全球变化科学导论3(分析“黄土”)共95张课件

1、第二篇全球变化研究的主要方法第三章过去全球变化的重建第一节黄土堆积与古土壤信息载体 欧洲和北美均有第四纪黄土沉积，我国的黄土高原地区更分布有数百米厚的第四纪黄土。我国的黄土和古土壤序列是已知陆地上连续性最好，且能够很好地与深海沉积序列对比的沉积物，利用黄土与古土壤序列重建过去的全球变化是我国在世界上独具特色的研究领域之一。 王永焱（1982）曾指出六盘山以东黄土高原南部的晚更新世黄土中夹有一二层灰棕色古土壤。安芷生（1984）提出北京斋堂马兰黄土夹有一层褐灰色古土壤，其14C年龄23 0001 200a。黄春长等（1989）在1984年1989年研究武功尚家坡剖面、洛川秦家寨剖面和蓝田城东剖面

2、等马兰黄土时，发现其中夹有两层明显区别于黄土的灰色、褐红色层，并对其进行了的追索，发现其侧向延伸比较稳定，经过深入分析研究，确定它们是发育程度较低的两层古土壤，明确地将马兰黄土划分为五个地层单位，进而揭示其形成时期气候有明显的波动变化。刘东生（1994）、安芷生（1991a、1991b）、孙建中（1991）和刘嘉麒（1994）等许多学者利用多种手段对晚更新世黄土和古土壤进行了更加广泛深入的研究，证明马兰黄土中广泛地存在两层古土壤；马兰黄土之下的S1为复合型古土壤。从中获得了大量的环境变化信息和测年数据，并建立了多种气候代用指标，用于论证过去125ka以来东亚季风演变的规律。 二、黄土沉积特征

3、第四纪黄土沉积以黄土层和古土壤层交互沉积为特征。黄土和古土壤层的交互出现是风尘堆积作用和成土作用两种对立过程彼此消长的结果，当风尘堆积作用大于成土作用时形成黄土层，反之，形成古土壤层。因此，黄土沉积与寒冷的冰期相对应，古土壤则对应于相对温暖的间冰期。欧洲、北美的第四纪黄土主要分布在冰川外缘，黄土沉积表明当地在该时期属于寒冷苔原性质的冰缘环境；我国的黄土主要分布在干旱荒漠区的外缘，表明黄土沉积时期当地属于干寒草原环境，而古土壤发育时期则对应温暖的森林或森林草原环境。根据黄土层的风化程度和古土壤发育程度的差别，可进一步推断环境在不同时期的差别。黄土与古土壤层的交替变化是第四纪冰期间冰期环境周期变化

4、的反映，与深海氧同位素记录有良好的对应关系（图3-1）。图3-1深海同位素记录与宝鸡黄土-古土壤序列的对比（N.W.Rutter,1992） 作为一种以风尘组分为主的堆积，我国境内的黄土堆积主要与冬季风环流的搬运密切相关。因此，黄土被当作反映东亚冬季风变化的标志。2.4MaB.P.前后黄土沉积取代红土堆积的现象标志着现代冬季风环流系统开始建立，2.4MaB.P.以来黄土分布空间的扩大则意味着冬季风的影响范围扩大与冬季风势力的加强。粒度是用来反映黄土粗细程度的指标，粒度的大小差别反映了风力搬运强度的差别。同一黄土剖面中，古土壤层的粒度较黄土层细，这种纵向上的差别在不同地区可能有不同意义，在黄土高

5、原的南部和东部主要反映风力强度（主要是冬季风）的变化，而在黄土高原的北部和西部则与作为物源区的沙漠的进退有密切关系。不论是黄土层，还是古土壤层，粒度从北到南的降低幅度均较大，其中黄土层中粒度的降低幅度大于古土壤层，它表明无论是暖期还是冷期，粉尘物质在空间受风场运移过程中，均有一个明显的粒度分异过程。 从黄土和古土壤序列提取的另一个重要指标是磁化率。磁化率是物质被磁化难易程度的一种量度。目前对黄土的磁化率有不同解释（N. M. Rutter,1992）：Heller和刘东生（1984）认为，暖期的生成过程如脱钙、土壤压实作用可以引起顺贡献，黄土层中磁化率低是由于当时粉尘堆积快，古土壤中磁化率高则

6、由粉尘堆积慢引起。Maher和Thompson（1991）认为成土过程中形成的自生顺磁颗粒至少对土壤的磁化率有部分贡献。尽管对黄土古土壤中磁化率变化的成因有不同认识，但都认为磁化率值的变化与气候变化尤其是降水量的变化有一定关系。黄土古土壤序列中磁化率的变化被作为夏季风变化的指标，黄土层和古壤层之间磁化率的差别反映了夏季风强度的差别（An, Z. S等，1991）。 研究表明，黄土高原的形成与沙尘暴之间有密切联系（刘东生等，1985）。据张德二（1984，1982）对我国气象资料和榆林气象站的榆林、定边、绥德十多年沙尘暴出现频数曲线分析可知，我国沙尘暴多发生于春季，沙尘暴频数在3月5月最高，这也

7、是榆林地区的府谷、神木、榆林、横山、靖边和定边等县沙尘暴最多的季节，也是现代大气粉尘（黄土沉积）最多的季节。上述各县自东向西越干旱，沙尘暴频次亦越多，由府谷县的7.4次到定边县增达36次。其中春季沙尘暴频次最多，约占全年的1/3到1/2（张德二，1984）。历史时期出现的“雨土”频数也多集中于冬春季（2月5月），尤以4月份最为频繁，约占全年26%（王嘉萌，1965；张德二，1982），这同现代沙尘暴情况是一致的。图3-2近500a来我国年浮尘和沙暴日数（张德二，1984）1. 沙暴 2. 浮尘图3-3近500a来我国历史时期雨土地点分布（张德二，1982）1. 雨土地点 2. 黄土分布区 由上

8、述可知，自历史时期以来全年以春季沙尘暴最为频繁，是大气粉尘含量最高的季节，也是黄土沉积最有利的时期。我国年浮尘和沙暴日数呈从西北往东南递减的趋势（图3-2）。 沙尘暴和雨土的分布特征（图3-3），从地区上来说一个是源区，一个是沉积区；从时间上看沙尘暴和雨土的频发时段又在同一季节。这些宏观上的联系，给人们提供的重要启示是将今论古，现代的沙尘暴、雨土关系，可能在2.4MaB.P.以来的地质时期已经起作用。而如果对这些沙尘暴（包括雨土，即降尘）作进一步剖析时，可更深入地了解它们确实是近代黄土形成的实例。沙尘暴多发生在低温的冬半年，据张德二（1982）所作的近500a雨土频次变化与温度指数变化对比图，

9、在暖时段中雨土频次每十年2.1次，在冷时段中每十年3.7次，频次较多是在寒冷时期。 沙尘暴多发生在较干旱的地区与较干旱的春季。除温度外，湿度较低的地区和时段是产生沙尘暴的有利条件。从我国气象图集中月平均相对湿度来看，春季相对湿度小于40%的地区最大（中央气象局，1978），它包括了西北沙漠、戈壁和草原地区，它的东南界线和沙尘暴年平均日数为5天的界线比较相近，只是范围略小，因此相对湿度小于40%是造成沙尘物扬起沙尘暴天气的有利条件。 还应当指出，冬季寒冷作用不容忽视，因为冬季地面受冷冻作用，表层物质和结构遭到破坏，地面土质比较松散，春季到，气温回升，相对湿度显著降低，春季沙尘暴频发，也反映了干冷

10、气候因子的综合作用。 我国60%的沙漠集中在新疆，新疆境内超过1/4的土地为沙漠所覆盖，全疆87个县市中，有53个有沙漠分布。从20世纪90年代以来，新疆特强沙尘暴天气发生率提高45个百分点，成为主要自然灾害。源于新疆的沙尘被气流抬升到5 000m9 000m的高空，在西风环流带的作用下，影响到我国广大区域以及东亚、北太平洋地区。 在黄土和古土壤序列中还赋存着大量其它的有关全球变化的生物、物理、化学信息，它们从不同侧面反映了全球变化。孢粉和植物硅酸体提供了植被类型的信息，黄土中的蜗牛组合是环境的指示动物。黄土中含有的碳酸盐主要是黄土化（从粉尘向黄土的转变过程）和古土壤形成过程中所形成的次生碳酸

11、盐，碳酸盐含量的变化反映了气候的干湿变化。碳酸盐中碳同位素与C3植物（主要由乔木、灌木和喜冷的草本组成）和C4植物（主要由喜暖的草本组成）的相对生物量有关，而氧同位素则与大气降水的氧同位素组分相关，通过分析碳、氧同位素有可能提供有关温度、降水和植被状况变化的信息。10Be是宇宙射线与大气中氮、氧裂变反应形成的长寿命放射性元素，它在大气中被气溶胶所吸附，通过降水或降尘沉积在地表，黄土高原地区10Be的变化相似，且与磁化率的变化有很好的一致性，能够灵敏地反映古气候波动与环境变迁。 图3-4黄土高原不同剖面间的地层对比 最近10a以来，通过不同学者对陕西渭南阳郭、洛川秦家寨、蓝田白马坡、武功尚家坡、

12、岐山蔡家坡、甘肃西峰、临夏北塬等典型黄土剖面的研究，建立了系统的晚更新世黄土古土壤层序列。表明马兰黄土L1由三层黄土及其所夹的两层古土壤构成，古土壤S1是由三层古土壤组成的复合体。其顺序从上到下层序依次为：L11（黄土）、S01（古土壤）、L21（黄土）、S02（古土壤）、L31（黄土）、和S11、S21、S31（复合古土壤）。在关中盆地，其中的三层黄土发育程度大体相当，岩性基本相同，均为浅灰黄色，粘土质粉沙质地，疏松多孔，具有垂直节理。各层古土壤的发育程度明显不同，其中S1发育程度最高，相当于棕壤，淋溶淀积显著，质地粘重，棱柱状结构，含粘土和铁锰胶膜沉淀，厚度达2.5m3.5m，剖面分化清楚

13、；S01发育程度则稍弱，相当于褐土，厚0.8m1.0m，剖面分化清楚；S02发育最弱，相当于黑垆土或黑钙土，厚0.5m1.0m，剖面分化不明显。 对于晚更新世黄土古土壤的测年比较困难。许多学者曾经利用14C和热释光方法（TL）作了大量的尝试，获得了一批比较可信的年龄数据，并据此建立起了晚更新世黄土古土壤的时代序列。但是由于采样地点、取样位置、实验室及实验方法的不同，同一层位的年龄有所差异。其中渭南剖面14C和TL测年数据较多，也比较有代表性。在S0中的14C年龄为10 270381aB.P.，TL年龄为11 7403 280aB.P.；S01顶部的14C年龄为21 990320aB.P.，TL

14、年龄为19 7501 440aB.P.；S02底部的TL年龄为51 910210aB.P.；L31底部的TL年龄为68 1003 780aB.P.；S11顶部TL年龄为75 62010 540aB.P.，底部TL年龄在134 800aB.P.135 370aB.P.之间。与其它剖面上获得的年龄数据对比，可以认为S1古土壤复合体的形成年代开始于125kaB.P.左右，属于末次间冰期。 马兰黄土从75kaB.P.开始堆积，于10kaB.P.结束，属于末次冰期。确定了这些主要的气候变化转折点的年龄，则可以推知在末次间冰期（125kaB.P.75kaB.P.）和末次冰期（75kaB.P.100kaB.

15、P.）黄土的堆积速率。 四、主要气候代用指标 对于晚更新世黄土剖面的物理、化学和生物学研究表明，许多分析结果具有指示古气候、古环境的意义。其中某些数据可以被作为气候代用指标。 （一）粒度与其搬运营力西北季风强弱变化 在20世纪60年代，刘东生等发现黄土高原马兰黄土的粒度分布表现出由西北向东南逐渐减小的趋势，它与现代西北季风和现代尘暴天气的移动路径（图3-5）完全吻合，推论黄土是来自于西北荒漠的风尘堆积物。当然，黄土剖面粒度大小与西北季风的强弱直接相关。黄土高原南部洛川剖面的粗粉砂含量高，粘土含量低，属粘土质粉砂；而刘家坡剖面正好相反，属粉砂质粘土（表3-1）。这不仅反映了洛川地区接近黄土物质源

16、地，处于上风，西安较远，且处于下风方向，而且表明两地气候有显著差异，黄土堆积之后的次生改造作用在洛川较弱，在西安较强（黄春长，1998）。图35全球沙尘暴分布示意图（B. J. Skinner & S. C. Porter, 1994）（赤道两侧的副热带高压带是最主要的沙尘暴分布地区。箭头指示了主要沙尘暴中沙尘移动的路线）表3-1晚更新世黄土和古土壤平均粒度百分含量（黄春长，1998）黄土剖面地层层位50m50m10m10m5m5m洛川L17531228刘家坡L11231066洛川S110471033刘家坡S11239.557 (二)黄土磁性特征及其古气候意义 尽管14C和热释光可对上部黄土地

17、层进行测年，但古地磁是主要的测年手段。几条重要的古地磁界线如B/M、贾拉米洛极性亚时、奥尔都维极性亚时和M/G界线，在宝鸡黄土古土壤序列中得到明确的测定（图3-6），并且这些界线与其它黄土剖面的古地磁测量结果能作很好的对比。由此推测，这个剖面的黄土在2.5MaB.P.前后开始堆积。从图3-6可见松山期开始时堆积第33层黄土，布容期开始堆积第8层黄土。 图3-6 宝鸡剖面黄土-古土壤序列及磁性地层（丁仲礼等，1989） 古土壤以Si为代表，黄土层以Li为代表，从上到下i值由小变大 磁化率大小反映了沉积物中铁磁性矿物相对含量的高低。在临夏北源、西峰、环县、洛川、蓝田、渭南等剖面的磁化率曲线变化趋势

18、协调一致，磁化率峰值与古土壤层对应。各个剖面上S1的磁化率远远高于L1，而S01和S02磁化率相对较弱，这说明铁磁性矿物磁铁矿、赤铁矿和磁赤铁矿等微粒在古土壤S1中明显富集，在S01和S02略有富集。显然，S1古土壤堆积形成时期气候湿热，成壤作用强烈，长期风化淋溶使原有铁磁性矿物相对富集，并产生了新的铁磁性矿物。S01和S02成壤作用微弱且经历时间短暂。黄土L11、L21和L31堆积时期气候冷干，风尘堆积物受到次生改造很弱。因而安芷生提出黄土剖面磁化率变化可以作为衡量东南季风演变的代用指标。 (三)CaCO3含量与次生改造作用的环境变化 黄土中的CaCO3作为易溶盐类，在次生风化改造过程中变化

19、非常明显，因而可以当作探索大气降水或湿润程度的指标。在渭南剖面黄土层L11、L21和L31中，CaCO3含量一般都大于15%，最高可达22%；古土壤层含量显著低于黄土，S1中下部仅为0.22%，S01和S02为2%5%。黄土中大量CaCO3几乎被淋失殆尽，表明它形成于湿润多雨的环境。有研究表明，古土壤剖面CaCO3淀积深度的变化，也可以作为衡量气候湿润程度的指标，这对于推断黄土地区过去的全球变化具有重要意义。(四)有机碳含量(TOC)和13C与生物气候变化 黄土中有机碳含量和13C与其堆积之后生物气候环境有密切的关系，所以它可以作为气候变化的代用指标。渭南剖面有机碳含量平均0.26%，古土壤层

20、（S01,S02和S1）含量较高，在0.3%0.64%之间，黄土层（L11，L12和L13）含量明显偏低，在0.04%0.45%之间。整个剖面有机碳含量曲线的峰值与古土壤层对应良好，反映古土壤形成于温暖湿润、生物繁茂的时期。虽然目前对于沉积物13C的生物气候意义仍在探索阶段，但在剖面上亦反映出与黄土、古土壤层位对应的有规律变化。 (五)全氧化铁含量与次生改造作用环境变化 风尘堆积物在次生改造中，当其它不稳定矿物被风化分解淋移时，铁被分解出来或富集起来。而全氧化铁的含量则包含原生和次生的成分。因此，洛川、刘家坡、渭南黄土剖面全氧化铁曲线与磁化率曲线具有相同的变化趋势，即FeO3/FeO比值与成壤

21、强度正相关，古土壤S1比值在1626之间（多数大于20），成壤强度最大，S01和S02在5.55.7之间，成壤强度较弱；黄土L11和L13最低，在4.34.9之间。 (六)黄土剖面10Be浓度与风尘堆积通量变化 宇宙射线作用于大气圈物质产生10Be，它通过大气降水沉降于地表。假设10Be沉降通量恒定，则在冰期时黄土以较大速率堆积的话，黄土中10Be的浓度降低；间冰期黄土堆积速度极小，10Be的浓度必然很高。(七)黄土地层中生物遗存与气候变化 黄土地层中孢粉浓度多低于3 000粒/g，难以与湖泊沉积物(1105粒/cm31106粒/cm3)比拟。况且，其成分中包含就地产生、区域性外源和黄土物源区

22、的组分，所以木本花粉含量甚低，常以菊、蒿、藜等旱生草本为主。这样，直接按照乔木、灌木和草本成分比例，很难判它所代表的植被和气候特点。但是根据黄土剖面不同层位若干花粉属种的植物生态学特点，仍然可以推知古植被古气候。 黄土地层常常含有陆生腹足类蜗牛化石，它们对于生态环境变化，尤其是湿度变化比较敏感。古土壤层位常见间齿螺(Metondontia)组合，其现生种可以分布到长江流域，故其化石组合反映比较湿润的环境。黄土中常见华蜗牛(Cathaica)组合，其现生种分布于黄河流域和我国西部，化石组合则反映出干旱寒冷环境。五、第四纪季风演变及其全球性对比 黄土堆积剖面的黄土层和古土壤层，是处于东亚季风区黄土

23、高原气候变化的产物，各种气候代用指标表明古土壤形成于温暖湿润阶段，即东南季风环境效应占优势的时期；黄土堆积于干旱寒冷阶段，即西北季风环境效应占优势的时期。众多晚更新世黄土剖面的测年数据和内插年代数据，以及气候代用指标的变化显示，在过去125ka西北季风与东南季风的变化相互关联，且呈现互为消长的关系。 它们揭示出在末次间冰期里，有三次东南季风环境效应特别突出的时期，即125kaB.P.115kaB.P.、100kaB.P.90ka.B.P.和80kaB.P.70ka.B.P.，东南季风锋面推进，深入西北内陆腹地，气候特别湿热，地表产生了成壤作用深刻的棕壤；并有两次较弱时期，即在115kaB.P.

24、100ka.B.P. 和90kaB.P.80ka.B.P.期间气候恶化，在某些区域堆积了薄层黄土，形成了具有五个次一级地层单位的马兰黄土L1。同时，这表明晚更新黄土高原的气候变化，除了具有以100ka为周期的主旋回外，还具有以40ka和准20ka为周期的次一级、更次一级的变化旋回。 所有这些与深海沉积物氧同位素曲线、极地冰芯氧同位素曲线反映的过去125ka气候变化，以及北半球中高纬度日射变化曲线具有相同的规律。因此，关于东亚季风演变的驱动力问题主要有两种观点：其一认为东南季风锋面的进退是变化的主体，它主要受太阳辐射变化控制，也就是说地球轨道要素变化是主驱动力；其二认为西北季风锋面的进退是变化主

25、体，它主要受北半球冰量变化控制，北半球主要大冰体的伸缩是其驱动力。 (一)寻找古土壤层次系统完整清晰的典型黄土剖面 马兰黄土包含五个次一级地层单位，对应于末次冰期次一级旋回的季风气候变化，这已经在大量的晚更新世黄土地层剖面得到证实，但是复合古土壤S1在大多数黄土剖面难以作次一级的地层划分，只有少数剖面可以区别出两层或三层古土壤。因此，对于S1的深入研究，还有待于新的完整清晰的地层剖面的发现 (二)提高气候变化的时间分辨率和区域分辨率 为了正确预测人类未来的生存环境，重要的是揭示高频率、小尺度、不同等级的区域季风气候变化。因此对于晚更新世黄土剖面的研究需要更进一步提高采样密度，精确测年，提高气候

26、变化的时间分辨率。同时在区域上加密布点，揭示东亚季风气候变化在不同等级区域的特殊性规律。(三)气候代用指标的数值化转换 在黄土与古土壤的研究当中，已经建立了许多气候代用指标，有的比较成熟，如粒度、磁化率、CaCO3、TOC和全氧化铁含量等，有的尚有待于从理论上作深入探索，如13C、10Be、波谱、光性定向粘土等。对于这些代表指标，目前仅处于定性解释阶段，必须努力将其转变为反映季风气候特点的数值化指标，如年平均气温、1月平均气温、7月平均气温、年平均降水量、季风锋面位置、季风风力风速等。 (四)对于相邻地区晚更新世沉积地层的研究 在与黄土高原相邻的华北平原、长江中下游平原、内蒙古高原、青藏高原和

27、河套地区，有各种类型的晚更新世沉积物，例如湖泊沉积物、海相沉积物、风沙沉积物、黄土，以及由它们构成的互层状沉积地层。其中都含有大量的气候变化信息，可以成为黄土剖面古气候记录的佐证，也可以弥补黄土记录中的某些不足之处。 (四)对于相邻地区晚更新世沉积地层的研究这不仅反映了洛川地区接近黄土物质源地，处于上风，西安较远，且处于下风方向，而且表明两地气候有显著差异，黄土堆积之后的次生改造作用在洛川较弱，在西安较强（黄春长，1998）。而如果对这些沙尘暴（包括雨土，即降尘）作进一步剖析时，可更深入地了解它们确实是近代黄土形成的实例。在季节差异明显的地区，温暖或湿润的生长季树木生长快，细胞大而细胞壁薄，形

28、成较宽的浅色早材；树木在生长过程中不断地从环境中吸取矿质养分，因此树木年轮中的化学元素含量与当年环境中化学元素的含量存在着相关性，根据树木年轮中化学元素含量的变化，可以反映环境中化学元素的变化，如环境污染等（吴祥定等，1990）。几条重要的古地磁界线如B/M、贾拉米洛极性亚时、奥尔都维极性亚时和M/G界线，在宝鸡黄土古土壤序列中得到明确的测定（图3-6），并且这些界线与其它黄土剖面的古地磁测量结果能作很好的对比。在热带海洋连续生长可达500a800a的珊瑚礁体中，珊瑚的生长年层是海洋-大气演变信息的良好记录体。环境考古对考古堆积物的研究可分为对堆积物的来源、搬运和堆积营力、堆积条件和环境、堆积

29、埋葬后的变化的研究。(四)对于相邻地区晚更新世沉积地层的研究，东南季风锋面推进，深入西北内陆腹地，气候特别湿热，地表产生了成壤作用深刻的棕壤；通过四个指标序列与现代降水检测的对比，依据区域环流变化，为全新世18OC序列变化的主要趋势分析提供了依据。（六）冬、夏季风环流的彼此消长与自然带的变迁 冰期时，我国并没有像西欧、北美那样形成大规模的冰盖，而是随冬季风增强，夏季风减弱，与冷干环境相对应，发生了显著的永久冻土扩展与自然地带南移，干旱区扩展与黄土堆积区扩大等现象。在黄土-古土壤序列的各项理化指标中，磁化率的变化指示夏季风变化，粒度的变化主要反映风力强度（主要是冬季风）的变化。研究表明，在冰期和

30、间冰期之间的转折时期，冬、夏季风在千年尺度上存在明显的位相差，可能是热带太平洋海气系统的状态调整滞后于高纬陆地反映（熊尚发等，1996）。 黄土沉积速率在最后冰期时显著增大，在荒漠区以外的荒漠草原到干草原环境地区形成广泛的黄土堆积，反映冬季风环流的加强。在古季风通道上的黄渤海陆架浅海出露地区，富盐陆架沉积受风力作用而发生陆架上至少出现两个沙漠-黄土堆积群，其一为受西北气流控制的渤海沙漠-黄土堆积群，渤海海底的埋藏黄土，辽东半岛、庙岛群岛和山东半岛的黄土属此；其二为受东北气流控制的黄海沙漠-黄土堆积群，南京一带的下蜀黄土和全新世长江三角洲沉积以下的含有孔虫的硬粘土沉积，均属当时的黄土堆积（图3-

31、8）。 图3-8北方陆架沙漠黄土堆积群略图第二节深海氧同位素记录 一、氧同位素与温度变化 虽然对于过去的全球变化有多种多样的研究途径，但截止目前能够比较准确和详细反映古温度变化的证据，还是深海沉积物中浮游有孔虫化石氧同位素的变化。 表3-5海水中与空气中氧同位素含量对比类别空气中的稳定同位素含量（%）海水中的稳定同位素含量（%）16O17O18O99.7590.03740.203999.7630.03720.1995张德二，1982），这同现代沙尘暴情况是一致的。当海洋中的水分蒸发并供给大气湿气的时候，水分中含有的18O、16O就发生分馏。树木年轮是树木形成层周期性生长的结果。间冰期黄土堆积速

32、度极小，10Be的浓度必然很高。因此，在某些方面较孢粉资料更具优越性，可与孢粉资料相互补充（张兰生等，2000）。海水中的稳定同位素含量（%）图35全球沙尘暴分布示意图（B.2(18OS18Osw)+0.这一时期在瑞士中部阿尔卑斯山地区以冰川后退为特征(Hormes等，2001)。历史上森林火灾记录往往在树干下部以“火灾疤痕”的形式表现在树轮序列中。黄土中含有的碳酸盐主要是黄土化（从粉尘向黄土的转变过程）和古土壤形成过程中所形成的次生碳酸盐，碳酸盐含量的变化反映了气候的干湿变化。、大西洋里的Pavona spp.由于这些粗颗粒太重，不可能为风力搬运两千多公里，他推论这是浮冰伐运物质，在冰山消融

33、后沉积于海底。冰中含有少量氧的同位素和重氢同位素，研究显示同位素比率敏感地依赖于温度。环境考古中所指的环境包括自然和社会环境。应用覆盖整个喜马拉雅西部地区的喜马拉雅针叶树的大量树轮宽度与密度及其年代，人们发现夏季气候特别是季风前期（3月5月）的气温与降水强烈影响树木生长。 18O往往以CaCO3的形式富集于海洋中，研究表明海洋中CaCO3的18O含量与温度之间有以下关系：温度每变化1，则18O/16O发生0.0023的变化。在有孔虫壳体的CO32与周围海水中的氧同位素进行交换的过程中，18O进入到CO32中的比重受温度的影响：水温升高，碳酸盐溶解度降低，浓集效应降低；水温降低，浓集效应增高。两

34、种影响的效应是同向的，都是低温时18O/16O增大，保存在有孔虫残骸中的18O值是两种效应的叠加。 恢复古气候的依据是：海洋中分布很广的微体动物有孔虫（Foraminifera），其甲壳层是由CaCO3 组成的。有孔虫生存时，从海水中吸取Ca+2和CO22-，转化成介壳，介壳中因而有CO32-中的氧原子，这些在有孔虫壳体内的CO32-会与周围海水中的氧同位素进行交换，在这一交换过程中，海水中18O进入到H2O和有孔虫体内的CO32-的比例，决定于当时海水温度。CO32-与海水中氧同位素交换，与海水温度之间存在线性函数关系，当有孔虫死后，其介壳中的氧同位素被保留下来，据海洋沉积不同的时代有孔虫介

35、壳中的氧同位素比例，即可测出有孔虫生存的海水温度（图3-9）。图3-9深海沉积物岩芯中的各种有孔虫化石（黄春长，1998） 第四纪浮游有孔虫18O的含量随世界气候的变化有所增减，如图3-10所示。当海洋中的水分蒸发并供给大气湿气的时候，水分中含有的18O、16O就发生分馏。含有18O的水较重，故存留在海洋中。当大气运行到陆地上形成降水的时候，含有18O的水最先降落，所以到了大陆内部，降水中的18O含量因沿途的逐渐损耗，所以比海水中的含量减少了。因此，海水18O的相对含量随大陆冰流量的增加而增高。 地球表面水体在理论上是个平衡的常数，冰期时大陆冰流扩张，海面下降，大量海水转化为陆地冰流，海水中1

36、8O相对含量增高(即18O)，陆地冰流中18O含量减少，通过测定不同时代深海沉积物中有孔虫介壳内所含的18O含量即可恢复不同时期古气候变化(大陆冰芯中18O含量应是相反的)。 图3-10 深海氧同位素变 化与全球变化的关系（Moore，1996） 以现代平均大洋中的18O/16O（SMOW）值为标准，可以计算不同时期沉积物中有孔虫残骸样品中的18O/16O（S）值与标准值的差值18O；根据18O值的变化，不但可以计算出有孔虫生存时期的温度，而且可以对全球冰量的变化进行推断。碳酸盐和有孔虫介壳在海水中形成时的温度与其氧同位素比18O的关系是通过试验得出的。目前应用最广的公式是经Craig(196

37、5年)修改的温度计算公式：t=16.94.2(18OS18Osw)+0.13(18Os18Osw)2 式中， t代表温度()，18Os为所测得样品中CaCO3的18O浓度，18Osw则为CaCO3生成时海水的18O浓度。应用这个公式计算古海水温度，必须参照当时海水的氧同位素比，即表示样品的氧同位素比18O/16O与标准样的氧同位素之差，一般用千分浓度表示： 18O()18O/16O样品18O/16O标准11000 样品中的18O值为0.1%，表示该样品的18O浓度比标准样品高千分之一；18O值为-0.2%，则表示其18O浓度比标准样品低千分之二。 前广泛应用的氧同位素比标准称为标准海洋水(St

38、andard Mean Ocean Water，简称SMOW)，另一种广泛应用的是CaCO3氧同位素比，它采用PDB标准，PDB代表美国南卡罗来纳洲Pee Dee层的箭石Belemnitella am ericana。二、深海沉积物中的尘砂、火山灰与季风演变 远离大陆的深海大洋，其沉积物的主要成分是微细的粘土、生物和化学成因的软泥。在大于63m的砂质颗粒中，除主要成分为有孔虫和藻类的残体外，还有由风力从陆地吹扬搬运来的尘砂和火山灰砂。如果在大洋地区追溯过去某一时代这种尘砂的分布状况，可以了解当时的盛行风向及其路径和影响范围。如果在某一地点的深海沉积物剖面研究其尘砂相对丰度的变化，可以重建在该区

39、域季风的活动历史。根据对大西洋、太平洋深海沉积岩芯剖面大于63m的细尘砂的研究，有人建立了季风活动过程曲线，它们与18O气温曲线表现出相同的变化韵律。冰期对应陆源尘砂丰度增加，表明当时来自内陆的干冷气流非常活跃。 在我国以东太平洋深海岩芯中，陆源尘砂丰度表现出与黄土高原黄土剖面粒度成分类似的交替变化。表明在冰期时东亚地区以西北季风为主导，它可以将西北荒漠的尘砂吹扬搬运数千公里，直达北太平洋上空才降落沉积下来。Ruddiman等（1981）研究了北大西洋底9.3kaB.P.火山砂粒的丰度分布情况，这些粗颗粒（0.2 mm2mm）的冰岛火山（65N）喷发物质，在当时的分布范围曾经达到40N附近。由

40、于这些粗颗粒太重，不可能为风力搬运两千多公里，他推论这是浮冰伐运物质，在冰山消融后沉积于海底。根据这些砂粒丰度分布等值线，他发现了当时北大西洋盛行的载冰洋流运动方向和路径（黄春长，1998）。第三节冰岩芯记录 反映过去气候变化的一个尤为有价值的资料来源是冰芯中的记录，尤其是格陵兰和南极大陆冰帽中冰芯的记录。这些冰帽有数千米厚，随着更多的降雪产生，每年积累的雪最终转换成冰，形成一个年层。近顶层的冰是最近形成的，近底层的冰可能是上万年前落在表面的雪。因此，对不同层次的冰的分析可以得出关于过去不同时期盛行的气候条件。从这些地区取得的冰芯中获得的主要记录是氧同位素比率18O。 大气中的水汽从根本上说来

41、自于海洋，如前所述，当水汽从海面蒸发时，含18O的重分子水不易蒸发，而在水汽凝结时H218O较H216O更易于凝结，使剩余在水汽中的H218O比重进一步减小，因而陆地水体中的18O/16O均小于标准大洋水汽中的18O/16O值，离海洋蒸发源越远，水体中的18O/16O越小，18O的负值越大。蒸发和凝结作用均与温度有关，分析测试表明温度每降低1，18O格陵兰地区降低0.70，在南极地区降低0.75，在青藏高原北部降低0.65，根据这种关系，可以由冰芯中的18O推断温度变化。此外由于冰面温度会影响冰晶生长，因此也可以根据冰芯中冰晶生长的形态来推断温度的变化（张兰生等，2000）。一、南极东方站冰芯

42、记录的过去160ka的气温变化 在格陵兰和南极许多地方钻出了深层冰芯，最新最长的冰芯深达2.5km；洞底的冰就是南极大陆200 kaB.P.的表层降雪。 在冰中埋了许多小的空气气泡，对这些气泡成分的分析可以得出这些冰形成时期的大气状况有CO2或CH4等气体以及从火山或地表产生的尘粒。进一步的信息可由对冰体本身的分析得出。冰中含有少量氧的同位素和重氢同位素，研究显示同位素比率敏感地依赖于温度。有关冰芯埋下的整个时期内极区的大气温度变化信息可以从极区冰帽的冰芯中取得。 利用东方站冰芯重建过去160ka的温度和CO2与CH4含量，它包括了最近的气候循环时期（J. T. Houghton，1998）。

43、图3-11给出了南极洲过去160 ka的大气温度变化(据估计全球温度变化是极地变化量级的一半)以及大气CO2和CH4浓度。CO2和CH4曲线间的厚度指出了测量的不确定性范围。 图3-11 东方站冰芯中的观 测结果（D. Raynaud et al.，1993） 冰芯资料再现了200 kaB.P.左右以前的情况。再向前到近百万年以前时，可以通过研究海洋沉积物成分获得信息。这些沉积物中保留的浮游生物和其它小海洋生物的化石也包含氧的同位素。尤其化石形成时的温度以及形成时世界冰帽中的冰的总体积很敏感。 二、青藏高原古里雅冰芯记录的末次间冰期以 来的气候变化 古里雅冰帽位于青藏高原西北边缘的西昆仑山，是

44、青藏高原最大的现代冰川作用中心。该冰帽的顶部6 700m，平均厚度200m以上，最大厚度350m，是迄今在中低纬度山地冰川所发现的最大和最厚的冰帽。1992年，中美合作在青藏高原古里雅冰帽成功地钻取了3根冰芯，分别长308.7，93.2和34.5m，308.7m的深孔冰芯，已穿透冰层达到基岩面。古里雅冰芯是继敦德冰芯以后，在青藏高原钻取的又一深孔冰芯，也是目前在极地以外山地冰川所钻取的最长的一根冰芯（姚檀栋等，1997）。 图3-12是125ka以来18O记录所指示的温度变化，将其与深海沉积中氧同位素变化比较，可以清楚地划分出阶段1（冰后期）、2（末次冰期晚冰阶或冰盛期）、3（末次冰期间冰阶）

45、、4（末次冰期早冰阶）和5（末次间冰期）。而阶段5又分出a，b，c，d，e，5个亚阶段，图3-12还指出了新仙女木事件（YD）的位置（姚檀栋等，1997）。图3-12古里雅冰芯中18O所反映的150ka以来温度变化的高分辨率恢复（姚檀栋等，1997）（图中每一点表示0.5ka平均值） 古里雅冰芯记录高分辨率地揭示了青藏高原末次间冰期以来的气候变化（图312）。古里雅深孔冰芯记录研究表明，青藏高原对气候变化比其他地区更为敏感。具体表现在末次间冰期时，气温变暖的幅度大于全球平均值（5e时，古里雅冰芯中18O所记录的平均升温幅度达5，高于全球平均升温值23）；在末次冰期时，变冷的幅度也很大。这一特征

46、存在的物理机制可能是气候变冷时，青藏高原的积雪厚度、积雪面积和积雪时间相应增加，这一过程对气候的变冷起放大作用，加大变冷幅度（姚檀栋等，1997）。 第四节其他记录一、树木年轮 树木年轮是树木形成层周期性生长的结果。在季节差异明显的地区，温暖或湿润的生长季树木生长快，细胞大而细胞壁薄，形成较宽的浅色早材；寒冷或干燥的季节树木生长缓慢，细胞小而细胞壁厚，形成较窄的暗色晚材；早材和晚材合起来为一个年轮（图3-13）。一般情况下，树木每年向外生长一个年轮，松、柏等针叶树种和一些阔叶树早晚材差异显著，因此具有十分清楚的年轮。树木年轮可提供时间分辨率为年或季的全球变化信息，是重建几十到几百年尺度全球变化

47、的最重要信息源之一（吴祥定等，1990）。 图3-13 树木年轮结构与影响窄年轮形成的气候因子（吴祥定等，1990） 在树木横断面上年轮的宽度可以反映树木生长量的状况。每年年轮宽度的大小，与树木的年龄、前期生长状况和环境等多方面因素密切相关。环境变化所引起的树木年轮宽度变化反映的是对树木生长限制最大的环境（气候）因子的变化，如在温度起主导作用的森林北界或山地森林上限地区，低温年份年轮窄，高温年份年轮宽；在水分条件为限制因素的干旱、半干旱地区，宽轮对应于多雨年，窄轮对应于少雨年。在树木年轮中的缺轮、伪轮等异常变异年轮，有时可以用来反映冻害、虫灾、火灾等异常环境事件（吴祥定等，1990）。 除宽度

48、提供的信息外，从树木年轮中还可以提取许多全球变化的信息。基于年轮细胞的大小、壁厚和数量多少所形成的木材的密度差别分析，能够提供最大密度、最小密度和平均密度等参数，反映较年轮宽度更为丰富的信息；对一些早晚材颜色差别不明显的树种或年轮宽度变化不明显的地区，密度分析的优越性更为明显。 树木年轮的木质部分几乎都是由C、H、O三元素构成的，它们都含有可测的稳定同位素，同位素的比值又在一定程度上与温度、降水等环境因素有关，因此，根据年轮中C、H、O同位素比值的变化可以反映环境的变化，而13C/12C比值（13C）的变化还能够用来反映大气中CO2含量的变化及其对树木肥化作用，以及环境污染状况（污染能够减少邻

49、近空气中CO2与树木间C同位素的分馏作用，造成13C含量减少）。 在年轮的C同位素中还含有放射性的同位素14C，每个年轮中14C的含量与年轮形成时大气中的14C含量相平衡，根据树木年轮中14C的变化，可以推断大气中14C浓度的变化，并进一步推断导致大气中14C浓度变化的太阳活动和宇宙射线变化的历史。树木在生长过程中不断地从环境中吸取矿质养分，因此树木年轮中的化学元素含量与当年环境中化学元素的含量存在着相关性，根据树木年轮中化学元素含量的变化，可以反映环境中化学元素的变化，如环境污染等（吴祥定等，1990）。 应用覆盖整个喜马拉雅西部地区的喜马拉雅针叶树的大量树轮宽度与密度及其年代，人们发现夏季

50、气候特别是季风前期（3月5月）的气温与降水强烈影响树木生长。这可能同生长季节的早期由于水汽压状况引起喜马拉雅针叶树的生长异常有关（Hemant P. Borgaonkar et al.，2002）（图3-14）。3-14 利用树木年轮年代网络系统重建的喜马拉雅西部（印度）1747年以来的季风前期（3月5月）温度与降水异常（Hemant P. Borgaonkar等，2002） 在历史气候学上，树木年轮的应用得自于它们的高分辨率、精确定年与其对温度和降水变化的敏感性。历史上森林火灾记录往往在树干下部以“火灾疤痕”的形式表现在树轮序列中。通过广泛地对树木火灾疤痕采样，树木年代学家现在能够在大区域范

51、围内组织火灾疤痕网络体系 (Brian H.Luckman et al, 2001)。火灾疤痕年代反映气候变化最明显的指示是在一定区域范围内火灾疤痕的同步性出现。20世纪的一项观察记录表明，火灾事件与干旱事件的步调格局是相似的。1988年1989年是美国西部严重干旱年份，许多地区火灾频发（例如，黄石国家公园1988年火灾；1989年发生在大盆地与西南部的诸多大火灾）。1982年1983年与1997年1998年的厄尔尼诺年份，在世界范围内，从印度尼西亚热带雨林到墨西哥中部与亚马逊盆地的广大地区都出现了火灾(Thomas W. Swetnam. 2002)。 图3-15 火灾疤痕年代反映气候变化

52、如图315所示，A图是来自美国西南部（亚利桑那州与新墨西哥）的火灾疤痕年代序列。时间序列显示了在1700年1980年每年都发生火灾记录的地点个数。约在1900年之后，区域火灾事件减少，同大量放牧破坏了火灾发生机制和政府机构有组织的灭火有关。B图是利用上述树木年轮重建的7/8/9月份Palmer干旱程度指标（PDSI） 。C图是重叠的事件分析结果，PDSI是1700年1900年间，火灾年份最大20年与最小20年各自的均值（在火灾极端年份前置5年，后置2年）。水平线表示的是利用Monte Carlo抽样程序计算的90%，95%与99%的置信区间。可以看到，湿润年之后，火灾最大的年份非常干燥，反之，

53、干燥年份之后，湿润年火灾最小（Thomas W. Swetnam，2002）。 二、孢粉和植物硅酸体 孢粉是孢子和花粉的统称，它们分别是孢子植物和种子植物的繁殖器官。维管束植物的孢子和花粉的体积小（10m100m），数量多，除少部分实现其繁殖功能外，绝大多数降落到地面后被埋藏在沉积物中。由于大气的湍流作用，孢粉在到达地面之前充分混合，在一定的区域内形成相对均一的孢粉雨。因此，一个地区的孢粉雨的组成能够反映所在地区的植被组成，是所在地区植被的函数。 许多孢粉具有耐氧化、耐高温、耐溶解的质地坚硬的外壁，因此能够在沉积地层中长期保存下来，特别是在沼泽、泥炭地、湖底等积水的非氧化环境下更易保存。每种植

54、物的孢粉具有显著区别于其他植物孢粉的特征，借助于显微镜分析鉴定技术可以确定沉积物中各种化石孢粉的类型。根据孢粉的组成及其随时间的变化，可以推断植被在时间和空间上的演化过程及环境的变化，如云杉、冷杉的孢粉组合代表了寒温带针叶林环境等。孢粉是应用最广泛的代用资料之一，在过去全球变化研究中发挥十分重要的作用，近年来，随着显微分析技术的提高和数量化方法在孢粉研究中的广泛应用，孢粉分析所提供的全球变化信息也进一步增加。 高等植物在生长过程中，通过根系从土壤中吸收硅，经维管束传递，在植物组织细胞（与根、茎、叶、颖片、果壳、花有关的表皮细胞，叶肉细胞，维管束细胞等）内腔或细胞之间以水合硅（SiO2nH2O）

55、的形式沉积下来，并聚合成各种形态的蛋白石矿物。这种充填在高等植物组织细胞中的非晶质二氧化硅矿物称为植物硅酸体，植物硅酸体的大小一般为20m200m，它的形态忠实地记录了生产它的植物细胞的形态。随着植物的死亡、腐烂或通过动物的排泄、燃烧等方式，硅酸体从有机体中释放到土壤中。根据植物硅酸体的形态特征可以区分植物的类型，对于从孢粉难以区分的禾本科植物能够区分到亚科、属甚至种；与孢粉比较，硅酸体属高度原地沉积，且在孢粉和其他化石难以保存的地层中亦能保存下来；因此，在某些方面较孢粉资料更具优越性，可与孢粉资料相互补充（张兰生等，2000）。 三、环境考古 环境考古中所指的环境包括自然和社会环境。环境考古

56、是以研究“人”为要旨，将所有文化遗存都置于生存环境宏观背景下，通过分析遗存反映的古气候、古植被、古地形地貌等特征，来揭示环境与人类的相互关系。环境考古的研究对象包括人类形成以来整个第四纪时期与人类有关的环境问题。不过，由于人类发展的阶段不同，内容和重点也有差别。对旧石器时代环境考古，由于人类影响较小，且文明程度低，故主要是考察人与自然的关系。对历史时期的环境考古，由于人类社会已进入有严密组织和高度智慧时期，人已具备相当强的改造自然环境的能力，而且已有文字，因此对该时期的环境考古研究还有赖于历史地理学和社会科学。只有史前时期，即新石器时代延续到历史初期商周时代（甲骨文时代）人类社会还处在较原始状

57、态，生产力低下，对环境的依赖还很明显，对环境的影响也有限时，环境考古可以发挥明显的作用。 从中可见环境考古的重点是研究新石器时代（始于10kaB.P.前）历史时期初期商周时代（3.9kaB.P.3.3kaB.P.）人类文明文化起源及发展与自然环境间的关系环境考古研究的大部分工作是围绕考古堆积物的调查和分析来进行的。包括对考古遗址所处的区域土壤、气候特征和地方性自然环境的重建以及遗址本身的研究。前者主要包括区域地貌、植被、动物、矿物特征以及它们的演变和古人类生存聚落活动的相互关系的调查。而后者主要是通过对遗址中堆积物（器物等）本身和其中包含的生态遗存（动植物遗骸、矿物岩石等）的研究来探讨遗址的形

58、成过程、古人类的生存活动及其对地貌、植被、水文和其他自然资源的影响。 环境考古对考古堆积物的研究可分为对堆积物的来源、搬运和堆积营力、堆积条件和环境、堆积埋葬后的变化的研究。考古堆积物的来源包括遗址附近地区的地质沉积物（特别是土壤）、各种人工采集和栽培的植物、猎取和畜养的动物、矿物岩石等自然资源、人工制作的器物如石器、陶器和铜器等。考古堆积物搬运和沉积的营力有自然营力和人为力。自然营力包括风、流水、重力、生物作用、冰川作用等。而人为营力包括平地、掘地、填埋、垒筑和用火等。堆积环境有自然成因的，如泛滥成因、洞穴、湖岸和海岸等。人为的堆积环境包括人工台地、人工洼地、灰坑、建筑等。 考古堆积物堆积埋

59、葬后的变化同样包括自然地质作用、生物作用等的改造和人类活动引起的考古堆积物的剥蚀以及在成壤过程中植物营养素、有机质、氧化与还原性、pH值等物理和化学性质的变化。通常详细分析考古堆积物的成分、结构和构造特征、地层特征、动植物遗骸特征、土壤地球化学特征和埋葬特征等，结合考古发掘获得的其他文化信息资料，便能揭示遗址的形成过程、遗址所处的古环境条件、聚落与生存活动以及古环境和古文化演化之间相互关系等。 五、珊瑚年层记录 在热带海洋连续生长可达500a800a的珊瑚礁体中，珊瑚的生长年层是海洋-大气演变信息的良好记录体。为了研究海水温度的年际变化，通常选择连续生长时间长，年层清晰，分辨率高的珊瑚属种，例如太平洋里的Porites spp.、大西洋里的Pavona spp. 和Montastrea spp. 等进行研究。珊瑚礁岩芯采样地点通常选在低潮面以下3m或者略深，环境比较稳定，珊瑚能够维持正常生长的位置。世界各海域珊瑚生长速度不同，我国南海北部水温2628的海域，澄滨珊瑚（Porites lutea）近百年