晚塞諾曼期東特提斯洋古海洋環境探析
——以西藏定日地區為例

劉欣宇，李永祥

內生金屬礦床成礦機制研究國家重點實驗室（南京大學），南京大學地球科學與工程學院，南京 210023

0 引言

在白堊紀中期的多次大洋缺氧事件中，發生于塞諾曼/土倫（C/T）之交的大洋缺氧事件（OAE2）是研究程度最高的OAE事件之一[2,23]，為探究白堊紀中期溫室地球期間大洋缺氧事件形成與其他過程異常提供了一個重要窗口。OAE2發生于白堊紀中期溫室地球的極熱時期[36]，應該是溫室地球狀態下發生的最具代表性的大洋缺氧事件。另外，在OAE2事件發生之前的白堊紀塞諾曼中期，還發生了另一個持續更短暫，碳同位素偏移幅度更小但與OAE2的碳同位素偏移趨勢類似的古海洋事件，被稱為中塞諾曼事件（mid-Cenomanian Event，MCE）[37-38]。中塞諾曼事件被認為是OAE2事件發生的前奏，為OAE2在塞諾曼/土倫之交的最終發生提供了必要的古海洋環境背景[27,39]。因此，探究從中塞諾曼事件到塞諾曼/土倫之交發生OAE2期間，即晚塞諾曼期的古海洋環境顯然對于理解OAE2的成因機制至關重要。

部分地區開展的針對晚塞諾曼期古海洋學、海平面變化和古生物及環境演化的研究[10,39]表明OAE2和MCE的觸發機制和氣候—碳循環反饋具有一定的可比性，且兩事件似乎均與海平面變化有一定關聯。但對于海面變化與OAE2之間的聯系、古海洋環境演化對OAE2的發生、海平面變化的年齡約束等諸多問題仍需進一步研究。

我國西藏南部是研究晚塞諾曼期古海洋環境變化的理想地區。藏南地區在古地理上處于特提斯洋東段，發育了廣泛的白堊紀海相沉積，并記錄了多次大洋缺氧事件[10,18-19,40]。前人通過對定日貢扎地區出露的白堊紀海相地層的巖石地層、生物地層以及碳同位素化學地層學研究限定了塞諾曼—土倫階的界線和OAE2事件層位[19,41-44]，探討了OAE2期間的古環境變化[42,45-46]。Liet al.[14]對定日貢扎剖面開展了高分辨率磁化率和碳同位素地層分析，并開展了旋回地層研究，獲得了目前有軌道尺度年代約束的、分辨率最高、最完整的OAE2記錄。而且，該高分辨率OAE2記錄與全球主要的海、陸相OAE2記錄可進行高分辨率對比[14]。因此，定日貢扎剖面已成為研究東特提斯域OAE2事件的一個典型剖面[14,19]。前人在貢扎剖面已經用不同的環境替代指標研究了古海洋環境變化[42,45-48]。但是，以往研究的重點是重建OAE2期間的古環境變化，對于從MCE到OAE2的晚塞諾曼期的古海洋環境變化的詳細研究仍然缺乏。針對這一關鍵科學問題，本研究在前人在定日貢扎剖面研究基礎上，主要運用巖石磁學指標，重點對藏南記錄中OAE2事件發生之前的晚塞諾曼期的古海洋環境變化開展深入研究。巖石中磁性礦物含量、類型、粒度會受到沉積環境的影響而變化，相應地，通過刻畫、分析沉積巖的巖石磁學參數的變化可以揭示古環境的變化[49-51]。

1 區域地質概況

本文研究區位于我國藏南地區。該區由五個構造單元組成，由北向南分別是：岡底斯巖基、日喀則弧前盆地、雅魯藏布江縫合帶、特提斯喜馬拉雅和高喜馬拉雅。研究區屬于特提斯喜馬拉雅構造單元（圖1a）。以定日—崗巴大斷裂為界，可以將特提斯喜馬拉雅分為以江孜地區為代表的北亞帶和以崗巴定日地區為代表的南亞帶。特提斯喜馬拉雅在古地理上位于特提斯洋東段（圖1b）。不同于以深海、半深海沉積物為主的北亞帶，長期處于穩定的淺海陸棚沉積環境的南亞帶主要由碳酸鹽和外陸架陸源物質組成[53-55]。

圖1 貢扎剖面位置（a）白堊紀中期（～90 Ma）古地理圖（據Blakey[52]修改）；（b）貢扎剖面地質簡圖（據Li et al.[19]修改）Fig.1 Maps of the location of the studied Gongzha section at(a)～90 Ma,and(b)present day(modified from references[19,52])

位于特提斯喜馬拉雅南亞帶的定日貢扎地區出露一套完整的上白堊統地層。該套地層從下往上包括察且拉組、冷清熱組、崗巴村口組和宗山組。前人對該地區的上白堊統地層已經從生物地層[41,44]、旋回地層[14,56-57]、層序地層[57]以及化學地層[14,19,42,58]等多方面開展了研究。其中，塞諾曼—土倫階地層記錄了白堊紀大洋缺氧事件OAE2[14,19,42-43,45,59]。對貢扎剖面包含塞諾曼—土倫階界線的0～70 m的地層的高分辨率碳同位素分析顯示OAE2層位出現于冷青熱組的頂部和崗巴村口組底部。OAE2事件起始于該剖面的37.2 m處，事件層位共厚約35 m[14]。旋回地層學研究將OAE2事件的起始年齡限定為（94.55±0.15）Ma[14]。馬麗鳳[47]和Liet al.[48]在該剖面運用巖石磁學指標重點探討了OAE2期間的古海洋環境變化。而且這些研究及Liet al.[19]、Liet al.[14]等研究在剖面野外露頭上標注了主要層位的高度。這些為本研究在該剖面深入探析晚塞諾曼期的古海洋環境變化提供了極大的便利和重要的約束。

2 采樣與方法

2.1 野外勘查、采樣及樣品前處理

圍繞本研究的主要科學目標，即探究晚塞諾曼期的古海洋環境變化，我們主要對貢扎剖面OAE2事件起始層位37.2 m以下的地層勘查，并嘗試將原剖面向下延伸，即也包含原剖面0 m以下的地層，以便盡可能獲得完整的晚塞諾曼期的地層記錄。該剖面出露于海拔約4 700 m的山脊上。剖面0 m以下的山坡上覆蓋較為嚴重。我們進行了大量的野外勘查，發現山脊附近沖溝中有較好的露頭。因此，我們嘗試將山脊上的露頭與附近沖溝中的地層來對接，以期向0 m下延伸剖面。結果發現沖溝中的地層存在局部巖層產狀變化，指示巖層可能發生了錯動，很難將原山脊上的露頭與附近沖溝中的地層建立準確的層與層的對接。鑒于此，我們對山脊上原剖面0 m以下的露頭做了仔細野外分析，在山脊露頭上，向0 m以下延伸了約6 m，即延伸到層位-6 m。-6 m以下沒有連續的露頭，無法將剖面再向-6 m以下延伸。因此，我們對新延伸的0 m至-6 m的地層以10 cm間距采樣，采樣至-5.3 m處。另外，為了與馬麗鳳[47]和Liet al.[14,48]在該剖面已有的0 m以上巖石磁學數據對比、銜接，進而在該剖面上獲得層位一致、連續的晚塞諾曼期的巖石磁學數據，本研究也對剖面0 m至30 m以10 cm間距采樣。

在室內，首先將野外采集的無定向塊狀樣品做前處理獲得新鮮樣品，然后再將其切成2 cm邊長的立方體塊樣。對每個樣品經稱重后，進行下一步巖石磁學測量。另外，等間距挑選0 m以下14個層位的樣品用于測量其碳同位素（δ13Ccarb）。用牙鉆垂直其新鮮表面鉆取粉末。樣品鉆取時避開后期形成的方解石脈，以消除成巖作用對樣品碳同位素結果的影響。

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2.2 巖石磁學測量

測量磁化率（χ）、非磁滯剩磁（ARM）以及等溫剩磁（IRM）等巖石磁學參數。使用AGICO KLY-3卡帕橋磁化率儀測量樣品的體積磁化率（κ），兩次重復測量后，取平均值為體積磁化率值，經質量歸一化后獲得質量磁化率（χ）。測量了所有樣品的磁化率。對0 m以下的樣品還開展了ARM、IRM等其他磁學參數的測量。用Molspin交變退磁儀及pARM裝置在峰值為100 mT交變場和外加0.05 mT直流場下獲得ARM，并通過2G-755巖石超導磁力儀進行測量。非磁滯剩磁磁化率（χARM）由ARM經質量歸一化以及直流場歸一化后獲得。另外，選取了22件樣品測量其等溫剩磁獲得曲線，從20 mT逐步，經36步增加至2.4 T。使用ASC IM-10-30脈沖磁力儀獲得IRM，并用旋轉磁力儀JR-6A進行測量。對于其余樣品，先將在1.2 T磁場下獲得的IRM定義為飽和等溫剩磁（SIRM），然后測量反向300 mT磁場下獲得的IRM-300mT，并由此計算出樣品的硬等溫剩磁（HIRM）（HIRM=[IRM-300mT+SIRM]/2）及S率（S-ratio）（S-ratio=-IRM-300mT/SIRM）。以上所有巖石磁學參數的測量在南京大學古地磁實驗室完成。

2.3 δ13C測試

在南京大學內生金屬礦床成礦機制研究國家重點實驗室完成樣品的碳同位素測試分析。所用儀器為Finnigan公司的Delta Plus XP連續流質譜儀。測試結果以δ13C和δ18O同位素比值VPDB標準化表示，精度高于0.2‰。

3 結果

3.1 地層學結果

本研究獲得了貢扎剖面-5.3 m至30 m的磁化率結果（圖2）。為了將0 m以下延伸的地層中的巖石磁學結果與已有的0 m以上的巖石磁學結果準確銜接，我們選擇用磁化率作為地層對比的依據。將本研究獲得的-5.3 m至30 m高分辨率磁化率結果與已有的0 m至35.0 m的磁化率結果[14,47]（圖2）對比，發現除2.5～4 m之間出現微小的層位錯位之外，其他層位的磁化率值和剖面磁化率的總體變化趨勢吻合良好。該錯位由于在0～5 m區間采樣時，對區間內3 m、4 m層位劃定略有測量誤差導致。因為0 m及5 m地層處有前人標記，該錯位并不影響剖面的對比銜接。鑒于前人已對0 m以上地層開展較為深入研究，0～5 m地層數據仍以前人為準。根據磁化率變化趨勢和對比歸一化后的質量磁化率值大小，將延伸地層的-0.1 m處與原剖面0 m處對應。相應的，將本研究獲得的-0.10 m至-5.30 m層位的巖石磁學結果的層位統一向上移0.10 m與已有的原剖面0 m至40.0 m的巖石磁學結果[14,47]銜接。這樣究形成基于磁化率的，從-5.20 m至37.2 m統一、完整的晚塞諾曼期的巖石磁學數據，用于分析研究剖面晚塞諾曼期古海洋環境的變化。

圖2 本研究樣品磁化率與馬麗鳳[47]磁化率對比（地層柱狀圖據文獻[47]修改；*±0.15 Ma處年齡據文獻[48]）Fig.2 Comparison of high?resolution magnetic susceptibility in this study for 0?37.2 m of the stratigraphic column section(modified from reference[47]).Asterisks indicate the level with estimated ages based on reference[48]

3.2 巖石磁學結果

3.2.1 磁性礦物含量

沉積物中磁性礦物的含量通常可由磁化率（χ）、非磁滯剩磁磁化率（χARM）和飽和等溫剩磁（SIRM）指示。χ常用來反映物質被磁化的難易程度。沉積物中順磁性、抗磁性和鐵磁性顆粒均對χ有貢獻，因而χ可以粗略反映磁性礦物的含量[49]。χARM對穩定單疇的亞鐵磁性顆粒敏感。因此，可以指示較細的亞鐵磁性礦物顆粒的相對含量[60]；沉積物中所有亞鐵磁性礦物的含量則用SIRM來估計[49]。如圖3a～c所示，χ自剖面底部向上表現為先增大后又略微減小，但總體上呈增大的趨勢。χARM則自剖面底部向上呈現逐步變大的趨勢。同樣，SIRM也顯示出逐步增大的趨勢。以上結果表明，從-5.2 m至0 m，地層中磁性礦物含量表現為逐漸增多的趨勢。

3.2.2 磁性礦物類型

沉積物或者巖石中高矯頑力“硬”磁性礦物的含量可由S-ratio和HIRM表征。S-ratio越小，對應的HIRM越大，指示高矯頑力磁性礦物（如赤鐵礦、針鐵礦）含量越多。相應的，低矯頑力磁性礦物相對含量增多時，S-ratio越趨近1，HIRM則越小[61-62]。圖3g和h展示從-5.2 m至0 m地層的S-ratio和HIRM的變化。結果顯示這些樣品的S-ratio在0.2～0.9之間變化，表明這些樣品中含有兩種不同的礦物類型：一部分樣品的S-ratio為0.7～0.8，即樣品中存在低矯頑力磁性礦物；其余樣品的S-ratio為0.2～0.4，即樣品中存在高矯頑力磁性礦物。樣品HIRM的變化與S-ratio的變化相互對應，即HIRM高值對應于S-ratio低值。因此，-5.2 m至0 m地層中不僅含有低矯頑力磁性礦物，也存在高矯頑力磁性礦物。

圖3 貢扎剖面0～-5.2 m巖石磁學參數變化曲線Fig.3 Variation of magnetic parameters at depths0 m to-5.2 m,Gongzha section

該地層-0.3 m和-4.0 m處樣品的等溫剩磁獲得曲線顯示在2.4 T外場下其等溫剩磁強度仍然沒有達到飽和，在300 mT時獲得的等溫剩磁強度僅為在2.4 T外場下獲得的等溫剩磁強度的34%～38%（圖4a，b）。這說明該樣品中高矯頑力磁性礦物為其飽和等溫剩磁（SIRM）的主要載磁礦物。而-0.7 m和-1.2 m處的樣品在300 mT時獲得的等溫剩磁強度是最大外場下獲得的等溫剩磁強度的78%～81%（圖4c，d）。這表明這些樣品中低矯頑力磁性礦物為其SIRM的主要載磁礦物。

圖4 貢扎剖面0～-5.2 m代表性樣品的IRM獲得曲線Fig.4 IRM acquisition of samples from the 0 m to-5.2 m interval,Gongzha section

樣品的磁化率隨溫度變化曲線（κ-T曲線）也可用于判別磁性礦物類型。代表性樣品的κ-T曲線顯示樣品的磁化率隨溫度變化特征基本一致（圖5）。-0.3 m和-4.0 m處的樣品顯示其磁化率在室溫加熱至300°C時保持穩定；300°C到325°C磁化率隨溫度升高，325°C到400°C磁化率隨之下降，表明沉積物中有鐵硫化物（磁黃鐵礦[Fe7S8]或膠黃鐵礦[Fe3S4]）存在；400°C到550°C磁化率再次隨溫度升高，當溫度提升至580°C，即磁鐵礦的居里點時，磁化率急劇下降，表明在加熱的過程中有磁鐵礦出現；溫度升至640°C時磁化率衰減至最小值，表明沉積物中有赤鐵礦存在。而-0.7 m和-1.2 m處的樣品顯示其磁化率在室溫加熱至400°C緩慢降低，表明樣品中含有順磁性礦物；400°C之后的曲線變化與之前樣品變化相似，表明沉積物中有赤鐵礦與磁鐵礦存在。所有樣品冷卻曲線均遠高于加熱曲線，說明有亞鐵磁性礦物在加熱過程中生成，從600°C急劇增加，表現出磁鐵礦的性質，可能是順磁性礦物加熱轉化為磁鐵礦。

圖5 貢扎剖面0～-5.2 m典型樣品磁化率隨溫度變化曲線Fig.5 Changes of magnetic susceptibility with sample temperature from the interval 0 m to-5.2 m,Gongzha section

綜合等溫剩磁獲得曲線和κ-T曲線，0到-5.2 m地層的磁性礦物主要為磁鐵礦、赤鐵礦及鐵硫化物（磁黃鐵礦[Fe7S8]或膠黃鐵礦[Fe3S4]）。

3.2.3 磁性礦物粒度

磁性礦物顆粒大小通常由χARM/χ、χARM/SIRM和SIRM/χ指標反映。當磁性礦物顆粒粒徑大于超順次顆粒（SP）時，三個參數的數值越小，指示磁性礦物顆粒越粗；反之，這些參數的值越大時，反映磁性礦物顆粒越細[60,63]。研究地層的χARM/χ、χARM/SIRM和SIRM/χ隨深度變化顯示小幅度波動，但總體穩定（圖3d～f），暗示研究巖層中磁性礦物粒度總體較一致，并無顯著變化。

3.3 碳同位素結果

14個樣品的碳同位素測試分析結果顯示，δ13C的最大值為2.04‰，最小值為1.45‰，相差0.59‰（圖3i）。δ13C和δ18O不存在相關性（圖6），表明δ13C沒有受到后期成巖作用的改造。綜合來看，OAE2層位之下的地層中，由下至上δ13C值并沒有明顯的變化趨勢。

圖6 貢扎剖面0～-5.2 m樣品的碳、氧同位素相關性分析Fig.6 Correlation of carbon and oxygen isotopes of samples from the interval 0 m to-5.2 m,Gongzha section

4 討論

4.1 研究層位的年代

因為本研究的重點是探析OAE2事件發生之前的古海洋環境變化，所以，本研究的目標層位從-5.20 m至OAE2事件的起始層位。貢扎剖面高分辨率OAE2記錄顯示，OAE2事件起始于剖面的37.2 m處，所對應的年齡為（94.55±0.15）Ma[14]（圖2）。前人在其他剖面的研究表明，中塞諾曼事件（MCE）發生于～96 Ma，表現為～1‰的特征碳同位素正漂[37-38]。本研究獲得的-5.20 m至0 m的碳同位素結果并未顯示出～1‰幅度的碳同位素漂移（圖3i）。這說明，MCE層位應該位于-5.20 m以下，也就是說-5.20 m處的年齡應該小于96 Ma。鑒于-5.20 m至0 m地層巖性與0 m至5.0 m的地層巖性相似，我們采用貢扎剖面0～70 m的軌道尺度年代標尺[14]，結合0 m至5.0 m的沉積速率（1 m/0.23 Ma）來估算-5.20 m至0 m段地層的年齡。由此獲得研究剖面最底部-5.20 m處的年齡約為（95.58±0.15）Ma。因此，本研究的目標層位是從-5.20 m至37.2 m，對應的晚塞諾曼期的年代范圍為（95.58±0.15）Ma至（94.55±0.15）Ma（圖2）。

4.2 晚塞諾曼期定日地區古海洋環境變化

沉積巖磁性特征的變化與沉積物物源、沉積環境以及沉積后的成巖作用有關[49,64-66]。陸源輸入量會直接受到物源區與洋盆之間距離的改變而變化，進而引起沉積物中磁性礦物粒度和含量的變化[67]。沉積區海洋環境的改變也會對磁學性質產生顯著影響[68-69]。因此，沉積物磁性參數的變化可以反映古海洋環境的演變。此外，后期成巖作用也會影響海洋沉積物的磁性特征。貢扎剖面巖石中有機質含量很低，總有機碳含量（TOC）小于1%[70]，而且其碳酸鹽的碳同位素變化趨勢與全球其他地區同時代的記錄均可對比[14,19,45]。這些特征表明該剖面的沉積記錄幾乎沒有受到后期成巖作用的影響。故貢扎剖面的磁性特征主要受到物源輸入和沉積環境的影響。

研究層位的巖石磁學參數顯示磁化率（χ）、非磁滯剩磁磁化率（χARM）和飽和等溫剩磁（SIRM）等參數從95.58 Ma至95.10 Ma期間表現出明顯增大趨勢（圖7a～c），表明磁性礦物含量在此期間逐漸增多，且在（95.10±0.15）Ma時達到最大值。巖石中磁性礦物含量增多反映物源供給增加。研究剖面在塞諾曼期處于大印度北緣外陸棚沉積環境[42]。物源供給的增加或者是在海平面穩定情況下，物源區風化剝蝕增強引起；也有可能是海平面降低導致的物源區范圍的增大而引起的。由于目前沒有證據顯示物源區在此期間風化剝蝕增強，沉積巖中磁性礦物的含量的增多更可能與海平面變化有關。這是因為，研究剖面處于外陸棚沉積環境，容易受全球海平面變化的影響[19,45]。而且，研究發現塞諾曼期（100.5～93.9 Ma[72]）曾發生過多次全球性海平面變化事件，尤其是在塞諾曼晚期發生了一次幅度超過75 m的全球性海平面升降事件KCe4[71]。因此，研究剖面顯示的從95.58 Ma至95.10 Ma期間的磁性礦物含量增多很可能是由于KCe4全球性海平面下降期間導致的物源區范圍增大而引起的陸源輸入量的增多（圖8a）。如果是這樣，那么磁性礦物含量增至最大值時應該對應于海平面下降至最低水平時，即晚塞諾曼期KCe4海平面在（95.10±0.15）Ma下降至最低。

圖7 貢扎剖面晚塞諾曼期地層各項參數（a～c）0 m以上數據來自馬麗鳳[47]；（d）0 m以上數據來自Li et al.[48]；（e）海平面變化（據Haq[71]修改）；黃色實心圓代表草莓狀黃鐵礦Fig.7 Variation of parameters in Late Cenomanian(Mid?Cretaceous)strata,Gongzha section

95.10 Ma至94.55 Ma期間，磁化率（χ）、非磁滯剩磁磁化率（χARM）和飽和等溫剩磁（SIRM）等參數總體穩定，僅顯示小幅度波動（圖7a～c）。這些小幅度波動可能指示沉積環境的細微變化。該研究剖面低分辨率氧化還原敏感微量元素（RSTE）數據[45]、生物化石記錄[42]以及鐵組分分析結果[48]表明定日地區在該階段總體處于亞氧化（Suboxic）環境。巖石磁學參數的小幅波動可能暗示疊加于總體亞氧化環境上的從氧化（Oxic，溶解氧>1 mL/L）[73]、貧氧（Dysoxic，溶解氧含量處于0.1～1 mL/L）[73]、亞氧化（Suboxic，<5μmol/kg的低濃度溶解氧且存在反硝化作用）[74]至缺氧（Anoxic，溶解氧<0.1 mL/L或完全不存在溶解氧）[73]等不同氧化還原狀態之間的細微變化。Liet al.[48]用Log（HIRM/χ）來指示貢扎剖面OAE2事件及附近層位的古海洋氧化還原環境的變化（圖7d）。該指標在95.10～94.70 Ma保持相對穩定，在～94.70 Ma之后明顯減小，并波動變化（圖7d），說明研究區的沉積環境在～94.70 Ma發生了較大變化。磁性礦物的研究表明95.10～94.70 Ma期間沉積物的磁性礦物主要為磁鐵礦、赤鐵礦及鐵硫化物（磁黃鐵礦或膠黃鐵礦），而在94.70～94.55 Ma期間，掃描電鏡（SEM）及能譜分析（EDS）結果顯示存在指示還原環境的草莓狀黃鐵礦（圖7）[47-48]。這說明，研究區由95.10～94.70 Ma期間的亞氧化環境逐漸演變為～94.7 Ma之后更趨向于缺氧（Anoxic）的環境。

從95.10 Ma至94.55 Ma沉積環境逐漸趨向缺氧環境的變化趨勢很可能也與KCe4海平面在～95.10 Ma達到最低之后的逐漸上升有關。海平面上升可以使得沿海植物和低地被淹沒，海水中營養物質增加，導致海水生產力增加，從而引起海水中低氧帶（oxygen minimum zone,OMZ）橫向和垂向擴張[10,75]。研究區從95.10 Ma至94.55 Ma期間趨向更缺氧的沉積環境可能暗示KCe4海平面上升過程中OMZ擴張的影響逐漸波及到研究區的過程。這一認識得到剖面氮（N）同位素研究結果的支持。δ15N在OAE2事件發生前表現為負漂，指示OMZ逐漸擴展至沉積區，導致沉積區的缺氧環境[46]。因此，（95.10±0.15）Ma之后，隨著海平面的上升及相伴的OMZ的逐漸擴張，很可能在（94.70±0.15）Ma海平面上升至較高水平，OMZ的邊緣擴張至沉積區，引起了沉積區古海洋環境總體趨向缺氧環境的演化（圖8b），并最終在94.55 Ma發生了OAE2事件。因此，（95.10±0.15）Ma之后的大幅度海平面上升所引起的OMZ擴張可能是影響定日地區晚塞諾曼期古海洋環境演化及OAE2事件發生的重要因素。

圖8 晚塞諾曼期定日地區古海洋環境演化（據文獻[46]修改）（a）海平面下降，陸源輸入增多；（b）海平面上升，OMZ擴張；★代表貢扎剖面；OMZ：低氧帶Fig.8 Reconstructed Late Cenomanian(Mid?Cretaceous)paleoenvironmental change in the Tingri area(modified from reference[46])

4.3 晚塞諾曼期全球海平面上升與火山活動

在其他主要的OAE2剖面，包括美國普韋布洛、英國伊斯特本以及埃及西奈半島顯示碎屑指數在OAE2事件之前達到一個最大值，隨后持續減小，也指示OAE2發生之前全球性海平面出現了先下降及隨后持續上升的過程[45,76-78]。另外，在墨西哥東北部的瓦雷西洛（Vallecillo）[79]、意大利中部和北部地區[75]、摩洛哥Tarfaya盆地[80]和中國西藏的江孜地區[10]的研究均發現了在OAE2事件發生之前的晚塞諾曼期海平面上升引起的OMZ擴張現象。這些結果表明晚塞諾曼期OAE2事件發生之前的全球性海平面上升及相伴的OMZ擴張在東特提斯洋、西特提斯洋、原北大西洋（Proto-North Atlantic）及北美西部內陸海道（Western Interior Seaway）等很多海域產生了總體偏向缺氧的古海洋環境，為之后OAE2事件的廣泛發生提供了必要的古海洋環境背景。由于定日貢扎剖面有高分辨率的年代標尺，本研究所獲得的（95.10±0.15）Ma作為晚塞諾曼期海平面大幅上升的初始時間也可用于其他OAE2剖面深入分析塞諾曼晚期不同地區海平面上升，古海洋環境變化以及與OAE2發生的聯系。

另外，晚塞諾曼期的海底火山活動被認為觸發了OAE2事件[33]。海底火山活動可能是在OAE2事件之前～9 kyr（以OAE2持續時間為220 kyr計算）或～23 kyr（以OAE2持續時間為550 kyr計算）[33]，或者～34 kyr（以OAE2持續時間為820 kyr計算[14]）發生的。也就是說，在海平面上升階段的晚期也發生了強烈的海底火山活動。白堊紀中期活躍的火山活動被認為是產生OAE事件的重要誘發因素[2,23,29-30,81]。因此，晚塞諾曼期的全球海平面大幅度上升和活躍的火山活動共同作用導致了OAE2事件的發生。

5 結論

本文通過對藏南定日地區貢扎剖面上白堊統冷青熱組地層（-5.2～37.2 m）的巖石磁學研究，重建了研究區晚塞諾曼期（95.58±0.15）Ma至（94.55±0.15）Ma期間的古海洋環境演化。巖石磁學結果顯示：1）磁化率（χ）、非磁滯剩磁磁化率（χARM）和飽和等溫剩磁（SIRM）等從95.58 Ma至95.10 Ma期間表現出明顯增大趨勢，且在（95.10±0.15）Ma時達到最大值，表明磁性礦物含量在此期間逐漸增多。該趨勢很可能是由于KCe4時期全球海平面下降導致物源區范圍增大而引起，且（95.10±0.15）Ma時海平面下降至最低水平。2）95.10～94.70 Ma期間沉積物中磁性礦物主要為磁鐵礦、赤鐵礦及鐵硫化物（磁黃鐵礦或膠黃鐵礦），而在～94.70 Ma氧化還原環境發生較顯著變化，出現了草莓狀黃鐵礦，表明研究區海洋環境從95.10～94.70 Ma間的亞氧化環境逐漸演變為～94.70 Ma后趨于缺氧的環境。這一氧化還原環境變化趨勢很可能是由于～95.10 Ma之后的全球海平面上升引起的OMZ的擴張所導致的。由于本研究剖面具有精細的年代標尺，本研究限定的晚塞諾曼期KCe4海平面上升的初始時間，即（95.10±0.15）Ma，可以為研究其他剖面同期全球海平面上升對OAE2事件的發生提供重要的年代約束。結合晚塞諾曼期活躍的火山活動，我們認為晚塞諾曼期全球性海平面上升及火山活動共同作用導致了塞諾曼—土倫之交的全球性OAE2事件。

致謝 感謝秦世欣和許石華在野外采樣和實驗中的大力幫助。