全球干旱半干旱区占陆地总面积约35 % ^[1]，水资源缺乏，生态环境脆弱，对全球气候变化的响应十分敏感。在干旱-半干旱区气候变化研究中，沙漠/沙地和黄土因具有相对简单的形成动力条件和比较清晰的古气候替代性指标意义等优点，成为记录古气候变化的典型风成沉积物^[2]。中国黄土与古环境的研究取得了国际高水平成果，作为第四纪气候变化的三大载体之一，黄土记录了冰期-间冰期尺度的古气候变化^[3]。但是，黄土堆积速率相对较慢，在千年-百年尺度上存在沉积间断^[2~3]；而沙漠/沙地虽然侵蚀速率快，同时其堆积速率也快，有可能记录了某些时段黄土堆积没有反映的千年时间尺度干旱事件^[2~4]。中国北方沙漠/沙地的形成演化^[5~7]、物源分析^[8~9]、沙漠化过程及其防治^[10~12]、气候变化与环境演变^[13~18]一直受到全球普遍关注。近年来，一些学者对我国北方沙地开展了诸多研究工作，得到了大量有关古气候变化和环境变迁的科研成果，如依据已有的古气候记录文献资料，定量化重建中国北方沙地末次盛冰期与全新世大暖期两个特征时段的古温度与古降雨量空间格局^[19]；利用光释光(OSL)测年技术，结合地层和气候代用指标重建晚第四纪乌兰布和沙漠、浑善达克沙地等中国北方沙漠/沙地特征时期边界变迁和气候变化过程^{[7, 20]}；利用粒度、磁化率和有机质特征，结合地质资料和¹⁴C及释光测年技术，建立浑善达克沙地全新世以来千年尺度的气候变化过程^[21~26]。然而由于OSL等测年技术定年上界限制以及所研究沉积物类型的不同，目前对我国北方沙地古气候变化系统的研究工作，时间尺度主要集中在20 ka以来，而20 ka之前的研究成果相对较少。

浑善达克沙地是我国四大沙地之一，位于东亚季风区边缘地带，强烈的风力侵蚀和快速堆积以及构造运动，塑造了该区的地表变迁过程。浑善达克沙地及其周边地区经历了中生代印支运动和燕山运动时期的整体抬升，及中生代晚期的长期侵蚀^[27]，在古近纪变为地势低平的准平原^[28]，新生代以来的沉积平坦分布且面积广阔。该区在新生代发生了多期强烈的板内火山作用^[29~30]，大面积玄武质岩浆沿古断裂喷溢出地表^[31]。熔岩把地表沉积的湖相沙层、粉砂、粘土和风成沙等覆盖，随着火山活动频发，形成了新生代以来的玄武岩与沙层、泥页岩等的沉积互层(图 1)。这些被熔岩覆盖而没有经过后期再次侵蚀搬运的沉积相，能够记录浑善达克沙地新生代以来的气候变化历史。近半个世纪以来，国内外学者对浑善达克沙地地区的新生代火山岩K-Ar年代学、地质地貌及地球化学特征^{[29~30, 32~38]}等做了较为系统的研究，取得一系列的重要成果。鉴于玄武岩可获得较为准确的K-Ar年龄，本文基于众多研究成果，以玄武岩K-Ar年龄为主，结合古地磁和释光年龄，建立沉积地层年代框架，通过分析沉积相特征，来揭示浑善达克沙地新生代以来的气候变化过程，初步探讨该区环境演变机制，补充浑善达克沙地新生代气候变化研究的不足。

图 1(Fig. 1)

图 1 浑善达克沙地新生代沉积互层 玄武岩层、烘烤层与沙层(a)；玄武岩与沙层互层(b)；玄武岩熔岩台地(c) Fig. 1 Cenozoicdepositions in Otindag sandy land. Basalt, baked sediments by lava, sand (a); the basalt interbedded with sand layer (b); basalt lava platform (c)

浑善达克沙地(41°56′~44°24′N，112°22′~117°57′E)沿东西向横亘于内蒙古高原中东部，范围西起苏尼特右旗，向东一直延伸到大兴安岭南部山地西麓克什克腾旗，南至阴山北麓，面积为3.71×10⁴ km²(图 2)。地势由东南向西北降低，南部广泛分布固定-半固定沙丘，西北部发育典型温带草原。受东亚季风环流控制，研究区属中温带干旱、半干旱大陆性季风气候，全年盛行西北风。该区降水集中在夏季，自东南至西北从400 mm向150 mm递减，年平均气温2~5 ℃^[39~40]，植被覆盖度自沙地西部至东部增大，呈逐步过渡态势，多年平均植被覆盖度为43 % ^[41]。

图 2(Fig. 2)

图 2 研究区位置图(a)及中国区域图(b)(据Google Earth底图改绘) Fig. 2 Thelocation of the study area (a), and China regional (b)(image drawn after Google Earth)

浑善达克沙地位于中亚造山带东南部，燕山褶皱带以北^[42]，华北裂谷系的西侧^[29]。该地新生代以来的玄武岩区，以内蒙古褶皱区的西乌珠穆沁旗晚华力西褶皱带为基底^[43]，地处天山-阴山东西向断裂带、大兴安岭-太行山北北东向断裂带及阿巴嘎赤峰北西向断裂带的复合部位。研究区在新生代由于地壳的差异性升降运动和古断裂的多次复活，发生多期火山活动，伴随着新构造运动的抬升作用^[44]，形成多级高低错落的玄武岩熔岩台地。

系统的年代学研究是重建沙漠/沙地新生代气候变化过程的前提。近年来，浑善达克沙地的地层年代序列主要建立在OSL测年的基础上，OSL测年矿物长石和石英容易获得，对于缺少有机质的干旱-半干旱地区更加实用，是对沉积物的直接定年。但由于测年上限和能够记录沙地气候变化载体物质限制，目前对浑善达克沙地新生代以来的OSL测年数据主要集中在末次间冰期以来，因此文中全新世的地层年代主要依靠沙丘和沙/黄土剖面中，20 ka以来的沙、砂黄土和砂质古土壤的OSL年龄来确定。K-Ar定年技术在玄武岩样品上的应用研究，可有效弥补OSL测年上限的不足，其测年上限可达几亿年。该区广泛发育玄武岩与砂质泥岩、粉砂等沉积的互层，可将各种沉积层上下两层玄武岩的K-Ar年龄结合起来，建立晚古近纪至更新世33.17~0.51 Ma地层年代框架。此外，因在古近纪相关玄武岩K-Ar年龄数据较少，所以结合利用古地磁对古近纪河湖相碎屑岩沉积的测年来确定60~47 Ma的地层年龄数据。综合运用多种测年数据^{[20~22, 27, 29~30, 35, 44~48]}，确立浑善达克沙地地区新生代沉积地层年代框架(表 1)。

表 1(Table 1)

表 1 浑善达克沙地新生代地层年龄数据 Table 1 The geochronology of Cenozoic stratum from Otindag sandy land 纪世 沉积物 年龄界限的确定 年龄(Ma) 资料来源 采样地点/样品测年方式 古近纪 古新世 泥质砂岩、粉砂岩、泥岩及分布其中的大量硅化木碎片 努和廷勃尔和剖面脑木根组/古地磁 60 [27, 45] 努和廷勃尔和剖面脑木根组/古地磁 54.80 早始新世 粘土层、河流相砂岩、粉砂岩、大量奇蹄类化石、与小型哺乳动物有关的化石碎片 呼和勃尔和剖面阿山头组/古地磁 54.10 呼和勃尔和剖面阿山头组/古地磁 48.20 中始新世 风成砂质砾岩、砂质泥岩 呼和勃尔和剖面阿山头组/古地磁 48 呼和勃尔和伊尔丁曼哈组/古地磁 47 晚始新世 戈壁砂砾岩 赤峰玄武岩区铁匠铺沟剖面/K-Ar 33.17±2.63 [29] 渐新世 泥岩层 赤峰玄武岩区马家窝铺北东剖面第一层/K-Ar 26.10±5.10 新近纪 早中新世 泥岩层 赤峰玄武岩区马家窝铺北东剖面第三层/K-Ar 22.41±1.12 戈壁砂砾岩 赤峰玄武岩区书乡二登沟剖面第二层/K-Ar 21.41±1.56 中中新世 砂砾岩与玄武岩互层粉砂质泥岩与玄武岩互层 灰腾西里熔岩台地南钻孔XZK6，深度163.66~175 m/K-Ar 15.42±0.92 [29, 44] 泥岩层 赤峰玄武岩区芝瑞乡上柜剖面第一层/K-Ar 11.77±0.89 [29] 赤峰玄武岩区芝瑞乡上柜剖面第十七层/K-Ar 9.65±0.25 晚中新世 黄土 阿巴嘎熔岩台地巴彦门德第二级熔岩台地/K-Ar 7.11±0.48 阿巴嘎熔岩台地巴彦门德第三级熔岩台地/K-Ar 5.93±0.18 中新世 中新统通古尔组 阿巴嘎旗XK107通古尔组孢粉组合 [46~47] 上新世 古沙丘与红粘土互层 克什克腾旗百岔河玄武岩/K-Ar 4.79±0.39 [48] 玄武岩与粘土互层 贝力克第三级熔岩台地钻孔XZK4，深度61.09~86.70 m/K-Ar 3.24±0.20 [29] 贝力克第三级熔岩台地钻孔XZK4，深度92.07~108.29 m/K-Ar 2.78±0.23 第四纪 更新世 湖沼沉积沙层 贝力克牧场第三级熔岩台地/K-Ar 2.41±0.07 [29, 35] 贝力克牧场第二级熔岩台地/K-Ar 1.34±0.04 风成中细砂 锡林浩特昌图敖包钻孔XZK4(贝力克牧场东面)，深度0~21.87 m/K-Ar 1.18±0.20 [29] 钙质层、白色盐膏 贝力克牧场第一级熔岩台地/K-Ar 0.61±0.01~0.51±0.13 [35, 44] 全新世 淤泥沼泽 鸽子山火山碎屑席中的烘烤层/TL 2.24×10-4 [30] 浑善达克沙地沙质沉积 浑善达克沙地沙丘与沙/黄土剖面/OSL 1.07×10-4~0.01×10-4 [20~22]

表 1 浑善达克沙地新生代地层年龄数据 Table 1 The geochronology of Cenozoic stratum from Otindag sandy land

浑善达克沙地区域在不同时段气候冷暖干湿环境变换，会形成不同的沉积相；反之，也可从目前保存的不同沉积相推演当时的气候环境状况。其中，山麓戈壁砾石、风成沙、风成黄土、石膏楔等碎屑沉积，以及戈壁类砂砾岩、风成砂岩等岩相沉积是沙丘活化过程的直接或间接标志，反映的是较干冷的气候环境；粉砂质或砂质古土壤、钙质结核或钙质根管、河湖(沼)相等碎屑沉积，泥质砂岩、粉砂岩、泥岩、河流相砂岩等岩相沉积是沙丘不同程度固定过程的直接或间接标志，反映的是较暖湿的气候环境^[49]。通过结合不同时期沉积相的特征，并与邻区气候变化的相互对比，揭示浑善达克沙地新生代以来的气候变化过程，按时间先后顺序，将该区域新生代以来气候分为古近纪、新近纪、第四纪来分别进行讨论。

古近纪时浑善达克沙地地区地势起伏不大，众多小型湖盆分布其间，区域内广泛发育砂质泥岩和灰绿色粘土层^[27~28]，植被覆盖度高，说明该区在古近纪气候整体温暖湿润。在浑善达克沙地西北部地层中，依据古地磁测定的发育于60.0~54.8 Ma的泥质砂岩、粉砂岩、泥岩等沉积和分布其中的大量硅化木碎片，发育于54.1~48.2 Ma的粘土层、河流相砂岩、粉砂岩等沉积和大量奇蹄类化石及与小型哺乳动物有关的化石碎片，揭示该地在晚古新世-早始新世气候比较温暖湿润；在浑善达克沙地西北部的呼和勃尔和剖面中发育于48~47 Ma的风成砂质砾岩和砂质泥岩，表明该地区在中始新世较干旱^{[27, 45]}。在浑善达克沙地东部的克什克腾旗发现戈壁砂砾岩上覆于K-Ar年龄为33.17±2.63 Ma^[29]玄武岩层，可见浑善达克沙地在晚始新世有一段气候较为干旱的时期，因此中始新世到晚始新世发生过两次干旱气候事件。在浑善达克沙地东部的赤峰玄武岩区，K-Ar年龄为26.10~22.41 Ma^[29]的玄武岩与泥岩互层，以及在浑善达克沙地西北部，于渐新世发育的砂质泥岩和粘土层^[27]，反映了沙地在经历晚始新世的干旱期后，在渐新世气候又变得温暖湿润。

浑善达克沙地在新近纪也发生多次火山喷发，喷出的基性岩浆冷却后在区域内形成巨大的玄武岩被^[29]，覆盖在原生地貌上，火山喷发前形成的沉积相得以保存。对浑善达克沙地新近纪以来形成的玄武岩层进行定年，结合对夹于玄武岩层中间的沉积地层进行气候代用指标分析，能很好地揭示气候变化过程。

对浑善达克沙地东部克旗上覆于戈壁砂砾岩的玄武岩层定年，结果显示砂砾岩层早于21.41±1.56 Ma^[29]发育，指示浑善达克沙地地区气候在早中新世较干旱；在克旗另一处剖面发现有4层玄武岩与泥岩互层，玄武岩K-Ar年龄介于11.77~9.65 Ma之间^[29]，反映浑善达克沙地地区在中中新世气候湿润。对浑善达克沙地中部偏北的贝力克玄武岩台地的研究中，发现在中中新世15.42±0.92 Ma以来昭乌组的玄武岩层里夹1~3层砂砾岩和1~5层粉砂质泥岩^{[29, 44]}，反映了在中新世中期以来研究区气候整体湿润，伴有干湿变动。该区北部K-Ar年龄分别为7.11±0.48 Ma和5.93±0.18 Ma^[29]的两个玄武岩层，与黄土互层也佐证了这个结论。对浑善达克沙地北部中新世通古尔组湖相沉积研究得出，在垂直方向上，底部为一套灰色含砾砂岩、砂质砾岩夹砂质泥岩；中间主要为中-细砂岩，局部为粗砂岩；顶部主要为粉砂岩、砂质泥岩、泥岩等组合，向上粒度逐渐变细，说明当时水动力环境逐渐减小，后期气候逐渐变干，水体深度变浅^[46]。对通古尔组河湖相沉积的孢粉组合进行研究^[46~47]，发现早期孢粉种类较少，以蒿属、藜科等旱生草本植物孢粉为主，木本植物有栎属和柳属温带阔叶树种，且未发现蕨类植物孢粉；中期孢粉种类较丰富，草本与木本植物孢粉含量相当，蕨类孢粉约占9.8 %，主要是瘤足蕨、单缝孢子亚热带植物群构成分子；晚期孢粉种类稀少，蒿属、藜科等草本植物占优势，木本植物仅有板栗属，未发现蕨类植物孢粉，指示中新世气候从暖干到暖湿的转变，后期又逐渐向干冷变化。

在黄土高原北部芦子沟剖面的研究中，发现发育于6.6~2.8 Ma的地层以红色粘土层为主，且孢粉记录显示，在5.6~3.5 Ma表现为乔木植物的高含量，并有亚热带乔木出现，孢粉组合反映我国北方地区在上新世虽出现较小干湿波动，但总体上气候温暖湿润，降水丰富，夏季风强盛^[50]。在浑善达克沙地东部发现含钙质结核古沙丘，位于K-Ar年龄为4.79±0.39 Ma玄武岩之上，古沙丘与红粘土互层^[48]。虽然浑善达克沙地东部上新世古沙丘的发现，说明该区域在上新世中晚期具有形成古沙丘的较干旱和强劲风力的条件，但与其互层的坡洪积成因红粘土层反映在此期间气候总体上还是比较温暖湿润，所以认为存在间或能形成古沙丘的时期是上新世暖期波动变干时期，这与从黄土高原北部芦子沟剖面^[50]研究中得到的结论是一致的。

在锡林浩特昌图敖包南XZK4钻孔(图 3)研究中，发现3层玄武岩与黄色粘土互层，玄武岩年龄介于3.24~2.78 Ma之间，并且最底部一层年龄为3.21±0.23 Ma的玄武岩覆盖在粘砂土层上^[29]。此外，有研究发现浑善达克沙地北部、西部和中部的上新世玄武岩上覆于砖红色泥岩和红色粘土层^{[33, 51]}。这些上新世沉积层的存在说明浑善达克沙地在上新世气候比较湿润。

图 3(Fig. 3)

图 3 钻孔XZK4剖面图(据文献[29]修改) Fig. 3 Section of borehole XZK4, modified from reference[29]

野外实地考察发现，在浑善达克沙地中部偏北的贝力克熔岩台地，玄武岩层下出露白色湖相沙层(图 1c)，根据前人对覆盖在此沙层之上的玄武岩定年，指示古湖泊可能在3 Ma^[35]年前就存在于此，从沙层厚度可以间接表明在火山活动之前存在至少40 m深的古湖泊；从位于腾格里沙漠东北部吉兰泰-昂刚浩特一带的晚上新世动物群资料来看，该时期河湖中广泛存在湖兰蚬、河兰蚬等瓣鳃类和鱼类^[52]，表明该时期中国北方干旱区可能存在大湖，气候暖湿。距今3 Ma左右全球气候温暖，中国北方红粘土广泛发育，红粘土序列中游离铁/全铁值和磁化率在该时期明显较高^[53~54]，说明此时段中国北方气候较温暖湿润；从位于内蒙古和山西榆社盆地等中国北方上新世的植物孢粉资料^[55~56]来看，以被子植物花粉为主，其中藜科、菊科等草本植物花粉为孢粉组合优势成分，该时期北方气候总体上较暖湿，表现出向干凉发展趋势。南海北部底栖有孔虫δ¹⁸O值在上新世及其之前变化幅度不大^[57]，说明气温相对稳定；该时期之后全球气候转冷，北极冰盖开始形成，全球进入“两极冰盖”模式^[58~59]。

更新世玄武岩年龄数据主要来自对浑善达克沙地北部的锡林浩特-阿巴嘎火山区的研究。浑善达克沙地北部在更新世湖沼沉积广布，中更新世火山喷发形成的基浪堆积物覆盖在河流砂砾石之上，有研究发现更新世玄武岩火山碎屑沉积层不整合于砂质泥岩上^[33]，锡林浩特-阿巴嘎火山区自上新世到早更新世一直为湖盆环境^[60]；此外，对阿巴嘎旗及其以北地区新生代玄武岩研究，发现有更新世玄武岩与砂泥质层互层^[51]。

贝力克玄武岩熔岩台地位于锡林浩特-阿巴嘎火山区中部，从锡林河西岸往南至贝力克牧场平顶山，依次从低到高形成4级熔岩台地。第三级台地平行不整合在湖沼沉积沙层上，第二、三级熔岩台地玄武岩K-Ar年龄分别为早更新世2.41±0.07 Ma和1.34±0.04 Ma^{[29, 35]}，与锡林浩特昌图敖包南XZK4钻孔最上部两层玄武岩年龄^[29]基本一致，属早更新世阶段，表明XZK4钻孔由上往下第二层玄武岩上覆盖的粘土质粉砂为早更新世早期，反映浑善达克沙地气候在该阶段是比较湿润的。更新世初的湖相沉积^{[29, 35]}说明当时该区有一定广度的水域，水源丰富，气候温湿。对山西临汾盆地湖相和洪冲积相沉积综合分析发现，早更新世粘土矿物中伊利石含量最高，在40 % ~60 %之间，其次为蒙脱石和高岭石；(CaO+MgO)/(Fe₂O₂+Al₂O₃)在早更新世早期有一个较大的峰值，对应此时较大的水深；孢粉种属丰富，有喜湿的水龙骨等蕨类孢子存在，得出早更新世早期气候温和湿润，并略有变凉^[61]；山西闻喜早更新世河流相堆积层，及该地层发现的蚌类和三门马、披毛犀、象类、鹿类等脊椎动物化石也反应了当时气候温湿稍凉爽的特点^[62]。早更新世早期阶段与中国北方黄土序列的L₃₂相对应^[63~65]，此时中国北方气候虽然向干凉趋势发展，但整体来看气候不是很冷，仍以湿润或半湿润为主，浑善达克沙地地区气候与我国北方变化趋势是一致的。从浑善达克沙地东部的赤峰哺乳动物群来看^[66]，早更新世时该区粗食者和体型较大的奇蹄及偶蹄等开阔地栖息动物的存在，揭示出当时有面积较大的草原和草甸，该动物群喜冷动物稀少，大部分为喜温动物，哺乳动物群组合表明该时期气候温和，植被类型为森林-稀树草原。位于阴山以南的泥河湾盆地马圈沟旧石器遗址哺乳动物化石年龄约在1.55~1.66 Ma^[67~69]，该遗址第三文化层中的草原猛犸象的存在说明开放性草原环境和大陆性气候在中国北方进一步扩张^[70]，此外产出哺乳动物化石和旧石器的粉砂质粘土层中发育浅褐色粉砂透镜体，并含淡水螺类化石，指示具有一定水动力条件的沉积环境；猛犸象、秀丽鹿、三趾马、犀类等大型哺乳动物化石和刺猬、复齿拟鼠兔、鼢鼠类、䶄鼠类等小型哺乳动物化石均没有搬运磨损痕迹，以及石核、石片、刮削器旧石器的发现，反映当时人类及动物生活在温带稀树草原环境中^[71]，这与浑善达克沙地东部同时期气候环境一致。XZK4钻孔最顶层玄武岩K-Ar年龄为1.18±0.20 Ma^[29]，表明其下的风成中细砂为早于早更新世晚期的沉积层，反映略干的气候环境。

中更新世对应深海氧同位素MIS 15~13期(约0.70~0.46 Ma)^[72~73]，此时中国黄土地层中成壤作用最强的古土壤S₅充分发育^{[65, 74~75]}，它代表了温湿的气候^{[73, 75]}，这种类型的土壤在近代主要分布在暖温带落叶阔叶林和干性森林地带之间的生物气候带^[76]。其中MIS 14是个弱冰期，多个地区在MIS 14期气候偏暖^[77~79]，相当于间冰期内部的冰阶气候，北半球在MIS 15~13存在整体温暖的超长间冰期^[80~82]，北京直立人生存在这个时代^[83~84]。在位于浑善达克沙地北部，K-Ar年龄为0.61~0.51 Ma^[35]的贝力克第一级熔岩台地研究中，发现玄武岩层下伏河湖相沉积物，指示中更新世该区气候相对湿润。对浑善达克沙地东部中更新世大青沟组河湖相地层进行孢粉组合及哺乳动物的研究^[85]，发现孢粉组合以松科、柏科、榆、桦等木本植物为主，灌木及草本植物中蒿、蓼科、蔷薇科等含量较多；存在梅氏犀等喜湿的中更新世标准化石，该区气候温暖略湿，处于明显的针阔叶混交林草原植被带。通过对浑善达克沙地西部的嘎顺淖尔XK₁孔岩芯的湖相沉积物进行综合分析^[86]，结合古地磁测年，发现该区域中更新世早中期孢粉以松、桦、蒿为主；矿物以石英占优势，其次为斜长石和方解石，粘土矿物主要为坡缕石，基本不含伊利石；各元素的氧化物含量稳定，形成于暖湿条件下的Mn、Fe、Al、Ti等元素含量之和接近20 %，气候温和偏湿，植被属于针叶林或有一定阔叶植物的针阔叶林。通过对浑善达克沙地西南部的呼包盆地河湖相沉积钻孔，进行孢粉组合的研究，结合¹⁴C、OSL和ESR测年方法^[87]，发现中更新世早期存在第三纪亚热带残留植物花粉，以冷杉、松、桦等乔木植物花粉占优势；晚期蒿、藜等灌木及草本植物花粉含量最多，并有水龙骨等蕨类植物孢子，中更新世该区为森林-森林草原植被，气候温凉较湿，河套古湖泊发育。在北半球超长间冰期的大背景下，综合以上浑善达克沙地周边地区多种环境指标资料，表明研究区在中更新世属温带森林草原带，气候温和偏湿。

在浑善达克沙地中部偏北的晚更新世熔岩台地研究中，发现玄武岩表面有钙质层，且玄武岩层下覆的湖相沉积层含白色盐膏^{[35, 44]}，这反映浑善达克沙地在晚更新世气候干旱，蒸发量大。

全新世以来，浑善达克沙地地区气候变化研究的地层年龄数据主要通过释光测年技术获得。在浑善达克沙地中部偏北的鸽子山火山，利用热释光定年的全新世火山碎屑席^[30]，覆盖在沼泽淤泥之上，反映全新世相对湿润的环境。结合光释光测年，对浑善达克沙地全新世千年和百年时间尺度气候变化研究^[20~22]，发现浑善达克沙地在距今10.7~8.2 ka气候干旱；在距今8.0~2.7 ka期间，沙地发育有多层浅灰-灰黑色砂质土壤，沙丘总体上处于固定-半固定状态(也含有短时段的沙丘活化的干旱事件)，指示气候较之前明显湿润，植被相对茂密，尤其在全新世大暖期(8~5 ka)，夏季风强盛，冬季风较弱，气候湿润，植被覆盖度高。浑善达克沙地气候在距今2.7 ka以来为气候波动式干旱期，在总体干旱的气候背景下，存在频繁干湿波动：中世纪暖期时段浑善达克沙地气候温暖湿润，表现在距今1.45~1.10 ka(唐朝暖期)和0.83~0.58 ka(元朝暖期)，浑善达克沙地流沙固定，发育砂质土层，气候温暖湿润，形成干草原-疏林草原景观；距今1.10~0.83 ka(宋辽冷期)和0.58~0.20 ka(清朝冷期)，浑善达克沙地发育浅黄色沙层，气候干旱寒冷，沙丘活化；19世纪末20世纪初，中国北方进入一个相对温暖阶段，浑善达克沙地气候向暖干化发展^[20~22]。

浑善达克沙地气候在晚古新世-早始新世与全球气候变化一致，指示了对全球气候变化的响应。对海洋钻探中海洋沉积物、底栖有孔虫稳定同位素、南极冰盖等研究发现全球气候在晚古新世-早始新世经历了一次气候大暖期，并伴随多次气候湿热事件，尤以古新世-始新世极热事件(PETM)时期气候最热^[88~93]，PETM时期海洋表层温度分别在热带和高纬度上升了5 ℃和9 ℃^[90]，晚古新世-早始新世全球高温对研究区气候具有重要影响。

研究揭示印度板块和亚欧板块碰撞初期作用引起早期青藏高原隆升^[94]，青藏高原山体的隆升会阻挡印度洋向北暖湿水分的输入。对东昆仑造山带碎屑锆石裂变径迹(ZFT)测年、磷灰石裂变径迹(AFT)测年及热历史模拟分析^[95~96]，表明该区在早始新世晚期-中始新世发生冷却事件，反映了东昆仑造山带区域性构造抬升作用，这也是早期青藏高原隆升的一部分，是对印度板块和亚欧板块碰撞初期作用的远程响应。中始新世-晚始新世印度板块对亚欧板块的进一步挤压加剧了青藏高原北缘隆升，对塔里木盆地磁性地层学研究发现，塔里木盆地在中始新世-晚始新世发生新特提斯海退，晚始新世发生最后一次新特提斯海退^[97]，海退事件减少了西风带向亚洲内陆输送水汽，强化了亚洲季风系统，对亚洲内陆干旱化有重要作用^[98~99]，而浑善达克沙地在中始新世-晚始新世相对干旱气候正是对亚洲气候干旱的区域响应。研究区在渐新世以湿润温暖气候为主，与我国东北和西北地区在该时期湿润气候一致^[100~101]，认为是对全球渐新世大暖期的响应^[102]。

古特提斯海到渐新世关闭，改变了海陆分布格局，海陆对比产生的东亚季风开始增强，促使亚洲内陆地区气候向温带大陆性气候转变^[103~104]。晚渐新世-早中新世转换时期，极地冰盖扩张，全球海平面下降，大气二氧化碳浓度降低，全球气候经历了一次从相对温暖湿润向干冷的极端气候变冷事件^[105]，赤道大西洋深海钻孔的沉积记录^[106]、浮游有孔虫和钙质超微化石事件及氧同位素值大幅度突然偏重事件都是对气候骤然变冷的响应^[107]。此外，青藏高原在晚渐新世隆升^[108~109]，尤其是青藏高原南部的构造抬升^[110]，阻挡了来自印度洋水汽的输送。青藏高原北部隆升同特提斯海退一样加强了东亚夏季风与冬季风，导致亚洲内陆干旱化程度增加^[110]。中中新世大暖期(15~18 Ma)全球变暖事件对浑善达克沙地中中新世气候具有重要作用，该时期南极冰盖退缩，二氧化碳浓度升高，东亚夏季风强盛，气候温暖湿润^[111~112]，中国北方出现了大量铲齿象、上猿、河狸、库班猪等喜温喜湿哺乳动物，睡鼠等典型森林动物在全球升温的背景下甚至分布到内蒙古、甘肃、新疆等地^[113]。晚中新世东亚冬季风增强，夏季风减弱^[114]，浑善达克沙地地区气候干旱，可能与中中新世青藏高原剧烈隆升^{[96, 115]}引起的大气环流格局变化^[116]有关，此外北半球冰量增加和南极冰盖扩张^[116~117]也是一个重要因素。

晚上新世-早更新世青藏高原强烈隆升，此次构造运动被称为青藏运动^[118]，三幕青藏运动造就了喜马拉雅山的上升和中国三大地貌阶梯，显著增强了东亚冬夏季风^[118~120]；此外，横向山脉的崛起对赤道和北极之间的热量输送有一定阻挡作用。上新世晚期全球冰量急剧增加，北半球冰盖形成，北半球进入第四纪大冰期^[58~59,121]。以上原因加上大陆向北移动，使晚第三纪还在浑善达克沙地以北的亚热带北界向南移动并撤出沙地，浑善达克沙地在第四纪完全处于温带季风环流的控制下^[104]。中更新世新构造运动强烈，青藏高原加速隆升，高原抬升以及该时期的轨道转型，与全球性降温相耦合，高原面出现了大规模的山地冰川，从而使主高原面进入冰冻圈^{[118, 122]}，进一步增强东亚季风环流和减弱西风环流对浑善达克沙地的影响^[123~124]。全球晚更新世进入盛冰期，东亚冬季风加强，气候变得干冷。浑善达克沙地晚更新世以来气候冷暖干湿变化主要以全球冰量变化叠加青藏高原生长影响为主^[121]，东亚夏季风北界在冰期和间冰期分别南北向移动经过沙地，沙丘反复被活化和固定^{[104, 120]}，是对全球冰量周期性波动驱动的气候变化的直接响应^[21,125~126]。

基于浑善达克沙地具有生态环境脆弱和对气候环境变化响应敏感的特点，目前在该沙地开展的古气候变化研究，主要集中在风成沉积揭示的末次间冰期以来的气候环境变化，新生代以来的研究成果较少的现状，区内广泛发育玄武岩与沙层、砂页岩等互层的沉积特征，在分析总结玄武岩K-Ar测年数据的基础上，结合古地磁和释光测年，确立浑善达克沙地60~47 Ma、33.17~0.51 Ma和全新世以来沉积地层年代框架；依据沉积相和气候替代性指标的分析，初步恢复沙地新生代以来的气候环境变迁历史。主要结果如下：

浑善达克沙地在古近纪气候整体湿润，但存在几次干湿冷暖波动，可分为晚古新世-早始新世暖湿期、中始新世-晚始新世相对干旱期和渐新世暖湿期。中新世浑善达克沙地气候从早期暖干到中期温暖湿润转变，后期又逐渐到寒冷干旱变化。上新世气候温暖湿润，相对湿润气候一直持续到中更新世，晚更新气候变得干旱。全新世以来气候存在频繁干湿波动。

浑善达克沙地新生代以来气候变化和干旱事件，是在全球气候变化背景下发生的，不同时期具有不同气候变化成因机制：新生代早期和中期主要受全球气候变化和青藏高原生长的影响；晚新生代气候是在冰量变化、青藏高原隆升及其引起的东亚季风环流加强的共同作用下发生改变的。

致谢: 在此对贾彬彬、陈莹璐、王光朋和刘俊余在论文写作中给予的热情帮助表示诚挚的谢意；非常感谢编辑部杨美芳老师和两位审稿专家的建设性修改意见!