電子掃描顯微鏡觀察

本研究挑選 Spiriferella sp.、Neospirifer sp.、Fusispirifer sp.、

Trigonotreta sp.、Elivina sp.等五類主要的腕足動物進行殼體微細構造 的觀察，以進一步檢查保存度的結果；在陰極射線下，判斷為保存良 好的殼體(NL)，在電子掃描顯微鏡下可以清楚的觀察到纖維層與稜柱 層；而保存不好的殼體則有受到溶蝕作用的影響(圖 4.3)。

圖 4.3 電子顯微鏡下殼體照片。(A：WAU156_Trigonotreta sp. ；B：

WAU152_Spiriferella sp. ；C：WAU064_Elivina sp. ；D：

WAU129_Spiriferella sp.) P：稜柱層；F：纖維層；DF：溶蝕現 象的纖維層。

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4.3 殼體元素組成分析

在陰極射線顯微鏡下，大部分保存良好的殼體會呈現不發光的現 象，某些碳酸鈣殼體在陰極射線下雖然同樣呈現不發光的現象，但若 殼體遭受成岩作用因 Fe²⁺在殼體中富集也會使得殼體在陰極射線下 仍會呈現有不發光的現象(Meyers, 1974；Pierson, 1981; Frank et al., 1982)仍會受到成岩作用影響。所以本研究以電子微探針進行腕足動 均為(0.3mmol/mol) (表 3.1)，所有不發光的數值當中 Fe/Ca 與 Mn/Ca 值皆沒超出偵測極限，部分發光的數值當中 Fe/Ca 與 Mn/Ca 值只有一 個高於偵測極限，發光部分的殼體 Mn/Ca 值雖然大多數在偵測極限 下，但也有許多 Fe/Ca 值高於偵測極限，總體來說高於偵測極限者多 為圍岩與發光部分殼體。

在保存良好不發光的殼體中有 5 個標本，包含有兩個種屬 Elivina

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sp.與 Spiriferella sp.。種屬間元素的平均濃度(單位 ppm) Elivina

sp.(N=2) (Na：1890~1910；Mg：640~850；Sr：1350~1420；S：6920~7480)；

Spiriferella sp.(N=3) (Na：1870~2030；Mg：580~860；Sr：1120~1530；

S：4850~7460)。以上數值顯示西澳洲二疊紀腕足動物化石的 Na、S 含量皆包含在南太平洋、北大西洋及地中海等現生腕足動物殼體的元 素含量範圍內(Brand et al., 2003)，而 Mg 含量也與現今地中海腕足動 物殼體數值相當接近，Sr 含量則近似於印度的數值。整體來說西澳洲 二疊紀腕足動物組成元素數值都介於現生淺海腕足動物殼體元素組 成含量範圍內，且兩種屬間並沒有明顯的元素組成差異(圖 4.4)。

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圖 4.4 西澳洲二疊紀腕足動物化石保存良好殼體之元素組成比較圖。(A)Na、S 平均含量；(B)Mg、

Sr 平均含量。

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4.4 殼體穩定碳氧同位素分析

本研究共分析了 112 個標本共計有 368 個穩定碳氧同位素分析數 據，包含有不發光殼體 249 個分析點、部分發光殼體 18 個分析點、

發光殼體 101 個分析點。平均碳同位素數值分別為 4.5±0.7‰(NL)、

4.0±0.8‰(NL+L) 、2.9±2.2‰(L)；平均氧同位素數值則分別為 -0.1±0.5‰(NL)、-0.5±0.5‰(NL+L) 、-1.2±1.3‰(L)。

由殼體穩定碳氧同位素散佈的結果來看(圖 4.5)，可以發現從不發 光的殼體到部分發光殼體以及發光殼體，有一明顯同位素數越來越輕 的趨勢，這樣的結果可能是因為成岩作用過程中伴隨著部分溶解及再 結晶作用的碳氧同位素同樣變輕的結果。利用統計檢定(T 檢定)可以 明顯的區分不發光與發光的殼體數值(p<0.05)。而不發光保存良好的 殼體數值我們認為保留了古環境的訊號，所以之後的討論皆為不發光 保存良好的殼體數值。

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圖 4.5 西澳洲二疊紀腕足動物化石殼體碳氧同位素紀錄。(A)不同種屬 穩定碳氧同位素分布圖；(B) 不同種屬平均穩定碳氧同位素。

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4.5 碳、氧同位素紀錄

為了瞭解二疊紀時期 Carnarvon 盆地與 Canning 盆地環境上的變 化，本研究利用保存良好不發光的殼體碳同位素數值來比較。碳同位 素數值依地層由老至年輕排列依序是 Callytharra Fm. (CF:4.4±0.5‰, N=28)，Jimba Jimba Calcarenite (JJM:4.5±0.8‰, N=4)，Coyrie/Madeline Fm. (C&MF:4.7±0.8‰, N=10)，Quinnanie Shale/Cundlego Fm.

(Qsh:4.9±0.6‰, N=5)，Wandagee Fm. (WF:4.2±0.7‰, N=9)；

Noonkanbah Fm. (NF:5.1±1.1‰, N=6)，Lightjack Fm. (LF:5.4±0.2‰, N=2)，Hardman Fm. (HF:4.8±0.3‰, N=3)(表 4.1)，在 Carnarvon 盆地 中碳同位素數值並沒有明顯的變化，而 Canning 盆地也沒有明顯的變 化；兩盆地之間 Noonkanbah Fm.與年代相近的 Coyrie/Madeline Fm.、

Quinnanie Shale/Cundlego Fm.相比並無明顯差異，但與 Wandagee Fm.

有將近1‰的變大趨勢(圖 4.6)。

將西澳洲二疊紀碳同位素紀錄與 Compston(1960)、Lowenstam (1961)、Korte et al. (2008)的研究中大致相同層位的碳同位素數值紀比 較，本研究平均碳同位素數值與 Compston(1960)比較，在 Callytharra Fm.及 Hardman Fm.沒有明顯的差異，但在 Wandagee Fm.與

Noonkanbah Fm.卻有相對較大 1.0‰與 0.7‰的變化；而與 Korte et al.

(2008)比較上，在 Callytharra Fm.、 Coyrie/Madeline Fm.、Wandagee Fm.、Hardman Fm.沒有顯著的差異，只有在 Noonkanbah Fm.時期本 研究的平均碳同位素較 Korte et al. (2008)變大 1.3‰(圖 4.6)。

氧同位素數值根據地層排列依序為 Callytharra Fm. (-0.1±0.5‰, N=28)，Jimba Jimba Calcarenite (-0.1±0.5, N=4)，Coyrie/Madeline Fm.

(-0.2±0.4‰, N=10)，Quinnanie Shale/Cundlego Fm. (-0.1±0.4‰, N=5)，

Wandagee Fm. (-0.5±0.7‰, N=9)；Noonkanbah Fm. (0.1±0.5‰, N=6)，

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Lightjack Fm. (-0.6±0.9‰, N=2)，Hardman Fm. (-0.0±0.3‰, N=3) (圖 4.6)。在相同盆地中層與層的氧同位素變化並沒有明顯的差異，而比 較兩盆地年代相近的層位數值變化，Noonkanbah Fm.與

Coyrie/Madeline Fm.、Quinnanie Shale/Cundlego Fm.並沒有明顯上的 差異，但與 Wandagee Fm.則有將近 0.7‰變大的趨勢圖(4.6)。

本研究氧同位素數值與 Compston(1960)的比較上，在 Callytharra Fm.與 Wandagee Fm.的平均氧同位素數值並無明顯差異，但，

Compston(1960)的研究在 Noonkanbah Fm .比本研究較小 0.7‰，在 Hardman Fm. 則比本研究較小 2.6‰；Lowenstam(1961)的數值在 Noonkanbah Fm 時期與本研究也沒有明顯的差異，而本研究與 Korte et al. (2008)相比，在 Coyrie/Madeline Fm.與 Noonkanbah Fm.本研究分 別比 Korte et al. (2008)數值較大 1.2‰與 0.6‰，而在 Callytharra Fm.、

Wandagee Fm.、 Hardman Fm.皆無明顯上的差異(圖 4.6)。

Compston(1960)與本研究的比較上有些不一致的結果，有可能是因為 成岩作用的影響使得當時所研究的殼體所含的氧同位素較小，或是生 物間棲息地的不同，也有可能是由於在同地層間不同深度的差異所造 成的。

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圖 4.6 西澳洲二疊紀 Carnarvon 盆地與 Canning 盆地穩定碳氧同位素年代地層圖。

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表 4.1 西澳洲二疊紀平均碳氧同位素紀錄與前人研究:Callytharra Fm. (CF)；Jimba Jimba Calcarenite (JJM)；

Coyrie/Madeline Fm. (C&MF)；Quinnanie Shale/Cundlego Fm. (Qsh)；Wandagee Fm. (WF)；Noonkanbah Fm. (NF)；

Lightjack Fm. (LF)；Hardman Fm. (HF)。

FM This study Compston(1960) Lowenstam(1961) Korte et al. (2008)

δ¹³

C±σ‰(n)

O±σ‰ (n)

C±σ‰(n)

O±σ‰ (n)

C±σ‰(n)

O±σ‰(n)

C±σ‰(n)

O±σ‰ (n) HF 4.83±0.34 (3) -0.02±0.24(3) 5.00±5.00(1) -2.60±-2.60(1) 5.07±0.30(2) -0.40±0.31(2) LF 5.40±0.20 (2) -0.63±0.87(2)

NF 5.11±1.08 (6) 0.15±0.46(6) 4.02±1.14(14) -0.58±0.83(12) -0.93±0.73(4) 3.78±0.09(3) -0.55±0.24(3) WF 4.15±0.66 (9) -0.51±0.67(9) 2.97±0.40(3) -0.50±0.10(3) 4.05±1.21(9) -0.38±0.70(9) Qsh 4.88±0.55 (5) -0.09±0.35(5)

C&MF 4.65±0.77(10) -0.17±0.39(10) 4.27±0.21(4) -1.24±0.14(4)

JJM 4.49±0.77 (4) -0.07±0.48(4)

CF 4.42±0.48 (28) -0.05±0.52(28) 4.54±0.62(7) 0.04±0.54(5) 3.88±0.79(4) -0.38±0.81(4)

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4.6 西澳洲二疊紀腕足動物化石殼體穩定碳氧同位素記錄在環境上的

將 Mii et al. (2012)東澳洲的碳同位素數值與本研究西澳洲碳同位 素數值相比，Mii et al. (2012)的數值大部分皆比本研究大 0.6‰ ，且 東澳洲在 Wandrawandian Siltstone 時期還有一碳同位素最大值 7.0‰

(圖 4.7)，這樣的差異可能是因為在二疊紀時期東南澳洲地區長期有湧 升流的作用影響(Jones et al., 2006)。整體上西澳洲二疊紀碳同位素紀 錄與 Grossman et al. (2008)中的盤古東邊副熱帶地區烏拉爾山的數值 較為接近，而與盤古大陸西邊熱帶地區的美國大陸較不相同，這表示 盤古大陸東邊副熱帶地區與古特提斯海地區有著相似的海水循環條 件 (參見古地理圖 P.9)。

本研究的西澳洲氧同位素記錄與前人研究(Compston, 1960；

Lowenstam, 1961；Korte et al., 2008)比較大致上是沒有明顯差異的(圖 4.6)。西澳洲氧同位素紀錄由早二疊紀以來呈現較正且趨近於 0.0‰的 趨勢除了在 Wandagee Fm.與 Lightjack Fm.有略為變小到-0.5‰與 -0.6‰外，其餘數值皆接近 0.0‰，而這樣的記錄與前人研究(Korte et al., 2008；Mii et al., 2012)東澳洲的氧同位素紀錄相比是較為偏大的，

且西澳洲氧同位素並沒有隨著冰期與間冰期變化而有所改變(Fielding et al., 2008；Isbell et al., 2003)，呈現平穩的趨勢(圖 4.8)。

一般而言，較大的氧同位素數值代表著較寒冷的氣候溫度，然而，

考慮到古地理位置的分布及二疊紀古氣候模擬的重建(Kutzbach and Ziegler, 1994；Fluteau et al., 2001；Gibbs et al., 2002；Kiehl and Shields, 2005)，西澳洲地區的海洋表水溫度不應該比高緯度的東澳洲雪梨盆 地地區來的低(圖 4.9)。因此，考慮到另一個影響氧同位素的因子：鹽 度效應。在二疊紀時期，Carnarvon 盆地與 Canning 盆地的海水鹽度

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應比東澳洲雪梨盆地來的高。水體中鹽度的改變主要是由於河水的注 入、降水或蒸發等因素造成的，而淡水的注入會使得海水的氧同位素 數值變小，所以合理的解釋西澳洲地區氧同位素數值較其他地區來的 大應為蒸發作用造成的影響。

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圖 4.7 西澳洲地區 Carnarvon 盆地與 Canning 盆地碳同位素紀錄與前人研究比較圖。

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圖 4.8 西澳洲地區 Carnarvon 盆地與 Canning 盆地氧同位素紀錄與前人研究比較圖。

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圖 4.9 二疊紀氣候模式模擬海表溫分布圖(修改自 Kiehk and Shields, 2005)。(A)西澳洲 Carnarvon 盆地與 Canning 盆地所在位置(B)東澳洲雪梨盆地所在位置。

A

B

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相對於東澳洲，Lever (2004)根據 Carnarvon 盆地 Kennedy Group 的沉積構造及較少的煤炭的埋藏量，認為當時西澳洲為較乾燥的環境 條件。另外，Scotese et al.(1999)在西澳洲地區也有蒸發岩的發現紀錄 (圖 4.11)，這個解釋與所推測的西澳洲地區有較高鹽度的海洋環境結 果一致，但 Haig.(2003)由有孔蟲研究認為在早二疊紀 Kungurian 時期 是一個低鹽度海洋環境。

進一步的比較，比較同時期西澳洲(Callytharra Fm 與

Coyrie/Madeline Fm)與東澳洲(Upper Pebbly Beach Fm.與 Berriedale Limestone)腕足動物殼體的微量元素濃度(Mii et al., 2012)，西澳洲的 Mg 含量比東澳洲大約 100ppm (Mg/Ca 約 0.5mmol/mol)左右，較大的 Mg/Ca 數值代表著較高的溫度，所以由 Mg/Ca 可以推測在 Sakmarian 與 Artinskian 時期，西澳洲溫度比東澳洲來的高。而 Na 與 S 的含量 也分別的比東澳洲的紀錄大約 300ppm 與 2030ppm，這進一步暗示西 澳洲地區比東澳洲地區有著較高鹽度的海洋環境。

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圖 4.10 早二疊紀時期全球蒸發岩、冰磧石及煤層分布圖。在西澳洲地區有出現蒸發岩的紀錄而東澳洲地 區沒有。(取自 http:www.scotese.com)

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圖 4.11 西澳洲地區腕足動物殼體元素組成與 Mii et al., 2012 比較圖。

40 Spiriferella sp.的紀錄上為 3.6‰~5.4‰，Elivina sp.為 3.1‰~4.4‰；氧 同位素則分別是-1.2‰~0.7‰與-0.3‰~0.5‰。由圖 4.12 可以觀察到碳 氧同位素並沒有明顯的正相關，表示在此並沒有明顯的季節性淡水注 入或融冰水的影響(Mook, 1971)。

季節性分析實驗裡我們挑選了 3 隻 Spiriferella sp.、2 隻 Elivina sp.

進行電子微探針分析分別是 WAU04、WAU063、WAU064、WAU109 及 WAU110，分析的 Mg/Ca 範圍在 0.6mmol/mol~3.6mmol/mol 間(圖 4.12)。利用氧同位素以及 Mg/Ca 的數值變化的週期震盪，我們可以 估算季節性上的溫差紀錄(Mii and Grossman, 1994; Ivany and

Runnegar, 2010)。在季節性上的判斷，認為西澳洲地區的變化並不像 Ivany and Runnegar (2010)利用東澳洲的冷水種雙枚貝類 Eurydesma sp.所做出來的結果那樣規律，因此，計算了在季節性變化裡最大的溫 差範圍。

利用氧同位素計算二疊紀西澳洲地區的最大溫差(表 4.2)，在 Callytharra Fm.為 2°C~7°C；Coyrie/Madeline Fm.為 1°C ~7°C。另外，

Pérez-Huerta et al. (2008)認為現生腕足動物與二枚貝類有相同的機制，

因此可以利用 Mg/Ca 來做為溫度計算的指標。我們利用 Pérez-Huerta et al. (2008)的公式去計算二疊紀西澳洲地區的 Mg/Ca 溫度(表 4.2)，

在 Callytharra Fm.為 2°C ~4°C；Coyrie/Madeline Fm.為 1°C ~2°C。對 於氧同位素紀錄所計算出來的溫差範圍與 Mg/Ca 所計算出來的溫差

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範圍有不一致的現象，認為也許是因為腕足動物的種屬不同，生物間 的差異所造成的結果，所以在 Mg/Ca 計算溫度上未來還需要更多的 研究。

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表 4.2 西澳洲季節性氧同位素及 Mg/Ca 紀錄。Mg/Ca 計算溫度公式參 考 Pérez-Huerta et al. (2008):T=((Mg/Ca)+0.6(±0.29)/(0.7(±0.2))。

表 4.2 西澳洲季節性氧同位素及 Mg/Ca 紀錄。Mg/Ca 計算溫度公式參 考 Pérez-Huerta et al. (2008):T=((Mg/Ca)+0.6(±0.29)/(0.7(±0.2))。