貴州新元古代-早寒武世含磷巖系成因及其古海洋意義

貴州新元古代-早寒武世含磷巖系成因及其古海洋意義

自收集了圖安浩隆群的養(yǎng)分、海綿和動(dòng)物胚胎化石以及布金戈集團(tuán)的磷塊巖中發(fā)現(xiàn)大量小地殼化石以來(lái)，語(yǔ)言學(xué)家對(duì)這兩組含磷層古環(huán)境的研究產(chǎn)生了強(qiáng)烈的興趣。此外，克倫等人、劉尼等人、潘基文等人、zhu等人、feng等人和zhou等人的研究還包括了這兩組地層13c變化與沉積古環(huán)境變化之間的關(guān)系。然而，目前還沒(méi)有關(guān)于13c值與磷礦床沉積廢物中磷質(zhì)來(lái)源的討論。本研究通過(guò)對(duì)竹安塘剖面和金戈中上部的碳穩(wěn)定橫向分析，研究了13c變化與磷塊巖沉積環(huán)境變化之間的關(guān)系，為探索磷塊巖沉積礦床的磷質(zhì)來(lái)源提供了新的線(xiàn)索。1織金戈仲伍剖面地質(zhì)背景揚(yáng)子地臺(tái)地表出露了從新元古代-早寒武世保存完好的地層序列.本文研究區(qū)域位于揚(yáng)子臺(tái)地東南緣,在新元古代-早寒武世過(guò)渡時(shí)期為淺水沉積區(qū)域.如圖1所示,貴州甕安和織金地區(qū)位于貴陽(yáng)附近,在新元古代處于保護(hù)盆地邊緣地帶,其西邊是揚(yáng)子臺(tái)地,東邊是深部洋盆.新元古代-早寒武世過(guò)渡時(shí)期,整個(gè)揚(yáng)子地臺(tái)由西向東,地勢(shì)逐漸降低,水體由淺變深.新新元古代甕安大塘剖面位于濱海盆地和斜坡相之間的過(guò)渡相帶,水體極淺.早寒武世織金戈仲伍剖面位于濱海盆地與濱外盆地之間的過(guò)渡相帶,也是淺水相沉積區(qū)域.本文研究的甕安大塘剖面位于貴州省甕安縣境內(nèi)甕安磷礦(圖2)南部大塘礦段.該剖面出露了完整的新元古代陡山沱組地層,下伏地層為形成于Marinoan冰期的南沱組冰磧巖,上覆地層為燈影組白云巖.陡山沱組地層可細(xì)分為四段:自下而上分別為底部白云巖段、下磷礦層段、中部白云巖段以及上磷礦層段.底部白云巖段由厚層狀的細(xì)晶白云巖和含磷白云巖組成,厚9.3m.上覆下磷礦層段厚約9.2m,主要由層狀,砂質(zhì)、白云質(zhì)磷塊巖組成,并含有白云巖與壓實(shí)的菱形磷質(zhì)顆粒(～100μm)交互層.中部白云巖段厚約2.3m,由白云質(zhì)粒狀灰?guī)r組成,上覆一層薄薄的礫巖層.礫巖層將陡山沱組分成上、下磷礦層兩個(gè)沉積序列.上磷礦層段的厚度約為11.7m,底部為薄層狀的碳質(zhì)磷塊巖,頂部為磷塊巖,局部可見(jiàn)硅化、疊層石化.冰磧巖上沉積的蓋帽碳酸鹽巖是一層空間上呈橫向連續(xù)展布的可用于世界地層對(duì)比的巖層.一般厚約5m,本文研究的甕安大塘剖面蓋帽碳酸鹽巖約為7.5m.本文研究的戈仲伍剖面位于織金縣戈仲伍鄉(xiāng)(圖2).戈仲伍剖面的下寒武統(tǒng)分為兩部分:下部為戈仲伍組白云質(zhì)磷塊巖,實(shí)測(cè)厚度8.7m,與下覆燈影組白云巖整合接觸;上部為黑色頁(yè)巖,實(shí)測(cè)厚度4m.戈仲伍組磷塊巖地層發(fā)現(xiàn)大量小殼化石.早寒武世戈仲伍組含磷地層跟云南梅樹(shù)村組硅質(zhì)磷塊巖層位相當(dāng).2碳、氧同位素組成測(cè)試研究樣品全部采自采掘磷礦的開(kāi)采面.剖面地層露頭連續(xù),巖石新鮮.具體取樣點(diǎn)位置見(jiàn)表1.選取新鮮巖石樣品(含脈體的樣品在選樣粉碎前已經(jīng)將脈體剔除),磨成<200目的粉末,秤取一定量的巖石粉末樣品(白云巖秤20mg,磷塊巖秤60mg,黑色頁(yè)巖與硅質(zhì)巖秤200mg)在烘箱中烘干,然后在真空系統(tǒng)中與100%的正磷酸反應(yīng)24h(50℃).獲得的CO2氣體在MAT-252質(zhì)譜儀上測(cè)試其碳、氧同位素組成.由于黑色頁(yè)巖與硅質(zhì)巖中碳酸鹽含量往往小于1%,所以在MAT-252質(zhì)譜儀上測(cè)定時(shí)用小體積進(jìn)樣(信號(hào)可以提高50倍)來(lái)測(cè)試.測(cè)試誤差≤0.2‰.為了判斷樣品的碳氧同位素組成是否遭受過(guò)沉積期后的變化,選取了部分樣品做了其碳酸鹽部分的Mn、Sr含量測(cè)定.將新鮮巖石樣品(含脈體的樣品在選樣粉碎前已經(jīng)將脈體剔除),粉碎至200目以下,準(zhǔn)確秤取50mg(黑色頁(yè)巖為100mg)加1MHAc2mL,超聲30min左右,超聲后在50℃鐵板上加熱至少18h,冷卻并轉(zhuǎn)移到離心管中,加水8mL,以3000r/min;離心10min,取清液8mL,蒸干,加濃硝酸1mL,蒸干以去掉殘余的HAc;加濃硝酸0.3mL,蓋住并加熱約5min,冷卻后將樣品溶液轉(zhuǎn)移到15mL的離心管中,最后在離心管中加入0.2mL500×10-9的Rh內(nèi)標(biāo),稀釋至10mL刻度,搖拌均勻放入HR-ICP/MS(FinniganElementII)進(jìn)樣器進(jìn)行測(cè)試,測(cè)試誤差在5%以?xún)?nèi).上述所有分析測(cè)試在南京大學(xué)內(nèi)生金屬成礦機(jī)制國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成.樣品的穩(wěn)定同位素組成結(jié)果見(jiàn)圖4,Mn、Sr含量見(jiàn)表1.3討論3.1成巖作用影響1.手標(biāo)本新鮮,白云巖樣品都是細(xì)粒、無(wú)重結(jié)晶樣品,代表了原生沉積環(huán)境.鏡下觀(guān)察顯示,甕安的樣品受成巖作用影響很小,但織金有部分樣品受后期交代作用明顯.對(duì)此,我們結(jié)合其他地球化學(xué)指標(biāo)對(duì)其是否受成巖作用進(jìn)行了進(jìn)一步考察.2.Mn/Sr比值:碳酸鹽巖沉積期后,特別是在大氣水循環(huán)的影響下,將發(fā)生Sr的損失和Mn的加入.一般認(rèn)為,Mn/Sr<10的碳酸鹽巖通常保留了原始碳酸鹽巖的碳同位素組成.甕安大塘剖面陡山沱組底部白云巖段樣品的Mn/Sr值大部分大于10,甚至高達(dá)67(表1,圖3B).但這一地層因受錳礦化影響而具有很高的Mn含量,Mn含量并可與世界范圍內(nèi)其他地區(qū)同一時(shí)期的地層對(duì)比.其他層位樣品Mn/Sr比值大部分小于10(MD-1,MD-3除外),表明碳同位素?cái)?shù)據(jù)應(yīng)代表海洋碳酸鹽巖的原始碳同位素組成.織金戈仲伍剖面大部分樣品的Mn/Sr值小于10(見(jiàn)圖3D).只有戈仲伍組和牛蹄塘組交界處及少數(shù)其它樣品出現(xiàn)Mn/Sr值正異常(ZhJ-1,ZhJ-14,ZhJ-23,ZhJ-24),表明這幾個(gè)樣品可能受到成巖作用的影響.3.樣品的氧同位素組成:碳酸鹽巖的δ18O數(shù)值受沉積期后大氣和熱水流體的影響而明顯降低.一般認(rèn)為,δ18O>-10‰的數(shù)據(jù)才能使用.大塘剖面幾乎所有樣品的δ18O值均大于-10‰,只有LPB-17樣品的δ18O值略小于-10‰,表明后期成巖作用對(duì)碳同位素組成的影響很小.戈仲武剖面部分磷塊巖樣品δ18O<-10‰.這些樣品是粒狀磷塊巖,重結(jié)晶明顯,可能受成巖作用影響而使氧同位素明顯降低.4.樣品δ18O與δ13C值的相關(guān)性:戈仲伍剖面樣品的δ18O與δ13C相關(guān)性不明顯(圖3C),而大塘剖面δ18O與δ13C呈明顯的正相關(guān),相關(guān)系數(shù)R2=0.5306(圖3A).Bathurst曾認(rèn)為,成巖作用可能造成樣品的δ18O與δ13C之間有明顯的正相關(guān)關(guān)系.但Veizer等后來(lái)的研究表明,盡管成巖作用的確有可能導(dǎo)致δ18O與δ13C的正相關(guān),但并不意味著δ18O與δ13C正相關(guān)就一定證明了巖石受到成巖作用的影響.例如,在現(xiàn)代貝殼的生物的新陳代謝過(guò)程中的同位素分餾作用就能導(dǎo)致δ18O與δ13C正相關(guān)性.從δ18O的長(zhǎng)期演化趨勢(shì)來(lái)看,δ18O值一直處于較高值(>-10‰),這表明δ18O值并未顯著受到成巖作用影響.氧同位素組成比碳同位素組成對(duì)成巖作用更敏感,因而δ13C值受到成巖作用影響的可能性更小.綜上所述,甕安大塘剖面大部分樣品基本保留了原始沉積的碳同位素記錄,而織金戈仲伍剖面有部分樣品(粒狀磷塊巖)重結(jié)晶明顯,受到后期成巖作用影響.3.213c及其原因3.2.1碳固定組成的形成規(guī)律3.2.2碳復(fù)合物的組成與最終層的形成的比較3.2.3地質(zhì)背景及碳同位素盡管冰期沉積物的δ13C正異常并不能完全證明是生物產(chǎn)率降低所致,因?yàn)楸诘偷奶妓猁}巖沉積速率會(huì)限制δ13C值的迅速降低,但“雪球地球”假說(shuō)在硅酸鹽風(fēng)化速率和蓋帽碳酸鹽巖沉積時(shí)間上仍然遭受較關(guān)鍵性的質(zhì)疑.海水倒轉(zhuǎn),以及甲烷釋放都有可能導(dǎo)致蓋帽碳酸鹽巖δ13C負(fù)漂移.但Kennedy等和Jiang等提到的白云巖蓋帽中的類(lèi)似甲烷滲出所產(chǎn)生的典型構(gòu)造,在本次研究中并未見(jiàn)到.另外,“甲烷釋放”假說(shuō)是局部、微環(huán)境的地質(zhì)記錄,還是新元古代的全球古海洋事件,還有待于進(jìn)一步論證.在對(duì)華南晚新元古代碳穩(wěn)定同位素研究過(guò)程中,我們觀(guān)察到,在內(nèi)陸-廣海盆地間相帶沉積的陡山沱期厚層狀磷塊巖,其碳同位素比值呈明顯的負(fù)漂移(圖4).陡山沱組下磷礦層覆蓋在細(xì)晶白云巖層(蓋帽碳酸鹽巖)上,前人對(duì)下磷礦層及其下覆蓋帽碳酸鹽巖的δ13C負(fù)漂移,主要用以下幾種觀(guān)點(diǎn)來(lái)解釋:第一、Feng等認(rèn)為,南沱冰期后的蓋帽層及下磷礦層碳同位素負(fù)漂移,是冰期后海平面上升,海水分層所致.Feng等提出,海水分層,一方面導(dǎo)致碳同位素在海水中分層,即生物產(chǎn)率高導(dǎo)致表層水體相對(duì)富集13C,生物通量增高的同時(shí)伴隨氧化作用導(dǎo)致的深部水體13C相對(duì)較貧;另一方面,冰期后生物產(chǎn)率回升,導(dǎo)致底水耗氧量增多,形成缺氧的底水環(huán)境,這一觀(guān)點(diǎn)獲得δCe異常證據(jù)的支持.Pan等認(rèn)為,Marinoan冰期后,海洋生物產(chǎn)率下降導(dǎo)致蓋帽碳酸鹽巖及下磷礦層的δ13C負(fù)漂移.而Ling等,則認(rèn)為,冰期后的碳同位素組成負(fù)漂移,是大洋解凍后,溫鹽流上涌攜帶的貧13C的營(yíng)養(yǎng)物質(zhì)在淺水域沉積所致.Ling等進(jìn)一步指出,洋流上涌和水體倒轉(zhuǎn)還為磷塊巖的沉積提供物源.生物產(chǎn)率的變化,以及海水分層,底水氧化可以解釋Marinoan冰期后陡山沱組蓋帽碳酸鹽巖及上覆磷塊巖的碳同位素負(fù)漂移,但很難同時(shí)為磷塊巖的物質(zhì)來(lái)源提供合理的解釋.Xiao等通過(guò)對(duì)貴州甕安剖面的層序地層學(xué)研究,提出了南沱冰磧巖層上覆的陡山沱組由兩個(gè)海進(jìn)序列組成,冰期后的海進(jìn)過(guò)程為磷塊巖提供了磷質(zhì)來(lái)源.這與Ling等提出了海水倒轉(zhuǎn),洋流上涌模型比較類(lèi)似.但Ling等同時(shí)提出,在陡山沱組-燈影組界線(xiàn)(D-DY)附近的δ13C負(fù)漂移反映了華南地區(qū)的一次后“Marinoan”冰川事件(Ling等認(rèn)為與Gaskiers冰期對(duì)應(yīng)),形成第二期溫鹽流,深部水體上涌導(dǎo)致陡山沱組-燈影組界線(xiàn)附近的δ13C負(fù)漂移.盡管D-DY界線(xiàn)附近的δ13C負(fù)漂移是華南揚(yáng)子地臺(tái)的一次普遍碳同位素異常事件,但我們并未在揚(yáng)子臺(tái)地任何一個(gè)剖面發(fā)現(xiàn)跟冰期有關(guān)的地質(zhì)沉積記錄,甚至沒(méi)有發(fā)現(xiàn)可能跟冰期導(dǎo)致的海退有關(guān)的地表暴露的地質(zhì)記錄.并且,最近的U-Pb定年數(shù)據(jù)顯示,D-DY界線(xiàn)附近的δ13C負(fù)漂移跟Gaskiers冰期發(fā)生的地質(zhì)年代不一致.此外,對(duì)于陡山沱組上磷礦層的磷質(zhì)來(lái)源,Ling等的“海水倒轉(zhuǎn)”模型也未能提供圓滿(mǎn)的解釋.在研究過(guò)程中,我們發(fā)現(xiàn),貴州甕安陡山沱組兩個(gè)海進(jìn)序列界線(xiàn)處的礫巖層所反映的近地表風(fēng)化,可能跟Gaskiers冰期有關(guān).也即是說(shuō),在新元古代末的南沱期,以及陡山沱期兩次海進(jìn)序列過(guò)渡時(shí)期,華南地區(qū)曾受到兩期冰川事件的影響,即Marinoan冰期(約635Ma),和Gaskiers冰期(580Ma).基于對(duì)華南晚新元古代冰期期次的認(rèn)識(shí),以及前人對(duì)華南陡山沱組成磷事件的研究成果,筆者提出了華南新元古代Marinoan冰期后成磷事件及碳同位素異常的新的解釋.Marinoan冰期形成初期,大氣CO2含量增加,溫鹽流(冷重下降洋流)攜帶溶解磷酸鹽到深部水體儲(chǔ)存起來(lái);冰期,冰雪覆蓋全球,洋流停滯;冰期后,上升洋流攜帶貧13C的營(yíng)養(yǎng)物質(zhì)到淺水區(qū)域,沉積形成δ13C負(fù)漂移的蓋帽碳酸鹽巖及下磷礦層;Gaskiers冰期(規(guī)模較小),華南海平面下降,貴州甕安地區(qū)出現(xiàn)地表暴露事件,冰期結(jié)束后,溫鹽流上涌,攜帶磷質(zhì)在淺水域沉積成礦.與下磷礦層不同的是,上磷礦層中段δ13C呈正漂移,筆者認(rèn)為跟甕安生物大爆發(fā)有關(guān).早寒武世磷塊巖的形成,及其δ13C負(fù)漂移可能跟同期海水混合事件導(dǎo)致的富磷,貧13C的上升洋流上涌有關(guān).Kimura等曾提出,PC-C界線(xiàn)附近的碳同位素負(fù)漂移是新元古代末次冰期后,溫鹽洋流上涌攜帶13C“耗盡”的深部物質(zhì)在淺水區(qū)域沉積所導(dǎo)致的.Kimura等對(duì)溫鹽流機(jī)理的解釋跟Ling等對(duì)華南陡山沱期Marinoan冰期后海水倒轉(zhuǎn),洋流上涌機(jī)理類(lèi)似,即跟冰期后的大陸風(fēng)化,表層海水密度增大有關(guān).但是,近年來(lái)的同位素年代學(xué)數(shù)據(jù)顯示,Marinoan冰期距PC-C界線(xiàn)有約90Ma,甚至其后小規(guī)模的Gaskiers冰期距PC-C界線(xiàn)仍至少有近40Ma.因而,以冰期結(jié)束后地球系統(tǒng)變化為前提的溫鹽洋流似乎已不能完全解釋PC-C界線(xiàn)附近,及早寒武世底部碳同位素異常和磷塊巖的磷質(zhì)來(lái)源問(wèn)題.盡管Kimura等的溫鹽流上涌模型不能解釋早寒武世成磷事件,但并不意味著上升流不是導(dǎo)致早寒武世磷塊巖形成及其δ13C負(fù)漂移的主因.Hsu等的研究表明,PC-C界線(xiàn)附近的古海水是分層的,表層水體富氧,富13C;底部水體厭氧,貧13C.Mazumdar等和Cook等提出,早寒武世磷塊巖是底部厭氧富磷,富12C水體上涌所致.這一觀(guān)點(diǎn)已被PC-C時(shí)期δCe異常所證實(shí).華南織金地區(qū),晚新元古代燈影組與早寒武世戈仲伍組之間可能存在沉積間斷,戈仲伍組磷塊巖是伴隨海進(jìn)過(guò)程發(fā)育形成的,這進(jìn)一步說(shuō)明了貴州地區(qū)早寒武世磷塊巖跟上升洋流有關(guān).3.2.4海洋分層、沉降和深水流的動(dòng)力機(jī)制4蓋碳酸鹽巖的13c負(fù)漂浮效應(yīng)通過(guò)對(duì)貴州大塘、戈仲伍剖面碳同位素組成變化進(jìn)行系統(tǒng)研究,得出以下兩點(diǎn)主要認(rèn)識(shí):(1)新元古代Marinoan冰期-間冰期界線(xiàn)上的蓋帽碳酸鹽巖δ13C負(fù)漂移是冰川解凍,海水倒轉(zhuǎn),深部13C“耗盡”的水體被上升洋流搬運(yùn)到淺水區(qū)域沉積的結(jié)果.(2)上升流為新元古代-早寒武世磷塊巖沉積提供磷質(zhì)來(lái)源并導(dǎo)致其δ13C負(fù)漂移.以下證據(jù)表明,研究所取的樣品基本保留了沉積初始碳同位素組成,而沒(méi)有受到后期成巖作用影響.去除受后期改造作用影響的樣品(δ18O<-10‰)后,作出的碳氧同位素組成演化趨勢(shì)圖(圖4).由圖可見(jiàn),沉積于南沱組冰磧巖之上的蓋帽碳酸鹽巖δ13C呈明顯的負(fù)漂移(-3‰～-1.9‰),其上沉積一層薄薄的條帶狀白云巖地層,δ13C值有所回升(-0.9‰～0.7‰).在條帶狀白云巖之上覆蓋厚層狀磷塊巖,磷塊巖中間一段厚層白云巖將其分為上、下磷礦層.含磷地層碳同位素變化趨勢(shì)是:下磷礦層負(fù)漂移明顯(-0.6‰～-3.5‰),至上、下磷礦層中間的厚層白云巖碳同位素組成呈明顯正漂移(-1.3‰～1.9‰),向上至磷礦層底部出現(xiàn)更顯著的負(fù)漂移(-4.4‰～-1.9‰),然后快速正漂移至δ13C值在0～1‰之間,并保持到接近燈影組附近,燈影組碳同位素組成進(jìn)一步正漂移(0.5‰～1.9‰),然后在新元古代-早古生代界線(xiàn)附近,碳同位素組成開(kāi)始出現(xiàn)負(fù)漂移,沉積于燈影組之上的戈仲伍組磷塊巖地層δ13C值一直是負(fù)值,且一直持續(xù)到牛蹄塘組底部.但戈仲伍組磷塊巖δ13C負(fù)漂移效應(yīng)沒(méi)有陡山沱組明顯,除ZhJ-18外,δ13C值在-1.3‰～-0.5‰之間變化.新元古代Marinoan冰期結(jié)束后,冰磧巖上沉積了一層橫向連續(xù)展布的蓋帽碳酸鹽巖,該層碳的同位素組成出現(xiàn)明顯的負(fù)漂移(δ13C值低到-5‰)[17,18].本文研究的大塘剖面蓋帽碳酸鹽巖δ13C為-3‰左右,與澳大利亞、納米比亞,以及北美的蓋帽碳酸鹽巖一致[18～20].在其他區(qū)域與陡山沱組時(shí)代對(duì)應(yīng)的層位中δ13C值有一定的波動(dòng)[14,21],說(shuō)明新元古代冰期后的古氣候和海洋環(huán)境并不穩(wěn)定.在全球晚元古世末到寒武紀(jì)淺海相剖面中,寒武系底部出現(xiàn)明顯的碳同位素負(fù)漂移[22,23].這與本研究中戈仲伍組δ13C負(fù)異常是一致的.δ13C負(fù)漂移的成因討論目前,有3種主要模式來(lái)解釋蓋帽碳酸鹽巖的成因及其δ13C負(fù)漂移.Hoffman等提出“雪球地球”模型,他們認(rèn)為超大陸裂解后,地球曾被冰雪完全覆蓋,導(dǎo)致海水和大氣沒(méi)有碳同位素交換,生物產(chǎn)率下降,隨后因CO2在大氣中大量積累直到其溫室效應(yīng)克服冰室效應(yīng),冰川從低緯度開(kāi)始融化,暴露的陸殼逐漸增多,硅酸鹽風(fēng)化的Ca2+在溫暖的臺(tái)地區(qū)域與HCO3-或CO32-結(jié)合,沉積形成蓋帽碳酸鹽巖.他們還認(rèn)為,間冰期,海水和大氣的δ13C值均為-5‰左右,冰期結(jié)束后,由于瑞利分餾效應(yīng)導(dǎo)致蓋帽碳酸鹽巖的δ13C值略低于-5‰.Kennedy等對(duì)“雪球地球”假說(shuō)提出兩點(diǎn)質(zhì)疑:一、冰期生物產(chǎn)率是否下降?他們?cè)诒泵篮桶拇罄麃喌难芯堪l(fā)現(xiàn),新元古代冰期沉積剖面的δ13C值持續(xù)呈正值,這與文獻(xiàn)提出的冰期生物產(chǎn)率下降相矛盾.第二、冰期后,大陸硅酸鹽風(fēng)化是否明顯增強(qiáng)?冰期后的87Sr/86Sr比值并無(wú)明顯變化,未能反映大陸玄武巖風(fēng)化的增強(qiáng).Hoffman等解釋為,大陸碳酸鹽風(fēng)化緩和了硅酸鹽風(fēng)化的87Sr/86Sr比值升高效應(yīng).但假設(shè)這種解釋成立,則碳酸鹽和硅酸鹽的風(fēng)化強(qiáng)度比必須>9∶1,才能滿(mǎn)足冰期后低的87Sr/86Sr值(0.7080),而大量的大陸碳酸鹽風(fēng)化勢(shì)必延緩大氣中CO2的消耗量,并且同時(shí)為海洋提供13C豐富的碳源(冰期前沉積的碳酸鹽巖δ13C值為5～10‰),這與“雪球地球”假說(shuō)描述的冰期后大氣中CO2含量迅速降低,以及觀(guān)察到的蓋帽層δ13C負(fù)漂移矛盾.據(jù)此,Kennedy等提出“甲烷釋放”假說(shuō),認(rèn)為蓋帽碳酸鹽巖δ13C負(fù)漂移是