地质史上的冰河时代
图9-4地球历史中的冰期及其与超大陆汇聚和解体阶段的关系示意图。
(根据艾尔斯，2008年)
1.太古代冰期(约4 ~ 2.5 Ga前)
地质记录中的冰川作用发生在大约2.9 ~ 2.8 ga以前，并且仅限于非洲南部。由于冰川作用的沉积地质记录很少，现有的证据可能只代表一次短期的局部冰川作用，很难严格定义一个冰期。由于数据的严重缺乏，太古代气候模拟甚至得出了相反的结论。一种观点认为，“热温室”主导了太古代和元古代的大部分时间，阻碍了大规模冰川作用的发生(Kasting，1987，Kramers，2002)。另一种观点认为太古代比现代更冷，因为当时年轻的太阳释放的热量只比现在出现的少25% ~ 30%。然而，尽管地球早期气候的性质仍有争议，但地球冰川的地质记录开始于3年前之后的事实与无可争议的微生物证据和光合作用产生氧气的开始时间高度一致(Noffke et al .，2006；Ono等人，2006年).南非Mozaan群记录了太古宙(~ ~2.9Ga)冰期(Young等，1998)，形成于Kaapvaal克拉通南部被动大陆边缘，主要由海相沉积组成，厚度5000 m，厚度80多米的杂岩位于顶部附近的Odwaleni组。
2.古元古代冰期(约2.4亿年前)
加拿大安大略省的元古宙休伦超群(大陆劳伦蒂亚省南部的一部分)记录了大约2.4Ga的冰期，这是已知的最早的冰期。南非(卡拉哈里克拉通)和北美波罗的海地盾(卡累利阿克拉通芬兰段)也有相关地层记录，但体积略小，暴露程度略差。其他冰川砾岩(Makganyene组)出现在南非Griqualand West盆地约2400Ma的德兰士瓦超群中。Kirschvink等人(2000年)和Melezhik等人(2005年)认为休伦系列和其他沉积地层记录了中低纬度的一次或多次“全球冰川作用”。从地球动力学的角度来看，古元古代冰川作用发生在克诺兰德早期裂谷阶段，与劳伦蒂亚的波罗的海古陆分离，时间约为2.1Ga(图9-4)。休伦统至少厚12km，可分为四个构造地层序列，其中位于钴群底部的Gowganda组(厚达1.7km)最为著名。根据Kopp等人(2005)和Kasting & Howard (2006)的研究，太古代和元古代冰川作用是由大气中氧气浓度的增加抵消富含甲烷的大气的温室效应而引发的。
3.新元古代冰期(0.75 Ga ~ 545 Ma前)
对新元古代沉积岩的地层学、同位素年代学和地球化学研究表明，新元古代至少发生过4次大规模的冰川事件，从老到新分别称为Kaigas冰川、Sturtian冰川、Marinoan冰川和Gaskiers冰川(图9-4和9-5)。它们是根据主要地层的位置命名的，其中Kaigas冰川是根据卡拉哈里克拉通Sturtian冰川下的冰川沉积地层命名的，Sturtian和Marinoan冰川是根据澳大利亚的冰川沉积地层命名的，Gaskiers冰川主要发育在纽芬兰。由于新元古代冰川地层的年龄大多是通过间接方法推断的，所以各个冰期的具体年龄也存在争议。根据目前的同位素年龄数据和地质地球化学记录，新元古代Marinoan冰期和Sturtian冰期的年龄界限基本可以达到* * *认识，分别为651 ~ 635 Ma和718 ~ 660 Ma。而凯加斯冰川和加斯基尔冰川的时期和时限差异较大，分别估算为757 ~ 741ma和583.7 ~ 582.1ma(赵AA，2011)。
图9-5罗迪尼亚大陆解体和新元古代冰期示意图(超大陆的确切古纬度位置不详，有争议)
(根据艾尔斯，2008年)
a-阿拉伯半岛；aus——澳大利亚；东南南极洲；gr/Scan—-格陵兰/斯堪的纳维亚；劳伦蒂亚——劳伦；在印度；NCB——华北板块；NWA——非洲西北部；SCB—-华南板块；t-塔里木；刚果-刚果；亚马逊——亚马逊
(1)凯加斯冰期
Kaigas冰期最初被认为是在Sturtian冰期早期发展起来的一次冰川事件(Frimmel et al .，1996；博格等人，2003年).现在发现澳大利亚和Laurentia的Sturtian冰川及其等效地层的年龄比原先认为的要老(Kendall等人，2006)，南非Kalahari克拉通上的Kaigas冰川沉积没有立即被Sturtian冰川沉积覆盖(Frimmel等人，1996)，因此确定Sturtian冰川之前应该有一个。
赞比亚西北部Kundelungu群广泛发育块状冰川沉积物，厚度超过100m(Key et al .，2001)。沉积物中发育厚粒层理，逐渐从砾岩过渡到粉砂岩。碎屑颗粒分选差，粒径变化大，形状不均匀，堆积无序。碎屑成分主要包括应时脉、石英岩(含铁量不同)、燧石、花岗岩、花岗片麻岩、糜棱岩、镁铁质火山岩、辉绿岩、含铁碎屑，风化程度高，无法识别原始岩性。冰碛物下姆瓦夏群熔岩中锆石的U-Pb年龄为765±5Ma和763±6Ma，而冰碛物上加丹加超群变质火山岩中锆石的U-Pb年龄为735±5Ma，表明昆德隆古冰期应发生在765～735ma之间(Key等人。
穿过纳米比亚北部Kaigas冰碛下伏地层的正长岩的锆石U-Pb年龄为757±65438±0ma，而纳米比亚西南部Gariep造山带PortNolloth群冰碛下更古老的长英质火山岩的锆石U-Pb年龄为756±5438±0.9±5.5Ma，表明该地区处于Kaigas冰期。博格等人，2003年).Kaigas冰碛之上Rosh Pinah变质流纹岩中锆石的U-Pb年龄为741 6Ma，代表了Kaigas冰期的最小年龄(Frimmel等，1996)。因此，凯加斯冰期的年龄可能为757 ~ 741 Ma。
(2)斯图特冰期
斯图特冰期的分布可能很广，但典型的斯图特冰期沉积只在纳米比亚北部、澳大利亚南部和加拿大西北部发育。其他地区，如纳米比亚南部、中国南部、阿巴拉契亚东部、阿曼和蒙古，也可能有斯图特冰川沉积岩。
斯图特冰期的时期和时限仍有争议(霍夫曼&李，2009；徐等，2009).南非纳米比亚丘奥斯组冰碛层下Naawpoort火山岩的锆石U-Pb年龄为746±2Ma(Hoffman等，1996)，但该火山岩距冰碛层700m，不能作为斯图特冰期的最大年龄。加拿大西北部Rapitan群冰川沉积物下的山贝格组花岗质碎屑岩中锆石U-Pb年龄为755±18ma(Ross & Villeneuve，1997)，表明Sturtian冰期的下部年龄小于755±18ma。下岩壁锆石U-Pb年龄为716.5±0.2ma(MacDonald等，2010)。加拿大西北部芒特哈珀群上部冰碛下D剖面火山杂岩中锆石U-Pb年龄为717.43±0.14ma(MacDonald等，2010)。因为这个火山杂岩下面没有冰期沉积，所以717.43±0.14ma的年龄应该是低纬度斯图特冰期最大的年龄。
美国Pocatello南部Porteuf Narrow地区Pocatello组Scout山剖面上部冰碛中斑状流纹岩的岩浆锆石U-Pb年龄为717±4ma(Fanning & Link，2004)。加拿大西北部哈珀山的上冰碛层含有角砾凝灰岩，其锆石U-Pb年龄为716.47±0.24Ma(MacDonald等，2010)。在阿曼北部苏丹国地区的Huqf超群中，Ghubrah冰碛层中部夹有钙质复合砂岩，其中所含碎屑锆石的U-Pb年龄为723+16/-100Ma(Braiser等人，2000年)，同一层位锆石较准确的U-Pb年龄为7168。宝宁等人，2007年).劳伦蒂亚大陆长英质火山碎屑岩中锆石的U-Pb年龄可与育空地区的海兰群对比，为688.6+9.5/-6.2 Ma (Ferri等，1999)。如果这些地区的冰碛沉积属于斯图特冰期，冰碛中火山灰或熔岩的不一致年龄表明，不同地区的斯图特冰期的起止时间可能存在差异。但也有可能斯图特冰期本身包含了几个小冰期旋回沉积，这些小旋回的起止时间不同。
美国爱达荷州中部爱德华斯堡建造杂岩下方和基底(大溪群)上方流纹岩中锆石的U-Pb年龄为699±3ma(Evans等人，1997)，爱达荷州南部Pocatello为Scout山冰川沉积杂岩顶部碳酸盐岩帽以上20m。而第二个帽状碳酸盐岩下再沉积凝灰岩中锆石的U-Pb年龄为667±5ma(Fanning & Link，2004)，应该是斯图特冰期结束的最晚年龄，即670Ma左右可能是这个冰期的上限年龄。
(3)海洋冰期
Marinoan冰期分布广泛，几乎遍布全球(Kennedy等人，1998)。冰期沉积物的厚度分布不均匀，有些地区甚至呈多层分布，而有些地区则缺失。
中国南方发育的海相冰川沉积，在皖南一般称为“南沱组”和“雷公坞组”。华南南沱组冰期沉积物杂乱无序，无方向性，大小混杂，形态多样。圆整性极差，大部分都没有圆整过；而且富含粘土杂基，多以杂基支撑。抛光表面、“D”标记和压坑在砾石中很常见。尤其是略带方向性的“D”型划痕最为典型。沉积物中的细颗粒在压缩流动过程中发生脆性变形。沉积物中长石含量较高，在20% ~ 50%之间，表面洁净、新鲜、有棱角，未风化、蚀变、磨蚀。这也是冰川发育地区由于气候寒冷干燥而快速堆积掩埋的结果。
湖北吉首与南沱组相邻的组(长安组)凝灰岩层的锆石年龄为654.5±3.8Ma(张等，2008)，与黔东铁桥组与南沱组之间夹有凝灰岩层的年龄一致(周等，2004)。
加拿大西部劳伦蒂亚温德米尔超群中MountVreelan组的冰川地层被老福特点(OFP)组的黑色页岩覆盖，黑色页岩的全岩Re-Os年龄为607.8±4.7Ma(Kendall等人，2004)。加拿大东北部纽芬兰阿瓦隆半岛和苏格兰劳伦蒂亚的马里纳翁冰期后火山岩中的锆石年龄分别为606±3Ma和6065±438±04ma(demps ter等人，2002)。澳大利亚中部Amadeus盆地Aralka组黑色页岩的Re-Os年龄为592 14ma (Schaefer & Burgess，2003)，但Kendall等人(2006)认为这一年龄不正确，他们重新测得的年龄为657.2±5.4ma，由于Aralka组之上的Olympic组被认为属于Marinoan冰川沉积(宝宁等人，2003)， 马里诺安冰期应晚于657.2±5.4Ma，纳米比亚Ghaub组是马里诺安海相冰川沉积的产物，其顶部的长英质火山灰薄层接近杂岩顶部，其中锆石U-Pb年龄为635.5±1.2Ma(Hoffmann et al .，2004)，直接限定了马里诺安冰期的结束时间。
(4)加斯基冰期
加斯克尔斯冰期的分布范围远小于斯图特期和马里诺安冰期，但这个冰期对全球气候变化和生物进化也有非常重要的影响。典型的加斯克尔冰川沉积物通常发育在纽芬兰东部、阿巴拉契亚的弗吉尼亚地区和挪威北部。纽芬兰东部的加斯克尔斯冰川沉积地层的年龄为580Ma(宝宁等人，2003年)，这无疑代表了Marinoan的冰后期沉积。
美国马萨诸塞州东部波斯顿盆地Squantum剖面冰碛中的熔结熔结熔结熔结熔结熔结熔结熔结熔结熔结熔结熔结熔结熔结熔结熔结熔结熔结熔结熔结熔结熔结熔结熔结熔结熔结熔结熔结熔结熔结熔结熔结熔结熔结熔结熔结熔结熔结熔结熔结熔结熔结熔结熔结熔结的锆石U-Pb年龄为595.2±2ma(汤姆逊和宝宁，2000)。澳大利亚塔斯马尼亚岛西北部考尔斯山冰川沉积物下托加里群流纹岩英安岩中锆石U-Pb年龄为582.4438+0.4.6438+0 Ma。然而，在澳大利亚国王岛的格拉斯群中，格拉斯群的岩壁侵入到冰碛岩(棉花角砾岩)、盖层碳酸盐岩和晚期页岩中，其中锆石U-Pb年龄为574.7±3.0Ma(Calver等人，2004)，棉花角砾岩在层位上相当于Elatina的冰川沉积物。因此，澳大利亚的582.1±4.1Ma和574.7±3.0Ma可以作为加斯克尔斯冰期的上下限年龄，比波士顿盆地的冰川沉积时间稍晚。加拿大纽芬兰阿瓦隆半岛中东部加斯基尔杂岩内部和上部凝灰岩层的锆石U-Pb年龄分别为582.65438±0.5和583.7±0.5Ma(宝宁等，2003；Hoffman & Li，2009)，这两个时代直接定义了加斯克尔斯冰期的开始和结束时代。由此可见，加斯克尔冰期最长持续时间不超过2.6ma。Hoffman & Li(2009)认为，在如此短的时间内，大气中的CO2不可能积累到融化全球冰川的程度。此外，没有证据表明加斯克尔的同冰川沉积也在其他古老的大陆上形成。所以加斯基尔斯冰川应该属于纽芬兰的区域性冰川，上下年龄分别为582.1和583.7Ma，这个冰川属于大陆冰川，分布范围非常有限。类似于凯加斯冰期，可能只是山地冰川或小盆地形成的冰盖，但不能代表全球性的冰川事件。
4.晚古生代撒哈拉冰期(约440万年前)
罗迪尼亚解体后，北非克拉通在南极圈内向北移动。北非虽然地处高纬度地区，但直到奥陶纪末期才出现冰川地质记录。这种明显缺乏长期冰盖的现象，可能只是反映了古老的冰川地层受到了侵蚀或者没有被保存下来。事实上，有人提出北非存在一次长达100 Ma的冰川事件，其开始时间远早于奥陶纪，一直持续到志留纪(Grahn&Caputo，1992；卡普托，1998；萨尔茨曼和杨，2005年).一些人认为南部非洲的冰川是单独存在的(Young等人，2004年)，但另一些人认为它是一个连续的“泛非冰盖”的一部分，它延伸到南纬60度以上。其他晚古生代冰川位于冈瓦纳的原安第斯活动边缘，也就是现在的秘鲁-玻利维亚地区(图9-6)。
晚奥陶世冰川沉积薄(< 200 m)，以粗粒为主，与水道沉积明显不整合。Beuf等人(1971)、Trompette(1973)和Vaslet(1990)确定了代表大陆冰川和寒冷气候的地貌，如蛇纹石丘、冰碛、冰丘、冰缘多边形结构、冰核丘和冰脊。Moreau等人(2005)根据岩石中发育的各种层状结构绘制了一个流线图，记录了冰川沿冈瓦纳大陆边缘流动的情况。
图9-6早奥陶世和晚奥陶世撒哈拉冰川古地理。
(根据艾尔斯，2008年)
5.晚泥盆世冰期(约3.74亿年前)
晚奥陶世撒哈拉冰川之后1Ma期间，冈瓦纳仍处于极地高纬度，但直到晚古生代冈瓦纳冰川，约350Ma前，没有冰川发育。
沿着南非板块活动边缘的冷却隆起导致了短暂的晚泥盆世冰期，冰川覆盖了玻利维亚和巴西的部分地区(卡普托，1998；艾萨克森等人，1999).Kaiser等人(2006)认为晚泥盆世冰川的体积与第四纪冰川的体积相似。弗雷泽-法门边界3～4℃的降温事件与板块碰撞过程中风化作用造成的CO2损失有关。这次碰撞导致了“显生宙最大的生物圈危机之一”(Averbuch等人，2005)。古生物学家认为远离陆架的水深变化与泥盆纪冰川的生长和融化有关，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(约350 ~ 250 Ma前)
图9-7石炭纪-二叠纪冈瓦纳冰期的生长阶段
(根据艾尔斯，2008年)
350Ma前以后，在印度、南美、南非、澳大利亚和南极洲形成了大冰盖(Crowell，1999；Veevers，2004)(图9-7)。冰川的形成和生长直接响应于南半球古高纬度地区的广泛隆升，这是冈瓦纳大陆和劳亚大陆碰撞造成的，时间为中石炭世华力西期至晚石炭世阿勒格尼期。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，从而获得大量的钻井、地震等地下资料。总的来说，晚古生代大陆冰川作用的证据，如冰下冰碛、冰川侵蚀和冰床表面的擦痕，在某些地区(如南部非洲)非常明显，但整个冈瓦纳大陆冰川作用的地质证据却很匮乏。澳大利亚南部库伯克拉通盆地存在厚层冰湖相、冰川相和风成沉积序列。在南美洲，海洋冰川(和一些大陆冰川)形成于沿会聚板块边缘分布的弧前盆地(如塔尔加盆地)和一些大小不一的克拉通内盆地(如巴拉那盆地)。南部非洲的卡鲁弧后前陆盆地和中部非洲的克拉通内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延边缘的几个裂谷盆地中，有巨大的(2 ~ 5 km)含油气海相地层形成于寒冷气候中。
对于冈瓦纳冰期来说，最大的问题是如何理解晚奥陶世到石炭纪这将近100Ma的时期，地球两极地区的广袤土地上没有明显的冰川。
7.新生代冰期(< 55Ma前)
古新世-始新世极热事件后约55Ma，地球开始变冷(图9-8)，一系列构造事件显著影响了冰川的形成。这一阶段的地球动力学背景是盘古大陆的解体和漂移，以及大块陆块向北方高纬度地区的运动。40Ma前北极的主要降温事件与南极冰川的首次出现时间大致相同。
图55Ma前之后的晚新生代冰期
(根据艾尔斯，2008年)
在地球两极，南极的冰期发生在约44Ma前，环极区的冰期开始于45 ma前(Moran et al .，2006)至约38 ~ 30 ma前(Eldrett et al .，2007)。南极新生代冰川可能是沿着南极西部裂谷系开始形成的，南极西部裂谷系是地球上最大的高层伸展地壳之一，其大小与东非裂谷系相当。根据de Conto & Pollard (2003)的研究，浅层碳酸盐岩的风化导致了CO2浓度的降低，这促进了40Ma前开始的南极冰川的形成。到目前为止，最广泛接受的模型是大陆冰川直到14ma才在北半球形成(Cecil & Edgar，2003)。
晚始新世至渐新世沉积物中的大量冰筏碎片反映了东格陵兰岛存在孤立的断裂冰山，这表明大约45百万年前北极地区发生过一次重大的冷却事件(Eldrett等人，2007年)。之后，环极冰川形成于中新世中期的过渡时期，正好处于南极冰盖的主扩张期(Shevenell等人，2004)。北冰洋中的冰筏碎片在65，438+0.4 Ma前大量增加，这标志着格陵兰岛冰川作用的开始，并持续到大约5Ma前上新世早期的一次显著的极端热事件(温度高达65，438+00℃) (Ballantyne et al .，2006)。三ma前，北欧和北美冰盖开始升降，气温下降，结束变暖阶段。
在北大西洋地区，在始新世以后全球变冷的背景下，区域隆升(包括北大西洋周边高原的整体隆升)可能是促进常年雪原形成和维持的主要因素，最终在3.5Ma以前形成了以米兰科维奇旋回为主的冰盖。在斯堪的纳维亚，上升的海洋夷平面记录了挪威大陆边缘的抬升事件，这可以与海上不整合和冰川沉积物的输入进行精确对比(Hendriks&Andriessen，2002；Huuse，2002年；Hinderer&Einsele，2002年；斯托克，2002年).
在西北太平洋，5Ma后北美板块与Yakutat地块的碰撞加速了沿阿拉斯加湾边缘的快速隆升，形成了北美最高的山脉(Chugach-St.Elias)，引发了北太平洋的冰川作用(Haug et al .，2005)，同时大量的冰川沉积物输入阿拉斯加湾盆地，形成了厚度超过5km的Yakataga组(Lagoe et al .，605)。这些沿海高地的屏障作用导致北美北部内陆温度下降，形成永久冻土，最终在3Ma前的北冰洋形成海洋冰盖(White et al .，1997；西门2003年).