Características de los isótopos de carbono y oxígeno de las rocas carbonatadas del Cámbrico
El trabajo anterior en el área de Jiangshan se centró principalmente en paleontología y bioestratigrafía, con muy pocos resultados de investigación sobre estratigrafía química, especialmente isótopos de carbono y oxígeno (Liu et al., 1984; Yang et al., 1984; Zhao et al., 1984). La sección Duibian en el área es la sección estándar para el límite Cámbrico-Ordovícico en la subregión de Jiangnan en el sureste de mi país. Una vez fue catalogada como una sección candidata para el estratotipo límite internacional Cámbrico-Ordovícico. El autor recopiló sistemáticamente datos de carbono de este. Sección. Se midieron isótopos de carbono y oxígeno y oligoelementos en muestras de roca salada. Esta sección analiza las características de evolución de los isótopos de carbono y oxígeno de esta formación y combina los datos del análisis de facies sedimentarias para explorar los cambios en el nivel del mar en el área durante el Cámbrico y el Ordovícico temprano (Guo Fusheng et al., 2003c). Este estudio es un intento de estudiar la estratigrafía química de Jiangshan. Agrega material nuevo a la descripción completa de la sección representativa de la subregión de Jiangnan. También es de cierta importancia para la discusión de la historia del desarrollo de la corteza terrestre de la región y la comparación. de la evolución global del antiguo nivel del mar.
3.5.1 Fuente de datos
3.5.1.1 Métodos de recolección y prueba de muestras
La calidad de la muestra en sí y la descripción de sus antecedentes geográficos y geológicos son los principales requisitos previos para juzgar la calidad de los datos (Ding Tiping, 2002). Todas las muestras de este estudio se recolectaron en la sección de Duibian en Jiangshan, Zhejiang, que se encuentra en los suburbios del noreste de la ciudad de Jiangshan, a unos 10 kilómetros del área urbana. El punto de inicio del muestreo es N28°49′00″, E118°37′05″, H132m, el punto final es N28°49′04″, E118°36′49″, H188m, la dirección general del tramo es NW287° , y la longitud es de 550 m. Los afloramientos estratigráficos en el tramo Uibiano son continuos y las rocas son frescas. Al tomar muestras, trate de tomar muestras de roca fresca y evite vetas de calcita, cristales de pirita y partes recristalizadas. ***Se recolectaron 73 muestras de rocas carbonatadas.
Las muestras de roca se molieron hasta convertirlas en polvo (malla <200), se secaron en un horno y luego se hicieron reaccionar con ácido ortofosfórico al 100 % al vacío durante 24 horas (25 °C). El gas CO2 obtenido se analizó para determinar la composición de isótopos de carbono y oxígeno en un espectrómetro de masas MAT-252. Los resultados del análisis adoptan el estándar PDB y la precisión de la prueba es del 0,2‰.
Para determinar si la composición de isótopos de carbono y oxígeno de las muestras ha sufrido cambios después del período de deposición, se midió el contenido de Mn y Sr de 16 de las muestras para realizar pruebas de originalidad de las muestras. El método de prueba es muestra disuelta HF/HClO4, prueba de fotómetro de plasma PS-4, temperatura ambiente de trabajo 20 ℃, humedad 70.
3.5.1.2 Resultados de la prueba e inspección
Los resultados del análisis de isótopos de carbono y oxígeno y Sr, Sr se enumeran en la Tabla 3-9. Primero, se inspecciona la originalidad de los datos de los isótopos de carbono y oxígeno para determinar la utilidad de los datos de la prueba. Todavía existe mucha controversia sobre si las muestras de rocas pueden conservar la composición original de isótopos de carbono y oxígeno, y los métodos de identificación también son diferentes (Li Xinqing et al., 1999). Después del período de deposición, especialmente debido a la influencia de la circulación atmosférica del agua, las rocas carbonatadas sufrirán pérdida de Sr y adición de Mn. La gente suele considerar que Mn/Sr <10 (un estándar más estricto es 2 a 3) es el criterio establecido. para la composición de isótopos de carbono original (Veizer, 1983; Kaufman et al., 1995, 1997; Derry et al., 1989, 1992, 1994). El valor de δ18O de las rocas carbonatadas se reducirá significativamente debido a la influencia de la atmósfera y los fluidos de agua caliente después del período de deposición, mientras que Kaufman et al. (1993) utilizó δ18O ＞-11‰ como valor límite (Derry et al., 1992; Kaufman et al., 1993; Kaufman et al., 1995; Feng Hongzhen et al., 2000). Muchos estudiosos utilizan si existe una correlación positiva entre δ18O y δ13C para inferir si las rocas se ven afectadas por la diagénesis (Oing et al., 1994; Williams, 1988; Wang Darui et al., 2002a, 2002b).
Las proporciones Mn/Sr de todas las muestras en la Tabla 3-9 son inferiores a 2, lo que indica que conservan la composición de isótopos de carbono original. El δ18O de la mayoría de las muestras está en el rango de >-11‰. Según el diagrama de dispersión (Figura 3-9), las composiciones de isótopos de carbono y oxígeno son relativamente discretas y no existe una relación lineal entre los dos, lo que indica que la composición de isótopos estables de la muestra básicamente no se ve afectada por la diagénesis, y el isótopo los datos obtenidos son fiables.
Tabla 3-9 Datos analíticos de isótopos de carbono y oxígeno y contenido de Mn y Sr de rocas carbonatadas del Cámbrico al Ordovícico Inferior en la sección Jiangshan Uibian
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Nota: La unidad de pruebas de isótopos es el Laboratorio Nacional Clave de Investigación de Mecanismos de Mineralización de Depósitos Metálicos Endógenos de la Universidad de Nanjing, probado por Huang Yaosheng; la unidad de pruebas de elementos traza es el Laboratorio Central Provincial de Jiangxi; el Ministerio de Geología y Recursos Minerales, probado por Su Jing.
Figura 3-9 Diagrama de correlación entre los valores de δ18O y δ13C de rocas carbonatadas del Cámbrico-Ordovícico inferior en el área de Jiangshan
1—Formación Dachenling 2—Formación Yangliugang 3—Huayansi; Formación; 4—Parte inferior de la Formación Xiyangshan; 5—Parte superior de la Formación Xiyangshan
3.5.2 Características de la composición de isótopos de carbono y oxígeno
Cámbrico de Jiangshan: el valor de δ13C del carbonato del Ordovícico Inferior rocas oscila entre -1,9‰ y 3,7‰, con un valor medio de 0,86‰. El valor de δ13C de la piedra caliza marina normal es 0 ± 2‰ (Zheng Yongfei et al., 2000). Las anomalías de isótopos de carbono en esta área ocurren en el fondo de la Formación Dachenling (<-2‰) y la Formación Huayansi (>3‰) (Figura 3-10). También se puede ver en la Figura 3-10 que la curva estratigráfica de isótopos tiene características obvias de cambio cíclico. Las características de la curva de la Formación Dachenling y la Formación Yangliugang son muy similares y ambas forman un ciclo evolutivo completo. El δ13C de la Formación Huayansi y la Formación Xiyangshan es básicamente positivo. Después de alcanzar el valor más alto a principios del Cámbrico tardío, disminuyó considerablemente en el Cámbrico medio y tardío y luego entró en un estado de evolución suave, que continuó hasta el Ordovícico temprano. Cámbrico: cerca del límite del Ordovícico, no se produce ninguna deriva obvia de δ13C. En comparación con la curva de evolución de la edad de los isótopos de carbono de Veizer et al. (1986) (A en la Figura 3-11), la curva de evolución de los isótopos de carbono en esta área desde finales del Cámbrico temprano hasta principios del Ordovícico temprano tiene una gama más amplia de cambios y un valor medio más alto, el rango de variación y el valor medio dado por este último son -1,2 ‰ ~ 0 y -0,8 ‰ respectivamente. Las formas de evolución de las dos curvas δ13C son muy similares. Ambas ascienden lentamente en el extremo inicial y tienen una tendencia descendente al final. El cuerpo principal consta de un valle y una cresta. La cresta de la onda es alta y puntiaguda, ubicada a principios del Cámbrico tardío, formando una deriva positiva particularmente obvia con una amplitud anormal del 2‰.
El rango de variación de δ18O es -13,0‰～-1,3‰, con una media de -9,76‰. Según el valor medio, se produce una deriva negativa en la Formación Dachenling, la parte inferior de la Formación Yangliugang y la parte inferior de la Formación Huayansi. Cerca del límite Cámbrico-Ordovícico, no se produce ninguna deriva obvia de δ18O. En comparación con la curva de evolución de la edad de los isótopos de oxígeno de Veizer et al (1986) (Figura 3-11), la forma es consistente, pero el valor es mucho menor que el -6,5‰~-4‰ de Veizer et al. ).
Figura 3-10 Secuencia de fases sedimentarias del Cámbrico-Ordovícico temprano y curvas de isótopos de carbono y oxígeno en el área de Jiangshan
1—Caliza 2—Caliza dolomítica 3—Esquisto de calcio; esquisto carbonáceo
La composición de isótopos de oxígeno de las rocas carbonatadas es relativamente sensible a los cambios después del período de depósito, incluida la recristalización, la dolomitización y la lixiviación de agua dulce durante la diagénesis. Todo provocará el intercambio de isótopos entre los sedimentos carbonatados y la atmósfera y el agua caliente. fluidos, y el valor de δ18O será significativamente menor, reduciendo así su importancia de fase (Li Renwei et al., 1999; Li Zhongxiong et al., 2001). El δ18O inferior en la Formación Dachenling y su unión con Yangliugang puede reflejar la influencia de la dolomitización. A continuación sólo se analizarán los factores que influyen en la deriva de los isótopos de carbono.
Figura 3-11 Curvas de isótopos de carbono y oxígeno de rocas carbonatadas en el tiempo geológico
(Según Veizer et al., 1986)
Las dos de la izquierda en la figura La línea de puntos vertical (A) y las dos líneas de puntos verticales en el medio (B) representan respectivamente el intervalo de tiempo geológico de los estratos de estudio en esta sección y en la sección 3.6
3.5.3 Isótopo de carbono curvas estratigráficas, estratigrafía secuencial y cambios en el nivel del mar y evolución biológica
Muchos académicos han realizado estudios detallados sobre la relación entre las curvas estratigráficas de isótopos de carbono, estratigrafía secuencial y cambios en el nivel del mar (Jenkyns et al., 1977; Arthur et al., 1988; Saltzman et al., 1988; Patzkowsky et al., 1997; 1999; Lin Chunming y otros, 2002). Entre los muchos factores que afectan los isótopos de carbono de las rocas carbonatadas marinas, la oxidación del carbono orgánico y la cantidad relativa de entierro son los más importantes (Huang Sijing, 1997; Li Zhongxiong et al., 2001). Cuando una gran cantidad de carbono orgánico se entierra rápidamente, el carbono orgánico a menudo se enriquece en 12C, que enriquece la reserva natural de carbono y el 13C de carbono inorgánico en el agua de mar que lo equilibra, y el correspondiente δ13C de carbonato sedimentario avanza (Shen Weizhou et al., 1987). La tasa de enterramiento de carbono orgánico marino está obviamente controlada por los cambios en el nivel del mar (Tian Jingchun et al., 1995; Shen Weizhou et al., 1997). Cuando el nivel del mar aumenta, la tasa de enterramiento de carbono orgánico aumenta y δ13C aumenta en consecuencia (Li). Rufeng et al., 1996; Li Yucheng, 1998; Wang Hongzhen et al., 2000; Según Li Yucheng (1998), la curva de cambio de isótopos de carbono de las rocas carbonatadas del Pérmico tardío en el sur de China disminuye gradualmente, lo que es consistente con la tendencia global de cambio del nivel del mar. El área de alto valor de isótopos de carbono de piedra caliza corresponde al alto nivel del mar. , mientras que el área de valor bajo corresponde al nivel alto del mar, lo que indica que los cambios en el nivel del mar registrados por los isótopos de carbono son globales. Peng Suping et al. (2002) estudiaron los isótopos de carbono y oxígeno de las rocas carbonatadas del Cámbrico-Ordovícico en la cuenca del Tarim y demostraron que la evolución del δ13C de las rocas carbonatadas tiene una correlación positiva obvia con el aumento y la caída del nivel del mar. La curva de deriva de δ13C del Cámbrico-Ordovícico Inferior en esta área concuerda bien con la curva de cambio del nivel del mar inferida en base a estudios de estratigrafía de secuencia de afloramientos. El área de alto valor que muestra el valor de δ13C es un reflejo de la profundización del cuerpo de agua de la cuenca marina.
Las características de la curva de evolución de δ13C de la secuencia de Dachenling y la secuencia de Yangliugang son muy similares. Ambas muestran que el valor de δ13C cambia de pequeño a grande en el tracto del sistema transgresivo, y el tracto del sistema alto tiene un efecto positivo. deriva de δ13C Durante el período final de regresión a corto plazo, hubo una ligera disminución y el valor de δ13C de la capa condensada máxima estuvo cerca de 0. Las curvas isotópicas de las secuencias superiores de la Formación Huayansi y la Formación Xiyangshan tienen poca fluctuación, lo que puede reflejar un entorno relativamente estable.
La Formación Huayansi heredó las características ambientales de la Formación Yangliugang en su etapa inicial. La mayoría de los trilobites eran flotantes o planctónicos y pertenecían a un entorno de reducción de cuencas de aguas profundas. Durante este período, muchas especies del género Fetlock eran cosmopolitas (Lu Yanhao, 1989). Esta secuencia tiene la anomalía δ13C positiva más alta en el área, lo que también refleja el cuerpo de agua más profundo. La relación de oligoelementos Sr/Ba es mayor que la de otros grupos de esta zona, lo que refleja que hay menos materiales terrestres y se encuentran alejados del continente (Tabla 3-10). El pico de anomalía positiva de δ13C aparece entre la zona de Lejopyge sinensis y la zona de Proceratopyge fenghwangensis, que es equivalente a las etapas inferiores de Gushanian y Changshanian de la fauna del norte de China (Lu Yanhao et al., 1989).
Tabla 3-10 Datos de análisis de contenido de Sr y Ba de rocas carbonatadas del Cámbrico al Ordovícico inferior en la sección Jiangshan Uibian
Nota: La unidad de prueba es la provincia de Jiangxi, Ministerio de Geología y Recursos Minerales Laboratorio central, probado por Su Jing.
En la curva de evolución de la edad de los isótopos de carbono de Veizer et al. (1986), también apareció un pico de deriva positiva en el Cámbrico Superior.
Se han encontrado registros de excursiones positivas de δ13C (SPICE: The Steptoean Positive Carbon Isotope Excursion) en el centro y este de Nevada en los Estados Unidos, la región de Malyi Karatau en Kazajstán, el noroeste de Queensland en Australia y Wagang en Taoyuan, en el oeste de Hunan. Todos los cuatro perfiles aparecieron en el horizonte entre la primera aparición de Glyptagnostus reticulates y la primera aparición de Irvingella (Peng Shanchi, 1990; Peng, 1992; Matthew et al., 2000). Representa una importante fluctuación del ciclo del carbono desde el final del Neoproterozoico hasta el final del Ordovícico. Matthew et al. (2000) creían además que SPICE se puede utilizar para realizar la división estratigráfica más básica de secuencias de carbonatos del Cámbrico libres de fósiles a escala global. Esta deriva positiva coincide en muchas regiones con el momento en que se informaron los eventos de extinción de trilobites, que ocurrieron después del pico de la deriva positiva de δ13C (Matthew et al., 2000). Obviamente, la fluctuación del contenido de δ13C en los sedimentos carbonatados marinos durante la historia geológica está estrechamente relacionada con el grado de desarrollo de la vida marina en ese momento (Paul y Mitchell, 1994; Wang Ziqiang et al., 2002). El plancton absorbe preferentemente 12C cuando realiza la fotosíntesis. Como resultado, el 13C en el agua de mar continúa aumentando y contribuye a fluctuaciones positivas anormales en δ13C. El valor de δ13C de la concha de braquiópodo fósil desarrollado en este entorno puede llegar a 4,90‰ (Chen Xu et. otros, 2001).
La anomalía δ13C en el fondo de la Formación Huayansi en el área de Jiangshan puede estar relacionada con la deriva global de isótopos de carbono en el Cámbrico Superior. Sin embargo, a juzgar por la era representada por el cinturón fósil, la deriva positiva. en esta área ocurrió antes que Matthew. Las áreas mencionadas anteriormente fueron reportadas antes (Matthew R S et al., 2000). El fenómeno de deriva positiva de δ13C también tiene respuestas obvias en la evolución biológica. 40 de los 20 géneros de trilobites en la etapa Yangliugang se extienden hasta la etapa Huayansi, lo que representa el 33,3% de los 24 géneros en la etapa Huayansi. Sin embargo, solo 3 géneros (12,5) entre los 24 géneros del Período Huayansi se extienden hasta la Etapa Xiyangshan temprana, lo que representa solo 10 de los 30 géneros en la Etapa Xiyangshan temprana, y la mayoría de ellos en la Etapa Xiyangshan temprana. un género recién surgido que representa el 90% (Lu Yanhao et al., 1989). La Formación Huayansi está dividida en 6 zonas fósiles de abajo hacia arriba (Lu Yanhao et al., 1989. El número de géneros de trilobites es 11, 11, 6, 4, 2, 6. Los organismos florecieron en el pico de deriva positiva de δ13C). y luego disminuye rápidamente, la tendencia de cambio es más obvia, lo cual es completamente consistente con el fenómeno reportado por Matthew (Matthew R S et al., 2000). Parece que la extinción masiva de especies de trilobites durante el período Huayansi está estrechamente relacionada con la evolución de los isótopos de carbono del agua de mar, lo que respalda la "cibernética ambiental biológica" de Lu Yanhao desde otro aspecto (Lu Yanhao, 1979).
Las fases sedimentarias y las curvas de evolución de isótopos de carbono muestran que el nivel del mar en esta zona fluctuó cíclicamente desde el Cámbrico Inferior hasta el Ordovícico Inferior, pero en general no hubo un aumento significativo. La curva de cambio global del nivel del mar de Vail (1977) se encontraba en una etapa de ascenso gradual desde el Cámbrico hasta el Ordovícico temprano (Vail et al., 1977; Wu Yuedong, 2001). Teniendo en cuenta que el espesor de los sedimentos carbonatados en esta zona es relativamente pequeño y la capacidad de compensación de la sedimentación no es grande, se infiere que tras el rápido hundimiento de la cuenca del rift continental a principios del Cámbrico, la cuenca Zhejiang-Anhui experimentó un levantamiento general en El Cámbrico tardío, y el levantamiento de la corteza regional estuvo relacionado con el aumento global del nivel del mar, lo compensó, creando un ambiente sostenido de deposición de carbonato en aguas subprofundas en esta área.