華心房灣剖面穩(wěn)定碳同位素的古環(huán)境意義

華心房灣剖面穩(wěn)定碳同位素的古環(huán)境意義

2疊紀(jì)末（251.4ma）發(fā)現(xiàn)了發(fā)現(xiàn)規(guī)模最大的后代動(dòng)物群絕滅事件。該生物事件可能只持續(xù)了短短20萬(wàn)年,但是在400萬(wàn)年甚至更長(zhǎng)時(shí)間內(nèi)仍影響著環(huán)境變化和生物進(jìn)化事件。前人對(duì)二疊-三疊系界線(xiàn)(PTB)附近無(wú)機(jī)碳同位素(δ13Ccarb)和有機(jī)碳同位素(δ13Corg)進(jìn)行了大量研究,研究剖面廣布于全球各個(gè)板塊[4,5,6,7,8,9,10,11,12,13,14,15,16,17,18,19,20,21](圖1)。幾乎所有的研究都表明,二疊-三疊紀(jì)之交無(wú)機(jī)碳同位素發(fā)生了明顯的負(fù)偏移,具有全球性;但是對(duì)該時(shí)期無(wú)機(jī)碳同位素(δ13Ccarb)負(fù)偏移開(kāi)始于集群絕滅之前還是之后、最大負(fù)偏移發(fā)生于晚二疊世末期還是早三疊世最早期、負(fù)偏移的幅度是大(>6‰)還是小(<4‰)[4,12,14,15,19,21]、主要偏移事件是1次[4,11,12,14,15,17]還是多次、總體偏移趨勢(shì)是漸變還是突變等都存在較大爭(zhēng)議。該時(shí)期有機(jī)碳同位素(δ13Corg)的變化特征則表現(xiàn)出短暫負(fù)偏移后的長(zhǎng)期負(fù)偏移或短暫負(fù)偏移后的長(zhǎng)期正偏移,呈現(xiàn)出明顯的區(qū)域性變化,在不同板塊、甚至同一板塊的不同地區(qū)有所不同[6,7,9,10,11,12,13,14,15,16,17,18,21]。對(duì)于這次碳同位素異常事件,不同學(xué)者持有多種解釋,概括起來(lái)有以下觀點(diǎn):1)海水反轉(zhuǎn);2)甲烷水合物釋放;3)火山作用;4)海洋生物的集群絕滅;5)陸地生物滅絕;6)有機(jī)碳埋藏率降低;7)缺氧事件;8)以上幾種因素綜合作用等。造成這種眾說(shuō)紛紜狀況的原因主要是對(duì)該次碳同位素異常事件發(fā)生的時(shí)間、幅度認(rèn)識(shí)不同,而且對(duì)該事件與生物演化和環(huán)境變化事件之間的關(guān)系認(rèn)識(shí)不清。發(fā)生在二疊-三疊紀(jì)轉(zhuǎn)折時(shí)期的生物集群滅絕事件及相應(yīng)的碳同位素變化反映了全球的碳循環(huán)產(chǎn)生了巨大變化。近年來(lái),國(guó)外不少學(xué)者通過(guò)改進(jìn)現(xiàn)代全球碳循環(huán)模型,提出了各種古海洋碳循環(huán)模式,并據(jù)此探討生物滅絕事件與環(huán)境變化之間的相互作用過(guò)程。本文對(duì)四川華鎣地區(qū)樓房灣二疊-三疊系界線(xiàn)剖面進(jìn)行了穩(wěn)定碳同位素研究,利用生物地球化學(xué)循環(huán)原理,探討環(huán)境變化與δ13Ccarb與δ13Corg變化的關(guān)系。1層序質(zhì)區(qū)樓房灣剖面位于四川省華鎣市東北5km。華鎣地區(qū)位于揚(yáng)子地塊的西部(圖1),廣泛出露且連續(xù)分布海相二疊系和三疊系地層。在晚二疊世—早三疊世時(shí)期,揚(yáng)子地塊位于古特提斯洋東緣的熱帶地區(qū)(圖1),生物棲息地的擴(kuò)大和最晚出現(xiàn)二疊紀(jì)海洋動(dòng)物說(shuō)明該地區(qū)提供了孤立避難所。晚二疊世斑狀礁分布于揚(yáng)子地臺(tái)的西部和南部,在某些地方被障壁所包圍。華鎣地區(qū)上二疊統(tǒng)長(zhǎng)興階灰?guī)r中存在一個(gè)由眾多點(diǎn)礁組成的呈北東向延伸的生物礁帶,并在生物礁與礁間有著明顯的巖性側(cè)向變化。在該地區(qū)以及與之相鄰的重慶地區(qū)北部,以凝塊狀中型構(gòu)造為標(biāo)志的早三疊世早期的微生物巖發(fā)育于晚二疊世生物礁之上,二疊紀(jì)末可能存在短暫的沉積間斷或侵蝕,代表?yè)P(yáng)子地塊淺水臺(tái)地型PTB剖面,洞灣剖面就是其中一典型剖面。華鎣地區(qū)樓房灣剖面雖然距離洞灣剖面僅約2.3km(圖2),但是表現(xiàn)出與其明顯不同的特征:二疊紀(jì)晚期沒(méi)有發(fā)育生物礁,以中、厚層泥晶生屑灰?guī)r和生屑泥晶灰?guī)r(吳家坪組)為主要沉積類(lèi)型;早三疊世早期也沒(méi)有微生物巖發(fā)育,泥晶灰?guī)r和鈣質(zhì)泥巖等深水沉積(飛仙關(guān)組)明顯增多,為揚(yáng)子地塊較深水臺(tái)地型PTB剖面。層3(厚152cm):深灰色厚層生屑泥晶灰?guī)r夾中層泥晶生屑灰?guī)r及薄層泥晶灰?guī)r,底部含少量硅質(zhì)結(jié)核。生屑含量(15%～40%)和分異度較前2層有所降低,以腕足、海百合為主,含有,缺乏珊瑚、海綿碎片。中上部出現(xiàn)大量黃鐵礦。生屑含量和分異度的降低說(shuō)明底棲生物可能開(kāi)始衰退。黃鐵礦的大量出現(xiàn)與地層中有機(jī)碳含量(TOC)的增加基本同步(見(jiàn)下文,圖4),可能代表海洋底層水或孔隙水中硫酸鹽還原作用的發(fā)育,指示間歇性貧氧環(huán)境。本層總體上沉積于深潮下帶環(huán)境。層4(厚139cm):灰色中層泥晶泥質(zhì)灰?guī)r夾數(shù)層灰色中層生屑泥晶灰?guī)r及黃色薄層凝灰?guī)r。生屑含量明顯降低,大都為5%左右。中層生屑泥晶灰?guī)r中生屑含量30%～40%不等。生屑種類(lèi)明顯降低,以腹足、雙殼和介形蟲(chóng)為主,含少量腕足類(lèi),不含、珊瑚和海綿。層內(nèi)黃鐵礦富集。生物碎片的匱乏和泥質(zhì)成分的增加,指示由于沉積水深增大造成的碳酸鹽巖沉積速率的降低,沉積環(huán)境為深潮下帶下部。層5(厚30cm):灰色中層含生屑泥晶泥質(zhì)灰?guī)r夾中層泥晶生屑灰?guī)r,水平層理發(fā)育。生屑含量(10%左右)和生物分異度低,以介形蟲(chóng)和腹足為主,含少量海百合、腕足。沉積環(huán)境為深潮下帶上部,與層4相比,海平面略有降低。層6(厚>100cm):塊狀紅褐色鈣質(zhì)泥巖,幾無(wú)生屑,無(wú)明顯層理或沉積紋層,無(wú)生物擾動(dòng)構(gòu)造。本層沉積物中碳酸鹽巖組分的減少、底棲生物和生物擾動(dòng)構(gòu)造的缺乏,表明屬于安靜的頁(yè)巖盆地沉積,指示海平面的快速上升。研究地層中富含牙形石化石。根據(jù)其層位和延限范圍,共識(shí)別出4個(gè)牙形石生物帶,自下而上分別為:1)Clarkinachangxingensis帶(厚456cm);2)Clarkinayini帶(厚90cm);3)Hindeodusparvus帶(厚134cm);4)Isarcicellastaeschei帶(厚>35cm)(圖3)。各帶的確定是以化石帶命名,化石分子的首現(xiàn)為底界。樓房灣剖面依據(jù)牙形石生物帶可與浙江長(zhǎng)興煤山剖面進(jìn)行準(zhǔn)確對(duì)比。作為PTB全球界線(xiàn)層型剖面,煤山剖面的牙形石生物地層學(xué)研究非常深入,前人在PTB上下建立了5個(gè)可用于全球?qū)Ρ鹊难佬问瘞?Clarkinachangxingensis帶(23層及其以下地層)、Clarkinayini帶(24層)、Clarkinameishanensis帶(25-27b層)、Hindeodusparvus帶(27c層)和Isarcicellastaeschei帶(27d-28層),并以Hindeodusparvus的首現(xiàn)點(diǎn)作為三疊系底界劃分、對(duì)比的國(guó)際標(biāo)志。由此可見(jiàn),樓房灣剖面除了C.meishanensis沒(méi)有被發(fā)現(xiàn)外,其他4個(gè)牙形石帶均可以與煤山剖面準(zhǔn)確對(duì)比。Ji等的研究表明,C.meishanensis的首現(xiàn)層位可以低于C.yini的首現(xiàn)層位,因此樓房灣剖面的C.yini帶(層3上部)可以與煤山剖面的C.yini帶至C.meishanensis帶(24-27b層)進(jìn)行對(duì)比。樓房灣剖面第4層底部首次出現(xiàn)的Hindeodusparvus指示PTB位于第3層和第4層之間(圖3)。第3層頂部4cm厚的黃色凝灰?guī)r大致可以與煤山剖面的25和26層對(duì)比。從野外露頭和室內(nèi)薄片觀察結(jié)果看,樓房灣剖面的二疊系與三疊系地層之間為整合接觸關(guān)系,與鄰近的洞灣剖面以及貴州羅甸大文剖面的情況不同。2穩(wěn)定同位素分析測(cè)定碳酸鹽巖無(wú)機(jī)碳同位素的樣品采用微區(qū)取樣方法獲得。首先將新鮮碳酸鹽巖樣制成3mm厚的巖石厚片并拋光,在體式顯微鏡下進(jìn)行觀察。取樣時(shí)避開(kāi)生物碎片、亮晶膠結(jié)物、白云石以及強(qiáng)烈重結(jié)晶部分或后期裂隙充填物等,每塊樣品用牙鉆鉆取純凈泥晶碳酸鹽巖粉末5～10mg。與全巖取樣方法相比,微區(qū)取樣可避免因不同碳酸鹽巖組分碳同位素的差異對(duì)測(cè)試結(jié)果產(chǎn)生的影響;同時(shí),碳酸鹽巖中的泥晶組構(gòu)受成巖作用影響較少,因此可以獲得更為可靠的結(jié)果,更準(zhǔn)確地代表原始海水的同位素值。無(wú)機(jī)碳同位素樣品測(cè)試在中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院穩(wěn)定同位素實(shí)驗(yàn)室完成。碳同位素的測(cè)定依據(jù)常規(guī)方法——磷酸分析法:碳酸鹽巖粉末在室溫(25℃)與100%濃磷酸充分反應(yīng)6小時(shí)以上,之后冷卻分離出純CO2氣體,利用MAT251穩(wěn)定同位素質(zhì)譜儀測(cè)定無(wú)機(jī)碳同位素組成。分析標(biāo)樣采用GB無(wú)機(jī)碳同位素標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)大理石GBW04416(δ13C=+1.61‰,δ18O=-11.59‰),方解石GBW04417(標(biāo)準(zhǔn)值δ13C=-6.06‰,δ18O=-24.12‰)。樣品測(cè)試結(jié)果均相對(duì)于PDB標(biāo)準(zhǔn)表示,分析精度為±0.2‰。全巖有機(jī)碳提取和碳同位素測(cè)試在中國(guó)科學(xué)院蘭州地質(zhì)研究所穩(wěn)定同位素實(shí)驗(yàn)室完成。首先將碳酸鹽巖樣品去除風(fēng)化部分、強(qiáng)烈重結(jié)晶部分以及后期裂隙充填物等,用瑪瑙研缽研細(xì)至200目。將研細(xì)的碳酸鹽巖粉末用濃度為18%的鹽酸反復(fù)處理,完全去除樣品中的碳酸鹽巖組分。用蒸餾水洗至中性,烘干后送入裝有CuO和鉑金絲做催化劑的石英管,在800℃下充分燃燒將有機(jī)碳轉(zhuǎn)化為CO2,由液氮冷阱收集,用MAT-252穩(wěn)定同位素質(zhì)譜儀測(cè)定其碳同位素組成。分析標(biāo)樣采用GB有機(jī)碳同位素標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)碳黑GBW04407(δ13C=-22.43‰)和槽黑GBW04408(δ13C=-36.91‰)。樣品測(cè)試結(jié)果均相對(duì)于PDB標(biāo)準(zhǔn)表示,分析精度為±0.2‰。全巖總有機(jī)碳含量(TOC)測(cè)試在中國(guó)科學(xué)院蘭州地質(zhì)研究所碳硫分析實(shí)驗(yàn)室完成。在測(cè)量TOC值時(shí),根據(jù)含碳量不同定量稱(chēng)取0.1～1g樣品,用3mol/L鹽酸在50℃當(dāng)中進(jìn)行預(yù)處理以去除碳酸鹽巖,并用蒸餾水洗至不含H+,烘干后使用CS-344碳硫儀高溫(1500～1750℃)分離CO2,通過(guò)檢測(cè)器的能量變化測(cè)出全部有機(jī)碳的含量,再換算成碳的百分含量。3corg,toc分析及b樓房灣PTB剖面δ13Ccarb,δ13Corg,TOC分析結(jié)果及ΔB(=δ13Corg-δ13Ccarb)計(jì)算結(jié)果見(jiàn)表1,變化曲線(xiàn)見(jiàn)圖4。3.1corg的總體變化樓房灣剖面δ13Ccarb的總體變化范圍在-1.5‰～+2.7‰之間(圖4)。在第1層至第3層下部(晚二疊世Clarkinachangxingensis帶大部)具有相對(duì)平穩(wěn)并較高的δ13Ccarb值(均值為+2.4‰)。自第3層中部(C.changxingensis帶頂部)開(kāi)始δ13Ccarb值緩慢降低,由+2.2‰降至第3層C.yini帶頂部的-0.3‰,降低幅度達(dá)2.5‰。在第4層(Hindeodusparvus帶)底部δ13Ccarb值略有升高,并在第4層下部H.parvus帶中出現(xiàn)最小值(-1.4‰),降幅為1.6‰,之后快速升高至+0.1‰,然后在該層中部再次緩慢降低至-0.9‰,并于第4層上部和第5層(Isarcicellastaeschei帶)持續(xù)保持低值(均值為-0.9‰)?？傮w上,早三疊世早期δ13Ccarb均值(-0.8‰)低于晚二疊世晚期的均值(1.6‰),降幅為2.4‰。樓房灣剖面δ13Corg的總體變化范圍在-25.2‰～-30‰之間,且波動(dòng)比較明顯(圖4)。δ13Corg在晚二疊世Clarkinachangxingensis帶緩慢下降,至該帶頂部降至-29.3‰。δ13Corg在C.yini帶表現(xiàn)為上升,到其頂部上升為-26.9‰。在早三疊世Hindeodusparvus帶最底部δ13Corg迅速降到-29.5‰,幅度達(dá)2.6‰。在H.parvus帶中部,δ13Corg恢復(fù)至-25.6‰。至Isarcicellastaeschei帶底部δ13Corg又緩慢降低約2.7‰(-25.6‰～-28.3‰),后又上升至-25.2‰,在I.staeschei帶頂部又降至-30‰?？傮w上,早三疊世早期δ13Corg的均值(-27.3‰)高于晚二疊世晚期的均值(-28.2‰)。樓房灣剖面全巖總有機(jī)碳(TOC)含量較低(約0.05%),總體變化范圍在0.03%～0.23%之間(圖4)。在Clarkinayini帶頂部至Hindeodusparvus帶底部TOC值有兩次升高,最高至0.23%,在Isarcicellastaeschei帶也有較高的TOC值。具有最高TOC值的層位對(duì)應(yīng)δ13Corg的快速降低。樓房灣剖面ΔB的變化范圍在-23.7‰～-31.5‰之間(圖4),在Clarkinachangxingensis帶持續(xù)保持較小值,均值為-30.6‰;在C.yini帶,ΔB值開(kāi)始上升,均值為-29‰。早三疊世最早期Hindeodusparvus帶和Isarcicellastaeschei帶的ΔB均值為-26.5‰,高于晚二疊世的均值(-29.7‰),升高幅度為3.2‰。另外,值得注意的是,在H.parvus帶底部ΔB值有一次短暫的降低(2.6%),對(duì)應(yīng)于δ13Ccarb和δ13Corg的低值,δ13Corg與δ13Ccarb的快速負(fù)偏移基本是同步的。3.2corg的季節(jié)動(dòng)態(tài)作為PTB全球界線(xiàn)層型剖面,浙江長(zhǎng)興煤山剖面是PTB碳同位素變化研究程度最高的剖面之一。近年來(lái)的研究顯示δ13Ccarb的負(fù)偏移出現(xiàn)在24e層或25層(圖5),幅度約為2‰,之后略有升高,但總體上仍小于晚二疊世平均值;δ13Corg則在26層突然降低3‰左右,之后快速恢復(fù)并超出晚二疊世平均值。最近Xie等的研究結(jié)果表明δ13Ccarb在PTB附近出現(xiàn)兩次緩慢負(fù)偏,即從23層的4.8‰逐漸降低到26層的0.4‰,以及從28層的1.4‰逐漸降低到34層的-1.3‰。與煤山剖面相似,樓房灣剖面δ13Ccarb值在晚二疊世末期(Clarkinachangxingensis帶至C.yini帶)也經(jīng)歷了緩慢降低的過(guò)程,而且早三疊世早期δ13Ccarb的均值小于晚二疊世末期的均值(圖5);不同之處在于,煤山剖面δ13Ccarb最大負(fù)偏移出現(xiàn)在24e層頂或25層,而樓房灣剖面δ13Ccarb快速負(fù)偏移發(fā)生在Hindeodusparvus帶底部,相當(dāng)于煤山剖面的27c層(圖5)。δ13Corg值在樓房灣剖面與煤山剖面的總體變化趨勢(shì)相同,早三疊世最早期δ13Corg的均值大于晚二疊世末期的均值。不同之處在于,煤山剖面δ13Corg最大負(fù)偏移出現(xiàn)在26層,而樓房灣剖面δ13Corg雖然在相當(dāng)層位也有1次小的偏移,但是快速負(fù)偏移發(fā)生在H.parvus帶底部,相當(dāng)于煤山27c層(圖5)。另外,兩剖面ΔB值自晚二疊世末期至早三疊世最早期為逐漸增加;但煤山剖面的ΔB值在PTB處明顯降低,而樓房灣剖面的該值盡管在H.parvus帶底部有一次降低,卻仍高于晚二疊世均值(圖4)。煤山剖面的TOC含量總體大于樓房灣剖面,但是兩剖面TOC較高的點(diǎn)均對(duì)應(yīng)于δ13Corg的低值。從全球范圍來(lái)看,大部分剖面δ13Ccarb快速負(fù)偏移的位置和幅度[4,5,6,8,9,11,13,14,15,16,17,18,19]與樓房灣剖面基本一致,說(shuō)明樓房灣剖面PTB附近δ13Ccarb的變化反映了全球變化趨勢(shì),而非區(qū)域性或地方性因素控制的。煤山剖面缺乏H.parvus帶的δ13Ccarb負(fù)偏移,可能是由于該時(shí)期沉積地層(27c)高度凝縮所造成。由于受控因素很多,δ13Corg在特提斯周邊各剖面展現(xiàn)出的特征均有所不同,樓房灣剖面的δ13Corg總體變化趨勢(shì)與煤山、上寺、伊朗等地區(qū)相似,均表現(xiàn)出短暫負(fù)偏移后的長(zhǎng)期正偏移,但奧地利、加拿大、澳大利亞、意大利東北部等地的δ13Corg總體變化趨勢(shì)為短暫負(fù)偏移后的長(zhǎng)期負(fù)偏移。4晚二疊世晚期—二疊-三疊紀(jì)轉(zhuǎn)折時(shí)期碳循環(huán)特征及其成因碳循環(huán)受到碳在大氣圈、水圈、巖石圈、生物圈各儲(chǔ)庫(kù)之間碳通量變化的影響。沉積物中有機(jī)碳和無(wú)機(jī)碳同位素的變化是地質(zhì)歷史中全球碳循環(huán)變化的結(jié)果。利用全球碳循環(huán)模式,可以解釋地質(zhì)歷史中碳同位素的變化,探討生物絕滅前后環(huán)境的變遷,如εp(光合作用同位素效應(yīng))、[PO4](海水磷酸鹽濃度)、p(CO2)(大氣CO2的分壓)、火山作用強(qiáng)弱、海平面升降等。以下將利用簡(jiǎn)化的全球碳循環(huán)模型探討二疊-三疊紀(jì)轉(zhuǎn)折時(shí)期的碳循環(huán)特征和這段時(shí)期的環(huán)境變化。在現(xiàn)代海洋中,εp主要受表層水的p(CO2),生物生長(zhǎng)速率和溫度控制。Bidigare等通過(guò)對(duì)球石藻的計(jì)算,將εp與[CO2(aq)]以及表層水的溶解磷酸鹽濃度聯(lián)系起來(lái)。Pagani等假設(shè)最大的酶同位素效應(yīng)為25‰,以幾何平均為條件,可得出以下公式:25-εp=(159.5[PO4]+38.39)/[CO2(aq)],(1)εp在25℃(平均低緯度表層海水溫度)可以用以下公式計(jì)算:εp=-(ΔB+8)?(2)所以,ΔB=(159.5[ΡΟ4]+38.39)/[CΟ2(aq)]-33。(3)根據(jù)樓房灣剖面碳同位素?cái)?shù)據(jù)獲得的ΔB值(表1)可推知,εp從晚二疊世晚期(21.7‰)到早三疊世最早期(18.5‰)降低了3‰左右。晚二疊世末期—早三疊世早期全球范圍火山活動(dòng)劇烈,持續(xù)約0.6～1Ma,造成大氣p(CO2)增高。同時(shí)大氣中釋放的CO2迅速與海洋交換,使得[CO2(aq)]增加。由公式(3)可知,造成樓房灣剖面ΔB變化的主要原因是海水[PO4]的增加,而不是[CO2(aq)]的減小。大氣p(CO2)的升高會(huì)造成晚二疊世末期全球溫度和濕度的升高,從而使全球風(fēng)化速率增大。晚二疊世末期全球范圍的海平面降低事件同樣會(huì)造成暴露面積的增大和風(fēng)化作用的加強(qiáng)。因此從晚二疊世晚期到早三疊世早期ΔB增大的控制因素是火山作用的加強(qiáng)和海平面的降低事件。生物標(biāo)志物和森林大火的研究也證明這段時(shí)間風(fēng)化作用加強(qiáng)。Xie等認(rèn)為磷酸鹽作為浮游植物生長(zhǎng)的營(yíng)養(yǎng)物質(zhì),海水中[PO4]的增大會(huì)導(dǎo)致捕食壓力的減弱,促進(jìn)初級(jí)生產(chǎn)力(NPP)的增加;而初級(jí)生產(chǎn)力的增加(即生物泵作用增強(qiáng)),往往會(huì)造成表層海水碳同位素值的升高。但是在樓房灣剖面,在ΔB升高的同時(shí),δ13Ccarb降低(圖4),而這種趨勢(shì)出現(xiàn)于全球大多數(shù)PTB剖面上,這似乎與早三疊世早期初級(jí)生產(chǎn)力的增大以及有機(jī)碳埋藏量的增大是矛盾的。我們認(rèn)為,造成這種“矛盾”現(xiàn)象的原因可能與火山作用以及εp的降低有關(guān)系。由于火山作用釋放大量富12C的CO2氣體,造成大氣CO2同位素值降低;同時(shí)通過(guò)硅酸鹽風(fēng)化作用將輕碳輸送到海洋中,使得海水中溶解CO2同位素值降低,導(dǎo)致PTB附近δ13Ccarb值從Clarkinayini帶開(kāi)始至Isarcicellastaeschei長(zhǎng)期處于負(fù)值。εp受生長(zhǎng)速率和溫度等因素的控制,晚二疊世末期溫度開(kāi)始升高,同時(shí)初級(jí)生產(chǎn)力增大,造成了εp降低,使浮游植物的分餾作用減弱。在這種情況下,雖然早三疊世早期更多的有機(jī)碳形成并可能被埋藏,但是由于植物分餾作用的降低,使埋藏的有機(jī)碳中13C更富集,更多的12C存留在表層海水中,從而使表層海水中形成的碳酸鹽巖出現(xiàn)12C富集,導(dǎo)致δ13Ccarb降低。就樓房灣剖面而言,在早三疊世最早期ΔB緩慢升高的過(guò)程中δ13Ccarb和δ13Corg都出現(xiàn)了一次快速負(fù)偏移,TOC同時(shí)出現(xiàn)最大峰值,ΔB降低(圖4)。顯而易見(jiàn),這次碳同位素的負(fù)偏移是在緩慢變化過(guò)程中的一個(gè)突然事件,不能僅用火山作用釋放輕碳來(lái)解釋,而可能有其他來(lái)源的富集12C的物質(zhì)進(jìn)入海洋。Krull等和Twitchett等提出海底甲烷水合物(δ13C可達(dá)-50‰)的大量釋放會(huì)導(dǎo)致同位素快速降低。然而,早三疊世海平面的上升并不利于甲烷水合物的大量釋放,該假說(shuō)還需要有更充分的證據(jù)。就大多數(shù)PTB剖面而言,二疊紀(jì)末期生物滅絕事件主幕發(fā)生之后,均有一次碳同位素的快速負(fù)偏移事件,這說(shuō)明二者可能存在因果關(guān)系,在生物集群絕滅主幕中死亡的海洋生物的有機(jī)質(zhì)被氧化產(chǎn)生δ13C低的CO2進(jìn)入海水,可以使海水中CO2的δ13C降低;與此同時(shí),早三疊世早期全球范圍海平面開(kāi)始上升,有可能導(dǎo)致富含12C的缺氧底層水強(qiáng)烈上涌,與表層海水混合,并降低其碳同位素值,從而引起沉積物中δ13Ccarb和δ13Corg的快速降低。此外,陸生生物在二疊紀(jì)末期的大量死亡導(dǎo)致有機(jī)碳的埋藏區(qū)由陸地轉(zhuǎn)向海洋,使得海洋中的碳同位素值降低。由此可見(jiàn),早三疊世最早期的碳同位素快速負(fù)偏移事件有可能由生物集群死亡和底層海水上涌等因素疊加形成的?？傊?晚二疊世末期開(kāi)始,大規(guī)?；鹕阶饔煤秃Ｆ矫娼档褪录斐扇蝻L(fēng)化作用的增強(qiáng),使[PO4]供應(yīng)增大,這是該期間ΔB緩慢升高的主要原因。在此基礎(chǔ)上,εp的降低導(dǎo)致該時(shí)期δ13Ccarb的緩慢而長(zhǎng)期的降低。而到早三疊世最早期,生物集群絕滅主幕產(chǎn)生的陸地和海洋生物大量死亡以及海侵早期發(fā)生的底層海水上涌事件導(dǎo)致了該時(shí)期一次強(qiáng)烈的δ13Ccarb和δ13Corg同步快速負(fù)偏移。由此可見(jiàn),二疊紀(jì)末期的生物集群絕滅事件是長(zhǎng)期環(huán)境惡化的后果;而這次生物事件同時(shí)導(dǎo)致生態(tài)和環(huán)境條件更加惡化,并對(duì)全球碳循環(huán)產(chǎn)生重大影響。而全球碳循環(huán)的異常變化是火山作用、海平面變化、底層缺氧水侵入和生物事件綜合作用的結(jié)果。5corg的垂直分布和沉積特征1)四川華鎣樓房灣剖面二疊-三疊系界線(xiàn)地層整合接觸,出露連續(xù),標(biāo)準(zhǔn)牙形石生物帶完整,可與煤山剖面(GSSP)準(zhǔn)確對(duì)比,適合進(jìn)行高分辨率地球化學(xué)分析,從而討論二疊-三疊紀(jì)過(guò)渡時(shí)期的環(huán)境變化。2)樓房灣剖面δ13C