Geometric characteristics and evolution of channel-levee system in Upper India Fan since the Miocene
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摘要:
以中新世以来上印度扇水道−堤岸体系为研究对象，利用高精度二维地震资料开展地震精细解释与几何学分析，刻画水道−堤岸体系几何学特征及时空演化过程，探讨中新世以来上印度扇发育演化主要期次及特征。结果表明，中新世以来上印度扇水道−堤岸体系可划分为中新世、上新世及更新世至今三大期次，整体表现出“单期水道-侧向迁移-扁长型”到“多期水道-垂向叠置-厚窄型”的演化特征。深入探讨中新世以来上印度扇水道−堤岸体系的几何学特征及演化可为重力流水道的沉积构型样式研究提供新的例证，并为深海油气勘探开发提供参考。
Abstract:Taking the Miocene Upper Indian fan channel-levee system as the research object, we used high-precision two-dimensional seismic data to carry out seismic fine interpretation and geometric analysis, depicted the geometric characteristics of the channel-levee system and the spatio-temporal evolution process, and discussed the main stages and characteristics of the development and evolution of the Miocene Upper Indian fan. Results show that the Miocene Upper India fan channel-levee system can be divided into three developmental phases: the Miocene, the Pliocene, and the Pleistocene to present. The channel-levee system evolved from “single-phase channel–lateral migration–flat type” to “multi-phase channel–vertical stacking–thick-narrow type”.An in-depth discussion of the geometric characteristics and evolution of channel-levee system in Upper India Fan since the Miocene can provide new examples for the study of the sedimentary architecture of gravity flow channels, and provide reference for deep-sea oil and gas exploration and development.
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Keywords:
- deep water deposit /
- channel-levee system /
- Miocene /
- Upper Indian Fan
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全新世气候变化研究作为过去全球变化（PAGES）关注的核心内容之一，不仅对深入认识过去百年、千年尺度气候变化和气候异常事件规律和驱动机制，而且对评估现代气候变化，预估未来的气候变化等都具有重要的科学价值[1-2]。全新世是与人类关系最为密切的一个地质时期，深入研究其气候变化过程和机制对了解未来全球变暖的趋势是科学界关注的重要科学问题之一[3]。在全球变暖的背景下，我国西北地区沙漠化和生态系统退化日益严重，已引起了国内外学者的广泛关注[4-6]。前人研究表明，沙漠化是全球变化直接作用的结果，并强调沙漠化与全球气候变化有直接联系[4,7]。
国内学者就全新世期间我国西部地区干旱化的起始时间和成因开展了广泛研究，并取得了诸多成果[8-12]，但仍存在一些争议。如Yu等[13]认为，我国西部地区的湖泊在6.0 cal. kaBP之后显著变干，沙漠化严重，并强调东亚夏季风衰退南撤主导了该时期的干旱；但近年来，陈发虎等[14-16]研究指出，中晚全新世期间（6.0～1.5 cal. kaBP）我国西部地区存在高湖面，气候达到全新世期间最湿润期，并强调亚洲中部受西风影响的地区全新世气候变化框架与亚洲季风区的变化模式显著不同，具有近似反相位的变化特征，可能受西风环流和高纬度北大西洋的变化驱动。因此，我国西北地区的干旱化过程和其驱动机制尚需进一步研究。
我国西北内陆干旱区处于气候响应敏感地带，基于高分辨率的湖泊沉积物，利用多环境代用指标重建过去的古气候古环境具有独特优势，对深入理解干旱区气候变化过程和驱动机制具有重要意义[14-18]。巴丹吉林沙漠，位于现代东亚夏季风的北部边缘区和西风环流过渡地带，对气候变化响应十分敏感，该地区高分辨率的湖泊沉积记录为重建亚洲中部气候变化历史提供了极佳材料[19-21]。本文选择巴丹吉林沙漠南缘的高台盐湖剖面作为研究对象，通过光释光（OSL）定年建立年代学框架，并进行高分辨率的碳酸盐含量、色度等多代用指标分析，结合沉积物粒度端元模拟，探讨中晚全新世高台盐湖地区气候变化过程，为重建我国西北内陆干旱地区气候变化历史、揭示其驱动机制、阐释沙漠化过程及全球变化研究提供重要资料。
1. 研究区概况
高台盐湖（39°43'～39°45'N、99°10'～99°22'E）（图1）地处黑河中游冲积平原腹地，河西走廊中段，祁连山中段山前凹陷盆地，为黑河流域马营河与丰乐河的终闾湖。高台盐湖流域内河网密度较小，均为季节性河流，主要靠季节性降水和地下水补给，雨期常形成短暂性洪水，携带流域碎屑物质注入湖盆[20]。高台盐湖周围主要分布白垩纪的砂岩和砾岩[22]，其沉积物主要由黑河上游和周围干燥剥蚀山地和戈壁流域碎屑物质、大气粉尘和湖泊自生沉积组成，为重建该区的气候变化提供了理想材料[20-21]。高台盐湖处于亚洲夏季风的北界，主要受西风带影响，属北温带大陆性气候，冬季寒冷、干燥，夏季干热、少雨。年均温约为7.4 ℃。最高气温在7月，为22.7 ℃；最低气温在1月，为–10.4 ℃。年平均降水量不足100 mm，主要集中在6−8月份，年蒸发量高达2 000 mm[21-22]。
2. 材料与方法
2.1 样品采集
2011年11月在高台盐湖北岸（39°46′42″N、99°12′38″E）开挖深度为357.5 cm的探槽剖面。对该剖面黏土层以2 cm、砂层以5 cm为间隔进行系统采样，共获得136个散样，并对样品进行粒度、碳酸盐、色度测试分析；光释光样品采用直径5 cm、长度20 cm的钢管采集，并用黑色塑料袋密封避免曝光，共采集OSL年代样品5个。
从高台盐湖剖面沉积物岩性特征来看，沉积剖面可能包含有浅湖相、滨湖相、深湖相、风成沉积，自下而上分为4层（图2），具体描述如下：
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图 2 高台盐湖剖面岩性及深度、年代关系Figure 2. Lithology and depth-age relationship of the Lake Gaotai section第1层：357.5～285 cm，浅棕色粉砂，质地较均一；
第2层：285～85 cm，浅灰色黏土与粉砂互层，黏度较高，具明显水平层理；
第3层：85～15 cm，深褐色细砂，具有交错层理；
第4层：15～0 cm，浅褐色细砂，现代沙丘。
2.2 OSL测年
含水量样品采集用铝盒密封包装，最大程度防止水分蒸发，之后在实验室测得其湿重和干重。对采集的5个光释光样品，根据前人建立的一套完善的前处理方法[23-24]：首先在实验室弱红光条件下将不锈钢管两端可能曝光的约3 cm的样品取出，测量其放射性同位素U、Th、K含量。将中间部分约100 g样品取出加入到1000 mL的烧杯中，并加入500 mL的蒸馏水搅拌浸泡12 h。再使用30%的HCl和30%的H2O2分别去除样品中碳酸盐和有机质，并使用蒸馏水洗至中性。然后利用静水沉降法分离出4～11 μm的细颗粒混合矿物，加入30%的H2SiF6，在超声波中浸泡3～5天，去除长石类矿物，提纯细颗粒石英矿物。最后使用酒精将提纯石英颗粒放到9.7 mm不锈钢盘上，以备测量使用。
细颗粒石英的释光信号和β辐照在美国生产的Daybreak 2200型释光仪上测量，其红光激发源波长为（880±60）nm和蓝光激发源波长为（470±5）nm，激发温度为125 ℃。样品释光信号通过EMI 9235QA-光电倍增管并在其前后段附加两个3 cm的U-340滤光片（290～370nm）进行检测。样品β放射源辐照的再生剂量率和等效剂量测定采用杨铭等[25]描述的实验方法。OSL测年在中国科学院黄土与第四纪地质国家重点实验室完成。
2.3 物化指标测试
对采集的136个散样样品进行粒度、碳酸盐、色度测试分析。每个样品取约0.3～0.5 g，加入浓度为10%的稀盐酸去除碳酸盐，再加入30%的H2O2去除有机质，然后加入去离子水洗至中性，之后加入0.05 mol/L的（NaPO3）6离散剂并超声震荡。最后使用英国马尔文仪器公司生产的Mastersizer 2000激光衍射粒度仪进行测试，重复测量误差≤0.2%。碳酸盐含量测试采用气量法测定，具体实验步骤详见杨波等[26]描述的方法。色度分析采用MINOLTA CM-508i分光光度计测定，共测得a*、b*、L*三个参数，其中a*代表红度，b*代表黄度，L*代表亮度，每个样品测量3次，求平均值来表征每个颜色参数的实际值。样品处理和测试均在中国科学院黄土与第四纪地质国家重点实验室完成。对粒度数据，采用Yu等[27]开发的分层贝叶斯模型（BEMMA）进行粒度端元分离，以便判别高台盐湖沉积物的来源或传输过程。
3. 实验结果
3.1 年代学框架
高台盐湖剖面不同深度的5个年代样品结果见表1和图2。从年代结果来看，高台盐湖剖面年龄覆盖了中晚全新世，其底界年代约为7.12 ka。除2.86 m处样品外，其余4个样品的年龄符合下老上新的特点。2.86 m处年龄发生倒转的原因可能是环境剂量率的改变。已有的研究表明，沉积物中放射性核素的新近吸收会影响环境剂量率[28]。环境剂量率是指埋藏矿物颗粒在一定时间内接受本身及其周围沉积物中放射性核素40K、238U、232Th的α、β和γ衰变以及宇宙射线产生的放射性剂量。研究表明，含水量、宇宙射线、a值的改变以及氡逃逸等也会影响环境剂量率[29-30]，从而产生局部的OSL年代倒转现象。本研究将2.86 m处的OSL年龄作为异常值进行剔除[22]。利用Origin8.5软件对其他4个OSL年代数据进行二项式拟合回归分析，得到年代深度方程：Y=aX2+bX+c，其中Y代表年龄，X代表深度（图2）。
表 1 高台盐湖剖面OSL测年数据Table 1. OSL ages of the Gaotai Lake section实验室编号 深度/cm U/（mg/L） Th/（mg/L） K/% 含水量/% 剂量率/（Gy/ka） 等效剂量/Gy 年龄/ka IEE3606 23～25 1.40 7.49 1.51 15±5 2.77±0.14 2.26±0.08 0.82±0.05 IEE3607 82～84 4.62 7.71 1.57 15±5 3.80±0.25 5.16±0.07 1.36±0.09 IEE3608 179～181 3.41 13.78 2.32 15±5 4.59±0.26 12.98±0.41 2.83±0.18 IEE3609 286～288 2.93 8.35 1.59 15±5 3.27±0.21 6.80±0.11 2.08±0.14 IEE3610 349～351 1.98 6.00 1.72 15 ±5 2.88±0.15 20.07±0.29 6.97±0.38 3.2 环境代用指标特征
高台盐湖沉积物CaCO3含量为3.00%～15.02%（图3），平均值为9.68%。CaCO3曲线呈现明显的阶段性变化特征：第1阶段（357.5～285 cm，7.1～5.3 ka），CaCO3含量为5.17%～9.75%，平均值为6.78%，低于剖面的平均值；第2阶段（285～85 cm，5.3～1.2 ka），CaCO3含量急剧升高并表现快速震荡的特征，其值为3.00%～15.02%，平均值为10.89%，为剖面最高值；第3阶段（85～15 cm，1.2～0.2 ka），与第2阶段相比，CaCO3含量呈现快速下降趋势，为4.18%～8.21%，平均值为5.63%，为剖面最低值；第4阶段（15～0 cm，0.2 ka～现代），CaCO3含量较第3阶段略有升高，平均值为7.02%，但仍低于剖面平均值。
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图 3 高台盐湖沉积物CaCO3，色度，粒度平均粒径随深度的变化Figure 3. Changes in carbonate content, color, and the mean grain size with depth for the Gaotai Lake沉积物中色度参数同样呈现阶段性变化特征（图3），a*和b*表现出相同的变化特征，而L*呈现反位相的变化：第1阶段（357.5～285 cm，7.1～5.3 ka），a*和b*平均值分别为4.99、16.03，为剖面较高值，L*平均值为63.00，为剖面较低值；第2阶段（285～85 cm，5.3～1.2 ka），a*和b*值呈现快速降低的趋势，平均值分别为2.25、13.35，为剖面最低值，L*值的平均值为64.21，为剖面最高值；第3阶段（85～15 cm，1.2～0.2 ka），相对第2阶段，a*和b*值呈现明显上升趋势，平均值分别为4.79、15.92，为剖面较高值，而L*值呈现下降趋势，平均值为61.19；第4阶段（15～0 cm，0.2 ka），a*和b*值再次升高，平均值分别为6.94、17.72，为剖面最高值，而L*值呈现显著下降趋势，平均值为55.61，为剖面最低值。
将高台盐湖沉积物粒度进行端元分离[22]，共分离出3个端元（End-Member，EM）。各端元粒度分布频率曲线如图4所示。除EM1外，EM2、EM3均为单主峰，接近正态分布。EM1呈非对称分布，且分布范围宽，主峰峰值在40 μm（粗粉砂），次峰在5 μm（细粉砂），该端元众数粒径均属于悬移组分[27]；EM2近似对称分布，主峰的众数粒径为125 μm（细砂），在4 μm（黏土）处有1次峰，主体部分为跃移组分，较细的次峰属于悬移组分[31-32]；EM3为双峰分布，主峰在4 μm（黏土），并在150 μm（细砂）左右有1次峰，主体部分为悬移组分，较粗的次峰为跃移组分[31-32]。
高台盐湖粒度平均粒径（图3）和粒度端元（图5）随深度变化表现出阶段性变化特征：第1阶段（357.5～285 cm，7.1～5.3 ka），该时段沉积物平均粒径平均值为76.9 μm，为剖面较大值，EM2与EM3组分在剖面中处于较高值，平均值分别为0.43、0.46，而EM1组分平均值为0.11，在剖面中处于较小值；第2阶段（285～85 cm，5.3～1.2 ka），沉积物平均粒径快速减小，平均值为18.9 μm，为剖面最小值，EM1组分快速升高，平均值为0.64，达到剖面的最高值，EM3组分呈现先降低后升高的趋势，平均值较上一阶段有所降低，EM2组分急剧减少，平均值仅为0.04，为剖面最低值；第3阶段（85～15 cm，1.2～0.2 ka），沉积物平均粒径快速增大，平均值达到100.2 μm，为剖面较高值，EM2组分快速升高，平均值为0.50，相反EM1、EM3组分均呈下降趋势；第4阶段（15～0 cm，0.2 ka），沉积物粒径再次增大，平均值为154.0 μm，为剖面最大值，EM2组分继续升高，达到0.80，而EM1和EM3组分均呈现下降趋势。
4. 讨论
4.1 环境代用指标的指示意义
4.1.1 碳酸盐的环境意义
湖泊沉积碳酸盐主要由自生碳酸盐和碎屑碳酸盐组成，前者为化学和生物沉积，后者主要为外源输入。因高台盐湖处于西北内陆地区，且湖水盐度较高，生物量较少，生物成因碳酸盐可忽略不计；外源主要由地表径流搬运的流域内化学风化产生的碎屑碳酸盐组成[33]。沉积物碳酸盐主要受流域气候和湖水量变化影响，同时要考虑流域的侵蚀环境和湖泊沉积环境的影响。在我国西北干旱区，当沉积环境为浅湖相和风成沉积时，碳酸盐来源主要以流域碎屑碳酸盐或远源碎屑碳酸盐为主，碳酸盐含量较低，反映较干的气候环境[34]。但沉积环境转变为深湖相沉积时，地表径流将流域范围内较多的Ca2+携带至湖盆内，考虑西北内陆地区的蒸发量远大于降水量，造成湖水中Ca2+过饱和，碳酸盐易发生化学沉淀[33]。因此，高台盐湖沉积物中碳酸盐含量的变化可以用来重建沉积环境的变化。沉积物中碳酸盐含量较低，可能对应沉积环境为浅湖相沉积或风成沉积，指示气候较为干旱；相反，沉积物中碳酸盐含量较高，反映沉积环境转变为湖相沉积，指示流域降水增多，气候湿润。
4.1.2 色度的环境意义
色度作为沉积物环境指标中最直观的特征之一，近年来被广泛用于古气候古环境重建中，并取得诸多成果[35-38]。前人[37-38]对湖泊沉积物色度研究发现，色度参数a*值与沉积物中的Mg含量正相关，b*值与Fe3+含量正相关，可以反映湖泊的氧化还原条件与湖泊水位情况。当湖面水位较低时，氧化作用较强，有利于Mg2+和Fe3+形成，a*值与b*值较大，气候较干旱；反之，当湖泊水位较高时，氧化作用减弱，a*值与b*值较小，气候湿润。L*值与沉积物中碳酸盐呈正相关，沉积物中的L*值可以直观反映碳酸盐含量的变化[37]。
4.1.3 粒度端元的环境意义
碎屑物质在水中主要通过滚动、跃移和悬移3种方式进行传输，并伴随搬运介质速率减小，颗粒物依次发生沉降[39]。EM1组分为双峰态，峰值分别为5 和40 µm，都为悬移搬运，前人[39]将细颗粒组分归因为湖泊中的化学沉积，而粗颗粒组分是地表径流携带来的流域侵蚀碎屑物经湖水改造作用之后的沉积物[22]。因此，我们将EM1组分归结为湖泊内生沉积，悬移粒度的含量主要取决于由降水量控制的地表径流量的大小[39]。因此，EM1组分含量指示了流域气候干湿的变化，EM1组分含量较高，指示流域降水增多，气候较湿润；相反，EM1组分含量较低，指示流域降水较少，气候较干旱。EM2为双峰分布，主峰众数粒径为125 μm（极细砂），次峰众数粒径为4 μm（黏土），分别代表跃移和悬移组分粒径，跃移和悬移组分粒径具有较大的差别且不同组分粒度分布范围几乎不重叠，反映了浅湖相或滨湖相沉积物的基本特征[39-40]。EM3为双峰分布，主峰众数粒径为4 μm（黏土），次峰为150 μm（细砂），分别代表悬移和跃移组分粒径，分别代表了高空西风输送携带的远源粉尘沉积以及对流层湍流扰动近地源沉积[41]，反映风成沉积过程。
4.1.4 粒度端元与物理指标的关系
沉积物的粒度端元分析结果表明高台盐湖沉积物来源较为复杂。因此，各物理指标的环境意义需进一步明确。我们将各物理指标与粒度端元进行相关性分析（图6）：EM1与L*呈正相关，而与a*和b*呈反相关，EM1组分主要反映流域降水和湖水位环境指标，EM1组分较高，流域降水增多，风化侵蚀加强，地表径流携带更多的Ca2+进入湖盆，碳酸盐易于沉积。L*增大，同时造成湖泊水位上升，沉积物处于还原环境，a*和b*值减小。EM2与各环境指标无明显相关关系，可能与EM2代表浅湖相或滨湖相沉积，流域侵蚀较弱，主要为流域碎屑沉积，与气候指示不明显相关；EM3与CaCO3和亮度L*呈反相关，与a*和b*呈正相关，EM3与EM1的曲线变化呈现相反的变化趋势（图6），可能指示了两种物质来源彼此消长的变化。
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图 6 高台盐湖剖面各粒度端元与各物理指标的相关性Figure 6. Relationship between grain-size end members and environmental proxies of the Gaotai Lake4.2 湖泊演变与古气候重建
基于建立的年代框架，综合高台盐湖剖面沉积物平均粒径、粒度端元、碳酸盐含量、色度等环境代用指标的变化特征，可以将高台盐湖中晚全新世气候变化序列划分为4个阶段（图3，图5）：
第1阶段（7.1～5.3 ka）：该时段沉积物岩性为浅棕色细砂，平均粒径为剖面的较大值，高于剖面的平均值，主要以EM2和EM3组分为主，EM1组分为剖面较低值，表明沉积物主要由河流冲积携带的流域碎屑物质和西风带携带的细颗粒以及对流层湍流扰动的近源物质组成，为浅湖相或滨湖相沉积，湖泊水位较低，较粗颗粒物易于到达采样点[42-43]；CaCO3含量和L*值均为剖面较小值，反映流域侵蚀较弱，水中Ca2+浓度较低，CaCO3难以沉积，主要以流域碎屑碳酸盐和远距离的黏土碳酸盐沉积[33]；a*值和b*平均值为剖面较高值，表明沉积环境为氧化条件[36-37]，沉积物易于暴露在地表，水位较低。以上环境指标均指示了该时段高台盐湖地区降水较少，流域侵蚀较弱，气候相对干旱。来自巴丹吉林沙漠西部的居延泽和腾格里沙漠西部的潴野泽孢粉记录也表明，本区在7.0～5.0 ka期间发生了明显的气候干旱，湖泊干涸[44]。在7.4～6.0 ka期间，蒙古高原南部旗盖努尔湖的花粉记录也表明区域气候较为干冷，湖泊水位较低[45]。亚洲中部的博斯腾湖岩性和孢粉记录也指示了8.0～6.0 ka期间的气候相对干旱，湖泊水位相对较浅[46]；博斯腾湖孢粉记录显示，该湖在8 ka开始形成现代湖泊，区域气候逐渐变湿，但是相比6.0～1.5 ka最湿润阶段，气候相对干旱[15]。
第2阶段（5.3～1.2 ka）：该时段沉积物岩性为浅灰色黏土和深灰色粉砂，平均粒径为剖面最小值，EM1组分急剧上升，达到了0.64，粒度端元EM2组分为全剖面最低值，指示该时期高台盐湖沉积环境转变为湖相沉积，流域来水增多，湖泊水位快速升高，较粗颗粒沉积物不易达到采样点[42-43]。CaCO3含量和L*值均为剖面最大值，也表明该时期降水量增多，流域侵蚀加强，地表径流携带更多的Ca2+进入湖盆。研究区蒸发量远大于降水量[21-22]，Ca2+易于饱和，CaCO3易于沉淀；a*值和b*值为剖面的最低值，表明沉积环境处于还原环境，湖泊水位较高。以上环境指标均指示该时期高台盐湖水源增多，流域侵蚀较强，气候湿润。造成湖泊水位增高的原因可能有两个方面：其一，中晚全新世期间大气降水增多，如天山中段巴音布鲁克剖面地层结果显示，5.0～1.6 ka期间，古土壤发育，指示我国西北地区在该时段气候湿润[47]；内蒙古北部的金努尔湖沉积物记录表明，在约5.6～2.5 ka期间，沉积物中TOC含量明显增多，指示该时期气候明显转湿[48]；来自内蒙古中北部的特尔曼湖孢粉证据显示，在4.5～2.5 ka期间，该湖泊水位明显升高，气候最湿润[49]；其二，高台盐湖通过弱水河与高山冰川相连，温暖的气候造成周边高山冰川融水增多，入湖水量增多[50]。
第3阶段（1.2～0.2 ka）：该时段沉积物岩性为深褐色交错层状细砂，平均粒径较第1阶段较粗，主要以EM2组分为主，EM1组分快速减少，为全剖面较低值，沉积物物源主要为河流冲积携带的流域碎屑物质，为河流相或滨湖相沉积，水位急剧下降，较粗颗粒物易于到达采样点[42-43]。CaCO3含量为剖面最低值，L*值为剖面较低值，反映流域侵蚀较弱，水中Ca2+浓度快速降低，CaCO3不易沉积，主要反映流域碎屑碳酸盐含量[33]；a*值和b*值呈现快速上升趋势，较第1时段值更高，表明沉积环境处于氧化环境，水位更低，更容易暴露地表。综合以上环境指标，该时期气候发生转型，流域降水急剧减少，侵蚀较弱，气候干旱。该时期气候转型在西北地区其他湖泊也有诸多记录，如陈发虎等[14]对亚洲中部的博斯腾湖盘星藻、孢粉A/C比值研究发现，在1.5 ka以来，湖泊开始萎缩，气候变干；Tian等[51]对内蒙古南部戈登努尔湖多环境指标分析表明，1.9 ka以来，湖泊开始收缩，气候开始转干；唐晓宏等[52]通过分析新疆巴里坤湖地球化学元素指标表明，在1.0 ka以后，气候转为干旱。
第4阶段（0.2 ka～）：该时段沉积物岩性为浅棕色细砂，平均粒径为全剖面最大值，EM2组分为剖面最大值，达到0.8，EM1组分和L*值为剖面最小值，CaCO3含量为剖面较小值，L*值为剖面最小值，a*和b*值达到剖面最高值。综合以上环境指标表明，该时期湖泊处于强氧化环境，沉积物可能完全暴露地表，流域侵蚀较弱，降水极少，气候十分干旱，为风成沙丘沉积，高台盐湖消亡。陶士臣等[53]通过新疆巴里坤湖孢粉记录研究表明，在0.53 ka以来，我国西北地区出现荒漠植被景观，气候干旱。近0.1 ka以来新疆伊犁河谷气候也趋于暖干[54]。
4.3 研究区环境变化模式探讨
可靠的年代学是古气候记录的基础，是过去环境与气候变化重建的关键，沉积年代测定有多种方法，加速器14C质谱测年方法（AMS-14C）与OSL测年是较为常见的两种测年方法。然而AMS-14C在西北干旱贫有机质地区存在较大的测年误差，Feng等[55]论述了亚洲干旱区风成地层和湖相地层放射性碳测年值得注意的一些问题，指出湖相沉积物容易受到生物干扰和植物生长的影响，容易造成测年的不确定性。例如，青藏高原西部的班公错受湖水大量老碳的输入影响，存在6000多年的碳库效应[56]。陈天源等[57]对巴丹吉林沙漠湖泊沉积物进行了14C测年研究，发现沙漠中湖泊植物残体来源存在很大的不确定性，可能来源于地层较老的植物残体再沉积，导致测年结果整体偏老。因此，巴丹吉林沙漠附近湖泊沉积物进行AMS-14C测年时，由于受各种确定性因素影响，应谨慎选择AMS-14C作为测年方法。
高台盐湖剖面多代用指标记录（粒度端元、CaCO3、色度）表明，研究区从中全新世开始由干转向湿润再转为干旱，在5.3～1.2 ka气候达到中全新世以来的最湿润期，在晚全新世中期（约1.2 ka）开始转干。陈发虎等[14]对亚洲中部干旱区博斯腾湖记录研究表明，约6.0～1.5 ka期间代用指标A/C值指示的流域湿度增加，盘星藻指示湖泊深度最大，为全新世以来的最湿润时段，并在1.5 ka之后气候明显干旱，与本研究结果相一致（图7），反映了中亚内陆干旱区环境演变的“西风模式”[15]。Yu等[22]通过高台盐湖剖面的全有机质AMS-14C测年和光释光测年对比，发现该湖泊剖面的AMS-14C测年同样出现多次的年龄倒转，可能存在最大11 000±2 000 a的碳库效应，原因主要来自于外源老碳输入和湖泊内源贫无机碳经光合作用转化的有机碳，并强调在西北地区的盐湖使用14C测年应充分考虑“碳库效应”的影响，本论文选择光释光测年建立年代序列可有效避免这一问题。
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图 7 高台盐湖CaCO3含量 （a） 与EM1 （b）、博斯腾湖湿润指数[15]（c）、博斯腾湖孢粉A/C比值[15] （d）、Gun Nuur有机质含量[48] （e）、西风模式 （f）、季风模式[14] （g） 对比Figure 7. Comparison of the carbonate content of Gaotai Lake (a) and EM1 (b) with Holocene moisture records from Bosten Lake (c), Pollen A/C index from Bosten Lake (d), organic matter content in Gun Nuur (e), patterns in westerly Central Asian (f)and monsoonal Asia (g)高台盐湖曲线降水指标EM1和湖泊水位指标CaCO3曲线与博斯腾湖A/C、湿润指示及西风指数曲线阶段性变化的一致性（图7），可能表明在中晚全新世之间区域气候受到相似气候系统的控制，具有明显的“西风模式”特征。因此，高台盐湖中晚全新世气候变化可能受到了西风环流和高纬度大西洋变化的共同驱动。
5. 结论
高台盐湖中晚全新世气候变化可以划分为4个阶段：早中全新世期间（7.1～5.3 ka），沉积物物源主要以河流冲积携带的流域碎屑物质和西风带携带的细颗粒以及对流层湍流扰动的近地源物质为主，为浅湖相或湖滨相沉积环境，气候相对干旱；5.3～1.2 ka期间，沉积物物源主要以地表径流携带的近地源物质经湖水改造沉积为主，流域降水增多，湖泊水位较高，气候暖湿，为中全新世以来的最湿润期；1.2～0.2 ka期间，沉积物物源主要以河流冲积携带的流域碎屑物质为主，为河流相或滨湖相沉积环境，湖泊萎缩，水位降低，气候转为干旱；约0.2 ka以来，湖泊消亡，湖盆广泛接受风沙沉积。
区域古气候记录对比表明，高台盐湖中晚全新世气候变化与中亚干旱区湖泊反映的气候变化具有一致性；高台盐湖中晚全新世湿润期可能受西风环流与高纬度北大西洋共同驱动造成，反映了亚洲内陆干旱区气候环境演变的“西风模式”。
致谢：中国科学院地球环境研究所李祥忠研究员、蓝江湖博士、冯添博士参与了野外采样，吴旭龙研究员、杜金花博士在光释光测试中提供了帮助，谨此感谢！
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图 3 研究区水道−堤岸体系识别及划分示意图（中端西侧）
Figure 3. Identification and division of the channel-levee system in the study area (the western side of the middle end)
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图 4 研究区水道−堤岸体系识别及划分示意图（中端东侧）
Figure 4. Identification and division of the channel-levee system in the study area (the eastern side of the middle end)
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图 7 中新世以来典型水道−堤岸体系地震剖面
Figure 7. Seismic profile of typical channel-levee system since the Miocene
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图 8 不同空间位置水道−堤岸体系几何学特征差异
Figure 8. Geometric characteristics in different spatial positions of the channel-levee system
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图 9 不同时期水道−堤岸体系几何学特征差异
Figure 9. Geometric characteristics in different periods of the channel-levee system development
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图 10 不同时期各个位置统计结果模式图
Figure 10. Statistical models of different positions and different periods
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图 11 中新世水道−堤岸体系平面展布图
Figure 11. The development of the channel-levee system in the Miocene
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图 12 不同时期水道−堤岸体系宽厚比浮动条形图
Figure 12. Floating bar chart in width-depth ratio of different periods channel-levee system
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图 13 中新世以来上印度扇整体水道−堤岸体系沉积演化模式
Figure 13. Sedimentary evolution model of the Upper Indian fan integral channel-levee system since the Miocene
表 1 中新世以来水道−堤岸体系平均宽度、平均厚度、平均宽厚比
Table 1 The average width, thickness, and width-thickness ratio of the channel-levee system since the Miocene
平均宽度/m 平均厚度/m 平均宽厚比 近端 中端 远端 近端 中端 远端 近端 中端 远端 更新世至今 5328 19087 13003 547 738 524 9.9 24.7 26.2 上新世 4564 17608 11734 438 571 559 12.3 33.3 22.0 中新世 10520 19755 14182 629 543 452 16.1 37.8 35.2 
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