青藏高原东南缘昭通盆地晚中新世到上新世古环境演化过程

The Late Miocene to Pliocene paleoenvironmental evolution process in Zhaotong Basin on the southeastern margin of the Qinghai-Tibet Plateau

摘要

青藏高原东南缘的云南区域是研究晚新生代以来气候和环境演化的重要区域之一。虽然针对云南区域已经开展了大量古气候和古环境演化的研究,但是晚中新世到上新世云南区域湿度变化的记录仅为碳同位素和孢粉记录,且分辨率较低。因此,该区域缺乏晚中新世到上新世连续的高分辨率古湿度变化记录。本研究主要基于云南省东北部昭通盆地内晚中新世到上新世的沉积物岩心,通过对沉积物粒度的测试分析,综合沉积序列、岩性特征和沉积构造,表明:昭通盆地在8.8~6.2 Ma以沼泽亚相沉积环境为主;在6.2~2.8 Ma以浅湖亚相沉积环境为主;在2.8~2.6 Ma以湖滨亚相沉积环境为主。昭通盆地沉积物粒度参数记录的晚中新世到上新世云南区域呈现干旱化的趋势。结合前期该钻孔黏土矿物和化学风化的相关成果,认为晚中新世到上新世南亚季风呈现逐渐减弱的趋势,并主要受控于全球变冷和全球CO₂浓度降低的影响。

关键词

昭通盆地 / 晚中新世 / 上新世 / 古环境

Key words

Zhaotong Basin / Late Miocene / Pliocene / paleoenvironment

0 引言

中国云南区域位于青藏高原东南缘,发育了众多沉积盆地,云南大部分地区的气候主要受控于南亚季风,是研究晚新生代以来气候演化的重要区域之一。此外,晚中新世时期古猿数量在非洲大陆和欧洲多个地区大幅减少,其中非洲古猿化石记录在约13 Ma之后变得极其稀少,欧洲则在约9.5 Ma经历了区域性的生物灭绝事件(Vallesian Crisis)^[1]。然而,在青藏高原东南缘,尤其是中国云南多个盆地(昭通盆地、元谋盆地、小龙潭盆地、禄丰盆地和保山盆地)均发现了古猿化石记录^[2-3]。因此,云南地区也一直被认为是晚中新世古猿的重要“避难所”^{[2⇓⇓⇓-6]}。综上,云南区域是研究晚新生代南亚季风演化及古环境与生物演化的重要区域之一。

目前,云南的多个盆地已经开展了大量古气候古环境研究^{[7⇓⇓⇓⇓⇓⇓⇓⇓⇓⇓⇓-19]}。元谋盆地土壤和动物牙齿的碳、氧同位素组成指示该区域气候呈现干旱化趋势,表现为植被从大范围浓密的森林环境(约8 Ma)转变为更加开阔的森林和草原环境(4~3 Ma)^[15]。云南多个盆地的孢粉学研究表明:在中中新世和晚中新世时期,云南的气候以温暖湿润/半湿润的亚热带气候为主,而在早上新世时期呈现变冷趋势^{[8⇓⇓⇓-12,14,16]}。昭通盆地水塘坝剖面孢粉和黏土矿物的测试分析表明,晚中新世时期该区以温暖和湿润的气候条件为主^[5-6]。长序列气候记录则表明:晚中新世到上新世昭通盆地的气候呈现逐渐变冷的趋势,主要受控于全球变冷导致南亚季风的减弱^[17]。高分辨率元素地球化学研究表明:晚中新世到上新世虽呈现整体变冷的趋势,但在6.2~5.0 Ma存在3次显著降温阶段,并认为6.2~6.0 Ma的最显著降温期是促使植被变化而导致晚中新世古猿在云南区域消失的关键因素^[17]。然而,晚中新世到上新世期间云南区域古湿度变化的记录均来自碳同位素和孢粉记录,相关记录分辨率较低,无法澄清此时期云南区域连续的古湿度演化历史。

昭通盆地位于云南省东北部,盆地内主要发育晚中新世到上新世的沉积物,为一套含褐煤的湖相沉积地层。昭通盆地的水塘坝剖面(STB)出土了晚中新世古猿化石,结合磁性年代学和生物地层学研究,表明昭通盆地沉积物沉积时代为晚中新世到上新世,出土的昭通古猿是欧亚大陆残存的晚中新世古猿化石^[2,12]。湖泊沉积物粒度分析在区域沉积环境分析中具有非常重要的作用,是衡量沉积盆地能量和沉积介质能量的一种代用指标。大量研究表明:封闭湖相沉积中,盆地中心沉积物粒度增大代表湖泊收缩的干燥气候;反之,湖泊沉积物粒度减小则代表湖泊扩张的湿润气候期^[19⇓-21]。

本研究主要基于云南省东北部的昭通盆地中获取的沉积物岩心(昭科1号孔(ZK1)),通过沉积物粒度的测试分析,综合沉积序列、岩性特征和沉积构造,获取晚中新世到上新世昭通盆地的沉积环境演化历史,结合该区的前期研究成果,探讨青藏高原东南缘云南区域此时期古气候古环境变化特征及其记录的南亚季风演化历史。

1 区域背景

昭通盆地位于青藏高原东南缘的云南省东北部,地处云贵高原乌蒙山的北部,是一个典型群山环绕的大型山间盆地^[22](图1b^[6])。相关重磁资料解译结合地质资料,表明昭通盆地为构造断陷盆地^[23]。昭通盆地海拔1 900~2 000 m,具有高原气候特征,但在不同海拔高度气候差异较大,全年平均气温为11~21 ℃。昭通盆地西缘属于云南松、干热河谷植被区,盆地地带性植被为青冈、栲类林,树种以常绿阔叶林为主,伴随着少量落叶和硬叶栎属、冬青属等^[5]。昭通盆地基底是一个较为完整且宽缓的向斜,该向斜呈北东-南西向展布于昭鲁复背斜与洒渔河大断裂之间,整体构造简单^[24]。

盆地形状不规则,大致呈椭圆形,东西长约15 km,面积约为230 km^{2 [5,25]}。昭通盆地及其周边出露地层主要为第四系、新近系沉积物及二叠纪峨眉山玄武岩(图1b)。新近系沉积主要由3部分组成,下部为灰色粉砂质泥岩和泥质砂岩,中部为含煤和泥炭层段,上部由浅灰色黏土和粉砂岩组成^[26]。

2 材料与方法

2.1 岩心概述

本研究对象为云南省东北部昭通盆地中部获取的沉积物岩心(昭科1号孔(ZK1))^[2,17-18],采样位置的GPS点位为27°19'23.3″N,103°44'17.6″E,海拔高度为约1 922 m。ZK1钻孔的岩性主要为砂质粉砂岩、黏土、砂质黏土、褐煤和泥炭。ZK1钻孔的总长度为120 m,钻孔底部(111.6~120 m)为二叠纪灰岩,其他均为新近系沉积物,本研究主要以ZK1岩心的0~111.6 m的新近系沉积物为研究对象。岩心沉积物总体可分为两部分,上部(0~63 m)以灰绿色-深绿灰色的泥岩和泥质砂岩沉积物为主,下部(63~111.6 m)以深灰色-黑色的褐煤和泥炭沉积物为主。详细的岩性描述见表1,基于该钻孔岩心共获得散样780余个。

2.2 粒度的测试及分析

所获取的780余个样品均先在实验室自然风干。首先将称量好的0.1~0.25 g(褐煤层和泥炭层样品为3~5 g)样品放入500 mL的烧杯中,再向烧杯中加入30%的H₂O₂,并在120 ℃加热板上加热,使有机质分解。待烧杯中的有机质去除干净,即烧杯中不再产生气泡,取下烧杯趁热加入10 mL浓度为10%的HCl,用于去除沉积物中的次生碳酸盐类矿物。待烧杯再次变为常温后(大约30 min以上),向烧杯中加入纯水至480 mL左右,将干净的载玻片置于烧杯上防止空气中的粉尘进入。静置24 h后,将烧杯内的上清液用橡胶导管吸出。再加水至480 mL左右,盖上载玻片静置24 h。用橡胶导管吸出上清液后,加入10 mL浓度为10%的(NaPO₃)₆(分散剂:六偏磷酸钠),将加入分散剂的烧杯放入超声波水浴中充分震荡10 min。超声完的样品进行上机测试,粒度测试利用Coulter LS 13 320型激光粒度仪,测量范围为0.375~2 000 μm,780个样品的粒度测试均在中国科学院地质与地球物理研究所新生代地质与环境重点实验室完成。

2.3 地层年代框架

前人对昭通盆地ZK1钻孔和古猿化石出露的水塘坝剖面已经进行了详细的磁性地层学和生物地层学研究^[2-3]。本文采用的年代框架是基于目前最新且被广泛使用的地磁极性年表ATNTS2012建立^[17,27]。基于昭通盆地ZK1钻孔沉积物的岩石磁性序列,结合生物地层结果^[2-3],共获得13个年代控制点(图2e)^[2,17],ZK1钻孔沉积物最底部年代控制点的年代为8.771 Ma。通过上部沉积物平均沉积速率计算得到ZK1钻孔沉积物最底部年代为8.8 Ma^[17]。通过各个年代控制点间沉积速率的计算,获得ZK1钻孔所有样品的年代,结果表明昭通盆地ZK1钻孔沉积物的沉积时代为8.8~2.6 Ma(晚中新世到上新世)^[17]。

3 粒度测试结果

3.1 沉积物粒度分布特征

根据Friedman和Sanders提出的沉积物粒度分级标准^[28]:黏土(<2 μm)、粉砂(2~63 μm)和砂(>63 μm),将昭通盆地ZK1钻孔沉积物进行分级统计分析。沉积物的中值粒径和平均粒径用来反映沉积物颗粒分布的平均趋势及沉积过程中介质的平均动能^[20]。利用数学方法获得昭通盆地ZK1钻孔所有样品的平均粒径和中值粒径,其随深度的变化特征见表2和图3。

昭通盆地ZK1钻孔沉积物粒度结果表明其整体以粉砂组分为主,黏土组分次之,砂组分较少。根据ZK1钻孔的沉积物岩性特征,黏土、粉砂和砂的相对含量,以及中值粒径、平均粒径随深度的变化特征等(表2、图3),将昭通盆地ZK1钻孔沉积物变化特征划分为3个带,分别为Unit I(63.0~111.6 m)带、Unit II(5.8~63.0 m)带和Unit III(0.0~5.8 m)带。

在Unit I(63~111.6 m,8.8~6.2 Ma)带中,中值粒径为10.1 μm,平均粒径为19.4 μm,表明此阶段主要以粉砂为主,黏土含量平均可达17.4%,明显高于Unit II带;在Unit II(5.8~63.0 m,6.2~2.8 Ma)带中,与Unit I和Unit III沉积阶段相比粉砂含量最高,可达到81.1%,黏土含量低于Unit I带,中值粒径和平均粒径较Unit I带变化不大,表明沉积物成分在这两个阶段相似。在Unit III(0.0~5.8 m;2.8~2.6 Ma)带中,粉砂含量为3个阶段中最低,砂质含量最高,平均粒径和中值粒径在此阶段呈现较高值,表明该阶段沉积过程中有较粗粒组分混入。

3.2 沉积物粒度参数

沉积物粒度分布特征可由频率分布曲线简单而直观地反映出来^[29],一般包括单峰、双峰和多峰等多种形态。单峰的形态曲线特征为峰值高而窄,指示沉积物组分比较单一且分选较好;单峰形态曲线特征为峰值低且宽,指示分选较差。双峰态频率分布曲线代表沉积物有两种主要成分,两峰峰值较高且距离相近,代表分选较好;当两峰峰距较远且峰值低时表明分选较差。多峰态的频率分布曲线特征为曲线的展开度大,峰值很低,表示沉积环境的复杂性,一般指示沉积物来源的多元性,分选较差。粒度参数的概率累积曲线被用来识别沉积过程的搬运方式,可划分滚动、跳跃和悬浮组分,判断沉积水动力条件^[30]。

昭通盆地ZK1钻孔沉积物的概率累积曲线和频率分布曲线变化特征(图4)表明,各阶段的沉积动力及搬运方式略有差别。在Unit I(63~111.6 m)阶段,主要以悬浮搬运为主,夹有少量跳跃式搬运,表明水动力条件较弱;频率分布曲线呈明显的单峰趋势,表明泥炭层和褐煤层沉积物来源及搬运动力比较单一。在Unit II(5.8~63.0 m)阶段,搬运方式以悬浮搬运为主,夹少量跳跃搬运方式,表明沉积水动力较弱;频率曲线呈单峰趋势,有次级的二级峰,二级峰偏向细粒的沉积物,指示细粒成分所占比重大。在Unit III(0.0~5.8 m)阶段,搬运方式主要是以悬浮搬运为主,夹有跳跃搬运,表明沉积物粒度较粗;频率分布曲线呈现多峰且宽缓的特征,表明沉积物分选较差。

沉积物C-M图解主要用于综合判别沉积物的搬运方式^[31],最初用于区分底流搬运的浊流沉积和牵引流沉积类型,之后拓展应用于区分其他搬运方式。C-M图由每个沉积物样品的C值和M值投点绘成,C值代表沉积物粒度概率累积曲线上从细颗粒开始累积到含量为99%时对应的颗粒粒径,即代表沉积物颗粒起动和搬运所需的最大营力;M值代表沉积物概率累积曲线上含量为50%时对应的颗粒粒径(中值粒径),即代表沉积物搬运的平均动能。因为细颗粒成分在不同强度的搬运动力下均能进行搬运,所以C-M图解判别沉积物搬运方式的基本原理是基于沉积物粗颗粒成分所代表的水动力搬运的最大动能。如图5所示,C-M图解中C=M线代表的是极限线,所有类型沉积物的投点只能位于C=M线的左上方区域;QR段指示递变悬浮沉积,代表悬浮物质,自下而上粒度逐渐变细,密度变低,常形成于涡流环境中;RS段代表均匀悬浮搬运,指示沉积物粒径和密度不随深度变化的完全悬浮状态,此段的沉积物是以粉砂和泥质的混合物为主,最粗沉积物为细沙;PQ段代表以悬浮搬运为主的组分中含有少量滚动搬运成分,指示最易发生滚动搬运的沉积物颗粒直径;OP段代表以滚动搬运为主,但含有悬浮组分的混合搬运方式,此阶段C值一般大于800 μm,M值无明显变化;NO段代表以滚动颗粒为主的搬运方式,C值大于1 000 μm,一般指示构成河流的砾石和砂石等堆积物。据姜在兴^[29]的研究,将C-M图分为9个区,每个区指示不同沉积环境下的动力搬运方式。I、II、III和IX区代表沉积物的C值大于1 000 μm,沉积物以滚动颗粒为主;IV、V、VI、VII和VIII区代表沉积物以均匀悬浮和分级悬浮沉积为主。

昭通盆地ZK1钻孔沉积物粒度组成的C-M投点图见图5,C-M点位主要落到左下方,C值范围是13.05~328.00 μm(均值为130.65 μm),M值范围是4.37~50.69 μm(均值为10.48 μm),表明ZK1钻孔沉积物的粒度组分较细,沉积搬运动力偏小。ZK1钻孔沉积物Unit I、Unit II和Unit III 3个阶段粒度组成的C-M点位均落在VI、VII和VIII区,3阶段沉积环境无明显差别,表明沉积物以均匀悬浮和分级悬浮沉积为主,反映了相对稳定的低动能沉积环境。沉积物粒度的C-M投点均接近C-M曲线,指示分选一般,可能与搬运距离较近有关。C-M图解指示的分选程度与频率分布曲线和概率累积曲线一致(图4,5)。

4 讨论

4.1 昭通盆地晚中新世到上新世沉积环境演化

根据ZK1钻孔沉积物的岩性特征、粒度参数变化特征和野外露头观测的沉积构造特征,昭通盆地晚中新世到上新世期间的沉积环境可划分为3个主要沉积阶段(图6)。

沉积阶段1(Unit I,63~111.6 m;8.8~6.2 Ma):沉积物岩性以黑褐色碳质黏土、褐煤和泥炭为主,中间夹有深褐色碳质黏土,底部以深灰色黏土为主。此阶段主要以悬浮搬运为主,水动力较弱,频率分布曲线呈明显的单峰趋势(图4),表明褐煤、泥炭和碳质黏土的物质来源及搬运动力单一。中值粒径及平均粒径较为均一(图3),指示物质来源及水动力条件较为稳定。结合野外沉积地层岩性特征,指示该时期为沼泽亚相沉积环境。

沉积阶段2(Unit II,5.8~63.0 m;6.2~2.8 Ma):沉积物岩性以灰色黏土为主,夹有劣质褐煤、泥质粉砂和7层螺化石层。搬运方式以悬浮搬运为主,夹少量跳跃搬运,指示水动力较弱,频率曲线呈单峰趋势,有次级的二级峰,二级峰偏向细粒沉积物,表明细粒成分所占比重较大。中值粒径和平均粒径与沉积阶段1无明显变化,数值分布均一,指示沉积物来源和水动力条件变化不大。野外地层沉积构造以水平层理为主,结合该段沉积物岩性特征,指示该时期昭通盆地为浅湖亚相的沉积环境。

沉积阶段3(Unit III,0.0~5.8 m;2.8~2.6 Ma):沉积物以灰色泥质粉砂为主,含大小不一的褐黄色赤铁矿团块。此阶段频率分布曲线呈多峰且宽缓的特征,表明分选较差,搬运方式以悬浮搬运为主,夹有跳跃搬运。沉积物中值粒径及平均粒径变化较大,粗粒与细粒交替出现,表明此时期沉积环境较为动荡,有粗颗粒沉积物混入。上述现象指示,该时期昭通盆地为湖滨亚相的沉积环境。

综上,昭通盆地在8.8~6.2 Ma沉积环境以沼泽亚相沉积类型为主,指示由于水流流速和流量减弱或停滞导致的沼泽化;在6.2~2.8 Ma沉积环境以浅湖亚相沉积类型为主,距离湖心位置较近,沉积物粒度组成较细;在2.8~2.6 Ma,昭通盆地以湖滨亚相沉积类型为主,沉积物位于浅湖亚相近岸地带,沉积物粒度组成较粗且分选较差。

4.2 昭通盆地ZK1沉积物粒度变化指示的古环境演化

湖泊沉积环境中,当沉积物沉积到一个封闭的湖泊中时,将受到湖泊内部动力过程影响重新分布,内部动力强度主要受风的强度和方向、湖泊的大小和深度及湖岸的形态控制^[21]。昭通盆地基岩以二叠纪灰岩、峨眉山玄武岩和三叠纪砂岩为主(图1b),盆地整体地形呈西高东低的特征。因此,西部出露的高山地带是昭通盆地沉积物的主要来源,西部出露的岩石类型以二叠纪峨眉山玄武岩和三叠纪砂岩为主。前人研究结果表明:昭通盆地周边低海拔区域(1 300~1 900 m)峨眉山玄武岩风化的表土与中新世末期水塘坝剖面沉积物黏土矿物种类一致,均为蒙脱石、高岭石和伊利石组合^[6,32-33],且砂岩黏土矿物以伊利石为主。昭通盆地沉积物物源相关研究表明,昭通盆地沉积物在8.8~2.8 Ma主要来源于低海拔区域的峨眉山玄武岩和三叠纪砂岩,而沉积物在2.8~2.6 Ma主要来源于高海拔(>2 200 m)峨眉山玄武岩风化^[17]。因此,昭通盆地沉积物在8.8~2.8 Ma物源一致,在2.8~2.6 Ma可能混入了高海拔区域的沉积物。此外,Hoke等^[34]利用氧同位素反演古高程的结果表明:早中新世以后青藏高原东南缘区域并未有明显的地表抬升,且始新世时期青藏高原东南缘就已经隆升至与现今接近的高度^[34]。很多结果都指示在中中新世之前青藏高原中部和南部的大部分区域已经接近现今的海拔高度^[35-36]。青藏高原东南缘的走滑断层可能导致昭通盆地的形成或是改变了盆地水源供应的方向,但是盆地沉积物以粉砂质黏土、褐煤、泥炭和黏土质粉砂为主,中值粒径大小较为均一,表明构造活动对昭通盆地的沉积作用没有显著影响,即湖盆大小变化的可能性不大。基于上述分析,昭通盆地沉积物物源和盆地周边构造活动对沉积物粒度并没有显著的影响。因此,昭通盆地沉积物粒度指标主要指示该区气候环境的变化特征。

湖泊根据泄水情况分为外流湖泊和内流湖泊。对于外流湖泊而言,沉积物粒度分析表明粗粒组分代表气候更加湿润,细粒组分代表气候更加干旱^[20-21];而对于内流的湖泊而言,沉积物粒度分析表明粒度粗则气候干旱,粒度细则气候湿润^[20]。昭通盆地是位于云南北东部的一个大型山间盆地,相关重磁资料解译结合地质资料,表明昭通盆地为构造断陷盆地^[23]。随着时间的推移,在断陷盆地中充填着从山地剥蚀下来的沉积物,积水形成湖泊。此外,ZK1钻孔沉积物全岩成分分析表明沉积物成分包含蒸发岩类矿物(石膏、岩盐等)^[18],这些均表明昭通盆地为一内流湖。对于内流的古湖泊,湖中心粒度越粗,指示湖泊收缩的干旱气候,而粒度越细,则指示湖泊扩张的湿润气候^[20-21]。因此,昭通盆地的沉积物粒度特征及参数可以重建其古湿度的变化历史。

昭通盆地地处青藏高原东南缘,属于典型的南亚季风区,气候条件主要受控于南亚季风的变化。为了更加全面理解昭通盆地粒度指标代表的南亚季风在晚中新世到上新世期间的气候环境演化历史,将昭通盆地ZK1钻孔沉积物粒径含量(黏土、砂、粉砂)(图7a-c)和平均粒径(图7d),黏土矿物比值(Kao/(Sm+Ver(HIV)))(图7e)^[17],化学风化指标CIA和K/Al值(图7f,g)^[18],深海氧同位素记录^[37](图7h)和基于多个地区的位于巴基斯坦北部Siwalik地区的古土壤碳酸岩碳同位素记录^[38](图7i)进行综合对比研究。

根据ZK1钻孔粒度参数、黏土矿物指标和化学风化变化特征将8.8~2.6 Ma(晚中新世到上新世)期间昭通盆地的古气候古环境演化划分为3个阶段。

Unit I(8.8~6.2 Ma):此阶段沉积环境为沼泽亚相沉积环境。根据环境指标的变化将其划分为两个亚带,分别为Unit I-a(8.8~>8.0 Ma)和Unit I-b(8.0~6.2 Ma)。在Unit I-a(8.8~>8.0 Ma)阶段,黏土在整个沉积序列中含量最高,粉砂含量则最低,砂含量相对较低,平均粒径较细,表明湖泊沉积时期气候相对最湿润;在I-b(8.0~6.2 Ma)阶段,粒度参数相较于I-a阶段,黏级含量稍有减少,粉砂含量稍有增加,砂含量变化不大,平均粒径变化不大,表明此时期气候湿润程度相对降低。在Unit I阶段,黏土矿物比值(Kao/(Sm+Ver(HIV)))^[17]、CIA和K/Al^[18]值均呈高值后又缓慢地降低,指示相对温暖和湿润的气候条件,并伴随着逐渐变冷的趋势,结合沉积物粒度参数指标表明此时期气候逐渐变冷且湿度逐渐降低。

Unit II(<6.2~2.8 Ma):该阶段以浅湖亚相的沉积环境为主。根据沉积物粒度参数的变化特征将其划分为两个亚带,分别为Unit II-a(6.2~>5.0 Ma)和Unit II-b(5.0~2.8 Ma)。在Unit II-a阶段中,相比较于Unit I-b沉积时期,黏级含量相对减少,粉砂含量相对增加,砂级含量和平均粒径变化不大,指示沉积时期气候相较于8.0~6.2 Ma期间湿润程度再次降低;在Unit II-b阶段中,相比较于Unit II-a沉积时期,黏级含量稍有增加,粉砂含量变化不大,砂级含量和平均粒径稍有增加,指示沉积时期气候湿润度稍有增加。此阶段在约6.1 Ma黏级组分含量最低,表明此时期气候湿度降低最显著,对应昭通中新世古猿消失的点位。在Unit II阶段黏土矿物比值(Kao/(Sm+Ver(HIV)))^[17]变化不大,而CIA和K/Al^[18]值显示,在此时期,气候虽然呈现整体变冷的趋势,但期间伴随着3个显著冷旋回阶段:阶段1(6.2~6.0 Ma)、阶段2(5.9~5.7 Ma)和阶段3(5.4~5.2 Ma),最冷时间段出现在约6.1 Ma,并认为约6.1 Ma气候快速降温是导致中新世古猿在昭通消失的重要因素^[17-18]。此阶段沉积物粒度指标指示在约6.1 Ma相比于其他阶段,湿度相对最低。

Unit III(<2.8~2.6 Ma):此阶段黏级组分相对增加,粉砂含量显著减少,砂级含量和平均粒径显著增加。黏土矿物中蛭石出现,蒙脱石消失,高岭石含量变化不大,伊利石含量增加。相关研究表明,高海拔峨眉山玄武岩风化的表土携带有较高含量的蛭石(HIV),因此替代蒙脱石的蛭石可能来源于高海拔的峨眉山玄武岩^[17-18]。Zhang 等^[39]研究表明,全球范围内各种环境在4~2 Ma期间剥蚀速率有明显的增加,可能与全球显著变冷引起的物理剥蚀速率的增加有关。

昭通盆地ZK1钻孔沉积物粒度参数表明,昭通盆地记录的南亚季风在晚中新世到上新世期间(8.8~2.8 Ma)呈现湿润度逐渐降低的趋势,在晚中新世时期(8.8~6.2 Ma)古湿度减小趋势显著,该趋势与该区黏土矿物和化学风化指标指示的变冷趋势^[17-18]具有较好的一致性。元谋盆地土壤和动物牙齿的碳同位素和氧同位素组成指示该区域气候呈现干旱化的趋势,表现为植被从大范围的浓密的森林环境(约8 Ma)转变为更加开阔的森林和草原环境(3~4 Ma)^[15]。巴基斯坦北部Siwalik多个地区沉积物古土壤碳同位素数据表明,在8~7 Ma,大范围的森林环境被更开阔的C₄草本取代^[38,40](图7i),该区哺乳动物牙齿碳同位素也证实了上述观点^[41]。Siwalik地区晚中新世到上新世古植被演化结果表明,约7 Ma之前乔木植被占绝对优势,气候湿润,南亚季风影响显著;到6.7~6.2 Ma期间,乔木含量急剧减少,此时草本植被的含量显著增加,表明该时段南亚季风呈现减弱趋势;在4.5~4.0 Ma期间又出现南亚季风增强的现象,直到约3.3 Ma之后,草本植被突然减少,可能与南亚季风增强有关^[40]。Siwalik地区和云南区域碳同位素和孢粉记录均表明植被格局在8~6 Ma期间的转变,表明晚中新世时期南亚季风区古湿度的降低,与昭通盆地沉积物粒度参数指标指示的结果一致。印度北部喜马拉雅前陆盆地氧同位素研究也指示在过去12~2 Ma期间,南亚季风古湿度呈现逐渐下降的趋势^[41-42]。阿拉伯海钻孔的化学风化历史研究表明南亚季风从约15 Ma开始呈现干旱化的趋势^[43]。昭通盆地粒度参数变化特征与上述研究均表明晚中新世到上新世期间南亚季风区古湿度均呈现降低的趋势。

在晚中新世时期(8~6 Ma),亚洲、非洲、北美和南美洲牙釉质碳同位素记录均表明草本植被在全球范围内显著增加,并认为大范围植被格局的变化是大气CO₂浓度降低导致的^[44]。相关模拟研究认为,晚中新世时期的生态转变是由气候变化导致的,而气候变化与喜马拉雅前陆海拔降低有关^[45]。

综合上述分析,昭通盆地粒度参数记录的南亚季风晚中新世到上新世期间呈现干旱化的趋势,且在8.8~8.0 Ma期间,气候相对最湿润。此过程与全球其他区域相关湿度的变化记录具有一致性,结合该区前期黏土矿物和化学风化相关研究结果表明,此时期南亚季风的演化主要受控于全球显著变冷和全球CO₂浓度降低的影响。

5 结论

本研究对青藏高原东南缘昭通盆地晚中新世到上新世期间沉积物粒度序列变化进行了高分辨率研究。沉积物粒度变化特征结合沉积构造和岩性等相关研究表明昭通盆地在8.8~6.2 Ma期间以沼泽亚相沉积环境为主,在<6.2~2.8 Ma期间以浅湖亚相沉积环境为主,在<2.8~2.6 Ma期间以湖滨亚相沉积环境为主。沉积物粒度组合及含量的变化表明,昭通盆地记录的晚中新世到上新世期间南亚季风古湿度呈现逐渐降低的干旱化趋势。结合前期该钻孔黏土矿物和化学风化的相关成果认为,晚中新世到上新世期间南亚季风呈现逐渐减弱的趋势,综合对比分析认为其变化趋势主要受控于全球变冷和全球CO₂浓度降低。

感谢审稿人和编辑的宝贵意见。感谢中国科学院地质与地球物理研究所邓成龙研究员和云南省文物考古研究所吉学平研究员提供宝贵的材料。感谢云南省昭通市政府的支持。

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基金资助

国家自然科学基金项目(42072209)

中国科学院(B类)战略性先导科技专项(XDB26000000)

科学技术部科技基础资源调查专项(2021FY100103)