胡忠亚 李伟强 张华
01 晚古生代末的古特提斯洋
（1）古特提斯洋的概念与演化
根据最早Suess提出的概念，古特提斯洋是指北方劳亚古陆与南方冈瓦纳古陆之间的海洋。大约在3.2亿年前这两个古陆逐渐拼合，并于晚古生代末完成拼合过程，形成潘基亚超大陆（Pangaea），自此，古特提斯洋西缘和北缘均被大陆包围，形成一个向东开口的半局限大洋（图1）（吴福元等，2020）。晚古生代，从冈瓦纳大陆南侧裂解出来的基默里板块链（Cimmerian）在后续的六千万年里一直向北快速漂移，使得古特提斯洋不断缩小，最终在晚三叠世-侏罗纪与劳亚大陆拼贴，古特提斯洋彻底消亡(şengör, 1979)。
（2）晚古生代古特提斯洋的局限与封闭
在二叠-三叠过渡时期，从当时全球板块古地理重建结果上看，古特提斯洋由于其北部和西缘被潘基亚超大陆所包围，与泛大洋之间的连通通道主要位于东南缘；在古特提斯洋东缘，华北板块、华南板块以及印支地块三个相对独立的大型地体的板块位移影响着古特提斯洋东端与泛大洋之间的沟通，南边的沟通则受到基默里板块链阻碍（图1）。古特提斯构造域的火成岩地质年龄统计数据显示，晚古生代末开始，环特提斯域火山及岩浆活动显著增强，反映晚二叠世之后各板块间碰撞、俯冲作用加剧(Wang et al., 2018)。在古特提斯洋东段，自早二叠世开始，北方的西伯利亚板块向南漂移，大约在晚二叠世与华北板块和蒙古板块发生碰撞；同一时期，基默里板块链的东端，包括保山地块、思茅地块以及缅泰地块等快速向北漂移，与印支板块和华南板块相继发生拼贴，并继续向北漂移(Wang et al., 2018)。这一系列的板块运动在很大程度上减少甚至完全闭塞了古特提斯洋与泛大洋之间的部分连通通道。基于大地构造演化的研究成果显示，晚古生代末华夏古陆与冈瓦纳大陆、劳亚大陆和海西造山带一起围限形成了相对封闭的古特提斯洋（吴福元等，2020）。因此，二叠-三叠纪过渡时期，古特提斯洋与泛大洋沟通的通道可能要比当前古地理图上所表现的更少、也更狭窄，与泛大洋之间的海水交换并不像当前各大洋之间的洋流循环那么通畅。由于古特提斯洋封闭与晚二叠世末生物大灭绝（end-Permian mass extinction, EPME）在时间上具有一定的一致性，国内有学者曾提出EPME事件与古特提斯洋的构造封闭有密切关系（李鹏武等，2009）。
图1 不同文献中标注的二叠-三叠过渡时期全球古地理特征图（图1A-1D分别来源于Algeo and Twitchett (2010)，Erwin (1994)，Garbelli et al. (2017) 和 Shen et al. (2012)）
（3）古特提斯洋局限与封闭的沉积地球化学证据
古特提斯洋与泛大洋之间的连通性变化会直接影响两个洋盆之间的水体交换，目前有一系列的沉积学和地球化学证据间接支持大灭绝时期古特提斯洋内海水与外界水体交换受到限制这一假说。例如，奥地利南阿尔卑斯地区（古特提斯洋西侧）、扬子地台（古特提斯洋东侧）以及伊朗Zal剖面（古特提斯洋南边）的碳酸盐岩稳定铀同位素研究表明二叠-三叠过渡时期，碳酸盐沉积物中δ238U发生大幅度负漂移，反映同时期古特提斯洋内大范围缺氧 (Lau et al., 2016; Zhang et al., 2020)。扬子地台内（古特提斯洋东侧）多条经典P-T剖面显示在二叠-三叠生物大灭绝层段活性铁组分含量较高、黄铁矿相对富集(Shen et al., 2016)，也支持水体滞留、缺氧的假说。Hotinski et al. (2000)关于二叠-三叠过渡时期全球洋流循环模拟结果显示，由于生物大灭绝时期低纬度到极地地区大洋温度梯度降低导致全球洋流循环的驱动力减弱。我们可以想象这必然也会导致古特提斯洋与泛大洋之间海水交换受到阻碍。另外，大量沉积学和地层学研究资料表明在全球诸多二叠-三叠过渡层段的地层中广泛发育比较明显的平行不整合构造（图2），反映在二叠纪-三叠纪过渡时期全球大洋曾发生过大规模的海退(Hallam and Wignall, 1999)。在大海退过程中由于海平面快速下降，地体以及大量岛屿、浅滩等对水体交换的隔断作用势必会更加显著，使得古特提斯洋内的水体与外界沟通更加不畅。当前虽然在泛大洋的同时期沉积地层也观测到了类似的地球化学变化，例如碳同位素以及铀同位素负漂、黄铁矿相对富集等，但也有学者认为，对比来看，泛大洋的海洋环境总体相对缓和一些(Algeo et al., 2010)。
图2 大量文献数据统计结果显示二叠-三叠过渡层段普遍发育平行不整合
02 古特提斯洋短暂封闭与海洋环境局限的新证据——来自白云岩镁同位素的指示
与U-S-Fe等元素相比，镁是海水中的主量元素，海洋中镁元素循环与碳-氧循环过程紧密耦合，因而与一系列重大海陆地质变迁以及生命过程息息相关。目前研究表明，白云石由于具有较高的热力学稳定性和镁含量，海相碳酸盐岩地层中白云岩镁同位素往往不易受后期成岩-热液作用改造，可以较好的保持沉积期海水的镁同位素信号（Hu et al., 2017）。同时白云石与水溶液间的镁同位素平衡分馏系数也已被精确标定（Li et al., 2015）。因此，可以利用白云岩的镁同位素信号反演古海水的镁同位素组成及演化，并示踪古海洋镁循环及相关地质演化过程。白云岩镁同位素有望为揭示这一时期海洋环境变化以及生物大灭绝机制提供新的认识。
图3 古特提斯洋东-西边缘典型白云岩化剖面镁同位素变化特征
近期，南京大学和中国科学院南京地质古生物研究所研究团队联合攻关，选取了全球多条经典的白云岩化P-T碳酸盐岩地层，进行了系统的碳-氧-镁同位素地球化学分析。结果发现在二叠-三叠生物大灭绝层段，不同剖面上的白云岩，其镁同位素均显示了较为一致的快速上升，并与碳同位素负漂移呈镜像耦合关系，揭示全特提斯域内海水主量元素的地球化学组成以及海洋镁循环过程发生了显著变化(Hu et al., 2021)。通过分馏系数推算，海洋δ26Mg值从晚二叠世末-0.3‰上升到早三叠世0.1‰，并伴随至少2期幅度更大、时间却更短的次级波动。在高精度地层时序约束下，在上二叠统乐平阶到下三叠统第一阶的镁同位素变化过程中，海水δ26Mg值的平均变化速率大约为0.53‰/Myr；若是考虑次级波动，海水的δ26Mg值最大变化速率可达3-4‰/Myr（图3）。考虑到现代海洋环境中镁的停滞时间长达13Myr，这样的变化是相当惊人的。
图4 二叠-三叠过渡时期海洋镁循环模拟及镁同位素响应过程，（A）GK-1钻孔白云岩镁同位素组成特征（红点）及第一级的镁同位素变化曲线；（B）响应古海水镁同位素变化，模拟的白云岩化增强结果（红色虚线）及与地质观测数据的比较；各个剖面的碳酸盐岩Mg/(Mg+Ca)数据来源于Li et al. (2018)
海洋镁循环的数值模拟结果显示，二叠-三叠过渡时期，全球海洋δ26Mg值快速上升与白云岩化作用增强有关。在生物大灭绝期间，海洋白云岩化作用提高了接近8倍，白云石的大量沉积会优先消耗水体中的24Mg，从而使得海水中相对富集26Mg，导致δ26Mg值上升（图4A）。本研究镁同位素揭示的白云岩化增强事件与先前地质统计数据基本一致(Li et al., 2018)（图4B）。总的来看，白云岩化作用增强是一系列地质变化综合作用的结果，反映了多因素变化对海洋环境变化的综合影响。首先，在大灭绝时期，全球海洋表层温度上升了大约15 ℃(Sun et al., 2012)，表层海水升温会加速海水蒸发从而有利于咸化海水的形成，可以为白云岩化作用大规模进行提供充足的流体来源，另一方面升温还会加速白云岩化速率。其次，实验研究证实，溶液中溶解硫化物的增加也可以促进白云石的沉淀（Zhang et al., 2012），而大灭绝时期海水发生了广泛的海水缺氧硫化（海水富集硫化氢）(Shen et al., 2011; Shen et al., 2016），硫化缺氧的海水甚至上涌到了透光带，可促进白云岩化作用的发生。另外，在大灭绝事件中，大量掠食类生物死亡，陆源输入的营养物质增加，海洋中藻类相对繁盛，这些微生物大量发育也会促进白云石形成(Algeo et al., 2011)。
两次次级镁同位素快速正漂移基本与西特提斯洋一侧观察的两次碳同位素负漂移相对应，其周期更短、幅度更大，平均变化速率达到了惊人的3‰~4‰/Myr。模拟结果显示，这样的变化若是全球性的，那么全球白云岩化作用需要在极短的时间里增强数十倍，或者河流入海输入量短时间内增加数十倍以上同时河水具有很高的镁同位素值(Hu et al., 2021)。无论是哪种假设，都与当前地质统计数据或者其它地球化学方法得到的结果极不一致（比如，87Sr/86Sr数据显示P-T过渡时期大陆风化增加幅度大约在3-7倍，Sedlacek et al., 2014，Song et al., 2015）。根据海洋镁循环过程及同位素分馏机理，储库中镁总量越少，对外界的扰动及变化会越敏感。因此，这种极快速的海水镁同位素变化更可能反映的是相对局限的海洋环境变化（图5）。
图5 局限洋盆海水量与海水δ26Mg值变化速率之间的关系
若局限洋盆镁含量只占全球大洋总量的20%（古特提斯洋内海水体量可能不到全球总海水量的10%），那么局限盆地内白云岩强度增加到8倍时候，可以使得海水δ26Mg值变化速率快速达到4‰/Myr（图5）。地层对比发现，该时期两次次级的镁同位素正漂移对应着两次铀同位素的负漂移（Zhang et al., 2020）（图6），表明镁同位素正漂移期间的古特提斯洋处于相对缺氧状态。洋盆内海水频繁的镁同位素变化与同时期海侵-海退变化关系密切。在海退过程中，古特提斯洋与外海之间的水循环更加不畅，快速的白云岩化作用导致洋盆内镁同位素快速上升，在随后的海侵过程中，广海的海水补给进入封闭碳酸盐台地内，从而使得碳酸盐台地内海水δ26Mg值有所下降，形成锯齿状波动。
图6 GK-1钻孔镁同位素与同时期碳-氧-铀同位素变化特征，稳定铀同位素数据来源于Zhang et al. (2020)
03 海洋环境局限与生物大灭绝——来源于现代海洋观测的启示
晚二叠世末，地球上发生了迄今为止规模最大的一次生物大灭绝事件。在不到0.5Ma的时间里，大约90%的海洋种属彻底消失，破坏了存在2亿年之久的海洋生态系统(Burgess et al., 2014; Song et al., 2012)。这一时期，古海洋环境发生了一系列剧变，包括海水升温、酸化、缺氧、大规模海退以及洋流循环受阻等(Algeo et al., 2011)，这些变化都是导致晚二叠世末海洋生物大灭绝的诱因，同时这些因素彼此之间又都具有一定的内在关联性，总的来说，P-T过渡时期海洋生物大灭绝的多因素控制机制十分复杂。
在当前海洋环境中，除了因为大规模人类捕捞所直接导致的海洋生物种群减少外，局限海湾环境里水化学剧变是能够在极短时间内导致生物大面积死亡的重要环境事件之一，比如赤潮。我国浙江中部近海、辽东湾、渤海湾、杭州湾、珠江口、厦门近岸等是赤潮的重灾区。2018年夏季，由于异常天气和洋流的影响，北大西洋墨西哥湾地区爆发了近十多年来最严重的一次赤潮，大量海龟、海牛、海豚和鱼类的尸体被冲上延绵数千公里的海岸带内，一度引发当地居民恐慌（来源于百度新闻，出自中国气象爱好者主页）。海洋环境剧变很大程度是因为海洋元素循环以及水化学性质发生了快速变化。局限海洋环境内环境缓冲能力被大幅度削弱，从而容易引起生物生存环境快速恶化。当前构造及地球化学证据均支持晚古生代古特提斯洋相对封闭这一假说，同时，有研究表明古特提斯洋的面积和平均洋盆深度均小于泛大洋(Yin and Song, 2013)，所以古特提斯洋中的海水体量要远远小于全球大洋。在相对局限的海洋环境中，海水体量较小，海洋缓冲能力有限，同时期发生的全球变暖、陆源风化增强以及水体富营养化等一系列海-陆环境变化极易在这样的海洋环境中引发一系列灾变，从而导致大范围生物灭绝。有学者认为虽然二叠-三叠过渡时期的生物大灭绝是全球性的，但是在广阔外海，生物的生存情况可能要比古特提斯洋内缓和很多，泛大洋内的生物孑遗可以为早三叠世后期的生物复苏提供“种子”(Algeo et al., 2011)。
04 白云岩镁同位素示踪重大地质事件展望及注意事项
近两年来用白云岩镁同位素示踪古海洋-古气候演化的研究越来越多。用白云岩镁同位素来恢复显生宙以来古海水的镁同位素变化将有望为解决一系列重大地质演化问题提供新的地球化学约束。但是，也存在许多困难，比如，大套厚层白云岩地层如何实现高精度地质定年？由于白云化作用往往会破坏原始沉积构造以及生物化石，很多白云岩地层因此成为“哑层”。除此之外，需要注意的是并不是地层中所有的白云石都能够用来反演古海水的镁同位素组成特征。在白云岩化过程中，孔隙水的运移方式比较复杂(Huang et al., 2015; Ning et al., 2020)，孔隙水扩散作用可以使得白云石δ26Mg值在沿白云岩化流体运移方向上产生1‰的变化(Huang et al., 2015)。因此，我们需要开展细致的岩石学和沉积学研究，结合元素以及其它同位素地球化学指标，分析白云岩化过程和机理，综合研究白云岩化过程中镁同位素地球化学变化，判断白云石是否与同期海水达到了分馏平衡。尽管如此，白云岩镁同位素的研究，为正确认识理解深时地球系统演化提供了新的思路。
本文作者胡忠亚（同济大学海洋与地球科学学院，博士后）、李伟强（南京大学地球科学与工程学院，教授）、张华（中国科学院南京地质古生物研究所，研究员），本文属作者本人理解与解读，相关问题交流可通过邮箱zhongyahu@tongji.edu.cn与本人联系。欲知更多详情，请进一步阅读相关原始文献。
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