東營凹陷中晚始新世古氣候演化特征及其意義
——以Hk1 井為例

王健，彭捷，操應長，劉可禹，3，宋明水，劉惠民

1.中國石油大學（華東）深層油氣重點實驗室，山東青島 266580

2.海洋礦產資源評價與探測技術國家功能實驗室，山東青島 266071

3.CSIRO Energy，26 Dick Perry Drive，Kensington，WA 6151，Australia

4.中國石油化工股份有限公司勝利油田分公司地質科學研究院，山東東營 257015

0 引言

古新世—早始新世氣候是新生代以來最溫暖的時期[1-2]，始新世中晚期是全球氣候條件從溫室向初始冰室過渡的重要時期（約49～33 Ma）。在此期間古氣候長期呈降溫趨勢，最終導致在漸新世轉變為冰室氣候條件[3]，伴隨著這種長期降溫趨勢的是一系列突然而短暫的降溫和變暖事件，這使得全球始新世氣候變化復雜，被稱為“Doubthouse”[4-6]。在亞洲地區，由于全球氣候變冷、青藏高原的隆升和塔里木盆地海退等原因，始新世的氣候變化更為復雜，中國新生代地層中含有大量的孢粉化石和地層學資料，是了解新生代東亞地區古氣候格局和演化趨勢的重要區域[2,5,7-11]。

受行星風系控制，始新世早期中國被分為三個氣候帶（圖1a）[10]，即中部以廣泛發育的蒸發巖和紅層沉積為標志的（半）干旱帶和南北兩側以煤、油頁巖和森林花粉組合為標志的濕潤氣候帶[10,12-13]。中部干旱帶的鹽湖和紅層沉積不僅記錄著沉積環境變化的信息，更是古氣候演化的重要載體[14-17]。研究表明，晚漸新世（24 Ma）時，行星風系控制的緯度分帶古氣候格局已經轉變為與現今極為相似的季風氣候格局[10,18]。越來越多的證據顯示，在始新世時期古氣候格局已發生明顯改變[1,12,19-20]，以往針對中部干旱帶始新世古氣候演化的研究主要集中在中國西部的西寧盆地、柴達木盆地等[3,21-22]，缺少中國東部廣泛分布的沉積地層的證據，使得行星風系控制的氣候分帶格局被打破的時間，以及其后的氣候演化特征仍存在非常大的爭議[1,9-10,12-13,20,23]。中國東部的東營凹陷位于中部干旱帶的東部邊緣（圖1a），中晚始新世時期發育有一套連續的紅層—膏鹽層—湖相泥巖沉積序列（圖1c）[11]，對古氣候變化非常敏感，既受盛行西風的影響，又能及時記錄季風氣候格局的出現，是研究該時期古氣候演化的重點區域。

文章通過對東營凹陷Hk1井沙三下亞段（Es3x）—孔一上亞段（Ek1s）進行天文旋回分析建立了東營凹陷Es3x-Ek1s的天文地層格架，對東營凹陷沙四段沉積時期進行了限定；同時分析了東營凹陷沙四段沉積學、地球化學[如：Na/Al 比值、化學變化指數（CIW’）]特征，并與中國西部同時期古氣候演化特征進行對比，探討中晚始新世中國古氣候演化特征及其意義。

圖1 東營凹陷構造位置及沙四下亞段膏鹽巖平面分布圖（a）始新世中國干旱帶分布[10]；（b）渤海灣盆地構造背景；（c）東營凹陷沙四下亞段膏鹽巖厚度分布圖[11]Fig.1 Tectonic setting and distribution of gypsum-salt rocks of the Es4x in the Dongying Depression(a) distribution of arid zones of Middle Eocene in China[10]; (b) tectonic setting of the Bohai Bay Basin; (c) distribution of gypsum-salt rocks of the Es4x in the Dongying Depression[11]

1 區域地質概況

渤海灣盆地是我國東部重要的陸相含油氣盆地，位于中部干旱帶和北部濕潤帶交界處，面積約2×105km2（圖1a）[10]，其在中生代發育為弧后盆地，新生代轉變為克拉通內裂陷盆地。渤海灣盆地的構造演化主要可分為裂陷期（65.0～24.6 Ma）和坳陷期（24.6 Ma 至今）兩個階段[24-26]。東營凹陷位于渤海灣盆地東南部（圖1b），是濟陽坳陷的一個次級構造單元。

東營凹陷新生代沉積厚度可超過5 000 m，由古近系孔店組（Ek）、沙河街組（Es）、東營組（Ed）、新近系館陶組（Ng）、明化鎮組（Nm）和第四紀平原組（Qp）組成，沙河街組自下而上又可分為沙四段（Es4），沙三段（Es3），沙二段（Es2）和沙一段（Es1）（圖2）。

圖2 東營凹陷Hk1 井沙三下亞段—沙四段沉積相及地層柱狀圖Fig.2 Sedimentary facies and stratigraphic column of well Hk1 of the Es3x-Es4, Dongying Depression

東營凹陷沙四段沉積時期內研究區氣候整體干旱炎熱[11,17,27-28]，是鹽湖主要發育時期，各巖層單層厚度較小，主要為高鹽度水體干旱條件下形成的蒸發巖、碳酸鹽巖以及由季節性洪水帶來的陸源碎屑沉積物互層[11,28]。Hk1井位于膏鹽沉積中心，沉積有巨厚的紅層碎屑沉積和膏鹽巖（圖1c）[11]。沙四下亞段（Es4x）沉積物顏色以紫色、紫紅色等氧化色為主，巖性主要為泥巖、粉砂巖以及含膏泥巖，上部膏巖和鹽巖含量增加，開始出現厚層蒸發巖。沙四上亞段（Es4s）以灰色，深灰色等還原色為主，沙四上亞段下部以膏鹽巖為主，上部膏巖消失，以（半）深湖相泥質為主（圖2）。

2 數據與方法

本次研究選取了Hk1井沙四段96個非等間隔砂泥巖樣品，在實驗室去除風化表面后將新鮮樣品切下密封保存，并在中石化勝利油田地質科學研究院采用電感耦合等離子體發射光譜儀（ICP-AES）對這些砂泥巖樣品進行無機地球化學元素測定。在進行測定之前先將保存好的樣品冷凍干燥，并用研缽進行研磨，研磨后在90 ℃溫度下在鐵氟龍容器中利用10 mL HClO4（60%）、HNO3（65%）、H2O的6.5∶2.5∶1混合物和10 mL HF（40%）對得到的粉末狀樣品進行溶解，隨后將所得溶液通過190 ℃沙浴蒸發至干燥后將殘留物溶解在50 mL 1-M HCl 中進行分析測試[29]。樣品測試溫度為22 ℃，濕度為60%，測試誤差小于5%。

3 東營凹陷中晚始新世天文地層年齡

3.1 米氏旋回古氣候替代指標

自然伽馬測井（GR）能夠反映細粒沉積物中的物質組成含量變化，且垂向連續性好，因此常選用自然伽馬測井數據作為古氣候替代性指標來反映古環境和古氣候的變化[30-33]。Hk1井鉆深超過5 000余米，自然伽馬測井連續性好，研究選取了HK1 井沙三下亞段—孔一上亞段（2 929～5 140 m）共計8 845 個自然伽馬測井數據點進行分析計算。GR 曲線作為古氣候替代性指標常包含有各種因素所引起的環境噪音，為了得到更好的分析結果，本次研究主要對所選取的自然伽馬測井數據進行了去均值化和去趨勢化預處理[34-36]。

3.2 理論軌道周期

根據現有研究，主要的天文軌道周期有（長、短）偏心率、斜率以及歲差三種，比率大致為20∶5∶2∶1[37-38]。但是由于地球與其他星球的相互作用以及地球自轉等因素的影響，各天文軌道周期都處在一個動態變化中[39-40]，為了得到更準確的天文軌道周期，需要計算各地質歷史時期內的天文軌道周期。

東營凹陷沙三中亞段和沙三下亞段界線的古地磁年齡為38.975 Ma[41]，因此通過La2004 計算方案計算了-50～30 Ma間的偏心率、斜率及歲差軌道參數[39]（圖3c，數據來源http://vo.imcce.fr/insola/earth/online/earth/earth.html），并通過Redfit 軟件對所獲得軌道參數進行頻譜分析，提取置信度超過95%的頻率，共得到了7 個相應的理論周期（圖3a），同時使用Past 軟件進行連續小波變換（圖3b），得出的小波波譜圖中的平行帶所對應的軌道周期與進行譜分析得到的周期有著很好的對應[35,39,42]。由此表明在-50～30 Ma 間的主要軌道周期有：405 ka（E3），125 ka（E2），95.2 ka（E1），39.5 ka（O1），23.2 ka（P3），21.9 ka（P2）和18.6 ka（P1），其比值關系為21.774∶6.720∶5.118∶2.124∶1.247∶1.177∶1。

3.3 Hk1井天文旋回分析

Hk1 井沙三下亞段—孔一上亞段自然測井數據頻譜分析結果顯示研究區置信度超過95%的厚度周期主要有21.540 m，6.401 m，5.858 m，5.410 m（圖4a）。此外，分析發現結果中超過80%置信度區間的峰值還存在110.56 m 的厚度周期（圖4a），且在連續小波變換圖譜中也有明顯反映（圖4b），由此判定東營凹陷Es3x－Ek1s地層主要厚度周期有110.56 m，21.540 m，6.401 m，5.858 m，5.410 m。為確定地層中所觀察到的旋回是否受天文軌道周期影響，最常用的方法就是比對觀察到的旋回與該時期理論軌道旋回的相對比率[37]。研究區地層的主要周期比值為20.436∶3.982∶1.627∶1.083∶1，與該時期的米蘭科維奇理論軌道周期405 ka∶95.2 ka∶39.5 ka∶23.2 ka∶21.9 ka（E3∶E1∶O1∶P3∶P2）吻合較好，可知東營凹陷沙三下亞段—孔一上亞段沉積受米蘭科維奇旋回的控制[37]。長偏心率、短偏心率、斜率和歲差分別控制了110.560 m，21.540 m，6.401 m 和5.858 m（5.410 m）厚度周期的旋回。

隨后采用高斯帶通濾波器在GR 曲線上分別對長偏心率（110.560 m），短偏心率（21.540 m），斜率（8.801 m）和歲差（5.858 m）進行濾波，構建沙三下亞段—孔一上亞段米氏旋回地層格架，并以沙三下亞段頂的古地磁年齡（38.975 Ma）為時間邊界建立具有相對時間概念的浮動天文年代標尺（圖5）[41]。由此知東營凹陷沙三下亞段—孔一上亞段記錄有21 個E3長偏心率旋回（圖5），持續時間約為8.505 Ma。

圖3 東營凹陷古近紀理論軌道周期（a）頻譜分析；（b）連續小波變換色譜圖；（c）地球軌道參數曲線，EOP為該時期偏心率、斜率和歲差軌道參數之和Fig.3 Theoretical orbital cycle of the Paleogene in the Dongying Depression(a)spectrum analysis;(b)continuous wavelet transform chromatogram;(c)curve of earth orbit parameter(EOP=sum of eccentricity,obliquity and precession orbit parameters)

圖4 東營凹陷Hk1 井沙三下亞段—孔一上亞段GR 信號頻譜分析和小波變換分析（a）頻譜分析；（b）連續小波變換色譜圖Fig.4 Spectrum analysis and wavelet transform diagram of GR of well Hk1, Es3x-Ek1s, Dongying Depression:(a)spectrum analysis of GR;(b)continuous wavelet transform chromatogram of GR

4 中晚始新世古氣候演化特征

4.1 東營凹陷沙四段沉積序列及水文氣候特征

在沉積學上，陸相湖盆沉積是古氣候演化的良好載體，其中最常用的指標有泥巖顏色和巖性[2,11]。本文根據Hk1井的巖性和泥巖顏色使用Wanget al.[2]的方法劃分了研究區的沉積相，并以此為基礎分析了研究區水文旋回和古氣候特征（圖2）。

Hk1井沙四下亞段下部巖性以紅色、紫紅色泥巖和砂巖互層為主，表明此時沉積環境為干旱條件下的濱湖沉積，至沙四下亞段上部開始出現以厚層膏鹽巖為代表的鹽湖相沉積。沙四上亞段下部，研究區地層表現為厚層膏鹽巖和灰色泥巖互層，反映該段沉積環境在（半）深湖和鹽湖之間迅速變化，整體以鹽湖沉積為主，氣候干濕變化頻繁且劇烈；沙四上亞段上部，湖盆水體進一步加深，沉積相轉為（半）深湖相，氣候濕潤（圖2）。

圖5 東營凹陷Hk1 井沙三下亞段—孔一上亞段米氏旋回識別與劃分38.975*為東營凹陷沙三下亞段和沙三中亞段的古地磁界線[41]Fig.5 Identification and division of Milankovitch cycles, well Hk1, Es3x-Ek1s, Dongying Depression38.975*is the paleomagnetic boundary between Es3z and Es3x in the Dongying Depression[41]

4.2 中晚始新世地球化學及古氣候演化特征

除沉積學特征外，地球化學指標也常用于古氣候研究。氣候溫暖潮濕時，化學風化作用加強，Sr含量和Na/Al 比值低，Ca/Mg 比值高[3,27,43-44]，但在氣候非常炎熱的條件下，Ca/Mg比值的高值反而指示干旱氣候[45]。因此，將Na/Al，Ca/Mg 比值、Sr 含量和化學變化指數（CIW’）（研究區樣品鈣質含量相對較高，本研究使用改良過的化學變化指數{CIW’=[Al2O3/（Al2O3+Na2O）]×100}來替代化學蝕變指數（CIA）和化學風化指數（CIW）[3]）作為古氣候指標。Na 元素含量和Sr/Ba比值可以用以分析水體古鹽度，較高的Na含量和Sr/Ba 值指示較高的古鹽度[46-47]。Al 和K 含量則可用于陸源供應分析，較高的Al，K含量表示較多的陸源輸入[11,47]。

研究表明，古湖盆鹽度、陸源輸入等受古氣候的控制。研究區內Ca/Mg 比值與Al 含量負相關（圖6a），CIW’與Sr/Ba比值成負相關（圖6c），表明氣候對湖盆陸源輸入和古鹽度有較顯著的影響，隨著氣候變暖變濕，陸源輸入增加，古鹽度降低。湖泊古鹽度和陸源輸入進一步控制湖盆沉積，Ca元素和Al元素含量的負相關關系表明陸源輸入高時湖盆鈣質含量低，主要沉積陸源碎屑（圖6b），Ca 元素含量和Sr/Ba比值則說明湖泊古鹽度高時湖盆主要發育膏鹽巖和碳酸鹽沉積（圖6d）。

東亞凹陷沙四段無機地球化學元素及其比值垂向分布如圖7 所示，Ca、Al 元素含量高，Mg，Sr，Ba和Na 元素含量低。Ca 元素含量變化大，從1.51%～24.51%（平均值6.87%），Al 元素含量在1.19%～10.97% 之間（平 均 值6.59%），Fe 元 素 含 量 在1.00%～10.13%之間（平均值3.78%），其它元素含量變化不大。根據巖性、元素含量及元素比值的垂向變化情況可將沙四段古氣候演化分為五個階段（圖7）。

圖6 東營凹陷Hk1 井沙四段地球化學元素相關關系圖Fig.6 Correlations between different geochemical parameters from well Hk1, Es4, Dongying Depression

第1階段（4 705～4 287 m），Na/Al（平均值為0.28），Ca/Mg（平均值為2.14），Sr（平均值為478.21 μg/g），Sr/Ba（平均值為0.31）值較低，整體呈增加趨勢；Al（平均值為7.55%），CIW’（平均值為79）值較高，整體呈下降趨勢，反映在研究區第一階段化學風化程度較高，但隨著時間的演化，古氣候整體向著相對寒冷干旱的方向演化，陸源輸入減少，水體古鹽度逐漸增加。

第2階段（4 287～4 023 m）陸源輸入減少，砂巖和粉砂巖含量減少，以紅色泥巖層和含泥膏鹽為主，上部出現厚層膏鹽巖。Na/Al（平均值為0.45），Ca/Mg（平均值為2.53），Sr（平均值為931.98 μg/g），Al（平均值7.20%），CIW’（平均值為69）值的延續了第一階段的變化趨勢，但在第二階段底部Al含量和CIW’值存在短期上升過程，表明該階段古氣候在初期略有回暖，并在之后繼續朝著相對干冷的方向演化。

第3階段（4 023～3 755 m）巖性以紅色泥巖為主，夾薄層砂巖和膏鹽巖。該階段Na/Al（平均值為0.44），Sr/Ba（平均值為2.03），Sr（平均值為953.84 μg/g）值在早期急劇降低，并在后期逐漸回升；Al（平均值7.04%），CIW’（平均值為71）等值早期則迅速增加，出現一段極大值區域，而后開始逐漸降低，指示該階段早期古氣候經歷了一個短暫而劇烈的變暖過程并在后期持續降溫。

第4 階段（3 755～3 418 m）底界為Es4x和Es4s的邊界，紅色泥巖層消失，主要沉積厚層膏鹽巖和灰色泥巖互層，沉積環境由氧化環境變為還原環境。Na/Al（平均值為0.72），Sr/Ba（平均值為4.68）雖然較第3階段高，但整體呈減少趨勢；而Al（平均值3.78%），CIW’（平均值60）值則呈增加趨勢，指示第4 階段沉積時期研究區化學風化作用逐漸增強，古氣候開始逐漸向濕潤方向演化。

第5 階段（3 418～3 239 m）沉積時期，膏鹽巖消失，主要發育灰色泥巖和鈣質泥巖互層。Na/Al（平均值為0.19），Sr/Ba（平均值為0.93）等值較上一階段低許多；與Na/Al，Sr等相反，CIW’（平均值為84）值等在這一階段達到最大，并保持相對穩定的狀態，表明該階段古氣候在經歷第4階段的加濕過程后變得較為濕潤。此外，此階段Ca/Mg比值的增大也反映了此時氣候相對濕潤，鈉鹽、鉀鹽等易溶性鹽類不參與沉淀[46]。

圖7 東營凹陷Hk1 井沙四段地球化學元素含量、比值及化學風化指數CIW’變化特征Fig.7 Variation characteristics of geochemical elements and their ratios and CIW’of well Hk1 of the Es4 in the Dongying Depression

5 古氣候演化差異的指示意義

5.1 古氣候格局的轉變

關于中國始新世氣候情況，前人研究認為，中國中部存在一個近東西向分布的廣泛的（半）干旱帶（圖1），以發育紅層和蒸發巖為特征[10,12-13,18]。然而，通過對東營凹陷Hk1井沙四段巖性和地化數據的綜合分析發現東營凹陷在沙四上亞段沉積時期（中晚始新世）紅層和蒸發巖逐漸消失，古氣候由干旱轉變為濕潤，這顯然表明在中晚始新世中國中部干旱帶已經開始發生變化，這可能指示著行星風系控制的緯度分帶古氣候格局開始被打破。

為了更加深入的了解始新世東亞地區古氣候格局的演化，將研究區沙四段巖性、CIW’指數和相對湖平面變化曲線（圖8a～c）與同時期中國西部的西寧盆地（圖8d，e）[3]、柴達木盆地的古氣候演化指標（圖8f）[21]以及深海δ18O記錄（圖8g）[48-49]進行比較分析。

結果表明，在第1～3 階段，研究區古氣候與中國西部西寧盆地和柴達木盆地的古氣候整體都較為干旱[3,21]，且演化具有一致性（圖8）。第1～2 階段，古氣候整體干旱炎熱，但隨時間的推移，古氣候緩慢的向著相對干旱寒冷的方向演化。第3 階段沉積時期東營凹陷經歷了一個短暫而劇烈的變暖過程，對比發現西寧盆地和柴達木盆地也存在化學風化作用急劇增強的情況（圖8e，f）[3,21]，深海δ18O 記錄（圖8g）[48-49]出現突變，表明該階段全球古氣候經歷了一個短暫的急劇變暖事件，這一短暫的極熱事件被認為是中始新世氣候適宜期（MECO）[3,6,20,48-50]。雖然國際上常將MECO 出現年限大致定于42 Ma 附近[3,6,20,48-50]，而在研究區這一短暫而劇烈的變暖事件發生于43～42 Ma前附近，但由于在之前的研究中進行天文旋回分析時未考慮不同巖性的沉積速率問題，沙四下亞段實際沉積年齡應早于經過天文旋回標定的年齡，因此研究認為東營凹陷第三階段沉積時期對應于MECO 這一全球極熱事件。隨后，古氣候則再度朝著相對干旱寒冷的方向演化（圖8）。

第4～5 階段研究區古氣候演化與中國西部古氣候變化趨勢出現明顯差異。第4階段沉積時期，東營凹陷紅層消失，沉積環境由濱湖和鹽湖沉積轉為（半）深湖和鹽湖沉積，氣候波動性變化劇烈且頻繁，化學風化強度逐漸增大，而化學風化強度的增大往往反映古氣候的升溫和加濕，但在中晚始新世全球古溫度持續降低[48-49]，這表明該階段東營凹陷古氣候逐漸變得濕潤（圖8a～c）。第5階段，東營凹陷膏鹽巖基本消失，以（半）深湖發育的灰色泥巖和鈣質泥巖沉積為主，CIW’值較大且保持相對穩定（圖8a～c），全球古溫度繼續下降[48-49]，指示研究區古氣候已經變得比較濕潤。而在MECO 之后西寧盆地巖性雖然整體還是以紅色泥巖和膏鹽巖互層為主，但膏鹽巖含量顯著增加，化學風化強度也呈長期降低趨勢，反映在西寧盆地古氣候自MECO 后表現為長期干旱化的趨勢，并持續到了34 Ma前（圖8d，e）[3]；柴達木盆地古氣候演化與西寧盆地具有一致性，在中晚始新世同樣呈現長期干旱化趨勢（圖8f）[21]。由此可知在第4階段中國東西部古氣候演化趨勢便已經出現差異，在此期間中國東部古氣候不斷加濕，而西部持續干旱化，中國東西部氣候差異性進一步擴大。

綜上，第1～3階段中國東部和西部古氣候整體處于（半）干旱情況，且隨著時間的變化古氣候朝著更加干旱的方向發展，這說明此時中國古氣候還是呈緯度分帶格局。至第4階段，東部的東營凹陷古氣候開始朝著濕潤的方向演化并在第5 階段變得較為濕潤，而西部的西寧盆地和柴達木盆地則是朝更加干旱的方向變化[3,21]，指示在第4 階段沉積時期古氣候的緯度分帶格局已經開始逐漸被打破，直至第5階段時期整體轉變為“東濕西干”氣候格局。

5.2 對東亞季風作用的指示

目前關于東亞季風的形成時期還存在著較大爭議[10,12,23,51]。根據黃土高原風塵沉積的發育年代，部分學者認為東亞季風在晚漸新世—早中新世期間開始主導東亞氣候[10,18]；但隨著研究的不斷深入，越來越多的學者認為早在始新世東亞季風就已經起源[12,22-23,51]，其中代表東亞季風出現的一個重要特征就是中國古氣候分布格局的重組[10,13]。

研究通過對比西寧盆地CIW’和深海δ18O 記錄，認為在第4 階段沉積時期中國古氣候已經不完全表現為“兩濕夾一干”的緯度分帶格局（圖1a），開始轉變為“東濕西干”特征。這種氣候格局的轉變主要受到青藏高原隆升和塔里木盆地海退的影響，同時指示著東亞季風的出現[4,7-10,19,52]。

前人研究表明，在印支—亞洲古陸發生碰撞后，喜馬拉雅西北部存在一個快速而短暫的初始造山期，導致在55～40 Ma 之前青藏高原就已經形成了顯著的高地形[22,53-54]，阻擋了來自西南側的濕氣向中國輸送。自50 Ma前起古氣溫不斷降低[55]，全球海平面呈長期下降趨勢[56]，塔里木盆地在41 Ma前附近開始也開始了第四次大規模海退[52,57]，導致來自西部經盛行西風運輸的濕氣含量進一步減少，使得自中始新世以來中國古氣候逐漸變得更為干旱（圖9a）。但伴隨著青藏高原的隆升和塔里木海的海退，亞洲內陸和周緣大洋的熱對比逐漸增大，促進了東亞季風的盛行[6,8-9]；在夏季時，攜帶大量濕氣的東亞夏季風自東部太平洋輸入，給中國東部帶來了大量水汽，使得東部的東營凹陷古氣候變得逐漸變得濕潤；而來自南側印度洋和南太平洋的由南亞季風攜帶的濕氣則被已經具有相當高度的青藏高原所阻擋（圖9b）。同時，自50 Ma 以來，太平洋沃克環流西部強度逐漸增強，將更多的濕氣自太平洋輸送至中國東部。最終導致了在中晚始新世中國古氣候從受盛行西風控制的緯度分帶格局轉變為了與現代季風類似的東部濕潤西部干旱的氣候格局。這種古氣候格局的轉變往往指示東亞季風的出現[10,12-13,23]。因此，研究認為在中晚始新世東亞季風已經開始形成，這與前人的模擬結果一致[19,58]。

綜上所述，研究認為在第4階段沉積時期東亞夏季風已經開始影響中國東部地區，并在第5階段成為東亞地區古氣候的主導因素。

圖8 東營凹陷中晚始新世氣候演化綜合分析圖（a）Hk1 井巖性；（b）東營凹陷沙四段化學風化指數；（c）東營凹陷相對湖平面變化；（d）西寧盆地西吉溝剖面和塔山剖面巖性[3]；（e）西寧盆地化學風化指數[3]；（f）柴達木盆地化學風化指數[20]；（g）中晚始新世深海δ18O記錄[48-49]；黃色區域為中始新世氣候最優期Fig.8 Comprehensive analysis of mid-late Eocene paleoclimate evolution in the Dongying Depression.(a)Lithology of well Hk1;(b)Chemical Index of Weathering of the Es4 in the Dongying Depression;(c)Relative lake levels in the Dongying Depression;(d)Lithology of Eocene sediments from the Xijigou section and Tashan section,Xining Basin [3];(e)Chemical Index of Weathering of the Xining Basin [3];(f)Chemical Index of Weathering of the Qaidam Basin [20];(g)Variation of marine δ18O records of the Mid-late Eocene [48-49].(Yellow area indicates MECO)

6 結論

（1）根據巖性、Na/Al 比值和CIW’等古氣候指標，系統分析了東營凹陷沙四段的氣候演化特征，并將其劃分為五個階段。

（2）使用天文旋回對東營凹陷沙四段沉積時期做出限定后，在東營凹陷氣候演化的基礎上對比分析了同時期中國西部西寧盆地和柴達木盆地以及全球中晚始新世氣候演化特征。在第1～3階段，東營凹陷古氣候變化與中國西部西寧盆地和柴達木盆地的古氣候變化基本一致，經歷了一個長期的干冷化過程并伴隨著一次短暫而急劇的變暖事件（MECO）；第4～5 階段，與中國西部古氣候的持續干冷化不同，中國東部東營凹陷逐漸變得相對濕潤。

（3）受青藏高原隆升和塔里木海退等因素的控制，第4 階段沉積時期，中國緯向分帶古氣候格局開始被打破，至第5 階段時期，古氣候整體轉變為東濕西干的氣候格局，東亞季風開始盛行并成為中國東部地區氣候的主導因素。

圖9 中晚始新世中國東西部水汽主要來源示意圖（始新世古地理據文獻[21]）(a)中始新世中國東西部水汽主要來源示意圖；（b）晚始新世中國東西部水汽主要來源示意圖Fig.9 Main sources of water vapor, mid-late Eocene in China (Eocene paleogeography after reference [21])(a)Main sources of water vapor,middle Eocene in China；(b)Main sources of water vapor,Late Eocene in China

致謝 衷心感謝在論文評審和修改過程中編委及審稿專家提出的寶貴意見和建議。