修改自文献[14]。深灰色箭头指示沉积物输送方向, 箭头越粗表示沉积物输送量越大; 浅灰色曲线表示古河流
图1 U1500B孔位置及南海北部早中新世沉积输入概况
Fig. 1 Overview of early Miocene sedimentary input to the site of Core U1500B and the northern South China Sea
北京大学学报(自然科学版) 第60卷 第5期 2024年9月
Acta Scientiarum Naturalium Universitatis Pekinensis, Vol. 60, No. 5 (Sept. 2024)
doi: 10.13209/j.0479-8023.2024.054
收稿日期: 2023–08–09;
修回日期: 2023–11–14
摘要 通过南海北部IODP U1500B 钻孔岩芯中 1262.6～1288.3m 沉积物的元素地球化学分析, 还原中新世早–中期(20～14 Ma)中国西南地区的气候与环境演化历史。沉积物中稀土元素分析结果显示其物源区主要为中国西南的云贵高原, 主量元素比值、CIA、PIA、C值、Sr/Cu 以及主成分分析结果共同指示早–中中新世沉积物源区化学风化强烈、气候温暖湿润的特征。中国西南地区距今 17Ma 以来的气候基本上与全球一致, 但 17Ma 之前与全球寒冷干燥的状况并不相同。这可能与晚渐新世–早中新世青藏地区的强烈隆起有关: 高原隆升导致南亚季风大大加强, 使中国西南地区在早中新世(20～17Ma)更加温暖湿润(尽管这段时间南亚季风在全球变冷的影响下有略为减弱的趋势); 17～14Ma, 南亚季风的增强持续影响中国西南地区, 此时全球气候也处于中中新世气候适宜期(MCO), 两者气候变化趋势一致。
关键词 南海北部; IODP U1500B 孔; 古气候; 南亚季风
中新世(23～5.3Ma)在新生代地球演化史中有着极为特殊的地位。这段时期, 全球海陆格局与气候环境发生重大变化, 南极冰盖逐渐扩大, 全球持续变冷, 拉开新近纪全球气候“冰室期”的序幕, 现代全球海洋气候模式逐渐形成[1]。在晚渐新世向早中新世过渡的时期, 以数次指示快速降温的“米勒事件”为代表, 经历持续变冷的过程和多次冰盖扩张事件[2]。中中新世气候适宜期(middle Miocene Cli-matic Optimum, MCO)(17～14.7Ma)是在新生代气候普遍变冷背景下的一次短期气候温暖事件, 全球平均气温比现代高 3～8℃[3–4]; 中中新世气候转型(mid-dle Miocene climate transition, MMCT)(14.7～13.5Ma)是新生代地球气候演化最重要的事件之一, 被视为MCO 结束的标志[5]。
南海是西太平洋的边缘海, 深海沉积物保存较为连续, 其中的陆源碎屑主要是陆壳侵蚀风化的产物, 由河流搬运至南海沉积而成[6]。因此, 除对南海地区沉积物自生富集的化学组成(如碳酸钙、蛋白石和有机碳等[7–8])进行探讨外, 也可以研究赋存于沉积物中的陆源碎屑组分, 深入挖掘沉积物供应源区的环境变化信息[9]。
陈晓良等[10]将南海碳酸盐含量的变化与赤道太平洋地区进行对比, 建立更广泛的全球古环境模型。万世明等[11–12]利用南海黏土矿物特征以及地球化学记录, 还原新生代东亚季风演变历史。邵磊等[13–14]利用南海陆源沉积物中主量元素和微量元素随时间的变化, 探讨南海主要物源区的变迁, 通过分析南海周边物源区稀土元素配分模式的差异, 重现欧亚大陆东南缘古河流的演变。结合南海沉积记录探讨中新世的气候环境变化也是当前的研究热点, 主要聚焦在 MCO 和 MMCT 两次重大气候变化事件[15–16], 中新世至 MCO 前的这段时期则少有提及。
国际大洋发现计划(International Ocean Disco-very Program, IODP) 367 航次于 2017 年在南海北部进行钻探, 获取包含早中新世至中中新世地层在内的高分辨率岩芯样品。限于船上条件, 样品只进行了基础的地球化学检测, 对陆源碎屑的检测分析不够完善, 更高精度的检测分析亟待施行。因此, 本研究选取 IODP U1500B 孔岩芯中早–中中新世时期的沉积物, 检测陆源组分的主量和微量元素含量, 结合构造背景及前人研究成果, 确定其地质年代与源区, 以期填补早–中中新世古气候环境变化研究的空白。
样品来源于 2017 年 2 月 IODP 367 航次、大洋钻探船“决心号”(JOIDES Resolution)在南海北部 钻取的 U1500B 孔岩芯。该钻孔位于 18°18.2707′N, 116°13.1951′E(图 1), 水深 3801.7m。本研究选取1262.6～1288.3 m 深度的岩芯, 根据卢亚敏等[17]利用浮游有孔虫生物地层建立的 U1500B 孔岩芯年代地层框架, 确定覆盖时段为 20～14Ma, 即中新世早期至中期。此段岩芯主要由红棕色、灰绿色的均质黏土岩组成, 存在少量砂岩和粉砂岩夹层[18]。本研究以 40cm 的间隔取样, 获得 55 个沉积物样品。
基于邹亮等[19]、曹立成等[20]和赵绍华等[21]的方法, 对 U1500B 孔岩芯的早–中中新世样品进行前处理, 每份样品取 50mg, 60℃烘干 48 小时, 去除孔隙水。烘干后的样品依次加入 1.5mL pH 值为 4.5 的醋酸–醋酸铵缓冲溶液和 10%的 H2O2 稀释液, 每次加入溶液后充分放气, 超声波震荡 3 次, 分别去除碳酸盐和有机质组分。残余的固态样品再次烘干, 转移至溶样罐中, 加入 1mL 浓 HF+3mL 浓 HNO3 (氟王水), 在加热器(130℃)上溶解 12 小时后开盖蒸干, 再加入 1mL 浓 HNO3+3mL 浓 HCl(王水), 同样加热后蒸干, 最后加入 4mL 2%的 HNO3, 加热至全部溶解。取 3mL 原液, 加入 3mL 2%的 HNO3 稀释, 作为主量元素待测液; 取 0.5mL 原液, 加入 2.5mL 2%的 HNO3 稀释, 作为微量元素待测液。
经前处理后的样品, 在北京大学地球与空间科学学院造山带与地壳演化教育部重点实验室的电感耦合等离子体发射光谱仪(ICP-OES)上测定主量元素, 在北京大学天然气水合物国际研究中心的电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)上测定微量元素(精度控制在 5%以内)。
采用目前常用的方法, 对稀土元素(rare earth element, REE)数据进行标准化计算, 即对样品中每种 REE 的含量除以参考物质中同种REE的含量, 得到对数值结果, 用来表征每种 REE 的相对含量[22]。常用的标准化参考物质包括球粒陨石、平均上地壳、原始地幔和北美页岩等, 根据 U1500B 孔岩芯早–中中新世样品的情况, 本研究选择北美页岩REE 数据进行标准化。
修改自文献[14]。深灰色箭头指示沉积物输送方向, 箭头越粗表示沉积物输送量越大; 浅灰色曲线表示古河流
图1 U1500B孔位置及南海北部早中新世沉积输入概况
Fig. 1 Overview of early Miocene sedimentary input to the site of Core U1500B and the northern South China Sea
在化学风化过程中, Ti 从沉积物中释放出来, 但很快就会沉淀, 不发生化学迁徙, 是海洋沉积物中陆源物质的最佳指示因子。为排除生物和海洋成因对元素沉积记录的影响, 常将其他元素与 Ti 的比值作为元素在化学风化过程中发生变化的指标[23]。本研究中, 将 Mg, Al 和 K 等主量元素与 Ti 的比值作为陆源化学风化的指标。
在上地壳化学风化过程中, 部分母岩矿物被侵蚀为离子态后随地表流体迁移, Na, K 和 Ca 等碱金属元素流失严重, 最终形成黏土矿物(高岭石、伊利石和蒙脱石等)。随着化学风化增强, 碱金属元素愈发流失, Al2O3 的相对含量随之提高。Nesbitt 等[24]提出化学蚀变指数(chemical index of alteration, CIA)(又名岩石化学风化指数), 用来表征经历过化学风化的沉积物中 Al2O3 在碱金属总量中的占比, 可以反映沉积物源区风化的程度。CIA 值越大, 沉积物经历过的化学风化强度越大, 其表达式为
CIA=[Al2O3/(Al2O3+CaO*+Na2O+K2O)]×100。
CIA 一般用无量纲的数值表示, 其中的主成分均用摩尔分数表示; CaO*表示硅酸盐中的 CaO, 即全岩中的 CaO 扣除化学沉积的 CaO 的摩尔分数, 一般通过磷灰石含量进行校正, 即从全部 CaO 中扣除P2O5摩尔分数的对应量[25]。
为了更合理地消除钾交代作用对于评价化学风化程度的影响, Fedo 等[26]对 CIA 进行改进, 提出一种更精细的化学风化程度评价参数——斜长石蚀变指数(plagioclase index of alteration, PIA):
PIA={(Al2O3–K2O)/[(Al2O3– K2O)+
CaO*+Na2O]}×100。
钾长石的分子式为 K2O·Al2O3·6SiO2, 其中 Al2O3 的摩尔数等于 K2O 的摩尔数, PIA 的计算公式中同时去掉分子和分母中的 K2O, 等同于去掉包含在钾长石中的 Al2O3, 因此 PIA 这一评价参数可以规避因钾交代作用而形成钾长石的影响, 从而更准确地反映沉积物化学风化的强度[26–27]。
CIA 和 PIA 均随着风化作用的增强而增大, 将其值小于 50 作为未经风化的界限, 将 100 作为完全风化的上限, CIA=50～60 和 PIA=50～69 指示初级风化作用, CIA=60～80 和 PIA=69～86 指示中等风化作用, CIA=80～100 和 PIA=86～100 指示强烈风化作 用[24–27]。
Sr/Cu 值和 C 值可以直接反映源区的古气候特征。沉积物中 Sr 元素的高含量与干旱炎热气候条件下的水分浓缩沉积有关, 因此常用 Sr/Cu 来指示古气候[28]。通常情况下, Sr/Cu 小于 5.0 指示温暖潮湿的气候环境, 大于 5.0 则指示沉积时期以干旱炎热的气候为主[29]。在潮湿气候条件下, 沉积岩中Fe, Mn, Cr, V, Ni 和 Co 等元素含量较高; 在干旱气候条件下, 由于水分的蒸发, 水介质的碱性增强, Ca, Mg, K, Na, Sr 和 Ba 大量析出, 形成各种盐类沉积, 导致含量相对增大。关有志[30]根据元素与气候的这种对应关系提出 C 值来表征古气候:
C值=(Fe+Mn+Cr+V+Co+Ni)/
(Ca+Mg+Sr+Ba+K+Na)。
C 值=0～0.2 指示干旱气候, C 值=0.2～0.4 指示半干旱气候, C 值=0.4～0.6 指示半湿润气候向半干旱气候过渡, C 值=0.6～0.8 指示半湿润气候, C值>0.8 指示湿润气候[30–32]。
本研究利用主成分分析(principal components analysis, PCA)方法对主量元素数据进行分析, 以便讨论影响源区环境变化的主要因素。使用SPSSPRO (scientific platform serving for statistics professional)系统, 通过恰当的数学变换, 使新变量主成分成为原变量的线性组合, 并选取少数几个在变差总信息量中占比较大的主成分来分析源区环境。这种方法通过降维, 将多个变量优化为少数几个主成分, 从而锁定能够反映原始变量的绝大部分信息, 目前已广泛应用于包括古气候研究在内的多个领域[33]。
地表环境中的 REE 含量相对稳定, 在沉积物中的组成及分布模式主要取决于源岩, 受风化剥蚀、搬运、水动力、沉积、成岩及变质等后期作用影响较小[34–35]。因此, REE 可以作为沉积物的物源示踪剂[23]。REE 在自然界的分布呈现明显的奇偶效应, 即原子序数为偶数的元素丰度远高于相邻的原子序数为奇数的元素丰度。为了消除这种奇偶效应, 本研究以北美页岩的 REE 数据为标准, 对 U1500B 孔的岩芯样品进行标准化(图 2)。北美页岩是上地壳物质组成的代表, 北美页岩标准化能够反映样品相对于上地壳物质的分异程度, 从而揭示岩芯样品的源区特征。
南海北部早–中中新世的陆源沉积物主要来自北侧华南块体的珠江水系以及西侧的印支半岛(图1)[14]。不同源区沉积物的母岩组成不同, 其 REE 配分模式存在一定的差异。三叠纪末, 中南半岛与华南板块的碰撞导致中特提斯洋关闭, 大量包括超基性–基性岩在内的蛇绿岩套以及包括古老地层在内的混杂堆积形成, 发育各类片麻岩、片岩和以印支期为主的火山岩[37–38], 使包括越南北部及中部地区在内的南海西侧印支半岛明显有别于其他物源区, 提供的沉积物呈现 Eu 显著正异常; 珠江水系供给的南海北侧沉积物 REE 配分特征与上地壳平均值类似, 呈现 Eu 负异常。U1500B 孔岩芯早–中中新世沉积物样品具有典型的上地壳 REE 配分特征, 均显示 Eu 负异常(图 2), 与南海西侧 Eu 显著正异常的特征完全相反, 表明 U1500B 孔在早–中中新世主要接受来自南海北侧的珠江水系沉积物, 可以排除印支半岛沉积物输入的影响。
北美页岩数据引自文献[36]; 阴影区指示Eu负异常
图2 南海北部U1500B孔岩芯早–中中新世沉积物稀土元素配分模式
Fig. 2 REE distribution patterns of early to middle Miocene sediments in Core U1500B from the northern South China Sea
珠江水系在中新世已经远达云贵高原以碳酸盐岩为主的源区, 其流域范围扩大, 向西的溯源侵蚀加剧, 沉积物供给量增大, 与 U1500B 孔岩芯以黏土岩为主的情况[13]相符。珠江的主要支流西江中游的柳江和桂江以及上游的北盘江和南盘江形成后, 其流域古地貌的基本格局从中新世至今保持稳定[39–40]。U1500B 孔岩芯早–中中新世沉积物的主要源区与现代珠江的源头重合, 即包括云贵高原在内的中国西南地区。
南海沉积物中各元素与 Ti 的比值主要受控于生物成因的物质量和沉积物源区岩石类型及其化学风化强度[6]。在 U1500B 孔岩芯样品的前处理过程中, 已通过化学方法将生物成因的物质去除, 故其影响可忽略不计。结合前人的研究, 通过 REE 配分特征进行物源分析, 确定 U1500B 孔早–中中新世沉积物的来源没有发生变化。因此, 各元素与 Ti 的比值主要受物源区化学风化影响。
化学风化过程中, Al 对淋滤有抵制作用, 进而在风化产物中富集。碱金属和碱土金属会发生化学迁移, Na 和 Ca 在化学风化过程中比 Mg 和 K 等活泼, 更易从源岩中迁移出来, 导致在风化产物中的相对含量下降, 相应地使得 Mg 和 K 等在风化产物中的相对含量上升[41]。因此, 随着化学风化强度增加, 风化产物的 Al/Ti, Mg/Ti 和 K/Ti 会升高。U1500B孔岩芯样品中 Al, Mg 和 K 与 Ti 的比值在 20～14Ma期间表现出相似的变化特征(图 3): 17Ma 前, Al/Ti呈略微下降的趋势, Mg/Ti 和 K/Ti 则略微上升, 整体而言相对稳定, 只在一定的范围内波动; 17Ma后, Al/Ti 略微下降, Mg/Ti 基本上不变, K/Ti 略微上升, 较长时间尺度的变化趋势不明显。但是, 17Ma 之前与 17Ma 之后, U1500B 孔岩芯样品的元素比值有明显的差别, 反映其沉积物化学风化强度在 17Ma时发生一定程度的变化。
20～14Ma 期间, U1500B 孔岩芯样品的 CIA 在80 左右波动, PIA 更是全部大于 90 (图 3), 指示物源区在这段时期始终经历着强烈的风化作用。17Ma前, CIA 呈现较明显的降低趋势, PIA 则相对稳定; 17Ma 后, CIA 和 PIA 都呈现略微升高的趋势。与主量元素比值相似, CIA 和 PIA 在 17Ma 前后同样发生变化, 也反映 U1500B 孔岩芯样品源区的化学风化强度此时发生一定程度的变化。
综合考察 U1500B 孔岩芯样品的主量元素比值、CIA 和 PIA 参数可知, 中国西南地区在早–中中新世经历了强烈的化学风化作用, 且在 17Ma 前后风化作用强度发生一定的变化。风化作用是古气候和古构造综合作用的结果, 因此当早中新世中国西南地区构造环境趋于稳定时[42], 气候成为影响风化强度的决定因素。一般认为, 温暖潮湿的气候条件对应较强的化学风化作用, 炎热干燥的气候则对应较弱的化学风化作用, 故化学风化作用越强, 气候越趋向温暖潮湿[24,26]。根据 U1500B 孔岩芯样品的风化作用强度, 中国西南地区在早–中中新世始终处于较为炎热多雨的状态。
20～14Ma 期间, U1500B 孔岩芯样品的 C 值均大于 0.6, 绝大多数大于 0.8, 虽然 17Ma 之前平均 C 值相对较低, 但仍然能指示半湿润–湿润交替的气候; 17Ma 之后更高的平均 C 值则指示这段时期完全属于湿润气候(图 3)。U1500B 孔岩芯样品的 Sr/Cu 介于 0.47～5 之间, 且绝大多数时间显著小于 5, 表明物源区的气候始终温暖潮湿。与 C 值类似, 17Ma 后更低的 Sr/Cu 也反映相对温暖潮湿的气候(图 3)。
通过 SPSSPRO 系统, 对 U1500B 孔岩芯样品的主量元素含量数据进行主成分分析, 其中第一主成分 PCA F1 中 K, Mg, Al 和 Fe 等主量元素呈现高载荷值, 表明 PCA F1 与这些元素高度相关, 可以反映它们的变化趋势。由于 PCA F1 的贡献率达到 46.248%, 在所有成分的变化中占据主导地位, 且上述元素都有在风化产物中富集的趋势, 而气候是影响风化强度的主要因素, 因此 PCA F1 可以指示物源区的气候变化趋势, 其值越大, 风化强度越高, 气候相对更加温暖湿润。U1500B 孔岩芯样品的 PCA F1 始终呈现逐渐增加的趋势, 反映 20～14Ma 期间源区的气候大致向温暖湿润的方向发展(图 3)。
将 U1500B 孔岩芯中早–中中新世沉积物的几项气候指示参数与同处南海北部的 ODP 1146, ODP 1148 和 IODP U1502 等钻探站点的环境代用指标以及全球深海氧、碳同位素组成进行对比(图 4), 并结合中新世全球气候演化模式, 可将 17Ma 作为分界线, 将早–中中新世划分为前后两个阶段。17～14Ma 这一阶段与 MCO 气候重大转变事件的时间基本上重合[3–4], 而南海北部站点样品反映的源区环境总体特征也遵循全球的变化规律; 17Ma 之后, MCO事件发生时, 呈现强烈的化学风化作用以及相应的温暖湿润气候。其中, Al/Ti 和 Mg/Ti 在 17Ma 时呈现降低的趋势, 并非表征风化作用减弱, 气候不再温暖湿润, 而是源于气候变暖导致的生产力爆发, Al 和 Mg 元素的生物赋存量增加, 沉积量相应地减少[45]。然而, 在 20～17Ma 这一阶段, 南海北部站点反映的源区气候变化与全球不一致。全球氧同位素记录清楚地揭示新生代以来, 地球逐渐从两极无冰的“温室”变为两极终年有冰的“冰室”状态, 经历长尺度的持续变冷和多次冰盖扩张事件[1,46], 尤其在晚渐新世到早中新世的大幅度降温后, 虽然 20～17Ma 期间全球气温小幅回升, 但是依然处于较寒冷的状态[44]。然而, 根据 20～17Ma 期间南海北部站点的各项环境指标[12,16], 此时中国西南地区却呈现化学风化较为强烈、气候相对温暖湿润的特征。
点线表示长时期变化趋势, 下同
图3 南海北部U1500B孔岩芯早–中中新世沉积物风化与气候指标
Fig. 3 Early to Middle Miocene sediment weathering and climate indicators in Core U1500B from the northern South China Sea
南亚季风主要影响亚洲南部的印度半岛、中南半岛以及中国西南等地区[47], 完全覆盖 U1500B 孔岩芯样品的物源区, 南亚季风的变化对源区的古气候有显著的影响。西阿拉伯海有孔虫和放射虫组合的丰度变化特征表明, 南亚季风系统至少在 8.5Ma前便已形成[48–49]。近年来, 随着更多深海沉积记录的发现, 南亚季风的形成时期被大大提前。东阿拉伯海的沉积物元素组成与有孔虫稳定同位素组成表明, 至少在 23.7Ma 之前, 南亚季风系统已经形成, 并显著增强[50]。马尔代夫的 IODP U1468 孔钻探结果(图 4)佐证了这种推论, 其岩芯样品中底栖有孔虫的氧、碳同位素组成反映早–中中新世始终为温暖湿润的气候[43], 可能部分归因于较低的纬度, 也表明这段时期南亚季风稳定且持续的影响。
早–中中新世南亚季风对中国西南地区的显著影响可能与构造演化背景有关。事实上, 新生代区域气候的重大变化往往归因于地球上一些主要边界条件的逐渐变化, 包括大陆的地理和地形[5]。其中, 发生在距今 25～17Ma 的青藏地区再次隆升对中国西南和华南地区的气候产生巨大的影响。渐新世时期, 青藏地区高度较低, 尚未成为能够改变气候与自然分带的庞大高原[51]。渐新世末到中新世初(25～ 17Ma), 印度板块持续向北挤压, 青藏地区再次强烈隆升, 并向南北两侧显著扩展[42], 海拔达到 2000m, 与当时的大陆和海洋环境耦合, 进一步激发亚洲季风, 导致中国地区的环境发生较大的变化[51]。汤懋苍等[52]认为青藏地区的隆升使高原的热源作用大大增强, 成为热带以外另一个导致气流上升辐散的热源, 导致出现高原季风。Trenberth 等[53]的研究表明, 当青藏地区所在纬度平均高度超过 1000～ 1500m 时, 就开始影响从西向东的环流, 使近地面西风出现南北分支的绕流。Liu 等[54]通过气候模拟研究, 也初步推测青藏地区的隆升可以导致南亚季风显著增强。渐新世末到中新世初的印度洋深海沉积记录提供了更充分的证据, 说明在渐新世末的隆升开始后不久, 隆升的青藏地区就使原本较弱、不稳定、单纯由海陆热力差别形成的南亚季风加强并保持稳定[50], 在 20～17Ma 期间持续影响中国西南地区, 使其维持相对温暖湿润的气候。不可忽视的是, 早中新世全球的寒冷对中国西南地区乃至整个南亚季风区的气候有巨大的影响, 马尔代夫 IODP U1468 站点的氧同位素[43]在 17Ma 前持续正偏移, 虽然没有离开指示温暖湿润气候的区间, 但考虑到南海各站点 20～17Ma 期间各类参数指示的向寒冷干燥气候略微转变的趋势(图 4), 此时的南亚季风或许不可避免地受到影响而逐渐减弱。
ODP 1146和ODP 1148数据引自文献[12], IODP U1502数据引自文献[16], IODP U1468数据引自文献[43]; 全球同位素数据引自文献[44]
图4 南海北部与西印度洋以及全球气候指标对比
Fig. 4 Comparison of climate indicators from the northern South China Sea and the western Indian Ocean with the global stack isotope records
1)南海北部早–中中新世(20～14Ma)沉积物主要源自其北侧珠江水系, 源区为中国西南地区云贵高原, 呈现化学风化强烈、气候温暖湿润的特征。
2)早–中中新世, 距今 17Ma 以来中国西南地区的气候与全球基本上一致, 但是 17Ma 之前与全球相对寒冷干燥的状况并不相同, 显示南亚季风在早–中中新世对中国西南地区有持续的影响。
3)南亚季风系统的变化受控于构造环境的变迁, 晚渐新世至早中新世, 青藏地区再次强烈隆起, 使原本较弱的南亚季风大大加强, 在早中新世(20～ 17Ma)影响中国西南地区, 使其气候相对温暖湿润, 但南亚季风亦因全球气候的影响而逐渐减弱。距今17～14Ma 这段时期, 全球处于温暖湿润的中中新世气候适宜期, 对应于南亚季风对中国西南地区的持续影响。
参考文献
[1] Potter P E, Szatmari P. Global Miocene tectonics and the modern world. Earth Science Reviews, 2009, 96(4): 279–295
[2] Miller K G, Fairbanks R G, Mountain G S. Tertiary oxygen isotope synthesis, sea level history, and con-tinental margin erosion. Paleoceanography, 1987, 2(1): 1–19
[3] Flower B P, Kennett J P. Middle Miocene ocean-climate transition: high-resolution oxygen and carbon isotopic records from Deep Sea Drilling Project Site 588A, southwest Pacific. Paleoceanography, 1993, 8 (6): 811–843
[4] Pound M J, Haywood A M, Salzmann U, et al. Global vegetation dynamics and latitudinal temperature gra-dients during the Mid to Late Miocene (15.97–5.33 Ma). Earth Science Reviews, 2012, 112(1/2): 1–22
[5] Zachos J, Pagani M, Sloan L, et al. Trends, rhythms, and aberrations in global climate 65 Ma to present. Science, 2001, 292: 686–693
[6] Wei G, Liu Y, Li X, et al. Major and trace element variations of the sediments at ODP Site 1144, South China Sea, during the last 230 ka and their paleoc-limate implications. Palaeogeography, Palaeoclimato-logy, Palaeoecology, 2004, 212(3/4): 331–342
[7] Elderfield H. Tracers of ocean paleoproductivity and paleochemistry: an introduction. Paleoceanography, 1990, 5(5): 711–717
[8] Dymond J, Suess E, Lyle M. Barium in deep-sea sediment: a geochemical proxy for paleoproductivity. Paleoceanography, 1992, 7(2): 163–181
[9] 韦刚健, 刘颖, 邵磊, 等. 南海碎屑沉积物化学组成的气候记录. 海洋地质与第四纪地质, 2003, 23 (3): 1–4
[10] 陈晓良, 赵泉鸿, 翦知湣. 南海北部ODP1148站中新世以来的碳酸盐含量变化及其古环境意义. 海洋地质与第四纪地质, 2002, 22(2): 69–74
[11] 万世明, 李安春, 胥可辉, 等. 南海北部中新世以来粘土矿物特征及东亚古季风记录. 地球科学: 中国地质大学学报, 2008, 33(3): 289–300
[12] Wan S, Clift P D, Li A, et al. Geochemical records in the South China Sea: implications for East Asian summer monsoon evolution over the last 20 Ma. Geo-logical Society, London, Special Publications, 2010, 342(1): 245–263
[13] 邵磊, 庞雄, 乔培军, 等. 珠江口盆地的沉积充填与珠江的形成演变. 沉积学报, 2008, 26(2): 179–185
[14] 邵磊, 崔宇驰, 乔培军, 等. 南海北部古河流演变对欧亚大陆东南缘早新生代古地理再造的启示. 古地理学报, 2019 (2): 216–231
[15] 龚瑞雪, 金晓波, 刘传联. 颗石藻对中中新世气候转型事件的响应. 微体古生物学报, 2022, 39(3): 245–252
[16] 何蕾, 刘志飞, 吕璇, 等. 南海北部大洋红层的黏土矿物组合及其对中中新世气候转型事件的响应. 中国科学: 地球科学, 2022, 52(5): 920–931
[17] 卢亚敏, 苏克凡, 黄宝琦, 等. 南海北部IODP U1500B孔 45R-56R生物地层学研究与沉积历史恢复. 微体古生物学报, 2022, 39(1): 85–98
[18] Stock J M, Sun Z, Klaus A, et al. Site U1500 // Sun Z, Jian Z, Stock J M, et al. Proc IODP, 2018, 367/368: Ch.4
[19] 邹亮, 韦刚健. 顺序提取法探讨沉积物中主量元素在不同相态的分配特征. 海洋地质与第四纪地质, 2007, 27(2): 133–140
[20] 曹立成, 姜涛, 王振峰, 等. 琼东南盆地新近系重矿物分布特征及其物源指示意义. 中南大学学报(自然科学版), 2013, 44(5): 1971–1981
[21] 赵绍华, 刘志飞. 海洋沉积物陆源碎屑粒度分析预处理方法研究. 地球科学进展, 2017, 32(7): 769–780
[22] 李双林, 李绍全. 黄海YA01孔沉积物稀土元素组成与源区示踪. 海洋地质与第四纪地质, 2001, 21(3): 51–56
[23] Murray R W, Buchholtzten Brink M R, Brumsack H J, et al. Rare earth elements in Japan Sea sediments and diagenetic behavior of Ce/Ce*: results from ODP Leg 127. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1991, 55(9): 2453–2466
[24] Nesbitt H W, Young G M. Early Proterozoic climates and plate motions inferred from major element che-mistry of lutites. Nature, 1982, 299: 715–717
[25] 冯连君, 储雪蕾, 张启锐, 等. 化学蚀变指数(CIA)及其在新元古代碎屑岩中的应用. 地学前缘, 2003, 10(4): 539–544
[26] Fedo C M, Wayne Nesbitt H, Young G M. Unraveling the effects of potassium metasomatism in sedimentary rocks and paleosols, with implications for paleowea-thering conditions and provenance. Geology, 1995, 23(10): 921–924
[27] Harnois L. The CIW index: a new chemical index of weathering. Sedimentary Geology, 1988, 55(3): 319–322
[28] 莱尔曼A, 王苏民. 湖泊的化学地质学和物理学. 北京: 地质出版社, 1989: 316–318
[29] 罗情勇, 钟宁宁, 王延年, 等. 华北北部中元古界洪水庄组页岩地球化学特征: 物源及其风化作用. 地质学报, 2013, 87(12):1913–1921
[30] 关有志. 科尔沁沙地的元素, 粘土矿物与沉积环境. 中国沙漠, 1992, 12(1): 9–15
[31] 郭望, 张卫刚, 李玉宏, 等. 柴北缘大煤沟组七段页岩地球化学特征对中侏罗世晚期物源及风化作用的指示及意义. 沉积学报, 2020, 38(3): 676–686
[32] 胡俊杰, 马寅生, 王宗秀, 等. 地球化学记录揭示的柴达木盆地北缘地区中–晚侏罗世古环境与古气候. 古地理学报, 2017, 19(3): 480–490
[33] 熊文婷, 朱丽东, 张晓, 等. 中国南方红土记录 的中更新世气候转型及其环境效应. 第四纪研究, 2020, 40(6): 1441–1452
[34] McLennan S M, McCulloch M T, Taylor S R, et al. Effects of sedimentary sorting on neodymium isotopes in deep-sea turbidites. Nature, 1989, 337: 547–549
[35] McLennan S M. Rare earth elements in sedimentary rocks: influence of provenance and sedimentary proces-ses. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 1989, 21(1): 169–200
[36] Gromet L P, Haskin L A, Korotev R L, et al. The “North American shale composite”: its compilation, major and trace element characteristics. Geochimica et Cosmo-chimica Acta, 1984, 48(12): 2469–2482
[37] Leloup P H, Lacassin R, Tapponnier P, et al. The Ailao Shan-Red river shear zone (Yunnan, China), tertiary transform boundary of Indochina. Tectonophysics, 1995, 251: 2513–2584
[38] Anczkiewicz R, Viola G, Müntener O, et al. Structure and shearing conditions in the Day Nui Con Voi massif: implications for the evolution of the Red River shear zone in northern Vietnam. Tectonics, 2007, 26(2): TC2002
[39] 张向涛, 向绪洪, 赵梦, 等. 珠江水系演化与东亚地形倒转的耦合关系. 地球科学, 2022, 47(7): 2410–2420
[40] 刘栋梁, 李海兵, 王平, 等. 南海北部盆地新生代物源对周边主要河流演化的响应. 地质学报, 2022, 96(8): 2761–2774
[41] Yang S, Jung H S, Li C. Two unique weathering re-gimes in the Changjiang and Huanghe drainage basins: geochemical evidence from river sediments. Sedimen-tary Geology, 2004, 164(1/2): 19–34
[42] 方小敏. 青藏高原隆升阶段性. 科技导报, 2017, 35(6): 42–50
[43] Bialik O M, Reolid J, Betzler C, et al. Source shifts to periplatform deposits during the early to middle Mio-cene in response to climatic and oceanographic for-cing, Maldives, western Indian Ocean. Palaeogeogra-phy, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2020, 559(1): 109969
[44] Westerhold T, Marwan N, Drury A J, et al. An astro-nomically dated record of Earth’s climate and its pre-dictability over the last 66 million years. Science, 2020, 369: 1383–1387
[45] Zhou L, Liu F, Liu Q, et al. Aluminum increases net carbon fixation by marine diatoms and decreases their decomposition: Evidence for the iron-aluminum hy-pothesis. Limnology and Oceanography, 2021, 66(7): 2712–2727
[46] 曲华祥, 黄宝琦. 南海北部MD12-3432 站深海氧同位素MIS6期到MIS5期陆源沉积物元素比值反映的古气候变化. 地学前缘, 2019, 26(3): 236–242
[47] 沈吉, 肖霞云. 2万年来南亚季风演化历史. 第四纪研究, 2018, 38(4): 799–820
[48] Kroon D, Steens T, Troelstra S R. Onset of monsoo- nal related upwelling in the western Arabian Sea as revealed by planktonic foraminifers 1. Proceedings of the Ocean Drilling Program, Scientific Results, 1991, 1: 257–263
[49] Prell W L, Kutzbach J E. Sensitivity of the Indian monsoon to forcing parameters and implications for its evolution. Nature, 1992, 360: 647–652
[50] Beasley C, Kender S, Giosan L, et al. Evidence of a South Asian proto-monsoon during the Oligocene-Miocene transition. Paleoceanography and Paleoclima-tology, 2021, 36(9): e2021PA004278
[51] 施雅风, 汤懋苍, 马玉贞. 青藏高原二期隆升与亚洲季风孕育关系探讨. 中国科学(D辑), 1998, 28(3): 263–271
[52] 汤懋苍, 刘晓东. 一个新的划分第四纪的标志: 高原季风演变的地质环境后果. 第四纪研究, 1995, 15(1): 82–88
[53] Trenberth K E, Chen S C. Planetary waves kinemati-cally forced by Himalayan orography. Journal of the Atmospheric Sciences, 1988, 45(20): 2934–2948
[54] Liu X, Yin Z Y. Sensitivity of East Asian monsoon climate to the uplift of the Tibetan Plateau. Palaeogeo-graphy, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2002, 183 (3/4): 223–245
Element Geochemical Characteristics of Early to Middle Miocene Sediments in Core IODP U1500B from the Northern South China Sea and Implications on Paleoclimate of the Source Area
Abstract Through elemental geochemical analysis of sediments at 1262.6–1288.3 m in IODP Core U1500B from the northern South China Sea, the climate and environmental evolution history of Southwestern China during the early to middle Miocene (20–14 Ma) can be reconstructed. The analysis results of REE show that the sediments are mainly sourced from the Yunnan-Guizhou Plateau in Southwest China. The major element ratios, CIA, PIA, C values, Sr/Cu and principal component analysis jointly indicate strong chemical weathering conditions and warm-humid climate in the source area during the early to middle Miocene. The climate in Southwest China was well correlated with the global climate during 17–14 Ma, but contradicted the global cold and dry conditions before 17 Ma, possibly due to influence of the strong uplift of the Qinghai-Tibet region during the late Oligocene to early Miocene. The uplift of the plateau led to great strengthening of the South Asian monsoon compared to before, resulting in a relatively warmer and more humid climate in the Southwest China during the Early Miocene (20–17 Ma) (Although the South Asian monsoon had shown a slight weakening trend due to the global cooling during this period). During 17–14 Ma, the strengthening of the South Asian monsoon continued to affect the southwestern region of China, and at that time, the global climate was also in the middle Miocene Climatic Optimum (MCO), so the climate change trends of the two were consistent.
Key words northern South China Sea; IODP Core U1500B; paleoclimate; South Asian monsoon
国家自然科学基金(42176065)资助