揚子地區中—晚奧陶世轉折期的碳同位素漂移事件及其成因探討

趙平平 江茂生 李任偉

(1.中國科學院地質與地球物理研究所油氣資源研究重點實驗室 北京 100029；2.中國科學院大學地球科學學院 北京 100049)

?

揚子地區中—晚奧陶世轉折期的碳同位素漂移事件及其成因探討

趙平平1,2江茂生1李任偉1

(1.中國科學院地質與地球物理研究所油氣資源研究重點實驗室 北京 100029；2.中國科學院大學地球科學學院 北京 100049)

中—晚奧陶世轉折期的兩次全球性碳同位素正漂——Middle Darriwilian Inorganic Carbon Excursion(MDICE)和 Guttenberg Inorganic Carbon Excursion(GICE)——在發生時間上與生物輻射、全球大規模海侵和地球磁極的倒轉等重大地質事件，以及海水鍶、氧、硫同位素的顯著變化相吻合，說明它們可能受相同形成機制的控制。在報道了揚子地區陳家河剖面中—晚奧陶世界線附近的這兩次碳同位素正漂事件，并與塔里木盆地進行對比之后發現，揚子地區和塔里木盆地的MDICE和GICE與海水鍶同位素比值的快速劇烈下降出現在同一層位，指示這兩次碳同位素的正漂的形成可能和當時洋中脊熱液活動的加劇有關。海底熱液系統能夠通過向海水中注入鐵等生命必需元素，刺激海洋生物的繁盛，提高海洋的生產力和有機碳的埋藏，進一步引起了MDICE和GICE這兩次碳同位素正漂。

揚子地區 中—晚奧陶世轉折期 碳同位素漂移 MDICE GICE 熱液活動

0 引言

中/晚奧陶世界線附近是地質歷史時期非常獨特的一個階段，期間發生了諸如生物輻射、大規模海侵、地球磁極倒轉等重大地質事件[1-4]。寒武紀的生命大爆發構建出了地球“生命之樹”的基本框架，而于中/晚奧陶世界線附近達到高峰的奧陶紀生物大輻射事件(Great Ordovician Biodiversification Event, GOBE)則是在目(Order)、科(Family)、屬(Genus)和種(Species)等水平上極大地豐富了當時的海洋生態系統，使得地球“生命之樹”枝繁葉茂[1,5]。全球海平面在中奧陶世晚期(Darriwilian階)開始快速上升，并在晚奧陶世的Sandbian階(或Katian階)達到整個顯生宙的最高位[2,6]。地球的磁場在中/晚奧陶世轉折期發生了劇烈變化：早奧陶世的地球磁場幾乎一直是負向極性，而在Glyptograptusteretiusculus-Nemagraptusgracills筆石生物帶附近(相當于Darriwilian階晚期—Sandbian階早期)，地球磁極迅速發生倒轉；到了晚奧陶世，地球磁場則以正向極性為主[3,7-8]。

海水的地球化學組成在中/晚奧陶世轉折期也有顯著變化[9]。Darriwilian階中期至Sandbian末期(或Katian初期)，海水的鍶同位素比值87Sr/86Sr由～0.708 7快速下降至～0.708 0[10]。海水氧同位素比值δ18O在早奧陶世和中奧陶世早期一直呈穩步上升趨勢，但是到了Darriwilian階中期，δ18O 趨于穩定，甚至開始小幅下降[11]。海水的硫循環在Darriwilian階也迎來重大調整：海水硫酸鹽的硫同位素比值δ34SCAS由～30‰大幅下降至～15‰；而硫化物的硫同位素比值δ34SPY則由～-10‰大幅上升至20‰[12]。對于海洋無機碳庫來說，中/晚奧陶世界線附近也是一個重要的分水嶺：早奧陶世和中奧陶世的早期，δ13Ccarb值大致穩定在-2‰～0之間，期間沒有出現劇烈的波動[13]；而到了中奧陶世晚期和晚奧陶世，海洋的無機碳庫進入了震蕩期，先后出現了至少五次全球性的碳同位素正漂事件[2,14]。在這五次全球性的碳同位素正漂中，Darriwilian階中期的Middle Darriwilian Inorganic Carbon Excursion (MDICE)正漂和Sandbian-Katian階界限處的Guttenberg Inorganic Carbon Excursion (GICE)正漂發生于中/晚奧陶世的轉折期，與上文中提及的奧陶紀生物輻射、海平面上升和磁極倒轉等重大地質事件，以及海水鍶、氧、硫同位素比值的顯著變化在發生時間上相吻合，這指示它們可能受相同形成機制的控制。因此，對MDICE和GICE的深入研究有助于我們更好地理解中/晚奧陶世轉折期的一系列地質事件和海水化學成分的變化。本文報道了華南揚子地區陳家河剖面的這兩次碳同位素正漂，并與同一地區的普溪河剖面以及塔里木盆地的剖面進行了對比，然后重點探討了這兩次全球性碳同位素正漂的形成機制，為我們對中/晚奧陶世轉折期的理解提供約束。

1 研究區地質背景

華南板塊由揚子和華夏兩個小的板塊組成(圖1)，兩者之間的具體邊界不甚清楚。揚子和華夏板塊在新元古代早期發生碰撞，碰撞之后在新元古代至古生代早期，兩個板塊之間發育裂谷，但是裂谷并沒有繼續發展成為真正的大洋。后來的一次陸內造山運動造成了裂谷的閉合[15-17]。陳旭等[18-19]根據Diplacanthogratuscaudatus-D.spiniferus筆石生物帶之間發生的深水筆石頁巖相到淺水碎屑巖相的劇烈相變，將華南的這次陸內造山運動的起始時間定在晚奧陶世的凱迪階早期。

奧陶紀的揚子板塊可分為三個主要沉積單元：揚子臺地、江南斜坡和珠江盆地(圖1)。三個沉積單元大致呈北東—南西向平行分布，從西北向東南，水體逐漸加深。揚子臺地主要發育淺水的碳酸鹽巖，江南斜坡發育深水的碎屑巖和筆石頁巖，珠江盆地則以筆石頁巖和復理石沉積為主[20-21]。本文所研究的陳家河剖面位于揚子臺地之上，距離中/下奧陶統的全球界線層型剖面(GSSP)——黃花場剖面的直線距離只有～4.5 km(圖1)。陳家河剖面無論是在巖性，還是在古生物地層序列上，均與黃花場剖面一致。因此，兩條剖面可以直接進行對比[22]。國際上中/晚奧陶世之間的界線(也即是Darriwilian階和Sandbian階之間的界線)是以筆石Nemagraptusgracilis的首次出現為標志[23]，而前人的筆石生物地層資料顯示，宜昌地區的Nemagraptusgracilis筆石生物帶出現廟坡組的中上部[24]。所以，本文將陳家河剖面的中/晚奧陶世界線畫在廟坡組之內(圖2)。

圖1 A.奧陶紀(～458 Ma)華南板塊的地理位置(引自http://www.scotese.com/earth.htm)；B.奧陶紀華南板塊主要沉積相的分布[20]；C.陳家河、普溪河和黃花場剖面在研究區中的具體位置[24]。Fig.1 A. Paleogeographic reconstruction showing the location of South China paleoplate in the Ordovician(at ca. 458 Ma)(http://www.scotese.com/earth.htm); B. Distribution map of major sedimentary facies during the Ordovician in South China[20]; C. Specific locations of Chenjiahe, Puxihe and Huanghuachang Sections in the study area[24]

圖2 湖北宜昌陳家河剖面中/晚奧陶世界線附近的碳同位素曲線Fig2 The reconstructed carbon isotope curve around the Middle-Late Ordovician boundary at Chenjiahe Section in Yichang, Hubei

現將陳家河剖面中/晚奧陶世界線附近的三個組——牯牛潭組、廟坡組和寶塔組的巖性簡單描述如下：牯牛潭組化石較豐富，厚約23 m，下部以黃綠色—灰色薄層或厚層生物瘤狀泥晶灰巖為主，發育生物鉆孔，且夾有少許極薄的黏土巖，上部為灰色薄層至中厚層生物泥晶灰巖，該組從下往上構成了水體變淺的沉積層序；廟坡組在揚子臺地上的分布比較局限，在陳家河剖面，該組表現為灰黑色筆石頁巖夾灰色泥晶灰巖透鏡體，厚度只有～2 m，化石豐富；寶塔組為一套淺紫灰色中厚層生物泥晶灰巖，夾少量青灰色薄層至中厚層瘤狀泥晶灰巖，該組“龜裂紋”十分發育，而且在揚子臺地上廣泛分布[25-26]。

2 實驗方法和結果

本次研究中的碳氧同位素分析在中國科學院地質與地球物理研究所的穩定同位素實驗室進行。首先，選取受成巖作用影響較弱的泥晶灰巖，將全巖樣品無污染磨制成200目的粉末，采用磷酸鹽法制備CO2，并將其在MAT 252型氣體同位素質譜儀上測試，測試所得原始數據見表1，數據的單位均為千分之一(‰)，并以VPDB標準給出，單個測試結果的重復精度高于0.08‰。

表1 湖北宜昌陳家河剖面中/晚奧陶世界線附近碳酸鹽巖全巖的碳、氧同位素分析結果

本次研究建立的陳家河剖面碳同位素曲線顯示(圖2)：牯牛潭組最底部的碳同位素比值很小，只有0.1‰，向上碳同位素比值增加至0.7‰左右，且趨于穩定，無大幅的波動；到了牯牛潭組的頂部，碳同位素出現第一個峰值達1.7‰、漂移幅度達1.0‰的正向漂移；繼續向上進入黑色頁巖為主的廟坡組時，碳同位素比值短暫下降至0.5‰左右，而后快速增高；寶塔組的中下部出現第二個幅度更大、跨越地層厚度也更大的碳同位素正漂。

3 討論

3.1 碳同位素數據可靠性評估

Schmitz等人曾根據生物帶的凝縮或缺失，以及碳同位素曲線的形態不完整，推測揚子地區的牯牛潭組和廟坡組之間有地層的缺失，而且認為牯牛潭組在暴露出地表期間遭受了大氣降水成巖作用(meteoric diagenesis)的改造，使得牯牛潭組的碳同位素組成有異常[27]。但是，野外露頭上的系統調查研究表明，宜昌地區的牯牛潭組和廟坡組之間為整合接觸，未見明顯的不整合面存在[28]。

評價碳酸鹽巖是否遭受過大氣降水成巖作用強烈改造的一個常用標準是將全巖的碳、氧同位素投圖，分析兩者是否線性正相關。其應用原理在于：在碳酸鹽巖遭受大氣降水成巖作用改造的過程中，孔隙流體(主要端元成分是海水和來自大氣降水的地下水)會和碳酸鹽巖中的礦物發生交換反應，期間非穩態礦物(如文石、高鎂方解石)不斷溶解，同時沉淀出新的穩態礦物(如低鎂方解石、白云石)[29]。在這一過程中，碳酸鹽巖全巖的碳、氧同位素比值就可能會被改造。大氣降水中的氧同位素比值比同期海水的氧同位素比值偏低。同時，近岸植物光合作用產生的有機質會被帶入到大氣降水流體中。在被氧化、分解后，有機質中的“輕碳”12C會加入到大氣降水流體，使流體的δ13C值變低。因此，隨著孔隙流體和碳酸鹽礦物之間交換反應的進行，碳酸鹽巖全巖的δ18O和δ13C值都會降低。這樣，經歷過強烈大氣降水成巖作用改造的碳酸鹽巖全巖的δ18O和δ13C值就可能會顯示出線性正相關的特征[30]。此外，碳酸鹽巖在被深埋藏時發生的重結晶作用也可能會改造礦物的同位素組成。但是，前人研究結果表明：對于氧同位素來講，灰巖深埋藏時高溫流體的水巖比較高；而對于碳同位素來講，高溫流體的水巖比較低。所以，碳酸鹽巖深埋藏時發生的重結晶作用雖然會顯著降低其氧同位素比值，但對其碳同位素比值的影響較小[30-31]。

將本次研究所測得的陳家河剖面牯牛潭組、廟坡組和寶塔組灰巖的碳、氧同位素投圖后發現，δ13C和δ18O之間沒有顯示出線性正相關，甚至有輕微的負相關(圖3)，表明樣品沒有受到強烈的大氣降水成巖作用的改造，δ13C值應該能夠代表原始沉積時海洋無機碳庫的碳同位素組成。

圖3 碳、氧同位素交會圖沒有顯示線性正相關關系Fig.3 Carbon and oxygen isotope cross plot illustrating no positive linear correlation

3.2 碳同位素地層對比

3.2.1 與普溪河剖面碳同位素曲線的對比

前人在華南多條奧陶系的剖面中都發現了牯牛潭組和寶塔組的這兩次碳同位素正漂，并分別將其與國際上Darriwilian階的MDICE和Sandbian-Katian階界線處的GICE對比[27,32-34]。其中，位于陳家河剖面以北約10 km處的普溪河剖面在相同的層位(牯牛潭組、廟坡組和寶塔組)有完整碳同位素曲線的報道[27,32-33,35]。兩條剖面的巖石和生物地層單位基本一致，可以直接進行對比(圖4)。經過對比發現，陳家河剖面和普溪河剖面的碳同位素曲線的整體趨勢、同層位的δ13C值都十分接近，只是MDICE的峰值略有不同，我們推測這主要是和兩條剖面的采樣密度不同有關(陳家河剖面的采樣密度比普溪河剖面小很多，所以可能沒捕捉到MDICE碳同位素正漂的峰值)，而不大可能是反映當時局部海水碳同位素組成的差異。總之，兩條剖面碳同位素曲線之間良好的可對比性讓我們確認，陳家河剖面牯牛潭組和寶塔組的這兩次碳同位素正漂分別對應著中/晚奧陶世界線附近全球性的MDICE和GICE碳同位素正漂，而且這兩次碳同位素正漂事件在華南揚子地區奧陶系的地層中廣泛發育。

3.2.2 與塔里木盆地同期碳同位素曲線的對比

塔里木盆地在奧陶紀時的地理位置和華南板塊的接近(圖1)，也發育有MDICE和GICE兩次碳同位素正漂(圖5)。在巴楚地區的南一溝剖面，前人建立的幾條碳同位素曲線都顯示出類似的變化特征：在一間房組的中段，δ13Ccarb有一個幅度約1.0‰的正漂(相當于揚子地區牯牛潭組的那次正漂，即MDICE)，碳同位素從背景值-0.3‰升至峰值0.6‰；到了一間房組的上段，碳同位素比值又降回至背景值-0.3‰附近；繼續向上進入“紅層”恰爾巴克組(又稱吐木休克組)時，碳同位素又開始了更大幅度的正漂(相當于揚子地區寶塔組的那次正漂，也即GICE)，而且這次正漂跨越地層厚度非常之大——碳同位素曲線在整個恰爾巴克組和良里塔格組一直呈上升趨勢，到了野外露頭所能見到的良里塔格組的最頂部，δ13C值已經增加到了3.0‰，未見下降趨勢[36-38]。在塔里木盆地另外兩條經典的奧陶系剖面——柯坪水泥廠剖面和大灣溝剖面(后者是中/晚奧陶世界線的全球輔助層型剖面)，碳同位素的變化特征和南一溝剖面的非常類似：下奧陶統蓬萊壩組和鷹山組的碳同位素比值很低，只有-1.52‰～-1.19‰[39]；從大灣溝組的中上部開始，碳同位素比值快速升至～1.0‰(MDICE)；在上覆以黑色頁巖為主的薩爾干組，灰巖夾層的碳同位素比值明顯下降，而后δ13Ccarb值繼續穩步上升(GICE開始)，且上升趨勢持續整個坎嶺組；繼續向上進入其浪組的下部，δ13Ccarb值進一步升高至2.3‰左右，其浪組中部近100m的地層中δ13Ccarb值一直維持在2.0‰以上的高位，直至其浪組的上部δ13Ccarb值才開始逐漸下降；印干組灰巖夾層的碳同位素比值繼續呈下降趨勢，到了印干組的頂部，δ13Ccarb值已經下降至0‰以下(GICE結束)[39-40]。塔里木盆地中部和北部的奧陶系地層鉆井資料也顯示類似的碳同位素變化趨勢[37,40-42]。

圖4 揚子地區陳家河剖面(本次研究)和普溪河剖面[27,32-33,35]碳同位素曲線的對比Fig.4 Correlation between the δ13Ccarb curve of Chenjiahe Section and that of Puxihe Section in Yangtze area[27,32-33,35]

總之，在塔里木盆地的奧陶系地層中，MDICE和GICE這兩次全球性的碳同位素正漂事件發育良好，而且在將其與揚子的這兩次碳同位素正漂事件進行對比之后，發現一些相同之處(圖4，5)：首先，兩個地區的碳同位素相對漂移幅度很類似，GICE的漂移幅度都要比MDICE的漂移幅度大(MDICE的漂移幅度約為1.0‰，而GICE的漂移幅度在2.0‰～2.5‰之間)，而且前者所跨越的地層厚度也更大(跨越地層厚度的大小和碳同位素漂移事件所持續的時間、當時的沉積速率都有關)；其次，在揚子地區的陳家河剖面和塔里木盆地的大灣溝剖面，兩次碳同位素正漂事件和黑色頁巖的沉積都緊密相伴(揚子地區陳家河剖面的廟坡組和塔里木盆地大灣溝剖面的薩爾干組都是黑色頁巖沉積)，黑色頁巖的沉積夾在MDICE和GICE之間。

3.3 MDICE和GICE的成因探討

海相碳酸鹽巖中的碳同位素δ13Ccarb是反映古海洋無機碳庫變化的良好指標。δ13Ccarb曲線的建立不僅可以在缺少古生物地層時作為地層劃分對比的可靠手段，更是研究古海洋、古氣候變化的一種常規方法[13]。自然界生物在光合作用過程中總是優先利用“輕碳”12C，使得光合作用的產物——有機質中總是富集12C而虧損13C[43]。“生物泵”的作用會使表層和深層海水的碳同位素組成出現系統差異：海水中的光合作用主要集中在表層透光帶，透光帶生物光合作用所產生的有機質顆粒會在重力作用下緩慢沉入下層的水體；下降的過程中，有機質會不斷地被微生物氧化、分解，釋放出大量“輕碳”12C并加入到海水中，使得透光帶之下深層水體的碳同位素比值要比表層水體的偏低[13]。這樣，當海洋生物生產力較高和/或有機質大量埋藏時，海水中的碳同位素比值就會出現正漂[44]；而當海洋中有機質(如甲烷水合物)被大量氧化分解和/或深層海水劇烈上涌時，海水中的碳同位素比值就會出現負漂[45-46]。

基于上述海水碳同位素的漂移原理，同時考慮到揚子地區和塔里木盆地的MDICE和GICE與黑色頁巖的沉積緊密相伴這一重要現象(圖4，5)，我們認為，中/晚奧陶世轉折期海洋的生產力較高，更多的“輕碳”12C從海水轉移到有機質中并被埋藏，是形成這兩次全球性碳同位素正漂的直接原因。但是，又是什么機制激發了當時海洋的生產力呢？Jones等人在解釋侏羅紀和白堊紀的幾次大洋缺氧事件(大洋缺氧事件以黑色頁巖的廣泛沉積和碳同位素的正漂為標志)時，曾提出一種概念模型，認為洋中脊處的熱液活動可以通過向海水中注入鐵等生命必需元素，提高海洋的生產力[47]。鐵作為一種生命必需元素，在很大程度上控制了當代海洋生物生產力的高低[48]。過去，一些學者觀察到，洋中脊處的熱液流體噴出后，會很快和海水發生化學反應，生成鐵的硫化物和/或鐵的氫氧化物沉淀[49]。因而他們認為，洋中脊熱液活動所提供的鐵元素無法在長時間、長距離內維持溶解態[50]，很難被海洋中的生物所利用。但是，現在有越來越多的研究發現，海底熱液系統提供的呈溶解態的鐵元素可以通過某種復雜的機制在海水中維持穩定而不形成沉淀[51]。在洋流的作用下，這種來自洋中脊熱液系統的呈溶解態的鐵甚至可以被搬運數千公里[52]。這樣，廣闊海水中的生物就可能因為這些洋中脊熱液來源的鐵而繁盛，從而海洋的生物生產力得到提高。

圖5 新疆塔里木盆地柯坪地區大灣溝剖面[40]和巴楚地區南一溝剖面[36]的MDICE和GICEFig.5 MDICE and GICE at Dawangou Section in Keping area[40] and Nanyigou Section in Bachu area [36] of Tarim Basin

在總結前人塔里木盆地的相關研究之后，我們發現， MDICE、GICE這兩次碳同位素正漂事件與中/晚奧陶世界線附近海水鍶同位素比值的快速下降恰好處于同一層位(圖6)[32,36,41,53]。我們在揚子地區黃花場剖面重建的奧陶紀牙形石鍶同位素曲線也給出了類似的關系—鍶同位素比值在牯牛潭組的上部(MDICE發生的層位)開始快速、劇烈的下降，且這一下降趨勢至少持續到寶塔組的下部(GICE發生的層位)(作者尚未發表數據)。傳統觀點認為，海水鍶同位素比值的下降反映的是洋中脊熱液活動的加劇[9-10,54-55]。雖然有新的研究發現，島弧火山活動的增強可能才是引起海水鍶同位素下降的主要因素[56]，但是實際上，洋中脊熱液活動的加劇和島弧火山活動的增強兩者之間并不矛盾：洋中脊擴張速率的增快不僅會導致海底熱液活動的增強，還會使得板塊邊界老的洋殼不斷俯沖至地幔，俯沖過程中洋殼脫去部分水和流體，水和流體向上運移進入地幔楔，導致地幔楔熔融并產生巖漿，巖漿上涌并噴出地表，形成島弧[57]。所以，我們認為，MDICE和GICE與87Sr/86Sr快速劇烈下降在發生時間上的吻合，指示了這兩次碳同位素正漂的形成可能與洋中脊熱液活動加劇有關。海底熱液系統能夠通過向海水中注入鐵等生命必需元素，刺激生物的繁盛，提高海水生產力，為碳同位素正漂的形成、甚至是生物輻射事件的發展提供條件。奧陶紀Darriwilian階晚期至Katian階的硅質巖明顯增多，也被認為是和中/晚奧陶世轉折期洋中脊熱液活動加劇有關[58]，這一認識與我們的上述推論相符。

圖6 塔里木盆地與MDICE、GICE同層位的海水鍶同位素比值的變化[32,36,41,53]Fig.6 Simultaneous 87Sr/86Sr variations during the MDICE and GICE in Tarim basin[32,36,41,53]

洋中脊和/或島弧的劇烈活動會伴隨著大量CO2的釋放(“放氣作用”)，這有可能引發溫室效應，導致氣候變暖[59]。奧陶紀Darriwilian-Katian階海水氧同位素比值的下降(即溫度的上升)可能與此有關[11]。除了引發溫室效應，洋中脊和/或島弧劇烈活動釋放的大量幔源CO2還可能會對海洋無機碳庫的碳同位素比值產生影響[44]。與海水無機碳庫的平均碳同位素比值(～0‰)[60]相比，幔源CO2的碳同位素比值(～-5‰)[13,61]偏負。因此，洋中脊和/或島弧劇烈的“放氣作用”會首先引起海洋無機碳庫小幅度的碳同位素負漂，而后才會因海水生產力的提高和/或有機質埋藏率的增加而出現碳同位素比值正漂[62-63]。華南和塔里木盆地中/晚奧陶世轉折期的δ13Ccarb曲線并沒有顯示出類似的變化(圖4，5)，這似乎不符合本文中MDICE和GICE兩次碳同位素正漂的形成與洋中脊熱液活動加劇有關的推論。但是，碳同位素質量平衡模型表明，由火山活動“放氣作用”而直接導致的δ13Ccarb負漂的幅度非常有限[44]。當火山活動釋放到大氣—海洋系統中的CO2增加100%，且持續100 kyr(相當于Darriwilian階的中期到Katian階的持續時間)時，首先出現的碳同位素負漂的幅度只有不足0.5‰，而緊隨其后出現的碳同位素正漂的幅度可達到～3‰(相當于GICE的漂移幅度)[64]。所以，我們認為，中/晚奧陶世轉折期洋中脊(或/和島弧)的劇烈“放氣作用”雖然能夠引發溫室效應，但可能并不足以引起明顯的海水無機碳庫碳同位素比值的負漂，或者由于采樣密度不高而無法識別出如此小幅度的δ13Ccarb負漂。

4 結論

中—晚奧陶世界線附近出現的兩次全球性碳同位素正漂(MDICE和GICE)在我國揚子地區和塔里木盆地均有發現。兩地區的這兩次碳同位素正漂具有良好的可對比性，而且都和黑色頁巖的沉積緊密相伴。MDICE的漂移幅度較小，只有～1.0‰，而GICE的漂移幅度更大，在2.0‰～2.5‰之間。GICE跨越的地層厚度也更大，這可能與當時的沉積速率較快和/或碳同位素正漂持續的時間較長有關。

在揚子地區和塔里木盆地，MDICE和GICE與鍶同位素比值的快速劇烈下降在發生時間上相吻合，支持這兩次碳同位素正漂的形成與洋中脊熱液活動有關的推論。中—晚奧陶世轉折期可能出現了洋中脊熱液活動的加劇，熱液系統通過向海水中注入鐵等生命必需元素，刺激了海洋生物的繁盛，提高了海洋的生產力，為MDICE和GICE這兩次全球性碳同位素正漂的形成、甚至生物輻射事件的發展提供了條件。

致謝 非常感謝陳代釗研究員對文章初稿提出的寶貴意見，意見細致而中肯，對文章水平的提升有很大幫助；作者和周錫強之間的有益討論也對文章的最終成稿起到了重要作用，在此同樣表示感謝。

References)

1 張元動，詹仁斌，樊雋軒，等. 奧陶紀生物大輻射研究的關鍵科學問題[J]. 中國科學(D輯)：地球科學，2009，39(2)：129-143. [Zhang Yuandong, Zhan Renbin, Fan Junxuan, et al. Principal aspects of the Ordovician biotic radiation[J]. Science China (Seri.D): Earth Sciences, 2009, 39(2): 129-143.]

2 Munnecke A, Calner M, Harper D A T, et al. Ordovician and Silurian sea-water chemistry, sea level, and climate: a synopsis[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2010, 296(3/4): 389-413.

3 Trench A, McKerrow W S, Torsvik T H. Ordovician magnetostratigraphy: a correlation of global data[J]. Journal of the Geological Society, 1991, 148(6): 949-957.

4 Finney S C, Berry W B N. The Ordovician Earth System[M]. Geological Society of America, 2010.

5 詹仁斌，靳吉鎖，劉建波. 奧陶紀生物大輻射研究：回顧與展望[J]. 科學通報，2013，58(33)：3357-3371. [Zhan Renbin, Jin Jisuo, Liu Jianbo. Investigation on the great Ordovician biodiversification event (GOBE): review and prospect[J]. Chinese Science Bulletin, 2013, 58(33): 3357-3371.]

6 Haq B U, Schutter S R. A chronology of Paleozoic sea-level changes[J]. Science, 2008, 322(5898): 64-68.

7 Algeo T J. Geomagnetic polarity bias patterns through the Phanerozoic[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 1996, 101(B2): 2785-2814.

8 Torsvik T H, Trench A. Ordovician magnetostratigraphy: llanvirn-Caradoc limestones of the Baltic platform[J]. Geophysical Journal International, 1991, 107(1): 171-184.

9 Shields G A, Carden G A F, Veizer J, et al. Sr, C, and O isotope geochemistry of Ordovician brachiopods: a major isotopic event around the Middle-Late Ordovician transition[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2003, 67(11): 2005-2025.

10 Saltzman M R, Edwards C T, Leslie S A, et al. Calibration of a conodont apatite-based Ordovician87Sr/86Sr curve to biostratigraphy and geochronology: implications for stratigraphic resolution[J]. Geological Society of America Bulletin, 2014, 126(11/12): 1551-1568.

11 Trotter J A, Williams I S, Barnes C R, et al. Did cooling oceans trigger Ordovician biodiversification? Evidence from conodont thermometry[J]. Science, 2008, 321(5888): 550-554.

12 Kah L C, Thompson C K, Henderson M A, et al. Behavior of marine sulfur in the Ordovician[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2016, 458: 133-153.

13 Saltzman M R, Thomas E. Carbon isotope stratigraphy[M]//Gradstein F, Ogg J, Schmitz M, et al. The Geologic Time Scale 2012. Amsterdam: Elsevier, 2012: 207-232.

14 Bergstr?m S M, Chen Xu, Gutiérrez-Marco J C, et al. The new chronostratigraphic classification of the Ordovician System and its relations to major regional series and stages and to δ13C chemostratigraphy[J]. Lethaia, 2009, 42(1): 97-107.

15 Wang Yuejun, Zhang Feifei, Fan Weiming, et al. Tectonic setting of the South China Block in the early Paleozoic: resolving intracontinental and ocean closure models from detrital zircon U-Pb geochronology[J]. Tectonics, 2010, 29(6), doi: 10.1029/2010TC002750.

16 Guan Yili, Yuan Chao, Sun Min, et al. I-type granitoids in the eastern Yangtze Block: implications for the Early Paleozoic intracontinental orogeny in South China[J]. Lithos, 2014, 206-207: 34-51.

17 Li Xianhua, Li Wuxian, Li Zhengxiang, et al. Amalgamation between the Yangtze and Cathaysia Blocks in South China: constraints from SHRIMP U-Pb zircon ages, geochemistry and Nd-Hf isotopes of the Shuangxiwu volcanic rocks[J]. Precambrian Research, 2009, 174(1/2): 117-128.

18 Chen Xu, Zhang Yuandong, Fan Junxuan, et al. Ordovician graptolite-bearing strata in southern Jiangxi with a special reference to the Kwangsian Orogeny[J]. Science China Earth Sciences, 2010, 53(11): 1602-1610.

19 Chen Xu, Zhang Yuandong, Fan Junxuan, et al. Onset of the Kwangsian Orogeny as evidenced by biofacies and lithofacies[J]. Science China Earth Sciences, 2012, 55(10): 1592-1600.

20 Munnecke A, Zhang Yuandong, Liu Xiao, et al. Stable carbon isotope stratigraphy in the Ordovician of South China[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2011, 307(1/2/3/4): 17-43.

21 Wu Rongchang, Stouge S, Wang Zhihao. Conodontophorid biodiversification during the Ordovician in South China[J]. Lethaia, 2012, 45(3): 432-442.

22 汪嘯風，Stouge S，陳孝紅，等. 全球下奧陶統—中奧陶統界線層型候選剖面——宜昌黃花場剖面研究新進展[J]. 地層學雜志，2005，29(增刊1)：467-489. [Wang Xiaofeng, Stouge S, Chen Xiaohong, et al. Advances on the potential GSSP for the base of Middle Ordovician series—Huanghuachang Section[J]. Journal of Stratigraphy, 2005, 29(Suppl.1): 467-489.]

23 Gradstein F, Ogg J, Schmitz M, et al. The Geologic Time Scale 2012[M]. Amsterdam: Elsevier , 2012.

24 Wu Rongchang, Stouge S, Li Zhihong, et al. Lower and Middle Ordovician conodont diversity of the Yichang region, Hubei Province, central China[J]. Bulletin of Geosciences, 2010, 85(4): 631-644.

25 陳旭，丘金玉. 宜昌奧陶紀的古環境演變[J]. 地層學雜志，1986，10(1)：1-15，79-80. [Chen Xu, Qiu Jinyu. Ordovician palaeoenvironmental reconstruction of Yichang area, West Hubei[J]. Journal of Stratigraphy, 1986, 10(1): 1-15, 79-80.]

26 Zhan Renbin, Jin Jisuo, Liu Jianbo, et al. Meganodular limestone of the Pagoda Formation: a time-specific carbonate facies in the Upper Ordovician of South China[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2016, 448: 349-362.

27 Schmitz B, Bergstrom S M, Wang Xiaofeng. The middle Darriwilian (Ordovician) δ13C excursion (MDICE) discovered in the Yangtze Platform succession in China: implications of its first recorded occurrences outside Baltoscandia[J]. Journal of the Geological Society, 2010, 167(2): 249-259.

28 地質礦產部宜昌地質礦產研究所. 長江三峽地區生物地層學[M]. 北京：地質出版社，1987. [Yichang Insitute of Geology and Mineral. Biostratigraphy of the Yangtze Gorge Area[M]. Beijing: Geological Publishing House, 1987.]

29 Dyer B. Stratigraphic expression and numerical modeling of meteoric diagenesis in carbonate platforms during the Late Paleozoic Ice Age[D]. Princeton: Princeton University, 2015.

30 Knauth L P, Kennedy M J. The late Precambrian greening of the Earth[J]. Nature, 2009, 460(7256): 728-732.

31 Banner J L, Hanson G N. Calculation of simultaneous isotopic and trace element variations during water-rock interaction with applications to carbonate diagenesis[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1990, 54(11): 3123-3137.

32 Bergstr?m S M, Xu Chen, Schmitz B, et al. First documentation of the Ordovician Guttenberg δ13C excursion (GICE) in Asia: chemostratigraphy of the Pagoda and Yanwashan formations in southeastern China[J]. Geological Magazine, 2009, 146(1): 1-11.

33 Ma Xuan, Wang Zhihao, Zhang Yuandong, et al. Carbon isotope records of the Middle-Upper Ordovician transition in Yichang area, South China[J]. Palaeoworld, 2015, 24(1/2): 136-148.

34 Fan Ru, Bergstr?m S M, Lu Yuanzheng, et al. Upper Ordovician carbon isotope chemostratigraphy on the Yangtze Platform, Southwestern China: implications for the correlation of the Guttenberg δ13C excursion (GICE) and paleoceanic change[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2015, 433: 81-90.

35 Young S A, Saltzman M R, Bergstr?m S M, et al. Pairedδ13Ccarbandδ13Corgrecords of Upper Ordovician (Sandbian-Katian) carbonates in North America and China: implications for paleoceanographic change[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2008, 270(1/2): 166-178.

36 趙國偉. 新疆巴楚地區中一晚奧陶世海平面變化：碳、氧、鍶同位素記錄[D]. 長春：吉林大學，2013. [Zhao Guowei. Middle-Late Ordovician sea-level changes in the Bachu area, Tarim Basin, Xinjiang: carbon, oxygen and strontium isotope records[D]. Changchun: Jilin University, 2013.]

37 張智禮，李慧莉，譚廣輝，等. 塔里木中央隆起區奧陶紀碳同位素特征及其地層意義[J]. 地層學雜志，2014，38(2)：181-189. [Zhang Zhili, Li Huili, Tan Guanghui, et al. Carbon isotope chemostratigraphy of the Ordovician system in central uplift of the Tarim Basin[J]. Journal of Stratigraphy, 2014, 38(2): 181-189.]

38 趙宗舉，潘文慶，張麗娟，等. 塔里木盆地奧陶系層序地層格架[J]. 大地構造與成礦學，2009，33(1)：175-188. [Zhao Zongju, Pan Wenqing, Zhang Lijuan, et al. Sequence stratigraphy in the Ordovician in the Tarim Basin[J]. Geotectonica et Metallogenia, 2009, 33(1): 175-188.]

39 胡明毅，錢勇，胡忠貴，等. 塔里木柯坪地區奧陶系層序地層與同位素地球化學響應特征[J]. 巖石礦物學雜志，2010，29(2)：199-205. [Hu Mingyi, Qian Yong, Hu Zhonggui, et al. Carbon isotopic and element geochemical responses of carbonate rocks and Ordovician sequence stratigraphy in Keping area, Tarim Basin[J]. Acta Petrologica et Mineralogica, 2010, 29(2): 199-205.]

40 Zhang Yuandong, Munnecke A. Ordovician stable carbon isotope stratigraphy in the Tarim Basin, NW China[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2016, 458: 154-175.

41 江茂生，朱井泉，陳代釗，等. 塔里木盆地奧陶紀碳酸鹽巖碳、鍶同位素特征及其對海平面變化的響應[J]. 中國科學(D輯)：地球科學，2002，32(1)：36-42. [Jiang Maosheng, Zhu Jingquan, Chen Daidiao, et al. Carbon and strontium isotope variations and responses to sea-level fluctuations in the Ordovician of the Tarim Basin[J]. Science China (Seri.D): Earth Sciences, 2002, 32(1): 36-42.]

42 Liu Cunge, Li Guorong, Wang Dawei, et al. Middle-Upper Ordovician (Darriwilian-Early Katian) positive carbon isotope excursions in the northern Tarim Basin, northwest China: implications for stratigraphic correlation and paleoclimate[J]. Journal of Earth Science, 2016, 27(2): 317-328.

43 Maslin M A, Thomas E. Balancing the deglacial global carbon budget: the hydrate factor[J]. Quaternary Science Reviews, 2003, 22(15/16/17): 1729-1736.

44 Kump L R, Arthur M A. Interpreting carbon-isotope excursions: carbonates and organic matter[J]. Chemical Geology, 1999, 161(1/2/3): 181-198.

45 Hesselbo S P, Gr?cke D R, Jenkyns H C, et al. Massive dissociation of gas hydrate during a Jurassic oceanic anoxic event[J]. Nature, 2000, 406(6794): 392-395.

46 Dickens G R, O'Neil J R, Rea D K, et al. Dissociation of oceanic methane hydrate as a cause of the carbon isotope excursion at the end of the Paleocene[J]. Paleoceanography, 1995, 10(6): 965-971.

47 Jones C E, Jenkyns H C. Seawater strontium isotopes, oceanic anoxic events, and seafloor hydrothermal activity in the Jurassic and Cretaceous[J]. American Journal of Science, 2001, 301(2): 112-149.

48 Boyd P W, Ellwood M J. The biogeochemical cycle of iron in the ocean[J]. Nature Geoscience, 2010, 3(10): 675-682.

49 German C R, Seyfried W E, Jr. Hydrothermal processes[M]//Holland H D, Turekian K K. Treatise on Geochemistry. 2nd ed. Oxford: Elsevier, 2014: 191-233.

50 Bruland K W, Middag R, Lohan M C. Controls of Trace metals in seawater[M]//Holland H D, Turekian K K. Treatise on Geochemistry. 2nd ed. Oxford: Elsevier, 2014: 23-47.

51 Tagliabue A, Bopp L, Dutay J C, et al. Hydrothermal contribution to the oceanic dissolved iron inventory[J]. Nature Geoscience, 2010, 3(4): 252-256.

52 Resing J A, Sedwick P N, German C R, et al. Basin-scale transport of hydrothermal dissolved metals across the South Pacific Ocean[J]. Nature, 2015, 523(7559): 200-203.

53 Jiang Maosheng, Zhu Jingquan, Chen Daizhao, et al. Carbon and strontium isotope variations and responses to sea-level fluctuations in the Ordovician of the Tarim Basin[J]. Science in China Series D: Earth Sciences, 2001, 44(9): 816-823.

54 Qing Hairuo, Barnes C R, Buhl D, et al. The strontium isotopic composition of Ordovician and Silurian brachiopods and conodonts: relationships to geological events and implications for coeval seawater[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1998, 62(10): 1721-1733.

55 Veizer J. Strontium isotopes in seawater through time[J]. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 1989, 17(1): 141-167.

56 Allègre C J, Louvat P, Gaillardet J, et al. The fundamental role of island arc weathering in the oceanic Sr isotope budget[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2010, 292(1/2): 51-56.

57 Wilson M. Island arcs[M]//Wilson B M. Igneous Petrogenesis. 2nd ed. Netherlands: Springer, 2007.

58 Kidder D L, Tomescu I. Biogenic chert and the Ordovician silica cycle[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2016, 458: 29-38.

59 Williams S N, Schaefer S J, Marta Lucia Calvache V, et al. Global carbon dioxide emission to the atmosphere by volcanoes[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1992, 56(4): 1765-1770.

60 Bickert T. Influence of geochemical processes on stable isotope distribution in marine sediments[M]//Schulz H D, Zabel M. Marine Geochemistry. Berlin Heidelberg: Springer, 2006: 339-369.

61 Deines P. The carbon isotope geochemistry of mantle xenoliths[J]. Earth-Science Reviews, 2002, 58(3/4): 247-278.

62 Weissert H, Erba E. Volcanism, CO2and palaeoclimate: a Late Jurassic-Early Cretaceous carbon and oxygen isotope record[J]. Journal of the Geological Society, 2004, 161(4): 695-702.

63 Grard A, Fran?ois L M, Dessert C, et al. Basaltic volcanism and mass extinction at the Permo-Triassic boundary: environmental impact and modeling of the global carbon cycle[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2005, 234(1/2): 207-221.

64 Payne J L, Kump L R. Evidence for recurrent Early Triassic massive volcanism from quantitative interpretation of carbon isotope fluctuations[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2007, 256(1/2): 264-277.

Carbon Isotope Excursions Near the Middle-Late Ordovician Transition in the Yangtze Area and Their Possible Genesis

ZHAO PingPing1,2JIANG MaoSheng1LI RenWei1

(1. Key Laboratory of Petroleum Resource Research, Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China; 2. College of Earth Science, University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China)

Two global positive carbon isotope excursions near the Middle to Late Ordovician transition—the Middle Darriwilian Inorganic Carbon Excursion(MDICE)and the Guttenberg Inorganic Carbon Excursion(GICE)——have been documented approximately in parallel with the major pulses of Great Ordovician Biodiversification Events(GOBE), great global sea level rises, geomagnetic reversals and significant variations of strontium, oxygen, sulfur isotopes in the ocean, indicating a possible causal link. Here, we reported the MDICE and GICE at Chenjiahe section in Yangtze area and compared them with their equivalents in Tarim Basin. Both the MDICE and GICE are found at the same stratigraphic level of rapid decrease of oceanic strontium isotope ratios in Yangtze Block and Tarim Basin, suggesting that the two carbon isotope excursions may be related to the enhanced hydrothermal activities at the middle ocean ridges, which could have increased releasing of essential nutrient elements such as iron into the seawater; this may have stimulated the biological blooms and increased oceanic primary productivity and organic burial, further inducing the positive carbon isotope excursions, i.e., the MDICE and GICE.

Yangtze area; Middle-Late Ordovician transition; carbon isotope excursions; MDICE; GICE; hydrothermal activities

1000-0550(2016)06-1021-11

10.14027/j.cnki.cjxb.2016.06.002

2016-05-13； 收修改稿日期： 2016-08-11

國家自然科學基金項目(41272134，41573010)[Foundation: National Natural Science Foundation of China, No. 41272134, 41573010]

趙平平 男 1990年出生 碩士研究生 沉積地球化學 E-mail: zhaopingping442@gmail.com

P534.42 P597+.2

A