黄土古土壤记录的极端气候事件

黄土古土壤记录的极端气候事件

0土壤古土壤的演化过程中国的黄土古土壤序列是过去2.5年ma古庙气候变化的一个连续记录。目前关于黄土与深海氧同位素地层的对比关系除少数细节外,基本为学术界所广泛接受。黄土古土壤序列与深海氧同位素记录整体上有较好的对比关系,而全球冰量变化则被认为是控制黄土堆积的一个主要因素。北半球夏季太阳辐射量的变化也被认为是东亚季风气候的一个主要驱动因素,它对黄土中古土壤的发育有较强的控制作用。然而,黄土古土壤序列和深海氧同位素记录之间也存在一些重要差异,其中发育程度较高的、反映极端暖湿环境的土壤S4、S5-1和S5-3及反映极端干冷气候的砂黄土L9和L15在深海氧同位素记录中没有明显反映。它们由于具有特殊的形态特征而被广泛用作黄土区地层对比的标志,但对于这些极端气候事件所代表的区域和全球性意义一直有不同看法,其所代表的气候变幅也有待进一步研究。本文主要基于对渭南、长武和西峰1.2Ma以来黄土古土壤的研究来探讨:(1)上述土壤和黄土单元所反映的环境状况及代表的气候变幅;(2)它们的区域或全球性意义;(3)可能的驱动因素。1粘土胶膜的成土作用西峰、长武和渭南现代年均温分别是8.3℃、9.1℃和13℃,年降水分别为560mm、590mm和650mm。图1是3个剖面磁化率与深海氧同位素记录及反映北半球太阳辐射变化的ETP曲线的对比。西峰剖面的时间标尺是在磁性地层控制点的基础上用磁化率年龄模型内插而获得,长武和渭南剖面的时间标尺通过与西峰磁化率曲线对比获得。西峰及渭南剖面古土壤的Munsell颜色代码及微形态特征列于表1。在1.2Ma以来的整个序列中,S4,S5-1,S5-3和S13古土壤代表红化程度最高的土壤(表1)。在西峰地区,它们的色调可达5YR,而同一剖面的其它土壤只有10YR或7.5YR。渭南地区的S4,S5-1色调高达2.5YR。这些土壤的细粒物质富含更多的红色铁氧化物微粒(2~5μm甚至更细),表明红色与这些铁的微粒密切相关。在3个剖面中,S4,S5-1和S5-3完全脱钙,且含有大量粘土胶膜(表1)。在显微镜下,粘土胶膜呈红棕色。与其它土壤相比,这些土壤含更多的细粒物质,指示了更强的成土作用。尽管S13红化程度较高,但不含粘粒胶膜。古土壤的风化强度可以通过游离氧化铁(FeD)和全氧化铁(FeT)的比值来更好地反映。图2是根据长武与西峰2000多个样品分析获得的一条复合w(FeD)/w(FeT)曲线,可用来定量反映黄土区古土壤的风化强度,其中游离铁用CBD方法分析获得。可以看出,S4,S5-1,S5-3属于所研究序列中风化强度最大的土壤。在现代间冰期条件下,黄土高原地区从秋末到春初的土壤平均温度低于0℃,土壤的风化强度主要取决于夏季的温度和降雨量。粘土矿物的X射线衍射分析表明,西峰S4、S5-1和S5-3均由伊利石、高岭石、绿泥石和蒙脱石组成,S5-1中的蒙脱石更多些。渭南的上述土壤中有更多的蒙脱石,伊利石的结晶度更低。这些结果表明粘土矿物主要是2∶1型矿物。据渭南古土壤Bt层的3个样品的粘粒(<2μm)化学分析,S4、S5-1和S5-3中SiO2/Al2O3分子比值分别为3.42、3.04和3.41,表明这些土壤没有经历显著的脱硅富铝化过程。土壤的红化过程是相对暖湿环境的象征。季节反差明显时,红化更为明显。这与黄土高原季风气候的季节性是一致的。S4、S5-1、S5-3古土壤的强烈红化作用表明当时比现在的平均状况更温暖。这些土壤中的粘土胶膜特征通常被认为是阔叶林土壤的证据。粘土胶膜的强烈红化是亚热带、热带环境比较典型的特征[2。0,21〗综合上述特征,我们认为这些土壤是森林草原土壤,在发育时大部分时间以草原植被为主,在气候适宜时,会有较高的森林覆盖率。在西峰和长武,它们可大致被归为联合国土壤分类系统中的LuvicKastanozems到ChromicLuvisols,近似于一些其它分类系统的红棕壤。在渭南可归为ChromicLuvisols,大致与粘淀富盐基棕红壤相当。我们估计S5-1的年均温比现在高约4~6℃,年降雨量增加200~300mm。对于黄土高原南部(渭南),其温湿状况与目前的长江流域类似,降雨状况与目前的淮河流域类似。与S5-1相比,S4和S5-3代表的环境稍干一些。如果根据磁化率转换函数粗略估算,西峰和长武的S5-1代表的年均温约14℃,平均年降雨量约800mm(图3),而渭南土壤的高磁化率超过了该转换函数的有效范围。S4、S5-1和S5-3古土壤代表了1.2Ma以来3个最暖湿的时期。由于黄土高原气候主要受季风控制,所以这些极端暖湿事件可作为夏季风增强的证据。渭南土壤的粘粒胶膜、Fe-Mn特征、细粒物质比西峰和长武丰富,表明当时黄土高原最南部的降雨增多尤为突出。这可能意味着季风雨带(所谓的“梅雨带”)每年影响的时期相对较长。现今这条雨带每年从六月初到七月初到达并停留在长江淮河流域(在中国南部26°~34°N之间),导致该区绵长而持续的雨季。2不同黄土单元的微结构及年降雨在野外黄土地层划分中,过去所称的“砂黄土”层L9和L15因具有质地明显偏粗、块状结构、灰白色(10YR8/2-4)、易崩塌特点而常被作为岩性地层划分的标志。L9由3部分组成,较粗粒级的上部、下部(分别与深海氧同位素22和24期对应)和较细粒级的中部(与深海氧同位素23期对应)。数个黄土剖面粒级变化的测量表明,L9和L15是2.5Ma以来最粗粒级的黄土,粗粉砂(25~50μm)的比例与其它黄土层相比显著增大,显微镜下估计一般达45%~60%,在其它黄土单元则大约为30%~40%;砂粒物质(12%~15%)比其它黄土单元(8%~10%)稍富。L9和L15只有很少孔隙和生物活动的遗迹。碎屑碳酸盐的形态相对新鲜,基质中含有大量圆或半圆状集合体(60~300μm)。这些集合体由不同粒级的颗粒组成,故称假砂粒。中国西北部及中亚的沙漠是黄土的源区,且粉尘主要是经西北冬季风传输运移的,所以,黄土粒度的变化主要取决于冬季风的强度和距源区的距离。因此,L9和L15代表了冬季风的加强及沙漠的向南扩张。其中微弱的生物活动表明当时植被稀疏,不能为土壤动物群提供足够的有机质。假砂粒微结构指示了黄土在堆积后又遭受风蚀搬运,也表明其形成时地表植被覆盖度很低,风力强盛。基质中相对新鲜的碎屑碳酸盐表明年降雨量很少。L9和L15代表了一种荒漠—半荒漠的景观,说明当时风力作用较强。根据吕厚远等的磁化率转换函数,年均温约为1.5~3℃,平均年降雨量为150~250mm(图3)。这与目前东北内蒙古地区的景观可以对比。值得注意的是,尽管这3个地点现代气候状况很不同,但L9和L15的微形态特征与磁化率却很相似,表明当时黄土高原气候梯度很小。可以认为,在这些黄土单元堆积期间,夏季风很少影响黄土高原地区。3北大西洋深层流的影响全球冰量和太阳辐射变化被用于解释东亚季风气候在轨道时间尺度上的变化。然而,由S4、S5-1和S5-3所反映的极端暖湿期以及L9和L15所代表的极端干冷期既不能用全球冰量变化解释,也不能用太阳辐射的变化直接解释(图2)。深海氧同位素记录中,与S4、S5-1和S5-3对应的氧同位素11、13和15期的δ18O值不比其它间冰期低,指示当时的冰量并不少于其它间冰期,且北半球太阳辐射也并不比其它间冰期高(图2)。因此,在S4、S5-1和S5-3形成时的极端暖湿期,其它因素对气候起了重要的驱动作用。洋流是气候的重要驱动因素。北大西洋深层流(NADW)对世界洋流起了“马达”的作用,在水汽和热量输送中起了重要作用,同时也可能是控制冰期间冰期大气中CO2含量变化的一个重要因素。新仙女木事件(YoungerDryas)及末次冰期的高频变化都可能与北大西洋深层流的变化有关。δ13C是古洋流变化很好的示踪物。大西洋和太平洋的δ13C梯度是估计NADW强度的重要指标。北大西洋深层水具有较高的δ13C初始值,但随着向南流入太平洋并通过与南大洋水(SOW)的混合和时间的推移逐渐变小。影响海水δ13C值的另一重要因素是陆地有机碳库。在末次冰期以来,陆地生物量的增加导致海洋平均碳同位素组成增加约3.2‰。由此可见,深海碳同位素受NADW产率和陆地生物量共同影响,而大西洋与太平洋的碳同位素梯度则可用来反映NADW的强度。图2列出了黄土复合风化强度曲线与北大西洋DSDP552、DSDP607及赤道太平洋ODP6773个地点深海碳同位素记录的对比。这3个地点被认为是示踪NADW产率强度的较好选址。S4、S5-1和S5-3土壤较高的发育程度与大西洋和太平洋较高的δ13C值吻合(图2)。太平洋RC13-110孔也清楚地记录了这些δ13C高值。上述深海钻孔的高δ13C值表明,中国黄土记录的极端暖湿期不是局部现象,而有明确的全球性反映,且可能影响了当时海陆碳库的格局。这种对比同时表明,上述土壤较高的发育程度不是时间因素所致,而是气候影响的结果。大西洋和太平洋之间的碳同位素梯度可用作NADW强度的标志。当DSDP552和607孔的δ13C值接近、大西洋和太平洋之间的δ13C值差异较大时,表明NADW强度较大。图2表明,在S4和S5-3形成时期,大西洋—太平洋之间的δ13C梯度比过去1.2Ma任何其它间冰期都大,说明NADW的强度较大。Oppo等认为,NADW的强度在氧同位素11期特别大。在S5-1形成期间,大西洋和太平洋的δ13C比任何其它间冰期都高,而δ13C值的梯度不是特别大,可能是用上述3个钻孔低估了该时期NADW的强度,因为RC13-229(南大洋)和太平洋V19-30、ODP677之间的对比表明:在氧同位素11和13期,太平洋和南大洋δ13C值的差异明显比其它间冰期大,说明NADW的强度很大。L9和L15分别与深海氧同位素22~24和38对应(图2),这些时期正好是大西洋与太平洋δ13C值梯度最小的时期,表明NADW产率很低。因此,我们的研究结果表明,中国黄土古土壤序列记录的两类极端气候事件与NADW强度的变化相吻合,S4、S5-1和S5-3所代表的极端暖湿期对应于NADW的增强期,而L9和L15所代表的极端干冷期与NADW最弱的时期相吻合。这表明,北大西洋深层流强度变化是影响东亚季风气候的重要因素,且这种作用同时体现于古冬、夏季风的变化之中。4夏季风影响显著中国黄土古土壤序列记录了两类极端气候事件,即以S4、S5-1和S5-3土壤单元为代表的极端暖湿事件和以L9、L15黄土单元为代表的极端干冷事件。这两类事件的原因一直是黄土古气候研究中没有理解的问题。本文的研究表明S4、S5-1和S5-3是在亚热带半湿润环境下形成的。初步估计,S5-1形成时期的年均温(MAT)和年降雨量(MAP)比目前分别高4~6℃和200~300mm。当时黄土高原南部的年降雨量的增加最为突出,表明受夏季风的影响十分强烈。每年季风前锋可能相对长时间地稳定在高原最南部,类似于目前的长江-淮河流域。黄土L9和L15是在半荒漠环境下形成的,当时MAT约为1.5~3℃,MAP约为150~200mm。黄土高原气候梯度很小,表明