李傳想， 宋友桂

(1.中國科學院地球環(huán)境研究所，黃土與第四紀地質(zhì)國家重點實驗室，陜西西安 710075;2.中國科學院研究生院，北京 100049)

黃土高原朝那剖面風塵堆積序列磁化率的古環(huán)境意義

李傳想1，2， 宋友桂1

(1.中國科學院地球環(huán)境研究所，黃土與第四紀地質(zhì)國家重點實驗室，陜西西安 710075;2.中國科學院研究生院，北京 100049)

黃土高原中部連續(xù)的風塵堆積黃土 紅粘土序列，蘊含著東亞季風演化與高原隆升等重要的古氣候與構(gòu)造信息。結(jié)合已有的古地磁年代，根據(jù)磁化率的變化特征對黃土高原中部朝那黃土 紅粘土剖面記錄的古環(huán)境變化進行了劃分，共劃分I(8.1～5.6 MaBP)東亞季風的初顯期、II(5.6～4.8 MaBP)東亞夏季風開始增強期、III(4.8～2.8 MaBP)青藏高原隆升和東亞季風波動增強期、IV(2.8～2.6 MaBP)氣候轉(zhuǎn)型期、V(2.6～1.2 MaBP)弱季風期、VI(1.2～0.62 MaBP)季風增強期和Ⅶ(＜0.62 MaBP)季風鼎盛期等7個階段。并將其與全球冰量、太陽輻射進行對比，初步討論各階段演化的可能機制。

黃土 紅粘土;朝那剖面;磁化率;古氣候;東亞季風

中國北方黃土高原風成沉積物序列具有粒度細、沉積連續(xù)、分辨率高等特征，記錄了晚新生代以來氣候環(huán)境變化的歷史(Guo et al，2002;An et al，2001;Liu et al，1985)。在第四紀古氣候重建中，磁化率作為一種重要的氣候代用指標在東亞夏季風演化和全球氣候?qū)Ρ戎邪l(fā)揮了重要作用(An et al，1990，2000;符超峰等，2008;宋友桂，2009)，但對于第三紀紅粘土的古氣候意義仍然存著較大爭論(Sun et al，1998;Ding et al，1998;Liu et al，2008)。最近的環(huán)境磁學研究表明，紅粘土與黃土具有非常相似的磁學性質(zhì)，其磁化率和頻率磁化率仍可視為成壤作用強度和夏季風變化的一個代用指標(Nie et al，2007，2008a，2008b，2010)。以黃土高原隴東盆地的朝那黃土-紅粘土剖面為例，對該剖面8.1 Ma以來磁化率記錄的古環(huán)境進行了劃分，并初步探討環(huán)境變化可能的機制。

1 朝那剖面的概況和樣品采集

朝那剖面位于黃土高原隴東盆地內(nèi)，地理位置為 107°12'E，35°7'N(圖 1)，在地貌上為隴東盆地的中心，現(xiàn)代氣候?qū)倥瘻貛О霛駶檯^(qū)，年均氣溫8～9℃，最熱月均溫22～24℃，年降水量350～500 mm。剖面由第四系黃土和下伏第三系紅粘土組成，上部175 m 由黃土-古土壤序列組成，下部由125 m紅粘土序列組成，整個黃土-紅粘土序列可達300 m，其底部古地磁年代為8.1 Ma(宋友桂等，2000)。該剖面已進行了大量的工作，包括粒度(呂連清等，2001)、孢粉(吳福莉等，2004;馬玉貞等，2005;Wu et al，2007)、分子化石(Bai et al，2009)、方解石(陳秀玲等，2007)、古磁學與巖石磁學(宋友桂等，2000，2005;Song et al，2007，2010;Nie et al，2008a，2008b，2008c)。樣品的采集是 0 ～237 m 以間隔10 cm進行采樣，237 m以下間隔20 cm進行采樣，部分地段進行了加密采樣，共采集樣品2 624個。

2 實驗方法

測量時取風干粉末樣品約10 g，利用英國產(chǎn)的Bartington MS-2型磁化率儀測量。在儀器穩(wěn)定狀態(tài)下，分別測量樣品的低頻(LF=0.47 kHz)和高頻(HF=4.7 kHz)磁化率值，獲得低頻磁化率(χlf)和高頻磁化率(χhf)，并計算頻率磁化率。頻率磁化率可表示為質(zhì)量頻率磁化率(χfd)和頻率磁化率的百分比(χfd%)，χfd定義為(χlf- χhf)，χfd%定義為［(χlf-χhf)/χlf*100%］。磁化率測量在蘭州大學教育部西部環(huán)境重點實驗室完成。根據(jù)朝那粒度年代模型(呂連清等，2001)建立了朝那剖面最近8.1 Ma以來的磁化率變化序列(圖2)。

圖1 采樣點位置及黃土高原現(xiàn)代大氣環(huán)流圖(據(jù)文獻Song et al，2007修改)Fig.1 Sampling site and the modern atmospheric circulation in the Loess Plateau.

3 磁化率記錄

3.1 磁化率變化特征

從朝那剖面磁化率變化曲線(圖2)整體來看，低頻磁化率(χlf)的變化范圍為14×10-8～232×10-8m3kg-1，高頻磁化率(χhf)的變化范圍為13×10-8～201×10-8m3kg-1;整個剖面在175 m左右處(即紅粘土與黃土 古土壤間的過渡段)低頻磁化率和高頻磁化率較高;上部的黃土 古土壤序列低頻磁化率和高頻磁化率較高，而且是短周期長變幅高頻振蕩波動;下部的紅粘土序列低頻磁化率和高頻磁化率相對普遍較低，低頻磁化率變動為22×10-8～201×10-8m3kg-1，而且是長周期短變幅低振蕩波動，長周期階段中又包含小的波動。這與野外所觀察到得沉積 成壤序列是一致的。整個黃土高原都存在這種現(xiàn)象(鹿化煜等，1998;孫有斌等，2001)，但本剖面中顯示的低頻和高頻磁化率曲線波動一致性的對應關(guān)系較好。根據(jù)黃土 古土壤的磁化率變化特征，可以L9為界線將其分為兩部分，L9以下由7個由波動周期組成，每次波動磁化率呈周期性的減少。從一個周期結(jié)束到下一個周期的開始是一種突變過程，磁化率突然急劇增大，而周期內(nèi)部的次周期的變化則是漸變。L9～L6之間磁化率變化較小，而且絕對值也偏低，這是一個過渡階段。S5到S0之間磁化率呈增加的趨勢，且古土壤和黃土的磁化率差值明顯比L9以下的大。

而175 m以下的125 m的第三系紅粘土序列的磁化率變化總趨勢是自下而上逐漸上升趨勢，曲線上有明顯的幾個峰，其高峰中心依次位于古地磁年代的7.2 MaBP，6.2 MaBP，5.3 MaBP，4.1 MaBP，3.6 MaBP，3.2 MaBP和2.8 MaBP處。紅粘土中表現(xiàn)出的這7個比較大的周期性旋回是對古氣候波動的反應，其所包含的以高頻率小幅度變化為特征的小波動與野外在紅粘土序列中所觀察到的百余層沉積-成土單元是一致的。同時，紅粘土序列的磁化率值較小且變幅較小，特別在220 m以下的層位在23×10-8～88×10-8m3kg-1之間波動。紅粘土序列所表現(xiàn)出來的這種以長周期小幅波動、階段性增加的變化特點與上覆第四系黃土 古土壤序列明顯不同，經(jīng)過7個周期性氣候波動旋回并在紅粘土序列的頂部達到其最大值。

圖2 朝那剖面磁化率及頻率磁率變化特征圖Fig.2 Variation curves of magnetic susceptibility and frequency-dependent susceptibility on the Chaona section.

造成紅粘土磁化率普遍較低且隨著深度的變化具有階段性變化的原因，有可能是紅粘土序列的先前沉積物沉積在有積水區(qū)域，隨著沉積的加厚，逐漸露出水面，與下部的沉積物相比，上部的沉積受到潛育化影響比較小，沉積出露后的紅粘土主要受周圍環(huán)境因素影響而不受或很少受潛育化影響，致使紅粘土磁化率表現(xiàn)出自下而上具有增加的趨勢。這只是推測，是否有這種可能，還需要有沉積學和地球化學等方面的證據(jù)進一步研究證實。

3.2 頻率磁化率變化特征

在表征物質(zhì)磁性特征的參數(shù)中，頻率磁化率(χfd和χfd%)是用來鑒別超順磁性的磁性礦物比較簡便可行的方法。目前成壤作用產(chǎn)生的超順磁性顆粒造成古土壤磁化率增加(Maher，et al.，1991;Zhou et al.，1990)的觀點已得到普遍認可。氣候的溫濕程度越高，持續(xù)時間越長，細粒的鐵磁性礦物就形成的越多，古土壤的頻率磁化率也就越高。具有更明確古氣候指示意義的頻率磁化率，不僅能反映出類似磁化率記錄的大幅度氣候變化，而且對磁化率不能明確指示的弱小氣候波動的反映也很敏感，是較理想的反映成壤作用強度的一個代用指標(Zhou et al，1990)。

從朝那剖面黃土 古土壤和紅粘土頻率磁化率(χfd和 χfd%)與低頻磁化率 (χlf)對比(圖3)發(fā)現(xiàn)，黃土 古土壤頻率磁化率百分比(χfd%)(圖3a)的變化范圍為0～22%，總體上呈弱“飽和”趨勢，其中部分頻率磁化率百分比(χfd%)小于5%而磁化率值小于100×10-8m3·kg-1，指示了其處于相對偏干冷而成壤程度較低的沉積環(huán)境。而紅粘土序列的頻率磁化率百分比(χfd%)(圖3b)的變化范圍為0～24%，分布范圍相對較大，而且頻率磁化率百分比的最大值比黃土-古土壤高約2%左右，總體上呈相對明顯的“飽和”趨勢，說明其可能經(jīng)歷了相對較強的成土作用。同時，紅粘土頻率磁化率(χfd)與低頻磁化率(χlf)(圖3d)比上覆黃土-古土壤(圖3c)呈更緊密的正相關(guān)關(guān)系，說明紅粘土與黃土-古土壤一樣，其磁化率強度取決于原生風成鐵磁性顆粒在自然成壤作用下形成的超細順磁性顆粒的多少和成壤作用的強度;此外紅粘土序列中χfd對χARM回歸曲線的傾斜率要比黃土-古土壤序列下部的更高(Nie et al，2008b;Song et al，2010)，都表明在紅粘土序列中產(chǎn)生的粘滯超順磁磁赤鐵礦顆粒與穩(wěn)定單疇顆粒比率更高(Nie et al，2010)?？梢?，紅粘土沉積序列與黃土-古土壤沉積序列相比較，在沉積之時有可能沉積了較多的鐵磁性礦物，或者經(jīng)歷了更強的成土作用，或者是兩者共同作用的結(jié)果。

圖3紅粘土和黃土 古土壤序列的頻率磁化率與磁化率的對應關(guān)系Fig.3 Relation between the frequency dependent magnetic susceptibility and mass magnetic susceptibility of red clay and loess-paleosoil sequences

4 討論

4.1 磁化率的古環(huán)境意義

紅粘土的磁化率是否能像黃土磁化率一樣能夠作為夏季風的指標，還存在著爭議。An等(2000)認為紅粘土和黃土一樣都經(jīng)歷了風化成土作用，可以作為夏季風的一個代用指標;但Ding等(1999)認為部分紅粘土可能受潛育化的影響，使部分或者全部氧化鐵礦物變成膠體氫氧化物，從而使磁化率降低。朝那剖面巖石磁學研究表明，紅粘土與黃土-古土壤在磁性礦物組成和磁學性質(zhì)方面并沒有本質(zhì)的區(qū)別，都主要以磁鐵礦、磁赤鐵礦、赤鐵礦等磁性礦物組成為主，紅粘土序列中磁化率的波動和上覆黃土 古土壤序列一樣，只是紅粘土稍微富集更多的超順磁磁性顆粒(Nie et al，2007，2008a，2008b;Song et al，2007，2010)。

4.2 古環(huán)境演化階段

根據(jù)朝那剖面磁化率的變化特征，可將其劃分為7個氣候環(huán)境演化階段即I(8.1～5.6 MaBP)東亞季風的初顯期、II(5.6～4.8 MaBP)東亞夏季風開始增強期、III(4.8～2.8 MaBP)青藏高原隆升和東亞季風波動增強期、IV(2.8～2.6 MaBP)氣候轉(zhuǎn)型期、V(2.6～1.2 MaBP)弱季風期、VI(1.2～0.62 MaBP)季風增強期和Ⅶ (＜0.62 Ma)季風鼎盛期(圖4)。

圖4 黃土高原磁化率記錄及其與全球冰量和太陽輻射的對比Fig.4 The map showing the magnetic susceptibility record from the Loess Plateau and its correlation with the global ice volume and the insolation

4.2.1 Ⅰ階段:8.1～5.6 MaBP

該階段磁化率值普遍較低，且上下波動變化不大。其對應的剖面地層為紅粘土層序中顏色最淺的部分，呈淺黃褐色，成壤作用不明顯，鈣結(jié)核零星分布，風化程度較弱。

反映當時成土作用弱，降水量較小，東亞夏季風還處于相對較弱的階段，這一階段的氣候總體主要是以干熱為主。其磁化率較低的原因，可能是由于此時期青藏高原還沒有隆升到一定的高度，黃土高原地區(qū)的氣候主要受控于降雨較少的西風環(huán)流，古季風環(huán)流較弱。在磁化率曲線的7.2 MaBP和6.2 MaBP左右處有兩個高峰，這與太陽輻射的峰值基本對應。說明氣候在總體干旱的條件下，也有一定的干濕波動，其波動可能主要由受太陽輻射的影響。

4.2.2 Ⅱ階段:5.6～4.8 MaBP

該階段磁化率曲線呈一個明顯的峰。其對應的是紅粘土層序中中顏色最紅的一段，呈深棕紅色，氧化作用十分強烈，古土壤的成壤作用很強，鈣質(zhì)結(jié)核十分密集，粘粒膠膜十分發(fā)育。反映氣候向溫暖濕潤轉(zhuǎn)變，夏季風可能有開始增強的趨勢。西峰與西安紅粘土剖面的磁化率研究，也發(fā)現(xiàn)5.4 MaBP左右是夏季風增強的一個重要轉(zhuǎn)折界線，此時期太陽輻射活動頻繁，全球冰量逐漸增加(Sun et al，1998)。

4.2.3 Ⅲ階段:4.8～2.8 MaBP

自4.8 MaBP前后開始，磁化率曲線波動增加。對應地層的沉積物粒度變粗，說明冬季風有增強的趨勢。冬季風的增強，可能是由于此期間的太陽輻射強度處于相對較低階段，全球冰量增加，使得黃土高原的沉積物粒度都處于較粗階段(圖4c)。磁化率升高的原因，一方面可能是冬季風增強使得大氣環(huán)流搬運過來的含有磁性的礦物增多;另一方面可能是由于氣候變濕降水量增加，導致成壤作用加強所致。成壤作用的加強，可能與東亞夏季風增強有關(guān)。

黃土高原在該階段夏季風和冬季風同時增強，通常被認為與青藏高原隆升有著密切的聯(lián)系(An et al，2001)。青藏高原的隆升，可以在一定成度上增加海陸間的氣壓梯度，致使增加東亞夏季風的降水量;同時也加強亞洲內(nèi)陸干旱化。說明此時期內(nèi)青藏高原開始隆起，并達到一定的有意義的高度，足以改變大氣環(huán)流或激發(fā)現(xiàn)代季風環(huán)流。

4.2.4 Ⅳ階段:2.8～2.6 MaBP

2.8～2.6 MaBP之間(即M/G界線附近)，磁化率曲線以此為界發(fā)生了質(zhì)的變化。該時段的磁化率變動于32×10-8～177×10-8m3kg-1之間，平均值為110×10-8m3kg-1。最顯著的特點是磁化率變化頻率變大，變化幅度增大，由長周期變化轉(zhuǎn)為短周期變化。深海氧同位素δ18O記錄、太陽輻射與磁化率在本階段都有較好的一致性對應關(guān)系。反映控制本區(qū)環(huán)境的主導因素發(fā)生了根本性變化，是朝那剖面晚新生代環(huán)境變化最重要的轉(zhuǎn)型期，也是全球氣候環(huán)境的重大轉(zhuǎn)型期。古環(huán)境由近乎連續(xù)的溫暖和較溫暖轉(zhuǎn)變?yōu)楦衫浜蜏貪竦膭×也▌?。分子化石研究也揭示，此時亞洲內(nèi)部風塵源區(qū)氣候的進一步惡化，東亞冬、夏季風均急速增強(Bai et al，2009)。

4.2.5 Ⅴ階段:2.6～1.2 MaBP

2.6～1.2 MaBP之間黃土 古土壤的磁化率，變動于17×10-8～184×10-8m3kg-1之間，平均值為67×10-8m3kg-1，并具有波動幅度減小的趨勢。從地層剖面上看，該時段共出現(xiàn)20次黃土 古土壤交互層的頻繁出現(xiàn)，厚度都不大，說明該時段的冬夏季風以小幅高頻振蕩為特征。此時太陽輻射變化不明顯，深海氧同位素處于波動上升趨勢，冰量變化可能是氣候變化的主要原因。研究資料表明，在該時段風塵通量的變率和平均值逐漸增大，大冰期的來臨和發(fā)展加劇了粉塵源區(qū)的干燥度并增強了東亞冬季風環(huán)流的強度(Sun et al，2006)。

4.2.6 Ⅵ階段:1.2～0.62 MaBP

該階段磁化率變動于14×10-8～176×10-8m3kg-1之間，平均值為55 ×10-8m3kg-1，1.2 MaBP處磁化率值位于低谷，是黃土磁化率波動變化的一個轉(zhuǎn)折點。與2.6～1.2 MaBP階段相比較，該階段的古土壤磁化率明顯升高，而黃土的磁化率略有降低，黃土與古土壤間的磁化率差值大幅度增加?？赡芊从潮诘亩撅L和間冰期的夏季風均有所加強。磁化率在0.93 MaBP突然降低，此后變幅很小，并一直維持到0.62 MaBP前后，反映夏季風較弱且相對穩(wěn)定。在0.93 MaBP前后Bc，Bcr突然增大，可能反映了冬季風突然增強(宋友桂等，2005)。

0.7～0.6 MaBP間磁化率增長最快，然后寬幅波動下降。這種變化可能是對青藏高原在0.8 MaBP前后和0.6 MaBP前后兩次抬升造成的降溫事件(中更新世氣候轉(zhuǎn)型)的響應，這在長江中下游地區(qū)的下蜀土磁化率也有記錄(張建軍等，1999)。青藏高原的這兩次抬升，使得海拔高度達到3 000～3 500 m左右。與0.62 MaBP以后的黃土-古土壤相比較，磁化率變幅仍相對較小，說明此階段季風環(huán)流尚未達到鼎盛時期，為季風增強期。

4.2.7 Ⅶ階段:0.62 MaBP以來

0.62 MaBP以來，磁化率曲線、深海氧同位和太陽輻射具有較一致的對應關(guān)系。

從磁化率看，該階段磁化率變動于19×10-8～232×10-8m3kg-1之間，平均值為 96×10-8m3kg-1。以東亞冬、夏季風的互為消長、大振幅、低頻率變化為特征，是整個第四紀中頻率最低、振幅最大、周期最長的一個階段，也是沉積速率最高的一個階段。

深海氧同位素記錄顯示大幅度低頻率冷暖波動，而且與磁化率具有同步的變化趨勢;太陽輻射與其對應關(guān)系不太明顯。這可能說明此階段的東亞季風變化，主要是由全球冰量變化所決定的，而太陽輻射變化的控制作用則可能相對較小。

從總體來看，黃土-古土壤的粒度逐步變粗、變幅增大，氧同位素也逐步變重、變幅增大。說明東亞季風達到了相當強的階段，為季風鼎盛期。

5 結(jié)論

根據(jù)朝那剖面巖石磁學研究表明，紅粘土與上覆黃土-古土壤具有非常相似的磁學性質(zhì)，其磁化率和頻率磁化率也能夠較真實地記錄氣候波動狀況，能夠作為成土作用強度和夏季風變化的一個代用指標。

根據(jù)朝那剖面磁化率的變化特征，結(jié)合全球冰量和北緯65度太陽輻射變化，可將其記錄的古環(huán)境變化劃分為7個氣候環(huán)境演化階段，即I(8.1～5.6 MaBP)東亞季風的初顯期，II(5.6～4.8 MaBP)東亞夏季風開始增強期，III(4.8～2.8 MaBP)青藏高原隆升和東亞季風波動增強期，IV(2.8～2.6 MaBP)氣候轉(zhuǎn)型期，V(2.6～1.2 MaBP)弱季風期，VI(1.2～0.62 MaBP)季風增強期和Ⅶ(＜0.62 MaBP)季風鼎盛期。

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The Paleoenvironmental Significance of Magnetic Susceptibility in the Eolian Deposits Sequence at the Chaona Section on the Loess Plateau

LI Chuan-xiang1，2， SONG You-gui1
(1.State Key Laboratory of Loess and Quaternary Geology，Institute of Earth Environment，Chinese Academy of Sciences，Xi’an，SX 710075，China;2.Graduate University of the Chinese Academy of Sciences，Beijing 100049，China)

The continuous eolian deposits of loess-red clay sequence in the central Loess Plateau contains the climatic and tectonic information about the evolution of the East Asian Monsoon and the uplift of the Qinghai-Tibet plateau.Based on the magnetic susceptibility curves，the paleoenvironmental stages of the Chaona loess-red clay section combining with the existing paleomagnetic age are divided.There are seven stages divided，as follows:I(8.1～5.6 MaBP)the period of East Asian Monsoon beginning to appear;II(5.6～4.8 MaBP)the period of East Asian Monsoon beginning to strengthen;III(4.8～2.8 MaBP)the period of the uplift of the Qinghai-Tibet Plateau and the reinforcement of the East Asian Monsoon;IV(2.8～2.6 MaBP)the period of climatic transition、V(2.6～1.2 MaBP)the period of the weak East Asian Monsoon;VI(1.2～0.62 MaBP)the period of the enhancement of the East Asian Monsoon;Ⅶ(＜0.62 MaBP)the period of the peak of East Asian Monsoon.Compared them with the global ice volume and the insolation and the possible mechanisms of evolution of the various stages are discussed.

Loess-red clay sequence;Chaona section;magnetic susceptibility record;paleoclimatic significance;East Asian Monsoon

P534.63

:A

:1674-3504(2011)01-033-08

10.3969/j.issn.1674-3504.2011.01.005

2010-09-15

國家自然科學基金(40772116，409772230);國家重點基礎規(guī)劃研究項目973項目(2010CB833406)

李傳想(1984—)，男，研究生，從事第四紀地質(zhì)學與全球變化研究。E-mail:licx0530@126.com * 通訊作者:宋友桂(1974—)，男，研究員，主要從事新生代地質(zhì)與環(huán)境變化的研究工作。E-mail:syg@ieecas.cn