以腕足動物化石殼體穩定碳氧同位素紀錄探究西澳洲二疊紀古環境

全文

(1)以腕足動物化石殼體穩定碳氧同位素紀錄探究西澳洲二疊紀古環境 Permian Paleoenvironment inferred from Oxygen and Carbon Isotope Records of Brachiopod Shells from Canning Basin and Carnarvon Basin, Western Australia. 碩士畢業論文 A Master Thesis 王金安 Chin-An Wang 國立臺灣師範大學 National Taiwan Normal University 地球科學系 Department of Earth Sciences. 中華民國一百零一年七月 July, 2012 學科領域：地質學 Subject：Geology.

(2) 摘要以腕足動物化石殼體穩定碳氧同位素紀錄探究西澳洲二疊紀古環境中華民國一百零一年七月王金安國立臺灣師範大學地球科學研究所指導教授：米泓生博士關鍵字:腕足動物、穩定同位素、澳洲、二疊紀. 本研究分析了 112 個採自西澳洲 Carnarvon 盆地與 Canning 盆地二疊紀腕足動物殼體，來重建二疊紀中緯度地區的古環境。殼體均沿著喙部至腹部切割製成薄片，並以岩石薄片顯微鏡觀察其微細構造的保存狀況，同時也觀察薄片在陰極射線的照射下是否有因成岩作用而產生的發光現象，檢查殼體保存狀況。本研究共有 249 筆數據取自保存良好，不發光 (non-luminescent; NL)的部份可供古環境之重建。保存良好之平均碳同位素分布在由老到輕的地層分別為 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)，與同時期低緯度的盤古東邊副熱帶地區烏拉爾山的數值較為接近，碳同位素趨勢相當，較不同於美國大陸的數值，低於東澳洲的數值，顯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。 I.

(3) 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)，Lightjack Fm. (-0.6±0.9‰, N=2)，Hardman Fm. (-0.0±0.3‰, N=3)。西澳洲腕足動物殼體的氧同位素數值均大於同時期低緯度及東澳洲的紀錄，顯示西澳洲於二疊紀時期的蒸發效應較為強烈。. II.

(4) Abstract Permian Paleoenvironment inferred from Oxygen and Carbon Isotope Records of Brachiopod Shells from Canning Basin and Carnarvon Basin, Western Australia (July, 2012) Chin-An Wang Department of Earth Sciences, National Taiwan Normal University. Advisor:Dr. Horng-Sheng Mii Key word:brachiopod, stable isotope, Australia, Permian. To construct the middle paleolatitude environment in the Permian. One hundred and twelve brachiopod shells from two Western Australian basins (Carnarvon and Canning Basins) have been analyzed for oxygen and carbon isotopes to study. All samples were thin sectioned and examined under the petrographic and cathodoluminescence microscopes for evaluating shell preservation. A total of 249 isotopic analyses from well preserved portion (non-luminescent; NL) were found useful for inferring the paleoenvironment. Average δ13C values of NL shells were 4.4 ± 0.5‰ (N = 28) for the Callytharra Formation (late Sakmarian-early Artinskian), 4.5 ± 0.8‰ (N = 4) for the Jimba Jimba Calcarenite (early Artinskian), 4.7± 0.8‰ (N = 10) for the Coyrie/Madeline Formations (both late Artinskian-early Kungurian), 4.9 ±0.6‰ (N =5) for the Quinnanie Shale and Cundlego Formation (both Kungurian), 4.2 ± 0.7‰ (N = 9) for the Wandagee Formation (late Kungurian), 5.1 ± 1.1‰ (N = 6) for the Noonkanbah Formation (Artinskian- Kungurian), 5.4 ± 0.2‰ (N =2) for the Lightjack III.

(5) Formation(Roadian-Capitanian), and 4.8± 0.3‰ (N = 3) for the Hardman Formation (Wuchiapingian). Within the uncertainty of the stratigraphical correlation, the carbon isotope values spanning Late Sakmarian to Kungurian are comparable to those of low latitude Urals. Average δ18O values of NL shells were about 0‰ (-0.2 to 0.2‰) for Callytharra Formation(-0.1±0.5‰), Jimba Jimba Calcarenite(-0.1±0.5), Coyrie/Madeline Formations(-0.2±0.4‰), Quinnanie Shale and Cundlego Formation(-0.1±0.4‰), Noonkanbah Formation(0.1±0.5‰), and Hardman Formation(-0.0±0.3‰); and were -0.5 ± 0.7‰ and -0.6± 0.9‰ for Wandagee Formation and Lightjack Formation, respectively. These oxygen isotope values are overall greater than the coeval values reported for low latitude regions and for eastern Australia. These relatively more positive oxygen isotope values are here interpreted to indicate a possible high evaporation condition for the two studied basins in Western Australia during the Permian.. IV.

(6) 誌謝師大的四年碩士班生活裡，感謝這些日子以來在生活上以及研究上提供幫助的師長、朋友以及同學，這篇論文是有你們的支持與鼓勵才得以完成的。感謝我的指導教授米泓生老師，在四年裡的指導與照顧，研究上，我常常不夠細心，但老師總是時時地提醒在我謹慎小心，使得這個研究能順利的完成。謝謝老師。另外，感謝台大地質系魏國彥老師以及學生莊智凱學長，使得研究上的實驗能順利完成。也非常感謝林楳嶺老師和王士偉老師對於論文的建議與指導，使得論文能更加完善。日常生活中，不管是實驗還是課業上的問題都有身邊的朋友和同學幫忙，謝謝研究室夥伴師母、怡美學姊、綉玉、峰榮、怡君、智仁、香儒、鳳儀、昭緯、冠辰、映琁、仲元、桂淑、易芳、雷俊，因為你們的幫忙我的研究生生活才能充實順利。謝謝大學同學、師大的同學、菜七們、二街姊妹、豐中同學及學弟妹們，你們的鼓勵是支持的動力，謝謝你們。最後，感謝父母家人的支持與諒解，永遠成為我的後盾讓我無後顧之憂地專心於研究上。謹以此論文獻給幫助我、照顧我以及關心我的你們。. V.

(7) 目錄頁碼摘要………………………………………………………………...……...……I Abstract. ………………………………………………………………….….III. 致謝 ..…………………………………………………………………..……..V 目錄 ..……………………………………………………………………..….VI 圖目 ..………………………………………………………………………VIII 表目 ..………………………………………………………………...………XI 第一章、緒論 …………………………………………………………...……1 1.1前言………………………………………………………………..…1 1.2碳酸鈣殼體穩定碳氧同位素於古環境之應用…………………..…1 1.3前人研究……………………………………………………………..4 1.4研究目的……………………………………………………………..5 第二章、研究區域及標本 ………………………………………………...…8 2.1研究區域地理………………………………………………………..8 2.2地層與環境…………………………………………………………10 2.3研究標本………………………………………………………...….14 第三章、研究方法 ……………………………………………………...…..16 3.1腕足動物化石薄片製作. ……………………………………..…..16. 3.2透射光與陰極射線顯微鏡……………………………………..…..16 3.3掃描式電子顯微鏡……………………………………………..…..16 3.4穩定碳氧同位素分析………………………………………..……..17 3.5微量元素分析………………………………………………………17 第四章、結果與討論 ……………………………………………………….19 4.1透射光與陰極射線顯微鏡下觀察結果 . …………………………19 VI.

(8) 4.2電子掃描顯微鏡觀察……………………………………………....22 4.3殼體微量元素分析…………………………………………………23 4.4殼體穩定碳氧同位素分析…………………………………………26 4.5碳、氧同位素紀錄 ………………………………………………..28 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意義………………………………………………………………….....32 4.7西澳洲二疊紀中緯度地區季節性變化………………………..…..40 第五章、結論 ……………………………………………………………….44 參考文獻…………………………………………………………………...…45 附錄…………………………………………………………………………...52. VII.

(9) 圖目圖…………………………………………………………………………...頁碼圖1.1現生Rhynchonellina殼體示意圖。A:前端；B:後端。…………………….4. 圖1.2二疊紀時期低緯度地區碳氧同位素紀錄(修改自Grossman et al., 2008； Zeng et al., 2012)。……………………………………………………………...6. 圖1.3高緯度地區與低緯度地區氧同位素紀錄(Korte et al.,2008)。………….7. 圖2.1 現今澳洲地理位置圖，框線部分為本研究所在的盆地Canning盆地與 Carnarvon盆地。………………………………………………………………..8. 圖2.2 二疊紀古地理圖，實心紅點為Canning盆地與Carnarvon盆地，屬於中緯度區域(修改自Ziegler et al., 1997)。………………………………………..9. 圖2.3 二疊紀古地理變化圖，紅點為Canning盆地；綠點為Carnarvon盆地(修改自Korte et al., 2008)。………………………………………………………..9. 圖2.4 西澳洲Canning盆地與Carnarvon盆地二疊紀地層分布圖，黑色星號為採樣的層位(修改自Mory and Haig, 2011; Mory and Hocking, 2011)。……..13. 圖2.5西澳洲二疊紀腕足動物化石。(A)WAU160_Neospirifer sp.； (B)WAU137_Fusispirifer sp.；(C)WAU123_Spiriferella sp.；(D)Trigonotreta sp.；(E)Elivina sp.；(F)Sommeriella sp.。………………………………………15. VIII.

(10) 圖4.1腕足動物殼體在透射光(A)與陰極射線(B)下的結果。(1： WAU101_Fusispirifer sp. ； 2：WAU172_Neospirifer sp. ； 3： WAU063_Elivina sp. ； 4：WAU108_Spiriferella sp.)。p：稜柱層；f：纖維層；GB：生長紋；M：圍岩；NL：不發光殼體；L：發光殼體；NL+L：部分發光殼體。……………………………………………………………….20. 圖4.2薄片在透射光與陰極射線下的結果。(1：WAU063_Elivina sp. ；2： WAU110_Spiriferella sp.)A、C為透射光；B、D為陰極射線。p：稜柱層； GB：生長紋；NL：不發光殼體；L：發光殼體。………………………………..21. 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。..22. 圖4.4西澳洲二疊紀腕足動畫時殼體保存良好之微量元素濃度比較圖。 (A)Na、S平均含量；(B)Mg、Sr平均含量。……………………………………25. 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。…………………27. 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。………………………………………………………………………….....30. 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。………………………………………………………………………….34 IX.

(11) 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。………………………………………………………………………….35. 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。………………………………………………………………………….36. 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)。........38. 圖4.11西澳洲地區腕足動物殼體微量元素與Mii et al., 2012比較圖。……..39. 圖4.12西澳洲二疊腕足動物殼體氧同位素及Mg/Ca季節性變化圖。……...43. X.

(12) 表目表3.1 電子微探針分析各元素的測定時間及最低偵測值。………………..18. 表4.1西澳洲二疊紀平均碳氧同位素紀錄與前人研究。……………………31. 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))。…………….42. XI.

(13) 第一章. 緒論. 1.1 前言為了瞭解目前地球環境上的變化及預測未來環境的改變，除了採用現今的觀測紀錄之外，古環境變遷也是一熱門的議題。在古環境變遷的研究上有許多指標可以告訴我們古環境的紀錄，尤其以碳酸鈣物質最為廣泛應用，如腕足動物殼體(Popp et al., 1986；Mii et al., 1999； Grossman et al., 2008)、軟體動物殼體(Ivany and Runnegar, 2010)、有孔蟲殼體(Spero et al., 2003)等之穩定碳氧同素記錄均可用來推測該生物生活之古環境的變化。利用穩定碳氧同位素可得知當時標本存在的環境，以碳同位素來說，不同水團的混合(Lynch-Stieglitz et al., 1995)、全球碳埋藏量的改變(Grossman et al ., 2008)都會影響碳同位素數值改變。而氧同位素方面，則受到冰川體積的消長、鹽度效應的影響、緯度上的變化而改變氧同位素數值(Anderson and Arthur, 1983； Attendorn and Bowen, 1997；Korte et al., 2008)。 1.2 碳酸鈣殼體穩定碳氧同位素於古環境之應用各種古環境變遷研究的材料中，分析碳酸鈣殼體中的穩定碳氧同位素是常用的研究方法，若海水中碳酸鈣沉積物的碳、氧同位素有與海水達成平衡，則可將當時海水中的同位素訊號記錄下來，Urey et al. (1951) 指出碳酸鈣沉澱時，氧同位素會與周遭水體呈現函數關係，氧同位素會隨著溫度升高而有變小的趨勢。1953 年 Epstein 等人首先發表了利用軟體動物殼體研究的碳酸鈣的氧同位素與溫度轉換方程式，提出了氧同位素為溫度的函數。1969 年 O’Neil 等人測定了無機 1.

(14) 沉澱的方解石結晶與周遭水體的氧同位素數值關係，之後，Grossman and Ku (1986) 建立了霰石的古溫度方程式。Hays 和 Grossman 在 1991 年整理前人研究提出方解石氧同位素轉換溫度方程式，如下： T℃ ＝ 15.7－4.36(δ18Ｏcalcite－δ18Ow,SMOW)＋0.12(δ18Ｏcalcite－ δ18w,SMOW)2。其中，Ｔ為方解石沉澱時的海水溫度；δ18Ocalcite 為方解石相對標準試樣 PDB(Pee Dee Belemnite；現今 V-PDB)的氧同位素數值； δw,SMOW 為周遭水體相對標準 SMOW(Standard Mean Ocean Water；現今 V-SMOW)的氧同位素數值。在推算古溫度的時候，若海水氧同位素數值無法直接測量就必須利用其他方法估算 δ18Ow 的值。海水的氧同位素數值受到冰川效應、蒸發效應等因素所影響，這些因素可以影響海水同位素的變化 (Anderson and Arthur,1983)。當全球冰川體積增加，使得大量的 16O 留在冰層裡，而海洋中 18O 比例增加，δ18O 數值也會變大，所以，當全球冰川體積增大，海洋中的 δ18O 數值也會變大。現今熱帶地區表層海水 δ18O 數值約為 0‰，在前人研究中，冰盛期時，全球海水氧同位素值比現今大 1‰(Shackleton, 1977；Guilderson et al., 1994；Schrag et al., 1996)；若是全球冰川融化，則全球海水氧同位素會比現今小約 1‰(Savin, 1977)。而區域性的海水同位素變化除了冰川融化之外，鹽度效應的影響也是另一因素，當區域環境蒸發作用較為強烈時，海水中較輕的氧同位素較容易進入大氣，使得區域內的海水會含有較高比例重的氧同位素(Anderson and Arthur, 1983)，或是，淡水的注入影響也會使得區域性的海水氧同素數值有變小的現象(Craig and Gordon, 1965)。因此，在利用氧同位素計算古溫度時，這些因素必須被考慮進去。 2.

(15) 生活在海洋中的生物死後殼體被埋藏在沉積物之中，這些沉積物經由壓密、膠結等作用形成沉積岩，沉積岩被抬升後曝露在天水或地下水所影響的環境下，在岩層中的殼體沉積物就有可能受到成岩作用的影響。由於天水帶有較輕的碳氧同位素成分，所以受到天水成岩作用影響的碳酸鈣殼體也會反映出較輕的碳氧同位素訊號(Brand and Veizer, 1980)，所以利用海洋性碳酸鈣作為研究古環境材料時，需先檢驗碳酸鈣殼體是否有受到成岩作用的影響。重建古生代環境的研究中，腕足動物殼體是很好的材料 (Compston, 1960；Lowenstam,1961；Popp et al., 1986；Veizer et al., 1986； Grossman et al., 1991；Brand et al., 2003)。腕足動物為底棲性的海洋無脊椎動物，主要生活在50~200公尺深的海床底上，高緯度至低緯度地區的海域皆有出現(王鈺等人，1966)。腕足動物分為有鉸綱與無鉸綱，無鉸綱由於缺乏鉸合構造所以藉由肌體來連接兩瓣殼；有鉸綱則利用鉸合構造來控制瓣殼的開關。腕足動物殼體主要由兩瓣殼所構成，其中有一瓣殼有肉莖突出，稱之為莖殼(腹殼)，另一則稱為腕殼(背殼)(圖1.1)。古生代的腕足動物大多為有鉸綱的碳酸鈣殼體，主要由低鎂方解石所組成，而殼體結構由外至內依序為第一層薄稜柱層，第二層纖維層，有些種類的腕足動物甚至有第三層稜柱層(Williams, 1968； Grossman et al.,1993)。由於殼體的低鎂方解石組成較不容易受到成岩作用影響，所以當殼體與海水達成平衡，同位素數值可以反映周遭水體的環境訊號，被認為是很好的古環境重建指標(Lowenstam, 1961； Carpenter and Lohmann, 1995；Brand et al., 2003)。. 3.

(16) 圖 1.1 現生 Rhynchonellina 殼體示意圖。A:前端；B:後端。 1.3 前人研究晚古生代時期，從晚石炭紀 Serpukhovian 期至早二疊紀 Sakmarian 期有一大規模冰期，而 Sakmarian 階之後進入了長約 30My 的無冰期(Crowell, 1978；Veevers and Powell, 1987；Isbell et al., 2003)；另 Fielding et al., 2008 觀察二疊紀時期高緯度地區的東澳洲盆地地層，找到地層中有冰川作用的證據，如冰磧石或是由於季節性融冰所形成的滴石(dropstone)，由這些證據定出 P1~P4 四個冰期，，此研究表示在晚古生代時期並非一長期持續冰期模式，而是冰期與間冰期交互存在的氣候現象。在利用腕足動物殼體穩定碳氧同位素的研究上，Grossman et al. (2008)整理了古生代晚期石炭紀到二疊紀的低緯度地區腕足動物殼體穩定碳氧同位素數據(圖 1.2)，其中全球二疊紀時期氧同位素數值介於-4‰~1‰之間，相對美國中部地層的相關研究結果則介於 -4‰~-2‰，但氧同位素在中二疊紀時期的烏拉爾山地區有一 1‰的最大值，認為這些區域上的差異是因為蒸發效應影響導致 δ18O 值變大有關。Zeng et al. (2012)分析了來自烏拉爾山南部 Asselian~Artinskian 階的全岩穩定碳同位素，發現其 δ13C 值比 Grossman et al. (2008)較小， 4.

(17) 此差異可能是由於深海與淺海不同的環境條件所造成的差異(圖 1.2)。其他低緯度地區的研究，如 Korte et al. (2005)利用烏拉爾山、美國中部地區、華南及伊朗等地的腕足動物化石殼體研究，觀察其氧同位素紀錄，發現早二疊紀至中二疊紀時期氧同位素由(-1‰~-3.4‰)逐漸變小，顯示溫度逐漸升高(圖 1.2)。 Korte et al. (2008) 分析東澳洲古緯度較高地區的腕足動物化石氧同位素數值並整理了等前人的研究 Compston (1960)、Lowenstam, (1961)、Morante (1996)，並將其氧同位素變化趨勢與低緯度地區氧同位素數值(Korte et al., 2005)比較，認為在早二疊紀時期，高緯度與低緯度地區有一溫度差異所導致約 2‰~2.5‰的氧同位素差值(圖 1.3)。但 Mii et al. (2012)研究顯示，東澳洲雪梨盆地及 Tasmania 島二疊紀腕足動物化石的氧同位素數值本身隨著時間有 0.25‰冰期-間冰期的震盪，並非 Korte et al. (2008)所報告的一直維持 2‰至 2.5‰的高低緯度差距，但 Korte et al. (2008)的研究，係合併東西澳洲數據在一起討論，忽略了於澳洲大陸上東、西澳洲不同盆地間之區域性差異。 1.4 研究目的在 Korte et al. (2008)的研究中，中緯度區域的西澳洲氧同位素數值皆比高緯度地區的東澳洲來的大，顯示二疊紀時期中緯度西澳洲地區的溫度較更高緯度的東澳洲地區還低，這與一般地表溫度隨著緯度越高則越冷的概念相矛盾，考慮前人研究中腕足動物化石殼體保存良好的篩選工作不同，在前人研究的殼體保存度篩選方法並沒有使用陰極射線顯微鏡觀察殼體，所以本研究藉由陰極射線篩選保存良好的腕足動物化石殼體進行穩定碳氧同位素分析，藉此了解西澳洲地區同位素數值及區域變化的關係，以此釐清古環境上的意義。. 5.

(18) 圖 1.2 二疊紀時期低緯度地區碳氧同位素紀錄(修改自 Korte et al., 2005；Grossman et al., 2008). 6.

(19) 圖 1.3 高緯度地區與低緯度地區氧同位素紀錄(Korte et al.,2008)。 7.

(20) 第二章、研究區域及標本 2.1 研究區域地理本研究腕足動物化石主要由澳洲墨爾本狄肯大學(Deakin University, Melbourne, Australia)的已故教授 Neil W. Archbold 的標本收藏中挑選的，化石是由前澳洲礦物資源局(Australia Brueau of Mineral Resources)人員所採集。採集地分別位於西澳洲的 Canning 盆地與 Carnarvon 盆地。在二疊紀時期，此二盆地均位於中高緯度的位置(圖 2.2)，早二疊紀時期大約在 55~65°S，到了晚二疊紀時期則位於 45~55°S(圖 2.3)。. 圖 2.1 現今澳洲地理位置圖，框線部分為本研究所在的盆地 Canning 盆地與 Carnarvon 盆地。 8.

(21) 圖 2.2 中二疊世古地理圖，實心紅點為 Canning 盆地與 Carnarvon 盆地屬於中緯度區域；藍點為東澳洲雪梨盆地及塔斯曼島屬於高緯度區域(修改自 Ziegler et al., 1997)。. 圖 2.3 二疊紀古地理變化圖，紅點為 Canning 盆地；綠點為 Carnarvon 盆地(修改自 Korte et al., 2008)。. 9.

(22) 2.2 地層與環境西澳洲二疊紀腕足動物化石標本主要採自 Carnarvon 盆地的 Callytharra Formation、Jimba Jimba Calcarenite、Coyrie/Madeline Formation、Quinnanie Shale/Cundlego Formation、Wandagee Formation 與 Canning 盆地的 Noonkanbah Formation、Lightjack Formation、 Hardman Formation (圖 2.4)。 2.2.1 Carnarvon 盆地 Callytharra Formation 主要由含碳及鈣質的粉砂岩及灰屑岩、泥岩、砂質泥岩、少量砂岩所組成。本層也有多樣的生物群及包含有孔蟲、珊瑚、苔蘚蟲、腕足動物、腹足類及雙枚貝類，缺乏菊石及牙形刺(Mory and Haig, 2011) 。但 Callytharra Formation 的年代仍是根據僅有的牙形刺(Nicoll and Metcalfe, 1998)及菊石(Leonva, 1998)所定出的，大約分布在 Late Sakmarian 到 Early Artinskian。沉積為不太受冰川作用影響小的海洋環境；而在含碳質的粉砂岩下部有出現少量黃鐵礦，Dixon and Haig( 2004)認為此一現象指示著當時可能為一缺氧環境。 Jimba Jimba Calcarenite 沉積於 Early Artinskian 主要由含有化石的灰屑岩及灰泥岩和砂岩所組成(Archbold and Shi, 1993)；早先 Condon.(1965)認為 Jimba Jimba Calcarnite 應屬於 Wooramel Group 的層位，但根據岩性及化石物種組成，應相當於 Callytharra Formation 上部的單位(Mory and Backhouse, 1997; Mory and Haig, 2011)。 Byro Group 由老到新包含 Coyrie/Madeline Formation、Mallens Formation、Bulgadoo Shale、Cundlego Formation、Quinnaie Shale、 Wandagee Formation、Nalbia Sandstone 及 Baker Formation，Byro Group 為泥岩與砂岩輪流交替出現的岩相組成，其中，Coyrie/Madeline Formation 及 Quinnanie Shale 主要為泥岩組成；Mallens Formation、 10.

(23) Cundlego Formation、Wandagee Formation 則以砂岩為主。此種交替出現，認為是在淺水相到濱相的海洋環境裡，曾歷經週期性海水面變化的結果(Hocking et al., 1987)。Byro Group 在淺水相沉積層中有豐富的大型海洋性化石，在泥岩相的地層裡則有大量的黏結成塊的有孔蟲。依據孢粉化石研究結果顯示 Byro Group 為 Kungurian 時期(圖 2.4)。 2.2.2 Canning 盆地 Canning 盆地的 Noonkanbah Formation 主要由含有海洋性化石的鈣質及雲母質泥岩，粉砂岩及頁岩伴隨著石灰岩與細到中顆粒的砂岩夾層和少量的礫岩所組成。由孢粉(S. fusus 到 P. sinuosus 帶)及腕足動物(Echinalosia prideri 到 Neochonites (Sommeriella) nalbiaensis 帶)判斷其年代為 Artinskian 到 Kungurian(圖 2.4)。 Liveringa Group 主要由 Lightjack Formation、Condren Sandstone、 Hardman Formation 所組成(圖 2.4)，岩性以砂岩與泥岩伴隨著少量含有化石的石灰岩及薄層煤系為主。細分來看的話 Lightjack Formation 為一淺海環境，岩性主要為含有化石的粉砂岩而在靠近底部位置有鮞狀的結核(Playford et al., 1975)，而在 Lightjack Formation 中腕足動物有 Neochonites (Sommeriella) afanasyevae 所以年代的下界可以定為 Kungurian，從孢粉帶來看，Lightjack Fm 介於 Microbaculispora villosa 到 Dulhuntispora parvithola 帶，所以 Lightjack Formation 年代定為最晚 Kungurian 到 Capitanian(Mory and Hocking, 2011)。 Condren Sandstone 為非海洋的環境，本次研究中也沒有標本採自此層。Hardman Formation，年代為 Wuchiapingian，主要由含有化石的雲母質砂岩、粉砂岩、泥岩、石灰岩、礫岩所組成，普遍因為受到風化而呈現赤褐色，環境為淺海環境。在 Hardman Formation 裡可以分出三個段由下至上為 Kirby Range Member，Hicks Range Member 11.

(24) 以及 Cherrburn Member。Kirby Range Member，由於缺乏指標化石所以年代是較不確定的；Hicks Range Member 主要是碎屑岩組成也同樣缺少化石；Cherrburn Member 是 Canning 盆地最晚的海洋環境有多元的海洋化石，包含有腕足動物 Waagenoconcha (Wimanoconcha) imperfecta 和稀少的菊石 Cyclobus persulcatus(Glenister et al., 1990)(圖 2.4)。. 12.

(25) 圖 2.4 西澳洲 Canning 盆地與 Carnarvon 盆地二疊紀地層分布圖，黑色星號為採樣的層位(修改自 Mory and Haig, 2011; Mory and Hocking, 2011)。 13.

(26) 2.3 研究標本本次研究共挑選了 112 隻二疊紀腕足動物化石並做成薄片分析。包含 Neospiriferella sp.、Fusispiriferella sp.、Trigonotreta sp.、Spiriferella sp.、Elivina sp.、Costatispirifer sp.、Crasispirifer sp.、Cyrtella sp.、 Sommeriella sp.以及 Strophalosia sp；其中，Spiriferella sp.的數量最多；但在所有分析殼體中，以 Spiriferella sp.與 Elivina sp.保存較好，所以本研究利用了這兩種種屬也進行了季節性的分析。. 14.

(27) 圖 2.5 西澳洲二疊紀腕足動物化石。(A)WAU160_Neospirifer sp.； (B)WAU137_Fusispirifer sp.；(C)WAU125_Spiriferella sp.；(D) WAU059_Trigonotreta sp.；(E) WAU057_Elivina sp.；(F) WAU021_Sommeriella sp.。. 15.

(28) 第三章、研究方法 3.1 腕足動物化石薄片製作挑選每個層位每種種屬中保存良好的腕足動物化石，將殼體表面清理乾淨後，進行標本拍照。使用 Buehler Epoxieure 樹脂與硬化劑以 5:1 的比例調配均勻，之後放置於真空器皿中抽取真空約 5 分鐘。樹脂倒入裝有標本的盒子中使其固定，每次依序倒入 0.5~1 公分以不超過 1 公分為原則直至欲切割面上 0.5 公分，每次灌膠後須靜置 24 小時使其完全凝固。固定的標本自喙部開始沿最長殼長切開。將欲貼面及玻璃薄片以 600mesh 的金鋼砂磨平，再使用樹脂黏合。將黏貼好的薄片取適當厚度切開，之後依序用 600、1000mesh 的金鋼砂模平至透光的厚度，最後以 1.0、0.3μm 的氧化鋁粉拋光薄片。 3.2 透射光與陰極射線顯微鏡篩選標本保存良好的化石殼體在透射光顯微鏡下可以明顯觀察出其微細構造，而在陰極射線顯微鏡下會呈現不發光狀態(Popp et al., 1986)。殼體若是有受到成岩作用影響，其晶格內的 Ca2+會被 Mn2+與 Fe2+元素取代，而通常天水所含有的 Mn2+與 Fe2+元素會較海水的含量高 (Brand and Veizer, 1980)，所以受到成岩作用影響的碳酸鈣殼體 Mn2+ 及 Fe2+元素會增加。而保存不良的碳酸鈣殼體在透射光下會無法辨認出殼體構造且在陰極射線顯微鏡下會因為 Mn2+的富集(>100ppm)而發出橘紅色的光，另外，Fe2+也會影響碳酸鈣殼體在陰極射線顯微鏡下的觀察，Fe2+的增加會抑制成岩作用的發光現象(Meyers, 1974； Pierson, 1981；Frank et al., 1982)。將製作完成的殼體薄片於透射光顯微鏡觀察微細構造後，再以 CAMBRIDRE CLmk3A 產生陰極射線照射標本(條件設定為 7.0~8,5kv; 250μA)，觀察標本的發光現象。. 16.

(29) 3.3 掃描式電子顯微鏡本研究使用國立台灣大學地質科學系微體古生物研究室之 HITACHI S-2400 掃描式電子顯微鏡，進一步觀察標本之微細構造。挑選保存良好及保存度差的殼體進行對照觀察，使用碳膠帶固定標本接著鍍上鉑幫助導電，觀察保存良好之微細構造及保存度差的殼體之間的差異，並截取影像作為判斷保存度的依據。 3.4 穩定碳氧同位素分析將腕足動物化石薄片置於 Micro mill 顯微鏡下，對照透射光及陰極射線顯微鏡下所拍攝的照片，使用 0.5mm 的不鏽鋼鑽頭在殼體不發光(NL)、些微發光(NL+L；取樣面積中 NL>50%)、發光(L)的部分進行微鑽微取樣，取樣量大約 0.2~0.3mg，並裝於分析瓶中。將分析瓶置於 Gilson 自動分析儀(Multicarb Sample Preparation System)內，與 100%的正磷酸於 90°C 真空中反應，磷酸與碳酸鈣反應後產生的 CO2 氣體，以超微氣相比例質譜儀(Micromass IsoPrime Isotope Ratio Mass Spectrometer)進行穩定碳氧同位素分析。實驗分析是使用國際標準樣品 NBS-19(δ13C‰=1.95‰；δ18O‰=-2.20‰)作為實驗校正標準樣品，以 V-PDB 表示，儀器分析穩定碳氧同位素的精確度分別為 0.03‰；0.06‰ (N=201)。 3.5 元素組成分析由於殼體中若 Mn2+含量過多會促使殼體在陰極射線下發光，但假若同時 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否真的保存良好不受成岩作用影響，或是因為鐵離子含量過多而導致的抑制發光現象，所以挑選了部分不發光的殼體作元素組成的分析。. 17.

(30) 元素組成分析主要是使用電子微探針(Electron Probe Micro-Analysis；EPMA)進行分析。本研究元素組成分析實驗是委託美國德州農工大學地質組與地球物理學系(Department of Geology and Geophysics, Texas A&M University)使用 Cameca SX50 電子微探針 (50nA；15Kv；ψ30μm)進行實驗分析，主要分析元素為 Si、Al、Ca、 S、Sr、Mn、Fe、Na、Mg，其中 Mn 與 Fe 的含量可以用來作天水成岩作用的指標；Si 與 Al 可以判斷矽化的程度。各元素的測定時間與偵測極限如表 3.1 所示。表 3.1 電子微探針分析各元素的測定時間及最低偵測值。微量元素 Ca Mg Na Sr S Fe Mn Al Si. 測定時間(秒) 20 120 120 60 60 70 70 20 20. 最低偵測極值 ppm 220 50 70 310 80 190 190 90 100. 18. mmol/mol 0.2 0.3 0.3 0.2 0.3 0.3 0.3 0.3.

(31) 第四章、結果與討論 4.1 透射光與陰極射線顯微鏡下觀察結果本次研究所用的化石標本外觀來說皆保存良好無破壞跡象。將腕足動物化石標本製作成 112 片薄片，共計有 Carnarvon 盆地 95 片； Canning 盆地 17 片。在透射光下大部分的殼體，不論殼厚與否殼體的微細構造保存狀態良好，皆有明顯的微細構造，只有少部分或殼體的部分區域較不明顯，這些在透射光下無法顯示清楚微細構造的殼體，在陰極射線下呈現有發光的現象，認為可能有受到成岩作用的影響，判斷其為保存不好的殼體，其同位素訊號無法反映出古環境的現象。在陰極射線下，保存良好的殼體會呈現不發光的現象(NL)，而保存不好的殼體則會發橘光(L)，另外將部分發光的現象(NL+L)也做了分析 (圖 4.1)。殼體在陰極射線下，發光現象(L)較明顯的部位主要是沿著殼體邊緣或是殼體中有裂隙的部分，部分殼體也偶有細微的絲狀發光，其他部分的殼體大部分呈現不發光現象(圖 4.2)。由以上觀察認為本研究使用的腕足動化石殼體只有局部受到成岩作用，大部分的標本在透射光下有明顯的微細構造，在陰極射線下為不發光的殼體，所以判斷為保存良好的殼體。. 19.

(32) 圖 4.1 腕足動物殼體在透射光(A)與陰極射線(B)下的結果。(1： WAU101_Fusispirifer sp. ； 2：WAU172_Neospirifer sp. ； 3： WAU063_Elivina sp. ； 4：WAU108_Spiriferella sp.)。P：稜柱層；F：纖維層；GB：生長紋；M：圍岩；NL：不發光殼體； L：發光殼體；NL+L：部分發光殼體。 20.

(33) 圖 4.2 薄片在透射光與陰極射線下的結果。(1：WAU063_Elivina sp. ；2： WAU110_Spiriferella sp.)A、C 為透射光拍照；B、D 為陰極射線照射拍照。 p：稜柱層；GB：生長紋；NL：不發光殼體；L：發光殼體。 21.

(34) 4.2 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。 22.

(35) 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物化石殼體的元素組成分析，進一步加以確定殼體中的化學元素含量是否受到成岩作用影響。元素組成分析實驗總共挑選了 9 個殼體標本總共進行 185 個分析點；其中，不發光的分析點有 114 個，發光殼體分析點為 49 個，部分發光有 14 個以及 8 個圍岩分析點。實驗主要進行測定殼體中的 Si、 Al、Ca、S、Sr、Mn、Fe、Na、Mg 等元素的含量，並且將各元素的含量相對 Ca 含量換算，且以 mmol/mol 為單位進行比較。在腕足殼體不發光的 114 個分析點中，皆無 Si/Ca 值大於偵測極限 (0.3mmol/mol)，代表殼體未受到矽化作用，一般來說當殼體受到矽化作用影響時，Ca 的含量會相對地降低而導致其他元素含量相對增高，或認為異常，造成錯誤判斷，所以必須先將有受到矽化作用影響的殼體數據給排除。電子微探針進行元素組成分析實驗的偵測 Fe/Ca 與 Mn/Ca 的極限均為(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 23.

(36) 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)。. 24.

(37) 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。 25.

(38) 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。. 26.

(39) 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。. 27.

(40) 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)， 28.

(41) 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。. 29.

(42) 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。 30.

(43) 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). δ13C±σ‰(n). δ18O±σ‰ (n). δ13C±σ‰(n). δ18O±σ‰ (n). HF. 4.83±0.34 (3). -0.02±0.24(3). 5.00±5.00(1). -2.60±-2.60(1). 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). WF. 4.15±0.66 (9). -0.51±0.67(9). 2.97±0.40(3). -0.50±0.10(3). Qsh. 4.88±0.55 (5). -0.09±0.35(5). C&MF. 4.65±0.77(10). -0.17±0.39(10). 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). 31. Lowenstam(1961). Korte et al. (2008). δ13C±σ‰(n) δ18O±σ‰(n). δ13C±σ‰(n) δ18O±σ‰ (n). -0.93±0.73(4). 5.07±0.30(2). -0.40±0.31(2). 3.78±0.09(3). -0.55±0.24(3). 4.05±1.21(9). -0.38±0.70(9). 4.27±0.21(4). -1.24±0.14(4). 3.88±0.79(4). -0.38±0.81(4).

(44) 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意義將 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 32.

(45) 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。. 33.

(46) 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。 34.

(47) 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。 35.

(48) A B. 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。 36.

(49) 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。. 37.

(50) 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) 38.

(51) 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。 39.

(52) 4.7 西澳洲二疊紀中緯度地區季節性變化為了瞭解二疊紀中緯度西澳洲地區的季節性變化反應在同位素的變化及微量元素上的影響，我們挑選了 9 隻 Spiriferella sp.、2 隻 Elivina sp.進行季節性變化的分析。利用殼體中保存良好的部分沿著生長方向進行取樣分析，分析結果如圖 4.13，西澳洲碳同位素數值在 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 40.

(53) 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。. 41.

(54) 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))。 Sample. CF. Minδ18O (‰) WAU042 -0.34. Maxδ18O (‰) 0.46. CF. WAU043 -0.35. 0.64. CF. WAU044 -1.16. 0.29. CF. WAU063 -0.34. 0.12. CF. WAU064 0.17. 0.54. FM. C&MF WAU105 -0.21. 0.21. C&MF WAU106 -0.08. 0.33. C&MF WAU107 -0.54. 0.3. C&MF WAU108 0.13. 0.42. C&MF WAU109 -0.39. 0.09. C&MF WAU110 -0.72. 0.69. |Δ18O | ΔT℃ 0.8 3.7 0.99 4.6 1.45 6.5 0.46 2.1 0.37 1.7 0.42 1.9 0.41 1.9 0.84 3.8 0.29 1.4 0.48 2.2 1.41 6.5. 42. MinMg/Ca Max Mg/Ca (mmol/mol) (mmol/mol) 1.1 3.0. |ΔMg/Ca| ΔT℃ 1.9 2.7. 0.9. 2.1. 1.0. 3.6. 1.2 1.7 2.6 3.8. 0.6. 1.7. 1.7. 2.6. 1.1 1.5 0.9 1.3.

(55) 圖 4.12 西澳洲二疊腕足動物殼體氧同位素及 Mg/Ca 季節性變化圖。. 43.

(56) 第五章、結論雖然在西澳洲二疊紀時期的腕足動物化石所採樣的層位並沒有詳細精確的資訊，不過還是利用保存良好的殼體部分重建了二疊紀時期西澳洲的穩定碳氧同位素紀錄。西澳洲的保存良好的殼體平均碳同位素紀錄與盤古大陸東邊的烏拉爾山紀錄有相似的變化，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。在二疊紀時期，西澳洲地區氧同位素數值訊號皆顯示比同時期低緯度區域(美國、烏拉爾山)及高緯度地區(東澳洲)有較大的訊號，暗示著當時候 Carnarvon 盆地與 Canning 盆地為蒸發作用較旺盛的區域，使得在當時 Carnarvon 盆地與 Canning 盆地為海水鹽度較高的環境。. 44.

(57) 參考文獻王鈺、金鈺玕、方大衛編，1966，腕足動物化石，科學出版社，共 702 頁。 Anderson, T. F., and Arthur, M. A., 1983, Stable isotopes of oxygen and carbon and their application to sedimentologic and paleoenvironmental problems, in Arthur, M. A., Anderson, T. F., Kaplan, I. R., Veizer, J., and Land, L. Sl., eds, Stable isotopes in sedimentary geology: SEPM short Course, no. 10, p. 1-151. Archbold, N.W., Shi, G.R., 1993, Aktastinian (Early Artinskian, Early Permian) 455 brachiopods from the Jimba Jimba Calcarenite, Carnarvon Basin, Western Australia. Proceedings of Royal Society of Victoria 105, 187-202. Attendorn, H. G., and Bowen, R. N. C., 1997, Radioactive and Stable Isotope Geology: Chapman & Hall, London, 522p. Brand, U., and Veizer, J., 1980, Chemical diagenesis of a multi-component carbonate system-1. Trace elements: Journal of Sedimentary Petrology 50, p. 1219-1236. Brand, U., Logan, A., Hiller, N., and Richardson, J., 2003, Geochemistry of modern brachiopods: applications and implications for oceanography and paleoceanography: Chemical Geology, v. 198, p. 305-334. Carpenter, S. J., and Lohmann, K. C., 1995, δ18O and δ13C values of modern brachiopod shells: Geochimica et Cosmochimica Acta, v. 59, no. 18, p. 3749-3764. Compston, W., 1960, The carbon isotopic composition of certain marine invertebrates and coals from the Australian Permian. Geochim. Cosmochim. Acta 18, 1-22. Condon, M.A., 1965, The geology of the Carnarvon Basin, Western Australia. Part 1: Pre-Permian stratigraphy: Australia Bureau of Mineral Resources 77, 82p. Craig, H., and Gordon, L. I., 1965, Isotopic oceanography; deuterium and oxygen 18 variations in the ocean and the marine atmosphere, in Symposium on marine geochemistry, 1964. Occasional Pubblication 45.

(58) Narragansett Marine Laboratory, University of Rhode Island, 277-234. Crowell, J. C., 1978, Gondwanan glaciation, cyclothems, continental positioning, and climate change: American Journal of Science, v. 278, no. 10, p. 1345-1372. Dixon, M and Haig, DW 2004, Foraminifera and their habitats within a cool-water carbonate succession following glaciation, Early Permian (Sakmarian), Western Australia: The Journal of Foraminiferal Research 34, p.308-324. Epstein, S., and Mayeda, T., 1953, Variation of O18 content of water from natural sources: Geochimica et Cosmochimica Acta, v.4, p. 213-224. Fielding, C, R., Frank, T. D., Birgenheier, L. P., Rygel, M. C., Jones, A. T., and Roberts, J., 2008, Stratigraphic imprint of the Late Paleozoic Ice Age in eastern Australia: a record of alternating glacial and nonglacial climate regime: Journal of the Geological Society, London, v.165, p. 129–140. Fluteau, F., Besse, J., Broutin, J. & Ramstein, G., 2001. The Late Permian climate. What can be inferred from climate modelling concerning Pangea scenarios and Hercynian range altitude? Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 167, p. 39-71. Frank, J. R., Carpenter, A. B., and Ogleshy, T.W., 1982, Cathodoluminescence and composition of calcite cement in the Taum Sauk Limestone (upper Cambrian), southeast Missouri: Journal of Sedimentary Petrology, v.52, p. 631-638. Gibbs, M. T., McAllister, P., Kutzbach, J. E., Ziegler, A. M., Behling, P. J. & Rowley, D. B., 2002. Simulations of Permian Climate and Comparisons with Climate - Sensitive Sediments. Journal of Geology 110, p. 33-55. Grossman, E. L., and Ku T-L., 1986, Oxygen and carbon isotope fractionation in biogenic aragonite: temperature effects: Chemical Geology. (Isotope Geosciences Section) v. 59, p. 59–74. Grossman, E. L., Zhang C., and Yancey, T.E., 1991, Stable-isotope stratigraphy of brachiopods from Pennsylvanian shales in Texas: Geological Society of America Bulletin, v. 103, p. 953-965. 46.

(59) Grossman, E. L., Mii, H. S., and Yancey, T. E., 1993, Stable isotopes in Late Pennsylvanian brachiopods from the United States: Implications for Carboniferous paleoceanography: Geological Society of America Bulletin, v.105, p. 1284-1296. Grossman, E. L., Yancey, T. E., Jones, T. E., Bruckschen, P., Chuvashov, B., Mazzullo, S. J., and Mii, H. S., 2008, Glaciation, aridification, and carbon sequestration in the Permo-Carboniferous: The isotopic record from low latitudes: Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, v.268, p. 222-233. Guilderson, T. P., Fairbanks, R. G., and Rubenstone, J. L., 1994, Tropical temperature variations since 20,000 years ago; modulating interhemispheric climate change: Science, v. 263, no. 5147, p. 663-665. Hays, P. D., and Grossman, E. L., 1991, Oxygen isotope in meteoric calcite cements as indicators of continental climate: Geology, v.19, p. 441-444. Habermann, D., Neuser, R.D., and Richter, D.K., 1996, Ree-activated cathodoluminescence of calcite and dolomite:High Resolution Spectrometric analysis of CL emission (HRS-CL): Sediment.Geol., v. 101, p. 1-7. Haig, D. W., 2003, Palaeobathymetric zonation of foraminifera from lower Permian shale deposits of a high-latitude southern interior sea. Marine Micropaleontology 49,p. 317-334. Isbell, J.L., Miller, M.F., Wolfe, K.L. & Lenaker, P.A. 2003. Timing of late Paleozoic glaciation in Gondwana: Was glaciation responsible for the development of northern hemisphere cyclothems? In: Chan, M.A. & Archer, A.A. (eds) Extreme Depositional Environments: Mega End Members in Geologic Time. Geological Society of America, Special Papers, 370, p. 5–24. Ivany, L.C., and Runnegar, B., 2010, Early Permian seasonality from bivalve δ18O and implications for the oxygen isotopic composition of seawater: Geology, v.38, p. 1027-1030. Jones, A. T., Frank, T. D., Fielding, C. R., 2006, Cold climate in the eastern Australian mid to late Permian may reflect cold upwelling waters: Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology v.237, p. 47.

(60) 370–377. Kiehl, J.T., and Shields, C.A., 2005, Climate simulation of the latest Permian: Implications for mass extinction: Geology, v. 33, p. 757-760. Korte, C., Jasper, T., Kozur, H. W., Veizer, J., 2005a, δ18O and δ13C of Permian brachiopods: A record of seawater evolution and continental glaciations: Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology v.224, p. 333– 351. Korte, C., Jones, P. J., Brand, U., Mertmann, D., Veizer, J., 2008, Oxygen isotope values from high-latitudes: Clues for Permian sea-surface temperature gradients and Late Palaeozoic deglaciation: Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology v.269, p. 1–16. Kutzbach, J.E., Ziegler, A.M., 1994, Simulation of Late Permian climate and biomes with an atmosphere-ocean model: Comparisons with observations, in Allen, J.R.L., Hoskins, B.J., Sellwood, B.W., Spicer, R.A., Valdes, P.J. (eds.), Palaeoclimates and their modeling: London, Chapman and Hall, p. 119–132. Leonova, T.B., 1998, Permian ammonoids of Russia and Australia: Proceedings of the Royal Society of Victoria 110, p. 157-162. Lever, H., 2004, Climate change and cyclic sedimentation in the Mid-Late Permian Kennedy Group, Carnarvon Basin, Western Australia. Gondwana Research 7, p. 135-142. Lowenstam, H. A., 1961, Mineralogy, O18/O16 ratios, and strontium and magnesium contents of recent and fossil brachiopods and their bearing on the history of the oceans: Journal of Geology, v. 69, no. 3, p. 241-260. Meyers, W. J., 1974, Carbonate cement stratigraphy of the Lake Valley Formation (Mississippian), Sacramento Mountains, New Mexico: Journal of Sedimentary Petrology, v. 44, p. 837-861. Mii, H. S., Grossman, E. L., and Yancey, T. E., 1999, Carboniferous isotope stratigraphies of North America: Implications for Carboniferous paleoceanography and Mississippian glaciation: Geological Society of America Bulletin, v. 111, no. 7, p. 960-973. 48.

(61) Mii, H.S., Shi, G.R., Cheng, C.J., and Chen, Y.U., 2012, Permian Gondwanaland paleoenvironment inferred from carbon and oxygen isotope records of brachiopod fossils from Sydney Basin, southeast Australia: Chemical Geology, v. 291, p. 87-103. Mory, A.J., Backhouse, J., 1997, Permian stratigraphy and palynology of the Carnarvon Basin, Western Australia: Geological Survey of Western Australia, Report 51, 46p. Mory, A.J., Haig, D.W. (compilers) 2011, Permian–Carboniferous geology of the northern Perth and southern Carnarvon basins, Western Australia — a field guide: Geological Survey of Western Australia. Record 2011/14, 65p. Mory, A.J., Hocking, R.M. (compilers) 2011, Permian, Carboniferous and Upper Devonian geology of the northern Canning basin, Western Australia — a field guide: Geological Survey of Western Australia. Record 2011/16, 36p. Nicoll, R.S., Metcalfe, I., 1998, Early and Middle Permian conodonts from the Canning and Southern Carnarvon Basins, Western Australia: their implications for regional biogeography and palaeoclimatology: Proceedings of the Royal Society of Victoria 110, p. 419-461. O'Neil, J. R., Clayton, R. N., and Mayeda, T. K., 1969, Oxygen isotope fractionation in divalent metal carbonates: The Journal of Chemical Physics, v. 51, no. 12, p. 5547-5558. Pérez-Huerta, A., Cusack, M., Jeffries, T. E., Williams, C. T., 2008, High resolution distribution of magnesium and strontium and the evaluation of Mg/Ca thermometry in Recent brachiopod shells. Chemical Geology 247, p. 229-241. Pierson, B. J., 1981, The control of cathodoluminescence in dolomite by iron and manganese: Sedimentology, v. 28, p. 601-610. Playford, P.E, Cope, R.N., Low, G.H., Cockbain, A.E., Lowry, D.C., 1975, Canning Basin, in Geology of Western Australia: Geological Survey of Western Australia Memoir 2, p. 319-371. Popp, B.N., Anderson, T.F., Sandberg, P.A., 1986, Brachiopods as indicators of original isotopic compositions in some Paleozoic 49.

(62) limestones. Geol. Soc. Amer. Bull. 97, p. 1262–1269. Savin, S. M., 1977, The history the Earth's surface temperature during the past 100 million year: Annual Review of Earth and Planetary Sciences, v.5, p. 319-355. Schrag, D. P., Hampt, G., and Murray, D. W., 1996, Pore fluid constraints on the temperature and oxygen isotopic composition of the glacial ocean: Science, v. 272, no. 5270, p. 1930-1932. Scotese, C. R., Boucot, A.J., and McKerrow, W. S., 1999, Gondwana palaeogeography and palaeoclimatology: Journal of African Earth Scince, v. 28, no. 1, p. 99-114. Shackleton, N. J., and Opdyke, N., 1977, oxygen isotope and paleomagnetic stratigraphy of equatorial Pacific core V28-238: Oxygen isotope temperatures and ice volumes on a 105 year and 106 year scale: Quaternary Research, v.3, p. 39-55. Spero, H.J., Mielke, K.M., Kalve, E.M., Lra, D.W., and Pak, D.K., 2003, Multisoecies approach to reconstructing eastern equatorial Pacific thermocline hydrography guring the past 360 kyr: Paleoceanography, v. 18, p. 1022. Urey, H. C., Lowenstam, H. A., Epstein, S., and McKinney, C. R., 1951, Measurement of paleotemperatures and temperatures of the Upper Cretaceous of England, Denmark, and southeast United States: Geological Society of America Bulletin, v. 62, p. 399-416. Veizer, J., Fritz, P., and Jones, B., 1986, Geochemistry of brachiopods, oxygen and carbon isotopic records of Paleozoic oceans: Geochimica et Cosmochimica Acta, v. 50, no. 8, p. 1679-1696. Veevers, J. J., and Powell, M., 1987, Late Paleozoic glacial episodes in Gondwanaland reflected in transgressive-regressive depositional sequences in Euramerica, Geological Society of America Bulletin, v. 98, no. 4, p. 475-487. Williams, A., 1968, Evolution of the shell structure of articulate brachiopods: Palaeontological Association of London Special Papers in Paleontology, no. 2, 55p. Zeng, J., Cao, C.Q., Davydov, V.I., Shen, S.Z., 2012. Carbon isotope 50.

(63) chemostratigraphy and implications of palaeoclimatic changes during the Cisuralian (Early Permian) in the southern Urals, Russia. Gondwana Research 21, p. 601-610. Ziegler, A.M., Hulver, M.L., Roeley, D.B., 1997. Permian world topography and climate, in Martini, I.P. (Ed.), Late Glacial and Postglacial Environmental Changes—Quaternary, Carboniferous– Permian and Proterozoic. Oxford Univ. Press, New York, p. 111– 146.. 51.

(64) 附錄一、西澳洲腕足動物化石殼體穩定碳氧同位素 δ13C(‰) δ18O(‰). Sample. Analytical label. genus. Formation. WAU187. WAU187L1. 4.60. -0.29. Neospirifer. Callytharra Formation. WAU187. WAU187NL1. 4.90. 1.88. Neospirifer. Callytharra Formation. WAU187. WAU187NL2. 5.29. 1.51. Neospirifer. Callytharra Formation. WAU183. WAU183L1. 6.03. 0.05. Fusispirifer. Hardman Formation. WAU179. WAU179L1. 1.78. -2.97. Fusispirifer. Hardman Formation. WAU178. WAU178NL1. 5.02. 0.20. Fusispirifer. Hardman Formation. WAU178. WAU178NL2. 4.80. 0.03. Fusispirifer. Hardman Formation. WAU178. WAU178L1. 1.96. -3.33. Fusispirifer. Hardman Formation. WAU178. WAU178L2. 2.44. -2.95. Fusispirifer. Hardman Formation. WAU177. WAU177NL1. 4.60. 0.09. Fusispirifer. Hardman Formation. WAU177. WAU177NL2. 5.66. -0.67. Fusispirifer. Hardman Formation. WAU177. WAU177L1. 2.85. -1.52. Fusispirifer. Hardman Formation. WAU177. WAU177L2. 3.53. -1.17. Fusispirifer. Hardman Formation. WAU176. WAU176NL+L1. 2.76. -1.45. Fusispirifer. Hardman Formation. WAU175. WAU175L1. 0.25. -2.65. Fusispirifer. Hardman Formation. WAU175. WAU175NL1. 4.19. -0.14. Fusispirifer. Hardman Formation. WAU175. WAU175NL2. 4.73. 0.38. Fusispirifer. Hardman Formation. WAU174. WAU174NL+L1. 5.66. -0.78. Costatispirifer. Lightjack Formation. WAU174. WAU174NL1. 5.55. -1.24. Costatispirifer. Lightjack Formation. WAU173. WAU173NL1. 5.37. -0.36. Costatispirifer. Lightjack Formation. WAU173. WAU173NL2. 5.27. 0.23. Costatispirifer. Lightjack Formation. WAU173. WAU173NL3. 5.12. 0.07. Costatispirifer. Lightjack Formation. WAU173. WAU173L1. 5.13. -0.15. Costatispirifer. Lightjack Formation. WAU172. WAU172NL1. 4.70. -0.50. Neospirifer. Noonkanbah Formation. WAU172. WAU172NL2. 4.52. -0.49. Neospirifer. Noonkanbah Formation. WAU171. WAU171NL1. 4.75. 0.00. Fusispirifer. Noonkanbah Formation. WAU171. WAU171NL2. 4.60. -0.01. Fusispirifer. Noonkanbah Formation. WAU170. WAU170NL1. 6.64. 0.43. Neospirifer. Noonkanbah Formation. WAU170. WAU170NL2. 6.89. 0.20. Neospirifer. Noonkanbah Formation. WAU169. WAU169L1. -4.42. -5.75. Neospirifer. Noonkanbah Formation. WAU167. WAU167L1. 4.86. -0.31. Strophalosia. Noonkanbah Formation. WAU167. WAU167L2. 5.08. -0.45. Strophalosia. Noonkanbah Formation. WAU166. WAU166L1. 4.91. 0.05. Strophalosia. Noonkanbah Formation. WAU166. WAU166L2. 4.76. -0.03. Strophalosia. Noonkanbah Formation. WAU165. WAU165NL1. 5.80. 0.42. Fusispirifer. Noonkanbah Formation. WAU165. WAU165NL2. 6.02. 0.34. Fusispirifer. Noonkanbah Formation. WAU164. WAU164L1. 1.77. -3.32. Fusispirifer. Noonkanbah Formation. 52.

(65) WAU164. WAU164NL1. 5.01. 0.82. Fusispirifer. Noonkanbah Formation. WAU163. WAU163NL1. 3.44. 0.06. Crassispirifer. Noonkanbah Formation. WAU163. WAU163NL2. 3.95. -0.35. Crassispirifer. Noonkanbah Formation. WAU161. WAU161NL1. 2.58. -0.99. Neospirifer. Wandagee Formation. WAU161. WAU161NL2. 3.20. -0.66. Neospirifer. Wandagee Formation. WAU159. WAU159NL+L1. 3.36. -0.30. Trigonotreta. Wandagee Formation. WAU159. WAU159NL+L2. 3.71. -0.59. Trigonotreta. Wandagee Formation. WAU158. WAU158L1. 3.68. 0.62. Trigonotreta. Wandagee Formation. WAU158. WAU158L2. 4.06. 0.19. Trigonotreta. Wandagee Formation. WAU157. WAU157NL1. 4.34. 0.20. Trigonotreta. Wandagee Formation. WAU157. WAU157NL2. 4.15. 0.34. Trigonotreta. Wandagee Formation. WAU157. WAU157L1. 4.00. 0.41. Trigonotreta. Wandagee Formation. WAU157. WAU157L2. 4.56. 0.48. Trigonotreta. Wandagee Formation. WAU156. WAU156NL1. 4.16. 0.72. Trigonotreta. Wandagee Formation. WAU156. WAU156NL2. 4.18. 0.41. Trigonotreta. Wandagee Formation. WAU155. WAU155NL1. 5.47. -0.22. Neospirifer. Wandagee Formation. WAU155. WAU155NL2. 5.10. 0.36. Neospirifer. Wandagee Formation. WAU154. WAU154NL1. 3.52. -1.09. Spiriferella. Wandagee Formation. WAU154. WAU154NL2. 3.93. -0.98. Spiriferella. Wandagee Formation. WAU153. WAU153NL1. 4.25. -2.26. Spiriferella. Wandagee Formation. WAU153. WAU153NL2. 3.89. -0.75. Spiriferella. Wandagee Formation. WAU152. WAU152NL1. 4.30. -0.89. Spiriferella. Wandagee Formation. WAU152. WAU152NL2. 4.47. -0.68. Spiriferella. Wandagee Formation. WAU151. WAU151NL1. 4.62. -0.63. Spiriferella. Wandagee Formation. WAU151. WAU151NL2. 4.81. -0.63. Spiriferella. Wandagee Formation. WAU151. WAU151NL+L1. 4.53. -0.49. Spiriferella. Wandagee Formation. WAU151. WAU151NL+L2. 4.24. -0.74. Spiriferella. Wandagee Formation. WAU150. WAU150L1. 3.25. -1.19. Spiriferella. Wandagee Formation. WAU150. WAU150L2. 2.62. -1.12. Spiriferella. Wandagee Formation. WAU150. WAU150NL+L1. 4.26. -1.13. Spiriferella. Wandagee Formation. WAU150. WAU150NL+L2. 4.31. -1.31. Spiriferella. Wandagee Formation. WAU149. WAU149NL1. 4.01. -0.67. Spiriferella. Wandagee Formation. WAU149. WAU149NL2. 3.75. -0.83. Spiriferella. Wandagee Formation. WAU148. WAU148L1. 7.05. -0.43. Neospirifer. WAU140. WAU140L1. 5.34. -0.31. Fusispirifer. WAU139. WAU139L1. 3.78. -0.27. Fusispirifer. WAU139. WAU139L2. 4.30. -0.60. Fusispirifer. WAU138. WAU138NL+L1. 5.02. -0.22. Fusispirifer. WAU138. WAU138NL+L2. 5.02. -0.27. Fusispirifer. Wandagee Formation *Quinnanie Shale Cundlego Formation *Quinnanie Shale Cundlego Formation *Quinnanie Shale Cundlego Formation *Quinnanie Shale Cundlego Formation *Quinnanie Shale Cundlego Formation. 53.