北京西山下苇甸第三统/芙蓉统界线附近碳酸盐岩地球化学特征及古环境意义

白翔宇，马郡伟，夏清萍，谭先锋，李开开

(1.中国地质大学(北京)能源学院，北京 100083；2.海相储层演化与油气富集机理教育部重点实验室，北京 100083；3.中国华油集团有限公司油气资源事业部，北京 100101；4.重庆科技学院石油与天然气工程学院，重庆 401331)

0 引 言

寒武纪被认为是生命演化史中最关键时段之一，不仅发生了地质历史时期最为壮观生物辐射事件，同时也频繁发生着生物的绝灭事件，指示了该时期地球环境的重大变化。芙蓉世(传统的晚寒武世)早期，世界各个地区均发生了一些种属的三叶虫绝灭事件，并在地层中记录了显著的碳酸盐岩碳同位素正漂现象(SPICE事件)[1-3]。一些古气候、古环境因素如与海平面变化相关的沉积有机质埋藏速率、水体环境变化以及与气候相关的风化作用速率等被认为可能引发了这次事件[2,4]。尽管目前尚未有定论，但现阶段研究依然揭示了该时期古环境、生物和碳同位素变化之间存在协同演化关系。第三世(传统的中寒武世)/芙蓉世交接时期古海洋条件和沉积环境变化的探讨对于揭示该时期地球表面生物和非生物作用过程和耦合关系具有重要意义。

海相沉积物/沉积岩元素及同位素组成被广泛地应用于重建沉积环境和追踪地球化学迁移。Saltzman等[2]收集总结了哈萨克斯坦、华南、澳大利亚和北美古陆芙蓉统地层碳同位素数据，提出芙蓉世早期大洋环流的改变导致沿海上升流的加强以及底栖生物的灭绝。Elrick等[5]分析了劳伦古陆芙蓉统腕足化石氧同位素值，得出芙蓉世早期古海水温度偏低，随后逐渐变暖，海水溶解氧浓度降低，有利于有机碳的埋藏和保存。Schmid[6]针对澳大利亚Amadeus盆地寒武系地层进行了主、微量元素含量分析，提出芙蓉世早期Amadeus盆地处于浅海沉积环境，海平面上升，海水厌氧程度增高。然而，现阶段尚未有针对第三世至芙蓉世显著地质事件前后古环境变化的系统研究，如古气候、海水古温度、盐度、氧化还原环境、风化特征等。同时，目前针对这一时期生物扰动以及碳同位素漂移事件成因的研究多集中于盆地、斜坡等深水相区，而对于浅水台地，频繁变化的古海洋沉积环境与生物和碳同位素的变化存在什么样的关系并不明确，因此有必要开展针对性研究。

华北地区寒武纪以浅水相沉积为主，属典型陆表海[7]；第三世、芙蓉世总体沉积在一个缓坡背景，为典型的缓坡型台地[8]。前人研究发现[9-10]，华北地区芙蓉统碳酸盐岩同样记录了三叶虫绝灭和碳同位素正漂事件。北京西山下苇甸剖面寒武系地层出露完整，是华北地区典型剖面。本文针对该剖面进行样品采集，分析并获得碳酸盐岩地球化学特征，恢复第三世/芙蓉世交接时期古海洋沉积环境变化，初步探讨该时期生物和非生物作用过程。

1 研究区地质概况

古地磁研究表明[11]，华北板块整个寒武纪都位于赤道附近南半球低纬度地区，基本无纬向位移。三叶虫古生物地理研究显示[12]，华北板块内三叶虫属于亚澳生物大区华北生物区，早寒武纪时华北板块可能为东冈瓦纳大陆东部的一部分，相应的三叶虫化石可逐层对比。第三世时，华北板块与东瓦岗纳大陆已有显著相对运动，华北板块做了约21°的逆时针旋转。由寒武纪华北板块上碳酸盐岩沉积和古生物遗迹结合具体位置可判断，寒武纪华北板块大致气候为低纬度热带—亚热带气候[11]。

寒武纪华北地台为陆表海，并且有多次海进海退事件发生。芙蓉世华北地台遭受进一步海侵，海水从东、南两个方向向内侵入[13]；此时华北地台为一个典型的缓坡型台地，其北部地层分布范围基本无变化，芙蓉世末期华北地台经历海退至寒武纪结束。

北京西山位于华北地台中北部，下苇甸剖面距北京市中心约33 km，位于门头沟区下苇甸到丁家滩公路一侧。剖面芙蓉统地层出露完整连续，以碳酸盐岩为主，是典型华北型地层。在新版寒武系年代地层划分框架内，下苇甸剖面地层自下而上可分为：第二统上部的昌平组和馒头组；第三统的毛庄组、徐庄组、张夏组和崮山组；芙蓉统的长山组和凤山组(图2(a))。本研究中涉及的第三统和芙蓉统相当于传统的中寒武统和上寒武统。

崮山组地层厚度约为51 m，野外可观察到底部为灰色泥晶灰岩与灰色泥质泥晶灰岩互层，夹有竹叶状灰岩，有水平层理和微波状层理发育，为陆棚相的深缓坡相沉积。向上可见条带状粉砂岩与灰色薄板泥晶灰岩互层(图2(b)、 (c)、 (d))，可见小型丘状层理和弱变形层理，为中缓坡相沉积。上部可见竹叶状灰岩、鲕粒灰岩，顶部为钙质粉砂岩和鲕粒灰岩，发育有槽状交错层理旋回，旋回中可见鲕粒灰岩与深灰色泥晶灰岩互层(图2(e)、 (f))，总体为浅缓坡至鲕粒滩相沉积。长山组地层厚度约为17 m，下部为灰绿色粉砂质泥岩和灰色板状泥晶灰岩互层，为陆棚至深缓坡相沉积；向上过渡为泥质条带灰岩、竹叶状灰岩(图2(g)、 (h)、 (i))，自下而上泥质条带变薄变少，反映中缓坡—浅缓坡的沉积环境。凤山组地层厚度约为98 m，主要岩性为云泥条带灰岩，底部为灰绿色泥岩、灰色薄板状泥晶灰岩、灰绿色泥质粉砂岩、竹叶状砾屑灰岩，应为潮下低能带沉积；向上为竹叶状灰岩，泥质灰岩。顶部可见虫孔及生物扰动遗迹，部分发育白云岩，为潮坪相沉积。

2 样品采集和实验方法

按1 m间距对下苇甸剖面崮山组和长山组进行样品采集，尽可能保证样品采自断面新鲜、未受后期蚀变影响的露头，并尽量避免生物碎屑的混入，共获取样品89块。经切片观察后取新鲜部分，尽可能避开脉体、重结晶及风化部位，无污染磨制成100～200目粉末。

主、微量元素含量和碳、氧同位素测试均在中科院地质与地球物理研究所完成。主量元素含量实验中，样品经玻璃体熔融法制备后，用X射线荧光光谱仪进行分析，使用仪器为序列式AXIOS Minerals，仪器的动态长期稳定性为0.04%。微量元素测试中，样品通过去离子水润洗，并用0.5 mol/L乙酸半溶解法去除黏土矿物及其他碎屑吸附的稀土元素，进一步的乙酸溶解溶液使用电感耦合等离子体质谱仪仪(ICP-MS)进行测试。碳氧同位素测试质谱仪型号为MAT-253，所报数据均为相对国际标准VPDB之值，分析误差在0.01%以内。

3 分析结果与讨论

3.1 数据可靠性评估

碳酸盐岩在沉积成岩过程中可能受到外来物质混染、成岩蚀变作用影响，将影响其组分。本次研究所获取的碳酸盐岩样品镜下颗粒细小，以泥粉晶为主(图2(f)、 (h)、(i))，反映成岩改造弱。同时利用地球化学数据参数对数据可靠性进行检验评估，所用部分参数情况见表1。

海相碳酸盐岩Sr的含量越高可以说明样品对海水的代表性越强，且Sr含量为200～2 500 μg/g时能很好地代表海水[15]。下苇甸剖面碳酸盐岩样品Sr含量范围为302.02～643.42 μg/g，平均值为481.64 μg/g，表明样品的代表性很好，数据可靠性高。碳酸盐岩的成岩蚀变是一个Sr含量减少、Mn含量增加的过程[16]，因此Mn/Sr值可以用来评估碳酸盐岩成岩蚀变的程度。研究表明[17]，Mn/Sr<2.0时，成岩作用对碳酸盐岩矿物改造程度低；Mn/Sr<10.0时，碳酸盐岩虽经历一定程度成岩作用改造，通常也保留了原始海洋信息。下苇甸剖面崮山组碳酸盐岩样品Mn/Sr值均小于2，长山组样品Mn/Sr值略有增大，但总体小于4，表明样品遭受的成岩作用蚀变程度低，很好地保留了原始海水信息。

表1 下苇甸剖面碳酸盐岩样品部分参数情况

Shields等[18]指出，若沉积物受到成岩作用影响且组分发生变化，则Ce/Ce*与Eu/Eu*同∑REE应具有较强相关性。下苇甸剖面研究层段所有样品Ce/Ce*与Eu/Eu*的相关性系数为0.129 2，Ce/Ce*与∑REE的相关性系数为0.211 5。若将δ18O值低于-10‰的少数异常点剔除(原因见下文)，Ce/Ce*与Eu/Eu*和∑REE均无明显相关性(图3)，指示多数样品受成岩作用影响很小，可代表沉积时期海水的地球化学特征。

碳酸盐岩的氧同位素组成对外来流体氧同位素的交换和温度最为灵敏。当-10‰<δ18O<-5‰时，碳酸盐岩遭受一定程度成岩蚀变，但氧同位素组成仍具有一定的海水代表性；当δ18O<-10‰时岩石已遭受强烈蚀变，数据已不能使用[17,19]。除此之外，碳氧同位素之间是否具有相关性也可用于指示数据是否保留了原始海水的有效信息，二者存在相关性则指示数据有效性差，不具相关性则说明成岩蚀变程度低，数据可信度高。下苇甸剖面崮山组和长山组多数碳酸盐岩样品的δ18O值高于-10‰，为有效数据；仅长山组顶部的少数样品δ18O值多低于-10‰，表明可能遭受强烈的暴露成岩改造，数据可靠性差，故在后续讨论过程中将这些样品点对应的碳、氧同位素及其他地球化学数据剔除。剔除后下苇甸剖面崮山组和长山组所有样品的δ13C与δ18O值不具有相关性(相关系数R2=0.082 8，图4)，指示这些数据能够反映原始海水信息。

3.2 元素含量/比值与古环境恢复

3.2.1 古气候

Mg/Ca值可以用于判别古气候类型，其低值指示温暖潮湿气候，高值指示干燥炎热气候[20]。下苇甸剖面崮山组样品Mg/Ca值总体偏低且变化不大(图5)；长山组下部至中部样品Mg/Ca值波动剧烈，总体相对崮山组明显偏高；长山组上部样品Mg/Ca值重新回归低值且波动不大。因此从Mg/Ca值变化趋势上看，崮山组时期气候总体温暖湿润；长山组沉积早-中时期气候变化剧烈，温暖潮湿与干旱炎热交替，但总体趋向于干热；长山组晚期气候逐渐变得温暖潮湿。与Mg/Ca值变化趋势相似，FeO/MnO值在长山组中下部呈现出极低值和极高值交互出现的剧烈波动特征(图5)。由于Fe在潮湿环境中易以Fe (OH)胶体形式快速沉淀，Mn在炎热环境水体强烈蒸发时才会大量沉淀[21]，因此FeO/MnO值的变化特征能够反映气候变化。数据曲线表明(图5)，长山组早-中期气候并不稳定，干热气候和温湿气候频繁交替出现。

3.2.2 水体氧化还原条件

稀土元素Ce为变价元素，呈现Ce3+和Ce4+两种价态。氧化水体环境中，Ce3+氧化成Ce4+，后者易发生水解和被铁锰氧化物吸附而沉淀，导致海水中Ce亏损；还原水体环境中，Ce以Ce3+形式释放于水中，导致海水Ce富集[22]。通常用δCe或Ce/Ce*值反映Ce富集和亏损的情况。Wright[23]提出以δCe值为0.78作为划分氧化还原环境的参考值。也有学者将Ce/La值作为细化的判别指标[24]：Ce/La值>2指示水体为强还原环境，介于1.50～1.80之间的为弱还原环境，小于1.5的则指示氧化水体环境。下苇甸剖面稀土元素测试结果采用澳大利亚后太古宙页岩组合样 (PAAS)稀土元素含量进行标准化，由此计算的崮山组下部δCe值主要分布于0.89～0.99，中上部δCe值逐渐降低，主要分布范围为0.79～0.81，反映由崮山组沉积早期至晚期沉积水体氧含量增加，还原性逐渐减弱，这与早期深水的陆棚相—深缓坡相过渡为晚期浅水的浅缓坡—深鲕粒滩相趋势有着良好的对应关系。长山组中下部相对崮山组顶部δCe值明显增大，范围为0.89～0.92，海水还原性明显增强，对应于陆棚相—深缓坡相深水沉积环境；长山组上部δCe值逐渐降低，主要范围为0.82～0.87，海水氧含量逐步回升。Ce/La值自下而上变化趋势与δCe值相似(图5)， 指示崮山组沉积期海水还原性由强转弱，进入长山组沉积早期，海水还原性突然增强，并持续至长山中期，之后海水还原性减弱。

过渡族的亲Fe、亲S元素如Co、Ni、V、U及Th等，在不同的氧化还原水体条件下呈现特征的化学行为，从而在相应沉积物中的富集程度具有差异。这些对氧化还原环境敏感的微量元素含量或比值被广泛用于古氧化还原条件的判识。Jones 和 Manning提出[25]，Ni/Co<4.00指示氧化环境；当 Ni/Co为4.00～7.00指示贫氧环境；Ni/Co>7.00 时，指示缺氧环境。崮山组下部样品Ni/Co值总体较高，主要分布于13.0～21.6之间，指示水体缺氧；中上部样品Ni/Co值逐渐降低，曲线趋于平缓，指示水体还原性减弱，含氧量增加；长山组下部Ni/Co值急剧增高，并达到峰值(73.6)，反映这一时期水体还原性突然增强；至长山组中上部Ni/Co值多集中于4.6～7.9，曲线趋于平缓，水体还原性减弱，氧含量增加。V/(V+Ni)同样可以用于氧化还原环境的判识[25]。研究区崮山组样品V/(V+Ni)值自下而上逐渐降低，进入长山组急剧增大，而后又逐渐降低，整体趋势与Ni/Co相似，同样反映崮山组至长山组沉积期海水还原性经历了两个由强到弱的循环。

总体而言，崮山组沉积时期，海水由还原状态逐渐转变为弱还原状态；长山组早期海水相对崮山组晚期具有较强还原特征，之后逐渐恢复正常。考虑到崮山组和长山组自下而上沉积岩相变化，海平面升降以及古水深变化显然对于水体氧化还原性有控制作用。除此之外，海水温度、盐度、古生产率的变化等因素也可能带来深刻影响。

3.2.3 古水深

由于从浅水碳酸盐岩到深水碳酸盐岩中Sr的绝对含量有增加的趋势[26]，1 000 Sr/Ca与沉积水体深度及离岸距离有正相关性。下苇甸剖面崮山组与长山组样品1 000 Sr/Ca范围在1.15～2.18，平均值为1.55，表明该时期研究区离岸距离较近。崮山组下部样品1 000 Sr/Ca值多集中于1.53～2.18，中部至上部样品1 000 Sr/Ca值范围为1.31～1.78，至崮山组顶部达到最低值(1.25)，反映水体由深变浅的过程。长山组下部样品1 000 Sr/Ca值相对崮山组顶部明显增大，范围为1.69～1.75，指示水体加深；中上部样品1 000 Sr/Ca值从1.53逐渐降低至1.24，指示水体逐渐变浅。由此可见，崮山组至长山组沉积时期古水深的变化与沉积岩相以及水体氧化还原性的变化特征较为一致。

3.2.4 陆源物质输入

元素Al、Si、Sc等高场强元素在海水中含量往往极低，存留时间较短，需要通过陆地搬运才能进入海洋，因此常被用于指示海/湖相沉积岩沉积期的陆源碎屑输入情况[27]。下苇甸剖面崮山组样品Al2O3和SiO2含量整体变化不大，仅在中部略有增高；而在长山组下部两个参数含量值均急剧增大(图6)，预示该阶段陆源碎屑物质供应增多。P和Fe是生物生息繁衍的必须营养元素，参与生物的大部分新陈代谢活动，是指示古生产力的重要地球化学指标。这两种元素含量在崮山组变化不明显，而在长山组下部处于高值(图6)。尽管P和Fe可能来源于深部冷水的上涌，但鉴于其变化趋势与Al2O3和SiO2非常相近，认为很有可能是陆源碎屑物质的输入为海水提供了丰富的营养元素。该时期干热气候和温湿气候的频繁交替出现可能促进了风化作用，导致陆地岩石的崩解和物质迁移。

矿物或沉积岩中稀土元素铕(Eu)的富集往往与高温流体的存在[28]或富含斜长石矿物的岩石的淋滤有关[29]。研究中通常用δEu或Eu/Eu*值(δEu=Eu /( Sm×Gd )0.5)[30]反映Eu富集和亏损的情况，δEu>1.05为正异常，<1.05则为负异常。下苇甸剖面样品稀土元素测试结果标准化后计算结果显示，崮山组下部δEu值主要范围为1.04～1.19，略具正异常；崮山组中上部δEu值逐渐减小，范围为0.88～1.07，具有弱负铕异；进入长山组下部，δEu值急剧增大(1.2～1.4)，具明显正铕异常，随后δEu值逐渐减小。现阶段的研究表明，华北地区崮山组和长山组沉积期并无明显火山热液活动，因此，长山组下部样品的正铕异常很可能反映了斜长石矿物Eu的输入。该时期风化作用的侵蚀导致陆源碎屑物质中斜长石不断遭受淋滤，侵蚀流体不断富集铕离子，并最终携带进入海水，导致沉积物具正铕异常特征。

3.3 碳氧同位素与古环境恢复

3.3.1 古海洋温度

古海洋温度是古环境参数中一个重要的部分，在不考虑盐度变化的条件下，由于同位素分馏效应，温暖时期海水中的δ18O相对亏损，寒冷时期则相反，因此可以用海相碳酸盐岩沉积物的δ18O值可以近似反映古海洋温度[31]。

古海洋温度经验公式：

T(℃)=15.976-4.2×δ18OCaCO3+
0.13×(δ18OCaCO3+0.22)2

(1)

由于碳酸盐岩后期成岩作用对δ18O产生的年代效应不容忽视，成岩年代越老，δ18O会出现越高的负值，而该经验公式对中生代以后的地层实用性较强，针对本文寒武纪地层，需要用第四纪海相碳酸盐岩的δ18O平均值-1.2‰对测试数据进行“年代校正”，34件样品的δ18O测试平均值为-9.15‰，用两者的差值Δδ18O=7.95‰将下苇甸剖面的碳酸盐岩校正为相当于第四纪样品的δ18O之后，根据经验公式(1)计算古海水温度[32]。

计算结果显示，崮山期到长山期海水温度分布在16.44～24.97 ℃之间(图7)，平均温度为21.20 ℃。水体温度主要分布在20～25 ℃之间，符合热带—亚热带气候特征，与古地磁纬度研究结果吻合[11]。崮山组早中期海水温度稳中有升，但进入晚期降温趋势明显，在崮山组与长山组过渡时期出现一个低温峰值16.44 ℃。长山组平均温度为22.12 ℃，早期海水温度仍为震荡上升，之后温度开始逐步回升。

3.3.2 古海洋盐度

古海洋盐度对恢复生物生存环境及分析生物繁盛衰落原因有重要作用，研究古海洋盐度的具体手段则是分析盐度Z值。Keith 和 Weber[31]提出了用δ13C与δ18O计算Z值代表古海洋盐度的公式：

Z=2.048×(δ13C+50)+0.498×(δ18O+50)

(2)

计算结果显示，下苇甸剖面崮山组中部Z值范围为120.93～123.68，平均值为122.47；崮山组上部Z值范围为122.47～124.29，平均值为123.42；进入长山组下部，Z值范围为122.65～124.86，平均值为123.97；长山组中上部Z值范围为122.11～124.29，平均值为123.35。总体来看，研究区的芙蓉世海水盐度变化不大(图7)，盐度在崮山组沉积时期相对稳定，且长山组Z值略高于崮山组，从崮山组末期到长山组早期经历了咸化过程。

3.3.3 古海平面变化

碳酸盐岩碳同位素组成特征可以用于全球海平面变化表征。海平面上升期，厌氧水体的发育将促进有机碳的埋藏速率增加，海水中无机碳(HCO3-)则不断富集13C，对应的碳酸盐沉积物δ13C值不断增大；海平面下降期，有机碳埋藏速率降低且古陆剥蚀输送的有机碳数量得以增加，导致海水中无机碳以及碳酸盐沉积物碳同位素不断降低[33]。下苇甸剖面崮山组δ13C纵向变化曲线上，由下部至中部δ13C值逐渐减小(图8)，向上部逐渐增大，与前人所报道的趋势一致[10,34]。显然碳同位素演化结果与海平面变化具有明显的相关关系。与此相似，自长山组底部向上δ13C值急剧增大，在长山组下部达到峰值，后逐渐减小；这与长山组沉积期海平面短暂升高然后持续降低的特征较为吻合(图8)。这预示着海平面的变化可能对碳同位素的变化有着重要的控制作用。尽管如此，仍需考虑是否有其他沉积环境因素影响的叠加，从而引发有机碳库和无机碳库之间的相互作用以及轻重碳同位素的迁移和转化，甚至引发碳酸盐岩同位素漂移事件。

3.3.4 碳同位素正漂

下苇甸剖面碳同位素测试结果显示(图7)，崮山组δ13C值变化范围为-0.30‰～0.49‰，均值为-0.02‰，整体偏低。从长山组底部开始，碳同位素即显示出正漂移趋势，δ13C值从0.05‰逐渐增大，至长山组下部达到峰值(0.89‰)，其后逐渐减小，并在长山组中部回落至-0.18‰。这一时期(对应于于芙蓉世早期)碳同位素的正漂现象在华北、华南以及全球各个地区均有发育(图9)，被称为SPICE事件[36]。该漂移始于三叶虫Glyptagnostus(G.)reticulatus沉积底部，并对应于全球性三叶虫灭绝事件，最终在三叶虫Irvingella沉积底部结束[2]。对于SPICE事件的起因目前还未完全查明，大洋缺氧[37]、海平面升降[2]、海水温度波动[5]、风化作用强度以及海水营养元素含量变化[4,38]等多种古环境因素均被认为是引发碳同位素漂移的可能影响因素。下苇甸剖面芙蓉统δ13C值漂移幅度为0.89‰，与华北张夏-崮山剖面的δ13C值[39](1.38‰)和唐王寨剖面δ13C值[10](1.68‰) 相近，但远低于华南、北美、澳大利亚、哈萨克斯坦以及西伯利亚大部分剖面值[2, 19, 37,39](≥3‰)。同时，下苇甸剖面SPICE事件发育地层厚度仅为28 m厚，远小于国际上报道的其他地区剖面厚度(100～200 m)。这可能反映了SPICE虽然是全球性事件，但明显具有区域性差异，不同地区古气候和沉积环境可能对地层沉积厚度以及碳同位素漂移产生深远影响。

3.4 古环境变迁与生命演化

综合上述研究可以对第三世/芙蓉世交接时期的古环境变迁有一定的了解：崮山组沉积的大部分时期气候变化不大，偏温暖湿润，海水温度多略高于20 ℃，但在崮山晚期逐渐降低并在崮山—长山交接时期达到最低温度16.4 ℃；海平面先上升后下降，沉积环境由陆棚相至深缓坡相过渡为浅缓坡至颗粒滩相，水体环境对应地由还原过渡为弱还原环境；这一时期陆源风化输入并不明显。长山组初始时期，海水温度依然处于低点，盐度升高至芙蓉世最高点；海平面快速上升，水体突然加深，沉积水体转变为强还原环境，深缓坡相泥岩和泥晶灰岩地层直接覆盖在下伏的崮山组颗粒滩相沉积之上。伴随着长山组早期频繁交替的干热气候和温湿气候变化，风化作用增强，陆源碎屑物质随着快速海侵进入海水，水体不断富集P、Fe等营养元素。在达到整个寒武纪最大海侵后，长山组沉积中后期海平面逐渐下降，水体逐渐变浅，沉积环境变为浅缓坡相，水体含氧量增加。该时期气候偏向干燥炎热，海洋温度稳中有升，水体盐度降低，陆源碎屑及营养元素输入减少。

芙蓉世早期，全球范围内都可识别到以G.reticulatus生物带底界三叶虫灭绝事件，对应于SPICE事件的底界[2, 36]。研究区崮山组与长山组交替时期，海平面由最低点开始快速上升，底部至深部海水氧含量降低还原性急剧增强，这可能是导致底栖生活的三叶虫大量死亡的重要原因。同时这一时期可能存在着全球性的硫化海水扩张[41]，导致海水进一步缺氧。Saltzman在阿瓦隆尼亚大陆和波罗地大陆上高纬度边缘海的浅水区和热带大陆架区域发现了本来生活在冷水区的三叶虫化石[2]。这一现象可以很好地佐证深部厌氧海水的上涌，应该是导致三叶虫的绝灭的关键原因。除此之外，这一时期海水温度降至最低点，盐度升至最高点，也可能是三叶虫生存环境恶化的原因。

自G.reticulatus底界开始，沉积物碳同位素开始显现出正漂特征，并在正漂极大值位置对应着PtcrocephaliidBiomere三叶虫生物多样性的峰值以及其他浮游动物和植物的生物辐射事件[42-44]。Saltzman等[2]基于劳伦大陆δ13C峰值与芙蓉世海平面最低点对应的现象，提出海退事件导致风化侵蚀速率增大，大洋表面水体营养量增高，生物繁盛，12C大量埋藏造成碳酸盐岩δ13C正漂。然而这一观点难以解释海退发生前碳同位素正漂产生的事实。不仅如此，本次研究结果表明，下苇甸地区δ13C正漂的开始对应着快速海侵起点，随后达到峰值，并在长山组沉积中晚期海平面开始下降(图8)，这种特点同样报道于华南地区[42]。长山早期，气候波动以及海侵造成陆源碎屑输入量较大，P、Fe等营养元素的输入引发了海洋初级生产力的显著提高和浮游生物的多样性。这一时期古水深较大，深部海水依然缺氧条件有利于有机碳的埋藏，从而导致SPICE峰值的出现。长山组中晚期，快速海侵带来的营养元素逐步被消耗，生物勃发效应减弱，碳同位素正漂效应相应减小直至消失。

尽管寒武纪早期发生了地质历史时期最为壮观的生命大爆发，但频繁发生的生物绝灭事件预示着该时期海洋环境系统依然恶劣，生态系统较为脆弱，总体处于临界点[44]。芙蓉世古海洋环境的一些关键参数的细微波动很可能是导致三叶虫的绝灭以及沉积物碳同位素变化的主导因素。

4 结 论

(1)下苇甸剖面崮山组沉积的大部分时期，气候温暖湿润，海水温度较高，海平面先上升后下降，水体环境由还原过渡为弱还原环境。崮山组至长山组交接时期，海水温度急剧降低至最低点，盐度升高至最高点，海平面降至最低点并开始发生快速海侵，海平面上升速度较快，海水还原性急剧增强。长山组早期，气候变化强烈，干热气候和温湿气候频繁交替，风化作用增强；海水温度逐步上升，盐度逐渐下降，海水还原性依然较强。长山组中晚期，海平面逐渐下降，海水温度持续上升，还原性减弱。

(2)崮山组至长山组过渡时期，海水深度的增加、海水还原性的增强以及低温、高盐度条件打破了三叶虫生态平衡，造成了三叶虫灭绝事件。随后气候的快速变化以及快速海侵导致陆源碎屑物质以及营养元素大量输入海水，促进了三叶虫和浮游生物的繁盛；深水的还原条件有利于有机质的快速埋藏，最终导致了碳酸盐岩碳同位素正漂。这种正漂效应与长山组中后期发生的海平面最大幅度降低关系并不密切。