劉維明，楊勝利，方小敏

1.中國科學院/水利部成都山地災害與環(huán)境研究所山地災害與地表過程重點實驗室，成都 610041

2.蘭州大學西部環(huán)境教育部重點實驗室，蘭州 730000

3.南京師范大學地理科學學院，南京 210046

4.中國科學院青藏高原研究所大陸碰撞與高原隆升重點實驗室，北京 100101

0 引言

末次冰期以來的沉積記錄大多保存良好、時間分辨率高、適合高精度測年，是古氣候研究的良好載體。世界范圍內獲得的大量詳細的氣候記錄［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。對比不同地區(qū)記錄的千年尺度氣候事件的區(qū)別與聯系，是研究氣候變化機制的重要手段［3－5］。青藏高原處于中緯度，海拔為4 000～5 000m，其產生的巨大熱力和動力作用，對大氣環(huán)流產生重大影響，不僅能迅速地感應氣候的變化，而且通過冬季和夏季分別對大氣冷源和熱源的作用，顯著加強了亞洲冬夏季風，進而對全球變化產生了重大影響［10－12］。川西高原位于青藏高原東部邊緣，處于高原氣候區(qū)與季風氣候區(qū)過渡位置，對該區(qū)末次冰期以來的氣候演化的深入研究，對深入理解青藏高原氣候和季風氣候的相互作用機制、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。對該黃土剖面進行了詳細的地層學和氣候代用指標研究，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，還分布在相對高差數百米的山坡和低山頂面上，具明顯風成披覆分布特征［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，處于岷江的三級階地上（圖1）、九黃機場路側，距漳臘約2 km，海拔約3 080m，距離楊文光等［19］報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，灰色粉砂質黏土，中部為馬蘭黃土L1，灰黃色粉砂，含少量碳酸鹽結核，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古土壤和黃土命名字母），古土壤呈灰褐色，相對較硬，弱團塊－塊狀結構；底部為末次間冰期古土壤S1，共厚3.85m，由厚約2m的黃褐色、具團粒結構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)境指標及其與SPECMAP（深海氧同位素標準曲線）［22］對比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14C年代樣品，進行常規(guī)全有機碳測年。所有樣品充分自然風干后，室內進行了粒度、色度、磁化率和碳酸鹽質量分數的測量。粒度分析前采用較為徹底的前處理方法［23］，經去有機質（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激光粒度儀上測定。低頻磁化率測定樣品風干后由Bartington MS2磁化率儀完成，每個樣品測3遍，取平均值。碳酸鹽測定采用氣量法，用Bascomb國際標準碳酸鹽計2次重復測定樣品中的碳酸鹽，然后得出其平均質量分數，絕對誤差控制在0.5%以內。色度測量時將樣品研磨至45 μm以下，在日本生產的SPAD－503土色儀上完成。所有的實驗在蘭州大學西部環(huán)境教育部重點實驗室完成。

2 結果

2.1 色度、碳酸鹽和磁化率結果

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為典型的黃色黃土層和暗紅色古土壤層交互出現［24］。而漳臘黃土可能是受到了地下水的影響導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。由于筆者未進行詳細的巖石磁學研究，不能明確磁化率的變化機制，因此，僅將χlf作為地層劃分的參考（圖2）。

碳酸鹽質量分數為0%～14%，緊接古土壤和弱古土壤層，均有一個高w（CaCO3）值反映了淋溶淀積的過程，古土壤層碳酸鹽的質量分數總體低于黃土層。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量分數接近于0（圖2）。

2.2 粒度特征

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

圖2給出了中值粒徑（Md）隨時間的變化曲線，變化范圍11.6～31.7μm，變幅達20.1μm。黃土粒度的變化主要取決于風力強度［27］、源區(qū)范圍［28－29］和風化作用控制。而當其粒徑相對較粗時，主要由源區(qū)范圍控制。漳臘黃土的粒徑相對較粗，故認為Md主要反映了源區(qū)范圍的變化。方小敏等［30－31］據地質證據和現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為川西黃土主要為局地近源。因此筆者認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，說明當時的干旱化程度較低，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測年材料采用的為全有機質，而有機質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年代控制點。野外觀察和粒度變化與深海氧同位素［22］對比揭示：漳臘剖面0.00～1.00m，為S0，相當于 MIS1；漳臘1.00～3.95m為 L1LL1，相當于MIS2；3.95～9.40m 為 L1SS1、L1LL2和 L1SS2組合，相當于 MIS3；漳臘黃土9.40～12.35m 為L1LL3，相當于 MIS4；12.35～14.20m 為S1SS1，相當于 MIS5a；14.20～16.20m 為S1LL1，相當于MIS5b。在黃土研究［34］中，對于具體的年代控制點，一種慣用的方法是將代用指標曲線與標準曲線（常用的為SPECMAP（spectral mapping project）曲線［22］）進行對比后找出理想的年齡控制點，然后將其代入年齡模型（如粒度－年齡模型［9］）獲得整個剖面的年代序列。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］測年精確、分辨率高，年代結果較精確。筆者控制點年齡采用石筍年代，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，利用粒度－年代模型［9］內插，底部根據沉積速率外推，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的趨勢，反映了高原的干旱化持續(xù)加強，沙漠化范圍的逐漸擴大，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)擴大有所不同，李家塬黃土在相當于MIS4階段的L1－5層Md平均為22.2μm，大于相當于 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。地貌和新構造運動研究表明，晚更新世以來青藏高原存在隆升運動。筆者認為漳臘黃土的結果至少部分代表了高原海拔高度的增高，加強了對水汽的阻擋作用，導致高原內部干旱化的增強。Fang等［40］也認為合作黃土有機質質量分數的持續(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）體積分數也表現為MIS4階段平均體積分數（45.54%）與 MIS3階段基本一致（37.61%），兩者均遠小于MIS2階段的平均體積分數（35.1%），證明了兩者均受到同一氣候系統(tǒng)控制。

地質記錄和數值模擬均表明［38］，高原隆升對中國北方干旱化、高原干旱化、東亞季風和高原季風等均有重大影響。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，并未對整個東亞氣候系統(tǒng)產生重大影響。

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明顯的粒度變粗事件和近20個較為明顯的粒度變細事件（雖然有些事件不太明顯，但為了便于描述和對比，筆者仍按照冰芯的方法，將粒度變粗事件依次標記為YD、H1－H6，將粒度變細事件依次標記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事件在表現特征和年齡上大部分可以進行很好的對比，但是粒度記錄的H5不明顯，H2與H3之間還有2個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。雖然變細事件與南京石筍曲線中夏季風增強事件難以進行一一直接對比，但其中一些明顯的粒度變細事件也可以與南京石筍曲線中對應的季風增強事件在表現特征和時間位置上進行直接對比（圖4a，b）。以上結果表明末次冰期川西高原干旱化存在很大的波動：與南京石筍記錄的東亞夏季風減弱的Heinrich事件所對應的為漳黃土粒度變粗、干旱化增強；與東亞夏季風增強對應的為黃土粒度變細、干旱化程度降低。反映了末次冰期千年尺度不穩(wěn)定性對川西高原干旱化程度也有深刻影響。一般認為，干旱化程度與降水緊密相聯?，F代氣象觀測表明，青藏高原的熱力和動力作用使其上空相對于周圍的大氣在夏季為熱低壓，在冬季表現為冷高壓，由此形成壓力場和風流場的季節(jié)變化表現為高原季風現象，青藏高原及其周邊地區(qū)的氣候變化受控于高原季風強度的變化［10］。高原降水量與高原夏季風強度有關，夏季高原的熱低壓越低，高原夏季風越強，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可能是高原夏季風千年尺度不穩(wěn)定性的體現。

圖4 末次冰期各種不同氣候記錄的對比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，黃土粒度較細代表的是高原明顯濕潤事件，一個位于28～31ka，一個位于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。古里雅冰芯研究揭示44～25 ka期間高原地區(qū)是個顯著暖期（圖4c），施雅風等［42］認為這個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高原地區(qū)產生的深刻環(huán)境效應的結果。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)也對高原夏季風產生明顯的影響。由于這一時段夏季風的顯著加強，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。這一現象于合作黃土粒度指標也有反映［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，并且明顯強于其他地區(qū)。

其次，漳臘剖面記錄的H2與H1相對強度與其他高分辨氣候記錄的異同。雖然各個Heinrich事件絕對強度很難評估，但是可以從氣候曲線上判別出每個事件的相對強度。H1和H2為年代最晚的2個Heinrich事件，多數高分辨率的氣候記錄對其識別相對準確。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相對強度的空間差異機理尚不清楚，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)氣候聯系更為緊密。

4 結論

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的趨勢。表現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)也對高原夏季風產生明顯的影響。

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，可能是高原夏季風千年尺度變化結果。漳臘黃土記錄的H2強于H1現象與古里雅冰芯、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)氣候聯系更為緊密。

洪埜、潘美慧和張平參加了野外或室內測試工作，謹致謝忱。

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