川西高原黄土记录的末次冰期气候变化

刘维明，杨胜利，方小敏

1.中国科学院/水利部成都山地灾害与环境研究所山地灾害与地表过程重点实验室，成都 610041

2.兰州大学西部环境教育部重点实验室，兰州 730000

3.南京师范大学地理科学学院，南京 210046

4.中国科学院青藏高原研究所大陆碰撞与高原隆升重点实验室，北京 100101

0 引言

末次冰期以来的沉积记录大多保存良好、时间分辨率高、适合高精度测年，是古气候研究的良好载体。世界范围内获得的大量详细的气候记录［1－9］显示，气候变化不仅存在明显的地球轨道周期，在全球范围还存在千年尺度上的气候突变。对比不同地区记录的千年尺度气候事件的区别与联系，是研究气候变化机制的重要手段［3－5］。青藏高原处于中纬度，海拔为4 000～5 000m，其产生的巨大热力和动力作用，对大气环流产生重大影响，不仅能迅速地感应气候的变化，而且通过冬季和夏季分别对大气冷源和热源的作用，显著加强了亚洲冬夏季风，进而对全球变化产生了重大影响［10－12］。川西高原位于青藏高原东部边缘，处于高原气候区与季风气候区过渡位置，对该区末次冰期以来的气候演化的深入研究，对深入理解青藏高原气候和季风气候的相互作用机制、青藏高原大气环流的影响与作用范围具有重要意义。

川西高原目前已有的末次冰期的气候研究，主要来自位于其北部的若尔盖古湖泊记录［13］和高山地区的古冰川序列［14－15］广泛分布的黄土沉积［16－19］；但是上述已有气候记录大多数分辨率较低，未能深入探讨该地区千年尺度气候事件的变化特征。笔者新发现的漳腊黄土剖面，其中属于末次冰期的马兰黄土（L1）厚度超过10m，沉积速率高于黄土高原中部（如洛川黄土剖面L1厚约8m），是目前川西高原发现的马兰黄土厚度最大的剖面，为高分辨古气候研究的良好载体。对该黄土剖面进行了详细的地层学和气候代用指标研究，获得了川西高原末次冰期以来的气候演化过程的高分辨率气候记录。

1 材料和方法

川西高原主要位于金沙江以东、大渡河和岷江以西、玉龙山以北、阿尼玛卿山和秦岭以南的地区，大体位于27°N－35°N，97°E－104°E，包括四川的西部、青海的西南部及甘肃南部的一部分［20］。该高原处于中国季风气候区和高原气候区的过渡位置，属亚寒带半湿润气候，冬长无夏，现代年均温－4～10℃，年平均降水量400～800mm，干湿季节较明显［20］。研究区黄土不仅分布在河谷、盆地等低洼处，还分布在相对高差数百米的山坡和低山顶面上，具明显风成披覆分布特征［21］。

漳腊剖面（103°38′45″E，32°46′46″N）位于阿坝藏族羌族自治州松潘县川主寺镇八十沟村，处于岷江的三级阶地上（图1）、九黄机场路侧，距漳腊约2 km，海拔约3 080m，距离杨文光等［19］报道的漳腊黄土剖面约3km，但杨文光等［19］研究的剖面厚仅9.7m，远薄于笔者研究的剖面，反映了该地区黄土沉积的区域差异较大。笔者研究剖面厚16.2m，野外详细观察该剖面为连续沉积，未见有明显缺失，为两层古土壤中间夹一层黄土组成。剖面顶部的年代（14C年代，（3 362±60）a B.P.）表明：最顶部的古土壤为全新世古土壤（S0），中间的黄土层为L1，最底部的古土壤层判定为末次间冰期古土壤（S1），该剖面主要形成于末次间冰期以来（图2）；顶部全新世黄土，灰色粉砂质黏土，中部为马兰黄土L1，灰黄色粉砂，含少量碳酸盐结核，中间发育2层厚1～2m的属于深海氧同位素阶段（marine isotope stages，MIS）3弱古土壤L1SS1和L1SS2（SS和LL为黄土地层中第二等级古土壤和黄土命名字母），古土壤呈灰褐色，相对较硬，弱团块－块状结构；底部为末次间冰期古土壤S1，共厚3.85m，由厚约2m的黄褐色、具团粒结构的古土壤及灰黄色黄土组成，黄土层含有从上部古土壤淋溶下来的碳酸盐结核。剖面以5cm间隔采样，共获散装样品325块。

图1 青藏高原东缘黄土分布和剖面位置Fig.1 Distribution of the loess and study section in eastern Tibet

图2 漳腊黄土剖面地层、年代和各环境指标及其与SPECMAP（深海氧同位素标准曲线）［22］对比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处采得一个14C年代样品，进行常规全有机碳测年。所有样品充分自然风干后，室内进行了粒度、色度、磁化率和碳酸盐质量分数的测量。粒度分析前采用较为彻底的前处理方法［23］，经去有机质（加 H2O2煮沸），去CaCO3（加 HCl煮沸），静置12h使其充分沉淀，加六偏磷酸钠在超声波振荡仪里振荡10min使其充分分散后，置于英国的Marlvern 2000激光粒度仪上测定。低频磁化率测定样品风干后由Bartington MS2磁化率仪完成，每个样品测3遍，取平均值。碳酸盐测定采用气量法，用Bascomb国际标准碳酸盐计2次重复测定样品中的碳酸盐，然后得出其平均质量分数，绝对误差控制在0.5%以内。色度测量时将样品研磨至45 μm以下，在日本生产的SPAD－503土色仪上完成。所有的实验在兰州大学西部环境教育部重点实验室完成。

2 结果

2.1 色度、碳酸盐和磁化率结果

色度中的红度（a＊）多被用来描述土壤的发育程度，黄土高原的黄土表现为典型的黄色黄土层和暗红色古土壤层交互出现［24］。而漳腊黄土可能是受到了地下水的影响导致野外黄土层和古土壤层颜色差别并不明显。该剖面a＊为4.3～8.2，变幅达3.9。S1中a＊的平均值为6.5，L1中a＊的均值为6.0，差别并不显著（图2）。

低频磁化率（χlf）为（9～58）×10－8m3kg－1，S0和S1中χlf呈现高值，L1中为低值，与黄土高原的黄土磁化率变化模式一致［25］，但是变化幅度要明显低于黄土高原黄土［26］。L1地层中的磁化率曲线变化不明显，没有捕捉到亚轨道尺度的气候变化。由于笔者未进行详细的岩石磁学研究，不能明确磁化率的变化机制，因此，仅将χlf作为地层划分的参考（图2）。

碳酸盐质量分数为0%～14%，紧接古土壤和弱古土壤层，均有一个高w（CaCO3）值反映了淋溶淀积的过程，古土壤层碳酸盐的质量分数总体低于黄土层。可能由于研究区降水较多，淋溶深度较大，古土壤和弱古土壤层的碳酸盐质量分数接近于0（图2）。

2.2 粒度特征

粒径成分以粉砂为主，体积分数为70%～90%。大于63μm的组分体积分数相对较高，为2%～18%。其粒度分布曲线多为典型风成沉积物的单峰态，粒径分布范围为0.3～120.0μm（图3）。在概率累积曲线上，漳腊黄土也表现为单段型，极细和极粗部分很少，不同于河流相沉积物的两段型或多段型，反映漳腊黄土搬运形式相对简单。

图2给出了中值粒径（Md）随时间的变化曲线，变化范围11.6～31.7μm，变幅达20.1μm。黄土粒度的变化主要取决于风力强度［27］、源区范围［28－29］和风化作用控制。而当其粒径相对较粗时，主要由源区范围控制。漳腊黄土的粒径相对较粗，故认为Md主要反映了源区范围的变化。方小敏等［30－31］据地质证据和现代沙尘特征研究表明，高原东部边缘黄土主要来源于高原本身。胡兆国等［32］通过黄土中石英砂粒度研究认为川西黄土主要为局地近源。因此笔者认为漳腊黄土中值粒径主要反映青藏高原东部的干旱化程度。图2表明在末次间冰期Md平均值为17.5μm，说明当时的干旱化程度较低，末次冰期Md平均值为19.4μm，比末次间冰期粗1.9 μm，说明此时的干旱化程度较高。

图3 漳腊剖面的粒度特征Fig.3 Distribution of grain size

2.3年代控制

测得的14C年龄为（3 362±60）a B.P.，表明顶部的土壤为全新世古土壤。由于常规14C测年材料采用的为全有机质，而有机质容易受到植物根系等的混染，而使年代偏年轻［33］，因此该年代未作为绝对年代控制点。野外观察和粒度变化与深海氧同位素［22］对比揭示：漳腊剖面0.00～1.00m，为S0，相当于 MIS1；漳腊1.00～3.95m为 L1LL1，相当于MIS2；3.95～9.40m 为 L1SS1、L1LL2和 L1SS2组合，相当于 MIS3；漳腊黄土9.40～12.35m 为L1LL3，相当于 MIS4；12.35～14.20m 为S1SS1，相当于 MIS5a；14.20～16.20m 为S1LL1，相当于MIS5b。在黄土研究［34］中，对于具体的年代控制点，一种惯用的方法是将代用指标曲线与标准曲线（常用的为SPECMAP（spectral mapping project）曲线［22］）进行对比后找出理想的年龄控制点，然后将其代入年龄模型（如粒度－年龄模型［9］）获得整个剖面的年代序列。在最近中国末次间冰期以来高分辨率的记录中，石笋记录［6，35］测年精确、分辨率高，年代结果较精确。笔者控制点年龄采用石笋年代，取顶部 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］为年代控制点，利用粒度－年代模型［9］内插，底部根据沉积速率外推，建立了剖面的年代序列（图2、4）。

3 讨论

3.1 末次冰期以来的高原干旱化过程

从图4可以看出末次冰期漳腊黄土中值粒径存在逐渐增强的趋势，反映了高原的干旱化持续加强，沙漠化范围的逐渐扩大，并且MIS3阶段Md平均值为17.6μm，与MIS4阶段的17.7μm基本相同，两者均小于MIS2阶段的Md平均值24.8μm。这与黄土高原西部李家塬黄土反映的中国北方沙漠范围的持续扩大有所不同，李家塬黄土在相当于MIS4阶段的L1－5层Md平均为22.2μm，大于相当于 MIS3阶段 L1－2－L1－4层的20.0μm［39］，李家塬黄土粒度57ka以来逐渐变粗是全球冰量末次冰期逐渐增大的反映。而漳腊黄土粒度MIS3阶段峰值明显较MIS4阶段粗，均值两者基本一致，漳腊黄土粒度末次冰期的持续变粗，除了受到全球冰量末次冰期逐渐增大的影响以外，可能还受到了高原隆升的部分影响。地貌和新构造运动研究表明，晚更新世以来青藏高原存在隆升运动。笔者认为漳腊黄土的结果至少部分代表了高原海拔高度的增高，加强了对水汽的阻挡作用，导致高原内部干旱化的增强。Fang等［40］也认为合作黄土有机质质量分数的持续增加，至少部分代表了晚更新世以来的高原隆升。合作黄土［41］粗颗粒（＞40μm）体积分数也表现为MIS4阶段平均体积分数（45.54%）与 MIS3阶段基本一致（37.61%），两者均远小于MIS2阶段的平均体积分数（35.1%），证明了两者均受到同一气候系统控制。

地质记录和数值模拟均表明［38］，高原隆升对中国北方干旱化、高原干旱化、东亚季风和高原季风等均有重大影响。漳腊黄土和合作黄土均有反映的MIS4阶段和MIS3平均状况相似，而代表北方沙漠范围的李家塬黄土粒度［39］、代表东亚夏季风的南京石笋δ18O［6］和代表高原温度古里雅冰芯δ18O［37］均反映MIS3阶段气候平均状况要优于MIS4阶段。可能说明漳腊黄土所记录的这次高原隆升的幅度不是很大，并未对整个东亚气候系统产生重大影响。

3.2 亚轨道尺度的气候变化特征

由图4可以看出在短尺度上，漳腊黄土末次冰期粒度曲线记录了多个明显的粒度变粗事件和近20个较为明显的粒度变细事件（虽然有些事件不太明显，但为了便于描述和对比，笔者仍按照冰芯的方法，将粒度变粗事件依次标记为YD、H1－H6，将粒度变细事件依次标记IS1－IS20［1］）。漳腊黄土粒度与南京石笋氧同位素［6］具有良好的可比性，粒度变粗事件与氧同位素记录的YD和Heinrich事件在表现特征和年龄上大部分可以进行很好的对比，但是粒度记录的H5不明显，H2与H3之间还有2个明显的粒度粗峰值在石笋中没有记录，反映了不同气候记录之间的差异。虽然变细事件与南京石笋曲线中夏季风增强事件难以进行一一直接对比，但其中一些明显的粒度变细事件也可以与南京石笋曲线中对应的季风增强事件在表现特征和时间位置上进行直接对比（图4a，b）。以上结果表明末次冰期川西高原干旱化存在很大的波动：与南京石笋记录的东亚夏季风减弱的Heinrich事件所对应的为漳黄土粒度变粗、干旱化增强；与东亚夏季风增强对应的为黄土粒度变细、干旱化程度降低。反映了末次冰期千年尺度不稳定性对川西高原干旱化程度也有深刻影响。一般认为，干旱化程度与降水紧密相联。现代气象观测表明，青藏高原的热力和动力作用使其上空相对于周围的大气在夏季为热低压，在冬季表现为冷高压，由此形成压力场和风流场的季节变化表现为高原季风现象，青藏高原及其周边地区的气候变化受控于高原季风强度的变化［10］。高原降水量与高原夏季风强度有关，夏季高原的热低压越低，高原夏季风越强，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动可能是高原夏季风千年尺度不稳定性的体现。

图4 末次冰期各种不同气候记录的对比Fig.4 Comparison of several climatic records during the last glaciation

但是漳腊黄土粒度与南京石笋之间亦存在明显差异。首先，黄土粒度较细代表的是高原明显湿润事件，一个位于28～31ka，一个位于42～45ka。这2次事件的湿润程度十分突出，南京石笋氧同位素没有记录，基本落在高原冰芯（图4c）揭示的 MIS3阶段大暖期范围内。古里雅冰芯研究揭示44～25 ka期间高原地区是个显著暖期（图4c），施雅风等［42］认为这个显著暖期是由于中低纬地区接受太阳辐射增多，是岁差周期由于高原显著的热力作用而对高原地区产生的深刻环境效应的结果。笔者研究反映出川西高原明显变湿，可能表明低纬地区气候系统也对高原夏季风产生明显的影响。由于这一时段夏季风的显著加强，川西高原地面植被覆盖大大改善，限制了冬季沙尘的大范围提供。这一现象于合作黄土粒度指标也有反映［41］（图4d），表明在川西高原上MIS3阶段的变暖变湿可能真的存在，并且明显强于其他地区。

其次，漳腊剖面记录的H2与H1相对强度与其他高分辨气候记录的异同。虽然各个Heinrich事件绝对强度很难评估，但是可以从气候曲线上判别出每个事件的相对强度。H1和H2为年代最晚的2个Heinrich事件，多数高分辨率的气候记录对其识别相对准确。漳腊黄土、古里雅冰芯［37］、合作黄土［41］和 NGRIP［2］均显示出 H2要比 H1更明显；而南京石笋［6］、李家塬黄土［39］和阿拉伯海沉积［4］却显示H1要比H2更显著。虽然H1与H2相对强度的空间差异机理尚不清楚，但是川西高原地区同北半球高纬度和高原的气候记录一致，而与中低纬度的气候记录不一致，可能揭示了川西高原和青藏高原与高纬地区气候联系更为紧密。

4 结论

1）川西高原高分辨率的黄土气候记录显示，青藏高原东部末次冰期以来总体呈干旱化逐步增强的趋势。表现为漳腊黄土粒度记录的平均粒度逐渐变粗，可能受到高原局地大气环流改变的影响。高原东部在总体变干的过程中，还存在28～31ka，42～45ka 2个显著的湿润期，这与高原冰芯记录揭示的MIS3阶段大暖期一致，可能表明了低纬地区气候系统也对高原夏季风产生明显的影响。

2）末次冰期漳腊黄土粒度代表的高原干旱化亚轨道尺度的波动，可能是高原夏季风千年尺度变化结果。漳腊黄土记录的H2强于H1现象与古里雅冰芯、合作黄土和NGRIP记录相同，而与南京石笋、李家塬黄土和阿拉伯海沉积沉积不同，可能暗示川西高原与北半球高纬地区气候联系更为紧密。

洪埜、潘美慧和张平参加了野外或室内测试工作，谨致谢忱。

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