中国黄土高原的风积证据

中国科学

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

中国黄土高原的风积证据:晚新生代北半球

大冰期开始及青藏高原的隆升驱动＊

安芷生　王苏民　吴锡浩　陈明扬　孙东怀　刘秀铭王富葆⑤　李　力①　孙有斌①　周卫建①　周　杰①　刘晓东⑥

鹿化煜①　张云翔⑦　董光荣⑧　强小科①

(①中国科学院黄土与第四纪地质国家重点实验室,西安710054;②中国科学院湖泊沉积与环境开放研究实验室,南京210008;③中国地质科学院地质力学研究所,北京100081;④澳大利亚Macquarie大学,悉尼;⑤南京大学城市与资源系,南京210093;⑥中国科学院兰州高原大气物理研究所,兰州730000;⑦西北大学地质系,西安710069;

⑧中国科学院兰州沙漠研究所,兰州730000)①②③①①④

摘要　　据黄土高原最近7.2Ma风积黄土-红粘土序列的磁化率曲线和沉积速率变化,并分别与赤道东太平洋δO曲线和北太平洋风尘石英沉积通量变化对比,将晚新生代北半球大冰期的发生、发展过程分为:约7.2～3.4MaBP的来临期,3.4～

2.6MaBP的初始期,2.6Ma以来的大冰期;相应地将以冬季风和夏季风组合为特征的东亚季风形成演变过程分为:冬、夏季风均偏弱的初显期,冬、夏季风同步增强的过渡期和冬、夏季风彼此消长的盛行期.晚新生代全球构造隆升,尤其是青藏高原隆升以及与隆升有关的大气CO2浓度的变化,在很大程度上控制着北半球大冰期的发生过程和东亚季风气候长时间尺度的变迁,其中约3.4～2.6MaBP时段青藏高原的加速隆升起着重要驱动作用.

关键词　　晚新生代　黄土高原风尘沉积　北半球大冰期　东亚季风变迁　青藏高原隆升18

在新生代全球气候逐步变冷和两极先后发育冰盖的过程中,以冰期-间冰期气候交替和北半球山地冰川作用为标志的晚新生代大冰期何时何因开始的问题,历久研究而至今并无定论.近年来,随着构造隆升驱动气候变化假说的提出[1,2],用赤道太平洋底栖有孔虫氧同位素记录来指示大冰期初始时间,并用以青藏高原为代表的构造隆升导致的各种物理和化学过程及其气候效应来解释大冰期来临,已成为国内外学者研究的热点.鉴于黄土高原风尘沉积序列真实地记录了东亚季风形成演变的信息[3],因而它既是北半球大冰期气候变化的反映[4],又是对青藏高原构造隆升的响应[5].本文以黄土高原风积黄土-红粘土序列的最新研究成果为基础,对北半球晚新生代大冰期开始及其受青藏高原隆升驱动的问题进行初步探讨.　　　1998-07-06收稿

　　＊中国科学院“九五”(KZ951-A1-402)、国家攀登计划(95-预-40)和国家自然科学基金(批准号:49672140)资助项目

482　中　　国　　科　　学　　(D　辑)第28卷1　黄土高原的风积记录

黄土高原的风尘沉积有两类,一是包括全新世黄土、马兰黄土、离石黄土和午城黄土在内

的黄土-古土壤序列,二是在过去通称的

华北三趾马红土层中,部分地区属风积

红粘土,可称之为红黄土-古土壤序

列.黄河中游以黄土高原为主体的黄土

和/或红粘土分布区,紧靠在以海拔

3000m为边界的青藏高原之东,位居东

亚地貌阶梯的第二级台阶之上,其西北、

北和东北方有沙漠相伴(图1).甘肃省

灵台县和董志塬的西峰地区恰位于黄土

高原中部,前者偏南,后者偏北,两地具

有特色的黄土和红粘土地层剖面可以作

为最近7.2Ma风尘沉积序列的典型代

表(图2).

灵台剖面出露在县城以南约13km

的任家坡(35°04′N,107°39′E),从塬顶

面向下,马兰黄土、离石黄土、午城黄土

图1　黄土高原和邻近沙漠分布区及甘肃灵台和西峰剖面

的地理位置[6～8]和红粘土底界深度分别为6.2,88.0,168.3和288.6m,平行不整合在白垩系红层之上.经磁性地层研究[8],各极性

[9]时界线的深度为: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

的界线年龄.的极性年表标定各极性时和极性亚时

西峰剖面由两部分组成,黄土剖面位于市区以东2km的何家肴(35°20′N,107°E),红粘土剖面位于市区以西16km的巴家咀(35°53′N,107°27′E).通过午城黄土/红粘土边界上下分别重复采样并据磁化率曲线,把它们连接构成董志塬完整的黄土-红粘土地层序列.何家肴剖面的极性界线是据附近的胡家要险剖面的资料[10]转换而来,并与巴家咀剖面的极性相衔接[6],两者组合为西峰剖面的磁性地层.在该综合剖面上,马兰黄土、离石黄土、午城黄土和红粘土的累计厚度分别为10.4,106.0,163.9和222.0m,下伏冲积砂层厚约10m,未见底.各极性时边界的累计厚度为:B/M,67.7m;M/Ga,163.9m;Ga/Gi,187.6m;Gi/Chron3An,212.8m.诸极性时和极性亚时的界线年龄同灵台剖面.

在灵台剖面的采样过程中,于午城黄土底面下约16m,剖面深184m的红粘土中,发现一个富含哺乳动物化石的层位.经初步发掘和化石鉴定,已确定的动物群组成分子有Rodentia,Nyctereutessinensis,Pentalophodonsp,Hipparionhoufenense,Rhinocerotidae,Giraffidae,Gazellablachi,Antilospilalicenti等.这一尚未定名的化石动物群与贺丰动物群极为相似,,[11]

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图2　晚新生代黄土高原灵台和西峰剖面的风尘沉积序列、磁性地层及磁化率曲线

灵台剖面磁性地层及磁化率引自文献[6],西峰剖面红粘土地层、磁性地层及磁化率引自文献[8],其磁化率曲线已作校正.西峰剖面第四纪磁性地层界线见文献[10].1示黄土,2示红黄土,3示古土壤,4示冲积砂,5示哺乳动

物化石层位,6示基岩

综合反映当时为疏林草原的生态环境.

对灵台和西峰剖面的黄土按2.5cm,红粘土按5cm间距采取古环境研究样品,各古土壤之下厚度不等的钙结核层也取了样.样品的磁化率是在室内用英制Bartington磁化率仪测定的,并再去野外对标志性的古土壤和黄土层进行剖面磁化率的检测.在黄土-古土壤序列中没有发现成壤强度与磁化率之间的不协调现象,即S5的磁化率值最高.红黄土-古土壤序列的情况也类似,即高斯时带的磁化率明显增高,峰值出现在它的上部.在灵台剖面又采18个有一定代表性的黄土、红黄土、古土壤的块状样,在中国科学院地球物理研究所和澳大利亚Mac-quarie大学古地磁实验室进行环境磁学研究.IRM获得曲线和热磁曲线分析表明,红黄土/古土壤与黄土/古土壤样品在磁性矿物和磁学性质方面并无本质上的差别,所含磁性矿物均以磁铁矿、磁赤铁矿和赤铁矿为主.所以,灵台剖面及位置偏北的西峰剖面的红黄土-古土壤序列的磁化率与黄土-古土壤序列的磁化率一样,也可作为反映夏季风变迁的代用指标[3].,

484　中　　国　　科　　学　　(D　辑)第28卷曲线虽然在总体上具有一致性,但在细节上也存在不少差异.例如,在Ga/Gi边界上下的磁化率变化,因灵台剖面为复合红黄土层,曲线显示相应的峰谷波动,而西峰剖面为单一的红黄土层,曲线上缺少一个波峰.所以,在讨论古气候问题时,两剖面的磁化率曲线应互为补充,才能客观地揭示不同时间尺度的夏季风变迁特征.

2　晚新生代大冰期开始的证据

早在晚始新世至早渐新世,南极大陆就有冰盖发育[12,13];直至中中新世晚期南极冰盖进一步扩张之时,北极陆地才初现冰川.尔后,约11MaBP,来自斯堪的纳维亚和/或格陵兰冰盖的冰筏物质沉积于挪威海中的V ring高原.至7MaBP,来自格陵兰冰盖的冰川海洋沉积

[15]分布于北大西洋西北端的Irminger盆地.从2.8MaBP开始,挪威海已持续堆积冰筏碎

屑[14].此外,冰岛有年龄为3.1Ma的冰碛保存[16],地处中纬的美国内华达山脉,在3.0～

3.1MaBP已有山地冰川发育,中国青藏高原也有高斯时的冰碛层.但是,鉴于山地的早期冰川遗迹难以保存或确认,这些晚中新世和上新世的冰川证据尚不足以全面说明当时北半球的气候状况.因此,除前述黄土高原的风积记录外,还需要赤道大洋的氧同位素记录来论证北半球何时进入大冰期的问题.

18早在1977年,赤道太平洋V28-179孔(4°37′N,179°36′W)的δO曲线已经表明[19],在高斯

时马莫斯亚时之前,按新的古地磁极性年表[20],约3.4MaBP北半球开始具有较明显的冰期-间冰期特征的气候,约2.6MaBP进入冰川作用增强时期.最近,赤道东太平洋ODP846孔(3°5.80′S,90°49.01′W),获得了更详细的氧同位素记录,揭示了约最近6.1Ma全球气候的

18变化过程.其中,6.1～3.4MaBP的δO曲线显示振荡区间基本不变的频繁波动和长期变

化,而它指示冰量增加和气温降低的趋势开始于约3.4MaBP,3.4～2.6MaBP为具有最大梯度的时段.由于黄土高原黄土-红粘土剖面的磁化率曲线主要反映来自低纬和赤道海洋的夏

18季风变化,因而能与赤道太平洋的δO曲线进行对比(图3).图4中的年代磁化率曲线是以

极性界线年龄为时间点、用磁化率标定方法[10]获得的,灵台剖面的时间序列可达7Ma前.约

7.2～3.4MaBP段落的磁化率曲线或δO曲线,皆显示万年尺度的高频振荡和百万年尺度的小幅度变化,而它反映的东亚夏季风亦从约3.4MaBP开始显著增强,约3～2.8MaBP达到顶峰,可视为由降水丰沛决定的东亚上新世气候适宜期,约2.8～2.6MaBP已具有临近大冰期的波动特征.约2.6MaBP以来,δO曲线指示了全球性较大幅度波动的冰期-间冰期气候,气温仍振荡降低.与此同时,黄土高原相应地由红黄土-古土壤序列转变为典型的黄土-古土壤序列,并以黄土与冰期、古土壤与间冰期相对应的基本规律,同样以较大变率详细地记录了大冰期中东亚冬季风和夏季风彼此消长的季风气候变化.

据灵台和西峰剖面极性界限年龄和相应地层厚度,可计算出不同时段的平均风尘沉积速率(图4).图4表明,两条曲线均在约3.4MaBP前后沉积速率开始明显增大,灵台剖面还显示2.6MaBP左右的进一步增大.这种情况与北太平洋风尘石英沉积通量[21]在3.2Ma前(该序列为1981年的年龄序列)的突然加大相当一致,表明它们之间可能存在着某种联系.由于黄土高原风尘沉积速率在颇大程度上取决于源区的干旱化程度,它与北半球高纬和极地冰盖相联系的蒙古高压有关,因而在一定程度上可视为冬季风的代用指标.将图4与图3相对照1818[9][17][18][14]

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图3　灵台和西峰剖面磁化率曲线与赤道东太平洋氧同位素曲线[9]的对比

图中阴影部分显示了约3.4～2.6MaBP时段磁化率反映的夏季风加强时期,这与氧同位素记录反映的全球冰量

显著增加的时期相一致

由上述可以认为,含有冬季风信息的黄土高原风尘沉积间接地记录了北半球晚新生代大冰期来临及冰期-间冰期气候变化的全过程,即约7.2～3.4MaBP的来临期、约3.4～2.6MaBP的初始期及约2.6MaBP以来的大冰期.

3　关于青藏高原隆升

中国黄土高原黄土-红粘土序列及其中所含有的土壤钙淀积层表明,东亚冬、夏季风气候约在7.2Ma前开始显现,季风气候发育的青藏高原当时已达到有意义的高度.有趣的是,自

3.4MaBP始,东亚冬、夏季风大致同时增强.由于全球冰量此时也开始显著增加,因此冬、夏季风的同时增强似只能用大致在3.4～2.6Ma前的青藏高原加速隆升来解释.

晚新生代青藏高原隆升研究表明[22,23],奠定现今高原构造地貌格架的构造运动开始于8

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

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486　中　　国　　科　　学　　(D　辑)第28卷

底斯山、念青唐古拉山和横断山的山顶

面上.据其中亚热带高山类型的落叶阔

叶树化石和孢粉植物群推算,当时的沉

积面高程约1800～2000m.

大致从7.2MaBP开始,在近东西

向的札达盆地和近南北向的吉隆盆

地[26]以及广布于喜马拉雅山与昆仑山

之间的其它构造盆地中,先后堆积厚达

500～1000m的晚中新世-上新世-早更

新世砾石层,特别是湖相、河湖相地层.

它们是高原内部山岭剥夷作用和高原面

发育的相关沉积,而盆地的加积填高使

地势起伏逐步变小.在此期间,特别在

高斯时(3.58～2.58MaBP)中,高原周

边堆积或开始堆积磨拉石型沉积.例

如:克什米尔Karewa盆地的上新世湖

相地层中,一度堆积厚约300m的砾岩

[27]层(3.7～3.1MaBP);天山地区[28],

尤其沿西昆仑山北麓[22,29]开始堆积最

图4　最近6Ma黄土高原风尘沉积速率与北太平洋风尘

石英沉积通量变化[21]的对比

图中点线代表沉积速率的变化趋势;(a)示西峰剖面,(b)示灵台剖

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

[32,33][25]大厚度超过3000m的西域砾岩;东昆仑山山口盆地出露下伏于羌塘组湖相层、厚度大于200m的冰碛层和/或上新世砾石层[30,31];西秦岭北麓的临夏盆地[34]新生代地层中间夹厚约60m的积石组砾石层,横断山地区的昔格达组等湖相地层底

部均下伏砾石层.此后,约从松山时初开始,中喜马拉雅山北麓的加布拉组湖相层过渡为贡巴组砾石层[35],西昆仑山北麓及天山地区的西域砾岩加速堆积,祁连山东北麓的疏勒河组湖相层过渡为玉门组砾石层.上述与山岭上升相伴发生的磨拉石型沉积的时空分布表明,青藏高原周边山岭在高斯时和松山时早期的构造运动相当强烈.综合地分析,约3.4～2.6MaBP是青藏高原的强烈隆升期.但是,高原内部可能仍继续着在特定的地势起伏和高度上的剥夷-加积作用,以古湖发育和先后消亡为标志,反映青藏高原整体性构造地貌特征的高原面发育过程,直到约1.5～1.3MaBP左右才全面终止.

在上新世-早更新世高原面发育时期,青藏高原盆地加积面的高程变化是当前尚无定论的问题.从札达群[25]和吉隆群[37]并不详细的孢粉资料来看,高斯时的暖期或间冰期以松(Pi-nus)、雪松(Cedrus)、杉(Picea)、丛令杉((Abies)、落叶松(Larix)及落叶阔叶乔木为主,冷期或冰期以灌木和草本植物为主.另据地质力学研究所关于吉隆群宗嘎组较详细的孢粉资料,在3.6～2.0MaBP,雪松-云杉孢粉带与孢粉贫乏带交替出现.现今中喜马拉雅山南坡的植被垂直带谱[38],基带为热带雨林的上限高程1000～1200m,常绿阔叶林带上限2500m.在吉m,,[36]

第6期安芷生等:中国黄土高原的风积证据　487

今残存于西喜马拉雅南坡的雪松林分布于海拔1900～2900m,与针阔混交林带的高度相近.据此,并有理由假定晚上新世的植物生长季气温与现今相仿,则札达群和吉隆群中只具有针阔混交林与暗针叶林过渡带特征的孢粉植物群,应生长于当地海拔3000m上下的山坡,即当时盆地加积面的最低高程已达到2500m以上.这一海拔高度至少可以作为青藏高原南部盆地加积面的平均高程,相应的山岭平均高程也许还要高于它500～1000m,即海拔约3000～3500m;这与用沉积物粒度与河床坡降的关系等推算的中部喜马拉雅山这一时期的高度是一致的[26].

据上述可知,从晚中新世、经上新世到早更新世,青藏高原内部处于拉张应力场作用下的构造均衡调整时期,加积状态下的拉张盆地海拔高度不会有太大的变化.约3.4～2.6MaBP高原气候效应的增强,可能是通过边界山岭上升和内部地势起伏减小来实现的.特别从2.6MaBP以来,以玉门组磨拉石型沉积为标志的祁连山和柴达木等地块拼接到羌塘地块之后,增加高原的空间范围约20%,加上北部边界山岭(西昆仑-阿尔金)进一步快速上升和南部边界山岭(喜马拉雅)的上升,其气候影响更为显著.约1.5MaBP以来,青藏高原进入阶段性整体隆升时期,高原面平均高程从开始时的2500m左右分阶段上升至现今的近5000m[23].在此期间,青藏高原海拔的增高及相应的下垫面性态变化,也成为影响气候的主要因素之一.4　讨论和结语

4.1　关于晚新生代风尘沉积序列反映的东亚季风初显

以冬季风和夏季风组合为特征的东亚季风环流,是连结青藏高原隆升与全球气候变化的有力纽带.黄土高原的黄土-红粘土风尘沉积序列是反映东亚季风系统形成演变的良好地质记录.前述灵台剖面的记录表明,约7.2MaBP开始,在青藏高原以东和秦岭以北大范围风尘物质的沉积,标志着东亚环境系统发生了很大的分异,即西北地区出现干旱化,作为风尘搬运动力的冬季风系统开始建立.联系到同一时期北半球高纬和极地冰川或冰盖的形成[14,15],看来黄土高原风尘沉积的出现绝非偶然,它是北半球陆地-海洋-大气耦合过程的产物,其主要驱动力是下面要讨论的构造隆升.应该指出,由于红黄土-古土壤序列磁化率在一定程度上可以反映夏季风的强度,而7.2～3.4MaBP风积红粘土的磁化率与深海氧同位素一样,变幅较小,均值较低(图3),这一时段沉积速率也较慢(图4).由此可知,在东亚季风系统的初显期,冬季风和夏季风均不甚强,气温年较差还较小.在黄土高原东缘同期湖泊沉积的花粉组合中,虽已有大量云杉和少量冷杉、落叶松等暗针叶林成分出现,但仍以亚热带和温带落叶阔叶树为主,并有少量亚热带常绿树[39],这也是东亚季风初显期冬季风和夏季风均较弱的有力旁证.

4.2　关于北半球大冰期初始期的东亚季风变化

在红黄土-古土壤序列上部,约3.4～2.6MaBP的磁化率值及其变幅逐渐增大(图3),沉积速率亦从3.4MaBP左右开始增高(图4),它们指示该时段具有夏季风和冬季风同步增强的特征.看来,太阳辐射或者全球冰量驱动等理论都难以对其作出合理解释,必须从新的视角去找寻能导致东亚夏季风和冬季风同步增强的驱动源.

深海氧同位素记录(图3)表明,约3.4～2.6MaBP北半球大冰期的初始期中,全球冰量明显增长,说明高纬和极地冰盖有较大扩展.同时,在中纬地区的北美和青藏高原也有最早的大[17,18]

488　中　　国　　科　　学　　(D　辑)第28卷由于高纬的降温幅度大于低纬地区,因此使极地与赤道之间的气压梯度加大,从而使中纬度西风环流增强.同时,青藏高原南部及喜马拉雅山正在隆升到盆地2500m以上和山岭3000～2500m的平均高程,使西风气流经过高原时发生动力性分支和绕流,进而有利于高原北侧的蒙古高压形成和冷空气在高原东侧呈反气旋式向南爆发,导致东亚冬季风的明显加强.约

3.4MaBP开始的黄土高原风尘沉积速率加大和北太平洋风尘石英沉积通量的快速增加[21](图4),为北半球大冰期初始期西风环流和东亚冬季风加强提供了沉积学佐证.

东亚夏季风的强度主要取决于欧亚大陆与太平洋之间的海陆热力对比,隆升的青藏高原加剧了海陆热力对比和经向水热输送,从而促进了东亚夏季风的发展,使季风区降水明显增加.在3.4～2.6MaBP,华北、黄土高原和云南高原是湖盆形成或湖泊广泛发育时期,一定程度上反映当时为降水较丰的气候状况.这种情况与黄土高原风尘沉积磁化率所指示的夏季风快速增强是完全一致的.另外,同期的古植被变化也具有过渡性,在黄土高原[39,41]和华北地区湖泊沉积的孢粉组合中,暗针叶林成分明显增加,温带落叶阔叶树为主要组分,但仍保留有少量亚热带分子.

总之,在3.4～2.6MaBP的大冰期初始期,东亚夏季风和冬季风两者都快速增强.这种冬、夏季风同步增强的过渡性特征,只能用青藏高原在这一时段加速隆升并达到相当高度和规模来解释.气候数值模拟研究[43]也指出,青藏高原的存在是东亚季风形成的一个因素.约

2.6MaBP开始,在全球变冷和冰量增加达到临界值后,进入以Milankovich冰期-间冰期旋回为特征的大冰期,黄土高原发育典型的黄土-古土壤序列,标志着东亚季风进入盛行期,形成以大尺度冬季风和夏季风互为消长的季风气候格局.在此期间,在青藏高原阶段性隆升的影响下,先后又出现1.3和0.6MaBP等更低层次的季风气候突变[3,5].

4.3　关于青藏高原隆升对北半球大冰期开始的驱动作用

青藏高原隆升不仅加强了东亚季风,而且可能影响全球的气候和环境.除8～7MaBP的构造活动形成断陷盆地和山岭上升外,在3.4MaBP前后高原北缘西昆仑山-西秦岭开始剧烈上升之时,与其东南部相邻的云南高原亦有许多断陷盆地形成[40],东喜马拉雅构造结裂变径迹年龄表明3MaBP以来加速隆升,可见约3.4～2.6MaBP青藏高原边界山岭及周边地区处在强烈的构造活动期.值得注意的是,约3.4MaBP正是北半球大冰期过渡期的开始,相应的全球冰量增加与高原隆升过程相一致,看来这并非巧合.

最近Ruddiman等人提出“新生代构造隆升导致气候变化”的假说,认为北半球青藏高原与南半球阿蒂皮拉罗(Altiplano)和东科迪勒拉的隆升,对大气和海洋环流具有大规模的影响,并通过风化和侵蚀等作用使大气中的CO2浓度降低,从而造成全球变冷.而且还认为,在构造隆升驱动全球变冷的过程中,青藏高原隆升可能是最主要的驱动源.据这种认识来分析,北半球晚新生代大冰期的发生、发展,包括约7.2～3.4MaBP的来临期,约3.4～2.6MaBP的初始期和2.6MaBP以来的大冰期,主要是由相应的青藏高原构造隆升驱动的.虽然“构造隆升-气候变化”假说尚未得到最终的验证,但是,印度洋浮游有孔虫的Sr/Sr值在2.5MaBP

[2]前开始明显增大所表明的化学风化增强和大气CO2消耗,不仅与大冰期开始相一致,而且

能与黄土高原由红粘土向黄土转变的风积记录相印证.黄土-古土壤序列中含有平均约10%的碳酸盐[4],即有相当数量的碳被固定埋藏,不再参与全球碳循环,说明这类地质过程也是大气.34～28786[2][44][42][40]

第6期安芷生等:中国黄土高原的风积证据　489速隆升加强了冬季风,黄土高原风尘沉积速率加大指示的大气粉尘含量或载荷的相应增加,也会在相当程度上导致全球降温和大冰期开始.

综上所述,我们确信,在控制全球气候变化的构造(陆地)-大气-海洋耦合系统中,构造隆升,特别是大约3.4～2.6MaBP时段青藏高原和北半球中纬山地的隆升,既在侵蚀和风化作用方面,又在动力和热力作用方面,对全球气候变冷、北半球大冰期的发生和东亚季风的发展起着驱动源的作用.从与青藏高原毗邻的黄土高原风尘沉积中,提取对构造隆升响应的气候信息[45],将对认识长时间尺度全球和东亚气候变化及其动力学机制有着重要作用.像黄土高原黄土-红粘土剖面那样7.2MaBP以来的风尘沉积记录,已经为论证北半球大冰期的发生、发展过程提供了重要的间接证据.在把构造隆升驱动气候变化的假说上升为理论的探索中,应围绕全球碳循环与化学风化强度,以及超轨道尺度气候变化的冷暖波动机制等科学问题,对青藏高原构造隆升与黄土高原风尘沉积开展更深层次的研究.

致谢　本研究的哺乳动物化石鉴定获得西北大学地质系薛祥煦教授的指导;部分环境磁学工作得到中国科学院地球物理研究所朱日祥研究员和英国利物浦大学杨善林博士的支持,作者在此一并致谢.

参　　考　　文　　献

1　RuddimanWF,KutzbachJE.ForcingoflateCenozoicNorthernHemisphereclimatebyplateauupliftinSouthernAsiaandtheAmericanWest.JournalofGeophysicalResearch,1989,94(D15):18409～18427

2　RuddimanWF.TectonicUpliftandClimateChange.NewYork:PlenumPress,1997.1～515

3　AnZS,LiuTS,LuYC,etal.Thelong-termpaleomonsoonvariationrecordedbytheloess-paleosolsequenceincentralChina.QuaternaryInternational,1990,7/8:91～95

4　刘东生,等.黄土与环境.北京:科学出版社,1985.1～481

5　吴锡浩,安芷生.黄土高原黄土-古土壤序列与青藏高原隆升.中国科学,D辑,1996,26(2):103～110

6　孙东怀,刘东生,陈明扬,等.中国黄土高原红粘土序列的磁性地层与气候变化.中国科学,D辑,1997,23(3):265～270

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