江山地區前人所做工作主要集中在古生物、生物地層方面，在化學地層特別是碳氧同位素方面研究成果很少（Liu et al.，1984；Yang et al.，1984；Zhao et al.，1984）。區內碓邊剖面為我國東南區系江南亞區寒武系—奧陶系界線標準剖面，曾被列為國際寒武系—奧陶系界線層型候選剖面，筆者在該剖面系統采集了碳酸鹽巖樣品，進行了碳氧同位素和微量元素測定。本節討論這套地層的碳氧同位素演化特征，並結合沈積相分析資料，探討該區寒武紀及早奧陶世海平面變化狀況（郭福生等，2003 c）。本項研究是江山化學地層研究的壹次嘗試，為該江南亞區代表剖面的全面描述補充了新素材，同時對該區地殼發展史探討和全球古海平面演化對比都具有壹定意義。
3.5.1 數據來源
3.5.1.1 樣品采集與測試方法
樣品本身質量及其地理地質背景描述是判斷數據質量的首要前提（丁悌平，2002）。本項研究之樣品全部采自浙江江山碓邊剖面，該剖面位於江山市東北郊，離市區約10 km處。采樣起點位置 N28°49′00″、E118°37′05″、H132m，終點 N28°49′04″、E118°36′49″、H188m，剖面總體方向NW287°，長度550m。碓邊剖面地層露頭連續，巖石新鮮。采樣時盡量取新鮮巖樣，避開了方解石脈、黃鐵礦晶體和重結晶部位。***采集了73個碳酸鹽巖樣品。
巖石樣品磨成粉末後（＜200目）在烘箱中烘幹，然後在真空中與100%的正磷酸反應24h（25℃）。獲得的CO2氣體在MAT-252 質譜上測試碳氧同位素組成。分析結果采用PDB標準，測試精度為0.2‰。
為了判斷樣品的碳氧同位素組成是否遭受過沈積期後的變化，對其中16個樣品做了Mn、Sr含量測定，用來對樣品進行原始性檢驗。測試方法為HF/HClO4溶樣，PS-4等離子光量計測試，工作環境溫度20℃，濕度70%。
3.5.1.2 測試結果及其檢驗
碳氧同位素和Mr、Sr分析結果列於表3-9。首先對碳氧同位素數據進行原始性檢驗，以判斷測試數據的可用性。巖石樣品是否能保留原始碳氧同位素組成尚存在許多爭議，判別方法也不盡相同（李心清等，1999）。沈積期後，特別是受大氣水循環的影響，碳酸鹽巖將發生Sr的損失和Mn的加入，人們常將Mn/Sr＜10（更嚴格的標準是2～3）作為碳酸鹽巖保留了原始碳同位素組成的判別標準（Veizer，1983；Kaufman et al.，1995，1997；Derry et al.，1989，1992，1994）。碳酸鹽巖的δ18O數值將受沈積期後大氣和熱水流體的影響而明顯降低，Derry et al.（1992）認為δ18O＞-10‰的數據才能使用，Kaufman et al.（1993）則用 δ18O ＞-11‰作為界線值（Derry et al.，1992；Kaufman et al.，1993；Kaufman et al.，1995；馮洪真等，2000）。許多學者用δ18O與δ13C是否具有正相關關系來推斷巖石是否受到成巖作用影響（Oing et al.，1994；Williams，1988；王大銳等，2002a，2002b）。
表3-9中所有樣品的Mn/Sr比值都小於2，說明它們保留了原始碳同位素組成。大部分樣品的δ18O在＞-11‰的範圍內。從散點圖（圖3-9）上看，碳氧同位素組成比較離散，兩者不存在線性關系，說明樣品的穩定同位素組成基本上沒有受到成巖作用影響，所得同位素數據是可靠的。
表3-9 江山碓邊剖面寒武系至下奧陶統碳酸鹽巖碳氧同位素和Mn、Sr含量分析數據
續表
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註：同位素測試單位為南京大學內生金屬礦床成礦機制研究國家重點實驗室，由黃耀生測試；微量元素測試單位為地礦部江西省中心實驗室，由蘇璟測試。
圖3-9 江山地區寒武系-下奧陶統碳酸鹽巖δ18O 與δ13C 值相關圖
1—大陳嶺組；2—楊柳崗組；3—華嚴寺組；4—西陽山組下部；5—西陽山組上部
3.5.2 碳氧同位素組成特征
江山寒武系—下奧陶統碳酸鹽巖 δ13C 值變化於-1.9‰～3.7‰範圍內，均值為0.86‰。正常海相石灰巖的δ13C值為0 ± 2‰（鄭永飛等，2000）。本區碳同位素異常發生在大陳嶺組底部（＜-2‰）和華嚴寺組（＞3‰）（圖3-10）。從圖3-10還可看出，同位素地層曲線具有明顯的旋回性變化特征。大陳嶺組、楊柳崗組的曲線特征極為相似，都形成壹個完整的演化旋回。華嚴寺組、西陽山組δ13C基本上為正值，晚寒武世初期達到最高值後，中晚期大為降低後進入平緩演化狀態，壹直延續到早奧陶世，在寒武紀—奧陶紀分界線附近，沒有發生明顯的δ13C漂移現象。本區早寒武世晚期—早奧陶世早期碳同位素演化曲線與Veizer et al.（1986）的碳同位素年代演化曲線（圖3-11之A）相比，變化範圍較寬，均值較高，後者給出的變化範圍和均值分別為-1.2‰～0和-0.8‰。兩者δ13C曲線演化形狀十分相似，都是初始端緩慢上升，末端為下降趨勢，主體由壹個波谷和波峰組成。波峰高而尖，位於晚寒武世早期，形成壹個特別明顯的正漂移，異常幅度達2‰。
δ18O變化範圍為-13.0‰～ -1.3‰，平均-9.76‰。以均值為基準，大陳嶺組、楊柳崗組下部和華嚴寺組下部發生負向漂移。在寒武系—奧陶系分界線附近，沒有發生明顯的δ18O漂移現象。與Veizer et al.（1986）的氧同位素年代演化曲線（圖3-11）相比，形狀吻合，但數值大大低於Veizer et al.（1986）的-6.5‰～-4‰。
圖3-10 江山地區寒武紀—早奧陶世沈積相序和碳氧同位素曲線
1—石灰巖；2—白雲質灰巖；3—鈣質頁巖；4—炭質頁巖
碳酸鹽巖氧同位素組成對沈積期後的變化比較靈敏，成巖作用中的重結晶作用、白雲巖化作用和淡水淋濾作用都會使碳酸鹽沈積物與大氣和熱水流體發生同位素交換，δ18O值將明顯變小從而降低其指相意義（李任偉等，1999；李忠雄等，2001）。大陳嶺組及其與楊柳崗交界處δ18O較低，可能反映了白雲巖化作用的影響。下面僅討論碳同位素漂移的影響因素。
圖3-11 地質時期中碳酸鹽巖的碳氧同位素曲線
（據Veizer et al.，1986）
圖中左邊兩條豎虛線（A）和中間兩條豎虛線（B）分別表示本節和3.6節研究地層之地質時間區間
3.5.3 碳同位素地層曲線與層序地層、海平面變化及生物演化關系
許多學者對碳同位素地層曲線與層序地層及海平面變化的關系作過詳細研究（Jenkyns et al.，1977；Arthur et al.，1988；Saltzman et al.，1988；Patterson et al.，1994；Patzkowsky et al.，1997；沈渭洲等，1997；李任偉等，1999；李貴東等，1999；林春明等，2002）。在影響海相碳酸鹽巖碳同位素的眾多因素中，有機碳氧化與相對埋藏量是最重要的（黃思靜，1997；李忠雄等，2001）。當有大量有機碳快速埋藏時，由於有機碳中往往富集12C，從而使自然界碳庫以及與之平衡的海水中無機碳的13C富集，相應沈積碳酸鹽的δ13C發生正向漂移（沈渭洲等，1987）。海洋有機碳的埋藏速率明顯受海平面變化的控制（田景春等，1995；沈渭洲等，1997），海平面上升時，有機碳埋藏速率大，δ13C相應增加（李儒峰等，1996；李玉成，1998；王鴻禎等，2000；彭蘇萍等，2002）。據李玉成（1998）研究，華南晚二疊世碳酸鹽巖碳同位素變化曲線是逐漸降低的，與全球海平面變化趨勢壹致，灰巖碳同位素高值區和高海平面相對應，而低值區和低海平面相對應，表明碳同位素記錄的海平面變化具全球性。彭蘇萍等（2002）對塔裏木盆地寒武紀—奧陶紀碳酸鹽巖碳氧同位素研究表明，碳酸鹽巖的δ13C演化與海平面的升降呈明顯的正相關關系。本區寒武系—下奧陶統δ13C漂移曲線與根據露頭層序地層研究推測的海平面變化曲線吻合性較好，表現出δ13C值的高值區是海盆水體變深的反映。
大陳嶺層序、楊柳崗層序的δ13C演化曲線特征極為相似，都表現為在海侵體系域中δ13C值由小變大，高位體系域具有δ13C的正漂移，最後短暫海退期略為下降，最大凝縮層的δ13C值在0附近。華嚴寺組上部與西陽山組層序的同位素曲線起伏不大，可能是環境相對較穩定的反映。
華嚴寺組早期繼承了楊柳崗組環境特征，絕大部分三葉蟲是營漂浮或浮遊的，屬深水盆地還原環境。這壹時期球節子屬種中很多是世界性的（盧衍豪，1989）。該層序出現本區最高的δ13C正異常，也反映了水體較深。微量元素Sr/Ba比值比本區其他各組都要高，反映陸源物質少，離陸遠（表3-10）。δ13C 正異常峰值出現在 Lejopyge sinensis 帶與Proceratopyge fenghwangensis帶之間，相當於華北區系的崮山階和長山階下部（盧衍豪等，1989）。
表3-10 江山碓邊剖面寒武系至下奧陶統碳酸鹽巖Sr、Ba 含量分析數據
註：測試單位為地礦部江西省中心實驗室，由蘇璟測試。
在Veizer et al.（1986）的碳同位素年代演化曲線中，晚寒武世也出現壹個正漂移波峰。在美國內華達州中東部、哈薩克斯坦Malyi Karatau地區、澳大利亞昆士蘭州西北部和湘西桃源瓦兒崗等地都發現δ13C正漂移記錄（SPICE—The Steptoean Positive Carbon Isotope Excursion），4個剖面上的峰值都出現在Glyptagnostus reticulates首現和Irvingella首現之間的層位中（彭善池，1990；Peng，1992；Matthew et al.，2000）。它代表了從新元古代末至奧陶紀末之間的壹次主要的碳循環波動。Matthew et al.（2000）進壹步認為，可用SPICE 在全球範圍內對不含化石的寒武系碳酸鹽巖層序進行最基本的地層劃分。這壹正漂移在許多地區與已報道的三葉蟲滅絕事件在時間上吻合，滅絕事件發生在δ13C正漂移峰值之後（Matthew et al.，2000）。顯然地史時期海相碳酸鹽沈積中的δ13C含量的波動與當時海洋生物的發育程度密切相關（Paul and Mitchell，1994；王自強等，2002）。浮遊生物進行光合作用時優先選擇吸收12C，結果使得海水中13C不斷增加而促成δ13C正向異常波動，在這種環境中發育的腕足類化石殼體的δ13C值可高達4.90‰（陳旭等，2001）。
江山地區華嚴寺組底部的δ13C異常可能與晚寒武世的全球碳同位素漂移有關，但從化石帶所代表的時代來看，本區正漂移發生的時間比Matthew 報道的上述地區偏早（Matthew R S et al.，2000）。δ13C正漂移現象在生物演化上也有明顯的響應。楊柳崗期三葉蟲20個屬中有40%的屬上延到華嚴寺期，占華嚴寺期24 個屬的33.3%。而華嚴寺期24個屬中只有3個屬（12.5%）向上延伸到西陽山期早時，只占西陽山期早時30個屬中的10%，西陽山期早時絕大部分是新出現的屬，占90%（盧衍豪等，1989）。華嚴寺組從下往上分為6個化石帶（盧衍豪等，1989），三葉蟲屬數依次為11、11、6、4、2、6，δ13C正漂移峰值處生物繁盛，隨後迅速減少，變化趨勢更為明顯，與Matthew報道的現象完全壹致（Matthew R S et al.，2000）。看來華嚴寺期三葉蟲屬種的大量絕滅與海水碳同位素演化有密切關系，這從另壹側面支持了盧衍豪的“生物環境控制論”（盧衍豪，1979）。
沈積相和碳同位素演化曲線都表明，本區從早寒武世至早奧陶世的海平面出現旋回性起伏，但總體上未有明顯升高。Vail（1977）的全球海平面變化曲線在寒武紀—早奧陶世期間處於逐步上升階段（Vail et al.，1977；吳躍東，2001）。考慮到本區碳酸鹽沈積物厚度比較小，沈積補償能力不大，因此，推斷繼寒武紀早期大陸裂解盆地快速沈降後，晚寒武世浙皖海盆發生過整體擡升，區域地殼擡升與全球海平面上升相抵消，形成該區持續的次深海碳酸鹽沈積環境。