北京平原区晚更新世以来有机碳同位素特征及其古环境意义

倪志云, 杨桂芳, 黄俊华, 张晓瑾, 程 捷, 尹功明

1)中国地质大学(北京)地球科学与资源学院, 北京 100083;

2)中国地质大学生物地质与环境地质教育部重点实验室, 湖北武汉 430074;

3)中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室, 湖北武汉 430074;

4)中国地震局地质研究所, 北京 100029

北京平原区晚更新世以来有机碳同位素特征及其古环境意义

倪志云1), 杨桂芳1,2), 黄俊华3), 张晓瑾1), 程 捷1), 尹功明4)

1)中国地质大学(北京)地球科学与资源学院, 北京 100083;

2)中国地质大学生物地质与环境地质教育部重点实验室, 湖北武汉 430074;

3)中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室, 湖北武汉 430074;

4)中国地震局地质研究所, 北京 100029

沉积物中的有机质稳定碳同位素已经广泛应用于重建古环境。本文通过对北京平原区昌平钻孔δ13Corg数值变化特征的分析, 结合格陵兰冰芯和深海氧同位素曲线对比, 揭示了北京平原区晚更新世以来古环境变化特征及千年尺度的气候变化事件, 初步探讨了其驱动机制。该钻孔δ13Corg值变化范围为−17.10‰至−26.18‰, 主要表现为暖期时偏正, 冷期时则偏负。据此, 北京平原区晚更新世以来的气候变化可划分出 4个阶段: 末次间冰期(MIS5)气候温暖; 末次冰期早冰阶(MIS4)气候温和适度; 末次冰期间冰阶(MIS3)气候出现多次急剧的冷暖波动; 末次冰期盛冰期(MIS2)气候冷干, δ13Corg值偏负阶段出现了对应格陵兰冰芯记录的H1-H9冷事件, 代表了北京平原区晚更新世以来千年尺度的气候波动, 但不同地区的变化幅度有所不同, 这些变化可能与微地形、气象、水文等区域基本控制因素有关。

有机碳同位素; 古气候; 千年尺度; 晚更新世; 北京平原区

目前关于千年尺度气候变化的研究, 尤其是末次冰期/间冰期旋回阶段的气候变化一直是古气候学家关注的热点。大量的古气候记录揭示, 末次间冰期以来存在着千年尺度的叠加于地球轨道周期之上的亚米兰科维奇准周期波动(汪品先等, 1999),北大西洋深海沉积物、格陵兰及青藏高原高分辨率冰芯研究揭示了末次冰期/间冰期气候在千年尺度上明显的不稳定性(Heinrich, 1988; Dansgaard et a1., 1993; Bond et a1., 1995; 姚檀栋等, 1997)。欧洲、北美、太平洋地区(Thouveny et a1., 1994; Grimm et a1., 1993; Thunell et a1., 1995)以及中国的黄土高原(丁仲礼等, 1998; Porter, 2001)、南海(Wang et a1., 1999)对这种千年尺度的气候变化均有记录。千年尺度的气候事件的研究不仅具有重要的理论意义,在全球未来气候变化的预测方面也具有实际应用价值, 但对于千年尺度的气候事件不同地区的表现形式具有较大的差异, 其空间变化与规律至今不甚明确。

北京平原处于半湿润向半干旱过渡的灵敏区域,其特殊的地理位置能更好感应气候变化, 甚至对全球气候变化有重要影响。为此许多学者运用粒度、磁化率、孢粉组合等指标对其古环境进行了研究(Zhao et al., 1984; 姚轶峰等, 2007; Yang et al., 2009),但至今运用δ13Corg对北京平原区晚更新世以来古环境演变的研究较少, 且很少与千年尺度的极端气候联系起来。在全球气候变化研究中, 沉积物δ13Corg研究近年来成为国内外地学界关注的热门课题。δ13Corg具有丰富可靠的古环境信息, 其数值波动可以灵敏地反映古植被和古气候演化, 追踪古季风演变过程,是当前较好的恢复古环境的替代指标之一, 在区域气候和环境演变研究中显示出越来越重要的作用(Chen et a1., 2006; 杨桂芳等, 2008)。通过对沉积物δ13Corg特征的分析, 可获得其母体生长期间的气候信息, 不同类型植被产生的有机质的碳同位素组成有显著差异。

鉴于δ13Corg记录显露出来的重要研究潜质, 本文对北京平原沉积物δ13Corg进行研究。昌平钻孔沉积物厚度大, 具有连续性好、敏感性强和分辨率高的特点, 主要以陆相沉积为主, 有机质来源相对简单,除钻孔表层易受后期外部空气和水分以及生物活动的影响外, 沉积物的δ13Corg是相对封闭的, 因此δ13Corg可以作为指示古环境变化的有效指标。本文通过对昌平钻孔沉积物δ13Corg高分辨率密集取样, 结合粒度及深海氧同位素对比, 辨析δ13Corg古气候指示意义, 建立北京平原区晚更新世以来的古环境演化序列, 揭示一些千年尺度的特殊气候事件, 初步探讨其对全球气候变化的响应及其可能的驱动机制, 为研究全球气候环境不稳定性提供良好的证据。

1 昌平钻孔概况

北京平原区位于华北平原北部, 属于暖温带半湿润大陆性季风气候, 夏季炎热多雨, 冬季寒冷干旱, 年均气温12℃, 年均降雨量约641 mm, 处于半湿润半干旱过渡区, 区域地带性植被为暖温带落叶阔叶林及草原植物成分, 其特殊的自然地理位置,对气候变化反映非常敏感, 是中国季风气候和全球变化的敏感区之一。

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

钻孔位于昌平区马池口(CHZK1), 坐标为40°10′59.94"N, 116°12′55.98"E(图1), 开孔标高49 m,终孔深100 m。钻孔处于马池口-沙河沉积中心, 受南口-孙河断裂活动的影响, 该沉积中心呈北西-南东向展布, 沉积速率较大, 又接近山前冲积平原边缘, 沉积物厚度大但粒径较粗。CHZK1孔上段(孔深0～53.35 m)岩性主要为青灰色、灰黄色粘土层、粉砂质粘土层、粉砂层、粘土质粉砂层等, 夹细砂、粗砂层, 砂层-粘土层互层(Yang et al., 2009), 沉积物主要以冲积相沉积为主。本文研究CHZK1钻孔31 m以上部分, 因全新世地层较薄, 钻孔顶部受到污染,所以以晚更新世沉积地层作为主要研究对象。

2 样品的采集与实验方法

在野外对CHZK1钻孔岩芯进行高密度采集δ13Corg样品, 取样间隔为 10～20 cm, 共收集 173个δ13Corg样品。样品加入过量的HCl浸泡除去无机碳酸盐, 称取1g样品在高温下过量的氧气中将样品有机物氧化为CO2, 分离纯化的CO2在Finnigan MAT-251质谱仪上测定δ13Corg值, 按PDB标准测试误差小于0.2‰(曹蕴宁等, 2005)。所有样品的δ13Corg测试均在中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室完成。

分别在CHZK1钻孔的3.20 m、8.32 m、8.95 m、12.00 m、14.82 m、17.80 m、28.05 m、31.45 m处采集8块样品由中国地震局地质研究所进行OSL测年,测试数据与钻孔深度呈很好的线性关系(相关系数为0.95), 表明了过去110 ka BP以来均匀的沉积特征(Yang et a1., 2009)(图2)。

3 实验结果及讨论

3.1 有机碳同位素的变化特征及其古环境意义

稳定碳同位素作为良好的气候指标, 在反映古植被和古气候演化中得到广泛应用(杨桂芳等, 2008)。根据植物的固碳方式植物类型可分为C3型、C4型和CAM型, 且C3、C4植物有不同的δ13Corg变化范围, 分别为−22‰～−34‰和−9‰～−19‰, 平均值分别为−27‰和−13‰, C3植物一般生长在凉爽湿润的环境中, C4生长在温暖半干旱环境中, 因此利用土壤δ13Corg值的变化可以判断植被和气候变化的历史, 暖期时δ13Corg值偏正, 冷期则δ13Corg值偏负。为讨论δ13Corg在时间序列上的变化特征, 获得年龄时间标尺(图2), 将其与格陵兰冰芯和深海氧同位素曲线进行对比, 结合粒度及岩性综合分析, 昌平晚更新世以来的剖面可以划分出 4个阶段。在短时间尺度上还存在一些千年尺度的快速波动, 图 2指出了剖面所对应的深海氧同位素的MIS5-2阶段以及对应格陵兰冰芯的H1-H9冷事件。

图2 CHZK1钻孔δ13Corg(a)和粒度(Yang et a1., 2009); (b)随年代变化曲线及其与格陵兰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))有机碳同位素的对比; 实三角为OSL测年数据, 单位为ka, MIS5～2为深海氧同位素阶段; H1～9为冷事件

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

末次间冰期属晚更新世早期, 沉积物δ13Corg值总体偏正(−24.02‰～−17.10‰), 平均值为−21.64‰,偏正于末次冰期, 整体为暖型气候。末次间冰期又分为两个阶段: 92 ka BP以前(26.50～30.15 m)δ13Corg值偏负, 波动相对和缓, 平均值为−22.43‰, 主要以C3植物的贡献为主, 粘土含量较多, 表明冷湿的气候特征; 92～76 ka BP(26.50～22.80 m)δ13Corg值逐渐偏正且偏正幅度较大, 在 79.9 ka BP达到剖面最正值−17.10‰, 均值偏正到−20.66‰, 主要与C4植物的贡献有关, 沉积物的颗粒加粗, 但相对整个剖面粒度较细且变化幅度较大(图2), 表明气温升高降水减少,气候波动幅度较大。δ13Corg偏正过程中约91.5 ka BP和 82.5 ka BP出现了两个明显偏负低谷, 为两次显著的干冷事件, 与格陵兰冰芯记录的H8和H9冷事件相对应(Greenland Ice-Core Project (GRIP) Members, 1993), 表明末次间冰期气候很大程度上受到全球季风系统的影响。

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

末次冰期突然来临, 属晚更新世晚期, δ13Corg值在−26.18‰至−18.39‰之间, 平均值为−22.28‰, 总体偏负于末次间冰期, 变化幅度较大, 最大变化幅度为 7.79‰, 说明研究区植物类型为混合型, 显示了当时草本和木本植物同时存在。末次冰期开始于76 ka BP左右, 整体为冷型气候, 经过δ13Corg偏负的早冰阶(MIS4)、δ13Corg偏正的间冰阶(MIS3)、在18 ka BP左右进入末次盛冰期(MIS2), 其中MIS2是整个末次冰期中最干冷、冬季风最强盛的阶段(图2(a)):

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

末次冰期早冰阶δ13Corg在−26.18‰至−18.39‰之间, 平均为−22.34‰, 在76～67 ka BP(22.80～20.30 m)δ13Corg值波动较大, 从−23.87‰偏正到−18.39‰后又急剧偏负, 在69 ka BP达到剖面最负值−26.18‰,这与格陵兰冰芯的H7a事件的出现及剖面沉积物粒度突然变粗相对应, H7a事件的发生具有突变性, 但结束具有渐变性(图2), 约73.8 ka BP出现令一明显低谷, 为对应格陵兰冰芯的H7b事件, 表明末次冰期早期较干冷的气候, 同时说明由间冰期到冰期是突变的过渡形式, 属于气候的转型期, 这一过程也是突然的降温事件; 67～56 ka BP(20.30～16.50 m)δ13Corg值相对稳定且有相对上升的变化趋势, 平均值为−22.48‰, 说明气温回升, 这与前人研究的MIS4阶段晚期冬季风减弱气候温和的特征相吻合(Yang et a1., 2009), 在63 ka BP出现了δ13Corg明显偏负值−23.62‰, 对应北大西洋深海沉积、格陵兰冰芯记录的H6事件(图2)。

Ⅱ 56～18 ka BP的末次冰期间冰阶(MIS3; 16.50～6.00 m)

间冰段在冰芯、深海沉积、黄土的记录中均表现为一弱暖期, δ13Corg在−19.01‰至−24.65‰之间变化, 平均为−22.17‰, 整体偏负且存在多次快速变化, 该阶段又可划分为 3个次级阶段, 各阶段的波动呈现出一定的相似性, 均由低值增长到高值后再次下降, 且各阶段又存在多次次一级的波动, 但各阶段变化幅度有所差异, 早期(56～48 ka BP)δ13Corg值波动幅度较中晚期(48～18 ka BP)相对较小, 峰谷间偏正和偏负幅度最大值为 5.64‰, 晚期变化特征与中期类似, 但晚期23 ka BP以后逐渐偏负。MIS3阶段代表气候的回暖, 较此前的MIS4和其后的MIS2气温有所升高, 但上升幅度较小, 远未达到间冰期的水平, 3个阶段植被状况都低于现代水平。该阶段特征在粒度曲线上表现也较明显, 早期细粒含量较少, 气候干冷, 中晚期细粒含量增多(图2(b))。该阶段与Chen et a1.(2006)对黄土高原研究相一致,无论在黄土高原东部地区还是西部地区, 末次冰期间冰段(MIS3)是相对湿润的, 甚至绝对降水比现在多。该阶段相对暖期中在28.5ka BP、37ka BP、48 ka BP出现了H3、H4和H5冷事件, 格陵兰冰芯、深海氧同位素曲线均有类似模式, 21.4ka BP出现了持续时间较短H2, 对应GRIP记录的 21ka BP的H2事件,但与深海氧同位素记录的MIS3有所不同(图2)。

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

末次冰期盛冰期为末次冰期中气候最冷、冰川规模最大的时段, 该阶段对应深海氧同位素的MIS2。在间冰阶结束后(约 18 ka BP)δ13Corg在−24.12‰至−20.54‰之间变化, 平均值为−22.60‰,整体为剖面最偏负阶段, 相邻的峰谷变化幅度较大,偏负幅度约4‰, 早期δ13Corg逐渐偏正表明气温有所上升, 晚期δ13Corg值偏负气候才变得寒冷干旱, 在14.8 Ka BP(4.02 m)偏负到−24.12‰, 与格陵兰冰芯揭示的14.3 Ka BP的H1事件对应, 具体形式为突发式降温但在回暖过程中叠加百年尺度的气候振荡旋回(图 2)。沉积物中砂粒含量较多, 粘土含量较少,进一步表明当时冬季风加强, 气候干冷。

3.2 有机碳同位素的影响因素及气候变化的驱动机制分析

昌平钻孔末次冰期δ13Corg值(均值为−22.28‰)偏负于末次间冰期(均值为−21.64‰), 指示了冰期温度的降低(图 2(a)), C4植物丰度主要受温度控制, 冰期温度过低不利于C4植物的发育。在末次冰期内,末次冰期间冰阶δ13Corg偏正于末次冰期早冰期及盛冰期, 对比CHZK1剖面4个阶段(末次间冰期、末次冰期早冰阶、末次冰期间冰阶及盛冰期)δ13Corg的平均值−21.64‰、−22.34‰、−22.17‰、−22.60‰, 整体表现出偏正-偏负-偏正-偏负的变化特征, 说明温度控制C4植物丰度, 这与Zhang et a1.(2003)对黄土高原的研究相一致, 末次间冰期与末次冰期间冰段温度相对较高, δ13Corg均值相对偏正, 末次冰期盛冰期为末次冰期中最干冷、冬季风最强盛的阶段, δ13Corg均值相对偏负到−22.60‰。

图 2昌平与旬邑的比较可以看出两者变化相一致, 即末次间冰段高于早晚末次冰期, 这与间冰段温度相对回暖有关。Gu et a1.(2003)对黄土高原及内蒙古δ13Corg分析也认为温度是控制C3/C4植物相对丰度的主要因素; He et al.(2002)也认为温度是影响黄土高原古土壤δ13Corg的主要因素, 全球范围内C4植物分布表明生长季节的高温是控制C4植物发生的关键气候因素。图2北京平原与黄土高原δ13Corg变化的一致性可以看出温度是控制北京平原C3/C4植物相对丰度的主要因素, 对植被类型的控制具有重要作用。

北京昌平钻孔δ13Corg值的变化范围在−17.10‰至−26.18‰之间, 黄土高原中部的旬邑剖面在−20‰至−24‰之间(图 2(e)), 黄土高原西部的塬堡剖面在−22.6‰和−27.5‰之间(图2(f)), δ13Corg值从东向西偏负趋势显著, 表明C4植物的相对丰度是从东向西递减的, 主要反映了温度效应, 这与Gu et a1.(2003)对黄土高原C4植物分布的研究相符合。C3/C4植物丰度变化导致昌平钻孔δ13Corg变化, 在冰期/间冰期尺度, C3/C4丰度变化主要由温度控制, 研究区δ13Corg变化更多的指示温度变化, 与黄土高原中部的旬邑剖面变化类似(图2(e)), 而与干旱的黄土高原西部的塬堡剖面不同(图2(f)), 塬堡剖面末次冰期低于C4植物生长的“阈值温度”为纯粹的C3植物, 末次冰期δ13Corg变化是纯C3植被类型对气候耦合作用的响应, 降水是其变化的主要因素。

北京平原区温度与降水的变化主要受东亚季风的影响, 研究表明昌平剖面δ13Corg存在千年尺度的多次变化, 可以用来重建晚更新世以来的季风变化历史。δ13Corg揭示出北京平原区晚更新世以来的气候变化与北半球冰期/间冰期气候变化相符合, 北京平原区存在与GRIP冰芯、北大西洋相似的千年尺度的气候变化事件(Bond et al., 1993): 如末次间冰期以来对应GRIP冰芯的H1-H9冷事件及对应深海氧同位素的MIS5～2阶段(图 2), 说明末次间冰期以来的气候变化具有全球性。其中H1-H6与北大西洋深海沉积物及格陵兰冰芯记录存在着良好的对应关系, 但H7～H9并未在北大西洋深海沉积物H6以下的记录中得到反应, 然而在相当于氧同位素MIS4、MIS5的昌平δ13Corg记录中, 明确指出了δ13Corg显著偏负的H7～H9事件, 与GRIP记录有良好的对应关系, Heinrich事件发生时, 东亚夏季风减弱, 说明晚更新世以来东亚季风环流强度与极地温度变化在千年尺度上遥相关, 这种遥相关在该钻孔粒度指标记录中得到进一步验证(图2(b))。但值得注意的是, 昌平剖面中的H1-H5事件发生的时间较GRIP记录的要早,且变化幅度差别较大(图2(c)), 昌平钻孔记录的短时间尺度的古气候变化, 更多地反映了区域性特征,其与深海记录的不一致性体现了全球气候变化对陆地、海洋气候条件差异的反馈效应与区域性作用。

北京平原区与全球相似的千年尺度的气候变化明显表明了亚洲季风系统的不稳定性, 在驱动机制上, 冬、夏季风主要受全球冰量的驱动, 但夏季风在冰期/间冰期短时间尺度上的气候事件还有其他驱动因子, 不能用轨道尺度的米兰科维奇理论来直接解释。丁仲礼等(1998)认为这种轨道尺度以下的千年尺度的变化与系统本身长期变化、区域间不同因素的相互作用等内部因素有关。目前解释这些气候突变事件的主要机制有北大西洋传送带假设和大冰盖内部动力驱动下的冰山涌进(Bond et al., 1995)。当北大西洋冰漂事件发生时, 北大西洋NADW的减少与海表温度下降导致北大西洋地区上空大气圈温度下降, 通过西风带和蒙古高压将降温信号传递到东亚地区, 东亚夏季风在短时间内迅速减弱, 具体表现为H事件发生时δ13Corg迅速偏负及粒度变粗。

亚洲季风系统模式与末次冰期/间冰期循环是耦合的, 但也存在一定的区域差异。研究区δ13Corg记录的MIS3阶段的推迟与深海氧同位素记录有所差异, 结合粒度可知MIS3阶段晚期为冬季风较弱的相对温暖时期; 此外昌平较GRIP气候突变超前, 即亚洲季风的加强快于GRIP氧同位素记录(Yang et al., 2009), GRIP冰芯气候记录以高频、等值快速波动为特征, 各气候突变事件变化幅度相当, 但昌平气候波动幅度小于极地地区, 各气候突变事件变化幅度差别较大, 说明格陵兰对北大西洋区域的海气相互作用的反应极为敏感, 昌平钻孔记录的古气候与冰芯和深海氧同位素记录的古气候之间存在一定的差异性, 是全球气候背景上区域古环境变化的反映,这些可能与微地形、气象、水文等区域因素及其他更复杂的驱动机制有关。

4 结论

通过对昌平CHZK1钻孔沉积物中δ13Corg分析,结合粒度及区域对比可知δ13Corg变化可以反映一个地区冷暖干湿变化, 是良好的古气候代用指标。北京平原区δ13Corg主要受温度影响, 暖湿气候时期δ13Corg值偏正, 冷干时δ13Corg值则偏负。据此北京平原区晚更新世以来可以分为 4个气候演化阶段: 末次间冰期气候温暖; 末次冰期早冰阶气候温和适度;末次冰期间冰阶气候出现多次急剧的冷暖波动; 末次盛冰期气候冷干。δ13Corg值在末次间冰期、末次冰期间冰段偏正, 主要是温度相对较高导致δ13Corg值偏正, 反映了温度是主要控制因素, δ13Corg可以作为温度指标间接反映亚洲季风强度的变化。

研究表明CHZK1剖面δ13Corg还存在与GRIP冰芯、北大西洋深海沉积物相似的千年尺度气候变化,主要表现为H1～9冷事件及对应深海氧同位素的MIS5～2阶段, 表明亚洲季风系统模式与末次冰期/间冰期循环是耦合的, 但也存在一定的区域差异。在驱动机制上, 冬、夏季风主要受全球冰量的驱动,但夏季风在冰期与间冰期短时间尺度上的气候事件还有其他驱动因子, 不能用轨道尺度的米兰科维奇理论来直接解释。亚洲季风的加强快于GRIP氧同位素记录, 且各Heinrich事件的变化幅度差别较大, 这可能与微地形、气象、水文等区域因素及其他更复杂的驱动机制有关。

致谢: 本文有机碳同位素测试在中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室进行, 测试过程中得到吴夏的大力帮助; 年代学数据由中国地震局地质研究所提供, 在此一并表示衷心感谢。

曹蕴宁, 刘卫国, 宁有丰, 张庆乐, 王政.2005.氧化条件对样品有机碳同位素测定的影响因素讨论[J].地球学报, 26(z1): 55-56.

丁仲礼, 孙继敏, 余志伟, 刘东生.1998.黄土高原过去 130 ka来古气候事件年表[J].科学通报, 43(6): 567-574.

姚檀栋, THOMPSON L G, 施雅风, 秦大河, 焦克勤, 杨志红,田立德, MOSLEY-THOMPSON E.1997.古里雅冰芯中末次间冰期以来气候变化记录研究[J].中国科学(D 辑), 27(5): 447-452.

姚轶峰, 叶超, 寇香玉, 徐景先, 贾三满, 杜乃秋, 李承森.2007.北京天竺晚上新世以来植被演替与气候变迁[J].古地理学报, 9(1): 45-58.

杨桂芳, 黄俊华, 谢树成, 胡超涌, 戴晴, 葛之亮.2008.天目山泥炭有机碳同位素特征及其古环境意义[J].地球学报, 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, SVEINBJÖRNSDOTTIR 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

本文由中国地质大学地质过程与矿产资源重点实验室项目(编号: GPMR200605)资助。

2010-11-08; 改回日期: 2011-01-08。责任编辑: 闫立娟。

倪志云, 女, 1984年生。硕士研究生。主要从事第四纪环境变化研究。通讯地址: 100083, 北京市海淀区学院路29号。电话: 010-82329979。E-mail:dezhouyun007@163.com。

杨桂芳, 女, 1975年生。副教授。主要从事地貌学与第四纪环境变化相关的教学和研究。通讯地址: 100083, 北京市海淀区学院路29号。E-mail: yangcugb@gmail.com。