事件地层单位应用实例

事件地层单位应用实例_地层学基础与前沿

1 1.4.1　沉积事件单位应用实例——华南二叠系—三叠系界线层火山爆发事件层

华南二叠系－三叠系界线附近广泛发育界线黏土岩层，被作为二叠系－三叠系界线灾变事件的主要研究对象。经许多学者研究，认为华南二叠系－三叠系界线黏土岩层的形成与火山爆发有关(殷鸿福等，1989;Sweet et al．，1992;杨遵仪等，1991)，如贵州、广西、广东、湖南等地的界线黏土层已被证实为蒙脱石化的凝灰岩，具典型的凝灰结构和火山玻屑、长石晶屑、磷灰石晶屑、黑云母晶屑、沸石、气泡和假流动构造等(殷鸿福等，1989)。殷鸿福等(1989)报道华南有17处的P－T“界线黏土”来源于火山灰，另有18处Claraia带时代内的黏土也属火山成因。殷鸿福等把含Clarkina changxingensis牙形石动物群岩层的高硅质成分和遍布的火山作用联系起来，并认为P－T之交的大规模火山作用导致了P－T转折期的生物大灭绝。Sweet et al．指出美国西部闻名的上二叠统Phosphoria(含磷)组，可能也是火山成因岩层(Sweet et al．，1992)。华南二叠系—三叠系界线附近的黏土岩层的主要特征是:层薄，一般厚为5～10cm，分布广，与上下岩层接触面平整，含海相化石。张克信(1984)在浙江长兴煤山界线黏土层中发现牙形石(海相生物);芮琳等(1988)报道了煤山剖面界线黏土岩层中有较多的海相化石(有孔虫8属，牙形石2属6种，介形虫1属及腕足类1属)，化石基本上保存完好。黏土岩的化学成分经多人反复研究(何锦文，1981;吴顺宝等，1990;杨遵仪等，1991)，证明是蒙脱石－伊利石混层，高岭石少量。根据界线附近黏土岩层的产出状况、化学成分及所含化石等特征证明，这些黏土岩层是海水中沉积物，排除了风化堆积物的可能性。从黏土岩中所含的火山成因的矿物及火山灰的证据来看，这些黏土岩的物质应主要来自火山活动。推断它们形成的机理是:一处或多处火山喷出，华南东部以酸性火山物质喷发为主。火山灰落入海水中，其中较细的火山灰遍布整个华南海域，在碱性海水中凝灰质沉积物转变成蒙脱石－伊利石，少量高岭石，有些地方仍保留凝灰岩，如广西来宾等地(殷鸿福等，1989;杨遵仪等，1991)。在接受火山灰碎屑沉积的同时，海水中还有其他的沉积物，如黄铁矿、石膏等及陆源碎屑物。当时海水中的生物在有利的情况下也保存下来，其中保存微体生物壳体更为有利。根据火山凝灰岩层的野外产状、物质成分、晶屑成分和组合及玻屑折射率的差异，华南二叠纪晚期的火山活动由西向东、由老到新明显地由基性变为中酸性，同时可以分出两种机制，即爆发式和喷溢式(殷鸿福等，1989;杨遵仪等，1991)。

多数学者认为，晚二叠世和P－T之交广布的火山作用，是促使这一地史重大转折期生态系统巨变的主导者(杨遵仪等，1991;殷鸿福等，2003)。中酸性火山爆发的大量尘雾及有毒物可造成与小行星撞击地球相同的蔽光、致冷以及中毒效应，导致生物大灭绝(殷鸿福等，1993)。即通过火山喷发物对海水产生化学作用，导致海水酸化和毒化。如由于火山放气作用溶于海洋中的巨量CO2会严重扰乱海洋的碳酸盐补偿深度，这对分泌钙壳的生物是致命打击。火山作用对全球变暖的影响最近也得到了实际材料的证实，Joachimski et al．(2012)对浙江煤山、四川上寺剖面二叠系－三叠系界线层运用高分辨率牙形石氧同位素变化记录，揭示出在二叠纪最末期气温增高了约8℃，增温层与二叠纪末生物主绝灭幕相一致。Sun et al．(2012)亦对华南二叠纪—三叠纪之交和早三叠世牙形石磷灰石氧同位素进行了高精度分析，获得了古海水温度变化数据，表明P—T之交到早三叠世Smithian期温度急剧升高，最高达40℃，从而抑制了早三叠世生物的复苏。

1 1.4.2　化学事件单位应用实例——全球二叠系—三叠系界线层碳稳定同位素异常事件层

我国学者系统研究过浙江长兴、四川广元、华莹、凉风垭、广西苹果、陕西梁山、湖北黄石、江西仙槎、西藏色龙等地的二叠系－三叠系界线层δ13 C(严正等，1989;杨遵仪等，1991;Jin et al．，1996;曹长群等，2002;Xie et al．，2005，2007，2010)。在意大利、奥地利、希腊、苏联、亚美尼亚、伊朗、巴基斯坦、印度、尼泊尔、阿曼、加拿大曾测试过20多条剖面(Sweet et al．，1992;Wang et al．，1994;Heydari et al．，2000;Sarkar et al．，2003;Krystyn et al．，2003)。上述所有剖面上的测试结果都证明，在二叠系－三叠系界线附近，δ13 C值出现大的变动，变动趋势基本一致。δ13 C在界线层从下向上由正值突然偏向负值，再回到正值。但在变化细节上的认识有分歧。一些学者的研究结果显示，δ13 C值在二叠系－三叠系界线层中的改变是突然的，表明二叠系－三叠系界线的生物灭绝的强烈冲击是突然的而不是逐渐的(Wang et al．，1994);但另一些学者的研究结果是，二叠系－三叠系界线层δ13 C偏负存在渐变现象，且偏负幅度在各地存在一定差异。如中国长兴煤山剖面二叠系—三叠系界线层有机碳与无机碳同位素的变化同时存在缓慢降低和陡然降低两个阶段，降低幅度为5‰(曹长群等，2002;Cao et al．，2009;Yin et al．，2012)(图11－2)。穿过印度Raniganj 盆地的大陆内部的二叠系－三叠系界线剖面的有机碳同位素及其地球化学变化的研究表明，在早三叠世初，有机碳δ13 C下降了9‰，整个下降过程发生在约3m厚的一段地层内，说明并非陡然降低(Sarkar et al．，2003)。

P－T之间发生了地质历史上最大规模的生物大灭绝，95%以上的古生代型海洋生物在三叠系地层中不复存在。生物的大灭绝和有机碳的充分氧化，必然会导致海洋中12 C的大量增多，δ13 C的强烈负偏。δ13 C值的变化与二叠纪末生物大绝灭事件相吻合(杨遵仪等，1991)。一些学者把二叠系－三叠系界线层δ13 C偏负事件归结为地外稀罕事件(撞击事件)扰动，导致死劫难海洋出现的结果(Xu et al．，1993)。张克信等(2005)认为，地外撞击事件导致的δ13 C偏负应在各地同时发生，影响幅度也应一致，但华南二叠系－三叠系界线层δ13 C偏负事件各地参差不齐，偏负幅度也相差较大这一事实，用撞击成因无法解释，δ13 C偏负事件本身只能佐证当时生物量剧减，出现过生物大灭绝事件。越来越多的学者认为，根据P－T之交碳同位素变化特征，导致全球P－T之交碳总量的变化机理，不是多个原因的简单组合。Berner(2002)提出了一个P－T之交碳循环模式假说:①海水中的二氧化碳大量释放到大气中从而引发大规模中毒;②火山喷发释放大量二氧化碳气体;③甲烷水合物中大量甲烷的迅速释放，转化为二氧化碳;④突然大量死亡的生物有机体分解氧化生成二氧化碳;⑤全球碳循环的长期重组。Berner认为，大量甲烷的迅速释放能很好地解释P－T界线附近δ13 C的短期变化，同时大量生物的死亡和火山喷发起了叠加作用。

Tong et al．(2007)通过对华南不同相区8条早三叠世典型剖面系统进行碳同位素分析，建立了早三叠世碳同位素演变的基本形式，证实了其所代表的生态系环境不稳定性。类脂物生物标志化合物的研究表明，P－T之交地球表层海－陆－气系统的事件是按次序重复出现(Xie et al．，2007)，P最末期首先出现陆源风化作用增到最强值，随后依次出现透光层缺氧、动物灭绝、蓝细菌繁盛，在这个过程中碳同位素逐渐降低。从T最初期开始又重复依次出现上述的生物与环境事件序列。P－T之交这样的事件序列的出现可能与火山活动相关:火山活动引起陆地植被破坏，造成陆地风化作用的加强和全球变暖，由此造成海洋缺氧，海洋动物灭绝，随后因捕食压力的降低和营养物的增加，使海洋蓝细菌繁盛，相伴而随的是碳同位素明显负偏(Xie et al．，2005，2007，2010)。

1 1.4.3　生物事件单位应用实例——全球二叠系—三叠系界线附近的生物面或生物事件层

全球二叠系—三叠系界线地层生物面或生物事件面(层)包括幕式的间断演化、成种事件、大灭绝、大更新、生物快速迁进迁出、种群爆发、巨量繁殖事件等(图11－2和图11－3;表11－2)，它们等时性高，对比潜力大，与层序地层界面关系密切，是识别和对比层序界面的重要标志(张克信等，1996，2003)。

图11－2　浙江煤山剖面二叠纪－三叠纪过渡期的两幕式绝灭与事件序列
(Yin et al．，2012)

图11－3　浙江长兴县煤山D剖面二叠系—三叠系界线层事件地层柱状图

表11－2　浙江长兴煤山剖面二叠系—三叠系界线地层生物事件面(据张克信等，2003)

由表11－2和图11－3可知，生物事件面对研究沉积层序有3个主要作用:其一，精确识别标定层序界面。成种事件面通常被确定为生物谱系带的底界面，远洋浮游生物成种事件在地质上常常是同时的，具全球等时标定意义。煤山剖面上牙形石Hindeodus parvus首现事件或parvus带之底界，已被选定为全球二叠系—三叠系界线划分标准。利用牙形石Hindeodus typicalis种群爆发事件，可精确标定三叠纪的第1个层序的海侵面(图11－3)。其二，为层序地层研究提供高精度时间格架。如表11－2中所列事件均具洲际和大区域对比性，不受岩相和大地构造单元控制，下扬子区同期异相层序地层时间格架主要是依据类似的生物事件面而建立的(张克信等，1996)。其三，帮助分析沉积体系或沉积相。如在三叠纪的第1个层序的最大海泛面附近，较深水相的营假漂浮的双壳类Claraia类群和自游泳的头足类Ophiceras类群十分发育，浅水相的腕足类等动物群则销声匿迹。

1 1.4.4　复合事件单位应用实例——全球二叠系－三叠系界线层缺氧事件层

二叠纪末－三叠纪初海洋缺氧事件的证据可用许多地质分析方法得出。从生物群分析角度出发，大量的厌氧底栖生物和浮游生物的存在，说明当时海水底层含氧量很低，从而造成大量的正常底栖生物灭绝;富含有机质、黄铁矿的沉积物的存在，可以指示缺氧的还原环境(Lai et al．，2001)。

浙江煤山D 剖面上支持二叠纪－三叠纪之交缺氧的证据有:第25层(白黏土层)顶底面发育黄铁矿纹层;第26层富含有机质和厌氧藻类，色暗并具水平纹层，说明当时水体流通不畅，底部缺氧，所含生物以浮游类为主，主要有头足类，底栖生物次之，主要为有孔虫类和小型腕足类，其中腕足动物个体小、壳薄，可能是因为水体缺氧导致营养不良所致;第27层中含有分散的黄铁矿;第28层中含有丰富的黄铁矿;第29层的生物群为较丰富的浮游菊石Ophiceras、薄壳双壳类Claraia和少量的薄壳小型腕足动物，岩石切片中可见较为丰富的非有孔虫Earlandia;直到第31层仍发育含有机质高的页岩和黄铁矿。煤山剖面二叠系－三叠系界线附近的具体的岩性岩相变化见图11－3。

Wignall等(1993，1996)根据大量黄铁矿、贫氧相薄壳双壳类Claraia、厌氧藻类(Prasinophyte)的存在以及遗迹组构分析，认为煤山剖面自25层开始至三叠系底部出现缺氧事件，而二叠纪－三叠纪之交的生物衰退与绝灭与这一缺氧事件有关。另外，在中国四川广元上寺剖面，经过对二叠纪－三叠纪之交遗迹组构分析以及大量的黄铁矿和薄壳双壳类Claraia的发现，证实了该时期缺氧事件的存在(Wignall et al．，1995;Lai et al．，1996)。同样，在重庆附近的凉风垭剖面、老龙洞剖面(Wignall et al．，1996)均报道了二叠纪－三叠纪之交的缺氧事件。

从世界范围来看，目前已报道的二叠系－三叠系缺氧事件的地区有巴基斯坦盐岭地区(Wignall et al．，1993)、意大利的Dolomites(Hallam，1994)、克什米尔地区、Spitsbergen北极区(Wignall et al．，1996)等地(图11－4)。故缺氧事件层亦可作为全球二叠系—三叠系界线对比的重要辅助标志之一。

图11－4　世界上4个典型的二叠系—三叠系界线剖面缺氧事件的对比
(据Wignall et al．，1996)
箭头表示生物大灭绝:latidentatus，parvus，isarcica，carinata分别代表从二叠系顶部到三叠系底部的牙形石化石带

11.4.5　灾变事件在地层划分对比中的作用与灾变界线事件实例

灾变事件在地层划分对比中的引入与应用，极大地拓展了地质学者的科学观和方法论。尤其从地质历史重大转折期的角度，看当代全球环境变化和生物多样性的演变形式和过程，探索地球表层这一复杂巨系统的生物与地质环境演化及圈层相互作用，深刻揭示地球表层环境与生命过程运动规律，为预测地球表层环境演变趋势，谋求人与自然协同演化对策等方面越来越显示出强大的生命力。

灾变事件在地层划分对比中的特点和作用可概括为如下4点:①由于地史发展的各个重要阶段的转折期，大都伴随着环境的巨大改变(如海陆分布)，有很大的能量输入或能量转移。灾变事件是能量输入或能量转移的一个主要途径。在月球、行星地质学中，它是这些星球的地层划分的主要依据。因此，灾变事件可以作为地质历史的重要阶段划分的基本原则之一。②灾变事件与其他标志(古生物、古地磁、同位素等)相比，具有能量大、涉及范围广、时间短的特点。灾变事件可以作为地质时间等时面的一个良好标志。③灾变事件研究的进展使重要地质界线的界线层的研究越来越详细，由厘米级精度发展到毫米级，甚至更小，极大地促进了地层高精度划分对比。④灾变事件的一些标志往往可以在大范围识别，甚至全球性的地层对比，有利于不同岩相(海相、陆相)的地层界线的划分与对比。

从地球系统演化和阶段性发展的视角来认识地球演化特定阶段重要地质事件及其相互关系、不同层圈的相互作用、重大全球变化起因及其对地球表层系统和生物圈发展的影响机制，是现代地学研究中最前缘领域之一。近20余年来，以地球演化史上各主要地质界线上的重大地质事件的研究最为集中。近年来更多集中于生物大灭绝形式、成因以及灾变后生物复苏和生态系统的恢复过程的研究。关于大灭绝的过程主要有两种认识，即突发灾变和分步渐次灭绝。有关地史上生物圈重大灾变成因目前已经提出了10余种不同的机制，但最有影响的认识主要集中在地外星体撞击和地内火山喷发两个方面。尽管不少研究者提出全球海平面变化和大洋缺氧对生物大灭绝具有重要影响，但从已有的地质证据分析，它们可能对某种生态类型的生物和区域性生物灭绝具有重大影响，却很难造成近于同时的全球性生物圈灾变。从性质上说，它们可能只是星体撞击或大规模火山活动所诱发的次级事件。以下简要介绍主要地质界线上的重大地质事件研究概况。

下更新统—中更新统(Q1－Q2)界线事件:在澳大利亚、苏门答腊、日本南部、印度洋中部、马达加斯加和非洲象牙海岸多个深海钻孔岩芯中产微玻陨石，它们含焦石英，焦石英形成温度达2000℃，被认为是撞击事件的产物;微玻陨石中含少量呈玻璃质的钾碱成分，认为是含蛋白石植物的焚化产物(Glass，1982)。我国海南岛和粤西、桂南的“雷公墨”(微玻陨石)亦是同期产物(严正等，1979;郭士伦等，1995)。迄今报道我国境内发现同期微玻陨石的产地还有:北京顺义的顺1井翟里组(0．73Ma)(李鼎容等，1980)，江苏新沂、泗洪等地的王圩组(刘顺生等，1995)，江西九江0．7Ma网纹红土中的消融性宇宙尘(李春来等，1992)。此期还伴有大型哺乳动物绝灭事件(Roup，1987)，地磁场倒转事件(Richmond，1996)。

新近系—第四系(N－Q)界线事件:在我国陕西洛川黑木沟剖面(袁宝印等，1989)、蓝田段家坡剖面(吴锡浩等，1991)、山西离石丰义剖面(罗运利等，2000)的N －Q交界处发现微球粒，可能为微玻陨石，认为与撞击事件有关。此时，全球变冷，第四纪冰川开始发育(Gibbard et al．，2010)。N－Q界线是中国西北大面积黄土形成的下限(约2．6Ma)，指示了青藏高原进一步强隆升事件和亚洲内陆干旱化加剧事件(刘东生等，1998;李吉均等，2001)。

始新统—渐新统(E2－E3)界线事件:产微玻陨石球粒，分布在北美，其物理和化学特征与Q1－Q2之交类似，某些球表面具因撞击或爆炸成因的小圆坑和星形坑，含撞击成因的焦石英。加拿大的Mistastia撞击坑(直径28km)年龄为(38±4)Ma(Glass，1982)，与E2加勒比海E3界线年龄相近。在加勒比海地区的E2加勒比海E3界线处检测到0．41×10－9的铱异常，并伴有生物大绝灭事件(Alvarez et al．，1982)。约34Ma的E2 E3之交发生了全球大降温事件，由温室向冰室转变，南极冰盖开始形成于此时(Miller et al．，1991;Zachos et al．，2001)。

白垩系—古近系(K－E)界线事件:全球海相K－E界线地层研究十分深入，迄今已测得K－E界线铱异常的点在全球多达70余处，最高达185×10－9(Hansen et al．，1986)。铱(Ir)在地壳和沉积岩中含量很少，背景值约为0．02×10－9，而宇宙物体中的铱值可达地壳的104倍，因此，如地外物体撞击地球，必然会带来大量的铱富集在其溅射层中(Alvarez et al．，1980)。在铱异常的界线层中，其他铂族元素(Os，Pt，Re，Au)的含量一般随Ir的增高而增高;痕量元素(Co，Cr，Sb，Cs，Sr，Ba等)含量也发生较大和较复杂的改变。在判定界线铱异常的撞击说中，铱与其他元素的相关性很重要。柴之芳(1987)认为，具有重要意义的是Ir/Os，Ir/Au，Ir/Ni等值。如丹麦Stevns Klint剖面，K－E界线的Ir/Os约为1，Ir/Au约为3．3，与碳质球粒陨石I型的比值十分接近，有利于撞击假说。在全球许多K－E界线层中还存在着δ13 C值突然偏负事件(Kump，1991)，表明当时海洋生物量陡然锐减(Pearson，2001)，恰与化石纪录的大灭绝期一致，如浮游有孔虫类的大灭绝，以及海洋钙质超微化石的锐减等(Molina et al．，2006)。K－E界线上最引人瞩目的是恐龙的全部灭绝。但颇具戏剧性的是在其他生物难以生存的界线层中，却大量富集着一种微小的球形有机质孢囊，它们能忍受罕见的灾变环境(Hansen，1986)。在西班牙、丹麦等地K－E界线黏土中存在大量微球粒，认为是陨击事件产物(Montanari et al．，1983)。在全球8处的K－E界线黏土层中记录有冲击石英(Bohor et al．，1984，1987)。Nazarov et al．(1987)报道苏联的Kamensk撞击坑(直径28 km)和Kara撞击坑(直径50 km)的成坑年龄与K－E界线年龄大体一致。在K－E界线层中还发现由全球性森林大火燃烧后的残烬(炭灰)(Wolbach et al．，1985)和海洋表层水酸化事件(Steven，1994)。

在我国，K－E界线地层以陆相地层为主。1993年钟筱春等在新疆吐鲁番连木沁剖面K－E界线层中发现δ13 C负异常，幅度达6‰，铱异常为0．2×10－9，认为此界线可以与海相K－E界线相比。郭宪璞等(2000)报道新疆塔里木盆地西部3个剖面的K－E界线处找到黏土层，测定X(187Os)/X(186Os)值在4．3～4．9，认为此异常事件起因自天外物质。王学印等(1994)在内蒙古阿拉善地区多个钻井中在白垩系顶部发现焦土层(含灰烬层或烟熏状物)，认为它与灾变事件引起的大火有关。赵资奎等(1991，1998，2000)研究广东南雄盆地在K－E界线附近的恐龙蛋，发现蛋壳有铱异常，蛋壳的δ18O出现多次正向偏移，他们把这些现象与灾变事件相联系。

通常认为印度和欧亚板块碰撞的时间在K－E之交，由此导致了自K－E之交以来的青藏高原隆升与环境演变事件(Rage，1995;莫宣学等，2007;张克信等，2013)。

三叠系—侏罗系(T－J)界线事件:三叠纪—侏罗纪之交存在生物大灭绝事件，消失的种大约为80%(Sepkoski，1996)，Jozsef Palfy et al．(2000)认为T－J大灭绝是地史上5次最大的绝灭事件之一，他们通过对加拿大西部的夏洛特皇后群岛上的三叠系—侏罗系界线处一层火山灰层中锆石U－Pb法精确测年，获得(199．6±0．3)Ma的T－J界线年龄。通过对高精度界线年龄与生物大灭绝关系的研究，Jozsef Palfy etal．发现，T－J时代生物的绝灭首先殃及陆地生物，而后波及到海洋。T－J界线处存在－3．5‰～－2‰的碳同位素负向漂移异常事件(Jozsef Palfy et al．，2001)，火山事件和海洋缺氧事件(Jozsef Palfy et al．，2000)。Hesselbo et al．(2002，2007)认为，中大西洋大岩浆岩省的爆发可能导致了T－J界线处陆生和海生生物灭绝与巨大的碳循环异常事件。Blackburn etal．(2013)的锆石U－Pb测年数据证实了这一关系。

二叠系—三叠系(P－T)界线事件:P－T界线事件已在前面有详细阐述，此处综述如下:二叠系－三叠系界线也是古生代与中生代的分界，是地球历史上的最重大的转折期之一，发生了显生宙最大的生物更替事件，还有大量聚集的各种稀有地质事件。华南的资料很好地揭示了这一重大地质事件过程(杨遵仪等，1991)，尤其煤山剖面被认作是这些事件研究的最佳天然实验室，于是它吸引了大批科学家到煤山剖面研究。Yin et al．(2012)详细总结和讨论了煤山剖面二叠纪－三叠纪过渡期的两幕式环境事件序列(图11－2)。煤山剖面显示，在二叠纪－三叠纪过渡期(23—40层)地球表层系统具有明显的两幕式环境异常特征，主要表现在:第24—26层和第29—37层这两段是各项环境事件异常集中段。在图11－2上几乎所有的环境指标均呈峰值，向左凸出;其他层位各项指标则向右凸出，呈低值且较平稳。逐层的沉积环境和生物组成分析表明，每一幕包含3个阶段:①不稳定期;②危机期;③恢复期。第一幕开始于煤山剖面的第23层，在第24e—26层达到高峰，第27—28层是该幕的恢复期;第二幕危机开始于第29层，第34—38层是危机的高峰期，而恢复期是从第39层开始。宏体生物的大灭绝既不发生在每一幕的开始，也不是发生在每一幕的结束，而是发生在环境发生重大变化的初期。这些大灭绝事件对同期环境的变化没有明显的反馈作用。在每一幕中，蓝细菌的繁盛要滞后于宏体生物的大灭绝，而绿硫细菌的繁盛却要早于环境的危机。环境和微生物变化的因果关系表明，二叠纪－三叠纪之交危机期微生物功能群对碳－氮－硫循环及海洋的氧化还原都有显著的影响。因此，微生物可能对环境危机的恶化起着重要的作用，甚至促发了环境的恶化(Yin et al．，2012)。

泥盆系—石炭系(D－C)界线事件:侯鸿飞等(1985)提出:D－C时期生物群发生重大更替，是突然灾害造成的。徐道一等(1986)报道:贵州睦化剖面的眭化组底部有一变化幅度达7‰的δ13 C负异常(距D－C界线约4m)。白顺良和柴之芳等(1987，1988)在广西黄茆剖面的D－C界线层发现有0．156×10－9铱异常，亲硫元素高度富集，并赋存硅质球。王琨等(1993)综合了5个D－C界线剖面(包括黄茆、睦化剖面等)的铱异常、生物大灭绝等资料，认为铱异常是由于古氧化还原环境的突然变化形成的。白顺良等1994年出版了《华南泥盆纪事件和生物地层学》(英文)专著，提出19个镍(或镍－铱)事件，包括D－C和F－F事件。它们的成因可能是地内、地外或地外引起地内事件。

上泥盆统弗拉阶－法门阶(F－F)界线事件:McLaren(1970)和McGhee(1982)提出，分布于北美、苏联、瑞典的一些撞击坑，其年龄值位于F－F界线附近。如瑞典的Siljan坑，直径达52km，年龄为(360±7)Ma。Playford等(1984)和McLaren(1985)均报道了澳大利亚F－F界线层存在0．3×10－9的铱异常值。王琨等(1991)、侯鸿飞等(1993)在广西罗秀的F－F界线层分别测得0．226×10－9和0．316×10－9的铱异常值。严正等(1987，1993)报道了这一界线的δ13 C负异常，最小值达－6．6‰，δ18 O值有一次正异常。在F－F事件中，科、属、种的平均灭绝率分别达到21%～22%、49%～76%、70%。完全灭绝的生物类群包括竹节石(仅有少量孑遗至法门期早期)、五房贝类、无洞贝类、齿扭贝类。受重创的生物类群包括珊瑚灭绝25科［简记为珊瑚(25科)］、具铰腕足类(17科)、菊石(14科)、海百合(13科)、盾皮鱼类(12科)、层孔虫(11科，几乎全部绝灭)、三叶虫(8科)、介形虫(10科)。在属种级别上，灭绝率更高，如层孔虫(几乎全部绝灭)，四射珊瑚的浅水种(96%)、深水种(60%～70%)，浮游植物(90%)，腕足类(86%)，菊石(86%)，三叶虫(57%)。

F－F事件具有五个方面的特征:灾难性、全球性、同时性、多幕性和选择性。灾难性是指F－F事件重创众多生物类群、生物多样性锐减的强度大、速度快，对生物圈发展的影响重大而深远。需要指出的是，F－F事件造成的生态灾难远大于属种灾难(损失量)，如F－F事件后，地球上规模最大的珊瑚－层孔虫礁生态系从地球上永远消失，从晚泥盆世法门期到早石炭世杜内期这长达22Ma的时间内地球上没有确切的后生动物礁体，直到早石炭世维宪期才出现由群体珊瑚和苔藓虫构成的后生动物礁体。全球性是指F－F事件不仅仅只限于发生在某一个地区和某一个板块，而是在全球具有广布性。同时性是指F－F事件在全球范围很短的地质时期内发生，有科学家估计，F－F生物大灭绝事件(主幕)是在15 000年内发生的，这对于以百万年为时间单位的地质过程而言是极其短暂的和等时的。多幕性是指F－F生物大灭绝不是一蹴而就，而是分阶段逐步发生的，如牙形类的灭绝在主幕期(linguiformis带顶部约15 000年内)经历了4步或在弗拉阶最上部牙形石带内(linguiformis带)先后出现2次规模较大的灭绝。选择性是指F－F事件对不同的生态系、生物类群和生态类型而言其影响程度是不同的。F－F事件对海洋暖浅水礁生态系影响程度最高，对海洋冷深水生态系和陆地生态系的影响甚微;选择性的另一种表现形式是，不同生态类型的生物在F－F事件中的命运也不尽相同，如F－F事件对海相底栖固着和移动的生物类群(如四射珊瑚、腕足类、介形虫等)影响程度较高，对游泳型(如牙形类等)和浮游型(如深水浮游介形虫的足虫介类等)的影响程度较低;F－F事件对同类生物的浅水类群(如浅水的四射珊瑚、腕足类、介形虫等)影响程度较高，对同类生物的深水类群(如深水的四射珊瑚、腕足类、介形虫等)影响程度较低，但对薄壳浮游型的竹节石例外。

到目前为止，有关F－F之交生物大灭绝的机理和原因尚众说纷纭，如:天体撞击(McLaren，1970;Wang et al．，1991;McGhee，2001)，海平面变化(Johnson，1974)，全球气候变暖(Thompson＆Newton，1988)、变冷(McGhee，1989)，缺氧(Joachimsk et al．，1993，1997，2001)，超量热液金属污染(白顺良，1995，1998;Ma＆Bai，2002)，多因素作用与复杂反馈，富营养化(Murphy et al．，2000a，2000b)，赤潮(龚一鸣等，2002)等。尽管科学家目前尚不能确认哪一种因素是真正的元凶，但有一点可以肯定，导致F－F生物大灭绝不是单因素，而是多因素的长期积累和复杂叠加，使海洋环境持续恶化，导致原有生态系统极度脆弱直至彻底崩溃。

奥陶系—志留系(O－S)界线事件:O－S界线处生物大灭绝是显生宙五大灭绝事件之一，如腕足类有60%的属消失。奥陶纪末主灭绝事件的延续时间，在扬子区从浅水区至深水区跨越了近一个笔石带，即从Diceratograptusmirus亚带至N．extraordinarius带中部。在主灭绝期的18个属中，有11个属(约61%)在主灭绝过程中灭绝(陈旭等，2013)。严正等(1987，1991)在湖北宜昌黄花场和王家湾剖面O－S界线层发现有机碳的δ13 C值的正异常，变化幅度达8‰，峰值位于G．pelsculptys带之底。王琨等(1994，1997)在安徽、四川等地的O－S剖面相当Hirnantian动物群层位亦确定了类似的峰值。汪啸风和柴之芳等(1989)在宜昌分乡O－S界线层测得铱异常为0．64×10－9，认为可能与地外撞击事件有关。王琨等(1992，1993)在宜昌、安徽等地的O－S界线剖面亦测得Ir异常值，认为是由于沉积速率变小造成的。在英国湖区的O－S界线层发现化学成分有明显改变(Branchley，1984)。Smith et al．(1981)、Hambrey et al．(1981)、戎嘉余(1984)和Chen Xu (1984)均认为O－S之交存在冰川－海退事件和缺氧事件，导致生物大灭绝。Sutcliffe et al．(2000)将奥陶纪末期的冰川－生物大灭绝事件与地球轨道运转的“偏心率”(eccentricity)事件相关联。

震旦系—寒武系(Z－∈)界线事件:在华南寒武系底部发育Ni－Mo多金属层。范德廉等(1984，1987)在湘黔牛蹄塘组底部发现铱等贵金属异常，铱异常值达31×10－9，它们的相对丰度近似碳质球粒陨石。徐道一等(1 9 9 5)在麦地坪Z－∈界线附近测得N i为 (250～750)×10－6，Co为(20～150)×10－6，Ir为0．12×10－9，可与湘黔一带多金属层对比。张勤文等(1984，1985，1987)依据在云南梅树村剖面八道湾段与大海湾交界(C点)发现有铱［(3～5)×10－9］和亲铁元素异常，在西南几个Z－∈界线剖面都发现两层界线黏土层，提出把C点作为Z－∈界线，这界线可能与小天体撞击有关。他们把这一事件命名为梅树村地质事件。许靖华等(1985，1986)在云南、湖北的Z－∈界线剖面发现有铱异常(5×10－9)和δ13 C负异常，提出对Z－∈界线可用突变事件来标定;严正等(1987)、徐道一等(1989)报道在梅树村剖面和湖南石门杨家坪剖面亦有类似异常，并在C点附近发现多成因微球粒;陈锦石等(1991，1992)对梅树村和麦地坪剖面进行研究，结果表明在A点和B点附近亦有δ13 C值突变。李延河等(1994，1995)报道了梅树村剖面δ30 Si的负异常位于B点与C点之间，最小值为－2．1‰。王大锐等(1994)在新疆柯坪地区Z －∈界线发现δ1 3C负异常，变化幅度5．8 8‰，可与梅树村剖面C点相对比。张勤文等(1989)指出，在C点界线上小壳化石属的灭绝率为90%，科为77%，存在大绝灭。近年来，对杨家坪、天门山Z－∈界线剖面研究成果支持界线层与撞击事件可能有关(王道经等，1999;郭成贤等，1999)。从∈底界开始呈现δ13 C负异常事件具有全球性(Gradstein et al．，2012)。塔里木盆地寒武系底部黑色岩系中硅质岩的稀有气体同位素存在较大异常，指示寒武系底部黑色岩系形成于海洋缺氧事件期，这可能与海底大规模的火山作用及其伴生的海底热水流体活动有直接的关系(孙省利等，2008)。

参考文献

曹长群，王伟，金玉玕．浙江煤山二叠系—三叠系界线附近碳同位素变化［J］．科学通报，2002，47(4):302－306．

陈旭，戎嘉余，樊隽轩，等．奥陶系上奥陶统赫南特阶全球标准层型剖面和点位［M］．//中国科学院南京地质古生物研究所．中国“金钉子”——全球标准层型剖面和点位研究．杭州:浙江大学出版社，2013:183－214．

龚一鸣，李保华，司远兰，等．晚泥盆世赤潮与生物集群绝灭［J］．科学通报，2002，47(7):554－560．

李吉均，方小敏，潘保田，等．新生代晚期青藏高原强烈隆起及其对周边环境的影响［J］．第四纪研究，2001，21(5):381－391．

刘东生，郑绵平，郭正堂．亚洲季风系统的起源和发展及其与两极冰盖和区域构造运动的时代耦合性［J］．第四纪研究，1998(3):194－204．

何锦文．长兴阶层型剖面及殷坑组底部的黏土矿物—兼论二叠系、三叠系的分界［J］．地层学杂志，1981，5(3):197－207．

莫宣学，赵志丹，周肃，等．印度－亚洲大陆碰撞的时限［J］．地质通报，2007，26(10):1240－1244．

孙省利，陈践发，郑建京，等．塔里木盆地寒武系底部硅质岩的稀有气体同位素组成特征［J］．中国科学(D辑):地球科学，2008，38(增刊Ⅱ):105－109．

芮琳，何锦文，陈楚震，等．浙江长兴煤山地区二叠—三叠系界线底黏土中动物化石的发现及其意义［J］．地层学杂志，1988，12(1):48－52．

吴瑞棠，张守信，等．现代地层学［M］．武汉:中国地质大学出版社，1989:1－213．

吴顺宝，任迎新，毕先梅．湖北黄石、浙江长兴煤山二叠—三叠系界线处火山物质及黏土岩成因探讨［J］．地球科学——中国地质大学学报，1990，15(6):589－595．

徐道一．地质灾变现象的哲学意义［M］．//王子贤主编，地学与哲学．北京:中国文史出版社，1998: 133－138．

许靖华．彗星冲击作用—白垩纪末期地球上发生灾变的原因［J］．长春地质学院学报，1980(2):1－8．

严正，徐道一，金若谷，等．四川上寺二叠—三叠系界线剖面的碳同位素异常事件［D］．//天地生综合研究进展，第三届全国天地生相互关系学术讨论会论文集．北京:中国科学技术出版社，1989:87－91．

杨遵仪，殷鸿福，吴顺宝，等．华南二叠－三叠系界线地层及动物群［D］．//中华人民共和国地质矿产部地质专报二，地层古生物，第六号．北京:地质出版社，1987:1－379．

杨遵仪，吴顺宝，殷鸿福，等．华南二叠－三叠纪过渡期地质事件［M］．北京:地质出版社，1991:1－183．

殷鸿福．古生物演化的新思潮及其对地质学的影响［J］．地质论评，1986，32(1):73－79．

殷鸿福，黄思骥，张克信，等．华南二叠－三叠纪之交的火山活动及其对生物绝灭的影响［J］．地质学报，1989，63(2):169－181．

殷鸿福，张克信．新灾变论［M］．//穆西南．古生物学研究的新理论新假说．北京:科学出版社，1993: 109－135．

张克信，殷鸿福，吴顺宝．华南二、三叠纪之交的灾变群及其对生物大绝灭的效应［D］．//天地生综合研究进展，第三届全国天地生相互关系学术讨论会论文集．北京:中国科学技术出版社，1989:82－86．

张克信，殷鸿福．天、地、生研究的新进展［J］．地质科技情报，1989，8(2):41－46．

张克信，童金南，殷鸿福，等．浙江长兴二叠—三叠系界线层序地层研究［J］．地质学报，1996，70 (3):270－281．

张克信，童金南，侯光久，等．煤山镇幅、长兴县幅1∶50 000区域地质调查报告［M］．武汉:中国地质大学出版社，2005．

张克信，经雅丽，张智勇，等．高分辨率事件地层研究方法与实践［J］．地质科技情报，2003，22(4): 9－15．

张克信，王国灿，洪汉烈，等．青藏高原新生代隆升研究现状［J］．地质通报，2013，32(1):1－18．

Alvarez LW，AlvarezW，Asaro F etal．Extraterrestrial cause for the Cretaceous－Tertiary extinction［J］．Science，1980，208:1095－1103．

Berner R A．Examination of hypotheses for the Permo－Triassic boundary extinction by carbon cycle modeling［J］．PNAS，2002，99(7):4172－4177．

Blackburn T J，Olsen PE，Bowring SA et al．Zircon U－Pb Geochronology Links the End－Triassic Extinction with the Central Atlantic Magmatic Province［J］．Science，2013，340:941－945．

Cao CQ，Love G D，Hays L E et al．Biogeochemical evidence for euxinic oceans and ecological disturbance presaging the end－Permianmass extinction event［J］．Earth and Planetary Science Letters，2009，281:188－201

Dott R H．SEPM presidential address:episodic sedimentation—How normal is average?How rare is rare?Does it matter?［J］．Jour．Soc．Petrol．，1983，53:5－23．

Einsele G．Event stratigraphy:Recognition and Interpretation of Sedimentary Event horizons［M］．//Einsele G，Ricken W，Seilacher A．(eds)Cycles and events in stratigraphy．Berlin and Heidelberg．:Springer－Verlag， 1991:145－193．

Gibbard P L，Head M J，Walker M et al．Formal ratification of the Quaternary System/Period and the Pleistocene Series/Epoch with a base at2．588Ma［J］．Journal of Quaternary Science，2010，25:96－102．

Gradstein FM，Ogg JG，Schmitz M D et al．The Geologic Time Scale 2012，Volume 1．Amsterdam:Elsevier，2012:1－1127．

Hansen H J，Gwozdz R H，Bromlev R G etal．Cretaceous－Tertiary boundary spherules from Denmark，New Zealand and Spain［J］．Bull．Geol．Soc．Denmark，1986，35(1):75－82．

Hansen H J，Gwozdz R H，Jens M B et al．The diachronous C/T plankton extinction in the Danish Basin，Lecture Notes in earth Sciences，8，Global Bio－Events，Walliser，O(ed．)［M］．Berlin and Heidelberg．:Springer－Verlag，1986:381－384．

Hallam A．The earliest Triassic as an anoxic eventand its relationship to the end－Palaeozoicmass extinction．Pangea: global environment and resources［J］．Canadian Society of Petroleum Geologists，1994，17:797－804．

Hesselbo SP，Robinson SA，Surlyk F etal．Terrestrial andmarine extinction at the Triassic－Jurassic boundary synchronized with major carbon－cycle perturbation:A link to initiation of massive volcanism?［J］．Geology，2002，30(3):251－254．

Hesselbo SP，McRoberts C A，Pálfy J．Triassic－Jurassic boundary events:Problems，progress，possibilities［M］．Palaeogeography，Palaeoclimatology，Palaeoecology，2007，244:1－10．

Heydari E，Hassandzadeh J，WadeW J．Geochemistry of central Tethyan Upper Permian and Lower Triassic strata，Abadeh region，Iran［J］．Sedimentary Geology，2000，137:85－99．

Jin Yugan，Shen Shuzhong，Zhu Ziliet al．The Selong section，candidate of the global stratotype section and point of the Permian－Triassic boundary［M］．//Yin Hongfu(ed．)，The Palaeozoic－Mesozoic Boundary candidates of Global Stratotype Section and Pointo the Permian－Triassic boundary．Wuhan:China University ofGeosciences Press，1996:127－135．

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

Kauffman EG．Concepts andmethods ofhigh－resolution eventstratigraphy［J］．Ann．Rev．Earth Planet Sci．，1988，16:605－654．

Kauffman E G，Elder W P，Sageman B B．High－Resolution correlation:a new tool in chronostratigraphy［M］．// Einsele et al．(Eds)Cycles and events in stratigraphy．Berlin:Springer，1991:795－819．

Krystyn L，Richoz S，Baud A et al．A unique Permian－Triassic boundary section from the Neotethyan Hawsina Basin，Central Oman Mountains［J］．Palaeogeography，Palaeoclimatology，Palaeoecology，2003，191:329－344．

Kump L R．Interpreting carbon－isotope excursions:Strangelove oceans［J］．Geology，1991，19:299－302．

Lai Xulong，Wignall PB，Zhang K X．Palaeoecology of the conodonts Hindeodus and Clarkina during the Permian－Triassic transitional period［J］．Palaeogeography，Palaeoclimatology，Palaeoecology，2001，171:63－72．

Miller K G，Wright JD，Fairbanks R G．Unlocking the ice house:Oligocene－Miocene oxygen isotopes，eustasy and margin erosion［J］．Journal of Geophysical Research，1991，96:6829－6848．

Palfy J，Demeny A，Haas J et al．Carbon isotope anomaly and other geochemical changes at the Triassic－Jurassic boundary from amarine section in Hungary［J］．Geology，2001，29(11):1047－1050．

Palfy J，Smith P L．Synchrony between Early Jurassic extinction，oceanic anoxic event，and the Karoo－Ferrar flood basalt volcanism［J］．Geology，2000，28(8):747－750．

Palfy J，Mortensen JK，Carter E Set al．Timing the end－Triassicmass extinction:First on land，then in the sea?［J］．Geology，2000，28(1):39－42．

McLaren D J．Bolides and biostratigraphy［J］．Geol．Soc．Amer．，Bull．，1983，94:313－324．

Molina E，Alegret L，Arenillas Iet al．The Global Boundary Stratotype Section and Point for the base of the Danian Stage(Paleocene，Paleogene，“Tertiary”，Cenozoic)at El Kef，Tunesia－Original definition and revision［J］．Episodes，2006，29:263－273．

Pope K O．Impact dust not the cause of the Cretaceous－Tertiarymass extinction［J］．Geology，2002，30(2):99－102．

Rage JC，Cappetta H，Hartenberger JL et al．Collision ages［J］．Nature，1995，375:286．

Raup D M，Sepkoski J J．Mass extinction in themarine fossil record［J］．Science，1982，215:1501－1503．

Raup D M．Biological extinction in earth history［J］．Science，1986，231:1533－1538．

Richmond G M．The INQUA－approved provisional Lower－Middle Pleistocene boundary［M］．//Turner，C．(Ed．)，The Early Middle Pleistocene in Europe．Balkema，Rotterdam，1996，319－326．

Sarkar A，Yoshioka H，Ebihara M et al．Geochemical and organic carbon isotope studies across the continental Permian－Triassic boundary of Raniganj Basin，eastern India［J］．Palaeogeography，Palaeoclimatology，Palaeoecology，2003，191:1－14．

Sun Y D，Joachimski M M，Wignall P B et al．Lethally hot temperatures during the early Triassic greenhouse［J］．Science，2012，338:366－370．

Sutcliffe O E，Dowdeswell JA，Whittington R Jet al．Calibrating the Late Ordovician glaciation and mass extinction by the eccentricity cycles of Earth’s orbit［J］．Geology，2000，28(11):967－970．

SweetW C，Yang Zunyi，Dickins JM etal．Permian－Triassic Events in the Eastern Tethys［M］．Cambridge:Cambridge University Press，1992:1－181．

Tong JN，Zuo JX，Chen Z Q．Early Triassic carbon isotope excursions from South China:proxies for devastation and restoration of marine ecosystems following the end－Permian mass extinction［J］．Geological Journal，2007，42:371－389．

Walliser O H．Global events and evolution［C］．Proc．27th Int．Geol．Congr．1984，2:183－192．

Wang K，Geldsetzer H H J，Krouse H R．Permian－Triassic extinction:Organicδ13 C evidence from British Columbia，Canada［J］．Geology，1994，22:580－584．

Wignall P B，Hallam A．Gresbachian(Earliest Triassic)palaeoenvironmental changes in the Salt Range Pakistan and South China and their bearing on the Permian－Triassic mass extinction［J］．Palaeogeography，Palaeoclimatology，Palaeoecology，1993，102:215－237．

Wignall，P B，Kozur，H，Hallam，A．On the timing of palaeoenvironmental changes at the Permian－Triassic(PT)boundary using conodont biostratigraphy［J］．Historical Biology，1996，12:39－62．

Wignall P B，Hallam A，Lai Xulong et al．Palaeoenvironmental changes across the Permian－Triassic boundary at Shangei(N．Sichuan，China)［J］．Historical Biology，1995，10:175－189．

Xie S，Pancost R D，Yin H et al．Two episodes ofmicrobial change coupled with Permian－Triassic faunalmass extinction［J］．Nature，2005，434:494－497．

Xie S，Pancost R D，Huang JH et al．Changes in the global carbon cycle occurred as two episodes during the Permian－Triassic crisis［J］．Geology，2007，35:1083–1086．

Xie SC，Pancost R D，Wang Y B etal．Cyanobacterial blooms tied to volcanism during the 5 m．y．Permian－Triassic biotic crisis［J］．Geology，2010，38:447–450．

Xu Daoyi，Yan Zhen．Carbon isotope and iridium eventmarkers near the Permian－Triassic boundary in the Meishan section，Zhejiang Province，China［J］．Palaeogeography，Palaeoclimatology，Palaeoecology，1993，104: 171－176．

Yin Hongfu，Zhang Kexin，Tong Jinnan et al．The Global Stratotype Section and Point(GSSP)of The Permian－Tri－assic boundary［J］．Episodes，2001，24(2):102－114．

Yin H F，Xie SC，Luo G M et al．Two episodes of environmental change at the Permian–Triassic boundary of the GSSP section Meishan［J］．Earth－Science Reviews，2012，115(3):163－172．

Zachos J，PaganiM，Sloan L etal．Trends，rhythms，and aberrations in global climate 65 Ma to present［J］．Science，2001，292:686－693．

关键词与主要知识点－11

事件地层学event stratigraphy

高分辨率事件地层学high－resolution event stratigraphy

新灾变论neo－catastrophism

突变观saltatory evolution

平静界线smooth boundary

事件界线event boundary

地内事件events caused by the Earth＇s interior

地外事件events caused by the Earth＇s outer

突变事件saltatory event

灾变事件catastrophic event

起因事件leading event

终极事件ultimate event

派生事件tributary event

沉积事件单位unit representing sedimentary events

物理事件单位unit representing physical events

化学事件单位unit representing chemical events

生物事件单位unit representing biological events

复合事件单位unit representing composite events