自新生代以来，由于印度板块和欧亚板块的接触碰撞导致古特提斯海的消失及青藏高原的出现及其强烈的构造隆升^[1~2]。青藏高原的隆升改变了大气环流的格局，使得中国及周边地区乃至全球气候环境发生重大改变^[3~4]，最为显著的是东亚季风和印度季风的形成，进而导致亚洲内陆的干旱化^[5~6]。亚洲内陆的干旱化和全球气候变冷与青藏高原隆升密切相关^[7~10]。青藏高原东北缘是青藏高原向东北方向扩张延伸的前缘部位^[11]，在地理上向东与黄土高原相连接，处于东部季风湿润区、西北干旱区和青藏高寒区的交汇地带，对气候变化比较敏感^[12~13]。位于青藏高原东北缘的尖扎盆地沉积了连续巨厚的新生代风尘和河湖相沉积物，是研究青藏高原隆升和气候环境演变的理想区域。

中国风成黄土是全球保存最完整的陆相风尘堆积物，记录了丰富的全球气候变化信息，其中也包括青藏高原的隆升、亚洲季风的形成和亚洲内陆干旱化的重要信息^{[8, 14]}。中国黄土、深海沉积物和极地冰芯并称为研究新近纪古气候环境变化的三大支柱。黄土-红粘土的搬运和沉积过程与东亚冬季风和西风环流密切相关^[15~16]，而后期的风化成壤过程主要受东亚夏季风控制，同时记录东亚夏季风的变化信息^[17~18]。黄土-古土壤序列是黄土堆积区的典型序列，其中，灰黄色的黄土层代表这一时段东亚冬季风强盛而夏季风相对减弱，气候比较干旱；红褐色的土壤层表示这一时段夏季风增强，气候温暖湿润，详细地记录了东亚夏季风的演化历史^[19~20]。其下伏的红粘土和上覆的黄土一样，都是东亚季风气候或西风环流作用下的产物^[21~28]。因此，黄土-红粘土沉积序列蕴含着丰富的古气候的信息，记录了东亚季风环流的形成和演化信息。

碳酸盐矿物是风尘沉积物的重要组成部分，它因其易于溶解的化学性质，在风尘堆积中具有极其重要的研究意义。黄土中的碳酸盐研究受到了广泛的重视^[29~31]，前人很多研究工作应用碳酸盐含量来反映黄土沉积时的气候环境^[32~33]，在干冷的气候条件下土体受到的化学风化比较弱，碳酸盐矿物易于保存下来，因而碳酸盐含量相对比较高；在暖湿的气候条件下土体受到的化学风化较强，淋滤作用过程加快，碳酸盐矿物淋失，不易于保存，因而碳酸盐含量较低；较高的碳酸盐含量指示干冷的气候环境，较低的碳酸盐含量指示温暖湿润的气候环境。黄土中有原生碳酸盐和次生碳酸盐两种成因的碳酸盐，以后者为主，占80% ~90% ^[34]；黄土次生盐化的程度主要取决于沉积区当时的气候环境^[35]。碳酸盐含量在剖面中的纵向波动主要取决于当时降雨量的多少，碳酸盐是一种易溶的盐类，大气降水对碳酸盐不饱和，伴随着大气降水的渗入，雨水中的重碳酸根离子可以与剖面中的碳酸盐产生化学反应，形成可溶性的重碳酸盐随土壤水向下迁移，就发生了碳酸盐的溶解淋失^[36]。随着下渗水的减少，碱性增强，水溶液由不饱和变为饱和，碳酸盐发生沉淀，重结晶成新的晶体，形成次生碳酸盐^[36]。黄土中碳酸盐含量可以反映当地黄土沉积时期大气降雨的变化^{[31, 37]}。因此，黄土中的碳酸盐含量与东亚季风降水有着密切的关联^{[35, 38]}。黄土中碳酸盐主要由两部分组成，方解石和白云石，两者的意义完全不同，方解石主要是在本地土壤中发生风化淋滤淀积结晶形成的，而白云石比较稳定^[39]，主要是由源区携带而来，可以反映源区的信息^[40~41]。本文以尖扎盆地加让剖面11.8~5.8 Ma沉积序列为研究对象，利用碳酸盐含量以及碳酸盐中方解石的含量来反映晚中新世以来尖扎盆地的夏季风变化，并以磁化率值的变化作为参考来共同反映夏季风的变化；利用碳酸盐中白云石的含量来反映源区的变化。

研究剖面位于青海省尖扎县城西面(图 1)，加让河左岸(面向河水流向)马克堂镇加让村，剖面底部坐标为35°57′43.1″N，101°58′24.1″E；高程为2200 m，厚度达361 m。尖扎盆地北抵拉脊山，南靠巴吉山断褶隆起带，西依尕让-扎马山隆起带，东至德恒隆-加吾力吉隆起带，为典型的山间断陷盆地。根据野外岩性观察显示，地层整体近似水平，地层中有淋滤形成的接近水平分布的钙质结核层。沉积物以块状结构为主，垂直节理发育，同时沿节理方向发育冲沟和黄土洞等微地貌类型，这些地层沉积特征和典型黄土-红粘土区剖面的特征非常相似，据此认为尖扎盆地加让剖面沉积物以风成红粘土堆积为主，但发生过多次沉积微相变化，夹杂有短暂的湖相及河流相沉积^[42]。经过与周边盆地的对比以及对加让剖面的岩性和地层观察，将尖扎盆地新生代沉积划分为下东山组和加让组^[42]。该剖面的磁性地层学研究结果显示^[42]该剖面底、顶部古地磁年龄分别为11.8 Ma、5.8 Ma。

图 1(Fig. 1)

图 1 研究区地理位置图 Fig. 1 Location map of the study area

碳酸盐物质是黄土-红粘土的重要组成部分，主要为方解石和白云石，本次实验测量方解石和白云石的含量。方解石的成分主要是碳酸钙(CaCO₃)，白云石的主要成分是碳酸镁钙[CaMg(CO₃)₂]。陈秀玲^[30]的实验研究表明，黄土-红粘土中可溶性Ca⁺、Mg⁺的质量百分含量在0~0.2%之间，代换性Ca⁺、Mg⁺的代换量在3~12 mg当量/100 g土之间，与黄土高原现代不同土壤类型的可溶性Ca⁺、Mg⁺的质量百分含量和代换性Ca⁺、Mg⁺的代换量的平均状况^[43]相似，而与黄土-红粘土中方解石和白云石含量相比^[30]，可以完全忽略不计。黄土-红粘土中的溶盐主要是石膏(CaSO₄·2H₂O)，研究表明石膏在各地的黄土及土状中的含量均很少平均含量为0.3% ^[44]，因而在实验分析过程中可将之忽略不计。黄土-红粘土中已发现的矿物成分有石英、方解石、白云石、绿泥石、白云母、石膏、蒙脱石、伊利石、高岭土、滑石等60多种矿物^[29]，其中绿泥石、滑石等易溶硅酸盐在酸性溶液中会被溶解释放出Ca⁺、Mg⁺，从而影响碳酸盐含量的测量。根据方解石和白云石的物相研究可知，方解石和白云石在稀盐酸中可以充分溶解，且绿泥石、滑石等易溶硅酸盐会部分溶解；而稀乙酸可充分溶解方解石，白云石溶出率较高，但不会破坏易溶硅酸盐的晶格^[45]。运用稀盐酸和稀乙酸溶解黄土-红粘土样品Ca⁺、Mg⁺的含量存在误差，陈秀玲^[30]通过调节分析用酸的浓度多次实验，得出在1 mol/L的乙酸中给予充足的时间，白云石能够充分的溶解。但是，由于白云石在乙酸中溶解速率较慢，需要的时间较长，很难在实验室中进行大批量测样，因此，通过调节稀盐酸的浓度和1 mol/L乙酸进行对比实验，得出运用3%的稀盐酸与1 mol/L乙酸测量出来的Ca⁺、Mg⁺的含量基本接近。实验主要分为两部分：用EDTA络合滴定得到样品中钙、镁离子的总量；用化学滴定法得到样品中钙离子总量。两者相减得到镁离子的含量从而能够分别计算出白云石和方解石各自的质量百分含量，二者之和视为碳酸盐总量。

本次实验的样品以20 cm为间隔取样，共采集1781个样品。在实验测试前将样品烘干，置于玛瑙研钵中研磨，过200目筛。

钙、镁离子总量的测量采用标准的EDTA络合滴定方法^{[30, 46]}，实验过程分为3个步骤：1)首先称取一定量样品于烧杯中，用3%稀盐酸溶解，在室温条件下浸泡24 h，使其完全溶解于稀盐酸溶液中，取其上层清液，定容待测；2)用移液管移取试液于锥形瓶之中；3)加入pH 10缓冲液，调节溶液的pH值≈10，再加入适量钙镁指示剂，本次实验中以酸性铬蓝K 0.5 g、萘酚绿B 1 g，与100 g NaCl一起在研钵中研磨均匀制成K-B指示剂作为钙镁指示剂，此时溶液呈紫红色，立即用0.02 mol/L的EDTA标准溶液滴定至蓝色，记录消耗EDTA标准溶液毫升数，进而得到钙、镁离子总量。钙、镁离子总量由如下公式计算：

其中：S为钙、镁离子总量(mol/g)，V_EDTA为消耗EDTA标准溶液的体积(ml)，C_EDTA为EDTA标准溶液的浓度(mol/L)，m为待测样品的质量(g)。

钙离子总量的测量采用化学中和滴定法，在做实验之前需要配制0.1 mol/L氢氧化钠溶液和0.2 mol/L盐酸溶液。将配制好的氢氧化钠溶液和盐酸溶液进行标定，标定过程如下：

(1) 氢氧化钠溶液标定：称取0.3 g于105~110℃烘干至恒重的基准邻苯二甲酸氢钾，注入50 ml容量瓶中，加无CO₂水至50 ml，制成基准邻苯二甲酸氢钾溶液。将溶液倒入滴定瓶中，加入两滴酚酞指示剂，用0.1 mol/L氢氧化钠溶液滴定至溶液呈粉红色，同时做空白试验。NaOH的浓度(mol/L)由如下公式计算：

其中：G为基准邻苯二甲酸氢钾质量(g)，V₁为NaOH溶液的用量(ml)，V₂为空白试验NaOH溶液的用量(ml)，0.20422为每毫摩尔基准邻苯二甲酸氢钾质量(g)。

(2) 盐酸浓度的标定：量取25 ml HCl溶液，置入容量瓶中，加入2滴酚酞指示剂，利用标定后的NaOH溶液滴定，至溶液呈粉红色。HCl的浓度(D)(mol/L)按照以下公式计算：

其中：V 为NaOH溶液的用量(ml)，C为标定好的NaOH的浓度(mol/L)。

得到标定之后氢氧化钠和盐酸的浓度分别为C和D。之后，进行滴定实验，称取0.3 g烘干至恒重的沉积物样品，置入离心瓶中，加入30 ml，0.2 mol/L的HCl溶液，摇匀，并静置24 h，使其充分反应。离心反应结束的样品，抽取上层清液10 ml，加入滴定瓶中，加入2滴酚酞指示剂。用浓度为0.1 mol/L的NaOH溶液滴定，至溶液呈粉红色，记下消耗的NaOH体积，得到钙离子总量由以下公式计算：

其中：S₁为钙离子总量(mol/g)，C为标定后的NaOH浓度(mol/L)，D为标定后的HCl摩尔浓度(mol/L)，V为消耗的NaOH体积(ml)。

用EDTA络合滴定得到样品中钙、镁离子的总量；用化学滴定法得到样品中钙离子总量。两者相减得到镁离子的含量从而能够分别计算出白云石和方解石各自的质量百分含量，计算公式如下：

其中：S₂为样品中镁离子的含量(mol/g)，ω₁为样品中白云石的质量百分含量(%)，S₃为样品中方解石中钙离子的含量(mol/g)，ω₂为样品中方解石的质量百分含量(%)。

通过野外对尖扎盆地加让剖面的地层沉积特征观察和分析，将该剖面从下至上依次划分为风尘堆积(Ⅰ)、浅湖相和风成红粘土交替沉积(Ⅱ)、风尘堆积夹有多个冲洪积薄层(Ⅲ)、河流相沉积(Ⅳ)等4个沉积阶段，如图 2所示。

图 2(Fig. 2)

图 2 加让剖面岩性和沉积相 Fig. 2 Lithology and sedimentary facies of the Jiarang section

沉积阶段Ⅰ(361~271 m)：黄褐色土状堆积物，块状结构，无层理，局部垂直节理发育，沉积物粒度整体较细，分选、磨圆较好，以粘土质粉砂为主，沉积物颜色指示其长期处在氧化环境下，具有典型风成红粘土的沉积特征；340~290 m段钙质结核零星发育，而同等发育程度的钙质结核层在剖面其他沉积阶段不可见，各层结核层平行展布，产状接近于水平。

沉积阶段Ⅱ(271~187 m)：中层、厚层、巨厚层棕黄、棕红色土状堆积物与中层青灰、灰绿色土状堆积物互层沉积，264.8~256.6 m段红色土状沉积物中铁锰胶膜较为发育，铁锰胶膜的形成有赖于风化成壤作用和干湿交替的气候条件^[47]，所以指示该段沉积时期气候相对湿润，再结合沉积物颜色的变化特征可以初步判定该段沉积物沉积时期为弱还原的浅湖沉积环境。

沉积阶段Ⅲ(187.0~21.8 m)：该层主要为巨厚层棕黄、棕红色土状堆积物(主要为粉砂、粘土)与中厚、厚层青灰色砂砾石、细砂互层沉积；在128 m处有Hipparion platyodus、Chilotherium sp.、Gazella gaodryi等化石出现^[42]。其中，红色土状堆积物成块状，层理不发育，垂直节理较为发育，分选磨圆较好，砂砾、细砂层磨圆一般，分选较差，表明该阶段主要为风力搬运沉积，多个薄层粗粒沉积指示多次冲洪积过程。

沉积阶段Ⅳ(21.8~0 m)：该层主要为青灰色砂砾、细砂、粉砂沉积，钙质胶结，胶结程度较差，粒度整体较粗，分选磨圆相对较差；该层最底部为一薄层灰绿色砂岩，表层砂砾层下伏有一层厚约2 m的红粘土沉积物，初步判定该阶段主要为河流相的沉积环境，局部伴有风力搬运沉积的特点。

黄土中碳酸盐含量的周期性变化可以反映气候的冷暖、干湿变化，恢复古气候环境的演化。但黄土中有原生碳酸盐和次生碳酸盐两种成因的碳酸盐^[48]：原生碳酸盐由黄土源区细颗粒碎屑物质在风的搬运作用下搬运至黄土沉积区，沉积成黄土地层，这些细颗粒物质中原来含有的碳酸盐就是原生碳酸盐；次生碳酸盐是黄土沉积以后，受到风化作用、淋滤作用和生物作用，就地形成的碳酸盐。次生碳酸盐的物质来源有以下3个方面：一是原生碳酸盐经过淋溶淀积形成；二是含钙矿物经过风化作用释放出钙，与碳酸结合形成；三是大气降水中的碳酸钙，其中最主要的是原生碳酸盐经过淋溶而淀积形成的碳酸盐。利用碳酸盐反映古气候环境的一个关键问题是如何区分原生碳酸和次生碳酸盐，只有次生碳酸盐能够反映当时本地的气候环境^[49]。黄土中碳酸盐含量虽然高，但其中的原生碳酸盐含量相当少，主要是次生碳酸盐^[30]。

加让剖面堆积物以风成红粘土为主，其中夹杂有少量河湖相沉积^[42]。碳酸盐的形成可能会受到地下水作用的影响，该地区红粘土次生碳酸盐主要是由成壤过程中形成的，与地下水作用形成的碳酸盐不同^[50]。第一，地下水形成的碳酸盐颗粒较粗，到中等粒径，但成壤过程中形成的碳酸盐的粒径较细；第二，地下水形成的碳酸盐一般为层状，而成壤过程形成的碳酸盐一般为结核状、豆荚状；第三，地下水作用形成的碳酸盐常具有厚层层理，而成壤作用形成的碳酸盐只有0.5~1.0 m厚；第四，地下水作用形成碳酸盐需要很高的土壤孔隙度，但红粘土的孔隙度较低。在红粘土沉积地区碳酸盐主要来自于成壤过程。

白云石和方解石为风尘堆积中碳酸盐矿物的主要矿物类型^[51~53]，两者在表生环境中差异较大，方解石广泛存在于各种地表环境中^[54~55]，在成壤过程中，方解石容易被淋滤风化并发生溶解-重结晶作用生成次生方解石^[56]，其含量的多少可以反映成壤过程中土壤的淋溶强度，揭示风化成壤作用和夏季风降水强度的变化；而白云石的抗风化能力强于方解石^[57]，在地表环境中一般比方解石保存的时间长，风化成壤作用和夏季风降水的淋滤作用对其含量影响较弱，很难经过重结晶作用形成次生白云石^[58~59]，白云石含量反映了源区的变化和源区地表风化作用产生物质的组成特征^[30]。因此，本文利用碳酸盐含量以及碳酸盐中方解石的含量作为夏季风降水强度变化的指标，并与沉积物磁化率值的变化进行对比，共同反映夏季风降水强度的变化；以碳酸盐中白云石的含量作为源区变化的研究指标。

从图 3可以看出，尖扎盆地加让剖面沉积物中碳酸盐含量和方解石含量的波动频率几乎同步，而且数值相差较近，这说明该剖面的碳酸盐主要由方解石组成。红粘土中方解石按成因也可为原生方解石和次生方解石，原生方解石是从源区由季风搬运到此处而沉积下来，存在于各种地表环境中，在土壤成壤过程中，大多数原生方解石被风化淋溶而淀积结晶形成次生方解石，从而导致原生方解石的含量很少，因此，红粘土中方解石的含量与次生方解石的含量相近，其含量的变化可以直接反映区域气候环境的变化。方解石含量越低表示风化淋滤和成壤作用加强，降水增多，气候温暖湿润，夏季风增强；反之则表示气候干冷，冬季风增强^[40]。如图 3所示，11.8~9.8 Ma期间，方解石含量较高，平均值为11.75%，磁化率值较低^[42]且波动比较平缓，表明这段时期气候较干旱，季风降水少，成壤作用弱。这期间相对应的剖面地层是黄褐色风尘土状堆积，颜色较浅，钙结核零星分布，成壤作用较弱，风化程度较弱，也表明这期间气候较干冷。9.80~8.57 Ma期间，方解石含量振荡比较频繁，这可能是由于期间相对应的剖面地层是青灰色湖相堆积物与棕黄色、棕红色土状风尘堆积物互层而导致的。这一阶段的方解石主要由风化淋滤作用形成的次生方解石和湖相化学沉积碳酸盐组成。在棕黄色、棕红色土状风尘堆积物中铁锰胶膜较为发育，铁锰胶膜的形成有赖于风化成壤作用和干湿交替的气候条件^[47]，所以指示棕红色土状堆积物沉积时期气候相对湿润。青灰色土状堆积物为弱还原的浅湖相沉积环境，这指示该阶段气候较湿润。8.57~6.15 Ma期间，方解石含量低，平均值为8.05%，表明这段阶段降雨增多，气候温暖湿润，成壤作用增强，同时磁化率开始逐渐升高^[42]，指示夏季风逐渐增强。在约8.57 Ma之前磁化率值一直处于较低且波动比较平缓，而约8.57 Ma之后磁化率值开始逐渐升高且波动比较明显，表示夏季风明显增强^[40]。从约8.57 Ma开始方解石含量急剧下降，也表示降雨增多，夏季风增强。黄土高原红粘土沉积和柴达木盆地湖湘沉积研究也显示这样的趋势^[60]。在约7.20 Ma之后方解石含量波动频率也较低且与磁化率变化频率^[42]相似。这期间相对应的剖面岩性是巨厚层棕红色土状堆积物夹薄层砂砾石、细砂，该阶段的土状堆积物的颜色较深，降雨增多，成壤作用强，风化程度强，也表示这阶段气候温暖湿润。6.15~5.80 Ma期间，方解石含量升高，平均值为18.25%，磁化率较低^[42]，夏季风减弱，表明了这一时段气候转向寒冷干燥。

图 3(Fig. 3)

图 3 加让剖面碳酸盐含量、方解石含量、白云石含量、Mg/Ca、白云石/方解石及磁化率随深度的变化 古地磁年龄数据和磁化率来自文献[42] Fig. 3 Carbonate content, calcite content, dolomite content, Mg/Ca, dolomite/calcite and magnetic susceptibility [42] with change of depth for the Jiarang section

前人岩石磁学和环境磁学研究表明^[61~64]，风成红粘土堆积序列与黄土-古土壤沉积序列在磁学性质上并无本质上的区别，均含有一定量的磁性矿物，在成壤过程中形成超顺磁性颗粒，从而使磁化率值升高。频率磁化率(χ_fd或χ_fd%)是鉴别超顺磁性的磁性矿物比较简便可行的方法^[65]。频率磁化率(χ_fd或χ_fd%)与低频质量磁化率(χ_lf)变化相似。从尖扎盆地加让剖面的频率磁化率(χ_fd或χ_fd%)与低频质量磁化率(χ_lf)变化关系(图 4)可以看出，加让剖面的频率磁化率(χ_fd或χ_fd%)与低频质量磁化率(χ_lf)呈正相关关系，在深度为152.2 m之上(约8.57 Ma之后，见图 4a和4b)的相关性比深度为152.2 m之下(约8.57 Ma之前，见图 4c和4d)的相关性强，这表明约8.57 Ma之后该地的风化成壤作用显著增强。

图 4(Fig. 4)

图 4 频率磁化率(χfd或χfd%)与低频质量磁化率(χlf)散点图[42] Fig. 4 Scatterplots of χlf versus χfd and χfd%

尖扎盆地加让剖面沉积物中白云石含量在约10~8 Ma之间变化比较大，由之前较低的含量，平均值为2.59%，波动性较弱变为较高的含量，平均值为4.71%，波动性较强，之后又变为较低的含量，平均值为2.24%，波动性较弱(图 3)。从图 3可以看出在约10~8 Ma(深度255~135 m)这段有浅湖相地层沉积，在此浅湖相地层中的白云石不仅包括由源区携带来的白云石还有来自于湖水中沉淀的白云石，在268~265 m也有一小段湖相沉积，这一小段湖相沉积对应的白云石含量并没有因此而升高，湖相沉积结束时白云石含量也并没有因此而降低，这说明来自于湖水中沉淀的白云石含量非常少，并不影响整体白云石含量的变化，因此，该剖面中白云石主要是由源区携带来的。约10~8 Ma白云石含量升高，平均值为4.71%，且波动较大，有可能是源区环境状况发生了较大变化。黄土-红粘土主要是由大气环流搬运粉尘源区物质堆积而成^[30]，白云石是粉尘源区物质的组成成分，造成粉尘源区物质的组成成分发生变化的原因主要是源区的改变和粉尘物质成分发生了变化^[30]。如图 5所示，尖扎盆地的沉积速率^[42]，在约10~8 Ma之间急剧波动增大，表明在这一阶段青藏高原发生一系列隆升及向东和向北方向的扩展^{[3, 66~69]}。由于青藏高原的东北缘的隆升，尖扎盆地周缘山脉风化剥蚀加快，近源物质增多，白云石含量波动较大。白云石含量与沉积速率呈正相关(图 5)，白云石是源区物质的代表，白云石含量的升高，表明源区物质增多，从而导致尖扎盆地的沉积加快，沉积速率增高。尖扎盆地加让剖面与秦安剖面^[8]的磁化率曲线趋势非常相似(图 5)，在约8.57 Ma以前磁化率波动比较平缓，在此之后磁化率急剧升高且波动比较明显，指示这一阶段东亚夏季风增强，降雨增多，气候温暖湿润。约7.2 Ma之后方解石含量和磁化率^[42]与深海氧同位素的变化频率^[70]相似，方解石含量升高，磁化率降低，深海氧同位素升高，说明约7.2 Ma之后夏季风主要受全球气候变化所控制。

图 5(Fig. 5)

图 5 尖扎盆地加让剖面古气候指标与秦安剖面磁化率[8]及深海氧同位素[70]综合对比图 Fig. 5 Comparison of palaeoclimate records from the Jiarang section in Jianzha Basin with magnetic susceptibility of the Qin'an section[8] and the marine oxygen isotope record[70]

(1) 通过尖扎盆地与周边盆地的地层对比以及对加让剖面的岩性和地层观察，将尖扎盆地新生代沉积划分为下东山组和加让组。尖扎盆地加让剖面主要以风成红粘土沉积为主体，但发生过多次沉积微相变化，夹杂有短暂的湖相及河流相沉积。通过野外对尖扎盆地加让剖面的岩性变化特征和粒度分析将该剖面从下至上依次划分为风尘红粘土堆积、浅湖相和风成红粘土交替沉积、风尘红粘土堆积并夹有多个冲洪积薄层、河流相沉积4个沉积阶段。

(2) 尖扎盆地加让剖面沉积物中碳酸盐主要由方解石组成，红粘土中方解石的含量与次生方解石的含量相近，其含量的变化可以直接反映区域气候环境的变化。方解石含量越低表示风化淋滤和成壤作用加强，降水增多，气候温暖湿润，夏季风增强；反之则表示气候干冷，冬季风增强。根据方解石含量以及磁化率变化曲线的对比可将加让剖面11.8~5.8 Ma沉积序列划分为以下4个气候阶段：11.8~9.8 Ma气候干冷期；9.80~8.57 Ma气候温暖湿润期；8.57~6.15 Ma气候温暖湿润期及6.15~5.80 Ma气候干冷期。

(3) 加让剖面中白云石主要是由源区携带而来，其含量的变化反映了源区环境的变化，白云石含量在10~8 Ma显著增加，可能是由于这一时期青藏高原快速隆升，盆地周缘山脉风化剥蚀加快，近源物质增多所致。在约8.57 Ma沉积物方解石含量和磁化率急剧变化，由于青藏高原的隆升，夏季风明显加强，约7.2 Ma之后，夏季风的变化受到高原隆升、全球变冷和北极冰盖扩张的综合影响。

致谢 感谢审稿专家提出的建设性意见，感谢颜茂都研究员对稿件的周到处理及修改建议。