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如今,全球变暖是我们人类面临的一项重大环境问题,而古气候的研究能帮助我们更好地认识和理解全球变暖。新生代全球气候多变,既经历了古新世—始新世极热事件,又经历了始新世—渐新世之交的降温事件,之后随着南、北极冰盖的相继形成,全球气温与海平面显著下降[1-3]。此外,新生代也是板块活动的重要时期,印度板块、阿拉伯板块、非洲板块与欧亚板块的俯冲、碰撞对全球地貌格局和海陆分布进行了重塑[4-5]。特别是青藏高原的隆升改变了大气环流,必然对气候产生重要的影响。因此,新生代古气候的研究成为地球科学研究的热点。
新生代早期,亚洲主要受中纬度西风环流控制；而如今亚洲大陆基本可划分为主要受中纬度西风环流控制的“西风亚洲”和主要受季风环流控制的“季风亚洲”,同时也形成了中亚的内陆干旱气候区和东亚湿润气候区共存的这一气候格局[6]。对于这一气候转变的原因,学者们利用沉积记录和气候模拟等方法开展了大量的研究。有的学者认为青藏高原的隆升所造成的副特提斯洋的海退以及高原隆升后对大气环流的物理阻挡,驱动这一气候转变[7-11]。也有些学者认为高原隆升对气候影响极为有限,这一气候转变是全球气候变化的结果[12-14]。当然,也有学者认为青藏高原的隆升和全球气候变化共同控制了中亚的干旱化和东亚湿润化[15-18]。沉积记录受到气候和构造的共同控制,因此沉积记录反映的古气候信息会受到区域构造运动的干扰。除此之外,外流湖泊因受到沉积物流失的影响,其沉积记录不能反映物源输入的完整信息,也就很难准确地反映古气候信息。而迄今为止,气候模拟依然存在诸多问题,很难完全令人信服。因此,新生代亚洲气候变化及其驱动机制的认识仍然存在较大的争议,需要进一步研究。
陆相咸化湖盆作为封闭的沉积系统,沉积地层完整地保存了物源输入全部信息,且不像海相地层那样容易受到深部热液系统影响[19-22]。因此,咸化湖盆沉积地层只受物源输入这一单一因素的控制,在对物源输入记录中具有较大优势。虽然盆地物源输入受到区域构造和气候共同控制[23-24]；但在构造相对稳定的地区,物源输入主要由气候控制下的源区剥蚀和化学风化作用所控制。因此,构造稳定地区的咸化湖盆沉积地层能够较好地记录物源区化学风化信息和古气候特征。
宁南盆地是位于青藏高原东北缘的新生代盆地,晚古近纪发育的清水营组为石膏和泥岩的互层,是典型的陆相咸化湖盆沉积[25-26]。前人通过清水营组古流向、沉积环境和野外构造变形特征分析表明,清水营组沉积时期,宁南盆地构造稳定,物源区未发生迁移[27-28]。前人通过磁性地层学和古生物学的研究,建立了宁南盆地古近系地层的精确年代格架,这为研究沉积记录在时间上的变化提供年代学保障[29]。因此,宁南盆地咸化湖相清水营组能够很好地记录晚古近纪的区域气候变化,是研究青藏高原东北缘地区晚古近纪气候变化及其驱动机制的绝佳选择。
本文以青藏高原东北缘的宁南盆地为研究对象,通过对晚古近系清水营组石膏样品进行主量元素和和锶同位素的测试,在前人所建立的地层年代格架的基础上,分析沉积地层记录的化学风化作用和古气候的变化,并通过与全球气候变化和青藏高原隆升过程的对比分析,研究青藏高原东北缘宁南盆地晚古近纪气候变化的驱动机制。该研究对进一步认识新生代亚洲气候变化的驱动机制具有重要的意义。
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宁南盆地是位于青藏高原东北缘、鄂尔多斯地块西南缘的新生代盆地,处于太平洋构造域和特提斯—喜马拉雅构造域的转换部位（图1a）。古近纪,宁南盆地处在东亚地区伸展拉张的大背景下,为鄂尔多斯地块边部裂陷解体所发育的断陷盆地[30]。新近纪,受到青藏高原隆升和向外扩展的影响而发生构造变形和抬升,盆地遭受强烈改造、变形。宁南盆地新生界自下而上依次发育寺口子组（Es）、清水营组（Eq）、红柳沟组（Nh）、干河沟组（Ng）和第四系（Q）（图1b）。
古近纪中期,在区域伸展拉张应力背景下,宁南盆地开始发育始新统寺口子组河流—冲积扇相的砂砾岩,物源区主要在盆地北部和东北；古近纪晚期,区域断陷作用持续,物源稳定,由于气候干燥,盆地发育了清水营组咸化湖盆相的泥岩和石膏；新近纪早期,盆地在经历了一次构造短暂挤压抬升后,继续接受沉积并发育了红柳沟组河流—湖泊相的泥岩和砂岩[27-28,31]；新近纪晚期,青藏高原北东向隆升扩展作用增强,盆地发生构造变形,开始逐渐萎缩,宁南盆地沉积了以砂砾岩为主的干河沟组；第四纪主要发育风成黄土（图1b）。宁南盆地北部断陷规模最大,后期受到青藏高原的影响也相对较小,因此宁南盆地北部清水营组地层发育最连续,厚度最大。本研究野外剖面——贺家口子剖面,就位于宁南盆地北部（图1c）。
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清水营组沉积时期主要发育泥岩和石膏岩的互层,为典型的盐湖沉积环境,可以进一步被划分为深水盐湖、半深水盐湖、浅水盐湖和半咸水湖这4种次级沉积环境[25]（图2）。申旭辉等[29]通过对宁南盆地贺家口子剖面新生界进行了详细的磁性年代学研究,并结合地层古生物的认识,建立了宁南盆地新生界地层年代格架,其中清水营组沉积时间为38~23 Ma（图2）。
宁南盆地在古近纪时由众多从北向南依次发育的小型断陷组成,直到新近纪各个断陷才连通形成了统一的宁南盆地[27-28]。因此,宁南盆地清水营组的沉积年龄在盆地不同地区存在较大差异,而盆地北部清水营组沉积年龄应该更早。申旭辉等[29]研究清水营组古地磁年龄的剖面与本文的研究剖面一致,因此本文选择申旭辉等[29]所得出的清水营组古地磁年龄（38~23 Ma）。赵晓辰等[32]通过宁南盆地北缘香山地区的磷灰石热年代学研究发现,香山地区在始新世（45.4~40.8 Ma）存在一期明显的快速隆升事件。从盆地耦合的角度来看,这也说明宁南盆地清水营组沉积年龄底界（38 Ma）是合理的。此外,2019年我国地质工作者在宁南盆地北部清水营组地层发现了大型哺乳动物雷兽化石[33],进一步反映了清水营组沉积底界年龄（38 Ma）是可靠的。宁南盆地清水营组和上覆的红柳沟组为平行不整合接触,正好对应我国华北地区普遍存在的一期构造运动（主幕时间为23.5 Ma左右）,这说明宁南盆地水营组顶界年龄为23 Ma是合理的。
为了确定本研究中样品所对应的地层年龄,对宁南盆地贺家口子剖面进行详细的野外地质测量和沉积学研究,厘定了该剖面中重要的岩性界面。然后通过和申旭辉等对该剖面的地层学和年代学研究进行对比,确定了清水营组的重要地层界限及其年龄（图3）,并利用插值法建立了宁南贺家口子剖面清水营组内地层年代格架（图2）。
图 3 宁南盆地贺家口子剖面清水营组关键地层界限
Figure 3. The key stratigraphic boundaries of the Qingshuiying Formation in the Hejiakouzi section, Ningnan Basin
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本文样品采自宁南盆地北部贺家口子剖面（图1c）,该剖面古近系清水营组出露完整,总厚度为552.39 m（图2）。根据野外地层岩性,贺家口子剖面清水营组可以分为23层,发育泥岩和石膏频繁互层,能够保证采样的连续性,总共采集了石膏样品20块,泥岩样品5块,具体采样位置见图2。
石膏样品主要用来进行主量元素和锶同位素测试,测试在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成。在石膏样品分析测试前,尽量清洗掉石膏样品表面的泥岩杂质等,石膏样品晾干后被制成200目的粉末。石膏主量元素测试仪器为XRF-1800型波长色散顺序扫描型X射线荧光学谱仪。主量元素具体测试和数据处理方法参照国家标准GB/T 14506.28—2010[34]。石膏中锶同位素测试采用Phoenix-新型热电离质谱仪,测试和数据处理方法参照国家标准GB/T 17672—1999[35]。
泥岩样品主要用来进行X衍射（XRD）分析和镜质体反射率（Ro）测试,测试工作在中国科学院广州地球化学研究所有机地球化学国家重点实验室完成。泥岩X衍射分析主要测试泥岩中各类矿物含量,测试仪器为产自美国的OLYMPUS,该仪器装备单色为Co靶,衍射角2q,变化范围5 ℃~55 ℃,结合X-Powder软件,对粉末X射线衍射图进行图谱分析。X衍射（XRD）分析的具体过程参照石油天然气行业标准SY/T 5163—2010[36]。泥岩镜质体反射率（Ro）主要是测定岩石中固体有机质热演化程度,测试仪器为3Y-Leica DMR显微光度计,分析的具体过程参照石油天然气行业标准SY/T 5124—1995[37]。
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宁南盆地北部贺家口子剖面清水营组石膏样品主量测试主要包括SiO2、Al2O3、MgO、CaO、Na2O、K2O和Ti2O的含量,测试结果见表1。根据测试结果来看,20件石膏样品中CaO含量最大,分布在26.16%~29.12%之间,平均值为28.33%。Ti2O含量最小,分布在0.006%~0.073%之间,平均值为0.026%。另外,Al2O3含量也较大,分布在0.126%~1.520%之间,平均值为0.492%。除此之外,MgO、Na2O和K2O的含量均较小,平均含量依次为0.298%、0.118%和0.120%。
表 1 宁南盆地贺清水营组石膏样品主量元素和锶同位素测试结果
样品 岩性 Sr同位素 主量元素/% 87Sr/86Sr 备注 SiO2 Al2O3 MgO CaO Na2O K2O Ti2O HP-01 石膏 0.711 094 引自文献[26] 4.84 0.76 0.237 27.63 0.188 0.17 0.05 HP-02 石膏 0.710 721 引自文献[26] 6.27 1.52 0.814 26.16 0.191 0.377 0.073 HP-03 石膏 0.710 542 引自文献[26] 4.51 0.695 0.893 27.64 0.165 0.16 0.041 HP-04 石膏 0.710 631 引自文献[26] 3.84 0.9 0.717 27.6 0.163 0.227 0.046 HP-05 石膏 0.710 744 引自文献[26] 0.801 0.21 0.105 28.81 0.093 0.045 0.013 HP-06 石膏 0.710 869 引自文献[26] 3.18 0.766 0.419 27.84 0.155 0.194 0.041 HP-07 石膏 0.710 987 引自文献[26] 2.33 0.576 0.272 28.14 0.148 0.147 0.026 HP-08 石膏 0.710 936 引自文献[26] 0.957 0.18 0.148 28.71 0.054 0.054 0.012 HP-09 石膏 0.711 074 本文 4.95 1.06 0.922 27.09 0.29 0.301 0.053 HP-10 石膏 0.711 179 引自文献[26] 0.667 0.195 0.123 28.89 0.106 0.056 0.01 HP-11 石膏 0.711 217 引自文献[26] 0.687 0.131 0.065 29.12 0.148 0.033 0.013 HP-12 石膏 0.711 568 引自文献[26] 1.6 0.478 0.115 28.57 0.07 0.103 0.021 HP-13 石膏 0.711 189 本文 1.55 0.468 0.219 28.39 0.065 0.129 0.024 HP-14 石膏 0.711 233 本文 0.974 0.247 0.121 28.85 0.063 0.046 0.012 HP-15 石膏 0.711 278 本文 0.526 0.169 0.069 29.01 0.094 0.042 0.009 HP-16 石膏 0.710 910 本文 1.33 0.257 0.087 28.81 0.093 0.04 0.017 HP-17 石膏 0.711 277 本文 0.35 0.126 0.067 28.99 0.062 0.022 0.006 HP-18 石膏 0.711 242 本文 1.15 0.348 0.304 28.83 0.06 0.091 0.019 HP-19 石膏 0.711 305 引自文献[26] 1.09 0.321 0.107 28.84 0.073 0.076 0.014 HP-20 石膏 0.711 375 本文 1.27 0.424 0.151 28.68 0.078 0.082 0.017 20件石膏样品的锶同位素87Sr/86Sr值在0.710 542~0.711 568之间,平均值为0.711 069,具体见表1。古近纪海水锶同位素87Sr/86Sr值在0.708~0.709之间[38],宁南盆地清水营组石膏锶同位素87Sr/86Sr值明显更大,表现陆相封闭湖盆的沉积特征。
宁南盆地清水营组5件泥岩样品的X衍射的测试结果显示,泥岩中的主要矿物有石英、长石,伊利石、蒙脱石、方解石、白云石和石膏,见表2。泥岩中伊利石含量最高,分布在29.8%~57.6%之间,平均值为46.8%,而蒙脱石含量分布在8.9%~18.9%之间,平均值为13.0%。由伊利石和蒙脱石组成的黏土矿物在泥岩中为主体,总含量分布在46.3%~66.5%之间,平均值为59.8%。另外,泥岩中石膏、石英和长石含量也较高,石膏含量分布在1.8%~9.8%之间,平均值为6.5%；石英含量分布在14.6%~19.4%之间,平均值为17.1%；长石含量分布在3.1%~11.0%,平均值为7.5%。除此之外,泥岩中方解石和白云石含量差异较大,方解石分布在0~15.9%之间,平均值为7.8%；白云石含量分布在0~2.2%之间,平均值为0.44%。
表 2 宁南盆地贺清水营组泥岩样品X衍射分析（XRD）和Ro测试结果
样品 X衍射分析（XRD） Ro/% 岩性 石英/% 长石/% 伊利石/% 蒙脱石/% 方解石/% 白云石/% 石膏/% 黏土矿物/% HP-21 泥岩 15 6.4 57.6 8.9 0 2.2 9.8 66.5 0.57 HP-22 泥岩 14.6 3.2 46.4 18.9 12 0 4.9 65.3 0.6 HP-23 泥岩 17.3 9.1 51.1 9.3 11.1 0 1.8 60.4 0.55 HP-24 泥岩 19 11 49.2 11.3 0 0 7.9 60.5 0.66 HP-25 泥岩 19.4 7.8 29.8 16.5 15.9 0 7.9 46.3 0.6 清水营组5件泥岩样品的Ro测试结果显示,泥岩中Ro差异较小,分布在0.55%~0.66%之间,平均值为0.60%,反映泥岩中有机质热演化程度较低[39],清水营组整体成岩作用较弱。
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咸化湖盆中既有蒸发岩的沉积作用,又有碎屑岩的沉积作用,二者共同作用形成了蒸发岩和碎屑岩共存的沉积序列[19-22]。在气候相对干旱时期,大气降水较少,由河流搬运进入湖泊的陆源物质少,碎屑岩不发育；而湖盆水体蒸发、浓缩强烈,咸化湖盆中以蒸发岩发育为主。在气候相对湿润时期,湖盆水体蒸发、浓缩弱,蒸发岩不发育；而大气降水较多,由河流搬运进入湖泊的陆源物质多,咸化湖盆中以碎屑岩沉积为主。实际上,在咸化湖盆发育过程中,这两种沉积作用同时进行,沉积的石膏中依然存在少量的陆源碎屑岩沉积；而泥岩中也有少量的蒸发岩。
宁南盆地清水营组发育石膏和泥岩的互层,反映蒸发岩和陆源碎屑岩沉积的混合,为典型的咸化湖盆相沉积。其中清水营组石膏代表蒸发岩发育为主的湖盆水体蒸发阶段；泥岩代表陆源碎屑岩发育为主的湖盆水体淡化阶段。为了利用宁南盆地清水营组沉积记录反演和重建古风化条件和古气候,我们就必须首先明确沉积岩中不同组分的组成、成因及其地质指示意义。
宁南盆地清水营组泥岩中Ro测试结果显示（表1）,Ro差异较小,分布在0.55%~0.66%之间,指示泥岩中有机质热演化程度较低,说明清水营组埋深较小,处在早成岩阶段。因此,宁南盆地清水营组地层受到成岩作用的影响较小,现今清水营样品的矿物、化学组成主要受沉积作用所控制。宁南盆地清水营组泥岩的XRD测试结果（表1）反映：泥岩以黏土矿物为主,主要为伊利石和蒙脱石,此外还有石英、长石、石膏、方解石和白云石。一般而言,咸化湖相泥岩中的黏土矿物、石英和长石来源于陆源碎屑物质输入；而石膏、方解石和白云石为蒸发岩矿物,是咸化湖盆化学沉淀所形成[20]。由此可见,宁南盆地清水营组泥岩由陆源碎屑岩和蒸发岩混合而成,其中陆源碎屑岩为主体,也含有少量蒸发岩。
主量元素是构成岩石中矿物的主体,能够反映岩石中的造岩矿物组成。因此作为沉积岩石中元素含量最大的主量元素,虽然在沉积后受到成岩作用的影响,但依然能保留其沉积时的基本组成特征,能够很好地反映岩石中的不同组分的成因和来源[40]。前人研究表明,沉积岩中的Ti2O只来源于陆源碎屑的输入,且由于Ti元素及其化合物（钛铁矿、金红石等）具有极强的抗风化能力,在后期地质过程中其含量基本不发生变化[41]。因此,沉积岩中的Ti2O是陆源碎屑物质输入的重要指标。
为了厘清宁南盆地清水营组石膏中主量元素的沉积成因和来源,将石膏中Ti2O和CaO、SiO2、Al2O3、MgO、Na2O、K2O的含量进行相关性分析（图4）。根据主量元素相关性研究结果,发现宁南清水营组石膏中Ti2O和CaO具有明显的负相关性（图4）,说明石膏中的CaO并不来源于陆源碎屑物质输入,而是咸化湖盆化学沉淀所形成。而Ti2O和SiO2、Al2O3、MgO、Na2O、K2O含量呈明显的正相关性,说明石膏中SiO2、Al2O3、MgO、Na2O和K2O都来源于陆源碎屑物质的输入,而不是咸化湖盆化学沉淀所形成。因此,宁南盆地清水营组石膏中主量元素来源分为两类：CaO是咸化湖盆化学沉淀所形成,而Ti2O、SiO2、Al2O3、MgO、Na2O和K2O均来源于陆源碎屑物质的输入。
图 4 清水营组石膏主量元素相关性分析图
Figure 4. Correlation analysis of major elements of gypsum in the Qingshuiying Formation
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盆地沉积记录是研究和重建古气候的重要方法。气候干旱时,物源区岩石遭受化学风化作用弱,这些弱风化的陆源碎屑物质被搬运到沉积盆地,被盆地沉积地层所记录。而气候湿润时,物源区岩石遭受化学风化作用强,沉积地层记录了这些强风化的陆源碎屑物质[19]。但在利用沉积记录研究古气候时存在两个问题：1）物源区岩石风化受到构造和气候共同控制,如果物源区构造活跃,沉积记录反映的古气候信息必然受到影响；2）陆源碎屑物质进入盆地后发生了分异和流失,例如外流湖泊中大量Na+、Ca+、K+进入海洋,这就使得盆地沉积地层并不能完整地保留所有的陆源碎屑物质,从而使得沉积记录的古气候信息存在偏差。咸化湖盆作为一类特殊类型的盆地,几乎无外流河发育,从物源区到沉积区为一个封闭的物质搬运系统。因此,咸湖湖盆沉积地层记录了完整的陆源碎屑物质,在古气候的研究中极为重要。
宁南盆地在古近系清水营组沉积时为典型的咸化湖相沉积环境,且区域构造稳定[27-28],物源区岩石化学风化主要受古气候的控制。因此,宁南盆地清水营组沉积记录在古气候的研究中尤为重要。此外,在石膏沉积阶段,咸化湖盆相对更封闭,湖盆中的陆源沉积物与物源输入具有更好的对应关系。根据本文对清水营组沉积物组成与成因的研究,石膏中SiO2、Al2O3、MgO、Na2O和K2O均来自陆源碎屑物质的输入,可以用来对古风化条件和古气候进行研究。
岩石遭受较强的化学风化时,硅酸盐中Na、K、Ca、Mg等元素大量流失,使得风化物中Al元素含量增大,而Si和Ti在风化作用中也比较稳定[42-43]。因此,Al2O3/SiO2和Al2O3/Ti2O的值越大,反映化学风化作用越强；值越小,则反映化学风化作用越弱。而在硅酸盐中K比Na抗化学风化能力更强,因此K2O/Na2O的值越大,则化学风化作用越强；K2O/Na2O的值越小,则反映化学风化作用越弱。
沉积石膏中锶同位素在化学风化和古气候研究中也有重要的作用[44-46]。一般认为,岩石中的87Sr是由87Rb衰变而成的,而高Rb/Sr比的岩石中存在更多的衰变成因的87Sr,岩石中87Sr/86Sr比值也较大。此外,岩石中Rb比Sr具有更强的抗风化能力,但是当风化越强时Rb含量高的岩石也被大量风化而进入风化物,风化物的Rb/Sr比值就越大。因此,当气候干旱时,物源区岩石遭受化学风化作用弱,风化物中Rb/Sr比值小,锶同位素87Sr/86Sr值也小,相应地沉积石膏87Sr/86Sr值也小；相反地,当气候润湿时,风化作用强,沉积石膏87Sr/86Sr值也大。
本研究以宁南盆地清水营组中的地层年代格架为基础,绘制了石膏中Al2O3/SiO2、Al2O3/Ti2O、K2O/Na2O和87Sr/86Sr在38~23 Ma之间的变化曲线（图5）,用来研究晚古近纪区域化学风化条件和古气候。由图5可见,宁南盆地清水营组石膏中Al2O3/SiO2、Al2O3/Ti2O、K2O/Na2O和87Sr/86Sr等变化曲线具有很好的一致性。综合来看,在38~36 Ma、34.5~33 Ma、32~31 Ma、30~27 Ma、26~23 Ma这5个时期,Al2O3/SiO2、Al2O3/Ti2O、K2O/Na2O和87Sr/86Sr都呈减小趋势,反映风化作用减弱,气候干旱化。在36~34.5 Ma、33~32 Ma、31~30 Ma、27~26 Ma这4个时期,Al2O3/SiO2、Al2O3/Ti2O、K2O/Na2O和87Sr/86Sr都呈增大趋势,反映风化作用增强,气候湿润化（图5）。特别是在34.5~33 Ma这一时期,气候干旱化最为明显。进一步可以看出,在34.5 Ma、32 Ma、30 Ma和26 Ma时,气候相对湿润；而在36 Ma、33 Ma、31.5 Ma和27 Ma时,气候相对干旱。
图 5 清水营组化学风化指标变化曲线与古气候变化
Figure 5. Variation curve of the chemical weathering index in the Qingshuiying Formation and paleoclimate change
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晚古近纪（38~23 Ma）全球气候发生了重大变化,特别是在34 Ma左右时始新世/渐新世界线的降温事件,无疑是新生代最具代表性的降温事件,表现为地球气候从此前的温室期快速转变为冰室期[1-3]。而印度板块与欧亚板块在60~45 Ma之间完成拼合后,青藏高原的隆升也是晚古近纪气候变化的重要驱动因素[4-5]。宁南盆地位于青藏高原东北缘,晚古近纪气候变化是受控于青藏高原隆升还是全球气候变化的区域响应,这是值得探讨的重要问题。
全球气候变化与大气CO2浓度和全球海洋氧同位素有密切的关系。大气CO2浓度越增高,温室效应增强,全球气候变暖；而大气CO2浓度降低,则全球气候变冷。海洋沉积物氧同位素δ18O值增大,则两极冰量增多,全球海平面下降,反映全球气候变冷；而海洋沉积物氧同位素δ18O值减小,则全球气候变暖[12-14]。青藏高原隆升到一定海拔后,才对大气环流产生明显的影响[11],因此青藏高原古高度是青藏高原隆升气候效应的主要指标。
为了分析晚古近纪宁南盆地古气候驱动机制,我们把宁南盆地化学风化、古气候变化与大气CO2、海洋氧同位素、青藏高原隆升高度进行综合对比（图6）。整体上来看,晚古近纪宁南盆地古气候变化与全球气候变化基本一致,而与青藏高原隆升高度变化不大。具体来看,在38~36 Ma、34.5~33 Ma、32~31 Ma、30~27 Ma这4个时段内,宁南盆地气候干旱化和全球变冷基本同步。在36~34.5 Ma、33~32 Ma、31~30 Ma、27~26 Ma这4个时段内,宁南盆地气候湿润化和全球变暖也基本同步。尤其是在34 Ma左右E/O界线的全球降温事件与宁南盆地34.5~33 Ma之间明显的干旱化事件高度一致,说明宁南盆地气候变化是全球气候变化的区域效应。但是我们也发现,在26~23 Ma之间宁南盆地气候整体干旱化,而此时全球气候为明显变暖、湿润,这两者并不一致。而青藏高原隆升高度在26 Ma左右有明显的变大。这说明26~23 Ma之间宁南盆地气候变化可能受到了青藏高原隆升的的重要影响,即：高原隆升使得宁南盆地气候干旱化。
综上所述,晚古近纪38~26 Ma宁南盆地古气候变化主要受到全球气候变化的驱动。但在26~23 Ma期间,宁南盆地古气候变化受到了青藏高原隆升的重要影响。
一直以来,古近纪青藏高原隆升高度的研究存在较大的争议,这严重影响了对高原隆升气候效应的认识。近年来的研究进一步表明,古近纪青藏高原的隆升可能极为复杂,不同地区的的隆升高度存在巨大的差异[47-50]。在40 Ma之前,青藏高原中部的拉萨地块和羌塘地块的主体已经隆升到3 000 m以上。然而,青藏高原周缘地区,包括喜马拉雅地块、可可西里地块、帕米尔高原和青藏高原中部伦坡拉盆地古近纪海拔不超过3 000 m,直到古近纪末期（26 Ma）才快速隆升到3 000 m以上。整个古近纪,高原外围的柴达木盆地、祁连山、天山地区的海拔都在2 000 m以下。因此,晚古近纪青藏高原并未完全隆升为3 000以上的统一高原地貌,而是呈现海拔差异较大的地貌格局（图7）。因此,晚古近纪青藏高原海拔差异较大,并不能把西风完全阻挡,西风环流依然控制着整个东亚中纬度地区。
晚古近纪（38~26 Ma）宁南盆地古气候变化与全球海洋氧同位素的变化具有更好的一致性,而全球海洋氧同位素的变化反映全球海平面的变化（图6）。这可能预示着,全球气候变化通过改变海平面的升降,进而控制宁南盆地古气候变化。当全球气候变冷时,全球海平面下降,副特提斯海海退,西风带来的水汽减小,位于下风向的宁南盆地气候干旱化。当全球气候变热时,全球海平面上升,副特提斯海海进,西风带来的水汽增多,位于下风向的宁南盆地气候湿润化（图7）。在26~23 Ma期间,青藏高原快速隆升,帕米尔高原、天山、柴达木盆地、祁连山也随之隆升。特别是帕米尔高原和天山在26 Ma后快速隆升、扩展[51-52],使得西风环流被阻档,全球气候变化对宁南盆地气候变化影响变小,高原隆升开始影响宁南盆地气候变化。
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（1） 宁南盆地清水营组石膏中主量元素来源分为两类：CaO是咸化湖盆化学沉淀所形成,而Ti2O、SiO2、Al2O3、MgO、Na2O和K2O都来源于陆源碎屑物质的输入。
（2） 宁南盆地清水营组石膏中Al2O3/SiO2、Al2O3/Ti2O、K2O/Na2O和87Sr/86Sr等变化曲线具有很好的一致性,可以综合反映晚古近纪气候变化。在38~36 Ma、34.5~33 Ma、32~31 Ma、30~27 Ma、26~23 Ma这5个时期,化学风化减弱,气候干旱化；在36~34.5 Ma、33~32 Ma、31~30 Ma、27~26 Ma这4个时期,化学风化增强,气候湿润化。
（3） 晚古近纪38~26 Ma,宁南盆地古气候变化与全球气候变化基本一致,说明宁南盆地气候变化主要受到全球气候变化的驱动,是全球气候变化的区域效应；而在26~23 Ma期间,宁南盆地古气候变化与全球气候变化不一致,可能受到了青藏高原隆升的重要影响。
Late Paleogene Climate Change and Its Driving Mechanism in the Ningnan Basin, Northeastern Tibetan Plateau
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摘要: 宁南盆地咸化湖相清水营组沉积记录,是研究青藏高原东北缘地区晚古近纪气候变化及其驱动机制的绝佳选择。以宁南盆地古近系清水营组为研究对象,通过野外地质调查、样品采集、石膏主量元素和锶同位素的测试,分析沉积地层记录的化学风化和古气候的变化；并通过与全球气候变化和青藏高原隆升过程的对比分析,研究青藏高原东北缘宁南盆地气候变化的驱动机制。结果表明：宁南盆地清水营组石膏中Al2O3/SiO2、Al2O3/Ti2O、K2O/Na2O和87Sr/86Sr等指标可以很好地反映晚古近纪气候变化,在38~36 Ma、34.5~33 Ma、32~31 Ma、30~27 Ma、26~23 Ma这5个时期,化学风化减弱,气候干旱化；在36~34.5 Ma、33~32 Ma、31~30 Ma、27~26 Ma这4个时期,化学风化增强,气候湿润化。晚古近纪38~26 Ma,青藏高原东北缘宁南盆地古气候变化主要受到全球气候变化的驱动；但在26~23 Ma之间,宁南盆地古气候变化受到了青藏高原隆升的重要影响。Abstract: The sedimentary record of the saline lacustrine Qingshuiying Formation is the perfect object for the study of the Late Paleogene climate change and its driving mechanism in the Ningnan Basin, northeastern Tibetan Plateau and is taken as the research target in this study. Through field geological investigation, sample collection, and the tests of the major elements and strontium isotopes in gypsum, the chemical weathering and paleoclimate changes recorded in sedimentary strata are analyzed. Based on the comparison with the global climate change and the uplifting process of the Tibetan Plateau, the driven mechanism of the Late Paleogene climate change in the Ningnan Basin, northeastern Tibetan Plateau is studied. The results show that the indices of Al2O3/SiO2, Al2O3/Ti2O, K2O/Na2O, and 87Sr/86Sr well reflect the Late Paleogene climate change. During the 5 periods of 38-36 Ma, 34.5-33 Ma, 32-31 Ma, 30-27 Ma, and 26-23 Ma, the chemical weathering decreased, and the climate was arid, while during the 4 periods of 36-34.5 Ma, 33-32 Ma, 31-30 Ma, and 27-26 Ma, the chemical weathering increased, and the climate was humid. During the Late Paleogene 38-26 Ma, the climate change in the study area was mainly driven by the global climate change. While during 26-23 Ma, the climate change in the basin was affected by the Tibetan Plateau uplift.
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Key words:
- climatic change /
- saline lacustrine basin /
- Tibetan Plateau uplift /
- Late Paleogene /
- Ningnan Basin
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图 3 宁南盆地贺家口子剖面清水营组关键地层界限
Figure 3. The key stratigraphic boundaries of the Qingshuiying Formation in the Hejiakouzi section, Ningnan Basin
Fig.3
图 4 清水营组石膏主量元素相关性分析图
Figure 4. Correlation analysis of major elements of gypsum in the Qingshuiying Formation
Fig.4
图 5 清水营组化学风化指标变化曲线与古气候变化
Figure 5. Variation curve of the chemical weathering index in the Qingshuiying Formation and paleoclimate change
Fig.5
表 1 宁南盆地贺清水营组石膏样品主量元素和锶同位素测试结果
样品 岩性 Sr同位素 主量元素/% 87Sr/86Sr 备注 SiO2 Al2O3 MgO CaO Na2O K2O Ti2O HP-01 石膏 0.711 094 引自文献[26] 4.84 0.76 0.237 27.63 0.188 0.17 0.05 HP-02 石膏 0.710 721 引自文献[26] 6.27 1.52 0.814 26.16 0.191 0.377 0.073 HP-03 石膏 0.710 542 引自文献[26] 4.51 0.695 0.893 27.64 0.165 0.16 0.041 HP-04 石膏 0.710 631 引自文献[26] 3.84 0.9 0.717 27.6 0.163 0.227 0.046 HP-05 石膏 0.710 744 引自文献[26] 0.801 0.21 0.105 28.81 0.093 0.045 0.013 HP-06 石膏 0.710 869 引自文献[26] 3.18 0.766 0.419 27.84 0.155 0.194 0.041 HP-07 石膏 0.710 987 引自文献[26] 2.33 0.576 0.272 28.14 0.148 0.147 0.026 HP-08 石膏 0.710 936 引自文献[26] 0.957 0.18 0.148 28.71 0.054 0.054 0.012 HP-09 石膏 0.711 074 本文 4.95 1.06 0.922 27.09 0.29 0.301 0.053 HP-10 石膏 0.711 179 引自文献[26] 0.667 0.195 0.123 28.89 0.106 0.056 0.01 HP-11 石膏 0.711 217 引自文献[26] 0.687 0.131 0.065 29.12 0.148 0.033 0.013 HP-12 石膏 0.711 568 引自文献[26] 1.6 0.478 0.115 28.57 0.07 0.103 0.021 HP-13 石膏 0.711 189 本文 1.55 0.468 0.219 28.39 0.065 0.129 0.024 HP-14 石膏 0.711 233 本文 0.974 0.247 0.121 28.85 0.063 0.046 0.012 HP-15 石膏 0.711 278 本文 0.526 0.169 0.069 29.01 0.094 0.042 0.009 HP-16 石膏 0.710 910 本文 1.33 0.257 0.087 28.81 0.093 0.04 0.017 HP-17 石膏 0.711 277 本文 0.35 0.126 0.067 28.99 0.062 0.022 0.006 HP-18 石膏 0.711 242 本文 1.15 0.348 0.304 28.83 0.06 0.091 0.019 HP-19 石膏 0.711 305 引自文献[26] 1.09 0.321 0.107 28.84 0.073 0.076 0.014 HP-20 石膏 0.711 375 本文 1.27 0.424 0.151 28.68 0.078 0.082 0.017 
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表 2 宁南盆地贺清水营组泥岩样品X衍射分析（XRD）和Ro测试结果
样品 X衍射分析（XRD） Ro/% 岩性 石英/% 长石/% 伊利石/% 蒙脱石/% 方解石/% 白云石/% 石膏/% 黏土矿物/% HP-21 泥岩 15 6.4 57.6 8.9 0 2.2 9.8 66.5 0.57 HP-22 泥岩 14.6 3.2 46.4 18.9 12 0 4.9 65.3 0.6 HP-23 泥岩 17.3 9.1 51.1 9.3 11.1 0 1.8 60.4 0.55 HP-24 泥岩 19 11 49.2 11.3 0 0 7.9 60.5 0.66 HP-25 泥岩 19.4 7.8 29.8 16.5 15.9 0 7.9 46.3 0.6
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