中國(guó)黃土高原的風(fēng)積證據(jù)

中國(guó)科學(xué)

第28卷　第6期(D　輯)　　　　　　　　1998年12月SCIENCEINCHINA(SeriesD)　

中國(guó)黃土高原的風(fēng)積證據(jù):晚新生代北半球

大冰期開始及青藏高原的隆升驅(qū)動(dòng)＊

安芷生　王蘇民　吳錫浩　陳明揚(yáng)　孫東懷　劉秀銘王富葆⑤　李　力①　孫有斌①　周衛(wèi)建①　周　杰①　劉曉東⑥

鹿化煜①　張?jiān)葡琚摺《�光榮⑧　強(qiáng)小科①

(①中國(guó)科學(xué)院黃土與第四紀(jì)地質(zhì)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,西安710054;②中國(guó)科學(xué)院湖泊沉積與環(huán)境開放研究實(shí)驗(yàn)室,南京210008;③中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)力學(xué)研究所,北京100081;④澳大利亞Macquarie大學(xué),悉尼;⑤南京大學(xué)城市與資源系,南京210093;⑥中國(guó)科學(xué)院蘭州高原大氣物理研究所,蘭州730000;⑦西北大學(xué)地質(zhì)系,西安710069;

⑧中國(guó)科學(xué)院蘭州沙漠研究所,蘭州730000)①②③①①④

摘要　　據(jù)黃土高原最近7.2Ma風(fēng)積黃土-紅粘土序列的磁化率曲線和沉積速率變化,并分別與赤道東太平洋δO曲線和北太平洋風(fēng)塵石英沉積通量變化對(duì)比,將晚新生代北半球大冰期的發(fā)生、發(fā)展過程分為:約7.2～3.4MaBP的來臨期,3.4～

2.6MaBP的初始期,2.6Ma以來的大冰期;相應(yīng)地將以冬季風(fēng)和夏季風(fēng)組合為特征的東亞季風(fēng)形成演變過程分為:冬、夏季風(fēng)均偏弱的初顯期,冬、夏季風(fēng)同步增強(qiáng)的過渡期和冬、夏季風(fēng)彼此消長(zhǎng)的盛行期.晚新生代全球構(gòu)造隆升,尤其是青藏高原隆升以及與隆升有關(guān)的大氣CO2濃度的變化,在很大程度上控制著北半球大冰期的發(fā)生過程和東亞季風(fēng)氣候長(zhǎng)時(shí)間尺度的變遷,其中約3.4～2.6MaBP時(shí)段青藏高原的加速隆升起著重要驅(qū)動(dòng)作用.

關(guān)鍵詞　　晚新生代　黃土高原風(fēng)塵沉積　北半球大冰期　東亞季風(fēng)變遷　青藏高原隆升18

在新生代全球氣候逐步變冷和兩極先后發(fā)育冰蓋的過程中,以冰期-間冰期氣候交替和北半球山地冰川作用為標(biāo)志的晚新生代大冰期何時(shí)何因開始的問題,歷久研究而至今并無定論.近年來,隨著構(gòu)造隆升驅(qū)動(dòng)氣候變化假說的提出[1,2],用赤道太平洋底棲有孔蟲氧同位素記錄來指示大冰期初始時(shí)間,并用以青藏高原為代表的構(gòu)造隆升導(dǎo)致的各種物理和化學(xué)過程及其氣候效應(yīng)來解釋大冰期來臨,已成為國(guó)內(nèi)外學(xué)者研究的熱點(diǎn).鑒于黃土高原風(fēng)塵沉積序列真實(shí)地記錄了東亞季風(fēng)形成演變的信息[3],因而它既是北半球大冰期氣候變化的反映[4],又是對(duì)青藏高原構(gòu)造隆升的響應(yīng)[5].本文以黃土高原風(fēng)積黃土-紅粘土序列的最新研究成果為基礎(chǔ),對(duì)北半球晚新生代大冰期開始及其受青藏高原隆升驅(qū)動(dòng)的問題進(jìn)行初步探討.　　　1998-07-06收稿

　�。�中國(guó)科學(xué)院“九五”(KZ951-A1-402)、國(guó)家攀登計(jì)劃(95-預(yù)-40)和國(guó)家自然科學(xué)基金(批準(zhǔn)號(hào):49672140)資助項(xiàng)目

482　中　　國(guó)　　科　　學(xué)　　(D　輯)第28卷1　黃土高原的風(fēng)積記錄

黃土高原的風(fēng)塵沉積有兩類,一是包括全新世黃土、馬蘭黃土、離石黃土和午城黃土在內(nèi)

的黃土-古土壤序列,二是在過去通稱的

華北三趾馬紅土層中,部分地區(qū)屬風(fēng)積

紅粘土,可稱之為紅黃土-古土壤序

列.黃河中游以黃土高原為主體的黃土

和/或紅粘土分布區(qū),緊靠在以海拔

3000m為邊界的青藏高原之東,位居?xùn)|

亞地貌階梯的第二級(jí)臺(tái)階之上,其西北、

北和東北方有沙漠相伴(圖1).甘肅省

靈臺(tái)縣和董志塬的西峰地區(qū)恰位于黃土

高原中部,前者偏南,后者偏北,兩地具

有特色的黃土和紅粘土地層剖面可以作

為最近7.2Ma風(fēng)塵沉積序列的典型代

表(圖2).

靈臺(tái)剖面出露在縣城以南約13km

的任家坡(35°04′N,107°39′E),從塬頂

面向下,馬蘭黃土、離石黃土、午城黃土

圖1　黃土高原和鄰近沙漠分布區(qū)及甘肅靈臺(tái)和西峰剖面

的地理位置[6～8]和紅粘土底界深度分別為6.2,88.0,168.3和288.6m,平行不整合在白堊系紅層之上.經(jīng)磁性地層研究[8],各極性

[9]時(shí)界線的深度為:B/M,54.4m;M/Ga,165.9m;Ga/Gi,199.7m;Gi/Chron3An,262.6m;Chron3An/3Ar,275.9m.本文采用Shackleton等人

的界線年齡.的極性年表標(biāo)定各極性時(shí)和極性亞時(shí)

西峰剖面由兩部分組成,黃土剖面位于市區(qū)以東2km的何家肴(35°20′N,107°E),紅粘土剖面位于市區(qū)以西16km的巴家咀(35°53′N,107°27′E).通過午城黃土/紅粘土邊界上下分別重復(fù)采樣并據(jù)磁化率曲線,把它們連接構(gòu)成董志塬完整的黃土-紅粘土地層序列.何家肴剖面的極性界線是據(jù)附近的胡家要險(xiǎn)剖面的資料[10]轉(zhuǎn)換而來,并與巴家咀剖面的極性相銜接[6],兩者組合為西峰剖面的磁性地層.在該綜合剖面上,馬蘭黃土、離石黃土、午城黃土和紅粘土的累計(jì)厚度分別為10.4,106.0,163.9和222.0m,下伏沖積砂層厚約10m,未見底.各極性時(shí)邊界的累計(jì)厚度為:B/M,67.7m;M/Ga,163.9m;Ga/Gi,187.6m;Gi/Chron3An,212.8m.諸極性時(shí)和極性亞時(shí)的界線年齡同靈臺(tái)剖面.

在靈臺(tái)剖面的采樣過程中,于午城黃土底面下約16m,剖面深184m的紅粘土中,發(fā)現(xiàn)一個(gè)富含哺乳動(dòng)物化石的層位.經(jīng)初步發(fā)掘和化石鑒定,已確定的動(dòng)物群組成分子有Rodentia,Nyctereutessinensis,Pentalophodonsp,Hipparionhoufenense,Rhinocerotidae,Giraffidae,Gazellablachi,Antilospilalicenti等.這一尚未定名的化石動(dòng)物群與賀豐動(dòng)物群極為相似,,[11]

第6期安芷生等:中國(guó)黃土高原的風(fēng)積證據(jù)　483

圖2　晚新生代黃土高原靈臺(tái)和西峰剖面的風(fēng)塵沉積序列、磁性地層及磁化率曲線

靈臺(tái)剖面磁性地層及磁化率引自文獻(xiàn)[6],西峰剖面紅粘土地層、磁性地層及磁化率引自文獻(xiàn)[8],其磁化率曲線已作校正.西峰剖面第四紀(jì)磁性地層界線見文獻(xiàn)[10].1示黃土,2示紅黃土,3示古土壤,4示沖積砂,5示哺乳動(dòng)

物化石層位,6示基巖

綜合反映當(dāng)時(shí)為疏林草原的生態(tài)環(huán)境.

對(duì)靈臺(tái)和西峰剖面的黃土按2.5cm,紅粘土按5cm間距采取古環(huán)境研究樣品,各古土壤之下厚度不等的鈣結(jié)核層也取了樣.樣品的磁化率是在室內(nèi)用英制Bartington磁化率儀測(cè)定的,并再去野外對(duì)標(biāo)志性的古土壤和黃土層進(jìn)行剖面磁化率的檢測(cè).在黃土-古土壤序列中沒有發(fā)現(xiàn)成壤強(qiáng)度與磁化率之間的不協(xié)調(diào)現(xiàn)象,即S5的磁化率值最高.紅黃土-古土壤序列的情況也類似,即高斯時(shí)帶的磁化率明顯增高,峰值出現(xiàn)在它的上部.在靈臺(tái)剖面又采18個(gè)有一定代表性的黃土、紅黃土、古土壤的塊狀樣,在中國(guó)科學(xué)院地球物理研究所和澳大利亞Mac-quarie大學(xué)古地磁實(shí)驗(yàn)室進(jìn)行環(huán)境磁學(xué)研究.IRM獲得曲線和熱磁曲線分析表明,紅黃土/古土壤與黃土/古土壤樣品在磁性礦物和磁學(xué)性質(zhì)方面并無本質(zhì)上的差別,所含磁性礦物均以磁鐵礦、磁赤鐵礦和赤鐵礦為主.所以,靈臺(tái)剖面及位置偏北的西峰剖面的紅黃土-古土壤序列的磁化率與黃土-古土壤序列的磁化率一樣,也可作為反映夏季風(fēng)變遷的代用指標(biāo)[3].,

484　中　　國(guó)　　科　　學(xué)　　(D　輯)第28卷曲線雖然在總體上具有一致性,但在細(xì)節(jié)上也存在不少差異.例如,在Ga/Gi邊界上下的磁化率變化,因靈臺(tái)剖面為復(fù)合紅黃土層,曲線顯示相應(yīng)的峰谷波動(dòng),而西峰剖面為單一的紅黃土層,曲線上缺少一個(gè)波峰.所以,在討論古氣候問題時(shí),兩剖面的磁化率曲線應(yīng)互為補(bǔ)充,才能客觀地揭示不同時(shí)間尺度的夏季風(fēng)變遷特征.

2　晚新生代大冰期開始的證據(jù)

早在晚始新世至早漸新世,南極大陸就有冰蓋發(fā)育[12,13];直至中中新世晚期南極冰蓋進(jìn)一步擴(kuò)張之時(shí),北極陸地才初現(xiàn)冰川.爾后,約11MaBP,來自斯堪的納維亞和/或格陵蘭冰蓋的冰筏物質(zhì)沉積于挪威海中的V ring高原.至7MaBP,來自格陵蘭冰蓋的冰川海洋沉積

[15]分布于北大西洋西北端的Irminger盆地.從2.8MaBP開始,挪威海已持續(xù)堆積冰筏碎

屑[14].此外,冰島有年齡為3.1Ma的冰磧保存[16],地處中緯的美國(guó)內(nèi)華達(dá)山脈,在3.0～

3.1MaBP已有山地冰川發(fā)育,中國(guó)青藏高原也有高斯時(shí)的冰磧層.但是,鑒于山地的早期冰川遺跡難以保存或確認(rèn),這些晚中新世和上新世的冰川證據(jù)尚不足以全面說明當(dāng)時(shí)北半球的氣候狀況.因此,除前述黃土高原的風(fēng)積記錄外,還需要赤道大洋的氧同位素記錄來論證北半球何時(shí)進(jìn)入大冰期的問題.

18早在1977年,赤道太平洋V28-179孔(4°37′N,179°36′W)的δO曲線已經(jīng)表明[19],在高斯

時(shí)馬莫斯亞時(shí)之前,按新的古地磁極性年表[20],約3.4MaBP北半球開始具有較明顯的冰期-間冰期特征的氣候,約2.6MaBP進(jìn)入冰川作用增強(qiáng)時(shí)期.最近,赤道東太平洋ODP846孔(3°5.80′S,90°49.01′W),獲得了更詳細(xì)的氧同位素記錄,揭示了約最近6.1Ma全球氣候的

18變化過程.其中,6.1～3.4MaBP的δO曲線顯示振蕩區(qū)間基本不變的頻繁波動(dòng)和長(zhǎng)期變

化,而它指示冰量增加和氣溫降低的趨勢(shì)開始于約3.4MaBP,3.4～2.6MaBP為具有最大梯度的時(shí)段.由于黃土高原黃土-紅粘土剖面的磁化率曲線主要反映來自低緯和赤道海洋的夏

18季風(fēng)變化,因而能與赤道太平洋的δO曲線進(jìn)行對(duì)比(圖3).圖4中的年代磁化率曲線是以

極性界線年齡為時(shí)間點(diǎn)、用磁化率標(biāo)定方法[10]獲得的,靈臺(tái)剖面的時(shí)間序列可達(dá)7Ma前.約

7.2～3.4MaBP段落的磁化率曲線或δO曲線,皆顯示萬年尺度的高頻振蕩和百萬年尺度的小幅度變化,而它反映的東亞夏季風(fēng)亦從約3.4MaBP開始顯著增強(qiáng),約3～2.8MaBP達(dá)到頂峰,可視為由降水豐沛決定的東亞上新世氣候適宜期,約2.8～2.6MaBP已具有臨近大冰期的波動(dòng)特征.約2.6MaBP以來,δO曲線指示了全球性較大幅度波動(dòng)的冰期-間冰期氣候,氣溫仍振蕩降低.與此同時(shí),黃土高原相應(yīng)地由紅黃土-古土壤序列轉(zhuǎn)變?yōu)榈湫偷狞S土-古土壤序列,并以黃土與冰期、古土壤與間冰期相對(duì)應(yīng)的基本規(guī)律,同樣以較大變率詳細(xì)地記錄了大冰期中東亞冬季風(fēng)和夏季風(fēng)彼此消長(zhǎng)的季風(fēng)氣候變化.

據(jù)靈臺(tái)和西峰剖面極性界限年齡和相應(yīng)地層厚度,可計(jì)算出不同時(shí)段的平均風(fēng)塵沉積速率(圖4).圖4表明,兩條曲線均在約3.4MaBP前后沉積速率開始明顯增大,靈臺(tái)剖面還顯示2.6MaBP左右的進(jìn)一步增大.這種情況與北太平洋風(fēng)塵石英沉積通量[21]在3.2Ma前(該序列為1981年的年齡序列)的突然加大相當(dāng)一致,表明它們之間可能存在著某種聯(lián)系.由于黃土高原風(fēng)塵沉積速率在頗大程度上取決于源區(qū)的干旱化程度,它與北半球高緯和極地冰蓋相聯(lián)系的蒙古高壓有關(guān),因而在一定程度上可視為冬季風(fēng)的代用指標(biāo).將圖4與圖3相對(duì)照1818[9][17][18][14]

第6期安芷生等:中國(guó)黃土高原的風(fēng)積證據(jù)　485

圖3　靈臺(tái)和西峰剖面磁化率曲線與赤道東太平洋氧同位素曲線[9]的對(duì)比

圖中陰影部分顯示了約3.4～2.6MaBP時(shí)段磁化率反映的夏季風(fēng)加強(qiáng)時(shí)期,這與氧同位素記錄反映的全球冰量

顯著增加的時(shí)期相一致

由上述可以認(rèn)為,含有冬季風(fēng)信息的黃土高原風(fēng)塵沉積間接地記錄了北半球晚新生代大冰期來臨及冰期-間冰期氣候變化的全過程,即約7.2～3.4MaBP的來臨期、約3.4～2.6MaBP的初始期及約2.6MaBP以來的大冰期.

3　關(guān)于青藏高原隆升

中國(guó)黃土高原黃土-紅粘土序列及其中所含有的土壤鈣淀積層表明,東亞冬、夏季風(fēng)氣候約在7.2Ma前開始顯現(xiàn),季風(fēng)氣候發(fā)育的青藏高原當(dāng)時(shí)已達(dá)到有意義的高度.有趣的是,自

3.4MaBP始,東亞冬、夏季風(fēng)大致同時(shí)增強(qiáng).由于全球冰量此時(shí)也開始顯著增加,因此冬、夏季風(fēng)的同時(shí)增強(qiáng)似只能用大致在3.4～2.6Ma前的青藏高原加速隆升來解釋.

晚新生代青藏高原隆升研究表明[22,23],奠定現(xiàn)今高原構(gòu)造地貌格架的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)開始于8

[24]～7MaBP,并先后形成大小不等、方向不同的斷陷盆地.在此之前的晚中新世早期或中中新世

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486　中　　國(guó)　　科　　學(xué)　　(D　輯)第28卷

底斯山、念青唐古拉山和橫斷山的山頂

面上.據(jù)其中亞熱帶高山類型的落葉闊

葉樹化石和孢粉植物群推算,當(dāng)時(shí)的沉

積面高程約1800～2000m.

大致從7.2MaBP開始,在近東西

向的札達(dá)盆地和近南北向的吉隆盆

地[26]以及廣布于喜馬拉雅山與昆侖山

之間的其它構(gòu)造盆地中,先后堆積厚達(dá)

500～1000m的晚中新世-上新世-早更

新世礫石層,特別是湖相、河湖相地層.

它們是高原內(nèi)部山嶺剝夷作用和高原面

發(fā)育的相關(guān)沉積,而盆地的加積填高使

地勢(shì)起伏逐步變小.在此期間,特別在

高斯時(shí)(3.58～2.58MaBP)中,高原周

邊堆積或開始堆積磨拉石型沉積.例

如:克什米爾Karewa盆地的上新世湖

相地層中,一度堆積厚約300m的礫巖

[27]層(3.7～3.1MaBP);天山地區(qū)[28],

尤其沿西昆侖山北麓[22,29]開始堆積最

圖4　最近6Ma黃土高原風(fēng)塵沉積速率與北太平洋風(fēng)塵

石英沉積通量變化[21]的對(duì)比

圖中點(diǎn)線代表沉積速率的變化趨勢(shì);(a)示西峰剖面,(b)示靈臺(tái)剖

面,(c)示北太平洋LL44-GPC3孔(Leinen&Heath,1981)

[32,33][25]大厚度超過3000m的西域礫巖;東昆侖山山口盆地出露下伏于羌塘組湖相層、厚度大于200m的冰磧層和/或上新世礫石層[30,31];西秦嶺北麓的臨夏盆地[34]新生代地層中間夾厚約60m的積石組礫石層,橫斷山地區(qū)的昔格達(dá)組等湖相地層底

部均下伏礫石層.此后,約從松山時(shí)初開始,中喜馬拉雅山北麓的加布拉組湖相層過渡為貢巴組礫石層[35],西昆侖山北麓及天山地區(qū)的西域礫巖加速堆積,祁連山東北麓的疏勒河組湖相層過渡為玉門組礫石層.上述與山嶺上升相伴發(fā)生的磨拉石型沉積的時(shí)空分布表明,青藏高原周邊山嶺在高斯時(shí)和松山時(shí)早期的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)相當(dāng)強(qiáng)烈.綜合地分析,約3.4～2.6MaBP是青藏高原的強(qiáng)烈隆升期.但是,高原內(nèi)部可能仍繼續(xù)著在特定的地勢(shì)起伏和高度上的剝夷-加積作用,以古湖發(fā)育和先后消亡為標(biāo)志,反映青藏高原整體性構(gòu)造地貌特征的高原面發(fā)育過程,直到約1.5～1.3MaBP左右才全面終止.

在上新世-早更新世高原面發(fā)育時(shí)期,青藏高原盆地加積面的高程變化是當(dāng)前尚無定論的問題.從札達(dá)群[25]和吉隆群[37]并不詳細(xì)的孢粉資料來看,高斯時(shí)的暖期或間冰期以松(Pi-nus)、雪松(Cedrus)、杉(Picea)、叢令杉((Abies)、落葉松(Larix)及落葉闊葉喬木為主,冷期或冰期以灌木和草本植物為主.另據(jù)地質(zhì)力學(xué)研究所關(guān)于吉隆群宗嘎組較詳細(xì)的孢粉資料,在3.6～2.0MaBP,雪松-云杉孢粉帶與孢粉貧乏帶交替出現(xiàn).現(xiàn)今中喜馬拉雅山南坡的植被垂直帶譜[38],基帶為熱帶雨林的上限高程1000～1200m,常綠闊葉林帶上限2500m.在吉m,,[36]

第6期安芷生等:中國(guó)黃土高原的風(fēng)積證據(jù)　487

今殘存于西喜馬拉雅南坡的雪松林分布于海拔1900～2900m,與針闊混交林帶的高度相近.據(jù)此,并有理由假定晚上新世的植物生長(zhǎng)季氣溫與現(xiàn)今相仿,則札達(dá)群和吉隆群中只具有針闊混交林與暗針葉林過渡帶特征的孢粉植物群,應(yīng)生長(zhǎng)于當(dāng)?shù)睾０?000m上下的山坡,即當(dāng)時(shí)盆地加積面的最低高程已達(dá)到2500m以上.這一海拔高度至少可以作為青藏高原南部盆地加積面的平均高程,相應(yīng)的山嶺平均高程也許還要高于它500～1000m,即海拔約3000～3500m;這與用沉積物粒度與河床坡降的關(guān)系等推算的中部喜馬拉雅山這一時(shí)期的高度是一致的[26].

據(jù)上述可知,從晚中新世、經(jīng)上新世到早更新世,青藏高原內(nèi)部處于拉張應(yīng)力場(chǎng)作用下的構(gòu)造均衡調(diào)整時(shí)期,加積狀態(tài)下的拉張盆地海拔高度不會(huì)有太大的變化.約3.4～2.6MaBP高原氣候效應(yīng)的增強(qiáng),可能是通過邊界山嶺上升和內(nèi)部地勢(shì)起伏減小來實(shí)現(xiàn)的.特別從2.6MaBP以來,以玉門組磨拉石型沉積為標(biāo)志的祁連山和柴達(dá)木等地塊拼接到羌塘地塊之后,增加高原的空間范圍約20%,加上北部邊界山嶺(西昆侖-阿爾金)進(jìn)一步快速上升和南部邊界山嶺(喜馬拉雅)的上升,其氣候影響更為顯著.約1.5MaBP以來,青藏高原進(jìn)入階段性整體隆升時(shí)期,高原面平均高程從開始時(shí)的2500m左右分階段上升至現(xiàn)今的近5000m[23].在此期間,青藏高原海拔的增高及相應(yīng)的下墊面性態(tài)變化,也成為影響氣候的主要因素之一.4　討論和結(jié)語

4.1　關(guān)于晚新生代風(fēng)塵沉積序列反映的東亞季風(fēng)初顯

以冬季風(fēng)和夏季風(fēng)組合為特征的東亞季風(fēng)環(huán)流,是連結(jié)青藏高原隆升與全球氣候變化的有力紐帶.黃土高原的黃土-紅粘土風(fēng)塵沉積序列是反映東亞季風(fēng)系統(tǒng)形成演變的良好地質(zhì)記錄.前述靈臺(tái)剖面的記錄表明,約7.2MaBP開始,在青藏高原以東和秦嶺以北大范圍風(fēng)塵物質(zhì)的沉積,標(biāo)志著東亞環(huán)境系統(tǒng)發(fā)生了很大的分異,即西北地區(qū)出現(xiàn)干旱化,作為風(fēng)塵搬運(yùn)動(dòng)力的冬季風(fēng)系統(tǒng)開始建立.聯(lián)系到同一時(shí)期北半球高緯和極地冰川或冰蓋的形成[14,15],看來黃土高原風(fēng)塵沉積的出現(xiàn)絕非偶然,它是北半球陸地-海洋-大氣耦合過程的產(chǎn)物,其主要驅(qū)動(dòng)力是下面要討論的構(gòu)造隆升.應(yīng)該指出,由于紅黃土-古土壤序列磁化率在一定程度上可以反映夏季風(fēng)的強(qiáng)度,而7.2～3.4MaBP風(fēng)積紅粘土的磁化率與深海氧同位素一樣,變幅較小,均值較低(圖3),這一時(shí)段沉積速率也較慢(圖4).由此可知,在東亞季風(fēng)系統(tǒng)的初顯期,冬季風(fēng)和夏季風(fēng)均不甚強(qiáng),氣溫年較差還較小.在黃土高原東緣同期湖泊沉積的花粉組合中,雖已有大量云杉和少量冷杉、落葉松等暗針葉林成分出現(xiàn),但仍以亞熱帶和溫帶落葉闊葉樹為主,并有少量亞熱帶常綠樹[39],這也是東亞季風(fēng)初顯期冬季風(fēng)和夏季風(fēng)均較弱的有力旁證.

4.2　關(guān)于北半球大冰期初始期的東亞季風(fēng)變化

在紅黃土-古土壤序列上部,約3.4～2.6MaBP的磁化率值及其變幅逐漸增大(圖3),沉積速率亦從3.4MaBP左右開始增高(圖4),它們指示該時(shí)段具有夏季風(fēng)和冬季風(fēng)同步增強(qiáng)的特征.看來,太陽輻射或者全球冰量驅(qū)動(dòng)等理論都難以對(duì)其作出合理解釋,必須從新的視角去找尋能導(dǎo)致東亞夏季風(fēng)和冬季風(fēng)同步增強(qiáng)的驅(qū)動(dòng)源.

深海氧同位素記錄(圖3)表明,約3.4～2.6MaBP北半球大冰期的初始期中,全球冰量明顯增長(zhǎng),說明高緯和極地冰蓋有較大擴(kuò)展.同時(shí),在中緯地區(qū)的北美和青藏高原也有最早的大[17,18]

488　中　　國(guó)　　科　　學(xué)　　(D　輯)第28卷由于高緯的降溫幅度大于低緯地區(qū),因此使極地與赤道之間的氣壓梯度加大,從而使中緯度西風(fēng)環(huán)流增強(qiáng).同時(shí),青藏高原南部及喜馬拉雅山正在隆升到盆地2500m以上和山嶺3000～2500m的平均高程,使西風(fēng)氣流經(jīng)過高原時(shí)發(fā)生動(dòng)力性分支和繞流,進(jìn)而有利于高原北側(cè)的蒙古高壓形成和冷空氣在高原東側(cè)呈反氣旋式向南爆發(fā),導(dǎo)致東亞冬季風(fēng)的明顯加強(qiáng).約

3.4MaBP開始的黃土高原風(fēng)塵沉積速率加大和北太平洋風(fēng)塵石英沉積通量的快速增加[21](圖4),為北半球大冰期初始期西風(fēng)環(huán)流和東亞冬季風(fēng)加強(qiáng)提供了沉積學(xué)佐證.

東亞夏季風(fēng)的強(qiáng)度主要取決于歐亞大陸與太平洋之間的海陸熱力對(duì)比,隆升的青藏高原加劇了海陸熱力對(duì)比和經(jīng)向水熱輸送,從而促進(jìn)了東亞夏季風(fēng)的發(fā)展,使季風(fēng)區(qū)降水明顯增加.在3.4～2.6MaBP,華北、黃土高原和云南高原是湖盆形成或湖泊廣泛發(fā)育時(shí)期,一定程度上反映當(dāng)時(shí)為降水較豐的氣候狀況.這種情況與黃土高原風(fēng)塵沉積磁化率所指示的夏季風(fēng)快速增強(qiáng)是完全一致的.另外,同期的古植被變化也具有過渡性,在黃土高原[39,41]和華北地區(qū)湖泊沉積的孢粉組合中,暗針葉林成分明顯增加,溫帶落葉闊葉樹為主要組分,但仍保留有少量亞熱帶分子.

總之,在3.4～2.6MaBP的大冰期初始期,東亞夏季風(fēng)和冬季風(fēng)兩者都快速增強(qiáng).這種冬、夏季風(fēng)同步增強(qiáng)的過渡性特征,只能用青藏高原在這一時(shí)段加速隆升并達(dá)到相當(dāng)高度和規(guī)模來解釋.氣候數(shù)值模擬研究[43]也指出,青藏高原的存在是東亞季風(fēng)形成的一個(gè)因素.約

2.6MaBP開始,在全球變冷和冰量增加達(dá)到臨界值后,進(jìn)入以Milankovich冰期-間冰期旋回為特征的大冰期,黃土高原發(fā)育典型的黃土-古土壤序列,標(biāo)志著東亞季風(fēng)進(jìn)入盛行期,形成以大尺度冬季風(fēng)和夏季風(fēng)互為消長(zhǎng)的季風(fēng)氣候格局.在此期間,在青藏高原階段性隆升的影響下,先后又出現(xiàn)1.3和0.6MaBP等更低層次的季風(fēng)氣候突變[3,5].

4.3　關(guān)于青藏高原隆升對(duì)北半球大冰期開始的驅(qū)動(dòng)作用

青藏高原隆升不僅加強(qiáng)了東亞季風(fēng),而且可能影響全球的氣候和環(huán)境.除8～7MaBP的構(gòu)造活動(dòng)形成斷陷盆地和山嶺上升外,在3.4MaBP前后高原北緣西昆侖山-西秦嶺開始劇烈上升之時(shí),與其東南部相鄰的云南高原亦有許多斷陷盆地形成[40],東喜馬拉雅構(gòu)造結(jié)裂變徑跡年齡表明3MaBP以來加速隆升,可見約3.4～2.6MaBP青藏高原邊界山嶺及周邊地區(qū)處在強(qiáng)烈的構(gòu)造活動(dòng)期.值得注意的是,約3.4MaBP正是北半球大冰期過渡期的開始,相應(yīng)的全球冰量增加與高原隆升過程相一致,看來這并非巧合.

最近Ruddiman等人提出“新生代構(gòu)造隆升導(dǎo)致氣候變化”的假說,認(rèn)為北半球青藏高原與南半球阿蒂皮拉羅(Altiplano)和東科迪勒拉的隆升,對(duì)大氣和海洋環(huán)流具有大規(guī)模的影響,并通過風(fēng)化和侵蝕等作用使大氣中的CO2濃度降低,從而造成全球變冷.而且還認(rèn)為,在構(gòu)造隆升驅(qū)動(dòng)全球變冷的過程中,青藏高原隆升可能是最主要的驅(qū)動(dòng)源.據(jù)這種認(rèn)識(shí)來分析,北半球晚新生代大冰期的發(fā)生、發(fā)展,包括約7.2～3.4MaBP的來臨期,約3.4～2.6MaBP的初始期和2.6MaBP以來的大冰期,主要是由相應(yīng)的青藏高原構(gòu)造隆升驅(qū)動(dòng)的.雖然“構(gòu)造隆升-氣候變化”假說尚未得到最終的驗(yàn)證,但是,印度洋浮游有孔蟲的Sr/Sr值在2.5MaBP

[2]前開始明顯增大所表明的化學(xué)風(fēng)化增強(qiáng)和大氣CO2消耗,不僅與大冰期開始相一致,而且

能與黃土高原由紅粘土向黃土轉(zhuǎn)變的風(fēng)積記錄相印證.黃土-古土壤序列中含有平均約10%的碳酸鹽[4],即有相當(dāng)數(shù)量的碳被固定埋藏,不再參與全球碳循環(huán),說明這類地質(zhì)過程也是大氣.34～28786[2][44][42][40]

第6期安芷生等:中國(guó)黃土高原的風(fēng)積證據(jù)　489速隆升加強(qiáng)了冬季風(fēng),黃土高原風(fēng)塵沉積速率加大指示的大氣粉塵含量或載荷的相應(yīng)增加,也會(huì)在相當(dāng)程度上導(dǎo)致全球降溫和大冰期開始.

綜上所述,我們確信,在控制全球氣候變化的構(gòu)造(陸地)-大氣-海洋耦合系統(tǒng)中,構(gòu)造隆升,特別是大約3.4～2.6MaBP時(shí)段青藏高原和北半球中緯山地的隆升,既在侵蝕和風(fēng)化作用方面,又在動(dòng)力和熱力作用方面,對(duì)全球氣候變冷、北半球大冰期的發(fā)生和東亞季風(fēng)的發(fā)展起著驅(qū)動(dòng)源的作用.從與青藏高原毗鄰的黃土高原風(fēng)塵沉積中,提取對(duì)構(gòu)造隆升響應(yīng)的氣候信息[45],將對(duì)認(rèn)識(shí)長(zhǎng)時(shí)間尺度全球和東亞氣候變化及其動(dòng)力學(xué)機(jī)制有著重要作用.像黃土高原黃土-紅粘土剖面那樣7.2MaBP以來的風(fēng)塵沉積記錄,已經(jīng)為論證北半球大冰期的發(fā)生、發(fā)展過程提供了重要的間接證據(jù).在把構(gòu)造隆升驅(qū)動(dòng)氣候變化的假說上升為理論的探索中,應(yīng)圍繞全球碳循環(huán)與化學(xué)風(fēng)化強(qiáng)度,以及超軌道尺度氣候變化的冷暖波動(dòng)機(jī)制等科學(xué)問題,對(duì)青藏高原構(gòu)造隆升與黃土高原風(fēng)塵沉積開展更深層次的研究.

致謝　本研究的哺乳動(dòng)物化石鑒定獲得西北大學(xué)地質(zhì)系薛祥煦教授的指導(dǎo);部分環(huán)境磁學(xué)工作得到中國(guó)科學(xué)院地球物理研究所朱日祥研究員和英國(guó)利物浦大學(xué)楊善林博士的支持,作者在此一并致謝.

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