漢江上游彌陀寺剖面風化成壤特征及其對氣候變化的響應

張文桐，龐獎勵，周亞利，黃春長，查小春，王學佳，王海燕

(陜西師范大學旅游與環(huán)境學院∥地理學國家級實驗教學示范中心，陜西 西安 710062)

漢江上游彌陀寺剖面風化成壤特征及其對氣候變化的響應

張文桐，龐獎勵，周亞利，黃春長，查小春，王學佳，王海燕

(陜西師范大學旅游與環(huán)境學院∥地理學國家級實驗教學示范中心，陜西 西安 710062)

對漢江上游彌陀寺發(fā)現(xiàn)的完整黃土-古土壤剖面進行了沉積學特征以及磁化率、粒度、燒失量和w(Rb)/w(Sr)等氣候替代性指標的分析及研究，結果表明：彌陀寺剖面自下而上具有馬蘭黃土(L1)→過渡層黃土(Lt)→古土壤層(S0)→近代黃土(L0)→表土層(TS)地層序列，記錄了自晚更新世以來的氣候變化；不同地層單元之間風化成壤差異顯著，古土壤層(S0)的風化成壤強度明顯高于其它地層，馬蘭黃土(L1)的風化成壤強度最弱。剖面風化成壤強度的變化揭示了自馬蘭黃土堆積以來記錄的氣候變化，馬蘭黃土形成時期氣候干燥寒冷，過渡層黃土的存在則說明氣候由干冷向暖濕轉(zhuǎn)變，古土壤層形成時期氣候最為溫暖濕潤，近代黃土形成時期氣候由暖濕向干冷轉(zhuǎn)變。此外，彌陀寺剖面還記錄了在全新世大暖期期間的一次氣候變冷事件，結合光釋光(OSL)測年數(shù)據(jù)，確定此事件發(fā)生于6.48 ka BP左右。

風化成壤；氣候變化；黃土-古土壤；漢江上游

隨著全球變暖問題的加劇，氣候變化問題成為人類關注的焦點，因此對未來氣候變化進行有效預測顯得尤為重要。大量研究表明黃土-古土壤序列作為記錄氣候變化的良好載體，記錄了自其堆積以來的氣候變化，能反映其經(jīng)歷的化學風化及成壤演變過程[1-5]。地處秦嶺以南的漢江上游地區(qū)，廣泛分布著風成黃土，部分學者對其研究，取得了一系列研究進展[6-10]。例如，馬蘭黃土以上的黃土-古土壤序列記錄了自末次冰期以來的氣候變化規(guī)律(晚更新世末期氣候干冷→全新世初期氣候向暖濕轉(zhuǎn)變→全新世中期氣候最為暖濕→全新世晚期氣候由暖濕向冷干轉(zhuǎn)變)。本文通過對漢江上游彌陀寺剖面的研究，不僅揭示了自晚更新世以來的氣候變化規(guī)律，并且發(fā)現(xiàn)在全新世大暖期期間存在氣候變冷事件，此次發(fā)現(xiàn)進一步完善了區(qū)域氣候變化資料。

1 研究材料與方法

漢江位于秦嶺南側(cè)，流經(jīng)陜西、湖北兩省，于武漢匯入長江，其河谷深切入基巖之中，河道蜿蜒曲折，灘多流急，交替出現(xiàn)基巖峽谷和河谷盆地[11-12]。鄖縣盆地位于湖北省十堰境內(nèi)，地勢西高東低，南部和北部隆起，中間為漢江谷地，盆地寬幾公里到數(shù)十公里不等，長約20 km，漢江從中穿越而過，在漢江兩側(cè)發(fā)育四級河流階地，階地面(特別是低級階地)比較平緩，有利于黃土的堆積以及厚層黃土的發(fā)育，在河流兩岸呈現(xiàn)面積不等的平坦黃土臺地。

彌陀寺剖面(MTS)位于湖北省鄖縣彌陀寺段漢江左岸一級河流階地(圖1)。由于采砂金而挖出的新鮮斷面，該地點一級階地河流相及其上覆沉積物出露，清晰可見黃土直接覆蓋在一級階地上。剖面地層完整，層次清晰。根據(jù)野外考察并結合實驗數(shù)據(jù)分析，對此剖面進行了詳細的地層劃分(表1)。自剖面頂部向下，以2 cm為間距進行連續(xù)采樣，360 cm以下以4 cm為間距進行連續(xù)采樣到深度620 cm處，共245個樣品，樣品自然風干后進行磁化率、粒度、燒失量、化學元素等指標的測量。

磁化率測量方法：取適量風干樣品(>10 g)在研缽中研磨至土壤顆粒的自然形態(tài)，稱取10 g研磨好的樣品放入塑料瓶并編號，用MS-2型磁化率儀(英國Bartington公司生產(chǎn))進行測量，每個樣品重復測3次，取平均值。粒度測量方法：取0.8 g風干土樣置于500 mL的燒杯中，先后加入φ=10%的雙氧水和w=10%的鹽酸除去有機質(zhì)和鈣質(zhì)膠結物，經(jīng)過加水清洗，靜置72 h后加入適量的0.5 mol/L的(NaPO3)6使顆粒充分分散，采用美國Beckman公司生產(chǎn)的LS13320型激光粒度儀進行測量，重復測量3次，取平均值，誤差小于2%。元素測量方法：用荷蘭Panalytical公司生產(chǎn)的X-Ray熒光光譜儀(PW2403)測量，將自然風干的土樣放入磨土機內(nèi)研磨至200目以內(nèi)，稱取4.0 g土樣放入YY60型壓力機中，覆蓋適量硼酸壓成可用圓片進行測量，實驗誤差<5%。燒失量的測量：先將研磨至200目以下粒徑的樣品在電熱恒溫干燥箱內(nèi)105 ℃溫度條件下烘干稱量，然后在馬弗爐中400 ℃灼燒2 h后，再次稱量。燒失量為灼燒前后樣品質(zhì)量的差值占灼燒前樣品質(zhì)量的百分比。OSL年齡是在裝有90Sr/90Y 型β輻射源的釋光儀(RISφ-TL/OSL-20型)上進行測定，采用粗顆粒(90～125 μm)石英單片再生劑量法(SAR)獲得[13-14]，已另行撰文進行論述[6]，本文未進行深入討論。

表1 鄖縣彌陀寺剖面地層特征描述Table 1 Stratigraphic description of the MTS profile in Yunxian county

圖1 漢江上游彌陀寺剖面采樣點位置圖Fig.1 The location of MTS profile in the upper reaches of the Hanjiang River

2 實驗結果分析

2.1 磁化率

MTS剖面的磁化率值在(45.3～350.8)×10-8m3/kg之間(表2，圖2)。不同地層單元之間磁化率值差異顯著，古土壤(S0)的磁化率值變化范圍為(75.0～337.1)×10-8m3/kg，平均值為259.9×10-8m3/kg，僅低于表土層(309.0×10-8m3/kg)；馬蘭黃土(L1)的磁化率是整個剖面的最低值，為65.1×10-8m3/kg；近代黃土(L0)與過渡層黃土(Lt)的磁化率值介于古土壤(S0)和馬蘭黃土(L1)兩者之間，分別為196.1×10-8m3/kg和65.1×10-8m3/kg(表2)。

表2 MTS剖面磁化率、粒度參數(shù)、燒失量及w(Rb)/w(Sr)1)表中各列括號內(nèi)是相應量值范圍的均值Table 2 Magnetic susceptibility, grain-size,loess on ignition and w(Rb)/w(Sr) of the MTS profile

2.2 粒度

實驗數(shù)據(jù)顯示，MTS剖面的粒度參數(shù)具有以下幾個特點：

1)w(黏粒)(<5 μm)的變化范圍為6.1%～38.2%，不同地層單元之間區(qū)別顯著。古土壤(S0)中w(黏粒)為整個剖面的最高值，為32.4%；馬蘭黃土(L1)為最低值，為13.0%；表土層、近代黃土及過渡層黃土的w(黏粒)介于二者之間(表2)。w(黏粒)由高到低剖面層為S0>TS>Lt>L0>L1。

2)w(砂粒)(>50 μm)的變化趨勢與w(黏粒)及磁化率變化趨勢相反(圖2)。MTS剖面w(砂粒)變化范圍為6.6%～67.1%，馬蘭黃土w(砂粒)為40.3%，是整個剖面的最高值；古土壤層w(砂粒)為14.2%，是整個剖面的最低值；表土層、近代黃土及過渡層黃土的w(砂粒)分別為20.5%、33.5%和21.8%(表2)。

圖2 MTS剖面磁化率、粒度、燒失量和w(Rb)/w(Sr)分布曲線Fig.2 The distribution curves of magnetic susceptibility， grain-size, loess on ignition and w(Rb)/w(Sr) at MTS profile

3)w(砂粒)/w(粉砂)的變化與w(黏粒)的變化一致(表2，圖2)。MTS剖面w(砂粒)/w(粉砂)變化范圍為0.20～0.69，古土壤層w(黏粒)/w(粉砂)的變化范圍為0.44～0.69，平均值為0.61，在粒度分布曲線圖上顯示為高值區(qū)，且明顯高于其它地層(圖2)。表土層、近代黃土、過渡層黃土及馬蘭黃土的w(黏粒)/w(粉砂)值分別為0.34、0.32、0.33和0.27，具有S0>TS>Lt>L0>L1的特征。

4) 在古土壤(S0，140～280 cm)中170～190 cm深度處的w(黏粒)(32.3%)低于古土壤層(32.4%)，而w(砂粒)(16.9%)明顯高于古土壤層(14.2%)。

2.3 燒失量

圖2所示，MTS剖面的燒失量介于1.1%～4.9%之間，從燒失量變化曲線可以看出：古土壤(S0)的燒失量要遠高于馬蘭黃土(L1)，其值分別為3.5%和2.0%，變化范圍為2.3%～4.4%和1.1%～2.6%。表土層的燒失量最大，為4.1%，變化范圍為2.6%～4.9%。近代黃土與過渡層黃土的燒失量介于古土壤與馬蘭黃土之間，分別為2.6%和2.7%。在170～190 cm深度處燒失量的平均值為3.3%，明顯低于古土壤(S0)的燒失量(3.5%)。

2.4 Rb-Sr比值

w(Rb)/w(Sr)在各地層中具有明顯的差異性，變化范圍為0.49～1.10(表2，圖2)，與磁化率值以及燒失量的變化趨勢呈現(xiàn)出高度一致性。古土壤(S0)的w(Rb)/w(Sr)值最高，平均值為0.92；表土層次之，為0.91；馬蘭黃土的w(Rb)/w(Sr)值在整個剖面中為最低值，變化范圍為0.45～0.81，平均值為0.68。在170～190 cm深度處w(Rb)/w(Sr)與磁化率及燒失量表現(xiàn)一致，皆低于古土壤(S0)(圖2)，此深度處w(Rb)/w(Sr)為0.83。

3 討 論

3.1 彌陀寺剖面風化強度變化規(guī)律

磁化率、粒度、燒失量及w(Rb)/w(Sr)值等氣候替代性指標在黃土-古土壤剖面中的變化與風化成壤強度密切相關[7-8,15-16]。磁化率的高低取決于黃土中鐵磁性礦物(主要是磁鐵礦、磁赤鐵礦等)的含量、種類及其粒徑大小，反映了氣候的干濕狀況[17-20]；黃土的粒度能夠很好地指示東亞冬季風的強弱變化[15,21-22]，其組成與風力強弱以及后期成壤改造作用密切相關[23-25]；燒失量的高低與沉積物中有機質(zhì)含量密切相關，而有機質(zhì)的損失量可以反映過去的氣候和環(huán)境條件[26]；w(Rb)/w(Sr)值則反映了風成沉積物形成過程中經(jīng)歷的風化成壤強度[27-28]。馬蘭黃土(L1，360～600 cm)的磁化率值(65.1×10-8m3/kg)、w(黏粒)(13.0%)、w(黏粒)/w(粉砂)值(0.27)、燒失量(2.0%)及w(Rb)/w(Sr)值(0.68)在整個剖面中均為最低值(表2)，而w(砂粒)(40.3%)為剖面中的最高值，說明其成壤改造作用微弱，風化強度低，保持了風成黃土的基本特征。過渡層黃土(Lt，280～360 cm)的磁化率值、w(黏粒)、w(黏粒)/w(粉砂)值、燒失量及w(Rb)/w(Sr)值略高于馬蘭黃土層，表明過渡層黃土仍保持了黃土的基本特性，但是風化成壤強度要略高于馬蘭黃土。與過渡層黃土相比古土壤(S0，140～280 cm)的w(黏粒)明顯升高，磁化率值變大，燒失量、w(Rb)/w(Sr)值增大，w(砂粒)降低(表2)，說明古土壤形成階段風塵堆積物中的原生含鐵礦物分解為游離鐵，形成細小的鐵磁性礦物，使磁化率值明顯升高；粗顆粒分解形成黏粒及細粒物質(zhì)，導致黏粒及細粉砂含量升高而w(砂粒)降低；Sr發(fā)生淋溶遷移，w(Rb)/w(Sr)明顯增大，這些表明古土壤(S0)經(jīng)歷的風化及淋溶作用顯著高于馬蘭黃土(L1)與過渡層黃土(Lt)，受到強烈的成壤改造。近代黃土(L0，70～140 cm)的地層結構特征(顏色、質(zhì)地、結構)與馬蘭黃土極為相似，其磁化率值(196.1×10-8m3/kg)、w(黏粒)(16.2%)、w(黏粒)/w(粉砂)(0.32)及w(Rb)/w(Sr)值(0.71)明顯低于古土壤層而高于馬蘭黃土層，但w(砂粒)高于古土壤層，說明其風化成壤強度低于古土壤層而高于馬蘭黃土層。在170～190 cm處的w(黏粒)(32.3%)、燒失量(3.3)和w(Rb)/w(Sr)值(0.83)均低于古土壤(S0)，而w(砂粒)(16.9)則明顯高于古土壤(S0)(表2)，說明在170～190 cm深度處的風化成壤作用要明顯低于古土壤(S0)形成階段的風化成壤作用。

3.2 風化成壤對氣候變化的響應

MTS剖面風化成壤強度的變化反映了漢江上游地區(qū)不同時期的氣候特征，并可以與漢江上游地區(qū)歸仙河口及遼瓦店等剖面形成良好對比[8-9]，與之前王學佳等人基于化學元素對此剖面進行討論得出的結果基本一致[29]。馬蘭黃土(L1)形成階段：厚層黃土的堆積以及微弱的風化成壤作用，表明該時期冬季風強盛，有利于黃土的形成。過渡層黃土(Lt)形成階段：風化成壤作用略高于馬蘭黃土(L1)形成階段，說明末次冰期結束后，進入全新世早期，氣候開始由干燥寒冷向溫暖濕潤轉(zhuǎn)變，冬季風減弱。古土壤(S0)形成階段：此階段經(jīng)歷了最為強烈的成壤改造作用，說明該時期氣候最為溫暖濕潤，降水充沛，生物活動頻繁。同時在古土壤(S0)中170～190 cm明顯變?nèi)醯娘L化成壤作用，表明此階段氣候與整個古土壤(S0)形成階段相比表現(xiàn)為相對干燥寒冷，結合OSL測年數(shù)據(jù)，確定了此次氣候事件的發(fā)生時間約為6.48 Ka BP，此次氣候事件可以與鹿化煜等人對東亞季風的研究形成良好對比[30]。近代黃土(L0)形成階段：該階段的成壤改造作用明顯低于古土壤(S0)階段，說明全新世大暖期結束后，氣候開始由溫暖濕潤向干燥寒冷轉(zhuǎn)變，冬季風變強，風塵堆積速率加快，進入一個相對干旱少雨時期。

4 結 論

通過對漢江上游MTS剖面的磁化率、粒度、燒失量及w(Rb)/w(Sr)值的綜合分析，揭示了該地區(qū)自晚更新世末期以來的風成沉積物的風化成壤過程及其反映的氣候變化規(guī)律：晚更新世末期，漢江上游一級階地上厚層馬蘭黃土的堆積，表明該時期成壤作用微弱，氣候干燥寒冷，沙塵暴活動頻繁，冬季風強盛。

進入全新世早期，成壤作用增強，氣候向暖濕轉(zhuǎn)變，冬季風減弱，沉積物堆積變慢。全新世大暖期，成壤作用最為強烈，氣候最為溫暖濕潤，降水豐富，生物活動頻繁。進入全新世晚期，成壤作用減弱，黃土繼續(xù)堆積，氣候向干燥寒冷轉(zhuǎn)變。

在6.48 ka BP 前后，雖處于全新世大暖期期間，但是氣候發(fā)生過一次劇烈波動，氣候表現(xiàn)為相對干燥，且降水較少，通過磁化率、粒度組分、燒失量及w(Rb)/w(Sr)值的變化曲線很好的表現(xiàn)出來。

[1] 劉東生. 黃土與環(huán)境[M].北京:科學出版社, 1985.

[2] 鹿化煜,王先彥,孫雪峰,等. 鉆探揭示的青藏高原東北部黃土地層與第四紀氣候變化[J]. 第四紀研究,2007,27(2):230-241.

LU H Y, WANG X Y, SUN X F, et al. Loess stratigraphy and palaeoclimate changes during Quaternary in Northeastern Tibetan plateau revealed by loess core [J].Quaternary Sciences, 2007,27(2):230-241.

[3] ZHAO S, XIA D S, JIN H L, et al. Long-term weakening of the East Asian summer and winter monsoons during the mid-to late Holocene recorded by aeolian deposits at the eastern edge of the Mu Us Desert[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2016,457:258-268.

[4] WANG H P,CHEN J H, ZHANG X J, et al. Palaeosol development in the Chinese Loess Plateau as an indicator of the strength of the East Asian summer monsoon: Evidence for amid-Holocene maximum [J]. Quaternary International,2014,334/335:155-164.

[5] 唐克麗,賀秀斌. 黃土高原全新世黃土-古土壤演替及氣候演變的再研討[J]. 第四紀研究,2004,24(2):129-139.

TANG K L, HE X B. Re-discussion on Loess-paleosol evolution and climatic change on the Loess Plateau during the Holocene [J]. Quaternary Sciences,2004,24(2):129-139.

[6] 龐獎勵,黃春長,周亞利,等. 鄖縣盆地風成黃土—古土壤與漢江I級階地形成年齡研究[J]. 地理學報,2015,70(1):63-72.

PANG J L, HANG C C, ZHOU Y L, et al. Eolian loess-palaeosol sequence and OSL age of the first terraces within the Yunxian Basin along the upper Hanjiang River [J]. Acta Geographica Sinica, 2015,70(1):63-72.

[7] 龐獎勵,黃春長,周亞利,等. 漢江上游谷地全新世風成黃土及其成壤改造特征[J]. 地理學報, 2011,66(11):1562-1573.

PANG J L, HUANG C C, ZHOU Y L, et al. Holocene aeolian loess and its pedogenic modification in the Upper Hanjiang River Valley, China [J], Acta Geographica Sinica, 2011,66(11):1562-1573.

[8] 毛沛妮,龐獎勵,黃春長,等. 漢江上游谷地歸仙河口剖面風化成壤特征及其記錄的氣候變化事件[J]. 中國沙漠,2013,33(6):1678-1683.

MAO P N, PANG J L, HUANG C C, et al. Pedogenensis characteristics and its environmental information interpretation of Guixianhekou profile in the Upper Hanjiang River valley, China [J]. Journal of Desert Research, 2013,33(6):1678-1683.

[9] 崔天宇,龐獎勵,黃春長,等. 湖北鄖縣遼瓦店黃土剖面風化特征及其對氣候變化的響應[J]. 中國沙漠,2015,35(3):610-615.

CUI T Y, PANG J L, HUANG C C, et al. Pedogenic characteristics of Liaowadian Holocene loess profile in the Upper Hanjiang River valley of China and its response to climate change [J]. Journal of Desert Research, 2015,35(3):610-615.

[10] 高鵬坤,龐獎勵,黃春長,等. 陜西省丹鳳縣茶房村黃土-古土壤剖面風化程度及對氣候變化的響應[J]. 中國沙漠,2014,34(5):1248-1253.

GAO P K, PANG J L, HUANG C C, et al. Weathering intensity of the Chafangcun loess-paleosol profile in Shaanxi, China and its response to climate change [J]. Journal of Desert Research, 2014,34(5):1248-1253.

[11] 朱震達. 漢江上游丹江口至白河間的河谷地貌[J]. 地理學報,1955,21(3):259-271.

ZHU Z D. The valley form of the Upper Han River, from Pai-Ho to Tan-Chiang-Kou [J]. Acta Geographica Sinica, 1955,21(3):259-271.

[12] 李中軒,朱誠,張廣勝,等. 湖北遼瓦店遺址地層記錄的環(huán)境變遷與人類活動的關系研究[J]. 第四紀研究,2008,28(6):1145-1159.

LI Z X, ZHU C, ZHANG G S, et al. Relationship between human activity and environment of the Liaowadian site in Hubei Province [J]. Quaternary Sciences, 2008,28(6):1145-1159.

[13] ZHOU L P, SHACKLETON N J. Photon-stimulated luminescence of quartz from loess and effects of sensitivity change on palaeodose determination [J]. Quaternary Science Reviews, 2001, 20: 853-857.

[14] DULLER G A T. Distinguishing quartz and feldspar in single grain luminescence measurements [J]. Radiation Measurements,2003, 37: 161-165.

[15] CHEN Fahu, JIA Jia, CHEN Jianhui, et al. A persistent Holocene wetting trend in arid central Asia, with wettest conditions in the late Holocene, revealed by multi-proxy analyses of loess-paleosol sequences in Xinjiang, China [J]. Quaternary Science Reviews,2016,146:134-146.

[16] SCHATZ A K, SCHOLTEN T, KüHN P. Paleoclimate and weathering of the Tokaj (Hungary)loess-paleosol sequence[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2015,426:170-182.

[17] GUAN Houchun, ZHU Cheng, ZHU Tongxin, et al. Grain size, magnetic susceptibility and geochemical characteristics of the loess in the Chaohu lake basin: Implications for the origin, palaeoclimatic change and provenance[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2016:170-183.

[18] 劉秀銘,劉東生,SHAW John. 中國黃土磁性礦物特征及其古氣候意義[J]. 第四紀研究,1993,(3):281-287.

LIU X M, LIU D S, john Shaw J. Magnetic mineral characteristics of Chinese loess and its palaeoclimatic significance [J]. Quaternary Sciences, 1993,(3):281-287.

[19] 劉秀銘，劉東生，HELLER Friedrich， 等. 中國黃土磁化率與第四紀古氣候研究[J]. 地質(zhì)科學,1992,(S1):279-285.

LIU X M, LIU D S, HELLER Friedrich， et al. Study on magnetic susceptibility of loess and Quaternary climate in China [J]. Scientia Geologica Sinica, 1992,(S1):279-285.

[20] KARIMI A, KHADEMI H, AYOUBI S. SHAMSOLLAH Ayoubi. Magnetic susceptibility and morphological characteristics of a loess-paleosol sequence in northeastern Iran [J]. Catena, 2013,101:56-60.

[21] 鹿化煜,安芷生. 黃土高原黃土粒度組成的古氣候意義[J]. 中國科學(D輯), 1998,28(3):278-283.

LU H Y, AN Z S. Paleoclimatic significance of grain size of loess-palaeosol deposit in Chinese Loess Plateau[J].Science in China (Series D), 1998,28(3):278-283.

[22] 鹿化煜,安芷生. 洛川黃土粒度組成的古氣候意義[J]. 科學通報,1997,42(1):66-69.

LU H Y, AN Z S. Paleoclimatic significance of grain size of loess-palaeosol deposit in Luochuan [J]. Chinese Science Bulletin, 1997,42(1):66-69.

[23] DING Z L, SUN J M, LIU D S.A Sedimentological proxy indicator linking changes in loess and deserts in the Quaternary[J].Science in China(Series D),1999,42(2):146-152.

[24] QIU H J, AMAE Deep Regmi, CUI P, et al. Size distribution of loess slides in relation to local slope height within different slope morphologies [J]. Catena, 2016,145:155-163.

[25] PENG S Z, HAO Q Z, WANG L, et al. Geochemical and grain-size evidence for the provenance of loess deposits in the Central Shandong Mountains region, northern China [J].Quaternary Research, 2016,85:290-298.

[26] ZHOU W J, DONAHUE D, PORTER S C, et al. Variability of Monsoon Climate in East Asia at the end of the Last Glaeiation [J]. Quaternary Research,1996,46:219-229.

[27] CHEN J, AN Z S, Head J. Variation of Rb/Sr relations in the Loess-Paleosol Sequence of Central China during the Last 130,000 Years and Their Implication for Monsoon Paleosolimatology [J]. Quaternary Research, 1999,51:215-219.

[28] LIANG L J, SUN Y B, Christiaan J. Beets, et al. Impacts of grain size sorting and chemical weathering on the geochemistry of Jingyuan loess in the northwestern Chinese Loess Plateau [J]. Journal of Asian Earth Sciences,2013,69:177-184.

[29] 王學佳,龐獎勵,黃春長,等. 漢江上游彌陀寺黃土-古土壤序列的化學風化特征及其環(huán)境意義[J]. 干旱區(qū)地理,2014,37(6):1191-1198.

WANG X J, PANG J L, HUANG C C, et al. Chemical weathering characteristics of Mituosi’s Loess-palaeosol sequence in the upper Hanjiang River Valley and its environmental significance [J]. Arid Land Geography, 2014,37(6):1191-1198.

[30] LU H Y, YI S W, LIU Z Y. Variation of East Asian monsoon precipitation during the past 21 k.y. and potential CO2forcing [J]. Geology,2013,41:1023-1026.

PedogeniccharacteristicsofMituosiprofileintheupperHanjiangrivervalleyanditsresponsetoclimatechange

ZHANGWentong,PANGJiangli,ZHOUYali,HUANGChunchang,ZHAXiaochun,WANGXuejia,WANGHaiyan

(College of Tourism and Environment∥National Demonstration Center for Experimental Education， Shaanxi Normal University, Xi’an 710062, China)

The Mituosi(MTS) profile in Yunxian, Hubei of China was served to investigate pedo-stratigraphy and sedimentary characteristics of the first river terrace of the upper Hanjiang river. Magnetic susceptibility, grain-size distribution, loss on ignition and Rb/Sr were analyzed. The MTS profile recorded the environmental evolution with the stratigraphic series from bottom to top: Malan Loess(L1)→Transitional Loess(Lt)→Paleosol(S0)→Holocene Loess(L0)→Top soil(TS). Different stratigraphic units show different degree of weathering intensity, with S0>Lt>L0>L1. The weathering intensity change of MTS profile indicates the climate change since Malan loess accumulation. It was cold and arid with gradually intensified southeast monsoon during the early Holocene. The strongest monsoon occurred in the mid-Holocene. During the late Holocene, the climate became drying with the monsoon recession. A cold climate event was recorded in MTS profile, dating to around 6.48 Ka BP (OSL dating).

pedogenesis; climate change; loess-paleosol; upper Hanjiang river

10.13471/j.cnki.acta.snus.2017.06.004

2016-09-01

國家自然科學基金(41271108,41371029)；國家社會科學基金(14BZS070)；中央高?；究蒲匈M(201601006)

張文桐(1991年生)，男；研究方向土地利用和氣候變化;E-mail:978696657@qq.com

龐獎勵(1963年生)，男；研究方向資源開發(fā)與環(huán)境演變;E-mail:jlpang@snnu.edu.cn

P532

A

0529-6579(2017)06-0031-07