天山是中亚的重要山系，跨越中国、哈萨克斯坦、吉尔吉斯斯坦、塔吉克斯坦，地质构造复杂，矿产资源丰富，长期以来备受中外地质学家关注.在中国境内，天山横亘新疆全境，经济地理位置十分重要，因此研究和认识天山山体演化过程，不仅在地质学、地貌学、自然地理学上具有很大的价值，而且对于利用和保护天山自然环境和自然资源，也有重要的意义.

研究表明，天山山脉的形成过程经历了漫长的地质历史时期：古生代时期，天山地区由海域沉积及其褶皱隆起成为古天山，隆起的古天山历经中生代、早第三纪长时期的剥蚀与夷平准平原化.进入新生代后，古生代老褶皱带发生断块隆升而再度隆起^[1~3].研究者普遍认为，现代的天山造山带是在古生代造山基础上，在新生代由于印度-欧亚板块陆-陆碰撞的远程效应而经受到强烈的陆内挤压隆升与褶皱断裂作用的改造而形成的^[4~8].天山大幅度区域抬升和现代地貌景观格局，是新生代以来的新构造运动造就的.对于天山隆升-剥露过程的研究，前人研究成果初步揭示出天山山脉存在多阶段、多期次的隆升-剥露特征，研究方法主要是根据和山脉隆升密切相关的沉积地层以及不整合面的发育情况来推断山脉的隆升历史：Allen等^[9]以及Windley等^[10]指出东天山地区渐新世磨拉石与下伏地层的不整合面代表了天山隆升的起始时间；Yin等^[11]根据库车地区沉积相的变化规律推断天山快速隆起的年代是21~24 Ma左右；邓起东等^[12]根据新生代沉积物的特点推断，早中新世可能是天山隆起的初始时间；王永等^[13]根据天山两侧前陆盆地晚新生代沉积地层特征和孢粉组合来反映天山的强烈隆升；Sun等^[14]根据对磨拉石建造的磁性地层学研究，指出天山隆升起始于7 Ma左右.利用裂变径迹测年结果来推测天山山脉隆升过程的研究也有很多，研究区域主要集中在东天山^[15~21]、中南天山^[22~24]、北天山^[25]等地区.对于西天山地区，杨庚等^[26]报道了西南天山109~134 Ma的隆升数据；Hendrix等^[27]测得玛纳斯地区晚渐新世到早中新世的去顶作用，即天山隆起遭受剥蚀的年龄为24 Ma；根据对西北天山和伊犁盆地地区样品的裂变径迹测试，也有学者提出天山在中新生代发生了3期次的快速冷却作用，最近的一次为24 Ma以来^[28~30]；Sobel等^{[31, 32]}根据磷灰石裂变径迹年龄资料，认为喀什附近的推覆构造活动和天山的隆升发生在13~25 Ma之间.

西南天山是我国境内天山造山带中隆升幅度最大的地区，尤其是近年来在西南天山发现了超高压变质岩石^[33]，引起了人们的关注.但对于西南天山的隆升，尤其是新生代以来的隆升过程，至今存有较大争议.在前人裂变径迹研究中，采集的样品多为基岩样品，所用方法均为温度-时间反演模拟方法研究热史，容易受采样局限，某些含有重要热事件信息的岩石可能因为尚未抬升至地表或已被侵蚀掉而无法获得.因此，本文选取西南天山作为研究区域，并尝试利用具有统计特征的河床砂岩屑磷灰石裂变径迹测试分析，探源流域地质体面状热史构成，探讨西南天山隆升过程，以揭示西南天山新生代以来形成现代天山地貌形态的山脉隆升-剥露历史.

天山横亘在亚洲中部，呈东西向延伸，绵延2500多公里，宽度为250~350km，平均海拔为4 km，与昆仑山-阿尔泰山和准噶尔盆地、塔里木盆地构成了新疆独特的三山夹两盆的构造地貌格局.从纬向上，天山可以划分为东、中、西三段，东、中段天山在我国境内，西天山延伸到境外.在中国境内的西天山造山带位于卡拉库姆-塔里木板块与哈萨克斯坦-准噶尔板块的汇聚地带，从北至南又划分为北天山早、中古生代陆内造山带、伊犁-中天山微地块以及南天山早、中古生代碰撞造山带，总体上呈弧形帚状向东收敛展布（图 1）^{[29, 34]}.

图 1

Fig. 1

图 1 研究区域及采样点数字地貌图 Fig. 1 Digital elevation model image of the research area and sample localities

本文研究区主要包含位属南天山造山带的哈克他乌山（又名哈尔克山）以及乌孙山和哈克他乌山之间呈北东东向展布的昭苏-特克斯新生代断陷盆地，所采河砂样品均来自伊犁河的主要支流特克斯河.特克斯河全长约430km，主要发育在昭苏-特克斯盆地中，发源于汗腾格里峰北侧.由于伊犁河谷内降水丰沛，河流径流量大，发育在谷地内的特克斯河流域面积8635km2，年均径流量20.8亿m3，多年平均含沙量0.47kg/m3^[1].位于汗腾格里峰以东，作为伊犁盆地南部界限的哈克他乌山呈南西西-北东东走向，本文研究中涉及的三条支流木扎河、夏特河以及阿克雅孜河均发源于哈克他乌山上的冰川，它们沿山体北坡从南至北流出山体后进入昭苏-特克斯盆地汇入特克斯河.

研究采用河床砂岩屑作为进行裂变径迹年代学分析的研究对象.河床砂岩屑是河流流域内地质体经受剥蚀搬运到河床的沉积物.流域内的地质体经流水作用或其他外营力作用风化剥蚀、搬运后，最终以岩屑形态沉积在相对稳定的宽阔河床内.所以，岩屑的源区为整个流域.从统计意义上来说，河床砂岩屑基本上是河流源区至沉积点之间流域内地质体剥蚀搬运的平均产物，很有代表性，包含着这一河段流域地质体的构造演化信息.

在天山具有山前纵谷的地区，流水荷载的物质，很大一部分首先停积在山前纵谷或者盆地中^[1]，因此依照上文所述的思路以及研究对样品代表性的要求，本文在特克斯河干流及其支流流域选择了4个地点采集河砂样品，支流采样点选择在河流流出山体后的较为宽阔沉积段.本次所采样品平面位置见图 1，地理坐标和高程均采用GPS测定，样品的详细信息见表 1.

表 1(Table 1)

表 1 采样点详细信息表 Table 1 Information of sample localities

表 1 采样点详细信息表 Table 1 Information of sample localities

本文研究中的磷灰石裂变径迹（AFT-Apatite FissionTrack）测试工作在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室下的裂变径迹实验室完成.样品经过粉碎、挑选等步骤分选出磷灰石单矿物，采用白云母外探测器法对磷灰石进行裂变径迹分析.样品制备完成后，径迹的测量在裂变径迹实验室AUTOSCAN测量定位装置中操作完成，选取平行磷灰石结晶c轴最大抛光面的颗粒，并在ZEISS偏光显微镜下统计.统计的基本数据为磷灰石的自发径迹数（N_s）、诱发径迹数（N_i）、标准玻璃外探测器上的诱发径迹数（N_d）.

裂变径迹年龄根据IUGS推荐的Zeta常数法来进行计算，计算公式为：

式中λ_d=1.55125×10^-10a^-1为²³⁸U的衰变常数；ρ_d为标准玻璃外探测器上的诱发裂变径迹密度；ρ_s为磷灰石中²³⁸U自发裂变径迹密度；ρ_i为云母片外探测器上的诱发径迹密度，g=0.5为几何因子.本次研究中Zeta标定选用国际标准样Durnugo，标准玻璃为美国国家标准局SRM612铀标准玻璃，最终得到的Zeta值ξ=394.47±25.39^[35~41].

本次研究中所采集的样品为河床砂岩屑，为不同岩石风化剥蚀后的混合物，所以单个样品中的磷灰石颗粒可能来源于整个河流流域内不同源区的基岩，它们代表了不同的热历史.因此，必须要对岩屑中的年龄组分进行区分，找出存在几个年龄峰值.年龄组分中的每个独立峰值通常都能找到对应的地质源区，每个源区则都拥有相应的冷却年龄.通常的做法是，通过裂变径迹定年获得样品的若干单颗粒年龄（统计学上通常要求50个颗粒以上），将这些单颗粒年龄再通过高斯拟合或二项式拟合获得最佳的颗粒年龄分布^[42~45].

Brandon^{[39, 44, 45]}开发出了专门的针对性软件BinomFit，进行二项式峰值拟合.利用X²检验可以判定何时达到最佳拟合及有意义的年龄峰值的个数.如果P（P为X²的检验概率）＜5%，拟合出来的峰值就具有意义，否则就没有意义.本次试验中的4个样品的P均为0，这表明样品的年龄不是由单一年龄组分构成，而是数个年龄组分的叠加结果.

本文共完成了4件样品的测试：（1）zs-1，选取颗粒100个；（2）zs-3，选取颗粒50个；（3）zs-4，选取颗粒92个；（4）zs-5，选取颗粒97个.得到统计数据之后，先利用TrackKey ^[46]软件对数据进行处理，得到年龄分布图，之后使用BinomFit软件对数据进行二项式拟合.四个样品所选颗粒数均大于等于50，符合统计学要求，经过二项式拟合后可以获得最佳的颗粒年龄分布，来反映源区的热历史.

表 2至表 5分别展示了zs-1、zs-3、zs-4、zs-5四个样品经过磷灰石裂变径迹年代学测试后得到的单颗粒测试结果.首先使用TrackKey软件对得出数据进行处理，得到（a）放射图、（b）年龄直方图（图 2~5）.从年龄直方图上可以看到年龄分布的大概峰值.之后使用BinomFit软件对单颗粒原始数据进行二项式拟合，得到（c）最佳峰值年龄密度图（图 2~5）.二项式拟合之后，得到了更确切的年龄峰值分布，同时也得出不同年龄峰值所占的比例（表 6）.

表 2(Table 2)

表 2 样品zs-1裂变径迹单颗粒测试结果 Table 2 Analysis results of fission track dating of single grain apatite of zs-1

表 2 样品zs-1裂变径迹单颗粒测试结果 Table 2 Analysis results of fission track dating of single grain apatite of zs-1

表 3(Table 3)

表 3 样品zs-3裂变径迹单颗粒测试结果 Table 3 Analysis results of fission track dating of single grain apatite of zs-3

表 3 样品zs-3裂变径迹单颗粒测试结果 Table 3 Analysis results of fission track dating of single grain apatite of zs-3

表 4(Table 4)

表 4 样品zs-4裂变径迹单颗粒测试结果 Table 4 Analysis results of fission track dating of single grain apatite of zs-4

表 4 样品zs-4裂变径迹单颗粒测试结果 Table 4 Analysis results of fission track dating of single grain apatite of zs-4

表 5(Table 5)

表 5 样品zs-5裂变径迹单颗粒测试结果 Table 5 Analysis results of fission track dating of single grain apatite of zs-5

表 5 样品zs-5裂变径迹单颗粒测试结果 Table 5 Analysis results of fission track dating of single grain apatite of zs-5

图 2

Fig. 2

图 2 样品zs-1 AFT年龄Trackkey分析图和二项式拟合结果 (a)放射图；(b)年龄直方图；(c)最佳峰值概率密度图，图(c)中灰线表示未经拟合的颗粒年龄概率密度曲线，黑线表示二项式拟合后的颗粒年龄概率密度曲线，下同. Fig. 2 Analysis result of zs-1 AFT by Trackkey and binomial results (a) Radial-plot; (b) Age spectrum; (c) Probability density plotwithbest-fit peaks.

图 3

Fig. 3

图 3 样品zs-3 AFT年龄Trackkey分析图和二项式拟合结果 (a)放射图；(b)年龄直方图；(c)最佳峰值概率密度图. Fig. 3 Analysis result of zs-3 AFT by Trackkey and binomial results (a) Radial-plot; (b) Age-spectrum; (c) Probability density plot with best-fit peaks.

图 4

Fig. 4

图 4 样品zs4 AFT年龄Trackkey分析图和二项式拟合结果 (a)放射图；(b)年龄直方图；(c)最佳峰值概率密度图. Fig. 4 Analysis result of zs-4 AFT by Trackkey and binomial results (a) Radial-plot; (b) Age-spectrum; (c) Probability density plot with best-fit peaks.

图 5

Fig. 5

图 5 样品zs-5 AFT年龄Trackkey分析图和二项式拟合结果 (a)放射图；(b)年龄直方图；(c)最佳峰值概率密度图. Fig. 5 Analysis result of zs-5 AFT by Trackkey and binomial results (a) Radial-plot; (b) Age-spectrum; (c) Probability density plot with best-fit peaks.

表 6(Table 6)

表 6 河床砂岩屑样品AFT二项式拟合年龄峰值统计结果 Table 6 AFT-dating binomial analysis results of detrital samples

表 6 河床砂岩屑样品AFT二项式拟合年龄峰值统计结果 Table 6 AFT-dating binomial analysis results of detrital samples

图 2显示，采自特克斯干流主河道的样品zs-1在3 Ma、8 Ma以及13 Ma附近有3个较为明显的峰值.数据经过二项式拟合之后得出AFT年龄峰值集中在2.8 Ma、8.2 Ma和13.2 Ma（图 2c），即zs-1代表的特克斯河上游至采样点之间的流域地质体分别经历了2.8 Ma、8.2 Ma和13.2 Ma三次不同地质时期的冷却事件.

图 3显示，由于样品zs-3的颗粒较少且年龄分布跨度较大，峰值不明显.但是经过二项式拟合之后，可以得出AFT年龄峰值集中在6.5Ma、34.0Ma以及154.6Ma（图 3c），说明zs-3所代表的阿克雅孜河上游至采样点之间的流域地质体经历了6.5 Ma、34.0 Ma和154.6 Ma三次不同地质时期的冷却事件.

图 4显示，样品zs-4的年龄峰值集中在8 Ma和20 Ma附近.经过二项式拟合后，可以得出AFT年龄峰值集中在7.9、18.6和165.1Ma（图 4c），说明zs-4代表的夏特河上游至采样点之间的流域地质体在7.9，18.6和165.1 Ma经历了三次冷却事件. 图 5显示，样品zs-5在6 Ma、15 Ma附近有2个较为明显的峰值.数据经过二项式拟合之后得出AFT年龄峰值集中在6.3、14.8和40.3Ma（图 5c），说明zs-5代表的木扎河上游至采样点之间的流域地质体在6.3、14.8和40.3 Ma经历了三次冷却事件.

传统的磷灰石裂变径迹研究使用的样品为基岩，一般采样地点选择在研究区域具有一定代表性的地质体上，如花岗岩体等在某一热事件侵位后冷却的单一侵位体，在再次的隆升中，岩体又经历侵蚀去顶而抬升到达地表，此岩体就有了抬升冷却过程的裂变径迹年龄信息.然而由于研究区本身或者野外自然条件的限制，上述的采样条件往往非常受局限.并且由于一个样品往往只能代表单一地质点的信息，为了获得某一区域的隆升信息，需要选择多个采样点进行系统批量采样.在实际的工作过程中，选取有代表性的等间距采样点来控制整个研究区域很难实现，这大大降低了基岩样品的代表性，某些含有重要事件信息的样品由于这种局限可能很难在研究数据中体现出来.我们注意到，河流会将其流域内地质体经风化剥蚀后的产物搬运到相对稳定的宽阔河床沉积下来，这些沉积下来的河床砂岩屑基本上是河流上游至沉积点之间整个流域地质体剥蚀后形成的岩屑的平均产物.在这其中，流水起到了对岩屑的汇集和平均作用，成为天然的采样器.按照这样的思路，本文选择河床砂岩屑进行AFT研究，采样点选择河流在山前的宽阔沉积段，样品代表了上游至沉积点之间的流域地质体范围的信息，如本文的样品zs-3，zs-4和zs-5.河床砂岩屑样品克服了基岩样品代表性不足的局限，岩屑颗粒来源于整个流域的不同地质体.我们通过识别颗粒表现出的不同年龄峰值，推断研究区域所经历的冷却事件，再辅以研究区域构造样式，河流与山脉地貌特征，可以帮助获得山体隆升-剥露历史.

zs-3、zs-4和zs-5三个样品分别采自阿克雅孜河、夏特河和木扎河在山前的宽阔沉积河段，代表了三条支流流域的地质体信息.综合分析三个样品的数据结果可以发现，颗粒年龄众数统计显示出来的结果十分相似和集中，明显的年龄峰值有三个：6.3~7.9 Ma，14.8~18.6 Ma，34.0~40.3 Ma.另外，在zs-3和zs-4两个样品中都显示出160 Ma左右的峰值，但是比例甚小（zs-3：154.6 Ma（9.8%）；zs-4：165.1 Ma（1.0%））.可以推断在160 Ma前后可能有对应事件的记录.

zs-1采集于特克斯河干流河段较为宽阔的沉积河床上，可能具有更广泛的河砂来源.这里沉积的岩屑汇集了从沉积点至上流整个河段干流以及各支流流域地质体的侵蚀搬运产物，但是由于河流上游距离沉积点比较遥远，此处沉积的河砂岩屑主要来源于附近支流的贡献，即从河床砂岩屑代表的地质意义上分析，样品中岩屑颗粒显示的年龄峰值应当和支流岩屑颗粒（zs-4和zs-5）的年龄峰值相对应.数据结果也清晰地显示了这一特点：8.2 Ma、13.2 Ma以及32.1 Ma分别对应于支流样品的6.3~7.9 Ma，14.8~18.6 Ma，34.0~40.3 Ma三个年龄区间.另外，zs-1显示出了2.8Ma的年龄峰值，与zs-4和zs-5颗粒年龄区间的最年轻年龄2.7Ma和2.9Ma相对应，而这一年龄在zs-3中却未有表现，这一结果进一步证实了关于干流河砂来源的推断，也暗示在研究区域以西更接近特克斯河上游的山体在3 Ma附近的冷却.

上述分析显示，样品的河床砂岩屑源区可能经历了相似的热历史，若将它们代表的不同地质体作为一个整体的研究对象，将四个样品的颗粒加在一起统计，得到的年龄峰值可以验证这一推测：372个颗粒的单颗粒年龄经过二项式拟合后的AFT年龄峰值为5.9 Ma，12.7 Ma，32.9 Ma（见图 6，表 6，样品号用M表示），这说明河床砂岩屑的不同源区，确实经历了相似的热历史，即整个西南天山山体在新生代经历了三个基本一致的冷却阶段：6~8 Ma，12~19 Ma以及32~40 Ma.

图 6

Fig. 6

图 6 zs-1，zs-3，zs-4，zs-5二项式拟合结果-最佳峰值概率密度 Fig. 6 Binomial result of zs-1, zs-3, zs-4 and zs-5, probability-density plot with best-fit peaks

根据裂变径迹测年的原理，实验中测得矿物的裂变径迹年龄是它冷却到封闭温度后保留裂变径迹以来的时间，本文得到的磷灰石颗粒的年龄代表了矿物经历冷却事件的年代.冷却事件的发生具有两种可能性，一种为埋藏在地表之下一定深度的矿物经历了某次热扰动之后冷却，由于热扰动使矿物温度超过了封闭温度发生退火作用，之前的裂变径迹年龄清零，在这种情况下，矿物年龄可以理解为热扰动发生以来的冷却年龄.另一种情况为，埋藏在某个特定深度的矿物，根据地温梯度其埋藏深度的温度高于封闭温度，当矿物被抬升到一个较浅的深度时（即通过部分退火带的底界时）发生冷却，在这种情况下，矿物的裂变径迹年龄限定了地质体开始抬升的时间.天山及其南北盆地晚古生代之后，构造热活动就显现出“蛰伏”状态，自二叠世以来就再也没有岩浆侵入和喷发活动，古地温一直处于逐渐降低的相对稳定状态中^[17].因此在本文研究区域，上述第一种情况的几率很小，即使有个别颗粒年龄为热事件年龄，在统计意义上也不影响数据结果，可以认为矿物冷却降温过程主要由抬升而引起.

根据研究，天山地区具有较为广泛的低温地热地质背景，在一个较长的地质历史时期，平均地温梯度为20~40℃/km.裂变径迹封闭温度的上限为120℃，下限为65℃，如果取地温梯度为30℃/km，则部分退火带所在的深度为2~4km.因此裂变径迹年龄峰值的地貌意义为颗粒源区山体抬升至部分退火带之上（即2~4km之上）的时间.

结合山体隆起的地质地貌模型，天山晚新生代的山脉隆升，只能有3种不同的造山模式，即整体抬升、单斜式掀斜抬升，以及压扭性背景的花状挤出抬升.整体抬升和单斜式掀斜抬升如图 7a所示，在山体抬升和侵蚀的过程中，山体的不同部位会先后通过封闭温度，早期抬升即现今高程大的部分的裂变径迹年龄较大.而压扭造山模式是基于在山体边缘发育的大型走滑断裂，以及与走滑断裂相配套的逆冲推覆构造.在这种造山模式中，山体呈花状构造，由中间向两边隆升年龄越来越老，如图 7b所示.上文的数据结果显示，西南天山在新生代以来的隆升过程经历了对应于三个冷却阶段的三期次抬升：6~8 Ma，12~19 Ma以及32~40 Ma，显然，6~8 Ma时期的退火封闭面现今已经抬升至河流切割的地表位置.因此，不论西南天山的隆升为哪种造山模式，6~8 Ma以来的抬升，都意味着山体剥露的厚度达到4km左右，而目前西南山体的海拔高度是3~5km，两者基本相当.

图 7

Fig. 7

图 7 山体隆升示意图（根据文献[47]图 1修改） (a)整体抬升和单斜式掀斜抬升模式，图中红线表示经历三次抬升的退火面现在所在的地层层位；(b)压扭造山模式，图中红线含义与(a)相同，颜色越浅表示代表的山体隆升年龄越老. Fig. 7 Scheme of the mountain uplift (Polished from literature [47]-Fig. 1) (a) Uplitt orogencc model. Red lines present the location of stratums that undergone three major uplitt periods; (b) Transtension orogenic model. Red lines mean the same as (a), the lighter is the color, the older is the stratums.

虽然裂变径迹数据结果显示在32~40 Ma，12~19 Ma以及6~8 Ma都可能有山体抬升引起的冷却事件，但通过上述的分析可以确定，6~8 Ma以来的西南天山的抬升贡献是现代山体高程的主要构成，因此可以认为6~8Ma以来的山体隆升是形成现代西南天山地貌的原因，对应的隆升速率为0.25~0.67mm/a.当然，如果zs-4和zs-5，或者zs-1显示出的3 Ma前后的冷却事件能够得到确认，那么西南天山新生代的隆起可能源于更晚时期的抬升，即西南天山可能在更短的时间内达到了现今的高度.

对天山隆升机制的研究，目前较为主流的观点是新生代天山隆升源于印度-欧亚板块碰撞的远程效应，一部分证据基于天山隆升期次和青藏高原构造事件的对应关系^{[17, 18, 20~22, 24]}.过去关于青藏高原隆升的研究表明，青藏高原的强烈隆升开始于晚新生代，是印度-欧亚大陆在大约45 Ma以来的碰撞结果^[48].高原的隆升是一个多阶段的过程，且在不同地区具有不同的起始年代和隆升速率.大量的低温热年代学、沉积学以及其他证据表明高原的隆升具有大体同时性，集中表现出几个重大隆升期：45~38 Ma，25~17 Ma，13~8 Ma，5~3 Ma^[48~52]，尤其是在8 Ma以及3 Ma左右经历了强烈而快速的隆升^{[48, 49, 51, 53~58]}.对照天山隆升的研究可以看出，在较老的构造事件中，两者有较好的对应，但是青藏高原在8 Ma以及3 Ma附近的隆升事件，在天山隆升的年代学数据中一直没有确切的记录.因此有学者提出，天山山脉的快速隆升并不与青藏高原的快速隆升时间相对应，因此它们隆升过程和机制可能不完全相同^[59].本次研究得到的6~8 Ma的隆升年龄，以及有待更多研究数据证实的3 Ma的隆升年龄，虽然不能直接证实天山新生代隆升和印度-欧亚板块碰撞的内在关系，但是为进一步探讨天山隆升和青藏高原演化的关系提供了相对确凿的年代学证据.

Sun等^[14]根据对天山北侧山前磨拉石建造的磁性地层学研究，也得出天山隆升起始于7 Ma左右的结论，证实了西南天山新生代6~8 Ma以来的快速隆升对气候沉积的影响.Sun等^[60]使用孢粉学方法提出天山在6 Ma左右，发生了显著的气候变化，可能和天山的隆升阻挡了暖湿气流有关；王永等^[13]根据盆地沉积序列的韵律变化，指出天山在上新世以来的强烈隆升和气候显著变化.这些研究和本文结论有很好的对应，可以看出，本文得到的年代学数据为进一步探讨天山地区构造-地貌-气候三者之间的关系提供了途径.

感谢审稿人对本文提出的宝贵修改意见.本文所用计算机软件见文献[39, 44~46].