北京平原區(qū)晚更新世以來有機碳同位素特征及其古環(huán)境意義

倪志云, 楊桂芳, 黃俊華, 張曉瑾, 程 捷, 尹功明

1)中國地質(zhì)大學(北京)地球科學與資源學院, 北京 100083;

2)中國地質(zhì)大學生物地質(zhì)與環(huán)境地質(zhì)教育部重點實驗室, 湖北武漢 430074;

3)中國地質(zhì)大學地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室, 湖北武漢 430074;

4)中國地震局地質(zhì)研究所, 北京 100029

北京平原區(qū)晚更新世以來有機碳同位素特征及其古環(huán)境意義

倪志云1), 楊桂芳1,2), 黃俊華3), 張曉瑾1), 程 捷1), 尹功明4)

1)中國地質(zhì)大學(北京)地球科學與資源學院, 北京 100083;

2)中國地質(zhì)大學生物地質(zhì)與環(huán)境地質(zhì)教育部重點實驗室, 湖北武漢 430074;

3)中國地質(zhì)大學地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室, 湖北武漢 430074;

4)中國地震局地質(zhì)研究所, 北京 100029

沉積物中的有機質(zhì)穩(wěn)定碳同位素已經(jīng)廣泛應用于重建古環(huán)境。本文通過對北京平原區(qū)昌平鉆孔δ13Corg數(shù)值變化特征的分析, 結(jié)合格陵蘭冰芯和深海氧同位素曲線對比, 揭示了北京平原區(qū)晚更新世以來古環(huán)境變化特征及千年尺度的氣候變化事件, 初步探討了其驅(qū)動機制。該鉆孔δ13Corg值變化范圍為?17.10‰至?26.18‰, 主要表現(xiàn)為暖期時偏正, 冷期時則偏負。據(jù)此, 北京平原區(qū)晚更新世以來的氣候變化可劃分出 4個階段: 末次間冰期(MIS5)氣候溫暖; 末次冰期早冰階(MIS4)氣候溫和適度; 末次冰期間冰階(MIS3)氣候出現(xiàn)多次急劇的冷暖波動; 末次冰期盛冰期(MIS2)氣候冷干, δ13Corg值偏負階段出現(xiàn)了對應格陵蘭冰芯記錄的H1-H9冷事件, 代表了北京平原區(qū)晚更新世以來千年尺度的氣候波動, 但不同地區(qū)的變化幅度有所不同, 這些變化可能與微地形、氣象、水文等區(qū)域基本控制因素有關。

有機碳同位素; 古氣候; 千年尺度; 晚更新世; 北京平原區(qū)

目前關于千年尺度氣候變化的研究, 尤其是末次冰期/間冰期旋回階段的氣候變化一直是古氣候?qū)W家關注的熱點。大量的古氣候記錄揭示, 末次間冰期以來存在著千年尺度的疊加于地球軌道周期之上的亞米蘭科維奇準周期波動(汪品先等, 1999),北大西洋深海沉積物、格陵蘭及青藏高原高分辨率冰芯研究揭示了末次冰期/間冰期氣候在千年尺度上明顯的不穩(wěn)定性(Heinrich, 1988; Dansgaard et a1., 1993; Bond et a1., 1995; 姚檀棟等, 1997)。歐洲、北美、太平洋地區(qū)(Thouveny et a1., 1994; Grimm et a1., 1993; Thunell et a1., 1995)以及中國的黃土高原(丁仲禮等, 1998; Porter, 2001)、南海(Wang et a1., 1999)對這種千年尺度的氣候變化均有記錄。千年尺度的氣候事件的研究不僅具有重要的理論意義,在全球未來氣候變化的預測方面也具有實際應用價值, 但對于千年尺度的氣候事件不同地區(qū)的表現(xiàn)形式具有較大的差異, 其空間變化與規(guī)律至今不甚明確。

北京平原處于半濕潤向半干旱過渡的靈敏區(qū)域,其特殊的地理位置能更好感應氣候變化, 甚至對全球氣候變化有重要影響。為此許多學者運用粒度、磁化率、孢粉組合等指標對其古環(huán)境進行了研究(Zhao et al., 1984; 姚軼峰等, 2007; Yang et al., 2009),但至今運用δ13Corg對北京平原區(qū)晚更新世以來古環(huán)境演變的研究較少, 且很少與千年尺度的極端氣候聯(lián)系起來。在全球氣候變化研究中, 沉積物δ13Corg研究近年來成為國內(nèi)外地學界關注的熱門課題。δ13Corg具有豐富可靠的古環(huán)境信息, 其數(shù)值波動可以靈敏地反映古植被和古氣候演化, 追蹤古季風演變過程,是當前較好的恢復古環(huán)境的替代指標之一, 在區(qū)域氣候和環(huán)境演變研究中顯示出越來越重要的作用(Chen et a1., 2006; 楊桂芳等, 2008)。通過對沉積物δ13Corg特征的分析, 可獲得其母體生長期間的氣候信息, 不同類型植被產(chǎn)生的有機質(zhì)的碳同位素組成有顯著差異。

鑒于δ13Corg記錄顯露出來的重要研究潛質(zhì), 本文對北京平原沉積物δ13Corg進行研究。昌平鉆孔沉積物厚度大, 具有連續(xù)性好、敏感性強和分辨率高的特點, 主要以陸相沉積為主, 有機質(zhì)來源相對簡單,除鉆孔表層易受后期外部空氣和水分以及生物活動的影響外, 沉積物的δ13Corg是相對封閉的, 因此δ13Corg可以作為指示古環(huán)境變化的有效指標。本文通過對昌平鉆孔沉積物δ13Corg高分辨率密集取樣, 結(jié)合粒度及深海氧同位素對比, 辨析δ13Corg古氣候指示意義, 建立北京平原區(qū)晚更新世以來的古環(huán)境演化序列, 揭示一些千年尺度的特殊氣候事件, 初步探討其對全球氣候變化的響應及其可能的驅(qū)動機制, 為研究全球氣候環(huán)境不穩(wěn)定性提供良好的證據(jù)。

1 昌平鉆孔概況

北京平原區(qū)位于華北平原北部, 屬于暖溫帶半濕潤大陸性季風氣候, 夏季炎熱多雨, 冬季寒冷干旱, 年均氣溫12℃, 年均降雨量約641 mm, 處于半濕潤半干旱過渡區(qū), 區(qū)域地帶性植被為暖溫帶落葉闊葉林及草原植物成分, 其特殊的自然地理位置,對氣候變化反映非常敏感, 是中國季風氣候和全球變化的敏感區(qū)之一。

圖1 北京昌平CHZK1鉆孔的地理位置Fig.1 Location of the CHZK1 core in Changping of Beijing

鉆孔位于昌平區(qū)馬池口(CHZK1), 坐標為40°10′59.94"N, 116°12′55.98"E(圖1), 開孔標高49 m,終孔深100 m。鉆孔處于馬池口-沙河沉積中心, 受南口-孫河斷裂活動的影響, 該沉積中心呈北西-南東向展布, 沉積速率較大, 又接近山前沖積平原邊緣, 沉積物厚度大但粒徑較粗。CHZK1孔上段(孔深0～53.35 m)巖性主要為青灰色、灰黃色粘土層、粉砂質(zhì)粘土層、粉砂層、粘土質(zhì)粉砂層等, 夾細砂、粗砂層, 砂層-粘土層互層(Yang et al., 2009), 沉積物主要以沖積相沉積為主。本文研究CHZK1鉆孔31 m以上部分, 因全新世地層較薄, 鉆孔頂部受到污染,所以以晚更新世沉積地層作為主要研究對象。

2 樣品的采集與實驗方法

在野外對CHZK1鉆孔巖芯進行高密度采集δ13Corg樣品, 取樣間隔為 10～20 cm, 共收集 173個δ13Corg樣品。樣品加入過量的HCl浸泡除去無機碳酸鹽, 稱取1g樣品在高溫下過量的氧氣中將樣品有機物氧化為CO2, 分離純化的CO2在Finnigan MAT-251質(zhì)譜儀上測定δ13Corg值, 按PDB標準測試誤差小于0.2‰(曹蘊寧等, 2005)。所有樣品的δ13Corg測試均在中國地質(zhì)大學地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室完成。

分別在CHZK1鉆孔的3.20 m、8.32 m、8.95 m、12.00 m、14.82 m、17.80 m、28.05 m、31.45 m處采集8塊樣品由中國地震局地質(zhì)研究所進行OSL測年,測試數(shù)據(jù)與鉆孔深度呈很好的線性關系(相關系數(shù)為0.95), 表明了過去110 ka BP以來均勻的沉積特征(Yang et a1., 2009)(圖2)。

3 實驗結(jié)果及討論

3.1 有機碳同位素的變化特征及其古環(huán)境意義

穩(wěn)定碳同位素作為良好的氣候指標, 在反映古植被和古氣候演化中得到廣泛應用(楊桂芳等, 2008)。根據(jù)植物的固碳方式植物類型可分為C3型、C4型和CAM型, 且C3、C4植物有不同的δ13Corg變化范圍, 分別為?22‰～?34‰和?9‰～?19‰, 平均值分別為?27‰和?13‰, C3植物一般生長在涼爽濕潤的環(huán)境中, C4生長在溫暖半干旱環(huán)境中, 因此利用土壤δ13Corg值的變化可以判斷植被和氣候變化的歷史, 暖期時δ13Corg值偏正, 冷期則δ13Corg值偏負。為討論δ13Corg在時間序列上的變化特征, 獲得年齡時間標尺(圖2), 將其與格陵蘭冰芯和深海氧同位素曲線進行對比, 結(jié)合粒度及巖性綜合分析, 昌平晚更新世以來的剖面可以劃分出 4個階段。在短時間尺度上還存在一些千年尺度的快速波動, 圖 2指出了剖面所對應的深海氧同位素的MIS5-2階段以及對應格陵蘭冰芯的H1-H9冷事件。

圖2 CHZK1鉆孔δ13Corg(a)和粒度(Yang et a1., 2009); (b)隨年代變化曲線及其與格陵蘭GRIP冰芯(Dansgaard et al., 1993; (c))、深海SPEMAP氧同位素(Martinson et al., 1987; (d))、旬邑剖面(Liu et a1., 2005; (e))、塬堡剖面(Chen et a1., 2006; (f))有機碳同位素的對比; 實三角為OSL測年數(shù)據(jù), 單位為ka, MIS5～2為深海氧同位素階段; H1～9為冷事件

76 ka BP 以前的末次間冰期(MIS5; 30.15～22.80 m)

末次間冰期屬晚更新世早期, 沉積物δ13Corg值總體偏正(?24.02‰～?17.10‰), 平均值為?21.64‰,偏正于末次冰期, 整體為暖型氣候。末次間冰期又分為兩個階段: 92 ka BP以前(26.50～30.15 m)δ13Corg值偏負, 波動相對和緩, 平均值為?22.43‰, 主要以C3植物的貢獻為主, 粘土含量較多, 表明冷濕的氣候特征; 92～76 ka BP(26.50～22.80 m)δ13Corg值逐漸偏正且偏正幅度較大, 在 79.9 ka BP達到剖面最正值?17.10‰, 均值偏正到?20.66‰, 主要與C4植物的貢獻有關, 沉積物的顆粒加粗, 但相對整個剖面粒度較細且變化幅度較大(圖2), 表明氣溫升高降水減少,氣候波動幅度較大。δ13Corg偏正過程中約91.5 ka BP和 82.5 ka BP出現(xiàn)了兩個明顯偏負低谷, 為兩次顯著的干冷事件, 與格陵蘭冰芯記錄的H8和H9冷事件相對應(Greenland Ice-Core Project (GRIP) Members, 1993), 表明末次間冰期氣候很大程度上受到全球季風系統(tǒng)的影響。

76～13 ka BP 的 末 次 冰 期 (MIS4～2; 22.80～3.18 m)

末次冰期突然來臨, 屬晚更新世晚期, δ13Corg值在?26.18‰至?18.39‰之間, 平均值為?22.28‰, 總體偏負于末次間冰期, 變化幅度較大, 最大變化幅度為 7.79‰, 說明研究區(qū)植物類型為混合型, 顯示了當時草本和木本植物同時存在。末次冰期開始于76 ka BP左右, 整體為冷型氣候, 經(jīng)過δ13Corg偏負的早冰階(MIS4)、δ13Corg偏正的間冰階(MIS3)、在18 ka BP左右進入末次盛冰期(MIS2), 其中MIS2是整個末次冰期中最干冷、冬季風最強盛的階段(圖2(a)):

Ⅰ 76～56 ka BP的末次冰期早冰階(MIS4; 22.80～16.50 m)

末次冰期早冰階δ13Corg在?26.18‰至?18.39‰之間, 平均為?22.34‰, 在76～67 ka BP(22.80～20.30 m)δ13Corg值波動較大, 從?23.87‰偏正到?18.39‰后又急劇偏負, 在69 ka BP達到剖面最負值?26.18‰,這與格陵蘭冰芯的H7a事件的出現(xiàn)及剖面沉積物粒度突然變粗相對應, H7a事件的發(fā)生具有突變性, 但結(jié)束具有漸變性(圖2), 約73.8 ka BP出現(xiàn)令一明顯低谷, 為對應格陵蘭冰芯的H7b事件, 表明末次冰期早期較干冷的氣候, 同時說明由間冰期到冰期是突變的過渡形式, 屬于氣候的轉(zhuǎn)型期, 這一過程也是突然的降溫事件; 67～56 ka BP(20.30～16.50 m)δ13Corg值相對穩(wěn)定且有相對上升的變化趨勢, 平均值為?22.48‰, 說明氣溫回升, 這與前人研究的MIS4階段晚期冬季風減弱氣候溫和的特征相吻合(Yang et a1., 2009), 在63 ka BP出現(xiàn)了δ13Corg明顯偏負值?23.62‰, 對應北大西洋深海沉積、格陵蘭冰芯記錄的H6事件(圖2)。

Ⅱ 56～18 ka BP的末次冰期間冰階(MIS3; 16.50～6.00 m)

間冰段在冰芯、深海沉積、黃土的記錄中均表現(xiàn)為一弱暖期, δ13Corg在?19.01‰至?24.65‰之間變化, 平均為?22.17‰, 整體偏負且存在多次快速變化, 該階段又可劃分為 3個次級階段, 各階段的波動呈現(xiàn)出一定的相似性, 均由低值增長到高值后再次下降, 且各階段又存在多次次一級的波動, 但各階段變化幅度有所差異, 早期(56～48 ka BP)δ13Corg值波動幅度較中晚期(48～18 ka BP)相對較小, 峰谷間偏正和偏負幅度最大值為 5.64‰, 晚期變化特征與中期類似, 但晚期23 ka BP以后逐漸偏負。MIS3階段代表氣候的回暖, 較此前的MIS4和其后的MIS2氣溫有所升高, 但上升幅度較小, 遠未達到間冰期的水平, 3個階段植被狀況都低于現(xiàn)代水平。該階段特征在粒度曲線上表現(xiàn)也較明顯, 早期細粒含量較少, 氣候干冷, 中晚期細粒含量增多(圖2(b))。該階段與Chen et a1.(2006)對黃土高原研究相一致,無論在黃土高原東部地區(qū)還是西部地區(qū), 末次冰期間冰段(MIS3)是相對濕潤的, 甚至絕對降水比現(xiàn)在多。該階段相對暖期中在28.5ka BP、37ka BP、48 ka BP出現(xiàn)了H3、H4和H5冷事件, 格陵蘭冰芯、深海氧同位素曲線均有類似模式, 21.4ka BP出現(xiàn)了持續(xù)時間較短H2, 對應GRIP記錄的 21ka BP的H2事件,但與深海氧同位素記錄的MIS3有所不同(圖2)。

Ⅲ 18～13 ka BP 末次冰期盛冰期(MIS2; 6.00～3.10 m)

末次冰期盛冰期為末次冰期中氣候最冷、冰川規(guī)模最大的時段, 該階段對應深海氧同位素的MIS2。在間冰階結(jié)束后(約 18 ka BP)δ13Corg在?24.12‰至?20.54‰之間變化, 平均值為?22.60‰,整體為剖面最偏負階段, 相鄰的峰谷變化幅度較大,偏負幅度約4‰, 早期δ13Corg逐漸偏正表明氣溫有所上升, 晚期δ13Corg值偏負氣候才變得寒冷干旱, 在14.8 Ka BP(4.02 m)偏負到?24.12‰, 與格陵蘭冰芯揭示的14.3 Ka BP的H1事件對應, 具體形式為突發(fā)式降溫但在回暖過程中疊加百年尺度的氣候振蕩旋回(圖 2)。沉積物中砂粒含量較多, 粘土含量較少,進一步表明當時冬季風加強, 氣候干冷。

3.2 有機碳同位素的影響因素及氣候變化的驅(qū)動機制分析

昌平鉆孔末次冰期δ13Corg值(均值為?22.28‰)偏負于末次間冰期(均值為?21.64‰), 指示了冰期溫度的降低(圖 2(a)), C4植物豐度主要受溫度控制, 冰期溫度過低不利于C4植物的發(fā)育。在末次冰期內(nèi),末次冰期間冰階δ13Corg偏正于末次冰期早冰期及盛冰期, 對比CHZK1剖面4個階段(末次間冰期、末次冰期早冰階、末次冰期間冰階及盛冰期)δ13Corg的平均值?21.64‰、?22.34‰、?22.17‰、?22.60‰, 整體表現(xiàn)出偏正-偏負-偏正-偏負的變化特征, 說明溫度控制C4植物豐度, 這與Zhang et a1.(2003)對黃土高原的研究相一致, 末次間冰期與末次冰期間冰段溫度相對較高, δ13Corg均值相對偏正, 末次冰期盛冰期為末次冰期中最干冷、冬季風最強盛的階段, δ13Corg均值相對偏負到?22.60‰。

圖 2昌平與旬邑的比較可以看出兩者變化相一致, 即末次間冰段高于早晚末次冰期, 這與間冰段溫度相對回暖有關。Gu et a1.(2003)對黃土高原及內(nèi)蒙古δ13Corg分析也認為溫度是控制C3/C4植物相對豐度的主要因素; He et al.(2002)也認為溫度是影響黃土高原古土壤δ13Corg的主要因素, 全球范圍內(nèi)C4植物分布表明生長季節(jié)的高溫是控制C4植物發(fā)生的關鍵氣候因素。圖2北京平原與黃土高原δ13Corg變化的一致性可以看出溫度是控制北京平原C3/C4植物相對豐度的主要因素, 對植被類型的控制具有重要作用。

北京昌平鉆孔δ13Corg值的變化范圍在?17.10‰至?26.18‰之間, 黃土高原中部的旬邑剖面在?20‰至?24‰之間(圖 2(e)), 黃土高原西部的塬堡剖面在?22.6‰和?27.5‰之間(圖2(f)), δ13Corg值從東向西偏負趨勢顯著, 表明C4植物的相對豐度是從東向西遞減的, 主要反映了溫度效應, 這與Gu et a1.(2003)對黃土高原C4植物分布的研究相符合。C3/C4植物豐度變化導致昌平鉆孔δ13Corg變化, 在冰期/間冰期尺度, C3/C4豐度變化主要由溫度控制, 研究區(qū)δ13Corg變化更多的指示溫度變化, 與黃土高原中部的旬邑剖面變化類似(圖2(e)), 而與干旱的黃土高原西部的塬堡剖面不同(圖2(f)), 塬堡剖面末次冰期低于C4植物生長的“閾值溫度”為純粹的C3植物, 末次冰期δ13Corg變化是純C3植被類型對氣候耦合作用的響應, 降水是其變化的主要因素。

北京平原區(qū)溫度與降水的變化主要受東亞季風的影響, 研究表明昌平剖面δ13Corg存在千年尺度的多次變化, 可以用來重建晚更新世以來的季風變化歷史。δ13Corg揭示出北京平原區(qū)晚更新世以來的氣候變化與北半球冰期/間冰期氣候變化相符合, 北京平原區(qū)存在與GRIP冰芯、北大西洋相似的千年尺度的氣候變化事件(Bond et al., 1993): 如末次間冰期以來對應GRIP冰芯的H1-H9冷事件及對應深海氧同位素的MIS5～2階段(圖 2), 說明末次間冰期以來的氣候變化具有全球性。其中H1-H6與北大西洋深海沉積物及格陵蘭冰芯記錄存在著良好的對應關系, 但H7～H9并未在北大西洋深海沉積物H6以下的記錄中得到反應, 然而在相當于氧同位素MIS4、MIS5的昌平δ13Corg記錄中, 明確指出了δ13Corg顯著偏負的H7～H9事件, 與GRIP記錄有良好的對應關系, Heinrich事件發(fā)生時, 東亞夏季風減弱, 說明晚更新世以來東亞季風環(huán)流強度與極地溫度變化在千年尺度上遙相關, 這種遙相關在該鉆孔粒度指標記錄中得到進一步驗證(圖2(b))。但值得注意的是, 昌平剖面中的H1-H5事件發(fā)生的時間較GRIP記錄的要早,且變化幅度差別較大(圖2(c)), 昌平鉆孔記錄的短時間尺度的古氣候變化, 更多地反映了區(qū)域性特征,其與深海記錄的不一致性體現(xiàn)了全球氣候變化對陸地、海洋氣候條件差異的反饋效應與區(qū)域性作用。

北京平原區(qū)與全球相似的千年尺度的氣候變化明顯表明了亞洲季風系統(tǒng)的不穩(wěn)定性, 在驅(qū)動機制上, 冬、夏季風主要受全球冰量的驅(qū)動, 但夏季風在冰期/間冰期短時間尺度上的氣候事件還有其他驅(qū)動因子, 不能用軌道尺度的米蘭科維奇理論來直接解釋。丁仲禮等(1998)認為這種軌道尺度以下的千年尺度的變化與系統(tǒng)本身長期變化、區(qū)域間不同因素的相互作用等內(nèi)部因素有關。目前解釋這些氣候突變事件的主要機制有北大西洋傳送帶假設和大冰蓋內(nèi)部動力驅(qū)動下的冰山涌進(Bond et al., 1995)。當北大西洋冰漂事件發(fā)生時, 北大西洋NADW的減少與海表溫度下降導致北大西洋地區(qū)上空大氣圈溫度下降, 通過西風帶和蒙古高壓將降溫信號傳遞到東亞地區(qū), 東亞夏季風在短時間內(nèi)迅速減弱, 具體表現(xiàn)為H事件發(fā)生時δ13Corg迅速偏負及粒度變粗。

亞洲季風系統(tǒng)模式與末次冰期/間冰期循環(huán)是耦合的, 但也存在一定的區(qū)域差異。研究區(qū)δ13Corg記錄的MIS3階段的推遲與深海氧同位素記錄有所差異, 結(jié)合粒度可知MIS3階段晚期為冬季風較弱的相對溫暖時期; 此外昌平較GRIP氣候突變超前, 即亞洲季風的加強快于GRIP氧同位素記錄(Yang et al., 2009), GRIP冰芯氣候記錄以高頻、等值快速波動為特征, 各氣候突變事件變化幅度相當, 但昌平氣候波動幅度小于極地地區(qū), 各氣候突變事件變化幅度差別較大, 說明格陵蘭對北大西洋區(qū)域的海氣相互作用的反應極為敏感, 昌平鉆孔記錄的古氣候與冰芯和深海氧同位素記錄的古氣候之間存在一定的差異性, 是全球氣候背景上區(qū)域古環(huán)境變化的反映,這些可能與微地形、氣象、水文等區(qū)域因素及其他更復雜的驅(qū)動機制有關。

4 結(jié)論

通過對昌平CHZK1鉆孔沉積物中δ13Corg分析,結(jié)合粒度及區(qū)域?qū)Ρ瓤芍?3Corg變化可以反映一個地區(qū)冷暖干濕變化, 是良好的古氣候代用指標。北京平原區(qū)δ13Corg主要受溫度影響, 暖濕氣候時期δ13Corg值偏正, 冷干時δ13Corg值則偏負。據(jù)此北京平原區(qū)晚更新世以來可以分為 4個氣候演化階段: 末次間冰期氣候溫暖; 末次冰期早冰階氣候溫和適度;末次冰期間冰階氣候出現(xiàn)多次急劇的冷暖波動; 末次盛冰期氣候冷干。δ13Corg值在末次間冰期、末次冰期間冰段偏正, 主要是溫度相對較高導致δ13Corg值偏正, 反映了溫度是主要控制因素, δ13Corg可以作為溫度指標間接反映亞洲季風強度的變化。

研究表明CHZK1剖面δ13Corg還存在與GRIP冰芯、北大西洋深海沉積物相似的千年尺度氣候變化,主要表現(xiàn)為H1～9冷事件及對應深海氧同位素的MIS5～2階段, 表明亞洲季風系統(tǒng)模式與末次冰期/間冰期循環(huán)是耦合的, 但也存在一定的區(qū)域差異。在驅(qū)動機制上, 冬、夏季風主要受全球冰量的驅(qū)動,但夏季風在冰期與間冰期短時間尺度上的氣候事件還有其他驅(qū)動因子, 不能用軌道尺度的米蘭科維奇理論來直接解釋。亞洲季風的加強快于GRIP氧同位素記錄, 且各Heinrich事件的變化幅度差別較大, 這可能與微地形、氣象、水文等區(qū)域因素及其他更復雜的驅(qū)動機制有關。

致謝: 本文有機碳同位素測試在中國地質(zhì)大學地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室進行, 測試過程中得到吳夏的大力幫助; 年代學數(shù)據(jù)由中國地震局地質(zhì)研究所提供, 在此一并表示衷心感謝。

曹蘊寧, 劉衛(wèi)國, 寧有豐, 張慶樂, 王政.2005.氧化條件對樣品有機碳同位素測定的影響因素討論[J].地球?qū)W報, 26(z1): 55-56.

丁仲禮, 孫繼敏, 余志偉, 劉東生.1998.黃土高原過去 130 ka來古氣候事件年表[J].科學通報, 43(6): 567-574.

姚檀棟, THOMPSON L G, 施雅風, 秦大河, 焦克勤, 楊志紅,田立德, MOSLEY-THOMPSON E.1997.古里雅冰芯中末次間冰期以來氣候變化記錄研究[J].中國科學(D 輯), 27(5): 447-452.

姚軼峰, 葉超, 寇香玉, 徐景先, 賈三滿, 杜乃秋, 李承森.2007.北京天竺晚上新世以來植被演替與氣候變遷[J].古地理學報, 9(1): 45-58.

楊桂芳, 黃俊華, 謝樹成, 胡超涌, 戴晴, 葛之亮.2008.天目山泥炭有機碳同位素特征及其古環(huán)境意義[J].地球?qū)W報, 29(6): 778-782.

References:

BOND G, BROECKER W, JOHNSEN S, MCMANUS J, LAURENT L, JOUZEL J, BONANI G.1993.Correlations between climate records from North Atlantic sediments and Greenland ice[J].Nature, 365: 143-147.

BOND G C, LOTTI R.1995.Iceberg discharges into the North Atlantic on millennial time scales during the last glaciation[J].Science, 267: 1005-1010.

CAO Yun-ning, LIU Wei-guo, NING You-feng, ZHANG Qing-le, WANG Zheng.2005.A discussion on the effects of oxidation conditions on δ13C of organic matter[J].Acta Geoscientica Sinica, 26(z1): 55-56(in Chinese).

CHEN Fa-hu, RAO Zhi-guo, ZHANG Jia-wu, JIN Ming, MA Jian-ying.2006.Variations of organic carbon isotopic composition and its environmental significance during the last glacial on western Chinese Loess Plateau[J].Chinese Science Bulletin, 51(13): 1593-1602.

DANSGAARD W, JOHNSEN S J, CLAUSENl H B, JENSEN D D, GUNDESTRUP N S, HAMMER C U, HVIDBERG C S, STEFFENSEN J P, SVEINBJ?RNSDOTTIR A E, JOUZEL J, BOND G.1993.Evidence for general instability of past climate from a 250 kyr ice-core record[J].Nature, 364: 218-220.

DING Zhong-li, SUN Ji-min, YU Zhi-wei, LIU Dong-sheng.1998.The Paleoclimatic events chronology of the Chinese Loess Plateau during the last 130ka[J].Chinese Science Bulletin, 43(6): 567-574(in Chinese).

Greenland Ice-Core Project (GRIP) Members.1993.Climate instability during the last interglacial period recorded in the GRIP ice core[J].Nature, 364: 203-207.

GRIMM E C, JACOBSON JR G L, WATTS W A, HANSEN B C S,MAASCH K A.1993.A 50,000-year record of climate oscillations from Florida and its temporal correlation with the Heinrich events[J].Science, 261: 198-200.

GU Zhao-yan, LIU Qiang, XU Bing, HAN Jia-mao, YANG Shi-ling, DING Zhong-li, LIU Dong-sheng.2003.Climate as the dominant control on C3and C4plant abundance in the Loess Plateau: Organic carbon isotope evidence from the last glacial-interglacial loess-soil sequences[J].Chinese Science Bulletin, 48(12): 1271-1276.

HE Yong, QIN Da-he, REN Jia-wen, LI Feng-xia.2002.The summer monsoon evolution recorded by carbon isotope of organic matter from the Yuanbao loess section during the Last Interglaciation[J].Chinese Science Bulletin, 47(15): 1289-1291.

HEINRICH H.1988.Origin and consequences of cyclic ice rafting in the Northeast Atlantic Ocean during the past 130000 years[J].Quaternary Research, 29(2): 142-152.

LIU Wei-guo, NING You-feng, AN Zhi-sheng, WU Zhen-hai, LU Hua-yu, CAO Yun-ning.2005.Carbon isotopic composition of modern soil and paleosol as a response to vegetation change on the Chinese Loess Plateau[J].Science in China-Series D, 48(1): 93-99.

MARTINSON D G, PISIAS N G, HAYS J D, IMBRIE J, MOORE JR T C, SHACKLETON N J.1987.Age dating and the orbital theory of the ice ages: Development of a high-resolution 0 to 300,000-year chronostratigraphy[J].Quaternary Research, 27(1): 1-29.

PORTER S C.2001.Chinese loess record of monsoon climate during the last glacial-interglacial cycle[J].Earth-Science Reviews, 54(1-3): 115-128.

THOUVENY N, DE BEAULIEU J L, BONIFAY E, CREER K M, GUIOT J, ICOLE M, JOHNSEN S, JOUZEL J, REILLE M, WILLIAMS T, WILLIAMSON D.1994.Climate variations in Europe over the past 140 kyr deduced from rock magnetism[J].Nature, 371: 503-506.

THUNELL R C, MORTYN P G.1995.Glacial climate instability in the Northeast Pacific Ocean[J].Nature, 376: 504-506.

WANG Pin-xian, JIAN Zhi-min.1999.Searching high-resolution paleoenvironmental records: a review[J].Quaternary Sciences, 19(1): 1-17(in Chinese).

WANG L, SARNTHEIN M, ERLENKEUSER H, GRIMALT J, GROOTES P, HEILIG S, IVANOVA E, KIENAST M, PELEJERO C, PLAUMANN U.1999.East Asian monsoon climate during the late Pleistocene: High-resolution sediment records from the South China Sea[J].Marine Geology, 156(1-4): 245-284.

YANG Gui-fang, GE Zhi-liang, DAI Qing, CHENG Jie, YIN Gong-ming, ZAN Li-hong, LIU Jing-wei.2009.A grain-size record from Beijing Region in Northern China: Late Quaternary paleoclimate oscillation in response to global change[J].Frontiers of Earth Science, 3(2): 164-170.

YANG Gui-fang, HUANG Jun-hua, XIE Shu-cheng, HU Chao-yong, DAI Qing, GE Zhi-liang.2008.Organic carbon isotopic characteristics and their paleoenvironmental implications: a case study of the Tianmushan Peat Bog[J].Acta Geoscientica Sinica, 29(6): 778-782(in Chinese).

YAO Tan-dong, THOMPSON L G, SHI Ya-feng, QIN Da-he, JIAO Ke-qin, YANG Zhi-hong, TIAN Li-de, MOSLEYTHOMPSOSN E.1997.The climate change research recorded at the Guliya ice core during the last interglaciation[J].Science in China(Series D), 27(5): 447-452(in Chinese).

YAO Yi-feng, YE Chao, KOU Xiang-yu, XU Jing-xian, JIA San-man, DU Nai-qiu, LI Cheng-sen.2007.Vegetation succession and climate changing since the Late Pliocene in Tianzhu Region in Beijing[J].Journal of Palaeogeography, 9(1): 45-58(in Chinese).

ZHANG Z H, ZHAO M X, LU H Y, FAIIAA A M.2003.Lower temperature as the main cause of C4plant declines during the glacial periods on the Chinese Loess Plateau[J].Earth and Planetary Science Letters, 214(3/4): 467-481.

ZHAO Xi-tao, SUN Xiu-ping, ZHANG Ying-li, HUANG Xing-gen.1984.Paleogeographic evolution of the Beijing plain during the past 30,000 years[J].Science in China-Series B, 11: 1184-196.

Organic Carbon Isotopic Characteristics of Beijing Plain Since Late Pleistocene and Their Paleoenvironmental Implications

NI Zhi-yun1), YANG Gui-fang1,2), HUANG Jun-hua3), ZHANG Xiao-jin1), CHENG Jie1), YIN Gong-ming4)
1) School of Earth Sciences and Resources, China University of Geosciences, Beijing 100083;
2) Key Laboratory of Biogeology and Environmental Geology of Ministry of Education, China University of Geosciences, Wuhan, Hubei 430074;
3) State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources, China University of Geosciences, Wuhan, Hubei 430074;
4) Institute of Geology, China Earthquake Administration, Beijing 100029

The organic carbon isotopic composition of sediments has been widely used to reconstruct paleoenvironment.An analysis of the organic carbon isotope in Changping borehole of Beijing plain, in comparison with the results from Greenland ice core and deep-sea oxygen isotope records, revealed the paleoenvironmental changes at the millennium scale in Beijing plain since the Late Pleistocene and their possible driving mechanism.The values of δ13Corgrange from ?17.10 ‰ to ?26.18 ‰, with higher isotopic values indicating warmer periods.Accordingly, four climatic stages are evident, i.e., the warm last interglacial period (MIS5), the mild early glacial step (MIS4),the fluctuated interglacial step (MIS3) and the cold and dry late glacial step (MIS2).The millennial scale climatic instabilities over the Late Pleistocene were represented by the occurrence of nine strong Heinrich events shown by lower organic carbon isotope values.One probable reason for the different onsets might have been the contribution of local underlying factors, with topographic, hydrographic, and meteorological patterns being the predominant controls.

organic carbon isotope; paleoclimate; millennium-scale; Late Pleistocene; Beijing plain

P597.2; P532

A

10.3975/cagsb.2011.02.05

本文由中國地質(zhì)大學地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源重點實驗室項目(編號: GPMR200605)資助。

2010-11-08; 改回日期: 2011-01-08。責任編輯: 閆立娟。

倪志云, 女, 1984年生。碩士研究生。主要從事第四紀環(huán)境變化研究。通訊地址: 100083, 北京市海淀區(qū)學院路29號。電話: 010-82329979。E-mail:dezhouyun007@163.com。

楊桂芳, 女, 1975年生。副教授。主要從事地貌學與第四紀環(huán)境變化相關的教學和研究。通訊地址: 100083, 北京市海淀區(qū)學院路29號。E-mail: yangcugb@gmail.com。