西藏倫坡拉盆地漸新世—中新世之交黏土礦物特征及其古氣候意義

吳勁宣，夏國清，陳云，徐為鵬，伊海生

1.成都理工大學(xué)油氣藏地質(zhì)及開發(fā)工程國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，成都 610059

2.成都理工大學(xué)沉積地質(zhì)研究院，成都 610059

3.成都理工大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院，成都 610059

0 引言

新生代以來，全球氣候持續(xù)變冷并經(jīng)歷了多次冰蓋擴(kuò)張事件，使兩極無冰的“溫室地球”變?yōu)楝F(xiàn)今兩極終年有冰的“冰室地球”[1]，其中漸新世與中新世之交（Oligocene-Miocene Boundary，OMB，約23.03 Ma）是新生代全球降溫過程中的一個重要的時間節(jié)點(diǎn)。該時期深海底棲有孔蟲的δ18O 值從1.75‰增大至2.74‰，被認(rèn)為是南極冰蓋大規(guī)?？焖贁U(kuò)張所致[1-4]。同時，漸新世—中新世之交也是亞洲氣候發(fā)生重大轉(zhuǎn)變的關(guān)鍵時期，氣候模式由古近紀(jì)的行星風(fēng)系轉(zhuǎn)變?yōu)樾陆o(jì)的季風(fēng)風(fēng)系，并在高原北部形成了巨大的內(nèi)陸干旱區(qū)[5]。更為重要的是，這個時間點(diǎn)也是青藏高原構(gòu)造活動的頻發(fā)期，發(fā)生了著名的喜馬拉雅運(yùn)動[6]，喜馬拉雅山發(fā)生構(gòu)造隆起，主中央斷裂（MCT）活動，淺色花崗巖侵入[7]，藏北鉀質(zhì)玄武巖廣泛噴發(fā)[8]，高原陸地生態(tài)系統(tǒng)也發(fā)生了重大轉(zhuǎn)折，位于高原中部的倫坡拉—尼瑪盆地的魚類、昆蟲類、植物類，甚至哺乳類化石均存在重大演替[9-12]。因此，漸新世—中新世之交是研究全球氣候變化和青藏高原構(gòu)造隆升等重大事件的一個關(guān)鍵過渡期。

青藏高原腹地是直接感應(yīng)高原隆升過程、環(huán)境變化效應(yīng)的核心地帶，這里的山間盆地不僅能夠記錄構(gòu)造演化歷史，也為研究高原地形地貌演化過程、環(huán)境和氣候變遷提供了最直接的證據(jù)[13]。倫坡拉盆地地處青藏高原腹地核心部位，盆地內(nèi)發(fā)育齊全的新生代陸相地層，完整記錄了漸新世—中新世之交構(gòu)造、隆升及氣候演化歷史，是研究全球氣候演化在高原腹地的響應(yīng)及高原隆升過程的理想場所。黏土礦物對氣候和環(huán)境的變化比較敏感，其類型組合、含量變化和特征參數(shù)等能夠有效記錄物源區(qū)氣候和環(huán)境的信息[14-16]。研究工作以倫坡拉盆地丁青湖組泥質(zhì)巖中的黏土礦物為對象，利用主微量元素分析判別其物源變化信息，在此基礎(chǔ)上通過X 射線衍射分析研究黏土礦物特征與伊利石結(jié)晶度，探討研究區(qū)漸新世—中新世之交的黏土礦物特征及其蘊(yùn)含的古氣候演化信息，以期為青藏高原中部盆地古氣候環(huán)境演化研究提供依據(jù)。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

倫坡拉盆地位于青藏高原中部，羌塘地體與拉薩地體之間（圖1），是一個沿班公湖—怒江縫合帶呈東西向展布的新生代陸相盆地，其西臨尼瑪盆地，北接倫北盆地，南壤班戈盆地[20]。東西長約200 km，南北寬約15～20 km，面積約3 600 km2。盆地內(nèi)構(gòu)造較為復(fù)雜，可進(jìn)一步細(xì)分為3 個二級構(gòu)造單元：北部逆沖推覆，中央凹陷和南部逆沖斷陷隆起[21]。新生代地層由牛堡組和丁青湖組組成，不整合于中生代基底之上[22]，牛堡組厚約2 000～3 000 m，顏色以深紅色為主，由三部分組成：一段以棕紅色礫巖、砂巖和粉砂巖為主，沉積環(huán)境為沖積扇或扇三角洲；二段為淺紅至淺褐色泥巖夾薄層狀細(xì)砂巖和頁巖，盆地邊緣還發(fā)育有灰白色條帶狀泥灰?guī)r，為淺湖環(huán)境；三段巖性橫向變化較大，盆地邊緣由棕灰色礫巖、砂巖和棕紅色泥巖組成，中間夾有明顯的紅色古土壤淋濾層，為辮狀河或扇三角洲沉積環(huán)境，在盆地中心的三段巖性以褐色泥巖夾泥灰?guī)r及細(xì)砂巖為特征，沉積環(huán)境為淺湖和水下扇三角洲[23-24]（圖2a）。丁青湖組為一套湖相沉積，巖性以灰色、深灰色泥頁巖為主夾油頁巖、泥灰?guī)r及細(xì)砂巖，沉積厚度可達(dá)800～1 000 m，也可細(xì)分為三個巖性段：一段為紫紅色泥巖，灰—深灰色薄層狀頁巖、泥巖、油頁巖夾粉砂巖、泥灰?guī)r，代表了由河流相向淺湖、半深湖—深湖相轉(zhuǎn)變的過程；二段為灰色薄層狀頁巖、泥巖及油頁巖，夾薄層狀粉砂巖、細(xì)砂巖、泥灰?guī)r，主要為半深湖—深湖的沉積環(huán)境；三段主要為灰色泥巖、頁巖、褐紅色薄層狀泥巖，夾中—薄層狀砂巖、多層厚度較小的油頁巖，表現(xiàn)為由深變淺的沉積充填的序列[28]。

2 樣品與實(shí)驗(yàn)方法

研究剖面位于蔣日阿錯（湖）西南側(cè)，處于蔣日阿錯向斜南翼（圖1b）。剖面起點(diǎn)坐標(biāo)為89°36'27.90"E，31°58'51.16"N，H=4 591 m；終點(diǎn)坐標(biāo)為89°36'31.68" E，31°58'54.79" N，H=4 583 m。地層出露較好，下部（0～41 m）為紫紅色砂巖夾泥巖段，底部含一層厚約0.25 m 的含礫砂巖，上部（41～105 m）以灰綠色泥巖、黑色泥頁巖為主夾灰色泥灰?guī)r（圖2），整體代表了濱淺湖相沉積，在剖面上開展了間距約2 m的高精度采樣，共采集新鮮泥質(zhì)巖類樣品52件。

圖1 青藏高原構(gòu)造位置簡圖及研究區(qū)地質(zhì)簡圖（a）青藏高原構(gòu)造簡圖及倫坡拉盆地位置；（b）研究區(qū)地質(zhì)簡圖及剖面位置（據(jù)文獻(xiàn)[17-19]修改）Fig.1 Structural location map of the Tibetan Plateau and geological map of the study area(a)structural map of the Qinghai Tibetan Plateau and location of Lunpola Basin;(b)geological map and section position of the study area(modified from references[17-19])

圖2 倫坡拉盆地綜合柱狀圖及典型剖面地層對比（a）盆地綜合柱狀圖（據(jù)文獻(xiàn)[24]修改，年齡數(shù)據(jù)參考文獻(xiàn)[22-27]）；（b）牛堡橋剖面丁青湖組柱狀圖（據(jù)文獻(xiàn)[26-27]修改）；（c）蔣日阿錯剖面丁青湖組柱狀圖及采樣層位；（d）蔣日阿錯剖面上部黃灰色泥灰?guī)r與灰綠色泥頁巖段；（e）蔣日阿錯剖面巖性段分界及斑脫巖層（宏觀）；（f）蔣日阿錯剖面中下部斑脫巖層；（g）蔣日阿錯剖面下部紫紅色泥巖、夾薄層狀砂巖Fig.2 Comprehensive histogram and stratigraphic correlation of typical sections in Lunpola Basin(a) comprehensive histogram of the basin (modified from reference [24], age data were obtained from references [22-27]); (b) histogram of the Dingqinghu Formation in the Niubaoqiao section(modified from references[26-27]);(c)histogram and sampling location of the Dingqinghu Formation in the Jiangriacuo section;(d)yellowish gray marl and grayish green mudstone-shale in the upper part of the Jiangriacuo section;(e)lithologic segment boundary and bentonite of the Jiangriacuo section (macro);(f)bentonite in the middle and lower parts of the Jiangriacuo section;(g)purplish red mudstone with thinly-bedded sandstone in the lower part of the Jiangriacuo section

利用X射線衍射分析黏土礦物的類型和相對含量，樣品采用沉降法提取，將樣品粉碎至<0.2 mm 粒徑后加蒸餾水浸泡48 h以上，吸取黏土礦物懸浮液，得到的黏土礦物制作成自然定向片（N片）、乙二醇飽和片（EG片）和加熱處理（550°/2h）的高溫片（T片）用于實(shí)驗(yàn)分析。測量工作在成都南達(dá)微構(gòu)質(zhì)檢技術(shù)服務(wù)有限公司進(jìn)行，測量儀器為荷蘭帕納科X'pert衍射儀：Cu 靶輻射，X 光管工作電壓為40 kV，電流為40 mA，RS=5.5 mm，掃描角度（2θ）范圍為3°～30°，掃描速度為10°/min。由于不同的黏土礦物都有其特定的層形和層間物，因此導(dǎo)致黏土礦物的基面間距（d）和基面衍射強(qiáng)度各不相同，如綠泥石族d(001)為1.41～1.435 nm，伊利石d(001)為0.995～1.00 nm，蒙脫石族基面間距變化較大（1.2～1.6 nm），只有在乙二醇的處理下可以使蒙脫石的d(001)膨脹至1.7 nm，所以可以根據(jù)基面間距（d(001)）和基面衍射強(qiáng)度的差異來判斷黏土礦物的類型[29]。黏土礦物相對含量的計(jì)算是將樣品中各黏土礦物的特征衍射峰強(qiáng)度乘以各自的權(quán)重系數(shù)后，令其總和等于100%，從而即可計(jì)算出每種黏土礦物的含量比，目前經(jīng)常采用的是Johnset al.[30]和Biscaye[31]提出的權(quán)重系數(shù)，他們采用的重量峰強(qiáng)度標(biāo)準(zhǔn)是：經(jīng)乙二醇處理的1.7 nm 衍射峰的強(qiáng)度乘以1是蒙脫石的重量峰強(qiáng)度；1.0 nm衍射峰的強(qiáng)度乘以4為伊利石的重量峰強(qiáng)度；0.7 nm衍射峰的強(qiáng)度乘以2 為高嶺石加上綠泥石的重量峰強(qiáng)度。高嶺石和綠泥石兩者含量比可直接根據(jù)0.353 nm 衍射峰（綠泥石）強(qiáng)度和0.356～0.358 nm衍射峰（高嶺石）強(qiáng)度的比值計(jì)算得出。伊利石結(jié)晶度采用Kübler 指數(shù)，利用Jade 軟件測量伊利石d(001)衍射峰的半高寬來表示[32-33]。

利用X射線熒光光譜測定黏土礦物中的主微量元素含量用于判斷其物源變化信息。測試采用巖石粉末樣，稱?。?.0±0.1）g 樣品粉末，采用壓片法壓制成直徑為40 mm 的圓餅，使用GBW(E)070040（泥巖）和GWB07120（灰?guī)r）國家級標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)校準(zhǔn)，并按上述方法制備成樣片作為校準(zhǔn)用樣品，輕元素采用基本參數(shù)法校正基體效應(yīng)，重元素采用Compton散射內(nèi)標(biāo)法校正基體效應(yīng)[34]。測量工作在四川新先達(dá)測控技術(shù)有限公司進(jìn)行，測量儀器為新先達(dá)CIT-3000SY 石油巖屑X 熒光元素錄井儀：工作電壓為AC220 V；正高壓為50 kV；重復(fù)性為N±N>65%，N±N>97%（N為計(jì)數(shù)率）；SSD 電致冷半導(dǎo)體探測器；分析精度（RSD）為0.05%；能量分辨率優(yōu)于100 eV（Fe-55），檢測時間2 min，實(shí)驗(yàn)在真空條件下進(jìn)行。

3 結(jié)果

蔣日阿錯剖面黏土礦物典型X射線衍射圖譜如圖3所示。根據(jù)三種不同衍射圖譜識別出伊利石、綠泥石、蒙脫石和伊/蒙混層4 種黏土礦物。伊利石的三個衍射峰d(001)(1.0 nm)、d(002)(0.5 nm)、d(003)(0.333 nm)經(jīng)過乙二醇處理或加熱處理后均不發(fā)生任何變化，說明樣品中存在伊利石。綠泥石的d(002)(0.715 nm)在N片中與高嶺石d(001)(0.72 nm)重疊，但可通過EG片識別綠泥石d(004)(0.353 nm)和高嶺石d(002)(0.358 nm)將二者區(qū)分，研究區(qū)圖譜僅識別出綠泥石d(004)(0.353 nm)且為單峰形態(tài)，說明樣品中只含綠泥石，不含高嶺石。在N片中，衍射峰d=1.4～1.5 nm可能存在蒙脫石d(001)(1.4～1.5 nm)與綠泥石d(001)(1.42 nm)重疊的情況，但在經(jīng)過乙二醇飽和處理后，該衍射峰的d 值變?yōu)?.7 nm，與蒙脫石d(001)經(jīng)乙二醇處理后的特征一致，證明樣品中含有蒙脫石。對比不同的EG片發(fā)現(xiàn)，d=1.7 nm衍射峰峰形大多寬而不對稱，且向低角度一側(cè)擴(kuò)散，該衍射特征表明樣品中存在較多伊/蒙混層礦物，只有少量樣品為蒙脫石[29-31]。

圖3 倫坡拉盆地蔣日阿錯剖面典型樣品X 衍射圖譜（a）JR-13號樣品X衍射圖譜；（b）JR-16-2號樣品X衍射圖譜Fig.3 X-ray diffraction patterns of typical samples from the Jiangriacuo section, Lunpola Basin(a)X-ray diffraction pattern of sample JR-13;(b)X-ray diffraction pattern of sample JR-16-2

蔣日阿錯剖面主要黏土礦物的含量及變化如圖4和表1所示。黏土礦物主要以伊/蒙混層礦物為主，相對含量變化于38%～92%，平均含量為63%；其次為伊利石，相對含量變化于7%～58%，平均值為31%，其結(jié)晶度變化于0.24°～0.48°，平均值為0.41；綠泥石和蒙脫石含量較少，綠泥石相對含量變化于1%～8%，平均含量為3%。需要指出的是，蒙脫石只在5 個樣品中（JR-03，JR12-1，JR-13，JR-17-1，JR-19-1）出現(xiàn)，它們的黏土礦物含量及特征十分特殊，除含少量伊利石（7%～11%）和1%的綠泥石外，蒙脫石相對含量較高（89%～93%），平均含量為90%（表1）。蒙脫石主要存在兩種成因[14,36-39]：其一為陸源碎屑的化學(xué)風(fēng)化產(chǎn)物，為淋濾作用較強(qiáng)的環(huán)境下陸源碎屑的堿金屬陽離子和堿土金屬元素流失形成；其二為凝灰質(zhì)火山噴發(fā)產(chǎn)物經(jīng)水解作用而成。鑒于前人在研究區(qū)蔣日阿錯向斜北翼的牛堡橋剖面對應(yīng)層位已經(jīng)發(fā)現(xiàn)有凝灰?guī)r和斑脫巖夾層[22,26-27]（圖2b），意味著同時期可能存在火山噴發(fā)活動，因此認(rèn)為剖面單獨(dú)出現(xiàn)的這5層蒙脫石應(yīng)該為區(qū)域火山噴發(fā)產(chǎn)物。但在5 個樣品中，僅JR-13號樣品為泥質(zhì)巖，其全巖X射線分析顯示石英含量46.01%，長石含量12.90%，碳酸鹽巖礦物含量5.20%，黏土礦物含量35.38%，顯示了斑脫巖的特征，而在其余的四個樣品中，主要礦物成分為碳酸鹽礦物（含量高達(dá)68.00%～83.50%），黏土礦物含量較低（表2）。

表1 倫坡拉盆地蔣日阿錯剖面泥質(zhì)巖類黏土礦物含量測試結(jié)果（%）Table 1 Clay mineral content test results of argillaceous rocks in the Jiangriacuo section, Lunpola Basin

蔣日阿錯剖面黏土礦物相對含量的垂向變化規(guī)律為：剖面下部伊利石和綠泥石含量較低，伊/蒙混層礦物相對含量位于高值區(qū)，其中伊利石的相對含量變化于6.84%～42.76%，平均值為26.13%，綠泥石的相對含量變化于0.71%～3.27%，平均值為1.68%，伊/蒙混層含量變化于0～92.15%，平均值為67.90%。剖面中部伊/蒙混層礦物和伊利石的相對含量呈現(xiàn)明顯的波動變化，伊利石的相對含量變化于6.53%～49.42%，平均值為29.10%，綠泥石的相對含量變化于0.63%～7.19%，平均值為3.28%，伊/蒙混層含量變化于0～90.52%，平均值為65.47%。剖面上部伊利石和綠泥石含量遠(yuǎn)高于中下部，而伊/蒙混層的含量相對較低，伊利石相對含量變化于10.16%～57.65%，平均值為41.15%，綠泥石含量變化于2.04%～7.98%，平均值為4.29%，伊蒙混層相對含量變化于38.43%～87.80%，平均值為54.56%（圖4d，f）。

圖4 倫坡拉盆地蔣日阿錯剖面漸新世—中新世之交黏土礦物含量、特征參數(shù)及全球深海氧同位素變化曲線（a～c）主微量元素比值曲線；（d～f）黏土礦物相對含量；（g，h）黏土礦物比值；（i，j）全球深海δ18O曲線（據(jù)參考文獻(xiàn)[1,35]）Fig.4 Clay mineral content, characteristic parameters, and global deep sea oxygen isotope variation curve at the Oligocene Miocene intersection of the Jiangricuo section, Lunpola Basin(a-c)ratio curve of major and trace elements;(d-f)relative content of clay minerals;(g,h)clay mineral ratio;(i,j)global deep sea δ18O curve(after references[1,35])

4 討論

4.1 地層時代

對于倫坡拉盆地丁青湖組地層，早期的年齡劃分主要基于微體化石，王開發(fā)等[40]根據(jù)孢粉分析將丁青湖組劃為中新世地層；徐正余[41]通過對介形蟲化石和孢粉記錄的解釋提出丁青湖組的沉積時代為中新世—上新世；夏金寶[42]根據(jù)介形蟲化石和孢粉記錄卻指出其地層年齡應(yīng)為晚漸新世—上新世。而在上世紀(jì)八十年代西藏地質(zhì)調(diào)查局開展的1∶20萬填圖工作中，曾將研究區(qū)所在的蔣日阿錯向斜南北兩翼地區(qū)劃分為牛堡組和丁青湖組界限，其北翼的牛堡橋剖面和南翼蔣日阿錯剖面都包含有牛堡組和丁青湖組地層[43]，但在隨后開展的1∶25 萬區(qū)域地質(zhì)調(diào)查工作中[17-19]，該地區(qū)又被劃為丁青湖組地層出露區(qū)。隨著近年來Sunet al.[26]和Heet al.[27]在牛堡橋剖面中下部獲得的斑脫巖23.6±0.2 Ma鋯石U-Pb同位素年齡，并根據(jù)磁性地層學(xué)的研究將牛堡橋剖面的時代鎖定在25.5～19.8 Ma，研究區(qū)地層的精確時代才得以較好控制。與此同時，2020 年曾勝強(qiáng)等[22]也對該剖面的地層時代展開了詳細(xì)研究，盡管他們并沒有發(fā)現(xiàn)斑脫巖，但在剖面中部和上部新發(fā)現(xiàn)兩套凝灰?guī)r夾層，其LA-ICP-MS 鋯 石U-Pb 測 年 結(jié) 果 為24.05±0.2 Ma 和22.64±0.33 Ma，時代對應(yīng)于晚漸新世和早中新世。研究剖面處于蔣日阿錯向斜南翼，剖面第13 層同樣發(fā)育有一套斑脫巖地層（圖2c，e，f、表2），可作為標(biāo)志層與向斜北翼牛堡橋剖面的斑脫巖層進(jìn)行區(qū)域?qū)Ρ?，由此說明研究剖面跨越了晚漸新世—早中新世。

表2 五個蒙脫石含量較高樣品礦物組成與黏土礦物X射線衍射結(jié)果（%）Table 2 Mineral composition and X-ray diffraction results of clay minerals for five samples with high content of montmorillonite

4.2 黏土礦物組合與古氣候關(guān)系

黏土礦物形成和轉(zhuǎn)化的影響因素較多，其中氣候因素起主要的作用，不同氣候條件下所形成的黏土礦物截然不同。當(dāng)氣候干冷時，淋濾作用較弱，源巖在遭受風(fēng)化的過程中堿金屬元素不易濾出，形成伊利石，當(dāng)氣候溫暖潮濕時，風(fēng)化作用和淋濾作用增強(qiáng)，一些堿金屬（K+）和堿土金屬元素容易被淋濾流失，形成蒙脫石，進(jìn)一步形成高嶺石[36-38]；綠泥石形成于堿性、風(fēng)化作用受抑制的環(huán)境，其含量的增加代表逐漸變?yōu)楦珊档臍夂驐l件；而在干濕交替環(huán)境下，伊

利石晶格混層中的K+會因淋失而導(dǎo)致伊利石向伊/蒙混層礦物轉(zhuǎn)化[44-45]。與此同時，溫度和濕度差異使地球表面形成了不同的氣候帶，各氣候帶內(nèi)風(fēng)化作用的類型程度明顯不同，相應(yīng)的形成的土壤黏土礦物種類及組合類型存在明顯差異[14]。例如在我國東北部中溫帶地區(qū)，土壤類型主要為黑土，黏土礦物以綠泥石為主，其次為蒙脫石，含極少量高嶺石[46]；中部暖溫帶地區(qū)，土壤類型則以黃土為主，黏土礦物為蒙脫石、高嶺石、伊利石組合帶，三者含量差距不大，還含有極少量綠泥石[47]；而在靠南部的亞熱帶地區(qū)，土壤類型以紅土為主，黏土礦物主要為高嶺石，含極少量伊利石、綠泥石、蒙脫石。從中溫帶—暖溫帶—亞熱帶，隨著緯度的降低、溫度的升高和風(fēng)化作用的加強(qiáng)，伊利石和綠泥石相對含量逐漸減少，伊利石被進(jìn)一步淋濾形成蒙脫石和高嶺石，兩者相對含量逐漸增大，甚至在熱帶氣候的磚紅色土壤中黏土礦物只含高嶺石，不含或含極少量其他黏土礦物[48]。

另一方面，在利用黏土礦物恢復(fù)古氣候時，單純根據(jù)相對含量來分析存在較多干擾因素，且變化特征不明顯，因此很多學(xué)者在研究黏土礦物古氣候特征時更多的采用黏土礦物組合特征及其比值變化來綜合分析，例如Fanget al.[49]利用（蒙脫石+伊/蒙混層）/伊利石比值在其研究區(qū)范圍內(nèi)追蹤風(fēng)化強(qiáng)度（SWI），提出了第一個近乎完整的古近紀(jì)青藏高原北部大陸巖石硅酸鹽風(fēng)化強(qiáng)度記錄。張志春等[50]根據(jù)高嶺石/（伊利石+綠泥石）、（高嶺石＋蒙脫石＋蛭石）/（伊利石＋綠泥石）2 個比值來判斷黏土礦物風(fēng)化程度，重建了青藏高原三江源南部全新世的古氣候環(huán)境。張琪[51]認(rèn)為蒙脫石/（伊利石+綠泥石）可以反映化學(xué)風(fēng)化和物理風(fēng)化的對比值，其比值與溫度和濕度呈正相關(guān)，并結(jié)合（蒙脫石+高嶺石）/（伊利石+綠泥石）比值恢復(fù)了渤東地區(qū)新近系古氣候環(huán)境。由于綠泥石形成于風(fēng)化條件受抑制的地區(qū)[45]，伊利石的抗風(fēng)化能力要強(qiáng)于綠泥石[52]，蒙脫石較伊利石、綠泥石風(fēng)化程度更高[53]，而伊/蒙混層礦物是形成于中等程度化學(xué)風(fēng)化的地表環(huán)境[36]。因此，研究工作基于上述理論基礎(chǔ)利用伊利石/綠泥石（I/C）和（蒙脫石+伊/蒙混層）/（伊利石+綠泥石）（（S+I/S）/（I+C））兩個比值來追蹤物源區(qū)風(fēng)化程度的強(qiáng)弱，風(fēng)化作用越強(qiáng)，氣候條件就越偏向于溫暖潮濕，反之則偏向于寒冷干燥。

但需要強(qiáng)調(diào)的是，在利用黏土礦物進(jìn)行古氣候重建時，應(yīng)確保所選樣品未遭受明顯的成巖作用，且應(yīng)評估物源的變化，只有當(dāng)樣品變質(zhì)程度不高、物源位置沒有發(fā)生較大的變化時，才認(rèn)為黏土礦物可以反映研究區(qū)的古氣候演化過程[14]。伊利石結(jié)晶度（IC）被廣泛的作為一個判斷變質(zhì)程度的指標(biāo)，Kübler[32]以伊利石結(jié)晶度Kübler 指數(shù)0.42°和0.25°為界限，把變質(zhì)程度分為三個區(qū)域：未變質(zhì)（>0.42°）、近變質(zhì)（0.25°～0.42°）、淺變質(zhì)（<0.25°），只有當(dāng)Kübler指數(shù)>0.25°，黏土礦物未發(fā)生明顯成巖蝕變，才可以指示古氣候的變化。本文伊利石的結(jié)晶度采用Jade軟件測量伊利石d(001)峰的半高寬來表示，結(jié)果表明，研究區(qū)伊利石結(jié)晶度均大于0.25°，位于近變質(zhì)帶，且還有半數(shù)樣品的伊利石結(jié)晶度大于0.42°，位于未變質(zhì)帶，因此認(rèn)為研究區(qū)黏土礦物所受成巖蝕變作用影響較小。另外，主微量元素及其比值通常被用于沉積物的物源特征演化信息研究，不同的沉積環(huán)境下沉積物中的元素的遷移速率存在明顯的差異，Al和Ti 在沉積水體中很穩(wěn)定，可以代表陸源物質(zhì)的輸入，其與其他元素的比值可以判斷物源區(qū)位置是否發(fā)生變化[54-56]。Th/U 也是一個能有效反應(yīng)物源區(qū)信息的比值[57]，化學(xué)侵蝕和風(fēng)化作用都會導(dǎo)致沉積物的Th/U 比值變大[58]，所以根據(jù)樣品Th/U 的變化范圍可以確定物源位置和來源是否發(fā)生改變[59]。研究區(qū)樣品中Zr/Al、Fe/Al、Th/U 比值波動變化范圍和幅度較?。▓D4a～c），說明本區(qū)物源位置并未發(fā)生較大的改變。因此，本文認(rèn)為研究區(qū)黏土礦物成巖蝕變程度較低、物源未發(fā)生明顯變化，能夠有效的記錄倫坡拉盆地的古氣候演化信息。

4.3 倫坡拉盆地漸新世和中新世之交古氣候演化特征

依據(jù)黏土礦物特征及垂向變化規(guī)律，將研究剖面古氣候演化劃分為三個階段，其特征如下：1）剖面底部0～39 m，伊利石和綠泥石的相對含量相對較低、伊蒙混層的相對含量較高，且（S+I/S）/（I+C）比值和I/C比值明顯高于Ⅱ、Ⅲ段，指示當(dāng)時風(fēng)化作用相對較強(qiáng)，表明Ⅰ段的氣候主要為溫暖潮濕。2）剖面中部39～74 m，伊利石和綠泥石相對含量有逐漸增加的趨勢，伊利石呈顯著的波動上升，伊/蒙混層礦物在54～70 m 呈明顯的波動變化，（S+I/S）/（I+C）比值在41.5～43.5 m迅速下降，隨后呈明顯的波動趨勢；I/C比值在40.6～46.8 m經(jīng)過緩慢下降后趨于平緩，其平均值小于Ⅰ段，說明此階段風(fēng)化作用明顯減弱，但由于Ⅱ段各條曲線都呈明顯的波動變化，并不穩(wěn)定，因此反映當(dāng)時的氣候以干冷—暖濕交替的周期性變化為特點(diǎn)。3）剖面頂部74～105 m，伊利石與綠泥石的相對含量都呈較穩(wěn)定的上升趨勢，其平均值為3 段中最高，伊/蒙混層礦物的相對含量逐漸下降。（S+I/S）/（I+C）和（I/C）都趨于平緩并位于低值區(qū)，說明風(fēng)化作用在3個階段中相對較弱，且代表干冷氣候的黏土礦物組合——伊利石與綠泥石均遠(yuǎn)大于其余兩段，并仍然保持上升趨勢，說明此階段的氣候已經(jīng)變?yōu)橐院涓稍餅橹鳌Ｒ虼?，青藏高原倫坡拉盆地在漸新世到中新世之交存在一個明顯降溫事件，并且從晚漸新世的溫暖濕潤氣候到早中新世的干冷氣候存在一個顯著的波動過程。

4.4 青藏高原及周緣地區(qū)的氣候響應(yīng)及其構(gòu)造意義

漸新世和中新世之交的降溫事件不僅僅存在于倫坡拉盆地，在青藏高原其他地區(qū)均有所響應(yīng)。例如高原北部可可西里盆地古氣候特征在漸新世—中新世之交發(fā)生了明顯的變化，湖相碳酸鹽δ13C 值和δ18O 值發(fā)生顯著正偏移[60-61]，湖泊類型也發(fā)生了明顯轉(zhuǎn)變，由富含石膏的碎屑型淡水湖泊或微咸水湖轉(zhuǎn)變?yōu)橛稍寤規(guī)r、疊層石灰?guī)r、白云石組成的碳酸鹽型咸水湖，湖泊自生元素增加，陸相微量元素急劇下降，作為干旱指標(biāo)的Na/Ti 和Na/K 明顯增大，暗示了當(dāng)時古氣候由暖濕到干冷的演化過程[60-62]。此外，可可西里地區(qū)的古生態(tài)環(huán)境也發(fā)生了顯著的轉(zhuǎn)變，熱帶和亞熱帶植被衰減，代表溫帶的植物群落逐漸增加，草原動物開始出現(xiàn)，且動物的生理特征開始發(fā)生明顯的變化[63-66]。另一方面，吳珍漢等[66]對西寧—民和盆地晚新生代孢粉組合的研究表明，熱帶—亞熱帶植物花粉含量在漸新世與中新世之交僅為3%～5%，與漸新世相比明顯下降，說明西寧一民和盆地在當(dāng)時所處氣候帶已經(jīng)由亞熱帶轉(zhuǎn)變?yōu)闇貛АＫ味跗絒67]對高原中部改則盆地沉積物中的黏土礦物特征研究表明，改則盆地在晚漸新世—早中新世出現(xiàn)了氣候環(huán)境變化波動及多次小的氣候旋回變化，氣候環(huán)境從溫暖濕潤漸變?yōu)闇貨龊渲敝梁涓珊?。因此在約23 Ma 發(fā)生的降溫事件是整個青藏高原及周緣地區(qū)廣泛出現(xiàn)的一次重大氣候轉(zhuǎn)型事件。近年來，隨著國內(nèi)外學(xué)者對古氣候演化的深入研究，我們對氣候歷史有了更清晰的了解。眾所周知，新生代氣候的降溫趨勢從約55 Ma 開始，其間發(fā)生了許多引人矚目的降溫事件[1]：例如，約34 Ma 的Oi-1 降溫事件，約23 Ma 的Mi-1 降溫事件，14 Ma 左右的南極東部冰蓋的擴(kuò)張，以及約3 Ma 北半球開始發(fā)生強(qiáng)烈的冰川作用。但據(jù)前人研究，全球氣候的變化首先在兩極反應(yīng)出來，因?yàn)閮蓸O氣候變化引起海冰減少或增加，反照率降低或升高，使熱能從海洋表面轉(zhuǎn)移，從而加速其他地區(qū)變暖或變冷[68]。Sellwoodet al.[69]使用愛潑斯坦和克雷格方程式對大西洋和太平洋白堊紀(jì)森諾曼階的古海水溫度的計(jì)算表明，位于冰室期的白堊紀(jì)兩極溫度與現(xiàn)今相比變化可達(dá)30 ℃以上，而在赤道及中低緯度地區(qū)的古海水溫度卻一直保持在28 ℃左右。據(jù)Kidderet al.[70]對全球平均溫度統(tǒng)計(jì)結(jié)果表明，地球兩極溫度在極端冰室期可達(dá)-50 ℃，在極端熱室期可達(dá)13 ℃，但赤道以及中低緯度地區(qū)溫度不論冰室期或溫室期都保持在25 ℃左右，說明兩極地區(qū)對全球氣候變化的響應(yīng)與反饋速度遠(yuǎn)大于其他地區(qū)。但在倫坡拉盆地的這次降溫過程與Zachoset al.[1]2001 年建立的全球深海底棲有孔蟲δ18O 曲線和2020 年Westerholdet al.[35]建立的新一輪新生代氣候演化的δ18O 曲線（圖4i，j）[1,35]均存在良好的對應(yīng)關(guān)系，說明青藏高原腹地及周緣盆地廣泛存在的漸新世到中新世之交的降溫事件與全球Mi-1 降溫事件存在耦合關(guān)系，可能暗示了Mi-1降溫事件的影響已經(jīng)不局限于南北兩極，在赤道及中低緯度地區(qū)都有所響應(yīng)。

但還需要指出的是，23 Ma也是青藏高原構(gòu)造活動頻發(fā)期以及中國乃至亞洲氣候格局轉(zhuǎn)變的一個重要時間節(jié)點(diǎn)，發(fā)生了著名的喜馬拉雅運(yùn)動[6]，喜馬拉雅山前西瓦利克前陸盆地形成[71]，高原東北緣22 Ma開始發(fā)生劇烈的造山運(yùn)動和盆地分割[72-73]，在河西走廊盆地，疏勒河組（23～4.9 Ma）不整合于白楊河組之上[74]，藏北鉀質(zhì)玄武巖廣泛噴發(fā)[8]，這些高原內(nèi)部及周緣發(fā)生的構(gòu)造活動代表了高原的大范圍整體隆升過程，構(gòu)成了高原喜馬拉雅運(yùn)動主幕[6]。與此同時，在漸新世與中新世之交青藏高原及周緣古生態(tài)及氣候模型也發(fā)生了顯著變化，其特征為中國東部地區(qū)從干旱向濕潤轉(zhuǎn)變，而中國西北部地區(qū)則受到干旱條件的限制[5,12,75-79]。目前對于這次干旱化進(jìn)程，主要存在兩種解釋，一種是副特提斯海的萎縮，Ramsteinet al.[80]建立大氣環(huán)流模型模擬了現(xiàn)今、10 Ma 和30 Ma的歐亞氣候，指出在漸新世中晚期至中新世時期副特提斯海的萎縮在中亞氣候從溫帶性氣候轉(zhuǎn)變?yōu)榇箨懶詺夂蚣皝喼藜撅L(fēng)的變化過程中都起著重要的推動作用。另一種占主導(dǎo)地位的理論認(rèn)為印度板塊和亞洲板塊碰撞后導(dǎo)致青藏高原的逐步隆升，其在早中新世的構(gòu)造隆升已經(jīng)達(dá)到一定的高度[81]，阻檔了來自南方大洋的水汽，導(dǎo)致了亞洲內(nèi)陸干旱化的增強(qiáng)[82-87]。然而，到目前為止青藏高原中部新生代這一引人注目的古地貌特征在印度板塊和歐亞板塊碰撞前后的演化仍然懸而未決，尤其是在位于高原核心區(qū)域的倫坡拉盆地及周緣地區(qū)，它的古海拔高程目前存在較大分歧。一些同位素研究表明，倫坡拉盆地的古海拔在晚漸新世已經(jīng)隆升至一定高度（4～5 km）[88-91]；然而，來自古植物學(xué)[92]和古生物學(xué)[10-11,25-26,93]證據(jù)表明當(dāng)時的海拔仍然較低（1～3 km）；而2019 年發(fā)表于Science上的兩篇基于溫度約束和熱衰退率數(shù)值模擬的古海拔文章，其結(jié)論也相差很遠(yuǎn)[94-95]。針對這一局面，最近中國科學(xué)院青藏高原研究所方小敏研究員及其研究團(tuán)隊(duì)指出，造成上述古海拔重建結(jié)果矛盾的根本原因在于倫坡拉盆地的地層時代并未得到很好的約束[23]，換句話說Rowleyet al.[88]提出的倫坡拉盆地的高海拔主要是指26.5～23.3 Ma 的晚漸新世時期，而Wuet al.[10]，Suet al.[11]古生物團(tuán)隊(duì)所提出的低海拔主要針對39.7～37 Ma的始新世時期。倘若按照這一觀點(diǎn)，意味著在漸新世至中新世過渡時期青藏高原腹地已經(jīng)處于高海拔地區(qū)，這次的降溫事件可能更多的傾向于反應(yīng)全球Mi-1冰川作用在高原內(nèi)部及周緣的響應(yīng)。但無論如何，倫坡拉盆地及周緣地區(qū)所識別的漸新世到中新世之交的降溫事件是Mi-1冰川作用在高原內(nèi)部的響應(yīng)還是高原隆升所導(dǎo)致，仍需要進(jìn)一步研究。

5 結(jié)論

（1）西藏倫坡拉盆地漸新世—中新世之交黏土礦物以伊/蒙混層礦物為主，其次為伊利石，還含有少量蒙脫石和綠泥石，伊利石結(jié)晶度和主微量元素比值指示剖面沉積物中的黏土礦物特征可以有效反應(yīng)倫坡拉盆地古氣候演化過程。根據(jù)自生黏土礦物的習(xí)性指出倫坡拉盆地在晚漸新世時期古氣候以溫暖濕潤為主，漸新世—中新世之交出現(xiàn)了一次明顯的降溫事件，并呈顯著的干冷—暖濕交替的波動變化，早中新世時期古氣候轉(zhuǎn)變?yōu)橐愿衫錇橹鳌?/p>

（2）通過區(qū)域?qū)Ρ妊芯堪l(fā)現(xiàn)漸新世與中新世之交的這次降溫事件不僅局限于倫坡拉盆地，而是在青藏高原及周緣地區(qū)都普遍存在，但這次降溫事件是Mi-1冰川作用在高原內(nèi)部的響應(yīng)還是高原隆升所導(dǎo)致仍需要進(jìn)一步研究。