趙倩,謝遠(yuǎn)云,2,郝冬梅,遲云平,2,康春國(guó),吳鵬,劉碩
1.哈爾濱師范大學(xué)地理科學(xué)學(xué)院,哈爾濱 150025
2.哈爾濱師范大學(xué)寒區(qū)地理環(huán)境監(jiān)測(cè)與空間信息服務(wù)黑龍江省重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,哈爾濱 150025
3.哈爾濱學(xué)院地理系,哈爾濱 150086
亞洲內(nèi)陸干旱化作為當(dāng)今地球科學(xué)領(lǐng)域極為重要的科學(xué)問(wèn)題,不僅是新生代北半球古氣候演化的一個(gè)重要組分[1],也是新生代全球氣候惡化的重要標(biāo)志[1-3],對(duì)區(qū)域乃至全球氣候環(huán)境演變至關(guān)重要,是研究全球海陸氣候耦合變化關(guān)鍵的連接紐帶[1-3]。探究亞洲內(nèi)陸干旱化歷史對(duì)于理解區(qū)域及全球氣候變化,管理環(huán)境及組織社會(huì)和經(jīng)濟(jì)活動(dòng)等至關(guān)重要[4]。
黃土作為第四系典型地表風(fēng)成沉積物,蘊(yùn)含豐富的地質(zhì)信息,具有沉積連續(xù)、分布廣泛和時(shí)間跨度大的特性,是與深海沉積物、極地冰芯相媲美的古氣候地質(zhì)檔案[5-8]。尤其是位于沙漠—沙地下風(fēng)向地區(qū)的黃土堆積,與沙漠—沙地的形成和演化具有極好的耦合關(guān)系[9-10],可以很好地指示沙漠—沙地演化進(jìn)程。目前黃土的粒度組成、磁化率、有機(jī)碳同位素、Sr-Nd同位素、孢粉和色度等指標(biāo)被廣泛用于反演沙漠—沙地的形成演化以及重建亞洲內(nèi)陸階段性干旱化歷史[7,11-14],并在中國(guó)西北地區(qū)的干旱化研究中取得豐碩成果[7,15-16],但是對(duì)于干旱化的時(shí)間、進(jìn)程以及驅(qū)動(dòng)機(jī)制等關(guān)鍵性科學(xué)問(wèn)題仍存在較大爭(zhēng)議[11,16]。
松嫩平原位于歐亞干旱—半干旱帶最東端,較高的緯度使其受極地冰蓋影響極大,對(duì)氣候波動(dòng)十分敏感,是研究中國(guó)東北地區(qū)氣候干旱化的理想?yún)^(qū)域。然而由于松嫩平原缺乏沉積檔案露頭,巖心也多為更古老的深時(shí)地層和油氣資源探測(cè)[17-18],缺乏對(duì)于第四系沉積地層的精細(xì)屬性研究[19],并導(dǎo)致古氣候演化的研究極為薄弱,顯著限制了黃土堆積對(duì)松嫩平原構(gòu)造—地貌—水系演化—?dú)夂蜃兓捻憫?yīng)及其耦合機(jī)制的理解。哈爾濱荒山剖面位于松花江二級(jí)河流階地之上,是松嫩平原東部最為典型的第四系模式剖面,很多標(biāo)準(zhǔn)地層單位在此建立和類(lèi)比,是研究風(fēng)成黃土堆積與河湖演化相互作用的優(yōu)秀檔案。
因此,本文擬通過(guò)對(duì)哈爾濱黃土進(jìn)行沉積特征以及粒度、磁化率、總有機(jī)碳和Sr-Nd同位素組成分析,結(jié)合粒度端元和小波分析,探究松嫩平原干旱化歷史進(jìn)程以及驅(qū)動(dòng)機(jī)制,為亞洲內(nèi)陸干旱化向東拓展提供重要證據(jù)。
松嫩平原地處黑龍江省西南部(圖1),屬溫帶季風(fēng)氣候區(qū),冬季受西北寒冷氣流控制,夏季則受來(lái)自太平洋的西南暖濕氣流影響。年平均氣溫為2 ℃~4 ℃,年降水量350~700 mm。松嫩平原發(fā)育在晚侏羅系基底之上,主要由松花江和嫩江沖積形成,是東北平原的最大組成部分。平原整體呈馬蹄狀分布,地貌單元主要包括東部隆起區(qū)、西部臺(tái)地區(qū)和沖積平原區(qū)三個(gè)部分,北部和東北部與小興安嶺接壤,東部和東南部與長(zhǎng)白山接壤,西部鄰近大興安嶺,南部是東北平原重要的分界線(xiàn)——松遼分水嶺。松遼分水嶺海拔不超過(guò)250 m,長(zhǎng)度近300 km,在大興安嶺和長(zhǎng)白山之間,大致沿西北向東南方向延伸(圖1a)。
圖1 哈爾濱荒山剖面位置圖Fig.1 Location of the Huangshan profile in Harbin
松嫩平原的黃土堆積主要位于松嫩沙地的下風(fēng)向地區(qū),如哈爾濱、雙城和阿城等地,其中以哈爾濱荒山(HS)黃土剖面最為典型?;纳轿挥诠枮I市道外區(qū)團(tuán)結(jié)鎮(zhèn),距哈爾濱市東部約16 km,北望松花江,西臨阿什河,山頂海拔198 m,位于松花江二級(jí)堆積階地之上[20-22]。
由于荒山剖面并未完全出露,地下埋藏深度約40 m,故本文通過(guò)巖心鉆取,以期獲得更加完整的地質(zhì)資料。巖心鉆取采用雙管單動(dòng)內(nèi)襯塑料套管取心技術(shù),該巖心貫穿第四系,直至白堊系基巖,鉆井深度101.11 m,巖心長(zhǎng)度93.3 m。結(jié)合對(duì)荒山剖面的野外觀察和鉆孔巖心沉積物的沉積相,以30.4 m為界,巖心可分為黃土—古土壤以及河湖相沉積物兩部分[20-25],本文主要研究30.4 m以上的風(fēng)成黃土堆積。巖心30.4 m以上沉積物的巖性描述如下:
(1) 0~0.98 m:暗褐色現(xiàn)代土壤,含較多植物根莖及蟲(chóng)孔,受人類(lèi)活動(dòng)和生物擾動(dòng)明顯。
(2) 0.98~30.4 m:依據(jù)沉積物巖性及顏色可劃分為5個(gè)黃土—古土壤旋回,發(fā)育鐵錳結(jié)核和鐵銹,無(wú)鈣質(zhì)結(jié)核。其中古土壤層(S0~S4)為砂質(zhì)黏土,呈暗灰褐色—灰黑色,含白色菌絲體,結(jié)構(gòu)致密;黃土層(L1~L5)為黃褐色的泥質(zhì)粉砂,垂直節(jié)理發(fā)育明顯,為典型風(fēng)成黃土沉積[5]。
以10 cm間距獲取288個(gè)樣品,在室內(nèi)進(jìn)行干燥處理后,用研磨棒輕輕敲碎,放入2 cm×2 cm×2 cm立方的弱磁盒中,在中國(guó)科學(xué)院地球環(huán)境研究所黃土與第四紀(jì)地質(zhì)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室采用英國(guó)Bartington MS2型磁化率儀在低頻470 Hz下進(jìn)行測(cè)定。
以10 cm為采樣間距,將樣品在80 ℃下干燥24 h,然后研磨成粉末,通過(guò)200目標(biāo)準(zhǔn)分樣篩。將0.8 g樣品加入36%鹽酸充分反應(yīng),以除去碳酸鹽,再將樣品離心清洗、干燥、充分研磨后,采用TC高溫煅燒、檢測(cè)CO2氣體量的方法,測(cè)得總有機(jī)碳含量,經(jīng)多次測(cè)量得分析誤差小于2%。
以40~60 cm間距獲取60個(gè)樣品,自然風(fēng)干后經(jīng)研磨過(guò)200目標(biāo)準(zhǔn)分樣篩,獲取小于63 μm組分以供Sr-Nd比值測(cè)試。Sr和Nd的分離采用標(biāo)準(zhǔn)離子交換方法。測(cè)定的樣品分別用86Sr/88Sr=0.119 4和146Nd/144Nd=0.721 9進(jìn)行標(biāo)準(zhǔn)化質(zhì)量分餾效應(yīng)的校正。儀器的準(zhǔn)確度采用國(guó)際標(biāo)樣NBS987和JMC于中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(武漢)地質(zhì)過(guò)程與礦產(chǎn)資源國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室進(jìn)行測(cè)定。
把不銹鋼管打入新鮮剖面獲取測(cè)年樣品,鋼管用黑色塑料袋及膠帶包裹,以免見(jiàn)光以及水分流失。樣品帶回實(shí)驗(yàn)室后,在暗室無(wú)光條件下進(jìn)行剖面樣品處理,并使用標(biāo)準(zhǔn)石英單片再生計(jì)量法從剖面上部選擇4個(gè)樣品進(jìn)行OSL測(cè)年,底部選擇3個(gè)樣品進(jìn)行ESR測(cè)年。OSL測(cè)年提純石英顆粒粒徑為90~150 μm,ESR測(cè)年提純的石英顆粒粒徑為120~200 μm,具體測(cè)年方法詳見(jiàn)文獻(xiàn)[23-24],結(jié)果見(jiàn)表1。
表1 荒山剖面OSL和ESR測(cè)年結(jié)果Table 1 OSL and ESR dating results of Huangshan profile in Harbin
以10 cm為間距共采集288個(gè)樣品,分別加入10% H2O2以及0.5 mol/L HCl進(jìn)行24 h樣品預(yù)處理,以分別去除樣品中的有機(jī)物和碳酸鹽。通過(guò)超聲處理,再使用10% (NaPO3)6溶液對(duì)樣品進(jìn)行分散。最后,樣品在Malvern Mastersizer 2000激光顆粒分析儀上進(jìn)行測(cè)試,測(cè)量范圍為0.02~2 000 μm,經(jīng)多次重復(fù)測(cè)量誤差范圍小于2%。
端元模型分析法最早由Weltje提出[26],原理為沉積物由不同物質(zhì)來(lái)源或不同搬運(yùn)動(dòng)力經(jīng)過(guò)混合而成,根據(jù)一組沉積物粒度數(shù)據(jù)進(jìn)行分析計(jì)算,將不同動(dòng)力作用下的端元組分分離出來(lái)[26-29],并分析各端元組分所代表的古氣候意義[28]。本文采用Matlab軟件上開(kāi)發(fā)的AnalySize程序?qū)枮I黃土樣品的粒度數(shù)據(jù)進(jìn)行分析。
小波分析(Wavelet Analysis)是基于傅里葉變換進(jìn)一步發(fā)展的變換分析方法[29],能夠?qū)⒁粋€(gè)時(shí)間尺度上的信號(hào)在不同的連續(xù)性時(shí)間尺度上進(jìn)行解析,揭示不同時(shí)間尺度所蘊(yùn)含的周期性特點(diǎn)[27]。
荒山剖面頂部現(xiàn)代土壤磁化率值相對(duì)較高(圖2),最 高 值 為94.697×10-8m3/kg,最 低 值 為4.016×10-8m3/kg,平均值為29.067×10-8m3/kg。哈爾濱黃土的磁化率呈現(xiàn)明顯周期性的高低變化,且黃土層磁化率高于古土壤層。
哈爾濱黃土粒度組分(圖2)以粗粉砂(16~63 μm)為主,含量為35.11%~62.91%,平均含量為48.09%;其次為細(xì)粉砂組分(4~16 μm),含量為18.23%~42.50%,平均值為29.32%;小于4 μm的黏土含量為10.23%~20.96%,平均值為14.97%;大于63 μm的砂粒含量占比2.31%~21.38%,平均值為7.63%;平均粒徑為15.15~36.18 μm,黃土層粒度粗于古土壤層。
圖2 哈爾濱黃土各粒級(jí)組分隨深度變化特征Fig.2 Variation of grain size components with depth in Harbin loess
在Matlab軟件中導(dǎo)入黃土粒度數(shù)據(jù),并假設(shè)在1~10個(gè)端元的基礎(chǔ)上,對(duì)數(shù)據(jù)進(jìn)行端元分離。隨著端元數(shù)量的不斷增加,粒級(jí)復(fù)相關(guān)系數(shù)R2逐漸接近于1(R2在0.8以上表明端元個(gè)數(shù)基本達(dá)到擬合標(biāo)準(zhǔn))和角度離差逐漸變小的平衡擬合。分析結(jié)果可知(圖3),當(dāng)端元數(shù)量達(dá)到3時(shí),R2達(dá)到0.991 5且角度離差極小,說(shuō)明劃分的3個(gè)端元組分(EM1、EM2、EM3)之間彼此相互獨(dú)立,可以滿(mǎn)足擬合的需要,因此本文選擇3個(gè)端元對(duì)該組粒度數(shù)據(jù)分析。
圖3 哈爾濱黃土端元數(shù)線(xiàn)性相關(guān)和角度離差Fig.3 Linear correlation and angular deviation of end members in Harbin loess
哈爾濱黃土分離出三個(gè)粒度端元(圖4),均呈單峰態(tài),接近正態(tài)分布,具有較好的分選性,眾數(shù)粒徑分別為7.81 μm、27.20 μm和54.41 μm。各端元標(biāo)準(zhǔn)偏差依次為EM1>EM2>EM3,峰度表現(xiàn)為EM3>EM2>EM1。
圖4 哈爾濱黃土端元粒度頻率曲線(xiàn)Fig.4 Grain size frequency curves for loess sediments in Harbin loess
端元含量隨深度變化如圖5,端元EM1含量為23.86%~76.76%,變化波動(dòng)較大,在古土壤層中占比相對(duì)較高。EM2整體呈現(xiàn)較大波動(dòng),含量為0~63.48%,EM3含量為0~55.52%,EM2和EM3含量在黃土層中所占比重較高??傮w變化趨勢(shì)各不相同,EM1無(wú)明顯變化趨勢(shì),端元EM2與EM3呈現(xiàn)相反的變化趨勢(shì)。
相對(duì)于黃土層,古土壤層TOC含量相對(duì)較高。TOC最高值出現(xiàn)在現(xiàn)代土壤層(1.76%,圖5g),最小值出現(xiàn)在L2黃土層(0.04%),其平均含量為0.25%。
黃土剖面87Sr/86Sr的比值變化較?。▓D5e),在0.710 465~0.712 213之間,平均值為0.711 411;εNd(0)在-5.1~-6.9之間(圖5f),平均值為-5.9。Sr-Nd同位素值總體變化幅度較小,87Sr/86Sr呈現(xiàn)出逐漸增加的趨勢(shì),εNd(0)呈現(xiàn)出逐漸減小的趨勢(shì)。
圖5 哈爾濱黃土環(huán)境指標(biāo)及粒度端元隨深度變化(a)磁化率;(b)EM1端元組成;(c)EM2端元組成;(d)EM3端元組成;(e)Sr同位素組成;(f)Nd同位素組成;(g)TOC含量;(h)Rb/Sr比值[25]Fig.5 Changes of environmental index and grain size end members with depth in Harbin Loess
本文采用粒度數(shù)據(jù)內(nèi)插方法建立年齡模式,其原理是假設(shè)黃土的沉積通量穩(wěn)定的情況下,依據(jù)黃土粒度的變化推算不同時(shí)期黃土的沉積速率[30]。其粒度年齡模型為(T1、T2分別為新、老地層的年齡控制點(diǎn);Ai為i層的粉塵堆積速率;m為所測(cè)地層單位年齡;n為T(mén)1、T2之間的所有地層):
我們?cè)诨纳狡拭孢M(jìn)行了光釋光(OSL)和電子自旋共振(ESR)測(cè)年取樣。為避免受OSL測(cè)年年限及ESR測(cè)年精度的限制,利用OSL數(shù)據(jù)和深海氧同位素階段(MIS)的轉(zhuǎn)折年齡,即深海氧同位素曲線(xiàn)中具有明顯的從峰到谷(間冰期到冰期)快速轉(zhuǎn)變的中點(diǎn),作為年齡控制點(diǎn)。本研究中,深海氧同位素對(duì)應(yīng)的轉(zhuǎn)折年齡依次為:MIS5/6(130 ka);MIS7/8(243 ka);MIS9/10(337 ka)和MIS11/12(424 ka)[31],分別對(duì)應(yīng)于古土壤層S1、S2、S3和S4的底界。以東亞冬季風(fēng)強(qiáng)度代用指標(biāo)(大于30 μm顆粒百分比含量)作為數(shù)據(jù)[32],通過(guò)線(xiàn)性?xún)?nèi)插的方式,建立荒山剖面黃土—古土壤時(shí)間框架(圖6)。這種年代框架的建立在黃土高原和赤峰剖面中得到普遍應(yīng)用[9]。
圖6 哈爾濱黃土—古土壤年代框架(a,c)荒山巖心磁化率曲線(xiàn);(b)北大西洋深海氧同位素[31]Fig.6 Chronological framework of Harbin loess ̄paleosol
需要注意的是,由于ESR年齡結(jié)果存在潛在誤差,故未作為絕對(duì)年齡來(lái)使用,僅用來(lái)檢驗(yàn)建立的年齡框架的準(zhǔn)確性。荒山剖面的3個(gè)ESR測(cè)年年齡均小于500 ka,證明了哈爾濱黃土—古土壤的時(shí)間框架是可靠的。根據(jù)建立的地層年齡框架,推測(cè)哈爾濱荒山黃土的底界年齡為460 ka。
哈爾濱黃土—古土壤序列與黃土高原和赤峰的典型黃土沉積相比,存在顯著的差異,尤其是古土壤層,呈灰黑色,富含泥質(zhì)膠結(jié)體,缺少鈣質(zhì)結(jié)核,且厚度明顯薄于鄰區(qū)的赤峰古土壤層。顏色作為沉積環(huán)境的重要特征之一[33-34],受控于沉積物中氧化鐵的種類(lèi)和含量、碳酸鹽和有機(jī)質(zhì)含量[35-36]。氧化鐵和有機(jī)質(zhì)含量越多顏色越深,碳酸鹽含量越多顏色越淺。干熱的氣候背景下,淺水氧化環(huán)境多富集赤鐵礦,形成紅色沉積地層,如黃土高原的古土壤層[37];深水還原環(huán)境中,不利于赤鐵礦形成和有機(jī)質(zhì)分解,從而導(dǎo)致深色沉積地層的出現(xiàn),如黃土高原全新世的S0古土壤層[33,38]。
位于高緯度的哈爾濱地區(qū),受寒冷氣候影響,冬季顯著長(zhǎng)于夏季,且在夏季也僅有表土解凍。這種氣候背景使得哈爾濱地區(qū)土壤層發(fā)育薄弱,廣泛發(fā)育的永久凍土層使得土壤表層水下滲嚴(yán)重受阻,地表積水嚴(yán)重,土壤潛育化現(xiàn)象明顯[39]。在這種條件下,土壤中的赤鐵礦的形成受阻,有機(jī)質(zhì)大量富集,土壤顏色進(jìn)一步加深。
黃土—古土壤序列的磁化率常被用作指示東亞夏季風(fēng)強(qiáng)度的指標(biāo)[40],主要受鐵磁性礦物影響。鐵磁性礦物受控于原始輸入和后期成壤作用[41-42],尤其是成壤環(huán)境,通過(guò)改變鐵磁性礦物的種類(lèi)和含量,進(jìn)而控制磁化率值[43]。黃土高原降水弱蒸發(fā)強(qiáng),多為氧化成壤環(huán)境,有利于鐵磁性礦物富集[14,44],因此黃土高原黃土—古土壤序列的磁化率值與成壤作用呈正相關(guān),黃土層磁化率較低,古土壤層磁化率較高[4-5]。
然而,黃土高原黃土—古土壤序列的磁化率特征并不適用于哈爾濱地區(qū),哈爾濱黃土層磁化率呈現(xiàn)高值而古土壤層磁化率為低值,與阿拉斯加和西伯利亞的黃土磁化率變化特征類(lèi)似[14,44]。研究表明,成壤過(guò)程中含水量達(dá)到一定閾值時(shí),會(huì)形成強(qiáng)還原環(huán)境,致使磁性礦物由強(qiáng)磁性向弱磁性轉(zhuǎn)換,使得磁化率值與成壤作用呈負(fù)相關(guān)關(guān)系[14,44]。
綜上所述,在氣候寒冷、降水充足的哈爾濱地區(qū),成壤過(guò)程中存在顯著潛育化現(xiàn)象。在寒冷的冰期,地表水極少,土壤表層處于相對(duì)氧化或弱還原的環(huán)境中,磁性礦物得以良好保存。然而在間冰期,地表水含量增加,冷濕的成土環(huán)境導(dǎo)致土壤發(fā)育薄弱,并導(dǎo)致磁性礦物由強(qiáng)磁性向弱磁性的轉(zhuǎn)變[23-24]。因此,哈爾濱發(fā)育薄弱的灰黑色古土壤層以及古土壤層磁化率值低于黃土層現(xiàn)象,分別反映了高緯度寒冷氣候?qū)Τ扇雷饔煤痛呕手档目刂啤?/p>
哈爾濱黃土是典型風(fēng)成黃土堆積[23,45-46],其分離出的各粒度端元分別代表著不同的搬運(yùn)動(dòng)力背景。EM1組分的眾數(shù)粒徑為7.81 μm。2~16 μm細(xì)粉砂組分可在幾千米高的大氣中懸浮并進(jìn)行遠(yuǎn)距離搬運(yùn)[47],該組分在中國(guó)黃土高原地區(qū)[48-50]、新疆伊犁地區(qū)[47]、歐亞黃土古土壤序列[51-52]中十分常見(jiàn),代表高空西風(fēng)所搬運(yùn)的遠(yuǎn)源粉塵物質(zhì)。雖然風(fēng)化成壤作用亦可產(chǎn)生大量的細(xì)顆粒碎屑物質(zhì)[53],但其粒徑通常小于2 μm,且通過(guò)與反映風(fēng)化成壤程度的Rb/Sr對(duì)比發(fā)現(xiàn)(圖5h),EM1和Rb/Sr并無(wú)顯著相關(guān)性,表明EM1組分并非在成壤環(huán)境下所形成。同黃土高原東部粉砂組分[47](8 μm)相比較(圖7a),峰型相似。因此,EM1組分代表受高空西風(fēng)控制影響下,自遠(yuǎn)源搬運(yùn)的粉塵物質(zhì)。
哈爾濱黃土EM2眾數(shù)粒徑為27.2 μm。黃土高原眾數(shù)粒徑為16~32 μm的粒度組分是在強(qiáng)風(fēng)作用下低空搬運(yùn)的近源物質(zhì)[54],眾數(shù)粒徑為30 μm的粒度端元代表由塵暴帶來(lái)的粗顆粒組分[55]。對(duì)比中國(guó)黃土粗粉砂組分[56](圖7b)可以發(fā)現(xiàn),哈爾濱黃土EM2組分峰型與之相似。哈爾濱地處松嫩平原東部,受西伯利亞高壓影響較大,所以荒山剖面EM2應(yīng)該代表冬季風(fēng)所搬運(yùn)的遠(yuǎn)源粉塵物質(zhì)。
哈爾濱黃土EM3眾數(shù)粒徑為54.41 μm。20~70 μm的粗砂粒度組分被認(rèn)為是受塵暴影響近距離懸移搬運(yùn)的組分[48]。與黃土高原東部粗粉砂組分相比,哈爾濱黃土EM3組分峰型與之相似但呈現(xiàn)更寬的頻率分布(圖7c),且與中值粒徑存在顯著相關(guān)性(圖8,相關(guān)性系數(shù)R2為0.501)。故哈爾濱黃土的EM3可能代表強(qiáng)季風(fēng)或強(qiáng)塵暴所搬運(yùn)的粗粉砂組分。
圖7 哈爾濱黃土粒度端元與前人結(jié)果對(duì)比Fig.7 Comparison of end members of Harbin loess with previous research
圖8 EM1、EM2、EM3和中值粒徑的相關(guān)性分析Fig.8 Correlations of EM1, EM2 and EM3 with median grain size
綜上所述,EM1代表受高空西風(fēng)控制下搬運(yùn)的遠(yuǎn)源粉塵物質(zhì);EM2代表冬季風(fēng)搬運(yùn)的遠(yuǎn)源粉塵物質(zhì);EM3代表東亞冬季風(fēng)影響下以塵暴的方式搬運(yùn)來(lái)的近源粗顆粒組分。其中EM3組分是對(duì)氣候變化較為敏感的組分,可以指示松嫩沙地的干旱化程度。
黃土沉積和沙漠作為一個(gè)耦合系統(tǒng),分別被認(rèn)為是沉積區(qū)和物源區(qū)。沙漠化和干旱化的演變信息被記錄在包括風(fēng)成沙和黃土在內(nèi)的風(fēng)成沉積物中。但由于沙漠中的風(fēng)成沙易受外部條件影響而發(fā)生移動(dòng),且受后期的侵蝕作用,導(dǎo)致很難直接從沙漠中提取古氣候數(shù)據(jù),因此沙漠對(duì)干旱化指示作用具有限制性。黃土作為一種典型的干旱—半干旱氣候條件下的粉塵堆積,常堆積于沙地的下風(fēng)向,其粉塵的起源、運(yùn)輸和沉積對(duì)干旱—半干旱氣候以及沙地范圍的變化有較好的指示意義[57],因此沙漠邊緣的黃土沉積廣泛用于重建沙地干旱化歷史[4,57-60]。
黃土堆積的開(kāi)始代表風(fēng)塵物源區(qū)或沉積區(qū)氣候環(huán)境發(fā)生了重大變化[61],指示區(qū)域或者全球氣候干旱化的開(kāi)始[62]。故巖心30.4 m(460 ka)處沉積環(huán)境由湖相沉積向黃土沉積的過(guò)渡,意味著研究區(qū)自然氣候環(huán)境發(fā)生了巨大變化,指示了黃土源區(qū)干旱化的開(kāi)始。位于松嫩沙地下風(fēng)向的哈爾濱黃土,主要為近源堆積,松嫩沙地為其統(tǒng)治性的粉塵物源[63-64]。因此,基于哈爾濱黃土的底界年齡,我們認(rèn)為在460 ka開(kāi)始,哈爾濱黃土的源區(qū)——松嫩平原地區(qū)存在明顯的干旱化,指示松嫩沙地開(kāi)始形成。
粒度是黃土研究中常用的環(huán)境代用指標(biāo),不僅可以很好地反映東亞冬季風(fēng)的變化[65],而且在一定程度上記錄了沙漠的進(jìn)程演化[57,65],黃土沉積物中的含砂量可以很好地用于反演源區(qū)的干旱化及沙漠化進(jìn)程[66]。然而,需要注意的是,穩(wěn)定的物質(zhì)來(lái)源是古氣候指標(biāo)重建氣候變化的前提。沉積物的Nd同位素組成,具有極高的穩(wěn)定性,基本繼承母巖的特征[67-69];哈爾濱黃土Nd同位素與平均粒徑的弱相關(guān)性表明(圖9c,相關(guān)性系數(shù)R2為0.32),哈爾濱黃土的Sr、Nd同位素受粒度變化和氣候波動(dòng)影響極小,故哈爾濱黃土的Nd同位素可被用做沉積物來(lái)源和遷移的示蹤劑。哈爾濱黃土的Nd同位素值非常穩(wěn)定(圖5f),同松嫩沙地Nd同位素值(-11.0~-4.8)相比較[64],哈爾濱黃土的Nd同位素值變化范圍僅僅在-6.9~-5.7之間,變化幅度十分有限,表明哈爾濱黃土的粉塵物源自460 ka以來(lái)較為穩(wěn)定,未發(fā)生改變,這也進(jìn)一步證實(shí)了哈爾濱黃土沉積物中粒度的粗細(xì)變化是氣候變化所引起,而非物源改變導(dǎo)致。
圖9 哈爾濱黃土Rb/Sr、Sr同位素、Nd同位素與中值粒徑的相關(guān)性分析Fig.9 Correlations of Rb/Sr, Sr isotope, Nd isotope and median diameter of Harbin loess
在氣候變化是哈爾濱黃土粒度變化的主控因素前提下,哈爾濱黃土大于63 μm與EM3組分可以很好地指示松嫩沙地邊緣的進(jìn)退以及氣候波動(dòng)(圖10a,b)。粒度指標(biāo)在300 ka和380 ka存在兩次快速增加現(xiàn)象,反映了松嫩沙地在該時(shí)期發(fā)生兩次明顯干旱化加劇事件——沙地存在兩次顯著擴(kuò)張。并且松嫩沙地300 ka的干旱化加劇事件,在赤峰黃土和北京礬山黃土中也有所體現(xiàn)(圖10c,d)[9,70],該時(shí)期赤峰黃土和礬山黃土大于63 μm粒度組分顯著增加。
值得注意的是,自180 ka開(kāi)始,哈爾濱黃土的大于63 μm與EM3的粒徑組分含量呈下降趨勢(shì),表明松嫩沙地干旱化加劇事件直至180 ka才有所緩和。這種緩和的趨勢(shì)在Sr同位素(圖10e)和TOC指標(biāo)(圖10f)中也有所體現(xiàn)。哈爾濱黃土的Sr同位素和Rb/Sr比值(圖5h),均同平均粒徑呈弱相關(guān)性(圖9a,b,相關(guān)系數(shù)R2分別為0.45和0.44),表明粒度對(duì)二者的影響可以忽略不計(jì),故Rb/Sr比值反映了東亞夏季風(fēng)的強(qiáng)度變化[14,44,71]。自180 ka以來(lái),哈爾濱黃土的Sr同位素值自180 ka開(kāi)始,整體高于平均值,表現(xiàn)出相對(duì)高值的特征,且Rb/Sr比值也呈增加的態(tài)勢(shì),表明此時(shí)期該區(qū)夏季風(fēng)增強(qiáng)。TOC含量主要受控于環(huán)境因素[72],可以極好地指示氣候的暖濕程度。180 ka以來(lái)哈爾濱黃土TOC含量表現(xiàn)出緩慢上升的趨勢(shì),且在120 ka時(shí)急劇增加,同樣佐證了松嫩平原的氣候逐漸改善,干旱化程度趨于轉(zhuǎn)好。
圖10 荒山剖面與其他地區(qū)環(huán)境變化記錄對(duì)比(a)HS剖面>63 μm組分;(b)HS剖面EM3組分;(c)NYZG剖面>63 μm組分;(d)礬山剖面>63 μm組分;(e)Sr同位素組成;(f)TOC含量;(g)北大西洋深海氧同位素[31];(h)北太平洋海平面溫度[87];(i)北太平洋粉塵通量(V21 ̄146)[88]Fig.10 Comparisons of environmental change records for HS profile and other regions
綜上所述,松嫩平原地區(qū)自460 ka以來(lái)開(kāi)始呈現(xiàn)出干旱化趨勢(shì),并導(dǎo)致該區(qū)域環(huán)境發(fā)生重大變化,主要表現(xiàn)在以下兩個(gè)方面:其一是松嫩平原干旱化以及松嫩沙地和哈爾濱黃土堆積的開(kāi)始;其二是松嫩沙地在300 ka(L3黃土層)和380 ka(L4黃土層)發(fā)生兩次干旱化加劇和沙地?cái)U(kuò)張現(xiàn)象。在180 ka之后,松嫩平原干旱化現(xiàn)象呈現(xiàn)緩和的趨勢(shì),氣候逐漸趨于暖濕。
對(duì)亞洲內(nèi)陸干旱化的驅(qū)動(dòng)機(jī)制研究涉及很多方面[73-76],一般認(rèn)為主要受青藏高原的隆升、新特提斯海退出以及新生代全球氣候變冷與海平面下降等區(qū)域和全球要素的共同作用[73]。對(duì)于亞洲中緯度地區(qū)而言,青藏高原的隆升阻擋來(lái)自印度洋的水汽,明顯地影響了大氣環(huán)流分布格局。此外,高原的隆升也有利于山脈的剝蝕,為亞洲地區(qū)提供粉塵物質(zhì)[77-78],是內(nèi)陸常年干旱化的主導(dǎo)因素。晚新生代以來(lái),青藏高原的快速隆升分為三大階段,分別為3.6~1.7 Ma的青藏運(yùn)動(dòng)[79],1.1~0.6 Ma昆侖—黃河運(yùn)動(dòng)[79]以及0.15 Ma以來(lái)的共和運(yùn)動(dòng)[79-81]。但昆侖—黃河運(yùn)動(dòng)時(shí)期青藏高原就已隆升到一定高度[81];此外新特提斯海在晚始新世(約34 Ma)就已經(jīng)全面退出亞洲內(nèi)陸[74,76]。所以青藏高原的隆升、新特提斯海的退出并非是導(dǎo)致松嫩平原干旱化的主導(dǎo)因素。
受中更新世氣候轉(zhuǎn)型(MTP)影響[82-86],第四紀(jì)中更新世以后兩極冰蓋擴(kuò)張,全球冰量增加,氣溫降低,冬季風(fēng)加強(qiáng)導(dǎo)致北太平洋風(fēng)積塵的質(zhì)量堆積率呈上升趨勢(shì),全球氣候主導(dǎo)周期由41 ka轉(zhuǎn)為100 ka。EM3作為對(duì)東亞冬季風(fēng)較為敏感的粒度組分,其在深度上的變化可以反演搬運(yùn)動(dòng)力的強(qiáng)弱變化過(guò)程,亦可以指示東亞冬季風(fēng)在各歷史時(shí)期中的氣候強(qiáng)弱變化特征。對(duì)EM3進(jìn)行時(shí)間尺度的小波分析(圖11)發(fā)現(xiàn),自460 ka以來(lái),東亞冬季風(fēng)的波動(dòng)主周期為96 ka,次周期為37 ka,51 ka,這反映其中96 ka的偏心率是影響東亞冬季風(fēng)主導(dǎo)周期的主要周期,主要受控于全球冰量的增加[86]。
圖11 哈爾濱黃土EM3含量在時(shí)間尺度上的小波分析Fig.11 Wavelet analysis of EM3 content of Harbin loess on time scale
風(fēng)力搬運(yùn)黃土物質(zhì)的強(qiáng)度大小主要反映在黃土的粒度變化,尤其是大于63 μm的粒徑組分可以較好的表示東亞冬季風(fēng)的強(qiáng)弱變化[86]。哈爾濱黃土大于63 μm和EM3粒徑組分與深海氧同位素組成的對(duì)比發(fā)現(xiàn)(圖10g),300 ka與380 ka對(duì)應(yīng)全球冰量增加與海平面溫度下降的階段(圖10h)[31,87]。此外,北太平洋風(fēng)積塵的質(zhì)量累積率在該時(shí)期呈現(xiàn)上升的趨勢(shì)(圖10i)[88]。所以受海平面溫度的下降、全球冰量的增加尤其是北半球冰量增加的影響,所導(dǎo)致的西伯利亞高壓不斷增強(qiáng)并向南遷移可能是松嫩沙地干旱化加劇的主要?dú)夂蝌?qū)動(dòng)因素。此外300 ka存在的干旱化加劇事件在赤峰黃土[9]以及礬山黃土[70](圖10c,d)中也有所響應(yīng),而380 ka的干旱化事件并無(wú)明顯體現(xiàn),其原因可能是松嫩平原位于中國(guó)北方較高緯度的季風(fēng)邊緣地區(qū),受西伯利亞高壓的影響更為顯著。
綜上所述,全球冰量增加是主導(dǎo)松嫩平原干旱化的主要?dú)夂蝌?qū)動(dòng)因素,相比于鄰區(qū),高緯度的松嫩平原地區(qū)對(duì)西伯利亞高壓具有更好的響應(yīng)。
黃土堆積是區(qū)域構(gòu)造—地貌—水系演化—?dú)夂蜃兓餐饔玫慕Y(jié)果[89-91]。除東亞冬季風(fēng)對(duì)干旱化的影響外,源區(qū)構(gòu)造運(yùn)動(dòng)及水系演化也起到至關(guān)重要的作用[92]。如三門(mén)峽的貫通導(dǎo)致三門(mén)古湖的消亡,隨著大面積河床出露于地表最終釋放了大量的粉塵物質(zhì)并最終沉積于相鄰下風(fēng)向地區(qū),形成邙山黃土[92];石樓紅黏土的研究表明了呂梁山構(gòu)造抬升對(duì)風(fēng)塵堆積的影響[93]。因此,構(gòu)造運(yùn)動(dòng)和水系演化對(duì)黃土堆積有直接作用。松嫩平原是基于中生代斷陷盆地的基礎(chǔ)上發(fā)育而成[94],在早更新世早期,松嫩平原中部存在巨大的湖盆——松嫩古湖,松遼水系呈向心狀注入松嫩古湖[94-96]。至早更新世末期,隨著佳依分水嶺被切穿,松花江上游被下游所襲奪,松嫩古湖湖水外泄注入三江平原[20-22,97],松嫩古湖面積開(kāi)始大范圍縮減。
第四紀(jì)以來(lái)受太平洋板塊和東北亞板塊的相對(duì)南北向扭動(dòng),長(zhǎng)嶺斷褶式隆起帶遭受北西—南東方向的擠壓應(yīng)力而隆起[98]。在此構(gòu)造背景作用下,中更新世時(shí)期,發(fā)育于長(zhǎng)嶺斷褶式隆起帶上的松遼分水嶺逐漸抬升,河流水動(dòng)力變?nèi)酰罅磕嗌硿粼诜炙畮X出口處,游蕩型河道大量發(fā)育,出露于地表的沙灘、天然堤等在強(qiáng)風(fēng)的作用下形成沙丘,經(jīng)長(zhǎng)期演化形成大面積沖積河谷平原沙地。故中更新世,沿通榆—長(zhǎng)嶺—懷德一線(xiàn)分布的松遼分水嶺隆升,為沙地的形成提供了極好的自然條件,并直接導(dǎo)致松嫩湖盆的向心狀水系解體,東、西遼河被迫南流,并被遼河襲奪;嫩江改道東流,注入松花江;第二松花江也改道流入松花江。松嫩古湖失去水源,水位顯著下降[99-101]。同時(shí)松嫩古湖湖盆也隨之抬升,湖水外泄加劇,古湖趨于干涸。加之此時(shí)期全球冰量增加,氣溫大幅度降低,冬季風(fēng)加強(qiáng),大量裸露于地表的河—湖床被風(fēng)蝕,經(jīng)風(fēng)蝕后的碎屑物質(zhì)隨強(qiáng)風(fēng)搬運(yùn)至下風(fēng)向,形成黃土堆積。所以哈爾濱黃土堆積與松遼分水嶺的構(gòu)造抬升以及松嫩平原水系演化存在密切聯(lián)系。
在松遼分水嶺構(gòu)造抬升與氣候變冷的共同驅(qū)動(dòng)下,大量干枯的河床和湖床大面積出露,冬季風(fēng)攜帶大量粉塵物質(zhì)并輸送至下風(fēng)向地區(qū),逐漸形成哈爾濱黃土。松嫩古湖中心乾安鉆孔巖心的年代地層研究指示了松嫩古湖消亡時(shí)間為450 ka[19],與哈爾濱黃土的底界十分接近,印證了哈爾濱黃土堆積(~460 ka)與松嫩古湖的萎縮和消亡有著密切聯(lián)系。綜上所述,哈爾濱黃土的初始堆積是在全球變冷的氣候背景下,受松遼分水嶺構(gòu)造抬升以及松嫩水系調(diào)整共同作用的結(jié)果,是對(duì)全球與區(qū)域氣候(全球冰量增加)—構(gòu)造(新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)和松遼分水嶺隆升)—地貌(松嫩古湖消亡,松遼水系變遷)耦合的響應(yīng)。
本文通過(guò)對(duì)哈爾濱荒山沉積巖心進(jìn)行沉積特征分析以及粒度、磁化率、總有機(jī)碳、Sr-Nd同位素組成測(cè)試,結(jié)合粒度端元和小波分析,研究了松嫩平原晚第四紀(jì)以來(lái)的氣候干旱化及其驅(qū)動(dòng)機(jī)制,取得如下認(rèn)識(shí)。
(1) 在高緯度寒冷氣候和土壤潛育化的沉積環(huán)境共同影響下,哈爾濱黃土—古土壤序列沉積學(xué)特征(如顏色、厚度)與其他地區(qū)有顯著差異;土壤潛育化的沉積環(huán)境下,沉積后磁性礦物轉(zhuǎn)化為更穩(wěn)定的弱磁性礦物,是古土壤層磁化率呈現(xiàn)低值的原因。
(2) 哈爾濱黃土分離出的粒度端元EM3代表東亞冬季風(fēng)影響下以塵暴方式搬運(yùn)來(lái)的近源粗顆粒組分,可以指示松嫩沙地的干旱化程度。
(3) 哈爾濱黃土堆積(~460 ka)指示松嫩平原顯著干旱化的開(kāi)始以及松嫩沙地的形成,在300 ka和380 ka存在兩次干旱化加劇和沙地?cái)U(kuò)張現(xiàn)象,從180 ka開(kāi)始,氣候逐漸趨于溫暖濕潤(rùn)。
(4) 通過(guò)與中更新世全球氣候變化記錄、鄰區(qū)黃土記錄、松遼平原的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)以及松遼水系第四紀(jì)演化歷史的對(duì)比,結(jié)合小波分析,我們認(rèn)為松嫩沙地的形成和干旱化加劇現(xiàn)象是由氣候變化—構(gòu)造運(yùn)動(dòng)—水系演化共同作用的結(jié)果。
致謝 Sr?Nd同位素組成分析得到中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(武漢)地質(zhì)過(guò)程與礦產(chǎn)資源國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室黃俊華研究員的支持,粒度和磁化率測(cè)試得到中國(guó)科學(xué)院地球環(huán)境研究所孫有斌研究員的指導(dǎo),總有機(jī)碳測(cè)試得到中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)研究所劉林敬研究員的幫助。研究生魏振宇和李思琪參加了哈爾濱黃土野外取樣和實(shí)驗(yàn)室樣品的前處理工作,在此一并表示感謝。