鄂尔多斯盆地早白垩世沙漠古风向变化规律及其气候意义

江新胜　潘忠习　付清平

摘要　通过鄂尔多斯盆地早白垩世沙漠风向标志的测量,揭示了古盛行风风向变化规律和古风带样式.发现该沙漠为行星风系控制.早期,副热高压带作短周期的南北向漂变,造成西风与东北信风交替现象；晚期,副热高压带作了长周期的南向漂变,使沙漠处于西风带之中,完全被西风带控制.古风带样式的恢复为青藏高原隆起前东亚大气环流样式提供了直接的环流证据.
关键词　早白垩世沙漠　古风向变化　古风带样式

　　气候的全球变化是当前研究的热点,而大气环流样式是控制气候的重要因素.因此,古大气环流样式的恢复成了全球变化研究的重要部分.古风带是古大气环流的组成部分,也是古大气环流的记录,它的恢复将有助于古大气环流样式的恢复.近年来,东亚大气环流样式引起了科学家的极大重视.如张林源^[1]、刘东生等人^[2]根据青藏高原的存在与否和古地理情况将青藏高原隆起前称为行星风系阶段,而将青藏高原隆起后称古季风和现代季风阶段.董光荣等人^[3]、江新胜等人^[4～6]和Cooke等人^[7],则通过白垩-第三纪沙漠的纬带性分布、干旱气候成因等推断当时东亚存在一个副热高压带,也认为当时为行星风系控制,但未找到环流的直接记录.确实,早第三纪以前,无论是有机界和无机界,即生物古地理和岩相古地理均呈现出强烈的纬带性.这只能说明当时纬带性气候明显.当然,气候是大气环流带对地表作用的结果,根据纬带性气候推断纬带性大气环流带的存在,即行星风系的存在也是合理的.但是,要是能找到行星风系的直接记录就更为理想.盛行风是沙漠的主要地质营力,势必在沙漠中留下深深的烙印.这个烙印在现代沙漠中主要体现在沙丘的运移方向上,在古代沙漠中则主要反映在前积层倾向上,是恢复古风带最直接的地质记录,已广泛被用来恢复古风带、古地理、古气候,甚至用来检验由古地磁方法作出的古纬度^[8].
　　鄂尔多斯盆地早白垩世沙漠位于亚热干旱带北缘^[9～11],是一条自西北往东南横贯中国大陆的红色沙漠带的组成部分^[3,12].我们赞成这种对该沙漠带的成因分析,认为与当时所处的副热高压带有关,即为行星风系控制下的地带性沙漠带.本文旨在通过该盆地早白垩世沙漠古风向测量,恢复古风带样式,为上述结论提供进一步的佐证.
　　鄂尔多斯盆地白垩系主要由早白垩世志丹群组成,自下而上划分为宜君组、洛河组、环 河-华池组、罗汉洞组、泾川组,其中洛河组和罗汉洞组为沙漠沉积主要层位^{[3,5,6,12～15]},因而是本文的研究层位.

1 研究手段和测量结果

1.1 风成床沙级别、寿命和保存概率与盛行风风向的关系
　　风成床沙有3个级别：小型床沙为沙波纹,中型床沙为沙丘,大型床沙为巨型沙丘^[16],其波长分别为0.1～1 m,50～500 m,＞500 m；寿命周期分别为数小时到数天、10～100 a、1～100 ka.沙波纹是由随机短暂的动力事件如起沙风变化造成的；沙丘是由季节性风速、风向或吹过巨型沙丘时风的空间变化造成的；巨型沙丘则是由大规模地形变化和大范围气流变化造成的.其迁移速度区别巨大,沙波纹每小时可达数米,沙丘每年数米,巨型沙丘每年数厘米.可见,最能反映古盛行风风向的应是巨型沙丘,沙丘次之,沙波纹不能反映古盛行风风向.因此,本文将巨型沙丘和沙丘的运移方向作为恢复古风向的依据,而将前积层倾向测量作为恢复古风向的手段.巨型沙丘前积层交错层系顶、底均以超级界面和一级界面为界,因而呈大型平板状交错层系,在地层记录中极易辨认.现代沙漠研究和测量表明,巨型沙丘前积层倾向极为稳定、集中,而沙丘前积层倾向变化较大,个别还会出现反向.但在地质记录中,由于沙丘往往叠置在巨型沙丘之上,在随后的巨型沙丘迁移过程中往往会被侵蚀,不易被保存.研究盆地的沙漠层位绝大多数为巨型沙丘,仅在局部的层段或层系顶部出现少量沙丘沉积(如永宁剖面第34层顶部).因此,研究层位的前积层产状是可以反映古盛行风长期变化的.
1.2 沙丘类型及其与盛行风风向的关系
　　目前沙丘分类方案较多,其中吴正^[17]按沙丘形态和风况间的关系将其分为3大基本类型:(1) 横向沙丘――沙丘形态的走向和起沙风合成风向垂直或成60°～90°交角,包括横向沙丘、新月形沙丘和抛物线沙丘等亚类；(2) 纵向沙丘――沙丘形态的走向和起沙风合成风向相平行或成30°以下的交角；(3) 多向风作用下的沙丘――沙丘形态本身不与起沙风合成风向或任何一种风向垂直或平行,多为星形沙丘.可见横向沙丘对判别古风向意义较大.关于古沙丘类型的判别主要根据沙体的基本形态和层理类型两方面.Mckee^[18]的研究表明,新月形沙丘亚类的交错层系为平板状,前积层倾向展开角小于150°,个别为60°；横向沙丘亚类的交错层系也为平板状,前积层倾向展开角最小,在盛行风向方向有发育良好的最大值；抛物线沙丘亚类倾角极低,前积层倾向展开角达200°；纵向沙丘前积层倾向为双众数,倾向展开角可达180°,交错层内部结构呈“人”字形.从所测制的地表剖面(图1,2)来看,沙丘层系厚度极大,多为平板状,其展开角多数小于60°,呈单众数,仅局部层位倾向展开角较大,呈双众数.如剖面⑤第9层、第18层倾向展开角分别为150°和110°.按上述判别条件,研究剖面多数为横向沙丘亚类,少数为新月形沙丘亚类.据李孝泽等研究^[12],在陕西靖边杨桥畔除发现横向沙丘和新月形沙丘亚类外,尚发现有纵向沙丘和星状沙丘亚类.从全区来看,应以横向沙丘为主.因此,所研究的沙丘类型运移方向大体是可以反映古盛行风向的.Glennie^[19]曾通过极网中交错层产状点的分布特点来判别沙丘类型.本研究也作了尝试,结果和上述分析一致.

图1 鄂尔多斯盆地白垩纪罗汉洞组沙丘前积层倾向综合玫瑰花图
(a) 泾川罗汉洞剖面(N=9), (b) 镇原方山剖面(N=7)

1.3 前积层产状校正与玫瑰花图的制作
　　研究区交错层系厚度极大,界面水平,侧向延伸极远,每个交错层系均代表一个沙丘迁移事件.在数据采集过程中,根据实际情况,尽可能沿走向追索,多测数据,因此造成不同交错层系倾角数据量差别较大.根据Collinson等人^[20],古流向图解方法主要有两种：放射线轮辐图法和圆形直方图法(玫瑰花图).方位区间等级有10°,15°,20°和30°.考虑到所采数据较多,本文采用圆形直方图法,方位区间为15°.由于各层数据量不等,若采取统一尺度,玫瑰花图大小不一,因此将每层出现概率最高的方位数据定为100%,其余方位区间依次比较以确定直方图的长度.
　　构造和古地理研究表明,白垩纪以来中国东部曾作一定角度的顺时针旋回^[21,22],但不同学者所测角度差别较大,程国良所测为0°^[23],方大均等所测为8～20°^[24],马醒华所测为 16°^[25].本文暂取15°作为权衡校正值,所附前积层玫瑰花图均作了15°逆时针旋转,以期最接近原始产状.所测剖面地层倾角平缓,一般均小于5°,不须作赤平投影校正.本文所测剖面10条,其中洛河组8条,罗汉洞组2条,由于篇幅所限,作了必要的优选.由于罗汉洞组交错层倾向单一,仅作综合玫瑰花图(图1),而洛河组交错层倾向变化较大,为了充分反映其变化趋势,将倾向玫瑰花图逐层标出(图2).

图2 鄂尔多斯盆地早白垩世洛河组沙丘前积层倾向玫瑰花柱状图
(均作逆时针旋转1 5 校正)

1.4 剖面情况与风向判别
　　泾川罗汉洞组剖面的沙漠层系沙丘沉积不太发育,而沙席和湿丘间沉积较发育.据不完全统计,沙丘交错层为13层.上部沙丘沉积受水流改造作用较强,可见许多变形构造,湿丘间也非常发育,沙丘层系厚度不大,为小型沙丘.其上与上覆泾川组河湖相沉积过渡,中下部沙丘和沙席极为发育,沙丘层系厚度可达数米,沙席中可见大量沙波纹透镜体,总体看来可能属沙漠边缘过渡环境沉积.镇原方山罗汉洞组剖面大型沙丘交错层系达25层,其间夹有大量湿丘间沉积,泥裂与钙质结核发育,为典型的沙漠中心环境沉积.其交错层均向东倾(图1).关于罗汉洞组风向,齐骅等人^[14]测制了150多个数据,倾向以80°～90°和140°～150°为主,和本文测量结果相似.志丹永宁乡剖面(图2-①)为洛河组命名剖面,总厚约160 m,含44个沙丘交错层系.上与环河-华池组河湖相沉积过渡,下与侏罗纪安定组硅化白云岩假整合接触.该剖面多数为大型平板状交错层系组成,仅在个别层系上部叠加少量楔板状交错层系,为巨型沙丘沉积.从叠加的楔板状交错层系上看,为小型新月型沙丘,从大型平板状交错层系的层理特征上看,为巨型横向沙丘,属复杂型巨型沙丘.该剖面第21层以下,各层交错层倾向变化较大,在以东向和东南向倾向为主的趋势下,第3,4,8,21层交错层倾向西南,个别层位倾向南和北.第22层以上交错层倾向较一致,均为东倾.仅第34层上部,出现了3个小型沙丘叠加,倾向与主倾向相反,且不稳定.剖面②～④与剖面①情况相似,唯上部被剥蚀,与第三系平行不整合接触.由于剖面⑤较接近盆地西南的冲积环境,下部与宜君组扇端砾岩接触,顶部与环河-华池组河湖相沉积过渡.湿丘间较发育,其中第12,14,24层为湿丘间泥质粉沙岩沉积,见有水平层理,小型水流波纹层理,虫孔、泥裂也可见及.第15层以下,交错层理倾向具有前述的两种趋势,第16层以上方向较统一,多向东倾.经判别,本剖面含较多的新月型沙丘,如第8层、第9层、第18层和第25层.从整个盆地洛河组厚度变化趋势看,似有与宜君组砾岩互为消长的关系.西南部宜君组厚度最大,粒径最粗,向东北方向粒径变细,厚度变小而洛河组厚度增大.从洛河组沉积相组成上看,西南部含湿丘间、旱谷沉积较多(如彬县),向东北旱谷和湿丘间消失.据此估计沙漠中心位于盆地东北部,西南为沙漠边缘过渡环境.
　　在判别风向之前应先说明的是：(1) 沙丘的延伸线并非直线,沙丘的前积层均为曲面,因此不同部位的测量数据有一定的差别；(2) 不同类型和级别的沙丘前积层的曲度和凹凸形态不同,因此所测矢量发散角不同；(3) 风向与横向沙丘运移方向有时可有小角度斜交；(4) 一些小型沙丘所反映的风向并不可靠；(5) 由于受科氏力影响程度不同或局部地形影响,风向矢量本身也有一定的发散范围.故本文将北向与东南向矢量归为东向矢量组,而将南南东向与西向矢量归为西南向矢量组.从图1和2可见,洛河组上部和罗汉洞组的前积层倾向均落入东向矢量组,说明该期沙丘均向东运移,西风盛行；而洛河组下部的前积层倾向时而落入西南向矢量组,时而落入东向矢量组,说明该期沙丘时而向西南运移,时而向东运移,西风和东北风交替盛行,尤以西风为盛.

2 古风带恢复

　　研究表明,鄂尔多斯盆地早白垩世处于北半球中低纬度(31.2°N)^[25],正好横跨当时的副热高压带^{[5～7,9～11]}.当时东亚地区地形起伏不大,对环流格局影响不大^[1～3],前述风向变化趋势正好和地表风带理想模式(图3)吻合.根据模式分析,可以认为向东的矢量组为西风带产物,向西南的矢量组为东北信风带产物.进一步分析可见,该沙漠早期为西风/东北信风交替期,晚期为西风期,当时的风系应为行星风系.笔者在四川盆地晚白垩世风向研究中也得到了相同的结论^[26,27],只时代晚于鄂尔多斯盆地,说明副热高压带和西风带曾向南移动.从图2中5个剖面变化趋势看,总体风向是向东和东南的,这和该区现代沙丘运移趋势^[17]是吻合的,只是现代沙丘纬度更为偏北,这和青藏高原作用有关.另外,这种吻合不排除当时存在海陆温差对行星风系的影响,存在古季风环流的可能.

图3 地表风带分布样式(北半球)(据文献[28])

3 风向变化的成因解释

　　气候学研究^[28]表明,一个地区的风带变换取决于大气环流带运移,而大气环流带的运移则取决于地表极地-赤道温度梯度的变化.具体地说,副热高压带会随极-赤温度梯度的改变而发生南北运移,从而发生信风和西风带的南北运移.这种运移可以是季节性的年变化,也可以是长周期气候波动的多年变化.从前述沙丘的寿命周期看,本区沙漠记录反映的应是长周期的多年变化.通过前述风向变化趋势分析,在早白垩世沙漠沉积早期,副热高压带忽南、忽北,致使副热高压带南北两侧的东北信风带和西风带忽进忽退,造成了西风和东北信风交替的现象；而沙漠沉积晚期,副热高压带向南运移,西风带长驻于沙漠上空,造成了以西风为主的现象.Bigarella^[8]对撒哈拉大沙漠更新世以来风带变迁的现象就是这样解释的.另外,董光荣认为科尔沁沙地早中更新世以来沙漠化正逆过程波动和生物气候带南北水平移动与以温度升降为标志的全球冰期、间冰期气候波动吻合^[29],也是上述风带运移的有力旁证.
　　造成上述副热高压带和风带运移不外乎有两种可能,即大气环流带的相对漂变和绝对漂变^[5,6].相对漂变就是地块漂移而大气环流带静止.古地磁结果认为,当时为构造相对静止期,华北地块没有大幅度的南北向运移,但有一定角度的顺时针旋转.江新胜等人^[5,6]在分析中国中东部沙漠由北及南发生的穿时现象时,认为当时存在着这种相对漂变的现象.可能是由于盆地先作南北往返移运,然后由于总体的顺时针旋转而使副热高压带相对地向南运动.这不仅在古地磁^[21～25],而且在植物区系、沉积矿物和相分布带迁移上有所反映^[30].绝对漂变就是地块静止而大气环流带漂移.可能是由地球气温波动,地表温度梯度改变所造成的副热高压带南北振荡.从现代副热高压带的季节性漂变看似乎完全可能,但尚未找到有关的证据.估计晚期可能有个降温事件,就像北非撒哈拉大沙漠更新世南迁事件一样,使副热高压带彻底南移.但这和以往对白垩纪气候是“温暖均一”、地表温度梯度不大的看法相矛盾.已有人对此提出怀疑^[5,6],甚至找到了白垩纪气候冷热变化的证据^[31].

4 气候意义

　　众所周知,青藏高原的存在对东亚大气环流样式起着至关重要的控制作用.其特殊的热力作用、阻挡作用和分流作用,导致了东亚季风系统的建立^[28].过去关于青藏高原隆起前的风带或大气环流样式的认识,仅停留在模拟推断阶段,尚未有实测数据报道.前述风带的恢复更进一步证实了东亚行星风系的存在.

致谢 野外工作承西安地质矿产研究所齐骅老师帮助,室内研究过程中受到导师刘宝?院士、潘桂棠所长和陈智梁研究员的关心和指导,在此一并致谢.

江新胜(成都地质矿产研究所,成都　610082)
潘忠习(成都地质矿产研究所,成都　610082)
付清平(成都地质矿产研究所,成都　610082)

参考文献