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科研快讯 藏南古新世-始新世极热事件与海平面、生物及碳循环变化

发布日期: 2021-01-06 阅读次数:
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李娟 胡修棉

1何为PETM事件

古新世-始新世极热事件Paleocene Eocene Thermal Maximum, 简称PETM是发生在古新世-始新世界线56 Ma的一次极端气候事件(Kennett and Stott, 1991; Zachos et al., 2001),为中新生代以来,典型极热事件之一且距近,主要表现为大气CO2浓度快速增加,全球温度增加5~8 °CDunkley Jones et al., 2013),碳同位素负偏移(幅度(CIE)达2.5~8‰)(McInerney and Wing, 2011)(1

中新生代发生多次极热事件,其中典型的极热事件包括PTBTOAEOAEsPETM(修改修棉等,2020)及底栖有孔虫记录PETM事件碳、同位素曲线图(修改Zachos et al., 2001


        PETM事件启动迅速(<20 kyr),持续时间短(170~200 kyr; Westerhold et al., 2018),对当时的全球气候、环境和生态产生了巨大的影响,除了快速的全球增温,还导致了快速的海平面变化(Sluijs et al., 2008)、降雨量增加水循环增强(Chen et al., 2016海洋缺氧(Dickson et al., 2014海洋酸化 (Zachos et al., 2005)、生物更替、灭绝或突然爆发(Speijer et al., 2012; Wing et al., 2005, 2)等一系列的环境气候和生物变化。

2 PETM事件期间海生物的响应Speijer et al., 2012),以Gavelinella beccariiformis代表的深海底栖有孔虫发生灭绝,低纬度地区ApectodiniumAcarinianMorozovella向高纬度地区甚至两极迁移; 低纬度地区NummulitesAlveolina的出现及珊瑚的消失(橙色区域; Phormocyrtis cubensis代表的放射虫向两极迁移

2为何要研究PETM事件

众所周知工业革命以来,由于大量化石燃料的燃烧,全球大气CO2浓度不断增加,全球温度不断上升全球海平面也3.6 mm/yr速度不断上涨(IPCC, 2019)。据估计到2100年全球海平面可能会比现今上升2 mBamber et al., 2019),这将引起179万平方公里的土地流失,1.87亿人口失去居住地(Nicholls et al., 2011)。如果全球气温持续上升,地球上所有冰川融化,将会引起全球海平面上升80 mPoore et al., 2000),这将对我国产生严重的影响,例如目前我国东中部地区(包括长三角地区、珠三角地区、环渤海地区)以及沿长江经济带低海拔地区(江苏、安徽、江西、湖北、湖南等)、台湾省西部沿海地区、香港和澳门的全部地区、海南省的大部分地区将被海水淹没(许艺炜等,2020

作为距现今时代最近、最为剧烈的全球增温事件,PETM事件对于了解极端温室气候条件下,全球的气候、生物、环境、海平面变化具有重要的科学意义(胡修棉等,2020)。尽管在过去几十年中,国内外学者对PETM事件开展了大量的研究工作,但是前人的研究资料多来自于深海地区和陆相沉积,而对于浅海地区研究较少,尤其是缺乏浅水碳酸盐岩台地的研究。浅海作为连接大陆和深海的枢纽,与陆地和深海相比具有独特优势,一方面位于透光带浅水区是生物生存的主体环境,对海平面和环境的变化较为敏感,另一方面浅海地区沉积速率高,更有利于刻画PETM事件在地层中作用过程,查明其海平面变化过程及变化幅度、环境变化及生物演化等。

3藏南特提斯喜马拉雅地区PETM事件的沉积记录

        在我国西藏南部特提斯喜马拉雅定日、岗巴一带,属于印度板块北缘,完整保存了上古新统-下始新统海相地层,其中包括连续的浅水碳酸盐岩台地沉积宗浦组(Wan et al., 2002,为研究碳酸盐岩台地PETM事件提供了得天独厚的条件(图3。宗浦组整合于滨岸相基堵拉组石英砂岩之上,与上覆恩巴组钙质页岩夹砂岩平行不整合接触。宗浦组下部为薄层-块状灰岩,中部为瘤状灰岩,上部为厚层块状灰岩,含丰富的底栖有孔虫、钙藻、双壳、腹足、棘皮、介形虫、珊瑚等古生物化石局部地区,宗浦组中部瘤状灰岩与上部厚层块状灰岩之间发育一套以灰岩砾石为主的砾岩层(万晓樵等, 2006; 王曦等, 2010; Li et al., 2015)。前人对宗浦组开展了沉积学、生物地层学、同位素地球化学等一系列工作,初步限定了PETM事件的发生层位及其沉积、古生物、同位素响应(Li et al., 2015, 2017; Zhang et al., 2017, 2018, 2020),极大地增进了对浅海环境下对PETM事件的认识。

3 喜马拉雅地区地质简图(据Gansser, 1964修改)

        近年来,我们课题组对对岗巴地区宗浦组进行了详细的生物地层学和沉积学工作(Li et al., 2017)研究发现,PETM事件之前Pre-PETM,岩性以瘤状灰岩为主,底栖大有孔虫生物带为SBZ4Shallow Benthic Zone简称SBZ,沉积环境为碳酸盐岩中缓坡沉积;在PETM事件恢复段CIE recovery,岩性以块状灰岩为特征,底栖大有孔虫生物带为SBZ6,沉积环境为潟湖。可见底栖大有孔虫组合和沉积环境在PETM事件的恢复段发生突变,二者之间存在一次明显的古水深变浅事件,以瘤状灰岩与块状灰岩之间的砾岩层为标志,但是由于PETM起始段在岗巴地区缺失,无法查明PETM起始段CIE onset古水深变化(图4随后,Zhang et al.2018)对宗浦组做了详细的底栖大有孔虫生物地层工作,限定PETM事件起始于底栖大有孔虫生物带SBZ5,底栖大有孔虫生物组合变化发生于PETM恢复段而非起始段。根据碳同位素等地球化学分析认为,浅海PETM CIE幅度可达7‰,可能为PETM CIE的真实幅度,据此获得PETM时期释放少于28000 PgZhang et al., 2017, 2020)。

4 南岗巴地区PETM记录野外照片、岩性及碳同位素曲线图Li et al., 2017

最近,Li et al.2020)对藏南特提斯喜马拉雅定日地区申克扎剖面晚古新世-早始新世浅水碳酸盐岩开展了详细的沉积学、底栖孔虫生物地层学和地球化学工作,试图进一步查明藏南地区PETM期间沉积环境、生物和碳同位素变化的响应。

西藏定日地区申克扎剖面底栖大有孔虫显微照片, a-c)为PETM事件之前PETM起始及core阶段(Pre PETMCIE onsetCIE core; d-e)为PETM事件恢复阶段CIE recovery。其中a-c分别为Lockhartia haimeiDaviesina garumnensisMiscellanea miscella, d-eAlveolina subsolanusAlveolina pasticillata

研究发现PETM事件起始段和负偏段,沉积环境、底栖大有孔虫生物组合与PETM事件之前并无变化,生物组合以Nummulitids底栖大有孔虫为主(图5a-5c,沉积环境为碳酸盐岩中缓坡,水深向上逐渐变深(图6a-6b);但是在PETM事件恢复段,底栖大有孔虫生物组合更替为Alveolina-Orbitolites(图5d-5e),沉积环境突变为局限潟湖(图6c-6d,二者之间存在一次明显的古水深变浅事件,此次变浅对应于岗巴地区瘤状灰岩块状灰岩之间的砾岩沉积(图4

6 西藏定日地区申克扎剖面典型微相显微照片, a-b)为PETM事件之前PETM起始及core阶段; c-d)为PETM事件恢复阶段。其中a-b分别为Nummulitids 砾屑灰岩、Green algae-Nummulitids 泥粒灰岩; c-dMiliolids-Alveolina 粒泥灰岩、Rotalia-Alveolina 泥粒灰岩

因此我们认为这套砾岩的形成与古水深的变浅相关:PETM 恢复段,相对海平面突然变浅,侵蚀基准面的下降导致形成一系列深切谷,随后海侵过程中水深较浅的岗巴地区形成砾岩层而在水深较深的定日地区表现为一不整合。至于此次古水深变浅的原因,目前仍不确定,可能为构造引起的隆升或是气候变化导致海平面下降Li et al., 2017

藏南定日地区申克扎剖面底栖大有孔虫、沉积环境及碳同位素曲线对比图(Li et al., 2020

PETM时期特提斯喜马拉雅处于低纬度赤道地区(Yi et al., 2011),PETM期间赤道地区海水表层温度从起始段开始迅速上升,PETM CIE平台阶段达到最高Aze et al., 2014)。但是有趣本次研究发现,PETM起始段对应于底栖大有孔虫带SBZ4SBZ5界线处,而底栖大有孔虫在温度最高的CIE偏移稳定段,没有发生改变,PETM恢复段,发生了更替(图7),Zhang et al.2018)研究结果一致。因此,我们认为温度并非浅海碳酸盐台地底栖有孔虫发生变化的主要原因,更有可能是海平面的突然下降,改变了底栖大有孔虫的生活环境(水深、光照等从而引起了底栖大有孔虫的更替。

本次研究发现,PETM起始阶段,相比于的陆地植物迁移及哺乳动物的突然爆发、深海底栖有孔虫的灭绝,浅海生物尤其是底栖大有孔虫影响不大,而Ivany et al.2018)研究了PETM前后的浅海软体动物生物,发现PETM事件软体动物影响不大底栖大有孔虫或者软体动物生物群早已经习惯了极热的温度条件,或是浅海环境对PETM引起气候变化具一定的缓冲作用保护了浅海生物。


本文第一作者系南京大学地球科学与工程学院助理研究员,第二作者为南京大学地球科学与工程学院教授。本文属作者认识,相关问题交流可通过邮箱lij0723@163.com与本人联系。欲知更多详情,请进一步阅读下列主要参考文献。

 

主要参考文献:

[1] 胡修棉, 李娟, 韩中, 李永祥, 2020. 中新生代两类极热事件的环境变化、生态效应与驱动机制. 中国科学: 地球科学; doi: 10.1360/SSTe-2019-0186

[2] Chen, Z.D., Shiling Yang, Chunxia Zhang, and Xu Wang, 2016. Increased precipitation and weathering across the Paleocene-Eocene Thermal Maximum in central China. Geochemistry, Geophysics, Geosystems 17.

[3] Dunkley Jones, T., Lunt, D.J., Schmidt, D.N., Ridgwell, A., Sluijs, A., Valdes, P.J., Maslin, M., 2013. Climate model and proxy data constraints on ocean warming across the Paleocene–Eocene Thermal Maximum. Earth-Science Reviews 125, 123-145.

[4] Ivany, L.C., Pietsch, C., Handley, J.C., Lockwood, R., Allmon, W.D., Sessa, J.A., 2018. Little lasting impact of the Paleocene-Eocene Thermal Maximum on shallow marine molluscan faunas. Science Advance,doi 10.1126/sciadv.aat5528

[5] Kennett, J.P., Stott, L.D., 1991. Abrupt deep sea warming palaeoceanographic changes and benthic extinctions at the Palaeocene. Nature 353, 225-229.

[6] Li, J., Hu, X., Garzanti, E., BouDagher-Fadel, M., 2017. Shallow-water carbonate responses to the Paleocene-Eocene thermal maximum in the Tethyan Himalaya (southern Tibet): Tectonic and climatic implications. Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology 466, 153-165.

[7] Li, J., Hu, X., Zachos, J.C., Garzanti, E., BouDagher-Fadel, M., 2020. Sea level, biotic and carbon-isotope response to the Paleocene–Eocene thermal maximum in Tibetan Himalayan platform carbonates. Global and Planetary Change 194, 103316.

[8] McInerney, F.A., Wing, S.L., 2011. The Paleocene-Eocene Thermal Maximum: A Perturbation of Carbon Cycle, Climate, and Biosphere with Implications for the Future, Annual Review of Earth and Planetary Sciences, Vol 39, pp. 489-516.

[9] Wan, X.Q., Jansa, L.F., Sarti, M., 2002. Cretaceous-Paleogene boundary strata in southern Tibet and their implication for the India-Eurasia collision. Lethaia 35 (2), 131–146.

[10] Westerhold, T., Marwan, N., Drury, A.J., Liebrand, D., Agnini, C., Anagnostou, E., Barnet, J.S.K., Bohaty, S.M., Vleeschouwer, D.D., Florindo, F., Frederichs, T., Hodell, D.A., Holbourn, A.E., Kroon, D., Lauretano, V., Littler, K., Lourens, L.J., Lyle, M., Pälike, H., Röhl, U., Tian, J., Wilkens, R.H., Wilson, P.A., Zachos, J.C., 2020. An astronomically dated record of Earth’s climate and its predictability over the last 66 million years. Science 369, 1383–1387.

[11] Zachos J, Pagani M, Sloan L, Thomas E, Billups K. 2001. Trends, rhythms, and aberrations in global climate 65 Ma to present. Science, 292: 686–693

[12] Zhang, Q., Ding, L., Kitajima, K., Valley, o.W., Zhang, B., Xu, X., Willems, H., Klügel, A., 2020. Constraining the magnitude of the carbon isotope excursion during the Paleocene-Eocene thermal maximum using larger benthic foraminifera. Global and Planetary Change 184

[13] Zhang, Q., Wendler, I., Xu, X., Willems, H., Ding, L., 2017. Structure and magnitude of the carbon isotope excursion during the Paleocene-Eocene thermal maximum. Gondwana Research 46, 114-123.

[14] Zhang, Q., Willems, H., Ding, L., Xu, X., 2018. Response of larger benthic foraminifera to the Paleocene-Eocene thermal maximum and the position of the Paleocene/Eocene boundary in the Tethyan shallow benthic zones: Evidence from south Tibet. Geological Society of America Bulletin 131, 84-98.



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