一、古近纪板块构造格局
始新世，由于印度洋盆快速扩张，印度板块快速向欧亚板块漂移，运动速率约为非洲板块的5倍左右，大印度板块在其东北部分已经开始与欧亚板块碰撞，喜马拉雅造山运动开始。澳大利亚板块与南极洲板块继续分离，澳洲板块向北北东方向漂移，南极洲板块向南南西方向漂移。欧亚板块位置基本固定，仅有羌塘板块、拉萨板块以及东南亚各小板块继续向欧亚大陆拼贴，中国大部已经开始陆相沉积。板块相对运动奠定了现今诸多山系的雏形，喜马拉雅山系开始形成，阿尔卑斯山系在非洲板块和阿拉伯板块向欧洲板块碰撞的过程中开始形成（李江海等，2013）。中生代以来欧亚非古板块-古地理再造图
（Ron Blakey，据互联网资料）
始新世中国大部为陆相碎屑沉积，仅在我国青藏南部以及东南亚大部发育浅海相灰岩、泥页岩。欧洲中部广泛发育陆表海（或湖泊相），呈浅海相泥页岩沉积。始新世海陆界线方面，中亚、北亚为陆地，仅在东南亚和青藏南部仍为浅海或陆棚海。印度北部也为浅海。东营凹陷是华北济阳坳陷最大的次级负向构造单元，东西长约90km，南北宽65km，面积约为5850km2。盆地石油地质条件优越，油气资源丰富，是渤海湾盆地最富油的凹陷之一。古近纪时期东营凹陷为断陷阶段，沉降明显加速，湖相沉积物非常发育，存在多个湖侵和湖退旋回，暗色泥岩沉积总厚度在1000m以上，形成一系列包括从咸水至淡水的多种湖相烃源岩沉积，是盆地成烃的关键时期（张林晔等，2005；侯读杰等，2008）。二、古新世—始新世极暖事件（PETM）
地球升温事件是地史记录中最迅速和最极端的全球变暖事件之一，标志着始新世开始，目前被确定为“古新世-始新世极暖事件”('Paleocene-Eocene Thermal Maximum'
or the 'Initial Eocene Thermal Maximum'， PETM或IETM)。古新世末期(55.5/54.8 Ma)是新生代全球变化最显著的时期之一，这一突然的全球变化（古新世-始新世热最大值）扰动了海洋和大气循环，导致许多深海海底有孔虫和陆地生物灭绝，哺乳动物经历重大更替。在几千年的时间里，海洋表面温度上升了近15%。古新世—始新世极暖事件（PETM），是发生在古新世—始新世交界时(约55Ma)的一次全球性的气候突变事件。它历时短暂（约200ka），有来自沉积物中的巨量碳加入到外生碳循环系统，并引发快速增温和大规模海洋生物灭绝事件（陈祚伶等，2011）。65Ma古海洋温度变化示意图
（据互联网资料）
氧同位素的O18的丰富含量是气候变暖的明显标识。通过测定海洋中微型浮游生物化石壳中锁定的氧同位素成分，可以查明古近纪气候变暖的事实。大约在5500万年，浮游生物化石壳“重”氧18，相对“轻”氧16的含量更高。由于“轻”氧16最容易蒸发，也就是说越温暖的水中所含的氧18就越多，因此生活在更高温度水中的浮游生物就会在壳中锁住更多的氧18。1990年，海洋科学家对海洋沉积物的研究显示，始新世开始时，不仅南极海洋表面温度上升20度，整个海洋深度内都变暖，其海洋化学成分发生了灾难性的变化。深海氧气严重减少，30-40%的深海有孔虫突然灭绝。地质学家将始新世热浪与海洋化学剧烈变化联系在一起，认为其共同导致了大规模的全球生物灭绝。最近，在许多陆地环境中也发现了碳同位素比值同步下降。依据海洋碳酸钙沉积物中碳同位素的比值，发现5500万年前海洋化石中重碳含量急剧下降，导致13C与12C的相对比值急剧下降,重13C含量非常低的的气体在当时充斥着整个大气层。极地海洋温度历史变化曲线
（据互联网资料）
PETM事件对全球大洋温盐循环造成巨大影响。全球高纬度海区的表层海水温度在PETM事件开始不到30ka内上升8～10℃,北极地区表层海水平均温度高达24℃；热带亚热带海区表层海水温度上升约4～5℃，全球底层海水温度上升4～5℃左右。高低纬海区间温度升高幅度的不平衡，造成极地与热带地区温度差减小，使全球底层水形成中心由南半球转移到了北半球。大洋底层水形成中心的转移，造成全球大洋环流模式倒转,整个倒转不到5ka内完成，近200ka才恢复到原先状态（赵玉龙等，2007）。PETM事件对大洋底层环流的影响
A, B, C分别对应PETM事件之前、之中和之后的大洋环流模式（赵玉龙等，2007）
古近纪（中始新世-早渐新世）全球洋流分布图
（据互联网资料）
约在5600万到4800万年前的古近纪早期的二氧化碳水平升高，形成温室气候（大卫·纳夫斯等，2018）。地球生态系统对这种升温的可能反应，当时出现干旱以及极端降雨事件。古新世-始新世极热事件的成因就是温室气体，这与当代气候变化原因非常相似。PETM时期大气CO2浓度迅速上升，造成大陆硅酸盐风化显著增强，河流带入海洋中的营养元素也随之增加；与此同时，频繁且规模巨大的海底火山活动，也将很多营养元素带入大洋中（赵玉龙等，2007）。有机13C亏损碳的大量释放，导致全球碳同位素漂移，广泛的深海酸化和碳酸盐溶解。此外,微型浮游生物的壳中富含氧18，其中的碳12含量也相对碳13含量要高，表明海洋突然之间吸收大量的碳12，这通常是由于含碳丰富的温室气体，如二氧化碳和甲烷向大气中大规模喷发所造成。海洋初级生产力主要受Fe、P、S i等营养元素的含量制约，一旦营养元素增加，海洋浮游植物迅速勃发。PETM事件对浮游微生物的影响，不止限于生产力的上升,表层海水升温使许多暖水浮游微生物生活范围，向高纬地区发生不同程度扩展。海水的升温和营养元素的增加，并没有惠及底栖有孔虫，相反，迅速变热的底层水和大幅降低的海水溶解碳酸根离子含量，造成底栖有孔虫大量溶解，大约50%的底栖属种灭绝，壳体>150μm的表生种，几乎全部灭绝（赵玉龙等，2007）。始新世早期，古气候的重大事件为全球的热极限事件（55Ma前），全球变暖，无南极无冰川，海平面升高，海水温度升高（深海升高5℃，表面温度升高4-8℃）；海水，尤其是深海海水含氧量严重降低，盐饱和度升高，导致深海30%-40%的有孔类生物灭绝。古新世古气候图
（Boucot et al.,2013）
始新世早期古气候图
（Boucot et al.,2013）
始新世中期和晚期古气候图
（Boucot et al.,2013）
渐新世古气候图
（Boucot et al.,2013）
中新世古气候图
（Boucot et al.,2013）
三、中国古近纪的气候环境
在古近纪以前，现在的青藏和塔里木盆地，还是亚洲大陆与印度次大陆之间的浅海环境（特提斯海），与现在的欧洲、非洲之间的地中海相连通。印度板块和欧亚板块相互碰撞出现喜马拉雅山和青藏高原，使特提斯海消失变成陆地（张力小等，2001）。始新世全球古地理环境环境复图
（李江海等，2013）
约6600万-2300万年的古近纪，中国存在一条横贯东西的干旱带。那时候，中国东南部也就是现今的江南水乡还属于干旱气候，植被主要是干旱或半干旱类型（李树峰等，2021）。始新世中晚期，华北盆地区沉积范围进一步扩大，原来孤立的湖泊在此时连成一片，咸水湖泊相及盐湖相发育。由于南岭山地升起，南岭两侧成为不同的气候区。南岭以北，以江汉盆地为中心的干旱区，成盐作用继续发育（吴贇等，2019）。大约2300万年前的中新世开始，情况发生了转变。这条干旱带逐渐消失，取而代之的是西干东湿的气候格局。晚白垩世和第三纪我国红色沙漠的形成，主要与当时所处的亚热带动力高压带的下沉气流有关。第四纪我国亚热带红色沙漠消失，温带黄色沙漠形成，主要是青藏高原大规模隆起
高大地形的热力、动力作用，对冰期行星大气环流进行重新调整的结果。第四纪以来青藏高原隆升对我国大陆的气候环境效应，既有使东南部气候温暖湿润、沙漠消失的有利一面，也有使西北部气候干旱、草原变沙漠的不利一面（董光荣等，1994）。现代东亚季风系统建立前，尤其是古近纪早、中期，青藏高原东缘仍然处于行星环流所控制的干旱带内。青藏高原东缘存在厚度稳定的古近纪早、中期风成沙丘富集带。这些风成沙丘沉积于沙漠风成环境，青藏高原东缘大面积的古近纪沙漠沉积。存在由干旱向潮湿、由行星风系向季风风系转换的界面，暗示东亚季风建立事件的发生（江新胜等，2012）。晚渐新世一早中新世是东亚环境格局从行星风系气候格局，向类似于现今的季风气候格局转变的关键时期。高原东北部在25-22Ma发生显著的构造抬升，与亚洲内陆荒漠和东亚季风系统起源的时间基本一致（肖国桥等，2014）。尽管过去许多研究将中亚干旱化归因于区域构造变动, 但是众多证据表明干旱化也可能与全球降温直接相关。晚渐新世23.8Ma左右中亚降温与干旱化事件同时发生，暗示渐新世末全球降温也可能是中亚干旱化的原因（董欣欣等，2013）。古近纪和新近纪的气候空间图
（肖国桥等，2014）
古近纪地壳稳定，外营力起主导作用，燕山期山脉逐渐夷平，地势达准平原，海侵时陆面为广大暖海包围，内陆也能得到海洋调节。古近纪我国温暖湿润区宽广，气流呈明显纬向分异的行星风系环流形势。新近纪青藏地区结束海洋环境、完全成陆，高原1000米左右高度，季风环流初步建立（赵清，1991）。25~17Ma：为全球气候平稳期，青藏高原出现气候变冷事件，与高原该时期的整体隆升相关，平均海拔达 3500m 以上，季风系统形成，以东亚内陆冷干季风占主导，因此出现变冷事件。此期间由于青藏高原隆升，中国大陆以东西向行星风系占主导地位的气候系统结束，代之以中国东南部温湿、西北部干冷的气候格局。12~8Ma：高原达到最大高度，气候变冷、变干事件遍及整个青藏高原。在全球此时期同样趋于变冷，但青藏高原变冷比全球更为剧烈，是青藏高原进一步隆升使季风系统加强的结果（张克信等，2013）。青藏高原出现以前，来自印度洋的暖湿气流，可以到达中国大陆西北部引起降水，且行星风系的风向与纬度走向一致。青藏高原出现以后，对西风带产生了一定的影响。青藏高原从南到北差不多跨越了10个纬度。约占整个西风带的1／3。由于青藏高原的平均高度在4700m以上，成为西风流动的最大障碍。因此，低对流层的西风遇到青藏高原以后，即分为南北两支。来自印度洋的暖湿气流被青藏高原阻挡，难进入中国大陆。但是偶尔绕过高原的印度洋暖湿气流，会引起我国西部少量的降雨，形成喜马拉雅山前的强降水地区和我国西南的强降水地区。而来自太平洋的气流，为中国大陆降水的主要来源，造成我国降雨量东南部偏多，越往西北越减少，西北部变成干旱中心地区（张力小等，2001）。更新世中期青藏高原隆升达到3000m以上，现代季风环流建立、东亚大陆温度带南移、亚洲中部沙漠积极发展、典型黄土普遍堆积等，是统一的自然历史过程，并最终演进为今日季风气候系统（王乃昂，1988）。本文据（李江海，2023，
亚洲大地构造讲义）修改补充
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