西安地區(qū)全新世氣候變化與土壤侵蝕研究*

周 旗，趙景波，蘇 敏，王曉寧，馬延東，楚純潔

西安地區(qū)全新世氣候變化與土壤侵蝕研究*

周 旗1，2，趙景波3，4?，蘇 敏4，王曉寧4，馬延東5，楚純潔6

（1.寶雞文理學院陜西省災害監(jiān)測與機理模擬重點實驗室，陜西寶雞 721013；2.中國科學院地球環(huán)境研究所黃土與第四紀地質國家重點實驗室，西安 710061；3.中國科學院地球環(huán)境研究所氣溶膠化學與物理重點實驗室，西安 710061；4.陜西師范大學地理科學與旅游學院，西安 710062；5.長安大學干旱區(qū)地表水文和生態(tài)效應教育部重點實驗室，西安 710054；6.平頂山學院資源與環(huán)境科學學院，河南平頂山 467000）

為了揭示西安地區(qū)全新世環(huán)境變化和黃土地層的侵蝕期，利用野外調查和化學分析等方法，研究了西安地區(qū)全新世黃土與古土壤發(fā)育時的氣候變化和不同氣候階段的土壤侵蝕。通過野外調查，在西安白鹿塬區(qū)發(fā)現(xiàn)了黃土塬區(qū)罕見的3個層次的全新世中期古土壤，整個全新世黃土剖面可分為5層，表明黃土塬區(qū)全新世氣候變化及沙塵暴活動與河谷地區(qū)一樣可分為5個階段。土層氧化物、微量元素、CaCO3含量和磁化率測定結果顯示，西安白鹿塬區(qū)全新世8 500～6 000年和5 000～3 100年古土壤發(fā)育時較10 000～8 500年、6 000～5 000年和3 100年以來的黃土發(fā)育時夏季風活動強，降水量多，氣候濕潤，沙塵暴活動弱。中全新世8 500～6 000年間發(fā)育的S02古土壤中Fe2O3和Al2O3有一定富集，該層土壤類型相當于黃棕壤，指示當時年平均降水量較現(xiàn)今多150 mm左右。雖然沙塵暴活動很弱的間冰期是黃土地層理論上的侵蝕期，但是實際上這一時期的土壤侵蝕很弱。全新世黃土的侵蝕主要發(fā)生在氣候冷干時期，不是發(fā)生在溫濕時期。全新世中期6 000～5 000年間的黃土侵蝕率一般大于堆積率，使得廣大地區(qū)全新世中期的薄層黃土在絕大多數(shù)地區(qū)受到侵蝕而消失。全新世中期薄層黃土發(fā)育時氣候變冷干引起的植被退化是當時土壤侵蝕加強和出現(xiàn)侵蝕期的原因。

全新世；黃土與古土壤；氣候變化；全新世土壤侵蝕；西安地區(qū)

全新世環(huán)境變化對人類的生產與生活有著重要影響，研究這一時期的環(huán)境變化對認識全新世人類文明的發(fā)展和變化具有重要作用。全新世是距現(xiàn)今最近的一個時期，研究這一時期的氣候變化可為預測未來環(huán)境變化提供重要科學依據(jù)。

國外對全新世環(huán)境變化開展了大量研究。在全新世研究的早期，Wendland和Bryson[1]將北歐地區(qū)的全新世分為3個大階段和5個小階段，其中早全新世寒冷，中全新世溫暖，晚全新世又變得寒冷。在后來，Bond等[2]研究海洋沉積物指示的氣候變化認識到，除了上述全新世氣候變化的3個主要階段之外，還存在著千年尺度的氣候變化事件。Sycheva等[3]研究了俄羅斯中部全新世土壤，得出了中全新世古土壤發(fā)育好，氣候溫暖。Dusar等[4]研究了地中海東部全新世環(huán)境變化對地貌形成動力的影響，表明全新世早期氣候是地貌形成的主要動力，但人為因素也影響地貌發(fā)展。Mu?oz等[5]研究指出，在中全新世溫暖期存在一個寒冷階段。Senra等[6]研究玻利維亞安第斯山區(qū)全新世土壤得出，該區(qū)古土壤是從中全新世變暖時才發(fā)育的。

總結上述可知，國外對全新世氣候研究普遍認為全新世氣溫變化具有全球性，全新世降水量的變化在各地區(qū)不同。雖然歐洲的全新世氣候變化有5個階段，但其主要證據(jù)來源于湖泊和沼澤沉積，未涉及沙塵暴活動和黃土與古土壤發(fā)育的演變。

國內對全新世環(huán)境變化也開展了很多研究。孫建中和趙景波[7]、Shi等[8]對湖泊沉積的研究表明，全新世氣候可分為4～5個階段。Huang等[9-10]在關中平原河谷地區(qū)發(fā)現(xiàn)中全新世古土壤分為3層，中全新世中期存在一個變冷干的氣候階段。安芷生等[11]研究得出，洛川中全新世古土壤為草原土壤。Wang等[12]研究認為黃土高原中全新世古土壤發(fā)育較早全新世和晚全新世強，中全新世夏季風活動最強。

然而，過去在廣大的黃土塬區(qū)見到的中全新世古土壤僅有1層組成，在黃土塬區(qū)很少發(fā)現(xiàn)中全新世古土壤內夾有一個薄層黃土構成的剖面[12]。研究中全新世古土壤分層的差異對揭示不同地貌區(qū)的環(huán)境變化和土壤侵蝕有重要意義。因此，本文依據(jù)在西安白鹿塬區(qū)野外調查發(fā)現(xiàn)的全新世黃土剖面5層結構，通過土層氧化物、微量元素、CaCO3含量和磁化率等代用指標的測定，期望揭示該區(qū)全新世氣候變化及其對土壤侵蝕的影響。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

研究剖面位于西安市白鹿塬中段的糜鹿村、東端的安村、東南部的西王村和少陵塬中段長安四府村（圖1）。糜鹿村剖面距離西安市中心東南約20 km。安村剖面和西王村剖面分別距離藍田縣城西南約6 km和14 km。長安四府村剖面距離西安市中心南約12 km。西安地區(qū)屬于暖溫帶大陸性季風氣候，年平均氣溫為13.2℃，年平均降水量為600～700 mm[13]。白鹿塬是西安境內最大的黃土塬，其塬長25 km，寬6～9 km，面積263 km2；塬面平坦開闊，自東南向西北傾斜，海拔680～780 m。白鹿塬黃土地層發(fā)育齊全，從早更新世到全新世黃土均有發(fā)育，黃土地層總厚度為120 m左右。

1.2 樣品采集與分析

因為中全新世古土壤的CaCO3淀積層分布在晚更新世黃土（L1）中，所以L1黃土上部到全新世晚期黃土之間的土層是本研究的采樣對象。為了查明白鹿塬全新世土壤剖面分層和分布，2017—2019年分別對白鹿塬區(qū)13個地點進行了詳細調查。調查地點包括白鹿塬西段的狄寨鎮(zhèn)、任家坡、塘村、南支村、中段的糜鹿村、姚村、田禾村、西王村、杜溝村和東段的安村、下白村、吳家莊、宋家咀等。調查方法是觀察自然出露剖面或人工取土剖面，剖面未出露時利用人力打鉆進行觀察。調查發(fā)現(xiàn)在糜鹿村東和村北全新世中期古土壤分為3層的剖面，并在剖面各層中以5 cm間隔采樣，共采集樣品56個。在安村、西王村和四府村等發(fā)現(xiàn)絕大多數(shù)剖面的中全新世古土壤僅由1層構成。為了證實野外觀察到的安村、西王村和四府村剖面是否僅有1層構成，對這3個剖面也進行了采樣，采樣間隔為3 cm。在安村剖面采集樣品112個、西王村剖面采集109個、四府村剖面采集118個。通過氣量法分析樣品CaCO3含量、通過X-熒光元素分析儀分析元素含量、利用磁化率儀測定黃土磁化率。實驗分析在陜西師范大學和中國科學院地球環(huán)境研究所完成。

2 結 果

2.1 全新世黃土剖面分層與年代

白鹿塬區(qū)13個地點的調查發(fā)現(xiàn)，除糜鹿村全新世黃土剖面分為5層外（圖2a，圖2b），其他12個地點僅有3個土層（圖2c、圖2d）。白鹿塬中段的糜鹿村剖面從上向下第1層為晚全新世黃土（L0），灰黃色，松散，厚度為0.6 m；第2層為中全新世晚期古土壤（S01），灰褐色，棱柱狀結構，較致密堅硬，厚0.5 m；第3層為中全新世古土壤中間的薄層黃土（Lx），灰黃色，厚0.3 m；第4層為中全新世早期古土壤（S02），灰褐色，略顯紅色，棱柱狀結構，較致密堅硬，厚0.6 m；第5層為早全新世黃土（Lt），厚0.5 m。第5層之下為晚更新世黃土（L1），灰黃色，松散，大孔隙發(fā)育，CaCO3淀積層（Ck）分布在該層位上部，可見CaCO3薄膜和小結核。該層出露厚度1.5 m。在糜鹿村北約500 m處，也見到全新世黃土剖面分為5層（圖2b），各層厚度與糜鹿村東剖面基本相同。糜鹿村全新世黃土剖面分布在平坦塬面上，分布范圍約1 km2，微地貌特點較周圍地形略高，剖面是磚廠取土出露的。所調查的其他全新世黃土剖面由如下3層構成。從上向下第1層為晚全新世黃土（L0），厚約0.5 m；第2層為中全新世古土壤（S0），厚0.6～0.8 m；第3層是早全新世黃土（Lt），厚0.5 m。第3層之下為晚更新世黃土（L1）。西王村剖面和安村剖面分布高度與塬面高度持平，地形平坦開闊。西王村剖面和安村剖面是建筑取土出露的。

黃土沉積層位穩(wěn)定，具有大范圍可比性。關中平原全新世黃土與古土壤年代測定結果[9-10,14]（圖3）表明，中全新世早期古土壤（S02）與下伏黃土的分界年代為8 500年左右，S02古土壤的上界年齡為6 000年左右[9-10,14]。中全新世中期薄層黃土（Lx）上界和下界年代分別為6 000年和5 000年[9-10,14]，中全新世晚期古土壤（S01）的上界和下界年代分別為5 000年和3 100年[9-10,14]。晚全新世黃土（L0）為3 100年以來發(fā)育的。因為全新世下界年齡為11 500年左右，所以S02古土壤之下的馬蘭黃土（L1）頂部或CaCO3淀積層分布層位應屬于早全新世黃土（Lt）。因此，全新世黃土剖面從下向上包括了Lt黃土、S02古土壤、Lx黃土、S01古土壤和L0黃土5個層位。

2.2 糜鹿村全新世土層氧化物含量

糜鹿村全新世剖面中SiO2、Fe2O3、Al2O3、K2O的含量在黃土與古土壤層位呈現(xiàn)明顯的高低變化特點（圖4），在2個古土壤層位含量高，在黃土層位含量低。CaO的含量變化與上述4個指標相反，在黃土層含量高，古土壤層含量低。這表明古土壤層CaO受淋溶作用明顯而含量減少，SiO2、Fe2O3、Al2O3、K2O則發(fā)生富集，含量增高。這5個氧化物指標顯示，全新世氣候變化至少可分為5個階段。S02剖面中的Fe2O3平均值為56.8 g·kg–1，最大值為62.4 g·kg–1，在古土壤剖面下部含量最高，指示Fe在土壤剖面中上部發(fā)生了遷移，在下部出現(xiàn)了聚集（圖4）。Al2O3的含量變化顯示，Al在S02剖面中上部發(fā)生了遷移，在下部出現(xiàn)富集（圖4）。S01剖面的Fe2O3和Al2O3含量較黃土層略高，顯示這兩層中Fe和Al有一定富集，但是它們在黏化層中的含量變化較小，表明遷移不明顯。在全新世3個黃土層中，Lx層中的Fe2O3和Al2O3含量大于L0層位，全新世早期黃土Lt層位的Fe2O3和Al2O3含量較全新世中期和晚期黃土低。晚更新世黃土L1中的Fe2O3和Al2O3含量最低。Fe2O3和Al2O3含量在全新世5個土層中由高到低的順序為S02> S01>Lx>L0>L1>Lt。

2.3 糜鹿村全新世土層微量元素含量

糜鹿村全新世剖面中微量元素Rb、Ba、Ni、Sr、V含量在黃土與古土壤層位呈現(xiàn)明顯的高低波動特點（圖5），其中Rb、Ba、Ni、V在2個古土壤層位含量高，在黃土層位含量低。Sr的含量變化與上述4種元素含量變化相反，在黃土層含量高，在古土壤層含量低（圖5）。在L0黃土層，Rb、Ba、Ni、Sr、V的平均含量分別為107.85、518.99、36.34、150.93和93.29 mg·kg–1。在S01古土壤層中，Rb、Ba、Ni、Sr、V平均含量分別為117.22、551.59、38.64、137.86和99.72 mg·kg–1。在Lx層中，Rb、Ba、Ni、Sr、V 平均含量分別為109.20、518.73、36.45、150.20和95.00 mg·kg–1。在S02古土壤層位，Rb、Ba、Ni、Sr、V含量分別為117.94、561.88、39.77、133.39和102.98 mg·kg–1。在Lt黃土層中，Rb、Ba、Ni、Sr、V 平均含量分別為97.26、486.20、33.99、169.41和87.31 mg·kg–1。在晚更新世黃土層L1中，Rb、Ba、Ni、Sr、V的平均含量分別為103.00、520.84、35.39、184.99和91.40 mg·kg–1。剖面各層中Rb、Ba、Ni、V平均含量由高到低的順序為S02>S01>Lx>L0>L1>Lt，Sr的含量由高到低的順序為S02>S01>Lx>L0>L1>Lt。古土壤層中Rb、Ba、Ni、V含量較黃土層高的原因同樣由于古土壤中黏土含量較黃土層高，黏土吸附導致微量元素含量高。古土壤層中Sr含量較黃土層低的原因是由于古土壤發(fā)育時的淋溶作用較黃土發(fā)育時強，使得古土壤中的Sr淋失。

注：L0.晚全新世黃土；S01.中全新世晚期古土壤；Lx.中全新世黃土；S02.中全新世早期古土壤；Lt.過渡層；L1.晚更新世黃土。下同。Note：L0.Late Holocene loess；S01.Late mid-Holocene paleosol；Lx.Mid-Holocene loess；S02.Early mid-Holocene paleosol；Lt.Transition layer；L1.Late Pleistocene loess.The same as below.

圖3 關中平原全新世黃土與古土壤剖面對比及年代（土層年代根據(jù)文獻[9-10]）

Fig.3 Comparison and age of Holocene loess and paleosol profiles in the Guanzhong Plain（Layer age according to Refs [9-10]）

2.4 糜鹿村全新世土層CaCO3含量與磁化率

糜鹿村全新世剖面中CaCO3含量分析（圖6）表明，全新世5個層位CaCO3含量差異明顯。CaCO3含量平均值L0層為93.3 g·kg–1，S01層為43.3 g·kg–1，Lx層為90.4 g·kg–1，S02層為29.1 g·kg–1，Lt層為177.7 g·kg–1，L1層為150.7 g·kg–1。上述結果表明在2個古土壤層位CaCO3含量低，在黃土層位含量高。需要指出的是，CaCO3易轉化為Ca（HCO3）2再發(fā)生淋溶遷移，古土壤S01和S02上部CaCO3含量與上覆黃土中CaCO3轉化、向下遷移以及再沉淀有關。

磁化率測定結果（圖6）顯示，糜鹿村全新世剖面L0層低頻磁化率平均值為182.42×108m3·kg–1，S01層位為212.19×108m3·kg–1，Lx層位為185.17×108m3·kg–1，S02層位為208.26×108m3·kg–1，Lt層位為131.43×108m3·kg–1，L1層位上部為157.10×108m3·kg–1。上述結果表明，在2個古土壤層位低頻磁化率值高，在黃土層位低。

2.5 糜鹿村全新世土層元素比值與風化指數(shù)

Rb和Ba是易于被黏土吸附的元素，Sr是易受淋溶遷移的元素，因此Rb/Sr和Sr/Ba比值能夠指示氣候變化。在氣候溫暖濕潤時期發(fā)育的黏土含量高的土壤中Rb/Sr比值大，在寒冷干旱時期發(fā)育的土壤中比值小。在氣候溫濕時期發(fā)育的黏土含量高的土壤中Sr/Ba比值小，在黃土層位Sr/Ba比值大（圖6）。在糜鹿村全新世黃土剖面，古土壤層位Rb/Sr大，Sr/Ba小，在黃土層位變化相反。Rb/Sr和Sr/Ba比值反映出糜鹿村全新世黃土發(fā)育時期出現(xiàn)了5個階段的氣候變化。

風化指數(shù)能夠表明土層受風化強弱。根據(jù)風化指數(shù)計算公式[15]CIA= [Al2O/（Al2O3+CaO+Na2O+ K2O）]×100）進行計算，獲得了糜鹿村全新世土層風化指數(shù)（圖6）。根據(jù)Nesbitt等[15]研究，CIA 值在50%和65% 之間代表弱風化和冷干氣候，CIA 值在65%和85% 之間，代表中等風化，CIA 值在85%和100% 之間，代表強風化和濕潤氣候。風化指數(shù)顯示，L1和L0土層的風化指數(shù)平均值分別為64.8%和65.1%，表明L1和L0層為弱風化或接近弱風化。Lt、S02、Lx、S01層的風化指數(shù)平均值分別為66.0%、67.3%、66.0%、66.1%，表明這4層經受了中等風化。值得指出的是，S02層古土壤下部20 cm厚度的風化指數(shù)為70%左右，是風化最強層位。

2.6 安村、西王村和四府村全新世土層CaCO3含量

CaCO3含量分析顯示，安村、西王村和四府村全新世古土壤CaCO3含量很低，一般小于1%。全新世早期黃土Lt層中CaCO3含量也很低，平均為10.0 g·kg–1左右。在安村與四府村剖面CaCO3含量與變化相近，L1層上部1m左右深度范圍內由于古土壤CaCO3淀積和聚集，CaCO3含量最高，在向下CaCO3較低（圖7）。西王村剖面CaCO3受淋溶較安村和四府村的強，這是由該剖面距離秦嶺較近和降水量較多決定的。西王村剖面的L1上部0.7深度范圍CaCO3含量也很低，在向下CaCO3含量顯著增高（圖7）。這3個剖面中的CaCO3含量顯示中全新世古土壤僅有1層構成，古土壤層內未出現(xiàn)CaCO3含量高的中全新世黃土層。

3 討 論

3.1 白鹿塬全新世氣候變化與沙塵暴活動

過去對白鹿塬地區(qū)古土壤作過許多研究[16-19]，取得了一些重要成果，但對白鹿塬地區(qū)全新世土壤分層和氣候變化階段的認識還很不夠。如前所述，在廣大黃土高原的黃土塬區(qū)，中全新世古土壤僅有1層構成，但在關中平原的渭河階地上該層古土壤偶爾可見由兩層構成，中間夾有一薄層黃土[9]。在白鹿塬等廣大黃土塬區(qū)，到目前為止一般未確定中全新世古土壤由兩層構成。本研究的觀察和化學成分及磁化率等測定顯示，白鹿塬中全新世古土壤可明顯分為兩層，兩層古土壤之間為代表相對冷干氣候的厚30 cm的黃土層。中全新世中期黃土層的存在，表明在中全新世白鹿塬地區(qū)與關中平原河谷地區(qū)一樣均存在一個短暫的氣候惡化和沙塵暴活動加強的時期。根據(jù)近年來的研究可知，關中平原中全新世河谷地區(qū)氣候變冷干階段發(fā)生的時間在距今6 000～15 000年之間[9-10,14]。這表明在距今約6 000年該區(qū)氣候發(fā)生了轉折性變化，出現(xiàn)了一個持續(xù)約1 000年的沙塵暴活動加強的冷干氣候階段。

白鹿塬全新世黃土剖面分層和氧化物、微量元素、CaCO3含量、磁化率及風化指數(shù)CIA值各項指標顯示，白鹿塬全新世5個階段的氣候存在一定差別，其中S02層古土壤受到了中等偏強的風化成壤作用，代表的氣候最溫濕。其次是S01層古土壤，其受到了中等風化成壤作用，代表的氣候也較溫濕。在中全新世中期薄層黃土（Lx）發(fā)育時的氣候較S01層古土壤發(fā)育時冷干。全新世晚期黃土（L0）和全新世早期黃土（Lt）發(fā)育時的氣候最冷干，全新世晚期黃土發(fā)育時的氣候似乎較早期黃土發(fā)育時更冷干（圖8）。

與5個階段的氣候變化相對應的是有5個階段的沙塵暴活動的強弱變化。在全新世3層黃土發(fā)育時期，是沙塵暴活動加強時期。其中全新世晚期的L0層黃土和全新世早期的Lt黃土形成時的沙塵暴活動較全新世中期Lx層黃土形成時更強，在中全新世2層古土壤發(fā)育時期為沙塵暴活動較弱時期。

3.2 白鹿塬中全新世古土壤類型與季風氣候特征

過去的初步研究認為，洛川中全新世古土壤成壤作用弱，土壤類型為黑壚土，當時年均降水量為300～500 mm，代表與現(xiàn)代接近的干旱或半干旱的氣候環(huán)境[11]。這一認識與中全新世氣候較現(xiàn)代明顯溫暖的認識存在較大矛盾。因此，很有必要深入討論中全新世古土壤類型和形成時的氣候?，F(xiàn)代典型褐土CaCO3含量一般大于20 g·kg–1，淋溶褐土CaCO3含量一般低于10.0 g·kg–1[20]。本文的CaCO3含量分析表明，白鹿塬中全新世早期古土壤淋溶最強層位CaCO3含量約為10.0 g·kg–1，具有明顯的淋溶土壤CaCO3含量特征。而且這10.0 g·kg–1的CaCO3可能與上覆黃土層發(fā)育時的CaCO3轉化、淋溶和淀積有關，實際的含量應該還要低，該層古土壤中的氧化物含量高證實了這一點。該層古土壤黏化層下部Fe2O3和Al2O3含量明顯增高，下部較上部分別富集了8.0 g·kg–1的Fe2O3和15.0 g·kg–1的Al2O3。研究表明，土壤黏化層中Fe2O3含量一般超過5.0 g·kg–1就指示Fe發(fā)生了遷移，表明土壤是淋溶性的[20]。Fe2O3和Al2O3含量充分證明糜鹿村全新世早期古土壤為淋溶土壤。典型褐色土是堿性的，不具有CaCO3淋失和黏粒遷移的特點[21]，這充分證明中全新世早期古土壤較典型褐土發(fā)育明顯強。由此確定，西安白鹿塬中全新世早期古土壤應該為棕色土或黃棕壤。該區(qū)現(xiàn)代土壤為褐色土[13]，L0層黃土的中上部為現(xiàn)代土壤，也就是說L0層黃土為褐色土。而全新世中期兩層古土壤受到的成壤作用較L0層黃土顯著強，因此S02和S01層古土壤應分別為黃棕壤和發(fā)育弱的棕色土。黃棕壤發(fā)育的年降水量一般大于750 mm，棕色土發(fā)育的降水量一般大于700 mm[20]。由此推斷，在全新世古土壤發(fā)育時的氣候較現(xiàn)代濕潤，當時年降水量較現(xiàn)今多150 mm左右，這與過去的研究得出的認識[22-23]基本一致。

土壤化學成分、CaCO3含量和磁化率及微結構能夠指示降水量變化，能夠反應氣候和夏季風的變化[16,24-28]。如上所述，白鹿塬地區(qū)全新世以來形成了3層黃土和2層古土壤。如上所述，古土壤發(fā)育時年平均降水量較現(xiàn)今多。因為研究區(qū)屬于溫帶季風氣候區(qū)，該區(qū)的降水主要來自海洋的夏季風或東南季風，所以古土壤的發(fā)育代表了夏季風增強，活動頻繁（圖7）。該區(qū)南緣的秦嶺山脈是東南夏季風向北運移的障礙，該山脈也是中國南方和北方氣候的分界線。在中全新世古土壤發(fā)育時期，研究區(qū)降水量的明顯增多表明在中全新世古土壤發(fā)育時，夏季風能頻繁越過秦嶺山脈，并給該區(qū)帶來較多降水。因為風積黃土是冬季風作為搬運風塵動力的沙塵暴活動形成的，所以在Lt、Lx和L0黃土層的發(fā)育指示了冬季風活動加強和夏季風活動減弱（圖8）。由此可見，西安地區(qū)全新世以來發(fā)生了4次季風變化，分別發(fā)生在距今8 500年、6 000年、5 000年和3 100年。根據(jù)這4次季風變化，可將白鹿塬區(qū)全新世氣候分為5個明顯不同的季風氣候階段，其中8 500～6 000年與5 000～3 100年為夏季風作用強的階段，11 500～8 500年、6 000～5 000年和3 100年以來為夏季風作用弱和冬季風作用強的階段（圖8）。

3.3 全新世土壤侵蝕與侵蝕期

關于黃土高原第四紀黃土的侵蝕期，由于到目前為止發(fā)現(xiàn)的直接證據(jù)很少，因此研究成果少，認識也不一致。有的研究者認為，間冰期沙塵暴活動較弱，降水較多導致侵蝕動力加強，是黃土高原土壤侵蝕期或理論上的侵蝕期[29-30]。但是事實上由于間冰期降水量較多，植被發(fā)育好，土壤侵蝕反而相對弱。黃土中古土壤的大量發(fā)育和保存充分證實了這一點。盡管間冰期土壤侵蝕很少或微弱，但是由于間冰期黃土堆積很少，反而不利于黃土和黃土高原的發(fā)育。冰期氣候干旱，沙塵暴活動強，是黃土的堆積期和黃土高原發(fā)育時期。黃土堆積時期地表植被相對稀疏，缺少間冰期喬木、灌木和草本植物構成的多層植被結構對土壤的保護作用，土壤侵蝕量較間冰期古土壤發(fā)育時要大（圖8），是實際上的侵蝕期。全新世6 000～5 000年間發(fā)育的薄層黃土（Lx）在絕大多數(shù)地區(qū)被全部侵蝕完畢就證實了這一點。黃土發(fā)育時期主要為草原植被，這樣的植被同樣具有一定的保護地表土壤的作用，由此黃土高原廣泛發(fā)育了厚達140 m的黃土。然而，按照土層侵蝕量而論，黃土發(fā)育時期的土壤侵蝕量要較溫濕期大許多。

不僅白鹿塬區(qū)全新世6 000～5 000年間發(fā)育的黃土在絕大多數(shù)剖面中被侵蝕完畢（圖3），而且在海拔高度較低的關中平原河流階地上的絕大多數(shù)全新世黃土剖面中也缺少6 000～15 000年間發(fā)育的黃土層，顯示當時河流階地上的黃土侵蝕與黃土塬區(qū)一樣強烈。這表明在6 000～15 000年間的時期，關中平原的黃土塬區(qū)與河谷區(qū)土壤侵蝕率大于風塵堆積率，是全新世黃土的侵蝕期（圖8）。此外，在黃土高原的廣大黃土塬區(qū)，全新世中期古土壤一般也僅有1層構成[7,12]，表明在黃土高原中全新世中期薄層黃土發(fā)育時期是一個廣泛的土壤侵蝕強的侵蝕期（圖7）。雖然所研究剖面中不見侵蝕面存在，但存在沉積層的缺失，這也是確定侵蝕期的兩個關鍵證據(jù)之一。據(jù)地質學的研究，侵蝕期有兩種基本表現(xiàn)形式，一是侵蝕面，二是地層缺失[31]。白鹿塬全新世黃土剖面中普遍存在沉積層的缺失，這充分證明6 000～5 000年間為普遍的土壤侵蝕期。中全新世延續(xù)時間很短，加之黃土物質成分與結構很均一[7,11,16]，這是侵蝕面不清楚的原因。

中全新世晚期古土壤（S01）發(fā)育時的土壤侵蝕值得討論。根據(jù)全新世僅有1層古土壤發(fā)育的剖面中古土壤的厚度常常較大（圖3）分析，在中全新世晚期古土壤發(fā)育時侵蝕較弱，導致中全新世晚期古土壤疊加在了中全新世早期古土壤之上。因此，在S01古土壤發(fā)育時期，也是一個風塵堆積緩慢和侵蝕緩慢的時期。在早全新世黃土（Lt）發(fā)育時期，氣候冷干，是風塵堆積速率大于侵蝕速率的時期，所以該層黃土分布廣泛。早全新世氣候較晚全新世降水偏多，植被發(fā)育好，黃土侵蝕較晚全新世弱。晚全新世L0在該區(qū)和黃土高原較常見的，即使在許多剖面中受到了侵蝕而消失，也是近代人類活動的結果，不是當時侵蝕造成的。因此，L0發(fā)育時期也是堆積率大于侵蝕率的時期（圖8）。

4 結 論

西安白鹿塬糜鹿村全新世中期古土壤可清楚地分為3層，整個全新世剖面的黃土與古土壤可分為5層，表明黃土塬區(qū)全新世氣候變化與沙塵暴活動可分為5個階段。土層氧化物、微量元素、CaCO3含量和磁化率測定結果顯示，西安白鹿塬全新世中期8 500～6 000年和5 000～3 100年間的古土壤發(fā)育時夏季風活動較強，降水量較多，氣候較濕潤，沙塵暴活動較弱。10 000～8 500年間、6 000～5 000年間和3 100年以來的黃土發(fā)育時氣候冷干，夏季風較弱，冬季風較強，降水較少，沙塵暴活動較強。中全新世8 500～6 000年間發(fā)育的S02古土壤經受了中等偏強的化學風化作用，其中的Fe2O3和Al2O3有一定富集，該層土壤類型相當于黃棕壤，指示當時年平均降水量較現(xiàn)今多150 mm左右。全新世中期的6 000～5 000年間氣候惡化導致黃土或土壤侵蝕加強，絕大多數(shù)地區(qū)的黃土侵蝕率大于黃土堆積率，使得全新世中期這一薄層黃土在絕大多數(shù)地區(qū)受到侵蝕而消失。雖然沙塵暴活動很弱的間冰期是黃土地層理論上的侵蝕期，但是全新世黃土的侵蝕主要不是發(fā)生在溫濕時期，而是發(fā)生在風塵堆積的冷干時期，只是侵蝕期的風塵沉積率小于侵蝕率。全新世中期薄層黃土發(fā)育時氣候變冷干引起的植被退化是導致當時土壤侵蝕加強和出現(xiàn)侵蝕期的主要原因。

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Climate Change and Soil Erosion in Holocene in Xi’an Area

ZHOU Qi1,2, ZHAO Jingbo3,4?, SU Min4, WANG Xiaoning4, MA Yandong5, CHU Chunjie6

(1.Shaanxi key Laboratory of Disasters Monitoring and Mechanism Simulation,Baoji University of Arts and Sciences,Baoji,Shaanxi 721013, China; 2.State Key Laboratory of Loess and Quaternary Geology,Institute of Earth Environment,Chinese Academy of Sciences,Xi’an 710061,Shaanxi,China; 3.Key Laboratory of Aerosol Chemistry and Physics,Institute of Earth Environment,Chinese Academy of Sciences,Xi’an 710061,Shaanxi,China; 4.School of Geography and tourism,Shaanxi Normal University,Xi’an 710062,Shaanxi,China; 5.Key Laboratory of Subsurface Hydrology and Ecological Effects in Arid Region (Chang’an University),Ministry of Education,Xi’an,710054,Shaanxi, China; 6.School of resources and environment,Pingdingshan University,Pingdingshan,Henan 467000,China)

【Objective】This paper is oriented to reveal changes in climate, monsoon and sandstorm activity in Holocene in Xi’an area, to explore impacts of cold dry climate and warm wet climate on loess erosion and to define erosion period of the loess strata.【Method】Field surveys were carried out to investigate how loess and paleosol eroded in Holocene.Of the loess and paleosol, chemical compositions were determined with an X-ray fluorescence analysis instrument, CaCO3content with the gas volume method, and magnetic susceptibility with a magnetic susceptibility instrument.【Results】Through the field investigation of 13 sample sites points at Bailuyuan of Xian, it is found that the mid-Holocene paleosol, rarely discovered in the loess plateau in the past, can be divided into three layers, including one layers of loess and two layers of paleosol.The loess and paleosol in the entire Holocene profile can be divided into five layers.The Holocene profile in Milucun displayed apparent changes in chemical composition and magnetic susceptibility and its loess and paleosol can also be divided into five layers, of which two paleosol layers are high and three loess layers low in SiO2, Fe2O3, Al2Oand K2O, and the five layers exhibit reverse trends in soil CaO.In the early mid-Holocene S02paleosol layer, Fe2O3content varied in the range of 56.8～62.4 g·kg–1, and in the lower part of the paleosol it has been enriched up to 8.0 g·kg–1and Al2O3up to 15.0 g·kg–1.The two paleosol layers are high in Rb, Ba, Ni, Sr and V (five trace elements) and the three loess layers are just the opposite, except in Sr.In the Holocene loess profile, CaCO3varies similarly to CaO in content.The S02paleosol layer is very low in CaCO3, demonstrating the feature of leaching soil being low in CaCO3.The two paleosol layers are high in low frequency magnetic susceptibility, while the three loess layers are low.【Conclusion】Various environmental indices indicate that in Beiluyuan the Holocene climate change and sandstorm activity can be divided into five stages.In the mid-Holocene, the period between 8 500–6 000 aB.P and 5 000–3 100 aB.P when paleosol was developing witnessed stronger summer monsoon activity, higher precipitation, more humid climate, and weaker sandstorm activity than the period from 10 000–8 500 aB.P to 6 000–5 000 aB.P when paleosol was developing in Bailuyuan.During the five climatic stages of Holocene, the five soil layers display an order of paleosol S02> paleosol S01> loess Lx> loess L0> loess Ltin terms of thermohumidity and a reverse order in terms of intensity of sandstorm activity.The mid-Holocene S02paleosol developed during 8 500–6 000 aB.P experienced moderate and moderate on the strong side chemical weathering, and enriched Fe2O3and Al2O3to some extent, hence the soil could be sorted into a type of soil similar to subtropical yellow brown forest soil, which indicates that the average annual precipitation at that time is about 150 mm more than it is today.Although the interglacial period with weak sandstorm activity is the theoretical erosion period of loess strata, in fact, the soil erosion in the interglacial period was very weak.The Holocene loess erosion happened mainly during the period under a cold dry climate instead of under a thermohumid climate.Between the period of 6 000–5 000 aB.P in the mid-Holocene when the thin-layered loess was developing, the climate became dry and cold, thus leading to degradation of the vegetation and intensification of loess erosion.The loess in most areas of Xi’an got lost through erosion more than it accumulated during this period, and so was the case in most areas of the Loess Plateau, too, which is the main reason for the absence of thin-layered loess in the Holocene from 6 000 to 5 000 years in most areas of Loess Plateau.

Holocene; loess and paleosol, climatic change; Holocene earth erosion, Xi’an area

P35

A

10.11766/trxb202002200055

周旗，趙景波，蘇敏，王曉寧，馬延東，楚純潔.西安地區(qū)全新世氣候變化與土壤侵蝕研究[J].土壤學報，2021，58（6）：1404–1415.

ZHOU Qi，ZHAO Jingbo，SU Min，WANG Xiaoning，MA Yandong，CHU Chunjie.Climate Change and Soil Erosion in Holocene in Xi’an Area[J].Acta Pedologica Sinica，2021，58（6）：1404–1415.

*國家自然科學基金項目（41930641，4177 1215）,中國科學院氣溶膠化學與物理重點實驗室項目（KLACP-1904）和黃土與第四紀地質國家重點實驗室項目（SKLLQG2013）資助Supported by the National Natural Science Foundation of China（Nos.41930641，41771215），Key Laboratory of Aerosol Chemistry and Physics，Institute of Earth Environment，Chinese Academy of Sciences（No.KLACP-1904）and the State Key Laboratory of Loess and Quaternary Geology，Institute of Earth Environment，Chinese Academy of Sciences （No.SKLLQG2013）.

Corresponding author，Email：zhaojb@snnu.edu.cn

周 旗（1963—），男，重慶榮昌人，博士，教授，碩士研究生導師，主要從事氣候變化與資源環(huán)境方面的研究。

2020–02–20；

2020–11–10；

2021–01–13

（責任編輯：檀滿枝）