古新世—始新世极热事件(PETM)的陆相记录:现状与展望

罗星宇,王平,罗才蓉,吕苗,李善营,魏晓椿

1)南京师范大学地理科学学院,南京,210023;2)江苏省地理信息资源开发与利用协同创新中心,南京,210023;3)中国科学院南京地质古生物研究所,南京,210008;4)中国石油大学(华东)地球科学与技术学院,山东青岛,266580;5)浙江大学地球科学学院,杭州,310063

内容提要:古新世—始新世极热事件(Paleocene—Eocene thermal maximum, PETM)是发生在古新世与始新世界线附近的一次全球快速增温事件。研究显示,PETM期间全球大气CO2浓度增加,温度上升,陆地水循环加强,在陆地和海洋中产生了一系列生物—环境响应。目前,PETM研究主要集中在海相地层中,而针对陆相地层的相关报道并不多见。陆相沉积速率较快,沉积地层厚度大,并且保存有丰富的哺乳动物化石和植物孢粉,也适合开展高分辨率古气候研究。本文对北美、欧洲西部和我国典型陆相盆地的PETM研究成果进行了系统性综述,对比分析结果表明,PETM期间陆相地层中的碳同位素偏移过程可以分为快速负偏、保持低值和缓慢恢复三个阶段。陆地植物和哺乳动物在PETM期间并未经历大规模灭绝,反而通过进化、扩散和局部灭绝适应了快速变化的环境。基于最新的研究方法,包括碳酸盐岩U-Pb定年、汞同位素以及团簇同位素,对我国未来的PETM陆相记录研究提出了展望。

古新世—始新世极热事件(Paleocene—Eocene Thermal Maximum, PETM)是巨量碳注入到地球表层系统所导致的一次快速增温事件(Kennett and Stott,1991;Zachos et al., 2001, 2008;Zeebe and Zachos,2013)。PETM事件最早报道于大洋钻探ODP 690B,由于其升温的幅度大,持续时间短,升温速度快,特别是与现今由于温室气体排放引发的全球变暖的趋势非常相似,已经成为研究未来气候变化趋势的重要线索,一经提出便得到了学术界的广泛关注(Kennett and Stott,1991;Dickens et al., 1995)。Westerhold等(2009)利用DSDP 550钻孔Ash-17层的火山灰40Ar/39Ar年龄,结合天文轨道调谐,估算出PETM的起始时间为56.011 Ma到56.293 Ma之间,这与加勒比海Riecito Mache剖面火山凝灰岩中的锆石年龄(56.09±0.03 Ma)基本一致(Jaramillo et al., 2010),可以限定PETM的起始时间为～56 Ma。然而,关于PETM事件的持续时间一直未有定论,根据ODP 690B和ODP 1015钻孔的碳同位素记录,Norris and Röhl(1999)发现从δ13C开始负偏到恢复到PETM开始之前水平,持续时间约为150～220 ka,而Farley and Eltgroth(2003)根据宇生核素3He的测量结果,推算出PETM的持续时间约为120 ka。Aziz等(2008)对北美Bighorn盆地的陆相地层进行天文轨道调谐分析,认为PETM的核心期经历了115 ka,恢复期时长约为42 ka。

当前,PETM事件的识别和研究主要基于地层沉积记录。由于来自地球内部的碳注入到大气中,使得表层沉积系统中的碳同位素(包括无机碳δ13C或有机碳δ13Corg)发生显著负漂现象(Carbon Isotope Excursion, CIE),因此CIE事件是识别判断PETM的标志之一。过去的十余年,借助碳同位素地层学和生物地层学,地质学家在超过一百个大洋钻孔以及海相地层露头剖面中都发现了PETM的记录(Röhl et al., 2003;McInerney and Wing,2011)。例如,西班牙浅海相Zumaia剖面(Schmitz et al., 1997)、北美东海岸Millville钻孔(Pearson and Nicholas,2014)、北海盆地(Kemp et al., 2016;Kender et al., 2021)等。在我国塔里木盆地齐姆根剖面(席党鹏等,2020;李伟等,2021)和西藏南部的定日地区13ZS剖面(Zhang Qinghai et al., 2020)的滨浅海相地层中也报道了PETM的记录。

相比海相地层已经取得的大量研究成果,PETM在陆相地层中的报道并不多见,这主要是由于陆相沉积的连续性差、年代限定不够精确等因素造成的。然而,陆相沉积往往厚度巨大,生物记录丰富,便于开展古温度、碳同位素和生物演化的多指标分析,对于研究PETM时期的陆地水循环过程,季节性变化,陆地生物响应等具有重要的意义。另外,考虑我国地质条件的实际情况,新生代的陆相盆地广泛分布,也为开展PETM研究提供了重要素材。欧美国家自20世纪90年代开始,在新生代陆相盆地开展了大量的PETM研究工作,相继取得了很多重要进展,不仅揭示了陆地PETM的环境效应,还建立了基于代用指标,如孢粉组合、叶缘分析(Leaf Margin Analysis, LMA)、年平均降水量(Mean Annual Precipitation, MAP)和古土壤形态特征等,形成了一整套陆相记录古环境、古气候研究方法(Wing et al., 2005;Kraus and Riggins,2007)。目前,陆相PETM研究最为关键的问题之一就是确定陆地生态系统对PETM事件的响应,包括沉积环境的改变、陆地生物群落的演变、气候反馈及碳循环等。为此,本文着重分析了北美、欧洲和我国PETM陆相记录的特点,并对研究方法和结果进行了综述,以期为后续深入开展陆相PETM记录研究提供借鉴。

1 美国西部PETM陆相记录

美国西部是迄今发现的PETM陆相记录保存最为完好,研究最为深入的地区。研究区包括了位于怀俄明州、康涅狄格州等一系列伴随拉尔米(Laramide)造山运动同期形成的晚白垩世—古近纪盆地。其中的Bighorn、Powder River、Piceance Creek等盆地等都保存了完整的PETM的地层沉积序列。从20世纪80年代开始,研究人员通过丰富的哺乳动物化石、磁性地层学和火山灰同位素年代学等,建立了详细的年代地层框架,为PETM陆相记录研究奠定了基础。2011年,在美国自然基金委员会项目资助下,由多个领域的科学家联合,在Bighorn盆地Polecat Bench和Basin Substation实施了专门针对PETM的钻探,总计获取了650 m的岩芯,研究并发表了系列成果,为深入认识PETM气候变化、生物演化等研究提供了关键材料(Sutherland,2021)。

1.1 典型盆地与地层剖面

1.1.1Bighorn盆地

怀俄明州的Bighorn盆地PETM陆相记录由古新世Fort Union组和始新世Willwood组构成,其中Fort Union组地层厚度约1150 m,以灰褐色泥岩为主,含黄灰色—灰橙色、中细粒砂岩与碳质页岩互层;Willwood组厚度约1100 m,以多层片状砂岩为主,发育红色古土壤层,是典型的河流冲积沉积地层(Secord et al., 2006;Kraus et al., 2013;Clyde et al., 2013)。磁性地层学结果表明,Bighorn盆地PETM陆相剖面中,Fort Union组的顶部与Willwood组下部落在C24r反向极性时(57.1～54 Ma)之内(Butler et al., 1981;Clyde et al., 1994)。根据火山灰同位素年代学结果,Bighorn盆地古新世中上部地层火山灰40Ar/39Ar年龄为59±0.30 Ma,Willwood组顶部凝灰岩40Ar/39Ar年龄为52.8±0.16 Ma(Wing et al., 1991;Secord et al., 2006)。因此可以限定整个PETM地层跨越了Fort Union组和Willwood组两套地层单元。同时,借助地层学方法,Secord等(2006)详细对比了Polecat Bench剖面的生物带与磁极性带分布,将碳同位素首次负偏的位置标定为Bighorn盆地PETM的开始时间,约为55.8 Ma。

通过对不同地区的典型剖面进行研究,基本确定了Bighorn盆地PETM阶段地层的沉积学特征。例如,Wing等(2009)对Bighorn盆地东南的Honeycombs剖面进行详细的沉积相分析,进一步将该地层序列划分为四个岩相,从下到上依次是河道边缘过渡相、早期漫滩古土壤、河道充填相和晚期漫滩古土壤。河道边缘过渡相层位于Fort Union组地层最上部,厚度约为10～20 m,包括古土壤、透镜状砂岩和碳质页岩,代表了排水条件较好的漫滩沉积环境。其上为厚度约为3～5 m的Willwood组漫滩相古土壤层,以连续出现的红色古土壤为特征,钙结核十分发育,δ13C值具有明显负偏特征(图1b),很可能对应了CIE事件开始。CIE主体部分持续时间较长,厚度约为36 m。在CIE前有也存在小幅度负偏事件,δ13C值(VPDB)负偏幅度为-3.7‰。剖面向上,古土壤逐渐不再连续,而是出现了透镜状的砂—粉砂岩,代表了废弃河道充填沉积。剖面最上部再次出现漫滩相的古土壤层,以厚层状、砖红色或紫色的古土壤为标志,δ13C值表现出缓慢正向偏移的特征,代表了PETM事件碳同位素的“恢复期”,这表明了Bighorn盆地在PETM后期季节性降水丰富的环境(Yans et al., 2006)。

在Bighorn盆地北部的另一处典型剖面Polecat Bench,古土壤厚度超过80m,提供了高分辨率的地层记录(Kraus et al., 2015)(图1a)。该剖面的PETM地层以出露Willwood组为主,是典型的河流相沉积,主要表现为古土壤发育较好的泥岩序列,并与带状、片状砂岩互层。剖面中—上部层位中出现了较薄的煤层(图1a)。Polecat Bench剖面拥有现今保存最完整的PETM高分辨率陆相记录,Koch等(1992)最早报道了Polecat Bench剖面钙结核与哺乳动物牙齿化石的δ13C的负偏现象, 在剖面下部δ13C均大于-10‰,在20 m左右快速降低至-16‰,且向上持续约40 m,在60 m左右开始恢复。溶解有机碳同位素δ13Corg结果与δ13C结果有类似的特征,即在剖面下部,碳同位素值较重,约为-25‰,而在23 m处达到最轻-28‰,在61 m的位置开始正偏并缓慢恢复到负偏之前的水平。但是,可以发现δ13C开始负偏的位置高出δ13Corg发生负偏的位置3～5 m,造成偏差的原因可能是温度升高、二氧化碳分压升高的环境下,地下成岩作用使大气CO2向下扩散增强,导致有机碳的混合和溶解时间延长(Magioncalda et al., 2004)。

Bighorn盆地Honeycombs和Polecat Bench两处典型剖面中CIE的位置与Willwood组20～40 m厚的红色古土壤序列相吻合,δ13C曲线在负偏阶段呈现阶梯式下降,这与ODP 690与西藏定日高分辨率海洋记录所显示的结果一致(Kennett and Stott,1991;Zhang et al., 2017, 2020)。Koch等(1995)将其解释为同时期的内生碳注入表生碳库中,导致同期大气中CO2浓度上升,引发温室效应并导致升温,而逐步负偏的δ13C值是可能与多次甲烷释放有关。然而,Bighorn盆地古土壤结核所记录的CIE大小(～-8‰)相比海洋记录至少要高出3.5‰,这有可能是由于深海碳库对于“轻碳”的稀释和溶解造成的海洋记录的缺失,或者是由于土壤性质发生了改变,导致δ13C值在土壤碳酸盐中发生了偏移(Zachos et al., 2005;Zhang Qinghai et al., 2017, 2020)。

1.1.2PowderRiver盆地

Powder River盆地位于怀俄明州Bighorn盆地以东,古新世晚期—始新世早期地层由Fort Union组和Wasatch组构成。典型剖面Chalk Butte位于盆地西南,剖面下部的Fort Union组以河流相砂岩和灰褐色泥岩—碳质页岩为主,向上转变为杂色古土壤(图1c)。Wasatch组以灰褐色厚层碳质页岩夹薄褐煤层为主。古土壤钙结核δ13C分析显示,CIE发生之前Chalk Butte剖面δ13C值相对于Bighorn盆地Polecat Bench剖面明显偏负,一种可能性是晚期的成岩作用或同位素较轻的碳源使δ13C负偏加剧(Koch et al., 1992;Wing et al., 2003)。然而,埋藏成岩往往也同时会使相应样品的δ18O值降低,但这与结果中δ18O和δ13C呈反比的事实不符(Wing et al., 2003)。另外一种可能性是由于富含有机质的沉积物产生同位素较轻的生物甲烷向上迁移和氧化而导致(Bowen and Bloch,2002)。然而,另一些研究也发现,Chalk Butte剖面中哺乳动物Phenacodus牙齿化石的牙釉质δ13C值约为-16‰,与Bighorn盆地Phenacodus的δ13C值(～-12‰)相比偏低说明偏轻碳同位素可能来源于哺乳动物食用的植物,而不是来自地下的甲烷(Wing et al., 2003)。

1.1.3PiceanceCreek盆地

Piceance Creek盆地位于怀俄明州南部的康涅狄格州,距离Bighorn和Powder River盆地较远。古新世晚期—始新世早期的沉积地层以Wasatch组为代表,自下而上被分为Atwell Gulch段与Molina段(图1d)。Atwell Gulch段以紫色、橙色和红色的泥岩为主,夹薄的透镜状河道砂体。上覆Molina段以紫色和棕色古土壤为特征,但也广泛分布着席状砂体,与Atwell Gulch段的砂体相比,这些砂体更厚,且侧向延展更远,代表了漫滩环境下的决口扇沉积(Foreman et al., 2012;Denis et al., 2021)。古土壤钙结核总有机碳同位素值(δ13CTOC)结果显示,CIE开始的时间与Molina段开始沉积的时间大致相当。在出现碳同位素负偏之前,地层岩性以泥岩为主,而在CIE期间,地层以细粒到中粒砂岩为主,表明Piceance Creek盆地在PETM期间的降水量增加,水文循环加剧,河流流量和沉积物通量增加(Foreman et al., 2012;Denis et al., 2021)。Molina段中紫色的古土壤层表明排水条件不佳,大量的决口扇砂体说明在当时洪水与河道决口事件频发。不仅如此,相比于Bighorn盆地的剖面,Piceance Creek盆地Wasatch组古土壤层中钙结核总体上发育不好,很可能代表了较为湿润的环境。

1.2 陆生生态系统演替

由于PETM期间的气温快速升高,不仅使得环境发生巨变,也导致陆生生态系统出现快速的演替,在Bighorn盆地典型表现为哺乳动物群和植物群的演替。

1.2.1哺乳动物群演替

Bighorn盆地的哺乳动物化石保存丰富(图2)。古新统Fort Union组产出Clarkforkian期哺乳动物化石,如Plesiadapis、Ectocionosbornianus、Haplomylussimpsoni等,始新统Willwood组的哺乳动物化石具有Wasatchian期的时代特征(Wing,1984)。在Polecat Bench剖面,古生物学家建立了早始新世Wasatchian期(55～50 Ma)最完整的哺乳动物化石序列之一,并发现了北美最古老的奇蹄目(如Hyracotheriumsandrae)、偶蹄目(如Diacodexisilicis)和真灵长目(Cantiustorresi)动物化石,并将Wasatchian早期划分为Wa-0、Wa-1和Wa-2三个哺乳动物群(Gingerich,1989;Clyde et al., 1994)。Wa-0动物群跨越了Fort Union组上部和Willwood组地层的底部,在时间上与CIE事件高度重合,包括了Hyracotheriumsandrae、EctocionParvus、Cantiustorresi等,Wa-1动物群包括了Cardiolophusradinskyi、Haplomylusspeirianus、Cnatiusralstoni等,Wa-2动物群包括了Arfiashoshoniensis、Hyracotheriumgranger、Cantiusmckennai等。另外,Honeycombs剖面CIE主体部分也包含有早始新世Wa-0动物群的特征哺乳动物,如Cantiustorresi和Copeciondavisii等。

图2 北美Bighorn盆地PETM时期前后哺乳动物及植物多样性(Clyde et al., 1994;Gingerich,2003;Wing et al., 2009)Fig.2 Mammal and plant diversity around PETM in Bighorn Basin, North America

哺乳动物类群从古新世Clarkforkian期到早始新世Wasatchian期,Bighorn盆地在PETM阶段总体表现为动物群的迁徙或重组,包括较老的Clarkforkian期动物种群(如Champsosaurus、Plesiadapis、Probathyopsis和Aletodon等)的消失,以及Wasatchian期新的哺乳动物种群的大量出现,如现代哺乳动物目:偶蹄动物(Artiodactyla)、奇蹄目动物(Perissodactyla)、灵长目动物(Primates)(Gingerich,2003)。Koch等(1995)认为这些哺乳动物的首次出现可能是在气候变暖期间跨越高纬度陆桥所致。例如,鬣齿兽(Hyaenodontidae)就可能是从亚洲在晚古新世到早始新世期间迁徙到北美洲(Bowen et al., 2002)。此外,对Bighorn盆地动物化石的详细研究结果还显示,Wa-0哺乳动物牙齿化石尺寸与Cf-3和Wa-1的牙齿相比,存在明显减小的现象,表明这些哺乳动物的身体尺寸在PETM事件期间急剧减小,被称为“矮化”现象。Gingerich(2003)认为这种哺乳动物的快速“矮化”与PETM时期升高的温度相关,或者是由于CO2水平较高的大气条件下,其食物来源中的植物蛋白质含量的下降所导致(Gingerich,1989)。

1.2.2植物群演替

除了哺乳动物群的演替,在Bighorn盆地,PETM事件期间与事件前、后的植物群也存在着明显差别(图2)。例如,古植物的叶片化石研究表明,在事件前、后以落叶—常绿阔叶植物(如桦树、桂树、核桃、和榆树等)和柏科针叶植物的混合群落为主(Wing et al., 1991);而事件期间则缺乏针叶植物,取而代之的是热带或亚热带地区占优势的豆科植物(Wing et al., 2005;Smith et al., 2007),指示了PETM事件期间温度—纬度梯度的降低,具体表现为植物群落由低纬度向高纬度辐散的现象。Currano等(2008)对古植物叶片化石研究发现,PETM事件期间的叶片遭受虫害的比例明显高于事件前、后的叶片,这可能是因为温度的升高导致昆虫数量和代谢速率的增加,加之较高的大气CO2水平下叶片中植物蛋白质含量的减少,从而导致昆虫更高的摄食率所造成。

孢粉化石反映的PETM前后的植物群变化则更为显著。Wing等(2009)在Bighorn盆地的研究发现,在短短数万年中原有的漫滩环境孢粉种属快速消失,而从其他地区迁移进入Bighorn盆地的种属则迅速扩散开来。例如,Wing等(2005)研究表明,Bighorn盆地PETM期间出现了四种未有过记录的孢粉种类,如来自于海湾沿岸平原的Lanagiopollis, cf.、Tricolpiteshians和Platycaryaswasticoides以及来自东边Powder River盆地的Triporopollenitesgranulatus和Cycadopitesscabratus等。在Powder River盆地的Chalk Butte剖面,孢粉相对丰度的变化也揭示了当地植物对PETM的响应(Korasidis et al., 2022)。古新世以高丰度的拟榛粉属(Momipites)和山核桃粉属(Caryapollenites)代表的温带气候型孢粉组合为特点,而PETM时期的孢粉组合则以高丰度的桤木粉属(Alnipollenites)、桦木科(Betulaceae)、杨梅科(Myricaceae)和榆粉属(Ulmipollenites)等喜热孢粉组合为特点。这种孢粉组合的差异表明,许多温带植物由于PETM期间温度的快速上升而经历过短暂的消失,在PETM结束后又重新出现(Wing et al., 2003)。

1.3 河流沉积系统响应

大量研究结果表明,在PETM期间,气温快速上升,极端气候频发(如干旱和洪涝等),降雨的季节性变化增强,总降水量的地区分异增强,从而引起河流沉积建造发生改变。在Bighorn盆地,Kraus(1980)发现Willwood组中存在一套异常厚的,且侧向延伸极广的河流砂体,恰好位于Clarkforkian和Wasatchian哺乳动物群的界限处,作者将其称为“Clark Fork席状砂岩”,后也被称作“PETM边界砂岩”(图3)。Kraus(1980)将这套砂岩解释为曲流河沉积,是由于河道边缘的粉砂、泥岩在曲流迁移的过程中被截断和侵蚀,逐渐累积而成的复合砂体。一些学者则认为河流沉积系统在气候干旱时,受限于运移通量的减小,会在上游储存大量的沉积物。当在气候从干旱转变为湿润时,这些沉积物将从河流上游被快速转移并堆积到沉积盆地之中,形成了PETM边界砂岩(Hooke,2000;Simpson and Castelltort,2012)。Foreman等(2012)则认为PETM边界砂岩是气候快速变化导致的一次“系统清除事件”(system-clearing event)的结果。即气候变化导致物源区发生高强度剥蚀,造成大量沉积物进入河流系统,河流上游因搬运能力不足而滞留的沉积物,在河流流量变大时,上游的沉积物被季节性洪水携带,并最终运抵盆地边缘沉积而成。

图3 Bighorn盆地(左)和Piceance Creek盆地(右)的PETM边界砂岩剖面及碳同位素曲线(Bowen et al., 2001;Foreman et al., 2012;Foreman,2014),阴影部分代表了推测的PETM期间碳同位素负偏阶段Fig.3 Sandstone section and carbon isotope curve at PETM boundary of the Bighorn (left) and Piceance Creek Basins (right), the grey boxes indicate inferred CIEs associated with the PETM

虽然PETM全球总降水量有增加的趋势,但降水量的变化更多地体现在季节性和区域性的变化,而不是全球性的潮湿环境(McInerney and Wing,2011)。在Piceance Creek盆地,Barefoot等(2021)测量了144个保存完整的河道砂体用以估算古水流深度,研究发现,在PETM期间,河道砂坝被改造现象明显,粗粒的河道沉积物在河流改道期间被大量搬运到泛滥平原上,而细粒沉积物得以更多地被保存在河流漫滩上,但无论是物源区强烈的风化剥蚀或大规模的系统清除事件(Foreman et al., 2012),都需要很高的径流量才能搬运巨量的沉积物。水槽实验研究也表明,即使沉积物通量不变,径流量的波动也会显著影响河流的沉积水动力和沉积物保存(Esposito et al., 2018),具体表现为:径流量波动大时(如PETM期间),河道砂体的层厚大、侧向延伸远、但数量较少;而径流量波动小时(如PETM之前和之后),河道砂体的层厚薄,侧向窄,但数量众多的河道砂体。

最近的孢粉研究也从侧面证明了PETM期间风化剥蚀的增强。Korasidis等(2022)对Bighorn盆地PETM阶段地层中的孢粉进行了δ13C研究,发现喜温植物Caryapollenitesveripites和Caryapolleniteshiatipites的δ13C值仅仅存在轻微的负偏,而喜热植物如Arecipitestenuiexinous的δ13C值则经历了约4‰的负偏,与在正构烷烃中观察到的CIE的幅度一致(Secord et al., 2012;Baczynski et al., 2016;Korasidis et al., 2022)。显然,这些喜温植物的δ13C值代表的是PETM之前而并非是PETM期间的大气的碳同位素组成,也就是说它们来自PETM之前的古新世沉积地层。类似的,在PETM阶段的孢粉样品中同样也发现了属于白垩纪的孢粉组合,如Aequitriraditesornatus、Classopollisclassoides等。结合孢粉的形态分析,认定这些喜温植物的孢粉是古新世晚期岩石受风化剥蚀后孢粉再沉积的结果(Korasidis et al., 2022)。

2 欧洲西部PETM陆相记录

欧洲的PETM陆相记录主要集中在西班牙比利牛斯山脉中南部的Tremp—Graus盆地,通过生物地层学、磁性地层学和碳同位素同位素地层学研究,地质学家在很多剖面中都识别出了可能的PETM事件,典型的剖面包括Claret和Tendrui(图4)。两处剖面的地层归属于古新统—始新统的Tremp—Graus组,其底部与下伏上白垩统的Aren组砂岩整合接触,上覆地层为始新世早期海侵沉积的Alveolina组灰岩和泥灰岩地层(Pujalte et al., 2003;Schmitz and Pujalte,2007;Domingo et al., 2009)。

图4 欧洲西部Tremp—Graus盆地陆相PETM剖面及有机碳同位素曲线(Domingo et al., 2009),阴影部分代表了推测的PETM期间碳同位素负偏阶段Fig.4 PETM continental section and organic carbon isotope curve of Tremp—Graus Basin in Western Europe, the grey boxes indicate inferred CIEs associated with the PETM

Tremp—Graus组的岩相特征包括了杂色(黄色、红色和灰色)泥岩、砾岩以及石膏,其中位于古新世—始新世界限的标志层是一套巨厚的、广泛分布的(超过500 km2)砾岩,在Claret剖面中厚度超过6 m,又被称为Claret砾岩。砾岩层位与上述北美Bighorn盆地的PETM边界砂岩具有一定的相似性。在Claret砾岩之上覆盖了浅黄色的泥岩,厚度达到20～30 m,顶部为厚度约为4 m的石膏层(Schmitz and Pujalte,2003)。Schmitz和Pujalte(2007)将Claret砾岩解释为巨型冲积扇的扇端部分,由侧向加积和频繁决口引起的辫状河道沉积形成。Domingo等(2009)在Claret和Tendruy剖面进行了有机碳同位素研究分析,δ13CTOC值在Claret砾岩层下方约1.4 m处快速负偏3.2‰,并在砾岩层和其上的黏土中持续保持较轻的δ13CTOC值,最后在剖面顶部的石膏层中开始恢复,CIE幅度达到3.8‰,与美国西部Bighorn盆地记录的δ13CTOC负偏幅度(3.7‰)大致相当(Magioncalda et al., 2004;Domingo et al., 2009);而在Tendrui剖面,CIE的起点位于砾岩基底以下约3 m处,δ13CTOC在砾岩层结束后达到峰值,负偏幅度约为2‰(图4)。

通过与美国西部Bighorn盆地的对比表明,Tremp—Graus盆地记录了PETM期间全球升温导致的环境效应。例如,在Claret剖面和Tendrui剖面中发现的古新世晚期的踝节目哺乳动物化石(如Paschatherium)(Manners et al., 2013),与北美Bighorn盆地PETM期间踝节目动物化石(如Meniscotherium)有着类似的高丰度的特征,代表了发生在PETM边界附近的哺乳动物扩散事件(Domingo et al., 2009)。与Bighorn盆地“PETM边界砂岩”成因类似,Claret砾岩代表的巨型扇可能是由气候突变造成的强烈季节性降水所导致。

然而,欧洲西部的陆相记录与美国西部的记录也存在差异。例如,美国西部的Bighorn盆地,Polecat Bench剖面上部表现为排水条件较差的紫色泥岩沉积,古土壤不发育,指示了PETM末期显著的潮湿气候(Kraus and Riggins,2007)。然而,在Tremp—Graus盆地的Claret和Tendruy剖面,剖面上部泥岩层呈红棕色,土壤钙结核较大,表明此时该地区为半干旱气候(Schmitz and Pujalte,2003)。另外,Tremp—Graus盆地古土壤钙结核δ13C的负偏幅度也小于Bighorn盆地的负偏幅度(Bowen et al., 2001;Schmitz and Pujalte,2007)。由于土壤钙结核的发育受植被影响较大,这种差异可能是由于两个盆地植被类型不同所导致的。研究表明被子植物比针叶树表现出更轻的δ13C值(Schouten et al., 2007),因此PETM时期被子植物在Bighorn盆地的扩张可能是该地区土壤钙结核中δ13C负偏幅度较大的原因(Smith et al., 2007)。

3 我国典型盆地的PETM陆相记录

虽然我国的PETM记录研究起步较晚,然而我国却拥有数量十分可观的古近纪盆地,从东部到西部,从陆地到边缘海区,都广泛发育古新世晚期—始新世早期陆相地层(图4),其中很多都是我国油气资源的重要产区,积累了大量的地层学和古生物学的基础工作(赵传本等,1994),为开展PETM陆相记录研究提供了丰富的基础材料。当前对于PETM的陆相研究主要集中在衡阳盆地(童永生等,2006)、南阳盆地(朱敏等,2010)、抚顺盆地(Chen Zuoling et al., 2014)和江汉盆地等(Teng Xiaohua et al., 2021),在塔里木盆地(李伟等,2021)、藏南定日地区(Zhang Qinghai et al., 2020)还保存了少量的PETM海相记录。

3.1 衡阳盆地

衡阳盆地位于华南中部,是晚白垩世—古近纪发育的伸展断陷盆地,在盆地东部的岭茶地区古新统—始新统界限(PETM)地层出露较为完整,包括了古新统栗木坪组和始新统岭茶组(童永生等,2006)。栗木坪组地层出露厚度超过300 m,上部以紫红色粉砂质泥岩为主,并夹有灰紫色、灰白色泥质粉砂岩以及砂岩和泥质白云岩,哺乳动物化石以古新世晚期亚洲特有的古脊齿兽(Archaeolambdasp.)为代表(童永生等,2006),介形类表现Cyprishenanensis—Cyproisreniformis—Limnocytherehonggangensis的组合形式(张显球和李茜,2010)。岭茶组出露厚度大于50 m,以红色粉砂质泥岩为主,夹灰紫色、灰黄色粉砂质砂岩和砂岩,并且在红色粉砂质泥岩中发育有古土壤钙结核,且在靠近下部与栗木坪茶组界限附近出露一套厚约6 m且侧向延伸超过3 km的灰黄色粗砂岩。岭茶组蕴含了丰富的哺乳动物化石,已经报道的哺乳动物达到13种,尤其以首次出现的奇蹄类(衡东东方脊貘Orientolophushengdongeneiss、衡阳原厚脊齿马Propachynolophushengyangensis)和真灵长目(亚洲德氏猴Teilhardinaasiatica)(Ni Xijun et al., 2004;童永生等,2013)为特征,是早始新世(岭茶阶)动物群的典型代表。

衡阳盆地也是国内最早开展PETM碳同位素研究的地区。Bowen等(2002)在Science报道了中美科学家联合对甫魁堂—岭茶剖面和添枝坟—集贤湾两个剖面32件土壤钙结核样品获得的δ13C结果,栗木坪组的δ13C值为-7‰～-8‰,在岭茶组下降到-12.5‰,向上又恢复至约-10‰的水平,整个CIE阶段的地层厚度约40 m,δ13C负偏幅度为5‰～6‰(Ting Suyin et al., 2003)。CIE负漂的起始点对应于岭茶组底部巨厚层砂岩出现的位置(图5a),而向下约150 m还对应于栗木坪组中磁性地层反转的位置(C25n/C24r)。

图5 中国陆相PETM剖面及碳同位素记录:(a)衡阳盆地土壤钙结核碳同位素曲线(童永生等,2006);(b)南阳盆地玉皇顶剖面湖相碳酸盐岩碳同位素曲线(朱敏等,2010);(c)抚顺盆地西露天剖面有机碳同位素曲线(Chen Zuoling et al., 2014);(d)江汉盆地申钾1井钻孔及碳同位素曲线(滕晓华等,2022)Fig.5 PETM profile and carbon isotope records of continental facies in China: (a) carbon isotope curve of soil calcium nodules in Hengyang Basin; (b) carbon isotope curve of lacustrine carbonate rocks in Yuhuangding Section, Nanyang Basin; (c) organic carbon isotope curve of west open profile of Fushun Basin; (d) carbon isotope curve of SKD1 core, Jianghan Basin

3.2 南阳盆地

南阳盆地是位于华北南缘、大别山以北的断陷盆地,自晚白垩纪以来到晚始新世持续发育了一套巨厚的冲积—湖相沉积地层,从老至新将地层划分为胡岗组、白营组和玉皇顶组。胡岗组和白营组红色砂岩层颗粒以细碎屑为主,为浅湖相沉积,而玉皇顶组以灰粉色泥灰岩与淡红色粉砂岩、灰质泥岩互层为特征,表明湖水逐渐变深(Chen Zuoling et al., 2016)。白营组地层中已发现有古新世晓鼠(Hanomysmalcolmi)化石(Huang Xueshi et al., 2004),玉皇顶组中也赋含大量的哺乳动物及奇蹄类,哺乳动物包括亚洲冠齿兽(Asiocoryphodon)和异冠齿兽(Heterocoryphodon)、吐鲁番菱臼兽(Rhombomyluscf.turpanensis)、湖北陌生鼠(Advenimushubeiensis),赋含化石表明玉皇顶组时代为早始新世到中始新世(马安成和程捷,1991)。

南阳盆地PETM的碳同位素记录来自丹江口市玉皇顶剖面的湖相碳酸盐岩。朱敏等(2010)报道了玉皇顶剖面(210 m厚)的高分辨率碳同位素研究结果,包括了白营组和玉皇顶组共534件样品,δ13C值在剖面182 m处开始负偏,整个CIE大致分为快速负偏、继续缓慢负偏和逐渐回返3个阶段,在182～188 m,从-3.2‰快速降低至-6‰,在188～195 m,从-6‰逐渐缓慢负偏至-9.3‰,在195～200 m逐渐回返至-6‰,表明南阳盆地玉皇顶组剖面的湖相沉积记录了PETM事件(图5b)。Chen Zuoling等(2014)又报道了玉皇顶剖面PETM阶段(50 m厚)高分辨率碳同位素结果,其中CIE跨越约为20 m,δ13CTOC和δ13CBC变化趋势与δ13C基本相同,δ13CTOC和δ13CBC在剖面的中部从-22‰快速下降到-28‰,最后缓慢恢复并稳定在-24‰。值得注意的是,剖面中δ13CTOC和δ13CBC在CIE期间分别有2.3‰和3.4‰的正偏,这被认为是PETM事件之前岩石被风化和PETM期间本地碳固定产生的混合物注入所导致的。

此外,通过黏土矿物和地球化学元素分析发现,南阳盆地在PETM期间化学蚀变指数(CIA)和Sr/Ca明显上升,并且黏土矿物中高岭石含量显著提高而蒙脱石含量相对下降,表明南阳盆地从古新世晚期相对干旱或干湿交替的气候条件向古新世始新世以来整体湿润的气候条件转变(Chen Zuoling et al., 2016)。

3.3 抚顺盆地

抚顺盆地是沿着郯庐断裂北延分支抚顺—密山断裂带发育的断陷盆地,古近系地层保存完整,自下而上为古新统老虎台组和栗子沟组、始新统古城子组、计军屯组和西露天组。老虎台组为橄榄玄武岩并夹少量凝灰岩和煤层,早期的K-Ar法同位素定年获得下部年龄为66.2±2 Ma(王东方,1986),近期又在中部获得了61±0.4 Ma的锆石U-Pb年龄(Quan Cheng et al., 2011)。栗子沟组以灰白色、杂色凝灰岩、砂岩,夹灰色凝灰质砂岩和薄层煤,平均厚度约30 m。已有的定年结果显示,凝灰岩锆石U-Pb同位素年龄为58±0.3 Ma(Quan Cheng et al., 2011)和54.7±0.2 Ma(Li Yuanji et al., 2022),透长石Ar-Ar年龄为55.07±1.18 Ma(Chen Zuoling et al., 2014)。始新统则以有机质含量很高的煤层、油页岩为特征,地层的时代主要根据赵传本等(1994)的古地磁年代结果限定。其中,古城子组为特厚或复合煤层,夹有炭质页岩,灰褐色泥岩,灰白色泥质粉砂岩,平均厚度超过50 m,夹碳质页岩。计军屯组发育特厚的褐色油页岩层,水平层理发育,平均厚度近200 m。西露天组上覆一套厚绿泥岩,以绿色块状泥岩为主,夹薄层褐色泥质页岩、砂岩、油页岩和中层浅绿色泥灰岩,平均厚度超过400 m。

抚顺盆地古近系蕴含丰富的孢粉化石,是国内较早开展该时段古气候研究的地区之一。宋之琛和曹流(1976)报道了古新统玄武岩中所夹煤层的孢粉组合,其中由桦科、杨梅科、胡桃科、杨柳科、无患子科或桃金娘科、金缕梅科等为主的被子植物占到70%～95%,少量松柏类的竹柏科及松科占到5%～15%,反映了暖温带的气候特征。而始新统的孢粉组合情况类似,仍以被子植物花粉占绝对优势,但是也包括了山核桃科、棕榈科、枫香科、漆树科和芸香科等热带—亚热带的植物组合特征(洪友崇等,1974;史冀忠等,2008)。基于上述孢粉结果,采用共存分析法与现生种群进行对比发现,PETM之前的古新世(老虎台组和栗子沟组)年平均温度为15.85℃,而到了始新世(计军屯组)年均温升高到了17.05℃,指示了抚顺盆地PETM时期温暖湿润,并存在总体升温的趋势,但是在始新世早期却存在一次小规模降温到14.45℃(古城子组)(史冀忠等,2008;全成和刘裕生,2009)。最近,Xie Yulong等(2022b) 又进行更为详细的孢粉学研究,发现晚古新世时期广泛存在由喜温暖湿润的杉科植物(水杉、落羽杉、水松和红杉)和蕨类植物组成的沼泽湿地林,沼泽生态系统在PETM时期被喜炎热潮湿气候的小刺鹰粉(Aquilapollenitesspinulosus)和松科植物为主的植物群落所取代,而在PETM结束后又恢复到之前的植被群落样式。

抚顺盆地报道的碳同位素仅见于西露天剖面的早始新世地层。Chen Zuoling等(2014)通过对古城子组特厚煤层的高分辨率δ13CTOC分析,发现了4处可能的碳同位素负偏事件,对应于4次热事件,其中靠近剖面中部的CIE事件偏移幅度最大,达到-7‰,作者将其解释为PETM事件(图5c),然而其层位仍显著高于根据岩相和Ar年龄标定的古新统和始新统(栗子沟组和古城子组)界限。

3.4 江汉盆地

江汉盆地位于大别山以南,是由一系列地堑、半地堑组成的晚白垩世—新生代伸展断陷盆地,盆地中部的地层埋深厚度大于5000 m,古近系包括了古新统沙市组、始新统新沟咀组、荆沙组、潜江组,渐新统荆河镇组,以湖相泥岩、盐岩为主,并夹多层玄武岩(戴世昭,1997)。玄武岩K-Ar同位素定年显示古新统—始新统界限位于沙市组和新沟咀组界线附近(徐论勋等,1995)。盆地西缘的古近纪地层出露较好,包括古新统龚家冲组、始新统洋溪组、车阳河组、牌楼口组(雷奕振等,1987),龚家冲组和洋溪组为湖相沉积,以薄层—中层状互层泥质粉砂岩、灰岩为主,车阳河组和牌楼口组则为典型的河流沉积(Wang Ping et al., 2014)。张师本等(1992)根据磁性地层学研究,将古新统—始新统界线约束在龚家冲组与洋溪组界限附近。

江汉盆地古近纪地层的古生物类型丰富。早期的石油地质勘探在盆地中部获得了大量的微体化石(孢粉、轮藻)资料❶❷,雷奕振等(1987)又对江汉盆地西缘的新生代生物地层进行了系统的研究和总结,使其能够与盆地中部的地层较好地进行对比。在盆地西缘洋溪组下部的黑色页岩中,以黑垱口剖面为代表,陆续发现了大量的鱼类、鸟类和哺乳动物化石。例如松滋鸟科(Songzidae fam. nov.)(侯连海,1990;Wang Min et al., 2012)、江汉鱼(湖北省地质科学研究所,1977;Chang Meemann et al., 2001;Liu Juan et al., 2015)以及世界上发现的最古老的灵长目——阿喀琉斯基猴(Archicebusachilles)(Ni Xijun et al., 2013)。近年,汪啸风(2015)还报道了新发现的爬行纲和昆虫纲,如松滋蜥蜴(Songzisaurusgen. et sp. nov.)、松滋蜘蛛(Songzilarachnegen. et sp. nov.)和松滋古蝉(Songzicosusgen. et sp. nov.)等。因此,洋溪组的黑色页岩堪称不可多得的化石特异埋藏库,并有可能与古新世—始新世之交的PETM事件有关。最近的孢粉学结果还显示,洋溪组化石埋藏时期的植物以热带、亚热带类型的阔叶树为主,代表了PETM之后存在一个短暂的、繁茂的热带森林景观,同时伴随湖泊富营养化加剧(Xie Yulong et al., 2022a)。

江汉盆地PETM的碳同位素研究主要基于盆地中部的申钾1井(SKD1)钻孔(图5d)。该钻孔取自江陵凹陷,长度达2346.5 m,取芯部分(下部的1540 m)涵盖了从上白垩统渔阳组、古新统沙市组和始新统新沟咀组。Teng Xiaohua等(2021)对沙市组和新沟咀组界线附近(1450～1250 m)的岩芯进行了碳同位素分析,结果显示,δ13C值在沙市组为-2‰～-3‰,而在新沟咀组下部(1376 m)开始快速负偏至-7‰～-8‰,负偏持续了约60 m,最大负偏幅度达到10‰,作者将其标定为PETM事件。另外,矿物组成和氧同位素分析结果表明,PETM事件发生之前δ18O值较高,并且碳酸盐矿物以白云石为主,指示了当时降水较少,气候较干旱的特征;而在PETM期间δ18O值也存在显著偏负,碳酸盐矿物以方解石为主,说明区域降水量增加,气候变得湿润,与江汉盆地洋溪组的孢粉学所反映的结果相一致,指示了PETM造成了中纬度地区的降水增加(Teng Xiaohua et al., 2021;滕晓华等,2022)。

4 讨论与展望

4.1 PETM陆相记录的全球对比

大量的海相沉积记录已经证明,PETM是一次显著的全球性气候事件(见Kennett and Stott,1991;Schmitz et al., 1997;Kemp et al., 2016;Li Mingsong et al., 2022)。但是对于陆相记录而言,不同盆地的成因、沉积环境、岩相等的差异仍然较大,为全球性对比增加了难度。例如,美国西部和欧洲西部的盆地都是造山同期的挤压型盆地,而我国的多数盆地,如南阳盆地、衡阳盆地等,都是后造山期的伸展断陷盆地。总体上,断陷盆地的沉降速率较大,物源供给相对不足,表现为欠充填状态。例如南阳盆地,沉积物以细粒的湖相泥岩、泥灰岩,灰岩为主,在PETM气候突变前后岩相的响应并不显著。而挤压前陆盆地的沉降速率相对较小,物源供给相对充足,以河流相的砂岩、砾岩为主,且古土壤普遍发育。它们在PETM气候突变过程中,甚至表现为过充填状态,例如美国西部Piceance Creek盆地出现的边界砂岩(Kraus and Gingerich,1980;Foreman et al., 2012)和欧洲西部Tremp—Graus盆地出现的Claret砾岩(Schmitz and Pujalte,2007)。

碳同位素负偏(CIE)被认为是PETM全球对比的标志性特征,在海相盆地的典型记录中,以意大利的海相Foroda剖面为例(图6),碳同位素在负偏发生后迅速下降了约-3.2‰,又快速正偏至-1‰并维持了3 m(Giusberti et al., 2007)。前人将CIE与碳的释放,如火山爆发、天然气水合物的释放等联系起来,为PETM的成因的研究提供了重要的线索(Kennett and Stott,1991;Kender et al., 2021)。然而,在很多陆相盆地,虽然也都发现了CIE,但是碳同位素曲线却呈现出样式、幅度的差异,给PETM发生的机制的解释增加了不确定性。以美国西部Bighorn盆地的Polecat Bench、欧洲西部Tremp—Graus盆地的Claret和我国南阳盆地玉皇顶三处典型剖面为例(图6),它们的CIE大体都包含了三个阶段,即快速负偏、保持低值和缓慢恢复阶段,并且在快速负偏之前都存在一次较小的负偏事件(δ13C负偏幅度约为2‰)。PETM事件之前全球温度普遍升高(Sluijs et al., 2007),温度的升高引起海洋和陆地碳库(如天然气水合物、冻土等)中碳的释放,从而触发碳释放—升温的正反馈机制并可能导致碳同位素负偏,因此这次早期事件很有可能是诱发PETM事件的重要因素。然而,3处剖面的CIE特征也存在一定的差异,例如Polecat Bench剖面的碳同位素在经历2次迅速的负偏后保持了长时间的低值状态(Bains et al., 2003),而玉皇顶剖面碳同位素则表现为先快速负偏,后逐渐负偏的样式,但负偏幅度总体呈现下降的趋势。Chen Zuoling等(2014)解释为正反馈作用,即当大量轻碳注入外生碳库中,引起全球范围内的温度迅速升高,温度的上升又导致海洋大陆坡存储的大量天然气水合物失稳分解释放出大量的甲烷气体,这些甲烷在海洋中被氧化为二氧化碳释放到外生碳库中。事实上,导致CIE差异的原因还存在多种解释,如沉积环境的差异。在陆相或浅海记录中,大气圈和浅海碳库较小,且交换速率快,“轻碳”的大量释放会产生较大的CIE幅度(如Polecat Bench,～-7‰),,而深海碳库非常巨大,这些“轻碳”通过大洋环流进而影响深海时,它们的效果会被稀释掉,则产生较小的CIE幅度(-2‰～-4‰)(Zhang Qinghai et al., 2017)。此外,由于在始新世早期存在3次造成CIE的热事件(PETM,ETM2, ETM3),如何准确标定PETM也是陆相地层对比中需要解决的问题。

图6 PETM碳同位素记录对比: (a)美国 Bighorn盆地Polecat Bench剖面(Bowen et al., 2001); (b) 西班牙Tremp—Graus盆地Claret剖面(Domingo et al., 2009); (c)意大利Forada剖面(Giusberti et al., 2007); (d) 中国南阳盆地玉皇顶剖面(朱敏等,2010)Fig.6 Comparison of carbon isotope records during PETM: (a) Polecat Bench of Bighorn Basin, America; (b) Claret of Tremp—Graus Basin, Spain; (c) Yuhuangding section of Nanyang Basin,China; (d) Forada section of Italy

相比海相记录,PETM的陆相记录仍然存在地层时代、对比关联方面的诸多问题,但通过全球性的对比,获得更广泛的PETM陆相记录的信息,其现实意义十分重大。显而易见,人类的主要生存环境位于陆地之上,是现今陆地生态系统的主宰者。因此,研究PETM的陆相记录,揭示地质历史时期的陆地生态系统对气候突变的响应规律,对于现阶段人类应对气候突变的意义非凡。例如,PETM事件导致喜热哺乳动物种群增多、体型减小、同时期一些种属灭绝而新的种属出现,如新出现的奇蹄目、偶蹄目和灵长目等动物(Gingerich,1989;童永生等,2006)。另外,PETM事件还推动了不同地区之间哺乳动物的大迁徙。通过对湖南衡阳盆地和内蒙古二连盆地的PETM事件前后哺乳动物化石进行研究,并与北美西部的古近纪哺乳动物化石进行对比,Bowen等(2002)发现奇蹄目、偶蹄目和灵长目在亚洲的首次出现时间早于北美洲,正是在气候突变的影响下,哺乳动物从亚洲迁徙到北美洲(Koch et al., 1995)。

近年来,随着研究的不断深入,PETM时期陆地古气候也逐渐明朗,表现出温度升高导致了季节性水循环增强的普遍特征,并在全球范围内得到了较好的印证(Kraus and Riggins,2007;Pujalte and Schmitz,2014;Chen Zuoling et al., 2016)。例如,美国Bighorn盆地Polecat Bench剖面的下段红色古土壤层及丰富的钙结核指示了较为干旱的气候条件,而上段的古土壤则表现出排水条件较差的沉积环境,暗示了PETM后期降水的增加(Kraus and Riggins,2007)。我国南阳盆地玉皇顶剖面中高岭石的百分含量异常增加与蒙脱石的含量降低,表明PETM期间气候由干转湿导致的化学风化作用的增强(Chen Zuoling et al., 2016)。因此PETM全球总降水量有增加的趋势,但降水量的变化更多地体现在季节性和区域性的变化,而不是全球性的变为更加潮湿的环境。Chen Zuoling等(2020)对我国南阳、抚顺盆地PETM期间古降水量进行模拟估算,并与北美地区的降水模式相对比,结果反映了丰水带的向高纬地区转移的普遍趋势,与植物向北扩散表现出很强的一致性(Wing et al., 2005)。

4.2 我国PETM陆相记录研究的问题和展望

已有的研究成果显示出PETM陆相记录研究的重要价值,特别是在我国古近纪地层广泛发育,更给相关研究带来了机遇。虽然已经在衡阳盆地、南阳盆地、抚顺盆地、江汉盆地等取得进展,但相比美国西部的盆地的陆相记录研究仍然存在差距,具体表现在以下两个方面:

(1)缺少可靠的PETM年龄约束。由于PETM时间跨度较小,现有剖面能够满足火山灰的同位素绝对定年的条件很少,在已经发表的衡阳盆地、南阳盆地的CIE记录较好的剖面,都缺乏有效的同位素年代学的约束。虽然在抚顺盆地西露天剖面获得了同位素年龄约束,但是与CIE事件却难以构成较好的对应关系(Chen Zuoling et al., 2014)。采用磁性地层学可能是解决年龄问题的突破口,但是现有的热退磁技术应用在红层的效果较好,而南阳盆地和抚顺盆地以灰岩和煤为主体的剖面尚不具备良好的测试条件。衡阳盆地虽然也开展了古地磁年代学,但是由于剖面采样精度较低,无法精确限定年代(Bowen et al., 2002;Ting Suyin et al., 2003)。近期,在四川盆地西南缘的始阳剖面获得了高分辨率的磁性地层,然而CIE的特征却不显著(杨会会等,2018)。此外,由于PETM持续仅短短十几万年,但其所处的C24r极性时却持续3 Ma,单纯依靠磁性地层也很难限定PETM的准确时间。因此,采用生物地层学和磁性地层学相结合的方法是比较理想的方式,在目前已知的陆相剖面中,能够同时满足磁性地层和生物地层研究条件仍然较少,虽然衡阳盆地岭茶剖面具备类似的条件,但是也存在分辨率较低的问题。

(2)陆地生态系统研究相对薄弱。陆地生态系统对PETM事件的响应是PETM事件研究中的一个重要问题,它涉及到陆地生物群落的变化、气候反馈及碳循环等多个方面。我国PETM陆相研究对事件期间陆地生物群落演化的研究相对较少,尤其是缺乏对于一些关键物种的研究。当前已经发表的剖面中的哺乳动物化石记录仅在衡阳盆地为典型,其获得的哺乳动物甚至可以和北美西部的进行对比。但是,在其他盆地的报道却十分匮乏,在抚顺盆地西露天剖面也只是找到了孢粉记录,缺少动物化石,而在CIE最为显著的南阳盆地却几乎没有化石记录,这使得陆地生态系统的研究受到限制。江汉盆地虽然近期在动物群方面获得了很多重要突破,但是相关的PETM研究进展较慢,尚未对生态系统研究构成有力支持。

(3)陆相PETM地层难以进行区域和全球对比。目前,我国已报道的PETM陆相地层还非常有限,不同地区的PETM陆相地层记录由于不同地区的沉积环境和沉积物质的差异存在差异。这些差异可能包括沉积物的类型、沉积速率、沉积深度、水文条件等。因此,不同地区的PETM陆相地层记录可能会呈现出不同的岩性特征,如颜色、结构、成分等,这也限制了对PETM事件的深入研究。此外,作为全球性的气候事件,PETM陆相地层与海相地层之间的对比仍然存在挑战。特别是近期海相PETM记录在西藏和新疆地区的相继发现,建立我国PETM海—陆区域地层对比框架就显得更为迫切。

为了解决上述问题,一方面,需要在现有剖面的基础上继续开展工作,深入挖掘,借鉴新的技术手段,取长补短,确定年代和标定气候突变事件。这里的新技术主要包括碳酸盐U-Pb定年、碳酸盐团簇同位素和汞同位素等。碳酸盐U-Pb定年技术近年来发展很快,采用激光剥蚀技术进行元素成像,选择U含量高的区域进行U-Pb同位素定年,精度也不断提高,目前已经广泛用于洞穴沉积物形成时间、碳酸盐岩地层成岩时代和油气成藏过程、盆地流体演化等方面(高伊雪等,2022;张亮亮等,2023)。碳酸盐团簇同位素能够获得矿物的生长温度,能够进行古温度重建(Huntington et al., 2011)。Snell等(2013)最早利用古土壤碳酸盐岩团簇同位素对Bighorn盆地夏季古温度进行了重建,得出的夏季温度比分析叶片化石得出的年平均气温高18℃,说明冬季温度接近冰点,与Bighorn盆地早始新世高分辨率气候模型输出结果一致。汞同位素则是一种新兴的用于指示极端事件的地球化学指标,由于其在机理上与火山活动、陆地生态系统等密切相关,已经在P—T事件、K—T事件的研究中崭露头角。例如,Ma Mingming等(2022)对南雄盆地K—T界限沉积物中汞的浓度及同位素测试,发现在汞同位素的高异常值出现的层位,恐龙种类也同时开始减少,指示了火山活动可能的导致了恐龙灭绝。近期,Hg同位素也被应用到了PETM事件的研究中,例如,Jin Simin等(2023)对北大西洋的深海沉积物的汞同位素进行测试,发现Δ199Hg(汞同位素的非质量分馏)在PETM事件开始阶段突然升高,指示了与北大西洋岩浆活动之间的因果关系。

另一方面,还需要下大力气寻找更佳的PETM陆相记录典型剖面。在前述的盆地中,其中江汉盆地西缘很有可能成为下一个PETM陆相记录研究的有力靶区。①首先,江汉盆地西缘的古新统—始新统剖面出露较为完好,且有很好的生物地层和磁性地层研究基础。近期,在江陵凹陷报道了60～55 Ma的玄武岩年龄(Wang Chunlian et al., 2022),覆盖了PETM发生的时段。②其次,江汉盆地西缘的陆地生态系统的化石记录十分丰富,其中的灵长目、鸟纲和鱼纲更是非常难得的特异埋藏。③再次,最近笔者等在江汉盆地西缘枝城剖面获得了较为完整的龚家冲组—洋溪组剖面(Luo Xingyu et al., 2023),下部以红色粉砂岩、砂岩和砾岩为主、上部为泥灰岩、钙质页岩夹煤线,通过土壤钙结核和泥灰岩的δ13C和δ13CTOC分析,结果显示出的CIE特征十分明显,幅度和样式均可以与美国西部Bighorn盆地进行较好的对比,目前相关的研究还在进行之中。

5 结论

通过对世界范围内PETM典型陆相剖面的岩相、碳同位素、哺乳动物以及植物孢粉等特征的总结和对比,得出如下结论:

(1)碳同位素负偏(CIE)幅度由于沉积环境不同、岩性差异、覆盖植被不同等因素存在一些差异,但不同剖面表现出的负偏过程基本类似,可分为快速负偏、保持δ13C低值和缓慢恢复三个阶段。并且在陆相河流沉积环境中PETM事件的碳同位素开始负偏的位置通常位于颗粒较粗的砾岩、砂岩体及古土壤下方,这说明在PETM期间大量碳的注入还导致了全球性降水的增加。

(2)哺乳动物为了适应快速变化的气候环境,在早始新世发生大规模迁徙,并出现了许多新物种,如奇蹄目、偶蹄目和灵长目等;植物群落也从晚古新世以针叶树、榆树和核桃等为主的暖温带混合林过渡到PETM期间以喜热植物占优势的热带—亚热带植物群落。

(3)对比国际,我国的PETM陆相记录研究已经取得了一定成果,但仍存在不少问题,比如缺少准确的年龄约束和系统的古生物化石研究等。基于此,对未来开展PETM研究提出了展望,即在原有剖面的基础上推进多种定年方法、多指标记录相结合的研究思路,并尝试在江汉盆地等拥有研究潜力的地区寻找理想剖面开展系统性的工作。

致谢:张清海研究员等二位专家审阅文稿,并对本文提出了宝贵的修改意见和建议,作者在此对他们表示衷心的感谢。

注 释Notes

❶ 江汉石油管理局情报处. 1976. 江汉石油技术情报 江汉盆地白垩—第三纪孢子花粉化石. 潜江:江汉石油管理局.

❷ 江汉石油管理局情报室. 1976. 江汉石油技术情报 江汉盆地中新生代轮藻化石. 潜江:江汉石油管理局.