北京西山下葦?shù)榈谌y(tǒng)/芙蓉統(tǒng)界線附近碳酸鹽巖地球化學特征及古環(huán)境意義

白翔宇，馬郡偉，夏清萍，譚先鋒，李開開

(1.中國地質(zhì)大學(北京)能源學院，北京 100083；2.海相儲層演化與油氣富集機理教育部重點實驗室，北京 100083；3.中國華油集團有限公司油氣資源事業(yè)部，北京 100101；4.重慶科技學院石油與天然氣工程學院，重慶 401331)

0 引 言

寒武紀被認為是生命演化史中最關(guān)鍵時段之一，不僅發(fā)生了地質(zhì)歷史時期最為壯觀生物輻射事件，同時也頻繁發(fā)生著生物的絕滅事件，指示了該時期地球環(huán)境的重大變化。芙蓉世(傳統(tǒng)的晚寒武世)早期，世界各個地區(qū)均發(fā)生了一些種屬的三葉蟲絕滅事件，并在地層中記錄了顯著的碳酸鹽巖碳同位素正漂現(xiàn)象(SPICE事件)[1-3]。一些古氣候、古環(huán)境因素如與海平面變化相關(guān)的沉積有機質(zhì)埋藏速率、水體環(huán)境變化以及與氣候相關(guān)的風化作用速率等被認為可能引發(fā)了這次事件[2,4]。盡管目前尚未有定論，但現(xiàn)階段研究依然揭示了該時期古環(huán)境、生物和碳同位素變化之間存在協(xié)同演化關(guān)系。第三世(傳統(tǒng)的中寒武世)/芙蓉世交接時期古海洋條件和沉積環(huán)境變化的探討對于揭示該時期地球表面生物和非生物作用過程和耦合關(guān)系具有重要意義。

海相沉積物/沉積巖元素及同位素組成被廣泛地應用于重建沉積環(huán)境和追蹤地球化學遷移。Saltzman等[2]收集總結(jié)了哈薩克斯坦、華南、澳大利亞和北美古陸芙蓉統(tǒng)地層碳同位素數(shù)據(jù)，提出芙蓉世早期大洋環(huán)流的改變導致沿海上升流的加強以及底棲生物的滅絕。Elrick等[5]分析了勞倫古陸芙蓉統(tǒng)腕足化石氧同位素值，得出芙蓉世早期古海水溫度偏低，隨后逐漸變暖，海水溶解氧濃度降低，有利于有機碳的埋藏和保存。Schmid[6]針對澳大利亞Amadeus盆地寒武系地層進行了主、微量元素含量分析，提出芙蓉世早期Amadeus盆地處于淺海沉積環(huán)境，海平面上升，海水厭氧程度增高。然而，現(xiàn)階段尚未有針對第三世至芙蓉世顯著地質(zhì)事件前后古環(huán)境變化的系統(tǒng)研究，如古氣候、海水古溫度、鹽度、氧化還原環(huán)境、風化特征等。同時，目前針對這一時期生物擾動以及碳同位素漂移事件成因的研究多集中于盆地、斜坡等深水相區(qū)，而對于淺水臺地，頻繁變化的古海洋沉積環(huán)境與生物和碳同位素的變化存在什么樣的關(guān)系并不明確，因此有必要開展針對性研究。

華北地區(qū)寒武紀以淺水相沉積為主，屬典型陸表海[7]；第三世、芙蓉世總體沉積在一個緩坡背景，為典型的緩坡型臺地[8]。前人研究發(fā)現(xiàn)[9-10]，華北地區(qū)芙蓉統(tǒng)碳酸鹽巖同樣記錄了三葉蟲絕滅和碳同位素正漂事件。北京西山下葦?shù)槠拭婧湎档貙映雎锻暾侨A北地區(qū)典型剖面。本文針對該剖面進行樣品采集，分析并獲得碳酸鹽巖地球化學特征，恢復第三世/芙蓉世交接時期古海洋沉積環(huán)境變化，初步探討該時期生物和非生物作用過程。

1 研究區(qū)地質(zhì)概況

古地磁研究表明[11]，華北板塊整個寒武紀都位于赤道附近南半球低緯度地區(qū)，基本無緯向位移。三葉蟲古生物地理研究顯示[12]，華北板塊內(nèi)三葉蟲屬于亞澳生物大區(qū)華北生物區(qū)，早寒武紀時華北板塊可能為東岡瓦納大陸東部的一部分，相應的三葉蟲化石可逐層對比。第三世時，華北板塊與東瓦崗納大陸已有顯著相對運動，華北板塊做了約21°的逆時針旋轉(zhuǎn)。由寒武紀華北板塊上碳酸鹽巖沉積和古生物遺跡結(jié)合具體位置可判斷，寒武紀華北板塊大致氣候為低緯度熱帶—亞熱帶氣候[11]。

寒武紀華北地臺為陸表海，并且有多次海進海退事件發(fā)生。芙蓉世華北地臺遭受進一步海侵，海水從東、南兩個方向向內(nèi)侵入[13]；此時華北地臺為一個典型的緩坡型臺地，其北部地層分布范圍基本無變化，芙蓉世末期華北地臺經(jīng)歷海退至寒武紀結(jié)束。

北京西山位于華北地臺中北部，下葦?shù)槠拭婢啾本┦兄行募s33 km，位于門頭溝區(qū)下葦?shù)榈蕉〖覟┕芬粋?cè)。剖面芙蓉統(tǒng)地層出露完整連續(xù)，以碳酸鹽巖為主，是典型華北型地層。在新版寒武系年代地層劃分框架內(nèi)，下葦?shù)槠拭娴貙幼韵露峡煞譃椋旱诙y(tǒng)上部的昌平組和饅頭組；第三統(tǒng)的毛莊組、徐莊組、張夏組和崮山組；芙蓉統(tǒng)的長山組和鳳山組(圖2(a))。本研究中涉及的第三統(tǒng)和芙蓉統(tǒng)相當于傳統(tǒng)的中寒武統(tǒng)和上寒武統(tǒng)。

崮山組地層厚度約為51 m，野外可觀察到底部為灰色泥晶灰?guī)r與灰色泥質(zhì)泥晶灰?guī)r互層，夾有竹葉狀灰?guī)r，有水平層理和微波狀層理發(fā)育，為陸棚相的深緩坡相沉積。向上可見條帶狀粉砂巖與灰色薄板泥晶灰?guī)r互層(圖2(b)、 (c)、 (d))，可見小型丘狀層理和弱變形層理，為中緩坡相沉積。上部可見竹葉狀灰?guī)r、鮞?；?guī)r，頂部為鈣質(zhì)粉砂巖和鮞?；?guī)r，發(fā)育有槽狀交錯層理旋回，旋回中可見鮞?；?guī)r與深灰色泥晶灰?guī)r互層(圖2(e)、 (f))，總體為淺緩坡至鮞粒灘相沉積。長山組地層厚度約為17 m，下部為灰綠色粉砂質(zhì)泥巖和灰色板狀泥晶灰?guī)r互層，為陸棚至深緩坡相沉積；向上過渡為泥質(zhì)條帶灰?guī)r、竹葉狀灰?guī)r(圖2(g)、 (h)、 (i))，自下而上泥質(zhì)條帶變薄變少，反映中緩坡—淺緩坡的沉積環(huán)境。鳳山組地層厚度約為98 m，主要巖性為云泥條帶灰?guī)r，底部為灰綠色泥巖、灰色薄板狀泥晶灰?guī)r、灰綠色泥質(zhì)粉砂巖、竹葉狀礫屑灰?guī)r，應為潮下低能帶沉積；向上為竹葉狀灰?guī)r，泥質(zhì)灰?guī)r。頂部可見蟲孔及生物擾動遺跡，部分發(fā)育白云巖，為潮坪相沉積。

2 樣品采集和實驗方法

按1 m間距對下葦?shù)槠拭驷纳浇M和長山組進行樣品采集，盡可能保證樣品采自斷面新鮮、未受后期蝕變影響的露頭，并盡量避免生物碎屑的混入，共獲取樣品89塊。經(jīng)切片觀察后取新鮮部分，盡可能避開脈體、重結(jié)晶及風化部位，無污染磨制成100～200目粉末。

主、微量元素含量和碳、氧同位素測試均在中科院地質(zhì)與地球物理研究所完成。主量元素含量實驗中，樣品經(jīng)玻璃體熔融法制備后，用X射線熒光光譜儀進行分析，使用儀器為序列式AXIOS Minerals，儀器的動態(tài)長期穩(wěn)定性為0.04%。微量元素測試中，樣品通過去離子水潤洗，并用0.5 mol/L乙酸半溶解法去除黏土礦物及其他碎屑吸附的稀土元素，進一步的乙酸溶解溶液使用電感耦合等離子體質(zhì)譜儀儀(ICP-MS)進行測試。碳氧同位素測試質(zhì)譜儀型號為MAT-253，所報數(shù)據(jù)均為相對國際標準VPDB之值，分析誤差在0.01%以內(nèi)。

3 分析結(jié)果與討論

3.1 數(shù)據(jù)可靠性評估

碳酸鹽巖在沉積成巖過程中可能受到外來物質(zhì)混染、成巖蝕變作用影響，將影響其組分。本次研究所獲取的碳酸鹽巖樣品鏡下顆粒細小，以泥粉晶為主(圖2(f)、 (h)、(i))，反映成巖改造弱。同時利用地球化學數(shù)據(jù)參數(shù)對數(shù)據(jù)可靠性進行檢驗評估，所用部分參數(shù)情況見表1。

海相碳酸鹽巖Sr的含量越高可以說明樣品對海水的代表性越強，且Sr含量為200～2 500 μg/g時能很好地代表海水[15]。下葦?shù)槠拭嫣妓猁}巖樣品Sr含量范圍為302.02～643.42 μg/g，平均值為481.64 μg/g，表明樣品的代表性很好，數(shù)據(jù)可靠性高。碳酸鹽巖的成巖蝕變是一個Sr含量減少、Mn含量增加的過程[16]，因此Mn/Sr值可以用來評估碳酸鹽巖成巖蝕變的程度。研究表明[17]，Mn/Sr<2.0時，成巖作用對碳酸鹽巖礦物改造程度低；Mn/Sr<10.0時，碳酸鹽巖雖經(jīng)歷一定程度成巖作用改造，通常也保留了原始海洋信息。下葦?shù)槠拭驷纳浇M碳酸鹽巖樣品Mn/Sr值均小于2，長山組樣品Mn/Sr值略有增大，但總體小于4，表明樣品遭受的成巖作用蝕變程度低，很好地保留了原始海水信息。

表1 下葦?shù)槠拭嫣妓猁}巖樣品部分參數(shù)情況

Shields等[18]指出，若沉積物受到成巖作用影響且組分發(fā)生變化，則Ce/Ce*與Eu/Eu*同∑REE應具有較強相關(guān)性。下葦?shù)槠拭嫜芯繉佣嗡袠悠稢e/Ce*與Eu/Eu*的相關(guān)性系數(shù)為0.129 2，Ce/Ce*與∑REE的相關(guān)性系數(shù)為0.211 5。若將δ18O值低于-10‰的少數(shù)異常點剔除(原因見下文)，Ce/Ce*與Eu/Eu*和∑REE均無明顯相關(guān)性(圖3)，指示多數(shù)樣品受成巖作用影響很小，可代表沉積時期海水的地球化學特征。

碳酸鹽巖的氧同位素組成對外來流體氧同位素的交換和溫度最為靈敏。當-10‰<δ18O<-5‰時，碳酸鹽巖遭受一定程度成巖蝕變，但氧同位素組成仍具有一定的海水代表性；當δ18O<-10‰時巖石已遭受強烈蝕變，數(shù)據(jù)已不能使用[17,19]。除此之外，碳氧同位素之間是否具有相關(guān)性也可用于指示數(shù)據(jù)是否保留了原始海水的有效信息，二者存在相關(guān)性則指示數(shù)據(jù)有效性差，不具相關(guān)性則說明成巖蝕變程度低，數(shù)據(jù)可信度高。下葦?shù)槠拭驷纳浇M和長山組多數(shù)碳酸鹽巖樣品的δ18O值高于-10‰，為有效數(shù)據(jù)；僅長山組頂部的少數(shù)樣品δ18O值多低于-10‰，表明可能遭受強烈的暴露成巖改造，數(shù)據(jù)可靠性差，故在后續(xù)討論過程中將這些樣品點對應的碳、氧同位素及其他地球化學數(shù)據(jù)剔除。剔除后下葦?shù)槠拭驷纳浇M和長山組所有樣品的δ13C與δ18O值不具有相關(guān)性(相關(guān)系數(shù)R2=0.082 8，圖4)，指示這些數(shù)據(jù)能夠反映原始海水信息。

3.2 元素含量/比值與古環(huán)境恢復

3.2.1 古氣候

Mg/Ca值可以用于判別古氣候類型，其低值指示溫暖潮濕氣候，高值指示干燥炎熱氣候[20]。下葦?shù)槠拭驷纳浇M樣品Mg/Ca值總體偏低且變化不大(圖5)；長山組下部至中部樣品Mg/Ca值波動劇烈，總體相對崮山組明顯偏高；長山組上部樣品Mg/Ca值重新回歸低值且波動不大。因此從Mg/Ca值變化趨勢上看，崮山組時期氣候總體溫暖濕潤；長山組沉積早-中時期氣候變化劇烈，溫暖潮濕與干旱炎熱交替，但總體趨向于干熱；長山組晚期氣候逐漸變得溫暖潮濕。與Mg/Ca值變化趨勢相似，F(xiàn)eO/MnO值在長山組中下部呈現(xiàn)出極低值和極高值交互出現(xiàn)的劇烈波動特征(圖5)。由于Fe在潮濕環(huán)境中易以Fe (OH)膠體形式快速沉淀，Mn在炎熱環(huán)境水體強烈蒸發(fā)時才會大量沉淀[21]，因此FeO/MnO值的變化特征能夠反映氣候變化。數(shù)據(jù)曲線表明(圖5)，長山組早-中期氣候并不穩(wěn)定，干熱氣候和溫濕氣候頻繁交替出現(xiàn)。

3.2.2 水體氧化還原條件

稀土元素Ce為變價元素，呈現(xiàn)Ce3+和Ce4+兩種價態(tài)。氧化水體環(huán)境中，Ce3+氧化成Ce4+，后者易發(fā)生水解和被鐵錳氧化物吸附而沉淀，導致海水中Ce虧損；還原水體環(huán)境中，Ce以Ce3+形式釋放于水中，導致海水Ce富集[22]。通常用δCe或Ce/Ce*值反映Ce富集和虧損的情況。Wright[23]提出以δCe值為0.78作為劃分氧化還原環(huán)境的參考值。也有學者將Ce/La值作為細化的判別指標[24]：Ce/La值>2指示水體為強還原環(huán)境，介于1.50～1.80之間的為弱還原環(huán)境，小于1.5的則指示氧化水體環(huán)境。下葦?shù)槠拭嫦⊥猎販y試結(jié)果采用澳大利亞后太古宙頁巖組合樣 (PAAS)稀土元素含量進行標準化，由此計算的崮山組下部δCe值主要分布于0.89～0.99，中上部δCe值逐漸降低，主要分布范圍為0.79～0.81，反映由崮山組沉積早期至晚期沉積水體氧含量增加，還原性逐漸減弱，這與早期深水的陸棚相—深緩坡相過渡為晚期淺水的淺緩坡—深鮞粒灘相趨勢有著良好的對應關(guān)系。長山組中下部相對崮山組頂部δCe值明顯增大，范圍為0.89～0.92，海水還原性明顯增強，對應于陸棚相—深緩坡相深水沉積環(huán)境；長山組上部δCe值逐漸降低，主要范圍為0.82～0.87，海水氧含量逐步回升。Ce/La值自下而上變化趨勢與δCe值相似(圖5)， 指示崮山組沉積期海水還原性由強轉(zhuǎn)弱，進入長山組沉積早期，海水還原性突然增強，并持續(xù)至長山中期，之后海水還原性減弱。

過渡族的親Fe、親S元素如Co、Ni、V、U及Th等，在不同的氧化還原水體條件下呈現(xiàn)特征的化學行為，從而在相應沉積物中的富集程度具有差異。這些對氧化還原環(huán)境敏感的微量元素含量或比值被廣泛用于古氧化還原條件的判識。Jones 和 Manning提出[25]，Ni/Co<4.00指示氧化環(huán)境；當 Ni/Co為4.00～7.00指示貧氧環(huán)境；Ni/Co>7.00 時，指示缺氧環(huán)境。崮山組下部樣品Ni/Co值總體較高，主要分布于13.0～21.6之間，指示水體缺氧；中上部樣品Ni/Co值逐漸降低，曲線趨于平緩，指示水體還原性減弱，含氧量增加；長山組下部Ni/Co值急劇增高，并達到峰值(73.6)，反映這一時期水體還原性突然增強；至長山組中上部Ni/Co值多集中于4.6～7.9，曲線趨于平緩，水體還原性減弱，氧含量增加。V/(V+Ni)同樣可以用于氧化還原環(huán)境的判識[25]。研究區(qū)崮山組樣品V/(V+Ni)值自下而上逐漸降低，進入長山組急劇增大，而后又逐漸降低，整體趨勢與Ni/Co相似，同樣反映崮山組至長山組沉積期海水還原性經(jīng)歷了兩個由強到弱的循環(huán)。

總體而言，崮山組沉積時期，海水由還原狀態(tài)逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)槿踹€原狀態(tài)；長山組早期海水相對崮山組晚期具有較強還原特征，之后逐漸恢復正常?？紤]到崮山組和長山組自下而上沉積巖相變化，海平面升降以及古水深變化顯然對于水體氧化還原性有控制作用。除此之外，海水溫度、鹽度、古生產(chǎn)率的變化等因素也可能帶來深刻影響。

3.2.3 古水深

由于從淺水碳酸鹽巖到深水碳酸鹽巖中Sr的絕對含量有增加的趨勢[26]，1 000 Sr/Ca與沉積水體深度及離岸距離有正相關(guān)性。下葦?shù)槠拭驷纳浇M與長山組樣品1 000 Sr/Ca范圍在1.15～2.18，平均值為1.55，表明該時期研究區(qū)離岸距離較近。崮山組下部樣品1 000 Sr/Ca值多集中于1.53～2.18，中部至上部樣品1 000 Sr/Ca值范圍為1.31～1.78，至崮山組頂部達到最低值(1.25)，反映水體由深變淺的過程。長山組下部樣品1 000 Sr/Ca值相對崮山組頂部明顯增大，范圍為1.69～1.75，指示水體加深；中上部樣品1 000 Sr/Ca值從1.53逐漸降低至1.24，指示水體逐漸變淺。由此可見，崮山組至長山組沉積時期古水深的變化與沉積巖相以及水體氧化還原性的變化特征較為一致。

3.2.4 陸源物質(zhì)輸入

元素Al、Si、Sc等高場強元素在海水中含量往往極低，存留時間較短，需要通過陸地搬運才能進入海洋，因此常被用于指示海/湖相沉積巖沉積期的陸源碎屑輸入情況[27]。下葦?shù)槠拭驷纳浇M樣品Al2O3和SiO2含量整體變化不大，僅在中部略有增高；而在長山組下部兩個參數(shù)含量值均急劇增大(圖6)，預示該階段陸源碎屑物質(zhì)供應增多。P和Fe是生物生息繁衍的必須營養(yǎng)元素，參與生物的大部分新陳代謝活動，是指示古生產(chǎn)力的重要地球化學指標。這兩種元素含量在崮山組變化不明顯，而在長山組下部處于高值(圖6)。盡管P和Fe可能來源于深部冷水的上涌，但鑒于其變化趨勢與Al2O3和SiO2非常相近，認為很有可能是陸源碎屑物質(zhì)的輸入為海水提供了豐富的營養(yǎng)元素。該時期干熱氣候和溫濕氣候的頻繁交替出現(xiàn)可能促進了風化作用，導致陸地巖石的崩解和物質(zhì)遷移。

礦物或沉積巖中稀土元素銪(Eu)的富集往往與高溫流體的存在[28]或富含斜長石礦物的巖石的淋濾有關(guān)[29]。研究中通常用δEu或Eu/Eu*值(δEu=Eu /( Sm×Gd )0.5)[30]反映Eu富集和虧損的情況，δEu>1.05為正異常，<1.05則為負異常。下葦?shù)槠拭鏄悠废⊥猎販y試結(jié)果標準化后計算結(jié)果顯示，崮山組下部δEu值主要范圍為1.04～1.19，略具正異常；崮山組中上部δEu值逐漸減小，范圍為0.88～1.07，具有弱負銪異；進入長山組下部，δEu值急劇增大(1.2～1.4)，具明顯正銪異常，隨后δEu值逐漸減小?，F(xiàn)階段的研究表明，華北地區(qū)崮山組和長山組沉積期并無明顯火山熱液活動，因此，長山組下部樣品的正銪異常很可能反映了斜長石礦物Eu的輸入。該時期風化作用的侵蝕導致陸源碎屑物質(zhì)中斜長石不斷遭受淋濾，侵蝕流體不斷富集銪離子，并最終攜帶進入海水，導致沉積物具正銪異常特征。

3.3 碳氧同位素與古環(huán)境恢復

3.3.1 古海洋溫度

古海洋溫度是古環(huán)境參數(shù)中一個重要的部分，在不考慮鹽度變化的條件下，由于同位素分餾效應，溫暖時期海水中的δ18O相對虧損，寒冷時期則相反，因此可以用海相碳酸鹽巖沉積物的δ18O值可以近似反映古海洋溫度[31]。

古海洋溫度經(jīng)驗公式：

T(℃)=15.976-4.2×δ18OCaCO3+
0.13×(δ18OCaCO3+0.22)2

(1)

由于碳酸鹽巖后期成巖作用對δ18O產(chǎn)生的年代效應不容忽視，成巖年代越老，δ18O會出現(xiàn)越高的負值，而該經(jīng)驗公式對中生代以后的地層實用性較強，針對本文寒武紀地層，需要用第四紀海相碳酸鹽巖的δ18O平均值-1.2‰對測試數(shù)據(jù)進行“年代校正”，34件樣品的δ18O測試平均值為-9.15‰，用兩者的差值Δδ18O=7.95‰將下葦?shù)槠拭娴奶妓猁}巖校正為相當于第四紀樣品的δ18O之后，根據(jù)經(jīng)驗公式(1)計算古海水溫度[32]。

計算結(jié)果顯示，崮山期到長山期海水溫度分布在16.44～24.97 ℃之間(圖7)，平均溫度為21.20 ℃。水體溫度主要分布在20～25 ℃之間，符合熱帶—亞熱帶氣候特征，與古地磁緯度研究結(jié)果吻合[11]。崮山組早中期海水溫度穩(wěn)中有升，但進入晚期降溫趨勢明顯，在崮山組與長山組過渡時期出現(xiàn)一個低溫峰值16.44 ℃。長山組平均溫度為22.12 ℃，早期海水溫度仍為震蕩上升，之后溫度開始逐步回升。

3.3.2 古海洋鹽度

古海洋鹽度對恢復生物生存環(huán)境及分析生物繁盛衰落原因有重要作用，研究古海洋鹽度的具體手段則是分析鹽度Z值。Keith 和 Weber[31]提出了用δ13C與δ18O計算Z值代表古海洋鹽度的公式：

Z=2.048×(δ13C+50)+0.498×(δ18O+50)

(2)

計算結(jié)果顯示，下葦?shù)槠拭驷纳浇M中部Z值范圍為120.93～123.68，平均值為122.47；崮山組上部Z值范圍為122.47～124.29，平均值為123.42；進入長山組下部，Z值范圍為122.65～124.86，平均值為123.97；長山組中上部Z值范圍為122.11～124.29，平均值為123.35?？傮w來看，研究區(qū)的芙蓉世海水鹽度變化不大(圖7)，鹽度在崮山組沉積時期相對穩(wěn)定，且長山組Z值略高于崮山組，從崮山組末期到長山組早期經(jīng)歷了咸化過程。

3.3.3 古海平面變化

碳酸鹽巖碳同位素組成特征可以用于全球海平面變化表征。海平面上升期，厭氧水體的發(fā)育將促進有機碳的埋藏速率增加，海水中無機碳(HCO3-)則不斷富集13C，對應的碳酸鹽沉積物δ13C值不斷增大；海平面下降期，有機碳埋藏速率降低且古陸剝蝕輸送的有機碳數(shù)量得以增加，導致海水中無機碳以及碳酸鹽沉積物碳同位素不斷降低[33]。下葦?shù)槠拭驷纳浇Mδ13C縱向變化曲線上，由下部至中部δ13C值逐漸減小(圖8)，向上部逐漸增大，與前人所報道的趨勢一致[10,34]。顯然碳同位素演化結(jié)果與海平面變化具有明顯的相關(guān)關(guān)系。與此相似，自長山組底部向上δ13C值急劇增大，在長山組下部達到峰值，后逐漸減??；這與長山組沉積期海平面短暫升高然后持續(xù)降低的特征較為吻合(圖8)。這預示著海平面的變化可能對碳同位素的變化有著重要的控制作用。盡管如此，仍需考慮是否有其他沉積環(huán)境因素影響的疊加，從而引發(fā)有機碳庫和無機碳庫之間的相互作用以及輕重碳同位素的遷移和轉(zhuǎn)化，甚至引發(fā)碳酸鹽巖同位素漂移事件。

3.3.4 碳同位素正漂

下葦?shù)槠拭嫣纪凰販y試結(jié)果顯示(圖7)，崮山組δ13C值變化范圍為-0.30‰～0.49‰，均值為-0.02‰，整體偏低。從長山組底部開始，碳同位素即顯示出正漂移趨勢，δ13C值從0.05‰逐漸增大，至長山組下部達到峰值(0.89‰)，其后逐漸減小，并在長山組中部回落至-0.18‰。這一時期(對應于于芙蓉世早期)碳同位素的正漂現(xiàn)象在華北、華南以及全球各個地區(qū)均有發(fā)育(圖9)，被稱為SPICE事件[36]。該漂移始于三葉蟲Glyptagnostus(G.)reticulatus沉積底部，并對應于全球性三葉蟲滅絕事件，最終在三葉蟲Irvingella沉積底部結(jié)束[2]。對于SPICE事件的起因目前還未完全查明，大洋缺氧[37]、海平面升降[2]、海水溫度波動[5]、風化作用強度以及海水營養(yǎng)元素含量變化[4,38]等多種古環(huán)境因素均被認為是引發(fā)碳同位素漂移的可能影響因素。下葦?shù)槠拭孳饺亟y(tǒng)δ13C值漂移幅度為0.89‰，與華北張夏-崮山剖面的δ13C值[39](1.38‰)和唐王寨剖面δ13C值[10](1.68‰) 相近，但遠低于華南、北美、澳大利亞、哈薩克斯坦以及西伯利亞大部分剖面值[2, 19, 37,39](≥3‰)。同時，下葦?shù)槠拭鍿PICE事件發(fā)育地層厚度僅為28 m厚，遠小于國際上報道的其他地區(qū)剖面厚度(100～200 m)。這可能反映了SPICE雖然是全球性事件，但明顯具有區(qū)域性差異，不同地區(qū)古氣候和沉積環(huán)境可能對地層沉積厚度以及碳同位素漂移產(chǎn)生深遠影響。

3.4 古環(huán)境變遷與生命演化

綜合上述研究可以對第三世/芙蓉世交接時期的古環(huán)境變遷有一定的了解：崮山組沉積的大部分時期氣候變化不大，偏溫暖濕潤，海水溫度多略高于20 ℃，但在崮山晚期逐漸降低并在崮山—長山交接時期達到最低溫度16.4 ℃；海平面先上升后下降，沉積環(huán)境由陸棚相至深緩坡相過渡為淺緩坡至顆粒灘相，水體環(huán)境對應地由還原過渡為弱還原環(huán)境；這一時期陸源風化輸入并不明顯。長山組初始時期，海水溫度依然處于低點，鹽度升高至芙蓉世最高點；海平面快速上升，水體突然加深，沉積水體轉(zhuǎn)變?yōu)閺娺€原環(huán)境，深緩坡相泥巖和泥晶灰?guī)r地層直接覆蓋在下伏的崮山組顆粒灘相沉積之上。伴隨著長山組早期頻繁交替的干熱氣候和溫濕氣候變化，風化作用增強，陸源碎屑物質(zhì)隨著快速海侵進入海水，水體不斷富集P、Fe等營養(yǎng)元素。在達到整個寒武紀最大海侵后，長山組沉積中后期海平面逐漸下降，水體逐漸變淺，沉積環(huán)境變?yōu)闇\緩坡相，水體含氧量增加。該時期氣候偏向干燥炎熱，海洋溫度穩(wěn)中有升，水體鹽度降低，陸源碎屑及營養(yǎng)元素輸入減少。

芙蓉世早期，全球范圍內(nèi)都可識別到以G.reticulatus生物帶底界三葉蟲滅絕事件，對應于SPICE事件的底界[2, 36]。研究區(qū)崮山組與長山組交替時期，海平面由最低點開始快速上升，底部至深部海水氧含量降低還原性急劇增強，這可能是導致底棲生活的三葉蟲大量死亡的重要原因。同時這一時期可能存在著全球性的硫化海水擴張[41]，導致海水進一步缺氧。Saltzman在阿瓦隆尼亞大陸和波羅地大陸上高緯度邊緣海的淺水區(qū)和熱帶大陸架區(qū)域發(fā)現(xiàn)了本來生活在冷水區(qū)的三葉蟲化石[2]。這一現(xiàn)象可以很好地佐證深部厭氧海水的上涌，應該是導致三葉蟲的絕滅的關(guān)鍵原因。除此之外，這一時期海水溫度降至最低點，鹽度升至最高點，也可能是三葉蟲生存環(huán)境惡化的原因。

自G.reticulatus底界開始，沉積物碳同位素開始顯現(xiàn)出正漂特征，并在正漂極大值位置對應著PtcrocephaliidBiomere三葉蟲生物多樣性的峰值以及其他浮游動物和植物的生物輻射事件[42-44]。Saltzman等[2]基于勞倫大陸δ13C峰值與芙蓉世海平面最低點對應的現(xiàn)象，提出海退事件導致風化侵蝕速率增大，大洋表面水體營養(yǎng)量增高，生物繁盛，12C大量埋藏造成碳酸鹽巖δ13C正漂。然而這一觀點難以解釋海退發(fā)生前碳同位素正漂產(chǎn)生的事實。不僅如此，本次研究結(jié)果表明，下葦?shù)榈貐^(qū)δ13C正漂的開始對應著快速海侵起點，隨后達到峰值，并在長山組沉積中晚期海平面開始下降(圖8)，這種特點同樣報道于華南地區(qū)[42]。長山早期，氣候波動以及海侵造成陸源碎屑輸入量較大，P、Fe等營養(yǎng)元素的輸入引發(fā)了海洋初級生產(chǎn)力的顯著提高和浮游生物的多樣性。這一時期古水深較大，深部海水依然缺氧條件有利于有機碳的埋藏，從而導致SPICE峰值的出現(xiàn)。長山組中晚期，快速海侵帶來的營養(yǎng)元素逐步被消耗，生物勃發(fā)效應減弱，碳同位素正漂效應相應減小直至消失。

盡管寒武紀早期發(fā)生了地質(zhì)歷史時期最為壯觀的生命大爆發(fā)，但頻繁發(fā)生的生物絕滅事件預示著該時期海洋環(huán)境系統(tǒng)依然惡劣，生態(tài)系統(tǒng)較為脆弱，總體處于臨界點[44]。芙蓉世古海洋環(huán)境的一些關(guān)鍵參數(shù)的細微波動很可能是導致三葉蟲的絕滅以及沉積物碳同位素變化的主導因素。

4 結(jié) 論

(1)下葦?shù)槠拭驷纳浇M沉積的大部分時期，氣候溫暖濕潤，海水溫度較高，海平面先上升后下降，水體環(huán)境由還原過渡為弱還原環(huán)境。崮山組至長山組交接時期，海水溫度急劇降低至最低點，鹽度升高至最高點，海平面降至最低點并開始發(fā)生快速海侵，海平面上升速度較快，海水還原性急劇增強。長山組早期，氣候變化強烈，干熱氣候和溫濕氣候頻繁交替，風化作用增強；海水溫度逐步上升，鹽度逐漸下降，海水還原性依然較強。長山組中晚期，海平面逐漸下降，海水溫度持續(xù)上升，還原性減弱。

(2)崮山組至長山組過渡時期，海水深度的增加、海水還原性的增強以及低溫、高鹽度條件打破了三葉蟲生態(tài)平衡，造成了三葉蟲滅絕事件。隨后氣候的快速變化以及快速海侵導致陸源碎屑物質(zhì)以及營養(yǎng)元素大量輸入海水，促進了三葉蟲和浮游生物的繁盛；深水的還原條件有利于有機質(zhì)的快速埋藏，最終導致了碳酸鹽巖碳同位素正漂。這種正漂效應與長山組中后期發(fā)生的海平面最大幅度降低關(guān)系并不密切。