新元古代海相碳酸盐岩反复出现显著δ¹³C负偏现象，其中最显著的是埃迪卡拉纪Shuram负偏 (δ¹³C =-12‰）（简称SE, Shuram Excursion）^[1]。同位素定年研究结果表明SE事件持续时间不超过6.7 ± 5.6 Ma^[2]。SE通常被认为是溶解有机质氧化、成岩或自生沉淀作用的结果，主要是因为低温化学沉积作用使碳酸盐产生δ¹³C负偏需要亏损¹³C有机质或富烃流体参与。目前这些模型面临两方面挑战，一是需要巨量的氧来平衡广泛的氧化作用，二是需要大量亏损¹³C物质的持续输入。值得注意的是，由于二氧化碳在高温条件下比碳酸盐更富集¹³C^[3]，碳酸盐岩在俯冲带发生脱碳反应会释放具有高δ¹³C的CO₂，而残余碳酸盐则以亏损¹³C为特征。这为我们破译碳酸盐δ¹³C负偏成因提供了新线索，即新元古代SE事件可能与高温过程有关。

中国地质大学（武汉）刘勇胜等人发现华南九龙湾剖面陡山沱组SE地层的矿物学和地球化学特征与岩浆作用有关^[4]（图1）。具体包括：（1）不同于SE之前地层中的石英（普遍被磨蚀，δ¹⁸O变化大，-10‰ ~ -23‰），SE地层中的石英自形、未磨蚀，δ¹⁸O_VPDB值（-8.0‰ ± 1.4‰，2SD）和碳酸盐（-4.8‰ ~ -6.8‰）接近，表明SE地层中的石英可能是原位、高温结晶形成；（2）SE地层中的铁白云石、长石、碳硅石和自形石英等矿物组合与高温作用一致；（3）SE之前和之后的地层具有显著负Ce异常，且与δ¹⁸O正相关，反映氧逸度变化的影响；相反，SE地层负Ce异常不显著，且几乎不随δ¹⁸O变化，表明新元古代氧化事件发生在SE之前；（4）SE地层的微量元素和C-O同位素组成与碳酸盐岩在俯冲作用中发生脱碳反应和熔融形成的再循环碳酸岩一致。上述现象表明SE可能与古老碳酸盐岩在俯冲带发生脱碳反应和熔融作用有关，δ¹³C负偏地层可能形成于再循环碳酸岩火山灰沉积作用。

图1 (a) δ¹⁸O-Ce/Ce*变化图。圆形：SE地层，矩形：SE之前地层，三角形：SE之后地层。黑色小空心符号是通过选择性溶解分析的碳酸盐组分。(b) δ¹⁸O-δ¹³C变化图。趋势1：碳酸盐化学沉积过程受到再循环碳酸岩火山灰混合，趋势2：再循环碳酸岩火山灰发生低温水-岩相互作用，RCNC：在华北地区发现的由碳酸盐岩熔融形成的再循环碳酸岩。小空心符号数据来自McFadden等^[5] 和Li等^[6]。

刘勇胜等人提出SE事件可以用再循环碳酸岩火山沉积模型来解释，即碳酸盐岩在俯冲带发生脱碳、熔融与喷发再沉积模型（图2）。新元古代Rodinia超大陆裂解一方面导致地表径流增加和大规模玄武岩喷发，促进巨量沉积碳酸盐形成；另一方面板块边界总长度增加使板块俯冲规模增大，显著增加了碳酸盐岩俯冲的数量。碳酸盐岩在浅俯冲带难以熔融，但可以发生脱碳反应并引起显著的碳同位素分馏。因此，板块俯冲过程中持续的碳酸盐底辟作用可能导致岩石圈地幔中形成负δ¹³C碳酸盐层（图2）。一旦构造环境从俯冲相关的挤压阶段转变为伸展阶段，软流圈上涌就可能触发碳酸盐层发生大规模熔融和火山喷发，快速形成负δ¹³C碳酸岩火山灰沉积层。上述再循环碳酸岩火山沉积模型为深部和浅部碳循环作用建立了联系。

图2 碳酸盐岩在俯冲带发生脱碳、熔融与喷发再沉积模型。① 高温脱碳反应释放高δ¹³C气体，② 碳酸盐底辟体在地幔楔中发生小规模熔融，③ 侵入大陆地壳的再循环碳酸岩脉，④ 软流圈上涌引起碳酸盐层大规模熔融，⑤ 再循环碳酸岩（火山灰或者风化产物）在浅海环境快速沉积。

文章信息： Liu, Yongsheng*, Chen, Wei, Foley, Stephen F., Shen, Yan’an, Chen, Chunfei, Li, Junhua, Ou, Xiaobin, He, Detao, Feng, Qinglai, Lin, Jie, 2021. The largest negative carbon isotope excursions in Neoproterozoic carbonates caused by recycled carbonatite volcanic ash. Science Bulletin 66 (18) 1925-1931. https://doi.org/10.1016/j.scib.2021.04.021

参考文献：

1. Le Guerroué E, Allen PA, Cozzi A, Chemostratigraphic and sedimentological framework of the largest negative carbon isotopic excursion in Earth history: the Neoproterozoic Shuram Formation (Nafun Group, Oman). Precambrian Research, 2006, 146(1): 68-92.

2. Rooney AD, Cantine MD, Bergmann KD, et al, Calibrating the coevolution of Ediacaran life and environment. Proceedings of the National Academy of Sciences, 2020, 117(29): 16824-16830.

3. Chacko T, Cole DR, Horita J, Equilibrium oxygen, hydrogen and carbon isotope fractionation factors applicable to geologic systems. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 2001, 43(1): 1-81.

4. Liu Y, Chen W, Foley SF, et al, The largest negative carbon isotope excursions in Neoproterozoic carbonates caused by recycled carbonatite volcanic ash. Science Bulletin, 2021, 66 (18) 1925-1931.

5. McFadden KA, Huang J, Chu X, et al, Pulsed oxidation and biological evolution in the Ediacaran Doushantuo Formation. Proceedings of the National Academy of Sciences, 2008, 105(9): 3197-3202.

6. Li C, Hardisty DS, Luo G, et al, Uncovering the spatial heterogeneity of Ediacaran carbon cycling. Geobiology, 2017, 15(2): 211-224.