2020, Vol.40
2 中国地质大学(武汉), 流域关键带演化湖北省重点实验室, 湖北 武汉 430074;
3 中国地质大学(武汉)环境学院, 湖北 武汉 430074;
4 汕头大学海洋科学研究院, 广东 汕头 515063)
青藏高原东北部是东亚季风边缘区、亚洲内陆干旱区以及青藏高原高寒区的交汇区，受中纬西风环流与东亚季风环流交替控制[1~3]，对环境变化极为敏感[4]。由于该区临近亚洲内陆荒漠，地处黄土与沙漠接触过渡带，生态环境脆弱[5]，在冰期时曾发生严重的荒漠化而成为黄土高原重要的物源区[6~12]。因此，该区是研究地质历史时期季风与西风相互作用、荒漠边界带变化、高原生态环境演化的关键区域。然而，前人在该区进行古环境重建时，主要集中在恢复古降水[13~18]和古温度[19~22]方面，对古大气环流的重建相对较少且主要依据气候模拟[1~2]，而缺乏地质记录方面的研究。
古大气环流是古环境的一个重要组成部分[23]。恢复青藏高原东北部的古大气环流具有重要的意义：一方面，大气环流影响着该区气候和生态地理的分布特征[24]，恢复古大气环流对于揭示该区的古环境面貌具有重要意义；另一方面，青藏高原东北部是黄土高原重要的物源区之一[6~12]，研究粉尘源区的大气环流对于揭示粉尘搬运路径、明确黄土物源区及其在不同时期的变化等均具有指示意义；此外，青藏高原东北部生态环境脆弱，土地沙化严重[25~30]，古大气环流的重建有利于了解季风边缘区风沙环境的形成和演化历史，揭示荒漠进退的主控因素和发生规律，可为该区的生态环境保护以及治沙工程提供理论指导[31]。
古风向重建是恢复古大气环流格局最直接的证据[23]。在干旱-半干旱区，受风力作用影响形成的各种风蚀地貌和风沙堆积地貌均可用于重建古风向。如风蚀雅丹的排列方向平行于主风向，而对于风沙堆积地貌，其形态特征和内部的前积层理均可指示风向[31]。例如，纵向沙丘的走向与主风向基本一致，而横向沙丘(如新月形沙丘、新月形沙丘链以及格状沙丘等)的迎风坡较缓，背风坡较陡，其排列方向与主风向垂直[31]。在横向沙丘中，新月形沙丘顺风延伸的两个尖角(称兽角或翼)是重建古风向最简单可靠的指征[31]。另一方面，沙丘内部的前积纹层产状也是重建古风向的重要依据，尤其是在沙丘形态特征不明的古风成砂岩的研究中，通过统计前积层的倾向而恢复古风向得到了广泛的应用[32~35]。
共和盆地位于青藏高原东北部，是高原第二大流沙区[36]。盆地内保存有多处半固定和固定的横向沙丘群，是开展古风向研究的良好载体。我们在对共和盆地进行野外考察时，在盆地的中南部发现一处古沙丘群。本文对其中修公路挖开的一个新月形古沙丘及上覆黄土进行了光释光测年，并依据该沙丘的平面形态和前积层产状恢复了该地的古风向，在此基础上探讨了青藏高原东北部古风向的主控因素及其对黄土物源的启示。
1 研究区概况共和盆地(35°30′~37°00′N，98°30′~101°30′E)位于青藏高原东北缘，盆地四周被山地环绕，其北为青海南山与青海湖盆地分隔，东北为瓦里贡山、拉脊山和日月山，南依昆仑山系的哇洪山、鄂拉山以及河卡山，东接秦岭山系的西倾山(图 1)。整个盆地平面形态呈葫芦形，沿WNW-ESE分布，盆地西北窄，东南宽。盆地长约300 km，宽50~60 km，总面积约13800 km2。盆地海拔在2400~3800 m之间变化，地势西北高东南低。黄河从盆地东部贯通切穿而过，并在其西北侧发育了一系列河流阶地[37]。
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图 1 共和盆地地形及研究地点 TGM——塘格木剖面(Tanggemu section)；LG——拉干剖面(Lagan section)；MGTB——木格滩B剖面(Mugetan B section)；GB082——共和盆地082剖面(Gonghe Basin 082 section) Fig. 1 The topography of the Gonghe Basin and the studied locations referred in the text |
共和盆地属晚新生代断陷盆地[38]。古近纪末，强烈的构造运动使得早期夷平面解体，盆地雏形开始出现。自中新世以来，盆地开始接受沉积，新近纪以来堆积了厚层湖相和河湖相碎屑岩，被划分为曲沟组和共和组[39]。最新的研究表明，共和古湖在早更新世被河流切开而消亡，并形成“三塔拉”、“二塔拉”、“一塔拉”等十余级河流阶地[37]。早期的松散沉积物为后期的风沙活动提供了丰富的沙源。
共和盆地年均温为3.7 ℃，年均降雨量310 mm[5]。受东亚夏季风影响，降雨主要集中在5~9月，年均蒸发量1220 mm[5]，属于高原干旱半干旱气候。共和盆地当前高空盛行西风，近地面受蒙古高压以及羌塘高压影响，盛行西北风[40]，大风天气出现次数多且风力强劲。陈宗颜等[36]对共和盆地茶卡、共和、贵南从西北至东南的3个气象站2012~2015年的风况资料进行研究，发现共和盆地当前的主风向为WNW，自西北向东南风速逐渐减小，起沙风主要发生在冬春季。徐叔鹰等[40]统计了共和盆地各季大风日数及其频率，发现冬春季大风出现次数最多并影响着沙丘的进退。受强烈西北风影响，盆地内各种风蚀地貌以及风积地貌广泛发育，沙珠玉、塘格木、英德尔、更尕海等地以西为风蚀地貌，而盆地以东直至木格滩等地区主要表现为风积地貌[36]，活动和半固定的新月形沙丘、新月形沙丘链、格状沙丘、沙垄、复合沙垄等广泛分布。
2 新月形古沙丘的特征在对共和盆地进行野外考察时，我们在盆地中南部的铁盖乡哦索附近发现一系列固定的古沙丘。这些沙丘现已被厚1~2 m的黄土所覆盖，但仍可识别出明显的迎风坡和背风坡，以及顺风延伸的两个兽角，可清楚地辨识出这些沙丘为新月形沙丘。依据这些沙丘的排列方向，可大致测量出当时的古风向为NNW方向(320°~340°)的西北风，与盆地中现存的一些活动沙丘指示的风向一致[36]。
本文所研究的新月形古沙丘(OS剖面：35.917°N，100.226°E；海拔3187 m)位于三塔拉阶地面上，其迎风坡较缓，背风坡较陡(图 2a)。由于道路开挖使得沙丘内部结构得以出露，其下部显示出倾向较为一致的斜层理(图 2a)。如图 3所示，整个剖面出露厚度约7 m，未见底。剖面顶部160 cm为灰黄色砂质黄土，可见少量现代植物根系；160~210 cm为具有平行层理的风成砂，由下到上粒度逐渐变细；210 cm以下为发育明显斜层理的风成砂，层理产状基本一致，倾角为32°左右(图 3)。这一倾角符合风成砂前积层休止角的变化范围，据此我们认为该斜层理为风成沙丘移动产生的前积层，其倾向可指示当时的古风向。我们在野外选择了两处发育较好的斜层理测量产状，测得倾向分别为145°、160°，倾角均为32°(图 2b和2c)。根据倾向判断，当时的古风向为西北风(325°~340°)，这与该新月形古沙丘的排列方向所指示的古风向一致。
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图 2 新月形古沙丘的野外特征及其前积层产状 Fig. 2 Field characteristics of the inactive barchan dune in the Gonghe Basin. Note that the foreset beds indicate a northwest wind |
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图 3 研究剖面的岩性特征 Fig. 3 Lithological characteristics of the studied section |
为测定该新月形古沙丘的形成年代，我们对风成砂及其上覆黄土进行了光释光样品采集。采样时，首先至少清除30 cm的风化表层，之后用长30 cm的不锈钢管水平砸进剖面取样，为避免水分散失，取出后立即用胶带封堵钢管两端。我们分别在剖面122 cm(黄土)、170 cm(风成砂)和230 cm(风成砂)共3处采集了3个光释光样品，编号分别为17OS-1、17OS-2和17OS-3(图 3)。
光释光样品的前处理和等效剂量测定依据赖忠平课题组推荐的方法[41]。实验在中国地质大学(武汉)教育部长江三峡库区地质灾害研究中心光释光测年实验室完成。在暗室将野外所采光释光样品钢管两端3~4 cm样品去掉，取钢管中部的样品提取石英和测定等效剂量。样品首先用浓度10 %的盐酸和30 %的双氧水分别除去碳酸盐和有机质，之后对剩余样品进行湿筛以分离不同粒径。对于黄土样品，过筛后选用38~63 μm的中颗粒组分用浓度35 %的氟硅酸浸泡两周以去除长石矿物；对于风成砂样品，过筛后选用90~125 μm的粗颗粒组分，用浓度40 %氢氟酸溶蚀40 min去除长石矿物和石英颗粒表面被α粒子辐照的部分，然后将样品用浓度10 %的盐酸清洗以除去反应生成的氟化物。样品烘干后去掉其中的磁性矿物，制片上机测试，利用单片再生剂量法(SAR)测定样品的等效剂量De。测试时首先检测石英纯度，尽可能排除长石信号的污染。如图 4所示，石英释光信号衰减迅速，以快组分信号为主，故可用SAR法进行测试。样品的剂量响应曲线如图 5所示，所选取的再生剂量值也均在合理范围内。而对于剂量率的测定，从钢管两端取出大约20 g样品进行U、Th、K含量的测定，再根据样品的埋藏深度，预估历史含水量，海拔，地磁纬度等参数计算年剂量D，根据n=De/D即可求得样品年龄。
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图 4 样品自然信号衰退曲线 Fig. 4 Decay curves for samples 17OS-1 and 17OS-2 |
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图 5 样品剂量响应曲线 Fig. 5 Dose-response curves for samples 17OS-1 and 17OS-2 |
经测定，取于该剖面黄土底部的样品17OS-1的年龄为9.2 ka，而下伏风成砂样品17OS-2的年代为11.3 ka(表 1)。17OS-3样品由于未知原因未得到可靠的年龄数据。值得注意的是，本文所测得的风成砂和上覆黄土的释光年代与前人在共和盆地南缘塘格木、拉干、木格滩等地区(位置见图 1)所测得的古风成砂及黄土的年代结果基本一致[25~27]。依据这一年龄框架，研究剖面由风成砂向黄土沉积的转变发生在约10 ka，反映了该沙丘的固定主要发生在早全新世，这与前人[25~27]所获得的共和盆地风沙活动大范围减弱的年代一致(表 1)。
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表 1 共和盆地风成砂和黄土的光释光测年结果 Table 1 OSL dating results of aeolian sand and loess in the Gonghe Basin |
新月形沙丘是横向沙丘中最简单的一类，其顺风延伸的两个兽角(或称两翼)和前积层倾向均能够准确地指示近地面的主风向[31]。我们野外考察所发现的新月形古沙丘群中各沙丘的排列方向大体相同，沙丘两翼均指向东南，指示当时近地面盛行西北风，与我们依据前积层倾向所确定的主风向基本一致。结合我们对该新月形古沙丘形成年代的测年结果和前人对共和盆地南缘风成砂和上覆黄土的定年[25~27]，我们认为早全新世11 ka左右共和盆地风沙活动大范围减弱，此时近地面盛行西北风。
某一地区的风向特征主要取决于控制该地区的大气环流以及地形特征[24, 36]。共和盆地主要受控于中纬西风环流以及东亚季风环流[1~3]。西风是影响共和盆地高空的主要大气环流，新月形古沙丘的前积层倾向指示了盆地早全新世盛行西北风，表明此时盆地近地面主要受东亚冬季风影响，尽管近地面也有西风存在，但显然其强度较弱，对沙丘形态的塑造影响甚微。这与共和盆地当前的大气环流模式一致[36]。
除大气环流外，盆地地形对近地面古风向的影响也不容忽视。共和盆地南北两侧分布着北西-南东走向的高山，与盛行风一致的地形使得西北风更强劲[42~43]，且盆地中部较窄，狭管效应也会明显提高风速。然而，东亚冬季风是一个浅薄系统，主要控制着低层对流层[1, 44]，且盆地以北受到海拔4000 m以上的祁连山脉的阻挡，冬季风似乎很难直接影响到共和盆地，那么这些近地面的西北风又是从何而来呢？其西部平均海拔相对较低的柴达木盆地可能是冬季风的主要通道。由西伯利亚高压产生的冬季风南下时，受青藏高原阻挡多以西北风进入到我国东亚季风区，但也有一支为东北风，沿阿尔金山以北进入塔里木盆地[44]。Yang等[45]认为分隔塔里木和柴达木盆地的阿尔金山存在3个相对低矮的山口，海拔在3000~3200 m之间，冬季风通过这些山口直接影响了柴达木盆地的气候；吴桐雯等[46]对阿尔金山高程数据进行分析，也认为茫崖地区、索尔库里地区和柴达木大门口地区是冬季风和西风的主要通道；徐叔鹰等[40]指出，柴达木盆地与共和盆地之间分布的低矮山地难以对西北风起到显著的屏障作用。因此，冬季风很可能经由阿尔金山口进入并横穿广阔的柴达木盆地，并越过共和盆地西部相对低矮的山脉，由西北-东南方向进入共和盆地，控制着盆地内的主风向(图 6)。此外，高原由于其巨大的海拔及面积在冬季成为冷源，高原面上形成羌塘高压，地面出现反气旋环流，与冬季风共同影响盆地内盛行风向的变化，尤其在冬春季，风力强劲，大风天气出现的频率更高。
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图 6 共和盆地早全新世近地面风向示意图 Fig. 6 Sketch map of the Early Holocene near-surface wind direction in the Gonghe Basin |
研究表明，青藏高原东北部的主导风向在冰期和间冰期存在显著变化，主要与冰期-间冰期西风和东亚季风在该区的交替作用有关[1~3]。气候模拟显示，末次冰期西风带的主轴位于青藏高原东北部上空[47]，该区近地面盛行西风[1, 47]。而在现今的间冰期，西风带主轴北移到48°N左右，西风对高原东北部的影响显著减弱，而东亚季风的影响显著加强[1, 47~48]。闫满存等[24]对邻近共和盆地的巴丹吉林沙漠古风成砂前积层产状的统计研究发现，末次冰期巴丹吉林地区盛行西风，而随后的全新世盛行西北风；吴桐雯等[46]基于对共和盆地以西柴达木盆地的风蚀地貌的遥感解译，认为柴达木盆地在末次冰期盛行西风，而至少在晚全新世以来盛行西北风。这些研究表明，青藏高原东北部在末次冰期和全新世的盛行风向可能经历了由西风向西北风的转变。有理由相信，处于同一地区的共和盆地也会经历这一转变。我们的研究表明，共和盆地在早全新世的主导风向为西北风，表明此时东亚冬季风对该区的影响已凸显，成为全新世以来影响共和盆地风沙运动的主风向。值得注意的是，与共和盆地邻近的青海湖盆地在早全新世也经历了由西风气候向季风气候主导的转变[1]。遗憾的是，我们目前尚未在共和盆地和青海湖盆地发现末次冰期形成的风成砂层，因而不能提供冰期时青藏高原东北部古风向的直接证据，这可能与冰期时风沙的不断运动以及强烈的侵蚀作用有关[28]。
4.2 对黄土物源的启示目前，关于黄土高原确切物源区以及黄土物源在冰期和间冰期是否存在显著变化的问题尚存在争议[7~12]。产生争议的一个重要原因在于，目前很可能还存在一些尚未被认识到的重要潜在物源区。值得注意的是，包括共和盆地在内的青藏高原东北部古沙丘以及现代流沙广泛分布[5, 25~28, 36]，一些研究认为该区在冰期时存在大面积的荒漠[9, 11, 25~28]。并且，模拟研究显示冰期时西风带南移[47]，导致该荒漠区位于黄土高原的上风方向[48]。冰期期间荒漠的扩张和西风带的南移很可能导致该区成为黄土高原重要的源区之一。因此，共和盆地古风向的重建对黄土物源的研究具有一定指示意义。
从搬运粉尘的风动力角度考虑，我们的研究揭示出共和盆地自早全新世以来近地面盛行西北风，而不再盛行冰期时的西风[24, 47~48]，这一风向的转变将导致该区不再位于黄土高原的正上风方向，因而粉尘向黄土高原的输送将大为减少。另一方面，由于全新世以来东亚夏季风的加强[14~19, 49~52]，导致包括共和盆地在内的青藏高原东北部的荒漠面积大范围减小，并开始发育黄土堆积[25~27]。因此，青藏高原东北部风向的转变和荒漠面积的大范围减小无疑会导致该区在全新世期间不再是黄土高原重要的物源区。
以上仅是末次冰期和全新世的情况。考虑到中更新世以来全球气候发生了多次大幅度的冰期-间冰期旋回，青藏高原东北部很可能也经历了多次的风向转变和沙漠进退。在这些变化中，青藏高原东北部只有在冰期时才能作为黄土高原的物源区，而间冰期则不能[11]。值得注意的是，一些研究发现，黄土高原的粉尘物源在冰期-间冰期和空间上均存在明显的不同[7~10, 12]。例如，Xiao等[10]发现，黄土高原西部的黄土层和古土壤层样品的碎屑锆石年龄分布存在明显差别，这种差别可能与冰期时青藏高原东北部的物源贡献增加有关；而Jeong和Lee[12]在研究中国黄土的矿物特征时发现，有些黑云母颗粒中包含硫酸盐包裹体，这种黑云母颗粒在黄土高原西部明显较东部多，指示其很可能来自青藏高原东北部。此外，研究表明，黄土高原冰期时的粉尘传输主要受西风影响，明显不同于间冰期时的西北风，也表明粉尘源区和传输风向发生了明显的变化[53]。因此，黄土高原粉尘物源在冰期-间冰期旋回和空间上的变化很可能与青藏高原东北部周期性的荒漠化和风向转变有关。当然，这一点仍需今后进一步研究证实。
5 结论本文对青藏高原东北部共和盆地中代表性的新月形古沙丘进行了光释光测年研究，并利用其平面形态以及前积层产状恢复了当时的古风向。结果显示，共和盆地新月形古沙丘群固定于全新世早期，这些新月形古沙丘群所记录的古风向为与现今东亚冬季风一致的西北风。上述结果指示着该区早全新世以来开始受控于东亚季风的影响，东亚冬季风影响的凸显使该区盛行西北风，而东亚夏季风的加强使该区风沙活动大范围减弱。这些结果与前人对该区早全新世古风向的模拟和古环境的重建结果一致。同时，前人的研究揭示出该区在末次冰期时发生了广泛的荒漠化，并盛行西风。因此，末次冰期时，包括共和盆地在内的青藏高原东北部很可能是黄土高原重要的粉尘物源区；而全新世以来，由于风向的转变使得该区不再位于黄土高原的正上风方向，同时，荒漠范围的缩小也使该区无法为黄土高原提供大量的粉尘物质，从而导致该区不再是黄土高原重要的物源区。考虑到全球气候自中更新世以来发生了多次大幅度的冰期-间冰期旋回，青藏高原东北部很可能也经历了多次的风向转变和沙漠进退。在这些冰期-间冰期旋回中，高原东北部只有在冰期时才能作为黄土高原的物源区，而间冰期则不能。青藏高原东北部周期性的荒漠化和风向转变很可能是引起黄土高原粉尘物源在冰期-间冰期旋回以及空间上变化的重要原因。
致谢: 感谢3位匿名审稿专家和编辑老师多次提出的宝贵意见和建议。曹敏、敖苏日娜、邓艳青同学在光释光实验过程中提供了帮助，课题组赵卿宇、高慧、陈瑞生、孟晓庆、彭贤哲、潘卿、李欣霞、申艳飞同学在野外采样以及论文写作中给予了支持，在此一并致以衷心感谢!
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2 Hubei Key Laboratory of Critical Zone Evolution, China University of Geosciences(Wuhan), Wuhan 430074, Hubei;
3 School of Environmental Studies, China University of Geosciences(Wuhan), Wuhan 430074, Hubei;
4 Institute of Marine Science, Shantou University, Shantou 515063, Guangdong)
Abstract
The Northeastern Tibetan Plateau (NETP) is located in the transitional zone between the Chinese Loess Plateau (CLP) and interior Asian deserts. Its climate is influenced by the interplay of the mid-latitude Westerlies and East Asian monsoon circulations. Previous studies suggested significant desert advance and retreat in the NETP on glacial-interglacial cycles, indicating that this area may serve as an important potential source area for the Chinese Loess Plateau in glacial times. Reconstruction of paleo-atmospheric circulation pattern of the NETP would provide essential evidence for reconstructing the paleo-environment of this area, exploring the provenance of the CLP, and assessing the validity of climate models for East Asia. However, there is still lack of the paleo-atmospheric circulation reconstruction for the NETP.Our recent field investigation revealed that the Gonghe Basin (35°30'~37°00'N, 98°30'~101°30'E) in the NETP preserves large amounts of ancient dunes, which could provide direct evidence of paleo-wind directions. Based on the optically stimulated luminescence (OSL) dating and the foreset bedding dip directions, we reconstructed the paleo-wind directions from a representative inactive barchan dune that laying on the Santala platform (the oldest Yellow River terrace) in the Gonghe Basin. The studied dune (35.917°N, 100.226°E; 3187 m a.s.l.) is over 5.5 m in thick, and covered by 1.6 m-thick loess. The results indicate that the dune was fixed in the Earliest Holocene (ca.11.3 ka), and it was formed by a northwest paleo-wind, consistent with the direction of current winter monsoon. Our results suggest that the climate of NETP have been dominated by East Asian monsoon circulations since the Earliest Holocene. Specifically, the onset of the East Asian winter monsoon probably has led to a northwest wind, and the increase of summer monsoon rainfall probably has significantly weakened the aeolian activities in the Gonghe Basin. These results are in line with previous studies on the reconstruction of Holocene Asian monsoon history and the modelling results of Holocene wind directions.Previous studies have demonstrated that, during the last glacial period, there were widely distributed deserts in the NETP, and the area was probably dominated by westerly winds. These scenarios were significantly different from the Holocene that the area was covered by loess and dominated by the northwest winds. As such, the NETP was likely to be one of important source areas of the CLP in the last glaciation, because these deserts were located in the upwind of the CLP. However, the NETP were no longer as the source area of the CLP since the Earliest Holocene, as these deserts have significantly retreated and the wind direction has changed. The periodically variations of deserts and wind directions over the NETP during the Late Quaternary glacial-interglacial cycles were thus probably the main reasons for the spatial and glacial-interglacial variations in loess provenance of the CLP.