0.   引言

新生代印度板块与亚欧板块的碰撞, 导致了亚洲内陆副特提斯海的逐步消亡和青藏高原的隆升^[1~2], 进而引起了亚洲内陆的干旱化和荒漠化^[3~7]。地层资料表明, 塔里木盆地腹地分布着新生代海相-陆相地层, 记录了该地区从海洋到干旱沉积平原再到大型沙漠环境演变过程^[8~11]。然而, 由于缺乏可靠的定年, 目前对这些地质事件的启始年代和机制的认识尚不明确。

为了解决亚洲内陆干旱化问题, 中外学者对中国黄土高原地区的风尘沉积做了大量的研究, 认为黄土是源区干旱化的产物, 黄土沉积在一定程度上间接反映了源区干旱化的历史^[12]。与黄土高原地区相比, 风尘源区的地质记录能更直接地反映干旱化的形成和演化。近期, 对塔里木盆地南缘昆仑山前带晚新生代地层的研究表明, 塔里木盆地的风尘沉积开始于4.6 Ma^[13~14]或5.3Ma^[15], 间接指示了塔里木盆地荒漠化的启始时间。而沙漠腹地的晚新生代地层则能为研究塔克拉玛干沙漠的形成演化提供最直接的证据。Sun et al. (2009)^[16]和孙东怀等(2009)^[17]率先报道了塔里木盆地出露良好的玛扎塔格剖面的磁性地层结果, Sun et al. (2009)^[16]认为该剖面红层的下限的年龄为10 Ma, 风成砂首次出现的地质年代为7Ma。而孙东怀等(2009)^[17]则认为红层沉积的下限年龄为4.2 Ma, 风成砂首次出现的地质年代为3.4 Ma, 结果存在争议。近年来由于测试技术的发展, 第四纪磁性地层学得到了日益广泛的应用^[18~19]。为准确约束塔克拉玛干沙漠形成的地质年代, 我们在玛扎塔格剖面以西约20km处, 选择了出露良好的红白山剖面进行了高分辨率的磁性地层学研究。

1.   剖面及采样方法

1.1   区域地质

新生代以来塔里木盆地沉积了愈千米的海相-陆相地层。中更新世的构造运动使玛扎塔格构造带的新生代地层掀斜隆起, 在盆地腹地形成一条整体为东-西走向的单斜山体。红白山剖面(图 1)位于这条山体的东缘, 地层出露良好, 记录了塔克拉玛干沙漠形成演化的重要信息。据统计, 该地区过去三十年的年均降雨量不到50mm, 年均蒸发量却高达2000 mm, 全区盛行东北风, 在全年大部分时间里有频繁的沙尘暴天气。发源于昆仑山的和田河自南向北贯穿盆地, 季节性流水将昆仑山大量的粗砂和细砂带到盆地内部, 并得以保存。

图  1  塔里木盆地数字高程模型图(A)及红白山剖面地质图(B)

实心圆指示剖面位置:1、红白山剖面; 2、塔格山剖面; 3、KT2钻孔; 4、KT1钻孔

Figure  1.  A map showing the digital elevation model of Tarim Basin (A) and geology of the Hongbaishan section (B)

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1.2   红白山剖面和岩性

红白山剖面出露新生代地层639m, 顶部被现代沙漠覆盖, 为了直观的与塔格山剖面、KT1钻孔和KT2钻孔进行对比, 在地层描述过程中, 顶部加540m厚的披盖地层。根据岩性特征, 全剖面可分四个岩性段(图 2), 自底向顶描述如下:第一岩性段:1171~989m (图 2 A), 主要由白色石膏层, 青灰色钙质砂岩、钙质泥岩和少量生物碎屑岩组成, 在青灰色钙质砂岩、钙质泥岩中发现发现了大量中古新世化石^[20], 如双壳类Ostrea. Bellova cina Lam., O. ambolti Frebold; Pycnodonte (Phygraea) sp.等。该段地层与上覆陆相红层呈平行不整合接触/整合接触; 第二岩性段:989~770m, 紫红色泥岩、红棕色砂质泥岩互层(图 2B), 紫红色泥岩多具水平层理, 为河流相粘土; 第三岩性段:770~688m, 红橙色砂岩、紫红色泥岩与红棕色砂质泥岩互层, 其中, 红橙色砂岩分选均一, 结构疏松, 具大型交错层理(图 2C), 为典型的风成砂, 泥岩与砂质泥岩多具弱水平层理, 为间歇性河流相沉积; 第四岩性段:688~533m, 主要由灰黄色风成砂(图 2E)、黄土和河流相砂岩互层(图 2F), 底部为厚7m的砂砾岩层(图 2D), 是全剖面首次出现砾石的层位, 可作为区域对比的标志层与塔格山剖面和KT1钻孔、KT2钻孔进行对比。

图  2  红白山剖面地层柱状图与典型岩性照片(柱状图图例参照图 1)

Figure  2.  Column of the Hongbaishan Section and photos of typical lithology

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1.3   采样方法

在剖面989~553m处, 以1m间距共采集定向古地磁样品536块, 其中, 钻孔样品389块, 手标本147块。在实验室, 将采集的钻孔样品切割成2cm长的柱状样品, 定向块样切割成边长为2cm的定向立方体, 并将每一深度样品加工为两个平行样品用于古地磁测量。同时采集散样用于色度和磁化率测量。

1.4   样品测量

古地磁样品按50℃的间隔自室温至650℃进行系统热退磁, 并测量每一步退磁后的剩磁。热退磁在MMTD80热退磁仪上完成, 剩磁测量在2G760SRM超导磁力仪上完成, 测量皆在零磁场空间内进行。利用传统的古地磁学统计方法对测量的天然剩磁进行分析。

色度实验取0.2~0.3g样品, 研磨至颗粒分散而不破坏单颗粒结构, 在40℃左右的烘箱中烘干后, 放入Konica-Minolta CM700C色度仪上测量其色度值。磁化率实验在Bartington MS2高低频磁化率仪上分别测量高低频磁化率。以上实验均在兰州大学西部环境教育部重点实验室完成。

2.   结果

2.1   磁性地层结果

古地磁数据分析在PMGSC软件上进行。在正交矢量投影图上, 大多数样品表现出两个分量:第一分量的方向与现代地磁场方向基本一致, 且大多数样品在250℃以下可被完全清洗, 少数样品的第一分量被完全清洗的温度稍高, 达300℃, 可视为次生磁滞剩磁; 第二分量在250℃以后保持基本稳定, 并在退磁投影图上趋于原点, 基本代表了样品原生剩磁的矢量方向, 记录了相应的古地磁场方向。所有样品用主成份分析法得出各剩磁分量, 对各剩磁分量进行Fisher平均, 以获得各剩磁分量的平均方向, 各个方向的可信度用α₉₅方法检验。对剩磁不稳定、不能达到可信度检验或磁偏角与磁倾角不匹配的所有样品, 重新测量平行样品, 以获得可靠的结果。

通过严格控制, 仍然有些样品出现退磁不稳定而没有通过可信度检验, 这部分样品大多分布于剖面上部, 粒度较粗。有些样品尽管通过了可信度检验, 但是原始剩磁的磁偏角和磁倾角不匹配。所有这些样品均被视为不可靠数据, 不能用于最终的磁性地层柱划分。另外, 还有个别样品虽然有稳定的剩磁, 但相邻样品表现出不稳定的极性, 不能被视为稳定的极性事件, 但是, 为了显示磁性地层结果的可靠性, 仍然将这些样品的结果保留在极性柱上。大多数稳定样品的剩磁特征与剖面所在位置的特征不一致, 例如红白山剖面下部最稳定的负极性段的平均倾向和磁倾角分别为222°和-24°, 与其所在的地理位置的特征明显不同, 这个问题在中亚地区的古地磁研究中较为常见, 前期报道的玛扎塔格剖面的古地磁工作成果^[21]曾有详细论述。

在磁性地层结果与标准极性柱对比的过程中有两个关键的步骤:(1)根据样品原始剩磁的磁倾角和磁偏角曲线来划分磁性地层柱。在此过程中, 所有退磁不稳定或由极个别样品所指示的不明显极性事件都不能用于极性柱的划分, 这对最终的结果有重要的影响。在我们的古地磁数据分析中, 最短的极性事件至少有8个稳定而一致的数据; (2)所划分的磁性地层柱与极性年表的对比。在此过程中, 有两个重要的因素需要考虑, 一是所划分磁性地层柱与标准极性年表每个极性段的时间比例, 这受地层沉积速率的影响, 对红白山剖面的野外观测和粒度数据分析结果显示, 全剖面的沉积速率随着古环境演化而改变, 在每个大的环境周期中, 沉积速率都比较稳定。二是极性倒转与古气候事件对应较好。

经过严格的划分和对比, 就可以得出剖面地层的年代标尺。结果显示:红白山剖面磁性地层主要由松山负极性时、高斯正极性时、吉尔伯特负极性时上段组成.松山负极性时的特征是有三个正极性亚时, 高斯正极性时的特征是中下部有两个负极性亚时, 吉尔伯特负极性时上部出现较大段的负极性段.对比标准极性柱^[22]可以得到剖面陆相红层沉积的底界年龄为4.2Ma, 剖面的顶界年龄为约0.99Ma (图 3)。

图  3  红白山剖面磁性地层结果及与塔格山剖面^[17]、KT1^[23]、KT2^[24]钻孔、玛扎塔格剖面^[16]磁性地层的对比。柱状图图例参照图 1。

Figure  3.  Palcomagnctic results of the Hongbeishan Section and correlation with Mazatagh scclion[16, 17]. KT1 Core^[23] and KT2 Core^[24]

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基于该年代框架, 可以得出红白山剖面古环境演化的三个重要界线年龄:海相地层之上陆相地层开始沉积的年龄为4.2Ma; 大型风成砂首次出现的地质年代为3.4Ma; 剖面整体色调由红变黄, 沉积物粒度特征由细变粗的界线年龄为2.8Ma。

2.2   古环境代用指标结果

图 4给出了红白山剖面的色度、磁化率序列。色度作为一个较为直观的气候代用指标虽然不能直接指示气候的状态, 但是沉积物色度与元素Fe的存在形式有着极为密切的联系。通常认为, 红色是由于赤铁矿(Fe₂O₃)的存在, 这是因为在排水良好的氧化环境中赤铁矿中Fe是以氧化态Fe³⁺形式存在的; 而黄色则是存在针铁矿的表现^[25]。因此, 沉积物的红度值反映的是氧化态的Fe³⁺的含量, 而这极大地受气温和空气湿度的影响^[26]。由于塔里木盆地新生代沉积物主色调为红色, 而沉积物的亮度又与红度有着极强的相关性。因此, 沉积物红度值和亮度综合指示了特定时段的气温和空气湿度。从图 4中可以看出, 整个红白山剖面红度值自下而上呈减小趋势, 亮度值呈增大趋势, 2.8Ma开始, 红度值急剧减小, 亮度值急剧增大。

图  4  红白山剖面色度、磁化率指标及其反映的古环境演化序列(柱状图图例参照图 1)

Figure  4.  Color index and magnetic susceptibility of Hongbaishan Section and inferred paleoenvironment evolution

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磁化率的大小取决于沉积物中磁性矿物浓度、粒径和种类的变化, 由于磁性矿物的浓度、粒径和种类主要受控于物源区和沉积环境的变化, 因而不同类型的沉积物的磁化率体现出了不同的特征。红白山剖面的磁化率指标在2.8Ma之前维持在较低的值, 且有逐步增大的趋势; 在2.8Ma之后, 磁化率值急剧增加, 反映了物源的变化和/或沉积环境的急剧变化。

3.   讨论

3.1   与已发表结果的对比

由于顶部被现代沙漠覆盖, 红白山剖面无法提供晚第四纪以来塔里木盆地环境演化的信息。为了获得塔里木盆地完整的磁性地层和古环境演化序列, 我们将红白山剖面与玛扎塔格剖面^[17]、KT1钻孔^[23]和KT2^[24]钻孔(图 1)进行了对比。对比的主要依据为:(1)两套地层均记录了岩性由紫红色泥岩向灰黄色砂岩的显著转变, 这个岩性界线的在红白山剖面为688m, 在KT2孔为孔深630m; (2)在这个岩性界限上, 有一层可作为区域对比的砾石层, 在两套地层上均有分布; (3)磁性地层结果表明, 红白山剖面、塔格山剖面、KT1和KT2钻孔的岩性界线均位于高斯/松山界线附近(图 3), 进一步证明了地层对比的可靠性。

红白山剖面的地层序列与塔格山剖面大体相同, 只是红白山剖面底部的海相地层比塔格山剖面厚, 顶部的部分灰黄色砂岩被现代沙漠覆盖而没有出露。红白山剖面的磁性地层结果与塔格山剖面^[17]的基本一致, 只是由于剖面上部地层出露较少, 红白山剖面比塔格山剖面少了一个负极性段。红白山剖面的磁性地层结果与KT1钻孔和KT2钻孔的对接也比较可靠(图 3)。

红白山剖面的磁性地层结果与Sun et al. (2009)^[16]的有较大出入, 充分表明了对塔里木盆地这套含风成砂、黄土和河湖相沉积物的地层进行磁性地层学研究的难度和复杂性。在数据处理中必须考虑以下因素才能得出可靠的结果:(1)剖面上部的一些风成砂样品的粒度比较粗, 这些样品在退磁过程中很难获得稳定的剩磁, 必须予以剔除; (2)许多不合格样品的磁偏角与地层的夹角为0°, 与水流方向和风向一致, 因而, 我们认为是后期的磁组构改变了原始剩磁的方向; (3)后期的地质作用, 使原始剩磁不稳定或者表现为磁倾角与磁偏角的不匹配。在这一复杂沉积序列中, 从样品采集到数据处理, 再到最后与地磁极性年表比照的整个过程, 任何一环出现错失误都有可能产生错误的年代结果。因而, 只有通过野外和实验室细致的工作, 才能降低这些因素对最终结果的影响。这就需要:(1)野外采样密度要高, 以得到足够合格的古地磁数据; (2)对退磁不稳定和磁倾向与磁倾角不匹配的样品予以剔除; (3)对极性与GPTS对比有问题的样品进行重新采样、测量, 以获得可靠的结果。

事实上, 我们多数样品的磁倾向与磁倾角与Sun et al. (2009)^[16]的较为一致, 而在磁性地层柱的划分和与极性年表的对比方面则与其结果截然不同。在剖面底部161m, 绝大多数样品都表现出稳定的负极性特征, 只有极个别的样品为正极性, 这些个别样品的典型特征是虽有稳定的剩磁, 但与相邻样品表现出不稳定的极性。在我们的磁性地层划分中, 这些样品均被视为不合格, 不能用于极性柱划分。这是因为, 在磁性地层学工作中, 每一个稳定的极性段都会出现个别不一致的数据点, 即使在黄土高原的布容期也会出现一些负极性点。而在Sun et al. (2009)^[16]划分中, 即使有一个样品点, 也将其视为一个稳定的正极性事件。剖面832~659m, 样品的磁偏角和磁倾角序列都以正极性为主, 中间有两次明显的负极性事件, 同时也有部分数据呈负极性特征。同样的, 我们认为这些极个别的样品点为不合格数据, 没有用于磁性地层柱的划分, 而在Sun et al. (2009)^[16]中再次将其视为稳定的负极性事件。我们的结果与Sun et al. (2009)^[16]的最显著的不同在剖面659 m以上的磁性地层划分。这正是由于在测量过程中, 由于样品的粒度较粗, 许多样品都显示了退磁不稳定的特征, 并且有很强的磁组构, 这些强磁组构对退磁的结果有重要的影响。因而我们认为, 在数据处理过程中, 应将这些具有不稳定剩磁或是磁偏角和磁倾角不相匹配的古地磁数据视为不合格数据, 并在最后的磁性地层柱的划分中予以剔除。然而, Sun et al. (2009)^[16]中却忽略了这些强磁组构对原始剩磁的影响, 致使在其最后的磁性地层柱划分中出现了更多的正极性事件。最后, 在划分的磁性地层柱结果与标准极性柱的对比方面, 两项研究也有极大的不同。

Sun et al. (2009)^[16]一文中提及, 在玛扎塔格剖面885m处发现脊椎动物化石Olonbulukia tsaidamensis, 并认为其年代是晚中新世。我们在相关文献^[27]中发现这种化石并不具可靠的年代意义。另外, Sun et al. (2009)^[16]中引用了先前发表的玛扎塔格剖面的定年结果^[28]。然而, 原文献中作者使用的定年手段是石膏裂变径迹法, 而不是Sun et al. (2009)^[16]中提出的ESR (电子自旋共振)方法, 在与专门从事裂变径迹年代学研究的学者E. D. Sobel进行深入交流后我们相信, 利用石膏进行裂变径迹定年很难得出可靠的结果。此外, Sun et al. (2009)^[16]引用的年代点的层位明显高于原文献中定年的层位。因而, 这些年代控制点都存在问题。

3.2   塔里木盆地的干旱化和荒漠化

巨厚的石膏层沉积和最终海水的消亡, 指示了自4.2Ma之前, 塔里木盆地经历了快速海水蒸发和干旱化。4.2~3.4Ma, 盆地发育陆相红层。地层多具弱水平层理, 表明该地区被间歇性流水控制, 样品的红度值较高, 指示了相对温暖的气候条件, 而沉积物中含有风成砂和黄土, 则说明塔里木盆地进入了干旱沉积平原阶段。3.4Ma地层中首次出现流动沙丘, 记录了一次极端干旱的气候事件, 自3.4Ma开始, 沉积物的岩性, 粒度和磁化率都发生了显著的变化, 表明塔里木盆地的荒漠化进程开始, 塔克拉玛干沙漠开始形成。早期的风成砂可能是来源于青藏高原的河流沉积物, 在风力作用下就地堆积形成的。这是因为:(1)风成砂都是沉积在河流相砂岩之上; (2)粒度分异结果表明, 沉积物中多有河流沙与风成砂共存的现象; (3)从塔里木盆地现今环境格局来看, 发源于昆仑山的和田河从昆仑山携带来大量的泥沙, 这些沉积物就地堆积, 形成河流砂, 在风力作用下, 为周边地区提供充足的物源。

沉积速率结果表明, 自3.4Ma开始, 河流相和风成相沉积物的沉积速率显著增加, 指示了周边山体的一次快速隆升。这次事件与地质学^[29~32]、沉积学^[33~34]、地貌学^[35~37]和古气候学^[38]所揭示的青藏高原北缘的隆升事件一致。同时, 这次隆升事件也导致了塔里木盆地进一步的干旱化和荒漠化。

红白山剖面的色度和磁化率指标在2.8Ma发生了显著的变化。自2.8Ma开始, 红度突然减小, 随后一直处在相对较低的水平, 指示了温度的急剧降低, 磁化率值的急剧增高可能说明了气候条件变干。这些特征表明, 自2.8Ma开始, 塔里木盆地的干旱化和荒漠化程度进一步加强。这个界线与黄土高原红粘土-黄土的界线一致, 反映了北极冰盖对中国北方古环境演化的影响。

4.   结论

晚新生代以来, 塔里木盆地的古环境经历了由海洋环境到干旱沉积平原再到大型沙漠环境的显著转变。对塔里木盆地腹地红白山剖面的磁性地层学研究结果表明, 4.2Ma~3.4Ma, 塔里木盆地中部的自然环境以间歇性河流为主导, 气候条件相对湿热; 3.4Ma青藏高原发生了快速隆升, 导致发源于昆仑山的河流流量和含沙量急速增加, 由于河流补给多为季节性融水, 洪水季节堆积的河流相泥沙, 在枯水季节河床暴露地表, 在风力作用下就地堆积, 开始形成沙丘; 塔克拉玛干沙漠开始形成; 2.8Ma开始, 伴随着北极冰盖的演化, 塔里木盆地干旱化程度进一步加强, 最终形成当今极端干旱的气候格局。