貴州雅水剖面石炭紀腕足動物碳氧同位素紀錄之環境意義

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(1)貴州雅水剖面石炭紀腕足動物碳氧同位素紀錄之環境意義 Carboniferous environment indicated by oxygen and carbon isotope records of brachiopod shells from the Yashui Section in Guizhou. 碩士畢業論文 A Master Thesis. 林易芳 Yi-Fang Lin. 國立臺灣師範大學 National Taiwan Normal University. 地球科學系 Department of Earth Sciences. 中華民國一百零二年七月 June, 2013 學科領域:地質學 Subject: Geology.

(2) 摘要貴州雅水剖面石炭紀腕足動物碳氧同位素紀錄之環境意義（中華民國 102 年 7 月）林易芳國立台灣師範大學地球科學研究所指導教授：米泓生博士關鍵詞：熱帶地區、石炭紀、腕足動物、碳氧同位素、華南地塊本研究採集了 395 個中國貴州省雅水剖面的腕足動物殼體化石殼體，分析其中 139 個化石標本之穩定碳氧同位素成分來探討華南地塊於石炭紀時期熱帶地區的環境變化。雅水剖面在早石炭紀地層分為舊司階(早 Visean)、上司階(晚 Visean)和德塢階(Serpukhovian)，本研究自這 139 個殼體中共取了 369 個標本點進行碳氧同位素分析，但僅有 89 個標本點的數據取自保存良好的部分。舊司階的殼體皆保存不理想；上司階(晚 Visean)保存良好殼體的 δ18O 和 δ13C 平均值分別為-3.8±0.7‰ （1σ，N=52）和 2.3±2.4‰；德塢階(Serpukhovian) 保存良好殼體的 δ18O 和 δ13C 平均值分別為 -3.0±0.5‰（1σ，N=37）和 4.1±2.0‰，從上司階到德塢階的 δ13C 平均值增加 1.8‰，可能與碳埋藏量增加有關。假設早石炭紀海水的 δ18O 數值為-1‰ (SMOW)。上司階的氧同位素溫度為 24~30°C 平均（平均值 28°C），而在德塢階的氧同位素溫度範圍介於 23~26°C 之間(平均值 25℃)，由上司階(晚期 Visean) 至德塢階(Serpukhovian)平均溫度呈現約下降 3°C 的現象，與 Mg/Ca 比值所計算之溫度變化大致相同。上司階(晚期 Visean)至德塢階 (Serpukhovian)的降溫與碳同位素數值所呈現的碳埋藏量增加，二氧化碳含量降低的紀錄一致。雅水剖面所呈現之平均值 28°C 至 25°C 的溫暖溫度範圍反映出華南地區於石炭紀位於熱帶地區海水溫度較.

(3) 高的特性，類似現今西太平洋暖池的溫度特徵。. II.

(4) Abstract Carboniferous environment indicated by oxygen and carbon isotope records of brachiopod shells from the Yashui Section in Guizhou. Yi-Fang Lin, Department of Earth Sciences, National Taiwan Normal University, Taiwan, Republic of China (July, 2013) Advisor: Dr. Horng-sheng Mii Key word : tropical area、Carboniferous、brachiopods、stable carbon and oxygen isotope、South China. This study constructed the Carboniferous tropical environment of Yashui section, Guizhou, South China by analyzing the stable isotope compositions of brachiopod shells. A total of 395 fossil brachiopod shells were collected. One hundred and thirty nine samples were cut, thin-sectioned, and examined under plain light and cathodoluminescence for evaluation of shell preservation. Only 89 out of 369 carbonate powder samples were determined well preserved. In ascending order, mean δ18O values of well preserved brachiopod shells are -3.8 ± 0.7‰ and -3.0±0.5‰ for Shangsian Stage (Late Visean) and Dewaun Stage (Serpukhovian), respectively. Mean 13. C values of well preserved brachiopod shells are respectively 2.3 ±. 2.4‰ (1σ, N = 52) for Shangsian Stage (Late Visean) and 4.1±2.0‰ (1σ, III.

(5) N = 37) for Dewaun Stage (Serpukhovian). Enrichment in δ13C value of 1.8‰ between Shangsian Stage and Dewaun Stage may correspond to the increased burial rate of organic matter as proposed by previous studies. Assuming the δ18O of Early Carboniferous seawater was -1.0‰, the sea water temperature were 24～30°C (average 28°C) for Shangsian Stage and 23～26°C (average 25°C) for Dewaun Stage. The 3°C decrease in temperature from Shangsian Stage to Dewaun Stage was consistent with the temperature estimation based on the Mg/Ca ratios. The Late Visean to Serpukhovian cooling may be caused by the decrease in atmospheric CO2 concentration as indicated by the increase in carbon isotope value. The overall warm tropical sea surface temperature of South China indicating that modern Western Pacific Warm Pool sea surface temperature characteristic may have existed in Early-Middle Carboniferous.. IV.

(6) 誌謝時間飛逝，回想當初剛進入穩定同位素研究室時，還懵懵懂懂的我，一路上看著學長姐們一個個畢業，踏上人生新的路途，三年過去，如今換我畢業了，心中充滿了許多感觸，學習的一路上，感謝幫忙我的老師、朋友以及父母，讓我順利在師大畢業。在研究的日子裡，特別感謝我的指導教授米泓生老師，由於老師的帶領，很幸運的可以親自去貴州採集研究材料，讓我可以更了解當地的環境。在這三年期間，多虧米老師不斷的細心並耐心教導及糾正我的錯誤，一路陪伴我成長，使得論文順利完成。另外也感謝口試委員李孟陽老師及王士偉老師，提出許多建議與指導，讓我的論文更加完善。在研究過程中，感謝一同參與大陸貴州野外採集的南京古生物研究所的吳祥和教授的介紹及協助採集化石的林巍同學。也感謝台大古生物研究所的魏國彥教授，提供 SEM 電子顯微鏡拍照，還有協助辛苦拍攝的莊智凱學長。另外也感謝一路上幫助我的怡美學姊、智仁學長、金安學長、昭偉學長、冠辰學姊、仲元學姊、映琁學姊、綉玉、桂淑、尉婷及昱琪，最後也感謝我一路提醒並幫助我的中豪，讓我論文順利完工。因為有大家，除了在學業上互相切磋及鼓勵以外，研究室的生活總是充滿歡笑聲，讓我研究生活充添不少色彩。另外也感謝一路上陪伴的 S.A Kids 兒童街舞團隊的夥伴（小殺、小梅、小榆、凱瑜、馬妹、Ulyia、昨夜、丟丟、小黑、力弘），支持我度過充滿壓力的日子。以及我可愛的學生及支持我的家長，儘管寫論文的日子再勞累，假日看到天真無邪的笑容總是可以幫我充飽電力，隔天繼續再戰論文。當然，還有我重要的家人，一路支持我研究所畢業，謝謝你們辛苦的付出，讓我無憂無慮的完成學業，真的感到很幸福。僅以此篇論文獻給我所有指導我的師長、關心我的同學及朋友們，實在謝謝你們。. V.

(7) 目錄頁碼摘要............................................................................................................. I Abstract .................................................................................................... III 誌謝............................................................................................................V 目錄.......................................................................................................... VI 圖目........................................................................................................VIII 表目......................................................................................................... XII 第一章、緒論............................................................................................ 1 1.1 前言 ........................................................................................................ 1 1.2 同位素與碳酸鈣殼體的應用 ............................................................. 1 1.3 成岩作用................................................................................................ 2 1.4 腕足動物................................................................................................ 3 1.5 前人研究................................................................................................ 5 1.5.1 石炭紀古地理與古氣候 ...................................................................... 5 1.5.2 石炭紀穩定同位素相關研究 ............................................................ 9 1.6 研究目的............................................................................................. 10 第二章、研究區域及標本 ......................................................................11 2.1 研究區域.............................................................................................. 11 2.2 區域地質............................................................................................. 11 2.3 研究地層............................................................................................. 14 2.3.1 舊司階（Jiusian Stage）（圖 2.5）： ............................................. 14 2.3.2 上司階（Shangsi Stage）（圖 2.6）： ........................................... 15 2.3.3 德塢階（Dewuan Stage）（圖 2.7）： .......................................... 15 2.4 標本採集.............................................................................................. 19 第三章、研究方法 ................................................................................. 22 3.1 研究流程............................................................................................. 22 3.2 殼體標本及前處理 ........................................................................... 22 3.3 化石薄片製作 .................................................................................... 23 VI.

(8) 3.4 透射光及陰極射線顯微鏡 .............................................................. 23 3.5 穩定碳氧同位素分析 ....................................................................... 25 3.6 掃描式電子顯微鏡 ........................................................................... 25 3.7 電子微探針分析................................................................................. 25 第四章、結果與討論 ............................................................................. 28 4.1 透射光及陰極射線觀察結果 ........................................................... 28 4.2 電子掃描顯微鏡觀察 ....................................................................... 28 4.3 微量元素分析及殼體保存度 .......................................................... 38 4.4 穩定碳氧同位素分析 ....................................................................... 43 4.4.1 Visean 腕足殼體 .................................................................................. 43 4.4.2 Serpukhovian 腕足殼體 ..................................................................... 44 4.5 雅水剖面 Mississippian 腕足殼體碳氧同位素記錄與微量元素在環境上的意義 ....................................................................................... 47 4.5.1 碳同位素記錄 ...................................................................................... 47 4.5.2 氧同位素記錄 ...................................................................................... 50 4.6 中國華南碳氧同位素及 Mg/Ca 比值之古環境意義 ................. 55 4.6.1 δ13C、δ18O 與冰期 .............................................................................. 55 4.6.2 Mg/Ca 比值、δ18O 與古環境的意義 ........................................... 55 4.7 低緯度地區的溫度變化................................................................... 62 第五章、結論.......................................................................................... 65 文獻.......................................................................................................... 66 附錄一、貴州雅水剖面腕足種屬與標本編號對照表 ......................... 79 附錄二、中國貴州省雅水剖面腕足動物化石殼體殼體微構造及穩定碳氧同位素.................................................................................................. 84 附錄三、中國貴州省雅水剖面腕足動物元素組成分析數值 ........... 103 作者簡介................................................................................................ 123. VII.

(9) 圖目圖 1.1 腕足動物殼體（有鉸綱）構造圖。（取自 Black, 1970）........ 4 圖 1.2 石炭紀全球海陸分布圖。修改自 http://jan.ucc.nau.edu/~rcb7 7 圖 1.3 石炭紀-二疊紀冰期的冰川發展階段劃分對比。（取自 Fielding et al., 2008）...................................................................................... 8 圖 1.4 石炭紀腕足殼體碳氧同位素變化趨勢圖。（葉昭松, 2011 整理自 Mii et al., 2001；Popp et al., 1986；Bruckschen et al., 1999） .......................................................................................................... 10 圖 2.1 研究區域圖，圖中黃色區塊為本研究中國華南地區貴州省；紅色星號為雅水剖面。 ................................................................. 12 圖 2.2 雅水剖面位於惠水縣至雅水縣的公路旁，紅色星號為本研究地點(修改自 Groves, 2012)。 ........................................................ 13 圖 2.3 貴州省石炭紀地層地質分區圖，本研究標本採自獨山-威寧分區。（程裕淇等人，1994） ........................................................... 14 圖 2.4 全球密西西比世地層劃分對比 (修改自林巍, 2009) ............. 16 圖 2.5 中國貴州省雅水剖面露頭－舊司階層位。 ............................ 17 圖 2.6 中國貴州省雅水剖面露頭－上司階層位。 ............................ 17 圖 2.7 中國貴州省雅水剖面露頭－德塢階層位。 ............................ 18 圖 2.8 湖南獅鼻長身貝（Pugilis hunanesis）（a）正面觀（b）側面觀 .......................................................................................................... 20 圖 2.9 網格長身貝（Dictyoclostus）（a）正面觀（b）側面觀 ........ 20 圖 2.10 巨大長身貝（Gigantoproductus）（a）正面觀（b）正面觀 20 圖 2.11 細線貝（Striatifera tenella sarytchera）正面觀 .................... 21 圖 2.12 長身貝（Productus）正面觀 .................................................. 21 圖 3.1（A）（B）為標本 YS147（Gigantoproductus）分別為在透射光和陰極射線下的照片，保存好的殼體在透射光可見微細構造，陰極射線不發光。（C）（D）為標本 YS030（Pugilis hunanesis）分別為在透射光和陰極射線下的照片，保存差的殼體在透射光看不清楚微細構造，陰極射線下發光。（p：稜柱層；f：纖維層；gb：生長紋；NL：不發光；L：發光；LM：圍岩） …………..24 圖 3.2 （A）將固定在載物台上的標本鍍 Pt，以利在電子微探針分析時導電。（B）國立台灣大學地質科學系微古生物研究室之掃描 VIII.

(10) 圖. 圖. 圖. 圖. 圖. 圖. 圖圖. 圖. 式電子顯微鏡 HITACHI S-2400.................................................... 27 4.1 （A）為標本 YS098，石炭紀舊司階 Pugilis hunanesis 的外觀。（B）為完整殼體剖面的透射光影像，可見清楚的纖維層。（C）為完整殼體剖面的陰極射線影像，可見殼體發橘紅光。（L+NL：發光占 50%以上，其餘不發光；L：發光；LM：圍岩） 29 4.2 （A）為標本 YS025，石炭紀舊司階 Dictyoclostus 的外觀。（B）為完整殼體剖面的透射光影像。（C）為完整殼體剖面的陰極射線影像，可見殼體發橘紅光。（L：發光；LM：圍岩）........... 30 4.3 （A）為標本 YS169，石炭紀上司階 Gigantoproductus 的外觀。（B）為殼體剖面的透射光影像，可見清楚的微細構造及生長紋。（C）為殼體剖面的陰極射線影像，可見殼體大部分為不發光。（p：稜柱狀；NL：不發光；L：發光） ................................... 31 4.4 （A）為標本 YS160，石炭紀上司階 Gigantoproductus 的外觀。（B）為殼體剖面的透射光影像，微細構造無法辨別。（C）為殼體剖面的陰極射線影像，殼體為不發光。（NL：不發光）...... 32 4.5 （A）為標本 YS235，石炭紀德塢階未知種屬（unknown）的外觀。（B）殼體剖面的透射光影像，可見清楚的微細構造。（C）為殼體剖面的陰極射線影像，殼體大部分為不發光及裂紋。（p：稜柱狀 NL：不發光；LM：圍岩） ............................................. 33 4.6 貴州雅水剖面石炭紀腕足動物殼體電子掃描顯微鏡下觀察結果。（A、B）為舊司階 YS021 保存差的 Pugilis hunanesis。（C、 D）為舊司階 YS049 保存差的 Pugilis hunanesis。（E）為上司階 YS160 保存差的 Gigantoproductus。（F）為德塢階 YS347 保存差的 Gigantoproductus。（G）為德塢階 YS351 保存差的 Gigantoproductus。（md：微溶蝕；d：溶蝕。）（H）為上司階 YS146 保存好的 Gigantoproductus。（I、J）為上司階 YS147 保存好的 Gigantoproductus。（p：稜柱狀；f：纖維狀。） ....... 34 4.7 不同地區 Na、Mg、Sr、S 微量元素散佈圖。 ...................... 40 4.8 中國華南 Visean 時期貴州雅水剖面 Si、Al、Fe、Mn 微量元素分析分佈結果統計圖。 a 為 Si/Ca 結果統計。b 為 Al /Ca 結果統計。c 為 Fe /Ca 結果統計。d 為 Mn/Ca 結果統計。.............. 41 4.9 中國華南 Serpukhovian 時期貴州雅水剖面 Si、Al、Fe、Mn 微量元素分析分佈結果統計圖。a 為 Si/Ca 結果統計。b 為 Al /Ca 結果統計。c 為 Fe /Ca 結果統計。d 為 Mn/Ca 結果統計。 ..... 42 IX.

(11) 圖 4. 10 中國華南 Visean 時期貴州雅水剖面碳氧同位素分佈圖。 45 圖 4.11 中國華南 Serpukhovian 時期貴州雅水剖面碳氧同位素分佈圖。 .......................................................................................................... 45 圖 4.12 中國華南貴州雅水剖面地層與碳氧同位素和溫度的年代變化對照圖。 ..................................................................................... 49 圖 4.13 中國華南 Visean 與 Serpukhovian 時期貴州雅水剖面碳氧同位素散佈圖 ......................................................................................... 51 圖 4.14 早石炭紀時期全球蒸發岩、冰磧石及煤層分布圖。（取自 http://www.scotese.com, 2013） ..................................................... 52 圖 4.15 中國華南貴州雅水剖面碳氧同位素記錄與前人研究石炭紀腕足碳氧同位素變化趨勢比較圖。雅水剖面腕足標本年代由採樣地層年代估計而得，尚無標準的絕對年代數據，碳氧同位素數值皆為同層殼體的平均值（水平橫線代表 error standard）。（修改自 Mii et al., 2001；Popp et al., 1986；Bruckschen et al., 1999） .... 53 圖 4. 16 中國華南貴州雅水剖面保存良好的腕足殼體在 Visean 及 Serpukhovian 氧同位素記錄與俄羅斯和古西班牙地層變化比較圖。（修改自 Maider et al., 2008；Menning et al., 2006；Mii et al., 2001） ............................................................................................. 54 圖 4.17 雅水剖面保存良好腕足殼體的 Mg/Ca 與 δ18O 的散佈圖。 56 圖 4.18 Mississippian 時期中國貴州雅水剖面腕足殼體的碳氧同位素數值與前人不同區域研究記錄比較。黃色框框為本研究。（修改自 http://cpgeosystems.com/mollglobe.html ; Mii et al., 1999 ; Wang,1998 ; Maider et al., 2008 ; Ye, 2011） ................................ 59 圖 4.19 晚石炭紀海流模擬(300Ma),顯示 Paleotathys Ocean 有暖流經過華南地區(紅點), 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) .......................................................................................................... 60 圖 4.20 二疊紀氣候模式模擬海表溫分布圖（取自 Kiehk and Shields, 2005） ............................................................................................. 61 圖 4.21 中國華南貴州雅水剖面密西西比世腕足殼體氧同位素季節性變化圖 (a) (b) (c)為 Visean 時期腕足殼體。(d)為 Serpukhovian 時期腕足殼體。 ............................................................................. 63 X.

(12) 圖 4.22 中國華南貴州雅水剖面密西西比世腕足殼體氧同位素季節性變化圖 (e) (f) (g)為 Serpukhovian 時期腕足殼體。 ................ 64. XI.

(13) 表目表 3.1 本研究研究方法之流程 ............................................................. 22 表 3.2 電子微探針分析各元素的偵測時間及最低可測量值（Mii and Grossman, 1994） ........................................................................... 27 表 4.1 Visean 時期去除矽化作用後的腕足殼體微量元素平均值. 40 表 4.2 中國華南 Visean 及 Serpukhovian 時期貴州雅水剖面腕足動物平均碳氧同位素數值。（NL*代表在透射光下微構造呈現不清楚，陰極射線下不發光） ..................................................................... 46. XII.

(14) 第一章、緒論 1.1 前言隨著人類的文明，科技不斷的進步，使生活水平提高，全球人口快速增加，以至於不斷的開發造成土壤流失、水污染、空氣污染、生物多樣性降低、沙漠化甚至可能導致全球氣候變遷。自工業革命一百多年來，人類大量產生二氧化碳、氧化亞氮、甲烷、氟氯碳化合物等溫室氣體（Friedli et al., 1986；IPCC2007），使得溫室效應增強，而造成了全球平均溫度增加、地球溫度上升，使兩極地區的冰川融解，海平面也隨之上升，以至於生態受到影響。於是，科學家開始驚覺全球氣候型態不斷的在改變，因此，積極研究目前及過去的氣候特性，希望藉由了解現在及過去的氣候特性來預測未來的地球環境。為了探討過去的環境狀態，許多地質學家藉由研究海洋岩芯中的有孔蟲、風成黃土、古土壤、植物孢粉、矽藻、樹木年輪、超微化石、湖泊底部紋泥、洞穴石灰岩、海洋性碳酸鈣膠結物、珊瑚骨骼、二枚貝殼體、腕足殼體、牙形石等代用指標去重建古環境（Singh and Luly, 1991；Hughe et al., 1984 ；Maier et al., 2004；Frank and Lohmann, 1996），進而了解古氣候運作的基礎，或許不見得能窺其全貌，卻可藉由古環境變遷的紀錄，預測或推估可能的氣候變遷。重建古環境是現今很重要的任務外，利用重建古環境還可探討從古至今環境的差異，建立歷史的紀錄，並對未來的發展做推估。. 1.2 同位素與碳酸鈣殼體的應用存在自然界中的元素，以不同比例的同位素組合而成。同位素可分為兩類，放射性同位素可作為定年使用，如 14C、238U、230Th 等；另一類為穩定同位素，穩定同位素可作為古氣候與古環境的指標，如 18 O、13C 等。碳酸鈣中氧同位素受到環境影響而造成分異現象，使得氧同位素與環境溫度間呈現函數關係，因此可利用此特性建立氧同位素溫度計（Epstein et al., 1953；O’Neil et al., 1969）。1991 年 Hays 和 Grossman 整理前人研究提出方解石氧同位素轉換溫度方程式，如下： 1.

(15) T℃ ＝ 15.7 － 4.36（δ18Ocalcite ,V-PDB－δ18Ow,V-SMOW）＋ 0.12 （δ18Ocalcite,V-PDB－δ18Ow,V-SMOW）2 式中，T 為碳酸鈣沈澱時周圍水體的溫度；δ18Ocalcite 為碳酸鈣相對於標準試樣 V-PDB（Vienna - Pee Dee Belemnite）的氧同位素數值； δ18Ow,V-SMOW 為周圍水體相對於標準試樣 V-SMOW（Vienna - Standard Mean Ocean Water）的氧同位素數值。由於在推算古溫度時，古海水的氧同位素數值無法直接採樣測量其值，必須考慮當時冰川體積的消長、區域海水蒸發、降雨量、氣溫升降等因素影響來估算 δ18Ow 的數值（Anderson and Arthur, 1983；Hays and Grossman, 1991；Ruddiman, 2000；Grossman, 2008）。當全球冰川 16 體積增加時，會使大量的 O 的水分子富集在兩極的冰層裡，因此在氧同位素中較輕的 16O 無法回到海洋中，海洋中較重的 18O 比例增加，導致海水氧同位素數值因而變大。在現今熱帶地區的表層海水（鹽度為 35‰）δ18Ow 約為 0‰，若全球冰川全數融化回海洋中，海水的 δ18Ow 會變成-1‰（Savin,1977）；反之，當冰川增長達最大值，全球海水的 δ18Ow 為變成 1‰（Shackleton, 1977；Guilderson et al.,1994；Schrag et al., 1996）。此外，區域性的蒸發或降雨也會改變該地區水體中氧同位素的數值，當區域環境的蒸發效應旺盛時，海水中輕的同位素容易進入大氣，使得區域內殘存的海水氧同位素數值會比原先的數值還要重（Anderson and Arthur, 1983；Railsback et al., 1989），而受天水沈降和淡水注入的影響會使得區域性的海水氧同位素數值比其他地區還要輕（Craig and Cordon, 1965）。海水中的碳酸鈣沈澱時，如果碳酸鈣的碳氧同位素數值與海水中的碳氧同位素數值達到同位素化學平衡，當時海水中的碳氧同位素數值都會記錄在碳酸鈣之中（Anderson and Arthur, 1983）。因此，若生活於海洋環境的生物如腕足動物，在分泌其碳酸鈣殼體時，其殼體若與海水中的化學元素及穩定同位素，達到化學元素與穩定同位素平衡，腕足動物化石殼體則可用來解析古水文紀錄（Brand and Veizer, 1980）。. 1.3 成岩作用若殼體在出露地表之後受到天水造成的成岩作用影響，碳酸鈣殼體可能會因而產生溶解或部分溶解作用，之後再重新結晶，造成殼體 2.

(16) 中的微量元素及同位素含量改變（Brand and Veizer, 1980）。由於天水含有較輕的碳氧同位素的成份，當碳酸鹽沈積物經過天水成岩作用後，一般而言，會產生出較輕的碳氧同位素的訊號（Brand and Veizer, 1980）。成岩作用除了改變海洋性碳酸鈣的碳氧同位素組成外，其微量元素的含量也會受到為影響。當碳酸鈣暴露在成岩作用環境中，碳酸鈣晶格內的 Ca2+會被如：Sr2+、Mn2+、Mg2+、Fe2+、Pb2+、Zn2+、 Na+等元素置換，導致碳酸鈣內的微量元素含量改變。由於天水所含的 Sr2+、Na+、Mg2+含量較海水少；Mn2+、Fe2+、Zn2+含量較海水多。因此受到天水成岩作用影響後的海洋性碳酸鈣 Sr、Na、Mg 等元素含量會變少，反之，Mn、Fe、Zn 等元素含量會變多，在以上這些微量元素中，尤其以 Sr 和 Mn 元素含量最常作為成岩作用的指標（Brand and Veizer, 1980）。綜合上述，受天水作用的碳酸鈣，Mn 元素含量增 18 加，δ O 數值會減少，所以 Mn 含量與 δ18O 值會呈現負相關，故使用海洋性碳酸鈣材料研究古環境時，標本的 Mn 含量及 δ18O 數值關係可用來檢驗標本是否受到成岩作用影響。（Brand and Veizer, 1980）. 1.4 腕足動物腕足動物為棲居在海底的無脊椎動物，除了在可浮游的幼蟲期外，都不會移動，因此是行固著生活的底棲生物（Raymond et al., 1974）。一般來說，深海腕足動物的外殼比較薄，有時幾乎透明；淺海腕足動物的外殼則相當堅厚，可達三至五釐米。可能是因為深海的水壓大，流速較緩，薄殼便於開合；而淺海易受海浪衝擊，又多外敵，故需厚殼保護（王鈺等人，1966）。腕足動物分成無鉸綱（Inarticulate）及有鉸綱（Articulate）兩綱。無鉸綱的兩殼間並沒有齒槽，缺鉸合構造，兩殼依靠頂肌（unbonal muscle）、中央肌（central muscle）及兩殼間傾斜伸展的中央肌肉來令兩邊保持對齊，大部分體型較小；有鉸綱的兩殼間有齒槽，具鉸合構造，有鉸齒及鉸窩，依靠開、閉合肌（diductor）及調整肌（adjustor）來令兩殼鉸合，體型從小至大均有。無鉸綱生物殼體成分為幾丁質或幾丁磷灰質；有鉸綱生物殼體成分為碳酸鈣質（王鈺等人，1966），本研究的標本屬於有鉸綱。腕足動物的固著生活是利用一個像莖狀的附著物（肉莖 pedicle），像下錨一樣的插入沈積物中（Raymond et al., 1974），連接肉莖的一半殼，稱為莖殼（perdicle valve），因生活型態 3.

(17) 殼體朝下，又稱腹殼（ventral valve）；另一半殼具有腕骨，稱為腕殼（brachial valve），因生活型態殼體朝上，又稱背殼（dorsal valve），（圖 1.1）。由於腕足動物是固著生活的，可反應直接當時地區的環境，同時，受到環境的影響，生態及型態上的變化也比較迅速。腕足動物不僅是良好的標準化石，也是解釋各類沈積環境的指相化石（王鈺等人，1966）。腕足動物在寒武紀早期就已出現。在古生代三億年的漫長時期內分支演化，達於全盛；在全世界各地的海相地層中，都可以找到相當數量的腕足化石。在重建古生代古環境研究中，腕足殼體是最為適合的材料，因古生代岩層中腕足化石數量豐富，並且其低鎂方解石組成之殼體較不易受到成岩作用的改變，故保存良好的殼體標本可以反映出當時的海水同位素訊號（e.g. Popp et al., 1986a；Railsback et al., 1989； Grossman et al., 1993, 2002；Bruckschen and Veizer, 1997；Marshall et al., 1997；Mii et al., 1997, 1999, 2001；Bruckschen et al., 1999；Shields et al., 2003；Brand, 2004）。. 圖 1.1 腕足動物殼體（有鉸綱）構造圖。（取自 Black, 1970）. 4.

(18) 碳酸鈣殼體腕足動物主要由低鎂方解石組成，結構可大致分為三層，第一層的表層，由有機質組成的薄膜構造，可見於現生的腕足動物外殼，但不易保存成化石；第二層為稜柱層（prismatic），厚度不厚，在較小的腕足殼體不易觀察；第三層為纖維層（fibrous）、有些腕足動物亦具有最內層稜柱層。最外層易受到成岩作用而在陰極射線呈現發光現象，內層較不易受到成岩作用影響而保存當時的海水訊號（Auclair et al., 2003）。. 1.5 前人研究 1.5.1 石炭紀古地理與古氣候石炭紀分為早石炭世（又稱密西西比世，Mississippian）和晚石炭世（又稱賓西法尼亞世，Pennsylvanian），在地球歷史上是一個重要的時間。根據全球的古地理重建圖（圖 1.2），密西西比世時，由拉丁美洲、非洲、阿拉伯半島、印度、南極洲和澳洲組成的岡瓦納（Gondwana）大陸位於南半球並延伸到極地，跨越中高緯度的地區。而由北美洲和歐洲組成的勞倫西亞（Laurussia）位於北半球中低緯度的區域，當時北美洲位於盤古大陸的西岸，緯度約在赤道附近；東歐俄羅斯（Russian）則位於盤古大陸東岸。而華南古陸（South China）、華北古陸（North China）及東南亞許多小古陸則分散在赤道附近的古特提斯洋；到了賓西法尼亞世時，岡瓦納超大陸和勞倫西亞大陸開始聚合，也就是海西寧造山運動（Hercynian orogeny）的開始。古氣候方面，石炭紀氣候溫暖濕潤，利於植物生長，隨著陸地面積的擴大，形成大規模的沼澤，陸生植物從濱海地帶向大陸內部延伸，有利於煤炭的形成。石炭紀不少林地是被水浸泡的沼澤地，一部分死亡後很快腐爛，也有一部分死亡後的植物枝幹很快會下沉到稀泥中，那裡實際上是一種封閉的還原環境，枝幹遠離了外界的破壞，並在壓實作用及其他作用緩慢的演變成泥炭，並又經歷了成煤作用形成煤炭，所以石炭紀為地史時期重要的成煤期。陸地上植物的擴散使得風化速率的增加（Algeo et al., 1995；Retallack, 1997）及大量的有機碳埋藏在沈積物中，造成大氣中二氧化碳的含量降低（Berner , 1991；Berner , 1994；Berner, 1997；Beerling et al., 2002），同時南半球的岡瓦納超大陸高緯度地區開始有大規模的冰川發育，使氣候由溫暖漸漸變冷 (Crowell, 1978;Caputo and Crowell, 1985;Veevers and Powell, 5.

(19) 1987;Frakes et al., 1992)。在晚古生代時期有強烈的溫度和降雨的季節性，在密西西比紀早期－中期英國北部（～4°S 古緯度）的化石樹木年輪記錄出現一致的季節性強烈降雨（Falcon-Lang, 1999），英國南部的古土壤也證明了此期間赤道有季節性強烈降雨（Wright, 1990）。科學家也注意到地層沈積的冰川發育記錄，Wanless and Shepard （1936）最早指出北美和歐洲賓西法尼亞世的地層表現出有迴旋性，與岡瓦納超大陸冰川的消長造成海平面高低有關。眾多科學家近十年對南美洲、印度、非洲、澳洲、南極洲等地區晚古生代冰川沈積物和冰蝕地貌的研究，證明晚古生代曾有過長期的氣候變冷事件（Frakes and Crowell, 1969, 1970；Frakes et al., 1971, 1975；Crowel and Frakes, 1971, 1972；Crowell, 1978；Isbell et al., 2003；）。2003 年 Isbell 等人研究在 Serpukhovian 時期發現有冰川證據的出現，且認為此時其為連續的冰期；而在 2008 年 Fielding 等人研究中發現在 Serpukhovian 時期冰川證據有間斷的出露，因此認為當時全球氣候有短暫變暖的情況出現（圖 1.3）。 Fielding 等人（2008）綜合對比前人在晚古生代冰期（圖 1.3），指出晚古生代冰期的消長從晚期泥盆紀開始到早期二疊紀結束（Fielding et al., 2008）。Early Visean 延續晚期泥盆紀的冰期；Visean 期間為短暫的間冰期，之後 Serpukhovian 為下一個冰期的開始。. 6.

(20) 圖 1.2 石炭紀全球海陸分布圖。取自 http://jan.ucc.nau.edu/~rcb7. 7.

(21) 圖 1.3 石炭紀-二疊紀冰期的冰川發展階段劃分對比。（取自 Fielding et al., 2008）. 8.

(22) 1.5.2 石炭紀穩定同位素相關研究石炭紀時期在古氣候及古地理上出現巨大變化，故為古生代中重要的時期。因此，分別有多位學者利用保存良好的腕足殼體進行碳氧同位素的研究分析，藉以重建當時古環境的狀況（Popp et al., 1986; Bruckschen et al., 1999; Mii et al., 2001）（圖 1.4）。在碳同位素研究方面，1986 年 Popp 等人藉由分析歐洲保存良好的腕足殼體，觀察在 Visean 至 Late Serpukhovian 的 δ13C 有 3‰ （V-PDB） 13 增加量，而在 1999 年 Mii 等人指出雖然北美和歐洲的 δ C 數值同時出現增加 1.5‰的情形，此一同時變化可能為有機碳埋藏速率增加所導致的全球事件。但 Mii et al.（1999）亦指出北美和歐洲碳同位素記錄於 Late Serpukhovian 有出現~1.5‰的差值，亦即在歐洲有被觀察到 δ13C 數值比北美高 m, 1.5‰，由於盤古大陸西邊的 Panthalassic Ocean 深海湧升流將較輕的碳同位素帶至淺海，造成北美的 δ13C 數值輕於歐洲的 δ13C 數值，認為與海洋循環的改變與盤古大陸（Pangea）的形成有關（Mii et al., 1999）。在氧同位素研究方面，在密西西比世的 Visean－Serpukhovian 之間，盤古大陸西邊，北美（North America）的 δ18O 數值由-3‰增加到-2‰左右，之後維持在-1 至-3‰之間的震盪（Mii et al., 1999）；在盤古大陸東邊，俄羅斯（Russian）的 δ18O 數值有約 1.8‰的增加量（Mii et al., 2001）； 2001 年陳敘琬碩士論文曾研究中國貴州 Visean-Serpukhovian 古環境，但經過年代校正後，將此研究的年代皆重新歸類為 Visean（年代校正取自 Menning et al., 2006）。由上述這些研究在 Visean-Serpukhovian 在不同地區的氧同位素數值皆有變重的趨勢。總之，在 Visean－Serpukhovian 的碳氧同位素記錄裡，可以觀察到皆有受到冰川體積的增長影響而同步變重的趨勢（Grossman et al., 2008）。. 9.

(23) 圖 1.4 石炭紀腕足殼體碳氧同位素變化趨勢圖。（葉昭松, 2011 整理自 Mii et al., 2001；Popp et al., 1986；Bruckschen et al., 1999）. 1.6 研究目的在 Isbell 等人（2003）認為石炭紀晚期進入二疊紀時冰期是連續的，而在 Fielding 等人（2008）卻認為當時冰期是有間斷非連續。另外，根據 2012 年蔡仲元碩士論文研究指出在二疊紀赤道地區高溫似古大西洋暖池，Kiehl and Shields（2005）在晚古生代海表溫度模擬圖也顯示出在赤道附近有高溫的狀態（Kiehl and Shields, 2005）。在石炭紀時期華南是否也有記錄到相同的情形？晚古生代時期，地球上的陸地產生巨大的變動，造成古地理位置及海洋環流的重大變化。這些變化是否造成環境有什麼改變？中國貴州因古地理位置位於赤道附近，屬於熱帶氣候且四周環海的較小陸塊，和俄羅斯及北美地區位於相似的古緯度（圖 1.2），且雅水剖面連續出露石炭紀晚期地層，故為研究的最佳地點。本研究藉由之分析中國貴州省雅水剖面的腕足動物殼體穩定碳氧同位素成分，來探討華南地區於 Visean－Serpukhovian 的古環境變化，並與前人研究進行比對，提供更完整的當時環境的溫度、季節性溫度變化、全球氣候模式、冰期、間冰期及暖池研究。. 10.

(24) 第二章、研究區域及標本 2.1 研究區域本研究的標本採集自中國大陸貴州省，貴州省屬雲貴高原的一部分，或稱貴州高原。石炭紀地層發育齊全、礦產及生物化石豐富、碳酸鹽分布廣泛，以喀斯特地形聞名於世（貴州省區域地質誌，石炭系）。貴州雅水剖面位於貴州省惠水縣至雅水縣公路邊，距離惠水縣城約 38 公里，交通十分便捷（圖 2.1，圖 2.2）。. 2.2 區域地質中國石炭紀的地層主要廣泛分佈於華南地區（Yang et al.，1986），因此，為研究石炭紀時期的古環境，故選定華南地區作為研究地點。泥盆紀和早石炭紀部分時期，在華南地區貴州省除了北部和東部地區尚未受到海進外，從早石炭紀晚期的 Serpukhovian 開始，華南地區貴州省的海進範圍逐漸擴大，並出現兩類岩性的主要沈積組合，第一類為淺海碳酸鹽及砂泥質組合；第二類為較深海碳酸鹽、矽泥質組合，兩種明顯分異。在石炭紀和早二疊紀時期，有兩類主要含化石之地層組合，第一類為富含䗴類、珊瑚、腕足類的淺灰、灰白色淺水碳酸鹽岩沈積組合，沈積間斷較多；第二類為菊石、放射蟲較為多見的深色深水碳酸鹽岩沈積組合，多為連續沈積（整理自貴州省區域地質誌）。而此地區因地層層序連續，岩性以碳酸鹽為主，且生物化石豐富，是大陸地區研究石炭紀的典型地區。貴州地區的石炭紀地層發育良好，各期地層都曾被詳細的研究過。根據發育的情況、生物群、岩性和岩相的差別，分為獨山-威寧、普安-麻尾和郎岱-羅甸三個分區。獨山-威寧還可分為獨山-惠水和水城威寧兩個小區（貴州省區域地質誌，石炭系）（圖 2.3）。本研究所分析的腕足動物的標本，採自雅水附近，屬於獨山-威寧分區。此區俗稱“白區”，是貴州省的主要岩系，佔石炭紀出露面積約 60%左右，地層發育完整，以台地相及淺色碳酸鹽岩為主，化石豐富，以底棲生物為主；郎岱-羅甸分區，俗稱“黑區”，主要是暗色碳酸鹽及矽質沈積，為相對深水的台盆相產物；普安-麻尾分區，地層特徵介於上述兩分區之間（貴州省區域地質誌，石炭系）（圖 2.3）。貴州省雅水剖面出露的石炭紀地層，可分為舊思階、上司階、德 11.

(25) 塢階。雅水剖面曾在 1987 年被推薦為第 11 屆國際石炭系地質考察剖面，2003 年被指定為德塢階的層型。吳祥和教授於 2008 年研究此剖面的有孔蟲化石，發現具有全球對比的意義，用來辨別 Serpukhovian 底界的有孔蟲種屬 Neoarchaediscus postrugosus ，包括 Neoarchaediscus probatus 亞帶及 Howchinia bradyana 亞帶，此兩個亞帶的化石在國外也廣泛分布。因此，Neoarchaediscus probatus 亞帶及 Howchinia bradyana 亞帶可在不同地區，進行很好的對比。此外，還識別出一條新的有孔蟲演化譜系 Zellerinella designate-Z. pressula，並建議該譜系可作為可行的 Visean/Serpukhovian 界線定義（吳祥和， 2008）。. 圖 2.1 研究區域圖，圖中黃色區塊為本研究中國華南地區貴州省；紅色星號為雅水剖面。. 由於含有 Neoarchaediscus postrugosus、“Millerella” tortula 和 Janischeskina delicata 的有孔蟲演化譜系是用於指示 Visean－ Serpukhovian 界線的理想標誌（Gibshman et al., 2003）。因此，在 2012 12.

(26) 年 John R. Groves 等人研究了雅水剖面的有孔蟲，並識別出“tortula－ like”有孔蟲的種屬出現，故將雅水剖面 Visean-serpukhovian 的界線暫定為 49 公尺處（Groves et al., 2012）。雖然，在 2010 年林巍研究四射珊瑚，將雅水剖面的 Visean－ Serpukhovian 界線暫定為 55 公尺處（林巍, 2010）。但在不同生物定年的研究裡，用來定年最適合的研究材料為牙形刺，其次為有孔蟲。由於沒有牙形刺的相關定年文獻，因此本研究採用 2012 年 John R. Groves 等人的有孔蟲研究，定義 Visean－Serpukhovian 界線為雅水剖面 49 公尺處。. GUIYANG. HUISHUI. Yashui section. LUODIAN COUNTY major highway minor highway country boundary. LUODIAN. Nashui section 0. 15. 30 km. 圖 2.2 雅水剖面位於惠水縣至雅水縣的公路旁，紅色星號為本研究地點(修改自 Groves, 2012)。. 13.

(27) 圖 2.3 貴州省石炭紀地層地質分區圖，本研究標本採自獨山-威寧分區。（程裕淇等人，1994）. 2.3 研究地層本研究採自中國貴州省雅水剖面，此剖面的地層時代屬於密西西比世，分別為舊司階、上司階、德塢階（圖 2.4）： 2.3.1 舊司階（Jiusian Stage）（圖 2.5）：階名源自丁文江（1931）創立的舊司砂岩，由小林貞一（1956）建立舊司階。標準剖面位於貴州舊大塘縣城東南 4km 的舊司村，現今劃歸為羅甸縣（王向東和金玉玕，2000）。岩性為深灰、灰黑色厚層泥晶灰岩、鈣質泥岩或泥灰岩夾少量砂岩、矽質岩及矽質頁岩。灰岩含泥質，局部層段含燧石團塊。化石豐富，腕足殼體中長身貝類最為發育，伴有珊瑚、床板珊瑚、腹足類、頭足類、雙殼類、苔蘚蟲、三葉蟲及海百合莖（貴州省區域地質誌，石炭系）。 14.

(28) 2.3.2 上司階（Shangsi Stage）（圖 2.6）：小林貞一（1956）最早建立上司階，名稱源自丁文江（1931）的上司石灰岩。1956 年《中國區域地層表（草案）》使用上司階後而被廣泛引用（王向東和金玉玕，2000）。主要有珊瑚、腕足類、腹足類、有孔蟲、海百合及䗴類。上司階發育完全，化石豐富。可分為三個岩性段，下灰岩段、砂頁岩段、上灰岩段（貴州省區域地質誌，石炭系）。 2.3.3 德塢階（Dewuan Stage）（圖 2.7）：階名源自德塢組（楊式溥，1962）命名剖面在貴州水城德塢，是指威寧石灰岩（丁文江，1931）底部的一套白雲質灰岩和白雲岩。1979 年中國地質科學院將相當德塢組的地層名稱為德塢階，而德塢組被作為擺佐組的同義名（王向東和金玉玕，2000）。主要產腕足類和菊石以及少量珊瑚。. 15.

(29) 圖 2.4 全球密西西比世地層劃分對比 (取自林巍, 2010). 16.

(30) 圖 2.5 中國貴州省雅水剖面露頭－舊司階層位。. 圖 2.6 中國貴州省雅水剖面露頭－上司階層位。. 17.

(31) 圖 2.7 中國貴州省雅水剖面露頭－德塢階層位。. 18.

(32) 2.4 標本採集本研究的標本於 2010 年在中國貴州省採集，標本採集地層為舊司階、上司階、德塢階，腕足動物化石標本共採集 395 件（包括滾石 39 件），其中以德塢階標本採集數量最多。但因大部分殼體為破片而無法鑑種或是保存完整無法識別的種屬，皆將此歸類為未知種屬。其中以上司階及德塢階未知種屬較為多。已鑑定完成的種屬共有 172 件標本，在舊司階以獅鼻長身貝（Pugilis hunanesis）占最多，殼體較薄；在上司階及德塢階以巨大長身貝（Gigantoproducts）、細線貝（Striatifera tenella sarytchera）佔多數，殼體也相對較厚（附錄一）。雅水剖面有豐富的腕足化石，整個剖面均有分布，在部分層位極為富集。剖面暴露完好的部分前人已全部測量並逐米的做好永久的標誌，供後人作為研究。本研究中已鑑種腕足殼體屬於腕足動物門（Brachiopoda），有鉸綱（Articulata）（Huxley, 1869），長身貝目（Productida）（Sarytcheva, 1960），在舊司階常見有湖南獅鼻長身貝（Pugilis hunanesis）（圖 2.8）、網格長身貝（Dictyoclostus）（圖 2.9）；上司階為巨大長身貝（Gigantoproductus）（圖 2.10）、細線貝（Striatifera tenella sarytchera）（圖 2.11）、長身貝（Productus）（圖 2.12）；德塢階為巨大長身貝（Gigantoproductus）（圖 2.10）、細線貝（Striatifera tenella sarytchera）（圖 2.11）。. 19.

(33) 圖 2.8 湖南獅鼻長身貝（Pugilis hunanesis）（a）正面觀（b）側面觀. 圖 2.9 網格長身貝（Dictyoclostus）（a）正面觀（b）側面觀. 圖 2.10 巨大長身貝（Gigantoproductus）（a）正面觀（b）正面觀. 20.

(34) 圖 2.11 細線貝（Striatifera tenella sarytchera）正面觀. 圖 2.12 長身貝（Productus）正面觀. 21.

(35) 第三章、研究方法 3.1 研究流程從中國貴州雅水剖面採集的腕足殼體，進行穩定同位素及微量元素等分析，流程如表 3.1:. 標本採集、排序、編號及分別拍照紀錄. 腕足化石殼體製作成薄片. 將腕足化石殼體取破片. 分別在透射光及陰極射線光顯微鏡下拍照. 在台大地質系古生物研究室使用掃描式電子顯微鏡觀察微構造. 在師大穩定同位素研究室使用質譜儀做穩定碳氧同位素分析. 在德州農工大學使用電子微探針測量微量元素. 表 3.1 本研究研究方法之流程. 3.2 殼體標本及前處理首先在中國貴州省雅水剖面採取腕足標本，將採集的腕足殼體 395 件分別做進行標本編號、拍照存檔和種屬鑑定，完成後，並紀錄標本編號、學名、採集地點等資訊。 22.

(36) 3.3 化石薄片製作 1. 將鑑種完成的腕足殼體，選取其中 139 個腕足殼體標本做薄片。 2. 將腕足殼體利用黏土固定後，裝入自製盒子裡用環氧樹酯(使用 Buehler Expoxieure 樹酯與硬化劑以 5：1 比例調配均勻，於真空抽氣機中抽氣 5 分鐘。)灌膠，靜置一天，使之固定。 3. 使用 Buehler Isomet 切片機，從殼體喙部沿著至腹部的最大生長方向切割。 4. 分別使用 200 篩目及 600 篩目金鋼砂將腕足殼體及玻璃薄片磨製至平滑，以利腕足殼體與薄片黏合。（注意:在切換不同粒度的金鋼砂石務必使用超音波震盪器震盪五分鐘使殼體保持乾淨。） 5. 使用紫外線膠將剖面黏至薄片上，放在紫外線光下，靜置 24 小時。(注意:薄片黏貼過程中要避免氣泡產生。) 6. 再使用 ISOMET 切片機，將黏至薄片上的剖半的腕足殼體切至薄片適當厚度。 7. 分別使用 600 篩目及 1000 篩目金鋼砂將化石薄片表面刮痕磨至平滑。 8. 再用 3.0μm 及 0.3μm 鋁粉粒徑將化石薄片拋光。（拋光至殼體在光源下可透光）。 9. 薄片製作完成. 3.4 透射光及陰極射線顯微鏡將製作完成的腕足殼體薄片藉由透射光（plane light，簡稱 PL）顯微鏡觀察其微構造，在透射光顯微鏡下，微構造清楚的殼體視為辨別殼體保存良好的第一步驟；第二步驟即是使用陰極射線顯微鏡，在陰極射線（cathodoluminescence，簡稱 CL）照射下檢驗，保存良好的殼體陰極射線影像會呈現不發光的狀態（Popp et al., 1986）（圖 3.1）。在顯微鏡下所觀察到的腕足殼體薄片的微細構造及在陰極射線下的發光情形，以 ProgRes C5 顯微鏡照相系統截取影像。綜合透射光及陰極射線影像的觀察，可初步知道殼體保存度，未受過成岩作用且保存良好的殼體可用來重建古海洋的化學組成（Popp et al. , 1986 ； Rush et al., 1990； Barbin et al., 1991），當殼體受到如天水成岩作用影響時，部分殼體可能產生溶解或再結晶作用，因此殼體的原始分層和微細構造與同位素成分可能會改變，Mn2+和 Fe2+ 23.

(37) 元素就有可能透過天水帶進殼體中（Meyers, 1974；Pierson, 1981； Machel, 1985）。而通常天水所含的 Mn2+和 Fe2+元素會較海水的含量高（Brand and Veizer, 1980），所以受到天水成岩作用而保存不良的腕足殼體 Mn2+和 Fe2+元素會增加，且在透射光顯微鏡下微細構造無法辨識。Mn2+元素的富集（>100ppm）的碳酸鈣礦物在陰極射線顯微鏡下觀察時會呈現橘紅色的現象（Meyers, 1974；Pierson, 1981；Machel, 1985）。但若碳酸鈣礦物含有 Fe2+則會抑制 Mn2+的發光現象（Machel et al.,1991；Habermann et al., 1996 ; Bruckschen, 1999; Brand, 2003），故需進一步確認不發光之現象並非受到 Fe2+的影響。. 圖 3.1（A）（B）為標本 YS147（Gigantoproductus）分別為在透射光和陰極射線下的照片，保存好的殼體在透射光可見微細構造，陰極射線不發光。（C）（D）為標本 YS030（Pugilis hunanesis）分別為在透射光和陰極射線下的照片，保存差的殼體在透射光看不清楚微細構造，陰極射線下發光。（p：稜柱層；f：纖維層；gb：生長紋；NL：不發光；L：發光；LM：圍岩）. 24.

(38) 3.5 穩定碳氧同位素分析藉由透射光及陰極射線所拍攝的殼體保存度的結果，觀察不同保存度的殼體及圍岩，由微鑽微取樣系統（MicroMill Sampling Prepration Device），使用不鏽鋼電鑽取樣，將標本粉末裝於分析瓶中。本研究將鑽取碳酸鈣粉末進行同位素分析的範圍，因其目測發光面積的不同區分為：不發光（NL）、隱晦發光（DL）、發光（L）、不發光占 50%以上，其餘發光（NL+L）、發光占 50%以上，其餘不發光（L+NL）、在透射光下微構造呈現不清楚，陰極射線下不發光（NL*）、圍岩（LM），共七種來區別選取樣本的發光度。將分析瓶放入 Gilson 全自動進樣系統，於 90℃下抽真空後滴入 100%磷酸與碳酸鈣粉末進行反應，反應後所產生的 CO2 氣體進入 Micromass Isoprime 質譜儀分析穩定碳氧同位素的組成。研究中採用國際標準試樣 NBS-19（δ13C=1.95‰；δ18O=-2.20‰）校正至 V-PDB 尺標。. 3.6 掃描式電子顯微鏡根據顯微鏡下之觀察，將保存良好的殼體與保存差的殼體，敲一小塊標本，使用碳膠帶將標本固定於載物臺座上，再以 Pt 的鍍機，鍍上一層 Pt 幫助導電，之後使用國立台灣大學地質科學系微古生物研究室之掃描式電子顯微鏡 HITACHI S-2400 進行觀察並照相（圖 3.2）。. 3.7 電子微探針分析在陰極射線影像裡，透過發光度了解殼體是否受到成岩作用的影響，但當 Fe2+元素含量較多則可能會抑制殼體的發光(Habermann et al., 1996)。因此，必須藉由電子微探針做腕足殼體薄片各元素的定量分析，補足陰極射線影像裡檢驗不足的部份，所以挑選了一些不發光（NL）的殼體做元素組成的分析。另外也選取同殼體有不同發光性的狀態和圍岩比較並觀察元素的變化。本研究共挑選了 11 隻腕足動物殼體的標本進行電子微探針分析，其中有 4 個 Visean 時期的腕足殼體，包括 2 個 Gigantoproductus （YS146、YS147）、1 個未知種屬（YS167）及 1 個 Gondolina cf.striata 25.

(39) （YS180）；而有 7 個 Serpukhovian 時期的腕足殼體，包括 6 個未知種屬（YS235、YS236、YS289、YS294、YS295、YS349）及 1 個 Gigantoproductus（YS347）。首先，為了與碳氧同位素數值做比較，將挑選出的 11 隻腕足動物殼體與原本分析碳氧同位素薄片相對應的另外一半製作薄片，根據不同保存度的殼體及圍岩選取共 196 個分析點，經數位掃描薄片後，並在薄片掃描影像上標示與同位素分析點相對應位置做微量元素的分析，委託美國德州農工大學地質與地球物理學系（Department of Geology and Geophysics, Texas A&M University）進行電子微探針分析。於薄片表層鍍碳後，使用 Cameca SX50 電子微探針（EPMA）配合波長散佈分析儀（WDS）偵測 Na、Mg、Sr、 S、Si、Al、Fe、Mn、Ca 等元素的的含量，並將各元素與 Ca 的相對含量進行 mmol/mol 的單位換算，利於後續的比較及討論；Fe、Mn 含量可作為成岩作用的指標，Si、Al 含量則可作為矽化程度的判斷。 Mg、S、Na 等元素在保存良好碳酸鈣殼體中含量亦有可能隨溫度的增加而增加（Mii and Grossman, 1994），而 Sr 含量會隨著碳酸鈣的沈澱速率增加而增加（Lorens, 1981）。各元素的測定時間與最低偵測值分別如表 3.2。. 26.

(40) 圖 3.2 （A）將固定在載物台上的標本鍍 Pt，以利在掃描式電子顯微鏡分析時導電。（B）國立台灣大學地質科學系微古生物研究室之掃描式電子顯微鏡 HITACHI S-2400. 表 3.2 電子微探針分析各元素的偵測時間及最低可測量值（Mii and Grossman, 1994）. 27.

(41) 第四章、結果與討論 4.1 透射光及陰極射線觀察結果本研究共製作了 139 片化石標本，由透射光和陰極射線顯微鏡下觀察貴州雅水剖面的腕足殼體化石薄片。在舊司階，共有 21 片化石標本，此區腕足動物皆為薄殼種屬（如：Pugilis hunanesis；圖 4.1、 Dictyoclostus；圖 4.1），採集自泥質灰岩層，岩石鬆軟較易採集，故殼體外觀較完整，此區大部分的化石薄片在透射光下可以清楚看到微細構造，但在陰極射線下呈現發光現象，顯示受到成岩作用的影響，所以保存度都較差；而在上司階及德塢階，分別共有 62 件及 56 件的腕足化石殼體，有薄殼種屬（如：Productus），也有厚殼種屬（如： Gigantoproductus；圖 4.3、4.4）），皆採集自石灰岩層，岩石堅硬不易採集，故殼體外觀較不完整，保存好的厚殼種屬在透射光下可以清楚看到微細構造及生長紋，且陰極射線下呈現不發光現象，保存度較薄殼種屬的好。此外，此區也有部分的未知種屬為薄殼且保存好的情況。. 4.2 電子掃描顯微鏡觀察本研究經由透射光和陰極射線辨別分別選取保存好（Gigantoproductus）及保存差（Pugilis hunanesis、Gigantoproductus）的腕足殼體藉由電子掃描顯微鏡觀察微細構造。保存差的 Pugilis hunanesis 殼體中（YS021、YS049）及 Gigantoproductus 殼體中（YS160、 YS347、YS351）可清楚觀察到溶蝕的結構（如圖 4.6（A）（E）（F）（G）），另外，圖 4.6（B）有微溶蝕的結構，圖 4.6（D）有漩渦狀的溶蝕。而在保存好的 Gigantoproductus 殼體中（YS146、YS147）可清楚看到稜柱狀的結構（圖 4.6（H）（I）（J））。Armendáriz 等人（2008）在保存好的 Gigantoproductus 殼體中，也觀察到相同稜柱狀及纖維狀的觀察結果。. 28.

(42) 圖 4.1 （A）為石炭紀舊司階 Pugilis hunanesis 標本 YS098 的外觀。（B）為完整殼體剖面的透射光影像，可見清楚的纖維層。（C）為完整殼體剖面的陰極射線影像，可見殼體發橘紅光。（L+NL：發光占 50%以上，其餘不發光；L：發光；LM：圍岩）. 29.

(43) 圖 4.2 （A）為石炭紀舊司階 Dictyoclostus 標本 YS025 的外觀。（B）為完整殼體剖面的透射光影像。（C）為完整殼體剖面的陰極射線影像，可見殼體發橘紅光。（L：發光；LM：圍岩）. 30.

(44) 圖 4.3 （A）為石炭紀上司階 Gigantoproductus 標本 YS169 的外觀。（B）為殼體剖面的透射光影像，可見清楚的微細構造及生長紋。（C）為殼體剖面的陰極射線影像，可見殼體大部分為不發光。（p：稜柱狀； NL：不發光；L：發光）. 31.

(45) (B). 1 mm. (C). NL. 1 mm. 圖 4.4 （A）為石炭紀上司階 Gigantoproductus 標本 YS160 的外觀。（B）為殼體剖面的透射光影像，微細構造無法辨別。（C）為殼體剖面的陰極射線影像，殼體為不發光。（NL：不發光） 32.

(46) 圖 4.5 （A）為石炭紀德塢階未知種屬（unknown）標本 YS235 的外觀。（B）殼體剖面的透射光影像，可見清楚的微細構造。（C）為殼體剖面的陰極射線影像，殼體大部分為不發光及裂紋。（p：稜柱狀 NL：不發光；LM：圍岩） 33.

(47) 圖 4.6 貴州雅水剖面石炭紀腕足動物殼體電子掃描顯微鏡下觀察結果。（A、B）為舊司階 YS021 保存差的 Pugilis hunanesis。（C）為舊司階 YS049 保存差的 Pugilis hunanesis。（md：微溶蝕；d：溶蝕。）. 34.

(48) 圖 4.6 貴州雅水剖面石炭紀腕足動物殼體電子掃描顯微鏡下觀察結果。（D）為舊司階 YS049 保存差的 Pugilis hunanesis。（E）為上司階 YS160 保存差的 Gigantoproductus。（F）為德塢階 YS347 保存差的 Gigantoproductus。（md：微溶蝕；d：溶蝕。）. 35.

(49) 圖 4.6 貴州雅水剖面石炭紀腕足動物殼體電子掃描顯微鏡下觀察結果。（G）為德塢階 YS351 保存差的 Gigantoproductus。（md：微溶蝕；d：溶蝕。）. 36.

(50) 圖 4.6 （H）為上司階 YS146 保存好的 Gigantoproductus。（I、J）為上司階 YS147 保存好的 Gigantoproductus。（p：稜柱狀；f：纖維狀。）. 37.

(51) 4.3 微量元素分析及殼體保存度在海水中形成之方解石的 Mn，Fe 和 Sr 濃度是顯示成岩作用的一個很好指標（Brand and Veizer, 1980），且這些微量元素是無法在透射光及陰極射線下偵測到。如第二章也提到，天水成岩作用會導致海洋性碳酸鈣 Sr 含量的減少及 Fe 和 Mn 含量的增加（Brand and Veizer, 1980；Veizer, 1983；Marshall, 1992；Banner and Kaufman, 1994； Grossman et al., 1996；Bruckschen et al., 1999）。在陰極射線顯微鏡下，保存良好的殼體呈現不發光現象，但若殼體中遭受到使得 Fe2+ 富集的成岩作用，殼體亦會呈現出不發光的現象（Meyers, 1974； Pierson, 1981；Frank et al.,1982）。因此為了避免誤判，需要進一步加以確定殼體中化學元素含量是否受到成岩作用的影響。將選取的 196 個分析點分為 Visean 和 Serpukhovian 兩個時期並整理成 Si、Al、Fe、Mn 元素含量的散佈圖及柱狀圖（圖 4.7、4.8 及 4.9）。Visean 和 Serpukhovian 兩個時期分別共有 40 個和 39 個分析點的 Si 含量低於電子微探針分析的最低偵測極限（0.3 mmol/mol Ca），代表殼體未受到矽化作用改變殼體 Si 含量。當殼體受到矽化作用影響時，CaCO3 因成岩作用溶解，由 SiO2 沈澱取代，造成被影響區域之 Ca 含量會相對降低，使得藉由 Ca 含量計算與其他微量元素的相對含量時，出現異常高的值，因此，在重建古環境時，僅選用符合 Si 含量低於偵測極限的殼體進行後續討論。有鉸綱腕足殼體的微量元素含量變化可作為古環境（如：溫度）和成岩作用的程度的依據（Grossman et al., 1996）。受到成岩作用影響之方解石腕足殼體的證據包括可測到 Si、Al 含量，或是可測得 Fe、 Mn 含量（>0.5 mmol/mol Ca）。在根據前人研究中指出生活於正常海洋環境的現生腕足殼體裡，其 Mn 含量低於 199ppm（偵測極限： 190 ppm、0.3 mmol/mol Ca）（Brand et al., 2003）；而在古生代的相關研究裡保存良好的腕足殼體 Mn 含量應低於 250 ppm（偵測極限： 190 ppm、0.3 mmol/mol Ca）（Popp et al., 1986；Bruckschen et al., 1999）。本研究將偵測極限視為保存良好殼體的界線，首先檢視 Mn 含量（圖 4.8、4.9），在 196 個分析點中，共有 195 點的分析數值皆低於偵測極限（<0.3 mmol/mol Ca），因此可作為保存良好殼體的鑑別依據。發光殼體及圍岩的分析點中沒偵測到顯著的 Mn 含量（圖 4.8、4.9），可能與陰極射線的發光條件有關，前人指出海洋性碳酸鈣物質中的 Mn 含量超過 100 ppm（～0.15 mmol/mol Ca）時，在陰極射線下檢視 38.

(52) 會呈現發光的現象（Meyer et al.,1974；Pierson et al.,；Machel, 1985），因此，發光殼體也有可能低於偵測極限值。前人也指出較高的 Fe 含量，在陰極射線下抑制殼體發光。在研究中不發光（NL）殼體的 Fe 含量皆低於偵測值；在研究中的殼體生長紋區域常會出現隱晦發光（DL），而 Fe 含量也低於偵測值，故更可以確定 NL 及 DL 殼體皆未受 Fe 元素影響而抑制發光。另外在 Grossman 等人（1996）的石炭紀腕足化石殼體微量元素研究中，Na 和 S 含量在 Crurithyris 及 Eridmatus 高於 Neospirifer 及 Composita，Mg 含量在 Crurithyris 又高於 Neospirifer、Eridmatus 和 Composita，發現在不同種屬間微量元素也會不同（Grossman et al., 1996）。Gigantoproductus 的 Mg 和 S 含量也高於石燕貝類的 Martinia 和 Choristites（Grossman et al., 1994）。在現生及石炭紀腕足動物的 Na 含量也表現出相同種屬效應（Morrison and Brand, 1986；Grossman et al., 1991, 1992）。本研究中從微量元素分析裡，去除受矽化作用的殼體後，其餘保存良好的腕足殼體，Na、Mg、Sr、S 元素平均值含量分別為 5.3±1.2、18.9±4.6、1.4±0.3、4.5±1.2（mmol/mol Ca），與 Wang（1998）在俄羅斯地區所研究石炭紀 Gigantoproductus 的微量元素含量非常相近（表 4.1）。陳敘琬（2001）碩士論文研究在中國華南地區 Mg/Ca 比的平均值（15.0±5.6 mmol/mol Ca）遠低於 Wang （1998）在俄羅斯地區（Mg/Ca 比平均值 18.8±5.7 mmol/mol Ca）及本研究中國華南地區雅水剖面的腕足動物（Mg/Ca 比平均值 18.9±4.6 mmol/mol Ca）的數值（表 4.1；圖 4.7），推測原因是不同種屬間的差異所導致。陳敘琬（2001）碩士論文中分析，Gigantoproductus 屬的 Mg/Ca 比值為 17.0 mmol/mol Ca；Delepinea 屬的 Mg/Ca 比值為 4.8 mmol/mol Ca）。Popp（1986）分析阿爾及利亞、比利時及英國等地的保存良好的腕足動物化石殼體，研究指出殼體中 Mg/Ca 比的含量範圍為 12.4~24.8 mmol/mol Ca。而與本研究的中國華南地區雅水剖面保存良好的腕足動物化石殼體 Mg/Ca 比含量範圍為 12.2~29.5 mmol/mol Ca 是非常相近的。假設前人研究的腕足為原始的化學組成成分，則表示本研究中的腕足殼體相同保留原始的化學成分。. 39.

(53) 表 4.1 Visean 時期去除矽化作用後的腕足殼體微量元素平均值 Visean of mean. Russian (Wang, 1998). Guizhou, Yashui (This study). Guizhou (Chen, 2001). Na/Ca (mmol/mol). 5.1±0.2. 5.3±1.2. 5.9±1.5. Mg/Ca (mmol/mol). 18.8±5.7. 18.9±4.6. 15.0±5.6. Sr/Ca (mmol/mol). 1.3±0.1. 1.4±0.3. 1.2±0.2. S/Ca (mmol/mol). 4.6±1.0. 4.5±1.2. 3.1±0.6. Mg/Ca vs. Na/Ca Na/Ca (mmol/mol). 8 7 6 5 4. Russian (Wang, 1998). 3. Guizhou, Yashu (This study) Guizhou (Chen, 2001). 2. 0. 10 20 Mg/Ca (mmol/mol). 30. S/Ca vs. Sr/Ca Sr/Ca (mmol/mol). 2 1.5 1 Russian (Wang, 1998) 0.5. Guizhou, Yashu (This study) Guizhou (Chen, 2001). 0 0. 2 4 S/Ca (mmol/mol). 6. 圖 4.7 不同地區 Na、Mg、Sr、S 微量元素散佈圖。 40.

(54) 圖 4.8 中國華南 Visean 時期貴州雅水剖面 Si、Al、Fe、Mn 微量元素分析分佈結果統計圖。 a 為 Si/Ca 結果統計。b 為 Al /Ca 結果統計。 c 為 Fe /Ca 結果統計。d 為 Mn/Ca 結果統計。. 41.

(55) 圖 4.9 中國華南 Serpukhovian 時期貴州雅水剖面 Si、Al、Fe、Mn 微量元素分析分佈結果統計圖。a 為 Si/Ca 結果統計。b 為 Al /Ca 結果統計。c 為 Fe /Ca 結果統計。d 為 Mn/Ca 結果統計。. 42.

(56) 4.4 穩定碳氧同位素分析本研究從中國貴州省雅水剖面 Mississippian 地層中採集的腕足殼體，共選取 104 個腕足殼體進行殼體粉末微取樣。共計 369 個穩定碳氧同位素分析數值。在透射光下微構造清楚且陰極射線下不發光的腕足殼體為保存良好，共計有 89 個分析的碳氧同位素數值；另外也選取保存差的殼體及圍岩作為比較。 4.4.1 Visean 腕足殼體在雅水剖面 Visean 時期的碳氧同位素記錄中，共有 65 個腕足殼體，共計 209 個碳氧同位素數值。分別位於雅水剖面的舊司階及上司階，舊司階腕足殼體的保存度不理想，而上司階有 13 個保存良好的腕足殼體，鑽取自不發光殼體（NL）及隱晦發光殼體（DL）的區域粉末進行碳氧同位素分析；另外保存差的腕足殼體，鑽取自部分發光的殼體（NL*、NL+L、L+NL、L）及圍岩（LM）區域的粉末進行碳氧同位素分析，NL*為在透射光下微構造呈現不清楚，陰極射線下不發光。藉由透射光及陰極射線檢驗 Visean 時期保存良好的殼體，在 NL 及 DL 的部份，同位素數值 δ18O 介於-5.0~-2.4‰，δ18O 平均值為 -3.8±0.7‰ （1σ，N=52）；δ13C 則介於-1.2~6.7‰，δ13C 平均值為 2.3±2.4‰（1σ，N=52）（圖 4.10，表 2）；再經過電子微探針分析結果篩選 Visean 保存良好的腕足殼體，比對同位素的結果後，同樣在 NL 及 DL 的部份，同位素數值 δ18O 介於-4.6~-2.7‰，δ18O 平均值為 -3.6±0.7‰ （1σ，N=15）；δ13C 則介於-1.1~4.1‰，δ13C 平均值為 2.3±1.8‰（1σ，N=15）。藉由透射光及陰極射線下選取保存良好的殼體和再經由電子微探針篩選後的碳氧同位素數值進行比較，儘管經電子微探針篩選後的碳氧同位素數量變少，但兩者的碳氧同位素平均值是非常相近，因此只藉由透射光及陰極射線的檢視是否受到成岩作用影響仍然具有一定的可信度。發光殼體（L）的同位素數值 δ18O 介於-13.8~-3.4‰之間，δ18O 平均值為-6.7±2.4‰（1σ，N=38）；δ13C 則介於-4.8~3.9‰之間，δ13C 平均值為 1.3±1.9‰（1σ，N=38）。觀察在不發光（NL）及發光（L）的殼體中（圖 4.10，表 2），呈現兩個明顯不同的趨勢，發光殼體（L）比不發光殼體（NL）的碳氧同位素數值輕，顯示出在成岩過程中伴隨部分溶解及再結晶作用的碳氧同位素數值變輕的結果（Anderson 43.

(57) and Schneidermann, 1973；Coplen and Schlanger, 1973；Matter et al., 1975；Elderfield et al., 1982）。經由 t 檢定法確認顯著性<0.05，有明顯不同的分布範圍。. 4.4.2 Serpukhovian 腕足殼體在雅水剖面的 Serpukhovian 的腕足標本，共有 39 個腕足殼體，共計 160 個碳氧同位素數值。其中有 9 個保存良好的腕足殼體，鑽取自不發光（NL）的區域進行碳氧同位素分析，δ18O 介於-4.4~-1.8‰之間，δ18O 平均值為-3.0±0.5‰（1σ，N=37）；δ13C 則介於-1.5~7.7‰之間，δ13C 平均值為 4.1±2.0‰（1σ，N=37）（圖 4.11，表 4.2）。另外也 18 鑽取保存差的區域，其中發光（L）區域同位素數值，δ O 介於 -7.1~-4.4‰之間，δ18O 平均值為-5.9±0.7‰（1σ，N=18）；δ13C 則介於 0.9~3.9‰之間，δ13C 平均值為 2.6±0.9‰（1σ，N=18）。同樣也可以觀察到發光殼體（L）比不發光殼體（NL）的碳氧同位素數值相對輕（圖 4.11）。經由 t 檢定法 p<0.05，為顯著差異。. 44.

(58) Visean. 8. NL NL* DL NL+L L+NL L LM NL of mean NL* of mean DL of mean NL+L of mean L+NL of mean L of mean LM of mean. 6. δ13C(‰). 4 2 0 -2 -4 -6. -14. -12. -10. -8. -6. -4. -2. 0. δ18O(‰). 圖 4. 10 中國華南 Visean 時期貴州雅水剖面碳氧同位素分佈圖。. Serpukhovian. 8. NL NL* NL+L L+NL L LM NL of mean NL* of mean NL+L of mean L+NL of mean L of mean LM of mean. 6. δ13C(‰). 4 2. 0 -2 -4 -6 -14. -12. -10. -8. -6. -4. -2. 0. δ18O(‰). 圖 4.11 中國華南 Serpukhovian 時期貴州雅水剖面碳氧同位素分佈圖。 45.

(59) 表 4.2 中國華南 Visean 及 Serpukhovian 時期貴州雅水剖面腕足動物平均碳氧同位素數值。（NL*代表在透射光下微構造呈現不清楚，陰極射線下不發光） Yashui of mean δ18O(‰) δ13C(‰) No. of analysis δ18O(‰) δ13C(‰) No. of analysis δ18O(‰) δ13C(‰) No. of analysis δ18O(‰) δ13C(‰) No. of analysis δ18O(‰) δ13C(‰) No. of analysis δ18O(‰) δ13C(‰) No. of analysis. CL NL & DL. NL*. NL+L. L+NL. L. LM. Visean -3.8±0.7 2.3±2.4 52 -5.5±1.2 0.7±1.8 6 -5.5±1.9 2.4±1.6 37 -4.9±0.8 1.3±1.1 32 -6.7±2..4 1.3±1.9 38 -5.1±1.4 2.0±1.3 44. 46. CL NL. NL*. NL+L. L+NL. L. LM. Serpukhovian -3.0±0.5 4.1±2.0 37 -4.3±1.2 3.7±1.1 20 -4.4±0.9 2.6±1.5 34 -5.9±0.7 2.6±0.9 13 -5.9±0.7 2.6±0.9 18 -5.6±1.1 1.9±1.0 38.

(60) 4.5 雅水剖面 Mississippian 腕足殼體碳氧同位素記錄與微量元素在環境上的意義在早期 Visean 的舊司階，雅水剖面的地層殼體保存不理想。本研究為了瞭解在 Visean 和 Serpukhovian 時期中國華南的環境變化，故選用在晚期 Visean 的上司階及 Serpukhovian 的德塢階保存良好的殼體作為討論（圖 4.12）。 4.5.1 碳同位素記錄腕足殼體碳同位素數值所反應的是全球碳儲存庫的交換、湧升流發生及基礎生產力的改變。中國華南貴州雅水剖面保存好殼體研究結果顯示出在 Visean 時期，δ13C 平均值為 2.3±2.4‰（1σ，N=52）；進入 Serpukhovian 時期後，δ13C 平均值為 4.1±2.0‰（1σ，N=37）（圖 4.13），很明顯的碳同位素增加了約 2‰。在之前古生代的研究裡也出 13 現 δ C 增加的情況（Veizer et al., 1986；Popp et al., 1986a）。在 Mississippian 晚期碳同位素大幅變重的事件可能與各地煤沼澤遍佈造成有機碳大量埋藏有關（Mii et al., 1999；Bruckschen et al., 1999）。陸 12 13 生生物死亡後生物的 C 大量埋藏，導致海水的 C 富集，造成海水碳同位素增加，因此海洋碳酸鹽是由於有機碳埋藏增加（Algeo et al., 1995；Mii et al., 1999）。而從全球蒸發岩、冰磧石及煤層分布圖中（圖 4.14），在華南地區也出現大量煤層，顯示當時有機碳大量埋藏。有機碳的大量儲存將使得大氣 CO2 減少和溫度更寒冷（Berner, 1997; Crowley and North, 1991）。因此密西西比世碳同位素增加可能與陸生植物的演化和增加及區域性的海洋生產力改變有關。在 1986 年 Popp 等人指出在歐洲海域同時期碳同位素有增加 3‰。與本研究在中國貴州雅水剖面的碳同位素也有增加約 2‰，與 Popp 等人所研究的結果有相同的情形，因此認為在中國貴州雅水剖面碳同位素增加是因為有機碳埋藏量增加所導致。另外，1999 年 Mii 等人也指出在北美及歐洲剖面出現約 1.5‰的飄移，代表一個有機碳埋藏增加的全球事件。剩下 1.5‰改變是在歐洲被觀察到而不是在北美，因為海洋循環的改變及盤古大陸的形成有關（圖 4.15）（Mii et al., 1999）。因為在當時北半球的 Laurussia 陸塊及南半球的 Gondwana 陸塊逐漸聚合形成盤古大陸，海洋循環的改變，造成古大陸西岸赤道地區出現湧升流將底層較輕的 δ13C 帶至表層，造成東西兩岸的碳同位素記錄呈現不同的趨勢（Mii et al., 1999）。 47.

(61) 穩定同位素重建古環境的研究中，全岩研究也是其中的材料之一，由於標本容易採集，且容易分析，因此不少研究人員所採用（Kieth and Weber, 1964；Veizer and Hoef, 1976；Magaritz et al., 1983），由於水體中碳酸鈣溶液發生過飽和，在水體中沈澱形成碳酸鹽岩，故可代表當時環境。反之，若水體中的碳酸鈣溶液未飽和所形成的全岩，因受到生物的生機效應影響而無法代表當時環境。此外，全岩取樣時也容易混合未受到成岩作用影響的部份及受成岩作用影響的部分，影響數據結果。本研究中中國貴州雅水剖面的圍岩碳同位素數值比保存良好的腕足殼體呈現較負的數值（圖 4.10，圖 4.11），也證明受到成岩作用影響，因此非碳酸鹽岩，故無法代表當時古環境。. 48.

(62) 圖 4.12 雅水剖面地層與碳氧同位素和溫度的年代變化對照圖。 49.