錢利軍，時(shí)志強(qiáng)，歐莉華

（成都理工大學(xué)沉積地質(zhì)研究院）

二疊紀(jì)—三疊紀(jì)古氣候研究進(jìn)展
——泛大陸巨型季風(fēng)氣候：形成、發(fā)展與衰退

錢利軍，時(shí)志強(qiáng)，歐莉華

（成都理工大學(xué)沉積地質(zhì)研究院）

巨型季風(fēng)是指二疊紀(jì)—三疊紀(jì)期間泛大陸上存在的強(qiáng)烈季節(jié)風(fēng)，它的形成與泛大陸的形狀、海陸分布及大陸的緯向分布密切相關(guān)。從晚石炭世泛大陸的聚合至晚侏羅世—早白堊世泛大陸裂解，巨型季風(fēng)經(jīng)歷了形成、發(fā)展到衰退的過程。在三疊紀(jì)，泛大陸很大且?guī)缀蹶P(guān)于赤道對(duì)稱，巨型季風(fēng)達(dá)到最大強(qiáng)度。它對(duì)古氣候、古環(huán)境、古生物及沉積等都產(chǎn)生了深刻的影響，使泛大陸低緯度地區(qū)呈現(xiàn)出干旱和潮濕交替的氣候特征，蒸發(fā)巖和紅層廣泛分布；高緯度地區(qū)溫暖潮濕，煤層大量分布；科羅拉多高原（美國(guó)西部）、西特提斯（歐洲）和東特提斯（中國(guó)）等地的二疊紀(jì)—三疊紀(jì)沉積地層也顯示了受巨型季風(fēng)影響的特征。

巨型季風(fēng)；泛大陸；二疊紀(jì)；三疊紀(jì)；特提斯洋；古氣候

1 巨型季風(fēng)的提出及定義

早三疊世全球以南緯、北緯50°之間的紅層優(yōu)勢(shì)沉積為特征，包括歐洲的大部分、前蘇聯(lián)、北美及巴西。隨后是中三疊世的蒸發(fā)巖沉積。到了晚三疊世，所述這些地區(qū)的大部分沉積又轉(zhuǎn)變?yōu)榧t層為主［1］?；趯?duì)全球分布的三疊系紅層、蒸發(fā)巖及煤層的研究，Robinson于1973年首先提出了泛大陸的季風(fēng)性氣候［2］。 她研究了 Briden 等［3］發(fā)現(xiàn)的具有古氣候意義的巖石并認(rèn)為它們具有很強(qiáng)的季節(jié)性特征，所以用了“季風(fēng)”這一術(shù)語來描述。自從Robinson的工作為泛大陸季風(fēng)環(huán)流的假說奠定了理論基礎(chǔ)之后，地質(zhì)學(xué)家們提出了一系列假說［4-5］，如季風(fēng)的發(fā)展［6］、季風(fēng)的最高值［7］、季風(fēng)的衰退［8］等。

三疊紀(jì)時(shí)期，泛大陸巨大且關(guān)于赤道對(duì)稱，在赤道兩邊對(duì)等分開［4，9］。泛大陸的形狀加強(qiáng)了南北半球因熱量和壓力對(duì)比形成的季節(jié)性交替循環(huán)。兩個(gè)半球間的熱量對(duì)比可能與現(xiàn)代發(fā)生的夏季亞洲季風(fēng)類似，但更強(qiáng)大，因?yàn)楫?dāng)時(shí)兩個(gè)半球的陸地都很大［9-10］。一系列不同的對(duì)泛大陸氣候的模擬都表明泛大陸存在強(qiáng)烈的季節(jié)性氣候［10-13］。 Kutzbach 等人［11］利用幾個(gè)試驗(yàn)研究了與泛大陸有關(guān)的一系列可能的氣候類型。所有模擬結(jié)果都表明泛大陸存在強(qiáng)烈的季風(fēng)循環(huán)，廣泛分布有全年或季節(jié)性干旱，特提斯洋南部和北部沿岸夏季季風(fēng)降雨，中緯度地區(qū)存在冬季降雨帶。而且，他們還提出熱帶夏季極端炎熱，中、高緯度大陸內(nèi)部有大的季節(jié)性溫度變化。Kutzbach把這種氣候稱作“巨型季風(fēng)(Megamonsoon)”。

季風(fēng)循環(huán)的一個(gè)重要特征是越赤道層流，它是冬季半球和夏季半球的熱量和壓力對(duì)比的產(chǎn)物，其導(dǎo)致的結(jié)果包括：（1）大量但極具季節(jié)性的降水，集中在夏季數(shù)月；（2）低緯度地區(qū)年溫度波動(dòng)很小［9，14-16］。泛大陸季風(fēng)期間的特提斯洋和夏季半球之間的溫度差與現(xiàn)代亞洲季風(fēng)期間的印度洋和夏季亞洲之間的溫度差情況很相似，這兩個(gè)系統(tǒng)的潛能可能是類似的［7,9,14］。但在泛大陸時(shí)期，兩半球間的熱量對(duì)比被南半球陸地強(qiáng)大的冷氣流所加強(qiáng)，位于赤道兩側(cè)的熱量對(duì)比很強(qiáng)，足以驅(qū)使季風(fēng)環(huán)流［9,17］。泛大陸地塊的緯度分布狀況使季節(jié)性的交替環(huán)流可能占據(jù)了兩個(gè)半球。冬季半球高壓帶面對(duì)的是跨過特提斯洋的夏季半球低壓帶（圖1），這種大的溫度壓力對(duì)比每半年會(huì)出現(xiàn)一次［7,14］。

圖1 泛大陸時(shí)期北半球夏季泛大陸東部和特提斯季風(fēng)循環(huán)略圖

Dubiel等［14］認(rèn)為泛大陸巨型季風(fēng)產(chǎn)生了四個(gè)方面的結(jié)果。

（1）巨型季風(fēng)帶來潮濕的大氣，所以季節(jié)性沉積有潮濕性的地層，這在地層中有很多證據(jù)。

（2）赤道地區(qū)，特別是大陸赤道東部是干旱的，而降雨可能集中在平行于特提斯洋北部和南部海岸的地帶。巨型季風(fēng)強(qiáng)度很大，足以反轉(zhuǎn)赤道層流，導(dǎo)致泛大陸赤道西部地區(qū)相對(duì)潮濕。

（3）氣候帶不成帶狀。

（4）以上情況在三疊紀(jì)達(dá)到了最大值。這是因?yàn)榉捍箨懠撅L(fēng)環(huán)流假說是依靠泛大陸的尺度和南、北兩半球的越赤道對(duì)比。當(dāng)大陸平均分布在赤道兩側(cè)時(shí)，這種差異被認(rèn)為達(dá)到最大值。因此，季風(fēng)環(huán)流的最強(qiáng)時(shí)期可能出現(xiàn)在三疊紀(jì)后半期［14］。

2 巨型季風(fēng)的形成、發(fā)展與衰退

2.1 巨型季風(fēng)的形成

晚賓夕法尼亞亞紀(jì)至早二疊世是全球地質(zhì)和氣候的轉(zhuǎn)變時(shí)期［18］。早期強(qiáng)烈的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)使北半球的勞亞大陸和南半球的岡瓦納大陸聚合形成聯(lián)合古陸，即泛大陸［18-19］。并且在赤道位置形成一條大致東西走向，寬約1000km、長(zhǎng)5000～7000km的泛大陸中央山脈（CPM），其海拔高度還不清楚［20］。 泛大陸的聚合和造山可能都對(duì)全球大氣循環(huán)系統(tǒng)產(chǎn)生了強(qiáng)烈影響，形成所謂的“巨型季風(fēng)”［9,11,14,18］。泛大陸低緯度地區(qū)在這一時(shí)期經(jīng)歷了長(zhǎng)達(dá)數(shù)十個(gè)百萬年的干旱［21］。Tabor等［18］通過數(shù)字模型作出了早二疊世北半球夏季時(shí)的季風(fēng)大氣環(huán)流圖解（圖2），表明泛大陸在這一期間存在強(qiáng)烈的季節(jié)性氣候。

圖2 早二疊世亞丁斯克期全球古地理圖及北半球夏季時(shí)的地面風(fēng)

石炭紀(jì)早期曾經(jīng)潮濕溫暖、大量煤層發(fā)育的熱帶地區(qū)（低緯度地區(qū)），至晚石炭世和早二疊世被季節(jié)性干旱氣候所替代，形成類似于稀樹大草原的植物群［21］。這一時(shí)期，赤道附近的大范圍地區(qū)明顯變干，代表潮濕、炎熱氣候的煤、紅土、鋁土巖在賓夕法尼亞亞紀(jì)地層中很普遍，但在早二疊世地層中幾乎不存在，而被代表干旱氣候的鈣結(jié)礫巖和蒸發(fā)巖等所取代［18,22-26］。干旱趨勢(shì)還伴隨著低緯度地區(qū)植物多樣性的減少，且由孢子繁殖的植物逐漸過渡到種子繁殖植物［21］。這種由相對(duì)潮濕向相對(duì)干旱的轉(zhuǎn)變?cè)诜捍箨懗嗟牢鞑堪l(fā)展很迅速［18，25，27］，且由赤道東風(fēng)帶轉(zhuǎn)變成了赤道西風(fēng)帶［18，28-29］。 而在泛大陸中部，這種轉(zhuǎn)變推遲了相當(dāng)長(zhǎng)的時(shí)間［18，26，30］。東部島嶼在晚賓夕法尼亞亞紀(jì)和早二疊世期間還有持續(xù)的潮濕古氣候指示的沉積［18-24］。代表季節(jié)性干旱氣候的變性土在泛大陸西部和中部赤道地區(qū)上賓夕法尼亞亞系中出現(xiàn)，說明至晚賓夕法尼亞亞紀(jì)泛大陸的西部和中部赤道地區(qū)已存在間歇性的季節(jié)性水分缺乏；而變性土在泛大陸西部和中部赤道地區(qū)及特提斯洋西海岸下二疊統(tǒng)中是主要的地層組分，說明至早二疊世，泛大陸大部分區(qū)域出現(xiàn)了強(qiáng)烈的季節(jié)性干旱環(huán)境［18］。

2.2 巨型季風(fēng)的發(fā)展

隨著岡瓦納大陸和勞亞大陸的碰撞，泛大陸赤道附近的季節(jié)循環(huán)因兩個(gè)因素而不斷得到改變。第一，南部季風(fēng)，在岡瓦納大陸上已經(jīng)成型，引起了赤道區(qū)域比因地球自轉(zhuǎn)軸傾斜引起的正常季節(jié)性更強(qiáng)烈的季節(jié)性。第二，因?yàn)閷呒{和勞亞大陸碰撞在赤道位置形成的高原，起到高海拔熱源的作用，就像現(xiàn)在的青藏高原［7,16］。 Crowley 等［10］利用二維能量平衡氣候模型對(duì)晚二疊世卡匹敦階（255Ma）泛大陸溫度的季節(jié)循環(huán)進(jìn)行了模擬，認(rèn)為巨大的溫度年循環(huán)反映了夏季炎熱和冬季寒冷氣候，南半球大部分地區(qū)冬季溫度低于0°C，夏季白天最高溫度可能已經(jīng)超過了 45°C，最大的溫度差（50°C）比對(duì)現(xiàn)代氣候模擬得出的還要大，大幅度的溫度變化可能會(huì)產(chǎn)生一種比現(xiàn)今更極端的具有季節(jié)性特征的地表植物和動(dòng)物的分布。

泛大陸在賓夕法尼亞亞紀(jì)形成之后不斷向北漂移，南半球的陸地面積不斷減小，北半球的不斷加大。在晚賓夕法尼亞亞紀(jì)時(shí)南半球陸地面積占68%，至晚二疊世減為62%［9］，同時(shí)廣泛的蒸發(fā)巖和風(fēng)成砂巖在北半球沉積［18,31-32］，而紅層和蒸發(fā)巖在南半球沉積［9］。二疊紀(jì)沙漠氣候和夏季潮濕氣候（季節(jié)性）典型特征的植物在泛大陸低緯度地區(qū)廣泛分布［18,33-34］，強(qiáng)烈的季節(jié)性氣候已經(jīng)在泛大陸低緯度地區(qū)占據(jù)了主導(dǎo)地位。通過降水量的絕對(duì)減少和蒸發(fā)量的增加或是降水的季節(jié)性加強(qiáng)，二疊紀(jì)的總趨勢(shì)是干旱的加強(qiáng)［9］。

至三疊紀(jì)，泛大陸暴露面積達(dá)到最大，從南極延伸到了北極，且?guī)缀鯇?duì)稱地分布于赤道兩側(cè)［5,7］，南、北兩半球的陸地面積基本相等。因此季風(fēng)條件可能達(dá)到了最強(qiáng)，幾乎破壞了帶狀環(huán)流的每個(gè)部分［9］，而赤道東部區(qū)域在三疊紀(jì)可能是最干旱的［5,7,14,16］。 Parrish等［7］根據(jù)風(fēng)成沉積物的記錄識(shí)別出了早三疊世風(fēng)向的主要變化，預(yù)測(cè)了每個(gè)季節(jié)高壓和低壓之間的越赤道對(duì)比及每個(gè)半球高壓和低壓季節(jié)變化，在泛大陸，越赤道壓力對(duì)比可能全年的大部分時(shí)間內(nèi)都存在，在每個(gè)夏季半球存在一個(gè)低壓?jiǎn)卧總€(gè)冬季半球存在一個(gè)高壓?jiǎn)卧?，一年?nèi)南北兩半球之間存在兩次壓力和風(fēng)向的轉(zhuǎn)換，而每個(gè)半球內(nèi)都存在夏季風(fēng)和冬季風(fēng)的強(qiáng)烈變化（圖3）。他們認(rèn)為，季風(fēng)循環(huán)在三疊紀(jì)變得非常強(qiáng)大，它可能足以將赤道區(qū)域大陸西部海洋的水分帶走，即反轉(zhuǎn)正常赤道流。

圖3 推測(cè)的早三疊世印支期大氣環(huán)流（據(jù)文獻(xiàn)［7］，略有改動(dòng)）

早—中三疊世泛大陸以沙漠?dāng)U展和變暖占主導(dǎo)，以強(qiáng)烈的季節(jié)性干旱為特征，潮濕條件轉(zhuǎn)移到了南半球高緯度地區(qū)［35］，巨型季風(fēng)的發(fā)展以廣泛的蒸發(fā)巖和紅層沉積為特征［9］。晚三疊世早期巨型季風(fēng)強(qiáng)度達(dá)到最大值，季風(fēng)氣候可能完全分裂了帶狀氣候［9］，干旱氣候擴(kuò)展到了相對(duì)更高緯度地區(qū)，以大陸季節(jié)性降雨和大陸西部赤道層流反轉(zhuǎn)為特征，使泛大陸西部邊緣低緯度地區(qū)濕度增加［7,9,36］。

2.3 巨型季風(fēng)的衰退

巨型季風(fēng)在晚三疊世早期達(dá)到最大強(qiáng)度后，隨著泛大陸的裂解而逐漸減弱，但在侏羅紀(jì)的大部分時(shí)間內(nèi)都還存在巨型季風(fēng)的作用［5,7］。Parrish 等［7］認(rèn)為晚三疊世和早侏羅世巨型季風(fēng)循環(huán)仍然占主導(dǎo)地位，而中、晚侏羅世則是巨型季風(fēng)氣候和副熱帶高壓循環(huán)并存，二者的邊界位于美國(guó)西部。這種氣候變化很大程度上是因?yàn)楣诺乩淼淖兓鼘?dǎo)致了季風(fēng)環(huán)流的建立和瓦解；還可能部分地歸因于全球溫度梯度的減小，這可能降低了副熱帶高壓循環(huán)的影響。

Parrish等［4-5,37］認(rèn)為泛大陸巨型季風(fēng)在晚侏羅世瓦解，但在中緯度地區(qū)還存在季風(fēng)氣候，表現(xiàn)為雨季的延長(zhǎng)和旱季的縮短。 而Moore等［38］（圖4）的大氣環(huán)流模擬表明晚侏羅世岡瓦納大陸低緯度地區(qū)夏季時(shí)仍存在強(qiáng)烈的季風(fēng)循環(huán)。Scherer等［39］認(rèn)為這支持了岡瓦納大陸從賓夕法尼亞亞紀(jì)到侏羅紀(jì)或白堊紀(jì)一直存在季風(fēng)系統(tǒng)的觀點(diǎn)。與Parrish提出的巨型季風(fēng)在早侏羅世減弱，晚侏羅世瓦解的觀點(diǎn)［9］不同，Scherer等認(rèn)為巨型季風(fēng)的瓦解出現(xiàn)在早白堊世泛大陸分裂和南大西洋打開時(shí)期。

圖4 Moore等的晚侏羅世全球氣候模擬中南半球夏季時(shí)的地面風(fēng)

3 巨型季風(fēng)的地質(zhì)意義

泛大陸巨型季風(fēng)強(qiáng)烈影響了當(dāng)時(shí)的古氣候、古地理及古環(huán)境，在巖石和地層中留下了顯著特征。Robinson［2］提出泛大陸季風(fēng)環(huán)流后，很多學(xué)者對(duì)其進(jìn)行了詳細(xì)的研究，發(fā)現(xiàn)了越來越多關(guān)于泛大陸巨型季風(fēng)的證據(jù)。

在北美，Parrish等［7］對(duì)美國(guó)西部晚石炭世至侏羅紀(jì)由大氣環(huán)流模式預(yù)測(cè)的風(fēng)向和由風(fēng)成砂巖得到的風(fēng)向進(jìn)行了對(duì)比，作出了早三疊世的全球大氣循環(huán)模式，認(rèn)為三疊紀(jì)泛大陸上季風(fēng)循環(huán)占主導(dǎo)地位，超過了副熱帶循環(huán)，而全球古地理格局的變化及其對(duì)環(huán)流模式的影響是風(fēng)成砂巖沉積的主導(dǎo)因素。通過對(duì)泛大陸古地理的研究，他們認(rèn)為三疊紀(jì)時(shí)期泛大陸赤道地區(qū)東部是干旱的，但因赤道層流的反轉(zhuǎn)，泛大陸的赤道地區(qū)西部在三疊紀(jì)是相對(duì)潮濕的。Dubiel等［14］詳細(xì)研究了美國(guó)西部科羅拉多高原上三疊統(tǒng)Chinle組，從多方面尋找三疊紀(jì)巨型季風(fēng)的證據(jù)，認(rèn)為上三疊統(tǒng)Chinle組的沉積是處在全球古地理和古氣候變化的一個(gè)特殊時(shí)期，并證明是受巨型季風(fēng)氣候所控制。Therrien［40］對(duì)亞利桑那州石化森林國(guó)家公園恐龍埋藏的環(huán)境進(jìn)行分析，認(rèn)為Chinle組周圍交替性酸堿條件的變化是因?yàn)榘敫珊禋夂蛳聫?qiáng)烈的季節(jié)性沉淀所致，因此認(rèn)為該地區(qū)可能是受到巨型季風(fēng)的影響。

在歐洲，Mutti等研究了意大利南阿爾卑斯拉丁期至卡尼期的碳酸鹽臺(tái)地，利用沉積學(xué)、巖石學(xué)及同位素地球化學(xué)的方法探討了南阿爾卑斯出露的中、晚三疊世巖石的沉積和成巖作用，認(rèn)為這些巖石中記錄的古氣候波動(dòng)可能是由于不同時(shí)期相同頻率的季風(fēng)所引起，證明二疊紀(jì)至三疊紀(jì)泛大陸及其相鄰的古海洋確實(shí)存在季風(fēng)性氣候，并認(rèn)為這就是巨型季風(fēng)，而晚三疊世匈牙利環(huán)狀碳酸鹽臺(tái)地的白云石化作用，就是受到巨型季風(fēng)的影響［15］。 Balog［41］認(rèn)為晚三疊世巨型季風(fēng)氣候達(dá)到最強(qiáng)盛，使全球降溫，且逐漸潮濕，抑制了白云石化作用，所以在匈牙利臺(tái)地上部留下了大面積晚三疊世沉積的未被白云石化的石灰?guī)r。Smith［42］認(rèn)為納米比亞中部的中三疊統(tǒng)Omingonde組沉積時(shí)期氣候由半潮濕演化到半干旱，直至干旱，且有大量黃土淤泥注入盆地，可能是三疊紀(jì)巨型季風(fēng)的邊緣效應(yīng)。

在南美洲，Scherer等［43］對(duì)岡瓦納大陸晚侏羅世和早白堊世風(fēng)成砂巖所代表的古風(fēng)向進(jìn)行了研究，結(jié)果與利用氣候模型推測(cè)的古風(fēng)向一致，他們認(rèn)為晚侏羅世岡瓦納大陸低緯度地區(qū)在夏季 （十二月至二月）存在強(qiáng)烈的季風(fēng)，并提出了泛大陸巨型季風(fēng)在早白堊世瓦解的觀點(diǎn)［42］。

國(guó)內(nèi)對(duì)泛大陸巨型季風(fēng)的研究還很少。張國(guó)成等［43］發(fā)現(xiàn)河南濟(jì)源盆地中—上三疊統(tǒng)譚莊組上段湖相沉積中發(fā)育豐富的Skolithos linearis組合，認(rèn)為是受季節(jié)性氣候所控制。根據(jù)晚三疊世時(shí)期的古地理重建，他們推測(cè)譚莊組上段湖相沉積反映出的強(qiáng)烈季節(jié)性，可以用泛大陸巨型季風(fēng)影響的設(shè)想模式解釋。顏佳新等［44-45］研究了東特提斯地區(qū)古氣候特征，認(rèn)為東特提斯地區(qū)在二疊紀(jì)末至三疊紀(jì)時(shí)盛行季風(fēng)氣候，并強(qiáng)調(diào)了特提斯洋對(duì)泛大陸巨型季風(fēng)形成和發(fā)展的重要性，認(rèn)為泛大陸季風(fēng)氣候的形成與位于赤道地區(qū)、向東開口的特提斯洋密切相關(guān)，位于古赤道地區(qū)的中特提斯洋的發(fā)育和獨(dú)立的洋流體系的形成，可能是將二疊紀(jì)至三疊紀(jì)巨型季風(fēng)氣候體系推向高潮的關(guān)鍵因素。最近筆者在四川盆地西緣晚三疊世須家河組地層中發(fā)現(xiàn)了保存完好的化石木，該化石木具有清晰的年輪，表明其生長(zhǎng)環(huán)境是季節(jié)性的。根據(jù)晚三疊世的古地理及全球古氣候特征，筆者認(rèn)為該化石木研究成果支持了泛大陸巨型季風(fēng)的假說［46］。

4 討 論

4.1 泛大陸中央山脈（CPM）對(duì)季風(fēng)的影響

晚石炭世勞亞大陸和岡瓦納大陸的碰撞在赤道位置形成了一巨大的山鏈，被稱為泛大陸中央山脈，對(duì)泛大陸的古氣候產(chǎn)生了強(qiáng)烈的影響。與現(xiàn)代的喜馬拉雅山脈類似，起著高海拔熱源的作用。但一般認(rèn)為，由于位于赤道位置，泛大陸中央山脈的形成可能阻礙了巨型季風(fēng)的形成和發(fā)展。氣候模擬表明泛大陸中央山脈通過阻止熱帶輻合帶 （兩半球信風(fēng)氣流形成的輻合地帶，又稱赤道輻合帶）的季節(jié)性移動(dòng)而將降水限制在赤道地區(qū)，阻礙了季風(fēng)的發(fā)展［7,47］。但是隨著岡瓦納大陸快速地向北移動(dòng)，山脈逐漸被剝蝕降低，引起熱帶輻合帶季節(jié)性移動(dòng)，離開赤道地區(qū),導(dǎo)致了季節(jié)性干旱氣候的產(chǎn)生［7,18］。Parrish和Peterson研究認(rèn)為至三疊紀(jì)仍然可以在兩半球建立完全的季風(fēng)環(huán)境［7］。

4.2 巨型季風(fēng)與二疊紀(jì)末生物大絕滅的關(guān)系

巨型季風(fēng)的發(fā)展導(dǎo)致全球溫度上升，二疊紀(jì)末期和早三疊世溫暖水體擴(kuò)展到了高緯度地區(qū)，古氣候證據(jù)表明晚二疊世南極全年至少三分之一的時(shí)間溫度大于10°C，可與古新世—始新世北極溫度相比［47］。由于全球變暖，導(dǎo)致赤道—極地海面水體溫度梯度變?。?8］。 Hotinski等［48］在假設(shè)赤道海面水體溫度為28°C，極地海面水體溫度為12°C的基礎(chǔ)上作了模擬，結(jié)果表明會(huì)引起赤道—極地海水密度梯度顯著減小，導(dǎo)致大洋環(huán)流減慢，海水靜止，很少混合，深層水體溶解氧減少，有機(jī)質(zhì)增多，H2S和CO2含量上升，導(dǎo)致大洋缺氧，這可能是導(dǎo)致二疊紀(jì)—三疊紀(jì)過度期生物大絕滅及此后生命復(fù)蘇推遲的因素之一［49-51］。

4.3 卡尼期環(huán)特提斯洋多雨事件與巨型季風(fēng)最強(qiáng)盛時(shí)期

三疊紀(jì)以干旱氣候的廣泛分布和紅層、風(fēng)成砂、蒸發(fā)巖及干鹽湖沉積為主要特征，但到了晚三疊世中—晚卡尼期被降水的強(qiáng)烈增加所中斷［52-53］。古特提斯西部、喜馬拉雅Spiti盆地等地卡尼階及中國(guó)西南部古特提斯范圍所見的卡尼期碳酸鹽巖沉積，尤其是礁相碳酸鹽巖，均被一套黑色、深灰色頁巖（或深色板巖）覆蓋，顯示該時(shí)期碳酸鹽生產(chǎn)的突然中止和生物礁的突然死亡，之后為陸源碎屑的明顯增加。Hornung等人［54］稱之為“卡尼期碳酸鹽生產(chǎn)危機(jī)”和“黑色頁巖事件”，Simms 等人［52-53］稱之為“卡尼期多雨事件（Carnian Pluvial Event）”。晚三疊世是一個(gè)古氣候發(fā)展非常特殊的時(shí)期，Parrish［9］根據(jù)泛大陸西南部出露很好的三疊紀(jì)低古緯度盆地信息假設(shè)巨型季風(fēng)的最大發(fā)展出現(xiàn)在晚三疊世。而晚三疊世卡尼期發(fā)生的多雨事件，Parrish等［9,36］認(rèn)為是季風(fēng)最強(qiáng)盛發(fā)展的表現(xiàn)。但Simms和Ruffell［52-53］則認(rèn)為卡尼期多雨事件是泛大陸裂解伴隨的大氣環(huán)流和大洋環(huán)流模式改變、海平面變化以及火山作用所致，屬于構(gòu)造活動(dòng)影響所致。

關(guān)于卡尼期多雨事件目前爭(zhēng)議較多，而巨型季風(fēng)本身還具有推測(cè)性，多數(shù)學(xué)者認(rèn)為巨型季風(fēng)最強(qiáng)盛時(shí)期出現(xiàn)在晚三疊世，但巨型季風(fēng)與卡尼期多雨事件之間存在何種聯(lián)系有待進(jìn)一步研究。

［1］Frakes L A，F(xiàn)rancis J E，Syktus J I.Climate modes of the Phanerozoic，the history of the Earth’s climate over the past 600 million years［M］.Cambridge：Cambridge University Press，1992：274.

［2］Robinson P L.Paleoclimatology and continental drift［M］//Tarling D H，Runcorn S K.Implications of Continental Drift to the Earth Sciences.London：Academic Press，1973：449-476.

［3］Briden J C，Irving E.paleolatitude spectra of sedimentary paleoclimate indicators ［M］//Nairn A E M.Problems in Paleoclimatology.London：Wiley，1964：199-224.

［4］Parrish J T，Curtis R L.Atmospheric circulation，upwelling and organic rich rocks in the Mesozoic， Cenozoic eras［J］.Palaeogeography，Palaeoclimatology，Palaeoecology，1982，40：31-66.

［5］Parrish J M，Parrish J T，Ziegler A M.Permian-Triassic paleogeography and paleoclimatology and implications for therapsid distributions［M］//Hotton N H，McLean P D，Roth J J，et al.The Ecology and Biology of Mammal-Like Reptiles.Washington D C：Smithsonian Press，1986：109-132.

［6］Rowley D B，Raymond A，Parrish J T.Carboniferous paleogeo graphic， phytogeographic and paleoclimatic reconstructions［J］.International Journal of Coal Geology,1985，5：7-42.

［7］Parrish J T，Peterson F.Wind directions predicted from global circulation models and wind directions determined from eolian sandstones of the western United States—a comparison［J］.Sedimentary Geology,1988，56：261-282.

［8］Parrish J T，doyle J A.Predicted evolution of globel climate in late eolian-cretaceous time［C］.International Organization of Paleobotany Conference，Abstracts,1984.

［9］Parrish J T.Climate of the supercontinent Pangea［J］.Journal of Geology，1993，101：215-233.

［10］Crowley T J，Hyde W T，Short D A.Seasonal cycle variations on the supercontinent of Pangaea［J］.Geology，1989，17：457-460.

［11］Kutzbach J E，Gallimore R G.Pangaean climates：megamonsoons of the megacontinent［J］.Journal of Geophysical Research，D3，1989，94：3341-3357.

［12］Chandler M A，Rind D，Ruedy R.Pangaean climate during the Early Jurassic：GCM simulations and the sedimentary record of paleoclimate［J］.Geology，1992,104：543-559.

［13］Valdes P J，Sellwood B W.A palaeoclimate model for the Kimmeridgian［J］.Palaeogeography， Palaeoclimatology，Palaeoecology，1992，95：47-72.

［14］Dubiel R F，Parrish J T，Parrish J M，et al.The Pangaean megamonsoon—evidence from the upper Triassic Chinle formation，Colorado plateau［J］.Society for Sedimentary Geology,1991，6：347-370.

［15］Mutti M W.Triassic monsoonal climate and its signature in Ladinian-Carnian carbonate platforms(Southern Alps，Italy)［J］.Journal of Sedimentary Research，1995,65(3)：357-367.

［16］Eastwood E.Pangean paleoclimate［J］.Geology，2008，387：1-19.

［17］Yong J A.Physics of monsoons，the current view［M］//Fein J S，Stephens P L.Monsoons.New York：Wiley，1987：211-243.

［18］Tabor N J，Poulsen C J.Palaeoclimate across the Late Pennsylvanian—Early Permian tropical palaeolatitudes： A review of climate indicators，their distribution，and relation to palaeophysiographic climate factors［J］.Palaeogeography，Palaeoclimatology，Palaeoecology，2008，268：293-310.

［19］Ziegler A M，Scotese C R，McKerrow W S，et al.Palaeozoic palaeogeography，A rev earth planet ［J］.Science.1979，7：473-502.

［20］Ziegler A M，Hulver M L，Rowley D B.Permian world topography and climate［M］//Martini I P.Late Glacial and Post-Glacial Environmental Changes—Quaternary，Carboniferous—Permian and Proterozoic.Oxford：Oxford University Press，1997：111-146.

［21］Peyser C E，Poulse C J.Controls on Permo-Carboniferous precipitation over tropical Pangaea：A GCM sensitivity study ［J］. Palaeogeography，Palaeoclimatology，Palaeoecology，2008,268：181-192.

［22］Patzkowsy M E，Smith L H，Markwick P J，et al.Application of the Fujita—Ziegler palaeoclimate model： Early Permian and Late Cretaceous examples［J］.Palaeogeography.Palaeoclimatology.Palaeoecology,1991，86：67-85.

［23］Kessler J L P，Soreghan G S，Wacker H J.Equatorial aridity in western Pangaea：Lower Permian loessite and dolomitic palaeosols in Northeastern New Mexico，USA［J］.Journal of Sedimentary Research，2001,71：817-832.

［24］Gibbs M T，Rees P M，Kutzbach J E，et al.Simulations of Permian climate and comparisons with climate—sensitive sediments［J］.Journal of Geology，2002，110：33-55.

［25］Tabor N J，Monta?ez I P.Morphology and distribution of fossil soils in the Permo-Pennsylvanian Wichita and Bowie Groups，north-central Texas，USA：Implications for western equatorial Pangean palaeoclimate during icehouse-greenhouse transition ［J］.Sedimentology，2004，51：851-884.

［26］Schneider J W，Korner F，Roscher M，el al.Permian climate development in the northern Peri-Tehys area—Lodeve basin，F(xiàn)rench Masif Central，compared in a European and global context［J］.Palaeogeography， Palaeoclimatology，Palaeoecology，2006，243：92-117.

［27］Monta?ez I P，Tabor N J，Niemeier D，et al. CO2-forced climate and vegetation instability during Late Palaeozoic deglaciation［J］.Science，2007，315：87-91.

［28］Soreghan G S，Moses A M，Soreghan M J，et al.Palaeoclimatic inferences from upper Palaeozoic siltstone of the Earp Formation and equivalents， Arizona—New Mexico（USA)［J］.Sedimentology，2007，54：701-719.

［29］Tabor N J，Montanez I P.Shifts in late Palaeozoic atmospheric circulation over western equatorial Pangaea：insights from pedogenic mineral δ18O compositions［J］.Geology，2002，30：1127-1130.

［30］Roscher M，Schneider J W.Permocarboniferous climate：Early Pennsylvanian to Late Permian climate development of central Europe in a regional and global context［J］.Journal of Geolocic Society，2006，265：95-136.

［31］Glennie K W.Early Permian(Rotliegendes)palaeowinds of the North Sea［J］.Sedimentary of Geology，1983，34：245-265.

［32］Witzke B J.Paleoclimatic constraints for Paleozoid paleolatitudes of Laurentia and Euramerica［C］//McKerrow W S，Scotese C R.Paleozoic palaogeography，and biogeography.Geologic Society，1990，12：57-73.

［33］Kremp G O W.The positions and climatic changes of Pangaea and five southeast Asian plates during Permian and Triassic times［J］.Paleo Data Banks，1980，7：1-21.

［34］Ziegler A M.Phytogeographic patterns and continental configurations during the Permian period ［C］//McKerrow W S，Scotese C R.Palaeozoic palaogeography and biogeography.Geologic Society，Memoir,1990：363-379.

［35］Woods A D.Paleoceanographic and paleoclimatic context of Early Triassic time［J］.General Paleontology，2005，4：463-472.

［36］Colombi C E，Parrish J T.Late Triassic environmental evolution in southwestern Pangaea：Plant taphonomy of the Ischigualasto Formation［J］.Society for Sedimentary Geology，2008，23：778-795.

［37］Parrish J T，Peterson F，Turner C E.Jurassic"savannah"—plant taphonomy and climate of the Morrison Formation(Upper Jurassic，Western USA)［J］.Sedimentary Geology，2004，167：137-162.

［38］Moore G T，Sloan L.E，Hayashida D N，et al.Paleoclimate of the Kimmeridgian/Tithonian(Late Jurassic)world：II，Sensitivity tests comparing three different paleotopographic settings［J］.Palaeogeography，Palaeoclimatology ，Palaeoecology，1992，95：229-252.

［39］Scherer C M S，Goldberg K.Palaeowind patterns during the latest Jurassic–earliest Cretaceous in Gondwana：Evidence from Eolian cross-strata of the Botucatu Formation，Brazil［J］.Palaeogeography，Palaeoclimatology，Palaeoecology,2007，250：89-100.

［40］Therrien F，F(xiàn)astovsky D E.Paleoenvironments of early theropods，Chinle Formation(Late Triassic)， Petrified Forest National Park，Arizona［J］.Palaeos，2000，15(3)：194-211.

［41］Balog A.Climate-controlled early dolomite，late Triassic cyclic platform carbonates，Hungary［J］.Journal of Sedimentary Research，1999，69：267-282.

［42］Smith R M H，Swart R.Changing fluvial environments and vertebrate taphonomy in response to climatic drying in a Mid-Triassic Rift Valley fill：The Omingonde Formation(Karoo Supergroup)of Central Namibia［J］.Society for Sedimentary Geology，2002，17：249-267.

［43］張國(guó)成,曾玉鳳，Buatois L A，等.濟(jì)源盆地譚莊組(T2-3)上段湖相沉積及遺跡化石特征 ［J］. 沉積學(xué)報(bào),2005，23(1)：100-107.

［44］顏佳新,趙坤.二疊—三疊紀(jì)東特提斯地區(qū)古地理—古氣候和古海洋演化與地球表層多圈層事件耦合［J］.中國(guó)科學(xué)：D 輯 地球科學(xué)，2002,32(9)：751-759.

［45］顏佳新.東特提斯地區(qū)二疊—三疊紀(jì)古氣候特征及其古地理意義［J］. 地球科學(xué) 中國(guó)地質(zhì)大學(xué)學(xué)報(bào)，1999，24(1)：13-20.

［46］錢利軍,時(shí)志強(qiáng),李智武,等.四川盆地西緣上三疊統(tǒng)須家河組化石木年輪的古氣候意義 ［J］. 沉積學(xué)報(bào)，2010，28(2)：324-330.

［47］Otto-Bliesner B.The role of mountains，polar ice，and vegetation in determining the tropical climate during the Middle Pennsylvanian： climate model simulations，climate controls on stratigraphy［J］.SEPM Special Publication，2003,77：227-237.

［48］Hotinski R M，Bice K L，Kump L R，et al.Ocean stagnation and end-Permian anoxia［J］.Geology，2001，29：7-10.

［49］Wignall P B，Twitchett R J.Oceanic anoxia and the end Permian mass extinction［J］.Science，1996,272：1155-1158.

［50］Isozaki Y.Permo-Triassic boundary superanoxia and stratified superocean：Records from the lost deep sea［J］.Science，1997,276：235-238.

［51］Twitchett R J，Krystyn L，Baud A，et al.Rapid marine recovery after the end-Permian mass-extinction event in the absence of marine anoxia［J］.Geology，2004，32：805-808.

［52］Simms M J，Ruffell A H.Synchroneity of climatic change and extinctions in the Late Triassic［J］.Geology，1989，17：265-268.

［53］Simms M J，Ruffell A H.Climatic and biotic change in the Late Triassic［J］.Journal of the Geological Society，1990,147：321-328.

［54］Hornung T，Krystyn L，Brandner R.A Tethys-wide mid-Carnian(Upper Triassic)carbonate productivity crisis：Evidence for the Alpine Reingraben Event from Spiti (Indian Himalaya)? ［J］.Journal of Asian Earth Sciences，2007，30：285-302.

Research Advances in Permian-Traissic Paleoclimate:Formation,Development and Decline of Pangaean Megamonsoon

Qian Lijun，Shi Zhiqiang，Ou Lihua

Megamonsoon means the strong monsoonal circulation on Pangaea during Permian and Triassic time.Formation of it was closely related with the shape of Pangaea，land-sea distribution and latitudinal distribution on land.As the Pangaea assembled in late Carboniferous epoch and broke in late Jurassic and early Cretaceous epochs，the megamonsoon had undergone the processes of formation，development and decline.During Triassic time,Pangaea was large enough and nearly symmetrical respect to the equator and the megamonsoon attained its maximum strength.The megamonsoon had a such profound influence on Pangaean paleoclimate，paleoenvironment,paleontology and sedimentation that low latitude regions showed an alternative climate of aridity and humid,and evaporites and redbeds sedimentation widespread while high latitude regions were warm and humid, and coals widespread.The Permian and Triassic sedimentary rocks in Colorado Plateau（western U.S.）,western Tethys（Europe） and eastern Tethys（China）recorded the features of megamonsoon influence.

Permian;Triassic;Pangaea;Megamonsoons;Tethys;Paleoclimate

TE111.3

A

錢利軍

錢利軍1985年生，2007年本科畢業(yè)于成都理工大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院，現(xiàn)為成都理工大學(xué)沉積地質(zhì)研究院碩士研究生。通訊地址：610059四川省成都市成都理工大學(xué)沉積地質(zhì)研究院

1672-9854(2010)-03-0052-07

2009-09-25;改回日期2010-05-16

吳厚松

Qian Lijun：male,Master degree in progress at Institute of Sedimentary Geology,Chengdu University Of Technology,Chengdu,Sichuan,610059 China