保山地块下二叠统丁家寨组碳同位素特征

罗 亮，王冬兵，尹福光，任 飞，宁括步

(中国地质调查局成都地质调查中心，四川 成都 610081)

引言

保山地块在石炭—二叠纪隶属于广义的滇缅马地块，受到了冈瓦纳大陆北缘的裂解、卧牛寺玄武岩喷发、冰川事件等一系列重大地质事件的影响。在这一重大变革期内沉积的丁家寨组(含特征的冰碛砾岩)与上覆的卧牛寺玄武岩已经引起了地质学家的广泛关注。丁家寨组不整合于下石炭统灰岩之上，之下有一个谢尔普霍夫阶开始可能持续到阿瑟尔阶的大沉积间断已被广泛报道[1-2]。大面积喷发的卧牛寺玄武岩不整合丁家寨组之上，其与保山地块从冈瓦纳大陆北缘裂解不无关系[3-5]。灰岩和碎屑岩夹层或透镜体常出现在卧牛寺玄武岩内[6-7]，其多被认为属丁家寨组沉积[8]。Liao等人[5]明确指出卧牛寺玄武岩喷发时代为石炭—二叠纪界线附近到早二叠世晚期(301～282 Ma)。因而丁家寨组与卧牛寺玄武岩可能为同期-近同期产物，对其二者开展研究工作，对保山地块乃至滇缅马地块从冈瓦纳大陆裂解时限确定具有重要意义。

地质历史时期地球曾发生过多次大规模的、全球范围内的冰川事件, 其与大气中CO2浓度[9-10]、全球气候变化[11-13]、生物灭绝[14]等有着紧密联系。地球上多次冰川发育之后，海洋中有机质大幅降低，δ13C值出现普遍负偏，如古元古代冰期[15]、大陆冰川Gaskiers冰期[16]、Marinoan冰期[17-20]、南沱冰期[21-23]。全球范围内几乎所有的冰期均与沉积岩中碳同位素负异常存在紧密联系[24-26]。

本文在野外剖面调查和钻孔编录的基础上，对保山地块中部与冰川有关的碳酸盐岩和含砾砂岩钙质胶结物进行无机碳、氧同位素(分别以δ13C、δ18O表示)的系统研究，并据此分析了早二叠世保山地块古地理环境。结合本区域丁家寨组苔藓虫化石和近同期的卧牛寺组玄武岩的时代和性质，对冰碛含砾砂岩的时代有了进一步约束，进而为保山地块的古地理归属提供了新的证据。

图1 云南保山地块地理位置及研究地层分布图

A.保山地块在中国的位置；B.保山地块香山组与丁家寨组分布略图；C.保山地块下石炭-下二叠统柱状图(据Liao et al.[5]修改)

Fig.1 Location (A), distribution of the Xiangshan Formation and Dingjiazhai Formation (B), and Lower Carboniferous-Lower Permian column (C) of the Baoshan block in Yunnan (modified from Liao et al., 2015)

1 研究区地质概况及采样剖面(钻孔)概述

保山地块位于中国西南滇西地区，东以北澜沧江断裂至柯街-南汀河断裂为界与昌宁-孟连带相邻，西以怒江断裂为界与腾冲地块相邻(图1A，B)。保山地块下石炭统—下二叠统自下向上可分为香山组、铺门前组、丁家寨组、卧牛寺组玄武岩等[6,27-28](图1C)。

上石炭统出露香山组、铺门前组，以含礁型复体珊瑚和高分异度的大型单体珊瑚及丰富的有孔虫化石的碳酸盐岩沉积为主。丁家寨组不整合于上石炭统碳酸盐岩之上，下部为特征的冰碛含砾砂岩、砾岩，向上过渡为粉砂岩，局部夹灰岩透镜体。卧牛寺玄武岩不整合于丁家寨组之上，主要由玄武岩和玄武质火山碎屑岩组成，其间可见少量灰岩和碎屑岩透镜体或夹层(图1C)。本次工作共踏勘保山市西邑乡和施甸县下石炭统—下二叠统的多条剖面和钻孔，实测了剖面PM01，详细编录了钻孔ZK320-3和ZK56-1，其具体位置见图1B，分别列述如下。

PM01地层总厚度>39m，其中丁家寨组22m，与下伏铺门前组呈不整合接触(图2)，岩性为灰色-灰黄色厚层状钙质冰碛砾岩，砾石含量10%～35%，大小0.2～35cm，砾石成分主为灰质、次为石英质，多为棱角-次棱角状，内含苔藓虫化石。铺门前组内可见大量珊瑚化石，鉴定出DibunophyllumirregulareFan、KusbassophyllumcarinatumFan、HexaphylliaelongateYu et al.、PristiophyllianovenaseptataLin等种，时代属早石炭世大塘期晚期。丁家寨组上部与沙子坡组白云岩呈不整合接触关系。

钻孔ZK320-3编录总厚度大于247m(图2)，其中香山组厚大于78m，中、下部主要为燧石结核灰岩，上部为生物碎屑灰岩。上部样品显微镜下定名含磷质泥质生物碎屑泥晶灰岩，岩石由方解石(60%～65%)、生物碎屑(20%±)、陆源粉砂(5%)、黏土质(10%～15%)、少量磷质等组成。生物碎屑可见海百合、腕足、介形虫、藻类等，呈星散状定向分布，被方解石充填。丁家寨组厚130m，不整合于香山组之上，下部为冰碛含砾钙质杂砂岩，砾石含量10%，粒径0.2～4cm，主体1～3cm，棱角-次棱角状，砾石成分以灰质、砂岩、少量玄武岩等，局部可见生物碎屑集中分布(图3)，镜下可见大量窗孔苔藓动物化石。丁家寨组中上部为碳质粉砂岩、粉砂质泥岩，见两处灰岩夹层或透镜体，厚度2～3m。卧牛寺玄武岩不整合于丁家寨组之上，可见杏仁状玄武岩、斜斑玄武岩、致密块状玄武岩构成的韵律变化。

图2 PM01、ZK320-3、ZK56-1柱状图及其碳同位素变化趋势

Fig.2 Columns and the carbon isotopic evolutionary trend indicated by the samples from the PM01 section and ZK320-3 and ZK56-1 wells

钻孔ZK56-1厚度大于132m，其中香山组厚大于15m，岩性为深灰色含生物碎屑灰岩，之上与丁家寨组呈断层接触。丁家寨组厚12m，岩性为冰碛钙质含砾砂岩，滴50%的稀盐酸强烈起泡，为钙质胶结。丙麻组厚65m，下部与丁家寨组呈断层接触，岩性为紫红色含砾泥质粉砂岩夹凝灰质细砂岩，中部见约4m厚的深灰色砂屑灰岩夹层或透镜体。沙子坡组厚大于40m，不整合于丙麻组之上，岩性为灰色白云岩。

2 样品处理方法和碳、氧同位素特征

2.1 样品处理方法

本次样品采集过程中，尽可能避免次生裂隙、方解石脉以及后期次生作用改造的影响，在岩心和剖面上选择新鲜的灰岩或钙质冰碛含砾砂岩样品，基本等间距采集了2个钻孔和1条剖面的67块样品做碳、氧同位素测试。室内研究中，在岩石薄片观察的基础上，采用牙钻避开肉眼可见的裂隙和方解石脉，选取新鲜处的胶结物钻取了粉末样，粉末样的碳、氧同位素测试全部在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成。利用100%磷酸与碳酸盐样品反应产生CO2气体，用高纯氦气将生成的CO2气体带入MAT253质谱仪测试碳、氧同位素组成。每5个样品加入一个标准，用参考气对其比对测试，碳酸盐样品的标准为GB04416，其δ13C=1.61±0.03‰，δ18O=-11.59±0.11‰；标准GB04417，其δ13C=-6.06±0.06‰，δ18O=-24.12±0.19‰。测量结果以PDB为标准，记为δ13CV-PDB和δ18OV-PDB，其精度分别优于±0.1‰和±0.2‰[29]。

表1保山地块ZK320-3、ZK56-1、PM01碳、氧同位素测试结果(‰)

Table1CarbonandoxygenisotopicdeterminationsforthesamplesfromtheZK320-3andZK56-1wellsandthePM01section(‰)

地层样品岩性样品编号δ13CPDBδ18OPDB丁家寨组灰岩ZK320⁃3H8⁃0．4⁃9．9丁家寨组灰岩ZK320⁃3H8⁃11⁃9．3丁家寨组钙质含砾砂岩ZK320⁃3H102．1⁃10．7丁家寨组钙质含砾砂岩ZK320⁃3H111．6⁃8．9丁家寨组钙质含砾砂岩ZK320⁃3H121．2⁃8．7丁家寨组钙质含砾砂岩ZK320⁃3H13⁃1．1⁃8．1丁家寨组钙质含砾砂岩ZK320⁃3H14⁃2．5⁃9．7丁家寨组钙质含砾砂岩ZK320⁃3H161．7⁃8．2丁家寨组钙质含砾砂岩ZK320⁃3H172⁃7．3ZK320⁃3香山组灰岩ZK320⁃3H183．2⁃5．7香山组灰岩ZK320⁃3H193．4⁃5．5香山组灰岩ZK320⁃3H202．7⁃7．5香山组灰岩ZK320⁃3H212．5⁃8．8香山组灰岩ZK320⁃3H222．7⁃6．8香山组灰岩ZK320⁃3H233．2⁃8．6香山组灰岩ZK320⁃3H251．6⁃10香山组灰岩ZK320⁃3H263⁃5．9香山组灰岩ZK320⁃3H273．1⁃5香山组灰岩ZK320⁃3H283．8⁃4．4

(接上表)

地层样品岩性样品编号δ13CPDBδ18OPDB香山组灰岩ZK320⁃3H294⁃6．4香山组灰岩ZK320⁃3H302．6⁃8．2香山组灰岩ZK320⁃3H313．2⁃5．8丁家寨组钙质含砾砂岩PM01H1⁃0．4⁃8．7丁家寨组钙质含砾砂岩PM01H2⁃1．2⁃8丁家寨组钙质含砾砂岩PM01H31．4⁃7．1丁家寨组钙质含砾砂岩PM01H41．5⁃7．5丁家寨组钙质含砾砂岩PM01H52⁃7．4丁家寨组钙质含砾砂岩PM01H61．1⁃6．9丁家寨组钙质含砾砂岩PM01H71．3⁃7丁家寨组钙质含砾砂岩PM01H81．2⁃6．9丁家寨组钙质含砾砂岩PM01H9⁃0．2⁃8．6丁家寨组钙质含砾砂岩PM01H100．7⁃8．4丁家寨组钙质含砾砂岩PM01H11⁃2．5⁃10．7PM01丁家寨组钙质含砾砂岩PM01H12⁃1．4⁃9．2丁家寨组钙质含砾砂岩PM01H13⁃0．2⁃8．9丁家寨组钙质含砾砂岩PM01H140．5⁃8．1丁家寨组钙质含砾砂岩PM01H151．6⁃7．9丁家寨组钙质含砾砂岩PM01H16⁃0．3⁃10．1丁家寨组钙质含砾砂岩PM01H17⁃1．5⁃9．3丁家寨组钙质含砾砂岩PM01H18⁃1．5⁃8．9丁家寨组钙质含砾砂岩PM01H191．2⁃7．4丁家寨组钙质含砾砂岩PM01H202．8⁃7．7丁家寨组钙质含砾砂岩PM01H21⁃0．2⁃10．3丁家寨组钙质含砾砂岩PM01H220．4⁃9．8铺门前组灰岩PM01H233．4⁃4．8铺门前组灰岩PM01H243．4⁃6．5铺门前组灰岩PM01H252．1⁃7．2铺门前组灰岩PM01H261．1⁃8．1铺门前组灰岩PM01H272．9⁃5．6沙子坡组白云岩ZK56⁃1H104⁃3．5沙子坡组白云岩ZK56⁃1H113．2⁃4沙子坡组白云岩ZK56⁃1H125．1⁃1．9沙子坡组白云岩ZK56⁃1H133．9⁃3．3沙子坡组白云岩ZK56⁃1H142．3⁃7．8沙子坡组白云岩ZK56⁃1H154．6⁃9．1沙子坡组白云岩ZK56⁃1H165⁃5．6ZK56⁃1丙麻组灰岩ZK56⁃1H174．3⁃6．5丙麻组灰岩ZK56⁃1H182．1⁃8．6丙麻组灰岩ZK56⁃1H193．6⁃9．7丙麻组灰岩ZK56⁃1H202．7⁃9．7丁家寨组钙质含砾砂岩ZK56⁃1H21⁃1．7⁃9．6丁家寨组钙质含砾砂岩ZK56⁃1H22⁃3．6⁃8．2丁家寨组钙质含砾砂岩ZK56⁃1H23⁃3．1⁃9．2香山组灰岩ZK56⁃1H241．1⁃9．2香山组灰岩ZK56⁃1H26⁃0．2⁃9．7香山组灰岩ZK56⁃1H271⁃7．7香山组灰岩ZK56⁃1H280．6⁃8．2

2.2 碳同位素特征

本次实验共测得δ13C和δ18O值67组(表1)，包括ZK320-3钻孔样品22组数据，PM01剖面样品27组数据，ZK56-1钻孔样品28组数据，并对其进行了对比研究。岩石中碳酸盐岩的氧同位素组成对沉积期后的变化最为灵敏，若与大气和热水发生同位素交换，其δ18O 数值将明显减低。一般情况下，当碳酸盐岩的δ18O<-5‰(VPDB)时，表示已受蚀变作用影响，但不足以改变碳同位素的成分和含量。但当δ18O<-10‰时，岩石已发生强烈的蚀变，样品的碳同位素可靠性较差[16,30]。此次67 组数据中，δ18O 值主要分布在-10‰～0, 平均δ18O为-7.73‰, 这说明δ13C基本可以代表原始海洋的δ13C同位素组成。根据测试数据及岩石柱状图，描绘了各剖面中δ13C含量变化曲线(图2)。保山地块中部下石炭统—下二叠统碳酸盐岩碳、氧同位素的组成具有以下特征。

PM01剖面中铺门前组测试了5组数据，δ13C最大值为3.4‰，最小值为1.1‰，平均值为2.58‰，主体位于2.5‰～3.5‰之间，仅PM01H26样品为1.1‰。丁家寨组δ13C变化范围较大且频繁，可见4个负偏移过程(图2)：第一次负偏移发生在下石炭统铺面前组与下二叠统丁家寨组交界，δ13C值从3.4‰下降到-0.2‰；向上从PM01H20的2.8‰到PM01H17的-1.5‰为第二次明显负偏，之后到PM01H15恢复为1.6‰；第三个负偏移从PM01H15的1.6‰降低到了PM01H11的-2.5‰，之后直到PM01H3样品δ13C值维持在1.2‰左右，期间有小幅震荡；最后一次明显负偏出现在丁家寨组冰碛含砾砂岩顶部，表现为从1.4‰降低到-1.2‰的偏移过程。

ZK320-3钻孔下部香山组测试了13组碳、氧同位素数据，δ13C最大值为4‰，最小值为1.6‰，平均值为3.0‰，主体位于2.5‰～3.5‰之间，仅ZK320-3H25一个样品小于2‰。从同位素变化曲线可以看出，香山组碳同位素较为平稳，偏移量较小。向上丁家寨组内共测试了9组数据，δ13C出现了两次负偏移过程(图2)：第一次发生在冰碛含砾砂岩内，从ZK320-3H17到ZK320-3H14出现了一个2‰到-2.5‰的急剧负偏过程。之后向上到ZK320-3H10样品逐渐回升到2.1‰；到丁家寨组上部灰岩(ZK320-3H8)夹层δ13C值则降低到了-0.4‰，此为第二次明显负偏移。从δ13C值变化曲线可以看出，下部冰碛含砾砂岩中出现的δ13C负偏移量明显大于上部灰岩夹层中的δ13C负偏移量。

ZK320-3钻孔香山组共测试了4组碳、氧同位素数据，δ13C数值最大值为1.1‰，最小值为-0.2‰，平均值为0.625‰(表1)。从图2可明显看出ZK320-3钻孔下部香山组中δ13C数值大于ZK320-3钻孔。上部下二叠统丁家寨组共测试了3组碳、氧同位素数据，δ13C数值最大值为-1.7‰，最小值为-3.6‰，平均值为-2.8‰。δ13C数值变化曲线体现出从下部香山组到丁家寨组为一个负偏过程，最大偏移量为4.7‰。向上在丙麻组内部灰岩夹层中测得3组碳、氧同位素值，δ13C数值较丁家寨组有明显增大，最大值达4.3‰，最小值为2.1‰，平均值3.3‰。再往上到沙子坡组白云岩，共测试了7组数据(表1)，δ13C数值主体较大，最小为2.3‰，平均值为4.0‰。

3 讨论

3.1 古生物化石对沉积时代的佐证

下石炭统香山组以含礁型复体珊瑚和高分异度的大型单体珊瑚及丰富有孔虫化石的碳酸盐岩沉积为主，对其时代前人研究较少。王增吉[31]将香山组分为上、下两段，建立了Rotiphyllumyudongense-Commutiacrassoseplata-Antikinkaidiatypica和Thurianthasinensis-Tachylasmashidianense珊瑚化石组合带，时代应对比于早石炭世杜内-维宪期。本次工作亦在香山组中发现了DiphyphyllumhochangpingenseYü,SiphonophylliacylindricalverregularisSung,Siphonophylliacylindricalgamma(r) Vanghan,Siphonophylliacf.caninvides(Sibly)等珊瑚化石，综合考虑其时代应总体属早石炭世维宪期。本次野外剖面实测过程中，在PM01下部铺门前组中发现了DibunophyllumirregulareFan和KusbassophyllumcarinatumFan两个珊瑚种(图3)，这两个种前人报道较少，主要分布于下石炭统大塘阶上部。

图3 铺门前组和丁家寨组生物化石照片

a.丁家寨组生物碎屑；b-c.DibunophyllumirregulareFan，b-横切面，c-纵切面；d-e.KusbassophyllumcarinatumFan，d-横切面，c-纵切面；f-g.FenestellarossicaShulga

Fig.3 Field and microscopic photographs of fossils from the Pumenqian and Dingjiazhai Formations

3.2 丁家寨组碳同位素组成及成因

地质历史时期先后发生了5次大规模的、全球性平均温度大幅降低事件，其中石炭—二叠纪冰川事件曾一度受到广泛关注，加之保山地块所属的滇缅马地块在石炭—二叠纪从冈瓦纳大陆裂离出来[5,38]，因此，系统研究保山地块石炭—二叠纪碳酸盐岩碳、氧同位素组成具有重要意义。

本次研究分别在钻孔和野外剖面上采集了石炭—二叠系地层碳、氧同位素样品，测试之后发现了较为一致的规律，早二叠世丁家寨组之下碳酸盐岩δ13C数值较为稳定，且其值较丁家寨组偏大。向上至丁家寨组，可见δ13C数值有较大波动，有一至多次负偏，且平均值均偏离了正常海水的0±2‰范围。上部沙子坡组，δ13C数值明显较下部偏大，较为稳定，未见强烈震荡。通过建立碳、氧同位素相关性散点图(图4)，可以看出碳、氧同位素数据具有较强的线性相关性，表明这些样品受到成岩作用的影响，结合研究区基本地质概况，认为这种影响正是来自当时盛极一时的冰川事件。在冰期即将结束时，海平面还处于低位，温度将会逐步上升(或有小幅震荡)，在解释该时期沉积的碳酸盐岩碳、氧同位素时必然要考虑这个因素带来的影响。

Buggisch等[39]在卡尔尼克阿尔卑斯山脉(奥地利)和卡拉凡客山脉(斯洛文尼亚)一带测试了1299个碳同位素样品，得出的规律是晚石炭-早二叠世未受到成岩改造的样品具有较高的 δ13C值，而由于冰期海平面变化对样品造成成岩改造的样品具有相对较低的δ13C值，认为δ13C负偏移与冰期低水位期沉积和成岩过程中近地表的暴露有关。同时我们选取了Buggisch等[37]发表的Zweikofel-Trogkofel组、Dolzanova S.-Born 组、Zweikofel组碳、氧同位素数据，制作了碳、氧同位素相关性散点图(图4)。从图中可以看出，Zweikofel-Trogkofel组碳、氧同位素数据具有较强的线性相关性，且有部分为负值，解释与冰期低水位期沉积有关，与研究区的钻孔和剖面上获得的数据，有很大的相似性。而几乎同时期的Dolzanova S.-Born 组、Zweikofel组获得碳、氧同位素体系未受到成岩改造，在图4上未见明显线性相关性，其分布明显不同于受冰期影响的Zweikofel-Trogkofel组。

郭福生等[40]报道了浙江江山石炭—二叠系碳酸盐岩碳、氧同位素特征，笔者亦将其数据作碳、氧同位素相关性分析(图4)，栖霞组δ13C值均大于0，且不具有明显线性相关性。浙江江山地区栖霞组碳酸盐岩碳、氧同位素组成与保山地块丁家寨组差别较大，从侧面说明了二者该时期古地理的截然区别。

图4 石炭—早二叠世碳氧同位素散点图

Fig.4 Scatter plot of the carbon and oxygen isotope values for the Carboniferous-Lower Permian carbon and oxygen isotope samples from the Dingjiazhai Formation in the Baoshan block

碳同位素变化与初始生产力、大气成分特别是二氧化碳含量(pCO2)以及全球有机碳埋藏总量有关[41-43]，具体来讲受到火山喷发、全球海平面、气温(全球变暖/冰川)、海水含氧量、风化作用、陆源碎屑输入、藻类等为代表的初级生产力等多种因素的协同影响。石炭—二叠纪界线附近到早二叠晚期(301～282 Ma)，研究区大量玄武岩喷发，其面积达约12 000km2[5]。研究区下二叠统丁家寨组样品(钻孔和野外露头)δ13C数值出现一至多次负向偏移，与大范围的基性岩浆喷发存在一定关系，因火山喷发释放大量富12C气体进入大气，改变了大气的碳同位素组成，进而促成海洋大气碳同位素负偏。二叠—三叠纪之交，全球几乎所有连续的海相碳酸盐地层中，δ13C特征明显的急剧下降[44]，与西伯利亚火山岩喷发有直接或间接的关系[45-48]。Beerling等[46]进一步指出，火山喷发带来的有机卤素的释放，能够严重地破坏臭氧层，对陆地植物生存大为不利。大量的陆生植物死亡，为广泛的森林野火的发生提供了前提条件。森林野火的发生加剧了陆地风化作用，强烈的风化作用将释放更多的碳同位素，引起海洋无机碳同位素的强烈负偏。由火山喷发作用引起的各种效应，包括CO2含量的升高、全球变暖、风化作用的加强、陆源输入的增加等多种因素协同影响了海洋无机碳同位素的变化。

4 结论

通过保山地块2个钻孔和1条野外剖面碳、氧同位素研究，发现其碳同位素均在丁家寨组出现了一次到多次负向偏移过程。在碳、氧同位素散点图上该地区碳、氧同位素数据可与受到冰川影响的Zweikofel-Trogkofel组对比，而与华南的下二叠统栖霞组差异明显，从侧面说明了当时保山地块所在的滇缅马地块靠近冈瓦纳大陆，碳、氧同位素体系受到冰川的强烈影响。在碳、氧同位素散点图上发现该时期受到冰川影响的样品碳、氧同位素数据具有较强的线性相关性，因而表明这些样品受到了成岩作用的影响。δ13C负偏移可能与冰期低水位期沉积和成岩过程中近地表的暴露有关。

保山地块丁家寨组碳同位素的强烈负漂移，可能与该时期大面积喷发的基性玄武岩具有密切关系。大量玄武岩的喷发可能会引起森林大火，造成大量陆生植物死亡，引起风化作用加强，将释放更多的轻碳同位素，引起海洋无机碳同位素的负偏。保山地块该时期火山喷发引起了大气CO2含量的升高、全球变暖、风化作用加强、陆源碎屑输入增多等多种效应，进而影响海洋无机碳同位素组成的变化。

致谢 云南省地质矿产勘查院孟付军、周育鹏等在野外和钻孔编录时给予了很大帮助；成都地质调查中心范影年研究员在珊瑚和苔藓虫化石鉴定上作出了较大贡献；在文章构思和成文过程中曾与成都调查中心的安显银工程师、中国地质大学的徐国真博士等进行了有益探讨，在此一并致以衷心的感谢。

参考文献：

[1] 王向东, T.Sugiyama, K. Ueno, 等. 滇西保山地区石炭纪、二叠纪古动物地理演化[J]. 古生物学报, 2000, 39(4): 493-506.

[2] Ueno K, Mizuno Y, Wang X D, et al. Artinskian conodonts from the Dingjiazhai Formation of the Baoshan Block, West Yunnan, Southwest China [J]. Journal of Palaeontology, 2002, 76(4):741-750.

[3] 钟大赉. 滇川西部古特提斯造山带[M]. 北京：科学出版社, 1998. 1-231.

[4] Ali, J R, Aitchison J C, Chik S,et al. Paleomagnetic data support Early Permian age for the Abor volcanics in the lower Siang Valley, NE India: Significance for Gondwana-related break-up models [J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2012, 50: 105-115.

[5] Liao S Y, Wang D B, Tang Y, et al. Late Paleozoic Woniusi basaltic province from Sibumasu terrane: Implications for the breakup of eastern Gondwana’s northern margin [J]. Geological Society of America Bulletin, 2015, 127(9-10): 1313-1330.

[6] Jin X C. Permo-Carboniferous sequences of Gondwana affinity in southwest China and their paleogeographic implications [J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2002, 20: 633-646.

[7] 王伟, 董致中, 王成源. 滇西保山地区丁家寨组、卧牛寺组牙形刺的时代[J]. 微体古生物学报, 2004, 21(3): 273-282.

[8] Wang X D, Sugiyama T, Ueno K. Peri-Gondwanan sequences of Carboniferous and Permian age in the Baoshan block, west Yunnan, Southwest China [J]. Proceedings of the International Symposium on Shallow Tethys, 1999, 5: 88-100.

[9] Derry L A, Brasier M D, Corfield R M, et al. Sr and C isotopic in Lower Cambrian carbonates from the Siberian Craton: a paleoenvironmental record during the Cambrian explosion [J]. Earth and Planetary Science Letters, 1994, 128: 671-681.

[10] Kaufman A J, Knoll A H. Neoproterozoic variations in the C-isotopic composition of seawater: Stratigraphic and biogeochemical implications [J]. Precambrian Research, 1995, 73: 27-49.

[11] Kaufman A J, Knoll A H, Narbonne G M. Isotopes, ice ages, and terminal Proterozoic earth history [J]. Proc. Natl. Acad. Sci. USA, 1997, 94: 6600-6605.

[12] Knoll A H. Learning to tell Neoproterozoic time [J]. Precambrian Research, 2000, 100: 3-20.

[13] Marshall, James D. Climatic and oceanographic isotopic signals from the carbonate rock record and their preservation[J]. Geological Magazine, 1992, 129(2):143-160.

[14] Kano A, Kunimitsu Y, Togo T, et al. Evolution of animal multicellularity stimulated by dissolved organic carbon in early Ediacaran ocean: DOXAM hypothesis [J]. Island Arc, 2011, 20(2):280-293.

[15] Mohanty S P, Barik A, Sarangi S, Sarkar A. Carbon and oxygen isotope systematics of a Paleoproterozoic cap-carbonate sequence from the Sausar Group, Central India [J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2015, 417: 195-209.

[16] YANG Jie, ZENG Zuoxun, CAI Xiongfei, et al. Carbon and oxygen isotopes analyses for the Sinian carbonates in the Helan Mountain, North China [J]. 中国科学通报:英文版, 2013, 58(32):3943-3955.

[17] 冯东, 陈多福, 刘芊. 新元古代晚期盖帽碳酸盐岩的成因与“雪球地球”的终结机制[J]. 沉积学报, 2006, 24(2): 235-241.

[18] 王家生, 甘华阳, 魏清, 等. 三峡“盖帽”白云岩的碳、硫稳定同位素研究及其成因探讨[J]. 现代地质, 2005,19(1): 14-20.

[19] 何金先, 张晓丽, 王兆夺, 等. 铜仁地区陡山沱期盖帽碳酸盐岩地质地球化学特征及其成因[J]. 地质找矿论丛, 2013, 28(3): 412-418.

[20] 蒋干清, 史晓颖, 张世红. 甲烷渗漏构造、水合物分解释放与新元古代冰后期盖帽碳酸盐岩[J]. 科学通报, 2006, 51(10): 1121-1138.

[21] Jiang G Q, Sohl L E, Christie-Bliek N. Neoproterozoic stratigraphic comparison of the Lesser Himalaya (India) and Yangtz block (south China): Paleogeographic implications [J]. Geology, 2003, 31, 917-920.

[22] Mang J S, Jiang G Q, Xiao S H, et al. Carbon isotope evidence for widespread methane seeps in the ca.635Ma Doushantuo cap carbonate in south China [J]. Geology, 2008, 36: 347-350.

[23] 熊国庆. 新元古代不同沉积环境的白云岩帽碳同位素特征及成因[J]. 沉积与特提斯地质, 2007, 27(1): 14-18.

[24] Shields G A. Neoproterozoic cap carbonates: A critical appraisal of existing models and the Plume world hypothesis [J]. Terra Nova1, 2005, 7: 299-310.

[25] Fike D A, Grotzinger J P, Pratt L M, et al. Oxidation of the Ediacaran ocean [J]. Nature, 2006, 444: 744-747.

[26] 赵彦彦. 皖南新元古界蓝田组碳酸盐岩沉积地球化学[D].合肥：中国科学技术大学, 2009.1-212.

[27] Ueno K. The Permian fusulinoidean faunas of the Sibumasu and Baoshan Blocks: their implications for the paleogeographic and paleaoclimatologic reconstruction of the Cimmerian Continent[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2003, 193: 1-24.

[28] Wang X D, Sugiyama T. Permian coral faunas of the eastern Cimmerian Continent and their biogeographical implications [J]. Journal of Asian Earth Science, 2002, 20: 589-597.

[29] 刘汉彬, 金贵善, 李军杰, 等. 铀矿地质样品的稳定同位素组成测试方法[J]. 世界核地质科学, 2013, 30(3): 174-179.

[30] 李鑫, 罗顺社, 旷红伟, 等. 辽西凌源雾迷山组碳酸盐岩碳氧同位素特征研究[J]. 沉积与特提斯地质, 2009, 29(2): 107-111.

[31] 王增吉. 云南施甸早石炭世早期香山组的一些珊瑚化石[J]. 中国地质科学院院报, 1993, 27/28：155-173.

[32] 聂泽同, 宋志敏, 姜建军, 等. 滇西亲冈瓦纳相生物群特征及地层时代的重新厘定[J]. 现代地质, 1993, 7(4) : 384-393.

[33] 方宗杰, 王玉净, 石光荣, 等. 滇西保山地区丁家寨组生物群的时代[J]. 古生物学报, 2000, 39(2): 267-278.

[34] Shen S Z, Shi G R, Zhu K Y. Early Permian brachiopods of Gondwan a affinity from the Dingjiazhai Formation of the Baoshan Block, Western Yunnan, China[J]. RivistaI Talianadi Paleontologiae Stratigrafia, 2000, 106(3): 263-282.

[35] Sugiyama T, Ueno K. Paleogeography of Gondwana-derived Terranes in West Yunnan, South China ( preliminary report ) [J] . Journal of Geography, 1998, 107: 549-558.

[36] Huang H, Shi Y, Jin X. Permian fusulinid biostratigraphy of the Baoshan Block in western Yunnan, China with constraints on paleogeography and paleoclimate [J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2015, 104: 127-144.

[37] Shi G R, Fang Zongjie, Archbold N W. An Early Permian brachiopod fauna of Gondwanan afinity from the Baoshan block, western Yunnan, China [J]. Al cheringa, 1996, 20: 81-101.

[38] Xu Y C, Yang Z Y, Tong Y B. Further paleomagnetic results for lower Permian basalts of the Baoshan Terrane, southwestern China, and paleogeographic implications [J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2014, 104: 99-114.

[39] Buggisch W,Krainer K, Schaffhauser M, Late Carboniferous to Late Permian carbon isotope stratigraphy: A new record from post-Variscan carbonates from the Southern Alps (Austria and Italy) [J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2015, 433: 174-190.

[40] 郭福生, 潘家永, 刘林清, 等. 浙江江山石炭—二叠系碳酸盐岩碳氧同位素特征研究[J]. 地球化学, 2004, 33(1): 1-8.

[41] Tappan H. Primary production, isotopes, extinctions and the atmosphere [J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 1968, 4(3): 187-210.

[42] Kump L R. Interpreting carbon-isotope excursions: strangelove oceans [J]. Geology, 1991, 19(4): 299-302.

[43] 殷鸿福, 谢树成, 秦建中, 等. 对地球生物学，生物地质学和地球生物相的一些探讨[J]. 中国科学(D辑), 2008, 38(12): 1473-1480.

[44] 王伟, 陈孝政, 刘欣春, 等. 海相碳酸盐岩碳同位素地层学研究中存在的问题及建议——以二叠系研究为例[J]. 地层学杂志, 2011, 35(3): 305-320.

[45] Payne J L, Kump L R. Evidence for recurrent Early Triassic massive volcanism from quantitative interpretation of carbon isotopic fluctuations [J]. Earth and Planetary Science Letters, 2007, 256: 264-277.

[46] Beerling D J, Harfoot M, Lomax B, et al. The stability of the stratospheric ozone layer during the end-Permian eruption of the Siberian Traps[J]. Royal Society of London Philosophical Transactions, 2007, 365: 1843-1866.

[47] Joachimski M M, Lai X L, Shen S Z, et al. Climate warming in the latest Permian and the Permian-Triassic mass extinction [J]. Geology, 2012, 40(3): 195-198.

[48] Song H J, Tong J N, Xiong Y L, et al. The large increase of13C carb-depth gradient and the end-Permian mass extinction [J]. Science China: Earth Science, 2012, 55(7): 1101-1109.