川西漳臘黃土地層與氣候變化

楊文光，朱利東，羅虹，劉娟，張巖

（成都理工大學(xué)沉積地質(zhì)研究院，成都 610059）

川西漳臘黃土地層與氣候變化

楊文光，朱利東，羅虹，劉娟，張巖

（成都理工大學(xué)沉積地質(zhì)研究院，成都 610059）

川西高原風(fēng)成黃土廣泛分布，其中漳臘盆地黃土剖面厚約9.5 m。根據(jù)磁化率、粒度和地層特征，并通過與金川黃土和甘孜黃土剖面的對(duì)比，可將漳臘黃土地層劃分為冰后期S0古土壤、末次冰期L1復(fù)合黃土、末次間冰期S1復(fù)合古土壤、倒數(shù)第二冰期L2黃土等4個(gè)地層單位，其中L1復(fù)合黃土可細(xì)分為L1L1、L1S1、L1L2、L1S2和L1L3等5個(gè)次級(jí)地層單位，S1復(fù)合古土壤又可細(xì)分為S1S1、S1L1、S1S2、S1L2和S1S3等5個(gè)次級(jí)地層單位。通過磁化率曲線與SPECMAP氧同位素曲線對(duì)比，結(jié)合地層剖面特征和前人認(rèn)識(shí)，初步認(rèn)為漳臘盆地黃土沉積開始于150 ka±。漳臘黃土磁化率、粒度曲線的波動(dòng)旋回很好地對(duì)應(yīng)了黃土-古土壤風(fēng)塵堆積序列，記錄著該區(qū)約150 ka以來的氣候變化，本區(qū)自150 ka以來共經(jīng)歷了6次以冬季風(fēng)占主導(dǎo)地位的時(shí)期和6次夏季風(fēng)強(qiáng)盛時(shí)期。

漳臘黃土；磁化率；粒度；古氣候；川西高原

川西高原位于青藏高原與四川盆地的過渡地帶，主要受印度季風(fēng)和高原季風(fēng)的影響，是研究青藏高原隆升和氣候效應(yīng)的典型地區(qū)[1～3]。川西高原上的黃土分布廣泛，主要保存在各種地貌面上[4～6]，其厚度變化較大，具明顯風(fēng)成黃土特征[7]。對(duì)厚層連續(xù)的黃土-古土壤序列作全面的深入研究，對(duì)探討高原東部季風(fēng)演化模式及其與周邊地區(qū)氣候變化之間的關(guān)系具有重要意義，能為過去全球變化研究提供重要的信息和啟示。目前對(duì)川西高原黃土的研究主要集中于甘孜地區(qū)[1～5,8～13]，其氣候演化階段基本可以和深海氧同位素曲線對(duì)比，與同期印度洋季風(fēng)變化存在極高的一致性，但其他地區(qū)的黃土研究少見報(bào)道。近年來中國北方風(fēng)成堆積序列的研究成果表明，黃土-古土壤序列磁化率曲線作為東亞夏季風(fēng)變遷的代用指標(biāo)和中國北方地區(qū)大陸古氣候的記錄模式，可以與深海沉積氧同位素記錄和極地冰心記錄建立良好的對(duì)比關(guān)系[14～19]。前人研究表明，川西高原黃土-古土壤序列不僅能反映高原冬、夏季風(fēng)的強(qiáng)度變化,而且還能比較連續(xù)完整地記錄了青藏高原東部季風(fēng)的演化過程[1～2,12～13]。本文通過對(duì)川西高原漳臘盆地黃土地層及其磁化率、粒度記錄的分析，初步探討川西高原漳臘黃土記錄的古氣候變化。

1 研究材料與方法

川西高原漳臘黃土剖面位于四川省松潘縣漳臘鎮(zhèn)空心磚場旁，位于岷江上游三級(jí)階地之上，為空心磚場挖掘的直立陡崖剖面，GPS位置為32°48' 05.9''N，103°38'39.5''E，海拔約3 030 m（圖1）。野外觀察到6層褐紅色古土壤，整個(gè)剖面沉積連續(xù)、無間斷。古土壤鈣質(zhì)膠結(jié)較強(qiáng)，呈塊狀，部分鐵質(zhì)含量多，顏色偏鐵紅色，疏松多孔。

漳臘盆地黃土剖面可見厚度為9.5 m，根據(jù)出露剖面的沉積物顏色及巖性特征等，并結(jié)合磁化率特征，自上而下分成14層（圖2）。剖面描述如下：

野外對(duì)漳臘黃土剖面以10 cm間隔進(jìn)行取樣，共采集樣品94個(gè)。樣品處理具體步驟如下：（1）將黃土樣品置于低于37℃的干燥箱內(nèi)烘干；（2）將烘干樣在陶瓷研缽中輕輕研磨至粉末狀，混合均勻，以不損壞自然顆粒為度；（3）在電子天平上稱取10 g±的粉末樣品，稱重后用聚乙烯薄膜包裹，置于10 ml容量的圓柱形聚乙烯樣品盒中，壓實(shí)、密封；（4）在低頻（0.47 kHz）和高頻（4.7 kHz）條件下分別進(jìn)行磁化率測量，各測量三次取其平均值，并計(jì)算質(zhì)量磁化率和頻率磁化率。所用儀器為英國Bartington公司產(chǎn)MS2型雙頻磁化率儀，其分析誤差約為±1%。粒度樣品分析經(jīng)去有機(jī)質(zhì)(加H2O2煮沸)、去CaCO3(加HCl煮沸),靜置12 h使其充分沉淀,加六偏磷酸鈉在超聲波振蕩儀里振蕩10 min使其充分分散后，在Beckman Coulter LS230型全自動(dòng)激光粒度分析儀上進(jìn)行測試，分析誤差＜1%。以上測試項(xiàng)目的預(yù)處理和測試完成于同濟(jì)大學(xué)海洋地質(zhì)國家重點(diǎn)試驗(yàn)室。

目前對(duì)于黃土的年齡模式主要采用“磁化率年齡模型”[18]和“粒度年齡模型”[19]，眾多學(xué)者利用“磁化率年齡模型”和“粒度年齡模型”高分辨率的確定地層沉積時(shí)間,并在國際國內(nèi)發(fā)表了大量高水平的文章[18～22]，但就這兩種年齡模型的相對(duì)準(zhǔn)確性而言,磁化率年齡模型高于粒度年齡模型[23]。本文采用磁化率年齡模型，將黃土磁化率曲線與SPECMAP氧同位素曲線[24]加以對(duì)比，建立了漳臘黃土剖面的年齡模式（圖2）。通過對(duì)本區(qū)地質(zhì)調(diào)查研究，漳臘黃土的底部為礫石層，而趙小麟等對(duì)漳臘盆地川主寺東岷江東岸的傳子溝礫巖頂部黃土底部的熱釋光測年157.6±1.18 ka[25]，雖然研究剖面未見底，通過沉積速率結(jié)合趙小麟等的認(rèn)識(shí)，推測漳臘黃土年齡為150ka±。

圖1 研究區(qū)交通位置圖Fig.1Location of study area

2 漳臘黃土磁化率、粒度特征

計(jì)算后的低頻磁化率與頻率磁化率的深度投點(diǎn)如圖3所示，根據(jù)磁化率特征變化，結(jié)合粒度中值粒徑和粗顆粒組分變化特征，由下至上劃分成四個(gè)階段：

（1）剖面底部～1.9 m，磁化率波動(dòng)略微明顯，其值大部分在1×10-8～4×10-8m3·kg-1范圍內(nèi)動(dòng)，有1個(gè)樣品磁化率超過了4×10-8m3·kg-1，平均值為2.44×10-8m3·kg-1，磁化率值較低。本階段下部波動(dòng)比較平穩(wěn)，中部略有上升，上部曲線波動(dòng)明顯，在深度1.6m附近達(dá)到峰值。該階段頻率磁化率較小，變化較大，但是波動(dòng)不明顯。粒度中值粒徑介于5.0～19.76 μm之間，整體趨勢略有增加，＞45μm波動(dòng)較明顯。

（2）1.9～4.4 m，總體上磁化率比上一階段明顯增大，磁化率曲線波動(dòng)十分強(qiáng)烈，最大值為10.26× 10-8m3·kg-1，最小值為0.97×10-8m3·kg-1，平均值為3.42×10-8m3·kg-1。將三個(gè)峰值相比較，發(fā)現(xiàn)頂、底部的峰值較高，而中間的峰值相對(duì)較低，其峰值分別為7.65×10-8m3·kg-1、10.26×10-8m3·kg-1和4.5× 10-8m3·kg-1。在深度2.2 m附近出現(xiàn)最高值。曲線變化趨勢從下到上為高-低-高-低-高，照此變化趨勢，可將其劃分為三峰兩谷的兩個(gè)半的小旋回。該階段頻率磁化率變化不甚明顯，也呈現(xiàn)出三峰兩谷的變化趨勢。而粒度中值粒徑和＞45μm顆粒含量呈現(xiàn)相反的變化趨勢，為兩谷三峰的變化趨勢，而且波動(dòng)較明顯。

圖2 漳臘黃土磁化率曲線與SPECMAP氧同位素曲線對(duì)比圖Fig.2Variations ofmagnetic susceptibilityofZhangla loess and comparison with SPECMAP δ18O

（3）4.4～8.3m，本階段磁化率值總體下降，下部波動(dòng)比較平穩(wěn)，磁化率值大都分布在0.97×10-8～10.55× 10-8m3·kg-1之間，平均值為3.47×10-8m3·kg-1，中部和上部波動(dòng)明顯。從下到上出現(xiàn)了由低-高-低-高-低的兩個(gè)小旋回，分別在中上部的6.7 m和7.9 m深度附近達(dá)到峰值，其值分別為9.22×10-8m3·kg-1和10.55×10-8m3·kg-1。該階段頻率磁化率與質(zhì)量磁化率變化趨勢基本一致，早期波動(dòng)明顯，晚期波動(dòng)不明顯，且晚期有上升的趨勢。粒度中值粒徑和45μm顆粒含量波動(dòng)較大，比質(zhì)量磁化率表現(xiàn)出更為明顯的變化趨勢，其中該階段晚期粒度中值粒徑較小。

（4）8.3～9.3 m，本階段磁化率值較高，均超過了4×10-8m3·kg-1，曲線波動(dòng)比較明顯，與前幾個(gè)階段曲線高頻低幅的變化相比，這里的曲線變化相對(duì)來說顯示出高幅低頻的變化趨勢。最大值為9.14× 10-8m3·kg-1，最小值為5.04×10-8m3·kg-1，平均值為6.47×10-8m3·kg-1。在深度8.5 m附近達(dá)到了峰值。該階段頻率磁化率較大，而且波動(dòng)不明顯。粒度中值粒徑和＞45 μm顆粒含量波動(dòng)較大，其中中值粒徑較小，＞45 μm顆粒含量在9 m處發(fā)生突變。

從漳臘盆地空心磚場黃土剖面的磁化率和粒度曲線變化看，曲線呈6個(gè)峰值段和6個(gè)谷值段交替波動(dòng)，在每一個(gè)旋回中，波峰段對(duì)應(yīng)著古土壤層，波谷段對(duì)應(yīng)著黃土層；在同一個(gè)旋回中，古土壤與下伏黃土之間磁化率值的變化為漸變關(guān)系，并呈低幅高頻鋸齒狀錯(cuò)動(dòng)，而在相鄰的旋回之間，即黃土與下伏古土壤層之間呈突變關(guān)系，所有可以識(shí)別的古土壤層其磁化率值都明顯地比其母質(zhì)黃土有所增強(qiáng)，顯示峰值。對(duì)比發(fā)現(xiàn)，磁化率曲線和黃土-古土壤序列基本上一一對(duì)應(yīng)，說明磁化率、粒度對(duì)古氣候確有指示意義（圖3）。將漳臘盆地黃土和甘孜、金川黃土對(duì)比，發(fā)現(xiàn)漳臘黃土的剖面沉積序列與金川黃土、甘孜黃土的剖面沉積序列能很好的相對(duì)應(yīng)（圖4），磁化率的變化趨勢具有可比性。根據(jù)野外剖面的巖性特征和磁化率值，并參照黃土高原的黃土地層單位和磁化率標(biāo)定年齡，可將漳臘黃土作以下劃分：冰后期S0古土壤（深度8.3～9.0 m），末次冰期L1黃土（深度4.4～8.3 m）、末次間冰期S1古土壤（深度1.9～4.4 m）、倒數(shù)第二冰期L2黃土（深度0～1.9 m）。依據(jù)地層巖石學(xué)特征和磁化率值變化特征，末次冰期L1黃土可細(xì)分為L1L1、 L1S1、L1L2、L1S2和L1L3等5個(gè)次級(jí)地層單位，末次間冰期S1古土壤又可細(xì)分為S1S1、S1L1、S1S2、S1L2和S1S3等5個(gè)次級(jí)地層單位。

圖3 漳臘黃土質(zhì)量磁化率、頻率磁化率、中值粒徑和＞45μm粒徑含量變化Fig.3Variations ofmass magnetic susceptibility,frequencymagnetic susceptibility,median grain size and＞45μmparticles content ofZhangla loess

圖4 漳臘黃土與金川黃土[26]、甘孜黃土[1]地層與磁化率對(duì)比圖Fig.4Strata and magnetic susceptibilitycomparison ofZhangla loess,Jinchuan loess and Ganzi loess

3 磁化率、粒度指示的古氣候變化

黃土磁化率是近年來研究發(fā)現(xiàn)的能反映氣候環(huán)境變化的物理參數(shù)，已經(jīng)作為古氣候代用指標(biāo)用于海陸古氣候?qū)Ρ扰c全球環(huán)境變化研究[14～17]。研究表明磁化率不僅是分辨剖面中古土壤、黃土及其發(fā)育程度的實(shí)驗(yàn)標(biāo)志，而且在恢復(fù)古氣候冷暖轉(zhuǎn)換和古環(huán)境變遷方面也具有重要的指示意義[27～28]，古土壤高磁化率值指示了溫濕氣候，而黃土的低磁化率值指示了干冷的氣候[14]。雖然目前對(duì)黃土-古土壤磁化率形成的機(jī)制還存在很多爭論，但是磁化率作為夏季風(fēng)演化的代用指標(biāo)得到了廣泛的應(yīng)用，實(shí)踐證明它也能較好地應(yīng)用于川西高原黃土-古土壤指示的高原夏季風(fēng)強(qiáng)度變化[1～3]。漳臘黃土剖面中黃土層均對(duì)應(yīng)于磁化率曲線的低值，而古土壤層均對(duì)應(yīng)于磁化率曲線的高值，規(guī)律性十分明顯。研究表明，黃土、古土壤磁化率值主要取決于粒徑≤0.001 mm的鐵磁性礦物（磁鐵礦、磁赤鐵礦等）顆粒的豐度，黃土、古土壤的成土或成壤作用強(qiáng)度使原有的及新生的微細(xì)鐵磁性礦物顆粒豐度增高是主要原因，而其強(qiáng)度又取決于氣候環(huán)境[29]，因此古土壤高磁化率值指示了成壤作用強(qiáng)烈的濕熱氣候環(huán)境，而黃土低磁化率值指示了成土作用弱的干冷氣候環(huán)境，黃土-古土壤磁化率變化是區(qū)域古氣候變化的直接反映，常被作為區(qū)域夏季風(fēng)變遷的代用指標(biāo)。

對(duì)黃土高原黃土粒度的研究，認(rèn)為其粒度大小與分布，主要受東亞古季風(fēng)的控制，東亞古季風(fēng)的強(qiáng)弱,不僅直接影響風(fēng)塵堆積時(shí)的粒度大小與分布,而且影響黃土沉積后所受的風(fēng)化作用大小,進(jìn)而影響黃土的粒度大小與分布；因此，黃土、古土壤的粒度可以作為冬季風(fēng)強(qiáng)度的較好的指標(biāo)[30～33]，其中常用的主要有中值粒徑、平均粒徑、粗顆粒含量、粗細(xì)顆粒比值等幾種方法。對(duì)于風(fēng)積粉塵而言,中值粒徑可反映搬運(yùn)動(dòng)力的強(qiáng)弱[34]。由于高原東部降塵主要為高原冬季風(fēng)所為[33,35]，中值粒徑和粗顆粒含量可作為高原冬季風(fēng)強(qiáng)弱的代用指標(biāo)，即冬季風(fēng)越強(qiáng)，中值粒徑越大，粗顆粒含量越高[35]。

漳臘黃土剖面磁化率曲線的波動(dòng)旋回很好地對(duì)應(yīng)了黃土-古土壤風(fēng)塵堆積序列，高值段對(duì)應(yīng)的地層代表了較為溫暖濕潤的成壤時(shí)期，而低值段對(duì)應(yīng)的是氣候較為干冷時(shí)期的風(fēng)塵黃土堆積與弱成壤作用。黃土層堆積時(shí)，氣候總體上為干冷，夏季風(fēng)較弱，而古土壤發(fā)育時(shí)，夏季風(fēng)強(qiáng)度增加。根據(jù)磁化率曲線變化特征，結(jié)合粒度中值和粗顆粒組分變化特征，可分成4個(gè)階段：

（1）第1階段（150～130 ka，深度0～1.9 m）：倒數(shù)第二冰期，磁化率值較低，波動(dòng)略微明顯，氣候寒冷干燥，該階段粒度波動(dòng)明顯，但與磁化率并不呈明顯的反相關(guān)。

（2）第2階段（130～73 ka，深度約1.9～4.4 m）：末次間冰期，與MIS5相當(dāng)。磁化率曲線顯示出“三峰兩谷”的特征，S1S3、S1S2和S1S1分別與深海氧同位素階段5a、5c、5e相對(duì)應(yīng)，S1L2、S1L1與深海氧同位素階段5b和5d相對(duì)應(yīng)。S1S1、S1S2和S1S3的磁化率值高，表明上述時(shí)期夏季風(fēng)勢力強(qiáng)大，冬季風(fēng)較弱。黃土層S1L1、S1L2的出現(xiàn)代表冬季風(fēng)曾兩次增強(qiáng)?？傊诒倦A段，夏季風(fēng)勢力強(qiáng)大，氣候溫暖濕潤。粒度記錄與磁化率結(jié)果基本一致，但是信息更加豐富，可能具有區(qū)域性特點(diǎn)。

（3）第3階段（73～12ka，深度約4.4～8.3m）：末次冰期，總的來說磁化率值較低，磁化率曲線變化起伏大，說明氣候較為干冷，但又經(jīng)歷了小的旋回又可分為三個(gè)小階段：①末次冰期早冰階（73～59 ka，深度約4.4～6.2 m），相當(dāng)于MIS4，磁化率值迅速減小，反映冬季風(fēng)較強(qiáng)，磁化率值較低，推斷出本期以冬季風(fēng)占主導(dǎo)地位，氣候偏冷；②末次冰期間冰階（59～24 ka，深度約6.2～7.9 m），相當(dāng)于MIS3，可分為3個(gè)時(shí)期。早期即L1S2，磁化率值高，說明夏季風(fēng)加強(qiáng)，但其峰值低于L1S1，說明此時(shí)夏季風(fēng)強(qiáng)度較L1S1弱。中期（深度約6.8～7.3 m），磁化率值降低，顯示冬季風(fēng)迅速加強(qiáng)，氣候干冷，形成L1L2黃土層。晚期（深度約7.3～7.9 m）夏季風(fēng)再次加強(qiáng)，形成L1S1古土壤層，磁化率接近全剖面的最高水平，其高值比全新世還高，反映出夏季風(fēng)較強(qiáng)，說明當(dāng)時(shí)水熱組合可能優(yōu)于全新世，這需要更多證據(jù)來證實(shí);③末次冰期晚冰階（24～12 ka，深度約7.9～8.3 m）：相當(dāng)于MIS2。磁化率較小，表明冬季風(fēng)較強(qiáng)大，氣候干旱寒冷。這點(diǎn)與粒度記錄基本一致。

（4）第4階段（12 ka以來，深度約8.3～9.0 m）：全新世，與MIS1對(duì)應(yīng)。磁化率值逐漸增強(qiáng)，反映夏季風(fēng)逐步加強(qiáng)，古土壤發(fā)育程度明顯，但也有一個(gè)明顯的下降，可能與全新世早期變冷事件有關(guān)。

漳臘黃土剖面磁化率、粒度特征揭示無論暖期還是冷期，基本上皆呈低幅高頻的鋸齒狀波動(dòng)，表明岷江上游地區(qū)大的氣候旋回中存在著較頻繁氣候冷暖波動(dòng)。從磁化率、粒度曲線和黃土剖面沉積特征來看，本區(qū)共經(jīng)歷了6次以冬季風(fēng)占主導(dǎo)地位的時(shí)期和6次夏季風(fēng)強(qiáng)盛時(shí)期。漳臘黃土磁化率曲線可以很好的跟深海氧同位素對(duì)比，自末次間冰期以來分別對(duì)應(yīng)于深海氧同位素5、4、3、2、1階段，說明漳臘黃土-古土壤序列記錄的氣候演變與全球氣候變化是一致的，但漳臘黃土磁化率表現(xiàn)出更明顯的波動(dòng)，說明其氣候變化可能既有全球氣候環(huán)境的反映，也可能有區(qū)域性氣候特點(diǎn)。另外磁化率記錄與粒度記錄存在不一致的情況，可能也說明了冬季風(fēng)相對(duì)夏季風(fēng)的增強(qiáng)并不意味著夏季風(fēng)一定減弱，冬夏季風(fēng)是可以同時(shí)增強(qiáng)的，可能只是二者增加的幅度有所差異[22]。

4 結(jié)論

本文通過對(duì)川西高原漳臘黃土剖面的野外觀察和描述，結(jié)合室內(nèi)磁化率、粒度分析，通過與鄰區(qū)金川黃土和甘孜黃土的對(duì)比，主要得出以下幾點(diǎn)認(rèn)識(shí)：

（1）通過磁化率曲線與氧同位素曲線及甘孜黃土磁化率曲線加以對(duì)比，結(jié)合黃土地層剖面沉積特征，根據(jù)中國黃土地層學(xué)劃分并結(jié)合前人對(duì)本區(qū)三級(jí)階地的年齡討論，初步判定漳臘盆地黃土底部年齡約150 ka。

（2）根據(jù)野外剖面的巖石學(xué)特征、磁化率和粒度特征，并參照黃土高原的黃土地層單位和磁化率標(biāo)定年齡，將漳臘黃土作以下劃分：冰后期S0古土壤(深度8.3～9.0 m段)，末次冰期L1黃土(深度4.4～8.3 m段)、末次間冰期S1古土壤(深度1.9～4.4 m段)、倒數(shù)第二冰期L2黃土(深度0～1.9 m段)。

（3）漳臘黃土磁化率、粒度曲線的波動(dòng)旋回很好地對(duì)應(yīng)了黃土-古土壤風(fēng)塵堆積序列，記錄著該區(qū)約150 ka以來的氣候變化。從磁化率、粒度和黃土剖面沉積特征來看，本區(qū)自150 ka以來共經(jīng)歷了6次以冬季風(fēng)占主導(dǎo)地位的時(shí)期和6次夏季風(fēng)強(qiáng)盛時(shí)期。漳臘黃土磁化率曲線與深海氧同位素變化趨勢的一致性，說明漳臘黃土-古土壤序列記錄的氣候演變與全球氣候變化在大趨勢上基本是一致的，但漳臘黃土磁化率表現(xiàn)出更明顯的波動(dòng)，說明其氣候變化既有全球氣候環(huán)境的反映，也可能有區(qū)域性氣候特點(diǎn)。

參加野外工作的還有姜琳、何大芳等，在實(shí)驗(yàn)過程中得到了同濟(jì)大學(xué)海洋地質(zhì)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室鄭妍、許士范等的幫助，尤其是鄭洪波教授提供經(jīng)費(fèi)和實(shí)驗(yàn)支持，在此一并致謝。

[1]王建民,潘保田.青藏高原東部黃土沉積的基本特征及其環(huán)境[J].中國沙漠,1997,17(4):395-402.

[2]潘保田,王建民.末次間冰期以來青藏高原東部季風(fēng)演化的黃土沉積記錄[J].第四紀(jì)研究,1999,4:330-335.

[3]陳詩越,方小敏,王蘇民.川西高原甘孜黃土與印度季風(fēng)演化關(guān)系[J].海洋地質(zhì)與第四紀(jì)地質(zhì),2002,22(3):41-45.

[4]方小敏,陳富斌,施雅風(fēng),等.甘孜黃土與青藏高原冰凍圈演化[J].科學(xué)通報(bào),1996,41(20):1865-1867.

[5]蔣復(fù)初,吳錫浩,肖華國,等.川西高原甘孜黃土地層學(xué)[J].地球?qū)W報(bào),1997,18(4):413-420.

[6]汪陽春,柴宗新,劉淑珍,等.橫斷山地區(qū)的黃土及意義[J].山地學(xué)報(bào),1999,17(4):300-304.

[7]王運(yùn)生,李永昭,向芳.川西高原甘孜黃土的成因[J].地質(zhì)力學(xué)學(xué)報(bào),2003,9(1):91-96.

[8]陳富斌,高生淮,陳繼良,等.甘孜黃土剖面磁性地層初步研究[J].科學(xué)通報(bào),1990,35(20):1600.

[9]陳秀玲,楊勝利,吳福莉,等.印度季風(fēng)演化在中國川西高原碳酸鹽記錄上的反映[J].亞熱帶資源與環(huán)境學(xué)報(bào), 2008,3(3):7-11.

[10]喬彥松,趙志中,王燕,等.川西甘孜黃土磁性地層學(xué)研究及其古氣候意義[J].第四紀(jì)研究,2006,26:250-256.

[11]喬彥松,趙志中,王燕,等.川西甘孜黃土-古土壤序列的地球化學(xué)演化特征及其古氣候意義[J].科學(xué)通報(bào), 2010,55(3):255-260.

[12]劉冬雁,彭莎莎,喬彥松,等.青藏高原東南緣甘孜黃土磁化率揭示的西南季風(fēng)演化[J].海洋地質(zhì)與第四紀(jì)地質(zhì),2009,29(5):115-121.

[13]劉冬雁,李巍然,喬彥松,等.基于EMD分解的甘孜黃土磁化率記錄的西南季風(fēng)演化周期性[J].地球科學(xué), 2010,35(4):533-541.

[14]岳樂平,薛祥煦,雷祥義,等.近130 ka中國黃土磁化率氣候記錄與南極冰芯氣候記錄[J].地球物理學(xué)報(bào)[J], 1998,41(4):463-467.

[15]An Z S,Kukla G,Porter S C,et al.Magnetic susceptibility evidence of monsoon variation on the Loess Plateau of central China during the last 130,000 years[J].Quaternary Research,1991,36:29-36.

[16]劉秀銘,劉東生,Friedrich Heller,等.中國黃土磁顆粒分析及其古氣候意義[J].中國科學(xué)(B輯),1991,(6): 639-644.

[17]烏居雅之,福間浩司,蘇黎,等.黃土-古土壤磁化率述評(píng)[J].海洋地質(zhì)與第四紀(jì)地質(zhì),1999,19(3):83-95.

[18]Kukla G,Heller F,Liu X M,et al.Pleistocene climate in China dated by magnetic susceptibility[J].Geology,1988, 16(9):811-814.

[19]Porter S C,An Z S.Correlation between climate events in the North Atlantic and China during the last glaciation[J]. Nature,1995,375:305-308.

[20]Chen F H,Bloemendal J,Wang J M,et al.High-resolution multi-proxyclimaterecordsfromChineseLoess: Evidence for rapid climatic changes over the last 75 ka [J].Palaeogeography,Palaescimatology,Palaeoecology, 1997,130(1～4):323-335

[21]ChenFH,BloemendalJ,FengZD,etal.EastAsiamonsoon variations during oxygen isotope stage 5：Evidence fromthe northwest margin of the Chinese loess Plateau[J]. QuaternaryScienceReview,1999,18(8～9):1127-1135

[22]An Z S,John E K,Warren Prell,et al.Evolution of Asian monsoons and Phased uplift of the Himalaya-Tibetan Plateau since late Miocene times[J].Nature,2001,411: 62-66.

[23]陳一萌,馮兆東,宮輝力.對(duì)黃土磁化率、粒度年齡模型的檢驗(yàn)[J].自然科學(xué)進(jìn)展,2007,17(6):764-769.

[24]Imbrie J,Hays J D,Martinson D G,et al.The orbital theory of Pleistocene climate:Support froma revised chronology of the marine δ18O record[A].In:Berger A, Imbrie J,Hays J eds.Milankovitch and Climate Part 1[C]. Holland:D·Reidel,1984.269-307

[25]趙小麟,鄧起東,陳社發(fā).岷山隆起的構(gòu)造地貌學(xué)研究[J].地震地質(zhì),1994,16(4):429-439.

[26]王書兵,蔣復(fù)初,田國強(qiáng),等.四川金川黃土地層[J].地球?qū)W報(bào),2005,26(4):355-358.

[27]安芷生,Porter S,Kukla G.最近13萬年黃土高原季風(fēng)變遷的磁化率證據(jù)[J].科學(xué)通報(bào),1990，35(7):529-532.

[28]劉秀銘,劉東生,Heller F,等.黃土頻率磁化率與古氣候冷暖變換[J].第四紀(jì)研究,1990,1:42-40.

[29]雷祥義,岳樂平,王建琪,等.秦嶺鳳州黃土磁學(xué)特征及其古氣候意義[J].科學(xué)通報(bào),1998,43(14):1537-1540.

[30]汪海斌,陳發(fā)虎,張家武.黃土高原西部地區(qū)黃土粒度的環(huán)境指示意義[J].中國沙漠,2002,22(1):21-26.

[31]Kohfeld K E,Harrison S P.Glacial-interglacial changes in dust deposition on the ChineseLoess Plateau[J]. Quaternary Science Reviews,2003,22(3):1859-1878.

[32]張小曳.亞洲粉塵的源區(qū)分布、釋放、輸送、沉降與黃土堆積[J].第四紀(jì)研究,2001,21(1):29-40.

[33]鹿化煜,安芷生.黃土高原黃土粒度組成的古氣候意義[J].中國科學(xué)D輯,1998,28(3):278-283.

[34]Rutter NW.中國黃土和全球變化[J].第四紀(jì)研究,1992, 12(1):2-11.

[35]王書兵,蔣復(fù)初,田國強(qiáng).理縣黃土地層與環(huán)境記錄[J].海洋地質(zhì)與第四紀(jì)地質(zhì),2006,26(3):115-119.

Stratigraphy of Zhangla Loess in Western Sichuan Plateau and its Paleoclimatic Change Record

YANG Wen-guang,ZHU Li-dong,LUO Hong,LIU Juan,ZHANG Yan
(InstituteofSedimentaryGeology,Chengdu UniversityofTechnology,Chengdu 610059,China)

Eolian loess is widely distributed on western Sichuan plateau with different thickness.A 9.5 mthick loess profile at Zhangla basin is measured for strata and palaeoclimate research.According to characteristics of strata,grain size and magnetic susceptibility and compared with Jinchuan and Ganzi loess profile,the loess sequence of Zhangla basin can be divided into four stratigraphic units：paleosol S0,loess L1,paleosol S1, loess L2and paleosol S2,which were formed in the postglacial period,last glaciation,last interglaciation,last but one glaciation respectively.Among them,the compound paleosol S1can be subdivided into five secondary stratigraphic units,i.e.,loess S1L1,S1L2,paleosol S1S1,S1S2and S1S3;the compound loess L1can be also subdivided into five secondary stratigraphic units,i.e.,loess L1L1,L1L2,paleosol L1S1,L1S2and L1S3.Based on comparison the magnetic susceptibility curve with SPECMAP δ18O curve and integrated with characteristics of lithology and previous research result，the deposition of the Zhangla loess started at about 150 ka.Fluctuation of magnetic susceptibility value and median and coarse content of grain size of Zhangla loess were well consistent with the deposition of loess-paleosol sequence,and the climatic change can be indicated by the magnetic susceptibility of the Zhangla loess since 150 ka,in which six intensified summer monsoon circulations are shown by higher values of magnetic susceptibility,and six intensified winter monsoon circulations are indicated by the lower values.

Zhangla loess;magnetic susceptibility;grain size;paleoclimate;western Sichuan plateau

P534.63+2

A

1007-3701(2011)03-0231-07

2010-12-2

國家自然科學(xué)基金（41002055）、國家十五科技攻關(guān)項(xiàng)目（2004BA810B50）、成都理工大學(xué)科研啟動(dòng)基金項(xiàng)目（HL0049）和同濟(jì)大學(xué)海洋地質(zhì)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室開放基金項(xiàng)目.

楊文光（1980—），男，博士，講師，主要從事沉積地球化學(xué)、古生物與古環(huán)境的研究工作.Email：yangwg1018@gmail.com