0 引言

随着全球气候变冷^[1-4]和青藏高原隆升^[5-7]，亚洲环境发生了深刻变化，其中最显著的变化就是亚洲内陆干旱化^[8-12]、季风环流系统的形成和发展^[13-15]。气候系统的调整对人类生存和人类社会的发展会产生极为深刻和广泛的影响，因此其演化历史及驱动机制备受科学界的关注^[16]。我国西北地区地处亚洲内陆，对其晚新生代干旱化历史的认识有助于理解亚洲内陆乃至全球的气候演化历史，是开展相关研究的一个重要区域。

近年来，岩石磁学方法被广泛应用于古气候研究与古环境重建^[17-18]。聚焦于亚洲内陆晚新生代干旱化历史，前人基于黄土—古土壤序列、湖泊与海洋沉积物的岩石磁学研究成功反演了晚新生代气候历史^[19-22]。亚洲内陆面积广阔，更多的研究有助于更好地揭示该地区晚新生代气候演化的历史。基于此，本文选择新疆天山北麓柴窝堡盆地南缘晚新生代陆源沉积物为研究对象，基于磁性地层年代学研究建立的时间标尺，揭示了研究剖面陆源沉积物岩石磁学性质及其变化特征，并基于沉积粒度分析、漫反射光谱测试等，探讨了影响磁学性质的主要因素，进一步探讨了研究区晚新生代古气候特征。

1 区域概况

新疆天山北麓柴窝堡盆地东起达坂城，西至西山，南起南天山，北至博格达山(东天山)，东西长120 km，南北宽20~30 km^[23]。盆地东部为中、高山，西部为低山丘陵(图 1A)。盆地内多年平均气温为6.5℃，多年平均降水量为248.8 mm，多年平均蒸发量为2 607.3 mm^[24]。

柴窝堡盆地是一个中、新生代都有明显构造活动的复合型盆地^[25]。盆地南北两侧均为强烈上升的挤压褶皱断块山地，山区河流发育，成为盆地内碎屑沉积物的运输通道。构造上，柴窝堡盆地南以柴窝堡南缘逆断裂为界，与依连哈比尔尕复背斜相接；北以乌拉泊—白杨沟隐伏断裂与博格达复背斜相邻^[26]。地层上，柴窝堡盆地的基底主要包括二叠系、三叠系和侏罗系地层，盆地沉积则包括新生界和第四系沉积地层，其中新生界地层岩性主要以泥岩、粉砂岩和砂岩为主，其上部含有一定厚度的砾岩，而第四系地层主要为厚层的砂砾石堆积。在柴窝堡盆地南缘，由于柴窝堡盆地南缘断裂北支(即板房沟断裂)的逆冲作用，发育形成了萨尔乔克背斜^[27-28]。尽管萨尔乔克背斜的地貌表现不是特别典型，但乌鲁木齐河在此产生了强烈的下切侵蚀，从而沿河谷形成了露头条件较好的晚新生代地层剖面(下文统称为乌鲁木齐河剖面，图 1B)，笔者选择这些天然地层露头开展本文的研究工作。

2 剖面岩性特征与年代标尺

野外实测的乌鲁木齐河剖面厚度约为303 m(图 2)。剖面岩性主要包括泥岩与砾岩，其中砾岩主要分布在60~190 m深度范围。剖面中泥岩主要呈现为浅棕红色，剖面上部的泥岩稍浅，略呈黄色；砾岩层呈灰色，部分层位由于含一定量的黏土而呈现为浅棕红色。综合来看，剖面主要由棕黄色和浅棕红色泥岩组成，但是剖面中间部分为灰色砾岩与浅棕黄色泥岩互层(图 2)。根据岩相组合特征，乌鲁木齐河剖面沉积环境应该属于冲积扇—湖泊沉积体系^[28]，与天山北麓晚新生代的沉积环境一致^[29]。野外考察发现，乌鲁木齐河剖面地层产状的最大特征在于地层倾角在靠近背斜核部(北)的位置最大，向背斜翼部逐渐变小^[28]。剖面中没有明显的地层错断和不整合，剖面地层应为连续沉积所形成^[28]。

对于乌鲁木齐河剖面的地层年代，Lu et al.^[28]进行了详细的磁性地层学研究。在剖面中布置了82个采样点，共采集古地磁样品184个。基于热退磁结果，最终用于建立乌鲁木齐河剖面磁极性柱的样品数为64个。选用Lourens et al.^[30]的标准极性柱进行对比，进一步结合乌鲁木齐河剖面上覆的冲积砾石层的年代^[28]，给出了图 2所示的对比结果。根据这一对比结果，确定乌鲁木齐河剖面的底界年龄为~6.8 Ma，顶界年龄为~3.3 Ma(图 2)。这一磁性地层研究为探讨乌鲁木齐河剖面晚新生代陆源沉积物的岩石磁学特征及其古环境意义提供了可靠的时间标尺。

3 研究方法

本文基于在古地磁采样点获得的样品，进行了岩石磁学、漫反射光谱、沉积粒度以及稀土元素等方面的测试与分析。

所有样品经研磨后在烘箱中烘干，温度控制在35℃。称取7.0 g烘干样并用塑料保鲜膜包紧，装入磁学专用盒并压实。利用Bartington MS2双频磁化率仪测量低频(0.47 kHz)和高频(4.7 kHz)磁化率(χ_lf，χ_hf)，计算频率磁化率χ_fd%=[(χ_lf-χ_hf)/χ_lf]×100。利用Molspin交变退磁仪(交变磁场峰值100 mT，直流磁场0.04 mT)产生非磁滞剩磁(ARM)，以Minispin旋转磁力仪测定ARM(本文表达为其磁化率形式χ_ARM)。随后利用Molspin脉冲磁化仪获得样品在1 T，-100 mT和-300 mT磁场下的等温剩磁(IRM)，并利用旋转磁力仪测定。本文中将1 T磁场中获得的IRM称为饱和等温剩磁(SIRM)，并计算退磁参数S_-100mT=[(SIRM-IRM_-100mT)/(2×SIRM)]×100、S_-300mT=[(SIRM-IRM_-300mT)/(2×SIRM)]×100^[31]，以及χ_ARM/χ_lf和χ_ARM/SIRM。岩石磁学测试在华东师范大学河口海岸学国家重点实验室完成。

所有样品进行漫反射光谱测试。将烘干样置于玛瑙研钵中研磨，之后将粉末状样品压进直径4 cm的圆塑料环中。样品漫反射光谱测试所用仪器为Perkin Elmer Lambda 900 spectrophotometer，测量光谱范围为400~700 nm，步长为0.5 nm，扫描速度为300 nm/min，对实验数据进行一阶导数分析。通常，一阶导数的波峰指示分析样品中是否存在黏土矿物及磁性矿物^[32]。根据Ji et al.^[32]的方法，进一步计算每个样品的红度值，其为样品在波长630~700 nm间的漫反射强度总和与波长400~700 nm间的漫反射强度总和的比值，常用来指示沉积物中铁氧化物的含量^[32]。漫反射光谱测试在华东师范大学河口海岸学国家重点实验室完成。

对剖面中所有样品进行了沉积粒度分析。先用5% H₂O₂和0.2 g/mol HCl去除样品中的有机质和碳酸盐，之后向样品中加入0.5 g/mol(NaPO₃)₆并进行超声波震荡分散。充分震荡过后的样品用于粒度测试，测试仪器为Mastersizer 2000激光粒度仪，测量范围0.04~2 000 μm，测试误差小于1%。测试过程中样品浓度控制在10%~15%，通常为13%~14%。粒度测试在华东师范大学地理科学学院完成。

为探讨沉积物源对乌鲁木齐河剖面磁学特征的可能影响，基于磁学测量结果，本文选择部分样品进行了稀土元素分析，测试分析在同济大学海洋地质国家重点实验室完成，分析步骤详见邵磊等^[33]。测试仪器为VGX7型电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)，标准样GSR5、GSR6和GSR9用来控制测试精度，测试误差小于2%。

4 结果

如图 3所示，岩石磁学参数分别在~6.3 Ma、~5.2 Ma发生了明显的变化。根据这种变化，将乌鲁木齐河剖面划分为三层：第一层(0~64 m)、第二层(64~141 m)、第三层(141~303 m)，各层的磁学特征如下所述。

4.1 磁性矿物粒度

χ_fd(%)反映超顺磁(SP)与单畴(SD)颗粒界限附近细黏滞性超顺磁颗粒对磁化率的贡献^[34]。当χ_fd < 5%时，SP颗粒对磁化率的贡献较小；当χ_fd% > 5%时，SP颗粒对磁化率的贡献较大^[35]。如图 3d所示，乌鲁木齐河剖面中χ_fd基本上都小于5%，表明SP颗粒对磁化率的贡献较小。

χ_ARM/χ_lf常被用作指示磁性矿物晶粒大小，高值反映较细的单畴颗粒，低值指示较粗的多畴颗粒。若样品中含有大量的SP颗粒，也可能造成χ_ARM/χ_lf的低值^[36]。而χ_ARM/SIRM也常被用来指示磁性矿物的晶粒大小，但是该参数不受SP颗粒的影响^[37]。在乌鲁木齐河剖面中，χ_fd 值较低(图 3d)，表明该剖面中SP颗粒含量较低，因此SP颗粒对于χ_ARM/χ_lf的影响不大。在第一层到第二层间，χ_ARM/χ_lf随深度变深，呈现减小趋势，说明磁性矿物颗粒变粗。在0~78 m之间，χ_ARM/χ_lf的值相当大，表明该层位磁颗粒相对较细。在第三层，χ_ARM/χ_lf的值相对来说比较稳定，总体上有增大的趋势，表明了磁性矿物颗粒变细。

4.2 磁性矿物类型和组合

热磁分析被广泛用于区分磁性矿物相^[38-39]。本文中典型样品的热磁曲线如图 4所示。由图可知，不同深度样品的热磁曲线特征具有很高的相似性，表明各地层所含的磁性矿物种类基本一致。所有样品在约580 ℃时，样品磁化率明显降低，表明样品中含有磁铁矿；当加热至约680 ℃时，样品的磁化率仍有少许下降，指示样品中存在赤铁矿。

漫反射光谱分析(DRS)可以检测沉积物中是否存在针铁矿(Gt)和赤铁矿(Hm)等磁性矿物。前人研究表明^{[20, 32, 40]}，在漫反射光谱一阶导数图中，针铁矿具有典型的双峰，即在535 nm处有一个主峰，在435 nm处还有一个次峰；赤铁矿的特征反射峰则在555~575 nm之间，其具体位置取决于赤铁矿含量或者成土型赤铁矿中铝的取代度^{[32, 40]}。12个样品的漫反射光谱一阶导数图显示(图 5)，所有样品在565 nm和435 nm左右存在两个明显的峰，说明样品中存在赤铁矿和针铁矿。

S_-100mT和S_-300mT通常反映不完整反铁磁性矿物(硬磁性矿物)和亚铁磁性矿物(软磁性矿物)的相对比例^{[34, 41]}，随着不完整反铁磁性矿物含量的增加而减小。如图 3j所示，样品中S_-300mT在65%~92%之间变化，平均值为80%，表明亚铁磁性矿物在磁性矿物组份中占主导地位，但存在反铁磁性矿物的贡献。在第一层中，S_-300mT呈增加趋势；第二层中，S_-300mT中呈递减趋势；第三层中，S_-300mT在141~285 m呈波动增加，在285~303 m逐渐减小(图 4j)。如图 3i、3j所示，S_-100mT在这三层中与S_-300mT具有相似的变化趋势，而如图 3c所示，χ_lf呈现出与S_-100mT一致的趋势，说明反铁磁性矿物对于磁化率的贡献并不占主导地位。

4.3 磁性矿物含量

χ_lf和SIRM通常反映了样品中亚铁磁性矿物(如磁铁矿)的含量^[34]，与χ_lf不同的是，SIRM不受顺磁性和抗磁性矿物的影响。如图 6a所示，χ_lf和SIRM呈现出了高度的相关性，表明了χ_lf主要是由亚铁磁性矿物所控制。从乌鲁木齐河剖面来看，如图 3c所示，χ_lf最大值18.5×10^-8 m³/kg，最小值0.9×10^-8 m³/kg，平均值10.8×10^-8 m³/kg；在第一层到第二层，χ_lf逐渐减小，在第三层，逐渐呈现出一个递增的趋势。如图 3e所示，与χ_lf一样，SIRM在第一层到第二层逐渐减小，在第三层呈现出逐渐增加的趋势。

χ_ARM是对稳定单畴亚铁磁性矿物颗粒极为敏感的参数^[37]。如图 3f所示，从第一层到第二层，随着深度的加深，χ_ARM呈现出递减的趋势，但在47 m左右出现一个快速的下降。在第三层，χ_ARM呈现逐渐增加的趋势，并且明显可以看出，χ_ARM与SIRM的变化趋势是极其相似的。如图 6b所示，χ_ARM与χ_lf呈现出明显的相关性，也说明了χ_lf主要受控于亚铁磁性矿物。

5 讨论 5.1 磁学性质控制因素

陆源沉积物的磁学性质主要受沉积物的物源、粒度、沉积后期成岩作用等因素影响^{[34, 42-44]}，而这些因素往往受构造背景、气候条件等控制。

稀土元素在表生环境中的化学性质非常稳定，其组成及分布模式受风化作用、搬运过程、以及沉积和成岩作用的影响相对较小，主要受母岩控制，因而常被用作物源示踪剂^[45]。14个样品的测试结果显示(图 7)，分析样品的稀土元素配分模式明显一致。这可能表明乌鲁木齐河剖面晚新生代沉积的物源应该没有发生显著调整。因此，沉积物源不太可能解释所观察到的乌鲁木齐河剖面磁学性质的变化。

沉积物粒度也可用来解释陆源沉积物磁性特征的变化。由上可知，从第一层到第二层，磁性矿物颗粒逐渐变粗；在第三层，磁性矿物颗粒逐渐变细。乌鲁木齐河剖面磁学参数与粒度参数的相关性分析显示(表 1)，χ_lf与中值粒径、黏粒组份(＜4 μm)分别呈现出明显的负相关关系和正相关关系，而χ_ARM/χ_lf与这两个粒度参数分别呈现出一定的正相关关系与负相关关系。这表明乌鲁木齐河剖面陆源沉积物中磁性颗粒主要富集在较细的粒度组份中。但SIRM、χ_ARM、S_-100mT、S_-300mT等磁学参数(反映磁性矿物类型与组合等)与沉积粒度组份之间并没有显著的相关关系(表 1)。上述相关分析表明，沉积粒度并不能解释乌鲁木齐河剖面晚新生代陆源沉积物磁学性质的所有变化。

既然沉积物源与粒度不能解释乌鲁木齐河剖面陆源沉积物磁学性质的所有变化，与构造和气候因素相关的成土过程、搬运与沉积过程中矿物相的变化就不容忽视。沉积物中有机质的降解可导致沉积后磁性矿物发生还原作用^[46]。有机质往往存在于较细的沉积物中，且成岩作用会导致沉积物呈现灰色、指示还原环境。而乌鲁木齐河剖面整体上呈现棕黄色和棕红色(指示氧化环境)，且在二、三层主要由砾石和砂组成(图 2a，b，c)。因此，还原环境下成岩作用对乌鲁木齐河剖面磁性矿物的影响可能相对较小。χ_fd%通常指示成土作用(与化学风化作用相关)形成的超细铁磁性SP颗粒的含量^{[34, 44]}。中国黄土磁学研究结果表明^[47]，χ_fd%值越大指示成土作用越强，对应的气候也更加温暖湿润。在天山北麓，χ_fd%已被用于重建古气候历史^[21]。对于乌鲁木齐河剖面，χ_fd%整体较小，表明剖面中化学风化作用相对较弱，与柴窝堡盆地目前干旱少量、温差大的气候特征相一致。但干旱气候条件下的亚铁磁性矿物的氧化作用相对较强。如图 3i所示，整体偏小的S_-100mT指示乌鲁木齐河剖面含有相对多的磁赤铁矿，而磁赤铁矿是水铁矿向赤铁矿或磁铁矿向赤铁矿转变过程中的中间产物^{[32, 40]}。鉴于柴窝堡盆地化学风化作用相对较弱，推断乌鲁木齐河剖面中磁赤铁矿可能由干旱气候条件下磁铁矿氧化产生。相似气候条件下的磁铁矿氧化成为磁赤铁矿已经被用来解释磁化率的变化^[44]。本文因此认为，气候干旱化的逐渐增强可能加剧了磁铁矿氧化作用，从而使得乌鲁木齐河剖面中S_-100mT逐渐减小。

5.2 乌鲁木齐河剖面记录的古气候历史

乌鲁木齐河剖面陆源沉积物磁学性质的变化主要受控于气候干旱化。气候干旱化可以得到岩石磁学结果的印证。由上可知，气候干旱化可促进磁铁矿的氧化，从而导致S_-100mT减小。从乌鲁木齐河剖面来看(图 3i，j)，在~6.8~6.3 Ma间，特别是在~6.3 Ma，S_-100mT与S_-300mT都快速下降，表明磁性矿物组合发生变化，存在较多的中高矫顽力矿物。~6.3~5.2 Ma间，S_-100mT与S_-300mT呈现一个稳定的趋势，而SIRM(图 3e)却呈现一个明显的增长趋势，表明亚铁磁性矿物增加。本文因此认为，在6.3 Ma附近发生气候干旱化，导致磁学性质发生变化。在~6.3~5.2 Ma时期，如图 3g与3h所示，χ_ARM/χ_lf与χ_ARM/SIRM呈现降低的趋势，而在~5.2~3.3 Ma间，比值参数χ_ARM/χ_lf与χ_ARM/SIRM明显增大，表明磁性矿物颗粒变细。如图 3c、3e所示，在~5.2~3.3 Ma间，χ_lf与SIRM呈现增长趋势，表明亚铁磁性矿物的含量进一步增多。天山北麓广泛分布第四纪风成黄土。方小敏等^[19]在临夏盆地通过高分辨率岩石磁学记录来反演亚洲内陆干旱化的过程时认为，流域外风成物质含有较细的磁性矿物，它们的加入可能导致了研究区磁学性质发生变化。由上可知，在~5.2~3.3 Ma间磁性矿物颗粒变细，由此推断，在5.2 Ma时增强的气候干旱化导致乌鲁木齐河剖面可能有风成物质的汇入，从而造成~5.2~3.3 Ma间磁性矿物颗粒变细，磁学性质相应变化。

乌鲁木齐河剖面磁学参数记录的气候历史与该剖面色度指标分析结果一致。沉积物色度指标可以用于古气候研究^[48-49]。宋春晖等^[49]在研究临夏盆地湖相沉积物色度指标的古气候意义后发现，沉积物色度指标红度(a^*)、黄度(b^*)和彩度(C_{a^* b^*})的低值或亮度(L^*)高值可以反映气候干旱化程度，红度(a^*)、黄度(b^*)和彩度(C_{a^* b^*})的高值或亮度(L^*)低值可以反映气候湿润程度；这些参数变幅的大小可能代表气候的波动幅度或稳定程度。在乌鲁木齐河剖面中(图 3k，l)，亮度(L^*)和红度(a^*)可明显分为三个阶段，分别为~6.8~6.3 Ma、~6.3~5.2 Ma和~5.2~3.3 Ma。在~6.8~6.3 Ma时期，亮度值(L^*)呈现递增趋势，但整体相对较小，变幅相对较小。随后，亮度值(L^*)变幅突然变大，整体相对增大。至5.2 Ma后，亮度(L^*)变幅变小，数值整体上相对稳定。红度(a^*)在变幅上与亮度(L^*)相当，但在数值整体上变化则相反。由此认为，乌鲁木齐河剖面在~6.3~5.2 Ma以干旱为主，至5.2 Ma后气候干旱化程度进一步增强。

乌鲁木齐河剖面陆源沉积物记录的柴窝堡南缘古气候历史也在我国西部其他区域被揭示。孙有斌和安芷生^[50]通过对黄土高原灵台剖面风尘序列的容重和碳酸盐含量测定，建立了最近7 Ma黄土高原风尘沉积通量变化时间序列，发现亚洲内陆粉尘源区~7 Ma以来存在阶段性增强的干旱化趋势，其中~3.6~2.6 Ma的粉尘通量增加最为显著，表明源区干旱程度增强。方小敏等^[19]根据对临夏盆地毛沟剖面河湖相沉积物的高分辨率岩石磁学研究推断，我国西北内陆现代干旱气候可能从~8.6 Ma开始，~7.4~6.4 Ma后急剧变干，~5.3 Ma后再次加速变干。Sun et al.^[51]则根据对塔里木盆地北部库车剖面湖相沉积物色度指标及可溶性盐分析推断，我国西北内陆存在两个气候干旱化阶段，第一个出现在~7.0~5.3 Ma之间，第二个极端干旱事件出现在~5.3 Ma。

6 结论

本文通过系统的岩石磁学测量、沉积粒度分析、稀土元素与漫反射光谱分析，得到以下主要认识：

(1) 岩石磁学和漫反射光谱表明，柴窝堡盆地南缘陆源沉积物磁性矿物主要包括磁铁矿、磁赤铁矿、赤铁矿等。

(2) 一致的稀土元素配分模式、沉积粒度与磁学参数的相关性分析表明，乌鲁木齐河剖面晚新生代陆源沉积物磁学特征不受物源与沉积粒度的控制，气候干旱化可能是导致该剖面磁学性质变化的主要原因。

(3) 磁学特征与基于漫反射光谱分析得到的色度指标表明，新疆柴窝堡盆地在6.3 Ma、5.2 Ma左右环境发生了显著变化，气候呈逐渐干旱化的趋势。

致谢: 张卫国教授和刘晋嫣同学在实验过程中给予了帮助，评审专家和编辑为改进本文提出了诸多建议，在此一并表示深深的感谢！