田慶春， 石小靜， 郝曉龍

（1.山西師范大學地理科學學院，山西 太原 030000；2.山西師范大學中華早期文明研究院，山西 太原 030000）

全球氣候變化一直以來都是地理學界所關(guān)注和研究的熱點［1］。大量相關(guān)研究表明，從古至今，氣候一直是波動變化的，盡管它遵循一定的發(fā)展演變規(guī)律，但仍存在氣候突變事件的發(fā)生，比如Heinrich事件［2］、Dansgaard-Oeschger 旋回［3］。千年尺度氣候突變事件是末次冰期氣候最突出的特征之一，也是第四紀古氣候研究的重點［4-6］。冰芯［7］、深海沉積物［8］和黃土［9-10］作為反映全球氣候變化的三大支柱，均揭示了末次冰期氣候快速變化的不穩(wěn)定性特征。盡管此類氣候事件在全球范圍內(nèi)均有記錄，且目前熱鹽環(huán)流學說［11］被大量學者所接受，但不同地區(qū)之間、相同地區(qū)不同剖面的地質(zhì)記錄在變化模式以及事件內(nèi)部特征上呈現(xiàn)出差異性，使得目前對氣候突變事件的成因尚無準確的定論［12-14］，因而尋找新的比較可靠的剖面進行對比分析就顯得十分重要。研究短時間尺度氣候突變事件、揭示千年尺度氣候變化機理，是了解古氣候長期演化規(guī)律、預測未來氣候狀況的必要條件，同時也能為應對當前全球氣候變暖提供理論依據(jù)。

黃土是古氣候研究的良好信息載體，記錄了豐富的氣候信息，末次間冰期以來黃土高原的黃土具有沉積速率快，連續(xù)性好，保存完整和分辨率高等特征，因此，適合進行高精度測年來獲得更為準確的古氣候信息［15］。臨汾盆地地處半濕潤區(qū)向半干旱區(qū)過渡帶，敏感的地理位置決定了區(qū)域內(nèi)黃土——古土壤序列可以靈敏地反映其古氣候變化［16］。以往對臨汾盆地的研究主要集中在萬年尺度氣候演化特征［16-18］，缺乏末次冰期以來的短尺度氣候事件研究，即對千年尺度氣候突變事件研究。本文在光釋光測年基礎之上，通過對粒度、頻率磁化率和色度等氣候指標的分析研究，對比格陵蘭冰芯、黃土高原西部以及西風控制下的典型剖面，發(fā)現(xiàn)臨汾盆地在末次冰期期間發(fā)生了一系列的氣候冷暖波動事件，揭示了千年尺度氣候突變事件在臨汾盆地的表現(xiàn)和區(qū)域性特征，找到了東亞中緯度地區(qū)末次冰期以來的氣候波動與北大西洋地區(qū)存在的聯(lián)系，同時對認識整個黃土高原的氣候變化具有十分重要的意義。

1 研究區(qū)概況

臨汾盆地位于山西省的中南部，屬于山西地塹南段的一個新生代斷陷盆地，其將隆起高原分為兩部分，西面是呂梁山脈，東面分別為中條山和太岳山，大部分區(qū)域海拔均超過1000 m。臨汾盆地內(nèi)部地形以沖積平原為主，平原多數(shù)形成于第四紀地質(zhì)時期，盆地的北面是山地，南面為平原，中部地區(qū)分布著不同地質(zhì)歷史時期的黃土［19］，盆地內(nèi)的沉積物蘊含著豐富的古氣候環(huán)境變化信息，為研究地質(zhì)歷史時期的環(huán)境演化提供了可靠的證據(jù)。

丁村位于臨汾盆地南部（圖1），塔兒山山麓地區(qū)，屬于溫帶季風氣候，夏季高溫多雨，冬季寒冷干燥。年平均氣溫在9.0～12.9 ℃，年平均降水量約420.1～550.6 mm，一年之中降水主要集中在6—9月，降水變率大，夏季降水占年降水量的70%左右，春季降水僅占全年的15%，具有夏季濕潤，冬春干旱的特征［20］。

圖1 丁村地理位置示意圖Fig.1 Diagram of geographical location of Dingcun

2 樣品采集與處理

2.1 樣品采集

丁村剖面位于35°49′45″N，111°25′11″E。整個剖面高6.3 m（圖2）。按間隔2 cm，共采集樣品315個；同時，按0.5～1.5 m 不等間隔，使用直徑4.5 cm，長40 cm 的不銹鋼管，采集5 組光釋光（optically stimulated luminescence，OSL）樣品。

圖2 丁村剖面環(huán)境特征Fig.2 Environmental characteristic map of Dingcun section

剖面巖性描述如下：

0～60 cm，黃土層，呈淺黃色，土壤空隙較多，土質(zhì)疏松，粒徑偏大；

60～190 cm，弱古土壤層，呈淺棕黃色，土質(zhì)密實，有白色碳酸鹽斑點分布；

190～420 cm，黃土層，呈淺黃色，質(zhì)地松散，易破碎；

420～570 cm，古土壤層，呈淺紅棕色，黏土含量較多，土壤膠結(jié)壓實，不易破碎，分布有白色碳酸鹽菌絲；

570～630 cm，黃土層，呈淺黃色，質(zhì)地均勻，粉砂含量較多。

2.2 實驗室處理

粒度測定使用Mastersizer 2000 激光粒度儀，測量范圍0.02～2000 μm，實驗誤差小于1%。實驗預處理［16-17］：稱取0.2～0.3 g 樣品，加雙氧水去除有機物，加熱至溶液變清且沒有細小泡沫時，加鹽酸除去碳酸鹽，待溶液沸騰后注滿蒸餾水，靜置24 h。測量之前抽去上層水，加入六偏磷酸鈉溶液并超聲波振蕩5 min，最后上機測量［21］。

磁化率實驗使用MS2 型磁化率儀。測試之前需進行預處理，而后裝入磁化率測試專用盒中裝滿壓實，在少干擾或無干擾狀態(tài)下進行高頻（4.7 kHz）和低頻（0.47 kHz）磁化率測試［17,22］。每個樣品的每種頻率分別重復測試3次，取平均值，最后計算頻率磁化率。

色度指標測試所使用儀器為CM-700d 分光測色儀，色溫6500 K，誤差小于0.07，整個實驗過程要確保光源穩(wěn)定，具體操作步驟見文獻［23］。

光釋光樣品的相關(guān)實驗過程均在青海師范大學年代實驗室進行，具體實驗步驟參考有關(guān)文獻［24］。光釋光測年測定的是沉積物在上一次曝光事件后埋藏至今的時間間隔。沉積物中的礦物顆粒被掩埋后，開始接受周圍環(huán)境中U、Th、K、Rb等放射性元素的輻射，隨著時間增加，輻射能逐漸累積，這些輻射能在光照射情況下會被清空歸零，埋葬之后又會重新積累［24］。光釋光年齡為等效劑量和環(huán)境劑量率的比值［24-25］。等效劑量，即沉積物被埋葬后接收和積累的輻射總量，通過將已知劑量的人工輻射產(chǎn)生的釋光信號與樣品天然釋光信號比較可以得出。環(huán)境劑量率，或稱為年劑量率，即沉積物在埋藏條件下，單位時間接收的環(huán)境輻射劑量。其與樣品中U、Th和K的含量、樣品含水量及宇宙射線等有關(guān)。U、Th、K元素含量的測定采用中子活化法。含水量測試需綜合考慮實測含水量和當?shù)亟邓孔兓?。宇宙射線對環(huán)境劑量率的貢獻則要依據(jù)采樣點的地理位置、海拔高度和采樣深度。根據(jù)Aitken［26］提供的公式和參數(shù)可計算出環(huán)境劑量率。

光釋光測年結(jié)果［27］見表1。

表1 丁村剖面光釋光測年數(shù)據(jù)Tab.1 Optical luminescence dating data of Dingcun section

3 結(jié)果與分析

3.1 年代序列建立

丁村剖面的年代序列是以光釋光測年為數(shù)據(jù)，與標準黃土地層和深海氧同位素曲線對比找出主要年代控制點，主要選用以下控制點：MIS2/3 界線年齡為28 ka BP，MIS3/4 界線年齡為59.72 ka BP，MIS4/5 界線年齡為74.36 ka BP［28］，MIS5/6界線年齡為129.3 ka BP［29］。選擇中值粒徑含量變化作為變量，然后將其代入粒度-年齡模型［30］，從而獲得整個剖面的年代序列（圖3）。

圖3 丁村剖面年代-深度模型Fig.3 Dingcun section age-depth model

3.2 丁村剖面記錄的氣候事件

對于本區(qū)域末次間冰期氣候演化框架［16］及末次間冰期的氣候波動［17］前人已有討論，本文主要分析末次冰期千年尺度氣候的不穩(wěn)定性波動。圖4顯示，丁村剖面氣候代用指標清楚地記錄了5次Heinrich 冷事件和19 次D-O（Dansgarrd-Oeschger）旋回。Heinrich 冷事件具體表現(xiàn)為中值粒徑變粗，頻率磁化率值減少；D-O旋回則對應于粒度變細，頻率磁化率值增加。通過對比丁村剖面相關(guān)氣候代用指標發(fā)現(xiàn)，中值粒徑和頻率磁化率在千年尺度氣候事件的反映上表現(xiàn)得較為明顯，而色度指標的表現(xiàn)雖不及前者，但對氣候事件的反映依舊清晰，并且他們均有較高的變化頻率，能靈敏地反映更細微的氣候波動特征。

圖4還顯示，丁村剖面記錄的5次Heinrich事件中，H2、H5 和H6 事件變化強度較H3、H4 事件明顯。H2 和H6 分別處于MIS2 和MIS4 階段，H5 位于MIS3的中期，而H3和H4處于MIS3的晚期，即弱古土壤發(fā)育時期。MIS3 階段可分為：早中晚3 個階段，其中早期最為溫濕，中期較為干冷，晚期為弱溫濕［31］。區(qū)域氣溫上升可能在一定程度上減弱了丁村剖面對這2次寒冷事件的記錄。高緯驅(qū)動理論［32］認為，北半球高緯地區(qū)的冰量是由太陽輻射量控制的，其通過影響西伯利亞-蒙古高壓波動，進而影響東亞季風的強弱。相比MIS2 和MIS4 階段，MIS3 階段北半球夏季太陽輻射量增加，陸地接受熱量增多，冰量減少，西伯利亞-蒙古高壓變低，由此，東亞冬季風減弱而夏季風增強。低緯驅(qū)動過程［7］則表示，MIS3 階段北半球太陽輻射量增加，熱帶輔合帶北移，東亞夏季風增強。然而，無論是高緯冰量體積變小還是熱帶輔合帶北移，均為北半球太陽輻射量增大導致。因此，綜合考慮后認為北半球太陽輻射量增大，區(qū)域階段氣溫升高，導致Heinrich冷事件信號減弱。同時，可能還與丁村剖面所處地理位置、地形特點以及區(qū)域氣候有關(guān)，丁村剖面位于東西封閉、南北暢通的盆地地形內(nèi)，冰期或寒冷期時，冬季風勢力強，阻擋小，因而對其影響大，區(qū)域內(nèi)氣溫偏低，使得Heinrich事件的信號增加；間冰期或溫暖期時，區(qū)域受夏季風影響大，溫度升高，降水增多，一定程度上弱化了寒冷事件。

圖4 丁村剖面頻率磁化率、色度和粒度變化特征Fig.4 Frequency magnetic susceptibility,chromaticity and grain size variation characteristics of Dingcun profile

研究還發(fā)現(xiàn)，Heinrich 事件和D-O 旋回在不同指標部分層位上的對應存在差異，比如H6 事件在中值粒徑曲線上出現(xiàn)的時間早于頻率磁化率曲線，D-O 5、9、17和18暖事件也有相同的表現(xiàn)，這說明環(huán)境代用指標對氣候事件的響應在時間上存在不同步性。張文翔等［33］通過對新疆塔勒德剖面的粒度、磁化率和地球化學元素的分析后也得出類似的結(jié)論。研究認為，粒度在形成過程中主要受到風力的搬運作用，其對環(huán)境的響應較為直接，沉積時間和環(huán)境對其影響偏?。?4］；而磁化率的形成更多地受到氣候環(huán)境變化的影響，是成壤作用累積到一定時間的結(jié)果，具有一定的滯后性。因此，頻率磁化率指標對環(huán)境的響應在時間上落后于粒度指標［33］。

目前，末次冰期千年尺度氣候突變事件的成因仍是研究重點。熱鹽環(huán)流（THC）變化學說［11］認為，北大西洋北部及北海因融冰形成冷的淡水，由于鹽度小影響了北大西洋深水的形成，使THC減弱甚至關(guān)閉。THC 減弱使大洋傳送帶向北輸送的熱量大大減小，北部區(qū)域溫度下降，直到海水因溫度降低而下沉，北大西洋深水形成加強，THC 逐步恢復。冰期中的相對暖期即間冰階或間冰期，表層傳送大量暖水到北大西洋，深水形成很強，THC增加；Heinrich事件時，大量的IRD（陸源浮冰碎屑）輸入，深水形成受阻，THC更弱或完全關(guān)閉。太陽活動驅(qū)動學說［35］認為，百年尺度的太陽活動可能驅(qū)動千年尺度的D-O 事件。同時，Bond［36］也發(fā)現(xiàn)，北大西洋冰漂碎屑含量與太陽活動能量的主周期有很好地一致性，表明在千年尺度上，太陽活動對氣候突變事件的控制作用。另外，在上述討論中，不論高緯驅(qū)動還是低緯驅(qū)動，甚至是熱鹽環(huán)流，其根本動力均受到太陽輻射的影響。因此，可以初步推測臨汾盆地末次冰期千年尺度氣候變化可能更多地受太陽輻射的影響，但更為準確的結(jié)論還需要進一步的研究來支撐，具體響應過程有待對更多區(qū)域大量高精度地質(zhì)記錄的研究。

3.3 區(qū)域氣候事件對比

末次冰期以來丁村剖面粒度和頻率磁化率指標所揭示的氣候突變事件與格陵蘭冰芯同位素記錄的Heinrich冷事件和D-O暖事件具有很好的對應關(guān)系。圖5 顯示，粒度變粗事件出現(xiàn)的時間分別大約為23.9 ka BP，31.3 ka BP，37.5 ka BP，47.6 ka BP，61.4 ka BP，與格陵蘭冰芯δ18O 記錄的Heinrich 事件發(fā)生時間較為一致。這與Porter等［30］的研究結(jié)果相似，其用遙相關(guān)對此作了解釋，認為在西風帶環(huán)流和西伯利亞-蒙古冷高壓的作用下，東亞冬季風變化受到北大西洋氣候變化的影響。北大西洋冰筏事件導致高緯地區(qū)氣候變冷，蒙古西伯利亞高壓增強，冬季風強度增大，粒度變粗。由此可見，北大西洋冰筏事件不僅在西風區(qū)有所記錄，而且在東亞季風主導的臨汾盆地黃土地層中也能清晰反映。

圖5 丁村剖面、李家塬剖面［40］、則克臺剖面［37］、塔吉克斯坦剖面［41］及格陵蘭冰芯氧同位素記錄［7］對比Fig.5 Comparison of climate records between Dingcun section,Lijiayuan section［40］,Zeketai section［37］,Tajikistan section［41］and Greenland ice core［7］

臨汾盆地氣候指標曲線與格陵蘭冰芯δ18O記錄之間存在顯著差異。首先，其氣候指標記錄均可劃分為3 個階段，與深海氧同位素的MIS2、MIS3 和MIS4相對應，表明丁村剖面千年尺度氣候的不穩(wěn)定性特征受全球冰量變化影響。其次，就曲線波動形式而言，二者的波動幅度存在較大差異。末次冰期以來格陵蘭冰芯曲線波動特征表現(xiàn)為高頻變化、快速轉(zhuǎn)換以及等值波動［37］，而在臨汾盆地指標變化曲線中，末次冰期的氣候既沒有高頻變化，也無快速轉(zhuǎn)換現(xiàn)象，波動幅度相對而言也很小，推測認為與臨汾盆地距離冬季風源地遠，沉積速率低有關(guān)，后期發(fā)生的強烈成壤作用［38］和淋溶作用［39］也對其氣候環(huán)境記錄有一定影響。

對比研究黃土高原東南部的丁村剖面、西部的李家塬剖面［40］、新疆則克臺剖面［37］和塔吉克斯坦黃土剖面［41］以及格陵蘭冰芯δ18O［7］發(fā)現(xiàn)，不同地區(qū)的4個剖面均記錄到末次冰期的千年尺度氣候突變事件信號，表明末次冰期氣候的不穩(wěn)定性可能具有全球性意義，然而其具體表現(xiàn)有所不同。一方面，各個黃土剖面記錄的Heinrich事件和D-O旋回在發(fā)生時間上無法精確一一對應，可能是受到測年精度、控制點選取、年代標尺不同以及區(qū)域氣候環(huán)境獨特性等因素的影響。另一方面，從北大西洋到中亞再到東亞，存在Heinrich 事件和D-O 旋回變化幅度逐漸減弱的趨勢［42-43］，即塔吉克斯坦黃土記錄的氣候快速波動信息最明顯，新疆則克臺剖面次之，而后為李家塬剖面、丁村剖面。這一變化特征同樣存在于東亞季風區(qū)的其他剖面，管清玉等［10,42］通過將王官和沙溝剖面與中國其他高分辨率黃土記錄對比研究發(fā)現(xiàn)，末次冰期發(fā)生的一系列亞軌道時間尺度上的快速氣候波動幅度自西向東逐漸變小，推測主要是由西風與東亞夏季風共同作用所造成的。上述變化表明，北大西洋氣候信號很可能是通過西風環(huán)流傳遞到黃土高原的［28,40,43］，但西風帶的遷移和風力的減弱，以及東亞季風系統(tǒng)的作用，導致千年尺度氣候信號在黃土高原地區(qū)的表現(xiàn)不及中亞地區(qū)［44］。

Heinrich事件對應于格陵蘭冰芯記錄的最冷氣候時期，此時西風環(huán)流和東亞冬季風勢力的增強，促使Heinrich 事件從北大西洋地區(qū)傳遞到東亞，距離的遠近導致區(qū)域氣候快速波動幅度有所不同，東亞季風區(qū)Heinrich事件的強度小于西風區(qū)和北大西洋地區(qū)。而對于D-O 旋回的研究，關(guān)鍵是要探討東亞夏季風的影響，同時注意熱帶海洋對其帶來的影響。西風區(qū)的氣候變化主要受西風控制，熱帶海洋對其影響微不足道。而在黃土高原地區(qū)，尤其是東亞季風區(qū)，末次冰期的東亞季風系統(tǒng)占主導地位，此時夏季風雖勢力較小，但不容忽視，其在一定程度上部分抵消了西風和冬季風帶來的影響［45］，從而使黃土高原D-O旋回的幅度小于西風區(qū)和格陵蘭地區(qū)?？傊黠L區(qū)主要受西風控制，季風區(qū)則由西風和東亞夏季風共同作用，因而千年尺度氣候突變信號在西風區(qū)更強，在季風區(qū)減弱。該研究結(jié)果表明，東亞季風區(qū)的氣候快速波動幅度受西風和東亞夏季風共同影響。以上變化僅表現(xiàn)在西風區(qū)和季風區(qū)之間，在季風區(qū)內(nèi)部沒有體現(xiàn)，與管清玉［10,42］和鄔光劍［45］等研究有所不同，具體原因有待進一步研究。

4 結(jié)論

通過對臨汾盆地丁村剖面氣候代用指標及不同地區(qū)千年尺度氣候事件對比研究后，得出以下結(jié)論：

（1）臨汾盆地古氣候代用指標記錄了5次Heinrich事件和19次D-O旋回，其中，H2和H6事件變化幅度最大，信號變化最明顯，H5 次之，H3 和H4 最小。MIS3 階段氣溫的升高與區(qū)域氣候的獨特性可能減弱了對這2次寒冷事件的記錄。

（2）臨汾盆地記錄的氣候事件與格陵蘭冰芯的記錄具有很好的對應關(guān)系，表明該區(qū)域黃土中存在北大西洋冰筏事件信息，并與格陵蘭冰芯δ18O 記錄的古氣候變化之間相關(guān)。

（3）臨汾盆地的千年尺度氣候事件與黃土高原的李家塬剖面、新疆則克臺剖面、塔吉克斯坦剖面以及格陵蘭冰芯δ18O 記錄相比，具有很好的一致性。從變化強度來看，越靠近夏季風活動區(qū)，事件的信號強度越小，表現(xiàn)越弱，說明東亞季風區(qū)的氣候快速波動幅度受西風和東亞夏季風共同影響。