江漢盆地SKD1深鉆記錄的古新世—始新世極熱事件時(shí)期的古氣候

滕曉華, 王春連, 沈立建, 王九一, 余小燦, 劉 雪

1)棗莊學(xué)院旅游與資源環(huán)境學(xué)院, 山東棗莊 277160;2)中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所, 自然資源部成礦作用與資源評(píng)價(jià)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 北京 100037

工業(yè)革命以來(lái), 隨著人類大量燃燒化石燃料,CO2等溫室氣體大量排放至大氣中, 造成了人為的“溫室效應(yīng)”。模擬研究表明, 地球氣候?qū)?CO2排放的敏感性遠(yuǎn)遠(yuǎn)超過(guò)之前的想象: 如果大氣中的CO2增加一倍, 到2100年全球氣溫將“至少”上升4℃; 到2200年氣溫可能上升8℃以上(Sherwood et al., 2014)。未來(lái)持續(xù)升溫將會(huì)對(duì)全球水文循環(huán)以及生態(tài)系統(tǒng)產(chǎn)生怎樣的影響是亟待研究的問(wèn)題, 而尋找地質(zhì)歷史上類似的氣候增溫事件對(duì)理解全球變暖帶來(lái)的氣候效應(yīng)具有重要的指示意義。

古新世—始新世極熱事件(PETM, ～56 Ma)是發(fā)生于古新世與始新世界線附近的一次歷時(shí)短暫、因巨量 CO2注入海氣系統(tǒng)而導(dǎo)致的快速增溫事件(Kennett and Stott, 1991), 伴隨著碳同位素的顯著負(fù)向漂移(CIE)(Zachos et al., 2006), 全球溫度的顯著升高(McInerney and Wing, 2011), 以及生態(tài)系統(tǒng)的巨大轉(zhuǎn)變(Pujalte et al., 2003)。據(jù)估算, PETM時(shí)期釋放到海洋-大氣系統(tǒng)中的 CO2總量同工業(yè)革命以來(lái)至 21世紀(jì)末的人為排放的 CO2量大致相當(dāng)(Dickens et al., 1995), 因此被國(guó)際學(xué)術(shù)界視作預(yù)估未來(lái)可能發(fā)生的增溫效應(yīng)、環(huán)境效應(yīng)和生態(tài)效應(yīng)的重要依據(jù)(陳祚伶和丁仲禮, 2011)。

PETM期間的全球升溫對(duì)水文循環(huán)產(chǎn)生了顯著影響, 然而其降水效應(yīng)/模式仍然是比較復(fù)雜的問(wèn)題(陳祚伶和丁仲禮, 2011)。模型模擬結(jié)果和研究記錄表明, 全球溫度增加會(huì)加強(qiáng)全球水文循環(huán)(Winguth et al., 2010), 導(dǎo)致更多的水汽由中低緯度地區(qū)向高緯度地區(qū)輸送, 使得高緯度地區(qū)降水增多,而中低緯度地區(qū)的降水量降低(Huber, 2012; Carmichael et al., 2017)。然而, 近年來(lái)在副熱帶至中緯度地區(qū)陸續(xù)開展的研究卻出現(xiàn)了矛盾的觀點(diǎn)。如中緯度歐洲地區(qū)正構(gòu)烷烴氫同位素記錄指示了PETM期間較為濕潤(rùn)的氣候(Garel et al., 2013); 另外, 南陽(yáng)盆地的研究也表明, PETM 期間氣候較為濕潤(rùn),降水量增加(Chen et al., 2016)。解決上述問(wèn)題的關(guān)鍵在于尋找更多來(lái)自于副熱帶至中緯度地區(qū)的陸相PETM記錄。

陸相古近紀(jì)地層在中國(guó)分布廣泛, 但大多地區(qū)古新世和始新世(P/E)邊界不確定, 基于古地磁和古生物年代學(xué)方法無(wú)法精確定位PETM事件, 導(dǎo)致國(guó)內(nèi)陸相PETM記錄及其氣候效應(yīng)的研究仍然較少。江漢盆地洋溪組下部黑色泥頁(yè)巖中存在世界上罕見的早始新世猴鳥魚化石庫(kù)(汪嘯風(fēng), 2015), 是重要的陸相 PETM 事件研究點(diǎn), 然而, 至今未見對(duì) PETM事件的相關(guān)報(bào)道。因此, PETM期間江漢盆地的氣候變化仍不明確。申鉀1井(SKD1)位于江漢盆地江陵凹陷西南部, 鉆孔自下而上穿過(guò)了上白堊系—古近系地層(Teng et al., 2019), 本文將在前期工作基礎(chǔ)上, 對(duì)鉆孔巖芯進(jìn)行高分辨率碳酸鹽礦物組成及其氧同位素分析, 重建PETM期間的古氣候。

1 研究區(qū)概況

江漢盆地位于湖北省江漢平原中部, 西起宜昌、枝江, 東到沔陽(yáng)、應(yīng)城, 南到監(jiān)利、洪湖, 北到潛江、天門以北。古地磁研究表明, 江漢盆地下第三系沉積時(shí)的古緯度已經(jīng)與現(xiàn)在接近(張師本等,1992)。江漢盆地是在揚(yáng)子克拉通基底上發(fā)育起來(lái)的中、新生代斷陷盆地(張?jiān)罉虻? 2004), 盆地北部為東秦嶺—大別碰撞造山帶, 南部為雪峰陸內(nèi)造山帶, 基底構(gòu)造受大別造山體系和雪峰造山體系共同影響(圖 1)。其構(gòu)造演化歷史和成藏地質(zhì)條件十分獨(dú)特, 構(gòu)造樣式復(fù)雜, 斷裂發(fā)育, 盆內(nèi)發(fā)育多個(gè)次級(jí)的凸起和凹陷帶, 其中江陵凹陷是江漢盆地最大的次級(jí)構(gòu)造單元, 沉積了近萬(wàn)米白堊系至第三系河流—湖泊相的陸相碎屑巖沉積體系, 其中古近系沙市組和新溝咀組底部沉積了厚層蒸發(fā)鹽(Teng et al.,2019)。

申鉀1井(SKD1)鉆孔位于江陵凹陷西南部長(zhǎng)江以南的荊州附近(圖1)。鉆孔獲得了深度為806.5—2346.5 m的巖芯, 包括上白堊統(tǒng)漁陽(yáng)組(深度 1900—2346.5 m)及古近系沙市組(深度1380—1900 m)和新溝咀組(深度806.5—1380 m)地層。漁洋組底部為塊狀棕紫色泥巖與弱水平層理和交錯(cuò)層理中砂-細(xì)砂巖互層, 夾薄層灰綠色泥巖; 沙市組下段以塊狀褐紅色-棕紫色泥巖為主, 夾少量灰綠色含膏泥巖層; 上段水平層理灰綠色泥巖廣泛發(fā)育, 夾有薄層塊狀棕色紅色砂巖, 硬石膏結(jié)核及灰白色硬石膏層廣泛分布; 新溝咀組下段以厚層蒸發(fā)鹽(主要為硬石膏、鈣芒硝和石鹽)和薄層灰色-灰黑色泥巖交互沉積為主; 上段以塊狀棕紅色泥巖與交錯(cuò)層理棕黃-棕紅色粉砂巖和中-細(xì)砂巖為主, 夾有薄層灰綠色泥巖和硬石膏(圖2)。

圖1 江漢盆地區(qū)域構(gòu)造圖Fig. 1 Regional tectonic map of the Jianghan Basin

SKD1孔古地磁測(cè)年結(jié)果顯示古新世/始新世界線位于沙市組和新溝咀組界線1380 m附近(Teng et al., 2019), 與盆地玄武巖K-Ar測(cè)年結(jié)果以及古地磁年代學(xué)和古生物學(xué)證據(jù)一致(張師本等, 1992; 徐論勛等, 1995)。此外, 碳酸鹽碳同位素記錄指示PETM事件位于SKD1孔1313—1377 m之間(Teng et al.,2021)(圖2)。因此, 本文選取鉆孔1250—1450 m段巖芯進(jìn)行研究, 并根據(jù)碳同位素結(jié)果將巖芯劃分為pre-PETM(1377—1450 m)、PETM(1313—1377 m)和post-PETM(1250—1313 m)三個(gè)階段。鉆孔在pre-PETM 階段以硬石膏層與(含)白云質(zhì)泥巖交互沉積為主, PETM階段硬石膏層消失, 主要沉積含灰質(zhì)泥巖, post-PETM階段以蒸發(fā)鹽(硬石膏、鈣芒硝和石鹽)與薄層(含)白云質(zhì)泥巖交互沉積為主(圖2)。

圖2 SKD1孔巖芯巖性及碳酸鹽碳同位素記錄(Teng et al., 2021)Fig. 2 Core lithology and carbonate carbon isotope record of SKD1 core (Teng et al., 2021)

2 樣品采集與研究方法

沿 SKD1孔以～4 m間距挑選泥巖樣品, 并在PETM階段加密, 共選取70個(gè)樣品, 進(jìn)行碳酸鹽礦物分析和碳酸鹽同位素的測(cè)定。所有樣品烘干并研磨成粉末, 一部分樣品在北京北達(dá)燕園微構(gòu)分析測(cè)試中心有限公司使用Rigaku D/MAX 2000衍射儀進(jìn)行礦物測(cè)定, 獲得白云石、方解石和菱鎂石的相對(duì)含量, 通過(guò)計(jì)算得到碳酸鹽的相對(duì)含量。另外, 用剩余樣品進(jìn)行碳酸鹽同位素的分析。首先將粉末樣品與2.5%的NaOCl反應(yīng)24小時(shí)去除有機(jī)質(zhì), 之后過(guò)36 μm篩以清除碎屑和殼體組分。將剩余的自生碳酸鹽組分凍干, 研磨均勻后稱取適量裝入 Labco小瓶, 在氣體制備裝置上(Thermo Finnigan Gas bench II)與100%磷酸在72℃下反應(yīng)60分鐘后, 產(chǎn)生的 CO2氣體在 DELTAplusXL質(zhì)譜儀上測(cè)試, 結(jié)果以δ‰單位表示, 采用PeeDee Belemnite (VPDB)標(biāo)準(zhǔn), 并用NBS19對(duì)樣品的δ13C和δ18O進(jìn)行了校正, 分析精度誤差均小于0.08%。

3 實(shí)驗(yàn)結(jié)果

3.1 碳酸鹽礦物組成及含量

鉆孔中的碳酸鹽礦物以方解石和白云石為主,含量(質(zhì)量百分?jǐn)?shù))平均值分別為 4.8%和 10.4%, 菱鎂石僅在個(gè)別樣品中出現(xiàn)(圖3)。碳酸鹽含量波動(dòng)范圍較大, 為 0.1%～60%, 平均值為 15.7%。在 1313—1450 m 之間, 碳酸鹽的含量較低(平均值為13.6%), 且波動(dòng)幅度較小, 而 1250—1313 m 之間,碳酸鹽含量較高, 平均值為 24.3%, 伴隨大幅度波動(dòng); 方解石在 pre-PETM (1377—1450 m)和post-PETM (1250—1313 m)之間含量最低, 幾乎為0%, 而在PETM (1313—1377 m)期間, 含量達(dá)到最高值(10.3%); 白云石含量沿深度變化趨勢(shì)與方解石正好相反, 在pre-PETM和post-PETM段含量較高, 平均值分別為 9.0%和 21.8%, 且在 post-PETM期間波動(dòng)幅度較大, 而在 PETM 段落含量最低, 平均值為 4.4%。白云石/碳酸鹽比值在 pre-PETM 和post-PETM階段最高, 接近1, 而在PETM期間含量最低, 平均值為0.3(圖3)。

3.2 碳酸鹽氧同位素

碳酸鹽氧同位素(δ18O碳酸鹽)隨深度的變化曲線與碳同位素(δ13C碳酸鹽)曲線的波動(dòng)趨勢(shì)顯著一致, 均呈現(xiàn)pre-PETM和post-PETM階段較高, PETM階段顯著降低的特征(圖3)。δ18O碳酸鹽值整體波動(dòng)范圍為–7.6‰ ～ 2.7‰, 平均值為–2.5‰。在pre-PETM階段,δ18O碳酸鹽值在 0.2‰附近波動(dòng), 并呈現(xiàn)向上輕微減少的趨勢(shì); 在 CIE起始階段(1376—1377 m),δ18O碳酸鹽值從 0.3‰快速負(fù)偏至–2.9‰, 負(fù)偏幅度為–3.2‰, 并在1370—1377 m之間進(jìn)一步快速負(fù)偏至–6.4‰, 之后在 CIE 主體階段(1321—1370 m)維持在–6.6‰附近波動(dòng), 并于CIE恢復(fù)階段(1313—1321 m)逐漸升高, post-PETM階段在0‰附近大幅度波動(dòng)。

圖3 SKD1碳酸鹽碳氧同位素、方解石氧同位素(δ18O方解石(p)為校正后僅受降水量影響的值)及碳酸鹽礦物含量沿鉆孔深度變化曲線圖Fig. 3 Curves of carbon and oxygen isotopes of carbonate and calcite (δ18Ocalcite(p) are the corrected values affected only by precipitation), and carbonate mineral content along borehole depth

4 討論

4.1 SKD1孔碳酸鹽氧同位素的影響因素及其指示意義

前人研究表明, 湖泊自生碳酸鹽的氧同位素主要取決于湖水氧同位素的組成與碳酸鹽沉淀時(shí)的溫度(Leng and Marshall, 2004)。另外, 碳酸鹽礦物組成也會(huì)對(duì)湖泊自生碳酸鹽同位素產(chǎn)生影響(Bristow et al., 2012)。陸地湖泊體系中的18O/16O比值的變化主要受控于湖泊的水文平衡狀態(tài), 即降水量/蒸發(fā)量比值的變化(Leng and Marshall, 2004), 尤其在封閉型湖泊中更加明顯。對(duì)于水文封閉的湖泊, 降水-蒸發(fā)條件控制著湖水的水位, 湖水主要通過(guò)蒸發(fā)作用減少(滕曉華等, 2013), 較輕的氧同位素16O分子優(yōu)先從湖水表面逸出轉(zhuǎn)化為水蒸氣, 使湖水氧同位素(δ18O湖水)及湖水中沉淀的碳酸鹽氧同位素相應(yīng)的變重(Talbot, 1990)。降水量/蒸發(fā)量比值隨氣候干濕波動(dòng)而變化。當(dāng)氣候濕潤(rùn)時(shí), 降水量大于蒸發(fā)量,降水量/蒸發(fā)量比值較大, δ18O湖水值偏負(fù), 接近大氣降水的同位素(δ18O降水)組成。相反, 當(dāng)氣候較為干旱時(shí), 降水量/蒸發(fā)量比值較小, 一方面會(huì)導(dǎo)致蒸發(fā)作用加強(qiáng), 使得湖水和碳酸鹽的氧同位素高; 另一方面, 干旱也會(huì)導(dǎo)致注入湖泊的同位素較輕的徑流量減少, 相應(yīng)湖水和碳酸鹽氧同位素也會(huì)升高(滕曉華等, 2013)。因此, 湖泊沉積碳酸鹽的氧同位素記錄可以間接指示氣候干濕變化和湖水水位變化。

巖石學(xué)和礦物學(xué)特征顯示SKD1孔碳酸鹽為湖泊自生而且成巖作用的影響很小(Teng et al., 2019,2021)。對(duì)現(xiàn)代不同類型湖泊中碳酸鹽碳氧同位素進(jìn)行研究后發(fā)現(xiàn), 開放型淡水湖泊中, 原生碳酸鹽δ13C值和δ18O值之間不相關(guān)或略呈相關(guān); 而封閉型湖泊中, δ13C值和δ18O值之間隨著鹽度的增高呈明顯的線性相關(guān)關(guān)系(滕曉華等, 2013)。SKD1孔δ13C碳酸鹽和δ18O碳酸鹽值之間的相關(guān)性均較高(R2=0.73,圖4a), 指示了較為封閉的湖泊環(huán)境, 說(shuō)明湖水氧同位素(δ18O湖水)值主要受控于降水-蒸發(fā)條件, 可以反映氣候干濕。另外, 碳酸鹽氧同位素沿鉆孔深度波動(dòng)趨勢(shì)與白云石/碳酸鹽比值顯著一致(圖 3), 呈顯著正相關(guān)(圖 4b), 間接指示了碳酸鹽氧同位素可以反映降水和氣候變化。

然而, 由于不同碳酸鹽礦物與湖水的分餾系數(shù)不同, 湖泊碳酸鹽碳氧同位素也可能受碳酸鹽礦物組成影響(Bristow et al., 2012)。SKD1孔中的碳酸鹽礦物主要為方解石和白云石, 已知白云石與湖水的碳氧同位素分餾系數(shù)較大, 因此, 白云石的碳氧同位素值(δ白云石)均比方解石碳氧同位素(δ方解石)值高(Δδ13C白云石-方解石=2‰, Δδ18O白云石-方解石=2.6‰)(Land,1980; Vasconcelos et al., 2005)。白云石在碳酸鹽中的相對(duì)含量的影響可能在一定程度上導(dǎo)致了碳酸鹽碳氧同位素與白云石/碳酸鹽比值之間的正相關(guān)關(guān)系。

為了校正不同碳酸鹽礦物組成對(duì) δ13C碳酸鹽和δ18O碳酸鹽值的影響, 我們基于方解石、白云石和碳酸鹽摩爾(M方解石、M白云石和 M碳酸鹽), 碳酸鹽的碳氧同位素組成(δ碳酸鹽)以及白云石與方解石的碳氧同位素的差值(Δδ白云石-方解石), 根據(jù)以下公式計(jì)算方解石碳氧同位素值(δ方解石):

計(jì)算得到的方解石碳氧同位素(δ13C方解石和δ18O方解石)值相關(guān)性仍然較高(R2=0.54, 圖4c)。方解石的氧同位素(δ18O方解石)與 δ18O碳酸鹽的波動(dòng)趨勢(shì)一致, 在–7.9‰～0.2‰之間波動(dòng), 平均值為–4.2‰, 在 PETM期間快速負(fù)偏 5.6‰(圖 3), 說(shuō)明碳酸鹽氧同位素受白云石在碳酸鹽中的比值的影響較小。

圖4 碳酸鹽碳氧同位素(a)、碳酸鹽氧同位素與白云石/碳酸鹽的含量比值(b)及方解石碳氧同位素(c)之間的相關(guān)性分析Fig. 4 Correlation analysis of carbon and oxygen isotopes of carbonate (a), oxygen isotopes of carbonate and dolomite/carbonate content ratio (b), and carbon and oxygen isotopes of calcite (c)

此外, 由于PETM期間溫度顯著上升(Zacho et al., 2003), 而溫度的變化也會(huì)通過(guò)改變大氣降水過(guò)程中的同位素分餾影響大氣降水氧同位素以及湖水和碳酸鹽氧同位素的組成。在中高緯度地區(qū), 大氣降水氧同位素 δ18O降水與年均溫度(T)之間存在顯著正相關(guān)(dδ18O降水/dT～0.6‰/℃; Dansggard, 1964)。另外, 湖水溫度與碳酸鹽氧同位素為負(fù)相關(guān)關(guān)系, 即湖水每增高 1℃, δ18O碳酸鹽值減少 0.23‰ (Friedman and O’Neil, 1977)。因此, 溫度每升高 1℃, δ18O碳酸鹽值凈增加 0.37‰(=k–0.23‰)。由于 SKD1孔的δ18O碳酸鹽值波動(dòng)范圍較大(～10.3‰), 如果只是溫度的影響, 那么溫度的波動(dòng)幅度至少為 28℃, 而且PETM 階段顯著負(fù)偏 6.7‰, 意味著降溫至少 18℃,顯然與PETM期間顯著增溫的實(shí)際情況不符。因此,溫度對(duì)δ18O碳酸鹽影響相對(duì)較小, 雖然PETM期間顯著的增溫仍可能會(huì)導(dǎo)致PETM期間的δ18O碳酸鹽值偏高, 在一定程度上抑制了δ18O碳酸鹽負(fù)偏的幅度。

PETM 時(shí)期全球地表溫度增加了 5～6℃(Zacho et al., 2003)。與江漢盆地鄰近的南陽(yáng)盆地研究表明, PETM期間相對(duì)pre-PETM階段增溫約4℃(Chen et al., 2014)。據(jù)此假設(shè)江漢盆地PETM期間增溫 4～6℃, 導(dǎo)致 δ18O碳酸鹽增加 1.5‰～2.2‰。這里取最大值2.2‰, 進(jìn)一步計(jì)算得到δ18O方解石(p)(δ18O方解石(p)= δ18O方解石–2.2‰)。δ18O方解石(p)既排除了溫度對(duì)碳酸鹽氧同位素的影響, 又排除了不同礦物組成的影響。由圖 3 可知, δ18O方解石(p)整體比 δ18O碳酸鹽值小, 尤其在PETM階段的負(fù)偏幅度更大(7.8‰), 但二者沿鉆孔深度的變化趨勢(shì)顯著一致, 說(shuō)明溫度和礦物組成雖然對(duì) δ18O碳酸鹽值產(chǎn)生了影響, 但并沒有影響其波動(dòng)趨勢(shì)。因此, δ18O碳酸鹽和 δ18O方解石(p)都能很好地記錄降水變化與古氣候演變過(guò)程, 較高的值代表降水較少, 氣候較干旱, 反之, 值較低代表表降水較多, 氣候較濕。

4.2 江漢盆地PETM期間的古氣候重建

Pre-PETM 階段, δ18O碳酸鹽和 δ18O方解石(p)值較高,說(shuō)明氣候較干旱; 此外, 該階段的碳酸鹽以白云石為主, 硬石膏廣泛沉積(圖3)。通常情況下, 湖泊沉積中的硬石膏和白云石相對(duì)于方解石是更干旱的氣候下湖水經(jīng)過(guò)強(qiáng)烈蒸發(fā)形成的(Dutkiewicz and von der Borch, 1995)?，F(xiàn)代湖泊研究表明, 蒸發(fā)鹽(硬石膏和石鹽)、白云石及方解石沉積的年降雨閾值分別為350 mm、400 mm和600 mm (Gu et al., 2015)。因此, 硬石膏以及白云石為主的碳酸鹽沉積也指示了此階段降水較少(MAP<350 mm), 氣候干旱, 湖水鹽度較高。

PETM 階段, δ18O碳酸鹽和 δ18O方解石(p)值顯著降低,白云石基本消失, 而方解石的含量大幅度增加, 說(shuō)明盆地內(nèi)降水增多(600 mm>MAP>400 mm), 氣候變濕, 湖水淡化。由于PETM階段研究區(qū)域的年均溫度比現(xiàn)在高(Xie et al., 2022), 蒸發(fā)作用更強(qiáng)烈,因此當(dāng)時(shí)的降水量可能更高(Gu et al., 2015)。來(lái)自湖北松滋地區(qū)下始新世洋溪組P/E界限的孢粉證據(jù)也表明PETM期間降水顯著增多(Xie et al., 2022);另外, 來(lái)自南陽(yáng)盆地和蘭州盆地的研究也表明PETM期間降雨量增多(鄧焰平等, 2010; Chen et al.,2016)。因此, PETM期間降水顯著增多現(xiàn)象可能普遍存在于中國(guó)副熱帶至中緯度地區(qū), 可能與強(qiáng)烈的季風(fēng)型降雨或熱帶輻合帶北移有關(guān)(Winguth et al.,2010); 此外, PETM期間高濃度的大氣CO2可能導(dǎo)致哈德來(lái)環(huán)流向赤道方向退縮, 由哈德來(lái)環(huán)流下降翼控制的副熱帶高壓帶向南遷移(Hasegawa et al.,2012), 從而使中緯度地區(qū)降水增多。

Post-PETM 階段, δ18O碳酸鹽和 δ18O方解石(p)值升高,白云石/碳酸鹽值增加, 此時(shí)開始沉積鈣芒硝和石鹽(圖 3), 指示了降水顯著減少, 氣候極端干旱, 極端干旱的氣候可能是大量魚群等水生生物以及鳥類,古猴, 鬣蜥類等爬行動(dòng)物和昆蟲發(fā)生滅頂之災(zāi)的原因之一(汪嘯風(fēng), 2015)。

5 結(jié)論

(1)江漢盆地深鉆SKD1孔巖芯碳酸鹽礦物以白云石和方解石為主, 碳酸鹽氧同位素主要受降水與古氣候條件控制, 氧同位素值增加代表降水較少,氣候變干; 反之, 氧同位素值減少代表降水增加,氣候變濕。

(2)Pre-PETM 階段的 δ18O碳酸鹽值較高, 碳酸鹽礦物以白云石為主, 硬石膏廣泛沉積, 指示了干旱的氣候條件; PETM 期間, δ18O碳酸鹽值顯著負(fù)偏(～6.7‰), 主要沉積方解石, 指示了江漢盆地降水量的顯著增加, 氣候相對(duì)pre-PETM階段較為濕潤(rùn);post-PETM 期間, δ18O碳酸鹽值升高, 白云石/方解石值增加, 鈣芒硝和石鹽開始沉積, 指示了降水減少,氣候再次變干。

Acknowledgements:

This study was supported by National Natural Science Foundation of China (Nos. D41907262,U20A2092, 41502089 and 42002106), China Geological Survey (No. DD20190606), and the ‘Qingtan Scholar’ Talent Project Foundation of Zaozhuang University.