留言板

尊敬的读者、作者、审稿人, 关于本刊的投稿、审稿、编辑和出版的任何问题, 您可以本页添加留言。我们将尽快给您答复。谢谢您的支持!

姓名
邮箱
手机号码
标题
留言内容
验证码

海底“三极”与地表“三极”:动力学关联

李三忠 索艳慧 王光增 姜兆霞 赵彦彦 刘一鸣 李玺瑶 郭玲莉 刘博 于胜尧 刘永江 张国伟

李三忠, 索艳慧, 王光增, 姜兆霞, 赵彦彦, 刘一鸣, 李玺瑶, 郭玲莉, 刘博, 于胜尧, 刘永江, 张国伟. 海底“三极”与地表“三极”:动力学关联[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2019, 39(5): 1-22. doi: 10.16562/j.cnki.0256-1492.2019070901
引用本文: 李三忠, 索艳慧, 王光增, 姜兆霞, 赵彦彦, 刘一鸣, 李玺瑶, 郭玲莉, 刘博, 于胜尧, 刘永江, 张国伟. 海底“三极”与地表“三极”:动力学关联[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2019, 39(5): 1-22. doi: 10.16562/j.cnki.0256-1492.2019070901
LI Sanzhong, SUO Yanhui, WANG Guangzeng, JIANG Zhaoxia, ZHAO Yanyan, LIU Yiming, LI Xiyao, GUO Lingli, LIU Bo, YU Shengyao, LIU Yongjiang, ZHANG Guowei. Tripole on seafloor and tripole on Earth surface: Dynamic connections[J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2019, 39(5): 1-22. doi: 10.16562/j.cnki.0256-1492.2019070901
Citation: LI Sanzhong, SUO Yanhui, WANG Guangzeng, JIANG Zhaoxia, ZHAO Yanyan, LIU Yiming, LI Xiyao, GUO Lingli, LIU Bo, YU Shengyao, LIU Yongjiang, ZHANG Guowei. Tripole on seafloor and tripole on Earth surface: Dynamic connections[J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2019, 39(5): 1-22. doi: 10.16562/j.cnki.0256-1492.2019070901

海底“三极”与地表“三极”:动力学关联


doi: 10.16562/j.cnki.0256-1492.2019070901
详细信息
    作者简介:

    李三忠(1968—),男,教授,博士生导师,海洋地质与构造地质专业,E-mail:sanzhong@ouc.edu.cn

  • 基金项目:  山东省泰山学者特聘教授项目;国家海洋局重大专项“全球变化与海气相互作用”(GASI-GEOGE-01);国家自然科学基金杰出青年基金“构造地质学”(41325009);国家基金委-山东海洋科学中心项目“海洋地质过程与环境”(U1606401);青岛海洋科学与技术试点国家实验室鳌山卓越科学家计划(2015ASTP-0S10)资助
  • 中图分类号: P738.1

Tripole on seafloor and tripole on Earth surface: Dynamic connections

More Information
  • 摘要: 地球地表环境3个极端分别为南极、北极和青藏高原,被誉为地表“三极”。本文提出深地动力系统的“三极”,分别为Tuzo、Jason和东南亚环形俯冲系统,这“三极”主体发育于海底之下的深部地幔,因此称为海底“三极”。地表“三极”和海底“三极”统称地圈“六极”,是全球变化(变暖或变冷)、深时地球、深地动力、地球系统、宜居地球等地球科学前沿研究领域难以回避的研究对象,是地球多圈层相互作用的6个纽带和突破口,也是寻求地球系统动力学机制的关键所在。Tuzo和Jason是现今分别位于大西洋、太平洋之下的大型横波低速异常区(LLSVP),它们控制了大火成岩省、微板块的形成和演化,也控制了集中式火山去气作用,进而引起大气循环变化;它们还不断衍生微板块,并将其向北驱散,这些微板块围绕东亚环形俯冲系统不断聚集,导致大量物质深俯冲,促进深部物质循环,同时,在岛弧地带释放大量温室气体,改变地表系统大气环流;板块聚散伴随海陆格局变迁,同时,也改变着全球海峡通道、高原隆升和垮塌,调节着地表流体系统的运行:包括海洋环流和大气环流。冰盖形成与演化也受其控制。海底“三极”也是地史时期超大陆聚散的根本控制因素,而地表系统的百万年内的多尺度周期性变化主要受公转偏心率、地轴斜率和岁差控制,气候变化受热带驱动和冰盖驱动双重控制。总之,尽管早期地球以后逐渐具有地球宜居性,但地圈-生物圈相互作用极其复杂,地圈“六极”研究可作为宜居地球研究的突破口和生长点。
  • 图  1  地表系统“三极”(北极、南极和青藏高原)示意

    Figure  1.  Tripole of surface earth system, i.e. the Arctic, Antarctic and Qinghai-Tibet Plateau

    图  2  40 Ma以来CO2浓度和δ18O变化(据文献[6]和[8])

    Figure  2.  Variations in CO2 content and δ18O since 40 Ma(After references [6] and [8])

    图  3  核-幔边界(2 800 km深度)SMEAN剪切波或横波异常(据文献[56, 57])

    图示了现今非洲(A,即Tuzo)和太平洋(P,即Jason)“超级地幔柱”位置和侧向变化。白色圈为201~15 Ma期间的大火成岩省位置[57],大火成岩省名称字母缩略如下:C. CAMP; K. Karroo; A. Argo margin; SR. Shatsky Rise; MG. Magellan Rise; G. Gascoyne; PE. Parana-Etendeka; BB. Banbury Baslats; MP. Manihiki Plateau; O1. Ontong Java 1; R. Rajmahal Traps; SK. Southern Kerguelen; N. Nauru; CK. Central Kerguelen; HR. Hess Rise;W. Wallaby Plateau; BR. Broken Ridge; O2. Ontong Java 2; M. Madagascar; SL. S. Leone Rise; MR. Maud Rise; D. Deccan Traps; NA. North Atlantic; ET. Ethiopia; CR. Columbia River。红色点为Courtillot等(2003)认定的深起源热点[58]。地幔柱生成带位于两个LLSVPs的周缘[59]

    Figure  3.  SMEAN shear wave velocity anomalies near the core–mantle boundary (2 800 km depth) (after references [56, 57])

    Fig.3 shows the position and lateral variation of the African superplume (A, Tuzo) and the Pacific superplume (P, Jason). LIPs reconstructed back through time (201~15 Ma) from their present locations to those in which they were erupted are shown as annotated white circles. LIPs of the past 200 My are: C. CAMP; K. Karroo; A. Argo margin; SR. Shatsky Rise; MG. Magellan Rise; G. Gascoyne; PE. Parana-Etendeka; BB. Banbury Baslats; MP. Manihiki Plateau; O1. Ontong Java 1; R. Rajmahal Traps; SK. Southern Kerguelen; N. Nauru; CK. Central Kerguelen; HR. Hess Rise;W. Wallaby Plateau; BR. Broken Ridge; O2. Ontong Java 2; M. Madagascar; SL. S. Leone Rise; MR. Maud Rise; D. Deccan Traps; NA. North Atlantic; ET. Ethiopia; CR. Columbia River. Hotspots argued to have a deep origin by Courtillot et al. (2003) are shown as red dots[58]. The Plume Generation Zones(PGZs) lie at the edges of the LLSVPs[59]

    图  4  板块净运动特征与下伏地幔流的关系(据文献[60])

    a和b为双极、四极和净拉伸参照系下现今地表板块运动的净极位置分布,在a中为黑色符号,在b中蓝色为板拉力相关的板块驱动力净极位置,红色为板底拖曳力。c. 为过大圆ABCD的地幔剖面,表示了层析揭示的剪切波速异常(也在图a中彩色表示了2 800 km深处)以及相关的地幔流场(绿色箭头)、表面板块运动(黑色箭头)及净双极和四极位置(黑色符号)

    Figure  4.  Association of plate tectonic net characteristics with those of underlaying mantle flow (after reference [60])

    a and b net characteristic pole locations for the dipole, quadrupole and net stretching components of present-day surface plate motions (black symbols) in Fig. 4a and for plate tectonic driving forces associated with slab pull 29 (blue symbols) and basal tractions on plates (red symbols) in Fig.4b. c. A mantle cross-section cutting through great circle ABCD (drawn on maps in all panels) shows the tomographic shear velocity anomaly (colours, also drawn in map view in a at 2 800 km depth), the associated mantle flow field14 (green arrows), surface plate motion (black arrows), and net characteristic dipole and quadrupole locations for plate motions (black symbols)

    图  5  基于地幔流模式预测的2 677 km深处的地幔温度异常(a-c为模式1的预测,d-f为类模式2的预测)(据文献[53])

    棕色等值线为致密物质的50%集中区,绿色线条代表LLSVPs圈闭区,黑色线条为重建的现今海岸线位置,粉色线条标注的为华南,灰色线为俯冲带,箭头指向上盘。但由于这种重建是基于板块重建的地幔结构重构,因而板块重建不对,如图5d与Torsvik等(2008)的297 Ma的非常不同[61],因此结果也仅只能作为参考。从重构结果可以看到的是,两个LLSVPs并不是对等的,强弱和结构会随着上部板块聚散行为、进入下地幔的板片行为的滞后效应而发生变化

    Figure  5.  Mantle temperature anomalies at 2 677 km in depth predicted by mantle flow models driven by Case 1 (a-c) and Case 2 (d-f) (after reference [53])

    The brown contours indicate 50% concentration of dense material. The green contour represents LLSVPs. Reconstructed locations of present day coastlines are in black with the South China block show in magenta. Reconstructed subduction zone locations are shown as grey lines with triangles on the overriding plate. However, since this reconstruction is based on the reconstruction of the mantle structure of the plate reconstruction, the reconstruction of the plate is not correct, as shown in Fig.5d and Torsvik et al. (2008) 297 Ma is very different[61], so the results can only be used as a reference. It can be seen that the two LLSVPs are not equivalent, and the strength and weakness will change with the hysteresis effect of the plate slab behavior of the lower mantle

    图  6  中生代环太平洋及古太平洋内的板块运动学和大火成岩省重建(据文献[85])

    淡蓝色细线指重建的磁条带,黄绿色曲线圈定了太平洋下地幔低速区(LLSVP),洋中脊用浅蓝色粗线表示,磁线理用天蓝色细线表示。a. 168.2 Ma (M42) 太平洋板块初始形成,同时皮加费塔(Pigafetta)盆地 (PIG) 形成;b. 139.6 Ma (M16) 为太平洋下地幔低速区北北东部边缘的活动上涌时期,太平洋板块东北侧脊-柱相互作用触发了沙茨基海隆(SHA) 形成于大约144 Ma, 尼科亚I (NIC I) 海台和中太平洋海山群 (MPM) 形成于大约140 Ma,麦哲伦海隆 (MAG) 形成于大约135 Ma;c. 120.4 Ma (M0) 为一个新的活动上涌时期,太平洋板块南侧脊-柱相互作用激发了翁通爪哇海台(OJP)、马尼希基(MAN)和希库朗基海台(HIK) 形成事件。尼科亚II (NIC II) 海台也属于这次事件, 其喷发发生在太平洋下地幔低速区北部边缘脊-柱交接区。还是这次, 中太平洋海山群再次活跃,形成了几个具有OIB典型特征的次级水下海山。同时,太平洋下地幔低速区西缘附近的东马里亚纳海盆 (EMB)先后发生了127和120 Ma的板内岩浆脉冲事件;d. 112 Ma太平洋下地幔低速区南缘依然活动,并与洋中脊相互作用,形成了希库朗基海台、瑙鲁海盆(NAU)和东马里亚纳海盆;e. 95 Ma太平洋下地幔低速区最东缘变得活跃,在与洋中脊相互作用的地区形成了加勒比海台 (CAR)。板块名称缩写如下:BIS (Biscoe), CHS (Chonos), FAR (法拉隆), GUE (格雷罗), IZA (依泽奈崎), KUL (库拉), MAC (Mackinley), PAC (太平洋), PEN (Penas), PHO (菲尼克斯), WAK (Washikemba), WRA (Wrangellia)和YAK (Yakutat)

    Figure  6.  Plate reconstructions of plate kinematics and large igneous provinces for Mesozoic circum-Pacific and Paleo-Pacific plates(after reference [85])

    ‘M’ notations refer to established magnetic anomalies. The orange outline denotes the Pacific LLSVP. MORs are represented by thick light blue lines and magnetic anomalies in white thin lines. a. At 168.2 Ma (M42) the Pacific Plate was at its onset. Pigafetta Basin (PIG) was forming. b. At 139.6 Ma (M16) a period of active upwellings of the Pacific LLSVP at its N-NE margins triggered the formation of Shatsky Rise (SHA) at circa 144 Ma, Nicoya I (NIC I) plateau and Mid-Pacific Mountains (MPM) at circa 140 Ma and Magellan Rise (MAG) at circa 135 Ma. c. At 120.4 Ma (M0) a new period of mantle upwellings stimulated the formation the Ontong-Java (OJP), Manihiki (MAN) and Hikurangi (HIK) Plateau event. The Nicoya II (NIC II) plateau belongs to these series of upwellings, erupting close to the northern margins of the LLSVP. Also at this time, a rejuvenated stage occurred at the Mid-Pacific Mountains characterized by the formation of several sub-aerial seamounts with a clear OIB signature that were eroded and later subsided. Meanwhile, the East Mariana Basin (EMB), near the W margins of the Pacific LLSVP, presented an intraplate magmatic pulse at circa 127 Ma and 120 Ma, respectively. d. At 112 Ma the southern margin of the LLSVP remains active and in interaction with a MOR, forming sections of the Hikurangi Plateau, Nauru Basin (NAU) and East Mariana Basin. e. At 95 Ma the easternmost margins of the Pacific LLSVP became active forming the Caribbean Plateau (CAR) at the intersection of with a MOR. Tectonic plate abbreviations BIS (Biscoe), CHS (Chonos), FAR (Farallon), GUE (Guerrero), IZA (Izanagi), KUL (Kula), MAC (Mackinley), PAC (Pacific), PEN (Penas), PHO (Phoenix), WAK (Washikemba), WRA (Wrangellia) and YAK (Yakutat)

    图  7  单一的大陆(Pangea)和单一的大洋(Panthalassa) 与分散的大陆和大洋的5阶段交替演化模式 (据文献[108])

    Figure  7.  Five-stage evolution model of single supercontinent such as Pangea and single super-ocean such as Panthalassa or dispersed continents and oceans (after reference [108])

    图  8  850~0 Ma大陆与大洋的重组过程及其相应的海平面、花岗岩、冰期、海水中锶和碳同位素变化规律

    a. 显生宙以来的海平面变化,A-Hallam (1992) [116];B-Fischer(1984) [111];b. 冰期(星号),冰室状态(空白),温室状态(G);c. 海水中87Sr/86Sr;d. δ13Ccarb;e. 大陆和海洋的聚集和分离:AF:非洲,AMAZON:亚马逊,AN:南极洲,AUS:澳大利亚,BAL:波罗的海,EAF:东非地体,IND:印度(India),KAZ:哈萨克斯坦,LAU:劳伦古陆,SIB:西伯利亚,SAM:南美,SF:旧金山,WAF:西非,AT:大西洋(北部-中部),IO:印度洋(西-东-东南)。其中,没有显示的为基梅里地体群、华北、华南和特提斯[117],碰撞拼合形成的超大陆A-泛大洋A由实心圆圈表示; 超大陆B-泛大洋B和冈瓦纳古陆则由空心圆表示。时间分别为720 ~690 Ma、600 ~580 Ma和570 Ma。南美-非洲地区的数据修改自文献[118]

    Figure  8.  The variations in sea level, granite, ice age, seawater Sr and C isotopes during re-organization of continents and oceans since 850 Ma

    a. the variations of sea level since the Phanerozoic, A-Hallam (1992)[116]; B-Fischer (1984)[111]; b. Ice period (asterisk), ice chamber status (blank), greenhouse status (G); c. 87Sr/86Sr in seawater; d. δ13Ccarb; e. Continental and oceanic combinations: AF:Africa, AMAZON: Amazonas, AN:Antarctica, AUS:Australia, BAL:Baltica, EAF:East African terranes, IND:India, KAZ: Kazakhstania, LAU:Laurentia, SIB:Siberia, SAM:South America, SF:San Francisco, WA:West Africa, AT:Atlantic (north-central), IO:Indian(west-east-southeast). The Kimeri terrane group, North China, South China and Tethys[117] are not shown in this Figure, and the supercontinent A-Pan Ocean A formed by collision and formation is represented by a solid circle; Supercontinent B-Pan Ocean B and Gondwana The ancient land is represented by a hollow circle. The time is 720 ~690 Ma, 600 ~580 Ma and 570 Ma. Data for the South American-African region has been modified reference [118]

  • [1] 刘丰豪, 党皓文. 冰盖演变与冰期旋回[M]//中国大洋发现计划办公室, 海洋地质国家重点实验室(同济大学). 大洋钻探五十年. 上海: 同济大学出版社, 2018: 70-83.

    LIU Fenghao, DANG Haowen. The evolution of the ice sheet and glacial cycle[M]// In: The office of IODP-China, State Key Laboratory of Marine Geology(eds). Fifty Years of Ocean Drilling. 2018: 70-83.
    [2] 黄恩清, 田军. 水文循环和季风演变[M]//中国大洋发现计划办公室, 海洋地质国家重点实验室(同济大学). 大洋钻探五十年. 上海: 同济大学出版社, 2018: 99-111.

    HUANG Enqing, TIAN Jun. Hydrological Cycle and Monsoon Evolution[M]// In: eds, The office of IODP-China, State Key Laboratory of Marine Geology(eds), Fifty Years of Ocean Drilling. 2018: 99-111.
    [3] Brinkhuis H, Schouten S, Collinson M E, et al. Episodic fresh surface waters in the Eocene Arctic Ocean [J]. Nature, 2006, 441(7093): 606-609. doi: 10.1038/nature04692
    [4] Sluijs A, Schouten S, Pagani M, et al. Subtropical Arctic Ocean temperatures during the Palaeocene/Eocene thermal maximum [J]. Nature, 2006, 441(7093): 610-613. doi: 10.1038/nature04668
    [5] Prueher L M, Rea D K. Volcanic triggering of late Pliocene glaciation: evidence from the flux of volcanic glass and ice-rafted debris to the North Pacific Ocean [J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2001, 173(3-4): 215-230. doi: 10.1016/S0031-0182(01)00323-6
    [6] Zachos J C, Dickens G R, Zeebe R E. An early Cenozoic perspective on greenhouse warming and carbon-cycle dynamics [J]. Nature, 2008, 451(7176): 279-283. doi: 10.1038/nature06588
    [7] 许倬云. 万古江河: 中国历史文化的转折与开展[M]. 长沙: 湖南人民出版社, 2017: 1-540.

    XU Zuoyun, Eternal rivers: The transition and development of Chinese history and culture[M]. Hunan People's Publishing Press, 2019: 1-540.
    [8] Zhang Y G, Pagani M, Liu Z H, et al. A 40-million-year history of atmospheric CO2 [J]. Philosophical Transactions of the Royal Society A: Mathematical, Physical and Engineering Sciences, 2013, 371(2001): 20130096. doi: 10.1098/rsta.2013.0096
    [9] Haug G H, Tiedemann R. Effect of the formation of the isthmus of panama on Atlantic ocean thermohaline circulation [J]. Nature, 1998, 393(6686): 673-676. doi: 10.1038/31447
    [10] Montes C, Cardona A, Jaramillo C, et al. Middle Miocene closure of the central American seaway [J]. Science, 2015, 348(6231): 226-229. doi: 10.1126/science.aaa2815
    [11] Cane M A, Molnar P. Closing of the Indonesian seaway as a precursor to east African aridification around 3-4 million years ago [J]. Nature, 2001, 411(6834): 157-162. doi: 10.1038/35075500
    [12] Haug G H, Ganopolski A, Sigman D M, et al. North Pacific seasonality and the glaciation of North America 2.7 Million years ago [J]. Nature, 20058, 433(7028): 821-825.
    [13] Wang P X. Cenozoic deformation and the history of sea-land interactions in Asia[M]//Clift P, Kuhnt W, Wang P, et al. Continent-Ocean Interactions Within East Asian Marginal Seas. Washington DC: American Geophysical Union., 2004.
    [14] Woodard S C, Rosenthal Y, Miller K G, et al. Antarctic role in Northern Hemisphere glaciation [J]. Science, 2014, 346(6211): 847-851. doi: 10.1126/science.1255586
    [15] Livermore R, Nankivell A, Eagles G, et al. Paleogene opening of Drake passage [J]. Earth and Planetary Science Letters, 2005, 236(1-2): 459-470. doi: 10.1016/j.jpgl.2005.03.027
    [16] Kennett J P, Shackleton N J. Oxygen isotopic evidence for the development of the psychrosphere 38 Myr ago [J]. Nature, 1976, 260(5551): 513-515. doi: 10.1038/260513a0
    [17] Pagani M, Zachos J C, Freeman K H, et al. Marked decline in atmospheric carbon dioxide concentrations during the Paleogene [J]. Science, 2005, 309(5734): 600-603. doi: 10.1126/science.1110063
    [18] Galeotti S, DeConto R, Naish T, et al. Antarctic ice sheet variability across the Eocene-Oligocene boundary climate transition [J]. Science, 2016, 352(6281): 76-80. doi: 10.1126/science.aab0669
    [19] Bijl P K, Schouten S, Sluijs A, et al. Early Palaeogene temperature evolution of the southwest Pacific Ocean [J]. Nature, 2009, 461(7265): 776-779. doi: 10.1038/nature08399
    [20] Kennett J P, Stott L D. Abrupt deep-sea warming, palaeoceanographic changes and benthic extinctions at the end of the Palaeocene [J]. Nature, 1991, 353(6341): 225-229. doi: 10.1038/353225a0
    [21] McInerney F A, Wing S L. The paleocene-eocene thermal maximum: a perturbation of carbon cycle, climate, and biosphere with implications for the future [J]. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 2011, 39: 489-516. doi: 10.1146/annurev-earth-040610-133431
    [22] Coxall H K, Wilson P A, Pälike H, et al. Rapid stepwise onset of Antarctic glaciation and deeper calcite compensation in the Pacific Ocean [J]. Nature, 2005, 433(7021): 53-57. doi: 10.1038/nature03135
    [23] Miller K G, Wright J D, Fairbanks R G. Unlocking the ice house: Oligocene-Miocene oxygen isotopes, eustasy, and margin erosion [J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 1991, 96(B4): 6829-6848. doi: 10.1029/90JB02015
    [24] Pound M J, Haywood A M, Salzmann U, et al. Global vegetation dynamics and latitudinal temperature gradients during the Mid to Late Miocene (15.97-5.33 Ma) [J]. Earth-Science Reviews, 2012, 112(1-2): 1-22. doi: 10.1016/j.earscirev.2012.02.005
    [25] Holbourn A, Kuhnt W, Schulz M, et al. Impacts of orbital forcing and atmospheric carbon dioxide on Miocene ice-sheet expansion [J]. Nature, 2005, 438(7067): 483-487. doi: 10.1038/nature04123
    [26] Tian J. Coherent variations of the obliquity components in global ice volume and ocean carbon reservoir over the past 5 Ma [J]. Science China Earth Sciences, 2013, 56(12): 2160-2172. doi: 10.1007/s11430-013-4750-y
    [27] Raymo M E, Ruddiman W F. Tectonic forcing of late Cenozoic climate [J]. Nature, 1992, 359(6391): 117-122. doi: 10.1038/359117a0
    [28] 吴福元, 黄宝春, 叶凯, 等. 青藏高原造山带的垮塌与高原隆升[J]. 岩石学报, 2008, 24(1):1-30. [WU Fuyuan, HUANG Baochun, YE Kai, et al. Collapsed Himalayan-Tibetan orogen and the rising Tibetan plateau [J]. Acta Petrologica Sinica, 2008, 24(1): 1-30.
    [29] Matthews K J, Müller R D, Sandwell D T. Oceanic microplate formation records the onset of India-Eurasia collision [J]. Earth and Planetary Science Letters, 2016, 433: 204-214. doi: 10.1016/j.jpgl.2015.10.040
    [30] Ali J R, Aitchison J C. Greater India [J]. Earth-Science Reviews, 2005, 72(3-4): 169-188. doi: 10.1016/j.earscirev.2005.07.005
    [31] Xiao W J, Ao S J, Yang L, et al. Anatomy of composition and nature of plate convergence: Insights for alternative thoughts for terminal India-Eurasia collision [J]. Science China Earth Sciences, 2017, 60(6): 1015-1039. doi: 10.1007/s11430-016-9043-3
    [32] Hou Z Q, Cook N J. Metallogenesis of the Tibetan collisional Orogen: a review and introduction to the special issue [J]. Ore Geology Reviews, 2009, 36(1-3): 2-24. doi: 10.1016/j.oregeorev.2009.05.001
    [33] Hou Z Q, Yang Z M, Lu Y J, et al. A genetic linkage between subduction- and collision-related porphyry Cu deposits in continental collision zones [J]. Geology, 2015, 43(3): 247-250. doi: 10.1130/G36362.1
    [34] Li Y L, Wang C S, Dai J G, et al. Propagation of the deformation and growth of the Tibetan–Himalayan orogen: a review [J]. Earth-Science Reviews, 2015, 143: 36-61. doi: 10.1016/j.earscirev.2015.01.001
    [35] 王国灿, 曹凯, 张克信, 等. 青藏高原新生代构造隆升阶段的时空格局[J]. 中国科学: 地球科学, 2011, 54(1):29-44. [WANG Guocan, CAO Kai, ZHANG Kexin, et al. Spatio-temporal framework of tectonic uplift stages of the Tibetan Plateau in Cenozoic [J]. Science China Earth Sciences, 2011, 54(1): 29-44.
    [36] Li J X, Yue L P, Roberts A P, et al. Global cooling and enhanced Eocene Asian mid-latitude interior aridity [J]. Nature Communication, 2018, 9(1): 3026. doi: 10.1038/s41467-018-05415-x
    [37] Sun J M, Windley B F. Onset of aridification by 34 Ma across the Eocene-Oligocene transition in Central Asia [J]. Geology, 2015, 43(11): 1015-1018. doi: 10.1130/G37165.1
    [38] Guo Z T, Ruddiman W F, Hao Q Z, et al. Onset of Asian desertification by 22 Myr ago inferred from loess deposits in China [J]. Nature, 2002, 416(6877): 159-163. doi: 10.1038/416159a
    [39] Zheng H B, Wei X C, Tada R, et al. Late Oligocene-early Miocene birth of the Taklimakan desert [J]. Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America, 2015, 112(25): 7662-7667. doi: 10.1073/pnas.1424487112
    [40] Kroon D, Steens T, Troelstra S R. Onset of monsoonal related upwelling in the Western Arabian Sea as revealed by planktonic foraminifers[M]//Prell W L, Niitsuma N. Proceedings of the Ocean Drilling Program, Scientific Results. College Station, TX: Ocean Drilling Program, 1991: 257-263.
    [41] Zheng H B, Clift P D, Wang P, et al. Pre-Miocene birth of the Yangtze river [J]. Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America, 2013, 110(19): 7556-7561. doi: 10.1073/pnas.1216241110
    [42] Delescluse M, Montési L G J, Chamot-Rooke N. Fault reactivation and selective abandonment in the oceanic lithosphere [J]. Geophysical Research Letters, 2008, 35(16): L16312. doi: 10.1029/2008GL035066
    [43] Bull J M, Scrutton R A. Fault reactivation in the central Indian Ocean and the rheology of oceanic lithosphere [J]. Nature, 1990, 344(6269): 855-858. doi: 10.1038/344855a0
    [44] Bull J M, Scrutton R A. Seismic reflection images of intraplate deformation, central Indian Ocean, and their tectonic significance [J]. Journal of the Geological Society, 1992, 149(6): 955-966. doi: 10.1144/gsjgs.149.6.0955
    [45] Chamot-Rooke N, Jestin F, de Voogd B. Intraplate shortening in the central Indian Ocean determined from a 2100-km-long north-south deep seismic reflection profile [J]. Geology, 1993, 21(11): 1043-1046. doi: 10.1130/0091-7613(1993)021<1043:ISITCI>2.3.CO;2
    [46] Royer J Y, Sandwell D T. Evolution of the eastern Indian Ocean since the late cretaceous: constraints from Geosat altimetry [J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 1989, 94(B10): 13755-13782. doi: 10.1029/JB094iB10p13755
    [47] van Orman J, Cochran J R, Weissel J K, et al. Distribution of shortening between the Indian and Australian plates in the central Indian Ocean [J]. Earth and Planetary Science Letters, 1995, 133(1-2): 35-46. doi: 10.1016/0012-821X(95)00061-G
    [48] Betzler C, Eberli G P, Lüdmann T, et al. Refinement of Miocene sea level and monsoon events from the sedimentary archive of the Maldives (Indian Ocean) [J]. Progress in Earth and Planetary Science, 2018, 5: 5. doi: 10.1186/s40645-018-0165-x
    [49] Sun X J, Wang P X. How old is the Asian monsoon system?-Palaeobotanical records from China [J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2005, 222(3-4): 181-222. doi: 10.1016/j.palaeo.2005.03.005
    [50] Clift P D, Wan S M, Blusztajn J. Reconstructing chemical weathering, physical erosion and monsoon intensity since 25 Ma in the northern South China Sea: a review of competing proxies [J]. Earth-Science Reviews, 2014, 130: 86-102. doi: 10.1016/j.earscirev.2014.01.002
    [51] Zhang Y G, Pagani M, Liu Z H. A 12-Million-Year temperature history of the tropical Pacific Ocean [J]. Science, 2014, 344(6179): 84-87.
    [52] 翦知湣, 金海燕. 大洋碳循环与气候演变的热带驱动[J]. 地球科学进展, 2008, 23(3):221-227. [JIAN Zhimin, JIN Haiyan. Ocean carbon cycle and tropical forcing of climate evolution [J]. Advances in Earth Science, 2008, 23(3): 221-227. doi: 10.3321/j.issn:1001-8166.2008.03.001
    [53] Young A, Flament N, Maloney K, et al. Global kinematics of tectonic plates and subduction zones since the late Paleozoic Era [J]. Geoscience Frontiers, 2019, 10(3): 989-1013. doi: 10.1016/j.gsf.2018.05.011
    [54] Homrighausen S, Hoernle K, Hauff F, et al. Global distribution of the HIMU end member: Formation through Archean plume-lid tectonics [J]. Earth-Science Reviews, 2018, 182: 85-101. doi: 10.1016/j.earscirev.2018.04.009
    [55] Zhang Z, Li S Z, Suo Y H, et al. Formation mechanism of the global Dupal isotope anomaly [J]. Geological Journal, 2016, 51(S1): 644-651.
    [56] Becker T W, Boschi L. A comparison of tomographic and geodynamic mantle models [J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2002, 3(1): 2001GC000168.
    [57] Burke K, Torsvik T H. Derivation of large igneous provinces of the past 200 million years from long-term heterogeneities in the deep mantle [J]. Earth and Planetary Science Letters, 2004, 227(3-4): 531-538. doi: 10.1016/j.jpgl.2004.09.015
    [58] Courtillot V, Davaille A, Besse J, et al. Three distinct types of hotspots in the earth’s mantle [J]. Earth and Planetary Science Letters, 2003, 205(3-4): 295-308. doi: 10.1016/S0012-821X(02)01048-8
    [59] Burke K, Steinberger B, Torsvik T H, et al. Plume generation zones at the margins of large low shear velocity provinces on the core–mantle boundary [J]. Earth and Planetary Science Letters, 2008, 265(1-2): 49-60. doi: 10.1016/j.jpgl.2007.09.042
    [60] Conrad C P, Steinberger B, Torsvik T H. Stability of active mantle upwelling revealed by net characteristics of plate tectonics [J]. Nature, 2013, 498(7455): 479-482. doi: 10.1038/nature12203
    [61] Torsvik T H, Smethurst M A, Burke K, et al. Long term stability in deep mantle structure: evidence from the ~ 300 Ma Skagerrak-Centered Large Igneous Province (the SCLIP) [J]. Earth and Planetary Science Letters, 2008, 267(3-4): 444-452. doi: 10.1016/j.jpgl.2007.12.004
    [62] Honza E, Fujioka K. Formation of arcs and backarc basins inferred from the tectonic evolution of Southeast Asia since the Late Cretaceous [J]. Tectonophysics, 2004, 384(1-4): 23-53. doi: 10.1016/j.tecto.2004.02.006
    [63] Liu B, Li S Z, Suo Y H, et al. The geological nature and geodynamics of the Okinawa Trough, Western Pacific [J]. Geological Journal, 2016, 51(S1): 416-428.
    [64] Seton M, Müller R D, Zahirovic S, et al. Global continental and ocean basin reconstructions since 200 Ma [J]. Earth-Science Reviews, 2012, 113(3-4): 212-270. doi: 10.1016/j.earscirev.2012.03.002
    [65] Suo Y H, Li S Z, Zhao S J, et al. Continental margin basins in East Asia: tectonic implications of the meso-Cenozoic East China Sea pull-apart basins [J]. Geological Journal, 2015, 50(2): 139-156. doi: 10.1002/gj.2535
    [66] Suo Y H, Li S Z, Yu S, et al. Cenozoic tectonic jumping and implications for hydrocarbon accumulation in basins in the East Asia Continental Margin [J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2014, 88: 28-40. doi: 10.1016/j.jseaes.2014.02.019
    [67] Müller R D, Sdrolias M, Gaina C, et al. Long-term sea-level fluctuations driven by ocean basin dynamics [J]. Science, 2008, 319(5868): 1357-1362. doi: 10.1126/science.1151540
    [68] Replumaz A, Capitanio F A, Guillot S, et al. The coupling of Indian subduction and Asian continental tectonics [J]. Gondwana Research, 2014, 26(2): 608-626. doi: 10.1016/j.gr.2014.04.003
    [69] Zahirovic S, Matthews K J, Flament N, et al. Tectonic evolution and deep mantle structure of the eastern Tethys since the latest Jurassic [J]. Earth-Science Reviews, 2016, 162: 293-337. doi: 10.1016/j.earscirev.2016.09.005
    [70] Zahirovic S, Müller R D, Seton M, et al. Tectonic speed limits from plate kinematic reconstructions [J]. Earth and Planetary Science Letters, 2015, 418: 40-52. doi: 10.1016/j.jpgl.2015.02.037
    [71] Gibbons A D, Zahirovic S, Müller R D, et al. A tectonic model reconciling evidence for the collisions between India, Eurasia and intra-oceanic arcs of the central-eastern Tethys [J]. Gondwana Research, 2015, 28(2): 451-492. doi: 10.1016/j.gr.2015.01.001
    [72] 刘一鸣, 李三忠, 于胜尧, 等. 青藏高原班公湖-怒江缝合带及周缘燕山期微地块聚合与增生造山过程[J]. 大地构造与成矿学, 2019, 43(4):824-838. [LIU Yiming, LI Sanzhong, YU Shengyao, et al. The Mesozoic collage and orogeny process of micro-blocks in Bangong-Nujiang suture zone, Tibetan Plateau [J]. Geotectonica et Metallogenia, 2019, 43(4): 824-838.
    [73] 周洁, 李三忠, 索艳慧, 等. 碰生型微地块的分类及其形成机制[J]. 大地构造与成矿学, 2019, 43(4):795-823. [ZHOU Jie, LI Sanzhong, SUO Yanhui, et al. Type and genetic mechanism of collision-derived micro-blocks [J]. Geotectonica et Metallogenia, 2019, 43(4): 795-823.
    [74] 姜素华, 张雯, 李三忠, 等. 西北太平洋洋陆过渡带新生代盆地构造演化与油气分布特征[J]. 大地构造与成矿学, 2019, 43(4):839-857. [JIANG Suhua, ZHANG Wen, LI Sanzhong, et al. Cenozoic oil-gas distribution and tectonic evolution of the basins in the northwest pacific continent-ocean connection zone [J]. Geotectonica et Metallogenia, 2019, 43(4): 839-857.
    [75] Li S Z, Santosh M, Zhao G C, et al. Intracontinental deformation in a frontier of super-convergence: a perspective on the tectonic milieu of the South China Block [J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2012, 49: 313-329. doi: 10.1016/j.jseaes.2011.07.026
    [76] Li S Z, Zhao S J, Liu X, et al. Closure of the proto-Tethys ocean and early Paleozoic amalgamation of microcontinental blocks in East Asia [J]. Earth-Science Reviews, 2018, 186: 37-75. doi: 10.1016/j.earscirev.2017.01.011
    [77] Anderson D L. New Theory of the Earth[M]. New York: Cambridge University Press, 2007: 1-384.
    [78] 刘金平, 李三忠, 索艳慧, 等. 残生微洋块: 俯冲消减系统下盘的复杂演化[J]. 大地构造与成矿学, 2019, 43(4):762-778. [LIU Jinping, LI Sanzhong, SUO Yanhui, et al. Subduction-derived oceanic micro-block: complex evolution of footwall in subduction system [J]. Geotectonica et Metallogenia, 2019, 43(4): 762-778.
    [79] 孟繁, 李三忠, 索艳慧, 等. 跃生型微地块: 离散型板块边界的复杂演化[J]. 大地构造与成矿学, 2019, 43(4):644-664. [MENG Fan, LI Sanzhong, SUO Yanhui, et al. Ridge jumping-derived micro-blocks: unravelling a complex evolutionary process for the divergent plate boundaries [J]. Geotectonica et Metallogenia, 2019, 43(4): 644-664.
    [80] 牟墩玲, 李三忠, 索艳慧, 等. 裂生微地块构造特征及成因模式: 来自西太平洋弧后扩张作用的启示[J]. 大地构造与成矿学, 2019, 43(4):665-677. [MU Dunling, LI Sanzhong, SUO Yanhui, et al. Tectonic and Geodynamic mechanism of back-arc-rifting derived micro-blocks: insights from Back-arc spreading in the West Pacific [J]. Geotectonica et Metallogenia, 2019, 43(4): 665-677.
    [81] 汪刚, 李三忠, 姜素华, 等. 增生型微地块的成因模式及演化[J]. 大地构造与成矿学, 2019, 43(4):745-761. [WANG Gang, LI Sanzhong, JIANG Suhua, et al. Formation mechanisms and evolution of accretion-derived micro-blocks [J]. Geotectonica et Metallogenia, 2019, 43(4): 745-761.
    [82] 赵林涛, 李三忠, 索艳慧, 等. 延生微地块: 洋脊增生系统的复杂过程[J]. 大地构造与成矿学, 2019, 43(4):715-729. [ZHAO Lintao, LI Sanzhong, SUO Yanhui, et al. Propagation-derived micro-blocks: Complex evolution of mid-ocean ridge accretion system [J]. Geotectonica et Metallogenia, 2019, 43(4): 715-729.
    [83] 甄立冰, 李三忠, 郭玲莉, 等. 延生型微板块成因机制模拟研究进展[J]. 大地构造与成矿学, 2019, 43(4):730-744. [ZHEN Libing, LI Sanzhong, GUO Lingli, et al. A review of the research progress on the genetic mechanism of the propagation-derived microplate [J]. Geotectonica et Metallogenia, 2019, 43(4): 730-744.
    [84] 王光增, 李三忠, 索艳慧, 等. 转换型微板块类型、成因及其大地构造启示[J]. 大地构造与成矿学, 2019, 43(4):700-715. [WANG Guangzeng, LI Sanzhong, SUO Yanhui, et al. Transform-derived microplates: classification, mechanism and tectonic significance [J]. Geotectonica et Metallogenia, 2019, 43(4): 700-715.
    [85] Madrigal P, Gazel E, Flores K E, et al. Record of massive upwellings from the Pacific large low shear velocity province [J]. Nature Communication, 2016, 7: 13309. doi: 10.1038/ncomms13309
    [86] 李阳, 李三忠, 郭玲莉, 等. 拆离型微地块: 洋陆转换带和洋中脊变形机制[J/OL]. 大地构造与成矿学, 2019: 1-16. https://doi.org/10.16539/j.ddgzyckx.2019.04.011.

    LI Yang, LI Sanzhong, GUO Lingli, et al. Detachment-derived Micro-blocks: new insights for the deformation mechanism of the ocean-continent transition and the mid-ocean ridge[J/OL]. Geotectonica et Metallogenia, 2019: 1-16. https://doi.org/10.16539/j.ddgzyckx.2019.04.011.
    [87] 李园洁, 李三忠, 姜兆霞, 等. 海洋磁异常及其动力学[J/OL]. 大地构造与成矿学, 2019: 1-22. https://doi.org/10.16539/j.ddgzyckx.2019.04.005.

    LI Yuanjie, LI Sanzhong, JIANG Zhaoxia, et al. Marine magnetic anomalies and its dynamics[J/OL]. Geotectonica et Metallogenia, 2019: 1-22. https://doi.org/10.16539/j.ddgzyckx.2019.04.005.
    [88] Gurnis M. Large-scale mantle convection and the aggregation and dispersal of supercontinents [J]. Nature, 1988, 332(6166): 695-699. doi: 10.1038/332695a0
    [89] Zhong S J, Zhang N, Li Z X, et al. Supercontinent cycles, true polar wander, and very long-wavelength mantle convection [J]. Earth and Planetary Science Letters, 2007, 261(3-4): 551-564. doi: 10.1016/j.jpgl.2007.07.049
    [90] Royer D L, Berner R L, Montañez I P, et al. CO2 as a primary driver of Phanerozoic climate [J]. GSA Today, 2004, 14: 4-10.
    [91] Shaviv N J, Veizer J. Celestial driver of Phanerozoic climate? [J]. GSA Today, 2003, 13(7): 4-10. doi: 10.1130/1052-5173(2003)013<0004:CDOPC>2.0.CO;2
    [92] Larson R L. Latest pulse of Earth: evidence for a mid-Cretaceous superplume [J]. Geology, 1991, 19(6): 547-550. doi: 10.1130/0091-7613(1991)019<0547:LPOEEF>2.3.CO;2
    [93] Bice K L, Norris R D. Possible atmospheric CO2 extremes of the middle cretaceous (late Albian-Turonian) [J]. Paleoceanography, 2002, 17(4): 22-1.
    [94] Selby D, Mutterlose J, Condon D J. U-Pb and Re-Os geochronology of the Aptian/Albian and Cenomanian/Turonian stage boundaries: implications for timescale calibration, osmium isotope seawater composition and Re-Os systematics in organic-rich sediments [J]. Chemical Geology, 2009, 265(3-4): 394-409. doi: 10.1016/j.chemgeo.2009.05.005
    [95] Miller K G, Kominz M A, Browning J V, et al. The Phanerozoic record of global sea-level change [J]. Science, 2005, 310(5752): 1293-1298. doi: 10.1126/science.1116412
    [96] Brumsack H J. The trace metal content of recent organic carbon-rich sediments: Implications for Cretaceous black shale formation [J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2006, 232(2-4): 344-361. doi: 10.1016/j.palaeo.2005.05.011
    [97] Schlanger S O, Jenkyns H C. Cretaceous oceanic anoxic events: causes and consequences [J]. Geologie en Mijnbouw, 1976, 55(3-4): 179-184.
    [98] Jenkyns H C. Geochemistry of oceanic anoxic events [J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2010, 11(3): Q030004.
    [99] Irving E, North F K, Couillard R. Oil, climate, and tectonics [J]. Canadian Journal of Earth Sciences, 1974, 11(1): 1-17. doi: 10.1139/e74-001
    [100] Friedrich O, Norris R D, Erbacher J. Evolution of Middle to Late Cretaceous oceans-A 55 m.y. record of Earth’s temperature and carbon cycle [J]. Geology, 2012, 40(2): 107-110. doi: 10.1130/G32701.1
    [101] Norris R D, Bice K L, Magno E A, et al. Jiggling the tropical thermostat in the Cretaceous hothouse [J]. Geology, 2002, 30(4): 299-302. doi: 10.1130/0091-7613(2002)030<0299:JTTTIT>2.0.CO;2
    [102] Roth P H. Mesozoic palaeoceanography of the North Atlantic and Tethys oceans[M]//Summerhayes C P, Shackleton N J. North Atlantic Palaeoceanography. Geological Society, London, Special Publication, 1986, 21(1): 299-320.
    [103] Voigt S, Jung C, Friedrich O, et al. Tectonically restricted deep-ocean circulation at the end of the Cretaceous greenhouse [J]. Earth and Planetary Science Letters, 2013, 369-370: 169-177. doi: 10.1016/j.jpgl.2013.03.019
    [104] Bohaty S M, Zachos J C. Significant southern ocean warming event in the late middle Eocene [J]. Geology, 2003, 31(11): 1017-1020. doi: 10.1130/G19800.1
    [105] Kennett J P. Cenozoic evolution of Antarctic glaciation, the circum-Antarctic Ocean, and their impact on global paleoceanography [J]. Journal of Geophysical Research, 1977, 82(27): 3843-3860. doi: 10.1029/JC082i027p03843
    [106] Shipboard Scientific Party. Leg 189 summary[M]//Exon N F, Kennett J P, Malone M J, et al. Proceedings of the Ocean Drilling Program. College Station, TX: Intial Reports, 2001: 1-98.
    [107] Gernigon L, Franke D, Geoffroy L, et al. Crustal fragmentation, magmatism, and the diachronous opening of the Norwegian-Greenland Sea [J]. Earth-Science Reviews, 2019. doi: 10.1016/j.earscirev.2019.04.011
    [108] Veevers J J. Tectonic-climatic supercycle in the billion-year plate-tectonic eon: Permian Pangean icehouse alternates with Cretaceous dispersed-continents greenhouse [J]. Sedimentary Geology, 1990, 68(1-2): 1-16. doi: 10.1016/0037-0738(90)90116-B
    [109] Veevers J J. Pangea: evolution of a supercontinent and its consequences for Earth’s paleoclimate and sedimentary environments[M]//Klein G D. Pangea: Paleoclimate, Tectonics, and Sedimentation During Accretion, Zenith, and Breakup of a Supercontinent. McLean, VA: Geological Society of America, 1994, 288: 12-23.
    [110] Holmes A. The problem of geological time. Third part: the convergence of evidence [J]. Scientia, 1928, 22(43): 7.
    [111] Fischer A G. The two Phanerozoic supercycles[M]//Berggren W A, van Couvering J A. Catastrophes and Earth History. Princeton, NJ: Princeton University Press, 1984: 129-150.
    [112] Anderson D L. Hotspots, polar wander, Mesozoic convection and the geoid [J]. Nature, 1982, 297(5865): 391-393. doi: 10.1038/297391a0
    [113] Collins W J. Slab pull, mantle convection, and Pangaean assembly and dispersal [J]. Earth and Planetary Science Letters, 2003, 205(3-4): 225-237. doi: 10.1016/S0012-821X(02)01043-9
    [114] Worsley T R, Nance D, Moody J B. Global tectonics and eustasy for the past 2 billion years [J]. Marine Geology, 1984, 58(3-4): 373-400. doi: 10.1016/0025-3227(84)90209-3
    [115] Humler E, Besse J. A correlation between mid-ocean-ridge basalt chemistry and distance to continents [J]. Nature, 2002, 419(6907): 607-609. doi: 10.1038/nature01052
    [116] Hallam A. Phanerozoic Sea-Level Changes[M]. New York: Columbia University Press, 1992.
    [117] Audley-Charles M G, Hallam A. Introduction[M]//Audley C M G, Hallam A. Gondwana and Tethys. Geological Society, London, Special Publications, 1988, 37: 1-4.
    [118] Veevers J J. Pan-African is pan-Gondwanaland: oblique convergence drives rotation during 650-500 Ma assembly [J]. Geology, 2003, 31(6): 501-504. doi: 10.1130/0091-7613(2003)031<0501:PIPOCD>2.0.CO;2
    [119] 汪品先, 田军, 黄恩清. 全球季风与大洋钻探[J]. 中国科学: 地球科学, 2018, 48(7):960-963. [WANG Pinxian, TIAN Jun, HUANG Enqing. Global monsoon and ocean drilling

    J]. Scientia Sinica Terrae, 2018, 48(7): 960-963.
    [120] Wang P X, Tian J, Cheng X R, et al. Carbon reservoir changes preceded major ice-sheet expansion at the mid-Brunhes event [J]. Geology, 2003, 31(3): 239-242. doi: 10.1130/0091-7613(2003)031<0239:CRCPMI>2.0.CO;2
    [121] Wang P X, Tian J, Lourens L J. Obscuring of long eccentricity cyclicity in Pleistocene oceanic carbon isotope records [J]. Earth and Planetary Science Letters, 2010, 290(3-4): 319-330. doi: 10.1016/j.jpgl.2009.12.028
    [122] Broecker W S, Peteet D M, Rind D. Does the ocean-atmosphere system have more than one stable mode of operation? [J]. Nature, 1985, 315(6014): 21-26.
    [123] Zeebe R E. History of seawater carbonate chemistry, atmospheric CO2, and ocean acidification [J]. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 2012, 40: 141-165. doi: 10.1146/annurev-earth-042711-105521
  • [1] 刘飞, 李有利, 雷惊昊, 胡秀, 刘晴日, 辛伟林.  青藏高原东北缘永昌南山北麓洪积扇对气候变化与构造运动的响应 . 海洋地质与第四纪地质, 2019, 39(4): 163-173. doi: 10.16562/j.cnki.0256-1492.2019030201
    [2] 郝伟杰, 肖晓彤, 赵美训.  生物标志物IP25在北极海冰变化重建中的研究进展 . 海洋地质与第四纪地质, 2019, 39(4): 56-65. doi: 10.16562/j.cnki.0256-1492.2018041801
    [3] 陈能汪.  全球变化下九龙江河流-河口系统营养盐循环过程、通量与效应 . 海洋地质与第四纪地质, 2018, 38(1): 23-31. doi: 10.16562/j.cnki.0256-1492.2018.01.003
    [4] 王琳, 牛蕊, 孟庆浩, 孙诚诚, 郑祥民, 周立旻.  西藏羊八井七弄沟地区全新世温度变化的泥炭汞记录 . 海洋地质与第四纪地质, 2017, 37(2): 169-176. doi: 10.16562/j.cnki.0256-1492.2017.02.017
    [5] 孙诚诚, 周立旻, 郑祥民, 牛蕊, 孟庆浩, 王琳, 杜丹丹, 徐洪阳, 王振, 褚慧敏.  青藏高原羊八井盆地全新世以来气候变化的泥炭记录 . 海洋地质与第四纪地质, 2016, 36(5): 149-155. doi: 10.16562/j.cnki.0256-1492.2016.05.015
    [6] 龚建明, 张莉, 张剑, 李永红, 陈晓慧, 王伟超, 杨志承.  青藏高原乌丽冻土区天然气水合物成藏条件 . 海洋地质与第四纪地质, 2015, 35(1): 145-151. doi: 10.3724/SP.J.1140.2015.01145
    [7] 冯岩, 温珍河, 侯方辉, 高志清, 祁江豪.  青藏高原及其邻区晚古生代以来构造演化与古大陆再造 . 海洋地质与第四纪地质, 2013, 33(1): 33-44. doi: 10.3724/SP.J.1140.2013.01033
    [8] 张彦成, 侯书贵, 庞洪喜.  青藏高原地区近千年气候变化的时空特征 . 海洋地质与第四纪地质, 2012, 32(3): 135-146. doi: 10.3724/SP.J.1140.2012.03135
    [9] 侯战方, 张军, 宋春晖, 李吉均, 刘佳, 刘善品, 惠争闯, 彭廷江.  青藏高原天水盆地中新世沉积物碳氧同位素对古气候演化的指示 . 海洋地质与第四纪地质, 2011, 31(3): 69-78. doi: 10.3724/SP.J.1140.2011.03069
    [10] 田军.  跨越时空变化的季风系统——第2届PAGES全球季风研讨会回顾与展望 . 海洋地质与第四纪地质, 2011, 31(1): 61-65. doi: 10.3724/SP.J.1140.2011.01061
    [11] 魏海成, 马海州, 郑卓, 潘安定, 黄康有, 王志英, 翟俊.  青藏高原东北部表土花粉组合与植被和气候的关系 . 海洋地质与第四纪地质, 2010, 30(4): 187-192. doi: 10.3724/SP.J.1140.2010.04187
    [12] 刘冬雁, 彭莎莎, 乔彦松, 谢瑞煌.  青藏高原东南缘甘孜黄土磁化率揭示的西南季风演化 . 海洋地质与第四纪地质, 2009, 29(5): 115-121. doi: 10.3724/SP.J.1140.2009.05115
    [13] 刘晓燕, 袁四化, 徐海.  氧同位素古高程计研究新进展 . 海洋地质与第四纪地质, 2009, 29(2): 139-147. doi: 10.3724/SP.J.1140.2009.02139
    [14] 张冉, 刘晓东, 安芷生.  青藏高原古高度重建方法研究进展 . 海洋地质与第四纪地质, 2008, 28(5): 129-136.
    [15] 杨胜利, 方小敏, 史正涛, 宋春晖.  青藏高原东部边缘“成都黏土”粒度记录的约500kaBP的干旱化增强事件 . 海洋地质与第四纪地质, 2008, 28(2): 105-114.
    [16] 丁飞, 郭志刚, 蔡进功.  类脂化合物单体氢稳定同位素组成:一种具有潜力的古气候环境研究新手段 . 海洋地质与第四纪地质, 2007, 27(5): 39-43.
    [17] 王君波, 朱立平.  藏南沉错沉积物有机质δ13C对湖区环境冷暖变化的响应 . 海洋地质与第四纪地质, 2007, 27(2): 113-120.
    [18] 张海生, 潘建明, 陈建芳, 陈荣华, 卢冰, 薛斌.  楚科奇海和白令海沉积物中的生物标志物及其生态环境响应 . 海洋地质与第四纪地质, 2007, 27(2): 41-49.
    [19] 类延斌, 张成君, 尚华明, 张虎才, 李佳佳.  青藏高原东北部希门错湖岩心粒度特征及其环境意义 . 海洋地质与第四纪地质, 2006, 26(3): 31-38.
    [20] 鲜锋, 周卫健, 于学峰, 卢雪峰, A J T Jull, Lars G Franzén.  高原泥炭记录揭示的全新世季风快速变化 . 海洋地质与第四纪地质, 2006, 26(1): 41-45.
  • 加载中
图(8)
计量
  • 文章访问数:  1898
  • HTML全文浏览量:  422
  • PDF下载量:  80
  • 被引次数: 0
出版历程
  • 收稿日期:  2019-07-09
  • 修回日期:  2019-07-18
  • 刊出日期:  2019-10-01

海底“三极”与地表“三极”:动力学关联

doi: 10.16562/j.cnki.0256-1492.2019070901
    作者简介:

    李三忠(1968—),男,教授,博士生导师,海洋地质与构造地质专业,E-mail:sanzhong@ouc.edu.cn

基金项目:  山东省泰山学者特聘教授项目;国家海洋局重大专项“全球变化与海气相互作用”(GASI-GEOGE-01);国家自然科学基金杰出青年基金“构造地质学”(41325009);国家基金委-山东海洋科学中心项目“海洋地质过程与环境”(U1606401);青岛海洋科学与技术试点国家实验室鳌山卓越科学家计划(2015ASTP-0S10)资助
  • 中图分类号: P738.1

摘要: 地球地表环境3个极端分别为南极、北极和青藏高原,被誉为地表“三极”。本文提出深地动力系统的“三极”,分别为Tuzo、Jason和东南亚环形俯冲系统,这“三极”主体发育于海底之下的深部地幔,因此称为海底“三极”。地表“三极”和海底“三极”统称地圈“六极”,是全球变化(变暖或变冷)、深时地球、深地动力、地球系统、宜居地球等地球科学前沿研究领域难以回避的研究对象,是地球多圈层相互作用的6个纽带和突破口,也是寻求地球系统动力学机制的关键所在。Tuzo和Jason是现今分别位于大西洋、太平洋之下的大型横波低速异常区(LLSVP),它们控制了大火成岩省、微板块的形成和演化,也控制了集中式火山去气作用,进而引起大气循环变化;它们还不断衍生微板块,并将其向北驱散,这些微板块围绕东亚环形俯冲系统不断聚集,导致大量物质深俯冲,促进深部物质循环,同时,在岛弧地带释放大量温室气体,改变地表系统大气环流;板块聚散伴随海陆格局变迁,同时,也改变着全球海峡通道、高原隆升和垮塌,调节着地表流体系统的运行:包括海洋环流和大气环流。冰盖形成与演化也受其控制。海底“三极”也是地史时期超大陆聚散的根本控制因素,而地表系统的百万年内的多尺度周期性变化主要受公转偏心率、地轴斜率和岁差控制,气候变化受热带驱动和冰盖驱动双重控制。总之,尽管早期地球以后逐渐具有地球宜居性,但地圈-生物圈相互作用极其复杂,地圈“六极”研究可作为宜居地球研究的突破口和生长点。

English Abstract

  • 地球具有南极和北极。后来,青藏高原被人们誉为地球的第三极。它们被统称地表“三极”,是地球表层系统动力学的重要调控开关,得到科学界广泛关注,在全球变化或全球变暖、深时地球、宜居地球等前沿领域研究中,地表“三极”是必须的研究对象。但是,在构造、轨道、千年、年际等不同时间尺度上,作为驱动流体或固体状态地表系统演变的地表“三极”并不能代表整个地球系统的驱动力要素。为此,本文基于海底构造研究,提出海底“三极”,即太平洋LLSVP(也称JASON)、非洲LLSVP(也称TUZO)和东亚环形俯冲系统(见后文)。这里的海底“三极”,实质上位于岩石圈以下的不同地幔区域中,因此,其实质是地球深部动力“三极”,因其地表投影多数在海底区域,所以本文称为海底“三极”。本文试图探讨海底“三极”作为地球固体壳幔系统的3个核心动力驱动要素的可能性,且从地球系统整体分析,地球系统的“Bottom-up”驱动机制似乎也是地表“三极”长期演变的关键控制。那么,如何通过内外地球系统各自“三极”来统控全球,理解细微?为此,本文将从新生代地球系统角度,构架内、外各自“三极”之间的关联。

    • 与固体地球系统相比,地表系统也具有一级尺度的圈层结构,大气圈、水圈都受密度控制而分层,比如大气圈可分为六层,包括电离层、对流层、平流层等;最大的水圈——海洋也可以分为表层水、中层水和深(底)层水。整个地球的一级圈层包括地表圈层和固体地球圈层,且都受重力控制分异而成。不同圈层之间存在复杂的相互作用,从而塑造了复杂的地球系统行为。除了这种圈层结构外,地球同一圈层或邻近圈层之间还存在着极端环境,如控制地表系统的3个极端环境包括北极、南极和青藏高原(图1)。这3个极端区域不是一成不变,而是不断演化发展的。

      图  1  地表系统“三极”(北极、南极和青藏高原)示意

      Figure 1.  Tripole of surface earth system, i.e. the Arctic, Antarctic and Qinghai-Tibet Plateau

      深海沉积记录可以揭示两极(北极和南极)、海洋和气候变化历史,因而大洋钻探直接推动了古海洋学的建立和发展。目前,人们已通过各种手段重建古海洋和古气候变化信息。例如,针对古海水温度变化,有孔虫转换函数、Mg/Ca值、烯酮不饱和度${\rm U}_{37}^{{\rm K}'} $、古菌脂类环化指数TEX86等可以很好地记录古海水温度变化;有孔虫氧同位素可很好地指示冰盖变化;有孔虫壳体的硼同位素(δ11B)、B/Ca比、单体烯酮碳同位素δ13C37:2、颗石藻碳同位素差值可以重建大气CO2浓度[1]。季风演化可以用风力强度和季风降雨强度进行替代,其中风力强度包括风场变化引起的海洋上升流强度、表层水温度、温跃层结构、海洋生产力、海底氧化还原、陆源风尘沉积通量等;季风降雨强度包括河流入海通量、陆地植被类型、降雨同位素、营养盐输入、化学风化强度、表层水盐度等[2]

    • 在百万年时间尺度上,55~50 Ma期间北冰洋尚为暖水湖相沉积,淡水蕨类植物发育,表层水温为10~23 ℃[3-4],而现今北极冰盖形成于3 Ma(图2),第四纪地球整体进入小冰期旋回,并表现为2.7 Ma北太平洋冰筏碎屑沉积[5],2.6 Ma深海氧同位素显著正漂[6],呈现万年冰期旋回。另外,万年尺度上,地表系统的变动也很显著:1.1万年左右海平面下降,一些大陆架,东海和南海北部等大陆架接受陆相沉积,同时也存在风化作用。但也存在短暂的全球变暖阶段,即整体“冰室期”中短暂的暖室期,如东海7 000年前开始的海平面上升;特别是1万年以来北极冰川的退缩,形成了北大西洋中北部海底的冰碛沉积和北美大陆五大湖。随后,全球海平面上升,一些陆架转为海相沉积。千年尺度上,人类在地中海区域的长期征伐,轴心地带的进退攻掠,无不与气候的变动同步[7]。可见,北极冰盖的生消进缩对地表系统和人类行为有着强烈影响,地表的沉积系统、生态系统、气候系统、冰水系统无不受其制约。

      图  2  40 Ma以来CO2浓度和δ18O变化(据文献[6]和[8])

      Figure 2.  Variations in CO2 content and δ18O since 40 Ma(After references [6] and [8])

      对北极冰盖的成因存在多种观点:1)最早被认为是北美和中美洲之间的巴拿马海峡通道关闭[9],导致大西洋-太平洋水体混合减弱和向北流动的墨西哥湾流增强,进而影响了低纬度热量和水汽向北半球高纬度地区输送,为北半球大陆冰盖形成提供了必要条件。但是,有研究揭示巴拿马海峡通道关闭形成于中中新世[10],早于北极冰盖形成,因此该观点尚存争论;2)印尼海峡通道的收缩所致[11];3)北太平洋海水分层有利于北极冰盖的形成[12];4)亚洲隆起导致西伯利亚水系向北流,淡水进入北冰洋促使北极冰盖形成[13];5)南极冰盖导致大洋环流改变引发的太平洋和大西洋深层水温降低有利于北极冰盖的形成[14],即可能是不对称或单极冰盖导致南北半球热量输送所致。

    • 南极冰盖形成于34 Ma左右(图2),其成因的传统认识是:1)28.5 Ma德雷克深水海峡通道和33.5 Ma塔斯马尼亚海峡通道的打开所致[15-16],大洋钻探揭示,45 Ma开始就有冰碛或冰水沉积,导致环南极洋流形成,致使南极与热带发生热交换的隔离,而处于“冰箱”效应;2)温室气体CO2浓度变化所致,从始新世的1 000×10−6下降到31~34 Ma的600×10−6以下[17],导致32.8 Ma南极稳定的大冰盖形成[18]

      南极冰盖的形成不是一蹴而就的,体现在多个气候转型事件上。如,55~48 Ma的古新世—始新世极热事件(PETM),表现为比现今温度平均高10~12 ℃、纬度间温差较小、南极底层水变暖、底栖有孔虫灭绝、碳和氧同位素负漂、海底碳酸盐强烈溶解,深海CCD面上升,造礁生物种群巨变,大规模甲烷或水合物泄漏[19-21];34 Ma南极大冰盖扩张事件(Oi-1),表现为底层水温剧烈降低5~6 ℃、底栖有孔虫氧同位素加重、深海CCD面加深1 000 m,大气CO2浓度从3 000×10−6降低为350 ×10−6、洋流和碳循环巨变[22];23 Ma的Mi-1全球变冷事件,表现为海洋氧同位素加重;15 Ma前后的Ni-1事件,表现为17~14.7 Ma全球气温平均比现今高3~8 ℃、13.6~8 Ma发生的一系列降温事件、13.9~13.8 Ma底栖有孔虫氧同位素加重、海平面大幅下降、早—中中新世大洋碳同位素长期负漂背景上叠加的6次重值事件、表层水氧同位素变幅超过底层水指示的大洋环流重组事件、中中新世有机碳埋藏和大气CO2浓度下降指示的全球变冷和经向温差加大指示的大气环流增强事件[23-27]。Oi-1事件被认为与南极冰盖形成有关,而后两者Mi-1和Ni-1事件都与南极冰盖演变有关,后两次事件之间的气候变化主要动力来自南极冰盖的扩展和退缩的制约。

      特别是Ni-1事件,可能导致全球大洋环流传送带的形成,其关键在于中中新世15 Ma左右的冰岛海岭沉降于海平面之下。这可能造成了全球深水环流的根本变化,北冰洋底层水冷而重,进而南流;而大西洋表层水因巴拿马海峡通道关闭而促使温暖海水沿墨西哥湾流北流[10];最终,北大西洋底层水,通过北大西洋深层流经整个大西洋,下插进入环南极洋流,变成温暖而盐度增高的上升暖流,携带大量氧气及营养盐在南极辐合带上涌,驱替表层冷而盐度低的表层水,其高蒸发率则提供了南极冰盖必备的水汽,促使南极冰盖发育。

    • 现今季风系统发育于全球各大陆,可分为东亚、北非、南非、北美、南美、印度、澳大利亚等子系统,总体受太阳-地球能量传送控制,但也受地形的强烈影响。除了地-气相互作用外,海-气相互作用也是大气系统的关键。季风系统是当今地球上范围最大的低纬区气候系统,是热带辐合带(ITCZ)季节性迁移的结果,以2万年氧同位素周期、40~50万年碳同位素周期为特征,季风演变贯穿整个地质历史时期。全球季风通过降水和化学风化等过程影响着从陆地到海洋的物质供给,进而影响海洋生产力、碳循环、水循环等。

      本文以地球的地表第三极青藏高原为例,说明地表系统演变与高原演变的关系。青藏高原形成的根本动力来自印度板块与欧亚板块于55 Ma[28]、47 Ma[29]或34 Ma[30]以来的陆-陆碰撞,但最晚于14 Ma必然拼合[31],而Hou和Cook根据矿床特征将青藏高原造山过程划分为3个阶段:65~41 Ma主碰撞汇聚,40~26 Ma的晚碰撞转换,25~0 Ma的后碰撞地壳伸展[32];且青藏所有的斑岩铜矿都形成于26~13 Ma期间,峰期为16 Ma[33]。学者们公认,青藏高原隆升的空间范围不断变化,而且经历了多阶段隆升变化。青藏高原的多阶段隆升历史尚存在不同认识,不同学者强调的关键隆升时期差别较大,如65~35 Ma、40~23/35 Ma、23~10/25~17 Ma、10~0/12~8 Ma、5/3 Ma、1.3 Ma[34-35]等观点。进而,这些认识衍生出黄土风成沉积的起始时间也存在巨大差异的多种观点:最近发现最老干旱化时间可到51 Ma[36],此前有人强调34 Ma出现黄土沉积[37],有人提出黄土最早起始于22 Ma[38]、塔克拉玛干初始沙漠化也始于26.7~22.6 Ma[39],指示了在23 Ma时由增强的夏季风导致华南古长江的贯通[40]。进而,东亚季风起始时间也出现相应争论。此外,江河湖海的流域系统演变、贯通等时间也莫衷一是,时代、境界、层面和格局之争始终不断[41],没有确定的标杆可靠,没有固定的楷模可学。

      青藏高原隆升形成了全球最活跃的区域亚洲季风系统,包括东经105° 以东的东亚季风和以西的印度季风。印度季风可能形成于8 Ma[40],此时,青藏高原大致隆升到现今高度的一半。IODP354航次揭示,自早中新世以来,孟加拉扇沉积物记录(迄今揭示的最老记录为27 Ma)的化学风化程度很弱,这与喜马拉雅南麓洪泛平原现代沉积物记录相似,都与在强季风降雨背景下的山体滑坡、物理侵蚀和快速堆积埋藏过程产生的信号一致。与此同时,8~7 Ma中印度洋逆冲体系出现[42-47],可能阻挡了南部南极北移的深层水,导致中深层水通风程度减弱,进而发育体积庞大的缺氧水体,马尔代夫25~13 Ma微弱缺氧信号向13~12.9 Ma缺氧水体扩张转变验证了这一观点[48]

      东亚季风相对跨纬度的范围较大,夏季风可远至北纬45°。古近纪时期,青藏高原尚未隆升,东亚受行星风系影响表现为干旱气候特征,新近纪转变为东亚季风风系控制的湿润环境[49]。南海ODP184航次钻探表明,黑炭碳同位素波动在30~23 Ma稳定,而23 Ma之后才出现大幅振荡,可能意味着东亚季风系统建立的记录;此后,在18~10 Ma全球温暖气候背景下,较强盛的东亚夏季风降雨出现;8~7 Ma之后,东亚夏季风强度和范围萎缩,亚洲内陆干旱化程度加剧[50]。由此可见,8 Ma以来青藏高原快速隆升使印度季风加强,东亚季风减弱。

      此外,新生代南北两极冰盖的不对称生长和启动时间的差异可能导致南北半球热量输送发生变化,进而导致了大洋环流巨变和气候的显著转型。3 Ma的中上新世暖期,低纬度赤道地区存在持续的厄尔尼诺气候状态,西太平洋暖池成为地球表层海水的高温区,东太平洋冷舌区域表层水成为低温区,以浅温跃层、强上升流和高生产力为特点。但是,也有研究发现,自12 Ma以来,西太平洋暖池区海水温度降低了约4 ℃[51]。尽管东西太平洋降温趋势相似,但3 Ma以来二者温差逐渐加大。这可能与澳大利亚板块和欧亚板块碰撞导致的印尼海峡通道关闭以及非洲板块与欧亚板块碰撞导致的地中海海峡通道关闭有关。在3 Ma以前,温暖的赤道太平洋海水可直接进入印度洋,给非洲地区提供了丰沛的水汽[11],且10.2~3.1 Ma期间阿拉伯海中层水并不缺氧;但上新世和更新世,阿拉伯海中层水3.2~2.8 Ma期间缺氧,在1 Ma时进一步加强。而高空东风激流携带大量风尘入海,2.8 Ma和1.7 Ma风尘通量显著增加,表明非洲大陆显著干旱化,促进了人类演化谱系上新分支的产生。

      尽管气候长期变化与高、低纬度区或不同时间尺度的气候过程,以及大气-海洋-陆地的地表系统水循环和碳循环等物质能量循环过程密切相关,但古气候研究认为气候变化除了冰盖驱动机制外,热带驱动假说也不容忽视[52]。ENSO现象、东亚-印度-澳大利亚季风体系、青藏高原隆升之间相互作用是否存在必然联系?它们进而导致全球物质能量向东南亚集散?热带气候过程、中低纬海-气耦合、季风降雨及碳循环效应直接受控于太阳辐射量的岁差周期变化,进而可能调控了地球气候演变。

    • 地幔是最大的固体地球圈层,地幔过程是驱动固体地球的核心圈层。人们探索固体地球驱动力,只认识占地球表面1/3的陆壳或大陆岩石圈是不全面的,必须认知覆盖地球表面积2/3的海底洋壳或大洋岩石圈。在这种情况下,地幔过程在海底的表现极为重要。海底存在3个动力学意义上而不是地形或气候意义上的极端环境,即太平洋LLSVP(Jason)、非洲LLSVP(Tuzo,实际上2/3在大西洋和印度洋之下)和东亚环形俯冲体系(图3图4),它们实质是3个地幔极端区域。新生代期间,这3个海底或地幔区域也异常活跃[53],有人认为三者并非静止,但也有人认为源自太古代大陆岩石圈地幔的坠离构造(drip tectonics,浅而热的俯冲引起洋壳脱碳,富碳流体/熔体进而引起大陆岩石圈地幔深熔,大陆岩石圈地幔因稳定性破坏而坠离)25亿年以来就固定不动,始终如此[54],它们不仅控制了全球固体地球动力过程(图5),而且也控制了太古代以来的HIMU和其对应的现代板块体制下洋壳俯冲形成的FOZO(也称年轻的HIMU)或C(也称类HIMU)地幔储库[54]、DUPAL异常分布[55]

      图  3  核-幔边界(2 800 km深度)SMEAN剪切波或横波异常(据文献[56, 57])

      Figure 3.  SMEAN shear wave velocity anomalies near the core–mantle boundary (2 800 km depth) (after references [56, 57])

      图  4  板块净运动特征与下伏地幔流的关系(据文献[60])

      Figure 4.  Association of plate tectonic net characteristics with those of underlaying mantle flow (after reference [60])

      图  5  基于地幔流模式预测的2 677 km深处的地幔温度异常(a-c为模式1的预测,d-f为类模式2的预测)(据文献[53])

      Figure 5.  Mantle temperature anomalies at 2 677 km in depth predicted by mantle flow models driven by Case 1 (a-c) and Case 2 (d-f) (after reference [53])

      核幔边界这两个LLSVPs的形成可能与潘吉亚超大陆汇聚相关(图4)。通过超大陆重建发现,沿着环超大陆的俯冲带进入下地幔的板片,会聚集形成LLSVPs,它实质是冷的深俯冲板片在核幔边界附近的堆积体,因而Vs速度较周边低,温度较周边地幔低,它难以熔融,坚硬致密而不可摧,可以与超大陆一样稳定存在7亿年,乃至25亿年[55]。从存在的持续时间上,LLSVPs显然与短暂的“超级地幔柱”不可同日而语,因此不能认为是“超级地幔柱”。环超大陆俯冲带的后续俯冲物质在遇到LLSVPs之前会出现一些熔融,这些熔融物质难以推动相对稳定的LLSVPs,因而只能围绕LLSVPs上升,最终形成驱散超大陆的地幔柱生成带(PGZ)。据此过程可以发现,俯冲作用决定了地幔柱生成带内地幔柱生成的随机性,而多数大火成岩省则是地幔柱遇到板块薄弱带时在地表的被动表达,只有极个别大火成岩省出现在板块内部。只有在这些传统“板内”(如非洲)的地幔柱(图3中的ET)才可导致地形上拱抬升,板缘的地幔柱一般因热耗散快而难以产生这类地形特征,不会产生盖子效应(stagnant lid),但热聚集在超大陆之下会产生盖子效应,导致超大陆裂解,进而转入下一个超大陆旋回。实际上,LLSVPs上部的地幔温度结构也随着岩石圈板块的变化在不断变化(图5),因此,不能仅仅依据温度结构来认定其属于“超级地幔柱”,LLSVPs是热-化学对流循环,而不是简单的传统物理对流的结果。

    • 燕山期以来,Tuzo和Jason之间的东亚地区长期为下降流汇聚区[55],冷的俯冲板片下插进入地幔,形成冷地幔区域(图3图4),其核幔边界处于重力低势区,该区俯冲板片拖曳力较强。潘吉亚(Pangea)超大陆裂解期间,南半球冈瓦纳大陆北缘始终处于裂解状态,序次裂解的板条或微陆块等碎片,在全球位势场中单向裂解并持续单向汇聚到东亚低势区,即向北半球集结[62-74],形成东亚环形俯冲系统。因此,侏罗纪以来或燕山期以来的大汇聚(superconvergence)和东亚燕山期广泛变形的本质是亚美(Amasia)超大陆进入聚合演化阶段的标志[75-76]。这个长期演变阶段先后形成了由里到外的多个半环形俯冲系统,如东亚内侧为燕山期半环形俯冲系统,而外侧为新生代的东亚环形俯冲系统,这也与俯冲后撤相关。东亚环形俯冲系统是地球新生代板块运动的主驱动力,大量小型板块聚合形成了地表复杂的多岛洋海陆格局,进而控制海洋环流和大气环流、海-气相互作用等,不仅是现今全球性板块运动的发动机所在,也是地表系统的长期地形强迫和演变的边界条件。可以预见,亚美超大陆形成后,盖子效应、热聚集、相变等过程会导致该区俯冲板片在核幔边界形成新的强劲LLSVP,而Tuzo和Jason两个LLSVPs因周边没有俯冲补给,上涌动力会衰减。因而,LLSVPs和环形俯冲系统的角色或功能会发生转换,其各自的空间位置不一定变化。

      东亚环形俯冲系统直接的后果是:1)燕山期以来海陆格局的巨变,沟-弧-盆-海山等地形地貌复杂,特别是新生代青藏高原隆升、印尼海峡通道的关闭、台湾造山带形成、南海打开与死亡;2)这些地形地貌的变化直接改变大气环流,引起东亚季风向北偏移,或者台湾造山带改变黑潮路线,澳大利亚-欧亚碰撞直接形成印尼穿越流,这些复杂水文动力环境的改变又调节着全球物质和能量中小尺度的串级、混合、对流、耗散等。因此,这个海底“三极”直接与地表“三极”的青藏高原对应;3)环形俯冲系统直接导致物质能量的深循环,即所谓俯冲工厂,指一些洋壳在深俯冲过程中,发生各种岩石、元素迁移和变化,在俯冲带发生脱碳脱水等循环或过程;在俯冲盘海底,可发生蛇纹石化吸水过程及蛇纹石化泥底辟、氢气形成和甲烷等有机质合成;在海沟处,形成地球最深生境,甚至可能存在无机碳转换为有机碳、独特的水岩反应等;在地表岛弧地带,不仅控制近海海流格局,而且岛弧火山喷发也会释放CO2,进而影响全球气候变化和大气环流。特别是俯冲系统物质循环过程中的水循环、碳循环、生命元素循环、成矿元素循环尤为重要,能够形成独特的热液系统、冷泉系统、生态系统、成矿系统、成藏系统、灾害系统,对于热液成矿过程、独特生物群落和生态系统形成机制、生命起源、全球变化等具有重要的探索价值。然而俯冲系统多圈层碳循环过程和规律、碳埋藏和碳释放机理、碳通量分配规律、地幔转换带是否在碳富集或碳储库等都不明晰;4)深俯冲系统的深部物质循环与转化机制涉及多个圈层、复杂界面过程,无机界-有机界相互作用、海水-海底相互作用、地质流体-岩石相互作用、洋壳-地幔相互作用、俯冲的沉积物与地幔楔相互作用、熔体与矿物相互作用等尚不清晰,这些多界面的相互作用是一个物理和化学过程、无机和有机过程及其相互作用的综合过程,特别是其中的地球化学反应不仅能引起地幔楔内部复杂转变和汇聚区独特岩浆-成矿系统,如火成碳酸岩侵入及伴生的稀土矿产,而且决定浅表营养盐的时空分布、环境多样性形成、生物多样性演替;5)俯冲系统也是大地震发育地带,伴随相关海底灾害链,如海底滑坡、水合物分解、海底岩浆穿刺、油气泄漏等。

    • 太平洋海域核幔边界附近的LLSVP为下地幔横波低速异常区,简称为Jason,用于纪念Jason Morgan。在大地水准面上,Jason表现为异常高区域,意味着深部的核幔边界附近存在上穹区。这个整体略微上穹的地形导致其上部的板块在微弱的重力作用下向周边下倾滑动。实际上,Tuzo和Jason大地水准面异常高早在20世纪70—80年代就已经被发现[77],但始终不知道其地球动力学意义。

      从现今Jason上方的海底构造格局分析,该区发育大量的微小板块[78-84],如新几内亚、斐济等岛弧地区大量发育的微地块,且多数为微洋块。因此,Jason不仅改变大陆边缘洋陆格局,而且改变海底地形地貌。西太平洋大量的海山群总体起源于地幔柱或小尺度对流,而这些地幔柱和小尺度对流主体受Jason控制。

      实际上,自中生代以来,Jason也始终控制着太平洋大火成岩省的形成。在海底洋中脊不断调整过程中,当其运移到Jason的地幔柱生成带之上时,可能由于减压,往往导致大火成岩省直接形成于地幔柱-洋中脊相互作用的地带(图6),板块重建验证了这一点。特别是,大火成岩省集中爆发时期,释放大量温室气体CO2,大火成岩省成为全球碳循环中的一个重要碳源,进而控制地表系统的大气环流演变。

      图  6  中生代环太平洋及古太平洋内的板块运动学和大火成岩省重建(据文献[85])

      Figure 6.  Plate reconstructions of plate kinematics and large igneous provinces for Mesozoic circum-Pacific and Paleo-Pacific plates(after reference [85])

    • 非洲LLSVP也称为Tuzo,用于纪念Tuzo Wilson,是主动推动非洲、南极洲板块运动的根本动力来源。当前人们普遍认为俯冲系统是板块驱动力来源,但是在非洲、南极洲板块周边并无俯冲带,因而也无俯冲板片的拖曳力。然而,古地磁揭示这两个板块并非静止,而是在不断发生运动,只是运动速度极其缓慢。从全球尺度看,这两个板块运动的“主动”驱动力只能是Tuzo。不过这种“主动”驱动力实际是植根于潘吉亚超大陆聚散期间的环潘吉亚超大陆俯冲系统的俯冲动力,为物质转换而来的能量所致,因此,Tuzo的“主动”驱动力依然是被动起源,这与非洲—南极洲洋中脊(即西南印度洋洋中脊)被动扩张是一致的。实际上,自从潘吉亚超大陆形成后,Tuzo就位于其下部,偏于南半球。

      在Pangea超大陆稳定期间,Tuzo虽然形成在超大陆之下(图4),但Pangea的裂解部位常常出现在Tuzo的地幔柱生成带之上,也常见微板块[86-87]。比如,南大西洋的火山型被动陆缘最初形成位置就是Tuzo的西南边界部位,而现今Tuzo的西南边界正处于南大西洋的洋中脊部位。西南印度洋是超慢速扩张脊,但该区发育大量地幔柱,这些地幔柱也位于Tuzo的东南边界处,该区也是南极洲板块与非洲板块分离的部位,现今正对应西南印度洋洋中脊。Tuzo的北部边界现今正对应非洲的东非裂谷或红海-亚丁湾,这些地带现今依然是微板块形成地带,一系列裂解的微板块都向北单向漂移。这种裂解格局实际自冈瓦纳大陆裂解(约180 Ma)开始就如此。因此,非洲LLSVP各种效应大体可能对应地表“三极”的南极。非洲LLSVP导致了南半球冈瓦纳大陆的裂解和南极洲板块的孤立,进而逐渐形成地表的环南极洋流系统,进而地表的南极也被隔离而出现冰盖。

    • 综上所述,地球3亿年或5亿年或25亿年以来,深部地幔存在3个极端动力区域,第1个为南太平洋下的地幔低速区Jason,第2个为2.5亿年前潘吉亚超大陆下面或现今南大西洋-非洲-西南印度洋下的地幔低速区Tuzo,第3个为东亚环形俯冲系统。前两者周边为上升流系统、后者周边为下降流系统。

      从全球角度,Gurnis的超大陆集结机制的二维数值模拟结果表明[88],大陆在地幔下降流之上碰撞集结形成超大陆,随后由于热屏蔽效应,超大陆之下会形成地幔上升流,这个上升流又导致超大陆离散。实际上,因为大量陆块可能被不同的下降流所俘获,因此具有大量短波长结构的下降流(俯冲带)循环。已有板块重建结果表明,罗迪尼亚超大陆和潘吉亚超大陆确实以赤道附近的单一中心聚集,但这个超大陆单一中心集结的动力机制,可能来源于深部长波长地幔对流循环格局。大地水准测量可以用来指示地幔对流的结构变化,据大地水准面的二阶球谐异常特征,潘吉亚超大陆裂解后的最终集结中心为东亚地区,是南太平洋(Jason)和非洲(Tuzo)之下两个大地水准面长波长的高异常所致,这两个大地水准面高异常是反对称的,且由潘吉亚超大陆的绝热效应导致。然而,潘吉亚超大陆以非洲为中心聚集时,南太平洋这个高异常不在超大陆之下。因此,超大陆集结的深部机制还存在一些亟待解决的问题,特别是三维模拟还有待深化。此外,还要考虑梯度较大的地幔黏度分层结构(依赖深度的黏度变化),以及依赖温度和成分的黏度结构,对地幔循环的影响。

      近20年后,Zhong等的三维模拟获得突破,其结果表明[89],带活动盖(lid)的地幔循环受一阶形态控制,即一个半球为上升流,另一个半球为下降流,正是这个一阶(degree-1)对流格局使得上升流推动、下降流拉动大陆块体集结碰撞形成超大陆。超大陆形成后,就会导致其下部新形成另一个上升流,并使得地幔对流格局由一阶对流转变为二阶(degree-2)对流格局,即两个反对称的上升流。超大陆下部的上升流导致超大陆离散和火山活动、裂解作用等。超大陆裂解为多个大陆块体后,这些碎片化的陆块向构造赤道运移,最终,地幔对流格局再次回到一阶对流型式。由于构造赤道俯冲方向总体的单一倾向特征,会驱使构造赤道附近的微小陆块在反向的半球再次聚集,从而使一阶对流再度转变为二阶对流格局。因此,这个过程反复进行会导致形成另外一个新超大陆的形成。紧邻的两个超大陆之间构成一个超大陆旋回。正是由于存在这种大陆块体的调节机制,地幔循环才会在一阶和二阶对流格局之间来回摆动。未来还需要进行岩石圈的非线性变形机制和长波长地幔对流型式下,多个大陆块体参与的动态相互作用、长波长地幔对流型式的物理机制研究,包括地幔黏度结构对长波长地幔对流型式的推动作用,以及对对称和非对称一阶地幔下降流生长的控制作用等。更为重要的是,数值模拟不能仅仅模拟物理过程,还要考虑相变,即考虑化学过程驱动物理过程。

    • 海底“三极”和地表“三极”合称地球“六极”。显生宙以来,地球经历了4个冰室期,虽然现今也有人认为与全球大气CO2含量的长期变化相关[90],但人们更着眼于从天文因素寻找根源,发现以上冰室期都与太阳经过银河系旋臂的时间相对应[91]。但实际上,这4个冰室期也分别对应地球自身演化的巨变阶段,例如,420~460 Ma期间形成原潘吉亚超大陆[76]、340~250 Ma期间潘吉亚超大陆聚合、190~150 Ma东亚大汇聚和冈瓦纳大陆裂解、50 Ma以来现代海陆格局形成且地表系统巨变。而这一切变动可能都与海底“三极”密切相关,海底“三极” 至少是驱动5亿年或3亿年来[60]地球固体圈层的板块构造运动的根本所在,对地球表层系统中南极、北极、青藏高原的地表“三极”的形成与演化具有决定性作用。这也就是当今地球的北半球以大陆为主而南半球以海洋为主的根本原因。这个现象虽司空见惯,但其在板块驱动力研究方面意义非凡。特别是,这3个深部极端异常区对应的地表区域也是当今微小板块形成与演变的场所,具有重要的科学意义。那么,这海底“三极”是否可能影响地表“三极”呢?是如何影响的?这需要从更长的时间尺度来探索其动力学之间的关联。

      为了更好理解34 Ma以来冰室期演化,这里先回顾最近的暖室期事件。中晚白垩世(113~83.6 Ma)是2亿年来典型的极端暖室期,也是全球地幔柱或大火成岩省活动集中爆发期[92],且南美大陆和非洲大陆快速分离,为洋壳快速增生期。该时期火山排气造成大量温室气体CO2短期快速增高,其大气CO2含量是现今的4~10倍[93],Sr、Os和Nd同位素揭示陆地风化加强[94]。此时,海平面达到显生宙以来最高值[95],全球水循环加速,沉积物通量增加,海洋营养物质增加,加之火山喷发带来大量铁元素在内的营养盐较多,海洋生产力显著上升,全球硅质生物繁盛,大洋酸化,钙质生物减少,碳酸盐台地消失,沉积物中一些金属元素(Zn,Cd,Co,Cr,Cu,Mo,Ni,V,U)含量显著上升[96],大洋底层水缺氧事件(OAEs)[97]和极高有机质含量(TOC)的黑色页岩发育[98]、油气丰富[99],全球底层水平均温度在8~20 ℃变化(78 Ma),在白垩纪极热期(CMT)的北大西洋底层水甚至高达20~28 ℃(97~91 Ma)[100],海表水温(SST)可达33~34 ℃[101],远高于现今最高温29 ℃。此外,南美和非洲分离也导致南北大西洋水体沟通,非洲与欧亚碰撞导致地中海变窄,改变了全球大洋底层水环流模式,造成迥异的100 Ma环流模式[102]和73~68 Ma的环流模式[103]。这些现象足以表明,地球深部动力过程对地表系统的控制和决定性作用。

      新生代早期绝大多数时间两极无冰或少冰,发生了一系列快速变暖的极端气候事件,包括PETM(55 Ma左右)、ETM2、ETM3、LLTM、MECO(40~41.5 Ma)事件(图2)。对于PETM事件,其诱因存在多种认识,包括不合理的星体撞击事件和合理的海底水合物分解主流观点,但后者触发因素争论较大,包括底层水升温、大洋环流改变、地幔熔融物质上涌或北大西洋大火成岩省玄武岩溢流、海底地震触发、海岸侵蚀或海底滑坡等。此外,还有火山排气的非主流观点,并认为由格陵兰与欧亚大陆分离引起。对于MECO事件,其诱因迄今有三种认识:大气CO2浓度短暂上升导致有孔虫碳同位素正漂、全球海平面上升导致碳酸盐埋藏区由深海转移到陆架、中始新世印度-欧亚碰撞变质释放的CO2增强或全球洋中脊和岛弧火山排气增强[104],但后两者没有得到证实。无论如何,40 Ma左右全球深部动力诱发的构造事件确实不容忽视。因此,这个时期的深浅部地球动力系统关联依然值得深入探索。

    • DSDP第29航次和ODP第189航次大洋钻探证实,33.5 Ma澳大利亚板块和南极洲板块分离,形成塔斯马尼亚海峡通道,打通了南大洋海洋的相通性,导致了环南极洋流形成,南极环流进而隔断了北方传送的热量和温暖的表层洋流的输入,使得南极“冰箱”效应放大,进而促进了南极冰盖形成[105]

      大陆持续分离,南极持续变冷,古近纪相对温暖的“温室期”转变为新近纪“冰室期”,这一地表系统事件具有全球性。板块分离还导致了地表系统一系列变化,气候变冷、沉积区水深快速加深、封闭海盆转变为开放大洋、海底还原环境转变为氧化环境、黑色泥岩转变为白色碳酸盐岩沉积、有机碳含量快速降低等[106]。在南极洲,分离之前长期为稳定的冈瓦纳大陆,长期遭受风化剥蚀而形成丘陵地形,由于气候温暖潮湿,且洪水泛滥,大量长英质碎屑物质输送入海,使南极大陆边缘沉积物供给得到保障,由于沉积速率和地壳沉降(地壳分离导致的热衰减)速率一致,南极大陆边缘处于浅海相沉积补偿状态。

      同时,澳大利亚板块和南极洲板块的分离也打开了东南印度洋,形成深水大洋通道,促进了全球底层水环流,进而形成了全球性大洋传送带。大洋传送带导致营养盐全球性再分配,南极上升流携带大量营养盐上升,北极沉降的含氧底层流也带来大量氧分,环南极鳞虾繁盛,大量海洋高等鱼类发育,形成低级到高级完整的海洋食物链,鱼类廻流、以鱼类为生的鸟类迁徙都与此密切相关。

    • 南半球冈瓦纳大陆的裂解,导致印度-澳大利亚板块向北漂移,南侧环南极洋流形成的同时,裂离的大陆板块向北汇聚,其中印度板块与欧亚板块碰撞形成了青藏高原,非洲板块与欧亚板块碰撞形成了伊朗高原。前者初始碰撞时间存在一些争论,大体有47~45 Ma[28-29]、35 Ma[30]、15 Ma[31]之争。从印度洋微板块形成分析,47 Ma可能性较大。高原隆升事件具有阶段性,可能存在34~30、23~20、10、8、3 Ma等阶段,其中23~20 Ma的观点为主流,视为主隆升期。板块碰撞效应较多,以往只关注找矿效应,如今更多关注环境效应。

      碰撞导致强烈变形,岩石破碎,物理风化加强和沉积物供给增加;同时地形抬升,季风形成,导致相关干旱气候分带的北移、东亚黄土沉积及沙漠出现,随之,高原北侧草原变化为生物生存的恶劣环境,如导致三趾马灭绝;高原南侧则是印度季风带来的大量降水难以逾越高原的高地势,进而导致了当地丰富的生物多样性,世界上一半以上的人口也集中在这些区域。这些显著变化大多数完好记录在印度东侧的印度洋孟加拉扇中。ODP第116航次钻探揭示,20 Ma之前青藏高原隆升而成为印度洋主要物源区,巨大的源汇效应导致了印度洋显著的海洋化学效应。7.4 Ma前后该海域沉积速率、黏土矿物组成、Nd同位素、有机碳同位素等风化强度都暗示了重大的环境变化。7 Ma之后泛滥平原区C4植物的有机质组分显著增加,说明发生了快速埋藏。印度西侧的阿拉伯海区ODP钻探则揭示了季风加强等古环境演变。

      澳大利亚板块向北漂移相对较晚,与欧亚板块碰撞最终关闭了东西向的新特提斯洋,形成了复杂的地形,太平洋—印度洋之间海洋逐渐隔离,形成复杂的印尼穿越流。复杂地形、洋流格局等也形成了ENSO(厄尔尼诺、拉尼娜、南方涛动),导致气候系统巨变。

    • 对于北极地区深部结构构造人们理解较少,北冰洋打开的深部动力学机制也不是很明确。但是,可以肯定的是,大西洋打开到贯通是个渐变过程,且中大西洋先打开,随后南大西洋逐步从南向北逐渐打开,随后北大西洋裂解形成[107]。这些过程的根源都是核幔边界的Tuzo。大西洋贯通后,南极表层水经热带大洋变暖后,向北极流动转而变冷下沉,逐渐形成全球深海大洋传送带。

      北极冰川的融化使得岩石圈发生重力卸载而表现为弹性回跳,当冰川融化速度大于固体岩石圈的弹性回跳速度时,形成了北美洲沿着古冰川前缘的大型湖泊。

    • 正如海底扩张学说直接否定了地球膨胀论、收缩论和脉动说一样,地球自形成岩浆海以来,半径基本没有变化。地球系统的驱动力如果从宇宙观角度思考,从太阳系起源的星云假说出发,在太阳星云吸积过程中,行星的物质组成差异导致其大小差异,而控制地球大小的自身重力与热力不同于其他行星,这种差异促使其地核存在液态外核,液态外核的不断变浅可能是地磁场演变的驱动机制,进而影响地磁场强度,改变地球磁场抵御太阳风的能力。因此,重力、热力连同地磁场三者动态复杂演变使得4.0 Ga至今地球始终保持大气圈层不被太阳风吹散,而使生命得以宜居。这才是最高一级的控制地球表层系统的地球深部动力系统。此外,地球大小还决定了日地距离,该距离也受重力(万有引力)控制。同时适宜的日地距离控制着地球上适宜生命居住的环境,如适宜的温度和液态水。

      因此,从宇宙或太阳系角度看待地球系统时,这里需要深入认识的是地球重力、热力和电磁力(地磁场)如何与太阳系、银河系或更大尺度的宇宙动力系统耦合,例如,地磁场如何与太阳风相互作用导致地表气候分带变化,特别是古气候变化的构造尺度、轨道尺度和亚轨道尺度各有不同的驱动机制,这些内外动力体系又如何协同调节古气候变化。米兰科维奇轨道尺度气候变化的起点是天文因素变化导致的地球轨道三要素(偏心率、地轴斜率、岁差)的周期性变化,即驱动力是由于太阳系各星体作用于地球的引力场的周期性摄动,及由此引起的地球轨道参数的周期性变化和到达地球大气圈顶部太阳辐射能量纬度配置和季节配置的周期性改变。这些作用作为“外强迫”(external forcing)驱动气候波动,因而气候变化存在着2万年地球自转轴进动变化周期(称为岁差)、4万年地球黄道与赤道的交角变化周期和10~40万年地球公转轨道的偏心率变化周期。复杂系统的演变是多因素影响的总结果,存在多解性可以理解。尽管沉积记录所记录的古环境因子的波谱或曲线中不同波长或不同尺度旋回信息的提取尚不够,或者点对点的环境记录的驱动因素分析尚不够精细,但相信未来精细深入的解释和信号分离,可能会发现更多古环境控制因素。

      对于深部地球系统而言,Veevers 设计了一个涉及次大陆热量循环和释放的潘吉亚超大陆循环模式[108-109]图7)。基于大陆岩石的放射性普遍强于大洋岩石的事实,Holmes描述了一个产生于大陆下方的上升对流系统(“季风”),这些上升的气流会在各个方向上向顶部扩散[110]。Fischer识别出了一个全球温室和冰室气候状态交替的气候超旋回[111],他把超级旋回归因于地幔对流模式与活力的变化,引起了大气二氧化碳的变化并进而造成了温室效应。例如,火山作用和海平面变化这两个关键现象就是这一原因的体现。Anderson发现,大西洋—非洲残余大地水准面的高度与三叠纪潘吉亚超大陆的中心部位重合,并将其解释为潘吉亚超大陆绝热体下的热量储存[112]。这提供了解决潘吉亚超大陆拼合和裂解循环周期的机制,也得到大陆聚散和裂解过程随时间变化的数值模拟结果证实[88]。绝热隔离效应在显生宙全球尺度的地幔系统中起着重要作用[113]。Worsley等进一步将海平面升降与构造作用联系起来[114]。Humler和Besse指出大陆影响了地幔的大规模热结构[115]

      图  7  单一的大陆(Pangea)和单一的大洋(Panthalassa) 与分散的大陆和大洋的5阶段交替演化模式 (据文献[108])

      Figure 7.  Five-stage evolution model of single supercontinent such as Pangea and single super-ocean such as Panthalassa or dispersed continents and oceans (after reference [108])

      图7所示的5个阶段得到了相关地层和岩浆事件(图8)校准。阶段1期间,伴随着洋中脊活动减弱,地球由单一的超大陆和泛大洋组成,泛大洋洋中脊的长度和宽度以及其扩张量和俯冲量都达到最低值,相对应的较小地表和地幔物质循环速率导致CO2排放最小,同时太阳能长波辐射导致了冰室气候状态。以下3种效应导致了海平面以上大陆的自由度达到峰值: ①泛大洋洋中脊短而窄,交代作用减弱;②靠近大洋,裂解的陆壳薄且面积最小,导致超大陆陆壳平均厚度最大;③ (季风型的) 超大陆内部自身的热量储库加速地幔柱在超大陆内部形成,导致了高位大地水准面,地表变得以干旱为主。超大陆下面的热量积累很快就导致了超大陆地壳和岩石圈局部减薄,首先在阶段2期间,通过克拉通基底的下沉和造山带基底的垮塌导致第一期伸展,接着是阶段3期间,大陆之间的初始裂谷作用导致第二期伸展。超大陆在阶段4期间裂解,超大陆内部裂解导致小洋盆扩张,使得超大陆演变为分散的大陆和大洋。新生大洋的洋中脊和泛大洋的残留洋中脊总长度以及其扩张和俯冲的总量达到最大值,相应的地表和地幔物质循环速率都最大,导致了大量的CO2排放,并且通过太阳能的最小波长辐射导致了温室气候状态。

      图  8  850~0 Ma大陆与大洋的重组过程及其相应的海平面、花岗岩、冰期、海水中锶和碳同位素变化规律

      Figure 8.  The variations in sea level, granite, ice age, seawater Sr and C isotopes during re-organization of continents and oceans since 850 Ma

      相反,下列3种因素导致海平面上方大陆的自由度达到最小值: ①长而宽的洋中脊可交代更多的水;②与大洋相邻的薄(裂谷) 陆壳面积最大,导致陆壳平均厚度最小;③超大陆储热层迅速消耗以及地幔柱活动减弱,反映为低位大地水准面,这个时期的地球是海洋发育期,以海水覆盖为主。快速扩张导致大规模的储热消耗,导致阶段5期间缓慢扩张和俯冲以及裂谷与海洋的优先关闭,进而使得大陆最终拼合成超大陆,大洋合并成泛大洋,从而返回到阶段1。

      对于地表系统而言,米兰科维奇理论并不能完全解释冰期旋回,除了轨道周期和千年周期之外,还存在构造尺度。虽然构造运动的万年尺度和千年尺度行为的研究尚不深入,正因为缺失这个环节的研究,所以古气候学家和古海洋学家侧重避开构造因素探讨轨道周期和千年周期。轨道周期取决于地球的轨道参数,包括公转椭圆轨道的偏心率、地轴倾斜的斜率、地球公转轨道上的岁差或进动[119]。偏心率决定其10万年和40万年的长期变化周期,而斜率决定4万年变化周期,岁差决定2万年变化周期。尽管如此,还存在冰进期和冰消期的“不对称难题”、冰期旋回的“十万年难题”,这必然还要考虑冰盖自身演化动力、热带海-气相互作用等。例如,南海ODP1143和1146站位5 Ma以来有孔虫碳同位素表现出很规律的40~50万年周期,其在偏心率40万年周期的低值期的碳同位素重值阶段,早于更新世以来的几次冰盖重大增长期,包括布容期(约0.43 Ma)、中更新世气候转型期[120](约1 Ma)。然而,偏心率很难直接驱动大洋碳循环的变化,研究表明,大洋碳循环的长周期变化实质受偏心率-岁差相互关系决定的热带地区水热循环控制[1],碳循环和热水循环是地球气候系统最核心的两个“运行系统”。通过“热带驱动”机制,温跃层和表层水的赤道流、西边界流、印尼穿越流等中低纬度联动导致辐射量变化对全球季风体系产生作用;通过“冰盖驱动”机制,冰盖反照率、地表辐射能量平衡、北半球西风带、大西洋经向翻转流等渠道的高低纬度联动导致全球气候变化。热带驱动和冰盖驱动构成了气候变化的两大动力机制,称为“双重驱动”假说[121]

      此外,千年尺度古海洋古气候快速变化事件也是高低纬度联动的结果,其驱动机制普遍认为是大洋传送带[122],表现在冰芯氧同位素快速波动(如Dansgaad-Oeschger事件、新仙女木事件、Heinrich事件)、冰消期冰量快速消减、海平面快速上升、大气CO2浓度快速增加、海洋环流改组、水文和热量循环重整等,例如,大量冰融淡水使得海水淡化分层,进而抑制北大西洋深层水形成,使得大西洋经向翻转流减弱,阻止低纬度热量向高纬度输送,进而使北半球降温,气候变冷;作为互补过程,向北输送的热量变为向南传输,引起南极升温和冰融事件;使得南极深层水减少,进而热量再北送,北极再升温,从而这个循环造成“两极跷跷板”式的气候变化。

      虽然如前文所说,从地球系统动力角度分析,似乎是bottom-up机制控制,但实际上,地球内部动力系统的一系列过程的最终根本动力依然是重力。因此,地表系统动力不是简单的受深部动力因素控制,而是受重力所控制,至少一级分层结构如此。现今研究更多讨论的是侵蚀造山,而不是增生-碰撞造山。造山和成山虽然有别,但因为很多造山带碰撞并未都立即形成高大山脉,因而造山即成山的同时性遭到很多质疑,如中亚增生造山带也未形成高大的山脉,因此当前更多的考虑是,侵蚀作用导致因重力不稳定性,弹性回跳使上覆物质搬运迁移到势能较低的区域就位,地表物质卸载导致深部地幔响应,而抬起形成隆起。进而,地表的侵蚀作用作为地表系统驱动深部地幔系统的切入点,成为了Top-down机制的核心。因此,无论是地表系统还是深部壳幔系统,整体地球系统的总驱动机制依然是Top-down机制,根本驱动力依然是重力。

    • 国际海底相关科学计划始终关注多圈层相互作用研究,包括以下几个重要计划:1)1968年正式开启并持续了50年不断的深海钻探计划(Deep Sea Drilling Project, DSDP, 1968—1983)、大洋钻探计划(Ocean Drilling Program, ODP, 1983—2003)、综合大洋钻探计划(Integrated Ocean Orilling Program, IODP, 2003—2013)和国际大洋发现计划(Internation Ocean Discovery Program, IODP, 2013—2023),其关注内外动力对海底边界层形成和演变的效应,特别是沉积记录的全球变化信息,更是催生了多圈层相互作用的古海洋学革命;2)1990年以来的MARGINs计划和后续2010年以来的GeoPRISMs计划,更多关注固体圈层之间的相互作用,提出了俯冲工厂、深碳循环等理念;3)1990年以来的InterRidge计划,则关注洋中脊的系列构造-岩浆-成矿过程,现今又与深部生物圈、生命起源等生物圈研究前沿建立联系,是水圈-生物圈-岩石圈研究共同关注的焦点。这些科学计划也有着系统的观测计划支持,例如,OOI、Neptune、Donet等。它们的总体科学目标无外乎是:钻穿洋底莫霍面、认识大陆边缘、揭示海底地震等灾害机制、构建沉积源汇过程、探索全球变化、检验板块构造理论、发展古海洋学和建立地球系统理论。

      海底圈层流固耦合是实现这些科学目标的关键:1)突破流固耦合的研究壁垒,有助于构建整体地球系统理论;2)超越岩石圈的板块驱动力思维局限,有助于检验地球系统圈层耦合下壳幔系统的动力机制;3)构建多圈层耦合背景下的四维源-渠-汇过程与沉积动力,有利于实现深时层序分析,服务油气水合物精准勘探与环境评价,也有助于解码复杂局地气候因子。为此,建议在新的学科发展阶段,设立一些全球重大科学计划,例如,实施海底“三极”、深时源-渠-汇、海底微循环、海底透视的“印太海底计划”等,可望在海底“三极”动力、深时源-汇过程、海底微循环与成矿、海底结构透视、海底微板块成因等方面获得重大突破。

      当前,国家自然科学基金委的“西太平洋地球系统多圈层相互作用”重大计划是针对第一个动力“极端”Jason设定的,“特提斯动力系统”重大计划是针对第二个动力“极端”Tuzo设定的,刚获得批准的“东亚环形俯冲动力系统”的重大项目是针对第三个动力“极端”设定的。因此,中国具有很好的研究基础可以开展有关地球系统驱动力的更高端学术目标的综合研究。

      从深部到浅部,认知古环流-气候系统的演变规律,对于理解当前气候变化以及人类的影响、调整人-地关系具有重要意义。然而,受制于当前数据资料和研究水平的限制,对于古环流-气候系统演变规律和影响机制的认识仍非常有限,是一个前沿问题,也是一个难点问题。难点在于:1)目前对古气候和古环流的重建主要依赖于化学元素的测量,如何准确地将这些化学元素信息转换为温度和流速等物理要素,仍面临着很大的挑战。2)地质时间尺度上的海陆格局变迁、关键海峡开闭、海平面以及海底地形地貌的变化对环流和气候系统变率都存在着重要的调控作用,但是对于古海陆格局、古山高水深、古海平面的恢复,近年来国际上相关研究刚刚起步,属全新的前沿研究领域。3)地球气候系统模式是认知古环流-气候系统的演变规律的核心工具,地球气候系统模式近些年虽然得到了快速发展,但仍有很大不足;发展多运动形态耦合、包含多圈层相互作用的深时地球气候系统模式是准确重构深时古环流-气候系统、精准预测未来气候变化的关键突破点,也是未来的主流发展方向。因此,当前研究迫切需要关注以下关键科学问题:

      (1)水圈-大气圈多尺度能量串级及其气候效应

      海洋和大气是一个高度耦合的系统。海洋中包含着海洋环流、中尺度涡、亚中尺度运动、内波、湍流等多尺度运动,浅表的运动能量主要来源于风和潮汐,深部的运动能量可能来自温盐、密度差异,而能量耗散过程和串级过程复杂,从强迫尺度传递到湍流尺度(即能量串级)以维持海洋的平衡态。这对于驱动深海大洋跨等密度面湍流混合有着重要作用。后者通过控制海水中热量和物质的垂向输运,又反过来调制大洋环流的强度,进而影响到整个气候系统。海洋中小尺度过程占据了海洋中超过70%的动能,但是,现今对海洋中小尺度过程和混合的变异机理,以及海-气耦合作用、各种跃层和锋面通量的观测还缺乏深入认识或系统工作,特别是深海大洋混合的时空分布特征和驱动机理是当前海洋学研究的基础前沿问题。

      此外,海-气间的相互作用在整个气候系统中起着至关重要的作用。但是海-气相互作用也存在多尺度不同机理,特别是中小尺度海-气相互作用在全球海洋的时空特征和作用机理、物质能量交换、多尺度海洋-大气动力过程对整个气候系统调制等,都是关键科学问题。高精度、四维海-气耦合新模式的发展和数值实验亟待解决。

      (2)水圈-岩石圈流固耦合和化能生命系统效应

      迄今,海洋学研究对深层海洋的动力过程认识依然较少。深海大洋复杂的动力过程受到海底地形变化和流固界面物质与能量交换过程的制约。深海环流系统在地形和岸界作用下表现出高度复杂的空间结构,复杂多变的海底地形为打破地转平衡提供了有利条件,加速能量从海洋中尺度涡到更小尺度过程的串级,但其作用机理及其在海洋能量过程中的重要性还未得到深入认识。特别是,海底流固界面存在显著的物质和热量交换,水-岩或流-岩相互作用制约着深部生物圈的化能生命系统的演变(见后文)。流固界面物质和热量交换的通量和时空分布特征可能不仅对海洋深部环流影响,而且会影响到气候系统变化,如热液系统、岩浆系统。

      (3)水圈-大气圈-生物圈耦合及其生态和气候效应

      海洋生态系统是地球上最大的生态系统,遍布近海面大气、海洋水体(尽管浅层海洋也存在约30%海洋“荒漠”)、海底边界层,也是地球上最大的活跃碳库,对延缓二氧化碳在大气中的快速积累及其引发的全球变暖效应起到重要作用。海洋生态系统不仅取决于海水的生物、化学、物理性质,而且高度依赖于海水的动力环境。海洋-大气不同尺度的运动结合在一起,共同决定了生物群落所接受的光照、营养盐、溶解氧和水温等关键环境要素,也决定了鸟-鱼相互作用过程等。反过来,海洋生态系统深刻影响着海洋中碳等关键元素的循环,控制着海洋对大气中CO2的吸收能力,对整个气候系统产生显著的作用。因此,开展水圈-生物圈耦合的海洋多尺度相互作用、物理海洋过程与生物地球化学过程、生态过程、生命生理过程之间互作研究,对于全面认识海洋生态系统、充分认知海洋中微观的物质(元素、同位素、营养盐等)和能量循环过程,更准确地开展未来大气CO2浓度及气候变化预测、1950或2000年以来的人类世海洋酸化[123](1950年以来的50年中,人口总数、风化率、大气CO2含量、全球气温和海平面都发生了异动,与过去10 000多年来的变化趋势截然不同,因而有专家建议自2000年开始划分出“人类世(Anthropocene)”、深海微塑料循环规律研究与污染控制,具有重要科学价值。

    • 迄今为止,宇宙生命的寻找结果表明唯有地球是具有生命的星球。地球科学与生命科学的共同科学前沿命题就是:生命何以起源于地球?地球何以适宜生命宜居?地球生命是已知唯一的生命形式,最早的微生物化石出现在3 800 Ma,硅质岩中最老生命为3 465 Ma。然而地质历史上早期生命的记录非常少,一方面是由于前寒武纪之前的微生物化石记录甚至生物标记物很少找到,另一方面常规生物标记物能提供的信息也十分有限。

      而现代海底的极端环境,是人们认为不适宜生命生存的自然环境,包括无光、黑暗、高温、高盐、高压、高毒、低氧、低温、低pH值、强还原等突破常规生命代谢极限的环境,其中蕴含着代表早期生命的“活化石”。将“活化石”细胞的生理生化特点与现有的地质记录相对比印证,不仅能深化对地球早期环境及其变化过程的认识,还能有助于发现新的生物标记物。如海底热液环境含有各种还原性气体,保持着较高的化学及温度梯度,类似于早期地球原始环境,被认为是生命的发源地。生命如何诞生?生命如何适应常规概念下的不宜居无机环境?生命过程又如何塑造地球并使之转变为宜居?对地球宜居性起了何种作用?作了何种贡献?这些都是地圈-生物圈共演化要解决的难题。

      已有许多研究发现,深海微生物占独特的“深部生物圈”的90%生物量,也是最初级的生命形态,多种多样的古菌、细菌、噬菌体广泛分布于整个海洋环境,特别是深海平原、海山、热液、冷泉等特殊极端环境。独立于光合作用之外的深海化能过程,造就了独特的生态系统和生命过程,一些新发现、新认识已经冲击了人们的传统生命概念。

      深海独特的环境条件下发生着非凡的生物地球化学循环,也不断地改变生命孕育环境,生命-环境的复杂互动过程选择出了多种多样的微生物,也决定了深海大型生物的共生多样性、分布格局及其决定机制。作为深部生物圈窗口之一的海底现代热液生态系统中生存的微生物,可能保存了与早期生命相似的基因组结构,成为代表早期生命的“活化石”,这种仅存于热液环境中微生物的古DNA可以解析亿年尺度的生命演化历史。因此,海底极端环境下生命演化过程的研究将为环境变迁和生命演化、地质过程与生命起源、深时地球系统和宜居地球建立提供有力的科学依据。深海化能微生物与大型生物间的共生关系奠定了深海化能生态系统的产生与演化。从洋脊增生系统到俯冲消减系统下极端生态环境中,关键科学问题有:深海不同水层生境之间有着复杂的化能、光合、电活性微生物之间能量转换传递过程、元素地球化学循环及有机物合成的分子机制,深海光合生态系统与化能生态系统关系,深海大型动物起源、演化与连通性及环境适应的分子机制,大型生物-微生物共生体系的维持机制及协同演化、关键生理生化特征、重要基因和分子机制。

      特别是,地圈“六极”的深海大洋多尺度水文动力环境可显著影响或驱动营养盐时空配置、能量分配、边际生命形式、生物多样性地理格局、生态系统演变、不同生境间物种与基因交流。地球科学和生命科学深度融合有助于深入理解深海极端环境的成因、深海界面过程与生命诞生、生态系统演化和生物区系格局形成机制。特别应关注深海复杂地形区环流、内潮及湍流等多尺度动力过程能量串级机制和深海混合过程及其对环流水团变异的反馈机制,对建立深海生物区系格局中多尺度动力环境和水体特性、极端生境中生物多样性和连通性的内在关联,具有重要意义。

      对于深时地球,关键在于揭示宜居地球的深时演变,为此,未来必须获得高分辨率季风记录,发展季风替代性指标,揭示跨区季风之间的内在联系和事件关系,拓展大洋钻探的关键调查海域,开展多学科联合攻关,增强多圈层耦合的地球系统动力学模拟手段,最终揭示非宜居地球向宜居地球转变的关键过程,以推动浩瀚宇宙中宜居星球的寻找,同时,有助于规范人类行为,保护人类家园健康。

参考文献 (123)

目录

    /

    返回文章
    返回