二叠纪—三叠纪古气候研究进展——泛大陆巨型季风气候：形成、发展与衰退

钱利军，时志强，欧莉华

（成都理工大学沉积地质研究院）

二叠纪—三叠纪古气候研究进展
——泛大陆巨型季风气候：形成、发展与衰退

钱利军，时志强，欧莉华

（成都理工大学沉积地质研究院）

巨型季风是指二叠纪—三叠纪期间泛大陆上存在的强烈季节风，它的形成与泛大陆的形状、海陆分布及大陆的纬向分布密切相关。从晚石炭世泛大陆的聚合至晚侏罗世—早白垩世泛大陆裂解，巨型季风经历了形成、发展到衰退的过程。在三叠纪，泛大陆很大且几乎关于赤道对称，巨型季风达到最大强度。它对古气候、古环境、古生物及沉积等都产生了深刻的影响，使泛大陆低纬度地区呈现出干旱和潮湿交替的气候特征，蒸发岩和红层广泛分布；高纬度地区温暖潮湿，煤层大量分布；科罗拉多高原（美国西部）、西特提斯（欧洲）和东特提斯（中国）等地的二叠纪—三叠纪沉积地层也显示了受巨型季风影响的特征。

巨型季风；泛大陆；二叠纪；三叠纪；特提斯洋；古气候

1 巨型季风的提出及定义

早三叠世全球以南纬、北纬50°之间的红层优势沉积为特征，包括欧洲的大部分、前苏联、北美及巴西。随后是中三叠世的蒸发岩沉积。到了晚三叠世，所述这些地区的大部分沉积又转变为红层为主［1］。基于对全球分布的三叠系红层、蒸发岩及煤层的研究，Robinson于1973年首先提出了泛大陆的季风性气候［2］。 她研究了 Briden 等［3］发现的具有古气候意义的岩石并认为它们具有很强的季节性特征，所以用了“季风”这一术语来描述。自从Robinson的工作为泛大陆季风环流的假说奠定了理论基础之后，地质学家们提出了一系列假说［4-5］，如季风的发展［6］、季风的最高值［7］、季风的衰退［8］等。

三叠纪时期，泛大陆巨大且关于赤道对称，在赤道两边对等分开［4，9］。泛大陆的形状加强了南北半球因热量和压力对比形成的季节性交替循环。两个半球间的热量对比可能与现代发生的夏季亚洲季风类似，但更强大，因为当时两个半球的陆地都很大［9-10］。一系列不同的对泛大陆气候的模拟都表明泛大陆存在强烈的季节性气候［10-13］。 Kutzbach 等人［11］利用几个试验研究了与泛大陆有关的一系列可能的气候类型。所有模拟结果都表明泛大陆存在强烈的季风循环，广泛分布有全年或季节性干旱，特提斯洋南部和北部沿岸夏季季风降雨，中纬度地区存在冬季降雨带。而且，他们还提出热带夏季极端炎热，中、高纬度大陆内部有大的季节性温度变化。Kutzbach把这种气候称作“巨型季风(Megamonsoon)”。

季风循环的一个重要特征是越赤道层流，它是冬季半球和夏季半球的热量和压力对比的产物，其导致的结果包括：（1）大量但极具季节性的降水，集中在夏季数月；（2）低纬度地区年温度波动很小［9，14-16］。泛大陆季风期间的特提斯洋和夏季半球之间的温度差与现代亚洲季风期间的印度洋和夏季亚洲之间的温度差情况很相似，这两个系统的潜能可能是类似的［7,9,14］。但在泛大陆时期，两半球间的热量对比被南半球陆地强大的冷气流所加强，位于赤道两侧的热量对比很强，足以驱使季风环流［9,17］。泛大陆地块的纬度分布状况使季节性的交替环流可能占据了两个半球。冬季半球高压带面对的是跨过特提斯洋的夏季半球低压带（图1），这种大的温度压力对比每半年会出现一次［7,14］。

图1 泛大陆时期北半球夏季泛大陆东部和特提斯季风循环略图

Dubiel等［14］认为泛大陆巨型季风产生了四个方面的结果。

（1）巨型季风带来潮湿的大气，所以季节性沉积有潮湿性的地层，这在地层中有很多证据。

（2）赤道地区，特别是大陆赤道东部是干旱的，而降雨可能集中在平行于特提斯洋北部和南部海岸的地带。巨型季风强度很大，足以反转赤道层流，导致泛大陆赤道西部地区相对潮湿。

（3）气候带不成带状。

（4）以上情况在三叠纪达到了最大值。这是因为泛大陆季风环流假说是依靠泛大陆的尺度和南、北两半球的越赤道对比。当大陆平均分布在赤道两侧时，这种差异被认为达到最大值。因此，季风环流的最强时期可能出现在三叠纪后半期［14］。

2 巨型季风的形成、发展与衰退

2.1 巨型季风的形成

晚宾夕法尼亚亚纪至早二叠世是全球地质和气候的转变时期［18］。早期强烈的构造运动使北半球的劳亚大陆和南半球的冈瓦纳大陆聚合形成联合古陆，即泛大陆［18-19］。并且在赤道位置形成一条大致东西走向，宽约1000km、长5000～7000km的泛大陆中央山脉（CPM），其海拔高度还不清楚［20］。 泛大陆的聚合和造山可能都对全球大气循环系统产生了强烈影响，形成所谓的“巨型季风”［9,11,14,18］。泛大陆低纬度地区在这一时期经历了长达数十个百万年的干旱［21］。Tabor等［18］通过数字模型作出了早二叠世北半球夏季时的季风大气环流图解（图2），表明泛大陆在这一期间存在强烈的季节性气候。

图2 早二叠世亚丁斯克期全球古地理图及北半球夏季时的地面风

石炭纪早期曾经潮湿温暖、大量煤层发育的热带地区（低纬度地区），至晚石炭世和早二叠世被季节性干旱气候所替代，形成类似于稀树大草原的植物群［21］。这一时期，赤道附近的大范围地区明显变干，代表潮湿、炎热气候的煤、红土、铝土岩在宾夕法尼亚亚纪地层中很普遍，但在早二叠世地层中几乎不存在，而被代表干旱气候的钙结砾岩和蒸发岩等所取代［18,22-26］。干旱趋势还伴随着低纬度地区植物多样性的减少，且由孢子繁殖的植物逐渐过渡到种子繁殖植物［21］。这种由相对潮湿向相对干旱的转变在泛大陆赤道西部发展很迅速［18，25，27］，且由赤道东风带转变成了赤道西风带［18，28-29］。 而在泛大陆中部，这种转变推迟了相当长的时间［18，26，30］。东部岛屿在晚宾夕法尼亚亚纪和早二叠世期间还有持续的潮湿古气候指示的沉积［18-24］。代表季节性干旱气候的变性土在泛大陆西部和中部赤道地区上宾夕法尼亚亚系中出现，说明至晚宾夕法尼亚亚纪泛大陆的西部和中部赤道地区已存在间歇性的季节性水分缺乏；而变性土在泛大陆西部和中部赤道地区及特提斯洋西海岸下二叠统中是主要的地层组分，说明至早二叠世，泛大陆大部分区域出现了强烈的季节性干旱环境［18］。

2.2 巨型季风的发展

随着冈瓦纳大陆和劳亚大陆的碰撞，泛大陆赤道附近的季节循环因两个因素而不断得到改变。第一，南部季风，在冈瓦纳大陆上已经成型，引起了赤道区域比因地球自转轴倾斜引起的正常季节性更强烈的季节性。第二，因为冈瓦纳和劳亚大陆碰撞在赤道位置形成的高原，起到高海拔热源的作用，就像现在的青藏高原［7,16］。 Crowley 等［10］利用二维能量平衡气候模型对晚二叠世卡匹敦阶（255Ma）泛大陆温度的季节循环进行了模拟，认为巨大的温度年循环反映了夏季炎热和冬季寒冷气候，南半球大部分地区冬季温度低于0°C，夏季白天最高温度可能已经超过了 45°C，最大的温度差（50°C）比对现代气候模拟得出的还要大，大幅度的温度变化可能会产生一种比现今更极端的具有季节性特征的地表植物和动物的分布。

泛大陆在宾夕法尼亚亚纪形成之后不断向北漂移，南半球的陆地面积不断减小，北半球的不断加大。在晚宾夕法尼亚亚纪时南半球陆地面积占68%，至晚二叠世减为62%［9］，同时广泛的蒸发岩和风成砂岩在北半球沉积［18,31-32］，而红层和蒸发岩在南半球沉积［9］。二叠纪沙漠气候和夏季潮湿气候（季节性）典型特征的植物在泛大陆低纬度地区广泛分布［18,33-34］，强烈的季节性气候已经在泛大陆低纬度地区占据了主导地位。通过降水量的绝对减少和蒸发量的增加或是降水的季节性加强，二叠纪的总趋势是干旱的加强［9］。

至三叠纪，泛大陆暴露面积达到最大，从南极延伸到了北极，且几乎对称地分布于赤道两侧［5,7］，南、北两半球的陆地面积基本相等。因此季风条件可能达到了最强，几乎破坏了带状环流的每个部分［9］，而赤道东部区域在三叠纪可能是最干旱的［5,7,14,16］。 Parrish等［7］根据风成沉积物的记录识别出了早三叠世风向的主要变化，预测了每个季节高压和低压之间的越赤道对比及每个半球高压和低压季节变化，在泛大陆，越赤道压力对比可能全年的大部分时间内都存在，在每个夏季半球存在一个低压单元，而每个冬季半球存在一个高压单元，一年内南北两半球之间存在两次压力和风向的转换，而每个半球内都存在夏季风和冬季风的强烈变化（图3）。他们认为，季风循环在三叠纪变得非常强大，它可能足以将赤道区域大陆西部海洋的水分带走，即反转正常赤道流。

图3 推测的早三叠世印支期大气环流（据文献［7］，略有改动）

早—中三叠世泛大陆以沙漠扩展和变暖占主导，以强烈的季节性干旱为特征，潮湿条件转移到了南半球高纬度地区［35］，巨型季风的发展以广泛的蒸发岩和红层沉积为特征［9］。晚三叠世早期巨型季风强度达到最大值，季风气候可能完全分裂了带状气候［9］，干旱气候扩展到了相对更高纬度地区，以大陆季节性降雨和大陆西部赤道层流反转为特征，使泛大陆西部边缘低纬度地区湿度增加［7,9,36］。

2.3 巨型季风的衰退

巨型季风在晚三叠世早期达到最大强度后，随着泛大陆的裂解而逐渐减弱，但在侏罗纪的大部分时间内都还存在巨型季风的作用［5,7］。Parrish 等［7］认为晚三叠世和早侏罗世巨型季风循环仍然占主导地位，而中、晚侏罗世则是巨型季风气候和副热带高压循环并存，二者的边界位于美国西部。这种气候变化很大程度上是因为古地理的变化，它导致了季风环流的建立和瓦解；还可能部分地归因于全球温度梯度的减小，这可能降低了副热带高压循环的影响。

Parrish等［4-5,37］认为泛大陆巨型季风在晚侏罗世瓦解，但在中纬度地区还存在季风气候，表现为雨季的延长和旱季的缩短。 而Moore等［38］（图4）的大气环流模拟表明晚侏罗世冈瓦纳大陆低纬度地区夏季时仍存在强烈的季风循环。Scherer等［39］认为这支持了冈瓦纳大陆从宾夕法尼亚亚纪到侏罗纪或白垩纪一直存在季风系统的观点。与Parrish提出的巨型季风在早侏罗世减弱，晚侏罗世瓦解的观点［9］不同，Scherer等认为巨型季风的瓦解出现在早白垩世泛大陆分裂和南大西洋打开时期。

图4 Moore等的晚侏罗世全球气候模拟中南半球夏季时的地面风

3 巨型季风的地质意义

泛大陆巨型季风强烈影响了当时的古气候、古地理及古环境，在岩石和地层中留下了显著特征。Robinson［2］提出泛大陆季风环流后，很多学者对其进行了详细的研究，发现了越来越多关于泛大陆巨型季风的证据。

在北美，Parrish等［7］对美国西部晚石炭世至侏罗纪由大气环流模式预测的风向和由风成砂岩得到的风向进行了对比，作出了早三叠世的全球大气循环模式，认为三叠纪泛大陆上季风循环占主导地位，超过了副热带循环，而全球古地理格局的变化及其对环流模式的影响是风成砂岩沉积的主导因素。通过对泛大陆古地理的研究，他们认为三叠纪时期泛大陆赤道地区东部是干旱的，但因赤道层流的反转，泛大陆的赤道地区西部在三叠纪是相对潮湿的。Dubiel等［14］详细研究了美国西部科罗拉多高原上三叠统Chinle组，从多方面寻找三叠纪巨型季风的证据，认为上三叠统Chinle组的沉积是处在全球古地理和古气候变化的一个特殊时期，并证明是受巨型季风气候所控制。Therrien［40］对亚利桑那州石化森林国家公园恐龙埋藏的环境进行分析，认为Chinle组周围交替性酸碱条件的变化是因为半干旱气候下强烈的季节性沉淀所致，因此认为该地区可能是受到巨型季风的影响。

在欧洲，Mutti等研究了意大利南阿尔卑斯拉丁期至卡尼期的碳酸盐台地，利用沉积学、岩石学及同位素地球化学的方法探讨了南阿尔卑斯出露的中、晚三叠世岩石的沉积和成岩作用，认为这些岩石中记录的古气候波动可能是由于不同时期相同频率的季风所引起，证明二叠纪至三叠纪泛大陆及其相邻的古海洋确实存在季风性气候，并认为这就是巨型季风，而晚三叠世匈牙利环状碳酸盐台地的白云石化作用，就是受到巨型季风的影响［15］。 Balog［41］认为晚三叠世巨型季风气候达到最强盛，使全球降温，且逐渐潮湿，抑制了白云石化作用，所以在匈牙利台地上部留下了大面积晚三叠世沉积的未被白云石化的石灰岩。Smith［42］认为纳米比亚中部的中三叠统Omingonde组沉积时期气候由半潮湿演化到半干旱，直至干旱，且有大量黄土淤泥注入盆地，可能是三叠纪巨型季风的边缘效应。

在南美洲，Scherer等［43］对冈瓦纳大陆晚侏罗世和早白垩世风成砂岩所代表的古风向进行了研究，结果与利用气候模型推测的古风向一致，他们认为晚侏罗世冈瓦纳大陆低纬度地区在夏季 （十二月至二月）存在强烈的季风，并提出了泛大陆巨型季风在早白垩世瓦解的观点［42］。

国内对泛大陆巨型季风的研究还很少。张国成等［43］发现河南济源盆地中—上三叠统谭庄组上段湖相沉积中发育丰富的Skolithos linearis组合，认为是受季节性气候所控制。根据晚三叠世时期的古地理重建，他们推测谭庄组上段湖相沉积反映出的强烈季节性，可以用泛大陆巨型季风影响的设想模式解释。颜佳新等［44-45］研究了东特提斯地区古气候特征，认为东特提斯地区在二叠纪末至三叠纪时盛行季风气候，并强调了特提斯洋对泛大陆巨型季风形成和发展的重要性，认为泛大陆季风气候的形成与位于赤道地区、向东开口的特提斯洋密切相关，位于古赤道地区的中特提斯洋的发育和独立的洋流体系的形成，可能是将二叠纪至三叠纪巨型季风气候体系推向高潮的关键因素。最近笔者在四川盆地西缘晚三叠世须家河组地层中发现了保存完好的化石木，该化石木具有清晰的年轮，表明其生长环境是季节性的。根据晚三叠世的古地理及全球古气候特征，笔者认为该化石木研究成果支持了泛大陆巨型季风的假说［46］。

4 讨 论

4.1 泛大陆中央山脉（CPM）对季风的影响

晚石炭世劳亚大陆和冈瓦纳大陆的碰撞在赤道位置形成了一巨大的山链，被称为泛大陆中央山脉，对泛大陆的古气候产生了强烈的影响。与现代的喜马拉雅山脉类似，起着高海拔热源的作用。但一般认为，由于位于赤道位置，泛大陆中央山脉的形成可能阻碍了巨型季风的形成和发展。气候模拟表明泛大陆中央山脉通过阻止热带辐合带 （两半球信风气流形成的辐合地带，又称赤道辐合带）的季节性移动而将降水限制在赤道地区，阻碍了季风的发展［7,47］。但是随着冈瓦纳大陆快速地向北移动，山脉逐渐被剥蚀降低，引起热带辐合带季节性移动，离开赤道地区,导致了季节性干旱气候的产生［7,18］。Parrish和Peterson研究认为至三叠纪仍然可以在两半球建立完全的季风环境［7］。

4.2 巨型季风与二叠纪末生物大绝灭的关系

巨型季风的发展导致全球温度上升，二叠纪末期和早三叠世温暖水体扩展到了高纬度地区，古气候证据表明晚二叠世南极全年至少三分之一的时间温度大于10°C，可与古新世—始新世北极温度相比［47］。由于全球变暖，导致赤道—极地海面水体温度梯度变小［48］。 Hotinski等［48］在假设赤道海面水体温度为28°C，极地海面水体温度为12°C的基础上作了模拟，结果表明会引起赤道—极地海水密度梯度显著减小，导致大洋环流减慢，海水静止，很少混合，深层水体溶解氧减少，有机质增多，H2S和CO2含量上升，导致大洋缺氧，这可能是导致二叠纪—三叠纪过度期生物大绝灭及此后生命复苏推迟的因素之一［49-51］。

4.3 卡尼期环特提斯洋多雨事件与巨型季风最强盛时期

三叠纪以干旱气候的广泛分布和红层、风成砂、蒸发岩及干盐湖沉积为主要特征，但到了晚三叠世中—晚卡尼期被降水的强烈增加所中断［52-53］。古特提斯西部、喜马拉雅Spiti盆地等地卡尼阶及中国西南部古特提斯范围所见的卡尼期碳酸盐岩沉积，尤其是礁相碳酸盐岩，均被一套黑色、深灰色页岩（或深色板岩）覆盖，显示该时期碳酸盐生产的突然中止和生物礁的突然死亡，之后为陆源碎屑的明显增加。Hornung等人［54］称之为“卡尼期碳酸盐生产危机”和“黑色页岩事件”，Simms 等人［52-53］称之为“卡尼期多雨事件（Carnian Pluvial Event）”。晚三叠世是一个古气候发展非常特殊的时期，Parrish［9］根据泛大陆西南部出露很好的三叠纪低古纬度盆地信息假设巨型季风的最大发展出现在晚三叠世。而晚三叠世卡尼期发生的多雨事件，Parrish等［9,36］认为是季风最强盛发展的表现。但Simms和Ruffell［52-53］则认为卡尼期多雨事件是泛大陆裂解伴随的大气环流和大洋环流模式改变、海平面变化以及火山作用所致，属于构造活动影响所致。

关于卡尼期多雨事件目前争议较多，而巨型季风本身还具有推测性，多数学者认为巨型季风最强盛时期出现在晚三叠世，但巨型季风与卡尼期多雨事件之间存在何种联系有待进一步研究。

［1］Frakes L A，Francis 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，Montañez 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，French Masif Central，compared in a European and global context［J］.Palaeogeography， Palaeoclimatology，Palaeoecology，2006，243：92-117.

［27］Montañez 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，Fastovsky 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］张国成,曾玉凤，Buatois L A，等.济源盆地谭庄组(T2-3)上段湖相沉积及遗迹化石特征 ［J］. 沉积学报,2005，23(1)：100-107.

［44］颜佳新,赵坤.二叠—三叠纪东特提斯地区古地理—古气候和古海洋演化与地球表层多圈层事件耦合［J］.中国科学：D 辑 地球科学，2002,32(9)：751-759.

［45］颜佳新.东特提斯地区二叠—三叠纪古气候特征及其古地理意义［J］. 地球科学 中国地质大学学报，1999，24(1)：13-20.

［46］钱利军,时志强,李智武,等.四川盆地西缘上三叠统须家河组化石木年轮的古气候意义 ［J］. 沉积学报，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

钱利军

钱利军1985年生，2007年本科毕业于成都理工大学地球科学学院，现为成都理工大学沉积地质研究院硕士研究生。通讯地址：610059四川省成都市成都理工大学沉积地质研究院

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

2009-09-25;改回日期2010-05-16

吴厚松

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