第四纪研究  2017, Vol.37 Issue (5): 1017-1026   PDF    
柴达木盆地晚中新世河湖相沉积物粒度组成及其古环境意义
聂军胜 , 李曼     
( 兰州大学资源环境学院, 西部环境教育部重点实验室, 兰州 730000)
摘要:本文应用沉积物粒度端元分析模型对柴达木盆地怀头他拉剖面开放湖相沉积物进行分离,得到4个具有现实环境意义的端元组分,分别代表 4种动力过程。端元1为河流沉积,端元2、3都为湖相沉积,端元4为三角洲沉积。这些成分含量在晚中新世的变化趋势不明显但变化幅度相对较大,表明柴达木盆地这套地层记录了沉积环境或气候的快速变化。尽管怀头他拉粒度变化趋势总体不明显,然而平均粒径在约8.3~7.0Ma期间有所降低,指示当时亚洲季风可能发生了增强,导致柴达木古湖面积扩大,到达研究站点沉积物的粒度变细。东亚和南亚地区古气候数据合成支持这一推论,由此我们推断亚洲大陆在约8.3~7.0Ma期间气候相对较湿润,是青藏高原隆升的一个直接反应;而7Ma以后气候变干可能反映了大气CO2含量下降的驱动。轨道尺度研究表明柴达木盆地气候在约8.3~7.0Ma期间发生了较大幅度的变化,支持青藏高原隆升是气候变化放大器的观点。
主题词柴达木盆地     端元分析     粒度     中新世     亚洲季风    
中图分类号     P534.62+1;P512.2;P532                     文献标识码    A

粒度作为沉积物的基本特征之一,受到搬运距离、搬运方式以及沉积动力环境变化等因素的控制[1~11],因而在古环境研究中是一个重要的代用指标。研究者们已经将粒度指标成功运用于黄土-古土壤和深海沉积物等不同地质记录中,用来识别沉积环境类型、追索沉积物源以及恢复和重建古气候。黄土的研究表明,其沉积物粒度值的大小是指示东亚冬季风变化的良好代用指标[3, 4];深海沉积物的研究表明,洋流搬运能力以及其速度的大小可以用沉积物各组分含量的高低度量[5]。而湖泊沉积因其地理覆盖面广、连续性好、时间跨度大、分辨率高、蕴含信息量大等特点,成为恢复和重建地球环境不同时间尺度演变历史的重要沉积载体[6~9, 12, 13]。湖泊沉积学研究表明,湖水能量是控制沉积物粒度分布的重要因素,粒度的粗细代表了湖泊输入水量的相对大小以及水动力的强弱,这在一定程度上可以反映湖区降水的变化,可以指示流域干湿变化[6];同时,它也被认为可以指示区域尘暴活动强弱变化[7]、湖面波动变化[12]以及古降水量(湖泊来水量)变化[13]。由此看来,湖相沉积物粒度的环境意义具有多解性。

目前古气候研究的一个瓶颈在于,虽然新的记录在不同区域和不同时间段在不断生成,然而很多记录代表的是混合信号,其环境意义具有多解性。古气候研究的进展在21世纪将主要依赖具有较好年代控制的、受后期扰动较少的、气候意义明确的指标记录的获得。青藏高原周边盆地广泛发育湖相地层,具有沉积速率高、可以用古地磁结合古生物化石组合定年等优势。如果能够从这套地层生成气候意义明确的气候和环境指标记录,将能够促进大陆古气候研究的进展。为此,本文拟通过分析青藏高原东北缘柴达木盆地已有较好定年的河湖相沉积物的粒度数据,将不同粒度组分记录的混合信号分离出来,为进行这类研究提供一个初步尝试。我们将采取端元模型分析法分离粒度的不同组分,解释各个组分的动力机制,为该区域的古气候研究提供新的思路。此外,单一古环境指标很难恢复区域的环境变化状况,因此我们将总结柴达木盆地以及周边地区不同古环境代用指标记录来尝试探讨晚中新世期间柴达木盆地气候变化历史。

1 研究区概况

柴达木盆地位于青藏高原东北部,被昆仑山、祁连山与阿尔金山所环抱。柴达木盆地目前位于季风降水的边缘区,对过去气候变化造成的季风降水带的摆动十分敏感[14]。该盆地拥有巨厚(> 12000m)的新生代河湖相沉积地层[15],这些地层在轨道和构造时间尺度上基本是连续的。我们开展研究的怀头他拉剖面(图 1)位于青海省柴达木盆地东北部德令哈市西部怀头他拉镇南10km水泥桥头下。剖面的起点坐标为37°13′48.5″N,96°43′02.0″E,终点坐标为37°14′37.0″N,96°44′11.4″E,剖面总长约4500m。该剖面年代已由古地磁结合古生物化石进行组合定年,年代范围为约15~2Ma;随后,Nie等[14]又对剖面中部10~6Ma湖相为主、厚约为1100m的地层进行了更高分辨率的古地磁研究(图 2),确认和发展了以前的年代框架,找到了原来缺失的几个短的极性段。

图 1 研究区位置图及大气循环模式(改自Nie等[14]) Fig. 1 Location of the Huaitoutala section and the atmospheric circulation pattern, revised from Nie et al.[14]

图 2 柴达木盆地怀头他拉剖面晚中新世年代模型和岩性[14] m=泥岩(mudstone);f=细砂岩(fine sandstone) Fig. 2 Age model and lithology of Late Miocene of the Huaitoutala section in the Qaidam Basin[14]
2 研究方法 2.1 样品处理及测试

本文以近等间距的方式从怀头他拉剖面中段厚约1100m的湖相为主地层中选取了90个样品进行粒度测试。采用英国Malvern公司产的Mastersizer 2000型激光粒度仪,测量范围为0.02~2000μm,重复测量误差小于2 %。前处理方法参照前人提出的方法[16],依据相应沉积相的不同称取适量样品放入100ml的烧杯中,首先加入双氧水放置在电热板上加热以除去有机质,待反应完全并冷却后再加稀盐酸加热以除去碳酸盐等物质,待反应完全后再加蒸馏水静置一夜;之后用吸管吸掉上层清液,接着加入约10ml已配置好的六偏磷酸钠((NaPO3)6)分散剂,然后将样品放入超声波振荡仪振荡10分钟以形成最佳分散状态的溶液,最后进行上机测量。测试完毕后,激光粒度仪自动给出样品各粒级百分含量、中值粒径、平均粒径、频率曲线等指标。

2.2 粒度分析方法

粒度分析方法主要有频率曲线和累积曲线分布法、数学函数组分提取法(包括Weibull分布函数拟合法、端元模型分析法、标准偏差法、粒度分维法等)以及粒度参数判别公式法等[17]。近年来不少学者应用数学方法中的端元分析模型(End-Member Modeling)方法研究了黄土、湖相等各种沉积物,把多组分的粒度频率分布曲线分解为具有不同分布特征的几个端元,有效地将典型特征粒度曲线提取出来[8, 17, 18]

沉积物的粒度分布是搬运距离、搬运介质以及动力大小综合决定的,在特定的沉积环境中,多种因素的综合作用决定了代表这种沉积环境所特有的特征粒度分布也就是动力组分[18]。然而,连续稳定的沉积环境只是理想状态,实际的沉积环境变化频繁,但是不管怎么变动,其粒度分布特征可以看成是几种典型动力组分的混合。粒度端元分析模型方法可以将复杂沉积物中的粒度分布数据分离出若干的端元,每一端元与一个动力组分相对应[19]。本文根据Yu等[20]所介绍的模型BEMMA对数据进行端元处理,并分析各端元可能代表的动力机制。BEMMA是对于沉积物粒度分布的一种基于分层的贝叶斯定理的端元建模分析方法,它利用端元数以及端元的粒度分布特征,结合马尔可夫链蒙特卡罗算法与吉布斯采样共同拟合建模。Yu等[20]针对巴丹吉林沙漠南部边缘的一个小湖的粒度数据进行了模拟,其结果证明了此方法对于陆相沉积物适用的可靠性。

3 端元分析结果

我们从粒度数据中得到了4个端元(End-Member,简写为EM)。EM1、EM2、EM3均为单主峰(图 3),其分布接近正态分布,而EM4具有双主峰。EM1除主峰外还存在一个次峰。从粒度分布范围来看,主峰和次峰分别属于跃移(300μm)和悬移(8μm)组分[21~23]。EM2众数粒径为20μm,属于粉砂,除了该主峰外,还存在两个次峰(0.8μm,粘土;500μm,粗砂)。该端元众数粒径和较细的次峰属于悬移组分,较粗的次峰属于跃移组分[21~23]。EM3众数粒径为9μm,属于粉砂,主体部分为悬移组分[21~23],与EM2类似。EM3粗粒端的300μm(中砂)处有一含量较小的组分,是跃移组分[21~23]。EM4为负偏态非对称分布,类似黄土的粒度分布形状,但众数粒径为85μm,属于细砂,比黄土的众数粒径[23](16~32μm)大,在25μm(属于粉砂)处存在另一主峰,除了主峰外,在1μm处还存在一个次峰。

图 3 4个端元的粒度频率分布图 Fig. 3 Analysis of sediment particle size using End-Member(EM)model

EM1的含量变化幅度相对较大,最大值达到了0.92,最小值为0.04(图 4)。EM2变化幅度比EM1小,最大为0.67,最小值为0.02(图 4)。EM3的变化幅度与EM2相近,最大值为0.69,最小值为0.04(图 4)。EM4的变化范围最小,最大为0.45,最小为0.03(图 4)。

图 4 怀头他拉剖面4个端元随年代变化(a,b,c,d)及与柴达木盆地红沟子剖面硫酸盐和氯离子含量(e,f)数据[24]对比 Fig. 4 Contribution variations of each End-Member versus age from the Huaitoutala section(a, b, c, d) and comparison with evaporate mineral content variations[24](e, f)from the Honggouzi section in the Qaidam Basin
4 讨论 4.1 各端元的环境意义

除混杂堆积外,颗粒在水或者空气中主要通过3种方式进行运输:滚动、跃移和悬移,随着搬运介质速率的减小,颗粒会依次发生沉降[23]。下面我们基于分离出的端元成分与已知沉积物粒径分布特征对比来探讨不同端元成分的环境意义。

EM1与兰州地区河流相沉积物粒度分布特征类似[25](图 5),两者众数粒径均接近300μm,次要成分的峰值比较接近,分别为10μm和4μm。因此我们推测EM1代表河流相沉积,两个组分从粒度分布范围来看分别属于跃移和悬移组分[21~23]。悬移和跃移组分粒径具有大的差别并且不同组分粒度分布范围重叠较少是河流相沉积物的基本特征[23],与图 5特征一致。EM1与怀头他拉剖面典型河流相样品粒径分布特征也类似(图 5),进一步确认EM1为河流相组分。

图 5 EM1与兰州地区河流相沉积物[25]以及怀头他拉剖面典型河流相沉积物对比图 Fig. 5 Grain size distribution comparison between EM1, fluvial sediments from Lanzhou[25] and the Huaitoutala section

与秦岭太白湖湖泊沉积物[25]相比(图 6),EM2、EM3都由一个含量较小的细粒组分、一个分布主体和一个含量较小的粗粒组分构成。细粒组分峰值对应粒径分别为0.8μm和0.6μm,众数粒径分别为20μm和9μm,粗粒组分峰值对应粒径分别为500μm和300μm,这与典型湖相沉积物[25]的3个组分峰值对应粒径接近(0.4μm、20μm和400μm)。因此,我们推测EM2和EM3来自湖泊沉积过程。前人[23]把细颗粒组分归因为湖泊中的化学沉积,把粗颗粒组分归因为跃移成分;在湖泊沉积中这两个组分所占比例不会太大,都不会是主要成分。相反,在远离河流输入的湖心位置,湖泊沉积物的主体成分应该是悬移组分,而EM2和EM3众数粒径在悬移所能搬运的粒径范围之内,也支持该主体成分为悬移。悬移粒度的大小主要取决于由降水量控制的地表径流量的大小[23],因此EM2、EM3有可能指示了两种不同的降水过程,EM2因为粒径比EM3大,所以可能指示更强的降水。

图 6 EM2、EM3与秦岭太白湖湖相沉积物[25]对比图 Fig. 6 Grain size distribution comparison between EM2, EM3 and lacustrine sediments from Taibai Lake[25]

EM4为双主峰分布,而典型的水成沉积如河流相为单主峰分布(图 7)。黄土一般被认为是具有典型双主峰分布的沉积物[23]。因此,我们将EM4与黄土[25]进行了对比,发现两者的粒径分布都呈负偏态非对称分布(图 7)。然而,两者的众数粒径显著不同,EM4主峰粒径为85μm和25μm,而黄土的双主峰粒径为16~32μm和1~2μm[25],与EM4结果显著不同[23]。为此,我们又把EM4与沙漠砂的粒径分布特征进行了对比,结果发现虽然巴丹吉林沙漠沉积物的众数粒径[26]与EM4类似,然而沙漠砂不具有双主峰分布特点。考虑到本文研究的这套地层总体为开放湖相,我们把EM4归因为介于湖相和河流相之间的三角洲相沉积,EM4同时受河流和湖泊沉积过程影响,导致与湖相和河流相都有相似的地方。我们把小于1μm组分归因为沉积物运输过程中风化形成的细颗粒沉积,其他可能的解释也不能排除。例如1μm处的小峰也可能指示亚洲内陆沙漠的远源高空粉尘,或者由聚合体或者粗颗粒破碎所致[27]

图 7 EM4与西安的典型黄土[25]和巴丹吉林沙漠砂粒径分布[26]对比图 Fig. 7 Grain size distribution comparison between EM4, Xi'an loess[25] and Badain Jaran Desert sand[26]

Song等[24]在柴达木盆地西部红沟子剖面(91°03′E,38°34′N;海拔3161m,位置见图 1)的研究表明柴达木盆地在10~6Ma期间,蒸发盐含量存在大幅度波动状况(图 4e4f),指示柴达木古湖面经历了快速的变化。这与我们的端元成分的变化比较一致,4个端元成分含量均呈较大幅度变化,可能反映了古湖面积的变化。另外,陈少坤等[28]在柴达木盆地怀头他拉剖面附近晚中新世地层中发现了已经灭绝的具爪的奇蹄动物(爪兽)化石。因为爪兽是典型的叶食类动物,爪兽化石的发现指示晚中新世时期柴达木盆地比现今环境显著湿润,这与沉积相和粒度分析揭示出的湖相地层广泛存在吻合。这些分布于柴达木盆地不同位置的数据共同说明柴达木盆地在10~6Ma期间气候变化剧烈,因此这套地层是研究轨道尺度气候变化的良好载体。

4.2 柴达木盆地10~6Ma气候环境演化

新生代气候和环境在8Ma左右发生了显著的变化,例如亚非变干[29~34]、青藏高原隆升[35~37]、南亚C4指标扩张等[38~40]。我们的研究时间段涵盖这一重要气候转型期,因此下面我们对柴达木盆地对这一事件的响应进行初步探讨。

虽然怀头他拉剖面10~6Ma各端元变化趋势不明显,但在约8.3~7.0Ma段其平均粒径比之前和之后时间段略小(图 8f),说明这段时期可能湖面较高,导致粗颗粒物质较少的到达研究站点。为了进一步验证这一假设,我们比较了同剖面NaCl含量[14](图 8e)和磁学风化指标[14](图 8d)的变化以及柴达木盆地西部红沟子剖面平滑后的Cl-含量[24](图 8g)的变化。结果发现这些记录都指示柴达木盆地在约约8.3~7.0Ma期间气候存在显著湿润的现象。这些证据与怀头他拉平均粒径记录一致,共同表明柴达木盆地在约8.3~7.0Ma气候变得较为湿润,导致蒸发盐含量减少、化学风化加强和柴达木古湖面积扩大。事实上,约8.3~7.0Ma气候湿润不但发生在柴达木盆地,临夏盆地[41]、秦安黄土剖面[1]以及阿拉伯海IODP钻孔722[42]都记录了这个变化(图 8a~8c)。临夏盆地[41]湖相地层的氧同位素在8.5Ma左右发生了显著的变化,从原来大幅度震荡变化变为接近-10 ‰左右小幅度摆动(图 8c)。这一变化被Fan等[41]归因为之前气候总体较干旱,导致湖泊面积经常发生周期性的扩张和收缩,而8.5Ma之后由于气候湿润湖泊面积相对稳定。黄土高原西部秦安剖面[1]磁化率在约8.3~7.0Ma发生了显著的增强(图 8b),Nie等[43]曾对秦安剖面磁化率增强机制进行了初步研究发现其磁化率增强机制跟第四纪黄土磁化率增强机制类似:磁化率的升高都是由于成壤过程生成的纳米级亚铁磁性颗粒含量的升高所致。按照黄土高原磁化率增强机制[44, 45],这一变化应该指示黄土高原西部气候显著变湿润。IODP722钻孔叶蜡碳(C)同位素被认为反映了南亚大陆植被的同位素变化,10~6Ma期间叶蜡C同位素的升高趋势被Huang等[42]归为气候变干导致的南亚地区C4植被的扩张(图 8a)。然而在这个气候变干的背景下,在约8.3~7.0Ma期间同位素值有一个反转[42],指示气候变的相对湿润(图 8a)。综合以上这些数据,表明青藏高原东北部和西南部气候在约8.3~7.0Ma期间均发生了显著的变化,可能变的相对湿润。考虑到许多证据表明青藏高原在8Ma附近发生了一期向东北的扩张[36, 37],我们把亚洲地区约8.3~7.0Ma气候变湿归因为青藏高原隆升引发的亚洲夏季风的增强。另外,最近研究表明全球海洋各个纬度的海表面温度在7Ma左右均表现为大幅度降低,作者把这一现象归因为大气CO2含量的降低[46]。我们认为这很好的解释了7Ma以后亚洲气候的变干。气候变冷可以通过降低海陆温差对比从而影响南亚和东亚季风降水[47],另外,气候变冷会导致哈德莱环流(H. C.)南缩,从而造成原来被低压控制的柴达木地区变为被下沉气流控制,造成气候变干[46]。Nie等[14]利用磁学风化指标记录发现,柴达木盆地在约8.3~7Ma期间轨道尺度气候变化十分显著,支持青藏高原隆升能够放大气候变化信号的观点[48, 49]

图 8 晚中新世柴达木盆地与东亚和南亚地区古环境指标对比图(修改自Nie等[14]) (a)IODP722钻孔叶蜡碳同位素[42];(b)黄土高原西部秦安剖面磁化率[1];(c)临夏盆地氧同位素[41];(d)怀头他拉剖面磁学风化指标[14]
(e)怀头他拉剖面NaCl含量指标[14];(f)怀头他拉剖面平均粒径指标;(g)平滑后的红沟子剖面氯离子含量指标[24]
Fig. 8 Paleoenvironmantal proxy comparison between the Qaidam Basin, the Eastern Asian and the Southern Asian areas. (a)IODP Site 722 leaf wax carbon isotope[42]; (b)Qin'an magnetic susceptibility on the western Chinese Loess Plateau[1]; (c)Oxygen isotope from the Linxia Basin[41]; (d)Huaitoutala magnetic weathering proxy[14]; (e)Huaitoutala NaCl content[14]; (f)Huaitoutala mean grain size; (g)Hongouzi Cl-content[24]. Revised from Nie et al.[14]
5 结论

怀头他拉剖面沉积物的粒度大多属于粉砂、细砂组分,还有少量粘土和中砂。其粒度是由多个组分叠加而成的,表现为多组分的粒度分布特征。通过端元法对剖面的湖相粒度数据进行分析,一共分离出4个端元代表 4种动力过程,分别对应河流相、湖相以及三角洲沉积。

EM1代表河流相的沉积,其主峰的众数粒径为300μm,主要由河流带进湖泊边缘的粗颗粒物质组成,次峰的粒径为10μm,代表少量后期沉降的细颗粒物质;EM2为湖相沉积,主要以细颗粒的悬移组分(20μm)为主,也有少量较细(0.8μm)和较粗(500μm)的成分,可能分别代表化学风化的产物和少量跃移成分;EM3为另一种湖相沉积物,其粒径较细,指示对应的流域降水强度可能小于EM2;EM4为双主峰分布,双主峰对应粒径分别为85μm和25μm,可能对应三角洲环境。因为三角洲环境同时受流水搬运过程和湖泊沉降过程影响,所以EM4粒度分布跟典型河流相和典型湖相沉积都有相似性。

4个端元的含量在晚中新世的变化趋势不是很明显,但变化幅度相对较大,EM1的含量最大值达到了0.92,最小值为0.04;EM2最大为0.67,最小值为0.02;EM3最大值为0.69,最小值为0.04;EM4最大为0.45,最小为0.03。这种变化特点与前人在柴达木盆地西部红沟子剖面保留的蒸发盐记录一致,蒸发盐含量总体趋势变化不明显但是存在大幅度波动状况,指示柴达木古湖面积经历了快速的变化。另外,前人在柴达木盆地怀头他拉剖面附近晚中新世地层中发现了已经灭绝的具爪的奇蹄动物(爪兽)化石,说明晚中新世时期柴达木盆地比现今环境显著湿润。这与沉积相和粒度分析揭示出的湖相地层广泛存在吻合。这些分布于柴达木盆地不同位置的数据共同说明在10~6Ma期间,柴达木盆地的气候变化非常剧烈,是记录气候变化的良好载体。

虽然怀头他拉粒度数据总体趋势不明显,但是平均粒径在约8.3~7.0Ma发生了减小,总结东亚其他地区和南亚地区古气候数据我们推断亚洲大陆在此期间气候显著变湿,是青藏高原隆升的一个直接结果。而7Ma以后气候变干可能反映了大气CO2下降的驱动。而轨道尺度研究表明柴达木盆地气候在约8.3~7.0Ma期间发生了较大幅度的变化,支持青藏高原隆升是气候变化放大器的观点。

致谢: 非常感谢编辑部杨美芳老师和审稿专家在百忙之中对完善本文提出的建设性意见;感谢李再军博士和王飞博士参与数据讨论和解释。本研究得到国家自然科学基金项目(批准号:41422204和41672157) 资助。

参考文献(References)
1
Guo Z T, Ruddiman W F, Hao Q Z, et al. Onset of Asian desertification by 22 Myr ago inferred from loess deposits in China. Nature, 2002, 416(6877): 159-163. DOI:10.1038/416159a
2
鹿化煜, 王先彦, 李郎平. 晚新生代亚洲干旱气候发展与全球变冷联系的风尘沉积证据. 第四纪研究, 2008, 28(5): 949-956.
Lu Huayu, Wang Xianyan, Li Langping. Aeolian dust records indicate the linkage of global cooling and Asian drying in Late Cenozoic. Quaternary Sciences, 2008, 28(5): 949-956.
3
刘东生, 等. 黄土与环境. 北京: 科学出版社, 1985, 1-481.
Liu Tungsheng, et al. Loess and the Environment. Beijing: Science Press, 1985, 1-481.
4
An Z S, Kukla G, Porter S C, et al. Late Quaternary dust flow on the Chinese Loess Plateau. Catena, 1991, 18(2): 125-132. DOI:10.1016/0341-8162(91)90012-M
5
Bianchi G G, Mccave I N. Holocene periodicity in North Atlantic climate and deep-ocean flow south of Iceland. Nature, 1999, 397(6719): 515-517. DOI:10.1038/17362
6
陈敬安, 万国江, 张峰, 等. 不同时间尺度下的湖泊沉积物环境记录——以沉积物粒度为例. 中国科学(D辑), 2003, 33(6): 563-568.
Chen Jing'an, Wan Guojiang, Zhang Feng, et al. Environmental record of the lake sediments in different time scales——The grain size of sediment as an example. Science in China (Series D), 2003, 33(6): 563-568.
7
Chen F, Qiang M, Zhou A, et al. A 2000-year dust storm record from Lake Sugan in the dust source area of arid China. Journal of Geophysical Research:Atmospheres, 2013, 118(118): 1-12.
8
范佳伟, 肖举乐, 温锐林, 等. 达里湖沉积粒度组分-湖面状况定量模型. 第四纪研究, 2016, 36(3): 612-622.
Fan Jiawei, Xiao Jule, Wen Ruilin, et al. A model for the linkage between grain-size component in the Dali Lake sediments and lake level status. Quaternary Sciences, 2016, 36(3): 612-622.
9
郭超, 马玉贞, 刘杰瑞, 等. 过去2000年来西藏羊卓雍错沉积物粒度记录的气候变化. 第四纪研究, 2016, 36(2): 405-419.
Guo Chao, Ma Yuzhen, Liu Jierui, et al. climatic change recorded by grain size in the past about 2000 years from Yanzhog Yumco Lake, Tibet. Quaternary Sciences, 2016, 36(2): 405-419.
10
姜韬, 曾志刚, 南青云, 等. 全新世以来冲绳海槽北部S9孔粒度变化特征及其古气候响应. 第四纪研究, 2015, 35(2): 307-318.
Jiang Tao, Zeng Zhigang, Nan Qingyun, et al. The grain size characteristics of the core S9 sediments in the northern Okinawa Trough and their paleoclimate response since Holocene. Quaternary Sciences, 2015, 35(2): 307-318.
11
李超, 杨石岭, 李阳阳, 等. 河南卢氏盆地张家村组粒度特征与沉积环境研究. 第四纪研究, 2016, 36(6): 1428-1435.
Li Chao, Yang Shiling, Li Yangyang, et al. Grain size characteristics and sedimentary environment of the Zhangjiacun Formation in the Lushi Basin, Henan Province. Quaternary Sciences, 2016, 36(6): 1428-1435.
12
Peng Y, Xiao J, Nakamura T, et al. Holocene East Asian monsoonal precipitation pattern revealed by grain-size distribution of core sediments of Daihai Lake in Inner Mongolia of north-central China. Earth and Planetary Science Letters, 2005, 233(3-4): 467-479. DOI:10.1016/j.epsl.2005.02.022
13
Xiao J, Chang Z, Si B, et al. Partitioning of the grain-size components of Dali Lake core sediments:Evidence for lake-level changes during the Holocene. Journal of Paleolimnology, 2009, 42(2): 249-260. DOI:10.1007/s10933-008-9274-7
14
Nie J, Garzione C, Su Q, et al. Dominant 100, 000-year precipitation cyclicity in a Late Miocene lake from northeast Tibet. Science Advances, 2017, 3(3): e1600762.
15
Fang X, Zhang W, Meng Q, et al. High-resolution magnetostratigraphy of the Neogene Huaitoutala section in the eastern Qaidam Basin on the NE Tibetan Plateau, Qinghai Province, China and its implication on tectonic uplift of the NE Tibetan Plateau. Earth and Planetary Science Letters, 2007, 258(1~2): 293-306.
16
鹿化煜, 安芷生. 前处理方法对黄土沉积物粒度测量影响的实验研究. 科学通报, 1997, 42(23): 2535-2538.
Lu Huayu, An Zhisheng. The effect of pretreatment in grain size experimental of loess sediment. Chinese Science Bulletin, 1997, 42(23): 2535-2538. DOI:10.3321/j.issn:0023-074X.1997.23.017
17
安福元, 马海州, 樊启顺, 等. 粒度在沉积物物源判别中的运用. 盐湖研究, 2012, 20(1): 49-56.
An Fuyuan, Ma Haizhou, Fan Qishun, et al. The application of grain size analysis in sediments provenance discriminance. Journal of Salt Lake Research, 2012, 20(1): 49-56.
18
Lerman A, Baccini P. Lakes——chemistry, geology, physics. Journal of Geology, 1978, 88(2): 249-250.
19
张晓东, 翟世奎, 许淑梅. 端元分析模型在长江口邻近海域沉积物粒度数据反演方面的应用. 海洋学报, 2006, 28(4): 159-166.
Zhang Xiaodong, Zhai Shikui, Xu Shumei. The application of grain-size end-member modeling to the shelf near the estuary of Changjiang River in China. Acta Oceanologica Sinica, 2006, 28(4): 159-166.
20
Yu S Y, Colman S M, Li L. BEMMA:A Hierarchical Bayesian End-Member Modeling analysis of sediment grain-size distributions. Mathematical Geosciences, 2016, 48(6): 723-741. DOI:10.1007/s11004-015-9611-0
21
Ashley G M. Interpretation of polymoal sediments. Journal of Geology, 1978, 86(4): 411-421. DOI:10.1086/649710
22
Visher G S. Grain size distributions and depositional processes. Journal of Sedimentary Research, 1969, 39(3): 1074-1106.
23
孙东怀, 安芷生, 苏瑞侠, 等. 古环境中沉积物粒度组分分离的数学方法及其应用. 自然科学进展, 2001, 11(3): 269-276.
Sun Donghuai, An Zhisheng, Su Ruixia, et al. The mathematical methods and their application to separate sediments in ancient environment. Progress in Natural Science, 2001, 11(3): 269-276.
24
Song C, Hu S, Han W, et al. Middle Miocene to Earliest Pliocene sedimentological and geochemical records of climate change in the western Qaidam Basin on the NE Tibetan Plateau. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2014, 395(2): 67-76.
25
Sun D, Bloemendal J, Rea D K, et al. Grain-size distribution function of polymodal sediments in hydraulic and aeolian environments, and numerical partitioning of the sedimentary components. Sedimentary Geology, 2002, 152(3): 263-277.
26
Wang F, Sun D, Chen F, et al. Formation and evolution of the Badain Jaran Desert, North China, as revealed by a drill core from the desert centre and by geological survey. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2015, 426: 139-158. DOI:10.1016/j.palaeo.2015.03.011
27
Qiang M, Lang L, Wang Z. Do fine-grained components of loess indicate westerlies:Insights from observations of dust storm deposits at Lenghu(Qaidam Basin, China). Journal of Arid Environments, 2010, 74(10): 1232-1239. DOI:10.1016/j.jaridenv.2010.06.002
28
陈少坤, 李强, 王晓鸣. 柴达木盆地晚中新世早期的爪兽化石及其古环境意义. 第四纪研究, 2015, 35(3): 528-538.
Chen Shaokun, Li Qiang, Wang Xiaoming. Chalicothere fossils from the early Late Miocene of the Qaidam Basin, and their paleoenvironmental implications. Quaternary Sciences, 2015, 35(3): 528-538.
29
Rea D K, Snoeckx H, Joseph L H. Late Cenozoic Eolian deposition in the North Pacific:Asian drying, Tibetan uplift, and cooling of the Northern Hemisphere. Paleoceanography, 1998, 13(3): 215-224. DOI:10.1029/98PA00123
30
An Z S, Kutzbach J E, Prell W L, et al. Evolution of Asian monsoons and phased uplift of the Himalayan Tibetan Plateau since Late Miocene times. Nature, 2001, 411(6833): 62-66. DOI:10.1038/35075035
31
Zhang Z, Ramstein G, Schuster M, et al. Aridification of the Sahara Desert caused by Tethys Sea shrinkage during the Late Miocene. Nature, 2014, 513(7518): 401. DOI:10.1038/nature13705
32
马小林, 田军. 15Ma以来海陆记录的轨道-构造尺度东亚季风的演化以及西北内陆的干旱化. 第四纪研究, 2015, 35(6): 1320-1330.
Ma Xiaolin, Tian Jun. East Asian monsoon evolution and aridification of Northwest China viewed from land and sea on the tectonic-orbital time scale since 15Ma. Quaternary Sciences, 2015, 35(6): 1320-1330.
33
祝淑雅, 吴海斌, 李琴, 等. 晚新生代以来中国西北植被演化及反映的干旱化过程. 第四纪研究, 2016, 36(4): 820-831.
Zhu Shuya, Wu Haibin, Li Qin, et al. Aridification in Northwestern China since the Late Cenozoic evidenced by the vegetation change. Quaternary Sciences, 2016, 36(4): 820-831.
34
应红, 宋春晖, 鲍晶, 等. 柴达木盆地东北缘中中新世以来古气候变化. 第四纪研究, 2016, 36(4): 847-858.
Ying Hong, Song Chunhui, Bao Jing, et al. Paleoclimate change since the Middle Miocene in the northeastern Qaidam Basin. Quaternary Sciences, 2016, 36(4): 847-858.
35
Molnar P, Boos W R, Battisti D S. Orographic controls on climate and paleoclimate of Asia:Thermal and mechanical roles for the Tibetan Plateau. Annual Review of Earth & Planetary Sciences, 2010, 38(1): 77-102.
36
Zheng D, Zhang P Z, Wan J, et al. Rapid exhumation at-8Ma on the Liupan Shan thrust fault from apatite fission-track thermochronology:Implications for growth of the northeastern Tibetan Plateau margin. Earth and Planetary Science Letters, 2006, 248(1): 198-208.
37
Yuan D, Ge W, Chen Z, et al. The growth of northeastern Tibet and its relevance to large-scale continental geodynamics:A review of recent studies. Tectonics, 2013, 32(5): 1358-1370. DOI:10.1002/tect.20081
38
Cerling T E, Wang Y, Quade J. Expansion of C4 ecosystems as an indicator of global ecological change in the Late Miocene. Nature, 1993, 361(6410): 344-345. DOI:10.1038/361344a0
39
Quade J, Cater J, Ojha T, et al. Dramatic carbon and oxygen isotopic shift in paleosols from Nepal and Late Miocene environmental change across the northern Indian sub-continent. Geological Society of America Bulletin, 1995, 107: 1381-1397. DOI:10.1130/0016-7606(1995)107<1381:LMECIN>2.3.CO;2
40
何同, 刘连文, 陈旸, 等. 晚中新世-上新世黄土高原佳县红粘土剖面碳同位素记录与C4植被演化. 第四纪研究, 2015, 35(4): 791-800.
He Tong, Liu Lianwen, Chen Yang, et al. Carbon isotope record of authigenic calcite from the northern Chinese Loess Plateau:Implications for C4 vegetation evolution during Late Miocene Pliocene. Quaternary Sciences, 2015, 35(4): 791-800.
41
Fan M, Dettman D L, Song C, et al. Climatic variation in the Linxia Basin, NE Tibetan Plateau, from 13.1 to 4.3Ma:The stable isotope record. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2007, 247(3): 313-328.
42
Huang Y, Clemens S C, Liu W, et al. Large-scale hydrological change drove the Late Miocene C4 plant expansion in the Himalayan foreland and Arabian Peninsula. Geology, 2007, 35(6): 531-534. DOI:10.1130/G23666A.1
43
Nie J, Song Y, King J W, et al. Consistent grain size distribution of pedogenic maghemite of surface soils and Miocene loessic soils on the Chinese Loess Plateau. Journal of Quaternary Sciences, 2010, 25(3): 261-266. DOI:10.1002/jqs.v25:3
44
Zhou L, Oldfield F, Wintle A, et al. Partly pedogenic origin of magnetic variations in Chinese loess. Nature, 1990, 346(6286): 737-739. DOI:10.1038/346737a0
45
Maher B A. Palaeoclimatic records of the loess/palaeosol sequences of the Chinese Loess Plateau. Quaternary Science Reviews, 2016, 154: 23-84. DOI:10.1016/j.quascirev.2016.08.004
46
Herbert T D, Lawrence K T, Tzanova A, et al. Late Miocene global cooling and the rise of modern ecosystems. Nature Geoscience, 2016, 9(11): 843. DOI:10.1038/ngeo2813
47
An Z, Wu G, Li J, et al. Global monsoon dynamics and climate change. Journal of Earth Environment, 2015, 43(1): 29-77.
48
Liu Xiaodong. The Tibetan Plateau as amplifier of oribital-scale variability of the East Asian monsoon. Geophysical Research Letters, 2003, 16(30): 28-35.
49
潘保田, 李吉均. 青藏高原:全球气候变化的驱动机与放大器——ⅢⅢ.青藏高原隆起对气候变化的影响. 兰州大学学报(自科版), 1996, 32(1): 108-115.
Pan Baotian, Li Jijun. Qinghai-Tibetan Plateau:A driver and amplifier of the global climate change-Ⅲ.The effects of the uplift on Qinghai-Tibetan Plateau on climatic changes.. Journal of Lanzhou University(Natural Sciences), 1996, 32(1): 108-115.
A grain size study on Late Miocene Huaitoutala section, NE Qaidam Basin, and its implications for Asian monsoon evolution
Nie Junsheng, Li Man     
( Key Laboratory of Western China's Environmental System(Ministry of Education), College of Earth Environmental Sciences, Lanzhou University, Lanzhou 730000)

Abstract

In this paper, we applied End-Member unmixing method developed by previous workers to try to separate different processes determining grain size distribution in the Huaitoutala section in the northeastern Qaidam Basin, northeastern Tibet. The section spans from:37°13'48.5"N, 96°43'02.0"E to 37°14'37.0"N, 96°44'11.4"E. The total thickness of the section is ca. 4500m. This section has been dated with paleomagnetic dating and the age model of the middle portion(ca.1100m in thickness)of the section dominated by lacustrine sediments was further refined based on higher-resolution sampling, resulting in a solid age model constraint for the portion deposited between 10Ma and 6Ma. We reveal that the grain size data can be decomposed into 4 End-Members. End-Member 1 consists of a sand-sized main component and a silt-sized minor component. The grain size pattern is similar to fluvial sand reported before. So we attribute this End-Member to fluvial component. End-Member 2 and 3 consist of a silt-sized main component and two minor components, similar to typical lake deposits reported before. We attribute these two End-Members to lacustrine deposits with End-Member 2 indicating wetter climate than End-Member 3. It is hard to find a modern analog for End-Member 4 which exhibits a bimodal main peak distribution and some minor components. Loess is reported to exhibit similar bimodal main peak distribution pattern but the grain size is significant smaller than the End-Member 4 here. We attribute End-Member 4 to dalta depositing processes which are affected by both fluvial processes and lacustrine processes. This explains why this End-Member shows similar pattern both to End-Member 1 and End-Member 2 or 3. The relative content of these End-Members all show significant fluctuations, similar to evaporate mineral content variations reported from the other sites in the Qaidam Basin. However, separating 4 End-Members from the bulk grain size data allows a better understanding of different depositional processes through time. The mean grain size of the studied section decreased during ca. 8. 3~7. 0Ma, indicating higher lake level and larger lake area in the Qaidam Basin. To further test this hypothesis, we compiled paleoenvironmental proxy records from both Eastern and Southern Asia areas. These data consistently showed that climate was wetter in Asian continent during ca. 8. 3~7. 0Ma, likely associated with Asian monsoon precipitation intensification. We attribute monsoon intensification to Tibetan uplift because substantive evidence existed about northeastward growth of the Tibetan Plateau around 8Ma. Considering global sea surface temperature variations, we attribute the Qaidam drying after 7Ma to atmospheric CO2 forcing. Orbital timescale studies reveal that Qaidam climate experienced larger amplitude fluctuations during ca. 8. 3~7. 0Ma, confirming the opinion that the Tibetan uplift can increase climate system's sensitivity to insolation forcing.
Key words: Qaidam     End-Member analysis     grain size     Miocene     Asian monsoon