李尚昆 魏志福 王永莉 汪亙 馬雪云 張婷 何薇 玉曉麗 李倫 馬賀 魏靜宜

摘 要 【目的】古近系以來，伴隨著青藏高原隆升、地層大規(guī)模逆沖和走滑，在青藏高原北部形成了眾多內(nèi)陸盆地。由于盆地位置的特殊性，盆地內(nèi)部的古氣候和古植被演化對(duì)厘清歐亞大陸古近系氣候演化特征具有重要意義?！痉椒ā坷们嗖馗咴袞|部囊謙盆地古近系沉積地層剖面中的生物標(biāo)志化合物和總有機(jī)碳（TOC）含量重建了51.8～37.5 Ma囊謙盆地古氣候和古植被演化歷史?！窘Y(jié)果與結(jié)論】囊謙盆地古近系氣候指標(biāo)演化歷史具體可分為三個(gè)階段。階段Ⅰ（51.8～46.4 Ma），CPI值和TOC值均較低，Paq值偏高，ACL值和nC27/nC31在該時(shí)期呈現(xiàn)明顯的變化趨勢(shì)，可能是受到河流所帶來的陸源沉積物混入影響，主峰碳大部分為nC22和nC23，植被類型以木本植物為主，氣候條件相對(duì)較為潮濕；階段Ⅱ（46.4～42.7 Ma），此階段Paq值和nC27/nC31值逐漸降低，ACL值逐漸上升，主峰碳碳數(shù)逐漸由低碳數(shù)向中高碳數(shù)轉(zhuǎn)變，植被類型逐漸由木本占優(yōu)勢(shì)轉(zhuǎn)變?yōu)橐圆荼局参餅橹?，氣候條件逐漸變干，同時(shí)伴有干濕交替的氣候特征；階段Ⅲ（42.7～37.5 Ma），Paq、nC27/nC31和ACL值變化不大，主峰碳碳數(shù)明顯增加，高碳數(shù)正構(gòu)烷烴明顯增多，干旱化程度進(jìn)一步增加；同時(shí)TOC明顯增加，指示植被總生產(chǎn)力增強(qiáng)，可能是對(duì)中始新世溫暖適宜期（MECO）的響應(yīng)。此外，通過對(duì)比分析研究區(qū)以及相鄰盆地氣候變化的研究結(jié)果，認(rèn)為囊謙盆地51.8～37.5 Ma期間的氣候變化主要受全球性氣候變化和特提斯海退縮的影響，青藏高原的隆升，海拔的增加對(duì)于囊謙盆地水汽影響較大，季風(fēng)對(duì)于水汽影響較小。

關(guān)鍵詞 正構(gòu)烷烴；古氣候；古植被；囊謙盆地；青藏高原

第一作者簡(jiǎn)介 李尚昆，男，1995年出生，碩士研究生，地球化學(xué)，E-mail： skdsgy@163.com

通信作者 魏志福，男，研究員，E-mail： weizf@lzb.ac.cn

中圖分類號(hào) P532 文獻(xiàn)標(biāo)志碼 A

0 引言

青藏高原地處大陸內(nèi)部，伴隨古新世—始新世歐亞板塊與印度板塊的碰撞隆升，成為世界上面積最大、海拔最高的高原[1]。青藏高原東西長(zhǎng)約2 800 km，南北寬300～1 500 km，總面積約250×104 km2，約占我國(guó)面積的25%，平均海拔4 000 m以上的地區(qū)面積達(dá)122×104 km2，被稱為“世界第三極”。由于青藏高原面積巨大，相對(duì)緯度較低，加之海拔高，因此能夠接收強(qiáng)烈的太陽輻射。正是由于這些特殊原因，使得青藏高原在夏季能夠從印度洋向北吸收水分，而冬季來自西北的中緯度大氣急流會(huì)對(duì)高原環(huán)境產(chǎn)生較強(qiáng)影響。此外，由于高海拔和寒冷的氣候條件（年平均氣溫低于4 ℃），青藏高原地區(qū)生態(tài)環(huán)境脆弱，對(duì)氣候變化響應(yīng)比地球上大多數(shù)地區(qū)更為強(qiáng)烈[2]。

青藏高原自然歷史發(fā)育極其年輕，受多種因素共同影響，形成了全世界最高、最年輕而水平地帶性和垂直地帶性緊密結(jié)合的自然地理單元。青藏高原是東亞、東南亞和南亞眾多大江大河的發(fā)源地，也是中國(guó)與亞洲湖泊、濕地的聚集地。青藏高原現(xiàn)有湖泊面積占全國(guó)湖泊總面積的52%，是地球上海拔最高的湖泊群[3]。同時(shí)，青藏高原也是我國(guó)冰川分布量最多，面積最廣的區(qū)域，目前青藏高原現(xiàn)代冰川條數(shù)占我國(guó)現(xiàn)代冰川總條數(shù)的80%，冰川面積占我國(guó)冰川總面積的84%，冰川冰儲(chǔ)量占我國(guó)冰川總儲(chǔ)量的80%[3]。青藏高原因其獨(dú)特的地形與地理位置被稱為全球氣候變化的“起動(dòng)機(jī)”與“放大器”，是全球變化研究的重點(diǎn)區(qū)域，也是開展長(zhǎng)時(shí)間尺度氣候變化研究的理想“實(shí)驗(yàn)室”，現(xiàn)已成為全球地學(xué)工作者關(guān)注的焦點(diǎn)。新生代以來青藏高原的氣候變化引發(fā)了眾多討論，是中亞氣候變化的重要組成部分，研究青藏高原氣候變化對(duì)于理解亞洲干旱化和季風(fēng)的產(chǎn)生與發(fā)展是必不可少的過程，且對(duì)于海洋化學(xué)和全球氣候變化的理解也具有重要意義[4?15]。

由于缺少長(zhǎng)時(shí)間尺度范圍的連續(xù)沉積，前人對(duì)于青藏高原新生代以來氣候演化方面的研究多集中于新生代晚期，研究時(shí)間尺度較短。此外，對(duì)于青藏高原氣候演化的研究區(qū)域則多集中于青藏高原東北部，中部和南部的一些地區(qū)，目前對(duì)于中東部囊謙盆地長(zhǎng)時(shí)間尺度氣候變化的相關(guān)研究極少。并且所采用方法手段多見于孢粉學(xué)及黏土礦物方面的分析，輔之以粒度分析和沉積變化加以闡述。本研究從沉積物本身化學(xué)性質(zhì)和分子學(xué)角度進(jìn)行論述。有機(jī)地化手段利用生物標(biāo)志化合物所記錄的原始生物信息可以從多種角度，多指標(biāo)相互印證，從而更為準(zhǔn)確地反映研究區(qū)古植被古氣候演化歷史。本次研究所選取的囊謙盆地剖面具有較長(zhǎng)的連續(xù)沉積序列，是研究整個(gè)始新世時(shí)期的氣候演化過程理想的沉積剖面。此外，Zhang et al.[16]學(xué)者利用磁性地層學(xué)對(duì)于囊謙盆地剖面年代的確定，為重建囊謙盆地相和青藏高原中東部區(qū)域的植被演化和氣候變化奠定了重要基礎(chǔ)。

生物標(biāo)志化合物來源于生物體，且保留著生物體內(nèi)固有的有機(jī)化合物基本碳骨架，具有穩(wěn)定性良好，保存時(shí)間長(zhǎng)，適用范圍廣等優(yōu)勢(shì)[17]。從植物葉蠟中提取的正構(gòu)烷烴可以在地質(zhì)記錄中長(zhǎng)期保存，并可以記錄其歷史時(shí)期的古植被變化信息[18]。利用生物標(biāo)志化合物已成為恢復(fù)古氣候、重建古環(huán)境，探究古人類活動(dòng)的重要研究手段，也是有機(jī)地球化學(xué)應(yīng)用的一個(gè)重要領(lǐng)域。生物標(biāo)志化合物重建古氣候環(huán)境已廣泛應(yīng)用于海洋沉積物、湖泊和泥炭沉積物，以及黃土—古土壤[19?20]。青藏高原中東部囊謙盆地利用生物標(biāo)志化合物重建古氣候—植被演化的研究還處于空白階段，本研究利用青藏高原東北部囊謙盆地地層剖面沉積物中的生物標(biāo)志物和總有機(jī)碳（TOC）含量重建了51.8～37.5 Ma期間的古氣候和古植被演化歷史，以期為厘清歐亞大陸古近紀(jì)氣候演化提供重要地質(zhì)證據(jù)。

1 地質(zhì)概況

囊謙盆地地處青海省與西藏自治區(qū)交界處，青藏高原中央地帶的東北方向，且位于青藏高原中部的彎曲帶，是青藏高原的構(gòu)造過渡和彎曲部分，區(qū)域構(gòu)造活動(dòng)自東西向南北轉(zhuǎn)換。該盆地的平均海拔為4 500～5 000 m，是印度—亞洲板塊碰撞之后受古近紀(jì)壓縮過程形成[21]。囊謙盆地屬于羌塘地塊，北部以金沙縫合線和松潘—甘孜地塊為界，南部以班公—怒江縫合線和拉薩地塊為界。處于32.00°～32.33°N，96.25°～96.75° E（圖1）。研究區(qū)屬大陸性季風(fēng)氣候，冬季漫長(zhǎng)寒冷，夏季短暫多雨，氣候涼爽，年降水主要集中于6—9月。同時(shí)，該盆地及其鄰近地區(qū)也是大型河流系統(tǒng)重組以及季風(fēng)和生物多樣性演變的關(guān)鍵場(chǎng)所[22]。

研究區(qū)地層沉積相由辮狀河、沖積扇逐漸發(fā)展到短期的淺水池/湖泊環(huán)境，最終演化為半咸水湖沉積。同時(shí)這種演替也反映囊謙盆地早期階段的沉積受到了印亞板塊碰撞擠壓運(yùn)動(dòng)所導(dǎo)致的金沙縫合線的影響，并且氣候條件整體逐漸變干，這種含咸水湖泊的沉積環(huán)境在中國(guó)西北半干旱地區(qū)的第四紀(jì)普遍發(fā)育良好[23]。

2 研究方法

2.1 采樣與剖面年代序列

本研究中剖面年代數(shù)據(jù)來自于中國(guó)科學(xué)院青藏高原研究所張偉林老師所測(cè)古地磁年代[16]。囊謙剖面自下而上分為囊謙東（NQ2）、囊謙北（NQ1）、囊謙磚廠（NQ）三段進(jìn)行采樣，整體剖面長(zhǎng)度自下而上約1 050 m，剖面上部NQ1段與上覆地層不整合接觸，所以樣品采集在NQ1段截止。其中NQ2段剖面共28個(gè)樣品，長(zhǎng)約500 m，NQ段共13個(gè)樣品，長(zhǎng)約120 m，共計(jì)67個(gè)樣品，NQ1段共26個(gè)樣品，長(zhǎng)約254 m，其中在NQ段剖面有接近150～200 m的底層未露頭，故采樣剖面中有部分缺失，并且本次研究采樣年代最新的樣品為NQ1-242，相較張偉林老師所測(cè)古地磁剖面在NQ1段有所缺失，剖面地層圖繪制長(zhǎng)度以張偉林老師剖面長(zhǎng)度為標(biāo)準(zhǔn)[16]。采樣地層發(fā)育廣泛的紅層序列，巖性變化趨勢(shì)大致為，下部以古土壤砂巖為主，中部以灰?guī)r—泥灰?guī)r為主，上部以粉砂巖—泥巖為并伴有發(fā)育明顯的石膏層，這也反映了一種由半干旱逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)楦珊档臍夂驐l件（圖2）。剖面的下部和中部展現(xiàn)了一定的沉積序列，呈現(xiàn)從細(xì)礫巖—砂巖—粉砂巖—泥巖—泥灰?guī)r/石灰?guī)r的逐漸變化到以泥灰?guī)r和石灰?guī)r為主的地層特征，其中夾雜著較為薄層的粉砂巖—泥巖，可以被看作一定程度的地層沉積旋回，年代范圍大致為距今51.8～37.5 Ma，通過計(jì)算所得沉積速率如圖2所示。

2.2 總有機(jī)碳含量測(cè)定

有機(jī)碳含量測(cè)試之前利用瑪瑙研缽將樣品研磨至小于80目，然后用精度為萬分之一的電子天平稱量0.20 g粉末樣品置于石英坩堝。樣品上機(jī)測(cè)試之前，對(duì)稱量好的待測(cè)樣品用濃度6% 的鹽酸浸泡24 h，進(jìn)行酸化處理以去除無機(jī)碳。之后用去離子水漂洗至中性、烘箱40 ℃烘干。將裝有樣品的坩堝放在儀器的燃燒臺(tái)上，由紅外檢測(cè)儀測(cè)量CO2的產(chǎn)生量，以計(jì)算每個(gè)樣品的總有機(jī)碳（TOC）含量。樣品前處理及測(cè)試實(shí)驗(yàn)在中國(guó)科學(xué)院西北生態(tài)環(huán)境資源研究院甘肅省油氣資源研究重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成，儀器采用LECO CS900碳硫分析儀。

2.3 正構(gòu)烷烴分析

本次研究共采集67個(gè)樣品，采樣間隔約10 m。利用傳統(tǒng)索氏抽提裝置進(jìn)行有機(jī)質(zhì)萃取，萃取獲得的有機(jī)質(zhì)用于有機(jī)地球化學(xué)分析。萃取之前，樣品研磨至100～200目，抽提溶劑為二氯甲烷和甲醇（v∶v=9∶1），樣品抽提時(shí)間為72 h。抽提的有機(jī)質(zhì)與溶劑混合液樣品使用氮?dú)獯祾邇x對(duì)抽提物進(jìn)行蒸發(fā)濃縮，之后使用硅膠和氧化鋁色譜柱將提取物分離成脂肪族、芳香族和極性組分。將脂肪族組分自然晾干并使用CHCl3稀釋，使用氣相色譜質(zhì)譜法（GCMS）分析正構(gòu)烷烴。測(cè)試過程中使用相同的程序檢查空白樣品以監(jiān)測(cè)污染。

測(cè)試儀器條件：氣相色譜— 質(zhì)譜儀型號(hào)為HP6890GC/5973MS；毛細(xì)管柱為HP-5MS石英毛細(xì)管柱（30 mm×0.25 mm×0.25 μm），載氣為高純氦氣，載氣流速為1.2 mL/min，載氣線速度為40 cm/s。柱子初溫80 ℃，每分鐘升溫3 ℃，終溫300 ℃，終溫恒溫20 min。離子源為EI，電離能為70 eV，離子源溫度為280 ℃，質(zhì)譜與色譜接口為280 ℃。正構(gòu)烷烴分析測(cè)試實(shí)驗(yàn)在中國(guó)科學(xué)院西北生態(tài)環(huán)境資源研究院甘肅省油氣資源勘探與評(píng)價(jià)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。

3 實(shí)驗(yàn)結(jié)果

囊謙剖面67個(gè)樣品中代表性樣品正構(gòu)烷烴分布特征如圖3所示，正構(gòu)烷烴碳數(shù)分布在nC15～nC33，其中NQ2段共28個(gè)樣品，其峰型大致可以分為兩種類型，其中NQ2-3～NQ2-360共21個(gè)樣品，呈雙峰型分布模式，大多以nC22和nC23為主峰碳；NQ2-370～NQ2-483共7個(gè)樣品則以單峰型分布，主峰碳以nC25為主。NQ 段共13 個(gè)樣品，以單峰型分布，主峰碳為nC25，nC26，和nC27；NQ1 段共26 個(gè)樣品，主要以雙峰型分布，其中前峰部分主要以nC23為主峰碳，后峰部分主要以nC31為主峰碳，其中高碳數(shù)部分具有明顯的奇碳優(yōu)勢(shì)。

本研究所選用的正構(gòu)烷烴代用指標(biāo)為nC27/nC31、正構(gòu)烷烴（碳數(shù)>nC25）平均碳鏈長(zhǎng)度（ACL）、正構(gòu)烷烴（碳數(shù)>nC23）碳優(yōu)勢(shì)指數(shù)（CPI）以及水生植物正構(gòu)烷烴相對(duì)輸入量指標(biāo)Paq，以及Pr/Ph，G（伽馬蠟烷）/C30H（C30 αβ?藿烷），ΣnC22-/ΣnC22+ 等，相應(yīng)計(jì)算公式如下[24?26]：

ACL27-31=（27×nC27 + 29×nC29 + 31×nC31 + 33×nC33）/（nC27 + nC29 + nC31 + nC33） （1）

CPI=0.5×（[ nC23 + nC25 + nC27 + nC29 + nC31）（/ nC22 +nC24 + nC26 + nC28 + nC30）+（nC23 + nC25 + nC27 + nC29 +nC31）（/ nC24 + nC26 + nC28 + nC30 + nC32）] （2）

Paq=（nC23+nC25）（/ nC23+nC25+nC29+nC31） （3）

如圖4和表1所示，囊謙剖面樣品CPI值為1.02～3.54，平均值為1.65；ΣnC22-/ΣnC22+ 值為0.06～0.73，平均值為0.27；Paq為0.26～0.93，平均值為0.61；ACL值為26.46～29.66，平均值為28.27；nC27/nC31 為0.33～6.35，平均值為1.55；nC17/nC31值為0.01～4.57，平均值為0.59，TOC值為0.03%～0.20%，平均值為0.08%。

4 有機(jī)質(zhì)來源

湖泊沉積物的有機(jī)質(zhì)一般可分為兩種來源：一是來自外源輸入陸生高等植物來源；二是來自水體內(nèi)部?jī)?nèi)源的水生生物來源，其主要由低等菌藻類生物和水生植物（挺水、沉水和漂浮植物）組成[26]。陸生高等植物正構(gòu)烷烴碳數(shù)分布范圍一般為nC15～nC33，通常以nC27、nC29 或nC33 為主峰，具有明顯的奇碳優(yōu)勢(shì)；低等菌藻類生物正構(gòu)烷烴碳數(shù)分布范圍一般為nC15～nC17，多以nC17為主峰呈單峰型分布，無明顯奇偶優(yōu)勢(shì)[25]。沉水/漂浮植物碳數(shù)分布一般為nC21～nC25，而挺水植物與高等植物的正構(gòu)烷烴分布類似，雙峰型分布則被認(rèn)為是混合來源[26]。

前人提出沉積物Paq值可以指示沉水/漂浮植物輸入的正構(gòu)烷烴在高碳數(shù)正構(gòu)烷烴中的比例，一般認(rèn)為Paq值小于0.1時(shí)，生物源以陸源高等植物為主，Paq值介于0.1～0.4，生物源以挺水植物為主，Paq值介于0.4～1.0，生物源主要為沉水/漂浮水生大型植物。而囊謙剖面樣品的Paq值為0.26～0.93，平均值為0.61，指示沉水/漂浮植物等水生植物的貢獻(xiàn)較大。

此外，對(duì)于ΣnC21-/ΣnC22+ 和nC17/nC31這兩個(gè)指標(biāo)，前人認(rèn)為也可指示水生低等菌藻類植物和高等植物的比例，其中nC17/nC31<0.5指示高等植物輸入為主，nC17/nC31>2指示菌藻類輸入為主，囊謙剖面樣品的ΣnC21-/ΣnC22+ 值為0.06～0.73，平均值為0.27，nC17/nC31值為0.01～4.57，平均值為0.59[17，24]。

結(jié)合正構(gòu)烷烴分布特征、主峰碳碳數(shù)變化、Paq等指標(biāo)討論囊謙盆地有機(jī)質(zhì)來源，大致可以分為三個(gè)時(shí)期。

階段Ⅰ（51.8～46.4 Ma）：Paq整體偏高，平均值為0.80，nC17/nC31 平均值為0.97，指示生物源主要為沉水/漂浮水生大型植物；ΣnC21-/ΣnC22+ 平均值為0.32，指示水生菌藻類低等生物輸入較少；主峰碳碳數(shù)多集中于nC25之前，多數(shù)以nC22和nC23為主峰碳；正構(gòu)烷烴的分布譜圖在該階段也顯示為明顯的前峰優(yōu)勢(shì)，在該階段的晚期約48.1～46.4 Ma有含量極少的高碳數(shù)正構(gòu)烷烴后峰出現(xiàn)，這可能是水動(dòng)力條件較強(qiáng)，帶入了少量陸源有機(jī)質(zhì)混入所致。

階段Ⅱ（45～42.7 Ma）：Paq明顯減小，平均值為0.50，nC17/nC31 平均值為0.34，指示生物源主要由沉水/漂浮水生大型植物向陸生高等植物轉(zhuǎn)變，指示陸源物質(zhì)輸入的增多；ΣnC21-/ΣnC22+ 平均值為0.18依舊指示水生菌藻類低等生物輸入較少；在該階段早期，主峰碳碳數(shù)多集中于nC25左右，在該階段晚期逐漸向nC27過渡；正構(gòu)烷烴的分布譜圖在該階段也顯示為明顯的單峰型。

階段Ⅲ（42.7～37.5 Ma）：Paq整體偏低，平均值為0.44，nC17/nC31 平均值為0.38，指示生物源以沉水/漂浮水生大型植物和陸生高等植物混合輸入為主；ΣnC21-/ΣnC22+ 平均值為0.26，指示水生菌藻類低等生物輸入較少；正構(gòu)烷烴的分布譜圖在該階段顯示為明顯的雙峰型，也指示了有機(jī)質(zhì)來源為水生陸生混合來源。

總體而言，囊謙剖面沉積物有機(jī)質(zhì)來源中低等水生菌藻類輸入比較少，早中期有機(jī)質(zhì)來源主要為沉水/漂浮植物等水生植物，中晚期逐漸混入部分陸地高等植物來源。

5 古植被與古氣候演化

前人研究表明，正構(gòu)烷烴以nC27或nC29為主峰碳時(shí)，代表木本植物占主導(dǎo)地位，主峰碳以nC31為主時(shí)，草本植物占主導(dǎo)地位。因此，nC27/nC31比值的變化一般用來反映木本與草本植物相對(duì)含量的變化，其值增大指示草本植物向木本植物演化，其值減小則指示木本植物向草本植物的演化[27]。不同鏈長(zhǎng)的正構(gòu)烷烴對(duì)應(yīng)不同的植物來源，因此，湖泊沉積物中長(zhǎng)鏈正構(gòu)烷烴（碳數(shù)>nC26）的平均碳鏈長(zhǎng)度（ACL）也可以用來指示不同的植被類型[27]，草本植物的平均碳鏈長(zhǎng)度大于木本植物，ACL值的變化可以反映木本和草本植物相對(duì)豐度的變化。

囊謙剖面沉積物的nC27/nC31 值和ACL 值（碳數(shù)nC25～nC33）協(xié)同變化，呈一定程度的負(fù)相關(guān)關(guān)系（n=67，R2=0.47），nC27/nC31值平均值為0.33～6.35，平均值為1.55；ACL 值介于27.11～30.25，平均值為29.05；CPI值介于1.02～3.54，平均值為1.64。

前人研究顯示，水生植物正構(gòu)烷烴相對(duì)輸入量指標(biāo)Paq值可以反映濕地環(huán)境地質(zhì)歷史中降水量的變化，Paq值較高表明來源于沉水/浮水植物的中鏈正構(gòu)烷烴含量較高，指示湖泊擴(kuò)張，濕度較高；反之則認(rèn)為陸源高等植物和挺水植物的貢獻(xiàn)量增大，指示低的湖水面，表明氣候條件較為干旱。相關(guān)研究結(jié)論已經(jīng)在青藏高原被證實(shí)并廣泛應(yīng)用[28?33]。此外，前人認(rèn)為溫度與正構(gòu)烷烴鏈長(zhǎng)（ACL）具有一定的正相關(guān)性；當(dāng)溫度升高時(shí)，植物趨向于合成更長(zhǎng)鏈的正構(gòu)烷烴[33]；同時(shí)ACL值的變化可以反映海洋沉積物古溫度的相對(duì)變化，并認(rèn)為ACL值的變化可以反映陸地沉積物源區(qū)古溫度的相對(duì)變化，其結(jié)果在現(xiàn)代植物葉片正構(gòu)烷烴與溫度變化的研究中也得到了證實(shí)[34?35]。

本研究結(jié)果顯示，在51.8～37.5 Ma期間，囊謙剖面正構(gòu)烷烴指標(biāo)總體變化趨勢(shì)相似（圖4），指示囊謙盆地的植被對(duì)于氣候變化響應(yīng)較為敏感，尤其是在溫度和濕度方面。根據(jù)正構(gòu)烷烴指標(biāo)及TOC變化趨勢(shì)，囊謙剖面在45 Ma和42.7 Ma出現(xiàn)了明顯的氣候轉(zhuǎn)變，囊謙盆地自始新世至漸新世的古植被和古氣候演化可以劃分為以下三個(gè)階段。

階段Ⅰ（51.8～46.4 Ma）：該時(shí)期Paq值較高，CPI值較低，主峰碳碳數(shù)以nC23為主，nC27/nC31值在該階段早期Ⅰ-1時(shí)期偏高，這也印證了該時(shí)期植物類型以中鏈木本水生植物為主；在該段時(shí)期，沉積相為辮狀河以及短期湖泊，河流相沉積相屬于水動(dòng)力條件較強(qiáng)的開放體系，而在這樣的體系下，地表徑流所攜帶的陸生植物可能是影響陸生植物輸入的重要因素，所以關(guān)于ACL和nC27/nC31這兩個(gè)指標(biāo)在該階段晚期Ⅰ-2時(shí)期所顯示的總體鏈長(zhǎng)偏高的現(xiàn)象，可能是降雨以及地表徑流所帶來的外源陸地植被輸入所致[34]。

前人研究結(jié)果顯示，ACL在一定程度上可以反映氣候的溫暖程度，更長(zhǎng)鏈的正構(gòu)烷烴，往往對(duì)應(yīng)更溫暖的氣候特征[34?35]，然而這樣的結(jié)論也需要穩(wěn)定的沉積環(huán)境和植被類型作為基礎(chǔ)支撐。在階段Ⅰ的正構(gòu)烷烴分布模式和沉積環(huán)境方面均不夠穩(wěn)定，沉積相為開放體系的河流相，所以不能直接認(rèn)為其處于一個(gè)較低溫度的環(huán)境。在這一階段，TOC（0.03%～0.11%，平均值為0.60%）也有相對(duì)較低的值，而總有機(jī)碳含量也是對(duì)于湖泊沉積物有機(jī)質(zhì)含量的一種反映，較低的值可能是由沉積環(huán)境不穩(wěn)定所致，故在階段Ⅰ時(shí)期，囊謙盆地的氣候條件可能相對(duì)濕潤(rùn)，溫度方面則需要更多其他指標(biāo)佐證。

階段Ⅱ（45～42.7 Ma）：該階段初期與階段Ⅰ-2相比，ACL值顯著減小，nC27/nC31值顯著增大，這樣的現(xiàn)象可能是由于在植被類型沒有發(fā)生改變，依舊以水生木本植物為主的條件下，沉積環(huán)境發(fā)生了快速改變，由上一階段的不穩(wěn)定河流相轉(zhuǎn)變成了較為穩(wěn)定的半咸水湖相，水動(dòng)力大幅減弱，河流和降水所攜帶的陸源有機(jī)質(zhì)輸入快速減少，致使ACL和nC27/nC31隨之發(fā)生相應(yīng)的變化。

該段時(shí)期沉積相逐漸趨于穩(wěn)定，ACL值總體逐漸升高，nC27/nC31逐漸減小，Paq值明顯減小，主峰碳碳數(shù)逐漸向中高碳數(shù)轉(zhuǎn)變，大多以nC25為主峰碳，共同表明該時(shí)期整體植被類型由木本植物為主逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)橐圆荼局参餅橹?，且TOC含量相較于上一階段也有了一定的增加，表明隨沉積環(huán)境穩(wěn)定植物生產(chǎn)力出現(xiàn)了提升。由于植物葉蠟烷烴的ACL反映了葉片上表皮蠟質(zhì)對(duì)葉片水平衡的調(diào)節(jié)程度，烷烴的碳鏈越長(zhǎng)，鎖水能力越強(qiáng)，葉蠟烷烴ACL與溫度之間存在相關(guān)性正是由于葉片對(duì)植物體內(nèi)水分的調(diào)節(jié)，隨著溫度升高，葉片水的蒸騰作用增強(qiáng)，為保持體內(nèi)的水分平衡，植物葉片上表皮需要更強(qiáng)的鎖水能力，于是植物合成的葉蠟烷烴的碳鏈就越長(zhǎng)[36]。所以在相對(duì)逐漸穩(wěn)定的沉積環(huán)境下，ACL值的升高可能意味著溫度在一定程度上的升高。同時(shí)Paq值的逐漸減小也指示氣候出現(xiàn)長(zhǎng)期逐漸干旱化的趨勢(shì)，并且與巖性變化有所對(duì)應(yīng)，地層中開始出現(xiàn)了石膏夾層，響應(yīng)了變干的氣候特征。

階段Ⅲ（42.7～37.5 Ma）：該段時(shí)期沉積相以泥灘鹽湖為主，在正構(gòu)烷烴指標(biāo)上，ACL值整體保持較高的趨勢(shì)，CPI 值明顯增大，而Paq 值和nC27/nC31的值同樣保持整體較低的趨勢(shì)，主峰碳高碳數(shù)比例明顯增多，均指示了陸生高等植物比例的迅速上升，這反映在正構(gòu)烷烴的分布上，可能導(dǎo)致更高比例的奇數(shù)碳正構(gòu)烷烴，呈現(xiàn)更為明顯的奇偶優(yōu)勢(shì)[25]。這一趨勢(shì)可以從正構(gòu)烷烴分布圖上看出（圖3），峰型為雙峰型且奇偶優(yōu)勢(shì)明顯。綜上所述，該時(shí)期以草本植物為主要植被類型。

該段時(shí)期，ACL、Paq、nC27/nC31 和CPI 顯示了較為一致的變化趨勢(shì)（圖4）。同時(shí)，我們對(duì)于囊謙樣品的總有機(jī)碳含量（TOC）進(jìn)行了測(cè)定，結(jié)果表明相較于階段Ⅱ ，階段Ⅲ 具有更高的TOC（0.04%～0.20%，平均值為0.10%）值，這在一定程度上佐證了植物生產(chǎn)力的提高，與奇碳優(yōu)勢(shì)更明顯的階段Ⅲ的正構(gòu)烷烴分布也有所對(duì)應(yīng)，反映這一時(shí)期的氣候條件更適宜草本植物的生長(zhǎng)，ACL值也在較為穩(wěn)定的沉積環(huán)境下保持高值，可能是對(duì)于溫度變暖的一些響應(yīng)，并且與同時(shí)期40 Ma左右的中始新世大暖期（MECO）事件對(duì)應(yīng)良好（圖4），也可能是受到該變暖事件的影響。且在該時(shí)期Paq值保持較低的值，同時(shí)期地層中發(fā)育大量的石膏層，均指示氣候進(jìn)一步干旱化，所以我們認(rèn)為在該段時(shí)期氣候條件總體相對(duì)溫暖且持續(xù)干旱化。

對(duì)比本研究有機(jī)地化指標(biāo)與前人在囊謙盆地YAL 剖面[37]（圖5b）以及RZ 剖面[38]（圖5b）年代約41.2～37.8 Ma（巴爾通期）的孢粉學(xué)結(jié)果以及碎屑樣品粒度分析結(jié)果，顯示在晚始新世時(shí)期氣候特征具有明顯的波動(dòng)與周期性。據(jù)此我們認(rèn)為，即使氣候整體處于溫暖條件下，該階段氣候仍具有短期的干濕交替變化。對(duì)比本研究結(jié)果與同年代尺度始新世西寧盆地氣候記錄，顯示氣候變化趨勢(shì)基本一致（圖5a，c），柴達(dá)木盆地和可可西里盆地等研究結(jié)果均較為一致[37?42]。據(jù)此認(rèn)為，即使氣候整體處于變暖且持續(xù)干旱的條件，該階段仍具有短期的干濕交替。

前人認(rèn)為，較低的姥植比（Pr/Ph<0.6）通常代表缺氧的超鹽度環(huán)境，而較高的伽馬蠟烷值也反映環(huán)境鹽度較高[43]。本次囊謙樣品Pr/Ph最大值為0.74，最小值為0.10，平均值為0.32，根據(jù)其變化特征可以分為三個(gè)階段，在階段Ⅰ，Pr/Ph平均值值為0.30，階段Ⅱ?yàn)?.38，階段Ⅲ為0.31。同樣，伽馬蠟烷/C30 αβ-藿烷（G/C30H）最大值為0.71，最小值為0.04，平均值為0.14，其在階段Ⅰ平均值為0.13，階段Ⅱ平均值為0.18，階段Ⅲ平均值為0.13。根據(jù)伽馬蠟烷比值的階段性變化特征可知，在整個(gè)漫長(zhǎng)的52～37.5 Ma時(shí)期，囊謙盆地總體含鹽度也具有逐步升高的趨勢(shì)，尤其在階段Ⅱ出現(xiàn)了相對(duì)更為明顯的鹽度增加，這也與巖性變化對(duì)應(yīng)良好。所以整體來看，從51.8～37.5 Ma期間，囊謙盆地氣候主要演化特征顯示為逐漸變干且在中晚期明顯升溫的趨勢(shì)。

6 驅(qū)動(dòng)機(jī)制

青藏高原隆起是新生代以來最重要的地質(zhì)造山活動(dòng)，在全球和區(qū)域氣候變化中發(fā)揮著重要作用。許多先前使用敏感實(shí)驗(yàn)的模擬，無論有沒有青藏高原作為主體，都發(fā)現(xiàn)隆升過程對(duì)亞洲季風(fēng)的形成和演化、亞洲內(nèi)陸的干旱化，以及區(qū)域和全球氣候變化有著顯著影響[44?45]。

前人大量研究表明，影響亞洲內(nèi)陸干旱化的主要原因之一是全球氣候變冷。例如，Long et al.[39]通過結(jié)合正構(gòu)烷烴生物標(biāo)志化合物和孢粉學(xué)記錄對(duì)西寧盆地沉積物展開研究，認(rèn)為在始新世末到漸新世初期間的氣候變冷變干是源于全球氣溫在此期間的下降，這與Dupont-Nivet et al.[40]所得結(jié)論基本一致。

此外，大洋環(huán)流會(huì)帶來大量的水汽，海陸分布發(fā)生改變會(huì)導(dǎo)致洋盆形狀發(fā)生改變，從而進(jìn)一步改變大洋環(huán)流的模式。太平洋—特提斯海—大西洋之間的環(huán)球熱帶洋流完全中斷可能是晚白堊紀(jì)—晚中新世特提斯海的消亡所致[46]。

始新世期間，青藏高原內(nèi)部的重要水汽來源之一就是特提斯海，特提斯海的變化能夠引發(fā)海陸間熱力性質(zhì)的改變，所以特提斯海退縮意味著通往青藏高原內(nèi)部的水汽減少，其對(duì)于干旱化進(jìn)程的影響不言而喻。晚始新世—早漸新世，印度板塊和亞洲板塊持續(xù)碰撞，同期海平面也有所降低，指示副特提斯海的進(jìn)一步消亡。而青藏高原內(nèi)陸地區(qū)的水汽來源主要受西風(fēng)環(huán)流的控制，因此副特提斯海的退縮對(duì)青藏高原內(nèi)陸地區(qū)的干旱化進(jìn)程必然有著重要的影響[47]。

通過對(duì)比囊謙盆地正構(gòu)烷烴相關(guān)指標(biāo)及TOC記錄的氣候演化特征與西寧盆地謝家剖面氣候演化記錄[38]（圖5a，c）可以發(fā)現(xiàn)，在50.5～37.8 Ma時(shí)期，西寧盆地植被類型由木本植物為主逐漸演化為草本植物為主，氣候整體干旱并較為溫暖，這與囊謙盆地具有相似的演化特征；前人認(rèn)為該段時(shí)期西寧盆地的水汽都是西風(fēng)帶來的。因此，推測(cè)囊謙盆地始新世氣候變化驅(qū)動(dòng)機(jī)制與西寧盆地相似，水汽來源也較為一致，主要受西風(fēng)控制。

前人通過囊謙盆地碳酸鹽氧同位素[48]和對(duì)于青藏高原中部的倫波拉盆地古高度[49]相關(guān)研究表明，晚始新世青藏高原海拔高度有所提升，結(jié)合帕米爾造山帶的隆升擠壓，這可能進(jìn)一步導(dǎo)致了特提斯海在47～40 Ma產(chǎn)生穿時(shí)性退縮[50]，與此同時(shí)，囊謙盆地氣候也持續(xù)干旱化（圖5d）；青藏高原的隆升可能進(jìn)一步阻擋了西風(fēng)攜帶的以特提斯海為主要來源的水汽，并且全球深海氧同位素[51]在同一時(shí)期所反映的全球氣候變冷也可能讓內(nèi)陸地區(qū)的水汽輸送更加困難（圖5e），這些原因可能共同導(dǎo)致囊謙盆地的干旱化。

囊謙盆地始新世的沉積速率顯示，始新世早期和中期的沉積速率明顯大于中晚期，這可能意味著囊謙盆地在始新世早期和中期的隆升程度大于始新世晚期，所以晚始新世可能沒有劇烈的構(gòu)造隆升。

此外，青藏高原的隆升可能進(jìn)一步阻隔了南亞季風(fēng)對(duì)青藏高原中東部的影響，從而季風(fēng)所攜帶的水汽無法到達(dá)青藏高原內(nèi)陸地區(qū)。相比之下，處于青藏高原東南部[50?51]（劍川盆地，馬爾康盆地）和西南部[49]（倫波拉盆地）的一些盆地，在始新世中晚期沉積相與囊謙盆地的沉積相大不相同，主要代表河流、沼澤、三角洲和淡水湖的相環(huán)境，而囊謙盆地則主要為鹽湖相。在這些盆地中，植物化石等類似的有機(jī)質(zhì)大量存在，尤其劍川盆地地層中發(fā)現(xiàn)了明顯的煤層，表明西藏南部的氣候條件更為濕潤(rùn)，可能為熱帶/亞熱帶氣候，受來自南方的I～AM 型季風(fēng)驅(qū)動(dòng)[52]（印度尼西亞—澳大利亞季風(fēng)）。這與藏中北部和東北部地區(qū)（囊謙盆地，西寧盆地，柴達(dá)木盆地等）的半干旱/干旱氣候形成鮮明對(duì)比。由此可見，囊謙盆地始新世期間可能受到南部季風(fēng)的影響相對(duì)較小。

7 結(jié)論

通過對(duì)囊謙剖面沉積物的正構(gòu)烷烴相關(guān)指標(biāo)和總有機(jī)碳含量對(duì)比研究，重建了青藏高原中東部51.8～37.5 Ma的古氣候和古植被演化歷史，得出以下初步結(jié)論。

（1） 囊謙剖面沉積物有機(jī)質(zhì)來源中低等水生菌藻類輸入比較少，早中期有機(jī)質(zhì)來源主要為沉水/漂浮植物等水生植物，中晚期逐漸混入部分陸地高等植物來源。

（2） 結(jié)合各項(xiàng)有機(jī)地球化學(xué)指標(biāo)，囊謙盆地51.8～37.5 Ma以來的古氣候與古植被演化可以分為三個(gè)階段：階段Ⅰ（51.8～46.4 Ma），氣候條件整體濕潤(rùn)，植被類型以水生草本植物為主；階段Ⅱ（45～42.7 Ma），氣候條件逐漸轉(zhuǎn)干，溫度有所上升，伴隨周期性干濕變化，植被類型由木本植物為主轉(zhuǎn)變?yōu)椴荼局参餅橹?；階段Ⅲ（42.7～37.2 Ma），氣候條件持續(xù)干旱，可能受到MECO事件影響，有機(jī)質(zhì)含量明顯增大，植被類型以草本植物為主。

（3） 通過多指標(biāo)體系重建的囊謙盆地始新世的氣候演化歷史與鄰區(qū)氣候變化、特提斯海退縮進(jìn)程，全球深海氧同位素對(duì)比研究，認(rèn)為囊謙盆地始新世氣候變化主要受全球性氣候變化和特提斯海退縮的影響，青藏高原的隆升，海拔的增加對(duì)于囊謙盆地水汽影響較大，季風(fēng)對(duì)于水汽影響較小。

參考文獻(xiàn)（References）

［1］ 張海霞. 青藏高原東北部黃土記錄的釋光測(cè)年及末次冰消期

以來氣候變化研究[D]. 蘭州：蘭州大學(xué)，2020.［Zhang Haixia.

Paleoclimatic changes revealed by luminescence chronology and

proxy indexes of loess records in the northeastern Tibetan Plateau

since the last deglaciation[D]. Lanzhou： Lanzhou University，

2020.］

［2］ Liu X D， Cheng Z G， Yan L B， et al. Elevation dependency of recent

and future minimum surface air temperature trends in the Tibetan

Plateau and its surroundings[J]. Global and Planetary

Change， 2009， 68（3）： 164-174.

［3］ 徐祥德，董李麗，趙陽，等. 青藏高原“亞洲水塔”效應(yīng)和大氣水

分循環(huán)特征[J]. 科學(xué)通報(bào)，2019，64（27）：2830-2841.［Xu

Xiangde， Dong Lili， Zhao Yang， et al. Effect of the Asian Water

Tower over the Qinghai-Tibet Plateau and the characteristics of atmospheric

water circulation[J]. Science Bulletin， 2019， 62（27）：

2830-2841.］

［4］ Ruddiman W F， Kutzbach J E. Plateau uplift and climate change

[J]. Sci Am， 1991， 264（3）： 66-75.

［5］ Edmond J M. Himalayan tectonics， weathering processes， and the

strontium isotope record in marine limestones[J]. Science， 1992，

258（5088）： 1594-1597.

［6］ Raymo M E， Ruddiman W F. Tectonic forcing of Late Cenozoic

climate[J]. Nature， 1992， 359（6391）： 117-122.

［7］ Molnar P， England P， Martinod J. Mantle dynamics， uplift of

the Tibetan Plateau， and the Indian monsoon[J]. Reviews of

Geophysics， 1993， 31（4）： 357-396.

［8］ Molnar P. Mio-Pliocene growth of the Tibetan Plateau and evolution

of East Asian climate[J]. Palaeontologia Electronica， 2005， 8

（1）： 1-23.

［9］ 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（6833）： 62-66.

［10］ Harris N. The elevation history of the Tibetan Plateau and its implications

for the Asian monsoon[J]. Palaeogeography， Palaeoclimatology，

Palaeoecology， 2006， 241（1）： 4-15.

［11］ Walker J C G， Hays P B， Kasting J F. A negative feedback

mechanism for the long-term stabilization of earths surface

temperature[J]. Journal of Geophysical Research， 1981， 86

（C10）： 9776-9782.

［12］ Berner R A， Lasaga A C， Garrels R M. The carbonate-silicate

geochemical cycle and its effect on atmospheric carbon dioxide

over the past 100 million years[J]. American Journal of Science，

1983， 283（7）： 641-683.

［13］ Raymo M E， Ruddiman W F， Froelich P N. Influence of Late

Cenozoic mountain building on ocean geochemical cycles[J].

Geology， 1988， 16（7）： 649-653.

［14］ Zachos J C， Kump L R. Carbon cycle feedbacks and the initiation

of Antarctic glaciation in the earliest Oligocene[J]. Global

and Planetary Change， 2005， 47（1）： 51-66.

［15］ Hren M T， Bookhagen B， Blisniuk P M， et al. δ18 O and δD of

streamwaters across the Himalaya and Tibetan Plateau： Implications

for moisture sources and paleoelevation reconstructions[J].

Earth and Planetary Science Letters， 2009， 288（1/2）： 20-32.

［16］ Zhang W L， Fang X M， Zhang T， et al. Eocene rotation of the

northeastern central Tibetan Plateau indicating stepwise compressions

and eastward extrusions[J]. Geophysical Research Letters，

2020， 47（17）： e2020GL088989.

［17］ 謝樹成，梁斌，郭建秋，等. 生物標(biāo)志化合物與相關(guān)的全球變

化[J]. 第四紀(jì)研究，2003，23（5）：521-528.［Xie Shucheng， Liang

Bin， Guo Jianqiu， et al. Biomarkers and the related global

change[J]. Quaternary Sciences， 2003， 23（5）： 521-528.］

［18］ Zhang Z H， Zhao M X， Eglinton G， et al. Leaf wax lipids as

paleovegetational and paleoenvironmental proxies for the

Chinese Loess Plateau over the last 170 kyr[J]. Quaternary

Science Reviews， 2006， 25（5/6）： 575-594.

［19］ Cranwell P A， Eglinton G， Robinson N. Lipids of aquatic

organisms as potential contributors to lacustrine sediments—II

[J]. Organic Geochemistry， 1987， 11（6）： 513-527.

［20］ Xie S C， Chen F H， Wang Z Y， et al. Lipid distributions in loesspaleosol

sequences from Northwest China[J]. Organic Geochemistry，

2003， 34（8）： 1071-1079.

［21］ Horton B K， Yin A， Spurlin M S， et al. Paleocene-Eocene

syncontractional sedimentation in narrow， lacustrine-dominated

basins of east-central Tibet[J]. GSA Bulletin， 2002， 114（7）：

771-786.

［22］ Su T， Spicer R A， Li S H， et al. Uplift， climate and biotic changes

at the Eocene-Oligocene transition in south-eastern Tibet[J].

National Science Review， 2019， 6（3）： 495-504.

［23］ Fang X M， Dupont-Nivet G， Wang C S， et al. Revised chronology

of central Tibet uplift （Lunpola Basin）[J]. Science Advances，

2020， 6（50）： eaba7298.

［24］ Ficken K J， Li B， Swain D L， et al. An n-alkane proxy for the

sedimentary input of submerged/floating freshwater aquatic macrophytes[

J]. Organic Geochemistry. 2000， 31（7/8）： 745-749.

［25］ Eglinton G， Hamilton R J. Leaf Epicuticular Waxes： The waxy

outer surfaces of most plants display a wide diversity of fine

structure and chemical constituents[J]. Science， 1967， 156

（3780）： 1322-1335.

［26］ Dodd R S， Afzal-Rafii Z. Habitat-related adaptive properties of

plant cuticular lipids[J]. Evolution， 2000， 54（4）： 1438-1444.

［27］ 王永莉. 東亞南北氣候區(qū)現(xiàn)代土壤及湖相沉積中生物標(biāo)志物

特征與氣候意義[D]. 蘭州：蘭州大學(xué)，2006.［Wang Yongli.

Characteristics and climatic implications of biomarkers in modern

soils along north-south transection of East Asia and lacustrine

sediments[D]. Lanzhou： Lanzhou University， 2006.］

［28］ Cranwell P A. Chain-length distribution of n-alkanes from lake

sediments in relation to post-glacial environmental change[J].

Freshwater Biology， 1973， 3（3）： 259-265.

［29］ 蒲陽，張虎才，王永莉，等. 青藏高原冰蝕湖沉積物正構(gòu)烷烴

記錄的氣候和環(huán)境變化信息：以希門錯(cuò)為例[J]. 科學(xué)通報(bào)，

2011，56（14）：1132-1139.［Pu Yang， Zhang Hucai， Wang Yongli，

et al. Climatic and environmental implications from n-alkanes

in glacially eroded lake sediments in Tibetan Plateau： An example

from Ximen Co[J]. Chinese Science Bulletin， 2011， 56（14）：

1132-1139.］

［30］ Duan Y， Xu L. Distributions of n-alkanes and their hydrogen isotopic

composition in plants from Lake Qinghai （China） and the

surrounding area[J]. Applied Geochemistry， 2012， 27（3）：

806-814.

［31］ Hou J Z， D'Andrea W J， Wang M D， et al. Influence of the Indi‐

an monsoon and the subtropical jet on climate change on the Tibetan

Plateau since the Late Pleistocene[J]. Quaternary Science

Reviews， 2017， 163： 84-94.

［32］ Zheng Y H， Zhou W J， Meyers P A， et al. Lipid biomarkers in

the Zoigê -Hongyuan peat deposit： Indicators of Holocene climate

changes in west China[J]. Organic Geochemistry， 2007， 38

（11）： 1927-1940.

［33］ 崔景偉，黃俊華，謝樹成. 湖北清江現(xiàn)代植物葉片正構(gòu)烷烴和

烯烴的季節(jié)性變化[J]. 科學(xué)通報(bào)，2008，53（11）：1318-1323.

［Cui Jingwei， Huang Junhua， Xie Shucheng. Characterstics of

seasonal variations of leaf n-alkanes and n-alkenes in modern

higher plants in Qingjiang， Hubei province， China[J]. Chinese

Science Bulletin， 2008， 53（11）： 1318-1323.］

［34］ 何薇，汪亙，王永莉，等. 四川邛海湖泊沉積物記錄的過去

30 cal. ka B. P. 以來的古氣候環(huán)境特征[J]. 第四紀(jì)研究，

2018，38（5）：1179-1192.［He Wei， Wang Gen， Wang Yongli， et

al. Characteristics of climate and environment over the past

30 cal. ka B. P. recorded in lacustrine deposits of the Qionghai

Lake， Sichuan province[J]. Quaternary Sciences， 2018， 38（5）：

1179-1192.］

［35］ Sorrel P， Eymard I， Leloup P H， et al. Wet tropical climate in SE

Tibet during the Late Eocene[J]. Scientific Reports， 2017， 7（1）：

7809.

［36］ Wang J， Axia E， Xu Y P， et al. Temperature effect on abundance

and distribution of leaf wax n-alkanes across a temperature

gradient along the 400 mm isohyet in China[J]. Organic

Geochemistry， 2018， 120： 31-41.

［37］ Yuan Q， Vajda V， Li Q K， et al. A Late Eocene palynological record

from the Nangqian Basin， Tibetan Plateau： Implications for

stratigraphy and paleoclimate[J]. Palaeoworld， 2017， 26（2）：

369-379.

［38］ Yuan Q， Barbolini N， Rydin C， et al. Aridification signatures

from fossil pollen indicate a drying climate in east-central Tibet

during the Late Eocene[J]. Climate of the Past， 2020， 16（6）：

2255-2273.

［39］ Long L Q， Fang X M， Miao Y F， et al. Northern Tibetan Plateau

cooling and aridification linked to Cenozoic global cooling： Evidence

from n-alkane distributions of Paleogene sedimentary sequences

in the Xining Basin[J]. Chinese Science Bulletin， 2011，

56（15）： 1569-1578.

［40］ Dupont-Nivet G， Krijgsman W， Langereis C G， et al. Tibetan

Plateau aridification linked to global cooling at the Eocene-

Oligocene transition[J]. Nature， 2007， 445（7128）： 635-638.

［41］ Miao Y F， Wu F L， Chang H， et al. A Late-Eocene palynological

record from the Hoh Xil Basin， northern Tibetan Plateau， and its

implications for stratigraphic age， paleoclimate and paleoelevation[

J]. Gondwana Research， 2016， 31： 241-252.

［42］ Ye C C， Yang Y B， Fang X M， et al. Paleolake salinity evolution

in the Qaidam Basin （NE Tibetan Plateau） between ～42 and

29 Ma： Links to global cooling and Paratethys Sea incursions[J].

Sedimentary Geology， 2020， 409： 105778.

［43］ 張一偉. 油氣藏形成與勘探[M]. 北京：石油工業(yè)出版社，

2003.［Zhang Yiwei. Formation and exploration of oil and gas

reservoirs[M]. Beijing： Petroleum Industry Press， 2003.］

［44］ Kutzbach J E， Guetter P J， Ruddiman W F， et al. Sensitivity of

climate to Late Cenozoic uplift in southern Asia and the American

west： Numerical experiments[J]. Journal of Geophysical Research，

1989， 94（D15）： 18393-18407.

［45］ Ruddiman W F， Kutzbach J E. Forcing of Late Cenozoic northern

Hemisphere climate by plateau uplift in southern Asia and

the American west[J]. Journal of Geophysical Research， 1989，

94（D15）： 18409-18427.

［46］ Popov S V， R?gl F， Rozanov A Y， et al. Lithologicalpaleogeographic

maps of paratethys： 10 maps Late Eocene to

Pliocene[J]. Courier Forschungsinstitut Senckenberg， 2004， 250：

1-46.

［47］ Hasty S. New biomedical engineering study findings have been

reported by researchers at university of Miami， department of

biomedical engineering[J]. Energy Business Journal， 2011， jan. 3

（oct. 31）： 11-12.

［48］ Li L， Fan M， Davila N， et al. Carbonate stable and clumped isotopic

evidence for Late Eocene moderate to high elevation of the

east-central Tibetan Plateau and its geodynamic implications[J].

Base of the Kiaman Its Definition & Global Stratigraphic Significance，

2019， 131（5/6）：831-844. .

［49］ Wei W， Lu Y C， Xing F C， et al. Sedimentary facies associations

and sequence stratigraphy of source and reservoir rocks of the lacustrine

Eocene Niubao Formation （Lunpola Basin， central Tibet）

[J]. Marine and Petroleum Geology， 2017， 86： 1273-1290.

［50］ Sun J M， Windley B F， Zhang Z L， et al. Diachronous seawater

retreat from the southwestern margin of the Tarim Basin in the

Late Eocene[J]. Journal of Asian Earth Sciences， 2016， 116：

222-231.

［51］ Zachos J， Pagani M， Sloan L， et al. Trends， rhythms， and aberrations

in global climate 65 Ma to present[J]. Science， 2001， 292

（5517）： 686-693.

［52］ Spicer R A. Tibet， the Himalaya， Asian monsoons and biodiversity：

in what ways are they related？[J]. Plant Diversity， 2017， 39（5）：

233-244.