川西高原黃土記錄的末次冰期氣候變化

劉維明，楊勝利，方小敏

1.中國科學(xué)院/水利部成都山地災(zāi)害與環(huán)境研究所山地災(zāi)害與地表過程重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，成都 610041

2.蘭州大學(xué)西部環(huán)境教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，蘭州 730000

3.南京師范大學(xué)地理科學(xué)學(xué)院，南京 210046

4.中國科學(xué)院青藏高原研究所大陸碰撞與高原隆升重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100101

0 引言

末次冰期以來的沉積記錄大多保存良好、時(shí)間分辨率高、適合高精度測(cè)年，是古氣候研究的良好載體。世界范圍內(nèi)獲得的大量詳細(xì)的氣候記錄［1－9］顯示，氣候變化不僅存在明顯的地球軌道周期，在全球范圍還存在千年尺度上的氣候突變。對(duì)比不同地區(qū)記錄的千年尺度氣候事件的區(qū)別與聯(lián)系，是研究氣候變化機(jī)制的重要手段［3－5］。青藏高原處于中緯度，海拔為4 000～5 000m，其產(chǎn)生的巨大熱力和動(dòng)力作用，對(duì)大氣環(huán)流產(chǎn)生重大影響，不僅能迅速地感應(yīng)氣候的變化，而且通過冬季和夏季分別對(duì)大氣冷源和熱源的作用，顯著加強(qiáng)了亞洲冬夏季風(fēng)，進(jìn)而對(duì)全球變化產(chǎn)生了重大影響［10－12］。川西高原位于青藏高原東部邊緣，處于高原氣候區(qū)與季風(fēng)氣候區(qū)過渡位置，對(duì)該區(qū)末次冰期以來的氣候演化的深入研究，對(duì)深入理解青藏高原氣候和季風(fēng)氣候的相互作用機(jī)制、青藏高原大氣環(huán)流的影響與作用范圍具有重要意義。

川西高原目前已有的末次冰期的氣候研究，主要來自位于其北部的若爾蓋古湖泊記錄［13］和高山地區(qū)的古冰川序列［14－15］廣泛分布的黃土沉積［16－19］；但是上述已有氣候記錄大多數(shù)分辨率較低，未能深入探討該地區(qū)千年尺度氣候事件的變化特征。筆者新發(fā)現(xiàn)的漳臘黃土剖面，其中屬于末次冰期的馬蘭黃土（L1）厚度超過10m，沉積速率高于黃土高原中部（如洛川黃土剖面L1厚約8m），是目前川西高原發(fā)現(xiàn)的馬蘭黃土厚度最大的剖面，為高分辨古氣候研究的良好載體。對(duì)該黃土剖面進(jìn)行了詳細(xì)的地層學(xué)和氣候代用指標(biāo)研究，獲得了川西高原末次冰期以來的氣候演化過程的高分辨率氣候記錄。

1 材料和方法

川西高原主要位于金沙江以東、大渡河和岷江以西、玉龍山以北、阿尼瑪卿山和秦嶺以南的地區(qū)，大體位于27°N－35°N，97°E－104°E，包括四川的西部、青海的西南部及甘肅南部的一部分［20］。該高原處于中國季風(fēng)氣候區(qū)和高原氣候區(qū)的過渡位置，屬亞寒帶半濕潤氣候，冬長無夏，現(xiàn)代年均溫－4～10℃，年平均降水量400～800mm，干濕季節(jié)較明顯［20］。研究區(qū)黃土不僅分布在河谷、盆地等低洼處，還分布在相對(duì)高差數(shù)百米的山坡和低山頂面上，具明顯風(fēng)成披覆分布特征［21］。

漳臘剖面（103°38′45″E，32°46′46″N）位于阿壩藏族羌族自治州松潘縣川主寺鎮(zhèn)八十溝村，處于岷江的三級(jí)階地上（圖1）、九黃機(jī)場路側(cè)，距漳臘約2 km，海拔約3 080m，距離楊文光等［19］報(bào)道的漳臘黃土剖面約3km，但楊文光等［19］研究的剖面厚僅9.7m，遠(yuǎn)薄于筆者研究的剖面，反映了該地區(qū)黃土沉積的區(qū)域差異較大。筆者研究剖面厚16.2m，野外詳細(xì)觀察該剖面為連續(xù)沉積，未見有明顯缺失，為兩層古土壤中間夾一層黃土組成。剖面頂部的年代（14C年代，（3 362±60）a B.P.）表明：最頂部的古土壤為全新世古土壤（S0），中間的黃土層為L1，最底部的古土壤層判定為末次間冰期古土壤（S1），該剖面主要形成于末次間冰期以來（圖2）；頂部全新世黃土，灰色粉砂質(zhì)黏土，中部為馬蘭黃土L1，灰黃色粉砂，含少量碳酸鹽結(jié)核，中間發(fā)育2層厚1～2m的屬于深海氧同位素階段（marine isotope stages，MIS）3弱古土壤L1SS1和L1SS2（SS和LL為黃土地層中第二等級(jí)古土壤和黃土命名字母），古土壤呈灰褐色，相對(duì)較硬，弱團(tuán)塊－塊狀結(jié)構(gòu)；底部為末次間冰期古土壤S1，共厚3.85m，由厚約2m的黃褐色、具團(tuán)粒結(jié)構(gòu)的古土壤及灰黃色黃土組成，黃土層含有從上部古土壤淋溶下來的碳酸鹽結(jié)核。剖面以5cm間隔采樣，共獲散裝樣品325塊。

圖1 青藏高原東緣黃土分布和剖面位置Fig.1 Distribution of the loess and study section in eastern Tibet

圖2 漳臘黃土剖面地層、年代和各環(huán)境指標(biāo)及其與SPECMAP（深海氧同位素標(biāo)準(zhǔn)曲線）［22］對(duì)比Fig.2 Pedostratrigraphy，age，grain size，redness（a＊），w（CaCO3）magnetic susceptibility of loess－paleosol sequences at Zhangla，and deep－seaδ18 O record［22］

在S0的0.9m處采得一個(gè)14C年代樣品，進(jìn)行常規(guī)全有機(jī)碳測(cè)年。所有樣品充分自然風(fēng)干后，室內(nèi)進(jìn)行了粒度、色度、磁化率和碳酸鹽質(zhì)量分?jǐn)?shù)的測(cè)量。粒度分析前采用較為徹底的前處理方法［23］，經(jīng)去有機(jī)質(zhì)（加 H2O2煮沸），去CaCO3（加 HCl煮沸），靜置12h使其充分沉淀，加六偏磷酸鈉在超聲波振蕩儀里振蕩10min使其充分分散后，置于英國的Marlvern 2000激光粒度儀上測(cè)定。低頻磁化率測(cè)定樣品風(fēng)干后由Bartington MS2磁化率儀完成，每個(gè)樣品測(cè)3遍，取平均值。碳酸鹽測(cè)定采用氣量法，用Bascomb國際標(biāo)準(zhǔn)碳酸鹽計(jì)2次重復(fù)測(cè)定樣品中的碳酸鹽，然后得出其平均質(zhì)量分?jǐn)?shù)，絕對(duì)誤差控制在0.5%以內(nèi)。色度測(cè)量時(shí)將樣品研磨至45 μm以下，在日本生產(chǎn)的SPAD－503土色儀上完成。所有的實(shí)驗(yàn)在蘭州大學(xué)西部環(huán)境教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。

2 結(jié)果

2.1 色度、碳酸鹽和磁化率結(jié)果

色度中的紅度（a＊）多被用來描述土壤的發(fā)育程度，黃土高原的黃土表現(xiàn)為典型的黃色黃土層和暗紅色古土壤層交互出現(xiàn)［24］。而漳臘黃土可能是受到了地下水的影響導(dǎo)致野外黃土層和古土壤層顏色差別并不明顯。該剖面a＊為4.3～8.2，變幅達(dá)3.9。S1中a＊的平均值為6.5，L1中a＊的均值為6.0，差別并不顯著（圖2）。

低頻磁化率（χlf）為（9～58）×10－8m3kg－1，S0和S1中χlf呈現(xiàn)高值，L1中為低值，與黃土高原的黃土磁化率變化模式一致［25］，但是變化幅度要明顯低于黃土高原黃土［26］。L1地層中的磁化率曲線變化不明顯，沒有捕捉到亞軌道尺度的氣候變化。由于筆者未進(jìn)行詳細(xì)的巖石磁學(xué)研究，不能明確磁化率的變化機(jī)制，因此，僅將χlf作為地層劃分的參考（圖2）。

碳酸鹽質(zhì)量分?jǐn)?shù)為0%～14%，緊接古土壤和弱古土壤層，均有一個(gè)高w（CaCO3）值反映了淋溶淀積的過程，古土壤層碳酸鹽的質(zhì)量分?jǐn)?shù)總體低于黃土層。可能由于研究區(qū)降水較多，淋溶深度較大，古土壤和弱古土壤層的碳酸鹽質(zhì)量分?jǐn)?shù)接近于0（圖2）。

2.2 粒度特征

粒徑成分以粉砂為主，體積分?jǐn)?shù)為70%～90%。大于63μm的組分體積分?jǐn)?shù)相對(duì)較高，為2%～18%。其粒度分布曲線多為典型風(fēng)成沉積物的單峰態(tài)，粒徑分布范圍為0.3～120.0μm（圖3）。在概率累積曲線上，漳臘黃土也表現(xiàn)為單段型，極細(xì)和極粗部分很少，不同于河流相沉積物的兩段型或多段型，反映漳臘黃土搬運(yùn)形式相對(duì)簡單。

圖2給出了中值粒徑（Md）隨時(shí)間的變化曲線，變化范圍11.6～31.7μm，變幅達(dá)20.1μm。黃土粒度的變化主要取決于風(fēng)力強(qiáng)度［27］、源區(qū)范圍［28－29］和風(fēng)化作用控制。而當(dāng)其粒徑相對(duì)較粗時(shí)，主要由源區(qū)范圍控制。漳臘黃土的粒徑相對(duì)較粗，故認(rèn)為Md主要反映了源區(qū)范圍的變化。方小敏等［30－31］據(jù)地質(zhì)證據(jù)和現(xiàn)代沙塵特征研究表明，高原東部邊緣黃土主要來源于高原本身。胡兆國等［32］通過黃土中石英砂粒度研究認(rèn)為川西黃土主要為局地近源。因此筆者認(rèn)為漳臘黃土中值粒徑主要反映青藏高原東部的干旱化程度。圖2表明在末次間冰期Md平均值為17.5μm，說明當(dāng)時(shí)的干旱化程度較低，末次冰期Md平均值為19.4μm，比末次間冰期粗1.9 μm，說明此時(shí)的干旱化程度較高。

圖3 漳臘剖面的粒度特征Fig.3 Distribution of grain size

2.3年代控制

測(cè)得的14C年齡為（3 362±60）a B.P.，表明頂部的土壤為全新世古土壤。由于常規(guī)14C測(cè)年材料采用的為全有機(jī)質(zhì)，而有機(jī)質(zhì)容易受到植物根系等的混染，而使年代偏年輕［33］，因此該年代未作為絕對(duì)年代控制點(diǎn)。野外觀察和粒度變化與深海氧同位素［22］對(duì)比揭示：漳臘剖面0.00～1.00m，為S0，相當(dāng)于 MIS1；漳臘1.00～3.95m為 L1LL1，相當(dāng)于MIS2；3.95～9.40m 為 L1SS1、L1LL2和 L1SS2組合，相當(dāng)于 MIS3；漳臘黃土9.40～12.35m 為L1LL3，相當(dāng)于 MIS4；12.35～14.20m 為S1SS1，相當(dāng)于 MIS5a；14.20～16.20m 為S1LL1，相當(dāng)于MIS5b。在黃土研究［34］中，對(duì)于具體的年代控制點(diǎn)，一種慣用的方法是將代用指標(biāo)曲線與標(biāo)準(zhǔn)曲線（常用的為SPECMAP（spectral mapping project）曲線［22］）進(jìn)行對(duì)比后找出理想的年齡控制點(diǎn)，然后將其代入年齡模型（如粒度－年齡模型［9］）獲得整個(gè)剖面的年代序列。在最近中國末次間冰期以來高分辨率的記錄中，石筍記錄［6，35］測(cè)年精確、分辨率高，年代結(jié)果較精確。筆者控制點(diǎn)年齡采用石筍年代，取頂部 0ka、MIS2/1（11.53ka）［6］、MIS3/2（28 ka）［6］、MIS4/3（59.72ka）［6］、MIS5/4（74.36 ka）［6］、MIS5b/5a（91.4ka）［36］為年代控制點(diǎn)，利用粒度－年代模型［9］內(nèi)插，底部根據(jù)沉積速率外推，建立了剖面的年代序列（圖2、4）。

3 討論

3.1 末次冰期以來的高原干旱化過程

從圖4可以看出末次冰期漳臘黃土中值粒徑存在逐漸增強(qiáng)的趨勢(shì)，反映了高原的干旱化持續(xù)加強(qiáng)，沙漠化范圍的逐漸擴(kuò)大，并且MIS3階段Md平均值為17.6μm，與MIS4階段的17.7μm基本相同，兩者均小于MIS2階段的Md平均值24.8μm。這與黃土高原西部李家塬黃土反映的中國北方沙漠范圍的持續(xù)擴(kuò)大有所不同，李家塬黃土在相當(dāng)于MIS4階段的L1－5層Md平均為22.2μm，大于相當(dāng)于 MIS3階段 L1－2－L1－4層的20.0μm［39］，李家塬黃土粒度57ka以來逐漸變粗是全球冰量末次冰期逐漸增大的反映。而漳臘黃土粒度MIS3階段峰值明顯較MIS4階段粗，均值兩者基本一致，漳臘黃土粒度末次冰期的持續(xù)變粗，除了受到全球冰量末次冰期逐漸增大的影響以外，可能還受到了高原隆升的部分影響。地貌和新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)研究表明，晚更新世以來青藏高原存在隆升運(yùn)動(dòng)。筆者認(rèn)為漳臘黃土的結(jié)果至少部分代表了高原海拔高度的增高，加強(qiáng)了對(duì)水汽的阻擋作用，導(dǎo)致高原內(nèi)部干旱化的增強(qiáng)。Fang等［40］也認(rèn)為合作黃土有機(jī)質(zhì)質(zhì)量分?jǐn)?shù)的持續(xù)增加，至少部分代表了晚更新世以來的高原隆升。合作黃土［41］粗顆粒（＞40μm）體積分?jǐn)?shù)也表現(xiàn)為MIS4階段平均體積分?jǐn)?shù)（45.54%）與 MIS3階段基本一致（37.61%），兩者均遠(yuǎn)小于MIS2階段的平均體積分?jǐn)?shù)（35.1%），證明了兩者均受到同一氣候系統(tǒng)控制。

地質(zhì)記錄和數(shù)值模擬均表明［38］，高原隆升對(duì)中國北方干旱化、高原干旱化、東亞季風(fēng)和高原季風(fēng)等均有重大影響。漳臘黃土和合作黃土均有反映的MIS4階段和MIS3平均狀況相似，而代表北方沙漠范圍的李家塬黃土粒度［39］、代表東亞夏季風(fēng)的南京石筍δ18O［6］和代表高原溫度古里雅冰芯δ18O［37］均反映MIS3階段氣候平均狀況要優(yōu)于MIS4階段?？赡苷f明漳臘黃土所記錄的這次高原隆升的幅度不是很大，并未對(duì)整個(gè)東亞氣候系統(tǒng)產(chǎn)生重大影響。

3.2 亞軌道尺度的氣候變化特征

由圖4可以看出在短尺度上，漳臘黃土末次冰期粒度曲線記錄了多個(gè)明顯的粒度變粗事件和近20個(gè)較為明顯的粒度變細(xì)事件（雖然有些事件不太明顯，但為了便于描述和對(duì)比，筆者仍按照冰芯的方法，將粒度變粗事件依次標(biāo)記為YD、H1－H6，將粒度變細(xì)事件依次標(biāo)記IS1－IS20［1］）。漳臘黃土粒度與南京石筍氧同位素［6］具有良好的可比性，粒度變粗事件與氧同位素記錄的YD和Heinrich事件在表現(xiàn)特征和年齡上大部分可以進(jìn)行很好的對(duì)比，但是粒度記錄的H5不明顯，H2與H3之間還有2個(gè)明顯的粒度粗峰值在石筍中沒有記錄，反映了不同氣候記錄之間的差異。雖然變細(xì)事件與南京石筍曲線中夏季風(fēng)增強(qiáng)事件難以進(jìn)行一一直接對(duì)比，但其中一些明顯的粒度變細(xì)事件也可以與南京石筍曲線中對(duì)應(yīng)的季風(fēng)增強(qiáng)事件在表現(xiàn)特征和時(shí)間位置上進(jìn)行直接對(duì)比（圖4a，b）。以上結(jié)果表明末次冰期川西高原干旱化存在很大的波動(dòng)：與南京石筍記錄的東亞夏季風(fēng)減弱的Heinrich事件所對(duì)應(yīng)的為漳黃土粒度變粗、干旱化增強(qiáng)；與東亞夏季風(fēng)增強(qiáng)對(duì)應(yīng)的為黃土粒度變細(xì)、干旱化程度降低。反映了末次冰期千年尺度不穩(wěn)定性對(duì)川西高原干旱化程度也有深刻影響。一般認(rèn)為，干旱化程度與降水緊密相聯(lián)。現(xiàn)代氣象觀測(cè)表明，青藏高原的熱力和動(dòng)力作用使其上空相對(duì)于周圍的大氣在夏季為熱低壓，在冬季表現(xiàn)為冷高壓，由此形成壓力場和風(fēng)流場的季節(jié)變化表現(xiàn)為高原季風(fēng)現(xiàn)象，青藏高原及其周邊地區(qū)的氣候變化受控于高原季風(fēng)強(qiáng)度的變化［10］。高原降水量與高原夏季風(fēng)強(qiáng)度有關(guān)，夏季高原的熱低壓越低，高原夏季風(fēng)越強(qiáng)，越能吸引更多的水汽，降雨量越大。故川西高原干旱化千年尺度波動(dòng)可能是高原夏季風(fēng)千年尺度不穩(wěn)定性的體現(xiàn)。

圖4 末次冰期各種不同氣候記錄的對(duì)比Fig.4 Comparison of several climatic records during the last glaciation

但是漳臘黃土粒度與南京石筍之間亦存在明顯差異。首先，黃土粒度較細(xì)代表的是高原明顯濕潤事件，一個(gè)位于28～31ka，一個(gè)位于42～45ka。這2次事件的濕潤程度十分突出，南京石筍氧同位素沒有記錄，基本落在高原冰芯（圖4c）揭示的 MIS3階段大暖期范圍內(nèi)。古里雅冰芯研究揭示44～25 ka期間高原地區(qū)是個(gè)顯著暖期（圖4c），施雅風(fēng)等［42］認(rèn)為這個(gè)顯著暖期是由于中低緯地區(qū)接受太陽輻射增多，是歲差周期由于高原顯著的熱力作用而對(duì)高原地區(qū)產(chǎn)生的深刻環(huán)境效應(yīng)的結(jié)果。筆者研究反映出川西高原明顯變濕，可能表明低緯地區(qū)氣候系統(tǒng)也對(duì)高原夏季風(fēng)產(chǎn)生明顯的影響。由于這一時(shí)段夏季風(fēng)的顯著加強(qiáng)，川西高原地面植被覆蓋大大改善，限制了冬季沙塵的大范圍提供。這一現(xiàn)象于合作黃土粒度指標(biāo)也有反映［41］（圖4d），表明在川西高原上MIS3階段的變暖變濕可能真的存在，并且明顯強(qiáng)于其他地區(qū)。

其次，漳臘剖面記錄的H2與H1相對(duì)強(qiáng)度與其他高分辨氣候記錄的異同。雖然各個(gè)Heinrich事件絕對(duì)強(qiáng)度很難評(píng)估，但是可以從氣候曲線上判別出每個(gè)事件的相對(duì)強(qiáng)度。H1和H2為年代最晚的2個(gè)Heinrich事件，多數(shù)高分辨率的氣候記錄對(duì)其識(shí)別相對(duì)準(zhǔn)確。漳臘黃土、古里雅冰芯［37］、合作黃土［41］和 NGRIP［2］均顯示出 H2要比 H1更明顯；而南京石筍［6］、李家塬黃土［39］和阿拉伯海沉積［4］卻顯示H1要比H2更顯著。雖然H1與H2相對(duì)強(qiáng)度的空間差異機(jī)理尚不清楚，但是川西高原地區(qū)同北半球高緯度和高原的氣候記錄一致，而與中低緯度的氣候記錄不一致，可能揭示了川西高原和青藏高原與高緯地區(qū)氣候聯(lián)系更為緊密。

4 結(jié)論

1）川西高原高分辨率的黃土氣候記錄顯示，青藏高原東部末次冰期以來總體呈干旱化逐步增強(qiáng)的趨勢(shì)。表現(xiàn)為漳臘黃土粒度記錄的平均粒度逐漸變粗，可能受到高原局地大氣環(huán)流改變的影響。高原東部在總體變干的過程中，還存在28～31ka，42～45ka 2個(gè)顯著的濕潤期，這與高原冰芯記錄揭示的MIS3階段大暖期一致，可能表明了低緯地區(qū)氣候系統(tǒng)也對(duì)高原夏季風(fēng)產(chǎn)生明顯的影響。

2）末次冰期漳臘黃土粒度代表的高原干旱化亞軌道尺度的波動(dòng)，可能是高原夏季風(fēng)千年尺度變化結(jié)果。漳臘黃土記錄的H2強(qiáng)于H1現(xiàn)象與古里雅冰芯、合作黃土和NGRIP記錄相同，而與南京石筍、李家塬黃土和阿拉伯海沉積沉積不同，可能暗示川西高原與北半球高緯地區(qū)氣候聯(lián)系更為緊密。

洪埜、潘美慧和張平參加了野外或室內(nèi)測(cè)試工作，謹(jǐn)致謝忱。

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