黄土高原朝那剖面风尘堆积序列磁化率的古环境意义.docx

1、东华理工大学学报（自然科学版）JOURNALOFEASTCHINAINSTITUTEOFTECHNOLOGYdoi:10.3969/j.issn.1674-3504.2011.01.005黄土高原朝那剖面风尘堆积序列磁化率的古环境意义1!1李传想宋友桂I(l.M科学院地球环境研究所，黄土与第四纪地质国家肃点实教室，陕西西安710075；2.中国科学院研究生院，北京100049)摘要：黄土高原中部连续的风尘堆枳黄土-红粘土序列，孩含着东亚季风演化与高原隆升等重要的古气候与构造信息。诂合已有的古地磁年代，根据磁化卒的变化特征对黄上高原中部朝那黄上-红帖上剖面记录的古环境变化进行了划分，共划分1(8

2、.15.6MaBP)东亚季风的初显期、H(5.64.8M&BP)东亚复季风升始增强期、111(4.82.8M&BP)青慕高原隆升和东亚季风波动增强崩、1V(2.82.6MaBP)气候转型期、V(2.6-1.2MaBP)弱季风期、Vl(1.20.62MaHP)季风增强期和U(<0.62MaBP)季风晶盛期等7个阶段“并将其与全球冰量、太阳福射进行对比，初步讨论各阶段演化的可能机制。关键词：黄土-红粘土；朔那割面；磁化率；古气候；东亚季困中图分类号:P534.63文献标识码：A文章编号:1674-3504(2011)01-033-08中国北方黄土高原风成沉积物序列具有粒度细、

3、沉积连续、分辨率高等特征，记录了晚新生代以来气候环境变化的历史(Guoetal,2002；Anetal,2001；Liuetal,1985)。在第四纪古气候重建中，磁化率作为一种重要的气候代用指标在东亚夏季风演化和全球气候对比中发挥了重要作用(Anetal,1990,2000；符超峰等，2008；宋友桂，2009),但对于第三纪红粘土的古气候意义仍然存着较大争论(Sunetal,1998；Dingetal,1998；Liuetal,2008)o最近的环境磁学研究表明，红粘土与黄土具有非常相似的磁学性质，其磁化率和频率磁化率仍可视为成壤作用强度和夏季风变化的一个代用指标(Nieetal,2007

4、,2008a,2008b,2010)o以黄土高原陇东盆地的朝那黄土-红粘土剖面为例，对该剖面Ma以来磁化率记录的古环境进行了划分，并初步探讨环境变化可能的机制。1朝那剖面的概况和样品采集朝那剖面位于黄土高原陇东盆地内，地理位置为107。12'£,35。73(图1)，在地貌上为陇东盆地收稿日期：2010X)9-15基金项目：国家fl然科学基金(40772116,409772230)；国家重点基础规划研究项目973项目(2010CB833406)作者简介:李传想(J984-).男.研究生.从*第四k地质学与全球变化研究。E-mail：licxO53O*通讯作者：宋友桂(1974-

5、).男.研究员，主要从事新生代地质与环境变化的研究T.作jE-mail：ieeca*.cn的中心，现代气候属暖温带半湿润区，年均气温89丁，最热月均温22-24年降水M35O500mm。剖面由第四系黄土和下伏第三系红舄土组成，上部175m由黄土-古土壤序列组成,下部由125m红粘土序列组成,整个黄土-红粘土序列可达300m,其底部古地磁年代为8.IMa(宋友桂等,2000)o该剖面已进行了大量的工作，包括粒度(吕连清等,2001)、抱粉(吴福莉等,2004；马玉贞等,2005；Wuetal,2007)、分子化石(Baietal,2009)、方解石(陈秀玲等,2007)、古磁学与岩石磁学(宋友桂

6、等,2000,2005；Songetal,2007,2010；Nieetal,2008a,2008b,2008c)o样品的采集是0237m以间隔10cm进行采样,237m以下间隔20cm进行采样，部分地段进行了加密采样，共采集样品2624个。2实验方法测量时取风干粉末样品约10g,利用英国产的BartingtonMS-2型磁化率仪测量。在仪器稳定状态下,分别测量样品的低频(LF=0.47kHz)和鬲频(HF=4.7kHz)磁化率值,获得低频磁化率(x)和高频磁化率(Xm),并计算频率磁化率。频率磁化率可表示为质最频率磁化率(XG和频率磁化率的百分比(Xfd%)，Xfd定义为(Xif-Xhf)，

7、Xfd%定义为(Xu-Xhf)/x”*100%Jo磁化率测信在兰州大学教育部西部环境重点实验室完成。根据朝那粒度年代模型(吕连清等,2001)建立了朝那剖面最近采样点位置及黄土高原现代大气环流图（据文献Songetal,2007修改）SamplingsiteandthemodernatmosphericcirculationintheLoessPlateau.采样点位置及黄土高原现代大气环流图（据文献Songetal,2007修改）SamplingsiteandthemodernatmosphericcirculationintheLoessPlateau.图IFig.l8.1 Ma以来的磁化

8、率变化序列（图2）。3磁化率记录3.1磁化率变化特征从朝那剖面磁化率变化曲线（图2）整体来看,低频磁化率（X。的变化范围为14x10"232x10"m3kg-*，高频磁化率（）的变化范围为13xIO"201xlO-8m'kg-'；整个剖面在175m左右处（即红粘土与黄七-古土壤间的过渡段）低频磁化率和高频磁化率较高；上部的黄土-古土壤序列低频磁化率和高频磁化率较高，而旦是短周期长变帽高频振荡波动;下部的红粘土序列低频磁化率和高频磁化率相对普遍较低，低频磁化率变动为22x10-8-201xlO-8而且是长周期短变幅低振荡波动，长周期阶段中又包含小的波

9、动。这与野外所观察到得沉积-成壤序列是一致的。整个黄土高原都存在这种现象（鹿化煜等,1998；孙有斌等，2001）,但本剖面中显示的低频和高频磁化率曲线波动一致性的对应关系较好。根据黄土-古土壤的磁化率变化特征，可以L9为界线将其分为两部分,L9以下由7个由波动周期组成，每次波动磁化率呈周期性的减少。从一个周期结束到下一个周期的开始是一种突变过程，磁化率突然急剧增大，而周期内部的次周期的变化则是渐变。L9-L6之间磁化率变化较小，而旦绝对值也偏低，这是一个过渡阶段。S5到S0之间磁化率呈增加的趋势，且古上壤和黄上的磁化率差值明显比L9以下的大。而175m以下的125m的第三系红粘土序列的磁化率

10、变化总趋势是自下而上逐渐上升趋势，曲线上有明显的儿个峰，其高峰中心依次位于古地磁年代的7.2MaBP,6.2MaBP,5.3MaBP,4.1MaBP,3.6MaBP,3.2MaBP和2.8MaBP处。红粘土中表现出的这7个比较大的周期性旋回是对古气候波动的反应，其所包含的以高频率小幅度变化为特征图2朝那割面磁化率及频率磁率变化特征图Variationcurvesofmagneticsusceptibilityandfrequency-dependentsusceptibilityontheChaonasection.Fig.2的小波动与野外在红粘土序列中所观察到的百余层沉积-成土单元是一致的。

11、同时，红粘土序列的磁化率值较小且变幅较小,特别在220m以下的层位在23x10"88X10"m3kg-*之间波动。红粘土序列所表现出来的这种以长周期小幅波动、阶段性增加的变化特点与上覆第四系黄土-古土壤序列明显不同，经过7个周期性气候波动旋回并在红粘土序列的顶部达到其最大值。造成红粘土磁化率普遍较低且随着深度的变化具有阶段性变化的原因，有可能是红粘土序列的先前沉积物沉积在有积水区域，随着沉积的加厚，逐渐露出水面，与下部的沉积物相比，上部的沉积受到潜育化影响比较小，沉积出露后的红粘土主要受周围环境因素影响而不受或很少受潜有化影响，致使红粘土磁化率表现出自下而上具有增加的趋势。

12、这只是推测，是否有这种叮能,还需要有沉积学和地球化学等方而的证据进一步研究证实。3.2频率磁化率变化特征在表征物质磁性特征的参数中，频率磁化率（Xu和XfdQ是用来鉴别超顺磁性的磁性矿物比较简便可行的方法。目前成壤作用产生的超顺磁性颗粒造成占土壤磁化率增加（Maher,etal.,1991；Zhouetal.,1990）的观点已得到普遍认可。气候的温湿程度越高，持续时间越长，细粒的铁磁性矿物就形成的越多，古土壤的频率磁化率也就越高。具有更明确占1候指示意义的频率磁化率，不仅能反映出类似磁化率记录的大幅度气候变化，而旦对磁化率不能明确指示的弱小气候波动的反映也很敏感，是较理想的反映成壤作用强度的

13、一个代用指标（Zhouetal,1990）o从朝那剖面黄土-古土壤和红粘土频率磁化率（Xra和X"）与低频磁化率（Xif）对比（图3）发现,黄土-古土壤频率磁化率百分比（Xg）（图3a）的变化范围为0-22%，总体上呈弱“饱和”趋势，其中部分频率磁化率百分比（Xe）小于5%而磁化率值小于100x10"m，kg",指示了其处于相对偏干冷而成壤程度较低的沉积环境。而红粘上序列的频率磁化率百分比（Xfg）（图3b）的变化范围为024%,分布范围相对较大，而且频率磁化率百分比的最大值比黄土-古土壤高约2%左右，总体上呈相对明显的“饱和”趋势，说明其可能经历了相对较强的成土

14、作用。同时，红粘土频率磁化率（xG与低频磁化率（Xif）（图3d）比上覆黄土古土壤（图3c）呈更紧密的正相关关系，说明红粘土与黄上-占土壤一样，其磁化率强度取决于原生风成铁磁性颗粒在自然成壤作用下形成的超细顺磁性颗粒的多少和成壤作用的强度；此外红粘土序列中Xfd对Xarm回归曲线的倾斜率要比黄土一占土壤序列下部的更高（Nieetal,2008b;Songetal,2010）,都表明在红粘土序列中产生的粘滞超顺磁磁赤铁矿颗粒与稳定单畴颗粒比率更高（Nieetal,2010）。可见,红粘土沉积序列与黄土-古土壤沉积序列相比较,在沉积之时有可能沉积了较多的铁磁性矿物，或者经历了更强的成土作用，或者是

15、两者共同作用的结果C05010015020025025-I.-050100150200250(10侦kg')(b)红粘土(a)黄土古土壤（c）黄土古土场50-)40一y=0.1424*X-1.8770=0.8721(/7=1741)引(10'm")（d）红粘土50-40-y=0.16irX-2.8156R'=0.8912(N=883)图3红粘土和黄土-古土壤序列的频率磁化率与磁化率的对应关系Fig.3Relationbetweenthefrequencydependentmagneticsusceptibilityandmassmagneticsuscepti

16、bilityofredclayandloess-paleosoilsequences4讨论（2000）认为红粘土和黄土一样都经历了风化成土作用,可以作为夏季风的一个代用指标;但Ding等4.|磁化率的古环境意义（1999）认为部分红粘土可能受潜育化的影响，使部红粘土的磁化率是否能像黄土磁化率-样能专籍氧氏弩箕噌E饕瞥'岑震?够作为夏季风的指标，还存在着争议。An等磁化率降低。朝那面岩石磁学研九表月，粘土与黄土-古土壤在磁性矿物组成和磁学性质方面并没有本质的区别，都主要以磁铁矿、磁赤铁矿、赤铁矿等磁性矿物组成为主，红粘土序列中磁化率的波动和上覆黄土-古土壤序列一样，只是红粘土稍微富集更多

17、的超顺磁磁性颗粒(Nieetal,2007,2008a,2008b；Songetal,2007,2010)04.2古环境演化阶段为7个气候环境演化阶段即1(8.1-5.6MaBP)东亚季风的初显期、II(5.64.8MaBP)东亚夏季风开始增强期、111(4.82.8MaBP)青藏高原隆升和东亚季风波动增强期、IV(2.82.6MaBP)气候转型期、V(2.61.2MaBP)弱季风期、V【(1.20.62MaBP)季风增强期和VD(<0.62Ma)季风鼎盛期(图4)。根据朝那剖面磁化率的变化特征，可将其划分刑啊8*0/permilMGSQ_normalizedMS.namalized00

18、.20.4060.81-0.8-0.400.40.80801602403.544.55330360390420图4黄土高原磁化率记录及其与全球冰量和太阳辐射的对比Fig.4ThemapshowingthemagneticsusceptibilityrecordfromtheLoessPlateauanditscorrelationwiththeglobalicevolumeandtheinsolationa.朝那剖面磁化记录；b.黄土高原归-化的至积磁化率(Sunetal,2006)；c.黄上高原堆积黄土石英平均粒径(Sunelal.2006)；d.氧同位素记录(LisieckiandRaym

19、o,2005);e.北纬65度夏季太阳辐射(BergerandLoutre,1991)4.2.1I阶段：8.15.6MaBP该阶段磁化率值普遍较低，且上卜波动变化不大。其对应的剖面地层为红粘土层序中颜色最浅的部分，呈浅黄褐色，成壤作用不明显，钙结核零星分布，风化程度较弱。反映当时成土作用弱，降水量较小，东亚夏季风还处于相对较弱的阶段，这一阶段的气候总体主要是以干热为主。其磁化率较低的原因，可能是由于此时期青藏高原还没有隆升到一定的高度，黄土高原地区的气候主要受控于降雨较少的西风环流，古季风环流较弱。在磁化率曲线的7.2MaBP和MaBP左右处有两个高峰，这与太阳辐射的峰值基本对应。说明气候在总

20、体干旱的条件下，也有一定的干湿波动，其波动可能主要由受太阳辐射的影响。4.2.2 口阶段：5.64.8MaBP该阶段磁化率曲线呈一个明显的峰其对应的是红粘土层序中中颜色最红的一段，呈深棕红色，氧化作用十分强烈，古土壤的成壤作用很强，钙质结核十分密集,粘粒胶膜十分发育。反映气候向温暖湿润转变，夏季风可能有开始增强的趋势。西峰与西安红粘土剖面的磁化率研究，也发现5.4MaBP左右是夏季风增强的一个重要转折界线，此时期太阳福射活动频繁，全球冰量逐渐增加（Sunelal,1998）。4.2.3 HI阶段：4.82.8MaBP自4.8MaBP前后开始，磁化率曲线波动增加。对应地层的沉积物粒度变粗，说明冬

21、季风有增强的趋势。冬季风的增强，可能是由于此期间的太阳辐射强度处于相对较低阶段，全球冰量增加，使得黄土高原的沉积物粒度都处于较粗阶段（图4c）。磁化率升高的原因，一方面可能是冬季风增强使得大气环流搬运过来的含有磁性的矿物增多；另一方面可能是由于7候变湿降水量增加，导致成壤作用加强所致。成壤作用的加强，可能与东亚夏季风增强有关。黄土高原在该阶段夏季风和冬季风同时增强，通常被认为与青藏高原隆升有着密切的联系（Anetal,2001）o青藏高原的隆升，可以在一定成度上增加海陆间的气压梯度，致使增加东亚夏季风的降水量；同时也加强亚洲内陆干旱化。说明此时期内青藏高原开始隆起，并达到一定的有意义的高度，足

22、以改变大气环流或激发现代季风环流。4.2.4 W阶段：2.82.6MaBP2.82.6MaBP之间（即M/G界线附近），磁化率曲线以此为界发生了质的变化。该时段的磁化率变动于32x10-8177xIO"n?kg-'之间，平均值为110x108m3kg*o最显著的特点是磁化率变化频率变大，变化幅度增大，由长周期变化转为短周期变化。深海氧同位素S'O记录、太阳辐射与磁化率在本阶段都有较好的一致性对应关系。反映控制本区环境的主导因素发生了根本性变化，是朝那剖面晚新生代环境变化最重要的转型期，也是全球气候环境的重大转型期。古环境由近乎连续的温暖和较温暖转变为干冷和温湿的剧烈波

23、动。分子化石研究也揭示，此时亚洲内部风尘源区气候的进一步恶化，东亚冬、夏季风均急速增强（Baietal,2009）oV阶段：2.61.2MaBP2.61.2MaBP之间黄土-古土壤的磁化率，变动于17X10'8-184xl0-8m3kg-'之间，平均值为67x10Wg",并具有波动幅度减小的趋势。从地层剖面上看，该时段共出现20次黄土-古土壤交互层的频繁出现，厚度都不大，说明该时段的冬夏季风以小幅高频振荡为特征。此时太阳辐射变化不明显，深海氧同位素处于波动上升趋势，冰量变化可能是气候变化的主要原因。研究资料表明，在该时段风尘通量的变率和平均值逐渐增大，大冰期的来临和发

24、展加剧了粉尘源区的干燥度并增强了东亚冬季风环流的强度（Sunetal,2006）0VI阶段：1.20.62MaBP该阶段磁化率变动于14x10"176x108m3kg-'之间,平均值为55x10“m3kg-*,1.2MaBP处磁化率值位于低谷，是黄土磁化率波动变化的一个转折点。与2.6-1.2MaBP阶段相比较,该阶段的占土壤磁化率明显升高，而黄土的磁化率略有降低，黄土与占土壤间的磁化率差值大幅度增加。可能反映冰期的冬季风和间冰期的夏季风均有所加强。磁化率在0.93MaBP突然降低，此后变幅很小,并一直维持到0.62MaBP前后，反映夏季风较弱且相对稳定，在0.93MaBP前

25、后Bc.Bcr突然增大,可能反映了冬季风突然增强（宋友桂等,2005）。0.7-0.6MaBP间磁化率增长最快，然后宽幅波动F降，这种变化可能是对青藏高原在0.8MaBP前后和0.6MaBP前后两次抬升造成的降温事件（中更新世气候转型）的响应，这在长江中下游地区的下蜀土磁化率也有记录（张建军等，】999）。青藏高原的这两次抬升，使得海拔高度达到30003500m左右。与0.62MaBP以后的黄土-占士壤相比较，磁化率变幅仍相对较小，说明此阶段季风环流尚未达到M盛时期，为季风增强期。4.2.5 阶段：0.62MaBP以来0.62MaBP以来，磁化率曲线、深海氧同位和太阳辐射具有较一致的对应关系。

26、从磁化率看，该阶段磁化率变动于19x10*232x10"m3kg-'之间，平均值为96x10"m'kg-L以东亚冬、夏季风的互为消长、大振幅、低频率变化为特征，是整个第四纪中频率最低、振幅最大、周期最长的一个阶段，也是沉积速率最高的个阶段。深海氧同位素记录显示大幅度低频率冷暖波动，而H与磁化率具有同步的变化趋势；太阳辐射与其对应关系不太明显。这凹能说明此阶段的东亚季风变化，主要是由全球冰鼠变化所决定的，而太阳辐射变化的控制作用则可能相对较小。从总体来看，黄土-古土壤的粒度逐步变粗、变幅增大，氧同位素也逐步变重、变幅增大c说明东亚季风达到了相当强的阶段，为季风

27、鼎盛期。5结论根据朝那剖面岩石磁学研究表明，红粘土与上覆黄土古土壤具有非常相似的磁学性质，其磁化率和频率磁化率也能够较真实地记录气候波动状况,能够作为成上作用强度和夏季风变化的-个代用指标。根据朝那剖面磁化率的变化特征，结合全球冰量和北纬65度太阳辐射变化，可将其记录的古环境变化划分为7个气候环境演化阶段，即1(8.15.6MaBP)东亚季风的初显期，11(5.64.8MaBP)东亚夏季风开始增强期,111(4.82.8MaBP)青藏高原隆升和东亚季风波动增强期，IV(2.82.6MaBP)气候转型期，V(2.61.2MaBP)弱季风期,VI(1.2-0.62MaBP)季风增强期和VD(<

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