张俊鹏
晚奥陶世是显生宙生物与环境协同演化的关键转折期，见证显生宙以来第一次广泛记录的冰期与全球规模的生物集群灭绝事件。作为地质历史时期“五大灭绝事件”（“Big Five”）之一，奥陶纪末这次灭绝事件的生物灭绝率在科一级为22%-26%、属一级为49%-61%、种一级为86%（Harper et al., 2014）。作为地质事件层的重要化学地层标志，赫南特阶碳同位素正漂事件（简称，HICE），在全球不同板块的碳酸盐岩与黑色页岩地层均有记录。虽然碳同位素偏移幅度，由于近海盆地水体分层和局部再循环过程等原因，存在深度梯度现象（Ahm et al., 2013），HICE一直以来依然作为奥陶纪末-志留纪初古气候-古海洋变化的关键记录。关于HICE成因机制，目前比较主流的观点包括：中高纬度碎屑岩风化减弱且低纬度碳酸盐岩风化增强（Kump et al., 1999）、植物登陆或火山活动提高海洋营养盐输入引起的有机碳埋藏增强（Shen et al., 2018）、频繁火山活动导致的磷供应增加（Longman et al., 2021）、海水氧化还原条件控制磷的再循环增强（Qiu et al., 2022）等。但是，由于奥陶纪末地球发生复杂的系统变化，如冰期与间冰期快速转换、火山活动加剧、海洋缺氧现象频繁等，HICE记载的碳循环波动的主要驱动机制方面，目前对于单一成因的假说仍存在着一定的争论，有必要通过碳循环系统模型综合考虑如火山排气、冰期风化作用变化、海洋有机碳埋藏等多种碳循环通量相关的地质作用对HICE成因的贡献。
为深入研究上述问题，中国科学院南京地质古生物研究所张俊鹏副研究员和张元动研究员，联合中、美学者组成合作研究团队，通过表生碳循环系统模型，模拟赫南特阶碳同位素漂移事件（HICE）的无机碳同位素曲线、反演大气二氧化碳浓度变化，从地球系统变化的角度探索多成因机制的碳循环波动。
图1 奥陶系-志留系界线综合地层格架（数据来源参考原论文）
华南板块上-中扬子区上奥陶统-下志留统广泛发育黑色页岩，目前已积累大量相关的地球化学数据，但碳酸盐岩为主的地质剖面相对匮乏（Liu et al., 2022）。研究团队首先分析我国华南地区碳酸盐岩与黑色页岩剖面的碳同位素，并通过全球不同板块的生物地层、化学地层与旋回地层记录建立综合地层格架（图1）。同时，团队首次报道了华南上奥陶统-下志留统碳酸盐岩序列的碳酸盐结合态磷酸盐（CAP）的相对丰度，并结合黑色页岩P/Al的统计学结果，揭示赫南特冰期前后的海水磷酸盐水平变化（图2）。
图2 凯迪阶至鲁丹阶磷丰度变化
然后，研究团队使用表生碳循环系统模型（源于GEOCARB）对奥陶纪末火山排气速率、冰期风化作用、海洋有机碳埋藏等与碳循环源-汇通量相关的地质过程（图3）进行敏感度分析。本研究中，依据火山灰富集层的统计学结果（近似“正态分布”）与沉积岩汞异常限定火山排气速率增强的时间与幅度，锂同位素（δ7Li）与碎屑岩锇同位素（Osi）特征限定冰期风化作用变化。需要特别注意的是，关于海洋有机碳埋藏效率方面，如Longman et al.（2021）为实现模拟可行性，直接将P的再循环通量系数乘以5，同时将大气碳储库缩小到2 PAL（简称，现代大气水平），这与前人重建的大气二氧化碳浓度存在较大出入。这里，本研究在将主要碳通量参数调整到奥陶纪背景值之后，主要依据海洋磷酸盐水平变化，通过碳-磷循环耦合通量模型预测海洋有机碳埋藏效率变化。通过地质证据筛选，最终模拟出最接近地质记录的碳同位素曲线，且保证反演的大气二氧化碳浓度变化（图4，模拟曲线6）符合前人cGENIE等气候模型的模拟结果（Pohl et al., 2016）。
图3 表生碳循环示意图。由于奥陶纪末缺乏复杂陆地生态系统证据，暂未将陆源有机质通量设为显著变量。
模拟结果表明，HICE事件主要成因为海洋营养盐供应与循环增强引起的有机碳埋藏增加，而冰期风化作用减弱和持续增强的火山活动引起大气二氧化碳浓度的回升并导致冰期结束。依据AGCM气候模型模拟结果（Herrmannn et al., 2003），大气二氧化碳浓度必须至少回升至冰期前水平，才能结束冰川的进一步扩张并快速进入冰消期。另一方面，冰期结束后的气候和海洋碳循环变化取决于火山活动的持续强度和海洋营养盐供应，而这些过程和早志留世近海盆地的缺氧海水大幅扩张密切相关，可能是下志留统广泛发育黑色页岩（如我国华南龙马溪组）的重要原因。
另外，早期植物登陆会在长周期上引起风化作用增强且这一效应在高大气二氧化碳浓度情形下更明显，可能是奥陶纪末冰室气候的主要驱动机制（Porada et al., 2016）。比如f(V)为中-晚奥陶世早期植物影响的风化增强系数，假定每百万年增加0.01的速率，大气二氧化碳消耗加快，但其浓度必须至少下降至关键区间（8 PAL-12 PAL），地球系统才具有气候上引发冰期的可能性（Herrmannn et al., 2003; Pohl et al., 2016）。但是，如果早期植物登陆引起的大陆风化作用变化和陆源营养盐输入在长周期上是线性增加的，那么这一效应在短周期的碳循环波动上影响可能并不明显（图4B，模拟曲线7）。因此，早期植物登陆带来的影响可能需要更多能够明确植物演化节点的化石证据来进一步佐证。
图4 模拟结果（A）无机碳同位素曲线和（B）大气二氧化碳浓度。
最后，反观整个系统模拟过程和反演结果，碳循环波动成因与过程将奥陶纪末重要的地质事件联系起来，而这些发现能为我们深入研究奥陶纪末生物大灭绝的环境背景机制提供重要启示（图5）。从地质事件的成因机制、发生时间和规模尺度来看，引起生物灭绝的主要诱因是冰期引起的表层海水温度大幅降低和海平面大幅下降导致的生态空间压缩，而在灭绝事件中期出现的缺氧海水大幅扩张会对已经适应冷水环境的海洋生物造成进一步伤害。灭绝事件结束后，大气-海洋碳循环如何缓慢恢复到稳态，成为影响海洋生态系统复苏过程的关键。
图5 奥陶系-志留系界线地质事件综合记录
原论文第一作者兼通讯作者系中国科学院南京地质古生物研究所副研究员张俊鹏，合作者包括中国科学院南京地质古生物研究所张元动研究员，中国科学院广州地球化学研究所田辉研究员，中国科学院地质与地球物理研究所刘牧副研究员、陈代钊研究员，和美国弗吉尼亚理工大学Benjamin Gill教授、辛辛那提大学Thomas Algeo教授、加州大学Timothy Lyons教授等。
本文属作者认识，相关问题交流可通过邮箱[email protected]与本人联系。欲知更多详情，请进一步阅读下列参考文献。
主要参考文献
[1] Ahm, A.S.C., Bjerrum, C.J., Hammarlund, E.U., 2017. Disentangling the record of diagenesis, local redox conditions, and global seawater chemistry during the latest Ordovician glaciation. Earth Planet. Sci. Lett. 459, 145-156.
[2] Harper, D.A.T., Hammarlund, E.U., Rasmussen, C.M., 2014. End Ordovician extinctions: a coincidence of causes. Gondwana Res. 25, 1294-1307.
[3] Herrmann, A.D., Patzkowsky, M.E., Pollard, D., 2003. Obliquity forcing with 8–12 times preindustrial levels of atmospheric pCO2 during the Late Ordovician glaciation. Geology 31, 485-488.
[4] Kump, L.R., Arthur, M.A., Patzkowsky, M.E., Gibbs, M.T., Pinkus, D.S., Sheehan, P.M., 1999. A weathering hypothesis for glaciation at high atmospheric pCO2 during the Late Ordovician. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol., 152, 173-187.
[5] Liu, M., Chen, D., Jiang, L., Stockey, R.G., Aseal, D., Zhang, B., Liu, K., Yang, X., Yan, D., Planavsky, N.J., 2022. Oceanic anoxia and extinction in the latest Ordovician. Earth Planet. Sci. Lett. 588, 117553.
[6] Longman, J., Mills, B.J., Manners, H.R., Gernon, T.M., Palmer, M.R., 2021. Late Ordovician climate change and extinctions driven by elevated volcanic nutrient supply. Nature Geoscience 14, 924-929.
[7] Pohl, A., Donnadieu, Y., Le Hir, G., Ladant, J.B., Dumas, C., Alvarez‐Solas, J., Vandenbroucke, T.R., 2016. Glacial onset predated Late Ordovician climate cooling. Paleoceanography 31, 800-821.
[8] Porada, P., Lenton, T.M., Pohl, A., Weber, B., Mander, L., Donnadieu, Y., Beer, C., Poschl, U., Kleidon, A., 2016. High potential for weathering and climate effects of non-vascular vegetation in the Late Ordovician. Nat. Commun. 7, 12113.
[9] Qiu, Z., Zou, C., Mills, B.J., Xiong, Y., Tao, H., Lu, B., Liu, H., Xiao, W., Poulton, S.W., 2022. A nutrient control on expanded anoxia and global cooling during the Late Ordovician mass extinction. Communications Earth & Environment 3(1), 1-9.
[10] Shen, J., Pearson, A., Henkes, G.A., Zhang, Y.G., Chen, K., Li, D., Wankel, S.D., Finney, S.C., Shen, Y., 2018. Improved efficiency of the biological pump as a trigger for the Late Ordovician glaciation. Nature Geoscience 11, 510-514.
