黃土高原晚新生代大冰期的形成與發展

在肯齊諾和落基山脈兩側冰蓋發育的過程中，以板塊末冷期交替氣候和北半球山區冰川的作用為特征的晚冰期何時開始的問題尚未確定。近年來，隨著結構上升動力氣候變化學說的提出，通過道太平洋下孔蟲氧群落記錄，描述了大冰期的初始時間，以青藏高原為代表的各種物理和化學過程以及氣候影響來解釋大冰期的到來。這是國內外科學家的研究熱點。結果表明，洛杉磯高原的風、風、銀杏葉群落的形成和發展信息在洛杉磯高原的大冰期氣候變化中得到了反映。在這項工作中，我們以洛杉磯高原風、黃土-紅粘土群落的最新研究成果為基礎，對青藏高原晚冰期及其對高原龍生動物的驅動進行了初步探討。1表面活性劑成分的檢測黃土高原的風塵沉積有兩類,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,部分地區屬風積紅粘土[6～8],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,緊靠在以海拔3000m為邊界的青藏高原之東,位居東亞地貌階梯的第二級臺階之上,其西北、北和東北方有沙漠相伴(圖1).甘肅省靈臺縣和董志塬的西峰地區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風塵沉積序列的典型代表(圖2).靈臺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.經磁性地層研究,各極性時界線的深度為: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等人的極性年表標定各極性時和極性亞時的界線年齡.西峰剖面由兩部分組成,黃土剖面位于市區以東2km的何家肴(35°20′N,107°E),紅粘土剖面位于市區以西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采樣并據磁化率曲線,把它們連接構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附近的胡家要險剖面的資料轉換而來,并與巴家咀剖面的極性相銜接,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.各極性時邊界的累計厚度為:B/M,67.7m;M/Ga,163.9m;Ga/Gi,187.6m;Gi/Chron3An,212.8m.諸極性時和極性亞時的界線年齡同靈臺剖面.在靈臺剖面的采樣過程中,于午城黃土底面下約16m,剖面深184m的紅粘土中,發現一個富含哺乳動物化石的層位.經初步發掘和化石鑒定,已確定的動物群組成分子有Rodentia,Nyctereutessinensis,Pentalophodonsp,Hipparionhoufenense,Rhinocerotidae,Giraffidae,Gazellablachi,Antilospilalicenti等.這一尚未定名的化石動物群與賀豐動物群極為相似,其磁性地層層位恰好在高斯時,也與山西靜樂標準地點的一致.這些動物各自的生態習性綜合反映當時為疏林草原的生態環境.對靈臺和西峰剖面的黃土按2.5cm,紅粘土按5cm間距采取古環境研究樣品,各古土壤之下厚度不等的鈣結核層也取了樣.樣品的磁化率是在室內用英制Bartington磁化率儀測定的,并再去野外對標志性的古土壤和黃土層進行剖面磁化率的檢測.在黃土-古土壤序列中沒有發現成壤強度與磁化率之間的不協調現象,即S5的磁化率值最高.紅黃土-古土壤序列的情況也類似,即高斯時帶的磁化率明顯增高,峰值出現在它的上部.在靈臺剖面又采18個有一定代表性的黃土、紅黃土、古土壤的塊狀樣,在中國科學院地球物理研究所和澳大利亞Macquarie大學古地磁實驗室進行環境磁學研究.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性質方面并無本質上的差別,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變遷的代用指標.由于靈臺與西峰兩地層剖面在不同層段的分辨率和沉積速率頗多異同,因而兩條磁化率曲線雖然在總體上具有一致性,但在細節上也存在不少差異.例如,在Ga/Gi邊界上下的磁化率變化,因靈臺剖面為復合紅黃土層,曲線顯示相應的峰谷波動,而西峰剖面為單一的紅黃土層,曲線上缺少一個波峰.所以,在討論古氣候問題時,兩剖面的磁化率曲線應互為補充,才能客觀地揭示不同時間尺度的夏季風變遷特征.2晚新生代大冰期-間冰期早在晚始新世至早漸新世,南極大陸就有冰蓋發育;直至中中新世晚期南極冰蓋進一步擴張之時,北極陸地才初現冰川.爾后,約11MaBP,來自斯堪的納維亞和/或格陵蘭冰蓋的冰筏物質沉積于挪威海中的Vring高原.至7MaBP,來自格陵蘭冰蓋的冰川海洋沉積分布于北大西洋西北端的Irminger盆地.從2.8MaBP開始,挪威海已持續堆積冰筏碎屑.此外,冰島有年齡為3.1Ma的冰磧保存,地處中緯的美國內華達山脈,在3.0～3.1MaBP已有山地冰川發育,中國青藏高原也有高斯時的冰磧層.但是,鑒于山地的早期冰川遺跡難以保存或確認,這些晚中新世和上新世的冰川證據尚不足以全面說明當時北半球的氣候狀況.因此,除前述黃土高原的風積記錄外,還需要赤道大洋的氧同位素記錄來論證北半球何時進入大冰期的問題.早在1977年,赤道太平洋V28-179孔(4°37′N,179°36′W)的δ18O曲線已經表明,在高斯時馬莫斯亞時之前,按新的古地磁極性年表,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進入冰川作用增強時期.最近,赤道東太平洋ODP846孔(3°5.80′S,90°49.01′W),獲得了更詳細的氧同位素記錄,揭示了約最近6.1Ma全球氣候的變化過程.其中,6.1～3.4MaBP的δ18O曲線顯示振蕩區間基本不變的頻繁波動和長期變化,而它指示冰量增加和氣溫降低的趨勢開始于約3.4MaBP,3.4～2.6MaBP為具有最大梯度的時段.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季風變化,因而能與赤道太平洋的δ18O曲線進行對比(圖3).圖4中的年代磁化率曲線是以極性界線年齡為時間點、用磁化率標定方法獲得的,靈臺剖面的時間序列可達7Ma前.約7.2～3.4MaBP段落的磁化率曲線或δ18O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亦從約3.4MaBP開始顯著增強,約3～2.8MaBP達到頂峰,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特征.約2.6MaBP以來,δ18O曲線指示了全球性較大幅度波動的冰期-間冰期氣候,氣溫仍振蕩降低.與此同時,黃土高原相應地由紅黃土-古土壤序列轉變為典型的黃土-古土壤序列,并以黃土與冰期、古土壤與間冰期相對應的基本規律,同樣以較大變率詳細地記錄了大冰期中東亞冬季風和夏季風彼此消長的季風氣候變化.據靈臺和西峰剖面極性界限年齡和相應地層厚度,可計算出不同時段的平均風塵沉積速率(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,靈臺剖面還顯示2.6MaBP左右的進一步增大.這種情況與北太平洋風塵石英沉積通量在3.2Ma前(該序列為1981年的年齡序列)的突然加大相當一致,表明它們之間可能存在著某種聯系.由于黃土高原風塵沉積速率在頗大程度上取決于源區的干旱化程度,它與北半球高緯和極地冰蓋相聯系的蒙古高壓有關,因而在一定程度上可視為冬季風的代用指標.將圖4與圖3相對照,可看出平均風塵沉積速率增大所反映的冬季風加強與夏季風增強大致同時發生.由上述可以認為,含有冬季風信息的黃土高原風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高原周邊堆積或開始堆積中國黃土高原黃土-紅粘土序列及其中所含有的土壤鈣淀積層表明,東亞冬、夏季風氣候約在7.2Ma前開始顯現,季風氣候發育的青藏高原當時已達到有意義的高度.有趣的是,自3.4MaBP始,東亞冬、夏季風大致同時增強.由于全球冰量此時也開始顯著增加,因此冬、夏季風的同時增強似只能用大致在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,奠定現今高原構造地貌格架的構造運動開始于8～7MaBP,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,在藏中和藏東南地區發育的煤系地層或湖相地層,在這次構造運動中部分被抬升至岡底斯山、念青唐古拉山和橫斷山的山頂面上.據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,當時的沉積面高程約1800～2000m.大致從7.2MaBP開始,在近東西向的札達盆地和近南北向的吉隆盆地以及廣布于喜馬拉雅山與昆侖山之間的其它構造盆地中,先后堆積厚達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.它們是高原內部山嶺剝夷作用和高原面發育的相關沉積,而盆地的加積填高使地勢起伏逐步變小.在此期間,特別在高斯時(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的礫巖層(3.7～3.1MaBP);天山地區,尤其沿西昆侖山北麓開始堆積最大厚度超過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;西秦嶺北麓的臨夏盆地新生代地層中間夾厚約60m的積石組礫石層,橫斷山地區的昔格達組等湖相地層底部均下伏礫石層.此后,約從松山時初開始,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,西昆侖山北麓及天山地區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生的磨拉石型沉積的時空分布表明,青藏高原周邊山嶺在高斯時和松山時早期的構造運動相當強烈.綜合地分析,約3.4～2.6MaBP是青藏高原的強烈隆升期.但是,高原內部可能仍繼續著在特定的地勢起伏和高度上的剝夷-加積作用,以古湖發育和先后消亡為標志,反映青藏高原整體性構造地貌特征的高原面發育過程,直到約1.5～1.3MaBP左右才全面終止.在上新世-早更新世高原面發育時期,青藏高原盆地加積面的高程變化是當前尚無定論的問題.從札達群和吉隆群并不詳細的孢粉資料來看,高斯時的暖期或間冰期以松(Pinus)、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.另據地質力學研究所關于吉隆群宗嘎組較詳細的孢粉資料,在3.6～2.0MaBP,雪松-云杉孢粉帶與孢粉貧乏帶交替出現.現今中喜馬拉雅山南坡的植被垂直帶譜,基帶為熱帶雨林的上限高程1000～1200m,常綠闊葉林帶上限2500m.在吉隆藏布中,海拔2500～3100m為針闊葉混交林帶,3100～4000m為暗針葉林帶.另外,現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.據此,并有理由假定晚上新世的植物生長季氣溫與現今相仿,則札達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,應生長于當地海拔3000m上下的山坡,即當時盆地加積面的最低高程已達到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系等推算的中部喜馬拉雅山這一時期的高度是一致的.據上述可知,從晚中新世、經上新世到早更新世,青藏高原內部處于拉張應力場作用下的構造均衡調整時期,加積狀態下的拉張盆地海拔高度不會有太大的變化.約3.4～2.6MaBP高原氣候效應的增強,可能是通過邊界山嶺上升和內部地勢起伏減小來實現的.特別從2.6MaBP以來,以玉門組磨拉石型沉積為標志的祁連山和柴達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,青藏高原進入階段性整體隆升時期,高原面平均高程從開始時的2500m左右分階段上升至現今的近5000m.在此期間,青藏高原海拔的增高及相應的下墊面性態變化,也成為影響氣候的主要因素之一.4討論和結論4.1月、夏季風和夏季風短時積組比4.23.4和5.以冬季風和夏季風組合為特征的東亞季風環流,是連結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-紅粘土風塵沉積序列是反映東亞季風系統形成演變的良好地質記錄.前述靈臺剖面的記錄表明,約7.2MaBP開始,在青藏高原以東和秦嶺以北大范圍風塵物質的沉積,標志著東亞環境系統發生了很大的分異,即西北地區出現干旱化,作為風塵搬運動力的冬季風系統開始建立.聯系到同一時期北半球高緯和極地冰川或冰蓋的形成,看來黃土高原風塵沉積的出現絕非偶然,它是北半球陸地-海洋-大氣耦合過程的產物,其主要驅動力是下面要討論的構造隆升.應該指出,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的強度,而7.2～3.4MaBP風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),這一時段沉積速率也較慢(圖4).由此可知,在東亞季風系統的初顯期,冬季風和夏季風均不甚強,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,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,這也是東亞季風初顯期冬季風和夏季風均較弱的有力旁證.4.2大冰期初始期氣候變化與區域風化率的關系在紅黃土-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),它們指示該時段具有夏季風和冬季風同步增強的特征.看來,太陽輻射或者全球冰量驅動等理論都難以對其作出合理解釋,必須從新的視角去找尋能導致東亞夏季風和冬季風同步增強的驅動源.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,說明高緯和極地冰蓋有較大擴展.同時,在中緯地區的北美和青藏高原也有最早的大陸山地冰川發育.在晚新生代全球降溫,特別是北半球大冰期初始期降溫的大背景下,由于高緯的降溫幅度大于低緯地區,因此使極地與赤道之間的氣壓梯度加大,從而使中緯度西風環流增強.同時,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,使西風氣流經過高原時發生動力性分支和繞流,進而有利于高原北側的蒙古高壓形成和冷空氣在高原東側呈反氣旋式向南爆發,導致東亞冬季風的明顯加強.約3.4MaBP開始的黃土高原風塵沉積速率加大和北太平洋風塵石英沉積通量的快速增加(圖4),為北半球大冰期初始期西風環流和東亞冬季風加強提供了沉積學佐證.東亞夏季風的強度主要取決于歐亞大陸與太平洋之間的海陸熱力對比,隆升的青藏高原加劇了海陸熱力對比和經向水熱輸送,從而促進了東亞夏季風的發展,使季風區降水明顯增加.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育時期,一定程度上反映當時為降水較豐的氣候狀況.這種情況與黃土高原風塵沉積磁化率所指示的夏季風快速增強是完全一致的.另外,同期的古植被變化也具有過渡性,在黃土高原和華北地區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,東亞夏季風和冬季風兩者都快速增強.這種冬、夏季風同步增強的過渡性特征,只能用青藏高原在這一時段加速隆升并達到相當高度和規模來解釋.氣候數值模擬研究也指出,青藏高原的存在是東亞季風形成的一個因素.約2.6MaBP開始,在全球變冷和冰量增加達到臨界值后,進入以Milankovich冰期-間冰期旋回為特征的大冰期,黃土高原發育典型的黃土-古土壤序列,標志著東亞季風進入盛行期,形成以大尺度冬季風和夏季風互為消長的季風氣候格局.在此期間,在青藏高原階段性隆升的影響下,先后又出現1.3和0.6MaBP等更低層次的季風氣候突變.4.3構造隆升和氣候變化是最主要的驅動源青藏高原隆升不僅加強了東亞季風,而且可能影響全球的氣候和環境.除8～7MaBP的構造活動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,與其東南部相鄰的云南高原亦有許多斷陷盆地形成,東喜馬拉雅構造結裂變徑跡年齡表明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處在強烈的構造活動期.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“新生代構造隆升導致氣候變化”的假說,認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,對大氣和海洋環流具有大規模的影響,并通過風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.而且還認為,在構造隆升驅動全球變冷的過程中,青藏高原隆升可