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
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(3) 摘要 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 蔡仲元 國立台灣師範大學 地球科學研究所 指導教授：米泓生 博士 關鍵字：晚古生代、穩定碳氧同位素、腕足動物、中國湖北省 本研究採集 114 個來自中國湖北省晚石炭紀及晚二疊紀的腕足 動物化石，分析其穩定碳氧同位素組成，以重建華南地區晚古生代的 環境特徵。 化石標本經過整理及拍照後，灌膠固定並製作成岩石薄片。再使 用透射光顯微鏡觀察其殼體微細構造，並以陰極射線顯微鏡觀察，判 斷化石殼體是否經成岩作用影響。結果顯示部分腕足動物殼體及圍岩 在陰極射線下會呈現發藍光或是微弱藍光的現象，再經分析其 REEs(Rare Earth Elements)組成，推論可能經過熱液作用，致使其發 出藍光。 本研究共分析 321 個樣品的碳氧同位素成份，保存最好(不發光) 的腕足殼體的 δ13C 及 δ18O 平均值分別為 5.0±2.0‰、-4.5±0.7‰ (N=63)，而在陰極射線下顯示受成岩作用影響(發光)的腕足動物殼體 與圍岩的 δ18O 平均值分別為-6.6±1.4‰ (N=26)與-6.4±1.1‰ (N=30)。 由於不發光部位之氧同位素數值顯著大於發光部份之氧同位素數 值，可見屬於不發光部份的腕足動物殼體並未受到成岩作用影響，應 可用於探討古環境。 除了 Kungurian 期的碳同位素較輕外(δ13C = 1.7±0.3‰)，其餘的 碳同位素紀錄皆偏重(2.9~7.5‰)，顯示華南地區應有較高的生產力。 晚石炭紀的氧同位素紀錄為-4.4±0.3‰ (N=6)，而二疊紀 Kungurian 期 I.
(4) 的 δ18O 值為-4.5±0.2‰ (N=4)、Roadian 至 Capitanian 期為-4.2±0.5‰ (N=40)、Wuchiapingian 期為-4.2±0.6‰ (N=2)、Changsingian 期為 -4.6±0.1‰ (N=11)；若假設二疊紀當時海水的氧同位素數值為-1‰ (全 球無大陸冰川狀態)，計算出的表層海水氧同位素溫度為 32.5±0.6°C， 反映出華南地區位於熱帶地區海水溫度高的特性。而 Kungurian 至 Capitanian 期的氧同位素數值比同時期烏拉爾(Ural)的標本還要來的 小，顯示溫度較高，符合古地理所重建之當時華南陸塊位於古赤道地 區熱帶氣候的特性。而華南地區的氧同位素數值比同時期低緯度地區 的美國中部(Guadalupe)地區的氧同位素數值輕，反映出美國中部地區 為蒸發效應強烈的乾燥環境，但華南陸塊當時位於開放性大洋，而有 高溫多雨的氣候環境。 本研究所紀錄的晚二疊紀華南地區海水溫度較高，且有類似現今 西太平洋暖池的現象。從腕足殼體沿著生長方向的氧同位素數值變化 來看，Roadian 至 Capitanian 期的氧同位素溫度之最高溫及最低溫相 差約攝氏 4.6~6.1 度，至 Changsingian 期則只相差攝氏了 0.9 度，反 映了當時隨著全球溫度上升，季節性溫差變得較小的特性。. II.
(5) Abstract Late Paleozoic Environment Inferred from Stable Carbon and Oxygen Isotope Records of Brachiopod Shells from Hubei, China. Jung-Yuan Tsai Dapartment of Earth Sciences, National Taiwan Normal University Adviser: Dr. Horng-Sheng Mii Key word：Paleozoic、stable carbon and oxygen isotope、 brachiopods、Hubei One hundred and fourteen brachiopod shells collected from Hubei, China were analyzed for the stable carbon and oxygen isotope records to infer the tropical paleoenvironment for Late Paleozoic. All samples were made into thin sections and were examined for shell preservation under the petrographic and cathodoluminescence(CL) microscopes. Two samples were selected to analyze REEs contents for further evaluation of shell preservation due to the blue light observed under CL. The REEs results show that the blue light might be related to hydrothermal diagenesis. Three hundred and twenty-one isotopic analyses were performed. Average stable carbon and oxygen isotope of nonluminescent shells (N=63) are 5.0±2.0‰ and -4.5±0.7‰, respectively. Mean δ18O value is -6.6±1.4‰ (N=26) for luminescent shells and is -6.4±1.1‰ (N=30) for luminescent matrix. Therefore, average nonluminescent shell δ18O value is greater than those of luminescent shells and matrix indicating that the nonluminescent shells were not altered by diagenesis. III.
(6) Except for Kungurian (δ13C = 1.7±0.3‰), carbon isotope values of South China are between 2.9 and 7.5‰, greater than those of contemporary records from other regions. More positive values in carbon isotope records may indicate higher productivity in South China during Late Permian. Average oxygen isotope values are -4.4±0.3 ‰ (N=6) for late Carboniferous, -4.5±0.2‰ (N=4) for Kungurian, -4.2±0.5‰ (N=40) for Roadian to Capitanian , -4.2±0.5‰ (N=2) for Wuchiapingian, and -4.6±0.1‰ (N=11) for Changhsingian. Average oxygen isotope values are less than those of mid-continent and Ural in Permian. Assuming the seawater oxygen isotope was -1‰, the calculated average sea surface temperature was 32.5±0.6°C for Late Permian. This warm sea surface temperature of South China indicating that modern Western Pacific Warm Pool sea surface temperature pattern was also existed in Late Permian. Based on the oxygen isotope record within in single shells, seasonal temperature fluctuations in South China were significant (4.6~6.1°C) for Roadian to Capitanian but insignificant (0.9°C) in South China for Changhsingian.. IV.
(7) 誌. 謝. 在研究所的期間，能夠進入穩定同位素實驗室，是我感到最高興 的事；在這裡，讓我學到了許多研究的方法、思考的方式、訓練處理 事情的能力。感謝王士偉老師和林楳嶺老師的指導，讓我的論文能夠 更完整的呈現。謝謝台大的沈川洲老師和李紅春老師，能在我的研究 過程中給我建議。特別感謝米泓生老師，在我有疑惑時，給予適當的 引導，讓粗心的我慢慢的把事情完成；感謝怡美學姊不厭其煩的協助 我解決問題，謝謝綉玉幫忙分析標本，還有謝謝每天要工作 24 小時 的質譜儀，沒有你的存在，我就沒辦法獲得這些資料。實驗室的夥伴 們，智仁學長、冠辰、昭緯、金安、映琁、易芳、桂淑、尉婷、雷駿， 謝謝你們的陪伴，不論是討論、聚餐、打球，讓我的研究生活多采多 姿。 謝謝憲隆、翔宇、育倫陪我ㄧ起吃喝玩樂，琬君和欣誼，我的好 姐妹們，讓我在研究之餘，可以轉換心情，最後要謝謝我的爸媽，從 國小到研究所一路走來給我的支持和鼓勵，謝謝你們。. V.
(8) 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 腕足動物.............................................................................. 2 1.3 同位素原理、微量元素測定及古環境研究上的應用 ... 4 1.4 前人研究.............................................................................. 6 1.4.1 晚古生代全球環境氣候 ............................................. 6 1.4.2 穩定碳氧同位素相關研究 ......................................... 9 1.5 研究目的.............................................................................. 12 第二章、研究區域及標本 .................................................................... 13 2.1 湖北省地理及地質環境 ..................................................... 13 2.2 湖北古生代沉積環境 ......................................................... 13 2.3 岩相分佈.............................................................................. 16 2.4 標本採集地點及年代 ......................................................... 16 第三章、研究方法 ................................................................................ 21 3.1 薄片製作.............................................................................. 21 3.2 透射光及陰極射線顯微鏡觀察 ......................................... 21 3.3 掃描式電子顯微鏡.............................................................. 22 3.4 穩定碳氧同位素分析 ......................................................... 22 3.5 微量元素分析...................................................................... 23 第四章、結果與討論 ............................................................................ 27 4.1 透射光及陰極射線顯微鏡觀察結果 ................................. 27 4.2 電子掃描顯微鏡觀察 ......................................................... 30 VI.
(9) 4.3 微量元素分析及殼體保存度 ............................................. 31 4.4 穩定碳氧同位素分析結果 ................................................. 37 4.5 穩定碳同位素分析之古環境意義 ..................................... 39 4.6 穩定氧同位素分析之古環境意義 ..................................... 41 4.7 低緯度地區的季節性變化 ................................................. 48 第五章、結論......................................................................................... 51 参考文獻................................................................................................. 52 附錄一、湖北石炭紀黃龍組穩定碳氧同位素分析數值 .................... 64 附錄二、湖北二疊紀棲霞組穩定碳氧同位素分析數值 .................... 66 附錄三、湖北二疊紀茅口組穩定碳氧同位素分析數值 .................... 67 附錄四、湖北二疊紀吳家坪組穩定碳氧同位素分析數值 ................ 72 附錄五、湖北二疊紀長興組穩定碳氧同位素分析數值 .................... 73 附錄六、湖北地區腕足化石殼體微量元素分析數值 ........................ 75 附錄七、湖北地區腕足化石殼體稀土元素分析數值 ........................ 82 附錄八、野外採集記錄 ........................................................................ 83 作者簡介................................................................................................. 89. VII.
(10) 圖目 圖 1.1 腕足動物殼體構造(修改自 Stearn，1989) ..................................3 圖 1.2 晚古生代全球海陸分佈，修改自 http://jan.ucc.nau.edu/~rcb7 ..7 圖 1.3 模擬二疊紀 Wordian 時期，12 月至 1 月(DJF)及 6 月至 8 月(JJA) 的全球降水量(mm/d)及氣壓(mb)以及海表風向。(from Gibbs et al., 2002) ............................................................................................8 圖 1.4 (A)氣候模式模擬二疊紀末期，海表平均溫度，(B)晚二疊紀與 現今海表平均溫差。依據 Koch and Frank(2011)古地理圖對照， 星號為晚二疊紀時期華南陸塊的位置。(from Kiehl and Shields, 2005) ..................................................................................................8 圖 1.5 晚古生代碳同位素地層圖，藍色曲線為蘇俄烏拉爾山(Ural)地 區的碳同位素曲線，紅色曲線為美國中部地區的碳同位素曲 線，綠色為 Korte 等人(2005)所整理之低緯度地區碳同位素，白 色點分別為東澳地區及塔斯馬尼亞島的碳同位素數值，黃色曲 線為華南地區全岩碳同位素數值。 .............................................10 圖 1.6 晚古生代氧同位素地層圖，(A)藍色曲線為蘇俄烏拉爾山地區 的氧同位素曲線，紅色曲線為美國中部地區的氧同位素曲線， 白色點分別為東澳地區及塔斯馬尼亞島的氧同位素數值(B)黃色 為 Korte 等人(2005)所整理之低緯度地區氧同位素，綠色曲線為 高緯度地區氧同位素數值；中間藍色柱狀顯示冰期分佈及規 模。..................................................................................................11 圖 2.1 中國大陸湖北省晚古生代地層分區圖，紅色星號為採樣地點， 位於建始縣及長陽縣近郊。(修改自湖北省區域地質誌，1990) ........................................................................................................14 圖 2.2 湖北省晚古生代地層柱圖(參考湖北省區域地質誌，1990；羅進 雄等人，2009；ICS2010)，詳細的標本種屬及數量請見表 2.1。 ..........................................................................................................15 VIII.
(11) 圖 2.3 本研究標本野外採集之地層露頭照片之ㄧ，位於中國大陸湖北 省建始縣恩施地區二疊系茅口組的出露地層。 .........................17 圖 2.4 Cryptospirifer sp.(HB_057 二疊紀茅口組)為本研究鑑定種屬 中，數量最多的一種，其特徵為顏色偏黑、面光有線。 .........18 圖 2.5 Spirigerera sp.(HB_065 二疊紀茅口組) 體型較小的殼體。 ...18 圖 2.6 Semibrachthyrina sp. (HB_117 二疊紀吳家坪組)為本研究少數 保有完整的背殼及腹殼的標本。 .................................................19 圖 3.1 標本 HB_134，二疊紀長興組 Tongzithyris sp. 在透射光及陰極 射線底下觀察之結果。紅色線為分析穩定碳氧同位素的位置， 藍色線區域為分析 REEs 的位置。.............................................25 圖 3.2 標本 HB_058，二疊紀茅口組 Cryptospirifer sp. 在透射光及陰 極射線底下觀察之結果。紅色線為分析穩定碳氧同位素的位 置，藍色線區域為分析 REEs 的位置。 ......................................26 圖 4.1 腕足殼體在透射光(A)(C)(E)(G)及陰極射線(B)(D)(F)(H)底下觀 察結果。(A)~(D)為 Neospirifer sp.(HB_019)，為保存良好之不發 光殼體(NL)，生長紋和微細構造清晰可見；(E)(F)為 Cryptospirifer sp.(HB_050)、(G)(H)未鑑種(HB_108)。p：稜柱層；f：纖維層； LM：圍岩；NL：不發光殼體；NL+L：部份發光殼體；L：發 橘光殼體；BL：發藍光殼體。 ....................................................28 圖 4.2 殼體較小之標本 HB_038，二疊紀棲霞組 Orthotichia sp. 在透 射光(左)及陰極射線下(右)觀察之結果。....................................29 圖 4.3 殼體生長紋明顯，發微弱藍光的殼體(HB_137)，二疊紀長興組 Tongzithyris sp.在透射光(A)(C)及陰極射線下(B)(D)觀察之結 果。..................................................................................................29 圖 4.4 腕足動物殼體 SEM 下的觀察結果。P：稜柱層；f：纖維層；d： 溶蝕現象。(A)殼體由外而內的觀察，可見到纖維層及稜柱層； IX.
(12) (A)~(D)為保存良好的殼體、(E)(F)保存較差的殼體。..............30 圖 4.5 茅口組隱石燕(Cryptospirifer sp.) 之 Na、S、Mg、Sr 元素分析 比較，發現 BL 殼體含有較多的 Mg。........................................32 圖 4.6 長興組桐梓貝(Tongzithyris sp.) 之 Na、S、Mg、Sr 元素分析比 較發現 NL 與 BL 殼體的分布趨勢相似。...................................32 圖 4.7 晚古生代湖北地區腕足化石殼體微量元素之 Mn、Fe、Si、Al 相對於 Ca 含量分佈圖 ...................................................................33 圖 4.8 (A)中國揚子地台孤峰組矽酸鹽類 REE 分析分佈圖，以北美頁 岩(NASC)標準化(from Gromet et al., 1984) (B)大西洋 Logatchev 熱液區域 REE 分析分佈圖(from Schmidt et al., 2007)。............35 圖 4.9 湖北二疊紀腕足動物殼體，REE 含量測定結果，並採用澳洲頁 岩(PAAS)標準化，(A)HB_134 為二疊紀長興組 Tongzithyris sp. (B)HB_58 為二疊紀茅口組 Cryptospirifer sp.；BL 為陰極射線底 下發藍光、NL 為不發光，L 為發橘光，LM 為圍岩，在此測定， 圍岩部份在陰極射線底下為發藍光。 .........................................36 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。 ........................................38 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 中的每一個點，表示一隻腕足動物的紀錄，黑線為 standard error。..............................................................................................38 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。..............40 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, X.
(13) 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)。...............................................................................41 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 43 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)..........44 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較高溫地區(地 圖取自 Kiehk and Shields, 2005；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)。 .....................................46 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) .........................................47 圖 4.18 湖北晚二疊紀腕足化石殼體氧同位素季節性變化圖，HB_057 為茅口組 Cryptospirifer sp.；HB_097 為茅口組未鑑種之腕足殼 體；HB_136 為長興組 Tongzithyris sp.；HB_137 為長興組 Tongzithyris sp.，生長紋明顯，但在陰極射線下有發黯淡藍光。 ..........................................................................................................49. XI.
(14) 表目 表 1.湖北省晚古生代腕足動物殼體標本編號及種屬對照表 ..............20 表 2.美國德州農工大學地質與地球物理學系電子微探針分析各元素 的偵測時間及最低偵測值(Mii and Grossman, 1994)...................24 表 3. 腕足殼體 Na、Mg、Sr、S 分析結果(平均值) ...........................31 表 4. 由氧同位素換算晚古生代各時期的海表平均溫度 ....................45 表 5. 湖北地區晚二疊紀腕足動物季節性變化表 ................................50. XII.
(15) 第一章、緒論 1.1 前言 人類的科技技術不斷的進步，使人們有更舒適的生活，但同時在不 知不覺中，我們賴以生存的地球也因人類開始改變了嗎? 人們開始關心 地球的環境，越來越多國家推行環保運動，例如：節能減碳、資源回收； 提倡我們要愛這個目前為止唯一有生命的星球，而更多科學家的研究指 出，自從工業革命以來，全球溫室氣體的含量逐漸升高；在二十世紀的 全球氣候模擬中，溫室氣體是造成暖化的的主要原因，人們普遍使用石 油燃料，使得大氣中二氧化碳、二氧化硫、甲烷等溫室氣體的比例逐年 升高(Friedli et al., 1986；IPCC2007)，溫室效應增強，地球的年平均溫度 正在逐漸的變高，導致南北極冰川融化，海平面上升，不但威脅了極區 的生物生存的環境與海洋中的小島，甚至影響了全球及人類的生活。 在這個地球上，人和其他生物組成生物圈，連同氣圈、水圈和岩石 圈共同構成地球環境，各圈的任何變動不但影響其他圈的穩定性，整個 地球環境也都會受到影響。而由於人類長期大量開發利用大自然億萬年 發育而成的環境與資源，使得地球的環境急速變遷，改變了原本適合人 類生活的環境，全球性的環境問題包括：地球增溫、臭氧層變薄、生物 多樣性降低、能源耗竭、土地惡化、海洋污染等。這些環境問題已經屬 於全球性的規模，牽動了大氣圈、水圈岩石圈和生物圈的互動。人類除 了努力不再使環境受到破壞之外，也想預測地球的未來會如何變化? 地 質學之父，詹姆斯․赫登(James Hutton)，提出了重要的均變說，認為過 去一切發生的地質作用都和現在正在進行的地質作用方式相同；所以研 究正在進行的地質作用，就可以明瞭過去地質作用的成因。而地球的未 來又可能會跟過去發生的形式一樣。因此，欲預測地球的未來，研究地 球過去的環境改變，就變成一門重要的課題。 科學家根據可以記錄地球環境改變的材料，幫助我們了解地球的過 去。自人類發明文字以來，科學家可利用文字記錄瞭解近 5000 年來的 歷史，而更早之前的紀錄，就必需靠自然環境所留下的線索去尋找。現 在常常被科學家拿來做古環境變遷或重建研究的材料主要有海洋岩芯 1.
(16) 有孔蟲、風成黃土與古土壤、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 類殼體、腕足殼體、牙形刺等等(e.g., Singh and Luly, 1991；Hughe et al., 1984；Maier et al., 2004；Frank and Lohmann, 1996)。科學家可利用保留 在地層中的化石紀錄來統計種屬豐度，藉此了解過去海洋環境變化(e.g., Li et al., 2003)、分析化石的種屬分佈情形，重建大陸塊漂移過程(e.g, Wang et al., 2003)。而在古環境研究的範疇中，以碳酸鈣沉積物的應用 最為廣泛，碳酸鈣材料以來源分，大致可分為海洋及陸地兩類；海洋的 例如有孔蟲(e.g., Spero et al., 2003)、腕足動物(Popp et al., 1986)；陸地的 如洞穴石灰岩(e.g., Williams et al., 1999)，因其產生碳酸鈣的來源不同， 因此我們可以測定穩定碳氧同位素組成，進行區域性差異比較甚至推測 全球海洋環流或大氣組成改變的情形計算(e.g., Grossman et al., 2008； Buggisch et al., 2011)。另外還可透過分析鉀、鈉、鈣、鍶、鎂、錳、鐵 等元素的化學變化、分析冰芯中氣泡所含的氣體及化石的組成等，來推 測過去地球的環境組成，這些都可以做為古環境變遷的指標與重建古環 境的工具(e.g., Ruddiman, 2000)。 但受限於材料的特性，有些標本不能保留較古老的訊號，欲研究在 中生代以前的地層紀錄，須尋找在相當年代的地層中所保存良好的化 石，加以分析，例如分析其穩定氧同位素並推測標本形成時的溫度範圍 來重建當時的環境；根據前人的研究，有鉸綱腕足動物的殼體，不但可 以與周圍海水的同位素達成平衡，也可較能抵抗成岩作用，因此為研究 古環境的良好指標(Brand et al., 2003; Brand and Veizer, 1980；Curry et al., 2002；Auclair et al., 2003；Parkinson et al., 2005)。 1.2 腕足動物 腕足動物在分類學上屬於動物界、腕足動物門，而現今常用的分類 又可分為兩個綱，分別為有鉸綱(Articulata)及無鉸綱(Inarticulata)，主要 是因為腕足動物是由兩瓣殼所構成，若其之間有鉸合齒及開、閉殼肌控 制其開閉，則屬於有鉸綱，其殼體主要由碳酸鈣構成，而另一類無鉸合 齒的則是無鉸綱，其分泌的殼體主要由幾丁質所構成(王鈺等人，1966)。 2.
(17) 腕足動物為海洋性無脊椎動物，主要分布於 50 至 200 公尺的海床 上；亦有些腕足動物分佈於潮間帶或甚至深達 5000 公尺的海床。而其 大部分以暖水種居多，但亦有冷水種的存在，故可分佈於低至高緯度地 區，因此在各大洋幾乎都可見腕足動物的蹤跡。根據化石的紀錄的研 究，早在寒武紀前，腕足動物就已經出現，且演化快速，所以腕足動物 也是很好的標準化石(王鈺等人，1966)。 腕足動物的兩瓣殼體，大小不一，但同一瓣殼呈左右對稱，其中有 一半殼有肉莖伸出，稱為莖殼，或是依生活時的位態，殼體朝下，稱為 腹殼；另一半具有腕骨，稱為腕殼，或其生活位態殼體朝上，稱為背殼 (圖 1.1)。生活方式有些以肉莖固著於沉積物上，或肉莖退化，殼體特化 而平躺於海床上或岩石間。一般而言，淺水區的腕足動物容易遭受較強 的水流因而殼體較厚，深水種的腕足動物則較不易受到水流影響而殼體 較薄(王鈺等人，1966)。. 圖 1.1 腕足動物殼體構造(修改自 Stearn，1989) 腕足動物碳酸鈣殼體主要由低鎂方解石構成，組成結構大致可分三 層，最外層的表層，由有機質組成的薄膜構造，可見於現生的腕足動物 外殼，但不易保存成為化石；接著是稜柱層(prismatic)，厚度不厚，在 較小的殼體不易觀察出來，接著是纖維層(fibrous)、有些腕足動物亦具 有最內層稜柱層。最外層易受成岩作用影響而在陰極射線下顯示發光的 現象，內層較能夠抵抗成岩作用，保存當時的海水訊號(Auclair et al., 2003)。本研究主要是利用晚古生代有鉸綱腕足動物殼體，分析其穩定碳 氧同位素及微量元素的組成，重建當時的古環境；因此，在以腕足動物 作為研究古環境的材料時，必須採取保存良好的殼體，以確保數值的環 3.
(18) 境代表性。 1.3 同位素原理、微量元素測定及古環境研究上的應用 穩定同位素在經動態、化學平衡反應，如：蒸發、降雨、結晶、沉 澱後(Anderson and Arthur, 1983；Attendorn and Bowen, 1997)，同位素成 份在反應物和生成物之間的含量會產生差異，稱為同位素分異效應 (isotopic fractionation)。而這些現象也常出現在生物體與自然界物質的交 換之中，所以自然界同位素分異作用的微量變化就可以紀錄在生物體中 而被保存下來。以水分子為例，海水蒸發時，質量較輕的同位素 16O 會 先蒸發至空氣中，因此相對殘留在海水中的 18O 就會比較多，16O 比較 少，海水的水體氧同位素比值就會比較偏正(偏重)，而空中水氣則增加 了許多 16O，因此水氣的氧同位素比值就會變的較負(輕)。 美國芝加哥大學化學系教授 Urey 等人(1951)證實相同水體中的沉積 出的碳酸鈣結晶中的穩定氧同位素值，會與周圍水體呈現同位素平衡關 係，且會因周圍水體溫度升高而有變輕的趨勢。生物所分泌的碳酸鈣殼 體，同樣也可以保留當時水體的溫度與穩定氧同位素成份的訊號，因此 可藉由分析此類中殼體中的穩定氧同位素數值，就可以回推當時水體的 溫度。 Epstein 與 Mayeda(1953)根據實驗結果，發表方解石碳酸鈣的溫度轉 換式，經過之後陸續的修正，Hays and Grossman 於 1991 年綜合前人研 究結果，並整理出穩定氧同位素與水體溫度的換算公式。如下： T(℃)=15.7－4.36(δ18Ocalcite－δ18Ow,SMOW)＋0.12(δ18Ocalcite－δ18Ow,SMOW)2 T：碳酸鈣形成時的溫度。 δ18Ocalcite：碳酸鈣物質相對於 PDB(現 V-PDB)的氧同位素數值 δ18Ow,SMOW：碳酸鈣形成時周圍水體相對於 SMOW(現 V-SMOW) 的氧同位素數值。 有三個因素會影響海水的氧同位素組成：(1)水圈與岩石圈的氧同位 素成份交換作用：水圈與岩石圈的氧同位素交換作用主要是受到低溫風 化作用及海水與洋脊玄武岩的熱液交換作用影響。低溫風化作用使海水 的 δ18O 降低，洋脊玄武岩的熱液交換作用則會使海水的 δ18O 值升高， 4.
(19) 若熱液交換作用速率增加，或低溫風化作用減小，海水氧同位素值就會 變大，但它是一種時間尺度長達 108 年的交換過程(Muehlenbachs and Clayton, 1976)。 (2)海洋蒸發量、降水量的變化：蒸發作用會使海水中含 16O 的水分子先 蒸發到大氣中，而降雨時，又有較多的含 18O 的水分子冷凝而成雨滴先 降落，加上溫度隨緯度增加而減少，雨水的氧同位素值也會隨著緯度增 加而減少，因此隨著緯度不同其蒸發和降雨量也會不同，而天水的氧同 位素數值有隨著緯度變高而變輕的趨勢。(Craig and Gordon, 1965； Anderson and Arthur, 1983) (3)陸地冰川體積大小：當氧同位素較輕的水氣進入高緯度形成雪花降下 時，較輕的水分子就會先被封存在冰川中，直到冰川融化才能在回到海 裡，因此，冰川的多寡也會影響海水中的氧同位素值大小(Shackleton and Opdyke, 1973)。冰川體積較大時，有較多輕的水分子被留在冰川內，使 得當時的海水氧同位素較重；而相反的，若冰川融化，海水氧同位素會 較輕；因此冰川的有無會影響海平面高低以及海水氧同位素數值。 這些水體同位素變化的紀錄，可藉由生物殼體保存下來，生物在分 泌碳酸鈣殼體時，會吸收海水中的鈣離子和碳酸根離子，沉澱而形成殼 體，反應式如下： Ca2+ (l)＋ HCO3. －. (l). →. CaCO3(s) ↓＋ CO2(g) ↑ + H2O(l). 若殼體碳酸鈣氧同位素成份與海水達成同位素平衡便可以保存當時的 水體訊號。但有時候會因為生物種類的不同，生理的代謝機制也會有所 不同，此效應稱為生機效應(Vital effect)，若不能與海水達成平衡，就無 法代表當時的海水狀況(Lee and Wang, 2000)。 另外，由於形成化石的過程中，有可能也會受到成岩作用影響，導 致原本的同位素或化學成分被替換掉，這樣也不能代表當時的狀況 (Popp et al., 1986)。考慮此因素後，我們使用透射光及陰極射線顯微鏡 觀察腕足化石，尋找保存良好的殼體；透射光底下微細構造清楚且在陰 極射線底下呈現不發光，便初步認為是保存良好的殼體。測定微量元素 可以區別原始的海洋沉積物或是受到大氣圈置換的碳酸鈣組成，經過成 5.
(20) 岩作用的碳酸鈣，其 Fe、Mn 含量較多，而 Sr、Na 含量較少(e.g., Veizer, 1983；Morse and Mackenzie, 1990；Grossman et al., 1996)，因此可進一 步確認殼體未受到成岩作用的影響；藉由分析保存良好殼體的碳氧同位 素組成，便可由此知當時的訊號，以重建古環境。 1.4 前人研究 1.4.1 晚古生代全球環境與氣候 晚古生代包括了石炭紀(359-299Ma)至二疊紀(299-251Ma)，在地球 歷史上，此時期的板塊運動劇烈，氣候也有大幅的變化。石炭紀時期， 陸地上充滿了植物，但在部分的高緯度地區找到冰川的紀錄，最晚且最 大的冰川形成於晚石炭紀 Serpukhovian 階到早二疊紀 Sakmarian 階 (Isbell et al., 2003；Dickins, 1996；Grossman et al., 2008)。而當時全球的 兩大板塊：南半球的 Gondwana 大陸與北半球的 Euramerica 大陸正在逐 漸接近。至二疊紀 Sakmarian-Wordian 階，盤古大陸(Pangea)形成，大陸 塊北移造成海陸分佈改變，在盤古大陸接近赤道的地區隆起巨大的山 脈，而陸塊的聚合促進了極端的大陸型氣候(Gibbs et al., 2002) 海陸分 明，使得石炭紀冰期結束，出現一段溫暖期，並從 Sakmarian 期後進入 到長約 30My 的無冰期(Veevers and Powell, 1987；Crowell, 1978；Isbell et al., 2003) (圖 1.2)。 Rees 等人(1999；2000)根據氣候模式模擬晚二疊紀時期，在副熱帶 地區陸地夏天溫度可高達 35-40℃，由中國發現的華夏植物群(Cathaysian floras)，認為當時有較高的降雨率，並且從岩層有機質含量多的情況， 顯示當時有湧升流，而湧升流的出現，推測當時有強烈的貿易風，有如 現今的間熱帶輻合區一般 (ITCZ；Gibbs et al,. 2002；Tabor et al., 2008) (圖 1.3) 。至晚二疊紀時期，板塊運動及火山活動加劇，釋出二氧化碳， 全球二氧化碳濃度增高，冰川消融，屬於無冰時期，赤道地區的海表溫 度在東古特提斯洋(Paleo-tethys ocean)及西古太平洋(Panthalassic ocean) 的溫度較高，有如現今西太平洋暖池一樣的暖池出現(圖 1.4)，而晚二疊 紀的海水約比現今高 4℃。比起海域較大的古太平洋，古特提斯洋因區 域小，而有海水分層的特性；使得海水鹽度增加(Kiehl and Shields, 2005)。 6.
(21) 圖 1.2 晚古生代全球海陸分佈，修改自 http://jan.ucc.nau.edu/~rcb7. 7.
(22) 圖 1.3 模擬二疊紀 Wordian 時期，12 月至 1 月(DJF)及 6 月至 8 月(JJA) 的全球降水量(mm/d)及氣壓(mb)以及海表風向。(from Gibbs et al., 2002). 圖 1.4 (A)氣候模式模擬二疊紀末期，海表平均溫度，(B)晚二疊紀與現 今海表平均溫差。依據 Koch and Frank(2011)古地理圖對照，星號 為晚二疊紀時期華南陸塊的位置。(from Kiehl and Shields, 2005) 8.
(23) 1.4.2 晚古生代穩定碳氧同位素相關研究 碳同位素是紀錄古代海洋生物生產力的化學指標，並且可以指示地 球系統的碳循環(e.g., Holser, 1984；Holser et al., 1989；Baud et al., 1989)。Korte 等人(2005)研究美國中部、華南地區、伊朗、西西里島等 在二疊紀位於低緯度地區的腕足動物化石，選取其保存良好的標本，分 析其碳氧同位素研究古環境。結果顯示腕足動物碳同位素的數值，從 Artinskian 期至早 Kungurian 期，平均值約 4.3±1.2‰ ，在 Kungrian 期與 Roadian 期降至約 3‰ ，而在晚 Wordian 期至早 Capitanian 期增至 5‰ (圖 1.5)。而 Grossman 等人則分析了美國中部及烏拉爾山地區石炭紀至中二 疊紀的腕足動物，顯示在中石炭紀，冰的體積增加，有機碳被隔離，海 水的碳同位素數值偏正(約 6‰)，至晚石炭紀逐漸降低至約 3‰。中二疊 紀在烏拉爾山的紀錄顯示碳同位素偏正至約 6‰，而同一時期美國中部 地區的紀錄則約只有 2‰， 因此推測在美國中部，Panthalassa 東邊有湧 升流，使得此地區表面水團較封閉；而使碳同位素反映出較輕的結果 (Grossmam et al., 2004, 2008；Mii et al., 2001)。早二疊紀東澳洲的雪梨 盆地和塔斯馬尼亞島的腕足動物化石則呈現了與烏拉爾山相似的數值 (5.1~7.0‰)，顯示其有相似的海水循環(Winguth et al., 2002；鄭智仁， 2011)；而華南地區的深水相全岩碳同位素分析，在早二疊(Artinskian) 有較輕的趨勢(2~3‰)認為有可能是受到冰川體積大小而改變了有機碳 埋藏量(Buggisch et al., 2011) (圖 1.5)。. 9.
(24) 圖 1.5 晚古生代碳同位素地層圖，藍色曲線為蘇俄烏拉爾山(Ural)地區 的碳同位素曲線，紅色曲線為美國中部地區的碳同位素曲線，綠 色為 Korte 等人(2005)所整理之低緯度地區碳同位素，白色點分 別為東澳地區及塔斯馬尼亞島的碳同位素數值，黃色曲線為華南 地區全岩碳同位素數值。 在氧同位素方面，Grossman 等人(2008)整理了古生代晚期，石炭紀 至二疊紀低緯度地區的腕足動物穩定碳氧同位素數據(圖 1.6A)，在晚石 炭紀至早二疊紀，美國中部地區(赤道附近)的氧同位素數值約在-4‰ ~-2‰，若利用 Hays and Grossman (1991)的氧同位素換算溫度方程式計 算，假設海水氧同位素數值為-1‰ (因為一般認為二疊紀是處於無冰 期；Isbell et al, 2003)，因此得到溫度介於 20~30℃之間，符合今日低緯 度地區的溫度範圍，但此地區有發現蒸發岩，因此被認為是一個乾燥的 地區；但古緯度較高(30°N)的烏拉爾山地區的氧同位素數值反而較重 (-2~1‰)，若純以溫度計算可得 7~20 度，不太符合低緯度地區的海表溫， 10.
(25) 而在此區域也發現許多蒸發岩的證據，推測該地區有強烈的蒸發效應影 響(Grossman et al., 2008)。. 圖 1.6 晚古生代氧同位素地層圖，(A)藍色曲線為蘇俄烏拉爾山地區的 氧同位素曲線，紅色曲線為美國中部地區的氧同位素曲線，白色 點分別為東澳地區及塔斯馬尼亞島的氧同位素數值(B)黃色為 Korte 等人(2005)所整理之低緯度地區氧同位素，綠色曲線為高 緯度地區氧同位素數值；中間藍色柱狀顯示冰期分佈及規模。 Korte 等人(2005)研究了低緯度地區的腕足動物(圖 1.6B)，發現隨著 年代愈晚氧同位素有變輕的趨勢(-1 至-3.4‰)，顯示早二疊紀到中二疊紀 為氣溫逐漸變暖的狀態；晚二疊紀根據位於赤道地區古地中海附近的伊 朗腕足化石氧同位素紀錄，其數值介於-2.4~-4.3‰，假設當時海水氧同 位素數值為-1‰，得到古赤道地區的溫度介於 22~31℃，符合赤道地區 合理的溫度範圍。 11.
(26) 而高緯度地區則顯示較重的氧同位素數值(約-0.2~-2‰)，比低緯度 地區大 2~2.5‰ (Korte et al., 2008) (圖 1.6B)，而東澳洲的雪梨盆地也記 錄腕足動物氧同位素數值為-0.2~-3.9‰，但是該地區有受到融冰水影 響，若扣除融冰效應，換算成溫度約 1~12℃左右；顯示了高緯度地區， 溫度較低的特性(鄭智仁，2011)。 上述晚古生代的環境紀錄，均來自全球各地，反應了各地區具有不 同的區域特性，而目前較缺乏赤道地區海島型氣候的標本，因此我們尋 找了當時位於華南地塊的腕足動物化石，有助於建立該地區的碳氧同位 素紀錄。 1.5 研究目的 本研究希望探討湖北地區在晚古生代的氣候特性，該地區此時期位 於近赤道地區(古緯度約 5°N~5°S)，東臨古太平洋，西靠古特提斯洋， 因此可提供赤道海島型地區的生物碳氧同位素紀綠，有助於全球性的比 對。並希望能配合殼體化學元素分析，重建晚古生代時期海洋與古環 境，進一步描述晚二疊紀時期的氣候特性。. 12.
(27) 第二章、研究區域及標本 2.1 湖北省地理及地質環境 中國大陸湖北省，簡稱鄂，位於長江中游，以在洞庭湖之北而得名， 範圍橫跨東經 108° 21’至 116° 07’；北緯 29° 05’至 33° 20’。北接河南省， 東連安徽省，東南和南鄰江西、湖南兩省，西靠重慶市，西北與陝西省 為鄰。東西長約 740 公里，南北寬約 470 公里，面積 18.59 萬平方公里。 地勢大致是三面山地，中間丘陵平原，略呈像南敞開的不完整盆地(湖北 省區域地質誌，1990)(圖 2.1)。 2.2 湖北晚古生代沉積環境 在晚古生代，湖北省地區位於中揚子地塊，在晚石炭紀，其沉積 地層屬黃龍組，為一開闊海台地相(湖北區域地質誌，1990)。而早二疊 紀延續石炭紀晚期的開闊海環境，至晚二疊紀沉積了大量的碳酸鹽岩、 矽酸鹽類及碎屑岩，其中所含的生物類別以珊瑚，腕足動物、蜓類、有 孔蟲及頭足類為主，植物化石含量較少(萬秋和李雙應，2011)。地層總 體南厚北薄，岩相呈漸變關係，從南到北，由淺海相的灰岩轉變成深水 相的矽質灰岩。由老至新可分為棲霞組、茅口組、吳家坪組及長興組(圖 2.2) 在本次採集標本的鄂西南-鄂東區，沉積厚度較小，並且包括兩個海 進及海退的迴旋。棲霞組早期至茅口組晚期為第一次迴旋，棲霞組早期 能保持開闊海環境，且往南北延伸發育濱相海灘，是以濱海沼澤的煤系 沉積相為主。棲霞組晚期至茅口組則普遍發育開闊海台地相和淺海陸棚 相。茅口組早期，沉積盆地面積擴大，為二疊紀海平面上升幅度最大的 時期，使中揚子地區主體為碳酸鹽緩坡環境，局部水體變深，在西南部 形成以矽質岩沉積為主的淺海盆地相，富含釩、鉬、銅多種元素。茅口 組晚期隨著區域性地殼上升及東吳運動影響，揚子地區開始大規模海 退，並伴隨張裂作用；鄂西裂陷槽擴張沉陷形成台盆相(萬秋和李双應， 2011)。吳家坪組至長興組為第二次海進及海退，以濱海沼澤的煤系沉積 相為主。吳家坪組早期屬海退時期，各地分佈著碳酸鹽台地，包括侷限 13.
(28) 圖 2.1 中國大陸湖北省晚古生代地層分區圖，紅色星號為採樣地點，位 於建始縣及長陽縣近郊。(修改自湖北省區域地質誌，1990). 14.
(29) 圖 2.2 湖北省晚古生代地層柱圖(參考湖北省區域地質誌，1990；羅進雄 等人，2009；ICS2010)，詳細的標本種屬及數量請見表 2.1。. 15.
(30) 台地、台地邊緣、深水陸棚和台地內深水沉積區(台盆)(劉喜停等人， 2010)；之後海進開始，至長興組後期，水體加深，為盆地環境 (羅進雄 et al., 2009)。生物化石皆分佈豐富，例如：珊瑚、蜓、有孔蟲、海百合、 腕足動物等等(湖北區域地質誌，1990)。 2.3 岩相分佈 根據前人地質調查結果(湖北區域地質誌，1990)，湖北地區的石炭 系黃龍組主要由淺灰色中至厚層狀灰岩及塊狀白雲岩所組成，含筳類、 珊瑚、腕足動物等化石。在早二疊系 Asselian 至 Artinskian 階，位於湖 北的地層缺失，因此，湖北地層中，棲霞組相當於 Kungurian 階；而在 中國地層的分類上，又可分為灰岩段及馬鞍段。灰岩段以顏色較深的含 燧石結核灰岩為主要岩石組成，含有大量的筳類化石、有孔蟲、介形蟲 及腕足動物；馬鞍段含煤層，以黑色碳質生物碎屑灰岩為主(湖北區域地 質誌)，其特色為富含有機質，碳酸鹽岩全岩 δ13C 值為晚古生代最正； 區域分佈廣，岩性和厚度在空間變化上不大(顏佳新，2004)。 茅口組相當於 Roadian 階至 Capitanian 階，是以淺海陸棚碳酸鹽岩 為主，岩性較複雜，大致可分為：(1)全部為碳酸鹽岩、(2)下中部為碳酸 鹽岩，上部為矽質岩、(3)下中部為矽質岩，上部為碳酸鹽岩；三種岩性 的生物化石包含了腕足動物、珊瑚、頭足類、苔蘚蟲及莛類。 吳家坪組可分為以粉砂質頁岩及黏土頁岩為主的碳山灣段，屬濱海 沼澤沉積及灰岩段，為一套灰黑色、灰色含燧石結核的生物碎屑岩，皆 富含腕足動物化石。其上的長興組，岩性為淺灰至黑灰色薄至厚層狀含 燧石結核生物灰岩，含有筳類、珊瑚及腕足動物等化石(湖北區域地質 誌)。 2.4 標本採集地點及年代 本研究之腕足動物標本於 2009 年 9 月至中國大陸湖北省採集。標 本分別採自石炭紀黃龍組、二疊紀棲霞組、茅口組、吳家坪組及長興組 等地層，其中以茅口組所採集的標本數量最多。野外地層辨識及腕足化 石種屬鑑定則經由中國科學院南京地質古生物研究所的廖卓庭研究員 協助指導。但本次採集因受長江三峽大霸工程之影響，標本為零散分布 16.
(31) 於湖北省建始縣、長陽縣及鄰近地區(圖 2.3)。 採集的腕足動物標本一共 139 件，但因為多數為腕足殼體破片，所 以未鑑定種屬，並皆歸類為未知種(unidentified)。有鑑定種屬的腕足殼 體共 71 隻，大多數為長身貝目及石燕貝目，殼體皆較薄；另有些是正 型貝目及小嘴貝目(圖 2.4.~2.6) (表 2.1)。. 圖 2.3 本研究標本野外採集之地層露頭照片之ㄧ，位於中國大陸湖北省 建始縣恩施地區二疊系茅口組的出露地層。. 17.
(32) 圖 2.4 Cryptospirifer sp.(HB_057 二疊紀茅口組)為本研究鑑定種屬中， 數量最多的一種，其特徵為顏色偏黑、面光有線。. 圖 2.5 Spirigerera sp.(HB_065 二疊紀茅口組) 體型較小的殼體。. 18.
(33) 圖 2.6 Semibrachthyrina sp. (HB_117 二疊紀吳家坪組)為本研究少數保 有完整的背殼及腹殼的標本。. 19.
(34) 表 1. 湖北省晚古生代腕足動物殼體標本編號及種屬對照表 年代. 二疊紀. 地層. 二疊紀. 1. HB_125. 共 21 個. Tyloplecta sp. Tongzithyris sp.. 5 10. HB_126~130 HB_131~140. Unidentified Spinomargaenefera sp.. 5 1. HB_120~124 HB_115. Semibrachthyrina sp.. 4. HB_116~119. Unidentified. 24. Cryptospirifer sp.. 22. HB_001~018 HB_109~114 HB_050~058 HB_082~094. Pigmachonetes sp.. 1. HB_060. Uncinunellina sp. Athyris sp.. 1 1. HB_061 HB_062. Newoplicatifera sp. Spirigerera sp.. 2 1. HB_063~064 HB_065. Martinia sp. Unidentified. 1 30. Dictyoclostus sp.. 1. HB_066 HB_059 HB_067~081 HB_095~108 HB_035. Pigmachonetes sp. Orthotichia sp.. 2 1. HB_036~037 HB_038. Richthofenia sp. Unidentified Neospirifer sp.. 2 8 1. HB_039~40 HB_041~048 HB_019. Linoprodutus sp philicothyris sp.. 2 1. HB_026~027 HB_028. Martinia sp. Choristites sp.. 1 2. HB_029 HB_030~031. Pigmachonetes sp. Unidentified. 1 8. HB_049 HB_020~023 HB_032~034 HB_025. 共 29 個. 茅口組. 棲霞組 共 14 個. 晚石炭紀. 標本編號. Spinomargaenefera sp.. 共 59 個. 二疊紀. 數量. 長興組. 吳家坪組 二疊紀. 學名(genus species). 黃龍組 共 16 個. 20.
(35) 第三章、研究方法 3.1 薄片製作 將採集的化石整理編號，並且拍照紀錄。接著用環氧樹酯將化石包 裹，待其乾之後，沿殼身最大生長軸切開，再用紫外線膠固定於薄片上。 24 小時後，再將標本切成薄片，並用#600、#1000 的金剛砂將表面的刮 痕磨平；最後用 3.0μm 及 0.3μm 粒徑的鋁粉拋光。 3.2 透射光及陰極射線顯微鏡觀察 製做好的薄片放置透射光顯微鏡下觀察其微構造，並以陰極射線照 射(CL)。陰極射線照射原理是泛指把非導體材料，即半導體或絕緣體， 使用高能量電子激發，當電子撞擊到這些材料時會將其價電帶(valance band)的電子激發到較高能量的傳導帶(conduction band)，因而產生了電 子-電洞對(elecron-hole pair)，當電子-電洞對在結合時，就會放出該材料 能間帶間隙之光子之能量(energy gap)。由於每種材料的能間帶間隙不 同，一般半導體到絕緣體之能帶間隙約在 1~9ev 之間，換算為波長約 150~1250 nm 之間，所以所產生的光約在遠紅外線、可見光到紫外線的 範圍 (e.g., 黃宏勝和林麗娟，2003) 。因此我們利用 CCD(Charge-coupled Device；電荷耦合元件)收集激發出來的光，利用不同顏色的光來推測其 所含的元素；而在自然生成的碳酸鈣中，透過陰極射線照射，其中所含 的 Mn2+可以導致其發出橘至紅色的光，Fe2+則會抑制發光，而稀土元素 REE (Pr, Eu, Sm, Dy, Tb 等)則會促使其發出藍色至銀白色的光(Machel et al., 1991；Habermann et al., 1996)。 陰極射線影像被用來指示腕足動物殼體是否遭受成岩作用，未受過 成岩作用而保存良好的殼體可以用來分析古海洋的化學組成。(Popp et al., 1986；Rush et al., 1990；Barbin et al., 1991)，而腕足動物殼體的最 外層(primary layer)容易受成岩作用的影響，這一層比較薄，因此在陰極 射線底下的殼體最外層便有一層薄帶會發光，表示此層受到成岩作用影 響(Grossman et al., 1991)。 我們利用真空載物艙與 CAMBRIDGE CLmk3A 產生陰極射線照射 21.
(36) 標本，電壓控制在 7.0~8.5kv；電流值在 245~250μA，外接 CCD(ProgRes C5)，每張曝光 5000ms，記錄影像，初步鑑定是否經成岩作用影響。若 其內含大於 250ppm 之 Mn2+便會發出微微的橘光，可依此來判定是否遭 受天水成岩作用的影響(Bruckschen, 1999; Brand, 2003)，並以不發光 (NL)、不發光大於 50%，其於發橘光(NL+L)、發藍光(BL)、發藍光大於 50%，其於發橘光(BL+L)、發橘光(L)、圍岩(LM)來區別所取樣標本的 發光度。. 3.3 掃描式電子顯微鏡 掃描式電子顯微鏡(Scanning Electron Microscope)，簡稱 SEM，是利 用掃描線圈讓電子束對固態試片做二度空間的掃描，再藉由偵測器對電 子束與試片因交互作用而激發出的二次電子或背向散射電子做訊號收 集，經由 CRT 放大，即可清楚觀察試片在微小地區的表面形貌(e.g. 黃 宏勝和林麗娟，2003)。我們挑選 5 隻標本，使用的儀器為國立台灣大學 地質科學系微體古生物研究室之 HITACHI S-2400 型掃描式電子顯微 鏡。首先取出欲觀察的殼體，使用導電性佳、黏性佳的雙面碳膠帶固定， 為使標本導電度增加，進行觀察前須將標本鍍上一層 Pt 和 Pb 幫助導 電。將標本置於真空載物艙中，觀察保存良好的微細構造及保存較差殼 體的現象，並用 CCD 照相機進行拍照，作為標本保存度的初步鑑定。 3.4 穩定碳氧同位素分析 根據透射光及陰極射線顯微鏡檢查腕足動物殼體保存度的結果，將 製做好的薄片，以 esi New Ware Research 的微鑽微取樣系統(MicroMill Sampling Prep Device)以 0.5mm 的鑽頭分別在不發光的殼體(NL)、發藍 光的殼體(BL)、取樣範圍面積內少於 50%發光的殼體(NL+L)、發光的殼 體(L)及圍岩(LM)的部分做微鑽微取樣(圖 3.1&3.2)。取粉末約 0.2~0.3 mg，裝於分析瓶中備用。 穩定碳氧同位素，係於國立台灣師範大學地球科學系的質譜儀實驗 室進行，首先將分析瓶中的碳酸鈣粉末放在 Gilson 全自動進量系統，設 定恆溫攝氏 90 度下抽真空，並滴入 100%磷酸與碳酸鈣反應，所產生 22.
(37) CO2 氣體，以 Micromass IsoPrime 氣相比例質譜儀分析穩定碳氧同位素 組成，實驗校正則採用國際通用標準試樣 NBS-19(δ13C=1.95‰、 δ18O=-2.20‰)校正分析數值，以 V-PDB 表示。 3.5 微量元素分析 陰極射線觀察結果，可用於整個薄片標本全方位的觀察，但只能用 來定性，而無法用來定量，Mn2+含量過多，會促使發光，若同時 Fe2+含 量也很多，則會抑制發光(Habermann et al., 1996)，因此，為了確定不發 光的殼體是保存良好，未經成岩作用，亦或是 Fe2+含量過多而抑制發光， 我們根據透射光下的觀察，挑選不發光(NL)殼體，做微量元素的定量分 析。 電子微探針(Electron Probe Micro-Analysis；EPMA)是利用電子束做 激發源，打在欲分析的標本區域。電子微探儀搭載了波長散佈光譜儀， (wavelength dispersive spectrometer, WDS)之電子顯微鏡，利用電子束對 薄片中小體積內作 X 光的激發，觀察者能依據被激發的 X 光之收集與 進一步的分析，以決定薄片中某一部分的組成。WDS 的測量，其一方 式是使用電子束聚焦於欲分析的區域，由 X 光偵測器所接收到的訊號轉 換成特徵 X 光能譜，根據特徵 X 光峰之波長位置可定性判斷可能存在 之元素，亦可進行定量組成之比例計算(e.g., 杜正恭等人，2009)。 本研究共挑選了 15 個腕足動物標本進行電子微探針分析，主要是 用於確認不同保存度殼體的微量元素分析結果是否與陰極射線顯微鏡 底下的觀察結果相同，以及在本次觀察的標本中，在陰極射線顯微鏡下 有顯示發藍光的殼體，希望能進一步確認是否含有其他特殊元素。首先 利用穩定同位素分析所用的薄片，製作相對應的另一片薄片，經數位掃 描薄片後，其上標示欲分析的標本點，包括有分析穩定碳氧同位素的區 域及圍岩的部份做為對照。委託美國德州農工大學地質與地球物理學系 進行元素分析，配合 WDS 偵測 Si、Al、Ca、S、Sr、Mn、Fe、Na、Mg 等元素含量；Mn 及 Fe 的含量可用來做天水成岩作用的指標；Si 及 Al 可做為矽化程度的判斷。各元素的測定時間與最低偵測值分別如表 2。 另外挑選兩個標本(圖 3.1&3.2)，送至國立台灣大學地質科學系高精 23.
(38) 度質譜與環境變遷實驗室的磁場式感應耦合電漿質譜儀（SF-ICP-MS） 進行稀土元素分析(La、Ce、Pr、Nd、Sm、Eu、Gd、Tb、Dy、Ho、Er、 Tm、Yb、Lu)。 表 2. 美國德州農工大學地質與地球物理學系電子微探針分析各元素的 偵測時間及最低偵測值(Mii and Grossman, 1994) 元素. 測定時間(sec). 最低偵測值 ppm. mmol/mol Ca. Si. 20. 100. 0.3. Al. 20. 90. 0.3. Ca. 20. 220. S. 6. 80. 0.2. Sr. 60. 310. 0.3. Mn. 70. 190. 0.3. Fe. 70. 190. 0.3. Na. 120. 70. 0.3. Mg. 120. 50. 0.2. 24.
(39) 圖 3.1 標本 HB_134，二疊紀長興組 Tongzithyris sp. 在透射光及陰極射 線底下觀察之結果。紅色線為分析穩定碳氧同位素的位置，藍色 線區域為分析 REEs 的位置。. 25.
(40) 圖 3. 2 標本 HB_058，二疊紀茅口組 Cryptospirifer sp. 在透射光及陰極 射線底下觀察之結果。紅色線為分析穩定碳氧同位素的位置，藍 色線區域為分析 REEs 的位置。. 26.
(41) 第四章、結果與討論 4.1 透射光及陰極射線顯微鏡觀察結果 本研究共製作了 114 片化石標本，仔細在透射光及陰極射線顯微鏡 下觀察湖北地區腕足動物化石薄片，其中有 7 片標本，因為殼體過薄， 在顯微鏡底下幾乎難以觀察，而其餘可以觀察到殼體的標本，有些標本 透光度不良，微細構造保存不佳，或許是因為受到成岩作用影響，因此 認定為保存不好之殼體，其同位素成份無法代表古環境的訊號。反之保 存好，且殼體較厚的標本，可清楚的觀察到腕足殼體的稜柱層及纖維 層；並在陰極射線照射下，保存良好的殼體則呈現不發光(NL)，另外也 觀察到發橘光(L)，部份發光(NL+L)、發藍光(BL)、圍岩(LM)等部份(圖 4.1)。 少部分標本個體偏小，不易分辨其纖維狀或是稜柱狀構造 (HB_001、HB_037、HB_038、HB_060、HB_061、HB_064、HB_065、 HB_115、HB_116)；但其透光良好，且在陰極射線下顯示不發光的區域， 仍然判別為保存良好的標本(圖 4.2)。Cryptospirifer sp. 與 Tongzithyris sp. 是本研究中採集數量較多的種屬，其殼體較厚，在透射光下可見其稜柱 狀及纖維狀，有些則有明顯的生長紋；在陰極射線下則多呈現不發光， 或是發藍光(圖 4.3)。 有 36 個標本在陰極射線下觀察到發藍光的現象(圖 4.1(F)(G)、圖 4.3)；根據前人研究，腕足動物殼體若遭受天水成岩作用，其殼體內的 Mn2+含量會過高而導致在陰極射線底下成橘至紅色(Popp et al., 1986)， 方解石在陰極射線底下發橘光，是含有過多的 Mn2+，而造成發藍光的因 子，通常為 Sm3+、Eu3+、Tb3+、Dy3+等稀土元素離子，在陰極射線下， 他們會發出藍至銀白色的光；且通常都會成群出現，很少單獨出現的情 況；而若 Mn2+含量過高，常常會使 REE 元素的發光現象不明顯(Machel, 1983；Habermann et al., 1996)，部分標本的微量元素分析請見下一節。. 27.
(42) 圖 4.1 腕足殼體在透射光(A)(C)(E)(G)及陰極射線(B)(D)(F)(H)底下觀察 結果。(A)~(D)為 Neospirifer sp.(HB_019)，為保存良好之不發光 殼體(NL)，生長紋和微細構造清晰可見；(E)(F)為 Cryptospirifer sp.(HB_050)、(G)(H)未鑑種(HB_108)。p：稜柱層；f：纖維層； LM：圍岩；NL：不發光殼體；NL+L：部份發光殼體；L：發橘 光殼體；BL：發藍光殼體。 28.
(43) 圖 4.2 殼體較小之標本 HB_038，二疊紀棲霞組 Orthotichia sp. 在透射光 (左)及陰極射線下(右)觀察之結果。. 圖 4.3 殼體生長紋明顯，發微弱藍光的殼體(HB_137)，二疊紀長興組 Tongzithyris sp.在透射光(A)(C)及陰極射線下(B)(D)觀察之結果。 29.
(44) 4.2 電子掃描顯微鏡觀察 本研究挑選數隻腕足動物，進一步以電子掃描顯微鏡觀察標本；在 保存良好且在陰極射線底下不發光的殼體中(NL)可以清楚的觀察到纖 維層及稜柱層(圖 4.4A~D)以及保存較差，受到溶蝕作用影響的殼體(圖 4.4E)。至於發藍光的殼體(BL)的稜柱層雖然仍清晰可見，但多處已有溶 蝕現象(圖 4.4E、F)。. 圖 4.4 腕足動物殼體 SEM 下的觀察結果。P：稜柱層；f：纖維層；d： 溶蝕現象。(A)殼體由外而內的觀察，可見到纖維層及稜柱層； (A)~(D)為保存良好的殼體、(E)(F)保存較差的殼體。 30.
(45) 4.3 微量元素分析及殼體保存度 在陰極射線顯微鏡底下觀察，發現有 37 個標本有發藍光及暗黯淡 藍綠光的現象。如前段所敘述，殼體受到成岩作用影響，殼體的 Mn2+ 會增加，在陰極射線顯微鏡底下，因為 Mn2+被激發而呈現發橘光。因此 可判定是受到成岩作用影響，殼體可能無法保存當時訊號；而為了進一 步確認發藍光及暗淡藍綠光是否也屬於成岩作用的一種，亦或是其他化 學或生物作用導致，於是更進一步做微量元素分析。 本研究挑選了 15 個標本做成薄片，進行微量元素分析，包括 3 個 發藍光的標本(HB_054、HB_058、HB_081)、3 個發黯淡藍綠光的標本 (HB_053、HB_045、HB_094)、2 個未發光的標本(HB_057、HB_137) 及其於有發光部分及未發光部份的標本 7 個(HB_002、HB_021、 HB_042、HB_056、HB_098、HB_117、HB_134)。且在相同區域做穩定 碳氧同位素分析，進行比對。並在薄片上標示發光殼體，不發光殼體及 圍岩區域後，以電子微探針在 15 片薄片上，共做 309 個分析點，其中 包含 125 個不發光(NL)；11 個部份發光(NL+L)；36 個發藍光(BL)；86 個發黯淡藍光(SBL)；15 個發橘光(L)及 36 個圍岩(LM)；測量其 Si、Al、 Ca、S、Sr、Mn、Fe、Na、Mg 等元素的含量，再將各元素的含量相對 於 Ca 換算，以 mmol/mol 為單位進行比較。 本研究電的子微探針測定結果，腕足殼體的 Na、Mg、Sr、S 的平 均結果如表 3，可發現 L 殼體的 Na、Mg、Sr、S 均比 NL 殼體來的高， BL 殼體的 Na、Mg、Sr、S 含量則與 NL 相似。SBL 殼體除了 Mg 含量 較高以外，也與 NL 殼體相似。 表 3.腕足殼體 Na、Mg、Sr、S 分析結果(平均值) X/Ca. Na/Ca (mmol/mol). Mg/Ca (mmol/mol). 不發光(NL). 2.53±0.16. 6.92±0.75. 0.85±0.05. 3.12±0.19. 發橘光(L). 3.39±0.66. 10.29±1.34. 1.11±0.13. 4.40±0.94. 發藍光(BL). 2.72±0.21. 6.82±1.19. 0.70±0.04. 3.54±0.29. 黯淡藍光(SBL). 2.64±0.21. 11.35±1.23. 0.81±0.04. 3.55±0.24. CL. 31. Sr/Ca S/Ca (mmol/mol) (mmol/mol).
(46) 為了進一步確定，發藍光現象是否與種屬有關，因此比較本研究中 含量較多的種屬 Cryptospirifer sp.與 Tongzithyris sp.，他們皆有不發光及 發藍光的殼體，比較 Na、S、Mg、Sr 的含量，發現其分布趨勢相近， 但 Cryptospirifer sp.的 BL 殼體含有較多的 Mg，大約多了 6.21 mmol/mol(BL 及 NL 殼體的平均 Mg 含量為 15.35 和 9.14 mmol/mol)(圖 4.5&4.6)。 茅口組(Cryptospirifer sp. ). Mg(mmol/mol Ca). 60 50 40 30. 12. S(mmol/mol Ca). NL-57 NL-58 BL-53 BL-54 BL-56 BL-58. 70. 10 8. 4. 10. 2. 0 1. 2. 3 4 Sr(mmol/mol Ca). 5. NL-57 NL-58 BL-53 BL-54 BL-56 BL-58. 6. 20. 0. 茅口組(Cryptospirifer sp. ). 14. 80. 0. 6. 0. 1. 2. 3. 4. 5. 6. Na(mmol/mol Ca). 7. 8. 9. 10. 圖 4.5 茅口組隱石燕(Cryptospirifer sp.) 之 Na、S、Mg、Sr 元素分析比 較，發現 BL 殼體含有較多的 Mg。 長興組(Tongzithyris sp.) S(mmol/mol Ca). Mg(mmol/mol Ca). 20 15 10. NL-134 BL-134 BL-137. 5 0 0. 1 Sr(mmol/mol Ca). 長興組(Tongzithyris sp. ). 6. 25. 5 4 3 2. NL-134 BL-134 BL-137. 1 0 0. 2. 1. 2 3 Na(mmol/mol Ca). 4. 圖 4.6 長興組桐梓貝(Tongzithyris sp.) 之 Na、S、Mg、Sr 元素分析比較 發現 NL 與 BL 殼體的分布趨勢相似。 Fe、Mn、Si、Al 之分佈如圖 4.7；大部分 NL 殼體，其 Mn、Fe 含 量小於 0.3 mmol/mol；部分 NL 殼體因含 Mn2+量過高(>0.3mmol/mol)， 認為是受到天水成岩作用影響，無法保存當時的訊號，有些則是 Fe2+含 量過高，在陰極射線在也會抑制其發光(e.g., Habermann et al., 1996； Fairchild, 1983)，該些數值應列為保存不良之殼體；Si 的含量可判斷是 否受到矽化作用影響。 32.
(47) Fe. Mn. 140. 140. 122. 123. 120. 120 100. BL. 80. N. N 20. SBL. L 31. BL NL+L. 60. NL+L 36. 40. LM. 0 0 00 3 2. 000002. 0 00 00 0. L. 36. LM. 25. 20. 1111 2 02 01 1. NL. 85. 80. SBL. 60 40. 100. NL. 84. 97. 0 0 00 0 0. 20 100 4. 10 02 22. <0.3. 0.3-0.5. 0.5-1 1-10 Mn/Ca(mmol/mol). 10-100. <0.3. 100-1000. 0.3-0.5. 120 111. 120. 100. 00 000 0. 10-100. 100-1000. 100. NL BL. 72. BL. N. N. NL. 80. SBL NL+L. 60. 20. 0 0 000 1. Al 140. 40. 64. 0.5-1 1-10 Fe/Ca(mmol/mol). Si 140. 80. 000 0. 0. 0. SBL. 59. 60. NL+L 44. L. 34. 40. LM 9127. 9 11 1 121. 16 21 3014. 3 00 10. 0 0000. 7. 20 0 0000 1. L. 30. LM. 18 13 311. 15. 15 76. 323. 21 88 86 3. 8. 24. 6. 10 5 0 00. 00 00 00. 10-100. 100-1000. 0. 0 <0.3. 0.3-0.5. 0.5-1 1-10 Si/Ca(mmol/mol). 10-100. <0.3. 100-1000. 0.3-0.5. 0.5-1 1-10 Al/Ca(mmol/mol). 圖 4.7 晚古生代湖北地區腕足化石殼體微量元素之 Mn、Fe、Si、Al 相對於 Ca 含量分佈圖. 33.
(48) 發藍光的殼體(BL)，其微量元素測定與不發光的殼體並沒有很大的 差別(圖 4.5~4.7、表 3)，因此我們又加以 SF-ICP-MS 測定其是否含有 REE 等稀有元素；用來確定在陰極射線下發藍光，是否為 REE 所導致 (Machel, 1983；Habermann et al., 1996)。我們挑選標本(HB_058、HB_134) 不發光(NL)、發藍光(BL)、發橘光(L)及發藍光的圍岩進行 REE 元素分 析。 華南地塊為位於東古特提斯洋中的淺海碳酸鹽台地，隨著湘南古地 幔柱的活動，華南一帶在晚古生代開始了大規模的火山運動，峨嵋山玄 武岩為其代表。二疊紀的火山活動提供了大量的矽質，並使海水溫度升 高而造成熱水的沉積作用，藉由測定矽質岩中的稀土元素總量，可知道 矽質岩在沉積時，是否受到熱水沉積影響(圖 4.8A)(Kametaka et al., 2005；林良彪等人，2010；周新平等人，2009)。 湖北腕足殼體的 REE 分析結果如圖 4.9，發藍光的圍岩與發橘光的 殼體，其含量分佈趨勢相近，而與圖 4.8A 的趨勢並不相近；也與現今 中洋脊附近的海水 REE 含量分佈趨勢不同(Eickmann et al., 2009； Schmidt et al., 2007)(圖 4.8B)，顯示其受到天水成岩作用影響，發藍光的 圍岩 REE 的含量也最高，發橘光的殼體次之，而為什麼含有 REE，卻 沒有顯示藍光的現象? 可能是因含有較高濃度的 Mn2+，而導致在陰極射 線下呈現橘光的結果。而在某些部份，Mn2+含量較少，使得在陰極射線 下，REE 的特徵顏色顯示出來，呈現發藍光的狀況。初步認為，湖北地 區腕足動物標本在陰極射線下發藍光的狀況，是受 REE 的影響。因此 暫時判定位於華南地區的中晚二疊紀腕足動物含有微量的 REE 是受後 期熱液成岩作用影響，而非當時的海水訊號，因此不能算是保存良好的 殼體，其碳氧同位素紀錄也暫不列入以下的討論當中。. 34.
(49) B). 圖 4.8 (A)中國揚子地台孤峰組矽酸鹽類 REE 分析分佈圖，以北美頁岩 (NASC)標準化(from Gromet et al., 1984) (B)大西洋 Logatchev 熱液 區域 REE 分析分佈圖(from Schmidt et al., 2007)。. 35.
(50) 134NL 134L. -2. log( ppm nor with PAAS). 134LM. -3. -4. -5. -6. La. Ce. Pr. Nd. Sm. Eu. Gd. Tb. Dy. Ho. Er. Tm. Yb. Lu. (A) 58BL. log( ppm nor with PAAS). -2. 58NL. -3. -4. -5. -6 La. Ce. Pr. Nd Sm. Eu. Gd. Tb. Dy. Ho. Er. Tm. Yb. Lu. (B) 圖 4.9 湖北二疊紀腕足動物殼體，REE 含量測定結果，並採用澳洲頁岩 (PAAS)標準化，(A)HB_134 為二疊紀長興組 Tongzithyris sp. (B)HB_58 為二疊紀茅口組 Cryptospirifer sp.；BL 為陰極射線底下 發藍光、NL 為不發光，L 為發橘光，LM 為圍岩，在此測定，圍 岩部份在陰極射線底下為發藍光。. 36.
(51) 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)。. 37.
(52) 碳氧同位素分佈圖. 10.00 8.00. 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. δ13C(‰). 6.00 4.00 2.00 0.00 -2.00 -4.00 -11.00. -9.00. -7.00. -5.00. -3.00. -1.00. 1.00. 18. δ O(‰). 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 每一個點，表示一隻腕足動物的紀錄，黑線為 standard error。. 38.
(53) 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 盆地的腕足動物其碳同位素數值比伊朗等地來的高，因而認為 Delaware 盆地是因為封閉盆地及較為區域性，而導致碳同位素富集。Brand 等人 (2009)研究同時期位於開放大洋的日本地區的腕足動物化石，發現其碳 同位素數值在 3.42~5.20‰。 本研究的標本，取自二疊紀古地理位置近赤道的華南地區，其腕足 動物的碳同位素亦呈現較富集的狀態；但是比位於開放大洋的日本地區 來的重一些(圖 4.12)，一般認為二疊紀時期，華南地區東臨古太平洋， 西靠古特提斯洋，屬於開放性大洋的環境，由沉積地層的變化可知，從 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。 39.
(54) 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。. 40.
(55) 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 41.
(56) 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)。. 42.
(57) 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. 43.
(58) 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 計算華南地區石炭紀與二疊紀各時期的溫度如下表 4： 44.
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