中新世晚期后期喜马拉雅山脉-青藏高原的分阶段隆起与亚洲季风演变外文翻译资料

 2022-11-24 11:44:52

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中新世晚期后期喜马拉雅山脉-青藏高原的分阶段隆起与亚洲季风演变

黄土与第四纪地质国家重点实验室，研究所的地球环境、中国科学院、17，710054年西安，

中国

气候研究中心大学环境研究所，威斯康星-麦迪逊1225 w·代顿街，麦迪逊，威斯康辛州53706，美国

地质科学、1846，普罗维登斯布朗大学

罗德岛州02912 – 1846，美国

第四纪研究中心，351310，华盛顿大学西雅图，98195年华盛顿，美国

亚洲气候受到喜马拉雅山脉和青藏高原的宽度和高度的显著影响1-4。这个地区在大约50百万年前开始隆起，青藏高原海拔进一步大幅增加发生在大约10-8百万年前4,5或更近的百万年前。然而，由于隆起产生的气候影响尚不清楚。在本文，我们使用来自中国的风成沉积物6,7与来自印度8-10和北太平洋11的海洋沉积物的记录来识别亚洲气候演变的三个阶段：第一，大约9-8百万年前，在亚洲内陆地区干旱增强，印度和东亚季风开始出现；第二，在3.6-2.6百万年前，东亚夏、冬季风持续增强，同时向北太平洋的尘埃输送增强11；第三，从2.6百万年前，变化程度增加：印度夏季风、东亚夏季风可能有所减弱，东亚冬季风持续增强。一个采用逐步增加高原山区海拔的理想化方案的数值气候模式实验结果表明：亚洲季风与喜马拉雅山和青藏高原的隆起，北半球冰期均有关系。

在中国、印度洋和北太平洋海洋核心区域（图1）发现能够表明亚洲气候的连续沉积记录。来自大洋钻探计划的722现场（图2）的浮游有孔虫类球房虫与浮于上层的放射虫类是表明阿拉伯海沿岸上升流的指标，因此也表明印度夏季风西南风力强度8,10。尽管碳酸盐溶解(通常与高生成率有关)使得某些时段浮游有孔虫类球房虫指数减小(图2)，放射虫和浮游有孔虫类球房虫的复合记录显示约在9-8百万年前上升流加强，之后是相对连续的上升流。来自大洋钻探计划758现场磁化率通量变化（ref.9），表明由于恒河和其他流系的河流的冲刷而形成的喜马拉雅-西藏造山带的南侧的海平面媒介的河流运输约在9百万年前增加了。值得注意的是，在中国黄土高原的风积红粘土沉积物（图1和图2）的新基底年代，表明风积尘埃积累出现在大约7.6百万年前的赵家村(35°53＇N，107°58＇E)，8.0百万年前朝那(35°06＇N，107°12＇E)和早8.3百万年前在郏县(38°16＇N，110°5＇E)（Fang，X.M. 和Qiang，X.K.，个人讨论）。北太平洋大洋钻探计划的885与886现场的亚洲的风积尘埃的记录，表明在8-7百万年前有主要的尘土峰值11。根据约9-8百万年前12的巴基斯坦的土壤碳酸盐成分中的氧同位素的变化（图2），推断出巴基斯坦的植被类型从C3植物（森林）向C4植物（草原）转变始于8百万年前13，而且沿着青藏高原东北边缘混合针叶与阔叶林向草地植被转变始于8.5百万年前14：以上都表明在约8百万年前之前，季节性变化的增多与夏季多雨。这些广泛分布的观测记录，被认为是约9-8百万年前环境对喜马拉雅山脉-青藏高原主要阶段性的隆升的反馈。这些反馈大体上与我们气候模式实验得出的气候变化的结果一致。这个实验使用了喜马拉雅山脉-青藏高原区域抬升历史高度理想化阶段方案，即在相对范围小的区域抬升超过1000米，最大的抬升高度在1700米到2700米（HT-1和HT-2时期），且伴随着弱的亚洲季风环流和相对的弱的夏季风降水，与此相对的是在大范围地区约1000米的抬升甚至最大抬升高度在5700米（HT-3中新世晚期的时期），伴随着强的亚洲夏季风环流与强的夏季风降水（图3）。陆地尺度环流的变化主要是由于大范围的集中在高原山坡边缘与上空的感热与潜热的增加（降水增多的缘故）1-4。在中亚，降水减少2,3（图3）。

8百万年前中国风积物的开端导致了在赵家村和八家嘴 (35°53＇N，107°27＇E)，即在黄土高原最广阔的平坦地区有长久持续陆栖生物记录（图1），也导致了一个区域在东亚夏、冬季风时期对高原隆起变化非常敏感15。这些结论（图4）包含两个部分：上层与著名的罗春时序小于等于2.6百万的黄土高原古土壤资料（ref.16）有关系，而古土壤序列资料一直与深海沉积物相关；下层的红色黏土序列资料包含夹层的淡红色依粉黄土和淡红色棕红色古土壤过渡，土壤层上准常规的晶粒度分布，40%-60%的淤泥部分，其他的化学物理特性，表明沉积物风积开始6,7,17。所有在黄土高原东北的淤泥调查研究与西北部冬季风一致。由它们的颜色，纹理，钙质的小节点反映出来的古土壤成壤作用的深度，使得东南向增加夏季季风时期降水区域转变。

几个夏、冬季风强度指数是由以上黄土古土壤序列资料推演得来的。在磁敏性的频率相关方面有着高度正相关关系，它可以用来分辨铁磁晶粒度，表明敏感性主要依赖于原地成土作用形成的极细粒度的铁磁矿物质的红黏土样本的磁敏性18。因此，低层敏感性资料序列，与覆盖其上的黄土与古土壤资料序列和上面序列敏感性资料一样，有着铁磁矿物与磁性性质，也是夏季风降水的指数17（图4）。

磁化率系列与由Rb/Sr比率独立推演的时间序列整体的强相关性强调了两个指数都是夏季风强度的指标（图4）。在风化作用上，Rb数相对是不变的，Sr数是相对变化的；因此，增加的Rb/Sr比率表明了天气过程与成土过程，与强的季风环流19 。粗粒度的分数与AL通量（图4）分别是冬季季风强度指数15和尘源地区11干旱的程度的指标。

基于这些季风指数的时间变化（图4），我们把6-2百万年前的时间段再细分为三个时期。从6百万年前到3.6百万年前的时期表明季风指数有重大的变化，但相比之后的时期有较小的趋势。从3.6百万年前到2.6百万年前时期包含持续最长和同时的黄土高原冬夏季风的增强（由磁化率，Rb / Sr，粗粒度分数，和AL指数表示），以及北太平洋的风成通量持续增加。冬夏季风同时增强的现象难以解释，因为由海洋氧气同位素记录推断得出同一时期大陆冰盖的体积快速增加20（图4）；这意味着气候向冰期气候转变。根据冰川条件下的气候同化实验，我们期待看到的是夏季风的减弱与冬季风的增强21。因此，我们把黄土高原上的夏季风与冬季风同时增强归因于高原隆升或扩展增量的额外影响（见下文）。3.6百万年前之后的高原东部与北部边缘的强烈隆升是由3.6百万年前之后昆仑山脉西侧广泛分布的砾岩和增加的沉积物通量推断得出的22（图4），临夏盆地3.6百万年前到2.6百万年前时期的砾岩23，上新世以来昆仑山以北盆地东最大沉降速率的变化24，与3.4百万年前柴达木盆地一样古老的成熟的磨拉石沉积24，祁连山北坡的老君庙始于3.6百万年前的粗砾岩（fang，X.M.，个人讨论），上新世后的青藏高原东部海原的构造活动迹象25（图1）推论得出。孟加拉湾的磁化率记录还显示月3.9百万年前的陆源涌入的迅速增加（图2.a），更进一步，高原构造模式表明高原继续向东部，北部扩展26,27。

我们的气候模拟实验表明持续的高原北部与东部边缘的隆升与扩展（从HT-3到HT-4时期，图3）增强了黄土高原/东亚地区夏冬季季风和在中亚持续干燥的趋势，但造成了整体亚洲夏季风环流或印度季风降水的些许变化。总而言之，模式结果表明，我们在模式中的HT-2到HT-3时期加入的相对较大海拔较高地区，大概反映了不晚于8百万年前发生的隆升变化，是足以改变显著的热力强迫环流和建立强的陆地尺度冬夏季风和中亚干旱（图3）。从HT-3时期到HT-4时期，持续的东部和北部边缘的海拔增加，有更多的是局地影响――主要是中亚和黄土高原/东亚地区――限制。2.6百万年前以后，北半球冰期主体的开端似乎影响着，或是受亚洲季风发展的影响。2.6百万年前以后，由磁化率指数所反映，东亚夏季风开始更多的变化且有时变弱（图2和图4），在轨道驱动与印度季风强度之间的同步变化28。相比之下，东亚冬季季风,反映在粒度尺寸的分数和AL指数持续强劲，甚至加剧，北太平洋的风成通量（图2和图4），表明中亚干旱持续或加剧。这些变化与气候同化冰川条件的模式结果一致21：夏季风减弱，中亚持续的干旱和东亚增强的冬季季风的西北风，强的高空西风带（G时期，图3）。大气尘土的累积增加与中亚干旱与强冬季风一起作用于全球气候冷却11，因此有利于冰期的发展与增强。

我们忽略了晚中新世上新世气候的其他可能影响，例如其他地方的隆升29，海洋通道的变化30，由于风化增加和碳埋藏使得的二氧化碳浓度的降低29，海陆分布变化31。尽管如此，黄土高原地面记录和印度洋的海洋记录，借助将高原隆升与横向扩展考虑在内的气候模式模拟实验结果，支持并扩宽了早期的关于亚洲气候多阶段演化的本质的和可能的原因的结论11,17。

图1 地理特性和陆地和海洋记录的位置，北京。B，Z，J区域分别是黄土高原的Bajiazui（八家嘴） ，Zhaojiachuan（赵家村） ，Jiaxian（郏县）；C， Chaona（朝那）； Y， Yecheng（邺城）； LJ，Lao Junmiao （老君庙）地区；Q and L，柴达木盆地和临夏盆地；and H， Haiyuan（海原）．大的箭头(小的箭头)表示普遍的风方向夏季(冬季)季风

磁化率变化 浮游有孔虫类球房虫（%）　　　　　　磁化率

ODP-758现场 阿拉伯海ODP-722现场　　　　(10–8m3kg–1)

图2 中国黄土高原和南亚的陆地和海洋记录。在9-8百万年前和3.6-2.6百万年前的阴影区表明文中所述的具体变化的时间。a .ODP-758现场的磁化率变化(SI单位沉降速度，实线) 反映了海平面媒介往孟加拉湾的陆源通量9（图1）。巴基斯坦的土壤碳酸盐ograve; 18 O 12.反映了9-8百万年前降水源区的变化和干旱加剧。在8-4百万前，陆地记录的季风影响仍然很高，但也变化，而往孟加拉湾的河流通量低的。这种差异是在中新世末由于较高海平面和较少的深海输送。b .ODP-722现场(阿拉伯海)的丰富的上升流动物群(图1)。修改后的浮游有孔虫球房虫(满钻石)百分比数据和相对丰富的放射虫Actinoma spp8（公开的钻石形激波图）。较少的碳酸盐保存时间间隔由在时间轴上填充的平方图表示。从8百万年前低浮游有孔虫球房虫值主要归因于匮乏的碳酸盐保存8。c .黄土高原上的赵家村磁化率的地层分布和时间序列7（细线）与＞19微米粒径分数（粗线）。年表是基于极性边界7,16，从沉降模型15，并通过插值使用。19毫米粒径分数和磁化率模型7的基底部分粒度数据不可用。简化地层组成柱形物中的白色、灰色和黑色阴影模式分别代表黄土和黄土质沉积物，古土壤和基石。

图3 一个从喜马拉雅山脉-青藏高原隆升的四个理想化阶段（HT-1到HT-4）和由NCAR气候模式CCM3得到的一个冰川极值阶段的实验得出的气候指标。a，区域气候指标（灰色）由下图概括，海拔高于1000米的理想化的地形阶段近似边界概述：HT-1，小区域隆升，最高海拔不到1700米。HT-2，喜马拉雅和青藏高原南北和东西范围内最高海拔2700米；HT-3，喜马拉雅山脉和青藏高原最高海拔5700米大大延伸到北部和西部。HT-4，现代，沿高原东部和北部边缘延伸，最高海拔是5700米。气候模式中使用的海拔高度反映了平滑的地形与气候模型的空间分辨率一致，而明显低于观察或估计的海拔。b,对于6-7-8月的印度，黄土高原/东亚，中亚，和四个显著提高山地高原海拔同化方案（HT-1到HT-4）的降水，和一个在HT-4中修改冰期的模拟方案（大气二氧化碳浓度较低，北半球冰盖扩大，海表面温度降低）关于Gare的气候值由与HT-4气候值相连的一个开放循环的气候值用细竖线表示。一个无边界的受温度和降水季节性循环强迫的植被模型表明从森林向过渡草原来响应隆起。在南亚，在亚洲南部,草原和草原的面积是10%(HT-2)，33%(HT-3)和50%(G)，在黄土高原草原、沙漠的面积是15%(HT-2)，35%(HT-4)，35%(G)。在中亚，草原、沙漠的面积是30%（HT-2），70%（HT-4）和70%（G）。C，四个隆升时期与一个冰期的风和循环指标：在12月-1月-2月的西北太平洋的西风急流（DJF），6月-7月-8月的风向与相对速度（箭头长度），黄土高原/东亚地区DJF（G时期的空心箭头），6月-7月-8月的阿拉伯海西南风环流，大的陆地尺度亚洲夏季风环流强度指数，JJA，由季风环流中心的海平面气压表示。

图4 来自中国与北太平洋的6-2百万年前的陆地与海洋记录，表明亚洲气候和全球范围内冰川作用的变化。阴影的时间间隔在3.6和2.6百万年前表明在黄土高原上的夏冬季风持续加强时期。时间序列：磁化率，Rb / Sr比率，19毫米粒度和黄土高原八家嘴部分的铝的指数（铝含量乘以沉降速度和尘埃密度的平均值是2.5 g/cm-3

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