*所覆盖地区的Sturtian冰期及其相当地层的年龄比原来想象的年龄要老（Kendall et al.，2006），而且南非Kalahari克拉通上的Kaigas冰期沉积没有立即被Sturtian冰期沉积所覆盖（Frimmel et al.，1996），由此确定Sturtian冰期之前应该还存在一个冰期。
赞比亚西北部Kundelungu群广泛发育块状的冰期沉积物，厚度超过100m（Key et al.，2001）。沉积物中发育厚层的粒序层理，由砾岩逐渐过渡到粉砂岩。碎屑颗粒分选差，粒径变化大，形状也不均一，杂乱堆积。碎屑成分主要包括石英脉、石英岩（具有不同的Fe含量）、燧石、花岗岩、花岗片麻岩、糜棱岩、镁铁质火山岩、辉绿岩，以及无法识别原来岩性的风化程度较高、含铁质的碎屑。该层冰碛岩之下Mwashia群火山熔岩中锆石的U-Pb年龄是765±5Ma和763±6Ma，而冰碛岩之上Katanga超群中与冰期沉积物紧密接触的变质火山岩中锆石的U-Pb年龄是735±5Ma，这指示了Kundelungu冰期应该发生在距今约765～735Ma之间（Key et al.，2001）。
纳米比亚北部地区穿透Kaigas冰碛岩下伏地层中正长岩的锆石U-Pb年龄是757±1Ma，而其西南部Gariep造山带地区PortNolloth Group中较老的冰碛岩之下长英质火山岩中锆石的U-Pb年龄为751.9±5.5Ma，这指示了该地区Kaigas冰期的最大年龄（Hoffman et al.，1994；Borg et al.，2003）。Kaigas冰碛岩之上Rosh Pinah变质流纹岩中锆石的U-Pb年龄是741±6Ma，代表了Kaigas冰期的最小年龄（Frimmel et al.，1996）。所以Kaigas冰期的年龄可能为757～741Ma。
（2）Sturtian冰期
Sturtian冰期的分布范围可能较广，但是典型的Sturtian冰期沉积仅发育在纳米比亚北部、澳大利亚南部和加拿大西北部等地区。其他地区，如纳米比亚南部、中国南部、阿巴拉契亚山东部、阿曼和蒙古等地区也可能有Sturtian冰期沉积岩。
Sturtian冰期的期次和时限现在仍存在较大争议（Hoffman＆Li，2009；Xu et al.，2009）。南非纳米比亚地区Chuos组冰碛岩之下Naawpoort火山岩锆石的U-Pb年龄为746±2Ma（Hoffman et al.，1996），但是该火山岩距冰碛岩700m，因此不能作为Sturtian冰期的最大年龄。加拿大西北部Rapitan群中冰期沉积物之下Mount Berg组的花岗质碎屑岩中，锆石的U-Pb年龄是755±18Ma（Ross＆Villeneuve，1997），指示了Sturtian冰期的下限年龄小于755±18Ma；而下部岩墙中锆石的U-Pb年龄是716.5±0.2Ma（Macdonald et al.，2010）。加拿大西北部MountHarper群上部冰碛岩之下D段火山杂岩中锆石的U-Pb年龄是717.43±0.14Ma（Macdonald et al，2010）。由于该段火山杂岩之下没有再出现冰期沉积，因此717.43±0.14Ma这个年龄应该是低纬度Sturtian冰期的最大年龄。
美国Pocatello南部Porteuf Narrow地区Pocatello组Scout Mountain段的上冰碛岩中斑状流纹岩的岩浆锆石U-Pb年龄是717±4Ma（Fanning＆Link，2004）。加拿大西北部的Mount Harper上部冰碛岩内部含有角砾状凝灰岩，其锆石的U-Pb年龄是716.47±0.24Ma（Macdonald et al.，2010）。阿曼北部Sultanate地区Huqf超群中Ghubrah冰碛岩夹凝灰质杂砂岩，其中所含的碎屑锆石的U-Pb年龄是723＋16/-10Ma（Braiser et al.，2000），同一层位的锆石后来获得的更精确U-Pb年龄是711.5±0.3Ma和711.8±1.6Ma（Allen et al.，2002；Bowring et al.，2007）。劳伦西亚*可与Yukon的Hyland群进行对比的长英质火山碎屑岩中，锆石的U-Pb年龄是688.6＋9.5/-6.2Ma（Ferri et al.，1999）。如果这些地区的冰碛岩沉积都属于Sturtian冰期，则冰碛岩中不一致的火山灰或熔岩年龄，说明不同地区Sturtian冰期开始和结束的时间可能存在差异性。不过，也可能是Sturtian冰期本身就包含了若干个小冰期组成的旋回沉积，这些小旋回开始和结束的时间存在差异。
美国爱达荷州中部Edwardsburg组杂砾岩之下、基底（Big Creek群）之上流纹岩中锆石的U-Pb年龄是699±3 Ma（Evans et al.，1997），爱达荷州南部Pocatello距Scout Mountain段冰期沉积杂砾岩顶部帽碳酸盐岩之上20m，但第二层似帽碳酸盐岩之下的再沉积凝灰岩层中锆石的U-Pb年龄667±5Ma（Fanning＆Link，2004），这应该是Sturtian冰期结束的最晚年龄，即670Ma左右可能是这次冰期的上限年龄。
（3）Marinoan冰期
Marinoan冰期分布范围很广，几乎在全球都有分布（Kennedy et al.，1998）。冰期沉积的厚度分布不均，在某些地区甚至呈多层分布，而有的地区缺失。
中国华南地区发育完整的Marinoan冰期沉积，一般称之为“南沱组”，在皖南地区也称为“雷公坞组”。华南地区南沱组冰期沉积物排列杂乱，无定向分选，大小混杂、形态多样。磨圆极差，多数未经磨圆；而且富黏土杂基，多为杂基支撑。砾石常见磨光面、“丁”字痕、压坑。尤其以略具定向的“丁”字形擦痕为最典型。沉积物中的细粒部分在压缩流动过程中发生脆性变形。沉积物中长石含量较高，为20%～50%，而且表面干净、新鲜、棱角状，未受风化、蚀变、磨蚀，这也是冰川发育区因气候寒冷、干旱，少化学风化和磨蚀，并快速堆积埋藏的结果。
中国湖北的吉首地区紧邻南沱组冰期沉积的湘锰组（长安组）凝灰岩层中锆石的年龄为654.5±3.8Ma（Zhang et al.，2008），这与贵州东部地区铁丝坳和南沱组冰期沉积之间的大塘坡组夹的凝灰岩层的年龄663±4Ma（Zhou et al.，2004）是一致的，它们限定了Marinoan冰期的最大年龄。
加拿大西部劳伦西亚地区Windermere超群中MountVreelan组冰期地层被Old FortPoint（OFP）组黑色页岩覆盖，黑色页岩的全岩Re-Os年龄是607.8±4.7Ma（Kendall et al.，2004）。加拿大东北部纽芬兰的Avalon半岛和劳伦西亚的Scotland地区Marinaon冰期之后的火山岩中，锆石的年龄分别为606±3Ma和601±4Ma（Dempster et al.，2002）。澳大利亚中部Amadeus盆地Aralka组中富含有机质的黑色页岩全岩的Re-Os年龄是592±14Ma（Schaefer＆Burgess，2003），而Kendall et al.（2006）认为这个年龄是不正确的，他们重新测得的年龄是657.2±5.4Ma。由于Aralka组之上的Olympic组被认为属于Marinoan冰期沉积（Bowring et al.，2003），所以Marinoan冰期应该晚于657.2±5.4Ma。纳米比亚的Ghaub组为Marinoan海相冰期沉积的产物，其顶部的薄层长英质火山灰接近杂砾岩的顶部，其中的锆石U-Pb年龄为635.5±1.2Ma（Hoffmann et al.，2004），直接*了Marinoan冰期的结束时间。
（4）Gaskiers冰期
Gaskiers冰期的分布范围比Sturtian和Marinoan冰期小得多，但这次冰期对全球气候的变化和生物的演化也有很重要的影响。典型的Gaskiers冰期沉积一般发育在纽芬兰东部、阿巴拉契亚Viginian地区、挪威北部地区。纽芬兰东部Gaskiers冰期沉积地层的年龄为580Ma（Bowring et al.，2003），毫无疑问，代表了Marinoan冰期后的沉积。
美国马萨诸塞州东部波士顿盆地Squantum段冰碛岩所含的熔结凝灰岩中锆石的U-Pb年龄是595.2±2Ma（Thomoson＆Bowring，2000）。澳大利亚塔斯马尼亚西北部Corles Hill冰期沉积物之下Togari群流纹英安岩中锆石的U-Pb年龄是582.1±4.1Ma，而澳大利亚国王岛（King Island）的Grassy群中一个侵入Elatina组冰碛岩（Cottons角砾岩）、帽碳酸盐岩和后期页岩的Grassy群岩墙，其中的锆石U-Pb年龄为574.7±3.0Ma（Calver et al.，2004），Cottons角砾岩在层位上与Elatina冰期沉积层相当，而Croles Hill冰期沉积与Cottons角砾岩相当（Calver，2000）。因此，澳大利亚地区582.1±4.1Ma和574.7±3.0Ma可以作为Gaskiers冰期的上下限年龄，比波士顿盆地内的冰期沉积时间稍晚。加拿大的纽芬兰Avalon半岛中东部Gaskiers组杂砾岩内部和上部凝灰岩层中的锆石U-Pb年龄为582.1±0.5和583.7±0.5Ma（Bowring et al.，2003；Hoffman＆Li，2009），这两个年龄直接限定了Gaskiers冰期的起止年龄。这说明了Gaskier冰期的持续时间最长不超过2.6Ma。Hoffman＆Li（2009）认为在如此短的时间内，大气中的CO2不可能积累到使全球冰川溶融的程度。而且现在也没有证据证明其他古*上也发育Gaskiers同冰期沉积。所以，Gaskiers冰期应该属于纽芬兰地区的区域性冰川，其上下限年龄为582.1和583.7Ma。这次冰川属于*型冰川，分布范围十分局限，与Kaigas冰期类似，可能只是山岳冰川或形成于小盆地中的冰盖，并不能代表全球性的冰川事件。
4.晚古生代Saharan冰期（距今约440Ma）
罗迪尼亚*解体后，北非克拉通在南极圈内向北侧移。北非虽然处于高纬度地区，但直到奥陶纪末，才有冰川地质证录出现。这种明显缺乏长期冰盖存在的事实，可能仅仅反映了老的冰成地层已经被剥蚀掉或者本来就没有保存下来。实际上，有人提出北非存在一个长达10Ma的冰川事件，其开始时间远早于奥陶纪并一直延续到志留纪（Grahn＆Caputo，1992；Caputo，1998；Saltzman＆Young，2005）。有人认为非洲南部冰川是单独存在的（Young et al.，2004），但也有人认为它是连续的“泛非冰原（Pan-African IceSheet）”的一部分，一直延伸超过南纬60°。其他晚古生代冰川位于冈瓦纳*的原安第斯（ProtoAndean）活动边缘，即现今的秘鲁-玻利维亚地区（图9-6）。
晚奥陶世冰川沉积厚度较薄（＜200m），以粗粒为主，明显不整合于水道沉积之上。Beuf et al.（1971），Trompette（1973）和Vaslet（1990）在其中识别出了代表*冰川和寒冷气候的地貌，如蛇形丘、冰碛石、冰丘、冰缘多边形构造、冰核丘以及冰下和冰前融水形成的水道等。Moreau et al.（2005）根据岩石中发育的多种层面构造，绘制了记录冰川以冈瓦纳*内部高地向边缘流动的流线图。
图9-6 早奥陶世和晚奥陶世Saharan冰期的古地理
（据Eyles，2008）
5.晚泥盆世冰期（距今约374Ma）
晚奥陶世Saharan冰期之后的1Ma间，冈瓦纳*仍处于极地高纬度位置，但却没有冰川发育，直到约距今350Ma的晚古生代冈瓦纳冰期才开始。
沿南非板块活动边缘发生的冷却隆起事件导致了短暂的晚泥盆世冰期，冰川覆盖了现今玻利维亚和巴西部分地区（Caputo，1998；Isaacson et al.，1999）。Kaiser et al.（2006）认为晚泥盆世冰川体积与第四纪冰川体积类似。穿越弗拉斯阶-法门阶界线的3～4℃的冷却事件，与板块碰撞过程中发生的风化作用所引起的CO2损耗有关。这次碰撞造成了“显生宙最大的生物圈危机之一”（Averbuch et al.，2005）。古生物学家认为远离陆棚的水深变化与泥盆纪冰川的生长和消融有关，但他们没有考虑其他因素对水深变化的影响。
6.晚古生代冈瓦纳冰期（距今约350～250Ma）
图9-7 石炭-二叠纪冈瓦纳冰期冰的生长阶段
（据Eyles，2008）
距今350Ma后，大型冰原在印度、南美、非洲南部、澳大利亚和南极洲形成（Crowell，1999；Veevers，2004）（图9-7）。冰川的形成与生长受南半球高古纬度地区的广泛抬升的直接响应，这些抬升由冈瓦纳*与劳亚*碰撞所引起，时间上处于中石炭世华力西至晚石炭阿莱干尼（Alleghenian）期间。与冰川有关的海相沉积岩中油气的存在，促使人们对冈瓦纳冰期沉积物进行深入研究，以而获得了大量钻井、地震等地下资料。总体上说，冰下冰碛岩、冰川侵蚀以及冰床表面擦痕等晚古生代*冰川作用证据在局部地区是非常明显的（如非洲南部），但以整个冈瓦纳*来看，这些冰川作用的地质证据却很稀少。在澳大利亚南部的库伯（Cooper）内克拉通盆地发育有很厚的冰湖相、冰河相和风成相沉积层序。在南美，海洋冰川（及部分*冰川）地层形成于沿会聚型板块边缘分布的弧前盆地（如Tarjia盆地）和一些大小不等的克拉通内部盆地（如Parana盆地）。在非洲南部的Karoo弧后前陆盆地和非洲中部的内克拉通裂谷盆地，发育受冰川作用影响的海相和半咸水沉积。在西澳大利亚板块西部拉张边缘的几个裂谷盆地中，堆积有巨厚的（2～5km）形成于寒冷气候条件下的含烃海相地层。
对于冈瓦纳冰期来说，最大的问题是，如何理解在晚奥陶世至石炭纪长达近100Ma的时间内，地球极地的大块陆地上没有明显的冰川存在。
7.新生代冰期（距今＜55Ma）
大约在55Ma的古新世-始新世极热（Thermal Maximum）事件之后，地球开始冷却（图9-8），一系列构造事件显著影响了冰川的形成。此阶段的地球动力学大背景是盘古*的解体、漂离和大型陆块向北方更高纬度地区运动。40Ma前的北极重大冷却事件与南极洲冰川的首次出现时间大体一致。
图9-8 距今55Ma后的晚新生代冰期
（据Eyles，2008）
在地球两极，南极地区的冰川作用发生在距今约44Ma，环北极地区的冰川作用开始于距今45Ma（Moran et al.，2006）至距今约38～30Ma（Eldrett et al.，2007）。南极新生代冰川可能沿南极西部裂谷系（West Antarctic Rift System）开始形成，它是地球上面积最大的高位伸展地壳之一，其大小可与东非裂谷系相比拟。按照DeConto＆Pollard（2003）的观点，浅水碳酸盐岩风化引起CO2浓度降低，促进了40Ma前开始的南极冰川的形成。到目前为止，最为广泛接受的模型是，北半球直到距今14Ma（Cecil＆Edgar，2003）才形成*冰川。
晚始新世至渐新世沉积物中丰富的冰筏碎屑反映出在东格陵兰有孤立的崩裂冰山存在，这表明距今约45Ma时北极有一次重大的冷却事件（Eldrett et al.，2007）。之后的环北极冰川形成于中中新世过渡期，正好处于南极冰盖的主要膨胀期（Shevenell et al.，2004）。北冰洋的冰筏碎屑在距今14Ma时大量增加，标志着格陵兰冰川作用的开始，并一直持续到距今约5Ma上新世早期的一次显著的极热事件为止（温度上升高达10℃）（Ballantyne et al.，2006）。距今3Ma时，北欧和北美的冰盖开始有消有长，气温下降，结束了升温阶段。
在北大西洋地区，在始新世之后全球变冷的大背景下，区域性抬升（包括环北大西洋高原的整体抬升）可能是促使长年性雪原形成和保持的一个主要因素，最终在距今3.5Ma之后形成受米兰科维奇旋回支配的冰盖。在斯堪的纳维亚，上升的海洋夷平面（Marine Planation Surfaces）记录了沿挪威*边缘的抬升事件，它们与滨外不整合和冰川沉积物的输入可精确对比（Hendriks＆Andriessen，2002；Huuse，2002；Hinderer＆Einsele，2002；Stoker，2002）。
在西北太平洋地区，北美板块与Yakutat地块在5Ma后发生碰撞，加速了沿阿拉斯加湾边缘的快速抬升，形成了北美最高的山脉（Chugach-St.Elias），在北太平洋引发了冰川作用（Haug et al.，2005），同时伴随着大量冰成沉积物输入到阿拉斯加湾盆地，形成厚度超过5km的Yakataga组（Lagoe et al.，1993）。这些沿岸高地的所产生的障壁作用，引起北美北部内陆气温下降，形成永久冻土，并最终于距今3Ma后在北冰洋形成海洋冰盖（White et al.，1997；Westgate2003）。
