羅 亮，王冬兵，尹福光，任 飛，寧括步

(中國地質(zhì)調(diào)查局成都地質(zhì)調(diào)查中心，四川 成都 610081)

引言

保山地塊在石炭—二疊紀(jì)隸屬于廣義的滇緬馬地塊，受到了岡瓦納大陸北緣的裂解、臥牛寺玄武巖噴發(fā)、冰川事件等一系列重大地質(zhì)事件的影響。在這一重大變革期內(nèi)沉積的丁家寨組(含特征的冰磧礫巖)與上覆的臥牛寺玄武巖已經(jīng)引起了地質(zhì)學(xué)家的廣泛關(guān)注。丁家寨組不整合于下石炭統(tǒng)灰?guī)r之上，之下有一個(gè)謝爾普霍夫階開始可能持續(xù)到阿瑟爾階的大沉積間斷已被廣泛報(bào)道[1-2]。大面積噴發(fā)的臥牛寺玄武巖不整合丁家寨組之上，其與保山地塊從岡瓦納大陸北緣裂解不無關(guān)系[3-5]?；?guī)r和碎屑巖夾層或透鏡體常出現(xiàn)在臥牛寺玄武巖內(nèi)[6-7]，其多被認(rèn)為屬丁家寨組沉積[8]。Liao等人[5]明確指出臥牛寺玄武巖噴發(fā)時(shí)代為石炭—二疊紀(jì)界線附近到早二疊世晚期(301～282 Ma)。因而丁家寨組與臥牛寺玄武巖可能為同期-近同期產(chǎn)物，對(duì)其二者開展研究工作，對(duì)保山地塊乃至滇緬馬地塊從岡瓦納大陸裂解時(shí)限確定具有重要意義。

地質(zhì)歷史時(shí)期地球曾發(fā)生過多次大規(guī)模的、全球范圍內(nèi)的冰川事件, 其與大氣中CO2濃度[9-10]、全球氣候變化[11-13]、生物滅絕[14]等有著緊密聯(lián)系。地球上多次冰川發(fā)育之后，海洋中有機(jī)質(zhì)大幅降低，δ13C值出現(xiàn)普遍負(fù)偏，如古元古代冰期[15]、大陸冰川Gaskiers冰期[16]、Marinoan冰期[17-20]、南沱冰期[21-23]。全球范圍內(nèi)幾乎所有的冰期均與沉積巖中碳同位素負(fù)異常存在緊密聯(lián)系[24-26]。

本文在野外剖面調(diào)查和鉆孔編錄的基礎(chǔ)上，對(duì)保山地塊中部與冰川有關(guān)的碳酸鹽巖和含礫砂巖鈣質(zhì)膠結(jié)物進(jìn)行無機(jī)碳、氧同位素(分別以δ13C、δ18O表示)的系統(tǒng)研究，并據(jù)此分析了早二疊世保山地塊古地理環(huán)境。結(jié)合本區(qū)域丁家寨組苔蘚蟲化石和近同期的臥牛寺組玄武巖的時(shí)代和性質(zhì)，對(duì)冰磧含礫砂巖的時(shí)代有了進(jìn)一步約束，進(jìn)而為保山地塊的古地理歸屬提供了新的證據(jù)。

圖1 云南保山地塊地理位置及研究地層分布圖

A.保山地塊在中國的位置；B.保山地塊香山組與丁家寨組分布略圖；C.保山地塊下石炭-下二疊統(tǒng)柱狀圖(據(jù)Liao et al.[5]修改)

Fig.1 Location (A), distribution of the Xiangshan Formation and Dingjiazhai Formation (B), and Lower Carboniferous-Lower Permian column (C) of the Baoshan block in Yunnan (modified from Liao et al., 2015)

1 研究區(qū)地質(zhì)概況及采樣剖面(鉆孔)概述

保山地塊位于中國西南滇西地區(qū)，東以北瀾滄江斷裂至柯街-南汀河斷裂為界與昌寧-孟連帶相鄰，西以怒江斷裂為界與騰沖地塊相鄰(圖1A，B)。保山地塊下石炭統(tǒng)—下二疊統(tǒng)自下向上可分為香山組、鋪門前組、丁家寨組、臥牛寺組玄武巖等[6,27-28](圖1C)。

上石炭統(tǒng)出露香山組、鋪門前組，以含礁型復(fù)體珊瑚和高分異度的大型單體珊瑚及豐富的有孔蟲化石的碳酸鹽巖沉積為主。丁家寨組不整合于上石炭統(tǒng)碳酸鹽巖之上，下部為特征的冰磧含礫砂巖、礫巖，向上過渡為粉砂巖，局部夾灰?guī)r透鏡體。臥牛寺玄武巖不整合于丁家寨組之上，主要由玄武巖和玄武質(zhì)火山碎屑巖組成，其間可見少量灰?guī)r和碎屑巖透鏡體或夾層(圖1C)。本次工作共踏勘保山市西邑鄉(xiāng)和施甸縣下石炭統(tǒng)—下二疊統(tǒng)的多條剖面和鉆孔，實(shí)測(cè)了剖面PM01，詳細(xì)編錄了鉆孔ZK320-3和ZK56-1，其具體位置見圖1B，分別列述如下。

PM01地層總厚度>39m，其中丁家寨組22m，與下伏鋪門前組呈不整合接觸(圖2)，巖性為灰色-灰黃色厚層狀鈣質(zhì)冰磧礫巖，礫石含量10%～35%，大小0.2～35cm，礫石成分主為灰質(zhì)、次為石英質(zhì)，多為棱角-次棱角狀，內(nèi)含苔蘚蟲化石。鋪門前組內(nèi)可見大量珊瑚化石，鑒定出DibunophyllumirregulareFan、KusbassophyllumcarinatumFan、HexaphylliaelongateYu et al.、PristiophyllianovenaseptataLin等種，時(shí)代屬早石炭世大塘期晚期。丁家寨組上部與沙子坡組白云巖呈不整合接觸關(guān)系。

鉆孔ZK320-3編錄總厚度大于247m(圖2)，其中香山組厚大于78m，中、下部主要為燧石結(jié)核灰?guī)r，上部為生物碎屑灰?guī)r。上部樣品顯微鏡下定名含磷質(zhì)泥質(zhì)生物碎屑泥晶灰?guī)r，巖石由方解石(60%～65%)、生物碎屑(20%±)、陸源粉砂(5%)、黏土質(zhì)(10%～15%)、少量磷質(zhì)等組成。生物碎屑可見海百合、腕足、介形蟲、藻類等，呈星散狀定向分布，被方解石充填。丁家寨組厚130m，不整合于香山組之上，下部為冰磧含礫鈣質(zhì)雜砂巖，礫石含量10%，粒徑0.2～4cm，主體1～3cm，棱角-次棱角狀，礫石成分以灰質(zhì)、砂巖、少量玄武巖等，局部可見生物碎屑集中分布(圖3)，鏡下可見大量窗孔苔蘚動(dòng)物化石。丁家寨組中上部為碳質(zhì)粉砂巖、粉砂質(zhì)泥巖，見兩處灰?guī)r夾層或透鏡體，厚度2～3m。臥牛寺玄武巖不整合于丁家寨組之上，可見杏仁狀玄武巖、斜斑玄武巖、致密塊狀玄武巖構(gòu)成的韻律變化。

圖2 PM01、ZK320-3、ZK56-1柱狀圖及其碳同位素變化趨勢(shì)

Fig.2 Columns and the carbon isotopic evolutionary trend indicated by the samples from the PM01 section and ZK320-3 and ZK56-1 wells

鉆孔ZK56-1厚度大于132m，其中香山組厚大于15m，巖性為深灰色含生物碎屑灰?guī)r，之上與丁家寨組呈斷層接觸。丁家寨組厚12m，巖性為冰磧鈣質(zhì)含礫砂巖，滴50%的稀鹽酸強(qiáng)烈起泡，為鈣質(zhì)膠結(jié)。丙麻組厚65m，下部與丁家寨組呈斷層接觸，巖性為紫紅色含礫泥質(zhì)粉砂巖夾凝灰質(zhì)細(xì)砂巖，中部見約4m厚的深灰色砂屑灰?guī)r夾層或透鏡體。沙子坡組厚大于40m，不整合于丙麻組之上，巖性為灰色白云巖。

2 樣品處理方法和碳、氧同位素特征

2.1 樣品處理方法

本次樣品采集過程中，盡可能避免次生裂隙、方解石脈以及后期次生作用改造的影響，在巖心和剖面上選擇新鮮的灰?guī)r或鈣質(zhì)冰磧含礫砂巖樣品，基本等間距采集了2個(gè)鉆孔和1條剖面的67塊樣品做碳、氧同位素測(cè)試。室內(nèi)研究中，在巖石薄片觀察的基礎(chǔ)上，采用牙鉆避開肉眼可見的裂隙和方解石脈，選取新鮮處的膠結(jié)物鉆取了粉末樣，粉末樣的碳、氧同位素測(cè)試全部在核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析測(cè)試研究中心完成。利用100%磷酸與碳酸鹽樣品反應(yīng)產(chǎn)生CO2氣體，用高純氦氣將生成的CO2氣體帶入MAT253質(zhì)譜儀測(cè)試碳、氧同位素組成。每5個(gè)樣品加入一個(gè)標(biāo)準(zhǔn)，用參考?xì)鈱?duì)其比對(duì)測(cè)試，碳酸鹽樣品的標(biāo)準(zhǔn)為GB04416，其δ13C=1.61±0.03‰，δ18O=-11.59±0.11‰；標(biāo)準(zhǔn)GB04417，其δ13C=-6.06±0.06‰，δ18O=-24.12±0.19‰。測(cè)量結(jié)果以PDB為標(biāo)準(zhǔn)，記為δ13CV-PDB和δ18OV-PDB，其精度分別優(yōu)于±0.1‰和±0.2‰[29]。

表1保山地塊ZK320-3、ZK56-1、PM01碳、氧同位素測(cè)試結(jié)果(‰)

Table1CarbonandoxygenisotopicdeterminationsforthesamplesfromtheZK320-3andZK56-1wellsandthePM01section(‰)

地層樣品巖性樣品編號(hào)δ13CPDBδ18OPDB丁家寨組灰?guī)rZK320?3H8?0．4?9．9丁家寨組灰?guī)rZK320?3H8?11?9．3丁家寨組鈣質(zhì)含礫砂巖ZK320?3H102．1?10．7丁家寨組鈣質(zhì)含礫砂巖ZK320?3H111．6?8．9丁家寨組鈣質(zhì)含礫砂巖ZK320?3H121．2?8．7丁家寨組鈣質(zhì)含礫砂巖ZK320?3H13?1．1?8．1丁家寨組鈣質(zhì)含礫砂巖ZK320?3H14?2．5?9．7丁家寨組鈣質(zhì)含礫砂巖ZK320?3H161．7?8．2丁家寨組鈣質(zhì)含礫砂巖ZK320?3H172?7．3ZK320?3香山組灰?guī)rZK320?3H183．2?5．7香山組灰?guī)rZK320?3H193．4?5．5香山組灰?guī)rZK320?3H202．7?7．5香山組灰?guī)rZK320?3H212．5?8．8香山組灰?guī)rZK320?3H222．7?6．8香山組灰?guī)rZK320?3H233．2?8．6香山組灰?guī)rZK320?3H251．6?10香山組灰?guī)rZK320?3H263?5．9香山組灰?guī)rZK320?3H273．1?5香山組灰?guī)rZK320?3H283．8?4．4

(接上表)

地層樣品巖性樣品編號(hào)δ13CPDBδ18OPDB香山組灰?guī)rZK320?3H294?6．4香山組灰?guī)rZK320?3H302．6?8．2香山組灰?guī)rZK320?3H313．2?5．8丁家寨組鈣質(zhì)含礫砂巖PM01H1?0．4?8．7丁家寨組鈣質(zhì)含礫砂巖PM01H2?1．2?8丁家寨組鈣質(zhì)含礫砂巖PM01H31．4?7．1丁家寨組鈣質(zhì)含礫砂巖PM01H41．5?7．5丁家寨組鈣質(zhì)含礫砂巖PM01H52?7．4丁家寨組鈣質(zhì)含礫砂巖PM01H61．1?6．9丁家寨組鈣質(zhì)含礫砂巖PM01H71．3?7丁家寨組鈣質(zhì)含礫砂巖PM01H81．2?6．9丁家寨組鈣質(zhì)含礫砂巖PM01H9?0．2?8．6丁家寨組鈣質(zhì)含礫砂巖PM01H100．7?8．4丁家寨組鈣質(zhì)含礫砂巖PM01H11?2．5?10．7PM01丁家寨組鈣質(zhì)含礫砂巖PM01H12?1．4?9．2丁家寨組鈣質(zhì)含礫砂巖PM01H13?0．2?8．9丁家寨組鈣質(zhì)含礫砂巖PM01H140．5?8．1丁家寨組鈣質(zhì)含礫砂巖PM01H151．6?7．9丁家寨組鈣質(zhì)含礫砂巖PM01H16?0．3?10．1丁家寨組鈣質(zhì)含礫砂巖PM01H17?1．5?9．3丁家寨組鈣質(zhì)含礫砂巖PM01H18?1．5?8．9丁家寨組鈣質(zhì)含礫砂巖PM01H191．2?7．4丁家寨組鈣質(zhì)含礫砂巖PM01H202．8?7．7丁家寨組鈣質(zhì)含礫砂巖PM01H21?0．2?10．3丁家寨組鈣質(zhì)含礫砂巖PM01H220．4?9．8鋪門前組灰?guī)rPM01H233．4?4．8鋪門前組灰?guī)rPM01H243．4?6．5鋪門前組灰?guī)rPM01H252．1?7．2鋪門前組灰?guī)rPM01H261．1?8．1鋪門前組灰?guī)rPM01H272．9?5．6沙子坡組白云巖ZK56?1H104?3．5沙子坡組白云巖ZK56?1H113．2?4沙子坡組白云巖ZK56?1H125．1?1．9沙子坡組白云巖ZK56?1H133．9?3．3沙子坡組白云巖ZK56?1H142．3?7．8沙子坡組白云巖ZK56?1H154．6?9．1沙子坡組白云巖ZK56?1H165?5．6ZK56?1丙麻組灰?guī)rZK56?1H174．3?6．5丙麻組灰?guī)rZK56?1H182．1?8．6丙麻組灰?guī)rZK56?1H193．6?9．7丙麻組灰?guī)rZK56?1H202．7?9．7丁家寨組鈣質(zhì)含礫砂巖ZK56?1H21?1．7?9．6丁家寨組鈣質(zhì)含礫砂巖ZK56?1H22?3．6?8．2丁家寨組鈣質(zhì)含礫砂巖ZK56?1H23?3．1?9．2香山組灰?guī)rZK56?1H241．1?9．2香山組灰?guī)rZK56?1H26?0．2?9．7香山組灰?guī)rZK56?1H271?7．7香山組灰?guī)rZK56?1H280．6?8．2

2.2 碳同位素特征

本次實(shí)驗(yàn)共測(cè)得δ13C和δ18O值67組(表1)，包括ZK320-3鉆孔樣品22組數(shù)據(jù)，PM01剖面樣品27組數(shù)據(jù)，ZK56-1鉆孔樣品28組數(shù)據(jù)，并對(duì)其進(jìn)行了對(duì)比研究。巖石中碳酸鹽巖的氧同位素組成對(duì)沉積期后的變化最為靈敏，若與大氣和熱水發(fā)生同位素交換，其δ18O 數(shù)值將明顯減低。一般情況下，當(dāng)碳酸鹽巖的δ18O<-5‰(VPDB)時(shí)，表示已受蝕變作用影響，但不足以改變碳同位素的成分和含量。但當(dāng)δ18O<-10‰時(shí)，巖石已發(fā)生強(qiáng)烈的蝕變，樣品的碳同位素可靠性較差[16,30]。此次67 組數(shù)據(jù)中，δ18O 值主要分布在-10‰～0, 平均δ18O為-7.73‰, 這說明δ13C基本可以代表原始海洋的δ13C同位素組成。根據(jù)測(cè)試數(shù)據(jù)及巖石柱狀圖，描繪了各剖面中δ13C含量變化曲線(圖2)。保山地塊中部下石炭統(tǒng)—下二疊統(tǒng)碳酸鹽巖碳、氧同位素的組成具有以下特征。

PM01剖面中鋪門前組測(cè)試了5組數(shù)據(jù)，δ13C最大值為3.4‰，最小值為1.1‰，平均值為2.58‰，主體位于2.5‰～3.5‰之間，僅PM01H26樣品為1.1‰。丁家寨組δ13C變化范圍較大且頻繁，可見4個(gè)負(fù)偏移過程(圖2)：第一次負(fù)偏移發(fā)生在下石炭統(tǒng)鋪面前組與下二疊統(tǒng)丁家寨組交界，δ13C值從3.4‰下降到-0.2‰；向上從PM01H20的2.8‰到PM01H17的-1.5‰為第二次明顯負(fù)偏，之后到PM01H15恢復(fù)為1.6‰；第三個(gè)負(fù)偏移從PM01H15的1.6‰降低到了PM01H11的-2.5‰，之后直到PM01H3樣品δ13C值維持在1.2‰左右，期間有小幅震蕩；最后一次明顯負(fù)偏出現(xiàn)在丁家寨組冰磧含礫砂巖頂部，表現(xiàn)為從1.4‰降低到-1.2‰的偏移過程。

ZK320-3鉆孔下部香山組測(cè)試了13組碳、氧同位素?cái)?shù)據(jù)，δ13C最大值為4‰，最小值為1.6‰，平均值為3.0‰，主體位于2.5‰～3.5‰之間，僅ZK320-3H25一個(gè)樣品小于2‰。從同位素變化曲線可以看出，香山組碳同位素較為平穩(wěn)，偏移量較小。向上丁家寨組內(nèi)共測(cè)試了9組數(shù)據(jù)，δ13C出現(xiàn)了兩次負(fù)偏移過程(圖2)：第一次發(fā)生在冰磧含礫砂巖內(nèi)，從ZK320-3H17到ZK320-3H14出現(xiàn)了一個(gè)2‰到-2.5‰的急劇負(fù)偏過程。之后向上到ZK320-3H10樣品逐漸回升到2.1‰；到丁家寨組上部灰?guī)r(ZK320-3H8)夾層δ13C值則降低到了-0.4‰，此為第二次明顯負(fù)偏移。從δ13C值變化曲線可以看出，下部冰磧含礫砂巖中出現(xiàn)的δ13C負(fù)偏移量明顯大于上部灰?guī)r夾層中的δ13C負(fù)偏移量。

ZK320-3鉆孔香山組共測(cè)試了4組碳、氧同位素?cái)?shù)據(jù)，δ13C數(shù)值最大值為1.1‰，最小值為-0.2‰，平均值為0.625‰(表1)。從圖2可明顯看出ZK320-3鉆孔下部香山組中δ13C數(shù)值大于ZK320-3鉆孔。上部下二疊統(tǒng)丁家寨組共測(cè)試了3組碳、氧同位素?cái)?shù)據(jù)，δ13C數(shù)值最大值為-1.7‰，最小值為-3.6‰，平均值為-2.8‰。δ13C數(shù)值變化曲線體現(xiàn)出從下部香山組到丁家寨組為一個(gè)負(fù)偏過程，最大偏移量為4.7‰。向上在丙麻組內(nèi)部灰?guī)r夾層中測(cè)得3組碳、氧同位素值，δ13C數(shù)值較丁家寨組有明顯增大，最大值達(dá)4.3‰，最小值為2.1‰，平均值3.3‰。再往上到沙子坡組白云巖，共測(cè)試了7組數(shù)據(jù)(表1)，δ13C數(shù)值主體較大，最小為2.3‰，平均值為4.0‰。

3 討論

3.1 古生物化石對(duì)沉積時(shí)代的佐證

下石炭統(tǒng)香山組以含礁型復(fù)體珊瑚和高分異度的大型單體珊瑚及豐富有孔蟲化石的碳酸鹽巖沉積為主，對(duì)其時(shí)代前人研究較少。王增吉[31]將香山組分為上、下兩段，建立了Rotiphyllumyudongense-Commutiacrassoseplata-Antikinkaidiatypica和Thurianthasinensis-Tachylasmashidianense珊瑚化石組合帶，時(shí)代應(yīng)對(duì)比于早石炭世杜內(nèi)-維憲期。本次工作亦在香山組中發(fā)現(xiàn)了DiphyphyllumhochangpingenseYü,SiphonophylliacylindricalverregularisSung,Siphonophylliacylindricalgamma(r) Vanghan,Siphonophylliacf.caninvides(Sibly)等珊瑚化石，綜合考慮其時(shí)代應(yīng)總體屬早石炭世維憲期。本次野外剖面實(shí)測(cè)過程中，在PM01下部鋪門前組中發(fā)現(xiàn)了DibunophyllumirregulareFan和KusbassophyllumcarinatumFan兩個(gè)珊瑚種(圖3)，這兩個(gè)種前人報(bào)道較少，主要分布于下石炭統(tǒng)大塘階上部。

圖3 鋪門前組和丁家寨組生物化石照片

a.丁家寨組生物碎屑；b-c.DibunophyllumirregulareFan，b-橫切面，c-縱切面；d-e.KusbassophyllumcarinatumFan，d-橫切面，c-縱切面；f-g.FenestellarossicaShulga

Fig.3 Field and microscopic photographs of fossils from the Pumenqian and Dingjiazhai Formations

3.2 丁家寨組碳同位素組成及成因

地質(zhì)歷史時(shí)期先后發(fā)生了5次大規(guī)模的、全球性平均溫度大幅降低事件，其中石炭—二疊紀(jì)冰川事件曾一度受到廣泛關(guān)注，加之保山地塊所屬的滇緬馬地塊在石炭—二疊紀(jì)從岡瓦納大陸裂離出來[5,38]，因此，系統(tǒng)研究保山地塊石炭—二疊紀(jì)碳酸鹽巖碳、氧同位素組成具有重要意義。

本次研究分別在鉆孔和野外剖面上采集了石炭—二疊系地層碳、氧同位素樣品，測(cè)試之后發(fā)現(xiàn)了較為一致的規(guī)律，早二疊世丁家寨組之下碳酸鹽巖δ13C數(shù)值較為穩(wěn)定，且其值較丁家寨組偏大。向上至丁家寨組，可見δ13C數(shù)值有較大波動(dòng)，有一至多次負(fù)偏，且平均值均偏離了正常海水的0±2‰范圍。上部沙子坡組，δ13C數(shù)值明顯較下部偏大，較為穩(wěn)定，未見強(qiáng)烈震蕩。通過建立碳、氧同位素相關(guān)性散點(diǎn)圖(圖4)，可以看出碳、氧同位素?cái)?shù)據(jù)具有較強(qiáng)的線性相關(guān)性，表明這些樣品受到成巖作用的影響，結(jié)合研究區(qū)基本地質(zhì)概況，認(rèn)為這種影響正是來自當(dāng)時(shí)盛極一時(shí)的冰川事件。在冰期即將結(jié)束時(shí)，海平面還處于低位，溫度將會(huì)逐步上升(或有小幅震蕩)，在解釋該時(shí)期沉積的碳酸鹽巖碳、氧同位素時(shí)必然要考慮這個(gè)因素帶來的影響。

Buggisch等[39]在卡爾尼克阿爾卑斯山脈(奧地利)和卡拉凡客山脈(斯洛文尼亞)一帶測(cè)試了1299個(gè)碳同位素樣品，得出的規(guī)律是晚石炭-早二疊世未受到成巖改造的樣品具有較高的 δ13C值，而由于冰期海平面變化對(duì)樣品造成成巖改造的樣品具有相對(duì)較低的δ13C值，認(rèn)為δ13C負(fù)偏移與冰期低水位期沉積和成巖過程中近地表的暴露有關(guān)。同時(shí)我們選取了Buggisch等[37]發(fā)表的Zweikofel-Trogkofel組、Dolzanova S.-Born 組、Zweikofel組碳、氧同位素?cái)?shù)據(jù)，制作了碳、氧同位素相關(guān)性散點(diǎn)圖(圖4)。從圖中可以看出，Zweikofel-Trogkofel組碳、氧同位素?cái)?shù)據(jù)具有較強(qiáng)的線性相關(guān)性，且有部分為負(fù)值，解釋與冰期低水位期沉積有關(guān)，與研究區(qū)的鉆孔和剖面上獲得的數(shù)據(jù)，有很大的相似性。而幾乎同時(shí)期的Dolzanova S.-Born 組、Zweikofel組獲得碳、氧同位素體系未受到成巖改造，在圖4上未見明顯線性相關(guān)性，其分布明顯不同于受冰期影響的Zweikofel-Trogkofel組。

郭福生等[40]報(bào)道了浙江江山石炭—二疊系碳酸鹽巖碳、氧同位素特征，筆者亦將其數(shù)據(jù)作碳、氧同位素相關(guān)性分析(圖4)，棲霞組δ13C值均大于0，且不具有明顯線性相關(guān)性。浙江江山地區(qū)棲霞組碳酸鹽巖碳、氧同位素組成與保山地塊丁家寨組差別較大，從側(cè)面說明了二者該時(shí)期古地理的截然區(qū)別。

圖4 石炭—早二疊世碳氧同位素散點(diǎn)圖

Fig.4 Scatter plot of the carbon and oxygen isotope values for the Carboniferous-Lower Permian carbon and oxygen isotope samples from the Dingjiazhai Formation in the Baoshan block

碳同位素變化與初始生產(chǎn)力、大氣成分特別是二氧化碳含量(pCO2)以及全球有機(jī)碳埋藏總量有關(guān)[41-43]，具體來講受到火山噴發(fā)、全球海平面、氣溫(全球變暖/冰川)、海水含氧量、風(fēng)化作用、陸源碎屑輸入、藻類等為代表的初級(jí)生產(chǎn)力等多種因素的協(xié)同影響。石炭—二疊紀(jì)界線附近到早二疊晚期(301～282 Ma)，研究區(qū)大量玄武巖噴發(fā)，其面積達(dá)約12 000km2[5]。研究區(qū)下二疊統(tǒng)丁家寨組樣品(鉆孔和野外露頭)δ13C數(shù)值出現(xiàn)一至多次負(fù)向偏移，與大范圍的基性巖漿噴發(fā)存在一定關(guān)系，因火山噴發(fā)釋放大量富12C氣體進(jìn)入大氣，改變了大氣的碳同位素組成，進(jìn)而促成海洋大氣碳同位素負(fù)偏。二疊—三疊紀(jì)之交，全球幾乎所有連續(xù)的海相碳酸鹽地層中，δ13C特征明顯的急劇下降[44]，與西伯利亞火山巖噴發(fā)有直接或間接的關(guān)系[45-48]。Beerling等[46]進(jìn)一步指出，火山噴發(fā)帶來的有機(jī)鹵素的釋放，能夠嚴(yán)重地破壞臭氧層，對(duì)陸地植物生存大為不利。大量的陸生植物死亡，為廣泛的森林野火的發(fā)生提供了前提條件。森林野火的發(fā)生加劇了陸地風(fēng)化作用，強(qiáng)烈的風(fēng)化作用將釋放更多的碳同位素，引起海洋無機(jī)碳同位素的強(qiáng)烈負(fù)偏。由火山噴發(fā)作用引起的各種效應(yīng)，包括CO2含量的升高、全球變暖、風(fēng)化作用的加強(qiáng)、陸源輸入的增加等多種因素協(xié)同影響了海洋無機(jī)碳同位素的變化。

4 結(jié)論

通過保山地塊2個(gè)鉆孔和1條野外剖面碳、氧同位素研究，發(fā)現(xiàn)其碳同位素均在丁家寨組出現(xiàn)了一次到多次負(fù)向偏移過程。在碳、氧同位素散點(diǎn)圖上該地區(qū)碳、氧同位素?cái)?shù)據(jù)可與受到冰川影響的Zweikofel-Trogkofel組對(duì)比，而與華南的下二疊統(tǒng)棲霞組差異明顯，從側(cè)面說明了當(dāng)時(shí)保山地塊所在的滇緬馬地塊靠近岡瓦納大陸，碳、氧同位素體系受到冰川的強(qiáng)烈影響。在碳、氧同位素散點(diǎn)圖上發(fā)現(xiàn)該時(shí)期受到冰川影響的樣品碳、氧同位素?cái)?shù)據(jù)具有較強(qiáng)的線性相關(guān)性，因而表明這些樣品受到了成巖作用的影響。δ13C負(fù)偏移可能與冰期低水位期沉積和成巖過程中近地表的暴露有關(guān)。

保山地塊丁家寨組碳同位素的強(qiáng)烈負(fù)漂移，可能與該時(shí)期大面積噴發(fā)的基性玄武巖具有密切關(guān)系。大量玄武巖的噴發(fā)可能會(huì)引起森林大火，造成大量陸生植物死亡，引起風(fēng)化作用加強(qiáng)，將釋放更多的輕碳同位素，引起海洋無機(jī)碳同位素的負(fù)偏。保山地塊該時(shí)期火山噴發(fā)引起了大氣CO2含量的升高、全球變暖、風(fēng)化作用加強(qiáng)、陸源碎屑輸入增多等多種效應(yīng)，進(jìn)而影響海洋無機(jī)碳同位素組成的變化。

致謝 云南省地質(zhì)礦產(chǎn)勘查院孟付軍、周育鵬等在野外和鉆孔編錄時(shí)給予了很大幫助；成都地質(zhì)調(diào)查中心范影年研究員在珊瑚和苔蘚蟲化石鑒定上作出了較大貢獻(xiàn)；在文章構(gòu)思和成文過程中曾與成都調(diào)查中心的安顯銀工程師、中國地質(zhì)大學(xué)的徐國真博士等進(jìn)行了有益探討，在此一并致以衷心的感謝。

參考文獻(xiàn)：

[1] 王向東, T.Sugiyama, K. Ueno, 等. 滇西保山地區(qū)石炭紀(jì)、二疊紀(jì)古動(dòng)物地理演化[J]. 古生物學(xué)報(bào), 2000, 39(4): 493-506.

[2] Ueno K, Mizuno Y, Wang X D, et al. Artinskian conodonts from the Dingjiazhai Formation of the Baoshan Block, West Yunnan, Southwest China [J]. Journal of Palaeontology, 2002, 76(4):741-750.

[3] 鐘大賚. 滇川西部古特提斯造山帶[M]. 北京：科學(xué)出版社, 1998. 1-231.

[4] Ali, J R, Aitchison J C, Chik S,et al. Paleomagnetic data support Early Permian age for the Abor volcanics in the lower Siang Valley, NE India: Significance for Gondwana-related break-up models [J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2012, 50: 105-115.

[5] Liao S Y, Wang D B, Tang Y, et al. Late Paleozoic Woniusi basaltic province from Sibumasu terrane: Implications for the breakup of eastern Gondwana’s northern margin [J]. Geological Society of America Bulletin, 2015, 127(9-10): 1313-1330.

[6] Jin X C. Permo-Carboniferous sequences of Gondwana affinity in southwest China and their paleogeographic implications [J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2002, 20: 633-646.

[7] 王偉, 董致中, 王成源. 滇西保山地區(qū)丁家寨組、臥牛寺組牙形刺的時(shí)代[J]. 微體古生物學(xué)報(bào), 2004, 21(3): 273-282.

[8] Wang X D, Sugiyama T, Ueno K. Peri-Gondwanan sequences of Carboniferous and Permian age in the Baoshan block, west Yunnan, Southwest China [J]. Proceedings of the International Symposium on Shallow Tethys, 1999, 5: 88-100.

[9] Derry L A, Brasier M D, Corfield R M, et al. Sr and C isotopic in Lower Cambrian carbonates from the Siberian Craton: a paleoenvironmental record during the Cambrian explosion [J]. Earth and Planetary Science Letters, 1994, 128: 671-681.

[10] Kaufman A J, Knoll A H. Neoproterozoic variations in the C-isotopic composition of seawater: Stratigraphic and biogeochemical implications [J]. Precambrian Research, 1995, 73: 27-49.

[11] Kaufman A J, Knoll A H, Narbonne G M. Isotopes, ice ages, and terminal Proterozoic earth history [J]. Proc. Natl. Acad. Sci. USA, 1997, 94: 6600-6605.

[12] Knoll A H. Learning to tell Neoproterozoic time [J]. Precambrian Research, 2000, 100: 3-20.

[13] Marshall, James D. Climatic and oceanographic isotopic signals from the carbonate rock record and their preservation[J]. Geological Magazine, 1992, 129(2):143-160.

[14] Kano A, Kunimitsu Y, Togo T, et al. Evolution of animal multicellularity stimulated by dissolved organic carbon in early Ediacaran ocean: DOXAM hypothesis [J]. Island Arc, 2011, 20(2):280-293.

[15] Mohanty S P, Barik A, Sarangi S, Sarkar A. Carbon and oxygen isotope systematics of a Paleoproterozoic cap-carbonate sequence from the Sausar Group, Central India [J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2015, 417: 195-209.

[16] YANG Jie, ZENG Zuoxun, CAI Xiongfei, et al. Carbon and oxygen isotopes analyses for the Sinian carbonates in the Helan Mountain, North China [J]. 中國科學(xué)通報(bào):英文版, 2013, 58(32):3943-3955.

[17] 馮東, 陳多福, 劉芊. 新元古代晚期蓋帽碳酸鹽巖的成因與“雪球地球”的終結(jié)機(jī)制[J]. 沉積學(xué)報(bào), 2006, 24(2): 235-241.

[18] 王家生, 甘華陽, 魏清, 等. 三峽“蓋帽”白云巖的碳、硫穩(wěn)定同位素研究及其成因探討[J]. 現(xiàn)代地質(zhì), 2005,19(1): 14-20.

[19] 何金先, 張曉麗, 王兆奪, 等. 銅仁地區(qū)陡山沱期蓋帽碳酸鹽巖地質(zhì)地球化學(xué)特征及其成因[J]. 地質(zhì)找礦論叢, 2013, 28(3): 412-418.

[20] 蔣干清, 史曉穎, 張世紅. 甲烷滲漏構(gòu)造、水合物分解釋放與新元古代冰后期蓋帽碳酸鹽巖[J]. 科學(xué)通報(bào), 2006, 51(10): 1121-1138.

[21] Jiang G Q, Sohl L E, Christie-Bliek N. Neoproterozoic stratigraphic comparison of the Lesser Himalaya (India) and Yangtz block (south China): Paleogeographic implications [J]. Geology, 2003, 31, 917-920.

[22] Mang J S, Jiang G Q, Xiao S H, et al. Carbon isotope evidence for widespread methane seeps in the ca.635Ma Doushantuo cap carbonate in south China [J]. Geology, 2008, 36: 347-350.

[23] 熊國慶. 新元古代不同沉積環(huán)境的白云巖帽碳同位素特征及成因[J]. 沉積與特提斯地質(zhì), 2007, 27(1): 14-18.

[24] Shields G A. Neoproterozoic cap carbonates: A critical appraisal of existing models and the Plume world hypothesis [J]. Terra Nova1, 2005, 7: 299-310.

[25] Fike D A, Grotzinger J P, Pratt L M, et al. Oxidation of the Ediacaran ocean [J]. Nature, 2006, 444: 744-747.

[26] 趙彥彥. 皖南新元古界藍(lán)田組碳酸鹽巖沉積地球化學(xué)[D].合肥：中國科學(xué)技術(shù)大學(xué), 2009.1-212.

[27] Ueno K. The Permian fusulinoidean faunas of the Sibumasu and Baoshan Blocks: their implications for the paleogeographic and paleaoclimatologic reconstruction of the Cimmerian Continent[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2003, 193: 1-24.

[28] Wang X D, Sugiyama T. Permian coral faunas of the eastern Cimmerian Continent and their biogeographical implications [J]. Journal of Asian Earth Science, 2002, 20: 589-597.

[29] 劉漢彬, 金貴善, 李軍杰, 等. 鈾礦地質(zhì)樣品的穩(wěn)定同位素組成測(cè)試方法[J]. 世界核地質(zhì)科學(xué), 2013, 30(3): 174-179.

[30] 李鑫, 羅順社, 曠紅偉, 等. 遼西凌源霧迷山組碳酸鹽巖碳氧同位素特征研究[J]. 沉積與特提斯地質(zhì), 2009, 29(2): 107-111.

[31] 王增吉. 云南施甸早石炭世早期香山組的一些珊瑚化石[J]. 中國地質(zhì)科學(xué)院院報(bào), 1993, 27/28：155-173.

[32] 聶澤同, 宋志敏, 姜建軍, 等. 滇西親岡瓦納相生物群特征及地層時(shí)代的重新厘定[J]. 現(xiàn)代地質(zhì), 1993, 7(4) : 384-393.

[33] 方宗杰, 王玉凈, 石光榮, 等. 滇西保山地區(qū)丁家寨組生物群的時(shí)代[J]. 古生物學(xué)報(bào), 2000, 39(2): 267-278.

[34] Shen S Z, Shi G R, Zhu K Y. Early Permian brachiopods of Gondwan a affinity from the Dingjiazhai Formation of the Baoshan Block, Western Yunnan, China[J]. RivistaI Talianadi Paleontologiae Stratigrafia, 2000, 106(3): 263-282.

[35] Sugiyama T, Ueno K. Paleogeography of Gondwana-derived Terranes in West Yunnan, South China ( preliminary report ) [J] . Journal of Geography, 1998, 107: 549-558.

[36] Huang H, Shi Y, Jin X. Permian fusulinid biostratigraphy of the Baoshan Block in western Yunnan, China with constraints on paleogeography and paleoclimate [J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2015, 104: 127-144.

[37] Shi G R, Fang Zongjie, Archbold N W. An Early Permian brachiopod fauna of Gondwanan afinity from the Baoshan block, western Yunnan, China [J]. Al cheringa, 1996, 20: 81-101.

[38] Xu Y C, Yang Z Y, Tong Y B. Further paleomagnetic results for lower Permian basalts of the Baoshan Terrane, southwestern China, and paleogeographic implications [J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2014, 104: 99-114.

[39] Buggisch W,Krainer K, Schaffhauser M, Late Carboniferous to Late Permian carbon isotope stratigraphy: A new record from post-Variscan carbonates from the Southern Alps (Austria and Italy) [J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2015, 433: 174-190.

[40] 郭福生, 潘家永, 劉林清, 等. 浙江江山石炭—二疊系碳酸鹽巖碳氧同位素特征研究[J]. 地球化學(xué), 2004, 33(1): 1-8.

[41] Tappan H. Primary production, isotopes, extinctions and the atmosphere [J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 1968, 4(3): 187-210.

[42] Kump L R. Interpreting carbon-isotope excursions: strangelove oceans [J]. Geology, 1991, 19(4): 299-302.

[43] 殷鴻福, 謝樹成, 秦建中, 等. 對(duì)地球生物學(xué)，生物地質(zhì)學(xué)和地球生物相的一些探討[J]. 中國科學(xué)(D輯), 2008, 38(12): 1473-1480.

[44] 王偉, 陳孝政, 劉欣春, 等. 海相碳酸鹽巖碳同位素地層學(xué)研究中存在的問題及建議——以二疊系研究為例[J]. 地層學(xué)雜志, 2011, 35(3): 305-320.

[45] Payne J L, Kump L R. Evidence for recurrent Early Triassic massive volcanism from quantitative interpretation of carbon isotopic fluctuations [J]. Earth and Planetary Science Letters, 2007, 256: 264-277.

[46] Beerling D J, Harfoot M, Lomax B, et al. The stability of the stratospheric ozone layer during the end-Permian eruption of the Siberian Traps[J]. Royal Society of London Philosophical Transactions, 2007, 365: 1843-1866.

[47] Joachimski M M, Lai X L, Shen S Z, et al. Climate warming in the latest Permian and the Permian-Triassic mass extinction [J]. Geology, 2012, 40(3): 195-198.

[48] Song H J, Tong J N, Xiong Y L, et al. The large increase of13C carb-depth gradient and the end-Permian mass extinction [J]. Science China: Earth Science, 2012, 55(7): 1101-1109.