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228Ma风尘沉积记录的季风演变历史
晚新生代气候演变趋势
1.122-8Ma风尘沉积记录的季风演变历史
在地质历史上,全球环境经历了多次“温室状态”与“冰室状态”的交替。
白垩纪的全球气温可能平均比现今高3〜10℃。
直到新生代初期,全球气候仍然呈总体变暧的趋势,到始新世早期约50Ma达到最暖,称为始新世大暖期,此后全球气候开始变冷,使地球再次进入“冰室状态”。
晚始新世时期,南极可能出现了冰盖,到约34Ma的早渐新世,气温急剧降低,南极肯定出现了冰盖,罗斯海有大规模冰川的证据,该事件被称为早渐新世冰盖增大事件。
此后的全球气候有过若干次波动,但总体上持续变冷。
到中新世约14Ma前后,东南极冰盖再次扩张。
多数学者认为,7Ma前北极一直没有冰盖,稍后格陵兰地区出现了冰盖,但可能不是永久性的;北极较大规模的冰盖在3.6Ma才出现,并在2.6Ma前后进一步扩张。
进入第四纪以后,全球冰量进一步增大,其中在约1.8Ma和1.9Ma的两次扩张最为显著.
北极地区的一些证据显示,新生代期间两极变冷可能具有同时性。
但最近的研究揭示出,直到中更新世的一些时期,两极冰盖的演化仍然具有相对独立性,在约5000KaBP前后出现过北极冰盖大规模缩小、南极冰盖显著扩大或增厚、
两半球气候呈现强烈不对称的时期,且对海洋环境和季风气候均有重要影响。
这就意味着,新近纪虽然有些变冷事件在两极具有同时性,但不能排除一些时期出现各种不对称、甚至反向变化的可能性.
在上述全球总体变冷的背景下,亚洲地区突出的环境事件是季风环境、内陆干旱环境的形成。
亚洲现代的环境格局包括了受东亚和南亚季风影响的湿润季风区和内陆的干旱区。
那么,这种格局是何时形成的?
原因是什么?
形成以前亚洲具有怎样的环境格局?
东亚季风、南亚季风和内陆干旱环境的形成在时代上是否具有差异?
这些问题一直是学术界给予较多关注的问题。
长期以来,我国学者在该方面做出了一系列出色的工作,并在近年来获得一批新证据,使我们在新生代早期环境格局的特征、古近纪乃至白垩纪干旱环境与现代内陆干旱区在本质上的差异、季风和内陆干旱环境形成的时代等方面的认识逐步趋于统一。
本节将基于风成红土和各类其他地质记录提供的环境信息,对上述问题的认识现状进行集成分析。
亚洲季风环境和内陆干旱环境在形成以后的演化历史是理解其动力因素和机制的关键之一。
自20世纪90年代起,各类地质、生物记录的研究为认识季风和干旱环境在构造尺度上的演化历史提供了一系列证据。
近10Ma来对我国北方中新世风成红土记录的研究,为认识上述历史获得了新的证据,使我们可以在时间上基本连续地考察冬、夏季风环流和内陆干旱程度的演化历史与相互关系。
本节将根据目前获取的风尘红土的粒度特征、红土中古土壤的成壤强度变化、风尘沉积速率等,重建上述三者在构造尺度上(百万年以上〕的演化历史。
亚洲季风和内陆干旱环境的形成及其在构造时间尺度上演化的主要驱动因素一直是学术界较多关注的、有不同看法的问题之一。
一些气候模式研究认为,青藏高原隆升是亚洲季风和内陆干旱形成的主要原因,且高原隆升或伸展同时加强冬、夏季风环流和内陆干旱度。
而另一些学者则强调,副特提斯海在渐新世晚期到中新世期间逐步关闭,与青藏高原一样可以加强季风环流和亚洲内陆的干旱程度。
最近的气候模式研究还显示,喜马拉雅山脉的隆升可能比青藏高原本身对南亚季风形成的作用更为重要。
本节拟在中新世风成红土提供的证据的基础上,结合已有气候模式的输出结果,对亚洲季风环境的形成及其大尺度演化的主要因素进行探讨。
1.1.2新生代早期西部的环境格局
新生代期间亚洲环境格局的变化一直是学术界关注的重要问题。
我国学者从20世纪70年代起就对此提出过深入的看法。
早在20世纪70年代,已有学者认为我国大部分地区在第四纪时期一直为季风气候。
根据生物和沉积证据,认为第三纪晚期我国就以季风气候为主。
把新生代划分为早第三纪的基本无季风阶段、晚第三纪的古季风阶段和第四纪现代季风阶段。
对我国古近纪和新近纪地质环境记录的研究显示出,古近纪一条大致东西走向的带状干旱带控制我国南方和西北地区,而新近纪的干旱区则显示了与今天大致相似的宏观格局。
某学者等根据我国第三纪动植物标志、盐类沉积〔钾盐、石盐和石膏)和煤层等地质环境指标的分布,绘制了古新世、始新世、渐新世、中新世、晚中新世一上新世和上新世6个时段的古环境图,揭示出我国古近纪的气候主要受行星风系控制,南方目前受季风控制的湿润地区在当时则为干旱区。
直到渐新世,气候格局基本上仍然为带状分布,但东南部的石膏、石盐等于旱沉积减少,可能指示了东南季风雏形的出现。
XXX等把临夏盆地孢粉记录显示的约22前后的湿润化认为是南亚季风起源的标志。
近十多年来的研究工作积累了一批新的、有年代和环境意义的地质环境指标,使更精细尺度的环境格局变化研究成为可能。
Sun和Wang汇总了中国大陆125个地点的古植物和沉积资料,揭示出早第三纪宽阔的千阜带由西向东横跨中国大陆,而晚第3纪至今的干學带仅局限在中国西北部,反映了渐新世7中新世交界时的气候变化,并认为东亚季风系统的建立可能发生在晚渐新世时期。
在重新整理新生代不同时期地质记录的基础上,把渐新世和中新世早、中、晚期的数据进一步分斯,以研究这两个时代内部不同阶段环境格局的特征。
足够数量的指标显示早一中渐新世的子學带依然呈大致东西询的带状分布,环境格局仍属于“行麗风系主控型”。
晚渐新世的数据在数量上偏少,不足以清晰地定义不同环境单元的确切界限,但更多地显示了带状格局的特点(图1.1.1)
国际上对亚洲季风环境起源时代的研究晚于我国学者,大约始于20世纪80年代末期。
一些研究揭示出,约7—8前后的中新世晚期.南亚地区的生态系统由植物为主转变为C4植物为主,被认为是南亚季风起源或〔和)加强的证据。
这个观点得到大洋钻探在阿拉伯海获得的上升流证据的支持。
这使亚洲季风环境可能形成于约8Ma的说法一度成为学术界的主流观点。
当时由于可靠地质记录的缺乏,对亚洲内陆荒漠形成的时代一直没有明确的说法。
同时,东亚季风、南亚季风和内陆干旱环境的形成在时代上是同时性的还是有先有后,也有待进一步研究。
这些问题表观上是一个年代问题,但实质上涉及季风和内陆干早起源的动力学理解,包括海陆分布变化、喜马拉雅一青藏高原隆升的时代和幅度、全球变冷过程对季风和干旱环境的影响等问题。
正因为如此,学术界对相关的观点和证据至今依然存在不同的看法。
但到目前,已有的证据使得可以明确两个基本的认识:
(1)古近纪大部分时期,亚洲的环境格局为“行星风系主控型”,表现为一种东西向的带状气候格局。
当时的季风环流即便存在,也主要限于低纬度地区.不足以控制亚洲大陆的宏观环境格局。
(2)当时我国的干旱环境是东西带状分布的,在性质上与西北当今的干旱环境具有本质上的不同。
当时的干旱源于行星风系的副热带高压控制,与当今分布于南北半球低纬的荒漠(如撒哈拉沙漠)的成因类似;而目前我国西北的干旱环境是典型的内陆型干旱。
行星风系控制的干旱环境可以追溯到久远的地质历史,完全取决于大陆何时漂移到地球的副热带地区;而内陆型荒漠的形成则取决于其他因素,如山体对水汽的阻挡等。
1.1.3亚洲季风主控环境和内陆干旱环境的起源
前已述及,虽然我国学者的古环境空间格局和地质记录研究显示出亚洲季风环境可能形成于较早的时期,国际上也有学者根据古生物证据认为南亚在中新世初期可能就有季风环境,但由于有精确年代控制的连续记录仍然相对缺乏,加之来自南亚地区研究结果的影响,直到21世纪初,国际上多数学者仍然认为亚洲典型季风环境形成于晚中新世约8Ma前后。
我国北方新近纪的风成红土研究,在亚洲季风环境和内陆干旱环境的起源问题上获得了新的证据。
对我国六盘山以西(西部黄土高原)的调查发现,在多成因的甘肃群沉积中,包含有保存完整程度不同的风尘堆积。
最初对甘肃秦安地区两个平行剖面的研究,确定了最长的以QA-1剖面形成于22—6.2Ma。
近年来对更大区域的新近纪风尘堆积及其与其他沉积类型的关系进行了调查,共对不同地区6个剖面进行了年代地层学研究。
这些工作一方面获得了空间可对比的序列,另一方面揭示出中新世的风成红土具有大范围分布的特征,从黄土高原以南的秦岭山间盆地到天水秦安以北的华家岭山地方圆数百公里的范围均有完整程度不同的露头。
近期其他学者的研究工作也揭示出,位于青藏高原东北边缘的西宁地区、新疆的准噶尔盆地也保存有中新世的风尘堆积。
这些结果表明,中新世风成红土堆积披覆于上千公里范围的、海拔差异很大的高地形上,只是因为后期的构造运动和侵蚀等作用使保存的完整程度差别较大.
目前,中新世红土堆积的风成成因已从多个角度得到进一步证实。
虫栗证据包括:
①数百层发育良好的古土壤及黄土层均具有典型的成壤特怔,因而是气下环境的有力证据;②序列中(特别是黄土层)保存了壳体完整的旱生蜗牛化石,未发现任何水生和两栖种属,表明其是原地风尘堆积;③以QA-1剖面持续约16Ma厚达253mm,一直以细粉砂为生浓粒径〉63的颗粒最多占6.5“,基本不含〉120的组分,中值粒径变化于6〜14(图1.1.2〕,不能用风力以外的任何其他沉积动力来解释;④在大范围内不同海拔的高地上披覆,且岩性和磁性地层、磁化率、粒度等指标具有很好的空间可对比性,是风尘堆积所独有的特征;⑤石英颗粒形态具有典型风尘沉积的特征I⑥常量、微暈、稀土元素地球化学组成与第四纪黄土和上地売平均成分的一致性表明,粉尘物质来源于广阔源区,并翕度混合,显示出源自大范围沙漠粉尘的特征。
中新世时期的粉尘也为当时的河湖相沉积提供了大量细物质,使其在化学成分的若千方面与典型风尘堆积具有相似性。
(图1.1.2〕QA-1剖面中值粒径及各粒级组份变化
如此大规模而稳定的风尘堆积即其中的数百层古士壤至少说明了4个基本事实:
(1)由于风尘堆积、尤其是包含典型古土壤的序列需要相对平坦的正地形,中新世初期以来基本连续的风尘堆积的存在指示了黄土高原的雏形至少在22Ma前就开始形成,当时中国西部环境演化集成研究西部黄土高原发育风尘堆积的地形条件巳经具备。
(2)提供风尘的物源区植被覆盖度必须很低,否则地面物质难以被吹扬起来。
因此,中新世风尘堆积确切地指示了当时亚洲内陆大面积干旱区的存在,它们至少形成于22Ma前。
由于风尘物质来自荒漠,因此大面积风尘堆积的存在应视为荒漠存在的直接证据而非问接证据。
(3)风尘堆积必须要有足够强劲的风力将风尘吹扬起来,并从干旱区搬运到黄土高原。
因此,这些风尘堆积指示了一支来自内陆荒漠环流的存在,携带大量风尘到达黄土高原堆积。
(4)中新世风成红土中发育的大量古土壤层多数为淋溶土,指示出当时有大量来自海洋的水汽。
从我国北方的地理格局来讲,携带水汽的环流和携带风尘的环流必须来自不同的方向、盛行于不同的季节,否则客观上是不能成立的。
而这种大范围内盛行风向随季节变换,正是典型季风环境的特征:
携带风尘和大量水汽的环流正分别是亚洲的冬、夏季风环流。
中新世初期以来基本连续的风尘堆积的存在,指示出亚洲内陆干旱环境和亚洲季风主控环境至少形成于22Ma前,且形成以后一直没有消失而持续发展至今。
由于亚洲冬季风与西伯利亚高压密切相关,本节认为,西伯利亚高压系统在22Ma前就己经形成。
为了进一步证实亚洲冬季风环流的存在,对位于秦岭山间盆地的ML-V剖面和位于北部的QA-1剖面的粒度梯度进行了研究〔图1.1.3〕。
两剖面相距约75Km分析结果证实了风尘粒度具有北粗南细的特点,与第四纪黄土的粒度空间变化一致。
这说明两个重要问题:
第一,风尘物源区在黄土高原北部而非南部,正是亚洲内陆的荒漠:
第二,风尘搬运风力是偏北气流,而冬季偏北气流的存在是亚洲冬季风系统的重要标志.
同时,为了证明中新世风成红土中的古土壤与夏季风环流的关系,对古土壤的加积特性进行了研究。
古土壤层与下伏黄土层相比,石英颗粒的粒度显著偏细,地球化学特征也指示了这些古土壤并非以下伏黄土层为母质发育而来,它们是典型的加积型土壤,即成壤期仍然有较细的风尘在不断堆积。
这种风尘加积型土壤指示了季节交替的大气环流特征,因而可以作为季风环境的古土壤学标志。
过去对不同时期环境格局变化的研究多以“世”为单位,时间覆盖度较宽。
为了从空间上确定环境格局转变的确切时间,曾对中新世内部不同时期有年代和环境意义的地质指标进行了重新收集和整理,把中新世早期、中期和晚期的环境指标分别制图(图1.1.4〕。
结果显示,中新世早、中、晚三个时期的环境格局基本相似,均以南方湿润、西北内陆干旱、黄土高原地区半干旱为特征,这表明季风环境至少在中新世早期巳经建立,与中国北方风尘堆积的下界年龄大致相当。
当时气候带的地理分布与第四纪己十分相像。
风尘堆积与环境空间格局研究也指示了另一个十分重要的现象,即亚洲内陆荒漠与季风主控环境的起源是一种同时性的协同演化,不具有明确的先后顺序,表明它们受统一因素控制。
上述重大转变对亚洲内陆地区来讲是一个干旱化过程,而对季风水汽能够到达的地区(季风区)来讲则是一个湿润化过程。
1.1.4中新世亚洲季风环境和内陆干旱环境的大尺度演化
我国北方的风尘堆积至少包含了3大类环境信息,即亚洲内陆荒漠的干旱程度、冬季风和夏季风环流的强度变化。
在海陆风尘沉积研究中,一般用风尘沉积速率的变化来反映源区的干旱程度,因为干旱程度较高时,源区面积较大,植被覆盖度更低,提供的风尘量也较多。
而风尘粒度变化常被用来反映搬运风力的强度,较强的风力可以搬运较粗的颗粒,虽然一些学者根据第四纪黄土的研究指出,风尘粒度会受荒漠南北进退导致的距离影响而包含有源区干旱程度的信息,但这种效应在源区较近时相对明显,源区较远时会显著减小。
中新世时期,风尘粒径较第四纪显著偏细,说明源区较远,风尘粒径会更多地反映搬运风力的信息。
同时,过去对第四纪黄土和六盘山以东的三趾马红黏土的研究表明,由于亚洲内陆手辱程度和冬季风强度均受西伯利亚高压强度的显著影响,风尘堆积速率和粒度往往具有大致同步的变化规律。
中新世风成红土堆积中包含大暈的古土壤,在QA-1剖面中至少可以识别出230余层,多数是淋溶土。
这些土壤的发育需要大量水汽,为亚洲夏季风环流从低纬海洋携带而来。
因此,古土壤的发育强度很好地反映了夏季风强度的变化历史。
古土壤的发育强度可以从多种角度来研究。
其中。
红化程度与土壤的发育强度有密切关系。
对我国的黄土高原来讲.红色调较强的土壤发育程度较高,反之则较低。
(1)中新世亚洲内陆干辱环境的演化
虽然由于构造运动、气侯变化等因素,不可能在同一个地点找到22Ma以来连续完整的风尘堆积。
個是,六盘山以东的东部黄土高原的第四纪黄土一古土壤序列和下伏的风成三趾马红黏土构成晚中新世以来的完整记录;而六盘山以西的中新世及上新世的风成红土序列可覆盖22—3.5Ma时段。
虽然东、西部黄土高原的沉积速率肯定有差异,但通过上述序列的考察很好地揭示了22Ma以来亚洲内陆千辱环境的演化历史。
图1.1.5是根据西峰2.6Ma以来的第四纪黄土一古土壤序列、西峰2.6—6.2Ma的三趾马红黏土和QA-1剖面6.2—22Ma的序列获得的新近纪初期以来我国北方风尘沉积速率变化的时间序列。
图1.1.5新生代大洋麵位素记录
过去有明确气候意义的、反映亚洲内陆乎化过程的记录来自北太平洋,因为沉积在北太平洋的粉尘主要来源于亚洲内陆千旱区,是高空西风搬运的结果,其沉积通量也能很好地反映亚洲内陆的干旱程度。
但是,根据我国的中新世风成红土建立的亚洲内陆旱化序列有两个优势:
①到目前为止,北太平样12^以来的风尘沉积速率记录分辨率较高,而年代老于12Ma的序列虽然可以追溯到新生代的初期,但测试分辨率比中新世红土低得多,约为百万年量级,只能反映大致的趋势;②北太乎祥的记录主要是石英颗粒的沉积通量,易受火山喷发的影响、其中的某些变化被怀疑可能与火山活动的强度和频次有关,并不全是亚洲内陆干早化的信息。
相比之下,陆相风尘堆积在环境意义上更加明确。
因此,把海、陆记录结合起来可以更好地掲示亚洲内陆干旱演化的历史。
北太平洋风尘沉积速率在整个古近纪都比较低,但在20Ma前后迅速增加。
考虑到北太平洋中新世海洋记录的时间标尺精度不及我国的风成红土记录,加上风尘沉积速率的测试分辨率较低,其所反映的20Ma前后亚洲干旱化程度的加强与我国北方新近纪风成红土堆积的起始年龄是一致的。
由于前述的环境格局转变也发生于中新世初期,说明22Ma前后是亚洲内陆荒漠形成的真实年龄,各方面的证据显示可能不会早于25Ma。
但从图1.1.5可以看出,风尘沉积速率在中新世期间比第四纪要低得多,反映了当时相对较低的亚洲内陆干旱程度。
中新世期间亚洲内陆的干旱程度总体上相对平稳,但在15—13Ma和8—5.3Ma有两个相对较高的时段。
其中8—5.3Ma的干旱期内,最干旱的时间集中在8—7Ma这个发生在中新世最晚期的干旱事件在北太平洋的记录中也有反映。
海陆记录的一致性也进一步说明,我国北方22Ma以来的风尘堆积记录了亚洲内陆荒漠起源后干旱程度发展过程的完整历史。
(2)中新世期间亚洲冬季风系统的演化
前已述及,在海陆风尘堆积研究中,粒度常被作为风尘搬运风力强度的替代指标。
北太平洋的风尘沉积虽然也来自亚洲内陆荒漠,但主要为北半球西风环流所携带,其颗粒大小主要反映西风环流的强度。
而对我国北方的黄土高原来讲,风尘主要为冬半年(包括早春和晚秋)偏北气流搬运,正是亚洲的冬季风环流。
因此,中新世风成红土的粒度记录主要反映了亚洲冬季风环流强度的变化历史。
图1.1.6是剖面中值粒径变化的时间序列。
结果显示,中新世期问风尘颗粒的中值粒径变化于6〜14之间.与第四纪黄土相比明显偏细,表明当时的冬季风强度明显比第四纪弱。
秦安地区剖面的粒度略粗于六盘山以东西峰地区的上新世风成三趾马红黏土。
如果考虑黄土高原风尘粒度西粗东细的特点,可以认为,中新世和上新世大部分时期冬季风强度大致类似。
中新世期间,粒度较粗的三个时期分别是21.3—20.2Ma、16.0—13.3Ma及8.7—6.9Ma反映了冬季风较强的三个时期。
结合西峰红黏土的粒度记录.可以看出,始于8—7Ma的粗粒度事件实际上一直持续到5.3Ma前后。
另一个重要的现象是,虽然以QA-1粒度的变化与沉积速率变化在细节上并不完全吻合,但二者在大尺度上具有较好的一致性。
粒度较粗时风尘沉积速率也较高。
这种现象在第四纪黄土中也非常明显。
本研究认为,这种一致性反映了亚洲内陆干旱环境与亚洲冬季风的强度受统一因素的控制。
一个合理的解释是西伯利亚高压的作用,其强度既控制冬季风环流的强度,又对内陆干旱区冬半年的气候有显著的影响。
(3)中新世期间亚洲夏季风强度的变化
我国北方季风影响区的环境主要受控于冬、夏季风环流的相互作用。
单就降水量来讲,主要取决于夏季风带来的水汽的多少。
季风区夏季的温度实际上与季风强度也有密切关系,因为季风从低纬带来大量热量,使我国北方大部分地区的夏季温度高于世界上同纬度的非季风区。
相应地,我国北方土壤的发育强度更多地受控于夏季风降水量的变化。
因此,中新世风成红土中的数百层古土壤,为研究该时期夏季风强度的变化提供了可能。
虽然土壤的颜色受许多因素影响,但就我国黄土区而言,古土壤的红化程度往往与其发育强度有较好的对应关系。
发育强度较高的土壤色调偏红,而发育较弱的土壤色调偏淡。
图1.1.6QA-1剖面粒度、沉积速度变化及其与北太平洋深海风尘沉积通量的对比
(a)(b)为QA-1剖面粒度、沉积速度(c)为北太平洋885/886孔风尘沉积通量
无论是第四纪黄土还是新近纪红土,土壤层和黄土長(风尘沉积层〕的划分主要是地层学上的概念。
实际上,黄土层也是土壤,只是发育程度较上下相邻的古土壤层弱些。
一些较湿润地区的“黄土层”受到的成壤作用显著强于较干旱地区的1些“土壤层”。
有时即使在同一个剖面中,一些层段的“黄土层”比另一些层段的“土壤层”受到的成壤作用更为强烈。
秦安中新世红土中的古土壤多数包含黏粒胶膜,属于联合国土壤分类中的淋溶土。
虽然当地第四纪黄土一古土壤序列保存很少,但其中未见淋溶土。
即便在目前比秦安湿润的西峰地区,黏粒胶膜也只在少数较发育的古土壤层可见,而且丰度较低。
因此可以认为,中新世大部分土壤发育时期的夏季风强度均高于第四纪。
图1-1.7是QA-1剖面紅度变化的时间序列。
图中用红色与亮度的比值A*/L*来表示土壤的红化程度,实际上是红色调对亮度的贡献。
可以看出,中新世早期22—19Ma土壤的红化程度最高,土壤微形态学也揭示出古土壤包含大量黏粒胶膜,地球化学特征也指示了该时斯古土壤的化学风化作用最强。
这些特征均指示了中新世早期强盛的夏季风环流。
约19一13.5Ma期间,古土壤的红化强度虽有较多波动,但与中新世早期相比明显降低,土壤的黏粒胶膜也相对减少,指示了夏风强度总体上的相对减弱。
13.5—8.5Ma期间,古土壤的红化程度是整个中新世最低的时期,指示夏季风强度进一步减弱。
上述趋势明确地记录了自早中新世以来,夏季风强度昼现了两次阶段性的减弱。
从约8.5Ma起,古土壤的红化程度指示了一次较明显的夏季风增强事件,一直持续到约6Ma这与阿拉伯海上升流记录的晚中新世季
风加强事件在时间上具有吻合性,而后者看一度被认为是8Ma前后亚洲季风起源的关键证据。
使8Ma前后才开多成亚洲典型季风环境的观点一度在学术界占主导地位。
但是,中新世风成红土记录掲示出季风环流在22—19Ma已经非常强盛,而且强度上远大于8Ma以后,代表了整个中新世季风最强的时期。
^
据此认为,阿拉伯海的季风证据与我国的风成红土证据实际上并不是一种矛盾。
问题可能出在阿拉伯海的记录只有不足15Ma的长度,没有记录到中新世早期和中期季风较强的时期,而只捕捉到8.5Ma前后季风加强的信号。
在这种情况下,容易把季风的^次加强解释为强盛季风环流的出现。
综上所述,我国北方的中新世风成红土为亚洲夏季风环流的演化提供了独立的证据,解释了一系列过去未知的季风演化的行为。
这些对理解新近纪季风强度变化的动力因素和机制具有重要意义。
1.1.5亚洲内陆干旱和季风环境演化的动力因素与机制探讨
17世纪经典的季风理论认为,海陆热力差异是导致季风形成的根本原因。
现在看来,仅广义的海陆分布导致的季风,并不能控制亚洲大陆的宏观环境格局,因为海陆热力差异自古新世就已经存在,而那时亚洲大陆却为带状气候格局。
为了不引起概念上的争议,本章把亚洲大陆中新世初以来的、与现今宏观上类似的环境格局称为“季风主控型”,而古近纪的带状格局称为“行皇风系主控型”。
所以,虽然有海陆分布就有季风,但原有的季风即便存在,对亚洲大陆来讲也并不“生控”。
通常所讲的“季风起源'实际上是季风主控环境的起源问题。
相应地,本章所讲的干旱起源是指现今的亚洲内陆荒漠的起源,不是指行麓风系导致的干等I因为后者可以追溯到久远的地质历史,完全取决于大陆何时漂移到副热带高压控制的位置。
后来的研究也虫张,行星风带的季节性移动是导致季风形成的主要原因。
这一理论可以很好地解释热带季风的本质,但难以解释异常强盛的亚洲季风,尤其是东亚季风比热带季风(如印度季风〕更复杂,既有热带季风性质,又有副热带季风的特性。
20世纪后期以来,大气环流模式的发展,把亚洲季风的形成与区域构造因素相联系。
有学者的研究发现,无全球地形时,夏季风难以深人大陆并且没有季节突变。
随后,一些学者利用GCM模式来模拟青藏高原和科罗拉多高原隆升对大气环流的影响;揭示出当青藏高原达到现代高度一半时,亚洲季风环流可以在太阳辐射的驱动下形成。
学者在总结已有工作的基础上进一步认为,青藏高原隆升对南亚夏季风的作用,比地球轨道参数、大气CO2浓度和冰期一间冰期边界条件变化的影响更为明显。
我国学者的研究也发现东亚季风非常明显地响应于青藏高原隆升,青藏高原隆升不仅对东亚气候有直接影响,而且可以通过改变热带太平洋的环流及海表温度引起海洋对东亚气候的反馈作用.
然而,某些学者利用人AGCM模式来探讨古特提斯海退缩对亚洲季风的影响,主张副特提斯海在渐新世晚期到中新世之间逐步关闭,与青藏高原一样可以加强季风环流和亚洲内陆的干旱程
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