穩定碳氧同位素分析結果

第四章、結果與討論

4.4 穩定碳氧同位素分析結果

本研究共分析了中國湖北地區腕足動物化石殼體及全岩共321 個，包括63 不發光(NL)、140 個發藍光(BL)、62 個部份發光(NL+L 及 BL+L)、26 個發光(L)和 30 個全岩標本，所有分析標本的碳氧同位素分布如圖4.10，NL 部分其平均值 δ¹³C = 5.0±2.0‰；δ¹⁸O = -4.5±0.7‰；

BL 的部份 δ¹³C = 5.5±1.8‰ ；δ¹⁸O = -4.4±0.6‰；NL+L 的部份 δ¹³C = 3.2±1.9‰；δ¹⁸O = -5.2±1.2‰；L 部份平均值 δ¹³C = 2.4±2.2‰；δ¹⁸O = -6.6±1.4‰；圍岩的部份 δ¹³C = 1.9±2.3‰；δ¹⁸ O = -6.4±1.1‰。

觀察其分佈趨勢，發現由NL 至 L，其碳氧同位素數值有越來越輕的趨勢，經由t 檢定確認顯著性( p＜0.05)，有明顯不同的分佈。而 BL 殼體與NL 殼體的碳同位素的數值差異較大，顯著性 p＜0.05，氧同位素數值則無顯著差異(p=0.18)。但因 BL 殼體可能受過熱液作用影響，為了確保其能保存當時環境的訊號，BL 殼體的數值暫不列入古環境的討論當中。

本研究共有23 隻保存良好的腕足動物，在碳同位素紀錄中，晚石炭紀的數值為2.4~5.8‰，早二疊紀因湖北地區地層缺失而缺少記錄，至中二疊紀以後，除了在Kungurian(棲霞組)呈現了較輕的紀錄外(δ¹³C = 1.73±0.5‰)，至晚二疊紀(茅口組至長興組)，其碳同位素呈現較重的趨勢(3.0 ~7.5‰)；氧同位素方面，在晚石炭紀，數值平均為-4.5‰，到了中二疊紀，氧同位素數值變的較負(-5.4~-4.5‰)至中晚二疊又變正一些 (-3.6~-4.1‰)，至最晚二疊紀，又呈現較負的狀態(-4.6‰)(圖 4.11)。

碳氧同位素分佈圖

-4.00 -2.00 0.00 2.00 4.00 6.00 8.00 10.00

-11.00 -9.00 -7.00 -5.00 -3.00 -1.00 1.00 δ¹⁸O(‰)

δ13 C(‰)

BL NL NL+L BL+L L LM

BL of mean NL of mean NL+L of mean BL+L of mean L of mean LM of mean

圖4.10 穩定碳氧同位素分析分佈圖，深藍色點為不發光(NL)、淺藍色為發藍光(BL)粉紅色及棕色為部份發光(NL+L 及 BL+L)、橘色為發光殼體(L)和綠色全岩的部分。

圖4.11 湖北地區腕足動物殼體之碳氧同位素紀錄與年代分佈圖，圖中的

4.5 穩定碳同位素紀錄之古環境意義

本研究的結果顯示，在Kungurian 時期，湖北地區的碳同位素為 1.7‰±0.3，與美國中部(大約 2‰)的數值相似(圖 4.12)，根據研究認為美國中部是受到當時有湧升流的影響，使得其碳同位素數值比同時期低緯度的烏拉爾山地區(大約 4‰)來的輕(Grossman et al., 2008)，而湖北地區的碳同位素數值同樣反應出較輕的結果，推測其當時可能是受湧升流影響，有較多有機質，或是有陸緣沉積物注入，導致其碳同位素顯示較輕的狀況。

至Wordian 至 Capitanian 時期，湖北地區 δ¹³C=5.2‰ ±0.3，與美國中部的變化趨勢相似(δ¹³C=3.2~5.0‰)(Grossman et al., 2008)；而 Mii et al (1997)分析 West Spitsbergen 的腕足動物標本，發現在晚二疊紀時期，碳同位素數值約3.5~8.2‰，比石炭紀及早二疊紀來的高，而在俄羅斯、墨西哥、東格陵蘭及加拿大的Sverdrup 盆地等，也有觀察到腕足動物殼體的碳同位素數值呈現較正的情況，約呈現4~6‰ (Popp, 1986; Given and Lohmann, 1985; Scholle et al., 1991; Beauchamp et al., 1987)，認為這 是全球性的碳富集事件，可能與當時海水的基礎生產率有關(Mii et al., 1997)，而有較多的有機碳被埋藏；使得海水的碳同位素呈現較重的狀況。

不過Korte 等人(2005)研究同時期，美國中部 Delaware 盆地的腕足動物以及伊朗、西西里島及阿曼等地的全岩碳同位素，發現Delaware Wordian 至 Wuchiapingian 曾經歷了海進及海退(羅進雄 et al., 2009)；而 古特提斯洋四周的海域反應出了較重的碳同位素(3~7‰)，推測古特提斯洋在晚二疊紀屬於比較封閉的形式。

從Kungurian 至 Capitanian 階，湖北地區的碳同位素變化趨勢與東古太平洋的美國中部紀錄變化趨勢相近，顯示了當時整個古太平洋水域是有相似的水團，位於開放大洋的日本地區，其碳同位素數值也成較重的反應。本研究亦紀錄了晚二疊紀Wuchiapingian 至 Changhsingian 的碳同位素變化，Wuchiapingian 階稍微輕一些(4.96±0.82‰)，Changhsingian 則又較重，雖然無法精確的得知其確切年代，但碳同位素並沒有明顯變輕至0~1%的狀況，根據前人研究，在地層中的生物滅絕面附近的碳同位素變化會很大(Zuo et al. 2005；Wang et al. 2009；Korte et al., 2005)，

但在本研究標本中沒有觀察到此現象，初步推測此次標本尚未接近二疊紀-三疊紀大滅絕。

圖4.12 湖北地區腕足殼體穩定碳同位素分析結果與前人研究比較圖。

顯示湖本地區腕足動物晚二疊紀的碳同位素變化趨勢與美國中部相似(紅色曲線)；右側藍色柱狀為冰期分佈。

湖北地區的腕足動物碳同位素紀錄在Guadalupian 世(茅口組)呈現了平均值比其他地區重(5.2±0.3‰)，若比較 Guadalupian 世之全球碳同位素紀錄，顯示在中二疊紀，全球碳同位素有偏重的情況(圖 4.13) ；而在古特提斯洋周圍的華南、伊朗及Spitsbergen 等地，其碳同位素數值又比開放大洋之Mino Terrane(現今日本地區)更富集一些。但湖北地區的標本，其個體間所紀錄之差異卻較大，有可能是受棲息的微環境不同影響所造成(Curry and Fallick, 2002)。

圖4.13 晚二疊紀時期，全球各地碳同位素數值紀錄。反應在晚二疊紀時期，全球碳同位素有偏重的趨勢(地圖取自 Koch and Frank, 2011；數據取自(1)(2)Grossman et al., 2008；(3)Mii et al., 1997；

(4) Korte et al., 2005；(5) Brand et al., 2009 (6)鄭智仁，2011；

(7)This study)。

4.6 穩定氧同位素紀錄之古環境意義

在氧同位素方面，Kungurian 期，δ¹⁸O = -4.5±0.2‰，Wordian 至 Capitanian 期，δ¹⁸O = -4.2‰ ±0.5‰，與前人研究比較，湖北地區腕足動物化石所紀錄之氧同位素，比美國中部(δ¹⁸O = -4.3~-2.0 ‰)、烏拉爾山 (δ¹⁸O = -2~1‰)、伊朗等低緯度地區(δ¹⁸O = -2.4‰±0.5‰)輕(圖 4.14A)；

且與Korte 等人(2005)所分析的低緯度地區標本的變化趨勢相近，但約有1.5‰的差距(圖 4.14B)。然而研究中指出，由於蒸發岩的發現，認為美國中部從早二疊紀時期開始是屬於蒸發強烈的乾燥地區，烏拉爾山地

區(二疊紀古緯度 30°N)也發現蒸發岩的紀錄，也被認為有強烈的蒸發效應。(Grossman et al., 2008；Korte et al., 2005)。而華南地區所紀錄的氧同位素數值皆比同緯度地區來的輕，而與開放大洋的日本地區相近 (δ¹⁸O=-3.4~-4.0‰)(Brand et al., 2009)。此外，在華南地區有發大量的煤 層(Scotese et al., 1999)，但尚未有發現蒸發岩的記錄，華南地區當時很可能為溫暖潮濕的熱帶性氣候(圖 4.15)。

圖 4.14 湖北地區腕足動物殼體氧同位素分析結果與前人研究比較

圖4.15 中至晚二疊紀時期，全球蒸發岩、冰磧石及煤層的分佈紀錄；

可顯示美國中部及烏拉爾山地區有較多的蒸發岩，華南地區(箭頭指示)則有較多的煤層。(取自 http://www.scotese.com)

影響海水氧同位素數值變輕的因素，有可能是融冰效應或是降雨量較多，使得較多的淡水注入、但是晚二疊紀時期，全球屬於無冰狀態 (Isbell et al., 2003)，Fielding 等人(2008)認為只有高緯度地區有小規模的 冰川，較不可能影響赤道地區。Gibbs 等人(2005)經由氣候模擬，認為當時在赤道地區的降雨量較低緯度地區多，或許會些微影響海水的氧同位素數值，而使湖北地區的氧同位素紀錄比低緯度的美國中部和烏拉爾山來的輕。若晚二疊紀為無冰期，假設δ¹⁸Ow=-1‰ (Isbell et al., 2003)，在腕足動物殼體氧同位素會與周圍海水達成平衡的前提中，會影響殼體穩定氧同位素組成變動的因子就是溫度效應。因為同位素的分異效應，可使得在不同的溫度下，殼體的氧同位素有不同的分異係數，利用Hays and Grossman 於 1991 年綜合前人研究結果，並整理出同位素與溫度的換算公式：

T(℃)=15.7－4.36(δ¹⁸Ocalcite－δ¹⁸Ow,SMOW)＋0.12(δ¹⁸Ocalcite－δ¹⁸Ow,SMOW)²

表 4. 由氧同位素換算晚古生代各時期的海表平均溫度

Age δ¹⁸O(‰) 溫度(℃)

Changhsingian -4.61 33.0 Wuchiapingian -4.17 30.7 Wordian 至 Capitanian -4.23 31.0

Kungurian -4.51 32.6

Moscovian 至 Gzhelian -4.45 37.7

※假設晚二疊紀海水氧同位素為-1‰、晚石炭紀海水氧同位素為 0‰

華南地區在晚二疊紀，由氧同位素數值所計算出來的溫度約30 度左右，比起美國中部、烏拉爾山、伊朗等地還要高，反映了在當時赤道古太平洋西側海水溫度較高的特性。湖北地區Wuchiapingian 及

Changhsingian 的氧同位素數值分別為-4.2±0.7‰；-4.6±0.1‰，換算成氧同位素溫度分別是30.7 和 33.0 度；Wuchiapingian 時期採集的樣本較少，

保存度也較差，雖然僅以兩個數值代表此時期的環境，但仍可反映出當時華南地區溫度偏高。Changhsingian 在世界各地的許多地點地層缺失，

此研究可提供Changhsingian 時期的紀錄；也記錄了在二疊紀末期，華南地區的海水溫度較高。

而比較Wordian 期至 Capitanian 期全球各地的氧同位素溫度也與 Kiehk and Shields (2005)所做的海表溫模擬相符合(圖 4.16)，而湖北地區紀錄較輕的氧同位素數值反應的溫度(31℃)，可以支持當時有類似現今西太平洋暖池的效應，使該地區的海水溫度較高。

另外，Martin et al(2008)認為晚石炭紀之 Moscovian 至 Gzhelian 期，

認為還有冰川存在，於是Grossman et al(2002)假設海水氧同位素為 0‰

代入計算，得到溫度為37.7 度，較不合理，雖然晚石炭紀雖然有冰川的存在，可是其主要是影響熱帶地區的範圍大小，對於熱帶地區的溫度影響力較小(Angiolini et al., 2009)，晚石炭紀的環境模擬也顯示當時有暖流經過古特提斯洋(Angiolini et al., 2007)，因此推測在此地石炭紀時期的環境可能受到暖流而使得其紀錄的溫度較高(圖 4.17)。

圖 4.16 全球各地腕足動物殼體氧同位素紀錄與氣候模式模擬最晚二疊紀海表溫度，華南地塊與古日本地區位於赤道

圖4.17 晚石炭紀海流模擬(300Ma)，顯示有暖流經過華南地區(星號)，

因此造成該地區的海溫較高。KZ:Kazhakstan, TA:Tarim,

NC:North China, MON:Mongolia, SC:South China, IC:Indochina, WB:West Burma, KK:Karakoram, A:central Afghanistan, AD:Adria.

(取自Angiolini et al., 2007)

4.7 低緯度地區的季節性變化

本研究選取四隻腕足動物進行季節性變化的分析，分別為兩隻長興 組的 Tongzithyris sp. 與一隻茅口組的 Cryptospirifer sp.及一隻茅口組未 鑑種的腕足殼體；為了瞭解赤道地區在年際間是否溫差很大，亦或是受到赤道較多降雨的影響。我們挑選保存良好的殼體，沿著生長紋分析氧同位素數值，可以藉由數值的震盪來判斷季節性溫差(Mii and Grossman, 1994)。利用換算出的氧同位素溫度，可得其差值(圖 4.18，表 5)。

雖然取樣的數量不多，無法看出完整的年際變化，但可以看見不同生長紋之間，其氧同位素數值變化不大。與二疊紀高緯度澳洲地區的腕足動物季節性變化比較，在東澳地區的腕足動物季節性溫差達5.7~6.8

℃(鄭智仁，2011)；若將湖北地區同一隻腕足所算得的氧同位素溫度的最高溫減去最低溫的差值，我們可獲得4.6、6.1℃(茅口組)、0.9℃(長興組)。可發現湖北地區在二疊紀(茅口組)的溫差比高緯度地區略小，而晚二疊紀(長興組)則幾乎沒有季節性的差別。

Guggino(2004)利用早二疊紀盤古大陸西側的腕足殼體所算出的季節性溫差為5.7~10℃，並認為隨著全球平均溫度升高，季節性的溫差隨之變小；Kutzbach and Ziegler(1993)模擬晚二疊紀的季節性溫差大約 5~10℃，本研究中所計算晚二疊紀(長興組)的季節性溫差(0.9℃)比模擬小，若與現今近10 年赤道地區冬夏海表溫度差則比較相似(現今西太平洋近暖池區冬夏溫差0.7 度，取自 NOAA)，顯示晚二疊紀赤道地區海表溫的季節性變化不明顯或是有類似暖池的特性，也反應了長興期開始進

在文檔中中國湖北地區晚古生代腕足動物化石殼體之穩定碳氧同位素紀錄與古環境 (頁 51-0)

第四章、 結果與討論

4.4 穩定碳氧同位素分析結果

第四章、結果與討論