密文天 王新利 馮志強 陳安清 任才云 周玉華

（1.成都理工大學(xué) 沉積地質(zhì)研究院，成都610059；2.中國地質(zhì)大學(xué) 地球科學(xué)與資源學(xué)院，北京100038；3.浙江大學(xué) 海洋科學(xué)與工程學(xué)系，杭州310058；4.貴州甕福磷礦，貴州 福泉550508）

貴州甕安震旦系陡山沱組發(fā)現(xiàn)的甕安生物群是目前發(fā)現(xiàn)的最早的動物化石群。較早的早期生命證據(jù)是澳大利亞太古宙3 500Ma B.P.的Warrawoona群微生物化石和南非的太古宙Fig Tree群中的化石［1］；但直到新元古代末期以前，仍沒有動物出現(xiàn)。1998年，Xiao在《Nature》上發(fā)表文章稱在中國甕安發(fā)現(xiàn)動物胚胎化石［2］，這是迄今為止最早的動物化石記錄。根據(jù)生物與環(huán)境協(xié)同演化的理論，推測埃迪卡拉紀(jì)陡山沱期的古海洋環(huán)境應(yīng)發(fā)生了很大變化，有必要通過研究該時期的δ13C值變化，探討其環(huán)境的變化。

重大地質(zhì)事件發(fā)生時海相碳酸鹽巖的碳同位素組成演化表現(xiàn)出一定的飄移規(guī)律。地質(zhì)事件打破了原有的生物圈、水圈、大氣圈之間的碳同位素動態(tài)平衡，導(dǎo)致各圈層內(nèi)含碳物質(zhì)的碳同位素組成有明顯變化；而海相碳酸鹽巖反映同期海水碳同位素組成，可以通過碳穩(wěn)定同位素偏移來反映地質(zhì)事件。例如，黃思靜在泥盆系－石炭系、石炭系－二疊系、二疊系－三疊系界線附近發(fā)現(xiàn)δ13C值負漂移，認為與生物絕滅更替有關(guān)［3］。而震旦紀(jì)沉積地層記錄的碳同位素異常變化幅度很大，反映了異常的海洋地球化學(xué)條件［4］。目前，整個華南震旦系臺地相剖面共報道了4個碳同位素負異常［5］，其中陡山沱期分辨出較為明顯的2個負異常。最早的異常出現(xiàn)于陡山沱組底部蓋帽碳酸鹽巖中（約635Ma B.P.），并提出了“雪球地球”假說、上升流假說、甲烷逃逸和“淡水分層模式”假說來解釋［6］；第二個負異常出現(xiàn)在陡山沱組中部，出現(xiàn)的時間有580Ma B.P.和595Ma B.P.兩種觀點［4，5］。而在陡山沱組－燈影組界線附近的碳同位素異常被認為可以與阿曼Shuram異常對比［7］。

此外，磷是攜帶基因的DNA及RNA的主要化學(xué)成分，也是攜帶能量的三磷酸腺苷及細胞隔膜磷脂的核心成分。沒有磷的參與，任何生物創(chuàng)新事件都是無法完成的。與后生動物同期發(fā)生的是地史時期第一次出現(xiàn)的成磷事件，而甕安后生動物胚胎化石就發(fā)現(xiàn)于磷塊巖中。研究δ13C值的變化對探索成磷事件及生物事件有一定的意義。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

甕福磷礦位于貴州省中部甕安縣、福泉縣境內(nèi)，南北長約20km，東西寬2～4km（圖1）。大地構(gòu)造上屬于揚子地臺黔中隆起的北部。礦區(qū)地層屬于白巖背斜構(gòu)造，中部由小壩斷層截斷，北部為白巖背斜，南部為高坪背斜。背斜核部出露最古老的地層為前震旦系板溪群清水江組，向兩側(cè)依次出露震旦系、寒武系。

圖1 貴州甕安磷礦區(qū)域地質(zhì)圖Fig.1 Regional geological map of the Weng'an phosphorite deposit in Guizhou

陡山沱組含磷巖系沉積在南沱冰期的南沱組冰磧巖之上，上覆地層為燈影組白云巖。陡山沱期該區(qū)處于甕昭隆起向北東傾斜的淺水環(huán)境，最初沉積了陸源碎屑巖和下白云巖段；富磷海水侵入后在北部沉積了下磷層，后來海平面下降遭受剝蝕；最后海平面再次上升沉積了磷塊巖層。研究區(qū)位于穿巖洞礦段及大塘礦段的陡山沱組剖面，大塘剖面自下而上大體分為4層：（1）下礦層段，下部為含泥磷塊巖，厚1.16m；上部為白云質(zhì)磷塊巖及硅質(zhì)磷塊巖，厚4.64m。（2）夾層段，硅質(zhì)巖，厚2.1m。（3）上礦層段，主要磷礦層，由下而上為硅質(zhì)磷塊巖、白云質(zhì)磷塊巖，厚2.8m；中上部為白云質(zhì)砂屑磷塊巖，厚5.25m。（4）底板段主要為海綠色泥巖及泥質(zhì)白云巖，厚10.13m。樣品分別采自大塘礦段和穿巖洞礦段。

2 分析方法及實驗結(jié)果

2.1 干酪根碳同位素組成分析

采用化學(xué)及物理方法，除去巖石中的無機礦物及可溶有機質(zhì)，并使不溶有機質(zhì)富集。步驟：（1）酸處理，將巖樣用蒸餾水浸泡，使泥質(zhì)膨脹，除去上部清液；將6mol／L的鹽酸加入樣品，升溫至60℃，攪拌反應(yīng)2h，洗滌到弱酸性，除去清液；將樣品用水浴鍋蒸去水分，加入6mol／L的鹽酸及質(zhì)量分數(shù)為40%的氫氟酸，升溫至60℃，攪拌反應(yīng)2h，用稀鹽酸洗滌3次。按上述步驟反復(fù)4次。（2）重液浮選，將樣品烘干4h，磨碎后放入離心管，加入相對密度為2.0～2.1的重液，高速離心，取出上部干酪根，重復(fù)2次，用AgNO3檢查有無鹵離子。（3）將干酪根在－5℃冷凍6h，后進行干燥。（4）使系統(tǒng)真空至4Pa，通入氧氣，調(diào)好－50℃酒精冷液并套到冷阱上，將有樣品的瓷舟置于冷端，高溫燃燒25min，開啟真空泵至4 Pa，冷凍收集經(jīng)冷阱脫水后的CO2。用氣體同位素質(zhì)譜儀測量的δ13C值（PDB標(biāo)準(zhǔn)），精度為±0.2‰。

2.2 無機碳、氧同位素組成分析

用飽和磷酸法獲取樣品反應(yīng)后的CO2。純灰?guī)r在75℃、25℃時，反應(yīng)時間分別為0.5h、4h，純白云巖為6h、40h。用液氮法冷凍收集脫水后的CO2。實驗條件為真空度2Pa，100%飽和磷酸，儀器為MAT252氣體穩(wěn)定同位素質(zhì)譜儀，GBW04406為控制標(biāo)準(zhǔn)。精度為±0.2‰，以PDB為標(biāo)準(zhǔn)。

2.3 實驗結(jié)果及檢驗

甕安陡山沱組含磷巖系碳酸鹽巖及干酪根的同位素組成列于表1和表2。干酪根碳同位素組成在－31.3‰～－32.32‰間變化，宜昌干酪根碳同位素為－28.97‰～－38.39‰。甕安含磷巖系中白云巖的δ13C值為－2.45‰～1.75‰，δ18O值主要分布在－1.70‰～－8.82‰。

海相碳酸鹽巖的碳同位素組成可能會受早期成巖作用、晚期成巖作用中流體的作用等影響［8］，所測的碳同位素組成來自白云巖，其對海水信息的代表性需要討論。海相碳酸鹽的成巖蝕變過程伴隨著 Mn的獲取和Sr的失去［9，10］，蝕變程度較低的海相碳酸鹽有較低的Mn含量、更高的Sr含量。Derry認為Sr的質(zhì)量分數(shù)＞0.2‰時，能較好地代表海水信息［9］；Kaufman等認為當(dāng)碳酸鹽中wMn／wSr＜2～3時，能很好地保持原始海水的同位素組成［11］；也有人認為 wMn／wSr＜10表明碳酸鹽巖未遭受強烈的蝕變，也可以作為碳酸鹽巖保留了原始同位素的判別標(biāo)志［12－14］。黃思靜在秀山下古生界剖面研究中，認為微－粉晶白云石有較低的wMn／wSr比值，能代表海水信息，某些白云石Sr和Mn含量低的原因可能是沉積因素造成的［10］。本文的樣品為采集的新鮮的結(jié)晶程度低的微－粉晶白云巖，避免采集重結(jié)晶作用強的樣品，并回避碳酸鹽脈，樣品缺乏方解石膠結(jié)物，陸源碎屑也較少。總之，碳酸鹽的結(jié)構(gòu)特征以微－粉晶白云石為主。

表1 甕安大塘剖面陡山沱組白云巖碳氧同位素組成Table 1 C and O isotope compositions of the dolomite from Doushantuo Formation in Weng'an

表2 甕安陡山沱組樣品干酪根碳同位素組成Table 2 δ13 Ckercompositions of the samples from Doushantuo Formation in Weng'an

白云巖樣品wMn／wSr的元素比值均＜10；底板段的 WD24、WD28的wMn／wSr比值較高，可能是因受錳礦化影響而具有高的Mn含量，Mn含量可與世界范圍內(nèi)其他地區(qū)同一時期的地層對比［15］。其余的樣品 wMn／wSr基本達到了要求的標(biāo)準(zhǔn)，可以反映同期海水包含的信息。

碳酸鹽巖的氧同位素組成對蝕變作用靈敏，水－巖交換作用能使原巖δ18O值降低，樣品的氧同位素值均為＞－10‰（PDB），表明樣品很好地保存了原始海水的同位素組成。δ13C與δ18O二者是否存在線性相關(guān)關(guān)系，也能一定程度上判斷樣品是否遭受后期改造。Bathurst認為這是由成巖作用導(dǎo)致的［16］。甕安δ13C與δ18O相關(guān)性很小，相關(guān)系數(shù)為0.16（圖2）。

干酪根性質(zhì)十分穩(wěn)定，是耐降解大分子保存的結(jié)果。用它來測定樣品中的δ13Corg值，比用相同樣品中的總有機碳來測定更為準(zhǔn)確［17］。有機碳同位素值與沉積環(huán)境和植物來源關(guān)系密切，但在成巖作用中，熱化學(xué)反應(yīng)可能導(dǎo)致有機碳同位素值改變；其他地層的可溶有機質(zhì)對目標(biāo)地層的混入污染，也可能使數(shù)值偏離［18］。干酪根的H／C原子比可以對干酪根保存程度進行評價，H／C原子比＞0.2的樣品，受到后期成熟作用的影響較?。?7］。甕安磷礦剖面樣品的 H／C原子比均＞0.2，表明樣品受后期作用的影響很小。

圖2 大塘剖面碳氧同位素組成相關(guān)圖Fig.2 δ13 C－δ18 O plots for all tested samples from the Datang section

3 碳同位素組成特征

海水碳同位素組成受碳酸鹽沉積物和有機碳的相對比例影響；海水中碳酸鹽的沉積，不會引起碳同位素的分餾，因此與其形成介質(zhì)的碳同位素組成相同［19，20］。而有機碳的同位素值很低，這與生物動力學(xué)分餾有關(guān)。當(dāng)生物氧化／埋藏量發(fā)生變化時，由于有機質(zhì)碳同位素值與海水同位素值相差較大［21］，會影響到海水及其同期海相碳酸鹽巖同位素組成。

3.1 大塘剖面碳酸鹽巖碳同位素組成

甕安陡山沱組含磷巖系大塘剖面底板段碳酸鹽巖的δ13C值均為負值（圖3）。從底板段向上至下礦層，δ13C值發(fā)生明顯的正偏移，向上至下礦層下部δ13C值基本保持為正值，下礦層中上部δ13C值逐漸負偏移。在夾層段，δ13C值仍然較偏負；在上礦層，δ13C值又重新升高，保持在1‰～1.7‰。Hoffman等報道的陡山沱期早期的帽碳酸鹽巖的δ13C值一般在－2‰～－3‰之間［22］，世界其他大陸也有類似情況。甕安陡山沱組底板段的碳酸鹽巖可以與全球性的帽碳酸鹽巖相對比，δ13C值維持在－1.85‰～－2.45‰；在大塘剖面底板段頂部，則上升到0‰左右。因此，在底板段δ13C值總體為上升趨勢。到下礦層開始出現(xiàn)大規(guī)模磷塊巖沉積時，δ13C值已經(jīng)接近于1‰。

圖3 甕安大塘剖面陡山沱組碳酸鹽巖碳同位素組成變化曲線Fig.3 Variation curves of C isotope in the carbonate rocks from Doushantuo Formation of the Datang section in Weng'an

新元古代公認有2期冰川事件，即Sturtian冰期和 Marinoan或Vrangerian冰期［23］，而南沱冰期可以與Marinoan冰期相對比。有機地球化學(xué)證據(jù)表明南沱冰期時古海洋中的光合作用很受限制，生物生產(chǎn)率異常低下［24］；冰期后的陡山沱早期古海洋生態(tài)系統(tǒng)開始重建，藻類復(fù)蘇使生物生產(chǎn)率開始恢復(fù)。因此，海洋浮游生物的光合作用產(chǎn)生的同位素分餾及其有機碳埋藏率的變化，可能導(dǎo)致了底板段δ13C值的升高。所以，陡山沱早期的新屬種對有機質(zhì)的生產(chǎn)量逐漸增加，使同期海相碳酸鹽巖的δ13C值呈現(xiàn)正偏移，反映古海洋生物圈重新恢復(fù)生機。下礦層獲得的δ13C值（WD16）繼續(xù)升高，但與宜昌田家園子同層位對比［15］，δ13C值較低，可能是區(qū)域環(huán)境差異對同位素差異的影響所致。而下礦層的中上部δ13C值有一定的負漂移，顯示了生物生產(chǎn)率的降低，這反映了陡山沱期古海洋環(huán)境的不穩(wěn)定性，氣候與環(huán)境都有一定的波動與反復(fù)。

到陡山沱期中期，δ13C值仍然有明顯的負偏移，在大塘剖面的夾層段δ13C值（WD24）為－0.08‰。夾層段出現(xiàn)的明顯的沉積間斷面及古喀斯特現(xiàn)象的發(fā)育表明這一時期發(fā)生了地表暴露事件，可能與小規(guī)模的Gaskiers冰期（約580Ma B.P.）有關(guān)，或其他地質(zhì)事件導(dǎo)致了生物生產(chǎn)率的又一次下降。該期的δ13C值負偏移表明當(dāng)時處于生態(tài)相對蕭條時期。經(jīng)過陡山沱中期的環(huán)境的劇烈變化之后，δ13C值又開始上升，獲得的陡山沱組上磷礦層中上部的δ13C值為1.75‰～0.84‰。這說明生物進入新的復(fù)蘇與繁盛期，甕安生物群化石中的后生動物胚胎化石就是在上礦層下部發(fā)現(xiàn)的。Lambert等對揚子地區(qū)震旦系陡山沱組碳同位素的測定后發(fā)現(xiàn)碳同位素也有數(shù)次波動［25］，與大塘剖面的δ13C值的數(shù)據(jù)特征相符合。這些波動反映了該時期全球的巖石圈、水圈和生物圈的快速變化。而環(huán)境與生物是協(xié)同演化的，環(huán)境的快速變化刺激了生物的進化。

3.2 穿巖洞剖面有機碳同位素組成

Lewan把顯生宙時期沉積巖中無定形干酪根的碳同位素組成分成相對富12C的L型和相對富13C的H型的2種無定形干酪根［26］。甕安穿巖洞剖面獲得的干酪根δ13C數(shù)值低于－26‰，應(yīng)屬于L型無定形有機質(zhì)；且δ13Corg數(shù)值大多低于－30‰（表2），即使在L型無定形有機質(zhì)中，它們更富12C。與李任偉等獲得的陡山沱期黑色頁巖δ13Corg值十分一致［27］。

δ13Corg值與海水溶解碳的碳同位素組成和總量變化有關(guān)［28］，生物初級生產(chǎn)率、生物量、沉積速率、大氣CO2濃度及風(fēng)化等都可對其造成影響。生產(chǎn)率較高時，營光合作用的浮游生物等從水體中的CO2攝取碳引起生物細胞內(nèi)外CO2不平衡，使浮游生物δ13Corg值增加；生產(chǎn)率較低時，浮游生物碳需求量降低，引起水溶液中溶解的CO2累積，導(dǎo) 致δ13Corg值 的 降 低［29］。 上 礦 層 樣 品 的δ13Corg值自下而上數(shù)值逐漸降低（圖4），浮動達到1.02‰，這顯示了生物生產(chǎn)率逐漸地有小幅度降低，但起伏較小。

甕安磷礦上磷礦段可以分為上下兩個層位，下部的黑色碳質(zhì)磷塊巖層與其上的灰白色白云質(zhì)磷塊巖層，分別對應(yīng)于深水低能的局限環(huán)境和淺水高能的開放環(huán)境。實驗獲得的δ13Corg值均來自于黑色碳質(zhì)磷塊巖層，是整個甕安生物群化石產(chǎn)出最豐富的層位。陡山沱中－晚期，甕安由于受海侵作用而位于陸表海盆地中部［30］，這種極低的δ13Corg值可以用Lewan提出的海洋模式來解釋［26，27］：在淺水限流的陸表海盆地，有機質(zhì)被微生物降解產(chǎn)生的CO2成為光合作用的碳源；又由于海水循環(huán)在此沉積環(huán)境中受限制，導(dǎo)致生物降解產(chǎn)生的富12C的碳源不斷在陸表海盆地增加，當(dāng)被甕安生物群中大量的浮游生物在光合作用下利用時，產(chǎn)生的有機質(zhì)將富集12C，最后其有機碳具有低的δ13Corg值（圖5）。

圖4 甕安穿巖洞剖面陡山沱組有機質(zhì)碳同位素演變曲線Fig.4 Variation curves of the organic carbon isotope from Doushantuo Formation of the Chuan－Yandong section in Weng'an

圖5 甕安陡山沱組L型無定形有機質(zhì)成因Fig.5 The genesis of L－type amorphous organic matter from the Doushantuo Formation of Weng'an

此外，Dean通過實驗發(fā)現(xiàn)在藻類光合作用過程中，CO2含量對其碳同位素分餾具有重要的分餾作用［31］，高含量的CO2將導(dǎo)致同位素分餾系數(shù)的明顯增大，使海相有機質(zhì)相對于海水溶解碳更富集12C。Hoffman等認為“雪球地球”后［22］，大氣CO2含量很高，導(dǎo)致溫室效應(yīng)，因此，藻類進行光合作用過程中對CO2的分餾系數(shù)較大，海相有機質(zhì)相對于海水溶解碳更富集12C，使有機碳同位素值明顯偏低。

δ13Corg值的逐漸降低，可能與該期海平面變化有關(guān)。上礦層底部為沉積間斷面，代表海平面下降時暴露出水面遭受侵蝕；向上為碳質(zhì)磷塊巖沉積物，代表開始又一次海侵。此時，甕安生物開始大量產(chǎn)出，δ13Corg值維持在－31‰，海水深度不大，透光帶內(nèi)生物生產(chǎn)率較高；隨后，δ13Corg值逐漸減小，反映海平面處于上升階段，最低值達到－32.32‰，代表海水深度較大。由于海平面上升，下部水體的生物的光合作用受到限制，底部海水缺氧狀態(tài)加劇，生物生產(chǎn)率下降導(dǎo)致δ13Corg值降低。

此外，宜昌陡山沱組第2巖性段（頁巖與白云巖互層段）可以與甕安磷塊巖下礦層進行對比，獲得的δ13Corg值為－28.97‰，反映了較高的生產(chǎn)率水平，與該層燧石結(jié)核中發(fā)現(xiàn)的疑源類、球狀和絲狀藍菌、多細胞藻類相吻合。在陡山沱組頂部第4巖性段中的黑色頁巖獲得的δ13Corg值呈現(xiàn)極低的數(shù)值，為－38.39‰，顯示了在陡山沱末期生物生產(chǎn)率的下降。

4 討論

綜合許多學(xué)者對新元古代末到早寒武世碳酸鹽巖的δ13C變化趨勢的研究，發(fā)現(xiàn)有相似的變化趨勢，碳同位素表現(xiàn)為正偏移，但有幾次負偏移［8，32］。獲得的總體趨勢與本研究相一致：在冰期結(jié)束后的初期，即陡山沱早期δ13C值較低，而在陡山沱中－后期表現(xiàn)為明顯的正偏移；從長期趨勢看，一直到前寒武紀(jì)／寒武紀(jì)界線附近，總體表現(xiàn)為正偏移。與此對應(yīng)（圖6），全球開始了大規(guī)模的磷塊巖沉積，沉積的磷礦分布在除南極洲外幾乎所有的大陸，生物圈也發(fā)生了巨大變化。磷礦的沉積與δ13C值正漂移有一定的相關(guān)性。

Tucker認為磷塊巖的沉積一般與高的生物生產(chǎn)率和大洋海水的流通性相對應(yīng)［33］。冰期后，氣候轉(zhuǎn)暖，陡山沱期開始大規(guī)模的海侵，導(dǎo)致淺海臺地面積劇增，為淺海生物的繁盛及磷塊巖的沉積提供了場所。同時，物理及化學(xué)風(fēng)化作用使得陸源磷質(zhì)輸入海中，海水營養(yǎng)水平得以提高，為生物圈提供充足的供應(yīng)。海洋也從滯留的封閉體系逐漸向開放體系演化，大洋環(huán)流作用增強，有利于上升洋流的發(fā)育［35］，提供了攜帶富磷海水運移到擴大了的淺海臺地附近的動力。另一個關(guān)于海水流通性提升的證據(jù)來自于硫同位素。Cook對該時期的蒸發(fā)巖硫酸鹽及磷塊巖中晶格硫酸鹽的δ34S值的大幅度升高現(xiàn)象研究后發(fā)現(xiàn)，δ34S值的偏移是由深部洋水和淺部洋水的混合導(dǎo)致的［36］。深部洋水中厭氧的硫酸鹽還原細菌的作用使得δ34S值的偏移并富集磷；而淺水地區(qū)相反，當(dāng)海水流動性加大時，使得深部與淺部水體混合。

圖6 埃迪卡拉紀(jì)－早寒武世的碳同位素和磷塊巖豐度演化曲線略圖［33，34］Fig.6 Generalized trend of C isotope and the abundance of phosphorites in Ediacaran－Early Cambrian carbonate rocks

此外，一般認為大洋缺氧事件發(fā)生時，會導(dǎo)致海相碳酸鹽巖碳同位素δ13C值正偏移。溶解氧含量低的缺氧時期，生物死亡后的軀體得以保存，有機質(zhì)（富12C）大規(guī)模埋藏勢必造成海水中相對富13C［21］。Hiroto等發(fā)現(xiàn)前寒武紀(jì)末存在廣泛缺氧的淺海環(huán)境［37］；Donnelly等也認為，世界各地新元古代末海相碳酸鹽巖δ13C值正偏移是由于大洋缺氧事件造成的［38］。含磷有機質(zhì)在沉降過程中伴隨著磷質(zhì)釋放，而缺氧條件下釋放效率比氧化條件下高很多［39］，因此海洋缺氧事件促使缺氧水體內(nèi)磷的聚集，為磷塊巖的最終沉積提供了條件。

在對古海洋的生物圈及生物演化的作用方面，磷可通過海水溶液方式對生態(tài)系統(tǒng)提供支持。對于匱乏磷的生態(tài)系統(tǒng)，其生物群及生產(chǎn)率受到嚴(yán)重制約。如現(xiàn)代的太平洋中的Kauai火山海島，即是匱乏磷的生態(tài)系統(tǒng)，只能靠風(fēng)力傳輸含磷灰塵來維持［40］。而在目前上升洋流活躍且有磷礦沉積的秘魯、智利及納米比亞外海，都具有高的有機質(zhì)生產(chǎn)率，這必然與海水中的磷含量的增高有關(guān)。因此，陡山沱期的以甕安生物群為代表的生物圈繁盛（如后生動物的出現(xiàn)）、生物有機質(zhì)的成磷作用均是對古海洋環(huán)境重大變化的響應(yīng)。

在海水的流通性提升后，經(jīng)洋流上涌而影響磷的分布，進而影響生物圈這一系列反應(yīng)后，促使了生物圈內(nèi)部出現(xiàn)生命創(chuàng)新事件。因此，磷可能為這一事件的生物進化提供了動力。由于生物種類及數(shù)量的增加，可能在空間的利用、牧食及防御等方面產(chǎn)生壓力及競爭［36，41］；或者如Stanley的“收成原理”認為的，掠食性的生物以微生物及原始藻類為食，導(dǎo)致后者大量繁衍以避免滅絕，同時推動捕食者也隨之進化［42］。

5 結(jié)論

甕安陡山沱組大塘剖面的碳酸鹽巖碳同位素特征與其他地區(qū)同期碳同位素變化趨勢相似，顯示了冰期后δ13C值正飄移的趨勢，這與冰期后生物生產(chǎn)率的提高有關(guān)。甕安穿巖洞剖面上磷礦段的黑色碳質(zhì)磷塊巖中的L型無定形有機質(zhì)的低δ13Corg值是由于限流盆地中積累的12C源被浮游生物吸收導(dǎo)致，從另一個方面體現(xiàn)了生物有機質(zhì)聚磷作用。大洋中的缺氧事件使底部海水富磷質(zhì)，隨著古海洋流通性的提高，海水中磷質(zhì)被上升洋流帶到淺海并沉積成礦。而由于有了磷質(zhì)的供應(yīng)，生物圈也開始繁盛，并引起了生物的進化。

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