《地质论评》：始新世——渐新世气候转变研究进展（肖国桥、张仲石、姚政权）

第58卷第1期地质论评 GEOLOGICAL REVIEW Vol. 58 No, I 2012年1月 2012 始新世一渐新世气候转变研究进展 肖国桥·2,张仲石34),姚政权”) 1)中国地质大学生物地质与环境地质国家重点实验室,中国武汉,430074 2)中国科学院地球环境研究所黄土与第四纪地质国家重点实验室,中国西安,710075; 3)中国科学院大气物理研究所竺可桢-南森国际研究中心,中国北京,100029 4)挪威 Bjerknes气候研究中心,挪威卑尔根,N-5007; 5)国家海洋局第一海洋研究所,海洋沉积与环境地质国家海洋局重点实验室,中国山东青岛,266061 内容提要:始新世一渐新世(E-0)气候转变(34Ma前后)是新生代气候演化过程中最显著的变冷事件之 标志着地球气候由“温室”进入“冰室”。这一转变伴随着地球环境的一系列重大变化,对于研究新生代气候变冷的 驱动机制、区域气候对全球重大气候事件的响应方式、重大气候事件对生态环境及生物演替的影响等具有重要意 义。近年来地质记录和气候模拟在E-0转变研究上取得了一系列重要进展:①不同纬度区的地质记录揭示出这 转变伴随着全球性的显著降温指示其触发因素是全球性的;②气候模拟研究揭示出大气CO2浓度降低及与之联系 的全球碳循环变化是导致这一转变的主因,否定了传统认为的环南极流形成导致E-O气候变冷的假说;③深海沉 积记录揭示出这一转变过程持续400-500ka,表现为全球降温和南极冰盖形成先后两阶段变化;④海一陆气候记录 的对比初步揭示出陆地区域的干旱化可能主要与全球降温(对应于E-0转变的第一阶段)相关。当前对E-0气 候转变的研究还存在地质记录分辨率不够高、模拟结果与地质记录不完全吻合、陆地记录相对较少等方面的不足。 更精确的大气CO2浓度和温度的重建、更多高分辨率海一陆气候记录的研究以及古气候数值模拟的改进有望进一步 揭示出E一0转变过程中气候系统各要素的变化特征和相互关系,为更深入认识这一转变的驱动机制提供依据。 关键词:始新世一渐新世气候转变;全球变冷;大气CO2;气候变化机制 白垩纪以来,地球气候由极端的“温室气候”逐2007; Pearson et al.,2008)。这一气候突变的研究 渐演化为现今两极均发育大冰盖的“冰室气候”。对于认识新生代长期气候变冷的驱动机制、区域气 在长期的气候变冷过程中,最引人注目的是始新候对全球重大气候事件的响应方式、重大气候突变 世一渐新世(E—0)之交(34Ma前后)的气候变冷对生态环境和生物演替的影响等具有重要意义,故 事件,它导致了南极大陆冰盖的出现,标志着地球气 直是古气候学和古生物学关注的焦点之一。 候从“温室”进入“冰室”( Miller et al.,1987,1991 自20世纪70年代在深海中发现这一变冷事件 Zachos et al.,2001,2008)。这一事件还伴随着全以来,不同研究者相继对E-O气候转变的过程、特 球海平面的大幅快速下降( Katz et al.,2008)、全球征及其对生物演替的影响等开展了多方面研究,并 范围的显著降温( Dupont- Nivet et al.,2007; zanazzi对其驱动机制提出了多种假说。最近10年来,随着 et al. 2007: Lear et al. 2008: Schouten et al 高分辨率地质记录的不断报道和古气候数值模拟的 2008; Liu et al.,2009)、大气CO2浓度的明显降低突破,对E—O气候转变的研究取得了一系列重要 ( Pagani et al.,2005; Pearson et al.,2009)、赤道太进展。本文依据近年来的研究进展对E-0气候转 平洋碳酸盐补偿深度近1000m的变深( Coxall et变的研究现状进行了初步总结。 a.,2005)、全球性的生物演替( Meng and1地球环境系统在始新世一渐新世 McKenna, 1998; Ivany et al., 2003; Hansen et al. 2004: Retallack et al. 2004: Coxall and Pearson 转变中的变化 注:本文为中国博士后科学基金(编号20110491234)、黄土与第四纪地质国家重点实验室开放基金(编号 SKLLQG10286)、中国地质调查 局项目(编号121201121261)和生物地质与环境地质国家重点实验室开放基金(编号BGEG1010)共同资助的成果 收稿日期:201107-15;改回日期:20110904;责任编辑:黄敏 作者简介:肖国桥,男,1980年生。博士,主要从事新生代古环境演化研究。 Email: xgqpaocug@gmai.con

第 ５８卷 第 １期 ２０ １ ２ 年 １ 月 地 质 论 评 ＧＥＯＬＯＧＩＣＡＬＲＥＶＩＥＷ Ｖｏｌ．５８ Ｎｏ．１ Ｊａｎ． ２０１２ 注：本文为中国博士后科学基金（编号 ２０１１０４９１２３４）、黄土与第四纪地质国家重点实验室开放基金（编号 ＳＫＬＬＱＧ１０２８６）、中国地质调查 局项目（编号 １２１２０１１１２１２６１）和生物地质与环境地质国家重点实验室开放基金（编号 ＢＧＥＧ１０１０）共同资助的成果。 收稿日期：２０１１０７１５；改回日期：２０１１０９０４；责任编辑：黄敏。 作者简介：肖国桥，男，１９８０年生。博士，主要从事新生代古环境演化研究。Ｅｍａｉｌ：ｘｇｑｉａｏｃｕｇ＠ｇｍａｉｌ．ｃｏｍ。 始新世—渐新世气候转变研究进展 肖国桥１，２） ，张仲石３，４） ，姚政权５） １）中国地质大学生物地质与环境地质国家重点实验室，中国武汉，４３００７４； ２）中国科学院地球环境研究所黄土与第四纪地质国家重点实验室，中国西安，７１００７５； ３）中国科学院大气物理研究所竺可桢 －南森国际研究中心，中国北京，１０００２９； ４）挪威 Ｂｊｅｒｋｎｅｓ气候研究中心，挪威卑尔根，Ｎ－５００７； ５）国家海洋局第一海洋研究所，海洋沉积与环境地质国家海洋局重点实验室，中国山东青岛，２６６０６１ 内容提要：始新世—渐新世（Ｅ—Ｏ）气候转变（３４Ｍａ前后）是新生代气候演化过程中最显著的变冷事件之一， 标志着地球气候由“温室”进入“冰室”。这一转变伴随着地球环境的一系列重大变化，对于研究新生代气候变冷的 驱动机制、区域气候对全球重大气候事件的响应方式、重大气候事件对生态环境及生物演替的影响等具有重要意 义。近年来地质记录和气候模拟在 Ｅ—Ｏ转变研究上取得了一系列重要进展：①不同纬度区的地质记录揭示出这一 转变伴随着全球性的显著降温，指示其触发因素是全球性的；②气候模拟研究揭示出大气 ＣＯ２浓度降低及与之联系 的全球碳循环变化是导致这一转变的主因，否定了传统认为的环南极流形成导致 Ｅ—Ｏ气候变冷的假说；③深海沉 积记录揭示出这一转变过程持续 ４００～５００ｋａ，表现为全球降温和南极冰盖形成先后两阶段变化；④海—陆气候记录 的对比初步揭示出陆地区域的干旱化可能主要与全球降温（对应于 Ｅ—Ｏ转变的第一阶段）相关。当前对 Ｅ—Ｏ气 候转变的研究还存在地质记录分辨率不够高、模拟结果与地质记录不完全吻合、陆地记录相对较少等方面的不足。 更精确的大气 ＣＯ２浓度和温度的重建、更多高分辨率海—陆气候记录的研究以及古气候数值模拟的改进有望进一步 揭示出 Ｅ—Ｏ转变过程中气候系统各要素的变化特征和相互关系，为更深入认识这一转变的驱动机制提供依据。 关键词：始新世—渐新世气候转变；全球变冷；大气 ＣＯ２；气候变化机制 白垩纪以来，地球气候由极端的“温室气候”逐 渐演化为现今两极均发育大冰盖的“冰室气候”。 在长期的气候变冷过程中，最引人注目的是始新 世—渐新世（Ｅ—Ｏ）之交（３４Ｍａ前后）的气候变冷 事件，它导致了南极大陆冰盖的出现，标志着地球气 候从“温室”进入“冰室”（Ｍｉｌｌｅｒｅｔａｌ．，１９８７，１９９１； Ｚａｃｈｏｓｅｔａｌ．，２００１，２００８）。这一事件还伴随着全 球海平面的大幅快速下降（Ｋａｔｚｅｔａｌ．，２００８）、全球 范围的显著降温（ＤｕｐｏｎｔＮｉｖｅｔｅｔａｌ．，２００７；Ｚａｎａｚｚｉ ｅｔａｌ．，２００７；Ｌｅａｒｅｔａｌ．，２００８；Ｓｃｈｏｕｔｅｎｅｔａｌ．， ２００８；Ｌｉｕｅｔａｌ．，２００９）、大气 ＣＯ２浓度的明显降低 （Ｐａｇａｎｉｅｔａｌ．，２００５；Ｐｅａｒｓｏｎｅｔａｌ．，２００９）、赤道太 平洋碳酸盐补偿深度近 １０００ｍ的变深（Ｃｏｘａｌｌｅｔ ａｌ．，２００５）、全 球 性 的 生 物 演 替 （Ｍｅｎｇ ａｎｄ ＭｃＫｅｎｎａ，１９９８；Ｉｖａｎｙｅｔａｌ．，２００３；Ｈａｎｓｅｎｅｔａｌ．， ２００４；Ｒｅｔａｌｌａｃｋｅｔａｌ．，２００４；ＣｏｘａｌｌａｎｄＰｅａｒｓｏｎ， ２００７；Ｐｅａｒｓｏｎｅｔａｌ．，２００８）。这一气候突变的研究 对于认识新生代长期气候变冷的驱动机制、区域气 候对全球重大气候事件的响应方式、重大气候突变 对生态环境和生物演替的影响等具有重要意义，故 一直是古气候学和古生物学关注的焦点之一。 自 ２０世纪 ７０年代在深海中发现这一变冷事件 以来，不同研究者相继对 Ｅ—Ｏ气候转变的过程、特 征及其对生物演替的影响等开展了多方面研究，并 对其驱动机制提出了多种假说。最近 １０年来，随着 高分辨率地质记录的不断报道和古气候数值模拟的 突破，对 Ｅ—Ｏ气候转变的研究取得了一系列重要 进展。本文依据近年来的研究进展对 Ｅ—Ｏ气候转 变的研究现状进行了初步总结。 １ 地球环境系统在始新世—渐新世 转变中的变化

2012年 1.1全球性降温 于当时普遍认为中中新世之前地球上不存在冰盖, 对E—0转变过程中温度变化的重建始于深海因此氧同位素的这一变化被认为是由高纬地区降温 氧同位素的研究。20世纪70年代中期,一些研究引起的( Savin et al.,1975; Shackleton and Kennett, 揭示出深海有孔虫壳体的氧同位素在E-0之交存1975; Kennett and Shackleton,1976)。但随后对底 在明显正偏( Savin et al.,1975; Shackleton 栖一浮游有孔虫氧同位素、大陆边缘层序地层、冰筏 Kennett, 1975: Kennett and Shackleton, 1976) 沉积等的研究确认了南极冰盖正是在这一时期形成 O赵兴 运上122 >▲>◆+●o ●口■★☆ 30 ◆3 年代(Ma)

１．１ 全球性降温 对 Ｅ—Ｏ转变过程中温度变化的重建始于深海 氧同位素的研究。２０世纪 ７０年代中期，一些研究 揭示出深海有孔虫壳体的氧同位素在 Ｅ—Ｏ之交存 在明 显 正 偏 （Ｓａｖｉｎｅｔａｌ．，１９７５；Ｓｈａｃｋｌｅｔｏｎａｎｄ Ｋｅｎｎｅｔｔ，１９７５；ＫｅｎｎｅｔｔａｎｄＳｈａｃｋｌｅｔｏｎ，１９７６）。由 于当时普遍认为中中新世之前地球上不存在冰盖， 因此氧同位素的这一变化被认为是由高纬地区降温 引起的（Ｓａｖｉｎｅｔａｌ．，１９７５；ＳｈａｃｋｌｅｔｏｎａｎｄＫｅｎｎｅｔｔ， １９７５；ＫｅｎｎｅｔｔａｎｄＳｈａｃｋｌｅｔｏｎ，１９７６）。但随后对底 栖—浮游有孔虫氧同位素、大陆边缘层序地层、冰筏 沉积等的研究确认了南极冰盖正是在这一时期形成 ９２ 地 质 论 评 ２０１２年

第1期 肖国桥等:始新世一渐新世气候转变研究进展 图1始新世一渐新世转变时期全球不同地区的温度记录 ature records from different latitudes across the Eocene-oligocene climate transition 913孔格陵兰GDCT温度( Schouten et al.,2008);2-913孔U海表温度( Liu et al.,2009);3-913孔格陵兰孢粉温度( Eldrett et al. 2009;4-336孔U海表温度( Liu et al.,2009);5-阿拉巴马SQ剖面MgCa近海表温度( Katz et al.,2008);6-929孔TEXs海表温 度( Liu al.,200):7-925孔TEXs海表温度( Liu et al.,200);8-mDP孔Mg/Ca海表温度( Lear et al.,200):9-1090孔U海表温 度( Liu et al.,200);10-511孔海表温度(intl.,00:11-1孔TEx海表温度( Liu et al.,20012-27孔U海表温度 ( Liu et al.,2009);13-277孔TEXs海表温度( Liu et al.,2009);14-北美中部8o温度( Zanazzi et al.,2007) -GDGTs-based air temperature of Greenland from ODP Site 913( Schouten et al., 2008): 2--Um-based sea surface temperature from Ol 913( Liu et al., 2009): 3--pollen-based air temperature of Greenland from ODP Site 913( Eldrett et al., 2009):4-U2-based sea temperature from DSDP Site 336( Liu et al., 2009 ): 5-Mg/Ca-based temperature near the sea surface from Saint Stephens Quarry(ssQ) ma( Katz et al., 2008): 6-TEXs6-based sea surface temperature from ODP Site 929( Liu et al., 2009): 7-TEXs6-based sea surface temperature from ODP Site 925( Liu et al., 2009 ):8-Mg/ Ca-based sea surface temperature from TDP Site 12 and 17( Lear et al., 2008): 9- UM-based sea surface temperature from ODP Site 1090( Liu et al., 2009): 10-Um -based sea surface temperature from DSDP Site 511( Liu et al., 2009): 1l-TEXs-based sea surface temperature from DSDP Site 511 Liu et al., 2009): 12-U2-based sea surface temperature from DSDP Site 277( Liu et al., 2009): 13-TEXs6-based sea surface temperature from DSDP Site 277( Liu et al., 2009):14-8 0-based continental temperature from central North America( Zanazzi et al. 2007) 的( Matthews and Poore,1980; Keigwin and Keller,大程度上影响重建的结果( Weijers et al.,2006) 1984: Miller et al.. 1987. 1991: Zachos et al. 图1是依据近年来的研究进展( Zanazzi et al., 1992),这意味着氧同位素在E-0转变过程中的变2007; Katz et al.,2008; Lear et al.,2008; Schouten 化同时包含着降温和冰盖扩张的信息。因此,重建etal.,2008; Eldrett et al.,2009; Liu et al.,2009) 这一过程中的温度变化有赖于其他独立的古温度指总结的全球不同纬度区地质记录在E-0转变时期 标。 海表和陆地的温度变化情况。需要指出的是,虽然 近年来,随着高分辨率地质记录的不断获取和不同指标重建的古温度存在一定差别,但几乎所有 新的古温度指标的应用,对E0气候转变过程中的重建结果均显示E-0转变期间存在降温,并表 的温度变化研究取得了长足进展。深海温度重建的现出明显的区域差异(图1)。正如一些学者所指 指标包括底栖有孔虫壳体的Mg/Ca和Sr/Ca比值出,E-O转变是一次全球性的降温事件,导致了全 Lear et al.,2000; Katz et al.,2008; Pus et al.,球表面平均降温约4℃( Liu et al.,2009)。而对于 2011);海洋表面温度重建的指标包括浮游有孔虫深海温度,目前的研究仍然较少,从ODP265孔和 壳体的Mg/Ca和Sr/Ca比值( Lear et al.,2008)、长1090孔来看,底栖有孔虫Mg/Ca比值揭示出E-0 链烯酮不饱和度指标Un( Liu et al.,2009)、古菌产转变期间南大西洋深海温度降低约2℃( Pusz et 生的GDCT化合物指标TEX6( Liu et al.,2009);陆al.,2011)。 地表面温度重建的指标包括哺乳动物骨骼和牙齿化 根据图1的温度变化序列,我们计算了E-0 石的氧同位素( Zanazzi et al.,2007,2009)、土壤细转变前后不同地区表面温度的变化量(图2),其显 菌产生的支链GDCT化合物( Schouten et al.,示出如下空间特征:①高纬地区的降温量明显较低 2008);季节性温度变化重建的指标包括鱼耳石的纬地区大,致使全球温度梯度变大;②南、北半球的 氧同位素( Ivany et al.,20)和孢粉组合特征降温量不对称,南半球较北半球大;③北美中纬度地 ( Eldrett et al.,2009)等。需要说明的是,这些古温区陆地的降温量较同纬度的海洋大。 度指标都存在一定的不确定性,例如,利用Mg/Ca 在温度变化的季节性特征方面,一些研究也取 重建古温度时需假设海水的碳酸盐饱和状态得了突破。 Ivany等(2000)基于墨西哥湾沿岸海相 [△(CO3)],其值受碳酸盐补偿深度变化的影响沉积中的鱼耳石氧同位素研究发现,E—O转变导 而存在不确定性( Lear et al.,2008; Pusz et al.,致冬季温度降低3~4℃,而夏季降温不明显,因而 2011);利用TEX重建温度时需考虑陆源古菌输入加大了冬、夏季节反差。 Eldrett等(2009)利用生物 的影响(BT指数),但目前并不清楚陆源输人在多气候模型对格陵兰地区海洋沉积物中的孢粉组合所

图 １始新世—渐新世转变时期全球不同地区的温度记录 Ｆｉｇ．１ＰａｌｅｏｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅｒｅｃｏｒｄｓｆｒｏｍｄｉｆｆｅｒｅｎｔｌａｔｉｔｕｄｅｓａｃｒｏｓｓｔｈｅＥｏｃｅｎｅ—Ｏｌｉｇｏｃｅｎｅｃｌｉｍａｔｅｔｒａｎｓｉｔｉｏｎ １—９１３孔格陵兰 ＧＤＧＴ温度（Ｓｃｈｏｕｔｅｎｅｔａｌ．，２００８）；２—９１３孔 ＵＫ’ ３７海表温度（Ｌｉｕｅｔａｌ．，２００９）；３—９１３孔格陵兰孢粉温度（Ｅｌｄｒｅｔｔｅｔａｌ．， ２００９）；４—３３６孔 ＵＫ’ ３７海表温度（Ｌｉｕｅｔａｌ．，２００９）；５—阿拉巴马 ＳＳＱ剖面 Ｍｇ／Ｃａ近海表温度（Ｋａｔｚｅｔａｌ．，２００８）；６—９２９孔 ＴＥＸ８６海表温 度（Ｌｉｕｅｔａｌ．，２００９）；７—９２５孔 ＴＥＸ８６海表温度（Ｌｉｕｅｔａｌ．，２００９）；８—ＴＤＰ孔 Ｍｇ／Ｃａ海表温度（Ｌｅａｒｅｔａｌ．，２００８）；９—１０９０孔 ＵＫ’ ３７海表温 度（Ｌｉｕｅｔａｌ．，２００９）；１０—５１１孔 ＵＫ’ ３７海表温度（Ｌｉｕｅｔａｌ．，２００９）；１１—５１１孔 ＴＥＸ８６海表温度（Ｌｉｕｅｔａｌ．，２００９）；１２—２７７孔 ＵＫ’ ３７海表温度 （Ｌｉｕｅｔａｌ．，２００９）；１３—２７７孔 ＴＥＸ８６海表温度（Ｌｉｕｅｔａｌ．，２００９）；１４—北美中部 δ１８Ｏ温度（Ｚａｎａｚｚｉｅｔａｌ．，２００７） １—ＧＤＧＴｓｂａｓｅｄａｉｒｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅｏｆＧｒｅｅｎｌａｎｄｆｒｏｍＯＤＰＳｉｔｅ９１３（Ｓｃｈｏｕｔｅｎｅｔａｌ．，２００８）；２—ＵＫ’ ３７ｂａｓｅｄｓｅａｓｕｒｆａｃｅｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅｆｒｏｍＯＤＰＳｉｔｅ ９１３（Ｌｉｕｅｔａｌ．，２００９）；３—ｐｏｌｌｅｎｂａｓｅｄａｉｒｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅｏｆＧｒｅｅｎｌａｎｄｆｒｏｍＯＤＰＳｉｔｅ９１３（Ｅｌｄｒｅｔｔｅｔａｌ．，２００９）；４—ＵＫ’ ３７ｂａｓｅｄｓｅａｓｕｒｆａｃｅ ｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅｆｒｏｍＤＳＤＰＳｉｔｅ３３６（Ｌｉｕｅｔａｌ．，２００９）；５—Ｍｇ／Ｃａｂａｓｅｄｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅｎｅａｒｔｈｅｓｅａｓｕｒｆａｃｅｆｒｏｍ ＳａｉｎｔＳｔｅｐｈｅｎｓＱｕａｒｒｙ（ＳＳＱ）， Ａｌａｂａｍａ（Ｋａｔｚｅｔａｌ．，２００８）；６—ＴＥＸ８６ｂａｓｅｄｓｅａｓｕｒｆａｃｅｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅｆｒｏｍＯＤＰＳｉｔｅ９２９（Ｌｉｕｅｔａｌ．，２００９）；７—ＴＥＸ８６ｂａｓｅｄｓｅａｓｕｒｆａｃｅ ｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅｆｒｏｍＯＤＰＳｉｔｅ９２５（Ｌｉｕｅｔａｌ．，２００９）；８—Ｍｇ／ＣａｂａｓｅｄｓｅａｓｕｒｆａｃｅｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅｆｒｏｍＴＤＰＳｉｔｅ１２ａｎｄ１７（Ｌｅａｒｅｔａｌ．，２００８）；９— ＵＫ’ ３７ｂａｓｅｄｓｅａｓｕｒｆａｃｅｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅｆｒｏｍＯＤＰＳｉｔｅ１０９０（Ｌｉｕｅｔａｌ．，２００９）；１０—ＵＫ’ ３７ｂａｓｅｄｓｅａｓｕｒｆａｃｅｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅｆｒｏｍＤＳＤＰＳｉｔｅ５１１（Ｌｉｕｅｔ ａｌ．，２００９）；１１—ＴＥＸ８６ｂａｓｅｄｓｅａｓｕｒｆａｃｅｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅｆｒｏｍＤＳＤＰＳｉｔｅ５１１（Ｌｉｕｅｔａｌ．，２００９）；１２—ＵＫ’ ３７ｂａｓｅｄｓｅａｓｕｒｆａｃｅｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅｆｒｏｍ ＤＳＤＰＳｉｔｅ２７７（Ｌｉｕｅｔａｌ．，２００９）；１３—ＴＥＸ８６ｂａｓｅｄｓｅａｓｕｒｆａｃｅｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅｆｒｏｍ ＤＳＤＰＳｉｔｅ２７７（Ｌｉｕｅｔａｌ．，２００９）；１４—δ１８Ｏｂａｓｅｄ ｃｏｎｔｉｎｅｎｔａｌｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅｆｒｏｍｃｅｎｔｒａｌＮｏｒｔｈＡｍｅｒｉｃａ（Ｚａｎａｚｚｉｅｔａｌ．，２００７） 的（ＭａｔｔｈｅｗｓａｎｄＰｏｏｒｅ，１９８０；ＫｅｉｇｗｉｎａｎｄＫｅｌｌｅｒ， １９８４；Ｍｉｌｌｅｒｅｔａｌ．，１９８７，１９９１；Ｚａｃｈｏｓｅｔａｌ．， １９９２），这意味着氧同位素在 Ｅ—Ｏ转变过程中的变 化同时包含着降温和冰盖扩张的信息。因此，重建 这一过程中的温度变化有赖于其他独立的古温度指 标。 近年来，随着高分辨率地质记录的不断获取和 新的古温度指标的应用，对 Ｅ—Ｏ气候转变过程中 的温度变化研究取得了长足进展。深海温度重建的 指标包括底栖有孔虫壳体的 Ｍｇ／Ｃａ和 Ｓｒ／Ｃａ比值 （Ｌｅａｒｅｔａｌ．，２０００；Ｋａｔｚｅｔａｌ．，２００８；Ｐｕｓｚｅｔａｌ．， ２０１１）；海洋表面温度重建的指标包括浮游有孔虫 壳体的 Ｍｇ／Ｃａ和 Ｓｒ／Ｃａ比值（Ｌｅａｒｅｔａｌ．，２００８）、长 链烯酮不饱和度指标 ＵＫ’ ３７（Ｌｉｕｅｔａｌ．，２００９）、古菌产 生的 ＧＤＧＴ化合物指标 ＴＥＸ８６（Ｌｉｕｅｔａｌ．，２００９）；陆 地表面温度重建的指标包括哺乳动物骨骼和牙齿化 石的氧同位素（Ｚａｎａｚｚｉｅｔａｌ．，２００７，２００９）、土壤细 菌产 生 的 支 链 ＧＤＧＴ化 合 物 （Ｓｃｈｏｕｔｅｎｅｔａｌ．， ２００８）；季节性温度变化重建的指标包括鱼耳石的 氧同位素 （Ｉｖａｎｙｅｔａｌ．，２０００）和孢粉组合 特 征 （Ｅｌｄｒｅｔｔｅｔａｌ．，２００９）等。需要说明的是，这些古温 度指标都存在一定的不确定性，例如，利用 Ｍｇ／Ｃａ 重 建 古 温 度 时 需 假 设 海 水 的 碳 酸 盐 饱 和 状 态 ［△（ＣＯ２－ ３ ）］，其值受碳酸盐补偿深度变化的影响 而存在不确定性（Ｌｅａｒｅｔａｌ．，２００８；Ｐｕｓｚｅｔａｌ．， ２０１１）；利用 ＴＥＸ８６重建温度时需考虑陆源古菌输入 的影响（ＢＩＴ指数），但目前并不清楚陆源输入在多 大程度上影响重建的结果（Ｗｅｉｊｅｒｓｅｔａｌ．，２００６）。 图 １是依据近年来的研究进展（Ｚａｎａｚｚｉｅｔａｌ．， ２００７；Ｋａｔｚｅｔａｌ．，２００８；Ｌｅａｒｅｔａｌ．，２００８；Ｓｃｈｏｕｔｅｎ ｅｔａｌ．，２００８；Ｅｌｄｒｅｔｔｅｔａｌ．，２００９；Ｌｉｕｅｔａｌ．，２００９） 总结的全球不同纬度区地质记录在 Ｅ—Ｏ转变时期 海表和陆地的温度变化情况。需要指出的是，虽然 不同指标重建的古温度存在一定差别，但几乎所有 的重建结果均显示 Ｅ—Ｏ转变期间存在降温，并表 现出明显的区域差异（图 １）。正如一些学者所指 出，Ｅ—Ｏ转变是一次全球性的降温事件，导致了全 球表面平均降温约 ４℃（Ｌｉｕｅｔａｌ．，２００９）。而对于 深海温度，目前的研究仍然较少，从 ＯＤＰ１２６５孔和 １０９０孔来看，底栖有孔虫 Ｍｇ／Ｃａ比值揭示出 Ｅ—Ｏ 转变期间南大西洋深海温度降低约 ２℃（Ｐｕｓｚｅｔ ａｌ．，２０１１）。 根据图 １的温度变化序列，我们计算了 Ｅ—Ｏ 转变前后不同地区表面温度的变化量（图 ２），其显 示出如下空间特征：①高纬地区的降温量明显较低 纬地区大，致使全球温度梯度变大；②南、北半球的 降温量不对称，南半球较北半球大；③北美中纬度地 区陆地的降温量较同纬度的海洋大。 在温度变化的季节性特征方面，一些研究也取 得了突破。Ｉｖａｎｙ等（２０００）基于墨西哥湾沿岸海相 沉积中的鱼耳石氧同位素研究发现，Ｅ—Ｏ转变导 致冬季温度降低 ３～４℃，而夏季降温不明显，因而 加大了冬、夏季节反差。Ｅｌｄｒｅｔｔ等（２００９）利用生物 气候模型对格陵兰地区海洋沉积物中的孢粉组合所 第 １期 肖国桥等：始新世—渐新世气候转变研究进展 ９３

2012年 etal.,2011; Scher et al.,2011),同时,南极及其周 边海域出现了大量与冰川活动相关的沉积 -36-34Ma 温度(℃) Ehrmann and Mackensen, 1992; Zachos et al 1992: Ivany et al., 2006: Barker et al., 2007: Scher etal.,2011),这些证据共同指示着南极永久冰盖 的形成。这一事件是地球气候自约52Ma以来长期 变冷过程中最显著的气候突变之一,标志着地球气 候从“温室”进入“冰室”( Miller et al.,1991; Zachos et al.,2001)。近年来,一些研究由于未考 虑海水的碳酸盐饱和状态对Mg/Ca温标的影响而 未能重建出E—0转变期间的降温,因此将这一过 (a) 程中的氧同位素变化全部归因于冰量的扩张,一度 认为当时冰盖扩张的规模超过了现今的南极冰盖, (b) 温度变化量(℃) 10 并提出北极冰盖也在这一时期存在扩张( Lear et al., 2000, 2004; Billups and Schrag, 2003 Coxall et aL., 2005; Tripati et al., 2005)o 根据近年来报道的深海氧同位素研究结果 ( Zachos et al.,1996;刘志飞等,2004; Coxall al. 2005: Pearson et al 2008: Pusz et al. 2011 Scher et al.,2011),我们计算了不同纬度地质记录 的氧同位素在34.5~34Ma(E-0转变前)和33.5 33Ma(E-0转变后)两个时段的差值。从图3c 南半球 北节球 中可以看出,这一差值随纬度的增加而增大,低纬正 偏约0.8‰,高纬正偏约1.3%。由于冰量扩张导致 6090的海水氧同位素变化在全球一致,因此,这种氧同位 纬度(°) 素差值随纬度增加而增大的现象表明深海温度也发 图2始新世一渐新世转变前后全球表面温度的变化 生了降低,且高纬地区的降温要比低纬地区强烈,这 特征(数据来源同图1说明) 与全球海面温度的变化特征是一致的(图2b)。假 2 The changes of global surface temperature in the 定E—0转变时期形成的南极冰盖与现今规模差别 latest Eocene and earliest Oligocene( the data shown in Fig. 2 were from the same references as annotated in Fig. 1) 不大,则可使全球海平面下降55~60m,海水氧同 (a)-36~34Ma和33.5~31.5Ma期间的全球表层温度; 位素变重0.6%左右,而不同纬度区另外0.2%o (b)一E—0转变前后不同纬度的温度下降量 0.7%氧同位素的变重则反映了深海1~3.5℃的降 ( a)-Global surface temperature during 36 34 Ma and 33. 5 温(图3c)。但这一假设可能对当时南极冰盖的规 31.5 Ma: (b)-the changes of global surface temperature different latitudes across the Eocene-Oligocene transition 模估计过大,因为当时的大气CO2浓度(以体积计, 后同)在700×10-以上( Pagani et al.,2005; 反映的季节性温度特征进行了研究,也发现E—0 Pearson et al.,2009),气候应明显较现今温暖,冰盖 转变之后冬、夏季节反差明显加大 规模应较现今小,最近对南极区域气候的综合研究 1.2南极永久冰盖形成和全球海平面下降 也证实了这一点( Anderson et al.,2011)。这意味 全球不同纬度区的深海氧同位素研究显示,在着Pusz等(2011)依据Mg/Ca比值所重建的南半球 E—0之交,底栖有孔虫氧同位素存在0.9%~中纬度海洋2℃的深海降温可能偏小,而Katz等 1.5%的变化,热带地区浮游有孔虫氧同位素也存在(2008)和Mler等(2008)依据墨西哥湾北部阿拉 约1.1%的变化( Zachos et al.,1996,2001,2008;巴马地区海相沉积中有孔虫氧同位素、Mg/Ca比值 刘志飞等,2004; Coxall et al.,2005;拓守廷等,及层序地层一海面变化的综合研究所估算的67m 2006; Katz et al.,2008; Pearson et al.,2008;Pusz的全球海平面降低可能偏大。因此,对E-0转变

图 ２始新世—渐新世转变前后全球表面温度的变化 特征（数据来源同图 １说明） Ｆｉｇ．２Ｔｈｅｃｈａｎｇｅｓｏｆｇｌｏｂａｌｓｕｒｆａｃｅｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅｉｎｔｈｅ ｌａｔｅｓｔＥｏｃｅｎｅａｎｄｅａｒｌｉｅｓｔＯｌｉｇｏｃｅｎｅ（ｔｈｅｄａｔａｓｈｏｗｎｉｎＦｉｇ． ２ｗｅｒｅｆｒｏｍｔｈｅｓａｍｅｒｅｆｅｒｅｎｃｅｓａｓａｎｎｏｔａｔｅｄｉｎＦｉｇ．１） （ａ）—３６～３４Ｍａ和 ３３５～３１５Ｍａ期间的全球表层温度； （ｂ）—Ｅ—Ｏ转变前后不同纬度的温度下降量 （ａ）—Ｇｌｏｂａｌｓｕｒｆａｃｅｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅｄｕｒｉｎｇ３６～３４Ｍａａｎｄ３３５～ ３１５Ｍａ；（ｂ）—ｔｈｅｃｈａｎｇｅｓｏｆｇｌｏｂａｌｓｕｒｆａｃｅｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅｉｎ ｄｉｆｆｅｒｅｎｔｌａｔｉｔｕｄｅｓａｃｒｏｓｓｔｈｅＥｏｃｅｎｅ—Ｏｌｉｇｏｃｅｎｅｔｒａｎｓｉｔｉｏｎ 反映的季节性温度特征进行了研究，也发现 Ｅ—Ｏ 转变之后冬、夏季节反差明显加大。 １．２ 南极永久冰盖形成和全球海平面下降 全球不同纬度区的深海氧同位素研究显示，在 Ｅ—Ｏ之交，底栖有孔虫氧同位素存在 ０９‰ ～ １５‰的变化，热带地区浮游有孔虫氧同位素也存在 约 １１‰的变化（Ｚａｃｈｏｓｅｔａｌ．，１９９６，２００１，２００８； 刘志飞等，２００４；Ｃｏｘａｌｌｅｔａｌ．，２００５；拓守廷等， ２００６；Ｋａｔｚｅｔａｌ．，２００８；Ｐｅａｒｓｏｎｅｔａｌ．，２００８；Ｐｕｓｚ ｅｔａｌ．，２０１１；Ｓｃｈｅｒｅｔａｌ．，２０１１），同时，南极及其周 边海 域 出 现 了 大 量 与 冰 川 活 动 相 关 的 沉 积 （Ｅｈｒｍａｎｎ ａｎｄ Ｍａｃｋｅｎｓｅｎ，１９９２；Ｚａｃｈｏｓｅｔａｌ．， １９９２；Ｉｖａｎｙｅｔａｌ．，２００６；Ｂａｒｋｅｒｅｔａｌ．，２００７；Ｓｃｈｅｒ ｅｔａｌ．，２０１１），这些证据共同指示着南极永久冰盖 的形成。这一事件是地球气候自约 ５２Ｍａ以来长期 变冷过程中最显著的气候突变之一，标志着地球气 候从 “温 室”进 入 “冰 室”（Ｍｉｌｌｅｒｅｔａｌ．，１９９１； Ｚａｃｈｏｓｅｔａｌ．，２００１）。近年来，一些研究由于未考 虑海水的碳酸盐饱和状态对 Ｍｇ／Ｃａ温标的影响而 未能重建出 Ｅ—Ｏ转变期间的降温，因此将这一过 程中的氧同位素变化全部归因于冰量的扩张，一度 认为当时冰盖扩张的规模超过了现今的南极冰盖， 并提出北极冰盖也在这一时期存在扩张（Ｌｅａｒｅｔ ａｌ．，２０００，２００４；ＢｉｌｌｕｐｓａｎｄＳｃｈｒａｇ，２００３；Ｃｏｘａｌｌｅｔ ａｌ．，２００５；Ｔｒｉｐａｔｉｅｔａｌ．，２００５）。 根据近年来报道的深海氧同位素研究结果 （Ｚａｃｈｏｓｅｔａｌ．，１９９６；刘志飞等，２００４；Ｃｏｘａｌｌｅｔ ａｌ．，２００５；Ｐｅａｒｓｏｎｅｔａｌ．，２００８；Ｐｕｓｚｅｔａｌ．，２０１１； Ｓｃｈｅｒｅｔａｌ．，２０１１），我们计算了不同纬度地质记录 的氧同位素在 ３４５～３４Ｍａ（Ｅ—Ｏ转变前）和 ３３５ ～３３Ｍａ（Ｅ—Ｏ转变后）两个时段的差值。从图 ３ｃ 中可以看出，这一差值随纬度的增加而增大，低纬正 偏约 ０８‰，高纬正偏约 １３‰。由于冰量扩张导致 的海水氧同位素变化在全球一致，因此，这种氧同位 素差值随纬度增加而增大的现象表明深海温度也发 生了降低，且高纬地区的降温要比低纬地区强烈，这 与全球海面温度的变化特征是一致的（图 ２ｂ）。假 定 Ｅ—Ｏ转变时期形成的南极冰盖与现今规模差别 不大，则可使全球海平面下降 ５５～６０ｍ，海水氧同 位素变重 ０６‰左右，而不同纬度区另外 ０２‰ ～ ０７‰氧同位素的变重则反映了深海 １～３５℃的降 温（图 ３ｃ）。但这一假设可能对当时南极冰盖的规 模估计过大，因为当时的大气 ＣＯ２浓度（以体积计， 后同）在 ７００×１０－６以 上 （Ｐａｇａｎｉｅｔａｌ．，２００５； Ｐｅａｒｓｏｎｅｔａｌ．，２００９），气候应明显较现今温暖，冰盖 规模应较现今小，最近对南极区域气候的综合研究 也证实了这一点（Ａｎｄｅｒｓｏｎｅｔａｌ．，２０１１）。这意味 着 Ｐｕｓｚ等（２０１１）依据 Ｍｇ／Ｃａ比值所重建的南半球 中纬度海洋 ２℃的深海降温可能偏小，而 Ｋａｔｚ等 （２００８）和 Ｍｉｌｌｅｒ等（２００８）依据墨西哥湾北部阿拉 巴马地区海相沉积中有孔虫氧同位素、Ｍｇ／Ｃａ比值 及层序地层—海面变化的综合研究所估算的 ６７ｍ 的全球海平面降低可能偏大。因此，对 Ｅ—Ｏ转变 ９４ 地 质 论 评 ２０１２年

第1期 肖国桥等:始新世一渐新世气候转变研究进展 过程中的冰盖变化规模和全球海平面下降幅度仍需期演化的主要因素( Bemer,1990; Royer et al., 要更多深海温度及层序地层一海面变化等方面的研2004)。上个世纪80年代中期, Barron(1985)基于 究 气候模拟结果提出大气CO2浓度的降低可能是导致 1.3大气CO2浓度的变化 包括E-0转变在内的新生代长期气候变冷的主 大气CO2浓度的变化被认为是驱动地球气候长因,但当时缺乏可靠的大气CO2重建结果。最近10 1218孔氧同位素(‰) 1265孔氧同位素( 738孔氧同位素(‰) TDP12+17孔氧同位素(‰) 511.5 2.530.40.81.21.622.42.80.81.21.62242.83.2 6-3.2-2.8-2.4-2-1.6 33.5 年代Ma 0.40.81.21622.42.81.21.622.42.83.2 522孔氧同位素(‰ 1090孔氧同位素(%‰) 744孔氧同位素(%) 80-150-120-90-60-300306090120150180 度() 纬度(°) 图3始新世一渐新世转变时期全球不同地区的深海氧同位素变化特征 ig. 3 Characteristic of marine 80 change from different latitudes across the Eocene-Oligocene climate transition (a)-E0转变时期全球不同地区的深海氧同位素记录;(b)一高分辨率E-0气候记录的研究地点;(c)-E0转变前后不同纬度的 深海氧同位素变化量;1-ODP1218孔"0( Coxall et al.,2005);2-TDP12、17孔8o( Pearson et al.,2008);3-DSDP522孔8180( zachos etal.,1996);4-ODP1265孔。10(刘志飞等,2004; Pus et al.,2011);5ODP1090孔80( Pus et al.,2011);6-OD738孔80 ( Scher et al.,2011);7—OD44孔δ"3o( Zachos et al.,1996) (a)-Marine 80 records from different latitudes across the Eocene-Oligocene climate transition;(b)-the locations of high-resolution marine and terrestrial records referred in the text;(c)-the changes of marine 80 in different latitudes across the Eocene-Oligocene transition; I-the 80 of ODP1218( Coxall et al., 2005 ): 2-the 80 of TDP12 and 17( Pearson et al., 2008): 3--the80 of DSDP522(Zachos et al. 1996):4-the 0 of ODPl265( Liu et al., 2004; Pusz et al., 2011): 5-the80 of ODP1090( Pusz et al., 2011): 6-the 8s0 of ODP738 Scher et al., 2011): 7-the 80 of ODP744(Zachos et al., 1996)

过程中的冰盖变化规模和全球海平面下降幅度仍需 要更多深海温度及层序地层—海面变化等方面的研 究。 图 ３始新世—渐新世转变时期全球不同地区的深海氧同位素变化特征 Ｆｉｇ．３Ｃｈａｒａｃｔｅｒｉｓｔｉｃｏｆｍａｒｉｎｅδ １８ ＯｃｈａｎｇｅｆｒｏｍｄｉｆｆｅｒｅｎｔｌａｔｉｔｕｄｅｓａｃｒｏｓｓｔｈｅＥｏｃｅｎｅ—Ｏｌｉｇｏｃｅｎｅｃｌｉｍａｔｅｔｒａｎｓｉｔｉｏｎ （ａ）—Ｅ—Ｏ转变时期全球不同地区的深海氧同位素记录；（ｂ）—高分辨率 Ｅ—Ｏ气候记录的研究地点；（ｃ）—Ｅ—Ｏ转变前后不同纬度的 深海氧同位素变化量；１—ＯＤＰ１２１８孔 δ１８Ｏ（Ｃｏｘａｌｌｅｔａｌ．，２００５）；２—ＴＤＰ１２、１７孔 δ１８Ｏ（Ｐｅａｒｓｏｎｅｔａｌ．，２００８）；３—ＤＳＤＰ５２２孔 δ１８Ｏ（Ｚａｃｈｏｓ ｅｔａｌ．，１９９６）；４—ＯＤＰ１２６５孔 δ１８Ｏ（刘志飞等，２００４；Ｐｕｓｚｅｔａｌ．，２０１１）；５—ＯＤＰ１０９０孔 δ１８Ｏ（Ｐｕｓｚｅｔａｌ．，２０１１）；６—ＯＤＰ７３８孔 δ１８Ｏ （Ｓｃｈｅｒｅｔａｌ．，２０１１）；７—ＯＤＰ７４４孔 δ１８Ｏ（Ｚａｃｈｏｓｅｔａｌ．，１９９６） （ａ）—Ｍａｒｉｎｅδ１８ＯｒｅｃｏｒｄｓｆｒｏｍｄｉｆｆｅｒｅｎｔｌａｔｉｔｕｄｅｓａｃｒｏｓｓｔｈｅＥｏｃｅｎｅ—Ｏｌｉｇｏｃｅｎｅｃｌｉｍａｔｅｔｒａｎｓｉｔｉｏｎ；（ｂ）—ｔｈｅｌｏｃａｔｉｏｎｓｏｆｈｉｇｈｒｅｓｏｌｕｔｉｏｎｍａｒｉｎｅ ａｎｄｔｅｒｒｅｓｔｒｉａｌｒｅｃｏｒｄｓｒｅｆｅｒｒｅｄｉｎｔｈｅｔｅｘｔ；（ｃ）—ｔｈｅｃｈａｎｇｅｓｏｆｍａｒｉｎｅδ１８ＯｉｎｄｉｆｆｅｒｅｎｔｌａｔｉｔｕｄｅｓａｃｒｏｓｓｔｈｅＥｏｃｅｎｅ—Ｏｌｉｇｏｃｅｎｅｔｒａｎｓｉｔｉｏｎ；１—ｔｈｅ δ１８ＯｏｆＯＤＰ１２１８（Ｃｏｘａｌｌｅｔａｌ．，２００５）；２—ｔｈｅδ１８ＯｏｆＴＤＰ１２ａｎｄ１７（Ｐｅａｒｓｏｎｅｔａｌ．，２００８）；３—ｔｈｅδ１８ＯｏｆＤＳＤＰ５２２（Ｚａｃｈｏｓｅｔａｌ．， １９９６）；４—ｔｈｅδ１８ＯｏｆＯＤＰ１２６５（Ｌｉｕｅｔａｌ．，２００４；Ｐｕｓｚｅｔａｌ．，２０１１）；５—ｔｈｅδ１８ＯｏｆＯＤＰ１０９０（Ｐｕｓｚｅｔａｌ．，２０１１）；６—ｔｈｅδ１８ＯｏｆＯＤＰ７３８ （Ｓｃｈｅｒｅｔａｌ．，２０１１）；７—ｔｈｅδ１８ＯｏｆＯＤＰ７４４（Ｚａｃｈｏｓｅｔａｌ．，１９９６） １．３ 大气 ＣＯ２浓度的变化 大气 ＣＯ２浓度的变化被认为是驱动地球气候长 期演化的主要因素 （Ｂｅｒｎｅｒ，１９９０；Ｒｏｙｅｒｅｔａｌ．， ２００４）。上个世纪 ８０年代中期，Ｂａｒｒｏｎ（１９８５）基于 气候模拟结果提出大气 ＣＯ２浓度的降低可能是导致 包括 Ｅ—Ｏ转变在内的新生代长期气候变冷的主 因，但当时缺乏可靠的大气 ＣＯ２重建结果。最近 １０ 第 １期 肖国桥等：始新世—渐新世气候转变研究进展 ９５

2012年 年,对E—0转变过程中大气CO2浓度的重建取得2009)。从中可以看出,虽然多数结果显示大气CO2 了重要进展。所依据的指标包括:植物叶片的气孔浓度在无冰盖的古新世一早始新世时期较高,而中 指数( Retallack,2001,202)、反映表层海水pH值新世以来较低(图4),但目前利用不同指标重建的 的浮游有孔虫壳体硼同位素( Pearson and palmer,大气CO2浓度仍存在相当大的不确定性( Ruddiman, 2000; Pearson et al.,2009)和B/Ca比值( Tripati et2010)。最近, Pearson等(2009)基于浮游有孔虫壳 al.,2009),以及海洋浮游藻类产生的长链烯酮的体的硼同位素比值对E-O转变过程中大气CO2浓 碳同位素( Pagani et al.,2005)等。 度的详细变化特征进行了较高分辨率的重建(图 图4综合了近年来依据上述不同指标重建的新4),其结果指示CO2浓度在E—O界线附近降低到 生代大气CO2浓度结果( Pearson and Palmer,2000;约760×10-6,达到了模拟研究所认为的产生南极 Retallack,2002; Pagani et al.,2005; Tripati et al.,冰盖的CO2阈值(700~840×10-6)( DeConto and Pollard,2003; DeConto et al.,2008),但值得注意的 人CO2浓度(×10°)(按体积计算) 是,随后CO2浓度又回升到约1100×10-6。显然,对 1000200030004000 E-0转变时期CO2浓度的重建仍然需要更多高分 辨率的研究。 大CO浓度(×10)1.4碳酸盐补偿深度和碳同位素的变化 (按体积计算) 海洋中碳酸盐的沉积与溶解达到平衡的深度称 :32.8 50010001500为碳酸盐补偿深度( Calcite Compensation Depth,简 称CCD)。海洋中碳酸盐的沉积区均位于这一深度 :33.2 之上。CD与海水酸碱度及与之联系的大气CO2浓 度相关,因此也与全球碳循环和气候变化相关(Rea 33.6 and Lyle,2005)。E-0气候转变时期是新生代全 世 球海洋CCD变化最显著的时期之一,各大洋CCD 均发生了明显变深,其中,赤道太平洋变深达1km 34.4 以上(图5a)( van andel,1975; Coxall et al.,2005 451世 Rea and Lvle,2005; Tripati et al.,2005),大西洋和 34.8 印度洋变深也达0.5km以上( van andel,1975 Peterson and backman,1990)。据估算,E-O气候 转变时期CCD的变深使海底碳酸盐沉积区的面积 增加了1倍之多( Rea and Lvle,2005)。同时,E-0 转变时期也伴随着明显的海洋碳同位素变化,全球 I2[3□4 多个钻孔(位置见图3b)的记录显示(图5b),深海 碳同位素在这一时期发生了约1%c的正偏( Zachos 图4始新世一渐新世转变时期的大气CO2浓度变化 etal.,1996;刘志飞等,2004; Coxall et al.,2005 Fig. 4 The changes of atmospheric CO2 across the 拓守廷等,2006; Pearson et al.,2008; Pus et al. Eocene-Oligocene climate transitio 1—基于硼同位素重建的大气CO2浓度( Pearson and palmer, 2011)。 2000; Pearson et a.,2009);2-基于叶片气孔重建的大气CO2 Coxall等(2005)对赤道太平洋ODP1218孔的 浓度( Retallack,202);3-基于长链烯酮碳同位素重建的大气碳酸盐含量及底栖有孔虫的碳、氧同位素进行了详 CO2)度( Pagani et al,200:4-基于硼/钙比值重建的大气细研究,结果显示,E-0气候转变过程中CCD的变 CO2浓度( Tripati et al.,2009) 化与碳、氧同位素的阶段性增加的特征一致(图 1--Marine 8B-based atmospheric CO, reconstruction( Pearson and Palmer, 2000: Pearson et al., 2009): 2-stomatal-based 5c),指示该时期的CCD变化、全球变冷及南极冰盖 atmospheric CO, reconstruction Retallack, 2002):3--marine 的扩张与所伴随的碳循环过程密切相关。但不同于 alkenone-based atmospheric CO, reconstruction ( Pa aganI et al 氧同位素和CCD的是,碳同位素在E—0转变之后 2005): 4-B/Ca-based atmospheric CO, reconstruction(Tripati 的约1Ma又缓慢降低到之前的水平(图5b、c)。 al.,2009) Merico等(2008)利用全球海洋生物地球化学箱式

年，对 Ｅ—Ｏ转变过程中大气 ＣＯ２浓度的重建取得 了重要进展。所依据的指标包括：植物叶片的气孔 指数（Ｒｅｔａｌｌａｃｋ，２００１，２００２）、反映表层海水 ｐＨ值 的浮游有孔虫壳体硼同位素（ＰｅａｒｓｏｎａｎｄＰａｌｍｅｒ， ２０００；Ｐｅａｒｓｏｎｅｔａｌ．，２００９）和 Ｂ／Ｃａ比值（Ｔｒｉｐａｔｉｅｔ ａｌ．，２００９），以及海洋浮游藻类产生的长链烯酮的 碳同位素（Ｐａｇａｎｉｅｔａｌ．，２００５）等。 图 ４始新世—渐新世转变时期的大气 ＣＯ２浓度变化 Ｆｉｇ．４ＴｈｅｃｈａｎｇｅｓｏｆａｔｍｏｓｐｈｅｒｉｃＣＯ２ａｃｒｏｓｓｔｈｅ Ｅｏｃｅｎｅ—Ｏｌｉｇｏｃｅｎｅｃｌｉｍａｔｅｔｒａｎｓｉｔｉｏｎ １—基于硼同位素重建的大气 ＣＯ２浓度 （ＰｅａｒｓｏｎａｎｄＰａｌｍｅｒ， ２０００；Ｐｅａｒｓｏｎｅｔａｌ．，２００９）；２—基于叶片气孔重建的大气 ＣＯ２ 浓度（Ｒｅｔａｌｌａｃｋ，２００２）；３—基于长链烯酮碳同位素重建的大气 ＣＯ２浓度（Ｐａｇａｎｉｅｔａｌ．，２００５）；４—基于硼／钙比值重建的大气 ＣＯ２浓度（Ｔｒｉｐａｔｉｅｔａｌ．，２００９） １—Ｍａｒｉｎｅδ１１ＢｂａｓｅｄａｔｍｏｓｐｈｅｒｉｃＣＯ２ｒｅｃｏｎｓｔｒｕｃｔｉｏｎ（Ｐｅａｒｓｏｎａｎｄ Ｐａｌｍｅｒ， ２０００； Ｐｅａｒｓｏｎ ｅｔ ａｌ．， ２００９）； ２—ｓｔｏｍａｔａｌｂａｓｅｄ ａｔｍｏｓｐｈｅｒｉｃＣＯ２ ｒｅｃｏｎｓｔｒｕｃｔｉｏｎ （Ｒｅｔａｌｌａｃｋ，２００２）；３—ｍａｒｉｎｅ ａｌｋｅｎｏｎｅｂａｓｅｄａｔｍｏｓｐｈｅｒｉｃＣＯ２ ｒｅｃｏｎｓｔｒｕｃｔｉｏｎ （Ｐａｇａｎｉｅｔａｌ．， ２００５）；４—Ｂ／ＣａｂａｓｅｄａｔｍｏｓｐｈｅｒｉｃＣＯ２ ｒｅｃｏｎｓｔｒｕｃｔｉｏｎ（Ｔｒｉｐａｔｉｅｔ ａｌ．，２００９） 图 ４综合了近年来依据上述不同指标重建的新 生代大气 ＣＯ２浓度结果（ＰｅａｒｓｏｎａｎｄＰａｌｍｅｒ，２０００； Ｒｅｔａｌｌａｃｋ，２００２；Ｐａｇａｎｉｅｔａｌ．，２００５；Ｔｒｉｐａｔｉｅｔａｌ．， ２００９）。从中可以看出，虽然多数结果显示大气 ＣＯ２ 浓度在无冰盖的古新世—早始新世时期较高，而中 新世以来较低（图 ４），但目前利用不同指标重建的 大气 ＣＯ２浓度仍存在相当大的不确定性（Ｒｕｄｄｉｍａｎ， ２０１０）。最近，Ｐｅａｒｓｏｎ等（２００９）基于浮游有孔虫壳 体的硼同位素比值对 Ｅ—Ｏ转变过程中大气 ＣＯ２浓 度的详细变化特征进行了较高分辨率的重建（图 ４），其结果指示 ＣＯ２浓度在 Ｅ—Ｏ界线附近降低到 约 ７６０×１０－６ ，达到了模拟研究所认为的产生南极 冰盖的 ＣＯ２阈值（７００～８４０×１０－６ ）（ＤｅＣｏｎｔｏａｎｄ Ｐｏｌｌａｒｄ，２００３；ＤｅＣｏｎｔｏｅｔａｌ．，２００８），但值得注意的 是，随后 ＣＯ２浓度又回升到约 １１００×１０－６ 。显然，对 Ｅ—Ｏ转变时期 ＣＯ２浓度的重建仍然需要更多高分 辨率的研究。 １．４ 碳酸盐补偿深度和碳同位素的变化 海洋中碳酸盐的沉积与溶解达到平衡的深度称 为碳酸盐补偿深度（ＣａｌｃｉｔｅＣｏｍｐｅｎｓａｔｉｏｎＤｅｐｔｈ，简 称 ＣＣＤ）。海洋中碳酸盐的沉积区均位于这一深度 之上。ＣＣＤ与海水酸碱度及与之联系的大气 ＣＯ２浓 度相关，因此也与全球碳循环和气候变化相关（Ｒｅａ ａｎｄＬｙｌｅ，２００５）。Ｅ—Ｏ气候转变时期是新生代全 球海洋 ＣＣＤ变化最显著的时期之一，各大洋 ＣＣＤ 均发生了明显变深，其中，赤道太平洋变深达 １ｋｍ 以上（图 ５ａ）（ｖａｎＡｎｄｅｌ，１９７５；Ｃｏｘａｌｌｅｔａｌ．，２００５； ＲｅａａｎｄＬｙｌｅ，２００５；Ｔｒｉｐａｔｉｅｔａｌ．，２００５），大西洋和 印度洋变深也达 ０５ｋｍ以上（ｖａｎＡｎｄｅｌ，１９７５； ＰｅｔｅｒｓｏｎａｎｄＢａｃｋｍａｎ，１９９０）。据估算，Ｅ—Ｏ气候 转变时期 ＣＣＤ的变深使海底碳酸盐沉积区的面积 增加了 １倍之多（ＲｅａａｎｄＬｙｌｅ，２００５）。同时，Ｅ—Ｏ 转变时期也伴随着明显的海洋碳同位素变化，全球 多个钻孔（位置见图 ３ｂ）的记录显示（图 ５ｂ），深海 碳同位素在这一时期发生了约 １‰的正偏（Ｚａｃｈｏｓ ｅｔａｌ．，１９９６；刘志飞等，２００４；Ｃｏｘａｌｌｅｔａｌ．，２００５； 拓守廷等，２００６；Ｐｅａｒｓｏｎｅｔａｌ．，２００８；Ｐｕｓｚｅｔａｌ．， ２０１１）。 Ｃｏｘａｌｌ等（２００５）对赤道太平洋 ＯＤＰ１２１８孔的 碳酸盐含量及底栖有孔虫的碳、氧同位素进行了详 细研究，结果显示，Ｅ—Ｏ气候转变过程中 ＣＣＤ的变 化与碳、氧同位素的阶段性增加的特征一致（图 ５ｃ），指示该时期的 ＣＣＤ变化、全球变冷及南极冰盖 的扩张与所伴随的碳循环过程密切相关。但不同于 氧同位素和 ＣＣＤ的是，碳同位素在 Ｅ—Ｏ转变之后 的约 １Ｍａ又缓慢降低到之前的水平（图 ５ｂ、ｃ）。 Ｍｅｒｉｃｏ等（２００８）利用全球海洋生物地球化学箱式 ９６ 地 质 论 评 ２０１２年

肖国桥等:始新世一渐新世气候转变研究进展 模型( box model),检验了E-0转变前后的碳、氧同2009)。 位素和cCD变化的四种假说(有机碳埋藏速率增1.5生物演替 加;硅酸盐风化加强;硅质浮游生物消耗率增加;全 早在20世纪初,古生物学家就发现欧洲地区的 球CaCO3沉积由陆架向深海转变),模拟结果支持第哺乳动物群面貌在E—O之交发生了明显改变,以 四种假说——冰盖扩张(表现为底栖有孔虫氧同位奇蹄动物占主导的始新世动物群被亚洲地区起源的 素的正偏)引起全球海平面的大幅下降可导致陆架啮齿动物所取代,这一事件被称为“大间断”( Grand 地区碳酸盐沉积减少,引起海洋碱度增加并导致 Coupure)( Stehlin,1909)。Meng和 MeKenna CCD变深;另一方面,全球海平面的下降也会导致(1998)在蒙古地区也发现了类似的哺乳动物群演 陆架上碳同位素偏正的碳酸盐大范围岀露遭受风替,并称之为“蒙古重建”。不仅哺乳动物,陆生植 化,这将在一段时期内导致海洋碳同位素的变重。物和软体动物、底栖和浮游有孔虫、海洋软体动物、 需要指出的是,这种假说建立在E—0变冷导致海硅藻、介形虫等均在这一时期发生了明显演替 平面下降(产生冰盖)的基础上,问题在于,新生代( Ridgway et al.,1995; Hansen et al.,2004 发生过多次类似规模的海平面下降,但并未引起如 Retallack et al.,2004; Coxall and Pearson,2007 此显著的全球CCD变深( Miller et al.,2009);另 Pearson et al.,2008),因此,E-0之交被认为是新 显,但却伴随着显著的CCD变化( Miller et al., Sepkoski,1986; Coxall and Pearson,207 , p and 外,在E一O转变的第一阶段,海平面下降并不明生代以来最显著的生物演替时期( Raup and 平洋碳梭盐补偿深度(km)深海碳同位素(‰) 1218孔碳同位素(‰) 3.544.55 00.511.522.5 0.40.81.21.62 +×令A (b) CTTTTTT 020406080100 0.8121.622.4 1218孔碳酸盐含量(%) 1218孔氧同位素(‰) 图5始新世一渐新世转变时期的CCD及碳、氧同位素变化 Fig. 5 The changes of CCD, marine 80 and 8C across the Eocene-Oligocene climate transition (a)-50Ma以来赤道太平洋的CCD变化(据 Tripati et al.,2005);(b)一E-O转变时期全球不同纬度区的深海碳同位素变化;(c)一 ODP1218孔的CCD及碳、氧同位素对比(据 Coxall et al.,2005);1-ODP1090孔8c( Pus et al.,2011);2-ODP1265孔81c(刘志飞等, 2004: Pusz et al., 2011): 3--ODP1218 RL 8 C( Coxall et al., 2005): 4-DSDP522 FL 8 C(Zachos et al., 1996): 5--0DP744 L C(Zachos etal.,1996);6-TDP12,17孔8c( Pearson et al.,2008);7-深海8C的21点滑动平均值 (a)-The CCD history of Pacific Ocean during the past 50 Ma (Tripati et al., 2005):(b)-marine 8C records from different latitudes across the Eocene-Oligocene climate transition;(c)-a comparison of CCD, marine 80 and 8C records from ODP 1218( Coxall et al., 2005): 1-the 8 C of ODP1090( Pusz et al., 2011): 2-the C of ODPl265(Liu et al., 2004 Pusz et al., 2011): 3-the C of ODP1218(Coxall et al.,2005):4-the&C of DSDP522(Zachos et al., 1996): 5-the 8 C of ODP744( Zachos et al., 1996): 6-the 8C of TDPl2 and 17 et al., 2008): 7-a 21-point running mean of the marine 8C

模型（ｂｏｘｍｏｄｅｌ），检验了 Ｅ—Ｏ转变前后的碳、氧同 位素和 ＣＣＤ变化的四种假说（有机碳埋藏速率增 加；硅酸盐风化加强；硅质浮游生物消耗率增加；全 球 ＣａＣＯ３沉积由陆架向深海转变），模拟结果支持第 四种假说———冰盖扩张（表现为底栖有孔虫氧同位 素的正偏）引起全球海平面的大幅下降可导致陆架 地区碳酸盐沉积减少，引起海洋碱度增加并导致 ＣＣＤ变深；另一方面，全球海平面的下降也会导致 图 ５始新世—渐新世转变时期的 ＣＣＤ及碳、氧同位素变化 Ｆｉｇ．５ＴｈｅｃｈａｎｇｅｓｏｆＣＣＤ，ｍａｒｉｎｅδ １８ Ｏａｎｄδ １３ ＣａｃｒｏｓｓｔｈｅＥｏｃｅｎｅ—Ｏｌｉｇｏｃｅｎｅｃｌｉｍａｔｅｔｒａｎｓｉｔｉｏｎ （ａ）—５０Ｍａ以来赤道太平洋的 ＣＣＤ变化（据 Ｔｒｉｐａｔｉｅｔａｌ．，２００５）；（ｂ）—Ｅ—Ｏ转变时期全球不同纬度区的深海碳同位素变化；（ｃ）— ＯＤＰ１２１８孔的 ＣＣＤ及碳、氧同位素对比（据 Ｃｏｘａｌｌｅｔａｌ．，２００５）；１—ＯＤＰ１０９０孔 δ１３Ｃ（Ｐｕｓｚｅｔａｌ．，２０１１）；２—ＯＤＰ１２６５孔 δ１３Ｃ（刘志飞等， ２００４；Ｐｕｓｚｅｔａｌ．，２０１１）；３—ＯＤＰ１２１８孔 δ１３Ｃ（Ｃｏｘａｌｌｅｔａｌ．，２００５）；４—ＤＳＤＰ５２２孔 δ１３Ｃ（Ｚａｃｈｏｓｅｔａｌ．，１９９６）；５—ＯＤＰ７４４孔 δ１３Ｃ（Ｚａｃｈｏｓ ｅｔａｌ．，１９９６）；６—ＴＤＰ１２、１７孔 δ１３Ｃ（Ｐｅａｒｓｏｎｅｔａｌ．，２００８）；７—深海 δ１３Ｃ的 ２１点滑动平均值 （ａ）—ＴｈｅＣＣＤｈｉｓｔｏｒｙｏｆＰａｃｉｆｉｃＯｃｅａｎｄｕｒｉｎｇｔｈｅｐａｓｔ５０Ｍａ（Ｔｒｉｐａｔｉｅｔａｌ．，２００５）；（ｂ）—ｍａｒｉｎｅδ１３Ｃｒｅｃｏｒｄｓｆｒｏｍｄｉｆｆｅｒｅｎｔｌａｔｉｔｕｄｅｓａｃｒｏｓｓｔｈｅ Ｅｏｃｅｎｅ—Ｏｌｉｇｏｃｅｎｅｃｌｉｍａｔｅｔｒａｎｓｉｔｉｏｎ；（ｃ）—ａｃｏｍｐａｒｉｓｏｎｏｆＣＣＤ，ｍａｒｉｎｅδ１８Ｏａｎｄδ１３ＣｒｅｃｏｒｄｓｆｒｏｍＯＤＰ１２１８（Ｃｏｘａｌｌｅｔａｌ．，２００５）；１—ｔｈｅ δ１３ＣｏｆＯＤＰ１０９０（Ｐｕｓｚｅｔａｌ．，２０１１）；２—ｔｈｅδ１３ＣｏｆＯＤＰ１２６５（Ｌｉｕｅｔａｌ．，２００４；Ｐｕｓｚｅｔａｌ．，２０１１）；３—ｔｈｅδ１３ＣｏｆＯＤＰ１２１８（Ｃｏｘａｌｌｅｔ ａｌ．，２００５）；４—ｔｈｅδ１３ＣｏｆＤＳＤＰ５２２（Ｚａｃｈｏｓｅｔａｌ．，１９９６）；５—ｔｈｅδ１３ＣｏｆＯＤＰ７４４（Ｚａｃｈｏｓｅｔａｌ．，１９９６）；６—ｔｈｅδ１３ＣｏｆＴＤＰ１２ａｎｄ１７ （Ｐｅａｒｓｏｎｅｔａｌ．，２００８）；７—ａ２１ｐｏｉｎｔｒｕｎｎｉｎｇｍｅａｎｏｆｔｈｅｍａｒｉｎｅδ１３Ｃ 陆架上碳同位素偏正的碳酸盐大范围出露遭受风 化，这将在一段时期内导致海洋碳同位素的变重。 需要指出的是，这种假说建立在 Ｅ—Ｏ变冷导致海 平面下降（产生冰盖）的基础上，问题在于，新生代 发生过多次类似规模的海平面下降，但并未引起如 此显著的全球 ＣＣＤ变深（Ｍｉｌｌｅｒｅｔａｌ．，２００９）；另 外，在 Ｅ—Ｏ转变的第一阶段，海平面下降并不明 显，但却伴随着显著的 ＣＣＤ变化 （Ｍｉｌｌｅｒｅｔａｌ．， ２００９）。 １．５ 生物演替 早在 ２０世纪初，古生物学家就发现欧洲地区的 哺乳动物群面貌在 Ｅ—Ｏ之交发生了明显改变，以 奇蹄动物占主导的始新世动物群被亚洲地区起源的 啮齿动物所取代，这一事件被称为“大间断”（Ｇｒａｎｄ Ｃｏｕｐｕｒｅ）（Ｓｔｅｈｌｉｎ， １９０９）。 Ｍｅｎｇ 和 ＭｃＫｅｎｎａ （１９９８）在蒙古地区也发现了类似的哺乳动物群演 替，并称之为“蒙古重建”。不仅哺乳动物，陆生植 物和软体动物、底栖和浮游有孔虫、海洋软体动物、 硅藻、介形虫等均在这一时期发生了明显演替 （Ｒｉｄｇｗａｙ ｅｔａｌ．， １９９５； Ｈａｎｓｅｎ ｅｔａｌ．， ２００４； Ｒｅｔａｌｌａｃｋｅｔａｌ．，２００４；ＣｏｘａｌｌａｎｄＰｅａｒｓｏｎ，２００７； Ｐｅａｒｓｏｎｅｔａｌ．，２００８），因此，Ｅ—Ｏ之交被认为是新 生代 以 来 最 显 著 的 生 物 演 替 时 期 （Ｒａｕｐ ａｎｄ Ｓｅｐｋｏｓｋｉ，１９８６；ＣｏｘａｌｌａｎｄＰｅａｒｓｏｎ，２００７）。 第 １期 肖国桥等：始新世—渐新世气候转变研究进展 ９７

2012年 早年的一些研究将这一时期的生物灭绝与晚始段转变的特征得到了最近对南极大陆冰盖发育过程 新世时期的一系列天体撞击事件相联系和大陆风化研究的极好印证。 Scher等(2011)根据 ( Ganapathy,1982; Hut et al.,1987),但随后精确南大洋738孔底栖有孔虫氧同位素、鱼牙钕同位素 的年代学研究表明这些天体撞击事件的发生时间比(反映南极大陆风化)以及冰筏沉积记录将南极地 E—0之交的生物演替早1.5~2Ma( Bottomley et区的风化和冰盖发育划分为四步(图6):第一步表 al.,l997; Farley et al.,1998),而且,在表现方式现为风化逐渐增强,出现小规模的冰川活动,对应 上,这一时期的生物演替与白垩纪末天体撞击所导E一0转变的第一阶段(降温);第二步表现为相对 致的生物演替明显不同( Hansen et al.,2004)。近稳定的风化和冰川活动,对应氧同位素的相对稳定 年来,越来越多的证据显示这一时期的生物演替与期;第三步为大规模冰盖扩张期出现大量冰筏沉 环境突变相关。例如,Meng和MKem(1998)发积;第四步大冰盖形成并覆盖整个南极大陆,风化区 现,在蒙古重建中,哺乳动物群的个体变小,齿冠变面积减小,冰筏沉积变少第三、四步对应E-0转 高,齿结构也变得相对复杂,体现了动物群对E-0变的第二阶段;随后出现Oi1冰期事件 气候变冷导致的区域植被变化进行的适应 对于E-0转变的陆相记录,虽在欧洲( Gale et Jaramillo等(200对早新生代热带植被多样性的研a.,200; Costa et al.,2011北美( Swisher ill and 究发现65~20Ma期间植被多样性的变化与温度 Prothero,1990; Retallack et al.,2004;)、亚洲的蒙 变化有很好的相关性,而E—0之交植被多样性的古( Kraatz and geisler,2010)等地均有报道,但由于 明显降低体现出降温对植被演化的影响。 受地层缺失、年代学硏究不确定等因素影响,具可靠 年代的、高分辨率的研究仍十分缺乏。值得注意的 始新世一渐新世气候转变过程的是,新近报道的西宁盆地高分辨率的沉积记录为探 高分辨率海、陆记录及其对比 讨E-0转变在陆相记录中的详细特征及其与深海 近年来,一系列高分辨率的海相记录揭示出记录的对比提供了宝贵材料( Dupont-Nivet et al E-0气候转变过程的许多细节,这些记录包括赤 2007; Xiao et al.,2010)。 道太平洋ODP1218孔( Coxall et al.,2005; Coxall Dupont- Nivet等(2007)对西宁盆地谢家剖面和 nd wilson,2011)、南大洋ODP738孔( Scher et al 水湾剖面的研究发现,西宁盆地晚始新世时期的红 色泥岩一石膏互层沉积在34Ma前后转变为以红色 2011)、南印度洋ODP74孔( Zachos et a.,1996) 泥岩为主的沉积,指示该时期的全球气候变冷导致 南大西洋DSDP522孔( Zachos et al.,1996) 了区域气候的显著干旱。而对该盆地塔山剖面的进 ODP1090和1265孔(刘志飞,2004; Pus et al 2011)、坦桑尼亚TDP2和17孔( Lear et al.,2008 步研究( Xiao et al.,2010)发现,西宁盆地干旱化 过程可分为两步(图6):第一步表现为厚层石膏的 Pearson et al,208)以及墨西哥湾北部阿间拉巴马地显著变薄(对应石膏层C,),第二步表现为红色泥 区的海相地层剖面( Katz et al.,2008; Miller et al.,岩一石膏旋回的结束(对应石膏层G)。依据旋回 2008)等。 地层所建立的年代标尺,西宁盆地的干旱化过程可 深海有孔虫氧同位素及Mg(Ca温标的详细研与深海记录所揭示的E-0转变的第一阶段对应 究( Zachos et al.,199;刘志飞,2004; Coxall et(图6),可能表明西宁盆地的干旱化主要与全球降 al.,2005; Katz et al.,2008; Lear et al.,2008;温相关( Xiao et al!.,2010)。已有的研究表明,全球 Pearson et al.. 2008: Coxall and Wilson. 2011 降温,特别是热带海洋的降温可导致海洋向陆地的 Scher et al.,2011)表明,E0气候转变过程持续水汽输送大为减少,从而引起区域气候干旱化 了40~50万年,表现为氧同位素的两阶段升高,中(Gase,2000。因此,在海平面还未大幅降低的 间存在约8万年的相对稳定期(图6)。在第一阶E-0转变初期,大陆的干旱化可能主要是由于热 段,氧同位素变重约0.4%6-0.8%,这主要是由于带海洋降温引起水汽供给减少所致,当然,这一点还 温度降低引起,可能只伴随有15~20m海平面降低需要今后更多研究来验证。 ( Katz et al., 2008; Lear et al., 2008; Houben et al.,2011);第二阶段存在约0.5%的氧同位素变 3始新世一渐新世气候转变 重,温度基本无变化(图6),主要是由于冰盖扩张引 的驱动机制 起( Katz et al.,2008; Lear et al.,2008)。这种两阶 E—0气候转变的驱动机制一直是古气候研究

早年的一些研究将这一时期的生物灭绝与晚始 新 世 时 期 的 一 系 列 天 体 撞 击 事 件 相 联 系 （Ｇａｎａｐａｔｈｙ，１９８２；Ｈｕｔｅｔａｌ．，１９８７），但随后精确 的年代学研究表明这些天体撞击事件的发生时间比 Ｅ—Ｏ之交的生物演替早 １５～２Ｍａ（Ｂｏｔｔｏｍｌｅｙｅｔ ａｌ．，１９９７；Ｆａｒｌｅｙｅｔａｌ．，１９９８），而且，在表现方式 上，这一时期的生物演替与白垩纪末天体撞击所导 致的生物演替明显不同（Ｈａｎｓｅｎｅｔａｌ．，２００４）。近 年来，越来越多的证据显示这一时期的生物演替与 环境突变相关。例如，Ｍｅｎｇ和 ＭｃＫｅｎｎａ（１９９８）发 现，在蒙古重建中，哺乳动物群的个体变小，齿冠变 高，齿结构也变得相对复杂，体现了动物群对 Ｅ—Ｏ 气候 变 冷 导 致 的 区 域 植 被 变 化 进 行 的 适 应； Ｊａｒａｍｉｌｌｏ等（２００６）对早新生代热带植被多样性的研 究发现，６５～２０Ｍａ期间植被多样性的变化与温度 变化有很好的相关性，而 Ｅ—Ｏ之交植被多样性的 明显降低体现出降温对植被演化的影响。 ２ 始新世—渐新世气候转变过程的 高分辨率海、陆记录及其对比 近年来，一系列高分辨率的海相记录揭示出 Ｅ—Ｏ气候转变过程的许多细节，这些记录包括赤 道太平洋 ＯＤＰ１２１８孔（Ｃｏｘａｌｌｅｔａｌ．，２００５；Ｃｏｘａｌｌ ａｎｄＷｉｌｓｏｎ，２０１１）、南大洋 ＯＤＰ７３８孔（Ｓｃｈｅｒｅｔａｌ．， ２０１１）、南印度洋 ＯＤＰ７４４孔（Ｚａｃｈｏｓｅｔａｌ．，１９９６）、 南大 西 洋 ＤＳＤＰ５２２孔 （Ｚａｃｈｏｓｅｔａｌ．，１９９６）、 ＯＤＰ１０９０和 １２６５孔 （刘志飞，２００４；Ｐｕｓｚｅｔａｌ．， ２０１１）、坦桑尼亚 ＴＤＰ１２和 １７孔（Ｌｅａｒｅｔａｌ．，２００８； Ｐｅａｒｓｏｎｅｔａｌ．，２００８）以及墨西哥湾北部阿拉巴马地 区的海相地层剖面（Ｋａｔｚｅｔａｌ．，２００８；Ｍｉｌｌｅｒｅｔａｌ．， ２００８）等。 深海有孔虫氧同位素及 Ｍｇ／Ｃａ温标的详细研 究（Ｚａｃｈｏｓｅｔａｌ．，１９９６；刘志飞，２００４；Ｃｏｘａｌｌｅｔ ａｌ．，２００５；Ｋａｔｚｅｔａｌ．，２００８；Ｌｅａｒｅｔａｌ．，２００８； Ｐｅａｒｓｏｎｅｔａｌ．，２００８；Ｃｏｘａｌｌａｎｄ Ｗｉｌｓｏｎ，２０１１； Ｓｃｈｅｒｅｔａｌ．，２０１１）表明，Ｅ—Ｏ气候转变过程持续 了 ４０～５０万年，表现为氧同位素的两阶段升高，中 间存在约 ８万年的相对稳定期（图 ６）。在第一阶 段，氧同位素变重约 ０４‰ ～０８‰，这主要是由于 温度降低引起，可能只伴随有 １５～２０ｍ海平面降低 （Ｋａｔｚｅｔａｌ．，２００８；Ｌｅａｒｅｔａｌ．，２００８；Ｈｏｕｂｅｎｅｔ ａｌ．，２０１１）；第二阶段存在约 ０５‰的氧同位素变 重，温度基本无变化（图 ６），主要是由于冰盖扩张引 起（Ｋａｔｚｅｔａｌ．，２００８；Ｌｅａｒｅｔａｌ．，２００８）。这种两阶 段转变的特征得到了最近对南极大陆冰盖发育过程 和大陆风化研究的极好印证。Ｓｃｈｅｒ等（２０１１）根据 南大洋 ７３８孔底栖有孔虫氧同位素、鱼牙钕同位素 （反映南极大陆风化）以及冰筏沉积记录将南极地 区的风化和冰盖发育划分为四步（图 ６）：第一步表 现为风化逐渐增强，出现小规模的冰川活动，对应 Ｅ—Ｏ转变的第一阶段（降温）；第二步表现为相对 稳定的风化和冰川活动，对应氧同位素的相对稳定 期；第三步为大规模冰盖扩张期，出现大量冰筏沉 积；第四步大冰盖形成并覆盖整个南极大陆，风化区 面积减小，冰筏沉积变少，第三、四步对应 Ｅ—Ｏ转 变的第二阶段；随后出现 Ｏｉ１冰期事件。 对于 Ｅ—Ｏ转变的陆相记录，虽在欧洲（Ｇａｌｅｅｔ ａｌ．，２００７；Ｃｏｓｔａｅｔａｌ．，２０１１）、北美（ＳｗｉｓｈｅｒＩＩＩａｎｄ Ｐｒｏｔｈｅｒｏ，１９９０；Ｒｅｔａｌｌａｃｋｅｔａｌ．，２００４；）、亚洲的蒙 古（ＫｒａａｔｚａｎｄＧｅｉｓｌｅｒ，２０１０）等地均有报道，但由于 受地层缺失、年代学研究不确定等因素影响，具可靠 年代的、高分辨率的研究仍十分缺乏。值得注意的 是，新近报道的西宁盆地高分辨率的沉积记录为探 讨 Ｅ—Ｏ转变在陆相记录中的详细特征及其与深海 记录的对比提供了宝贵材料（ＤｕｐｏｎｔＮｉｖｅｔｅｔａｌ．， ２００７；Ｘｉａｏｅｔａｌ．，２０１０）。 ＤｕｐｏｎｔＮｉｖｅｔ等（２００７）对西宁盆地谢家剖面和 水湾剖面的研究发现，西宁盆地晚始新世时期的红 色泥岩—石膏互层沉积在 ３４Ｍａ前后转变为以红色 泥岩为主的沉积，指示该时期的全球气候变冷导致 了区域气候的显著干旱。而对该盆地塔山剖面的进 一步研究（Ｘｉａｏｅｔａｌ．，２０１０）发现，西宁盆地干旱化 过程可分为两步（图 ６）：第一步表现为厚层石膏的 显著变薄（对应石膏层 Ｇ７），第二步表现为红色泥 岩—石膏旋回的结束（对应石膏层 Ｇ４）。依据旋回 地层所建立的年代标尺，西宁盆地的干旱化过程可 与深海记录所揭示的 Ｅ—Ｏ转变的第一阶段对应 （图 ６），可能表明西宁盆地的干旱化主要与全球降 温相关（Ｘｉａｏｅｔａｌ．，２０１０）。已有的研究表明，全球 降温，特别是热带海洋的降温可导致海洋向陆地的 水汽输送大为减少，从而引起区域气候干旱化 （Ｇａｓｓｅ，２０００）。因此，在海平面还未大幅降低的 Ｅ—Ｏ转变初期，大陆的干旱化可能主要是由于热 带海洋降温引起水汽供给减少所致，当然，这一点还 需要今后更多研究来验证。 ３ 始新世—渐新世气候转变 的驱动机制 Ｅ—Ｏ气候转变的驱动机制一直是古气候研究 ９８ 地 质 论 评 ２０１２年

第1期 肖国桥等:始新世一渐新世气候转变研究进展 磁化率(S1×103) 中值粒径(pm) TDP12+17孔MgCa温度(℃) 01020 07142128 3231302928 33.5 第二步 冰盖护张 E/O界限 第步 温度降低 害会 345Gm N石膺层gpm红色泥岩层 red mudstor -404812 红度(a°) ODP12188(‰VPDB) ODP738 ENd(I) 图6始新世一渐新世气候转变过程的高分辨率海一陆地质记录及其对比 Fig.6a correlation of high-resolution records of eocene-oligocene climate transition between marine and terrestrial realms (a)一西宁盆地塔山剖面记录的E—O气候转变过程(据 Xiao et al.,2010);(b)一海洋记录显示的E—0气候转变的两阶段变化特征 (ODPl218孔氧同位素据 Coxall et al.,2005;TDP2和17孔Ma/Ca温度据 Lear et al.,2008;oDP38孔钕同位素据 Scher et al.,2011) (a)-High-resolution record of Eocene-Oligocene climate transition from Tashan section in the Xining Basin( Xiao et al., 2010);(b)-a two- age characteristic of Eocene-Oligocene transition revealed by marine 880( Coxall et al., 2005 ), sea surface temperature( Lear et al., 2008) and Nd isotope( Scher et al., 2011) 的焦点,自20世纪70年代以来,不同研究者相继提成环南极流,阻隔了赤道地区向南极的热传输而导 出了多种假说。这些假说将洋流变化、CO2浓度降致南极地区变冷。这一假说得到了早期一些气候模 低和全球碳循环变化、火山活动、天体撞击、地球轨拟工作的支持,模拟发现,在现代海陆分布条件下, 道参数变化等因素与E—0转变的触发机制相联系德雷克海道开启的确可导致南极地区强烈变冷 ( Toggweiler and Bjornsson,2000)。但最近的一些研 20世纪70年代中期, Kennett等( Kennett and究进展对这一假说提出了挑战:首先,地质记录显示 hackleton,1976; Kennett,1977)提出了著名的“热塔斯马尼亚和德雷克海道开启的时间与E-0转变 隔离”假说,该假说认为由于始新世末澳大利亚与发生的时间并不一致( Barker,2001; Livermore et 南极大陆之间的塔斯马尼亚和德雷克海道开启,形al.,2005; Scher and Martin,2006; Lyle et al

图 ６始新世—渐新世气候转变过程的高分辨率海—陆地质记录及其对比 Ｆｉｇ．６ＡｃｏｒｒｅｌａｔｉｏｎｏｆｈｉｇｈｒｅｓｏｌｕｔｉｏｎｒｅｃｏｒｄｓｏｆＥｏｃｅｎｅ—Ｏｌｉｇｏｃｅｎｅｃｌｉｍａｔｅｔｒａｎｓｉｔｉｏｎｂｅｔｗｅｅｎｍａｒｉｎｅａｎｄｔｅｒｒｅｓｔｒｉａｌｒｅａｌｍｓ （ａ）—西宁盆地塔山剖面记录的 Ｅ—Ｏ气候转变过程（据 Ｘｉａｏｅｔａｌ．，２０１０）；（ｂ）—海洋记录显示的 Ｅ—Ｏ气候转变的两阶段变化特征 （ＯＤＰ１２１８孔氧同位素据 Ｃｏｘａｌｌｅｔａｌ．，２００５；ＴＤＰ１２和 １７孔 Ｍａ／Ｃａ温度据 Ｌｅａｒｅｔａｌ．，２００８；ＯＤＰ７３８孔钕同位素据 Ｓｃｈｅｒｅｔａｌ．，２０１１） （ａ）—ＨｉｇｈｒｅｓｏｌｕｔｉｏｎｒｅｃｏｒｄｏｆＥｏｃｅｎｅ—ＯｌｉｇｏｃｅｎｅｃｌｉｍａｔｅｔｒａｎｓｉｔｉｏｎｆｒｏｍＴａｓｈａｎｓｅｃｔｉｏｎｉｎｔｈｅＸｉｎｉｎｇＢａｓｉｎ（Ｘｉａｏｅｔａｌ．，２０１０）；（ｂ）—ａｔｗｏ ｓｔａｇｅｃｈａｒａｃｔｅｒｉｓｔｉｃｏｆＥｏｃｅｎｅ—Ｏｌｉｇｏｃｅｎｅｔｒａｎｓｉｔｉｏｎｒｅｖｅａｌｅｄｂｙｍａｒｉｎｅδ１８Ｏ（Ｃｏｘａｌｌｅｔａｌ．，２００５），ｓｅａｓｕｒｆａｃｅｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ（Ｌｅａｒｅｔａｌ．，２００８）， ａｎｄＮｄｉｓｏｔｏｐｅ（Ｓｃｈｅｒｅｔａｌ．，２０１１） 的焦点，自 ２０世纪 ７０年代以来，不同研究者相继提 出了多种假说。这些假说将洋流变化、ＣＯ２浓度降 低和全球碳循环变化、火山活动、天体撞击、地球轨 道参数变化等因素与 Ｅ—Ｏ转变的触发机制相联系 （图 ７）。 ２０世纪 ７０年代中期，Ｋｅｎｎｅｔｔ等（Ｋｅｎｎｅｔｔａｎｄ Ｓｈａｃｋｌｅｔｏｎ，１９７６；Ｋｅｎｎｅｔｔ，１９７７）提出了著名的“热 隔离”假说，该假说认为由于始新世末澳大利亚与 南极大陆之间的塔斯马尼亚和德雷克海道开启，形 成环南极流，阻隔了赤道地区向南极的热传输而导 致南极地区变冷。这一假说得到了早期一些气候模 拟工作的支持，模拟发现，在现代海陆分布条件下， 德雷克海道开启的确可导致南极地区强烈变冷 （ＴｏｇｇｗｅｉｌｅｒａｎｄＢｊｏｒｎｓｓｏｎ，２０００）。但最近的一些研 究进展对这一假说提出了挑战：首先，地质记录显示 塔斯马尼亚和德雷克海道开启的时间与 Ｅ—Ｏ转变 发生的时间并不一致（Ｂａｒｋｅｒ，２００１；Ｌｉｖｅｒｍｏｒｅｅｔ ａｌ．，２００５；ＳｃｈｅｒａｎｄＭａｒｔｉｎ，２００６；Ｌｙｌｅｅｔａｌ．， 第 １期 肖国桥等：始新世—渐新世气候转变研究进展 ９９

2012年 2007);其次,很难用环南极流形成导致的南极区域示踪, Scher和 Martin(2006)认为环南极流形成于始 降温去解释E—0转变中的全球降温现象(Ii 新世中期,并提出环南极流的形成可导致大洋生产 al.,2009),特别是北半球的降温;第三,模拟研究力的增加并通过“生物泵”作用降低大气CO2浓度 发现,由海洋热传递变化导致的全球降温远小于大引起晚始新世全球气候逐渐变冷并最终导致E-O 气CO2浓度降低导致的全球降温( Huber et al.,转变。最近的模拟研究将E-0气候变冷与北大西 2004; Huber and Nof,2006; Zhang et al.,2010),早洋深层流(NADW)的出现相联系( Tigchelaar et al. 期基于现代海陆分布模拟德雷克海道扩张的变冷效2011; Zhang et al.,2011),认为热带海道关闭或收 应,其作用明显被高估了( Zhang et al.,2010)。 缩可导致类似于现代NADW主控的温盐环流出现, DeConto等( DeConto and pollard,2003;这种海洋环流的剧烈变化可引起南极东部的强烈变 De Conto et al.,2008)通过模拟硏究发现,无论德雷冷,并可能通过改变海洋碳循环而引起大气CO2浓 克海道开启与否,只要大气CO2浓度降低至约750度的降低( Zhang et al.,2011) 10-就能形成南极冰盖,因此提出大气CO2浓度 最近, Jicha等(2009)通过集成环太平洋四个岛 的降低是导致E-0气候转变的最主要因素。这一弧的火山活动年代数据发现,火山活动的频次与新 模拟结果获得了新生代大气CO2浓度重建结果的支生代气候变化趋势有很好的可对比性,因此提出火 持(图4)。然而, DeConto等人却没有回答大气CO2山喷发可能为海洋生物的生长提供了大量营养物 浓度在E一0界线附近为何降低这一关键科学问质,大洋生产力的增加可造成大气CO2浓度降低并 题 导致E-0转变。 隆升说是较早提出来解释CO2浓度降低和新生 需要指出的是,虽然大气CO2浓度降低被认为 代气候变冷的假说。这一假说认为高原隆升可以加是导致E0转变的主要因素,但另外一些因素,如 速大陆的风化过程,消耗大气CO2( Raymo and天体撞击、地球轨道参数的配置等也被认为对E-0 Ruddiman,1992)。一些研究进一步将大陆风化与转变有促进作用(图7)。有的学者( Bonhof et al., 海洋碳循环相联系来解释E—O气候转变。 Zachos2000; Fawcett and boslough,200)认为,晩始新世 和Kump(205)通过模拟研究认为,喜马拉雅一青时期的天体撞击事件( Bottomley et al.,1997; Farley 藏高原隆升可加速硅酸岩风化而吸收大气CO2引起etal.,1998)虽早于E-0转变1.5~2Ma,但撞击 气候变冷,气候变冷可加强大洋和大气环流继而引产生的尘埃可长期悬浮在大气层阻挡太阳辐射引起 起海洋生产力和有机碳埋藏增加,由此进一步降低气候变冷,并通过增加冰雪覆盖面积的正反馈作用 CO2浓度并最终导致E-O气候转变。 导致E-0气候转变。Coxl等(2005)发现,E-0 另一种假说把洋流变化与海洋碳循环联系起来气候转变对应于岁差和斜率的低幅变化期,这种轨 解释E-0气候转变。基于钕同位素对洋流变化的 道参数配置可导致冬、夏季节 反差减小、抑制夏季的冰雪消 山活动构造降升环南极测天文动NADW环流出现融并有利于冬季冰盖的积累 因此提出地球轨道参数的配置 2降 也是促进E-0气候变冷的重 要因素,这种观点得到了气候 模拟研究结果的支持( Deconto 大陆干旱 个球降温 nd pollard. 2003: Palik al.,2006)。 生物演替唾 海平面下降 南极冰盖扩张 4评述与展望 综上所述,最近10年来 碳同位素变重CCD变深氧同位素变重 对始新世一渐新世气候转变的 研究取得了一系列突破性进 图7始新世一渐新世气候转变的驱动机制 展,这些进展大致可归纳为如 Fig. 7 The mechanisms behind Eocene-Oligocene climate transition 下几个方面

２００７）；其次，很难用环南极流形成导致的南极区域 图 ７始新世—渐新世气候转变的驱动机制 Ｆｉｇ．７ＴｈｅｍｅｃｈａｎｉｓｍｓｂｅｈｉｎｄＥｏｃｅｎｅ—Ｏｌｉｇｏｃｅｎｅｃｌｉｍａｔｅｔｒａｎｓｉｔｉｏｎ 降温去解释 Ｅ—Ｏ转变中的全球降温现象（Ｌｉｕｅｔ ａｌ．，２００９），特别是北半球的降温；第三，模拟研究 发现，由海洋热传递变化导致的全球降温远小于大 气 ＣＯ２浓度降低导致的全球降温 （Ｈｕｂｅｒｅｔａｌ．， ２００４；ＨｕｂｅｒａｎｄＮｏｆ，２００６；Ｚｈａｎｇｅｔａｌ．，２０１０），早 期基于现代海陆分布模拟德雷克海道扩张的变冷效 应，其作用明显被高估了（Ｚｈａｎｇｅｔａｌ．，２０１０）。 ＤｅＣｏｎｔｏ 等 （ＤｅＣｏｎｔｏ ａｎｄ Ｐｏｌｌａｒｄ， ２００３； ＤｅＣｏｎｔｏｅｔａｌ．，２００８）通过模拟研究发现，无论德雷 克海道开启与否，只要大气 ＣＯ２浓度降低至约 ７５０ ×１０－６ 就能形成南极冰盖，因此提出大气 ＣＯ２浓度 的降低是导致 Ｅ—Ｏ气候转变的最主要因素。这一 模拟结果获得了新生代大气 ＣＯ２浓度重建结果的支 持（图 ４）。然而，ＤｅＣｏｎｔｏ等人却没有回答大气 ＣＯ２ 浓度在 Ｅ—Ｏ界线附近为何降低这一关键科学问 题。 隆升说是较早提出来解释 ＣＯ２浓度降低和新生 代气候变冷的假说。这一假说认为高原隆升可以加 速大 陆 的 风 化 过 程，消 耗 大 气 ＣＯ２（Ｒａｙｍｏａｎｄ Ｒｕｄｄｉｍａｎ，１９９２）。一些研究进一步将大陆风化与 海洋碳循环相联系来解释 Ｅ—Ｏ气候转变。Ｚａｃｈｏｓ 和 Ｋｕｍｐ（２００５）通过模拟研究认为，喜马拉雅—青 藏高原隆升可加速硅酸岩风化而吸收大气 ＣＯ２引起 气候变冷，气候变冷可加强大洋和大气环流继而引 起海洋生产力和有机碳埋藏增加，由此进一步降低 ＣＯ２浓度并最终导致 Ｅ—Ｏ气候转变。 另一种假说把洋流变化与海洋碳循环联系起来 解释 Ｅ—Ｏ气候转变。基于钕同位素对洋流变化的 示踪，Ｓｃｈｅｒ和 Ｍａｒｔｉｎ（２００６）认为环南极流形成于始 新世中期，并提出环南极流的形成可导致大洋生产 力的增加并通过“生物泵”作用降低大气 ＣＯ２浓度， 引起晚始新世全球气候逐渐变冷并最终导致 Ｅ—Ｏ 转变。最近的模拟研究将 Ｅ—Ｏ气候变冷与北大西 洋深层流（ＮＡＤＷ）的出现相联系（Ｔｉｇｃｈｅｌａａｒｅｔａｌ．， ２０１１；Ｚｈａｎｇｅｔａｌ．，２０１１），认为热带海道关闭或收 缩可导致类似于现代 ＮＡＤＷ 主控的温盐环流出现， 这种海洋环流的剧烈变化可引起南极东部的强烈变 冷，并可能通过改变海洋碳循环而引起大气 ＣＯ２浓 度的降低（Ｚｈａｎｇｅｔａｌ．，２０１１）。 最近，Ｊｉｃｈａ等（２００９）通过集成环太平洋四个岛 弧的火山活动年代数据发现，火山活动的频次与新 生代气候变化趋势有很好的可对比性，因此提出火 山喷发可能为海洋生物的生长提供了大量营养物 质，大洋生产力的增加可造成大气 ＣＯ２浓度降低并 导致 Ｅ—Ｏ转变。 需要指出的是，虽然大气 ＣＯ２浓度降低被认为 是导致 Ｅ—Ｏ转变的主要因素，但另外一些因素，如 天体撞击、地球轨道参数的配置等也被认为对 Ｅ—Ｏ 转变有促进作用（图 ７）。有的学者（Ｖｏｎｈｏｆｅｔａｌ．， ２０００；ＦａｗｃｅｔｔａｎｄＢｏｓｌｏｕｇｈ，２００２）认为，晚始新世 时期的天体撞击事件（Ｂｏｔｔｏｍｌｅｙｅｔａｌ．，１９９７；Ｆａｒｌｅｙ ｅｔａｌ．，１９９８）虽早于 Ｅ—Ｏ转变 １５～２Ｍａ，但撞击 产生的尘埃可长期悬浮在大气层阻挡太阳辐射引起 气候变冷，并通过增加冰雪覆盖面积的正反馈作用 导致 Ｅ—Ｏ气候转变。Ｃｏｘａｌｌ等（２００５）发现，Ｅ—Ｏ 气候转变对应于岁差和斜率的低幅变化期，这种轨 道参数配置可导致冬、夏季节 反差减小、抑制夏季的冰雪消 融并有利于冬季冰盖的积累， 因此提出地球轨道参数的配置 也是促进 Ｅ—Ｏ气候变冷的重 要因素，这种观点得到了气候 模拟研究结果的支持（ＤｅＣｏｎｔｏ ａｎｄ Ｐｏｌｌａｒｄ， ２００３； Ｐａ¨ｌｉｋｅ ｅｔ ａｌ．，２００６）。 ４ 评述与展望 综上所述，最近 １０年来， 对始新世—渐新世气候转变的 研究取得了一系列突破性进 展，这些进展大致可归纳为如 下几个方面。 １００ 地 质 论 评 ２０１２年