1 引言

青藏高原的发展历史和现状都说明，由于它的特殊位置而具有全球性意义。而作为地球上新生代的最壮观事件，青藏高原隆升对中国乃至世界气候和环境造成的重大影响已得国内外科学家的广泛认同，其中核心的一点即高原隆升与亚洲内陆干旱化之间的耦合关系(Raymo and Ruddiman，1992；Molnar et al., 1993；施雅风等，1999；葛肖虹等，2006；方小敏等，2008)。由于青藏高原南北宽度占据西风带宽度的三分之一到二分之一，高度约占整个对流层三分之一的空间，从而成为西风带的一个最大障碍物，对其产生极大的波状扰动(叶笃正和顾正潮，1955)，数值模拟显示隆升的高原也确实会改变大气环流运行(Ruddiman and Kutzbach， 1989)。我国西北干旱区既是全国自然环境也是欧亚大陆内部干旱区的重要组成部分，了解其形成过程对于认识该区及邻区的环境演变过程具有重要作用。

塔里木盆地对研究中国西北干旱环境形成演化意义重大，盆地内有中国最大的塔克拉玛干沙漠，加上周围零星分布的小沙漠面积可达33.7万平方千米，占全国沙漠总面积的一半(吴正，1981)，也是中国中部黄土堆积的重要物源区之一(刘东生，1985；Sun，2002)，最新研究显示在离开盆地不同地点采集各类样品中均存在沙漠组分(方晓敏等，2001；Wu et al., 2009；Yang et al., 2009)，显示了盆地作为干旱风尘沉积核心源区对区域环境的显著影响。

在盆地腹地玛扎塔格地区最近发现了完好出露的新生代早期沉积，这是目前盆地内部唯一发现出露的新生代连续沉积地层，其中对剖面中下部的风成沉积物和砾石夹层已经展开初步古地磁研究(Sun et al., 2009；孙东怀等，2009)和碎屑锆石测年分析(Si et al., 2009)，上述研究主要关注从风尘沉积物的首次出现确定干旱化过程的启动时间，或从碎屑矿物年代序列分析沉积物源变迁及构造意义，对盆地环境变化和周缘造山带构造运动之间的关系未做深入探讨，另一方面由于塔里木盆地腹地大部分地区覆盖严重，很难找到好的露头，上述研究也未能涉及更新时期。

封闭的湖泊水体在蒸发过程中达到同位素组成稳定状态的时间小于湖水平均滞留时间的二倍，因此湖水同位素组成一般很快就达到与当时气候环境相平衡的状态，对气候环境的变化相当敏感(卫克勤和林瑞芬，1995)。经过详细的野外追索，最近在玛扎塔格找到了出露完好且连续的湖相沉积为主的第四纪沉积地层，提供了最新的来自盆地内部的古气候古环境研究载体。本文将报道研究者野外考察结果和采集样品获得的碳氧稳定同位素数据，以期初步探讨盆地新生代晚期环境变化及相应的构造意义。

2 地层剖面介绍

玛扎塔格断裂带横亘塔里木盆地腹地，自西向东包括海米塔克、罗斯塔克、鸟山、古董山和玛扎塔格山，东西长约300km(肖安成等，1995)。最东段的玛扎塔格山又称红白山，南侧为红山，北侧白山，东西延伸超过100km，南北宽数千米(图1)。野外考察发现本区古近系主要呈断续线状分布于罗斯塔克东段、古董山东南段、玛扎塔格中段与东段北麓及东北麓，新近系和更新统以带状分布于玛扎塔格南部和西南部。本次发现的剖面位于玛扎塔格山中段(图2)。

玛扎塔格地区古新统下部是一套厚约100m的石膏层夹紫红色泥岩，可能为海相近岸沉积； 上部是一层生物碎屑灰岩或异地礁灰岩，灰岩中泥质含量较高，呈铁红色，含有大量牡蛎化石，但极少见有完整个体，多为破碎的单壳体，壳体表面磨光度较高，同时可见大量虫孔构造，多1～2cm，与层面垂直或斜交，反映较浅水体环境下的往复运动磨蚀，指示滨岸沉积特征(图3a, b, c)。

研究表明玛扎塔格地区普遍缺失渐新统，中新世中期沉积常以假整合形式直接盖在始新统之上(雍天寿等,1983)，其接触面附近次生网脉状石膏发育，表现出干旱气候条件下风化剥蚀面附近的典型淋滤特征(图3d)，中新统乌恰群下部是一套紫红色砂岩、粉砂岩夹泥质岩的河流相沉积，砂岩底凸顶平，底部有河道冲刷嵌入，可见泥砾与大型粒序斜层理。泥岩段发育颜色与粒度两类纹层，粉砂岩和粉砂质泥岩中较多波纹状小型斜层理，有雨痕和小型波纹，微型龟裂纹，上部主要为桔黄色松散砂岩和紫红色砂岩、粉砂岩及少量薄层泥岩，桔黄色砂岩层非常疏松，很难取得成块的样品，应是缺乏胶结物所致，岩层常发育大型斜层理，有时沿层理面充填脉状或小团块状石膏而呈灰白色，以细条带状突出，虫孔发育，有时还可见到大量紫红色泥砾(图3e)。紫红色岩层韵律层厚度较小，有些地方会以细带状贯入桔黄色砂岩层内。自下而上，桔黄色和紫红色岩层的单层厚度均呈减小趋势。

上新统与中新统之间界线大致对应于玛扎塔格山的红、白两色山体界线，底部是一套约4m厚的砾岩，钙质胶结，这也是整个剖面厚度最大的砾石沉积。向上紫红色细碎屑岩出露很少，主要以中-薄层桔黄色松散砂岩和灰绿、浅灰白色粉砂岩、砂岩夹薄层泥质岩为主，有时夹有小的砾石和泥砾，灰色细碎屑岩中常可见到古植物印迹。

不同于西昆仑山前更新统西域组对应的厚层砾石沉积，本区野外出露的第四系是一套灰色、灰黄色的砂砾岩、砂岩、粉砂岩和泥质岩，断续出露因充填石膏而显灰白色硬化突出的砂质层，最上部出露一套湖相沉积，以灰色泥质岩为主，夹有粉砂岩、砂岩和灰褐色、桔黄色松散砂岩。

玛扎塔格山直观表现为简单的平缓南倾单斜山，但野外考察可发现地层构造变形复杂，褶皱发育，在东端靠近和田河位置，不足千米的延伸范围内即发育四对背、向斜(Si et al., 2009)。野外考察发现第四系上部的湖相沉积层也发生了显著变形，自玛扎塔格向西昆仑的反冲冲构造非常清楚(图4)。

图1 玛扎塔格地区卫星影像及地层特征

(a)-玛扎塔格断裂带影像特征(Google Earth卫片)； (b)-玛扎塔格山地层特征(据青藏高原及邻区1︰150万地质图* 中国地质科学院成都地质矿产研究所.2009.青藏高原及邻区1:150万地质图修改)，范围如图a红框所示

Fig.1 Satellite image and geological map of Mazar Tagh

(a)-Google earth image of Mazar Tagh fault zone; (b)-Strata in Mazar Tagh segment (indicated by red square in Fig.1a)

3 样品采集及分析

本文研究剖面位于玛扎塔格山中段，样品采集自公路南侧第四系湖相层开始(N38°40.911′, E80°18.484′)，岩层产状下部较陡，向上逐渐变缓，岩性下部以灰色泥岩夹灰褐色粉砂岩为主，中间夹杂有几厘米到十几厘米厚的灰褐色胶结很差的砂岩层，剖面上部泥岩减少厚度变薄，以粉砂和砂岩为主，偶尔见细砾岩层。样品采集深度共136.95m，共采集样品244个。

将样品粉碎至200目以下，送中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室利用Finnigan MAT-253型稳定同位素质谱仪测定碳氧同位素比值，测量期间每15个样品插入一个重复样品以衡量系统稳定性，测定结果均为国际PDB标准。全部样品分析数据如下(表1)。

如表1所示，用*标注的样品测试值与上下相邻样品均显著不同，考虑测试单位给出的意见，将其排除在本次碳氧同位素分析之外。根据测试结果可以看出，玛扎塔格地区第四系样品δ18O变化范围为-9.481‰～-6.064‰，极差3.417‰；δ13C变化范围为-3.88‰～-0.606‰，极差3.274‰，两者测试精度均为±0.009‰，其随深度的变化关系如图5所示。

δ13C的测试值介于-0.606‰到-3.88‰，其中最大值-0.606‰和最小值-3.88‰分别出现在14.2m和125.25m，0到25m δ13C的值大致稳定在-2‰到-3‰之间，从25m深度向上波动幅度显著增大，从82m深度向上，波动幅度减弱，但总体值均震荡增大至接近-1‰，从105m位置向上出现显著正偏移，多数位于-0.6‰到-1.6‰范围内。

δ18O的测试值介于-6.604‰到-9.481‰，其中最大值-6.604‰和最小值-9.481‰分别位于采样最顶部(0m)和96.85m位置， 20m到40m深度区间，δ18O在-8.7‰附近波动，40m到75m区间，波动中心约-8.2‰，75m到105m，波动中心变为-7,8‰，向上出现突变，直至剖面顶部为一个显著负偏移段。

4 讨论

4.1 氧碳同位素变化的环境意义

湖泊自生碳酸盐的δ18O 值通常由两个要素决定：水体的δ18O 值和碳酸盐沉淀时的温度(Craig, 1965)。影响湖泊水体的氧同位素组成的因素有蒸发过程、湖水来源(冰川融水或环流格局的变化)、降水季节和湖泊水位(湖泊水体的大小)等。在蒸发作用强烈的干旱半干旱区封闭湖泊中，蒸发作用对湖泊水体的δ18O 影响最为显著，即流域的蒸降比(P/E)的变化(Lister et al., 1991)。湖泊自生碳酸盐δ18O 的高值指示少的降水量或者较高的蒸发强度，即低的P/E 比率(Frogley et al., 1999)。蒸发作用是改变湖水氧同位素组成最重要的因素。影响湖泊自生碳酸盐氧同位素组成的另外一个因素是碳酸盐沉淀时温度。水体氧同位素变化不大的环境中，温度越高，沉淀碳酸盐越富集重氧同位素。虽然湖泊自生碳酸盐的δ18O 值的变化是在区域蒸降比影响下的湖泊水体同位素组成和碳酸盐沉积时温度共同作用的结果，但由于蒸发作用是内陆封闭湖泊排泄的主要途径，湖水滞留时间较长，湖泊水体δ18O的变化受有效湿度和滞留时间的控制远大于温度的影响，对青海湖的相关研究显示，湖泊自生碳酸盐氧稳定同位素δ18O的值与湖水δ18O值平行正相关，且较大的变幅常与不同碳酸盐矿物之间的氧同位素分馏没有太大关系，而是湖区降水-蒸发水量平衡急剧改变的结果(曾承和余俊清，2004)。此外，一般冰川融水的δ18O要显著低于自然降水的δ18O值(钱作华等，2002)，而随着离开融水源区的距离不同，δ18O值也会发生变化，一般而言，冰雪融水在流动过程中，δ18O会随海拔高度的降低、流程和流动时间的增加而增加，受蒸发作用的影响，即使在经过融化或正在消融的残余积雪内都有明显的同位素分馏变化，δ18O值要比新雪高(何元庆等，2006)。

湖泊中自生碳酸盐δ13C 值的大小则依赖于湖泊水体中总的溶解无机碳(TDIC，Total Dissolved Inorganic Carbon)的同位素组成(Gasse et al., 1987)。具体来讲，影响湖泊自生碳酸盐δ13C 的因素(Fontes et al., 1996)包括：(1)总的溶解无机碳(TDIC)与大气CO2 的交换：可由湖水的滞留时间推断，湖水滞留时间长，δ13C 值偏正，反之，则偏负；(2)流域内植被的光合作用类型：若流域内以C4 植物为主，δ13C 值偏重，否则偏轻；(3)水生生物的光合作用：水生生物的光合作用优先吸收轻的碳同位素，从而增加湖水中溶解无机碳的13C含量，导致湖水δ13C 偏重；(4)高度还原环境下的甲烷生成作用：甲烷的生成，使得湖水中溶解无机碳中重的碳同位素增加，导致湖泊水体δ13C 值也偏重。(5)由深部垂直断层产生的CO2 气体能够导致δ13C 值偏正；(6)流域内土壤CO2的分压：分压减小，δ13C 值偏正。对干旱半干旱地区内陆封闭湖泊来讲，湖水硬度及其导致的TDIC 的δ13C 变化是沉积物内生碳酸盐δ13C 的主要控制因素(钟巍, 1998)。碳酸盐的溶解度在纯水中比较小，加入强电解质，碳酸盐溶解度就要增大，溶液的硬度也相应随着增加。因而，湖水的硬度与湖水盐度同步变化。湖泊碳酸盐碳同位素定性的指示了湖泊水体蒸发浓缩过程。蒸发浓缩期，湖水硬度高，湖水含有溶解大气CO2量少，碳酸盐富集重碳同位素，反之则富集轻碳同位素。

表1 玛扎塔格地区第四纪沉积物碳氧同位素组成测定结果

Table 1 δ18O and δ13C data of Quaternary sediment collected from Mazar Tagh

续表1

Continued Table 1

续表1

Continued Table 1

注:所报数据均为相对国际标准PDB之值; * 样品制成的CO2呈红颜色.疑似氧化亚氮.该值仅供参考

湖泊自生碳酸盐碳、氧同位素的匹配关系可较好地解释环境变化(Rhodes et al., 1996)。两者之间的变化包括同向和反向两类，一般来说，碳酸盐碳、氧同位素同向变化与湖泊所处的干旱环境并且具有长时期滞留时间的封闭湖泊有关(Talbot and Livingstone, 1989)。这样的湖泊在强烈的蒸发作用下，湖水的氧同位素组成中18O 过度富积，最终体现在碳酸盐的同位素组成中。与此同时，蒸发作用下的湖水浓缩和水体的变暖将导致CO2 气体从水中排出，湖水溶解无机碳(DIC)与CO2 气体之间发生碳同位素分馏，使得碳酸盐的13C 富积。因此，碳、氧同位素的同步变化指示了湖泊长期的湖水滞留时间，同步偏重指示了蒸发作用增强，同步偏轻则指示了蒸发作用减弱，有效湿度增加。另一种同步变化的可能性是在强烈的夏季风降水影响地区，譬如青藏高原西南部，由于同位素的雨量效应(amount effect)，δ18O 值极度偏负。强夏季风且湿暖的环境有利于植被的生长，区域植被的茂密将使土壤和地下水的δ13C 值偏负，即碳、氧同位素的同步偏负指示了温暖湿润的气候条件。

碳酸盐碳、氧同位素之间的反向变化关系比较难以解释。Fontes et al.(1996)认为流域的气温变化可能是造成反向变化的原因。有三种可能，一是降水随气温的升高δ18O 值偏正，而同时伴随植被和土壤来源偏轻的δ13C；另一种是温暖的气候条件下，湖泊内强烈的生物活动掩盖了湖水TDIC 与大气CO2 的交换， 18O 由于蒸发作用富积，13C 则由于生物成因CO2 的强烈排放而减少；最后一种是湖泊底部由还原环境到氧化环境的变化，易分解的有机质被氧化后产生较轻13C的CO2，这些CO2的出现可能使碳酸盐碳同位素值偏负，从而形成负相关关系。

玛扎塔格地区第四纪湖相沉积物的氧碳稳定同位素数据呈现出明显的反相关特征(图5)，初步分析认为除上述三种因素之外，冰川融水可能在其中占据了比较重要的角色，尤其在最顶部的显著异常，可能与近源的冰川融水注入有密切关系。

4.2 玛扎塔格地区第四纪环境演变

玛扎塔格处于盆地腹地，目前还没有研究者获得这一区域第四系的较精确年龄，仅本文所述剖面底部60m厚地层的完成了初步的磁性地层分析，显示最上部约2m一段正极性层位可能对应JARAMILO或其上下某一正极性事件，年龄约为1Ma左右(图5)，综合对比已有研究成果可认为本套地层的底部年龄约1.5Ma(裴军令等，2011)。

中更新世气候转型期0.9Ma左右是许多古气候学替代性指标发生较大变化的重要时期(Berger and Jansen, 1994; Jian et al., 2000)，这一转变在玛扎塔格地区也有清楚显示，本剖面地层中下部为一套很细的湖相沉积，从约55m向上岩性组合发生显著改变，泥岩层间开始陆续出现粉砂岩和砂岩夹层，氧碳同位素变化呈现连续小幅震动与间隔显著漂移的特征，与之前的波动特征已有不同。剖面上部100m附近开始，又是一个显著改变的阶段，泥岩层显著减少，逐渐演变为以粗粒沉积物为主，并且开始夹杂砾岩层，δ18O 值显著负偏，δ13C值则显著增大。

已有研究显示塔里木盆地更新世早期可能还有相当规模的湖泊(潘燕兵等，2008)，早更新世至中更新世中期气候仍以温湿为主(徐建明等，2003)，因此真正意义上相当规模的塔克拉玛干沙漠形成应该是中更新世中期以来发生的事件。此外，研究区现今水系均以南北向为主，但古地磁研究说明在早更新世(1.5～0.9Ma)本区古流向仍为近东西向(裴军令等，2011)，氧碳同位素数据这一期间呈现周期性往复摆动，反映了气候的循环波动。根据地层厚度及下部时代推断，剖面上部100m向上岩性组合及氧碳同位素发生显著突变的层位可能为早更新世末期或中更新世早期，显示了环境的突然异常，若氧同位素的显著负偏是由冰川融水所致，则说明冰源区向盆地腹地的进一步推进，使得冰雪融水在更短的时间内携带陆源碎屑注入沉积区。

4.3 构造意义

玛扎塔格地区中新世开始即出现一套桔黄色的弱固结砂岩(图3e)，推测可能为风成沉积(Si et al., 2009)，但还需进一步结合其他分析手段加以证实。西昆仑山前剖面中新世以来的地层也可见到与这套地层类似的沉积，研究者认为其可能均来源于塔克拉玛干沙漠(Zheng et al., 2003; Sun and Liu, 2006)。若这套砂层的风成成因成立，则说明可能早中新世塔克拉玛干沙漠至少已有雏形，虽然更精细的古地磁年代学分析测试结果还未完成，但可以确定其最早出现时间不晚于上新世，即早于5.3Ma。

西昆仑山前剖面研究已显示新生代青藏高原西北缘山系的构造隆升具有典型的不均一性，表现为自西向东的过渡特征，这一点已从沉积学(司家亮等，2008； Si et al., 2009)、构造地貌(潘家伟等，2008)和古地磁学(裴军令等，2008)等多方面得到证实，风成砂岩最早出现的时间在某种程度上可以限定塔克拉玛干沙漠的形成时代，但不同地区的研究给出了4.6Ma和 5.3Ma不同结果(Zheng et al., 2003; Sun and Liu, 2006)。而处于盆地腹地的玛扎塔格至少在1.5～1Ma期间还存在如此规模的湖泊，这既显示出区域环境的巨大差异，也暗示了区域构造运动的显著不均一性。也就是说中新世以来塔里木盆地西南部应以河流冲洪积相、湖相沉积物与风成沙漠相沉积交互出现为特征，反映了该地区河流与沙漠进退交织的古环境演变过程，剧烈上升期急剧增大的高差使河流极为发育，造成沙漠被动收缩；构造运动间歇期河流减弱，沙漠就借机扩展。因位于盆地腹地，与周缘造山带距离较远，玛扎塔格成为某种意义上的避风港，相对较为平静的沉积环境缺失了山前地带标志性的巨厚砾石层和风成砂，湖泊保持了相当长的历史时期，形成了以更细粒沉积物为主的独特面貌。1Ma之后出现的氧碳同位素显著偏移显示了冰雪融水源区的前进，反映出近缘山系已抬升至足够高度。

但构造运动的不断扩展终于将玛扎塔格裹入其中，根据区域构造特征判断，玛扎塔格断裂属于西昆仑北缘冲断带的前锋，柯克亚气田则处于冲断带前缘背斜的顶部，而逆冲最前缘的位置可能还要更进一步向北。以古近纪石膏层为底界的浅部冲断造成了中新世地层的褶皱变形(图2)，反冲活动造成了第四纪地层的变形(图4)，故本区最近的北向逆冲活动时间至少要晚于这套湖相地层的沉积时间，可能为更新世晚期或全新世，目前可能仍在持续进行。

5 结论

(1)玛扎塔格地区第四纪湖相沉积物的氧碳稳定同位素数据呈现出明显的反相关特征尤其剖面上部出现显著的δ18O负偏和δ13C正偏，可能暗示了冰雪融水的影响逐步加深；

(2)中更新世气候转型期在玛扎塔格地区也有清楚显示，主要表现为沉积组合的显著不同，沉积物氧碳同位素则呈现周期性波动震荡特征，并在随后产生显著偏移，可能暗示了一次较为极端的气候异常事件；

(3)玛扎塔格地区广泛发育的第四纪湖相沉积和山前地带沉积特征明显不同，说明了区域构造运动的显著不均一性，作为西昆仑北缘冲断带的前锋，玛扎塔格断裂的最新活动时间为更新世晚期或全新世，且目前可能仍在持续进行。

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