-3.3 ± 1.6 （ N=18 ） -2.5 ± 0.5 （ N=6 ） -1.8 ± 1.1 （ N=12 ） -1.8 ± 0.7 （ N=35 ）
4.9 ± 0.7 3.5 ± 0.4 2.7 ± 0.6 3.3 ± 0.4
境，但部分早石炭紀高緯度地區（如印度、東北非洲和西藏等）則發現 冰磧石沈積等冰川發育的證據（e.g., Veevers and Powell, 1987；Scotese et al., 1999），對於當時冰川發育程度仍有爭議。石炭紀中期後地球進入冰 期，陸地上開始有大規模的冰川發育，腕足殼體δ18O 大幅變重的記錄則 同時反應了低溫環境及全球平均海水氧同位素變化疊加的結果（Mii et al., 2001）。進入二疊紀後地球氣候逐漸回暖，氧同位素紀錄也隨著年代越 晚有越輕的趨勢（Korte et al., 2002），早二疊紀初期位於大陸冰川邊緣 的澳洲地區也受到大量融冰水注入影響而出現極輕的δ18O 紀錄（Rao and Green, 1982；Rao, 1988）；隨後包括澳洲、帝汶等地區則顯示較高緯度 的低溫特性。二疊紀中期後地球進入無冰時期，全球處於溫暖的氣候狀 態，氧同位素紀錄大致介於-4.0 ~ -2.2‰之間（Mii et al., 1997），位於古 地中海赤道附近的外高加索地區腕足殼體氧同位素記錄也顯示淺海溫暖 約24℃的環境（Zakharov et al., 2000）；俄羅斯和德國盆地則因蒸發作用 而呈現較重的氧同位素紀錄（Grossman, 1994；Korte et al., 2002）。
由於保山地區二疊紀腕足標本保存較不理想，若以部分發光殼體數 值進行比較，將保山地區早二疊紀的氧同位素記錄與當時同樣位於南緯 60 度附近的澳洲地區進行比較，發現保山地區腕足殼體有較輕約 2‰的 結果，顯示部分發光殼體仍受到成岩作用的影響而無法代表原始殼體的 訊號，因此無法獲得保存良好的腕足殼體之前無法進一步的探討其古環 境意義。在保山地區早石炭紀Tournaisian 和 Visean 的 δ18O 記錄方面，
由保存良好的殼體可提供當時南緯30 度的氧同位素記錄，不同於前人研 究主要集中於赤道地區（e.g., Popp et al., 1986；Bruckschen and Veizer, 1997；Mii et al., 1999），因此利用保山地區早石炭紀腕足殼體的 δ18O 記 錄，將可建立並估算古緯度間的海水溫差範圍，進而釐清早石炭紀冰川 發育程度，以下分別將保山地區Tournaisian 和 Visean 腕足殼體 δ18O 記 錄與前人研究比較（圖4.15、圖 4.16）。根據殼體氧同位素與水體溫
圖 4.15 早石炭紀 Tournaisian 時期保山地區腕足化石殼體碳氧同 位素紀錄與前人研究不同區域比較 （ 古地理圖 取 自 Sc otese , 2000 ） 。
Banner and Kaufman, 1994 Illinois & Missouri δ
18O ： -3.0 ~ -1.2‰ δ
13C ： 3. 6 ~ 5.0‰
18
O ： -6.0 ~ 0‰
13C ： 0. 5 ~ 6.0‰
18O： -5.4 ~ -1.7‰
13C ： 1. 5 ~ 4.6‰
Popp et al., 1986a Europe δ
18O： -6.5 ~ -1.8‰ δ
13C ： -1.0 ~ 4.6‰ Mii et al., 2001 Russian δ
18O ： -4 ~ -3‰ δ
13C ： 0 ~ 1‰
Brucksc hen and Veizer, 1997 W. Europe δ
18O ： -8.7 ~ -2.7‰ δ
13C ： 0. 2 ~ 6.1‰ This study Yunnan δ
18O： -3.3 ~ -1.1‰ δ
13C ： 2. 2 ~ 4.1‰
18
O ： -4.0 ~ 0‰
13C ： 1. 5 ~ 4.8‰
Mii et al., 2001 Russian δ
18O： -5.0 ~ -1.9‰ δ
13C ： 0 ~ 3.5‰
Popp et al., 1986a Europe δ
18O： -5.4 ~ -1.9‰ δ
13C ： -1.9 ~ 4.0‰
Brucksc hen and Veizer, 1997 W. Europe δ
18O ： -8.0~ -1.5‰ δ
13C ： -3.0 ~ 6.5‰ Brucksc hen et al., 1999 Europe δ
18O ： -7.9~ -3.5‰ δ
13C ： 1. 0 ~ 5.5‰ This study Yunnan δ
18O： -3.9 ~ -0.8‰ δ
13C ： 1. 2 ~ 3.3‰
陳， 2001 S. China δ
18O： -5.2 ~ -1.8‰ δ
13C ： -3.9 ~ 4.6‰ Brand, 1989 N. Africa δ
18O： -4.1 ~ -0.9‰ δ
13C ： 1. 8 ~ 3.7‰ 圖 4.16 早石炭紀 Visean 時期保山地區腕足化石殼體碳氧同位素 紀錄與前人研究不同區域比較 （ 古地理圖 取 自 Sc otese , 2000 ） 。
度的關係，越輕的δ18O 值反應越高溫的水體環境，同時夏季海水溫度較 高時也通常伴隨較多的降雨發生，區域性海水由於天水或淡水注入將會 有更輕的δ18O 組成，造成更輕的腕足殼體 δ18O 紀錄。因此為了將氧同位 素記錄中天水效應的影響減至最低以獲得原始水體的溫度訊號，主要以 δ18O 數值較重的一端進行海水溫度的估算。
早石炭紀 Tournaisian 的保山地區及同樣位於 Euramerica 大陸東岸的 赤道地區δ18O 紀錄所顯示約 0.9~1.9‰的差值（圖 4.15），由方解石氧同 位素溫度方程式換算可知當時南緯30 度與赤道地區有大約 3~9℃的緯度 間溫差。Visean 時期 Euramerica 大陸東岸的氧同位素紀錄則以 Bruckschen et al.（1999）分析的歐洲地區腕足有明顯較輕的數值（約-3.5‰），可能 隱含成岩作用的影響而暫不予比較；大致而言Visean 時期大陸東岸赤道 地區δ18O 記錄主要介於-1.9 ~ -1.5‰之間，同時保山地區與赤道地區間 δ18O 差值（約 0.7~1.1‰）（圖 4.16）則反映約 3~5℃的緯度間溫差。這 樣的緯度間溫差範圍與Crowley and Baum（1994）使用 GCM 模擬石炭紀 全球無冰川發育條件下的地球表溫分佈結果相似（圖4.17），雖然該研 究主要模擬晚石炭紀Westphalian（約 305Ma.），但以相似的地理位置進 行比較仍可知南緯30 度及赤道地區的緯度間溫差約 5~10℃。另外也在今 日不受湧升流影響的開放大洋區域選擇相似的地理位置進行比較，可知 早石炭紀緯度間溫差略小於今日約10℃左右的溫差範圍（NOAA，2004）
（圖4.18）。因此推測早石炭紀 Tournaisian 地球冰川發育程度不如今日，
甚至接近全球無冰川發育的環境，部分高緯度地區地層中的冰川記錄應 屬於短暫發育的事件，也因此早石炭紀地球有較小的緯度間溫度梯度變 化；進而假設當時冰川全部溶解時，全球平均海水氧同位素接近-1‰。
根據Hays and Grossman（1991）修訂的方解石氧同位素溫度方程式，
將早石炭紀Tournaisian 和 Visean 的腕足化石殼體 δ18O 紀錄配合全球平
圖4.17 GCM 模擬晚石炭紀 Westphalian 在全球無冰條件下的地球表溫 分佈圖（取自Crowley and Baum, 1994）； 指示保山地區及 前人研究赤道海域相對位置。
圖4.18 美國國家海洋與大氣管理局海水表溫衛星遙測資料（取自 NOAA, 2004）； 指示開放大洋赤道及南緯 30 度海域位置。
均海水氧同位素（δ18Ow,SMOW = -1‰）進行各區域的海水古溫度換算 （表 4.1），並與 Crowley and Baum（1994）的 GCM 模擬結果比較。Euramerica 大陸東岸地區的海水溫度大致吻合模擬結果，同時保山地區的δ18O 紀錄 也呈現較高緯度的低溫特性，然而大陸西岸地區赤道地區則普遍較模擬 結果低溫許多。假設西岸較重的δ18O 紀錄顯示的低溫特性由湧升流所造 成，但隨著湧升流將底層水帶至表層的同時表層海水應有較輕的δ13C 組 成，但在早石炭紀Tournaisian 和 Visean 的 δ13C 記錄中都沒有發現類似的 情形，因此初步排除湧升流使δ18O 記錄變重的可能性。
另一方面從早石炭紀的地質記錄中發現當時Euramerica 大陸東西兩岸存 在顯著的氣候差異，東岸出現煤沼澤的沈積指示潮濕多雨的環境；但西 岸則出現蒸發岩類顯示乾燥的氣候型態（Stanley, 1998），同時隨著旺盛 的蒸發作用將使得海水有較重的δ18O 組成，推測早石炭紀 Tournaisian 和 Visean 時期 Euramerica 大陸西岸腕足殼體所記錄的較重 δ18O 值主要受控 於海水蒸發作用的鹽度效應影響，而非反應低溫的水體環境。
由保山地區早石炭紀 Tournaisian 和 Visean 的腕足化石所提供的同位 素記錄顯示地球於兩時期間沒有明顯的環境差異，緯度間溫度差異則較 今日和緩，顯示當時冰川發育規模小於今日，甚至接近全球無冰的狀態。
區域性的差異則反應了較高緯度的低溫特性和蒸發降雨等鹽度效應的影 響。
表4.1 早石炭紀 Tournaisian 和 Visean 的腕足殼體 δ18O 紀錄估算不同區 域海水古溫度結果。