三峡地区早寒武世海水氧化还原环境的变化——来自罗家村剖面碳同位素解耦的证据

汪 瑾，吝祎勃，杨 涛

南京大学 地球科学与工程学院 内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室，南京 210023

新元古代晚期到寒武纪早期(约800～521Ma)是地球历史上生命演化和环境变化的一个关键时期，伴随着大陆构造[1]、气候变化[2-3]、海洋与大气的化学组成改变[4-6]等重要地质事件。距今约580 Ma，海洋中出现了埃迪卡拉动物群的爆发[7]，该时期海水含氧量的显著提高，可能对真核生物的进化起到了重要作用[8-9]。寒武纪早期Mo同位素证据也表明，底层水的氧化面积的增加与“寒武纪大爆发”同步[10]。同时，研究指出新元古代晚期至寒武纪早期的深海仍然处于广泛缺氧的环境[11-12]，并探讨了海水地球化学性质的空间差异，认为晚新元古代古海洋可能是由近岸楔形变化的硫化水体与深部铁化水体和表层氧化水体动态耦合形成[13-14]。这种氧化还原环境的扰动可能直接影响了动物群的更替和物种多样性[15-16]，同时，生物扰动作用对环境也存在反馈机制[6]。这些证据表明，寒武纪早期的生命演化和环境变化可能是协同发展的。

华南扬子地区埃迪卡拉系—寒武系发育良好，相关研究已经建立了完整的地层年代学[17-18]、碳同位素地层学[19]和古生物地层学框架[20-21]，为古环境研究奠定了良好的基础。

碳同位素常用于地层对比，尤其是化石稀少的地层。埃迪卡拉纪晚期到寒武纪早期的研究中已揭示了多个可进行全球对比的碳同位素的正/负漂移[22-24]，在地层对比方面具有重要作用。有机碳和无机碳的同位素组成不仅反映生物生产率、海水分层等信息，还能揭示局部或全球碳循环的改变[25-27]。在光合作用占主导的碳循环中，沉积岩的有机碳和无机碳的碳同位素一般是协同变化的[28-29]。然而，火山作用、大陆风化、气候变化、生物化学作用等因素会扰动稳定的碳循环[8,30]，可能造成有机碳同位素(δ13Corg)与无机碳同位素(δ13Ccarb)的变化解耦。对有机碳和无机碳同位素开展综合研究，特别是对二者的协变关系的研究，有助于探究关键时期海洋碳循环及其与氧化还原状态等关键环境变化之间的联系。

由于早寒武世的深水和浅水沉积相区缺少碳酸盐岩沉积[24]，无法获得无机碳同位素数据，制约了有机碳同位素与无机碳同位素的组合研究。为探究早寒武世海洋氧化还原状态变化和碳循环演化，本文选取湖北省三峡地区过渡相区露头较好的罗家村剖面开展无机碳和有机碳同位素研究，试图从碳循环的角度来示踪早寒武世海洋氧化还原环境的变化。

1 地质背景

中元古代至新元古代 (～830 Ma)，扬子板块与华夏板块合并后，华南扬子板块由裂谷盆地向被动大陆边缘演化[31]。新元古代至寒武纪，扬子地区处于相对稳定的地台发展阶段，地层沉积于陆内断裂的南华盆地中。从震旦纪开始，扬子地台的沉积水体从西北到东南逐渐加深，呈现3种不同特征的沉积相区。西北地区的浅水碳酸盐台地主要沉积碳酸盐岩，而东南地区的深水盆地主要沉积泥岩、黑色页岩和燧石，中间的过渡带沉积相区则以碳酸盐岩和黑色页岩互层为特征。本文研究的三峡地区位于开阔海洋陆架与江南边缘海之间的过渡地带(图1)[32]。

三峡地区是研究新元古代—寒武纪早期沉积环境变化的经典地区之一，该地区的沉积古环境为近海盆地[32]。罗家村剖面位于湖北省宜昌市秭归县罗家村(E110°55′3.18″, N30°47′36.62″)，暴露于一采石场。罗家村剖面的沉积环境为台内盆地或洼地，该剖面露头较好，出露大量埃迪卡拉系至下寒武统，自下往上依次为：灯影组、岩家河组、水井沱组和石牌组，整体沉积于相对深水的环境(图2岩性柱状图所示)[33]。其中，灯影组顶部为厚层白云岩，上覆的岩家河组主要由灰岩和层状的泥岩、页岩组成，夹有硅质—磷酸盐夹层。水井沱组主要由黑色页岩和钙质泥岩组成，与岩家河组不整合接触。水井沱组的泥岩和页岩组分较岩家河组有明显增多，岩家河组和水井沱组下部的沉积相差异可能是因为快速海侵，随后在水井沱组的上部出现了相对缓慢的海退[34]。

2 样品和实验方法

本研究在罗家村剖面共采集了49个样品，地层跨度从岩家河组底部(约25 m)到水井沱组中部(约40 m)，每个样品的间隔约为1 m。为了综合研究δ13Ccarb和δ13Corg的变化，本研究对相邻地层的黑色页岩和碳酸盐岩分别系统采样。所有样品都经过仔细挑选，避开方解石矿脉，并研磨成粉状(200目)，用于分析主量和微量元素浓度、总有机碳含量(TOC)、无机碳(δ13Ccarb)和有机碳(δ13Corg)的同位素组成。本文所有的实验预处理和绝大部分分析测试都在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成。同位素组成以δ[δ=(Rsample/Rstandard- 1)×1 000]形式表示，其中R为同位素比值，如碳同位素的R为13C/12C，单位为‰。无机碳、氧同位素测试中，样品粉末在70 ℃与正磷酸反应释放出CO2后，用Finnigan Delta Plus XP气相同位素质谱仪进行测试。碳、氧同位素测定值均以相对于国际标准物质 (VPDB)为参考进行报道。为监控测试的精确度和准确度，每间隔10个样品插入中国GBW04405碳酸盐标样(δ13C=0.57‰，δ18O=-8.49‰)，测试精度好于0.1‰。

总有机碳含量和同位素分析的预处理和测试方法如下：为去除碳酸盐，在接样罐里将样品粉末溶于3N盐酸中，随后用去离子水冲洗至中性。然后在烘箱加热至干燥后，将样品称重并包在铝箔纸中，准备后续测试。同位素分析在中国科学院南京地质古生物研究所利用Flash EA 2000T元素分析仪联用Finnigan Delta V Plus 质谱仪进行，结果以相对于VPDB标准的δ值表示，单位为‰。总有机碳含量由Costech ECS 4024元素分析仪测试，以质量百分比方式表示结果。

主微量元素测试的预处理在超净实验室中进行。称量50 mg样品粉末置于特氟隆接样罐中，并在高温下(120～190 ℃)使用实验室标准的HF-HNO3-HCl方法进行溶解。所有的溶解样品采用Thermo Scientific Finnigan Element XR ICP-MS测试进行微量元素分析，采用Thermo Scientific iCAP 7200 ICP-OES开展主量元素含量测试。其中ICP-OES测试在南京浦世环境科技发展有限公司进行。

3 分析结果

3.1 无机碳和有机碳的同位素组成

从岩家河组的底部到中段，δ13Ccarb从-2.6‰上升到4.3‰，在距地层底部9.95 m处达到峰值，之后逐渐下降，但绝对值一直大于0，最终在不整合面附近下降到1.03‰。相比之下，岩家河组的δ13Corg在底部出现-35.6‰的负漂移，随后在-33‰左右波动(图2)。尽管其变化趋势和δ13Ccarb类似，但幅度上与δ13Ccarb的正漂移形成鲜明对比。在岩家河组顶部，δ13Corg下降到-33.7‰。

在水井沱组底部，δ13Ccarb快速下降到-2‰左右，并相对保持稳定，最终在水井沱组的中上部回升到0.7‰。相比之下，δ13Corg整体上显示出相对稳定的升高趋势(变化小于2‰)，其值在该组地层中上部上升至-30.7‰。

所研究地层内δ13Ccarb和δ13Corg的变化差异导致无机碳和有机碳之间解耦，即ΔCcarb-org(δ13Ccarb-δ13Corg)显著变化，δ13Ccarb和ΔCcarb-org有较好的相关性(图3a)，但δ13Corg和ΔCcarb-org的变化无相关关系(图3b)。岩家河组的ΔCcarb-org>34‰，但该值在水井沱组底部骤然下降到30‰左右，之后缓慢上升至32‰。此外，岩家河组的TOC含量变化稳定，平均值为3.7%± 1.9% (n=41)，但水井沱组样品的TOC含量变化较大，从3.5%到10.2%不等。具体来说，TOC含量在不整合面之上明显上升(高达10.2%)，后下降到5.4%并保持较高水平，最终逐渐下降到3.9%。

3.2 微量元素

研究地层的Ce/Ce*变化整体呈上升趋势，岩家河组Ce/Ce*值波动较大，范围在0.23～0.86之间；除了底部过渡阶段的3个样品，水井沱组Ce/Ce*值均大于0.8，变化范围在0.85～1.08。相对于PAAS元素含量，整个研究地层的氧化还原敏感元素都相对富集(图2)，但岩家河组Mo、U、V元素的富集系数明显小于水井沱组，并具有更局限的变化范围。岩家河组Mo、U、V的富集系数分别分布在1.7～8.8，2.4～7.2，10.3～89.1，而水井沱组Mo、U、V的富集系数分布在7.9～224.6，5.1～59.4，18.4～390.8。在水井沱底部，Mo、U、V的富集系数上升到峰值，随后MoEF、VEF迅速下降至与岩家河组相当的水平，但是UEF却依然在水井沱中部保持较高的值，到该组上部才逐渐减小。

图2综合展示了以上数据。总体来说，δ13Ccarb显示出显著的波动而δ13Corg的变化相对较小，具体表现为ΔCcarb-org在岩家河—水井沱组边界大幅度下降，δ13Corg和δ13Ccarb之间解耦。随着解耦事件的发生，TOC含量也突然上升。同时，水井沱组的氧化还原敏感的微量元素的富集程度明显高于岩家河组。

4 讨论

综合考虑数据特征，我们根据碳扰动和氧化还原环境的转变，将所研究的地层分为4个阶段进行讨论(图4)。第一阶段(大致对应幸运阶至第二阶)：δ13Ccarb和ΔCcarb-org变化趋势平行，TOC和MoEF、UEF、VEF变化较小；第二阶段：δ13Ccarb和ΔCcarb-org突然变小，TOC和MoEF、UEF、VEF变化短时间内达到峰值；第三阶段：碳同位素变化不大，TOC较第二阶段有所降低，但依然保持高值，MoEF、VEF降低；第四阶段：δ13Ccarb和δ13Corg同步上升，TOC和MoEF、UEF、VEF值逐渐变小。

4.1 无机碳同位素地层对比

寒武系底界通常以痕量化石Treptichnuspedum的首现(FAD)为标志[36]。然而，在华南地区，这种痕量化石的产出有限，因此选用典型寒武纪小壳化石(SSFs)Anabaritestrisulcatus-Protohertzinaanabarica生物带和疑源类Asteridium-Heliosphaeridium-Comasphaeridium(AHC)组合的首现作为寒武系底部地层的标志[21,37]。前人研究发现罗家村剖面岩家河组的化石产出稀少，底部的燧石层产出疑源类化石，很可能与SSF1属于同一时期[38]；在水井沱组上部，前人发现了Tsunyidiscus三叶虫生物带[33]。罗家村剖面下寒武统岩性组成与附近其他剖面相似[35,39]，可以进行SSFs生物地层学划分。其中，滚子坳剖面岩家河组中发育3个SSFs生物带[20,39]。JIANG等[35]总结了三峡地区的地层信息，发现岩家河组中发育有SSFs的特征岩层包括磷质岩和含金属页岩，SSF1和SSF3分别产出于岩家河组下部和顶部(图4)。据此认为罗家村剖面的岩家河组与SSF1—SSF3同时代, 代表寒武系纽芬兰统幸运阶至第二阶，而大部分的水井沱组地层属于寒武系第二统第三阶。

结合SSFs生物地层学，本文将罗家村剖面的碳同位素演化曲线与扬子地台上其他同时代剖面进行对比(图5)。受限于地层出露与采样精度，埃迪卡拉系—寒武系界线附近的碳同位素负异常在本研究中并不明显，但岩家河组的δ13Ccarb正漂移也在扬子地台的其他剖面可见，并与寒武系幸运阶至第二阶对应较好。艾家河剖面与罗家村剖面的岩家河组正向偏移的幅度相似，最大值都超过了4‰[40]。然而，本研究未在岩家河—水井沱组边界发现碳同位素的急剧负漂移，取而代之的是平缓的下降趋势。位于三峡地区的其他同时期剖面，包括九曲脑剖面、季家坡剖面、何子坳剖面，在岩家河组发现了类似的无机碳同位素正漂移，漂移幅度6‰～8‰不等，峰值均在4‰左右[35]。此外，云南的剖面也在寒武纪早期(第二阶底界附近)发现了碳同位素的正漂移。LI等[24]将云南地区的3个剖面(肖滩、老林、梅树村剖面)和艾家河剖面显著的碳同位素漂移特征联系起来，并与其他地方的寒武纪早期碳同位素正漂移对比，认为这个正漂移可能更多代表的是局部海盆地的信息。尽管后来有研究认为三峡地区岩家河组δ13Ccarb正漂移的层位在云南地区剖面“ZHUCE(Zhujiaqing Carbon Isotope Excursion)”漂移的下方[41]，但寒武纪第二阶底界附近无机碳同位素正漂移在华南地区广泛出现，可能表明不同剖面经历相似的碳循环演化，时期对应寒武纪纽芬兰世幸运期至第二期。华南地区盆地内和盆地边缘如此一致的地层特征进一步表明δ13Ccarb没有受到成岩作用的显著影响，这些碳酸盐岩很可能记录了海水溶解无机碳(DIC)的原始信号，是第二阶底界[21]的标志，可以用于早寒武世地层对比。

4.2 寒武纪早期海水的氧化还原条件

氧化还原敏感的微量元素，如Ce、Mo、U、V等，在氧化和还原条件下有不同的化学形态与溶解度等性质，因而表现出不同的地球化学行为[42]。本文用PAAS元素含量对微量元素的浓度进行归一化处理[42]，得到Ce异常和氧化还原敏感元素的富集系数(EF)以讨论沉积水体的氧化还原条件。罗家村剖面岩家河组样品的Ce/Ce*值负异常较水井沱组更明显(图4)，可以解释为水井沱组的环境更加还原。Ce异常也可能受到海洋分层的控制，氧化环境的浅层水中具有Ce 负异常，而还原环境深层水中无Ce 负异常。与Ce异常变化趋势相似，Mo、U、V等元素富集系数于水井沱组底部开始上升，使得水井沱组的氧化还原敏感元素的富集程度整体高于岩家河组，表明水井沱组的沉积水体环境相对于岩家河组更加还原，甚至可能出现硫化的情况。其中，水井沱组底部的沉积时期是沉积水体氧化还原环境转变的关键阶段。

同时，前人的研究也总结出了一些微量元素的比值参数，如 Th/U、V/Cr、V/Sc、Ni/Co、V/(V+Ni)等[43-45]，来指示古海水氧化还原条件的演化特征。本研究大部分的数据集中在Th/U<2、V/(V+Ni)>0.54以及Ni/Co>5的范围内，表明罗家村剖面在早寒武世沉积水体整体表现缺氧的特征。在水井沱组底部，这些比值参数明显波动，高Th/U和低V/(V+Ni)比值可能表明此时期有短暂的氧化过程，而V/Cr和高Ni/Co比值则指示硫化的环境，这反映不同元素对于环境变化的响应时间不同，或者表明此阶段水体的氧化还原环境相对动荡。水井沱组开始可能经历了短暂的充氧事件，随后水体环境逐渐变得缺氧直至硫化。

本文对罗家村剖面氧化还原环境变化进行了综合分析，认为寒武纪早期的海洋处于长期缺氧的状态。随后在水井沱组底部(即寒武纪第三期)开始发生氧化还原状态的波动，这可能受到海底上升流的影响。之后于本研究第三阶段，水体氧化还原环境逐渐趋于缺氧直至硫化。

4.3 碳同位素解耦对环境转变的响应

4.3.1 碳同位素解耦

相对于δ13Ccarb的变化，本研究剖面的δ13Corg变化很小。在纽芬兰世幸运期初始阶段，δ13Ccarb和δ13Corg都表现出明显的负漂移，其变化趋势在整个幸运期至第二期保持一致，但在第三期开始出现了δ13Corg与δ13Ccarb的解耦。

在显生宙的光合作用中，12C相较于13C优先参与有机物的合成，持续的生物光合作用会导致海水亏损12C，因此沉积的碳酸盐岩有着较高的δ13Ccarb，而合成的有机物则相对富集12C。在由光合作用占主导的长时间尺度碳循环中，有机质主要来源于光合作用的初级生产力，沉积岩的δ13Ccarb和δ13Corg一般是耦合变化的[28-29]。但当海洋有机质来自化能自养生物[47]或产甲烷生物[4]，或者由陆源输入碎屑有机碳[27]或溶解有机碳(DOC)[8-9]贡献，又或者受生物降解[48]、后期成岩作用改造[49]影响时，δ13Corg与δ13Ccarb的变化则可能解耦。

新元古代碳同位素解耦受到了普遍关注[8-9,50-51]，其解释机理有助于我们理解早寒武世碳同位素解耦现象。目前主要存在两种假说解释新元古代δ13Ccarb-δ13Corg解耦现象。一种假说认为新元古代深海存在巨大的DOC储库，δ13Ccarb的巨大负漂移可由这一储库中有机碳的再矿化来解释，而大型的DOC储库会对δ13Corg的变化起到缓冲作用[8,9,52]；另一种假说则认为成岩作用会极大改变沉积碳酸盐岩的δ13Ccarb，其中陆源有机质的输入[53]、埋藏成岩改造[49]、自生碳酸盐的形成[51,54]都是影响δ13Ccarb与δ13Corg解耦的因素。然而，在新元古代碳同位素解耦的同一时期，也有δ13Ccarb和δ13Corg耦合变化的记录[25,47,50]，学者据此提出混合模型，即光合作用来源和其他来源的有机质按不同比例的混合，用于解释碳同位素耦合和解耦同时期出现的现象[27]。

沉积物中有机质的δ13Corg还受到岩性的影响，深海沉积物相较于浅海一般具有富12C的δ13Corg。然而，扬子地台从台地相到盆地相不同剖面的δ13Corg随时间变化(从寒武纪早期到中期)没有明显差异(稳定在-33‰左右，变化范围不超过4‰)[35]。这表明至少在扬子地台范围内，早寒武世海洋仍然可能存在溶解有机碳储库(Dissolved Organic Carbon pool)，对有机碳同位素变化起到了缓冲作用。ROTHMAN等[52]认为新元古代海洋存在一个巨大的DOC库，这些由年龄较老的有机碳构成的碳库在海洋的滞留时间远大于无机碳的滞留时间。由于脉冲式氧化事件(如硫酸盐的输入)可能会导致这一有机碳库阶段性消减[8,55]，而在短暂的海洋氧化事件之后，初级生产力的提高和随后的有机质再矿化会使得海洋缺氧区域扩张，也能使消耗的DOC储库得以恢复[25]。

寒武纪的碳同位素耦合与解耦，近年来也开始受到关注。根据艾家河剖面埃迪卡拉纪至早寒武世的碳同位素解耦现象，ISHIKAWA等[56]提出在寒武纪早期，海洋存在可观的DOC库。此外，也有研究记录了与本文类似的无机碳和有机碳同位素曲线趋势以及岩家河组—水井沱组过渡时期出现的碳同位素解耦现象[35]。在罗家村剖面纽芬兰世幸运期初并未发现前人研究发现的碳同位素解耦现象，这可能是由于埃迪卡拉系—寒武系之间存在沉积间断[17,21]。幸运期至第二期的δ13Ccarb正偏趋势与ΔCcarb-org曲线大致平行。通常认为，有机碳与无机碳之间大于32‰的分馏(ΔCcarb-org)表明大量的碳输入来自化能自养细菌[30,35,57]。在宜昌北部的太山庙剖面，有研究发现了无机化能自养的微生物群落化石[41]，出露在岩家河组上部TOC含量较高的层位，这类生物埋藏的增加可能是造成δ13Ccarb异常正漂移的原因。δ13Ccarb组成随时间的变化通常被归因于有机质埋藏比例的变化[58]，然而，水井沱组δ13Ccarb的下降趋势是否与有机质埋藏的增加有关还需要全球尺度上的TOC含量的研究。此外，长时间尺度上(>10 Ma)，小幅度的δ13Ccarb负漂移也很难用甲烷或有机碳的释放事件来解释，因为这种贫13C的碳库储量是有限的，随着δ13Ccarb负漂移会很快耗尽[26]。因此，综合新元古系碳同位素解耦事件与本研究的相关数据，本文认为有机碳的再矿化是水井沱组底部碳酸盐岩贫13C的主要来源和碳同位素解耦的核心原因。

水井沱组上部δ13Ccarb和δ13Corg的同步上升变化与沙滩剖面上层δ13C变重的这种转变类似，表明碳同位素解耦于寒武纪第三期后期结束，碳循环恢复到由氧化光合作用主导[57]。氧化条件下有机质难以保存，从而降低了沉积下来的TOC含量。

4.3.2 对环境转变的响应

研究表明[15,57]，寒武纪表层海水处于氧化环境[5,13]，而扬子地台底层海水在寒武纪早期处于缺氧环境。同时，在燧石、页岩、磷块岩中发现的浮游植物化石，为较高的初级生产力和良好的有机物保存提供了证据[59]。不断增加的初级生产力和随后的有机物氧化降解加剧了底层水的缺氧。较高的ΔCcarb-org(>32‰)通常是因为碳循环受到化学自养细菌的显著影响[30]，而贫13C的化能自养生物作用可能出现在大部分缺氧甚至硫化的深海中[35,57]。因此作者认为，在罗家村剖面所处的扬子地台台内盆地的下寒武统沉积物中，化学自养细菌生产贫13C的有机物，并且在缺氧的环境中埋藏并保存。

在早寒武世第二期—第三期过渡时期，沉积相和海水地球化学性质都发生了巨大转变。从岩相学证据来看，水井沱组的页岩属于深水沉积，表现出海侵的特征。第二期—第三期过渡时期，水体的氧化还原环境相对动荡，Mo、U、V元素开始相对富集。这些元素来源很可能源自深海的上升流。同时，上升流可能给表层水体提供大量营养元素(例如P元素)和生物必需微量元素(例如Ba，Cu，Ni，Zn元素)，促进初级生产力和生物化学循环，最终提高沉积物中相应元素的浓度(图4，图7)。

底水上涌携带的营养物质促进初级生产力的提高可能是引发氧化还原环境变化的重要原因。营养物质极大促进了浮游植物的发育，光合作用得到增强，导致海水原始生产力提升，新产生的有机碳的降解会增加氧的消耗，随着溶解氧的逐渐消耗，海水缺氧程度和范围可能进一步加剧和扩张，有利于有机质的良好保存。因此，水井沱底部TOC含量的上升可以解释为随着海平面上升而来的营养物质所导致的原始生产力的提升，以及随之而来有机质矿化所导致的水体缺氧程度增加。Ni不容易受到地质过程的影响，有机质中的Ni含量可以指示有机碳沉降通量[60]。因此，第二阶段Ni/ω(TOC)比值的增加表明TOC相对Ni含量有所减少，有机质氧化加剧，净生产力开始减弱。TOC含量在第三阶段相对峰值有所减少，也反映了沉积有机质的氧化消耗，可能表明净生产力很低并趋于平稳。

随着有机物在第二阶段的积累，沉积有机物的再矿化作用也逐渐加强，促进了溶解氧的消耗。当缺氧范围逐渐扩大，氧气和其他氧化剂消耗殆尽后，水体硫酸盐可作为氧化剂，通过细菌硫酸盐还原作用生成硫化氢导致水体逐渐硫化。这与氧化还原敏感元素、微量元素比值参数和MoEF-UEF协变图所指示的第三阶地层沉积水体相较于幸运阶至第二阶进一步加强，并在第三阶段转变为硫化环境相一致，这种模式下产生的硫化环境以“硫化楔”的形状存在于陆架边缘，近岸处于氧化环境，而远洋盆地处于缺氧非硫化环境[14,61]。缺氧水体的扩张导致DOC进一步积聚和扩张，缓冲了δ13Corg变化，导致δ13Ccarb和δ13Corg在第三阶段解耦。第四阶段δ13Ccarb和δ13Corg的同步变化标志着早寒武世碳同位素解耦事件的结束，反映环境恢复到光合作用主导有机质产生的氧化状态。

5 结论

(1)三峡地区罗家村剖面下寒武统中，岩家河组沉积于寒武系纽芬兰统幸运阶至第二阶，大部分的水井沱组属于第二统第三阶。

(2)海侵事件的底水上升为初级生产力的提高提供了充足的营养元素(例如P元素)和生物必需微量元素，净生产力的变化导致了水体氧化还原环境的变化。有机质的再矿化作用不断消耗溶解氧，最终导致中深层水体氧气消耗殆尽，水体硫酸盐可作为补充的氧化剂，通过细菌硫酸盐还原作用促使了陆架边缘“硫化楔”的形成，近岸处于氧化环境，而远洋盆地处于缺氧非硫化环境。

(3)纽芬兰统幸运阶至第二阶出现的δ13Ccarb正漂移可归因于缺氧环境中化能自养生物生成的贫13C有机物的埋藏。早寒武世第三期初始出现的无机碳同位素和有机碳同位素解耦和水体氧化还原变化和DOC库的演化息息相关。第二统第三阶底水上涌将深部缺氧水体中的DOC输入到表层水体，在此氧化环境下DOC被持续氧化，导致形成的自生碳酸盐岩贫13C，δ13Ccarb产生负漂移。而早寒武世海水中容量可观的DOC库缓冲了δ13Corg的变化，从而表现为碳同位素解耦。