上揚(yáng)子北緣晚二疊世吳家坪期海洋氧化還原環(huán)境重建

關(guān)鍵詞 晚二疊世；Ce異常；海洋缺氧；生物復(fù)蘇；上揚(yáng)子

第一作者簡(jiǎn)介 雍茹男，女，1999年出生，碩士研究生，地質(zhì)學(xué)，E-mail： yongrunan@stu.cdut.edu.cn

通信作者 孫詩(shī)，男，研究員，碩士生導(dǎo)師，沉積學(xué)，E-mail： sstopwin@163.com

中圖分類號(hào) P512.2 P534.46 文獻(xiàn)標(biāo)志碼 A

0引言

晚二疊世是地球歷史中的一個(gè)關(guān)鍵轉(zhuǎn)折時(shí)期，見證了一系列重大生物—環(huán)境地質(zhì)事件：泛大陸的裂解[1?2]，晚古生代冰期的結(jié)束[3?4]，西伯利亞大火成巖省的噴發(fā)[5?6]，碳循環(huán)的強(qiáng)烈擾動(dòng)[7?8]，極熱氣候事件的出現(xiàn)[9?10]以及二疊紀(jì)末生物大滅絕[11?12]。該時(shí)期的生物演化與環(huán)境變化密切相關(guān)，兩者之間的相互作用機(jī)制已成為深時(shí)地球表層系統(tǒng)的研究熱點(diǎn)[13?14]。

海洋生物演化與海水氧化還原條件密切相關(guān)[15?16]，通常氧化環(huán)境有利于生物繁衍，缺氧環(huán)境不利于生物演化，更為嚴(yán)重的缺氧硫化則直接威脅到生物生存[17?18]。淺海是海洋生物的主要棲息地，重建其氧化還原條件對(duì)全面理解海洋環(huán)境變化和生物演化之間的聯(lián)系至關(guān)重要[19?20]。晚二疊世吳家坪期是瓜德魯普晚期生物滅絕之后的生物復(fù)蘇時(shí)期，盡管針對(duì)該時(shí)期沉積環(huán)境、生物演化及氣候變化已開展大量研究[7，21?22]，但大多聚焦于該時(shí)期深水氧化還原狀態(tài)對(duì)地質(zhì)事件的響應(yīng)，對(duì)于該時(shí)期淺海水體氧化還原條件的具體變化過(guò)程及驅(qū)動(dòng)機(jī)制，仍缺乏明確的認(rèn)識(shí)。

華南板塊在晚二疊世保存有完整海相沉積記錄[22?23]，位于揚(yáng)子北緣的上寺剖面，是華南二疊系研究程度較高的典型剖面之一[7，24]。該剖面上二疊統(tǒng)受牙形石生物地層[25]和凝灰?guī)r放射性同位素年齡[11]的雙重時(shí)間約束，為研究該時(shí)期古海洋環(huán)境變化提供了精確的年代地層框架。前人在該剖面開展了碳酸鹽巖同位素和元素地球化學(xué)研究[7，25]，但針對(duì)古海洋氧化還原條件方面的研究相對(duì)較少。碳酸鹽巖稀土元素特征已廣泛用于重建地質(zhì)歷史時(shí)期海水的化學(xué)組成，特別是鈰異常（Ce*）不易受到早期成巖作用的影響[26?27]，可以作為示蹤淺海氧化還原條件的絕佳指標(biāo)[28?29]。

研究聚焦于華南上揚(yáng)子北緣的上寺剖面，針對(duì)上二疊統(tǒng)吳家坪階開展沉積學(xué)和沉積地球化學(xué)研究?；谇叭私⒌母叻直媛蕰r(shí)間地層框架，利用碳酸鹽巖Ce異常指標(biāo)，重建了晚二疊世吳家坪期淺海環(huán)境的氧化還原演化過(guò)程。同時(shí)匯總同期相關(guān)生命環(huán)境指標(biāo)，進(jìn)一步探討該時(shí)期的碳循環(huán)波動(dòng)、氧化還原條件及其與氣候—構(gòu)造事件之間的深層聯(lián)系。

1 地質(zhì)背景

二疊紀(jì)時(shí)期，華南板塊位于低緯度赤道附近（圖1a），北部、西部和南部均被古特提斯洋圍繞，而東部毗鄰泛大洋的深海盆地[7，30?31]，是古特提斯多島洋體系的一部分[32?33]。中二疊世末期，峨眉山大火成巖省噴發(fā)使得在揚(yáng)子西緣中二疊統(tǒng)茅口組之上覆蓋了巨厚峨眉山玄武巖[13，34?35]，同時(shí)康滇古陸迅速抬升，導(dǎo)致上揚(yáng)子地區(qū)呈現(xiàn)為西高東低古地貌格局。隨著吳家坪早期再次海侵和揚(yáng)子北部勉略洋俯沖[36?37]，該時(shí)期古地理分異度最為強(qiáng)烈（圖1），從西向東依次發(fā)育陸相（宣威組）—海陸過(guò)渡相（龍?zhí)督M）—海相（吳家坪組）的沉積相帶[30，38?39]。

上寺剖面（32°19′ N，105°27′ E）位于四川廣元?jiǎng)﹂w縣上寺鎮(zhèn)往北幾百米處的長(zhǎng)江溝邊（圖1c），是華南二疊系研究程度較高的典型剖面。剖面沿長(zhǎng)江溝發(fā)育二疊紀(jì)海相碳酸鹽巖地層，由下往上依次為棲霞組、茅口組、吳家坪組和大隆組。本次研究的吳家坪組主要沉積于上揚(yáng)子淺水臺(tái)地到深水盆地的過(guò)渡相帶（圖1b），從大隆組沉積期開始沉積水體顯著加深。Yuan et al.[25]對(duì)該剖面上二疊統(tǒng)開展牙形刺化石帶的鑒定，其中吳家坪階由吳家坪組和大隆組下部組成（圖1d），吳家坪組對(duì)應(yīng)吳家坪早中期，建立了2個(gè)牙形帶（C. dukouensis，C. asymmetrica），大隆組下部對(duì)應(yīng)吳家坪階晚期，建立了3個(gè)牙形帶（C. liangshanensis，C. transcaucasica，C. orientalis）。此外，該剖面上二疊統(tǒng)發(fā)育數(shù)層火山灰，前人對(duì)其進(jìn)行高精度的U-Pb定年[11，40]。因此，上寺剖面的高分辨率生物地層與同位素年代學(xué)為本次研究提供了很好的時(shí)間約束。

本次研究的晚二疊世吳家坪階沉積序列總體厚度約85.7 m，由吳家坪組（0～55.6 m）和大隆組下部（55.6～85.7 m）組成。吳家坪組底部為厚約2 m的王坡頁(yè)巖，與下伏茅口組具有不整合接觸（圖2a），與上覆大隆組為整合接觸（圖2d）。吳家坪組下部發(fā)育生屑泥晶灰?guī)r（圖2g），向上則逐漸硅化（圖2h），中上部則發(fā)育灰色硅質(zhì)結(jié)核灰?guī)r，可見典型硅質(zhì)條帶（圖2b）和硅質(zhì)團(tuán)塊（圖2c）。大隆組下部可以分為三個(gè)巖性組合，由下至上分別為深灰色硅質(zhì)結(jié)核灰?guī)r、薄層灰黑色富有機(jī)質(zhì)泥灰?guī)r及深灰色泥晶灰?guī)r（圖2e，i），可見大量菊石等深水標(biāo)志化石（圖2f）。上寺剖面吳家坪階整體巖石學(xué)特征表明該剖面沉積序列向上水體持續(xù)變深。

2 樣品及實(shí)驗(yàn)方法

在上寺剖面的吳家坪組—大隆組下部系統(tǒng)采集碳酸鹽巖樣品共計(jì)38件，其中來(lái)自吳家坪組的樣品為23件，來(lái)自大隆組下部的樣品為15件，具體采樣層位見圖1c。本研究采集的樣品均盡量避開風(fēng)化、發(fā)育次生裂隙和脈體，為巖性均勻的新鮮巖石部分。稱取樣品約50 g，使用去離子水在超聲儀中清洗干凈。隨后烘干樣品，碎至200目以下。最終將所有樣品分為兩個(gè)部分，分別用于碳氧同位素分析和碳酸鹽巖主微量元素分析。

2.1碳氧同位素分析

碳氧同位素分析在南京宏創(chuàng)勘探技術(shù)服務(wù)公司完成。具體實(shí)驗(yàn)流程是將碳酸鹽粉末裝入12 mL圓底硼硅酸鹽容器中，置于72 ℃恒溫樣品盤與無(wú)水磷酸反應(yīng)，以氦氣為載體將萃取的CO2送入穩(wěn)定同位素質(zhì)譜儀，單個(gè)樣品累計(jì)吹掃10 次。使用四種國(guó)標(biāo)（GBW04405、GBW04406、GBW04416 和GBW04417）對(duì)樣品進(jìn)行校準(zhǔn)。執(zhí)行VPDB標(biāo)準(zhǔn)，δ13Ccarb的標(biāo)準(zhǔn)偏差優(yōu)于0.01‰。所有樣品碳氧同位素?cái)?shù)據(jù)可見附表1。

2.2主微量元素分析

碳酸鹽巖的微量元素地球化學(xué)分析在廣州澳實(shí)礦物實(shí)驗(yàn)室完成。將0.05 g樣品粉末用1 M乙酸在30 °C的超聲波水浴中溶解30 min，然后將溶液在室溫下放置12 h。將溶液離心并清洗3次，將殘余物烘干并稱重以計(jì)算溶解百分比。隨后將上清液在120 °C下蒸發(fā)至接近干燥，并重新溶解在0.2 M HNO₃中。微量元素分析在American PE 5300V上進(jìn)行。分析過(guò)程采用國(guó)家標(biāo)準(zhǔn)GBW07314、GBW07315、GBW07316和美國(guó)地質(zhì)調(diào)查局玄武巖標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)6BHVO-2作質(zhì)量監(jiān)控，大部分元素結(jié)果相對(duì)誤差小于5%。所有樣品的主微量元素?cái)?shù)據(jù)可見附表2。

4 討論

4.1數(shù)據(jù)評(píng)估

4.1.1碳同位素評(píng)估

海相碳酸鹽巖碳同位素組成是重建古環(huán)境等最有效的手段[48?49]，然而成巖作用會(huì)顯著改變巖石中的原始地球化學(xué)信號(hào)，因此為了獲得更準(zhǔn)確的地球化學(xué)信息，需要排除可能存在的成巖作用影響，通?？梢越柚鷰r石學(xué)手段和樣品地球化學(xué)特征兩個(gè)方法判別。研究區(qū)位于臺(tái)地—盆地過(guò)渡帶的環(huán)境，剖面上沒(méi)有明顯的暴露標(biāo)志；鏡下觀察巖石薄片均為均一的泥晶結(jié)構(gòu)，因此初步判斷樣品未受到顯著的成巖作用影響。

成巖作用會(huì)對(duì)碳酸鹽巖中氧同位素組成造成顯著影響[50]，由此碳氧同位素的正相關(guān)性可以用于指示成巖作用[7，51]。此外，樣品中δ¹⁸O含量低于-8‰也被認(rèn)為是受到了成巖作用影響[48]。本次研究所有樣品δ¹⁸O均高于-8‰且與δ¹³C_carb的相關(guān)性較弱（R²=0.01；圖4a），因此認(rèn)為樣品并未受到顯著的成巖作用改造。碳酸鹽巖在成巖作用的過(guò)程中常常會(huì)表現(xiàn)出錳的富集和鍶的損耗[48]，因此Mn/Sr比值與δ¹³C_carb之間較差的相關(guān)性（R²=0.02；圖4b），強(qiáng)有力地證明樣品保存了近乎原始的δ¹³C_carb值。

4.1.2 Ce異常評(píng)估

碳酸鹽巖Ce*可能受到陸源碎屑輸入和成巖作用等因素的影響[52?53]，在利用碳酸鹽巖Ce*示蹤海水氧化還原狀態(tài)之前，應(yīng)首先排除上述因素的影響。

由于Y 與Ho 在海水中的表面絡(luò)合行為不同，Y/Ho 可以用來(lái)指示不同的水體類型[54]。一般可以認(rèn)為Y/Ho比值大于36時(shí)，碳酸鹽巖樣品屬于海水沉積，可以反映海洋稀土元素（Rare Earth Element，REE）信號(hào)[26?27]。本研究中大部分樣品的Y/Ho值大于36，指示樣品的REE值能基本反映原始海水信息。碳酸鹽巖形成過(guò)程中的陸源碎屑會(huì)影響碳酸鹽巖的REE特征，影響對(duì)原始海水氧化還原狀態(tài)的判別[26]。本研究中Al和Ti等不溶性元素的含量較低，與REE的相關(guān)系數(shù)分別為0.31和0.35（圖4c，d），表明樣品的REE值未受到顯著的成巖作用影響。同時(shí)，通過(guò)不溶性元素Th和Sc的富集程度可以判別碳酸鹽巖中Ce*受到陸源輸入的影響程度[55]。本研究中Th和Sc的含量均較低，且與Ce*之間的相關(guān)系數(shù)為0.02和0.03（圖4e，f），未顯示出明顯的相關(guān)性，表明吳家坪組Ce*基本未受陸源碎屑物質(zhì)輸入的影響，可以反映當(dāng)時(shí)的海水信息。

此外，后期成巖流體改造也會(huì)對(duì)碳酸鹽巖Ce*值造成影響[56]，導(dǎo)致碳酸鹽巖中Mn含量的增高和Sr含量的降低。因此，Mn/Sr值也可用來(lái)作為可靠的指標(biāo)判斷原巖是否受到成巖流體的影響。本研究中Mn/Sr值皆小于1.0，且與Ce*的相關(guān)系數(shù)為0.15（圖4g），說(shuō)明成巖作用影響較小。碳酸鹽巖中Dy_N/Sm_N值可指示成巖過(guò)程中選擇性吸收成巖流體中稀土元素的程度[57]，本研究中Dy_N/Sm_N值與Ce*值相關(guān)系數(shù)為0.03（圖4h），指示微弱的后期成巖作用。

綜合上述評(píng)估，本研究獲得的Ce*值基本未受到陸源碎屑物質(zhì)輸入和成巖作用等因素的影響，可以反映原始海水信息。

4.2吳家坪期碳同位素偏移事件

碳同位素的波動(dòng)主要受到碳源（如火山去氣和有機(jī)物氧化等）和碳匯（如有機(jī)碳和無(wú)機(jī)碳埋藏等）的動(dòng)態(tài)變化控制[58?59]。通常碳同位素的正偏移被認(rèn)為與有機(jī)碳的大量埋藏有關(guān)，生物固碳過(guò)程中優(yōu)先使用環(huán)境中的¹²C，導(dǎo)致有機(jī)碳埋藏量的增加，水體中溶解無(wú)機(jī)碳的δ¹³C值會(huì)升高[58，60]。碳同位素的負(fù)偏移則是由于輕碳的大量輸入造成，可能原因包括火山噴發(fā)[61]、甲烷水合物的釋放[62]及有機(jī)質(zhì)氧化[58]等。

地質(zhì)歷史時(shí)期出現(xiàn)過(guò)多次大規(guī)模的碳循環(huán)擾動(dòng)事件，均與當(dāng)時(shí)有機(jī)碳埋藏或氧化密切相關(guān)。例如晚埃迪卡拉世的Shuram事件[63?64]被認(rèn)為是有機(jī)質(zhì)氧化造成的碳同位素負(fù)偏，晚寒武世SPICE（SteptoeanPositive Carbon Isotope Excursion）事件[65?66]通常被認(rèn)為缺氧海水導(dǎo)致有機(jī)碳埋藏增強(qiáng)從而造成的碳同位素正偏，早石炭世TICE（mid-Tournaisian CarbonIsotope Excursion）事件[67?68]普遍認(rèn)為是植物擴(kuò)張導(dǎo)致有機(jī)碳大量埋藏有關(guān)。本次研究的上寺剖面在晚二疊世吳家坪期位于與廣海連通的淺水到深水之間的過(guò)渡帶，能夠與廣海進(jìn)行通暢交換。這一時(shí)期碳同位素呈現(xiàn)為先正偏后負(fù)偏，表明該時(shí)期具有顯著的碳循環(huán)波動(dòng)。

上寺剖面在階段Ⅰ碳同位素的正偏幅度約為3.0‰，隨后保持在一個(gè)穩(wěn)定的高值平臺(tái)（平均值為+4.4‰）。這一正偏趨勢(shì)在華南滇黔桂地區(qū)的合山剖面[7]、南秦嶺的西口剖面[69]、亞美尼亞的Sovetashen剖面[70]、伊朗的Abadeh剖面[71]和Shahreza剖面[72]均可觀察到。通常隨著大規(guī)模的碳循環(huán)波動(dòng)，有機(jī)碳和無(wú)機(jī)碳同位素組成變化通常呈現(xiàn)一致性，澳大利亞悉尼盆地[3]，華南ZK15916鉆孔[8]和南極Portal山剖面[73]的有機(jī)碳同位素變化也同樣響應(yīng)了這一正偏現(xiàn)象（圖5）。吳家坪早期的碳同位素正偏可能與有機(jī)碳大量埋藏密切相關(guān)[74?75]，對(duì)應(yīng)于氣候冷卻和高緯度P4冰川的形成。

階段Ⅱ，上寺剖面碳同位素呈現(xiàn)顯著負(fù)偏，負(fù)偏幅度達(dá)3.8‰。該負(fù)偏趨勢(shì)在華南合山剖面[7]、南秦嶺西口剖面[69]、亞美尼亞Sovetashen 剖面[70]、伊朗Abadeh剖面[71]和Shahreza剖面[72]的無(wú)機(jī)碳同位素記錄，以及澳大利亞悉尼盆地[3]、華南ZK15916鉆孔[8]和南極Portal山剖面[73]的有機(jī)碳同位素記錄中均可觀察到（圖5）。盡管不同的地理環(huán)境導(dǎo)致偏移幅度有所差異，但結(jié)合同期生物地層和旋回地層，表明吳家坪中期的碳同位素負(fù)偏可以在區(qū)域和全球地層中進(jìn)行對(duì)比，該碳同位素負(fù)偏可能代表了晚古生代冰期末期的碳循環(huán)擾動(dòng)[7，76]，其對(duì)應(yīng)于氣候變暖和P4冰期的消融。

基于全球吳家坪期碳同位素?cái)?shù)據(jù)的匯總分析，發(fā)現(xiàn)不同沉積環(huán)境會(huì)對(duì)碳同位素的偏移幅度造成潛在影響。位于臺(tái)地的合山剖面正偏幅度為2.1‰，位于斜坡的上寺剖面正偏幅度為3.0‰；合山剖面負(fù)偏移幅度為5.2‰，上寺剖面的負(fù)偏移幅度為3.8‰。前者的δ¹³C值正偏移幅度低于后者的δ¹³C值，負(fù)偏移幅度大于后者，這可能與陸源輸入和有機(jī)碳降解有關(guān)。淺水臺(tái)地受水動(dòng)力環(huán)境和海平面變化的控制，部分有機(jī)碳可能在埋藏過(guò)程中發(fā)生耗氧降解甚至埋藏后再氧化[77?78]，導(dǎo)致δ¹³C值的降低。相較于斜坡，淺水臺(tái)地更容易受到陸源輸入物質(zhì)的影響，陸源輸入會(huì)顯著改變碳酸鹽巖中碳同位素，造成碳同位素顯著負(fù)偏[79]。

4.3吳家坪期海洋氧化還原演化機(jī)制

晚二疊世是地質(zhì)歷史的關(guān)鍵時(shí)期，期間發(fā)生了地質(zhì)歷史上規(guī)模最大的二疊紀(jì)末生物大滅絕事件[12，80]，普遍認(rèn)為這一事件的啟動(dòng)與同時(shí)期環(huán)境變化諸如泛大陸裂解[2，81]、大氣CO₂的持續(xù)升高[82?83]、基默里地塊北移[84?85]、晚古生代冰期的結(jié)束[3，86]、熱帶大陸的干旱化[87?88]、西伯利亞大火成巖省的活動(dòng)[5，13]等密切相關(guān)。已有研究主要聚焦于二疊紀(jì)—三疊紀(jì)之交生物與環(huán)境之間的相互作用，對(duì)于晚二疊世早期淺海環(huán)境變化與生物響應(yīng)之間的具體聯(lián)系仍有待進(jìn)一步探究。

瓜德魯普末期生物滅絕事件造成了生物多樣性的大幅度降低[3，22]，峨眉山大火成巖省被認(rèn)為是觸發(fā)該滅絕事件的重要因素之一[13，89?90]。峨眉山大火成巖省噴發(fā)后的基性巖風(fēng)化作用是二氧化碳消耗和全球變冷的重要機(jī)制，隨著二氧化碳的持續(xù)消耗及玄武巖風(fēng)化的不斷增強(qiáng)[3，82]，碳同位素表現(xiàn)出的正偏趨勢(shì)響應(yīng)了有機(jī)碳埋藏增強(qiáng)和氣候變冷[3，86]。進(jìn)入階段Ⅰ（吳家坪早期）（圖6a），火山活動(dòng)和玄武巖風(fēng)化帶來(lái)的營(yíng)養(yǎng)物質(zhì)刺激了初級(jí)生產(chǎn)力的提高，生物光合作用產(chǎn)生氧氣，促進(jìn)了生物復(fù)蘇和有機(jī)碳埋藏，海洋生態(tài)系統(tǒng)開始逐漸恢復(fù)[91?92]。同時(shí)，氣候變冷造成洋流循環(huán)加劇，強(qiáng)烈的上升流促進(jìn)表層海水和底層海水交換，海水含氧量逐漸增加，相比于瓜德魯普末期的海洋嚴(yán)重缺氧硫化，吳家坪早期海洋已轉(zhuǎn)變?yōu)樨氀酢趸h(huán)境。

階段Ⅱ（吳家坪中期）（圖6b），基于牙形刺氧同位素重建的古溫度曲線和陸地土壤化學(xué)元素計(jì)算的大陸風(fēng)化指標(biāo)[3，93?94]指示吳家坪中期溫度升高。一方面，氣候變暖導(dǎo)致高緯度冰川融化，造成全球海平面逐漸上升[36]，上寺剖面吳家坪組淺灰色中層硅質(zhì)結(jié)核灰?guī)r到大隆組深灰色薄層硅質(zhì)結(jié)核灰?guī)r的巖性轉(zhuǎn)變很好地響應(yīng)了沉積水體變深；另一方面，由于氣候變暖，海水氧溶解量降低，海洋循環(huán)減緩，通風(fēng)減弱，加劇了水體分層。這些因素共同導(dǎo)致了最小含氧帶（Oxygen Minimum Zone，OMZ）的顯著擴(kuò)張，吳家坪中期海洋逐漸缺氧，該缺氧事件也與同期已報(bào)道的海水δ²³⁸U和δ³⁴S指標(biāo)變化相吻合[95?96]。

階段Ⅲ（吳家坪晚期）（圖6c），受揚(yáng)子北緣伸展裂解和勉略洋俯沖的構(gòu)造活動(dòng)影響，上揚(yáng)子形成“臺(tái)—盆相間”的構(gòu)造—沉積分異格局[97?99]，陸源輸入相對(duì)增強(qiáng)。該時(shí)期隨著晚古生代冰期徹底結(jié)束，兼之構(gòu)造活動(dòng)影響，這些因素共同導(dǎo)致沉積水體進(jìn)一步加深，上寺剖面大隆組由深灰色硅質(zhì)結(jié)核灰?guī)r轉(zhuǎn)變?yōu)楹谏挥袡C(jī)質(zhì)泥灰?guī)r。該階段碳酸鹽巖Ce*值總體呈現(xiàn)負(fù)異常，但整體相較于階段Ⅰ仍表現(xiàn)為更還原的沉積環(huán)境。

5結(jié)論

（1） 根據(jù)碳酸鹽巖Ce 異常指標(biāo)曲線的系統(tǒng)變化，可以將晚二疊世吳家坪期淺海氧化還原條件演化分為三個(gè)階段：階段Ⅰ（吳家坪早期），海水整體趨于貧氧—氧化；階段Ⅱ（吳家坪中期），海水轉(zhuǎn)變?yōu)閺?qiáng)烈缺氧；階段Ⅲ（吳家坪晚期），海水性質(zhì)相較于階段Ⅰ更為還原。

（2） 碳同位素在吳家坪早期呈現(xiàn)顯著正偏，隨后吳家坪中期又出現(xiàn)明顯的負(fù)偏，這一碳同位素變化規(guī)律在全球不同地區(qū)均可以觀察到。碳同位素由正偏到負(fù)偏的變化對(duì)應(yīng)于海水由弱氧化轉(zhuǎn)變?yōu)槿毖鯒l件，表明碳循環(huán)擾動(dòng)事件與氧化還原環(huán)境轉(zhuǎn)變密切相關(guān)。

（3） 吳家坪早期，初級(jí)生產(chǎn)力逐漸恢復(fù)和海洋通風(fēng)加強(qiáng)導(dǎo)致海水含氧量增加，海洋處于貧氧—氧化環(huán)境；吳家坪中期，氣候變暖和海平面上升共同促進(jìn)最小含氧帶的擴(kuò)張，海洋顯著缺氧；吳家坪晚期，構(gòu)造運(yùn)動(dòng)導(dǎo)致沉積水體進(jìn)一步加深，海水相對(duì)缺氧。

致謝 衷心感謝編輯部老師對(duì)論文的悉心處理，同時(shí)非常感激審稿專家提出的寶貴意見。另外，特別感謝夏文鵬、李睿璇、駱昊天、黃一釩在研究過(guò)程中所進(jìn)行的野外考察工作。涉及的碳氧同位素?cái)?shù)據(jù)（附表1）、主微量元素?cái)?shù)據(jù)（附表2） 可在期刊官網(wǎng)或國(guó)家冰川凍土沙漠科學(xué)數(shù)據(jù)中心下載。