鄂西长阳ZK04钻孔埃迪卡拉系陡山沱组C同位素组成特征及其地层对比意义

危凯; 刘安; 李海; 李继涛

鄂西长阳ZK04钻孔埃迪卡拉系陡山沱组C同位素组成特征及其地层对比意义

中国地质调查局武汉地质调查中心, 湖北武汉 430205

基金项目:

中国地质调查局项目《中扬子古生界页岩气基础地质调查》 12120100900061111

《上扬子地块埃迪卡拉纪—早寒武世微生物岩与铅锌矿成矿关系》 12120114005601

国家科技重大专项《中扬子高演化页岩气赋存机理与富集规律研究》 2016ZX05034-001-002

详细信息

作者简介:
危凯(1983-), 男, 博士, 助理研究员, 从事沉积地球化学研究。E-mail:kaiwei1983@163.com

中图分类号: P534.31;P597⁺.2
计量
- 文章访问数: 2402
- HTML全文浏览量: 212
- PDF下载量: 145
出版历程
- 收稿日期: 2015-10-30
- 修回日期: 2016-08-11
- 网络出版日期: 2023-08-15
- 刊出日期: 2017-04-30

Carbon isotopic composition of the Ediacaran Doushantuo Formation from ZK04 drill hole in Changyang of west Hubei Province and its significance for stratigraphic correlation

Wuhan Center of Geological Survey, CGS, Wuhan 430205, Hubei, China

摘要

摘要:
对湖北长阳两河口ZK04钻孔岩心进行了详细的碳酸盐岩C、O同位素分析，识别了埃迪卡拉系陡山沱组4次明显的δ¹³C负偏离，分别位于陡山沱组一段、二段中上部、二段上部和三段上部至四段。其中第1、2和4次δ¹³C负偏离与黄陵背斜周缘的剖面能够很好地对应，具有重要的区域和全球地层对比意义。在第1次δ¹³C正偏离区域内并未发现明显的δ¹³C负偏，分析认为WANCE事件可能仅代表了峡东部分地区一次短暂的δ¹³C降低事件。第3次δ¹³C负偏离表现最显著，然而在秭归泗溪和青林口以外的其他地区未见报道，可能是由于水体较浅的区域发生了地层缺失，未能保存此次δ¹³C负偏离。长阳ZK04孔陡山沱组顶部的第4次δ¹³C负偏离表现较弱，考虑到陡山沱组四段的黑色页岩较少发育，推测长阳两河口地区在陡山沱晚期处于浅水台地或台地边缘。DOUNCE可能是地史时期最大的一次全球性C同位素负偏离事件，其与大型具刺疑源类化石群和埃迪卡拉生物群的发展演化有紧密的联系，对于全球埃迪卡拉纪统级地层对比具有重要的意义。
- 陡山沱组 /
- C、O同位素 /
- 钻孔 /
- 长阳
Abstract:
The authors analyzed carbon and oxygen isotopes of Ediacaran Doushantuo Formation from ZK04 drilling core, Lianghek-ou of Changyang, Hubei Province.The carbon isotope trends show 4 negative excursions which exist in Member 1, the medium-up-per part of Member 2, the upper part of Member 2 and the Upper Member 3 to Member 4 of Doushantuo Formation, respectively.The first, second and the fouth negative δ¹³C excursions can be well correlated to those from other sections of the Yangtze Gorges, and are of great significance for the regional and global Ediacaran stratigraphic correlation.Since the notable negative excursion in the first positive δ¹³C excursion is not observed in the ZK04 drilling core, the authors hold that the WANCE event could merely repre-sent a short-term δ¹³C decrease in partial area of Yangtze Gorges.The third, which was the strongest negative δ¹³C excursion, has not been reported in other regions, except for Sixi and Qinglinkou of Zigui County.A probable explanation is that there occurred stratigraphic gap in the relatively shallow water.The relatively weak negative δ¹³C excursion at the top of Doushantuo Formation, as-sociated with the less developed black shales, suggests that the Lianghekou area of Changyang might have been located at the shallowwater platform or platform margin during the late Doushantuo period.DOUNCE was probably the most negative event of δ¹³C in the geological time, and it is believed to have been closely linked to the evolution of the large acanthomorphic acritarchs and the Edia-caran biota, accordingly it may be of great importance for global Eidacaran stratigraphic subdivision.
- Doushantuo Formation /
- carbon-oxygen isotope /
- drilling core /
- Changyang

HTML全文

埃迪卡拉纪相对其他地史阶段而言，在地层划分对比与分统建阶方面存在更多的困难：生物化石因受到生物学分类难以确定、分异性较差、地层产出不连续、区域产出差别大等诸多因素的限制而难以从生物地层学上提供准确的地质时间尺度^[1]；由于可供年龄分析的岩石样品相对缺少，因而缺少绝对年龄的控制^[2-4]。近20年来，国内外学者在新元古代地层的同位素化学地层研究方面，特别是C同位素地层学在地层对比中的应用^[5-11]，取得了显著进展，为建立全球新元古代地层对比格架奠定了基础。

华南峡东地区埃迪卡拉纪地层出露广泛、顶底界线清晰、分布稳定，且产有丰富的微体胚胎、宏体藻类、软躯体动物、管状动物等各门类化石，是解决全球埃迪卡拉纪年代地层划分最理想的地区之一。近年来，峡东地区在层序地层学、生物地层学、年代地层学等方面研究程度很高，在C同位素地层学研究方面也积累了大量的研究成果^[5-11]。峡东地区埃迪卡拉纪地层的稳定C同位素比值变化频繁，众多学者已识别出数次C同位素的正漂移和负漂移事件，这些事件对埃迪卡拉纪的年代地层划分和对比具有十分重要的指示意义。

在埃迪卡拉纪早期，鄂西地区已基本演化为扬子被动大陆边缘，鄂西浅海盆地主要由浅海盆地和碳酸盐岩台地组成^[12]，其中台地大体可分为局限台地相、开阔台地相、台缘浅滩相^[13]。峡东地区迄今已开展过C同位素地层研究的剖面主要集中在紧邻黄陵隆起周缘的秭归地区，而对位于黄陵背斜以南约50km的长阳背斜地区研究较少，可能与出露的埃迪卡拉系面积较小、难以寻找较连续的地层剖面有关。秭归地区可能以台缘浅滩相或浅海盆地相沉积为主，而以天阳坪断裂与之相隔的长阳地区则可能以开阔台地相或台缘浅滩相沉积为主，那么这2个地区同期的C同位素曲线将呈现哪些异同？是否在区域上可以对比？本次以位于长阳背斜的埃迪卡拉系钻孔岩心为研究对象，开展高精度的C同位素地层学研究，并与黄陵隆起周缘其他剖面进行对比，确定C同位素偏离事件是否具有区域性乃至全球性分布特征，进而为华南地区埃迪卡拉纪地层划分与对比提供依据。此外，在峡东地区以往的工作中，除个别样品来自钻孔岩心^[14]外，其余样品均来自地表剖面。受露头条件限制，难以避免地存在样品不够新鲜、遭受不同程度风化、采样不够连续等问题，而本次研究的碳酸盐岩样品均采自钻孔岩心，在很大程度上可以避免上述干扰因素。

1. 地层概述

湖北长阳两河口ZK04孔是中国地质调查局武汉地质调查中心承担的“武陵-湘鄂西页岩气资源调查评价”项目于2014年部署的一口机械岩心钻探井，目的层是埃迪卡拉系陡山沱组富有机质泥岩。该井位于湖北省长阳土家族自治县两河口至方家湾村的乡道旁，构造上位于长阳复背斜南部的两河口背斜西端（图 1）。ZK04孔深298.98m，岩层产状较稳定，平均倾角为13°，其中陡山沱组真厚度约为258.5m。

图 1 湖北长阳ZK04钻孔的地理位置和地质图

Figure 1. Geographic location and geological map of ZK04 drill hole in Changyang, Hubei Province

下载: 全尺寸图片幻灯片

ZK04孔岩心的底部为南华系南沱组灰绿色冰碛泥砾岩，与上覆陡山沱组一段的浅灰色中厚层状泥晶白云岩呈平行不整合接触。陡山沱组一段厚7.5m，下部为浅灰色角砾状泥晶白云岩，见浑圆状角砾和溶蚀空洞；上部为浅灰色-灰白色含钙质白云岩夹灰黑色含炭质泥岩。陡山沱组二段厚约188m，底部为黑色炭质页岩夹深灰色薄层状钙质白云岩，下部为深灰色薄层状含磷质钙质白云岩夹黑色炭质页岩，上部为黑色炭质页岩夹深灰色薄层状含炭泥质白云岩。陡山沱组三段厚约52m，下部为浅灰色中层状泥质灰岩与灰黑色含炭质钙质白云岩互层，上部为灰色-灰白色中层状泥质灰岩夹黑色炭质页岩。陡山沱组四段厚约11m，为灰黑色薄层状含炭质硅质白云岩夹黑色页岩，与上覆灯影组深灰色中层状含硅质泥晶白云岩整合接触。

2. 分析方法与可靠性分析

2.1 分析方法

本次研究的碳酸盐岩样品全部采自ZK04孔岩心，共采集C、O同位素样品94件，采样间距根据泥页岩的分布情况不等，最小为0.3m。采集样品时避开了裂缝和方解石脉。C、O稳定同位素分析在中国地质调查局武汉地质调查中心同位素地球化学实验室完成。测试前先将纯净的碳酸盐岩样品研磨至200目，在烘箱中低温烘烤2h，去除吸附水。冷却后，称取适量样品置于真空反应器中，与100%磷酸进行恒温反应。灰岩的平衡温度为25℃，平衡时间为24h；白云岩的平衡温度为70℃，平衡时间为3h。用冷冻法分离出生成的水，收集纯净的CO₂气体。采用MAT-251质谱仪测定C和O同位素组成。分析全过程采用国家标准样（GBW04406、GBW04417）和国际标准样（NBS19）进行控制，并间隔选取了20个样品（占总样品数的21.3%）进行质量监控，测试精度约为0.10‰。此外，为了更好地判断海相碳酸盐岩的蚀变程度，针对不同岩性间隔选取了15个样品进行了Mn和Sr元素含量分析。微量元素分析在国土资源部中南矿产资源监督检测中心完成，仪器为电感耦合等离子体质谱仪（ICP-MS-X Series Ⅱ），分析精度优于5%。

2.2 数据可靠性分析

对埃迪卡拉纪碳酸盐岩而言，由于地质时代久远，C同位素组成很可能在碳酸盐岩的早期成岩、岩石-流体交换、热液蚀变、埋藏变质作用等地质过程中发生改变。为了能够比较准确地获得埃迪卡拉纪海水的C同位素组成，需要对碳酸盐岩样品的可靠性进行评价。

碳酸盐岩δ¹³C和δ¹⁸O值的相关性分析可以用来判别原岩的蚀变程度。一般认为，如果δ¹³C和δ¹⁸O值之间具有明显的相关性，则可认为碳酸盐岩蚀变强烈，其δ¹³C和δ¹⁸O值不可靠；反之则可靠。此外，碳酸盐岩的O同位素组成也可用来判别蚀变程度，一般认为δ¹⁸O>5‰的碳酸盐岩没有蚀变；介于-10‰~-5‰之间的可能已蚀变，但其程度不足以改变原岩C同位素组成和含量，仍可以使用；但是δ¹⁸O < -10‰的蚀变强烈，不能很好地保留原始同位素值^[15-16]。ZK04钻孔的C、O稳定同位素测试结果见表 1。除陡山沱组二段下部的个别样品的δ¹⁸O值小于-10‰外，其余样品的δ¹⁸O值均大于-10‰。从C、O同位素的分布特征看（图 2），δ¹³C和δ¹⁸O值之间相关性不明显（R²=0.295）。因此，尽管部分样品可能受到后期蚀变的影响，但总体上测试样品受后期蚀变作用的影响较小。

图 2 湖北长阳两河口ZK04钻孔埃迪卡拉系δ¹³C和δ¹⁸O值相关性

Figure 2. Correlation analysis between δ¹³C and δ¹⁸O of the Lianghekou ZK04 core in Changyang, Hubei Province

下载: 全尺寸图片幻灯片

Mn/Sr值也是判断海相碳酸盐岩蚀变程度的常用指标。碳酸盐岩若受到成岩蚀变作用影响，会造成Sr的损失和Mn的加入。一般情况下，Mn/Sr＜10的碳酸盐岩未遭受强烈的蚀变，其同位素组成可以代表原始沉积记录，Mn/Sr＜3表示样品较好地保持了原始海水的同位素组成^[15-16]。本次测试的样品中，除陡山沱组一段盖帽白云岩（含锰矿层）2个样品的Mn/Sr值外，其余均小于1，表明碳酸盐岩样品保持了沉积时海水的原始C、O同位素组成。

3. 结果与讨论

湖北长阳ZK04钻孔C、O稳定同位素测试结果和纵向演化趋势分别见表 1和图 3。陡山沱组碳酸盐岩的δ¹³C值在-2.99‰~+8.05‰之间变化。在南沱组冰碛砾岩之上的陡山沱组一段白云岩中，δ¹³C值由最低值-2.67‰快速上升至+3.02‰，然后又缓慢降至+0.07‰。整个盖帽白云岩的δ¹³C变化构成了陡山沱组内第一次C同位素负偏离。从陡山沱组二段底部的含钙质白云岩开始，δ¹³C值逐渐升高至+7‰左右（最高值+8.06‰），这一相对稳定的正值一直持续到二段中部的含白云质灰岩结束。随后，伴随白云质泥岩和含炭质泥岩的出现，δ¹³C呈现小幅的第二次负偏离，而在二段顶部即含炭质泥岩临近结束时出现了整个陡山沱组最大的δ¹³C负偏离，最负值达-2.99‰。在陡山沱组三段的含泥质白云岩中，δ¹³C值逐渐升高至+5‰左右（最高值+8.06‰），除三段中部出现一次短暂的小幅δ¹³C负偏离外，δ¹³C值表现为不太明显的逐渐降低的趋势，这一趋势贯穿了陡山沱组四段，然后在陡山沱组/灯影组界线处结束并开始逐渐升高。

表 1 湖北长阳ZK04钻孔C、O稳定同位素和Mn/Sr值测试结果

Table 1. Stable carbon and oxygen isotopic data and Mn/Sr ratios of the ZK04 drilling core in Changyang, Hubei Province

序号	样品号	深度/m	岩性	δ¹³C_PDB/‰	δ¹⁸O_PDB/‰	Mn/Sr
1	ZK04-1T	9.5	白云岩	3.42	-3.03
2	ZK04-2T	18.3	白云岩	1.11	-3.90
3	ZK04-3T	20.8	白云岩	1.94	-4.33
4	ZK04-3-2T	23.9	白云岩	1.41	-4.82
5	ZK04-3-2T^*		白云岩	1.38	-4.82
6	ZK04-4T	25.9	白云岩	0.60	-4.77
7	ZK04-5T	27.3	白云岩	-2.52	-3.44
8	ZK04-6T	28.9	白云岩	0.67	-2.92
9	ZK04-8T	33.0	白云岩	-0.45	-3.62
10	ZK04-8T^*		白云岩	-0.48	-3.62
11	ZK04-10T	38.5	白云岩	1.36	-2.86
12	ZK04-11T	40.2	白云岩	-0.10	-2.63
13	ZK04-12T	41.7	白云岩	-0.15	-2.53	0.30
14	ZK04-13T	45.3	白云岩	1.10	-3.66
15	ZK04-13T^*		白云岩	1.11	-3.75
16	ZK04-14T	47.7	灰岩	-0.14	-8.18	0.76
17	ZK04-15T	50.5	灰岩	0.62	-7.97
18	ZK04-15T^*		灰岩	0.63	-7.95
19	ZK04-16T	52.1	灰岩	6.27	-8.73
20	ZK04-17T	54.1	灰岩	3.10	-8.29
21	ZK04-18T	56.4	灰岩	3.76	-7.71
22	ZK04-19T	58.7	灰岩	2.20	-8.16	0.34
23	ZK04-19T^*		灰岩	2.21	-8.03
24	ZK04-20T	60.3	灰岩	1.09	-8.41
25	ZK04-21T	64.2	灰岩	3.91	-7.26
26	ZK04-22T	66.0	灰岩	5.12	-5.74
27	ZK04-22T^*		灰岩	5.11	-5.73
28	ZK04-23T	67.3	灰岩	4.11	-7.96
29	ZK04-24T	68.8	灰岩	5.41	-7.60
30	ZK04-25T	71.6	灰岩	5.35	-8.24	0.43
31	ZK04-26T	74.1	灰岩	4.23	-7.08
32	ZK04-26T^*		灰岩	4.21	-7.20
33	ZK04-27T	75.6	灰岩	4.57	-7.87
34	ZK04-28T	77.6	灰岩	2.99	-7.91
35	ZK04-29T	79.5	灰岩	2.61	-8.43
36	ZK04-29T^*		灰岩	2.62	-8.37
37	ZK04-30T	81.3	灰岩	4.02	-4.72
38	ZK04-31T	86.3	白云岩	3.17	-2.07	0.64
39	ZK04-32T	89.0	白云岩	2.94	-2.32
40	ZK04-33T	90.2	白云岩	-0.44	-2.56
41	ZK04-34T	96.0	白云岩	-3.00	-2.32
42	ZK04-34T^*		白云岩	-2.99	-2.28
43	ZK04-35T	101.2	白云岩	0.30	-3.07
44	ZK04-36T	106.1	白云岩	-1.03	-2.07
45	ZK04-37T	127.6	白云岩	5.26	-4.70
46	ZK04-38T	133.4	白云岩	3.93	-4.51
47	ZK04-38T^*		白云岩	3.93	-4.53
48	ZK04-39T	139.6	灰岩	3.60	-6.64	0.30
49	ZK04-40T	142.9	灰岩	3.48	-8.00
50	ZK04-41T	143.8	灰岩	2.59	-8.00
51	ZK04-41T^*		灰岩	2.65	-7.96
52	ZK04-42T	150.3	白云岩	3.99	-3.43
53	ZK04-43T	153.8	白云岩	3.72	-3.30
54	ZK04-44T	155.4	白云岩	5.62	-3.03	0.31
55	ZK04-45T	161.4	白云岩	6.93	-3.26
56	ZK04-45T^*		白云岩	6.93	-3.32
57	ZK04-46T	164.9	灰岩	6.69	-7.80
58	ZK04-47T	166.8	灰岩	6.25	-7.60
59	ZK04-48T	170.5	灰岩	6.74	-9.05
60	ZK04-48T^*		灰岩	6.80	-8.95
61	ZK04-49T	172.2	灰岩	6.36	-7.10	0.56
62	ZK04-50T	175.9	灰岩	6.69	-8.02
63	ZK04-51T	176.8	灰岩	6.60	-7.03
64	ZK04-52T	180.0	灰岩	6.47	-6.78
65	ZK04-52T^*		灰岩	6.45	-6.66
66	ZK04-53T	181.8	灰岩	7.06	-6.10
67	ZK04-54T	182.9	灰岩	6.79	-6.90
68	ZK04-55T	185.3	灰岩	6.71	-8.55	0.35
69	ZK04-56T	187.7	灰岩	6.81	-8.76
70	ZK04-57T	190.6	灰岩	6.66	-5.25
71	ZK04-58T	194.3	灰岩	6.58	-4.78
72	ZK04-59T	200.4	白云岩	6.37	-4.68
73	ZK04-60T	204.5	白云岩	6.75	-4.70
74	ZK04-61T	208.1	灰岩	6.72	-9.74
75	ZK04-62T	210.6	灰岩	6.80	-11.12
76	ZK04-62T^*		灰岩	6.83	-11.09
77	ZK04-63T	213.0	灰岩	6.76	-9.15
78	ZK04-64T	214.3	灰岩	7.51	-9.36	0.24
79	ZK04-65T	217.4	灰岩	7.21	-8.83
80	ZK04-66T	221.5	灰岩	7.37	-7.44
81	ZK04-67T	223.3	灰岩	6.78	-9.35
82	ZK04-68T	226.9	灰岩	7.52	-10.85
83	ZK04-69T	229.9	灰岩	8.06	-8.86
84	ZK04-70T	232.4	灰岩	8.03	-9.69
85	ZK04-70T^*		灰岩	8.05	-9.66
86	ZK04-71T	236.7	灰岩	7.59	-10.14
87	ZK04-72T	238.8	灰岩	7.45	-10.08	0.29
88	ZK04-73T	243.5	灰岩	7.89	-7.35
89	ZK04-74T	244.8	灰岩	7.66	-8.53
90	ZK04-75T	249.5	灰岩	7.25	-8.16
91	ZK04-76T	252.8	灰岩	7.73	-8.98
92	ZK04-77T	255.0	灰岩	7.42	-11.22
93	ZK04-78T	256.5	灰岩	7.31	-11.55	0.16
94	ZK04-78T^*		灰岩	7.33	-11.53
95	ZK04-79T	262.6	灰岩	7.08	-11.55
96	ZK04-80T	267.8	灰岩	6.46	-5.55
97	ZK04-81T	270.4	白云岩	6.00	-6.73
98	ZK04-82T	274.3	白云岩	5.40	-5.27
99	ZK04-82T^*		白云岩	5.39	-5.35	0.38
100	ZK04-83T	281.8	灰岩	0.92	-9.30
101	ZK04-84T	283.5	白云岩	0.91	-3.99	1.64
102	ZK04-85T	284.7	白云岩	0.07	-4.41
103	ZK04-86T	285.7	白云岩	1.06	-4.05
104	ZK04-87T	286.9	白云岩	1.29	-3.92
105	ZK04-87T^*		白云岩	1.33	-3.88
106	ZK04-88T	287.2	白云岩	2.61	-2.24	2.78
107	ZK04-89T	288.0	白云岩	1.67	-5.81
108	ZK04-89T^*		白云岩	1.68	-5.81
109	ZK04-90T	288.3	白云岩	1.56	-2.29
110	ZK04-91T	289.0	白云岩	1.78	-1.73
111	ZK04-92T	289.8	白云岩	2.95	-1.63
112	ZK04-93T	290.5	白云岩	3.02	-2.67
113	ZK04-94T	291.0	白云岩	-2.67	-8.85
114	ZK04-95T	291.6	白云岩	-1.95	-9.03
注：*为重复测试样

下载: 导出CSV

| 显示表格

图 3 湖北长阳ZK04钻孔埃迪卡拉系δ¹³C和δ¹⁸O变化特征

Figure 3. δ¹³C and δ¹⁸O variation of Ediacaran section from ZK04 drilling core, Changyang, Hubei Province

下载: 全尺寸图片幻灯片

总体上，湖北长阳ZK04孔埃迪卡拉系陡山沱组的δ¹³C呈现4次明显的负偏离和2次正偏离（图 3）。其中第一次δ¹³C负偏离位于陡山沱组一段，第二次和第三次负偏离位于二段上部，第四次负偏离位于三段上部和四段。第一次持续时间较长且相对稳定的δ¹³C正偏离位于二段下部至中部，第二次较短暂的正偏离位于三段中下部。下文将对湖北长阳ZK04孔和峡东地区其他代表性剖面陡山沱组的δ¹³C演化特征进行详细对比，阐述这些重要的δ¹³C偏离事件在不同地区表现的异同及可能原因，并探讨其在区域乃至全球地层对比方面的意义。

第一次δ¹³C负偏离事件发生在陡山沱组一段的盖帽白云岩中，此次δ¹³C负偏离曾先后被命名为CANCE事件和EN1^{[1, 17]}。由于在全球各大陆新元古代Marinoan冰成岩系之上的盖帽碳酸盐岩中，均可以发现这一显著的C同位素负偏离^[18]，因而具有很好的全球对比意义。在峡东地区盖帽碳酸盐岩内部及其之上的地层中，还获得了高精度的锆石UPb年龄（分别为635.2±0.6Ma和632.5±0.5Ma），对此次负偏离事件有很好的时间限定。对于这次δ¹³C负偏离的成因，不同学者先后提出“雪球地球”假说^[19]、上升流假说^[20]、甲烷逃逸^[21-22]和“淡水分层”假说^[23]，尽管迄今仍无定论，但近年来越来越多的证据偏向于支持甲烷逃逸假说^{[21-22, 24]}。在长阳地区，前人在王子石、习家坳和向家湾的盖帽碳酸盐岩中报道了极低的C稳定同位素值（δ¹³C＜-40‰），并提出这是甲烷逃逸的关键证据^[24-26]。从本次研究的长阳两河口ZK04钻孔看，“盖帽”碳酸盐岩中的δ¹³C最低值仅为-2.67‰，并未发现这种极负的C同位素值。在前人研究的很多峡东地区剖面，如秭归泗溪、陈家院子、长阳右溪等，也没有呈现极负值（图 4）。笔者认为，这很可能是由于采样间距不够而导致的，因为前人报道的δ¹³C极负值均是在极薄的小层中发现这一甲烷释放的信号。此外，通过观察发现，长阳ZK04钻孔岩心“盖帽”碳酸盐岩中发育明显的晶洞，这一特征与前人在长阳地区王子石剖面发现的花瓣状重晶石、帐篷构造、δ¹³C极负值等^[24]一样，很可能是新元古代冰后期甲烷渗漏事件的地质标志。

图 4 峡东地区不同埃迪卡拉纪剖面C同位素组成特征对比

Figure 4. Stable carbon isotope correlation of Ediacaran sections in Yangtze Gorges area

下载: 全尺寸图片幻灯片

紧随第一次δ¹³C负偏离之后，出现了第一次δ¹³C正偏离事件（图 3）。这一事件在峡东地区普遍存在，并被定义为EP1^[17]。生物地层学方面的研究发现，在这次正偏离的区域内发育Tianzhushaniaspinosa组合^[27]。在ZK04钻孔中，δ¹³C值在相当长的一段时间内处于较稳定的较大正值。值得一提的是，近年来不少研究发现，在EP1内部还存在一次明显的C同位素组成降低事件，这一事件可能与前人命名的WANCE事件吻合。WANCE事件在峡东地区有完全不同的表现。在樟村坪、牛坪剖面和九龙湾剖面^{[10, 28]}，δ¹³C值从+5‰缓慢下降至+1‰，然后缓慢上升至+6‰；在雾河—高家溪一带钻孔剖面^[14]，δ¹³C值从+5‰快速下降到-5‰，然后很快回升至+5‰；在秭归泗溪剖面^[11]和乡党坪剖面^[9]，δ¹³C则出现了几个较明显的负值。然而，此次WANCE事件在田家院子剖面^[28-29]，无明显的显示。在ZK04孔岩心的相当层位，δ¹³C值相对稳定，介于+6‰~+8‰之间，没有发现该δ¹³C负偏离事件。因此可以推断，WANCE事件在峡东地区仅代表了部分区域一次短暂的C同位素降低事件。关于WANCE的发生时间，此前有学者认为，该事件与Gaskier冰期有关，推断其地质年代约为580Ma^[1-2]。但后来的同位素测年数据显示，其地质年代稍晚于614.0±7.6Ma^[30]，根据贵州瓮安上磷矿层下部的同位素年龄（599±4Ma）^[8]推测，此次C同位素负偏及其所对应的多细胞生物分异和复杂化事件发生在大约600Ma^[11]。

第二次δ¹³C负偏离发生在陡山沱组二段中上部，δ¹³C值从+6.93‰下降至+2.59‰，此次负偏离事件被命名为BANCE事件和EN2^{[1, 17]}。值得注意的是，在已有的很多研究中，由于采样密度不够或剖面出露不连续等原因，很容易将第一次δ¹³C正偏离中出现的短暂δ¹³C负偏离（WANCE）误认为是此次负偏离。由于这一负偏离事件在峡东地区广泛存在，而且其开始于Tianzhushaniaspinosa的消失层位，结束于以Tianzhushaniaanozos为代表的新型大型具刺疑源类出现层位，因此其对确定埃迪卡拉纪的阶一级年代地层界线具有重要的地层学意义^[31]。然而，在全球地层对比方面，目前仅有印度北部小喜马拉雅的Infra Krol组中部的一次δ¹³C负偏离可以较好地对比。此外，由于缺乏精确的同位素测年数据，此次负偏离事件的精确地质时代尚无法确定。对于此次负漂移事件的成因还有待研究，有研究认为，可能是一次短暂有机碳氧化所致的区域性事件^[32]。也有学者认为，此次δ¹³C负偏离是气候变冷、海平面下降导致的^[14]。

第三次δ¹³C负偏离发生在陡山沱组二段/三段界线之下，最负值达到-2.99‰，是长阳ZK04钻孔中发现的仅次于陡山沱组底部的一次δ¹³C负偏离。此次负偏离在秭归泗溪剖面和青林口剖面也可以观察到^[11]，但在峡东地区其他剖面均未见记录。一方面可能是由于采样密度不足或受露头条件限制，另一方面，则可能是在水体较浅的区域由于地层缺失而没有保存此次δ¹³C负偏离。关于地层缺失的观点，一个可能的证据是，此次较显著的δ¹³C负偏离只出现在水体较深的长阳两河口地区及更深的秭归泗溪和青林口一带，而在水体较浅的晓峰河一带则出现了层序间断面。

第四次δ¹³C负偏离发生在短暂的第二次δ¹³C正偏离之后，位于陡山沱组三段上部和四段，其顶界面与灯影组白云岩的底界面基本一致，这一被命名为DOUNCE事件和EN3^{[1, 17]}的δ¹³C负偏离在华南地区乃至全球范围内广泛存在。然而在本次研究中，湖北长阳两河口ZK04钻孔在DOUNCE事件的相当层位仅表现为不强烈的δ¹³C负偏离，而δ¹³C的极负值亦保持在0左右。通过对长阳ZK04孔及峡东地区其他剖面的DOUNCE事件进行对比发现，不同地区的δ¹³C负偏离程度存在较大的差别（图 4），并且很可能与水体深度密切相关。在水体较深的黄牛岩（九龙湾）一带、雾河—高家溪一带、陈家院子等地区^{[14, 27-28]}，δ¹³C值表现为强烈的负异常，最小值可达-10‰；在秭归泗溪和晓峰一带等浅水台地或台地边缘地区^[11]，δ¹³C的极负值维持在0左右。长阳两河口地区不强烈的δ¹³C负偏离与泗溪和晓峰一带表现较相似，此外，钻孔岩心也揭示了陡山沱组四段黑色页岩相对不发育，因此推测，在陡山沱晚期长阳两河口地区可能位于与泗溪和晓峰一带相似的浅水台地或台地边缘。

多数学者认为，DOUNCE事件可能是地史时期发生的最大的一次全球性C同位素负偏离事件^{[1, 33]}。在阿曼南部的Shuram组、纳米比亚的Du和Dabis组、澳大利亚的Wonoka组、美国加利福利亚死谷的Johnnie组、印度北部小喜马拉雅山脉的Krol群下部及苏格兰的Girlsta灰岩中均发现了相似的δ¹³C负偏离事件^{[18, 33-36]}。DOUNCE事件结束的时间基本被限定在551.1±0.7Ma^[2]，然而对于其开始时间尚不确定。有研究认为，其与Gaskier冰期有关，其地质年代距今大约580Ma^[37]。δ¹³C负偏离是由于埃迪卡拉纪海洋巨大的有机碳库发生了脉冲式的氧化而造成的^[38-39]。有机碳库氧化的假说能够很好地解释埃迪卡拉中期海洋的氧化和埃迪卡拉动物群的出现。另外，有学者在澳大利亚Gawler克拉通Officer盆地的研究发现，这次显著的δ¹³C负偏离是由Acraman地外撞击造成的，证据包括泥岩中的火山灰夹层^[40]、撞击之后地层中Ir等铂族元素含量突然升高^[41]、干酪根δ¹³C、甾烷/藿烷值同时下降^[42-43]及地层中生物标志物晕苯含量突然升高^[44]。近50种具刺疑源类出现在Acraman撞击层位之上，表明发生了疑源类多样化和繁盛^[45-48]。Acraman地外撞击事件同样发生于埃迪卡拉纪中期，即570~ 580Ma之间^[49-51]。尽管关于此次C同位素负偏离事件的成因尚无定论，但该事件的出现与大型具刺疑源类化石群和埃迪卡拉生物群的发展演化具有紧密的联系，对于全球埃迪卡拉纪统级地层对比具有重要的意义。

4. 结论

（1）钻孔岩心揭示了鄂西长阳背斜地区埃迪卡拉系陡山沱组存在4次明显的δ¹³C负偏离，与黄陵隆起周缘CANCE、BANCE、DOUNCE等事件可以很好地对应。

（2）长阳两河口钻孔岩心δ¹³C曲线中未发现陡山沱组二段中部的WANCE事件，推测该事件仅代表了峡东部分地区一次短暂的C同位素降低。

（3）长阳两河口地区在陡山沱组二段上部发现了第三次δ¹³C负偏离，这次负偏离在除秭归泗溪和青林口的峡东其他地区均未发现，这种表现差异可能与水深有关，在水体较浅的区域由于地层缺失而未保存此次δ¹³C负偏离。

（4）三段上部至四段中部的第四次δ¹³C负偏离程度较弱，可能与长阳两河口地区在陡山沱晚期位于浅水台地或台地边缘有关。DOUNCE可能是地史时期最大的一次全球性C同位素负偏离事件，其与大型具刺疑源类化石群和埃迪卡拉生物群的发展演化有紧密的联系，对于全球埃迪卡拉纪统级地层对比具有重要的意义。

致谢: 审稿专家和中国地质调查局武汉地质调查中心陈孝红研究员对论文提出了宝贵的修改意见，武汉地质调查中心同位素地球化学实验室于桂香老师和蔡应雄工程师帮助完成了C、O同位素分析，在此一并致以诚挚的谢意。

图 1 湖北长阳ZK04钻孔的地理位置和地质图

Figure 1. Geographic location and geological map of ZK04 drill hole in Changyang, Hubei Province

下载: 全尺寸图片幻灯片

图 2 湖北长阳两河口ZK04钻孔埃迪卡拉系δ¹³C和δ¹⁸O值相关性

Figure 2. Correlation analysis between δ¹³C and δ¹⁸O of the Lianghekou ZK04 core in Changyang, Hubei Province

下载: 全尺寸图片幻灯片

图 3 湖北长阳ZK04钻孔埃迪卡拉系δ¹³C和δ¹⁸O变化特征

Figure 3. δ¹³C and δ¹⁸O variation of Ediacaran section from ZK04 drilling core, Changyang, Hubei Province

下载: 全尺寸图片幻灯片

图 4 峡东地区不同埃迪卡拉纪剖面C同位素组成特征对比

Figure 4. Stable carbon isotope correlation of Ediacaran sections in Yangtze Gorges area

下载: 全尺寸图片幻灯片

表 1 湖北长阳ZK04钻孔C、O稳定同位素和Mn/Sr值测试结果

Table 1 Stable carbon and oxygen isotopic data and Mn/Sr ratios of the ZK04 drilling core in Changyang, Hubei Province

序号	样品号	深度/m	岩性	δ¹³C_PDB/‰	δ¹⁸O_PDB/‰	Mn/Sr
1	ZK04-1T	9.5	白云岩	3.42	-3.03
2	ZK04-2T	18.3	白云岩	1.11	-3.90
3	ZK04-3T	20.8	白云岩	1.94	-4.33
4	ZK04-3-2T	23.9	白云岩	1.41	-4.82
5	ZK04-3-2T^*		白云岩	1.38	-4.82
6	ZK04-4T	25.9	白云岩	0.60	-4.77
7	ZK04-5T	27.3	白云岩	-2.52	-3.44
8	ZK04-6T	28.9	白云岩	0.67	-2.92
9	ZK04-8T	33.0	白云岩	-0.45	-3.62
10	ZK04-8T^*		白云岩	-0.48	-3.62
11	ZK04-10T	38.5	白云岩	1.36	-2.86
12	ZK04-11T	40.2	白云岩	-0.10	-2.63
13	ZK04-12T	41.7	白云岩	-0.15	-2.53	0.30
14	ZK04-13T	45.3	白云岩	1.10	-3.66
15	ZK04-13T^*		白云岩	1.11	-3.75
16	ZK04-14T	47.7	灰岩	-0.14	-8.18	0.76
17	ZK04-15T	50.5	灰岩	0.62	-7.97
18	ZK04-15T^*		灰岩	0.63	-7.95
19	ZK04-16T	52.1	灰岩	6.27	-8.73
20	ZK04-17T	54.1	灰岩	3.10	-8.29
21	ZK04-18T	56.4	灰岩	3.76	-7.71
22	ZK04-19T	58.7	灰岩	2.20	-8.16	0.34
23	ZK04-19T^*		灰岩	2.21	-8.03
24	ZK04-20T	60.3	灰岩	1.09	-8.41
25	ZK04-21T	64.2	灰岩	3.91	-7.26
26	ZK04-22T	66.0	灰岩	5.12	-5.74
27	ZK04-22T^*		灰岩	5.11	-5.73
28	ZK04-23T	67.3	灰岩	4.11	-7.96
29	ZK04-24T	68.8	灰岩	5.41	-7.60
30	ZK04-25T	71.6	灰岩	5.35	-8.24	0.43
31	ZK04-26T	74.1	灰岩	4.23	-7.08
32	ZK04-26T^*		灰岩	4.21	-7.20
33	ZK04-27T	75.6	灰岩	4.57	-7.87
34	ZK04-28T	77.6	灰岩	2.99	-7.91
35	ZK04-29T	79.5	灰岩	2.61	-8.43
36	ZK04-29T^*		灰岩	2.62	-8.37
37	ZK04-30T	81.3	灰岩	4.02	-4.72
38	ZK04-31T	86.3	白云岩	3.17	-2.07	0.64
39	ZK04-32T	89.0	白云岩	2.94	-2.32
40	ZK04-33T	90.2	白云岩	-0.44	-2.56
41	ZK04-34T	96.0	白云岩	-3.00	-2.32
42	ZK04-34T^*		白云岩	-2.99	-2.28
43	ZK04-35T	101.2	白云岩	0.30	-3.07
44	ZK04-36T	106.1	白云岩	-1.03	-2.07
45	ZK04-37T	127.6	白云岩	5.26	-4.70
46	ZK04-38T	133.4	白云岩	3.93	-4.51
47	ZK04-38T^*		白云岩	3.93	-4.53
48	ZK04-39T	139.6	灰岩	3.60	-6.64	0.30
49	ZK04-40T	142.9	灰岩	3.48	-8.00
50	ZK04-41T	143.8	灰岩	2.59	-8.00
51	ZK04-41T^*		灰岩	2.65	-7.96
52	ZK04-42T	150.3	白云岩	3.99	-3.43
53	ZK04-43T	153.8	白云岩	3.72	-3.30
54	ZK04-44T	155.4	白云岩	5.62	-3.03	0.31
55	ZK04-45T	161.4	白云岩	6.93	-3.26
56	ZK04-45T^*		白云岩	6.93	-3.32
57	ZK04-46T	164.9	灰岩	6.69	-7.80
58	ZK04-47T	166.8	灰岩	6.25	-7.60
59	ZK04-48T	170.5	灰岩	6.74	-9.05
60	ZK04-48T^*		灰岩	6.80	-8.95
61	ZK04-49T	172.2	灰岩	6.36	-7.10	0.56
62	ZK04-50T	175.9	灰岩	6.69	-8.02
63	ZK04-51T	176.8	灰岩	6.60	-7.03
64	ZK04-52T	180.0	灰岩	6.47	-6.78
65	ZK04-52T^*		灰岩	6.45	-6.66
66	ZK04-53T	181.8	灰岩	7.06	-6.10
67	ZK04-54T	182.9	灰岩	6.79	-6.90
68	ZK04-55T	185.3	灰岩	6.71	-8.55	0.35
69	ZK04-56T	187.7	灰岩	6.81	-8.76
70	ZK04-57T	190.6	灰岩	6.66	-5.25
71	ZK04-58T	194.3	灰岩	6.58	-4.78
72	ZK04-59T	200.4	白云岩	6.37	-4.68
73	ZK04-60T	204.5	白云岩	6.75	-4.70
74	ZK04-61T	208.1	灰岩	6.72	-9.74
75	ZK04-62T	210.6	灰岩	6.80	-11.12
76	ZK04-62T^*		灰岩	6.83	-11.09
77	ZK04-63T	213.0	灰岩	6.76	-9.15
78	ZK04-64T	214.3	灰岩	7.51	-9.36	0.24
79	ZK04-65T	217.4	灰岩	7.21	-8.83
80	ZK04-66T	221.5	灰岩	7.37	-7.44
81	ZK04-67T	223.3	灰岩	6.78	-9.35
82	ZK04-68T	226.9	灰岩	7.52	-10.85
83	ZK04-69T	229.9	灰岩	8.06	-8.86
84	ZK04-70T	232.4	灰岩	8.03	-9.69
85	ZK04-70T^*		灰岩	8.05	-9.66
86	ZK04-71T	236.7	灰岩	7.59	-10.14
87	ZK04-72T	238.8	灰岩	7.45	-10.08	0.29
88	ZK04-73T	243.5	灰岩	7.89	-7.35
89	ZK04-74T	244.8	灰岩	7.66	-8.53
90	ZK04-75T	249.5	灰岩	7.25	-8.16
91	ZK04-76T	252.8	灰岩	7.73	-8.98
92	ZK04-77T	255.0	灰岩	7.42	-11.22
93	ZK04-78T	256.5	灰岩	7.31	-11.55	0.16
94	ZK04-78T^*		灰岩	7.33	-11.53
95	ZK04-79T	262.6	灰岩	7.08	-11.55
96	ZK04-80T	267.8	灰岩	6.46	-5.55
97	ZK04-81T	270.4	白云岩	6.00	-6.73
98	ZK04-82T	274.3	白云岩	5.40	-5.27
99	ZK04-82T^*		白云岩	5.39	-5.35	0.38
100	ZK04-83T	281.8	灰岩	0.92	-9.30
101	ZK04-84T	283.5	白云岩	0.91	-3.99	1.64
102	ZK04-85T	284.7	白云岩	0.07	-4.41
103	ZK04-86T	285.7	白云岩	1.06	-4.05
104	ZK04-87T	286.9	白云岩	1.29	-3.92
105	ZK04-87T^*		白云岩	1.33	-3.88
106	ZK04-88T	287.2	白云岩	2.61	-2.24	2.78
107	ZK04-89T	288.0	白云岩	1.67	-5.81
108	ZK04-89T^*		白云岩	1.68	-5.81
109	ZK04-90T	288.3	白云岩	1.56	-2.29
110	ZK04-91T	289.0	白云岩	1.78	-1.73
111	ZK04-92T	289.8	白云岩	2.95	-1.63
112	ZK04-93T	290.5	白云岩	3.02	-2.67
113	ZK04-94T	291.0	白云岩	-2.67	-8.85
114	ZK04-95T	291.6	白云岩	-1.95	-9.03
注：*为重复测试样

下载: 导出CSV

参考文献(51)

Zhu M Y, Zhang J M, Yang A H. Integrated Ediacaran (Sinian) chronostratigraphy of South China[J]. Palaeogeography, Palaeoclima-tology, Palaeoecology, 2007, 254:7-61. doi: 10.1016/j.palaeo.2007.03.025

Condon D, Zhu M Y, Bowring S, et al. U-Pb ages from the Neo-proterozoicDoushantuo Formation, China[J]. Science, 2005, 308:95-98. doi: 10.1126/science.1107765

Willman S, Moczydłowska M. Ediacaranacritarch biota from the Giles-1 drillhole, Officer Basin, Australia, and its potential forbio-stratigraphiccorrelation[J]. Precambrian Research, 2008, 162:498-530. doi: 10.1016/j.precamres.2007.10.010

Kaufman A J, Knoll A H. Neoproterozoic variations in the C-isoto-pic composition of seawater:Stratigraphic and biogeochemical impli-cations[J]. Precambrian Research, 1995, 73:27-49. doi: 10.1016/0301-9268(94)00070-8

Knoll A H. Learning to tell Neoproterozoictime[J]. Precambrian Re-search, 2000, 100:3-20. doi: 10.1016/S0301-9268(99)00067-4

Zhu M Y, Lu M, Zhang J M, et al. Carbon isotope chemostratigra-phy and sedimentary facies evolution of the EdiacaranDoushantuo Formation in western Hubei, South China[J]. Precambrian Re-search, 2003, 225:7-28. http://www.academia.edu/17380682/Carbon_isotope_chemostratigraphy_and_sedimentary_facies_evolution_of_the_Ediacaran_Doushantuo_Formation_in_western_Hubei_South_China

Jiang G Q, Shi X Y, Zhang S H, et al. Stratigraphy and paleogeogra-phy of the EdiacaranDoushantuo Formation (ca. 635-551Ma) in South China[J]. Gondwana Research, 2011, 19:831-849. doi: 10.1016/j.gr.2011.01.006

刘鹏举, 尹崇玉, 陈寿铭, 等.华南埃迪卡拉纪陡山沱期管状微体化石分布、生物属性及其地层学意义[J].古生物学报, 2010, 49(3):308-324. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-GSWX201003002.htm

陈寿铭, 尹崇玉, 刘鹏举, 等.湖北峡东地区牛坪剖面埃迪卡拉系C同位素组成及地质意义[J].世界地质, 2013, 32(4):641-651. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-SJDZ201304001.htm

陈孝红, 周鹏, 张保民, 等.峡东埃迪卡拉系陡山沱组稳定C同位素记录及其年代地层意义[J].中国地质, 2015, 42(1):207-223. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-DIZI201501016.htm

刘宝珺, 许效松, 潘杏南, 等.中国南方古大陆沉积地壳演化与成矿[M].北京:科学出版社, 1993:120-127.

张汉金, 胡正祥, 颜代蓉, 等.鄂西陡山沱村期岩相古地理与含磷岩系沉积规律[J].地层学杂志, 2013, 37(4):521-526. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-DCXZ201304015.htm

Sawaki Y, Ohno T, Tahata M, et al. The Ediacaran radiogenic Sr isotope excursion in the Doushantuo Formation in the Three Gorg-es area, South China[J]. Precambrian Research, 2010, 176:46-64. doi: 10.1016/j.precamres.2009.10.006

Derry L A, Brasier M D, Corfield R M, et al. Sr and C isotopes in Lower Cambrian carbonates from the Siberian craton:A paleoenvi-ronmental record during the'Cambrian explosion'[J]. Earth and Planetary Science Letters, 1994, 128:671-681. doi: 10.1016/0012-821X(94)90178-3

Kaufman A J, Knoll A H. Neoproterozoic variations in the C-iso-topic composition of seawater-stratigraphic and biogeochemical implications[J]. Precambrian Research, 1995, 73(1/4):27-49. http://www.oalib.com/references/19238429

Zhou C M, Xiao S H. Ediacaran δ¹³C chemostratigraphy of South China[J].Chemical Geology, 2007, 237(1/2):89-108.

Halverson G P, Hoffman P F, Schrag D P, et al. Toward a Neopro-terozoic composite carbon-isotope record[J]. GSA Bulletin, 2005, 117:1181-1207. doi: 10.1130/B25630.1

Hoffman P F, Schrag D P. The snowball earth hypothesis:testing the limits of global change[J]. Terra Nova, 2002, 14:129-155. doi: 10.1046/j.1365-3121.2002.00408.x

Knoll A H, Bambach R K, Canfield D E, et al. Comparative earth history and late Permian mass extinction[J]. Science, 1996, 273:452-457. doi: 10.1126/science.273.5274.452

Kennedy M J, Christie-Blick N, Sohl L E. Are Proterozoic cap car-bonates and isotopic excursions a record of gas hydrate destabiliza-tion following earth's coldest intervals?[J]. Geology, 2001, 29:443-446. doi: 10.1130/0091-7613(2001)029<0443:APCCAI>2.0.CO;2

Jiang G Q, Kennedy M J, Christie-Blick N, et al. Stratigraphy, sed-imentary structures, and textures of the late Neoproterozoic-Doushantuo cap carbonate in south China[J]. J. Sediment Res., 2006, 76:978-995. doi: 10.2110/jsr.2006.086

Shields G A. Neoproterozoic cap carbonates:a critical appraisal of existing models and the plumeworld hypothesis[J]. Terra Nova, 2005, 17:299-310. doi: 10.1111/ter.2005.17.issue-4

王家生, 王舟, 胡军, 等.华南新元古代"盖帽"碳酸盐岩中甲烷渗漏事件的综合识别特征[J].地球科学-中国地质大学学报, 2012, 37(增2):14-22. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-DQKX2012S2009.htm

Jiang G Q, Kennedy M J, Christie-Blick N. Stable isotopic evi-dence for methane seeps in Neoproterozoic post glacial cap carbon-ates[J]. Nature, 2003, 426(6968):822-826. doi: 10.1038/nature02201

Wang J S, Jiang G Q, Xiao S H, et al. Carbon isotope evidence for widespread methane seeps in the ca. 635Ma Doushantuo cap car-bonate in south China[J]. Geology, 2008, 36(5):374-350. https://www.researchgate.net/publication/237146040_Carbon_isotope_evidence_for_widespread_methane_seeps_in_the_ca_635_Ma_Doushantuo_cap_carbonate_in_south_China

Liu P J, Chen S M, Zhu M Y, et al. High-resolution biostrati-graphic and chemostratigraphic data from the Chenjiayuanzi sec-tion of the Doushantuo Formation in the Yangtze Gorges area, South China:Implication for subdivision and global correlation of the EdiacaranSystem[J]. Precambrian Research, 2014, 249:199-214. doi: 10.1016/j.precamres.2014.05.014

Jiang G Q, Kaufman A J, Christie-Blick N, et al. Carbon isotope variability across the Ediacaran Yangtze platform in South China:Implications for a large surface-to-deep ocean δ¹³C gradient[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2007, 261:303-320. doi: 10.1016/j.epsl.2007.07.009

Chu X L, Zang Q R, Zhang T G, et al.Sulfur and car-bon isoto-pic variations in Neoproterozoic sedimentary rocks from southern China[J]. Progress in Natural Science, 2003, 13(11):875-880. doi: 10.1080/10020070312331344580

Liu P J, Xiao S H, Yin C Y, et al. Silicified tubular microfossils from the upper Doushantuo Formation(Ediacaran) in the Yangtze Gorges area, South China[J]. Journal of Palaeontology, 2009, 83(4):630-633. doi: 10.1666/08-034R1.1

Liu P J, Yin C Y, Chen S M, et al. The biostratigraphic succession of acanthomorphicacritarchs of the Ediacaran Doushantuo Forma-tion in the Yangtze Gorges area, South China and its biostratigraph-ic correlation with Australia[J]. Precambrian Research, 2013, 225:29-43. doi: 10.1016/j.precamres.2011.07.009

McFadden K A, Huang J, Chu X L, et al. Pulsed oxidation and bio-logical evolution in the Ediacaran Doushantuo Formation[J]. Pro-ceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America, 2008, 105(9):3197-3202. doi: 10.1073/pnas.0708336105

Le Guerroué E, Allen P A, Cozzi A. Chemostratigraphic and sedi-mentological framework of the largest negative carbon isotopic ex-cursion in Earth history:The NeoproterozoicShuram Formation (Nafun Group, Oman)[J]. Precambrian Research, 2006, 146:68-92. doi: 10.1016/j.precamres.2006.01.007

Calver C R. Isotope stratigraphy of the Ediacarian (Neoproterozoic Ⅲ) of the Adelaide Rift Complex, Australia, and the overprint of water column stratification[J]. Precambrian Research, 2000, 100:121-150. doi: 10.1016/S0301-9268(99)00072-8

Kaufman A J, Corsetti F A, Varni M A.The effect of rising atomo-spheric oxygen carbon and sulfur isotope anomalies in the Neopro-terozoic Johnnie Formation, DealthVarrley, USA[J]. Chemical Ge-ology, 2007, 237:47-63. doi: 10.1016/j.chemgeo.2006.06.023

Prave A R, Strachan R A, FallickA E. Global C cycle perturbations recorded in marbles:a record of Neoproterozoic Earth history with-in the Dalradian succession of the Shetland Islands, Scotland[J]. Journal of the Geological Society. 2009, 166:129-135. doi: 10.1144/0016-76492007-126

刘鹏举, 尹崇玉, 陈寿铭, 等.华南峡东地区埃迪卡拉(震旦)纪年代地层划分初探[J].地质学报, 2012, 86(6):849-866. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-DZXE201206002.htm

Fike D A, Grotzinger J P, Pratt L M, et al. Oxidation of the Edia-caranOcean[J]. Nature, 2006, 444:744-747 doi: 10.1038/nature05345

McFadden K A, Xiao Shuhai, Zhou Chuanming. Quantitativeeval-uation of the biostratigraphic distribution of acanthomorphicacri-tarchs in the Ediacaran Doushantuo Formation in the Yangtze Gorges area, South China[J]. Precambrian Research, 2009, 173:170-190. doi: 10.1016/j.precamres.2009.03.009

Wallace M W, Gostin V A, Keays R R. Discovery of the Acraman impact ejecta blanket in the Officer Basin and its stratigraphic signif-icance[J]. Australian Journal of Earth Sciences, 1989, 36:585-587. doi: 10.1080/08120098908729511

Gostin VA, Keays R R, Wallace M W. Iridium anomaly from the Acraman impact ejectahorizon:impacts can produce sedimentary iridium peaks[J]. Nature, 1989, 340:542-544. doi: 10.1038/340542a0

Hill A C. The EdiacaranAcraman impact event:Did it affect the-long-term carbon cycle?[C]//Goldschmidt Conference Abstracts, 2006:250.

McKirdy D M, Webster L J, Arouri K R, et al. Contrasting sterane signatures in Neoproterozoic marine rocks of Australia before and after the Acraman asteroid impact[J]. Organic Geochemistry, 2006, 37:189-207. doi: 10.1016/j.orggeochem.2005.09.005

Hallmann C, Grey K, Webster L J, et al. Molecular signature of the NeoproterozoicAcraman impact event[J]. Organic Geochemistry, 2010, 41:111-115. doi: 10.1016/j.orggeochem.2009.11.007

Grey K, Walter M R, Calver C.R. Neoproterozoic biotic diversifi-cation:snowball Earth or aftermath of the Acraman impact?[J]. Ge-ology, 2003, 31:459-462. https://www.researchgate.net/publication/249520912_Neoproterozoic_biotic_diversification_Snowball_Earth_or_aftermath_of_the_Acraman_impact

Grey K. Ediacaran Palynology of Australia[J]. Memoirs of the Aus-tralasian Association of Palaeontologists, 2005, 31:439. https://www.researchgate.net/publication/284701396_Ediacaran_palynology_of_Australia

Willman S, Moczydłowska M, Grey K. Neoproterozoic (Ediacaran) diversification of acritarchsa new record from the Murnaroo 1 drill-core, eastern Officer Basin[J]. Australia:Review of Palaeobotany and Palynology, 2006, 139:17-39. doi: 10.1016/j.revpalbo.2005.07.014

Williams G, Gostin V, Wallace M. The Acraman impact event, South Australia:recognition, magnitude and implications for the Late Vendianenvironment[J]. Geological Society of Australia Ab-stracts, 2004, 73:247. https://www.researchgate.net/publication/222953003_Molecular_signature_of_the_Neoproterozoic_Acraman_impact_event

Walter M R, Veevers J J, Calver C R, et al. Dating the 840-544Ma Neoproterozoic interval by isotopes of strontium, carbon, and sulfur in seawater, and some interpretative models[J]. Precam-brian Research, 2000, 100:371-433. doi: 10.1016/S0301-9268(99)00082-0

Williams G E, Wallace M W. The Acraman asteroid impact, South Australia:magnitude and implications for the late Vendianenviron-ment[J]. Journal of the Geological Society, London, 2003, 160:545-554. doi: 10.1144/0016-764902-142

Calver C R, Black L P, Everard J L, et al. U-Pb zircon age con-straints on late Neoproterozoic glaciations in Tasmania[J]. Geology, 2004, 32:893-896. doi: 10.1130/G20713.1

施引文献

资源附件(0)

图(4) / 表(1)

计量

文章访问数: 2402
HTML全文浏览量: 212
PDF下载量: 145
被引次数: 0

1. 地层概述
2. 分析方法与可靠性分析
2.1 分析方法
2.2 数据可靠性分析
3. 结果与讨论
4. 结论

鄂西长阳ZK04钻孔埃迪卡拉系陡山沱组C同位素组成特征及其地层对比意义

作者简介: 危凯(1983-), 男, 博士, 助理研究员, 从事沉积地球化学研究。E-mail:kaiwei1983@163.com

计量

出版历程