腾格里沙漠南缘土门剖面末次冰消期层段主元素特征及其记录的古气候环境

赵占仑, 温小浩, 李保生, 牛东风,孟 洁, 孙业凤, 杨庆江

(1. 华南师范大学 地理科学学院, 广东 广州 510631; 2. 中国科学院 地球环境研究所 黄土与第四纪地质国家重点实验室, 陕西西安 710075; 3. 中山大学 地球科学与地质工程学院, 广东 珠海 519082)

0 引 言

末次冰消期(15000～11700 a BP)是从盛冰期到全新世的一个过渡时期。研究表明, 该时期气候整体呈现回暖趋势, 但仍呈现出一系列千年百年尺度的快速振荡, 如 Oldest Dryas、Bølling、Older Dryas、Allerød 以及 Younger Dryas等事件[1–5]。这种气候突变事件在中国季风区西北缘也有不少报道[6–9]。例如,王建民等[6]通过甘肃曹岘黄土剖面, 以粒度和磁化率分别作为冬夏季风的替代指标, 检测出该时期冬季风发生了 4次百年尺度的大幅度加强, 其时间与格陵兰 GISP2冰芯记录的 Oldest Dryas、Older Dryas、IACP和Younger Dryas较一致。李森等[7]对中卫剖面及米浪沟湾剖面研究后, 发现末次冰消期东亚季风区西北缘可分辨出Oldest Dryas、Bølling、Older Dryas、Allerød、IACP 和 Younger Dryas等事件, 与 GISP2冰芯检测出的气候事件有较好对照。管清玉等[8]通过对六盘山东、西部两个高分辨率黄土剖面与 GRIP冰芯记录的对比研究, 认为这两个剖面都捕捉到了末次冰消期内的 Younger Dryas事件、Heinrich-1事件及Bølling和Allerød事件。庞有智等[9]据腾格里沙漠南缘红水河剖面的元素地球化学性质指标、孢粉及地层岩性重建该地区末次冰消期气候, 指出本区气候经历了3个气候暖湿时期、2个相对冷干时期, 和1个气候冷湿时期。

腾格里沙漠南缘地处沙漠与黄土交错带, 是东亚冬夏季风交替影响之地, 对全球气候变化敏感, 也是古气候与古生态研究的理想地点[10–12]。该地区古浪县土门镇一带堆积了一套厚30多米的晚第四纪的“沙丘砂、黄土、湖相沉积和古土壤”的多旋回沉积序列, 对这套沉积序列即我们称为“土门剖面”的地层进行了年龄、粒度与化学元素的测试与分析。结果发现, 土门剖面末次冰消期主元素指示了高分辨率的百年尺度气候环境变化, 这种变化似乎是在全球变化背景下由东亚冬夏季风互为消长而发生的一个结果。显然, 这一发现对进一步认识全球气候变化—东亚季风演化—腾格里沙漠的环境响应具有重要意义。

1 土门剖面末次冰消期层段概述和实验材料与方法

1.1 土门剖面末次冰消期层段概述

土门剖面(37°38′N, 103°09′E)位于腾格里沙漠南缘的祁连山高寒半干旱区之古浪绿洲东北的土门镇大土沟, 地貌上处于南部祁连山支脉的山前倾斜平原与腾格里沙漠南缘过渡的沟壑区, 剖面顶部海拔1730 m (图1)。据古浪县气象资料[13], 当地年平均气温 4.9 ℃, 最冷月 1月平均气温–9.8 ℃, 最热月 7月平均气温17.5 ℃, 极端最低气温–26.4 ℃, 极端最高气温 33 ℃; 多年平均降水量为 307 mm, 年平均蒸发量近2800 mm, 90%的降水集中于4月至10月。该地受东亚季风环境影响明显。冬季低空盛行偏北风, 风沙天气频繁, 高空盛行西风; 夏季多偏南风, 降水较多, 易出现中、大雨或局部暴雨。

土门剖面出露总厚度约32 m。本文涉及的末次冰消期层段——LDS (the Last Deglaciation Segment,以下简称“LDS”)位于剖面深度7.36～9.02 m处, 地层为41FD-52L(图2): 3层风成沙丘砂, 以灰黄色粉砂质极细砂为主, 松散, 无层理, 厚 8～30 cm 不等,分布于剖面 7.38～7.44 m (41FD)、7.52～7.71 m (43FD)、7.86～8.17 m (46FD); 2层湖相沉积, 以浅灰黄色-青灰色极细砂质粉砂为主, 具微薄水平层理, 较紧实,厚 6～36 cm, 分布于剖面 8.33～8.39 m (48LS)、8.62～8.94 m (51LS); 2层古土壤, 母质为湖相或黄土, 以浅棕色黏土质粉砂为主, 质地较黏重, 厚10～12 cm, 分布于剖面 7.77～7.87 m (45S)、8.50～8.60 m (50S); 5 层黄土, 浅灰黄色, 粉砂为主, 分选较均匀, 块状, 厚4～14 cm, 分布于剖面 7.46～7.50 m (42L)、7.73～7.75 m (44L)、8.19～8.31 m (47L)、8.41～8.48 m (49L)、8.98～9.02 m (52L)。

图1 土门剖面位置示意图Fig.1 Sketch map showing the location of the Tumen section

图2 土门剖面LDS及相关地层层序、年龄及堆积速率Fig. 2 The sequence, age and accumulation rate of the last deglaciation and the related layers of the Tumen section

1.2 实验方法

对7.36～9.02 m深度地层及以上相关层位(35L)采集6个14C测年样品, 分别由兰州大学资源与环境学院年代学实验室、中国科学院西安地球环境研究所加速器质谱中心和美国BETA实验室完成测试。测试结果采用Calib.7.0[14]中IntCal13程序进行校正,误差为±2σ。

对LDS以2 cm间距采集83个样品, 测试Si、Al、Fe、Ca、K、Na、Mg和 Ti 等 8种主元素, 结果以氧化物表示。测试仪器为荷兰帕纳科公司生产的偏振能量色散 X射线荧光光谱仪(型号: Epsilon 5)。样品及制备过程: 先将样品低温(40 )℃烘干, 过2 mm筛去除杂物, 使用ZHM-1A型振动磨样机研磨90 s, 过 200目(＜74 μm), 然后取 6.0 g样品以硼酸镶边垫底, 在3×105N的压力下保压时间30 s, 最后压制为直径3.2 cm圆饼进行测试。校正曲线使用27个国家土壤成分分析标准物质(GSS2～GSS28)、6个水系沉积物成分分析标准物质(GSD2a、GSD7a、GSD9～GSD12)和6个岩石成分分析标准物质(GSR1～GSR6)。实验过程中加入GSS17标准样品进行控制, 实验误差优于±5%。同时, 对这83个样品也进行了粒度测试, 并计算其平均粒径Mz (φ), 测试仪器为Mastercizer2000M型激光粒度分析仪, 该仪器测量范围0.02～2000 µm, 重复性达0.5%, 具体实验方法和结果见文献[15]。

2 结果分析

2.1 年 龄

6个AMS14C样品测试结果及相关参数列于表1并标示在图2之上。剖面深度6.84 m (35L底部) 和7.48 m (42L底部)的年龄分别为(9960±200) cal a BP和(11900±170) cal a BP, 据此按沉积速率(0.032 m/a)可推算得41LD顶部即深度7.38 m处年龄为11600 cal a BP;深度9.02 m (52L底部)的年龄为(14930±240) cal a BP。显然, 41FD-52L层段的年龄与格陵兰冰芯的末次冰消期年龄15070～11650 a BP相近[1]。如图 2所示, 除深度7.81 m的(6910±120) cal a BP属明显的年龄倒置外, 其余5个年龄符合地层层序律。据此, 可建立这5个AMS14C的校正日历年(y)与剖面深度(x)的线性回归方程“y= 0.0005x+ 2.1077,R2= 0.9724”, 进而通过沉积速率内插方法建立LDS的时间标尺(图2b)。

2.2 主元素氧化物含量及分布特征

2.2.1 含量分布

土门剖面 LDS的 8种主元素氧化物(表 2)中,SiO2含量最高, 分布范围为 41.43%～67.72%, 均值54.73%; 其次为 Al2O3, 10.17%～14.46%, 均值 11.96%;第三为CaO, 3.75%～9.17%, 均值6.20%; 第四为TFe(Fe2O3+FeO), 3.30%～6.50%, 均值4.85%; 其余元素氧化物K2O、MgO、Na2O和Ti2O含量依次降低, 分布范围分别为2.18%～3.16%、1.50%～3.83%、1.46%～2.43%和0.36%～0.68%, 均值分别为2.63%、2.53%、1.92%和0.51%。

表1 LDS相关层段AMS 14C年龄Table 1 AMS 14C-dated ages of the Tumen section during the last deglaciation

表2 LDS不同沉积相的主元素氧化物含量(%)Table 2 The concentrations of major element oxides in different sedimentary facies of the Tumen section during the last deglaciation (%)

2.2.2 不同沉积相中的变化

由表2可以看出, LDS中不同沉积相氧化物含量存明显差异, 阐述如下:

SiO2含量在沙丘砂中最高, 在黄土、古土壤和湖相沉积中相对于沙丘砂显著降低(达 11.00%～17.57%), 在后三者中黄土含量最高, 古土壤和湖相沉积含量接近。Al2O3、CaO、TFe、K2O、MgO、Na2O、Ti2O含量在沙丘砂中相对较低, 而在黄土、古土壤和湖相沉积中相对较高。其中, 古土壤和湖相中Al2O3等7种氧化物含量接近(如其平均值显示的那样)但又高于黄土(见表2)。

为进一步说明不同沉积相的元素含量特征, 绘制了粒度 Mz(φ)与各元素含量的散点图(3a～3h)。由图3可以看出: (a) 沙丘砂的样点Mz (φ)值主要分布于 3.14～4.29 φ, 属细砂-极细砂粒级; 黄土样点 Mz(φ)值主要集于 4.46～5.37 φ, 属粗粉砂粒级; 湖相沉积与古土壤分布样点接近重合, Mz (φ)值主要分布于 5.58～6.95 φ, 属粗粉砂—细粉砂粒级。(b) 沙丘砂、黄土、湖相沉积及古土壤的SiO2含量与Mz (φ)值呈负相关关系, SiO2含量越高, Mz (φ)值越小, 颗粒越粗(图3a); Al2O3等7种元素氧化物含量与Mz (φ)值呈正相关关系, Al2O3、CaO、TFe、K2O、MgO、Na2O和Ti2O含量越高, Mz (φ)值越大, 颗粒越细(图3b～3h)。

图3 LDS不同沉积相氧化物含量(%)-平均粒径Mz (φ)散点图Fig.3 Plots of the mean grain size (Mz) versus major element oxide concentrations in different sedimentary facies of the Tumen section during the last deglaciation

2.2.3 LDS垂向方向上的旋回变化

氧化物在不同沉积相的差异, 在LDS垂直方向上表现为: SiO2含量在沙丘砂层呈现峰态, 而在黄土、湖相及古土壤呈现谷态; Al2O3、TFe、CaO、MgO、Na2O、K2O、TiO2则在沙丘砂层呈现为谷, 在黄土、湖相沉积及古土壤中呈现为峰。SiO2与其他7种元素垂直方向上分别呈现镜像对称, 构成8条峰-谷交错的锯齿状曲线(图4)。

3 讨 论

3.1 氧化物指示的古气候-沉积环境

已有研究表明, 沉积物中地球化学元素含量的变化既受元素自身表生地球化学作用影响, 同时也与古气候波动、特殊的地貌位置密切相关[16]。如前所述, LDS中沙丘砂SiO2含量明显高于同层段的湖相沉积、黄土和古土壤, 前者的Al2O3、TFe较后三者含量低; 而后三者的SiO2、Al2O3、TFe则颇为相近。这种 LDS中不同沉积相主元素分布在Al2O3-SiO2、TFe-Al2O3散点图(图 5)上呈现如下特征:前者像位独立成团, 后三者的像位集聚成团且部分重叠。这表明前者与后三者之前在其气候沉积环境与物源等方面都有显著差别。由于土门剖面位于腾格里沙漠南缘和黄土高原的西北缘, 显然该剖面沉积物的物源主要来自这两个区域。为了更好地阐明LDS中主元素分布特征, 本文选取邻近本研究区的古浪黄土(海拔约2000 m)、腾格里沙漠南缘地表沙丘砂[17]分别作为南部物源和北部物源的代表, 并将其同样绘制于图5中。

由图5可知, LDS中沙丘砂的像位与来自北部的腾格里沙漠地表沙丘砂最为接近。这些古、今风成沙化学元素的相似性表明, 它们具有相同的物质来源与类似的气候-沉积环境。对现代风成沙丘砂活动的观测表明, 蒙古-西伯利亚高压控制下的偏北东亚冬季风是主导中国西北地区沙漠进退和现代风成沙的主要营力[18–19]。据此可以推测, 土门剖面 LDS中沙丘砂主要是末次冰消期偏北强劲的冬季风搬运其北部腾格里沙漠的沉积物形成的风沙流堆积而成。根据腾格里沙漠的矿物分析结果来看, 占该地沙丘 90%以上的轻矿物基本上是石英和长石, 重矿物三分子二以上属硅酸盐矿物[17]。可见, LDS沙丘砂高含量的SiO2现象与沙丘本身的高石英及硅酸盐矿物含量有关。因此, LDS沙丘砂中高含量SiO2既是腾格里沙漠向南扩张的体现, 也是冬季风加强时沉积物颗粒变粗、石英和硅酸盐矿物含量相对增加的表现; 反之亦然。除此之外, LDS中沙丘砂与南缘古浪黄土在Al2O3-SiO2、TFe-Al2O3散点图的像位也较为接近, 这表明该沙丘砂的主元素氧化物含量也受到了周边高海拔处早期沉积的黄土物源的影响。这些周边的先成黄土同样在冬季风作用下以沙尘暴方式携带至该剖面所在地。

LDS中湖相沉积、古土壤和黄土的像位明显远离腾格里沙漠地表沙丘砂, 这三者的像位与研究区偏南位置且较高海拔的古浪黄土像位更为接近。这表明这三者的主要物质来源不可能来自于北部的腾格里沙漠, 而与偏南的海拔较高的祁连山黄土区密切相关。结合图1所示, 土门剖面所在研究区的地势由其南部海拔较高的祁连山黄土堆积区(＞ 2000 m)向北部海拔较低的腾格里沙漠(1700～1000 m)逐渐降低。根据研究区的气象气候观测, 其全年 90%的降水集中于4月至10月的偏南亚洲夏季风[13]。由这些证据可推测, LDS中湖相沉积主要是由偏南夏季风的降水作用形成的地表径流将该剖面周边海拔较高的祁连山黄土携带至海拔较低之处堆积而成。这也可以从湖相沉积往往具有明显的流水作用的水平层理构造中得到佐证。如此不难理解, 地表化学元素活动性高-中等的主元素氧化物CaO、MgO、K2O、Na2O和活动性差的Al2O3、TFe在湖相沉积中都相对聚集而呈现相对高值。此时的腾格里沙漠处于退缩状态, 虽偏北的冬季风仍能给其带来一些短距离搬运的砂粒, 但该部分较粗的物源显然已不占据主导地位, 硅酸盐矿物的侵入明显减少, 这也就可以很好解释为何湖相中SiO2含量呈现低值。从这个意义上来看, 虽然这些主元素含量高低并不能代表其沉积时的化学风化强度的真实体现, 但Al2O3、TFe、CaO、MgO、K2O和Na2O等增高, SiO2含量降低, 这种信号则是腾格里沙漠退缩的一个证据。

图5 LDS各沉积相与腾格里沙漠南缘现代沙丘砂、古浪黄土的Al2O3-SiO2、TFe-Al2O3散点图Fig.5 Plots of Al2O3versus SiO2 concentrations and TFe versus Al2O3 concentrations in different sedimentary facies of the Tumen section during the last deglaciation, as well as in the Gulang loess and modern dune sands in the Tengger desert

LDS黄土的像位则与古浪黄土近乎重叠(图 5),介于古、今风成砂与湖相沉积之间。根据对现代古浪绿洲气候-沉积环境的观察, 其毗邻腾格里沙漠南缘, 但沙漠尚未侵入; 在夏秋季节受东亚夏季风作用, 能够带来一定的降水量, 使得地表植被能够生长, 呈现郁郁葱葱的景观, 沙丘得以固定; 冬春季节盛行偏北的冬季风, 既可搬运一些来自北部近源的腾格里沙漠的沉积物, 也可携带相当丰富的周边较高海拔的黄土, 使得包括古浪绿洲在内的河西走廊地区成为中国沙尘暴频发地区之一[20]。而对新疆策勒绿洲的观测和实验也证实, 绿洲是大气沙尘的一个主要沉积区, 是高度混合的沙尘暴物质堆积的理想场所; 在同一时间、同一高度和同一风向上的降尘量, 绿洲内的降尘量是沙漠、戈壁地区降尘量的 3倍[21]。至此不难推测, 土门剖面LDS中黄土堆积时气候-沉积环境应类似于现代古浪绿洲, 其处于亚洲夏季风的西北缘和冬季风的东南缘共同控制下的过渡性气候-沉积环境。

古土壤的像位与湖相沉积和黄土都颇为相似,这既反映出其成壤母质包括已沉积的湖相沉积和黄土, 也指示其气候-沉积环境应与后两者颇为相似。而前者似乎显示较后两者具有更高含量的 Al2O3和TFe和更低含量的 SiO2, 这或许跟其堆积之后的风化强度或多或少有一定关系, 但这需要未来提供更多的证据来支持。

综上所述, 土门剖面LDS中由沙丘砂、黄土、湖相沉积以及古土壤相互叠覆构成的多旋回沉积序列实际上是腾格里沙漠多次向南扩张与向北退缩的一个缩影, 也是亚洲冬、夏季风多次盛衰更替的一个区域沉积响应。鉴于SiO2和Al2O3在LDS层段垂直方向上呈现相反的变化趋势, 且两者之和已占地球化学元素含量的 70%以上, 根据以上阐述, 在下文中将采用硅铝比值作为指示腾格里沙漠伸缩与东亚冬、夏季风强盛的替代性指标。

3.2 LDS记录的季风气候变化

图6是基于建立的LDS时间标尺(见图2b)绘制的硅铝比变化。结合上述, 将硅铝率的高值作为指示东亚冬季风增强事件, 标记为“C”, 将硅铝率的低值作为东亚冬季风减弱, 夏季风增强事件, 标记为“W”。按时间先后依次为: C5(14930～14847 a BP)、W4 (14847～13810 a BP)、C4 (13810～13620 a BP)、W3 (13620～13340 a BP)、C3 (13340～13010 a BP)、W2 (13010～12650 a BP)、C2 (12650～12050 a BP)、W1 (12050～11860 a BP)和 C1 (11860～11600 a BP)。经统计, “C”事件持续时间累计1460 a, “W”事件持续时间累计1870 a, 除W4持续时间长达1120 a外, 其余长者为600 a, 短者仅为80 a。硅铝率指示腾格里沙漠南缘在末次冰消期至少经历4.5次千年-百年尺度的东亚冬、夏季风交替增强过程。

LDS与GRIP冰芯和石笋所指示的气候变化节奏非常相似(图 6)。GRIP冰芯记录的新仙女木(Younger Dryas)、中阿勒罗德(IACP)和古仙女木(Oldest Dryas)冷事件在LDS中分别反应为C1-C2、C3和C5; 而晚阿勒罗德(late Allerød)、早阿勒罗德(Allerød)和波令(Bølling)暖事件在 LDS 中分别反应为W2、W3和W4。W1暖事件表明, 本区在冷干的新仙女木阶段出现了一次持续百年的东亚夏季风异常增强时期。该暖事件在 GRIP冰芯[22]记录中不明显, 但在我国石笋[24]、古里雅冰芯[25]以及黄土-沙漠过渡带的泥炭[26]都有记录。这或许是新仙女木时期东亚夏季风短期异常增强的气候信号, 但确定这一短暂回暖是区域性的气候事件还是北半球普遍存的气候事件还需要更多材料加以证实。

图6 LDS硅铝比与格陵兰GRIP冰芯氧同位素[22]和南京葫芦洞H82石笋氧同位素[23]在末次冰消期的比较Fig.6 Comparison of the silica-sesquioxide ratios in the Tumen section with the δ18O (‰) records of Greenland ice core GRIP and Hulu Cave stalagmite H82 during the last deglaciation

基于上述对比, 认为末次冰消期腾格里沙漠南缘气候的驱动机制与格陵兰冰芯代表的北半球高纬度驱动机制有关。末次冰消期全球回暖过程中冰盖消融入海产生大量冰山和淡水, 覆盖大洋表层, 稀释大洋表层海水致使 NADW(北大西洋深层水)形成减弱, 导致北大西洋温盐环流减弱, 致使向高纬输送的热量减少, 以致北大西洋周边地区降温, 最终诱发了北半球中高纬地区千年尺度的气候突变事件[27–28]。同时, 本区在末次冰消期的气候记录也与以往东亚季风区西北缘的气候记录[6–10]相似, 这似乎也佐证了东亚季风区西北缘受控于同一气候驱动机制。

4 结 论

(1) 经对土门剖面LDS层段主要元素氧化物含量分析, 用硅铝率高低作为冬夏季风变化指标, 划分出本区末次冰消期经历了9个冬夏季风交替增强的气候事件, 依次为: C5(14930～14847 a BP)、W4(14847～13810 a BP)、C4 (13810～13620 a BP)、W3(13620～13340 a BP)、C3 (13340～13010 a BP)、W2(13010～12650 a BP)、C2 (12650～12050 a BP)、W1(12050～11860 a BP)和 C1 (11860～11600 a BP)。

(2) 氧化物在不同沉积相的差异是冬夏季风交替主导的结果。丘砂层是冬季风增强时期的产物,而黄土、湖相沉积及古土壤则为夏季风增强时期的产物, 反应在氧化物上为SiO2与其他7种氧化物垂直方向上分别呈现镜像对称。各氧化物的锯齿状曲线反映出本区冬夏季风在末次冰消期时较高频率的变化。

(3) LDS与GRIP冰芯和石笋所指示的气候变化趋势非常相似, 随时间的推进均经历了一个温度由升高到降低的过程。GRIP冰芯记录的新仙女木(Younger Dryas)、中阿勒罗德(IACP)和古仙女木(Oldest Dryas)冷事件在LDS中分别反应为C1-C2、C3和C5; 而晚阿勒罗德(late Allerød)、早阿勒罗德(Allerød)和波令(Bølling)暖事件在 LDS中分别反应为W2、W3和W4。本区末次冰消期气候的驱动机制可能与冰芯代表的北半球高纬度驱动机制密切相关。

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