2016, Vol. 34扩展功能
文章信息
- 赵平平, 江茂生, 李任伟
- ZHAO PingPing, JIANG MaoSheng, LI RenWei
- 扬子地区中-晚奥陶世转折期的碳同位素漂移事件及其成因探讨
- Carbon Isotope Excursions Near the Middle-Late Ordovician Transition in the Yangtze Area and Their Possible Genesis
- 沉积学报, 2016, 34(6): 1021-1031
- ACTA SEDIMENTOLOGICA SINCA, 2016, 34(6): 1021-1031
- 10.14027/j.cnki.cjxb.2016.06.002
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文章历史
- 收稿日期：2016-05-13
- 收修改稿日期: 2016-08-11
2. 中国科学院大学地球科学学院 北京 100049
2. College of Earth Science, University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
中/晚奥陶世界线附近是地质历史时期非常独特的一个阶段，期间发生了诸如生物辐射、大规模海侵、地球磁极倒转等重大地质事件[1-4]。寒武纪的生命大爆发构建出了地球“生命之树”的基本框架，而于中/晚奥陶世界线附近达到高峰的奥陶纪生物大辐射事件（Great Ordovician Biodiversification Event,GOBE）则是在目（Order）、科（Family）、属（Genus）和种（Species）等水平上极大地丰富了当时的海洋生态系统，使得地球“生命之树”枝繁叶茂[1, 5]。全球海平面在中奥陶世晚期（Darriwilian阶）开始快速上升，并在晚奥陶世的Sandbian阶（或Katian阶）达到整个显生宙的最高位[2, 6]。地球的磁场在中/晚奥陶世转折期发生了剧烈变化：早奥陶世的地球磁场几乎一直是负向极性，而在Glyptograptus teretiusculus-Nemagraptus gracills笔石生物带附近（相当于Darriwilian阶晚期—Sandbian阶早期），地球磁极迅速发生倒转；到了晚奥陶世，地球磁场则以正向极性为主[3, 7-8]。
海水的地球化学组成在中/晚奥陶世转折期也有显著变化[9]。Darriwilian阶中期至Sandbian末期（或Katian初期），海水的锶同位素比值87Sr/86Sr由~0.708 7快速下降至~0.708 0[10]。海水氧同位素比值δ18O在早奥陶世和中奥陶世早期一直呈稳步上升趋势，但是到了Darriwilian阶中期，δ18O 趋于稳定，甚至开始小幅下降[11]。海水的硫循环在Darriwilian阶也迎来重大调整：海水硫酸盐的硫同位素比值δ34SCAS由~30‰大幅下降至~15‰；而硫化物的硫同位素比值δ34SPY则由~-10‰大幅上升至20‰[12]。对于海洋无机碳库来说，中/晚奥陶世界线附近也是一个重要的分水岭：早奥陶世和中奥陶世的早期，δ13Ccarb值大致稳定在-2‰~0之间，期间没有出现剧烈的波动[13]；而到了中奥陶世晚期和晚奥陶世，海洋的无机碳库进入了震荡期，先后出现了至少五次全球性的碳同位素正漂事件[2, 14]。在这五次全球性的碳同位素正漂中，Darriwilian阶中期的Middle Darriwilian Inorganic Carbon Excursion （MDICE）正漂和Sandbian-Katian阶界限处的Guttenberg Inorganic Carbon Excursion （GICE）正漂发生于中/晚奥陶世的转折期，与上文中提及的奥陶纪生物辐射、海平面上升和磁极倒转等重大地质事件，以及海水锶、氧、硫同位素比值的显著变化在发生时间上相吻合，这指示它们可能受相同形成机制的控制。因此，对MDICE和GICE的深入研究有助于我们更好地理解中/晚奥陶世转折期的一系列地质事件和海水化学成分的变化。本文报道了华南扬子地区陈家河剖面的这两次碳同位素正漂，并与同一地区的普溪河剖面以及塔里木盆地的剖面进行了对比，然后重点探讨了这两次全球性碳同位素正漂的形成机制，为我们对中/晚奥陶世转折期的理解提供约束。
1 研究区地质背景华南板块由扬子和华夏两个小的板块组成（图 1），两者之间的具体边界不甚清楚。扬子和华夏板块在新元古代早期发生碰撞，碰撞之后在新元古代至古生代早期，两个板块之间发育裂谷，但是裂谷并没有继续发展成为真正的大洋。后来的一次陆内造山运动造成了裂谷的闭合[15-17]。陈旭等人根据Diplacanthogratus caudatus-D.spiniferus笔石生物带之间发生的深水笔石页岩相到浅水碎屑岩相的剧烈相变，将华南的这次陆内造山运动的起始时间定在晚奥陶世的凯迪阶早期[18-19]。
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| 图 1 A.奥陶纪（~458 Ma）华南板块的地理位置（引自http://www.scotese.com/earth.htm）；B.奥陶纪华南板块主要沉积相的分布[20]；C.陈家河、普溪河和黄花场剖面在研究区中的具体位置[24]。 Figure 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]. |
奥陶纪的扬子板块可分为三个主要沉积单元：扬子台地、江南斜坡和珠江盆地（图 1）。三个沉积单元大致呈北东—南西向平行分布，从西北向东南，水体逐渐加深。扬子台地主要发育浅水的碳酸盐岩，江南斜坡发育深水的碎屑岩和笔石页岩，珠江盆地则以笔石页岩和复理石沉积为主[20-21]。本文所研究的陈家河剖面位于扬子台地之上，距离中/下奥陶统的全球界线层型剖面（GSSP）——黄花场剖面的直线距离只有~4.5 km（图 1）。陈家河剖面无论是在岩性，还是在古生物地层序列上，均与黄花场剖面一致。因此，两条剖面可以直接进行对比[22]。国际上中/晚奥陶世之间的界线（也即是Darriwilian阶和Sandbian阶之间的界线）是以笔石Nemagraptus gracilis的首次出现为标志[23]，而前人的笔石生物地层资料显示，宜昌地区的Nemagraptus gracilis笔石生物带出现庙坡组的中上部[24]。所以，本文将陈家河剖面的中/晚奥陶世界线画在庙坡组之内（见图 2）。
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| 图 2 湖北宜昌陈家河剖面中/晚奥陶世界线附近的碳同位素曲线 Figure 2 The reconstructed carbon isotope curve around the Middle-Late Ordovician boundary at Chenjiahe Section in Yichang,Hubei |
现将陈家河剖面中/晚奥陶世界线附近的三个组——牯牛潭组、庙坡组和宝塔组的岩性简单描述如下：牯牛潭组化石较丰富，厚约23 m，下部以黄绿色—灰色薄层或厚层生物瘤状泥晶灰岩为主，发育生物钻孔，且夹有少许极薄的黏土岩，上部为灰色薄层至中厚层生物泥晶灰岩，该组从下往上构成了水体变浅的沉积层序；庙坡组在扬子台地上的分布比较局限，在陈家河剖面，该组表现为灰黑色笔石页岩夹灰色泥晶灰岩透镜体，厚度只有~2 m，化石丰富；宝塔组为一套浅紫灰色中厚层生物泥晶灰岩，夹少量青灰色薄层至中厚层瘤状泥晶灰岩，该组“龟裂纹”十分发育，而且在扬子台地上广泛分布[25-26]。
2 实验方法和结果本次研究中的碳氧同位素分析在中国科学院地质与地球物理研究所的稳定同位素实验室进行。首先，选取受成岩作用影响较弱的泥晶灰岩，将全岩样品无污染磨制成200目的粉末，采用磷酸盐法制备CO2，并将其在MAT 252型气体同位素质谱仪上测试，测试所得原始数据见表 1，数据的单位均为千分之一（‰），并以VPDB标准给出，单个测试结果的重复精度高于0.08‰。
| 样品编号 | δ13C | δ18O | 地层厚度 | 组 |
| CJH-28 | 0.6 | -8.6 | 32 | 宝塔组 |
| CJH-27 | 1.1 | -8.6 | 31 | 宝塔组 |
| CJH-26 | 1 | -8.5 | 30 | 宝塔组 |
| CJH-25 | 1.1 | -8.7 | 28.2 | 宝塔组 |
| CJH-24 | 1.4 | -8.7 | 26.7 | 宝塔组 |
| CJH-23 | 1.7 | -8.4 | 25.2 | 宝塔组 |
| CJH-22 | 2.2 | -8.1 | 24.7 | 宝塔组 |
| CJH-21 | 1.2 | -6.3 | 22.2 | 宝塔组 |
| CJH-20 | 0.8 | -6.3 | 21 | 宝塔组 |
| CJH-19 | 0.9 | -5.9 | 19.4 | 庙坡组 |
| CJH-18 | 0.5 | -7.7 | 19 | 庙坡组 |
| CJH-17 | 0.4 | -6.5 | 18.6 | 庙坡组 |
| CJH-16 | 1.7 | -7.1 | 17.6 | 牯牛潭组 |
| CJH-15 | 0.7 | -7.5 | 16.6 | 牯牛潭组 |
| CJH-14 | 0.6 | -6.5 | 15.1 | 牯牛潭组 |
| CJH-13 | 0.7 | -7.1 | 13.6 | 牯牛潭组 |
| CJH-12 | 0.8 | -7.4 | 11.6 | 牯牛潭组 |
| CJH-11 | 0.9 | -7.3 | 10.4 | 牯牛潭组 |
| CJH-10 | 0.9 | -7.3 | 9.2 | 牯牛潭组 |
| CJH-9 | 0.7 | -6.9 | 8 | 牯牛潭组 |
| CJH-8 | 0.7 | -7.4 | 7.5 | 牯牛潭组 |
| CJH-7 | 0.6 | -6.9 | 7 | 牯牛潭组 |
| CJH-6 | 0.7 | -7.3 | 5.5 | 牯牛潭组 |
| CJH-5 | 0.7 | -7 | 4.5 | 牯牛潭组 |
| CJH-4 | 0.7 | -6.9 | 3.5 | 牯牛潭组 |
| CJH-3 | 0.5 | -7.2 | 2.5 | 牯牛潭组 |
| CJH-2 | 0.5 | -7.2 | 1.5 | 牯牛潭组 |
| CJH-1 | 0.1 | -6.8 | 0 | 牯牛潭组 |
本次研究建立的陈家河剖面碳同位素曲线显示（图 2）：牯牛潭组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，且趋于稳定，无大幅的波动；到了牯牛潭组的顶部，碳同位素出现第一个峰值达1.7‰、漂移幅度达1.0‰的正向漂移；继续向上进入黑色页岩为主的庙坡组时，碳同位素比值短暂下降至0.5‰左右，而后快速增高；宝塔组的中下部出现第二个幅度更大、跨越地层厚度也更大的碳同位素正漂。
3 讨论 3.1 碳同位素数据可靠性评估Schmitz等人曾根据生物带的凝缩或缺失，以及碳同位素曲线的形态不完整，推测扬子地区的牯牛潭组和庙坡组之间有地层的缺失，而且认为牯牛潭组在暴露出地表期间遭受了大气降水成岩作用（meteoric diagenesis）的改造，使得牯牛潭组的碳同位素组成有异常[27]。但是，野外露头上的系统调查研究表明，宜昌地区的牯牛潭组和庙坡组之间为整合接触，未见明显的不整合面存在[28]。
评价碳酸盐岩是否遭受过大气降水成岩作用强烈改造的一个常用标准是将全岩的碳、氧同位素投图，分析两者是否线性正相关。其应用原理在于：在碳酸盐岩遭受大气降水成岩作用改造的过程中，孔隙流体（主要端元成分是海水和来自大气降水的地下水）会和碳酸盐岩中的矿物发生交换反应，期间非稳态矿物（如文石、高镁方解石）不断溶解，同时沉淀出新的稳态矿物（如低镁方解石、白云石）[29]。在这一过程中，碳酸盐岩全岩的碳、氧同位素比值就可能会被改造。大气降水中的氧同位素比值比同期海水的氧同位素比值偏低。同时，近岸植物光合作用产生的有机质会被带入到大气降水流体中。在被氧化、分解后，有机质中的“轻碳”12C会加入到大气降水流体，使流体的δ13C值变低。因此，随着孔隙流体和碳酸盐矿物之间交换反应的进行，碳酸盐岩全岩的δ18O和δ13C值都会降低。这样，经历过强烈大气降水成岩作用改造的碳酸盐岩全岩的δ18O和δ13C值就可能会显示出线性正相关的特征[30]。此外，碳酸盐岩在被深埋藏时发生的重结晶作用也可能会改造矿物的同位素组成。但是，前人研究结果表明：对于氧同位素来讲，灰岩深埋藏时高温流体的水岩比（Water/Rock）较高；而对于碳同位素来讲，高温流体的水岩比较低。所以，碳酸盐岩深埋藏时发生的重结晶作用虽然会显著降低其氧同位素比值，但对其碳同位素比值的影响较小[30-31]。
我们将本次研究所测得的陈家河剖面牯牛潭组、庙坡组和宝塔组灰岩的碳、氧同位素投图后发现，δ13C和δ18O之间没有显示出线性正相关，甚至有轻微的负相关（图 3），表明样品没有受到强烈的大气降水成岩作用的改造，δ13C值应该能够代表原始沉积时海洋无机碳库的碳同位素组成。
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| 图 3 碳、氧同位素交会图没有显示线性正相关关系 Figure 3 Carbon and oxygen isotope cross plot illustrating no positive linear correlation |
前人在华南多条奥陶系的剖面中都发现了牯牛潭组和宝塔组的这两次碳同位素正漂，并分别将其与国际上Darriwilian阶的MDICE和Sandbian-Katian阶界线处的GICE对比[27, 32-34]。其中，位于陈家河剖面以北约10km处的普溪河剖面在相同的层位（牯牛潭组、庙坡组和宝塔组）有完整碳同位素曲线的报道[27, 32-33, 35]。两条剖面的岩石和生物地层单位基本一致，可以直接进行对比（图 4）。经过对比发现，陈家河剖面和普溪河剖面的碳同位素曲线的整体趋势、同层位的δ13C值都十分接近，只是MDICE的峰值略有不同，我们推测这主要是和两条剖面的采样密度不同有关（陈家河剖面的采样密度比普溪河剖面小很多，所以可能没捕捉到MDICE碳同位素正漂的峰值），而不大可能是反映当时局部海水碳同位素组成的差异。总之，两条剖面碳同位素曲线之间良好的可对比性让我们确认，陈家河剖面牯牛潭组和宝塔组的这两次碳同位素正漂分别对应着中/晚奥陶世界线附近全球性的MDICE和GICE碳同位素正漂，而且这两次碳同位素正漂事件在华南扬子地区奥陶系的地层中广泛发育。
塔里木盆地在奥陶纪时的地理位置和华南板块的接近（见图 1），也发育有MDICE和GICE两次碳同位素正漂（图 5）。在巴楚地区的南一沟剖面，前人建立的几条碳同位素曲线都显示出类似的变化特征：在一间房组的中段，δ13Ccarb有一个幅度约1.0‰的正漂（相当于扬子地区牯牛潭组的那次正漂，即MDICE），碳同位素从背景值-0.3‰升至峰值0.6‰；到了一间房组的上段，碳同位素比值又降回至背景值-0.3‰附近；继续向上进入“红层”恰尔巴克组（又叫吐木休克组）时，碳同位素又开始了更大幅度的正漂（相当于扬子地区宝塔组的那次正漂，也即GICE），而且这次正漂跨越地层厚度非常之大——碳同位素曲线在整个恰尔巴克组和良里塔格组一直呈上升趋势，到了野外露头所能见到的良里塔格组的最顶部，δ13C值已经增加到了3.0‰，未见下降趋势[36-38]。在塔里木盆地另外两条经典的奥陶系剖面——柯坪水泥厂剖面和大湾沟剖面（后者是中/晚奥陶世界线的全球辅助层型剖面）， 碳同位素的变化特征和南一沟剖面的非常类似：下奥陶统蓬莱坝组和鹰山组的碳同位素比值很低，只有-1.52‰~-1.19‰[39]；从大湾沟组的中上部开始，碳同位素比值快速升至~1.0‰（MDICE）；在上覆以黑色页岩为主的萨尔干组，灰岩夹层的碳同位素比值明显下降，而后δ13Ccarb值继续稳步上升（GICE开始），且上升趋势持续整个坎岭组；继续向上进入其浪组的下部，δ13Ccarb值进一步升高至2.3‰左右，其浪组中部近100m的地层中δ13Ccarb值一直维持在2.0‰以上的高位，直至其浪组的上部δ13Ccarb值才开始逐渐下降；印干组灰岩夹层的碳同位素比值继续呈下降趋势，到了印干组的顶部，δ13Ccarb值已经下降至0‰以下（GICE结束）[39-40]。塔里木盆地中部和北部的奥陶系地层钻井资料也显示类似的碳同位素变化趋势[37, 40-42]。
总之，在塔里木盆地的奥陶系地层中，MDICE和GICE这两次全球性的碳同位素正漂事件发育良好，而且在将其与扬子的这两次碳同位素正漂事件进行对比之后，我们发现一些相同之处（图 4，5）：首先，两个地区的碳同位素相对漂移幅度很类似，GICE的漂移幅度都要比MDICE的漂移幅度大（MDICE的漂移幅度约为1.0‰，而GICE的漂移幅度在2.0‰~2.5‰之间），而且前者所跨越的地层厚度也更大（跨越地层厚度的大小和碳同位素漂移事件所持续的时间、当时的沉积速率都有关）；其次，在扬子地区的陈家河剖面和塔里木盆地的大湾沟剖面，两次碳同位素正漂事件和黑色页岩的沉积都紧密相伴（扬子地区陈家河剖面的庙坡组和塔里木盆地大湾沟剖面的萨尔干组都是黑色页岩沉积），黑色页岩的沉积夹在MDICE和GICE之间。
3.3 MDICE和GICE的成因探讨海相碳酸盐岩中的碳同位素δ13Ccarb是反映古海洋无机碳库变化的良好指标。δ13Ccarb曲线的建立不仅可以在缺少古生物地层时作为地层划分对比的可靠手段，更是研究古海洋、古气候变化的一种常规方法[13]。自然界生物在光合作用过程中总是优先利用“轻碳”12C，使得光合作用的产物——有机质中总是富集12C而亏损13C[43]。“生物泵”的作用会使表层和深层海水的碳同位素组成出现系统差异：海水中的光合作用主要集中在表层透光带，透光带生物光合作用所产生的有机质颗粒会在重力作用下缓慢沉入下层的水体；下降的过程中，有机质会不断地被微生物氧化、分解，释放出大量“轻碳”12C并加入到海水中，使得透光带之下深层水体的碳同位素比值要比表层水体的偏低[13]。这样，当海洋生物生产力较高和/或有机质大量埋藏时，海水中的碳同位素比值就会出现正漂[44]；而当海洋中有机质（如甲烷水合物）被大量氧化分解和/或深层海水剧烈上涌时，海水中的碳同位素比值就会出现负漂[45-46]。
基于上述海水碳同位素的漂移原理，同时考虑到扬子地区和塔里木盆地的MDICE和GICE与黑色页岩的沉积紧密相伴这一重要现象（见图 4和图 5），我们认为，中/晚奥陶世转折期海洋的生产力较高，更多的“轻碳”12C从海水转移到有机质中并被埋藏，是形成这两次全球性碳同位素正漂的直接原因。但是，又是什么机制激发了当时海洋的生产力呢？Jones等人在解释侏罗纪和白垩纪的几次大洋缺氧事件（大洋缺氧事件以黑色页岩的广泛沉积和碳同位素的正漂为标志）时，曾提出一种概念模型，认为洋中脊处的热液活动可以通过向海水中注入铁等生命必需元素，提高海洋的生产力[47]。铁，作为一种生命必需元素，在很大程度上控制了当代海洋生物生产力的高低[48]。过去，一些研究人员观察到，洋中脊处的热液流体喷出后，会很快和海水发生化学反应，生成铁的硫化物和/或铁的氢氧化物沉淀[49]。因而他们认为，洋中脊热液活动所提供的铁元素无法在长时间、长距离内维持溶解态[50]，很难被海洋中的生物所利用。但是，现在有越来越多的研究发现，海底热液系统提供的呈溶解态的铁元素可以通过某种复杂的机制在海水中维持稳定而不形成沉淀[51]。在洋流的作用下，这种来自洋中脊热液系统的呈溶解态的铁甚至可以被搬运数千公里[52]。这样，广阔海水中的生物就可能因为这些洋中脊热液来源的铁而繁盛，从而海洋的生物生产力得到提高。
在总结前人塔里木盆地的相关研究之后，我们发现，MDICE、GICE这两次碳同位素正漂事件与中/晚奥陶世界线附近海水锶同位素比值的快速下降恰好处于同一层位（见图 6）[32, 36, 41, 53]。我们在扬子地区黄花场剖面重建的奥陶纪牙形石锶同位素曲线也给出了类似的关系—锶同位素比值在牯牛潭组的上部（MDICE发生的层位）开始快速、剧烈的下降，且这一下降趋势至少持续到宝塔组的下部（GICE发生的层位）（作者尚未发表数据）。传统观点认为，海水锶同位素比值的下降反映的是洋中脊热液活动的加剧[9-10, 54-55]。虽然有新的研究发现，岛弧火山活动的增强可能才是引起海水锶同位素下降的主要因素[56]，但是实际上，洋中脊热液活动的加剧和岛弧火山活动的增强两者之间并不矛盾：洋中脊扩张速率的增快不仅会导致海底热液活动的增强，还会使得板块边界老的洋壳不断俯冲至地幔，俯冲过程中洋壳脱去部分水和流体，水和流体向上运移进入地幔楔，导致地幔楔熔融并产生岩浆，岩浆上涌并喷出地表，形成岛弧[57]。所以，我们认为，MDICE和GICE与87Sr/86Sr快速剧烈下降在发生时间上的吻合，指示了这两次碳同位素正漂的形成可能与洋中脊热液活动加剧有关。海底热液系统能够通过向海水中注入铁等生命必需元素，刺激生物的繁盛，提高海水生产力，为碳同位素正漂的形成、甚至是生物辐射事件的发展提供条件。奥陶纪Darriwilian阶晚期至Katian阶的硅质岩明显增多，也被认为是和中/晚奥陶世转折期洋中脊热液活动加剧有关[58]，这一认识与我们的上述推论相符。
洋中脊和/或岛弧的剧烈活动会伴随着大量CO2的释放（“放气作用”），这有可能引发温室效应，导致气候变暖[59]。奥陶纪Darriwilian-Katian阶海水氧同位素比值的下降（即温度的上升）可能与此有关[11]。除了引发温室效应，洋中脊和/或岛弧剧烈活动释放的大量幔源CO2还可能会对海洋无机碳库的碳同位素比值产生影响[44]。与海水无机碳库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]偏负。所以，有学者认为，洋中脊和/或岛弧剧烈的“放气作用”会首先引起海洋无机碳库小幅度的碳同位素负漂，而后才会因海水生产力的提高和/或有机质埋藏率的增加而出现碳同位素比值正漂[62-63]。华南和塔里木盆地中/晚奥陶世转折期的δ13Ccarb曲线并没有显示出类似的变化（图 4，5），这似乎不符合本文中MDICE和GICE两次碳同位素正漂的形成与洋中脊热液活动加剧有关的推论。但是，碳同位素质量平衡模型表明，由火山活动“放气作用”而直接导致的δ13Ccarb负漂的幅度非常有限[44]。当火山活动释放到大气—海洋系统中的CO2增加100%，且持续100 kyr（相当于Darriwilian阶的中期到Katian阶的持续时间）时，首先出现的碳同位素负漂的幅度只有不足0.5‰，而紧随其后出现的碳同位素正漂的幅度可达到~3‰（相当于GICE的漂移幅度）[64]。所以，我们认为，中/晚奥陶世转折期洋中脊（或/和岛弧）的剧烈“放气作用”虽然能够引发温室效应，但可能并不足以引起明显的海水无机碳库碳同位素比值的负漂，或者由于采样密度不高而无法识别出如此小幅度的δ13Ccarb负漂。
4 结论中/晚奥陶世界线附近出现的两次全球性碳同位素正漂(MDICE和GICE)在我国扬子地区和塔里木盆地均有发现。两地区的这两次碳同位素正漂具有良好的可对比性，而且都和黑色页岩的沉积紧密相伴。MDICE的漂移幅度较小，只有~1.0‰，而GICE的漂移幅度更大，在2.0‰~2.5‰之间。GICE跨越的地层厚度也更大，这可能与当时的沉积速率较快和/或碳同位素正漂持续的时间较长有关。
在扬子地区和塔里木盆地，MDICE和GICE与锶同位素比值的快速剧烈下降在发生时间上相吻合，支持这两次碳同位素正漂的形成与洋中脊热液活动有关的推论。中—晚奥陶世转折期可能出现了洋中脊热液活动的加剧，热液系统通过向海水中注入铁等生命必需元素，刺激了海洋生物的繁盛，提高了海洋的生产力，为MDICE和GICE这两次全球性碳同位素正漂的形成、甚至生物辐射事件的发展提供了条件。
致谢: 非常感谢陈代钊研究员对文章初稿提出的宝贵意见，意见细致而中肯，对文章水平的提升有很大帮助；作者和周锡强之间的有益讨论也对文章的最终成稿起到了重要作用，在此同样表示感谢。| [1] | 张元动, 詹仁斌, 樊隽轩, 等. 奥陶纪生物大辐射研究的关键科学问题[J]. 中国科学(D辑):地球科学, 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. ] |
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