2011, Vol. 17
2. 中国科学院研究生院，北京 100039;
3. 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
2. Graduate University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100039;
3. State Key Laboratory of Loess and Quaternary Geology, Institute of Earth Environment, Chinese Academy of Sciences, Xi'an 710075
东亚季风作为全球气候系统的重要组成部分，对全球的水循环有着重要的影响。东亚夏季风带来的降水更是对季风区人民的生活环境和社会发展有着极其重要的作用[1]。研究东亚古夏季风的变化有助于了解东亚夏季风的演化规律，为认识东亚季风在全球变暖背景下的变化趋势提供重要历史参照。广泛分布于黄土高原的第四纪黄土-古土壤序列是研究东亚古季风的理想载体[2]。已有的研究[3]表明，在黄土高原地区，东亚夏季风相对强盛时，化学风化较强，以成壤作用为主，发育古土壤; 东亚冬季风相对强盛时，化学风化较弱，以粉尘堆积为主，发育黄土。
黄土高原黄土-古土壤序列的研究较多的是洛川[2]、西峰[4]等剖面。相比于黄土高原的其他地区，黄土高原东南缘的研究较为薄弱，仅对丁村剖面[5]和邙山剖面[6-7]等少数剖面进行过较深入的研究。而大量的考古遗址分布于黄土高原东南部，旧石器中期的丁村文化、新石器时期的仰韶文化、夏、商都发源于该地区。因此研究该区的古季风演化也可以提供与人类演化有关的环境变化的重要信息。
目前为止，黄土-古土壤序列夏季风替代性指标主要有磁化率[3]、土壤微型态特征[8]、Rb/Sr[9～10]、色度[11]以及FeD/FeT [4, 12～13]等。其中磁化率是在黄土研究中广泛应用的指标，但古土壤磁化率增强的机制比较复杂，使其所代表的确切的古气候意义尚不完全清楚[14]。如土壤学研究所获得的某些气候变化信息在磁化率曲线上并无体现[15]，FeD/FeT所反映某些时段的古夏季风强盛期也在磁化率曲线上没有反映[13]。因此古夏季风研究中，不同指标的相互印证是非常必要的。
选择黄土高原东南部的荥阳、偃师、灵宝、丁村、吉县5个第四纪黄土剖面进行黄土磁化率和古风化强度的研究，重建了末次盛冰期以来古东亚季风的变化，并与我国不同地区的古气候记录进行对比，试图进一步探讨东亚季风变化的规律和控制因素。
1 研究材料与方法为了研究黄土高原东南部晚第四纪以来的气候变化，分别在荥阳(34°56'27″N，113°22' 32″E，201 m)、偃师(34°46'43″N，112°44'48″E，220 m)、灵宝(34°34'17″N，110°49'50″E，593 m)、吉县(36°06'29″N，110°38'34″E，990 m)、丁村(35°35'51″N，110°16'1″E，599 m)的晚第四纪黄土剖面采样(图 1)。这些剖面现代年均温介于10～14℃，年降水量介于530～650 mm范围内。采集样品包括L1 (典型黄土)的顶部、S0 (全新世古土壤)和L0 (全新世黄土)，采样间距分别为10 cm、5 cm、5 cm。
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| (黑圆点为本文研究剖面位置，黑框表示有明确测年结果剖面位置) 图 1 黄土高原观测剖面分布图 Figure 1 Locations of XY, YS, LB, DC and JX sections |
本文选取黄土剖面中光释光测年结果作为参考年龄。基于黄土磁化率地层的空间对比，本文综合黄土高原南部具有较多绝对测年数据的渭南、耀县剖面的研究结果[16～17]，获得S0/L0、S0/L1 (即全新世古土壤的顶底年龄)以及LGM的年龄分别为3. 74 ka B. P.、12. 87 ka B. P.、18. 7 ka B. P.。本文用这3个年龄作为剖面年龄的控制点，利用Kukla的磁化率年代模型[18]进行内插，建立时间标尺。
磁化率的测量是在Bartington MS 2型磁化率仪上完成，在低频状态(0. 47kHz)下，对自然干燥的样品进行测量。样品的游离铁和全铁分别用CBD (citrate-bicarbonate-dithionite)方法[19]和酸溶法[20]提取，在中国科学院新生代地质与环境重点实验室的GGX-600型原子吸收光谱仪上测定(比色波长为248.3 nm)，分析误差分别为6 %和5 %。
2 结果与讨论 2.1 磁化率和游离铁/全铁值反映的晚第四纪夏季风变化荥阳、偃师、灵宝、吉县、丁村五个剖面FeD/FeT值与磁化率的测量结果见图 2。磁化率主要反映成壤过程中新形成的细粒亚铁磁性矿物(磁铁矿/磁赤铁矿)的信息。而CBD方法[19]确定的游离铁不仅包括了成壤成因的磁赤铁矿、磁铁矿、还包括了主要矿物赤铁矿、针铁矿和水铁矿等所有成土作用产生的铁的氧化物(氢氧化物)的信息[21～22]，反映了风化成壤的综合效应。由图 2可以看出，在所有剖面中，磁化率与FeD/FeT值大体上具有相同的趋势，即在S0中两者具有较高的值，而在L0、L1中则有较低的值。
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| 灰色矩形代表的是FeD/FeT的峰值位置，实线为磁化率，虚线为FeD/FeT值 图 2 黄土高原东南部荥阳、偃师、灵宝、丁村、吉县剖面磁化率与FeD/FeT值 Figure 2 Magnetic susceptibility and FeD/FeT values on XY, YS, LB, DC and JX sections Grey bar indicates maximum values of FeD/FeT. Dashed lines, FeD/FeT. Solid line, magnetic susceptibility |
为了进一步理解夏季风替代指标的气候意义，作者将磁化率和FeD/FeT值两东亚夏季风指标进行了对比，发现这两种指标在剖面中的变化存在着一定的不一致性，磁化率与FeD/FeT峰值的出现位置存在着3种关系(图 2)。第一种为FeD/FeT峰值早于磁化率峰值，见于灵宝、偃师、荥阳3个剖面。在这3个剖面中磁化率峰值与FeD/FeT峰值的距离不同，大致在20～35 cm之间，磁化率最大值与FeD/FeT值最大值年代差别约在1～1. 5 ka之间。此种现象在渭南的晚第四纪黄土剖面中[13]也有记录。第二种为FeD/FeT峰值与磁化率峰值同时出现，见于吉县剖面。第三种为FeD/FeT峰值晚于磁化率峰值，见于丁村剖面。
FeD /FeT峰值早于磁化率峰值出现是风化较强的土壤剖面的典型特征。对于正常土壤剖面而言，磁化率的增强首先表现在富含有机质的淋滤层，随着土壤发育程度的加深，磁化率增高的部分逐渐向下伏淀积层扩展[23～24]。而游离铁所指示的含铁矿物主要富集于细粒物质中，强烈的风化会导致细粒物质的向下淋滤，导致游离铁的峰值向下移动，这种磁化率和古风化强度的位置不一致的现象在风化较强的土壤剖面中较为常见[23～24]。造成上述现象的另外一个可能原因与土壤中铁矿物的形成演化有关，根据Torrent的土壤中亚铁磁性矿物演化理论[22, 25]，亚铁磁性矿物的形成转化模式为:含铁硅酸盐矿物的风化→水铁矿→磁赤铁矿→赤铁矿，这种转化模式也得到新近纪风尘沉积研究结果的支持[26]。在土壤剖面风化最强的部位，磁赤铁矿向赤铁矿的转化比较彻底，导致磁化率降低。当然土壤剖面内部不同部位的氧化-还原状态也会对铁矿物的演化产生一定的影响。
对于FeD/FeT峰值与磁化率峰值同时出现的情况，是风化较弱的土壤剖面的典型特征。由于风化较弱，造成的细粒物质向下淋滤或者向下移动很短的距离，而磁赤铁矿向赤铁矿转化的比例也相对较低，此时就出现FeD/FeT峰值与磁化率峰值同相位的关系。而对于FeD/FeT峰值滞后于磁化率峰值出现的情况，尚不清楚其中的原因。从本文的结果看(图 2)，南部的3个剖面(荥阳、偃师、灵宝) FeD/FeT峰值均出现于S0的中下部，而北部的丁村、吉县剖面FeD/FeT峰值出现于S0的中上部，与上述解释是一致的。
研究剖面中FeD/FeT值与磁化率值的空间变化规律也不完全一致。位于黄土高原东南缘的荥阳剖面是本次研究剖面中年均降水量、年均温最大的剖面(年均降水量645. 5 mm、年均温14. 3℃)，但从图 2中可以看出其磁化率的峰值与平均值却是远远低于距离荥阳仅50km偃师剖面的磁化率值，甚至低于年均温以及年降水量都更少的灵宝和丁村剖面。偃师剖面的磁化率最大值为191. 35 × 10-8 m3·kg-1，FeD/FeT峰值为35. 66%，而荥阳的磁化率峰值为145. 98 × 10-8 m3·kg-1，FeD/FeT峰值为35.59%。这与过去的研究结果类似，尽管大体上同一层黄土磁化率的值在黄土高原上空间是由东南向西北逐渐减小[27～28]，但也有例外。从现代气候的降水、温度分布格局来看FeD/FeT值似乎更能反映夏季风强度的空间变化。而且Guo等[4]通过磁化率、FeD/FeT值以及成壤强度对比发现，FeD/FeT值能够更客观地指示成壤强度。因此在本研究中主要运用FeD/FeT指标重建夏季风变化。
根据重建5个剖面的古风化强度(图 3-d)，可以将20 ka B. P.以来的气候分为以下4个阶段: 1)末次冰盛期(20～18 ka B. P.)，5个剖面的FeD/FeT值整体偏低，最低值在17%～21%之间，指示了当时该地区的风化强度较低，夏季风强度较弱; 2)末次冰盛期向全新世适宜期发展的过渡期(18～10 ka B. P.)，在此阶段，FeD/FeT值呈现一定的波动性，并且逐渐升高，在12～10 ka B. P.期间，FeD/FeT值显著增加。从沉积速率较大的荥阳，吉县剖面可以看出，在FeD/FeT值整体升高的情况下，其中包含着一些千年尺度的次一级波动; 3)全新世气候适宜期(10～6 ka B. P.)，FeD/FeT达到最大值，其峰值在32% ～36%之间，指示了当时较高的风化强度以及温暖湿润的气候; 4)全新世适宜期结束，大概在6 ka B. P.以后，FeD/FeT值逐渐减小，在4 ka B. P.时仅比末次盛冰期稍高(图 3)，指示了东亚夏季风的显著减弱。
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| a. GISP2冰芯中氧同位素[29]; b.三宝洞石笋氧同位素[30]; c.北纬30°太阳辐射[31]; d.黄土高原东南部古风化强度(虚线为5个剖面FeD/FeT值，实线为5个剖面平均的FeD/FeT值); e.东亚季风有效湿度指数[32]; f.渭南黄土剖面的植硅体组合重建过去20 ka的降雨量[33]; g.岱海钻孔中10 ka以来的木本花粉浓度的变化[34]; h.巴彦查干湖钻孔中10 ka以来盘星藻浓度的变化[35] 图 3 黄土高原东南部黄土古风化强度与东亚夏季风指标、冰芯记录的对比 Figure 3 Comparison of paleo-weathering intensity in southeastern Loess Plateau and several proxies such as EAM and oxygen isotope record of ice core |
从图 4中可以看出，在全新世适宜期，黄土高原东南部的古风化强度存在一定的空间梯度，但是空间变化不大，FeD/FeT值最大相差仅为3%，而且FeD/FeT值都在30%以上，指示了当时夏季风强盛，使得研究区都处于相对温暖湿润的气候。在末次冰盛期，FeD/FeT值在研究区均表现为低值，且空间变化也不大，FeD/FeT值最大相差约为4%，而FeD/FeT值都在21%以下，说明在当时研究区夏季风很弱，研究区是一个较寒冷环境。这与过去基于黄土高原空间环境重建结果大体一致[27～28]。
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| 图 4 末次冰盛期与全新世气候适宜期古季风强度的空间分布 Figure 4 Spatial changes of paleo-monsoon intensity during the Holocene Optimum and Last Glacial Maximum |
为了从整体上探讨古东亚季风的变化，本文分别选取不同地区的季风记录(湖北三宝洞石笋氧同位素[30]、渭南黄土剖面中植硅体重建古降水[33]、农牧交错带巴彦查干湖盘星藻个数[35]、内蒙古地区岱海钻孔中木本花粉含量[34]以及东亚季风有效湿度指数[32])与本文的黄土高原东南缘的晚第四纪夏季风变化进行对比研究(图 3)。磁性地层学[36 － 38]为黄土提供了长尺度的时间框架，但很难为高分辨率的古气候事件提供精确的时间标尺，Kukla时间模型的年代标尺[18]提供了较为独立的年代证据，并且过去研究证实该时间标尺在轨道尺度和亚轨道尺度的气候事件研究中是比较有效的[4, 39]。从图 3可以看出，东亚夏季风在中国大陆不同地区变化基本同步，在18～12 ka B. P.期间，季风强度总体较弱，有逐渐增强的趋势; 12～10 ka B. P.，季风强度快速增强; 10～6 ka B. P.，季风强度最大; 6ka B. P.季风强度开始减弱，4ka B. P.以后季风强度明显减弱。
前人的研究指出亚洲季风的变化在轨道尺度上受控于北半球低纬太阳辐射[40]，在千年尺度上受北大西洋地区气候影响[41]。通过东亚夏季风与北纬30°太阳辐射、格陵兰GISP2冰芯的氧同位素进行对比(图 3)发现，在曲线变化形态上，晚第四纪东亚夏季风的变化与北纬30 o太阳辐射比较一致，但有约2～3 ka的滞后; 在10 ka B. P.之前东亚夏季风的变化与北极地区温度的变化也比较一致。
关于全新世夏季风与北半球低纬太阳辐射的相位关系，研究者们持有不同的观点。Wang等[30]认为亚洲季风变化受控于岁差周期，季风强度并不滞后于太阳辐射的变化，12 ka B. P.发生的Younger Dryas事件打断了季风强度增加的过程。但是大多数学者认为亚洲季风的变化滞后于低纬太阳辐射的变化。Feitmann等[42]对阿曼石笋的研究指出，亚洲季风强度的峰值滞后于太阳辐射的峰值，其原因可能是北半球冰盖在未消融之前对亚洲季风起主控作用。Clemens等[43～44]通过对海洋沉积物的研究发现，亚洲季风的变化受到岁差和地轴倾斜度的控制，滞后于太阳辐射岁差周期的变化，同时由于海洋热容量较大，对气候变化具有缓冲效应，海温增加较慢，导致夏季风变化滞后。从中国北方湖泊的记录来看，Xiao等[45]认为全新世气候适宜期的出现滞后于低纬太阳辐射的峰值，其可能原因是在7. 5～6 ka B. P.西太平洋暖池的西进以及黑潮的加强导致的。东亚夏季风的变化也受到南海海平面变化的影响。Yu K F. et，al. [46]对雷州半岛的珊瑚礁的研究表明7 ka B. P.左右中国南海海平面到达最大，高出现代的海平面约2m，其他研究[47～48]也表明在7～6. 2 ka B. P.时，南海北部出现全新世高海平面，并且高出现代海平面2～3m。海平面变化对东亚季风的控制主要体现在大冰盖消融后，海平面迅速上升，一方面海洋面积增加，蒸发量加大; 另一方面，大陆架被海水淹没，缩短了中国北方与水汽来源的距离[49]。从上述解释可以看出东亚夏季风的变化受到北极冰盖的规模、海平面的变化、低纬海-气相互作用等多种因素的影响，地球气候系统内部要素对太阳辐射响应的滞后是东亚夏季风在10～6 ka B. P.达到适宜期的重要原因。10 ka B. P.以来，低纬太阳辐射虽然开始减少，但是9 ka B. P.以后，北半球冰盖基本融化，一方面减弱了东亚冬季风的强度，并缩短了冬季风的控制时间; 另一方面，海平面逐渐上升，并且海水温度增高，蒸发量增大，黑潮加强，为夏季降水提供了大量的水汽来源，导致全新世适宜期的出现。其后，随着太阳辐射的逐渐减少，海平面趋于稳定以及海洋吸收的热量减少，季风强度在6 ka B. P.之后逐渐减弱。
3 结论通过对黄土高原东南部5个晚第四纪黄土剖面的磁化率和古风化强度的分析，我们获得了以下几点认识:
1) 18 ka B. P.以来黄土高原东南缘的东亚夏季风演化历史为; 18～12 ka B. P.，季风强度较弱; 12～10 ka B. P.，季风强度显着增强; 10～6 ka B. P.，季风强度最强; 6 ka B. P.以后季风强度逐渐减弱。
2) 磁化率与FeD/FeT值在大多数剖面上存在着相位差，此种差别主要是由于两者反映的土壤化学风化信息不同所致。与磁化率相比，黄土中FeD/FeT值能更客观地反映了古夏季风强度。
3) 东亚夏季风在中国大陆不同地区变化无显著的地区差别。全新世东亚夏季风的变化基本受控于北半球低纬太阳辐射的变化，但存在明显的滞后，可能与气候系统对于太阳辐射的响应的过程以及气候系统内部各要素之间的相互作用有密切的联系。
致谢 感谢姜文英副研究员、冯少华、陈祚玲同学在野外采样中所提供的帮助。感谢审稿人提出的宝贵意见。
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