王 鑫，孫東懷，王 飛，吳 晟，李寶鋒

(蘭州大學(xué)西部環(huán)境教育部重點實驗室，甘肅 蘭州 73000)

塔里木盆地腹地新生界平行剖面的磁性地層研究:對塔克拉瑪干沙漠形成演化的指示意義

王 鑫，孫東懷，王 飛，吳 晟，李寶鋒

(蘭州大學(xué)西部環(huán)境教育部重點實驗室，甘肅 蘭州 73000)

選擇了塔里木盆地腹地的紅白山剖面，對出露連續(xù)的晚新生代地層進行了高分辨率的磁性地層研究和古環(huán)境分析。結(jié)果表明:4.2Ma～3.4Ma，塔里木盆地腹地的自然環(huán)境為干旱沉積平原，氣候條件相對濕熱;3.4Ma，首次出現(xiàn)流動沙丘，塔克拉瑪干沙漠開始形成;2.8Ma開始，干旱化程度顯著加強，最終形成當今極度干旱的大型沙漠環(huán)境。在塔里木盆地的干旱化過程中，副特提斯海的消亡、青藏高原的隆升和北極冰蓋的演化均起到關(guān)鍵作用。

塔里木盆地;塔克拉瑪干沙漠;磁性地層

0 引言

新生代印度板塊與亞歐板塊的碰撞，導(dǎo)致了亞洲內(nèi)陸副特提斯海的逐步消亡和青藏高原的隆升［1～2］，進而引起了亞洲內(nèi)陸的干旱化和荒漠化［3～7］。地層資料表明，塔里木盆地腹地分布著新生代海相-陸相地層，記錄了該地區(qū)從海洋到干旱沉積平原再到大型沙漠環(huán)境演變過程［8～11］。然而，由于缺乏可靠的定年，目前對這些地質(zhì)事件的啟始年代和機制的認識尚不明確。

為了解決亞洲內(nèi)陸干旱化問題，中外學(xué)者對中國黃土高原地區(qū)的風(fēng)塵沉積做了大量的研究，認為黃土是源區(qū)干旱化的產(chǎn)物，黃土沉積在一定程度上間接反映了源區(qū)干旱化的歷史［12］。與黃土高原地區(qū)相比，風(fēng)塵源區(qū)的地質(zhì)記錄能更直接地反映干旱化的形成和演化。近期，對塔里木盆地南緣昆侖山前帶晚新生代地層的研究表明，塔里木盆地的風(fēng)塵沉積開始于4.6 Ma［13～14］或5.3Ma［15］，間接指示了塔里木盆地荒漠化的啟始時間。而沙漠腹地的晚新生代地層則能為研究塔克拉瑪干沙漠的形成演化提供最直接的證據(jù)。Sun et al.(2009)［16］和孫東懷等 (2009)［17］率先報道了塔里木盆地出露良好的瑪扎塔格剖面的磁性地層結(jié)果，Sun et al. (2009)［16］認為該剖面紅層的下限的年齡為10 Ma，風(fēng)成砂首次出現(xiàn)的地質(zhì)年代為7Ma。而孫東懷等 (2009)［17］則認為紅層沉積的下限年齡為4.2 Ma，風(fēng)成砂首次出現(xiàn)的地質(zhì)年代為3.4 Ma，結(jié)果存在爭議。近年來由于測試技術(shù)的發(fā)展，第四紀磁性地層學(xué)得到了日益廣泛的應(yīng)用［18～19］。為準確約束塔克拉瑪干沙漠形成的地質(zhì)年代，我們在瑪扎塔格剖面以西約20km處，選擇了出露良好的紅白山剖面進行了高分辨率的磁性地層學(xué)研究。

1 剖面及采樣方法

1.1 區(qū)域地質(zhì)

圖1 塔里木盆地數(shù)字高程模型圖 (A)及紅白山剖面地質(zhì)圖 (B)Fig.1 A map showing the digital elevation model of Tarim Basin(A)and geology of the Hongbaishan section(B)實心圓指示剖面位置:1、紅白山剖面;2、塔格山剖面;3、KT2鉆孔;4、KT1鉆孔

新生代以來塔里木盆地沉積了愈千米的海相-陸相地層。中更新世的構(gòu)造運動使瑪扎塔格構(gòu)造帶的新生代地層掀斜隆起，在盆地腹地形成一條整體為東-西走向的單斜山體。紅白山剖面 (圖1)位于這條山體的東緣，地層出露良好，記錄了塔克拉瑪干沙漠形成演化的重要信息。據(jù)統(tǒng)計，該地區(qū)過去三十年的年均降雨量不到50mm，年均蒸發(fā)量卻高達2000 mm，全區(qū)盛行東北風(fēng)，在全年大部分時間里有頻繁的沙塵暴天氣。發(fā)源于昆侖山的和田河自南向北貫穿盆地，季節(jié)性流水將昆侖山大量的粗砂和細砂帶到盆地內(nèi)部，并得以保存。

1.2 紅白山剖面和巖性

紅白山剖面出露新生代地層639m，頂部被現(xiàn)代沙漠覆蓋，為了直觀的與塔格山剖面、KT1鉆孔和KT2鉆孔進行對比，在地層描述過程中，頂部加540m厚的披蓋地層。根據(jù)巖性特征，全剖面可分四個巖性段 (圖2)，自底向頂描述如下:第一巖性段:1171～989m(圖2 A)，主要由白色石膏層，青灰色鈣質(zhì)砂巖、鈣質(zhì)泥巖和少量生物碎屑巖組成，在青灰色鈣質(zhì)砂巖、鈣質(zhì)泥巖中發(fā)現(xiàn)發(fā)現(xiàn)了大量中古新世化石［20］，如雙殼類 Ostrea.Bellova cina Lam.，O.ambolti Frebold;Pycnodonte(Phygraea)sp.等。該段地層與上覆陸相紅層呈平行不整合接觸/整合接觸;第二巖性段:989～770m，紫紅色泥巖、紅棕色砂質(zhì)泥巖互層 (圖2B)，紫紅色泥巖多具水平層理，為河流相粘土;第三巖性段:770～688m，紅橙色砂巖、紫紅色泥巖與紅棕色砂質(zhì)泥巖互層，其中，紅橙色砂巖分選均一，結(jié)構(gòu)疏松，具大型交錯層理 (圖2C)，為典型的風(fēng)成砂，泥巖與砂質(zhì)泥巖多具弱水平層理，為間歇性河流相沉積;第四巖性段:688～533m，主要由灰黃色風(fēng)成砂 (圖2E)、黃土和河流相砂巖互層 (圖2F)，底部為厚7m的砂礫巖層 (圖2D)，是全剖面首次出現(xiàn)礫石的層位，可作為區(qū)域?qū)Ρ鹊臉酥緦优c塔格山剖面和KT1鉆孔、KT2鉆孔進行對比。

1.3 采樣方法

在剖面989～553m處，以1m間距共采集定向古地磁樣品536塊，其中，鉆孔樣品389塊，手標本147塊。在實驗室，將采集的鉆孔樣品切割成2cm長的柱狀樣品，定向塊樣切割成邊長為2cm的定向立方體，并將每一深度樣品加工為兩個平行樣品用于古地磁測量。同時采集散樣用于色度和磁化率測量。

1.4 樣品測量

古地磁樣品按50℃的間隔自室溫至650℃進行系統(tǒng)熱退磁，并測量每一步退磁后的剩磁。熱退磁在MMTD80熱退磁儀上完成，剩磁測量在2G760SRM超導(dǎo)磁力儀上完成，測量皆在零磁場空間內(nèi)進行。利用傳統(tǒng)的古地磁學(xué)統(tǒng)計方法對測量的天然剩磁進行分析。

色度實驗取0.2～0.3g樣品，研磨至顆粒分散而不破壞單顆粒結(jié)構(gòu)，在40℃左右的烘箱中烘干后，放入Konica-Minolta CM700C色度儀上測量其色度值。磁化率實驗在Bartington MS2高低頻磁化率儀上分別測量高低頻磁化率。以上實驗均在蘭州大學(xué)西部環(huán)境教育部重點實驗室完成。

2 結(jié)果

2.1 磁性地層結(jié)果

古地磁數(shù)據(jù)分析在PMGSC軟件上進行。在正交矢量投影圖上，大多數(shù)樣品表現(xiàn)出兩個分量:第一分量的方向與現(xiàn)代地磁場方向基本一致，且大多數(shù)樣品在250℃以下可被完全清洗，少數(shù)樣品的第一分量被完全清洗的溫度稍高，達300℃，可視為次生磁滯剩磁;第二分量在250℃以后保持基本穩(wěn)定，并在退磁投影圖上趨于原點，基本代表了樣品原生剩磁的矢量方向，記錄了相應(yīng)的古地磁場方向。所有樣品用主成份分析法得出各剩磁分量，對各剩磁分量進行Fisher平均，以獲得各剩磁分量的平均方向，各個方向的可信度用α95方法檢驗。對剩磁不穩(wěn)定、不能達到可信度檢驗或磁偏角與磁傾角不匹配的所有樣品，重新測量平行樣品，以獲得可靠的結(jié)果。

通過嚴格控制，仍然有些樣品出現(xiàn)退磁不穩(wěn)定而沒有通過可信度檢驗，這部分樣品大多分布于剖面上部，粒度較粗。有些樣品盡管通過了可信度檢驗，但是原始剩磁的磁偏角和磁傾角不匹配。所有這些樣品均被視為不可靠數(shù)據(jù)，不能用于最終的磁性地層柱劃分。另外，還有個別樣品雖然有穩(wěn)定的剩磁，但相鄰樣品表現(xiàn)出不穩(wěn)定的極性，不能被視為穩(wěn)定的極性事件，但是，為了顯示磁性地層結(jié)果的可靠性，仍然將這些樣品的結(jié)果保留在極性柱上。大多數(shù)穩(wěn)定樣品的剩磁特征與剖面所在位置的特征不一致，例如紅白山剖面下部最穩(wěn)定的負極性段的平均傾向和磁傾角分別為222°和-24°，與其所在的地理位置的特征明顯不同，這個問題在中亞地區(qū)的古地磁研究中較為常見，前期報道的瑪扎塔格剖面的古地磁工作成果［21］曾有詳細論述。

在磁性地層結(jié)果與標準極性柱對比的過程中有兩個關(guān)鍵的步驟:(1)根據(jù)樣品原始剩磁的磁傾角和磁偏角曲線來劃分磁性地層柱。在此過程中，所有退磁不穩(wěn)定或由極個別樣品所指示的不明顯極性事件都不能用于極性柱的劃分，這對最終的結(jié)果有重要的影響。在我們的古地磁數(shù)據(jù)分析中，最短的極性事件至少有8個穩(wěn)定而一致的數(shù)據(jù);(2)所劃分的磁性地層柱與極性年表的對比。在此過程中，有兩個重要的因素需要考慮，一是所劃分磁性地層柱與標準極性年表每個極性段的時間比例，這受地層沉積速率的影響，對紅白山剖面的野外觀測和粒度數(shù)據(jù)分析結(jié)果顯示，全剖面的沉積速率隨著古環(huán)境演化而改變，在每個大的環(huán)境周期中，沉積速率都比較穩(wěn)定。二是極性倒轉(zhuǎn)與古氣候事件對應(yīng)較好。

經(jīng)過嚴格的劃分和對比，就可以得出剖面地層的年代標尺。結(jié)果顯示:紅白山剖面磁性地層主要由松山負極性時、高斯正極性時、吉爾伯特負極性時上段組成.松山負極性時的特征是有三個正極性亞時，高斯正極性時的特征是中下部有兩個負極性亞時，吉爾伯特負極性時上部出現(xiàn)較大段的負極性段.對比標準極性柱［22］可以得到剖面陸相紅層沉積的底界年齡為4.2Ma，剖面的頂界年齡為約0.99Ma(圖3)。

基于該年代框架，可以得出紅白山剖面古環(huán)境演化的三個重要界線年齡:海相地層之上陸相地層開始沉積的年齡為4.2Ma;大型風(fēng)成砂首次出現(xiàn)的地質(zhì)年代為3.4Ma;剖面整體色調(diào)由紅變黃，沉積物粒度特征由細變粗的界線年齡為2.8Ma。

2.2 古環(huán)境代用指標結(jié)果

圖4給出了紅白山剖面的色度、磁化率序列。色度作為一個較為直觀的氣候代用指標雖然不能直接指示氣候的狀態(tài)，但是沉積物色度與元素Fe的存在形式有著極為密切的聯(lián)系。通常認為，紅色是由于赤鐵礦 (Fe2O3)的存在，這是因為在排水良好的氧化環(huán)境中赤鐵礦中Fe是以氧化態(tài)Fe3+形式存在的;而黃色則是存在針鐵礦的表現(xiàn)［25］。因此，沉積物的紅度值反映的是氧化態(tài)的Fe3+的含量，而這極大地受氣溫和空氣濕度的影響［26］。由于塔里木盆地新生代沉積物主色調(diào)為紅色，而沉積物的亮度又與紅度有著極強的相關(guān)性。因此，沉積物紅度值和亮度綜合指示了特定時段的氣溫和空氣濕度。從圖4中可以看出，整個紅白山剖面紅度值自下而上呈減小趨勢，亮度值呈增大趨勢，2.8Ma開始，紅度值急劇減小，亮度值急劇增大。

磁化率的大小取決于沉積物中磁性礦物濃度、粒徑和種類的變化，由于磁性礦物的濃度、粒徑和種類主要受控于物源區(qū)和沉積環(huán)境的變化，因而不同類型的沉積物的磁化率體現(xiàn)出了不同的特征。紅白山剖面的磁化率指標在2.8Ma之前維持在較低的值，且有逐步增大的趨勢;在2.8Ma之后，磁化率值急劇增加，反映了物源的變化和/或沉積環(huán)境的急劇變化。

圖4 紅白山剖面色度、磁化率指標及其反映的古環(huán)境演化序列 (柱狀圖圖例參照圖1)Fig.4 Color index and magnetic susceptibility of Hongbaishan Section and inferred paleoenvironment evolution

3 討論

3.1 與已發(fā)表結(jié)果的對比

由于頂部被現(xiàn)代沙漠覆蓋，紅白山剖面無法提供晚第四紀以來塔里木盆地環(huán)境演化的信息。為了獲得塔里木盆地完整的磁性地層和古環(huán)境演化序列，我們將紅白山剖面與瑪扎塔格剖面［17］、KT1鉆孔［23］和KT2［24］鉆孔 (圖1)進行了對比。對比的主要依據(jù)為:(1)兩套地層均記錄了巖性由紫紅色泥巖向灰黃色砂巖的顯著轉(zhuǎn)變，這個巖性界線的在紅白山剖面為688m，在KT2孔為孔深630m;(2)在這個巖性界限上，有一層可作為區(qū)域?qū)Ρ鹊牡[石層，在兩套地層上均有分布;(3)磁性地層結(jié)果表明，紅白山剖面、塔格山剖面、KT1和KT2鉆孔的巖性界線均位于高斯/松山界線附近 (圖3)，進一步證明了地層對比的可靠性。

紅白山剖面的地層序列與塔格山剖面大體相同，只是紅白山剖面底部的海相地層比塔格山剖面厚，頂部的部分灰黃色砂巖被現(xiàn)代沙漠覆蓋而沒有出露。紅白山剖面的磁性地層結(jié)果與塔格山剖面［17］的基本一致，只是由于剖面上部地層出露較少，紅白山剖面比塔格山剖面少了一個負極性段。紅白山剖面的磁性地層結(jié)果與KT1鉆孔和KT2鉆孔的對接也比較可靠(圖 3)。

紅白山剖面的磁性地層結(jié)果與Sun et al.(2009)［16］的有較大出入，充分表明了對塔里木盆地這套含風(fēng)成砂、黃土和河湖相沉積物的地層進行磁性地層學(xué)研究的難度和復(fù)雜性。在數(shù)據(jù)處理中必須考慮以下因素才能得出可靠的結(jié)果:(1)剖面上部的一些風(fēng)成砂樣品的粒度比較粗，這些樣品在退磁過程中很難獲得穩(wěn)定的剩磁，必須予以剔除;(2)許多不合格樣品的磁偏角與地層的夾角為0°，與水流方向和風(fēng)向一致，因而，我們認為是后期的磁組構(gòu)改變了原始剩磁的方向;(3)后期的地質(zhì)作用，使原始剩磁不穩(wěn)定或者表現(xiàn)為磁傾角與磁偏角的不匹配。在這一復(fù)雜沉積序列中，從樣品采集到數(shù)據(jù)處理，再到最后與地磁極性年表比照的整個過程，任何一環(huán)出現(xiàn)錯失誤都有可能產(chǎn)生錯誤的年代結(jié)果。因而，只有通過野外和實驗室細致的工作，才能降低這些因素對最終結(jié)果的影響。這就需要:(1)野外采樣密度要高，以得到足夠合格的古地磁數(shù)據(jù);(2)對退磁不穩(wěn)定和磁傾向與磁傾角不匹配的樣品予以剔除;(3)對極性與GPTS對比有問題的樣品進行重新采樣、測量，以獲得可靠的結(jié)果。

事實上，我們多數(shù)樣品的磁傾向與磁傾角與Sun et al.(2009)［16］的較為一致，而在磁性地層柱的劃分和與極性年表的對比方面則與其結(jié)果截然不同。在剖面底部161m，絕大多數(shù)樣品都表現(xiàn)出穩(wěn)定的負極性特征，只有極個別的樣品為正極性，這些個別樣品的典型特征是雖有穩(wěn)定的剩磁，但與相鄰樣品表現(xiàn)出不穩(wěn)定的極性。在我們的磁性地層劃分中，這些樣品均被視為不合格，不能用于極性柱劃分。這是因為，在磁性地層學(xué)工作中，每一個穩(wěn)定的極性段都會出現(xiàn)個別不一致的數(shù)據(jù)點，即使在黃土高原的布容期也會出現(xiàn)一些負極性點。而在Sun et al.(2009)［16］劃分中，即使有一個樣品點，也將其視為一個穩(wěn)定的正極性事件。剖面832～659m，樣品的磁偏角和磁傾角序列都以正極性為主，中間有兩次明顯的負極性事件，同時也有部分數(shù)據(jù)呈負極性特征。同樣的，我們認為這些極個別的樣品點為不合格數(shù)據(jù)，沒有用于磁性地層柱的劃分，而在Sun et al.(2009)［16］中再次將其視為穩(wěn)定的負極性事件。我們的結(jié)果與Sun et al.(2009)［16］的最顯著的不同在剖面659 m以上的磁性地層劃分。這正是由于在測量過程中，由于樣品的粒度較粗，許多樣品都顯示了退磁不穩(wěn)定的特征，并且有很強的磁組構(gòu)，這些強磁組構(gòu)對退磁的結(jié)果有重要的影響。因而我們認為，在數(shù)據(jù)處理過程中，應(yīng)將這些具有不穩(wěn)定剩磁或是磁偏角和磁傾角不相匹配的古地磁數(shù)據(jù)視為不合格數(shù)據(jù)，并在最后的磁性地層柱的劃分中予以剔除。然而，Sun et al. (2009)［16］中卻忽略了這些強磁組構(gòu)對原始剩磁的影響，致使在其最后的磁性地層柱劃分中出現(xiàn)了更多的正極性事件。最后，在劃分的磁性地層柱結(jié)果與標準極性柱的對比方面，兩項研究也有極大的不同。

Sun et al.(2009)［16］一文中提及，在瑪扎塔格剖面 885m處發(fā)現(xiàn)脊椎動物化石Olonbulukia tsaidamensis，并認為其年代是晚中新世。我們在相關(guān)文獻［27］中發(fā)現(xiàn)這種化石并不具可靠的年代意義。另外，Sun et al.(2009)［16］中引用了先前發(fā)表的瑪扎塔格剖面的定年結(jié)果［28］。然而，原文獻中作者使用的定年手段是石膏裂變徑跡法，而不是 Sun et al.(2009)［16］中提出的ESR(電子自旋共振)方法，在與專門從事裂變徑跡年代學(xué)研究的學(xué)者E.D.Sobel進行深入交流后我們相信，利用石膏進行裂變徑跡定年很難得出可靠的結(jié)果。此外，Sun et al.(2009)［16］引用的年代點的層位明顯高于原文獻中定年的層位。因而，這些年代控制點都存在問題。

3.2 塔里木盆地的干旱化和荒漠化

巨厚的石膏層沉積和最終海水的消亡，指示了自4.2Ma之前，塔里木盆地經(jīng)歷了快速海水蒸發(fā)和干旱化。4.2～3.4Ma，盆地發(fā)育陸相紅層。地層多具弱水平層理，表明該地區(qū)被間歇性流水控制，樣品的紅度值較高，指示了相對溫暖的氣候條件，而沉積物中含有風(fēng)成砂和黃土，則說明塔里木盆地進入了干旱沉積平原階段。3.4Ma地層中首次出現(xiàn)流動沙丘，記錄了一次極端干旱的氣候事件，自3.4Ma開始，沉積物的巖性，粒度和磁化率都發(fā)生了顯著的變化，表明塔里木盆地的荒漠化進程開始，塔克拉瑪干沙漠開始形成。早期的風(fēng)成砂可能是來源于青藏高原的河流沉積物，在風(fēng)力作用下就地堆積形成的。這是因為:(1)風(fēng)成砂都是沉積在河流相砂巖之上;(2)粒度分異結(jié)果表明，沉積物中多有河流沙與風(fēng)成砂共存的現(xiàn)象;(3)從塔里木盆地現(xiàn)今環(huán)境格局來看，發(fā)源于昆侖山的和田河從昆侖山攜帶來大量的泥沙，這些沉積物就地堆積，形成河流砂，在風(fēng)力作用下，為周邊地區(qū)提供充足的物源。

沉積速率結(jié)果表明，自3.4Ma開始，河流相和風(fēng)成相沉積物的沉積速率顯著增加，指示了周邊山體的一次快速隆升。這次事件與地質(zhì)學(xué)［29～32］、沉積學(xué)［33～34］、地貌學(xué)［35～37］和古氣候?qū)W［38］所揭示的青藏高原北緣的隆升事件一致。同時，這次隆升事件也導(dǎo)致了塔里木盆地進一步的干旱化和荒漠化。

紅白山剖面的色度和磁化率指標在2.8Ma發(fā)生了顯著的變化。自2.8Ma開始，紅度突然減小，隨后一直處在相對較低的水平，指示了溫度的急劇降低，磁化率值的急劇增高可能說明了氣候條件變干。這些特征表明，自2.8Ma開始，塔里木盆地的干旱化和荒漠化程度進一步加強。這個界線與黃土高原紅粘土-黃土的界線一致，反映了北極冰蓋對中國北方古環(huán)境演化的影響。

4 結(jié)論

晚新生代以來，塔里木盆地的古環(huán)境經(jīng)歷了由海洋環(huán)境到干旱沉積平原再到大型沙漠環(huán)境的顯著轉(zhuǎn)變。對塔里木盆地腹地紅白山剖面的磁性地層學(xué)研究結(jié)果表明，4.2Ma～3.4Ma，塔里木盆地中部的自然環(huán)境以間歇性河流為主導(dǎo)，氣候條件相對濕熱;3.4Ma青藏高原發(fā)生了快速隆升，導(dǎo)致發(fā)源于昆侖山的河流流量和含沙量急速增加，由于河流補給多為季節(jié)性融水，洪水季節(jié)堆積的河流相泥沙，在枯水季節(jié)河床暴露地表，在風(fēng)力作用下就地堆積，開始形成沙丘;塔克拉瑪干沙漠開始形成;2.8Ma開始，伴隨著北極冰蓋的演化，塔里木盆地干旱化程度進一步加強，最終形成當今極端干旱的氣候格局。

［1 ］Molnar P and Tapponnier P.Cenozoic tectonics of Asia:Effects of a continental collision ［J］.Science，1975，189:419～426.

［2］Searle M P，Windley B F，Coward M P，et al.The closing of Tethys and the tectonics of the Himalaya［J］.Geological Society of American Bulletin，1987，98:678～701.

［3］Ramstein G，F(xiàn)luteau F，Besse J，et al.Effect of orogeny，plate motion and land-sea distribution on eurasian climate change over the past 30 million years［J］.Nature，1997，386:788 ～795.

［4］Zhang Z S，Wang H J，Guo Z T，et al.What triggers the transition of palaeoenvironmental patterns in China，the Tibetan Plateau uplift or the Paratethys Sea retreat［J］.Palaeogeography，2007，245:317 ～331.

［5］Manabe S and Broccoli A J.Mountains and arid climates of middle latitudes［J］.Science，1990，247:192～195.

［6］Kutzbach J E，Prell W L，Ruddiman W F.Sensitivity of Eurasian climate to surface uplift of the Tibetan Plateau ［J］.Journal of Geology，1993，101:177～190.

［7］Ruddiman W F and Kutzbach J E.Forcing of later Cenozoic Northern Hemisphere climate by plateau uplift in Southern Asia and the American west［J］.Journal of Geophysical Research，1989，94:18409～18427.

［8］周志毅，陳丕基，等.塔里木生物地層和地質(zhì)演化 ［M］.北京:科學(xué)出版社，1990.ZHOU Zhiyi，Chen Peiji，Eds.Biostratigraphy and geological evolution of Tarim ［M］.Beijing:Science Press，1990.

［9］唐天福，薛耀松，俞從流.新疆塔里木盆地西部晚白堊世至早第三紀海相地層沉積特征及沉積環(huán)境 ［M］.北京:科學(xué)出版社，1992.TANG，Tianfu，XUE Yaosong，YU Congliu.Characteristics and sedimentary environments of the late cretaceous to early tertiary marine strata in the western Tarim Basin，China ［M］.Sceince Press，Beijing，1992.

［10］郝詒純，曾學(xué)魯.從有孔蟲的特征探討中新生代西塔里木古海灣的演變 ［J］.微體古生物學(xué)報，1984，1(1):1～18.HAO Yichun，ZENG Xuelu.On the Evolution of the West Tarim Gulf From Mesozoic to Cenozoic In Terms of Characteristics of Foraminiferal Fauna［J］.Acta Micropalaeontologica Sinica，1984.1，1～18.

［11］雍天壽，單金榜.白堊紀及早第三紀塔里木海灣的形成與發(fā)展 ［J］.沉積學(xué)報，1986，4(3):67～75.YONG Tianshou，SHAN Jinbang.The Development and formation if the Tarim Gulf in Cretaceous-Paleogene Ages ［J］.Acta Sedimentologica Sinica，1986.4，67～75.

［12］Guo，Z T，Ruddiman W F，Hao Q Z，et al.Onset of Asian desertification by 22 Myr ago inferred from loess deposits in China［J］.Nature，2002，416:159～162.

［13］鄭洪波，陳惠中，曹軍驥.塔里木盆地南緣上新世至早更新世風(fēng)成黃土的古環(huán)境意義 ［J］.科學(xué)通報，2002，47(3):226～230.Zheng Hongbo，Chen Huizhong，Cao Junji.Palaeoenvironmental implication of Pliocene-Early Pleistocene aeolian loess in Tarim basin.Chinese Science Bulletin，2002，47(3):226～230.

［14］鄭洪波.從新疆葉城剖面砂巖和礫巖組分看西昆侖山的剝蝕歷史 ［J］.地質(zhì)力學(xué)學(xué)報，2002，8(4):297～305.ZHENG Hongbo.Unroofing history of the west Kunlun viewed from the petrography of sandstone and conglomerate from Yecheng section，Xinjiang［J］.Journal of Geomechan-ics，2002，8(4):297 ～305.

［15］Sun J M and Liu T S.The Age of Taklimakan Desert［J］.Science，2006，312:1621.

［16］Sun J M，Zhang Z，Zhang L.New evidence on the age of the Taklimakan Desert［J］.Geology，2009，37:159～162.

［17］孫東懷，陳發(fā)虎，易治宇，等，晚新生代塔里木盆地中西部地區(qū)磁性地層與環(huán)境演化 ［J］.蘭大學(xué)報，2009，45(4):1～6.SUN Donghuai，CHEN Fahu，YI Zhiyu et al，Late cenozoic magnetostratigraphy and palaeoclimate records of the central and western Tarim Basin ［J］.Journal of Lanzhou University(Natural sciences)，2009，45(4):1～6.

［18］施煒，馬寅生，吳滿路，等.青藏高原東北緣共和盆地第四紀磁性地層學(xué)研究 ［J］.地質(zhì)力學(xué)學(xué)報，2006，12(3):317～323.SHI Wei，MA Yinsheng，WU Manlu，et al.Quaternary Magnetostratigraphy Of The Gonghe Basin On The Northeastern Of The Qinghai-Tibetan Plateau ［J］.Journal Of Geomechan-Ics，2006，12(3):317 ～323.

［19］喬彥松，劉冬雁，李朝柱，等.川西甘孜地區(qū)黃土的磁性地層學(xué)研究 ［J］.地質(zhì)力學(xué)學(xué)報，2007，13(4):289～296.QIAO Yansong，LIU Dongyan，LI Chaozhu，et al.Magnetostratigraphy Of A Loess-Soil Sequence In The Garze Area Western Sichuan ［J］.Journal Of Geomechan～Ics，2007，13(4):289～296.

［20］雍天壽，單金榜，王詩佾.瑪扎塔克山區(qū)的幾個地質(zhì)問題——兼談塔克拉瑪干大沙漠形成的地質(zhì)時代 ［J］.新疆石油地質(zhì)，1983，04:1～9.Yong Tianshou，Shan Jinbang，Wang Shiyi.Several geologic problems in Mazatag Mountain region:Talk about the formation time of Taklimakan Desert.Xinjiang Petroleum Geology，1983，(4):1～9.

［21］Dupont-Nivet G，Guo Z，Butler R F，et al.Discordant paleomagnetic direction in Miocene rocks from the central Tarim.Basin:evidence for local deformation and inclination shallowing ［J］.Earth and Planetary Science Letters，2002，199(3):473～482.

［22］Cande S C and Kent D V.Revised calibration of the geomagnetic polarity timescale for the late Cretaceous and Cenozoic［J］.Journal of Geophysical Research，1995，100:6093～6095.

［23］張鴻義，門國發(fā).塔克拉瑪干沙漠腹地第四紀地層劃分與環(huán)境變遷 ［J］.新疆地質(zhì)，2002，20(3):256～261.ZHANG Hongyi，MEN Guofa.Stratigraphic subdivision and climatic change of the quaternary of the center Taklimakan desert［J］.Xinjiang Geology，2002，20(3):256～261.

［24］徐建明，楊振京，鄭宏瑞，等.塔里木盆地第四紀磁性地層學(xué)研究 ［J］.地層學(xué)雜志，2003，27(4):276～281.XU Jianming，YANG Zhenjing，ZHENG Hongrui et al.Quaternary magnetic stratigraphy of the Tarim Basin ［J］.Journal of Stratigraphy，2003，27，276～289.

［25］Rossel V，Minasny B，Roudier P，et al.Colour space models for soil science［J］.Geoderma，2006，133:320～337.

［26］Thompson J A and Bell J.Color index for identifying hydric conditions for seasonally saturated mollisols in Minnesota ［J］.Soil Science Society of America Journal，1996，60:1979 ～1988.

［27］Deng T.Chinese Neogene mammal biochronology ［J］.Vertebrata PalAsiatica，2006，44:143～163.

［28］王躍，董光榮，王貴勇，等.麻扎塔格山隆起的時代、形式、幅度及意義 ［J］.中國沙漠，1995，15(1):42～48.WANG Yue，DONG Guang Rong，WANG Guiyong et al.A discussion on the period，form and amplitude of Mazartag Mountain uplift and its effect［J］.Journal of Desert Research，1995，15，42 ～48.

［29］Li J J，Wen S X，Zhang Q.Investigation on the uplift times，amplitude and styles of the Tibetan Plateau ［J］.Science in China(Series B)，1979，6:608～616.

［30］Li J J.，The environmental effects of the uplift of the Qinghai-Xizang Plateau ［J］.Quaternary Science Reviews，1991，10:479～483.

［31］Zheng H B，Powell C，An Z S，et al.Pliocene uplift of the northern Tibetan Plateau ［J］.Geology，2000，28:715～718.

［32］Yin A，Rumelhart P E，Butler R F，et al.Tectonic history of the Altyn Tagh fault system in northern Tibet inferred from Cenozoic sedimentation ［J］.Geological Society of America Bulletin，2002，114:1257～1295.

［33］Zheng H，Powell C M，Rea D K，et al.Late Miocene and mid-Pliocene enhancement of the East Asian monsoon as viewed from land and sea ［J］.Global and Planetary Change，2004，41:147～155.

［34］Fang X，Yan M D，Van der Voo R，et al.Late Cenozoic deformation and uplift of the NE Tibetan Plateau:evidence from high-resolution magnetostratigraphy of the Guide Basin，Qinghai Province，China ［J］.Bulletin of the Geological Society of America，2005，117:1208～1225.

［35］Li J J，F(xiàn)ang X M，Ma H Z，et al.Geomorphological and environmental evolution in the upper reaches of the Yellow River during the late Cenozoic［J］.Science in China(Series D)，1996，39:380～390.

［36］Li J J，F(xiàn)ang X M，Van R，et al.Magnetostratigraphic dating of river terraces:rapid and intermittent incision by the Yellow River of the northeastern margin of the Tibet Plateau during the Quaternary ［J］.Journal of Geophysical Research，1997，102:10121～10132.

［37］Li J J and Fang X M.Uplift of the Tibetan Plateau and environmental changes［J］.Chinese Science Bulletin，1999，44:2117～2124.

［38］An Z S，Kutzbach J E，Prell W L，et al.Evolution of Asian monsoons and phased uplift of the Himalaya-Tibetan plateau since Late Miocene times［J］.Nature，2001，411:62～66.

PALAEOMAGNETIC STUDY OF THE LATE CENOZOIC STRATA IN THE CENTRAL TARIM BASIN:IMPLICATION ON THE EVOLUTION OF TAKELIMAKAN DESERT

WANG Xin1，SUN Donghuai1，Wang fei1，WU Sheng1，LI Baofeng1
(1.Key Laboratory of West China's Environmental System within Ministry of Education，Lanzhou University，Gansu Lanzhou 73000，China)

High resolution magnetostratigraphy study and paleoenvironment analysis were developed to the parallel section in the central of Tarim basin.The results indicate that dry land environment with relative warm and humid climate pattern dominant in the area between 4.2～3.4Ma.The oldest in-situ eolian dun sands formed in 3.4Ma，which in turn indicate the age of Taklimakan desert.The dry climate significant intensified by 2.8Ma，consequently forming the extremely dry environment like those of present.We argue that the retreat of Para-Tethys，uplift of Tibet Plateau and evolution of Northern Hemisphere glaciations are all played key roles in the desertification of interior Asian.

Tarim Basin;Taklimakan Desert;Magnetostratigraphy

P534.6

A

1006-6616(2010)04-0412-12

2010-04-20

國家杰出青年基金 (40625009)、國家重點基礎(chǔ)研究發(fā)展計劃 (973課題編號:2010CB833401)、國家創(chuàng)新群體計劃項目 (40121061)資助。

王鑫 (1983-)，男，博士生，第四紀地質(zhì)學(xué)專業(yè)，E-mial:wang_xin06@lzu.cn。