張 瑞,遲云平,2,*,謝遠云,2,康春國,吳 鵬,孫 磊,魏振宇

1 哈爾濱師范大學地理科學學院,哈爾濱 150025 2 哈爾濱師范大學寒區(qū)地理環(huán)境監(jiān)測與空間信息服務黑龍江省重點實驗室,哈爾濱 150025 3 哈爾濱學院地理系,哈爾濱 150086

古火作為一種獨特的生態(tài)環(huán)境因子,在世界干旱、半干旱[1]和濕潤的季風區(qū)[2—3]都有所發(fā)育。其中最為常見的是在生態(tài)系統(tǒng)相對脆弱且對氣候和環(huán)境敏感性較高的干旱和半干旱的地區(qū)。一般情況下,植被和氣候是影響古火的主要因素。古火演化不僅影響全球生態(tài)系統(tǒng)模式,而且對局地氣候環(huán)境變化產(chǎn)生重要的影響,因此,古火演化可以反映出氣候的變化[4—7]。

炭屑是有機體不完全燃燒或高溫分解所產(chǎn)生的深褐色或黑色多孔無機碳化合物[8—10],在空間上具有分布廣泛的特點,在時間上具有相對連續(xù)的特點,可以記錄數(shù)千年[11]、萬年[12]、甚至數(shù)百萬年[13—14]的古火活動,被認為是古火及環(huán)境演化的重要標志。炭屑沉積主要集中在湖泊沉積物[15—16]、泥炭沉積物[17—18]和黃土-古土壤序列等[19—22]。古火燃燒后形成的炭屑形態(tài)多樣,通過對不同形態(tài)的炭屑進行分析可以判斷植被類型(木本植物和草本植物)[23—26],從而能夠進一步來討論古氣候、古植被的變化。

目前,許多國家和地區(qū)對古火的歷史和炭屑的沉積記錄進行了研究,揭示出炭屑變化的過程、火環(huán)境特征以及與植被和氣候間的耦合關系等[1—7]。但是古火活動的復雜性和研究材料不足導致了目前對古火活動、炭屑變化規(guī)律及驅(qū)動機制的認識還存在諸多分歧。我國的炭屑研究目前主要集中在黃土高原地區(qū)[27—31],對于我國東北地區(qū)的炭屑研究較為薄弱,僅有的少數(shù)研究集中在全新世的泥炭和沼澤,缺少更長時間的沉積記錄,這阻礙了基于炭屑變化來理解該地區(qū)古火活動、古植被類型及其與古氣候的聯(lián)系。因此,本文以哈爾濱黃土為研究對象,對黃土-古土壤中的炭屑濃度、形態(tài)和粒徑進行統(tǒng)計和分析,探討該地區(qū)的古火活動、古植被和古氣候的特征及驅(qū)動機制,為松嫩平原中晚更新世以來的古植被、古環(huán)境重建提供了重要依據(jù)。

1 研究區(qū)概況

哈爾濱位于松嫩平原東部,東南臨近張廣才嶺支脈丘陵,北部為小興安嶺山區(qū),屬于半濕潤性溫帶大陸性季風氣候,四季分明。年平均氣溫4.2℃,主導風向為西南風。由于哈爾濱地區(qū)緯度較高,鄰近亞洲北部寒冷的冬季風源地,冬季受蒙古西北氣流控制,氣候濕冷,11月—次年3月為冬季,漫長寒冷且干燥。夏季多受太平洋西伸北躍西南氣流的影響,降水集中,年平均降水量569.1 mm,7—8月為夏季,時間短促而溫暖,其降水量為全年的60%—70%,土壤類型以黑土和黑鈣土為主[32]。

哈爾濱荒山(45°43′N、125°36′E)位于哈爾濱市道外區(qū)團結(jié)鎮(zhèn)東郊,松花江支流阿什河右岸,屬于松花江二級河流堆積階地,海拔高約為180 m,主要由黃土-古土壤序列和河湖沉積物組成[33—34],是我國東北地區(qū)第四紀典型剖面(圖1)。該區(qū)植被類型主要以針葉林和針闊葉混交林為主,常見的木本植物以喬木和灌木為主,如白樺(Betulaplatyphylla)、云杉(Picea)、蒙古柳(Salixmengolica)、興安杜鵑(Rhododendrondavuricum)等。常見的草本植物主要包括藜科(Chenopodiaceae)和禾本科(Poaceae)的部分植物, 如羊草(Aneurolepidiumchinense)、貝加爾針茅(Stipabaicalensis)等[35—36]。

圖1 研究區(qū)位置與荒山剖面沉積圖Fig.1 Location of the study area and sedimentary map of Huangshan

2 材料與方法

2.1 樣品的采集與年代框架的建立

本文選擇哈爾濱荒山鉆孔巖芯作為研究對象,其中,0—0.98 m是現(xiàn)代土壤,0.98—30.4 m是風成堆積,30.4—95.182 m是河湖相堆積[32—34]。對0—30.4 m黃土-古土壤序列進行炭屑研究。其中,黃土層(L1—L5)巖性為淺黃褐色,結(jié)構疏松,無層理,塊狀構造,垂直節(jié)理發(fā)育,含白色菌絲體,具有典型風成黃土特點；古土壤層(S0—S4)巖性特征為深灰褐色—灰黑色,結(jié)構致密,有白色菌絲體發(fā)育。取樣間隔1 m左右,共獲取樣品25個用于炭屑分析。其中,表土層2個；古土壤層共8個(S0：2個；S1：1個；S2：1個；S3：2個；S4：2個)；黃土層共15個(L1：5個；L2：2個；L3：2個；L4：2個；L5：4個)。

通過使用光釋光(OSL)和電子自旋共振(ESR)測年方法測定哈爾濱黃土年齡,并且與深海氧同位素曲線階段(MIS)的轉(zhuǎn)折年齡,共同作為年齡控制點,通過線性內(nèi)插的方式建立剖面年代序列,這種年代框架的建立在黃土高原和赤峰剖面得到普遍的應用[37—38],具體測年方法及年代學結(jié)果見本巖芯先前的研究結(jié)果[32—35]。

2.2 炭屑的提取、鑒定與統(tǒng)計

對所有的樣品進行炭屑提取,所采用的方法為孢粉流程法[39—40],具體操作步驟如下：稱取干樣品10 g左右,加入1片石松孢子片,用 10% HCl、40% HF及10% Na2CO3分別進行酸堿處理,最后采用重液浮選的方法,其目的是為了減少實驗過程中對炭屑的影響。

炭屑統(tǒng)計過程采用點接觸法[5,9],根據(jù)炭屑粒徑的大小分為：<30 μm炭屑、30—50 μm炭屑、50—100 μm炭屑、>100 μm炭屑。在統(tǒng)計炭屑的過程中,記錄石松孢子的數(shù)量,以便用它們來計算炭屑濃度。炭屑濃度的計算采用公式：

W=A×27600/(B×G)

式中,W表示炭屑濃度(粒/g),A表示統(tǒng)計的炭屑數(shù),B表示統(tǒng)計的石松孢子數(shù),G表示樣品重量。每個樣品統(tǒng)計不少于40個視域。炭屑圖譜的繪制是使用MLA650軟件完成。

炭屑形態(tài)(草本和木本)采用了長寬比值測量法[23,26],將炭屑制成固定片在顯微鏡下直接觀察形狀,測量(長度L、寬度W)并進行統(tǒng)計,然后計算L/W的比值。每個樣品統(tǒng)計35—50粒,最終取平均值及誤差范圍進行統(tǒng)計分析。炭屑大小是通過測量單個顆粒最長軸(長度L)和最短軸(寬度W)來確定的。

在鑒定中,把長寬比值小于2.5鑒定為圓葉炭屑；長寬比值大于2.5鑒定為長葉炭屑[24],分別代表木本植物和草本植物。炭屑統(tǒng)計和測量在 Olympus CX31顯微鏡下進行,實驗在中國科學院寒區(qū)旱區(qū)環(huán)境與工程研究所(現(xiàn)中國科學院西北生態(tài)環(huán)境資源研究院)完成。

2.3 總有機碳(TOC)含量測量

TOC含量采用快速碳立方體紅外碳分析儀進行測定,從多次測量中得到的標準差小于1%。以間隔10 cm間距進行采樣,樣品在80℃下烘干48小時后,然后用瑪瑙砂漿磨成<200目篩。將0.8 g樣品加入36%濃度鹽酸,使樣品充分反應,處理去除碳酸鹽,反復離心,蒸餾水洗滌至中性,烘干研磨,并采用高溫煅燒的方法測得總碳TC、檢測CO2氣體量的方法,測得總有機碳含量。樣品采用德國Elementar公司生產(chǎn)的Rapid C cube儀器進行測量,實驗在中國地質(zhì)科學院第四紀年代學與水文環(huán)境演變重點實驗室完成。

3 結(jié)果與分析

3.1 黃土-古土壤炭屑濃度變化

荒山巖芯黃土-古土壤中炭屑總濃度為1715—24071粒/g,平均值為5803粒/g。炭屑總濃度表現(xiàn)為古土壤層偏高,黃土層偏低的趨勢,最高值出現(xiàn)在表土層和L1黃土層中的弱古土壤層L1S1,分別達到24071粒/g和19841粒/g(圖2)。炭屑總濃度在古土壤層出現(xiàn)兩個峰值分別在S3的19 m和S4的25 m處,為8554粒/g和10299粒/g。炭屑總濃度在黃土層L1的4.7 m和L4的21 m處炭屑出現(xiàn)最低值為2180粒/g和1715粒/g；炭屑的總濃度高值都出現(xiàn)在古土壤層(弱古土壤層),低值都出現(xiàn)在黃土層。

圓葉炭屑濃度為1630—20417粒/g,平均值為5331粒/g,圓葉炭屑濃度最高值出現(xiàn)在表土層和弱古土壤層L1S1,分別達到20417粒/g和18019粒/g(圖2)。圓葉炭屑濃度在古土壤層出現(xiàn)兩個峰值分別為S3的19 m和S4的25 m處,為7791粒/g和9798粒/g。圓葉炭屑濃度在黃土層L1的4.7 m和L4的21 m處炭屑出現(xiàn)最低值為2031粒/g和1630粒/g。

長葉炭屑濃度為84—3654粒/g,平均值為473粒/g,長葉炭屑濃度最高值出現(xiàn)在表土層和L1黃土層中的弱古土壤層L1S1,分別達到3654粒/g和1821粒/g(圖2)。長葉炭屑濃度在古土壤層出現(xiàn)峰值分別為S3的19 m處和S4的25 m處,其值為762粒/g和500粒/g。長葉炭屑濃度在黃土層L1時的4.7 m處出現(xiàn)低值為148粒/g,在L4時的21 m處炭屑出現(xiàn)最低值為84粒/g；長葉炭屑濃度、圓葉炭屑濃度的曲線變化和總濃度曲線的變化趨勢基本一致。

3.2 黃土-古土壤炭屑粒徑變化

荒山巖芯黃土-古土壤中炭屑的粒級以<30 μm的炭屑粒徑為主,30—50 μm和50—100 μm兩類粒徑的炭屑相對較少,>100 μm的大顆粒炭屑最少。<30 μm的炭屑總數(shù)為43997,平均值為1759.88；30—50 μm的炭屑總數(shù)為10566,平均值為422.64；50—100 μm的炭屑總數(shù)為1216,平均值為48.64；>100 μm的炭屑總數(shù)為17,平均值為0.68。

3.3 黃土-古土壤炭屑形態(tài)的變化

在哈爾濱荒山采集的25個炭屑樣品中,對所有的圓葉炭屑數(shù)量和長葉炭屑數(shù)量進行了統(tǒng)計(圖4)。其中,圓葉炭屑數(shù)量較多,總數(shù)為52470,<30 μm的圓葉炭屑數(shù)量為42354,30—50 μm的圓葉炭屑數(shù)量為9134,50—100 μm的圓葉炭屑數(shù)量為977,>100 μm的圓葉炭屑數(shù)量為5；長葉炭屑數(shù)量相比圓葉炭屑數(shù)量較少,總數(shù)為3326,<30 μm的長葉炭屑數(shù)量為1643,30—50 μm的長葉炭屑數(shù)量為1432,50—100 μm的長葉炭屑數(shù)量為239,>100 μm的長葉炭屑數(shù)量為12。在數(shù)量上,從兩種不同形態(tài)炭屑中可以看出圓葉炭屑更占優(yōu)勢。

圖4 荒山黃土-古土壤炭屑形態(tài)隨深度的變化Fig.4 Variation of charcoal morphology with depth in loess-paleosoil of Huangshan

3.4 TOC含量的變化

從荒山剖面選取的282個樣品中測定的TOC結(jié)果來看(圖5),哈爾濱黃土-古土壤序列TOC含量在0.04%—1.76%范圍內(nèi)變化,平均值為0.25%,最低值出現(xiàn)在黃土層L1堆積時期,最高值出現(xiàn)在表土層。總體上看,古土壤層的TOC含量高于黃土層,在 L1黃土層中的L1S1弱古土壤層TOC含量急劇上升。

4 討論

4.1 哈爾濱黃土-古土壤炭屑揭示的植被特征

研究表明草本植物與木本植物的炭屑形態(tài)特征及表面結(jié)構具有明顯差異[23—26]。在通常情況下,木本植物生物量較大,更容易保存,而草本植物相對木本植物來說更容易灰化。由于不同的植物生長的環(huán)境不同,它們生活的地域也不同。木本植物主要生長在濕潤、低溫的溫帶和寒帶的高緯度地區(qū),主要有如松、杉、樟等為代表的植物[41—43]；草本植物主要生長在干旱、高溫的熱帶和亞熱帶地區(qū),主要指莖內(nèi)的木質(zhì)不發(fā)達,含木質(zhì)化細胞少,生命力較弱的植物[44—45]。

如前所述,哈爾濱荒山黃土-古土壤炭屑中圓葉炭屑總數(shù)較多(52470),而長葉炭屑總數(shù)較少(3326),分粒級特征也顯示了圓葉炭屑占絕對優(yōu)勢,長葉炭屑占次要地位。指示了本地區(qū)以木本植物占主導地位,草本植物相對較少(圖4)。這一認識也得到巖芯有機碳同位素組成(δ13Corg)變化的佐證,哈爾濱黃土-古土壤中δ13Corg組成揭示了哈爾濱地區(qū)主要以C3植物為主,C4植物較少[35]。而C3植物主要以木本植物占優(yōu)勢,含有少量的草本植物,C4植物主要為草本植物[46—50],這與本文用圓葉炭屑和長葉炭屑揭示的木本植物占主導是相符合的。

此外,根據(jù)當前的植被調(diào)查和研究[51],東北地區(qū)常見的植被類型主要為：(1)寒溫帶針葉林濕地植被；(2)落葉闊葉林濕地植被；(3)落葉闊葉灌叢濕地植被。上述植被類型顯示出本區(qū)主要以木本植物占優(yōu)勢,這也從現(xiàn)代植被層面上印證了哈爾濱黃土-古土壤炭屑中木本植物的主導地位。

4.2 炭屑濃度記錄的古火演化特征

古火活動發(fā)生后,一部分細小的炭屑隨著煙霧升空,然后通過順風傳播,而另一部分粗粒炭屑則在原處或近處沉積。從炭屑傳播和沉積的規(guī)律看,粗粒炭屑傳播距離較短,源區(qū)離沉積地點較近；細粒炭屑傳播路程相對較長,源區(qū)離沉積地點較遠,因此通過炭屑的粒級大小可以指示火源區(qū)距沉積區(qū)的相對遠近,有效指示炭屑來源[5,9,20]。較為常見的炭屑粒級劃分是以50 μm為界,將炭屑分為細粒炭屑(<50 μm)和粗粒炭屑(>50 μm),并認為細粒炭屑主要反映區(qū)域性古火活動事件,粗粒炭屑則反映地方性古火活動事件[9,52]。本研究對哈爾濱黃土-古土壤中炭屑粒徑進行統(tǒng)計,將炭屑粒徑分為<30 μm、30—50 μm、50—100 μm和>100 μm 4個等級,并按上述粒級劃分進行匯總分析,發(fā)現(xiàn)細粒炭屑占有絕對優(yōu)勢(其中,<30 μm炭屑含量最多,30—50 μm炭屑含量次之)；而粗粒炭屑含量較少(其中,>100 μm的炭屑最為稀少)。以上結(jié)果表明本區(qū)主要以細粒炭屑為主,因此哈爾濱地區(qū)以區(qū)域性古火事件為主。

哈爾濱荒山鉆孔巖芯黃土-古土壤炭屑總濃度、圓葉炭屑濃度、長葉炭屑濃度的變化具有較高的一致性(圖2)。炭屑濃度總體變化趨勢為：在黃土層表現(xiàn)為低值,古土壤層則表現(xiàn)為高值。其中,S4和S3古土壤層炭屑濃度顯著升高,S2古土壤層炭屑濃度略微升高,在 L1黃土層中的弱古土壤層L1S1也存在明顯的炭屑濃度升高,且達到整個研究時段的次高峰值(圖5)?？傮w而言,炭屑濃度的變化與黃土-古土壤序列具有較好的對應關系,可以認為研究區(qū)炭屑濃度的變化是冰期—間冰期氣候旋回的有效記錄。此外，從L1S1弱古土壤層開始,粗粒徑炭屑明顯增加(圖4),結(jié)合炭屑濃度在L1S1層位的次高峰值特征,可能與本地火(地方性古火活動)的貢獻有關。

圖5 哈爾濱荒山環(huán)境代用指標與全球和區(qū)域綜合對比圖Fig.5 Global and regional comprehensive comparison of environmental proxies for Huangshan in HarbinCCH：哈爾濱炭屑濃度 Charcoal concentration of harbin；TOC：總有機碳 Total organic carbon；CCY：銀川炭屑濃度 Charcoal concentration of yinchuan

另外,在本研究中炭屑濃度的最高值出現(xiàn)在現(xiàn)代表土層0.06—0.8 m,并且達到了一個最高值,這明顯的超過了正常的波動范圍,這一數(shù)值的急劇升高,可能受現(xiàn)代人類活動的影響,這也得到了相關資料的佐證。如在黑龍江省阿城區(qū)交界鎮(zhèn)雙扶采石場發(fā)現(xiàn)的交界洞遺址,在此地發(fā)掘出的動物化石和石制品通過鈾系法年代測定后,證明早在萬年前的哈爾濱地區(qū)就已存在遠古人類生存活動的遺跡[53—54],因此,研究區(qū)現(xiàn)代表土層的高濃度炭屑可能與人類活動有關。

4.3 哈爾濱黃土-古土壤中古火演化的驅(qū)動機制分析

大量的研究表明,炭屑濃度的變化可以有效指示古火活動的強度,炭屑濃度高表明古火活動強烈,炭屑濃度低則反映古火活動微弱,而古火活動的強度又與氣候條件、可供燃燒的生物量和植被類型相關。其中,古火活動一方面受到氣候因素影響,氣候條件是引起火災的重要因素,高強度火災往往與干旱和少雨的氣候條件有關,并對應于高濃度的炭屑[27—29]。另一方面,古火活動受到可供燃燒的生物數(shù)量影響,可供燃燒的生物數(shù)量為古火活動提供良好的物質(zhì)基礎,進一步影響炭屑的濃度[29—31]。

根據(jù)哈爾濱黃土-古土壤炭屑濃度曲線(圖5),從宏觀上看,炭屑濃度在黃土層偏低,而古土壤層偏高。按照一般的認識,炭屑濃度與氣候的干濕具有明顯的對應關系,即干旱的環(huán)境容易導致火災的發(fā)生,進而炭屑濃度高[27—31]。顯然,這一規(guī)律并不符合哈爾濱地區(qū)炭屑濃度變化的特征,研究區(qū)炭屑濃度在相對濕潤的古土壤沉積時期反而是一個高值,與干旱環(huán)境導致炭屑濃度升高這一認識不相符。因此,氣候干濕變化并不是影響哈爾濱地區(qū)炭屑濃度變化的主要因素。

可供燃燒的生物量也是影響炭屑濃度變化的重要因素。一般情況下,冰期黃土堆積,氣候寒冷干旱,這種環(huán)境不適宜植物的生長,可供燃燒的生物量減少,因此,古火活動發(fā)生的可能性較小,導致低的炭屑濃度。而古土壤發(fā)育的間冰期,氣候溫暖濕潤,這種環(huán)境有利于植被的生長,因此可供燃燒的生物數(shù)量增多,有利于促進古火活動的發(fā)生,導致炭屑濃度升高。

在本研究中,炭屑濃度的高值基本都出現(xiàn)在古土壤層(S4和S3的明顯升高、S2和S0的微弱升高)或弱古土壤層(L1S1),這可能是由于間冰期本區(qū)可供燃燒的生物量增加所導致的。把本文所研究的炭屑濃度變化曲線與TOC變化曲線進行對比(圖5),發(fā)現(xiàn)兩者的變化趨勢具有很高的一致性,炭屑濃度的低值對應于TOC的低值；炭屑濃度升高的幾個古土壤層或弱古土壤層,都很好地與TOC的升高相對應。TOC含量作為指示生物量變化的直接和有效指標得到了廣泛的應用[55—56],一般而言,TOC含量高代表植被生長茂盛,土壤中的有機質(zhì)積累多,生物成壤作用強,并指示溫暖濕潤的環(huán)境；反之,TOC含量低代表植被較為貧乏,土壤中的有機質(zhì)積累較少,并指示寒冷干旱的環(huán)境[57—58]。哈爾濱黃土-古土壤序列中的TOC含量變化宏觀表現(xiàn)為古土壤層或弱古土壤層L1S1高值,而黃土層為低值(圖5),反映了冰期—間冰期氣候波動背景下生物生產(chǎn)力的變化。此外,在L1S1弱古土壤層中TOC含量最高(圖5),在黃土-古土壤序列中的土壤有機質(zhì)含量主要受土壤中生物體含量的控制[59],而其來源主要為微生物分解后的陸地動植物殘體和部分分泌物[60],故L1S1弱古土壤層中TOC含量的高值,指示了該時期生物量大幅度的增加,大量的有機質(zhì)沉積,導致了TOC含量的快速增加。因此,認為哈爾濱黃土-古土壤中TOC含量可作為有效的生物量指標,并可與研究區(qū)氣候演化相對應[61—62]。綜上,研究區(qū)炭屑濃度和TOC變化趨勢具有高度的吻合性,認為哈爾濱地區(qū)炭屑濃度變化主要受控于生物量的變化。

為了更直觀的展示哈爾濱地區(qū)炭屑濃度與TOC之間的相互關系,進一步將炭屑濃度和TOC疊加擬合并繪制成圖5,其目的是為了對比兩者之間的變化幅度差別,其中綠色曲線代表炭屑濃度,紫色曲線代表TOC含量。通過綜合比對,二者曲線的變化具有較高的相似性,也證實了生物量是本區(qū)域炭屑濃度的主控因素。進一步對比發(fā)現(xiàn),盡管二者曲線的變化趨勢大體一致,但二者的變化幅度在個別層位存在些許差異(如圖5中黃色陰影部分所示),黃色陰影部分面積的大小代表著在炭屑濃度變化中,剔除生物量的影響后氣候所帶來的影響,通過圖5發(fā)現(xiàn),在50—80 ka期間,有著一個較大的陰影部分面積區(qū)域,表示氣候因子影響的參與程度較大,對炭屑濃度也產(chǎn)生了一定的影響；在150—200 ka,250—300 ka和在300—350 ka期間,有著3個較小的陰影部分面積區(qū)域,也反應了在這3個時間段中除生物量的影響外,氣候也發(fā)揮了少部分的作用。綜上所述,生物量是影響哈爾濱地區(qū)中晚更新世以來炭屑濃度變化的主控因素,而氣候因素在其中也起到了一定的作用。

為進一步探討哈爾濱古火演化與植被和氣候的耦合關系,進行了全球和區(qū)域的對比研究。如前所述,生物量的變化是導致哈爾濱地區(qū)古火演化的直接因素,而氣候因素中的干濕變化不是影響炭屑濃度變化的主要因素,進一步探討氣候因素中的溫度變化與研究區(qū)古火演化與植被的關系。首先,前期對哈爾濱黃土-古土壤中δ13Corg組成的研究,揭示出溫度是影響本區(qū)植物及其碳同位素組成的主控因素[35]。對巖芯進行Rb/Sr比值的研究表明,溫暖濕潤的間冰期,Rb/Sr值上升；在寒冷干旱的冰期,Rb/Sr值下降,故可作為黃土-古土壤序列中東亞夏季風強度變化的代用指標[61]。進一步對比哈爾濱黃土-古土壤中炭屑濃度變化曲線、TOC變化曲線和Rb/Sr比值(圖5),發(fā)現(xiàn)Rb/Sr比值可以較好地對應于炭屑濃度的變化和TOC含量的變化趨勢。綜上認為,溫度變化對本區(qū)生物量和古火演化起到了積極的作用,即溫暖濕潤的間冰期,生物量較為豐富,為古火活動提供充足的“燃料”,古火活動較為頻繁,炭屑濃度高；反之,在寒冷干旱的冰期,生物量較為缺乏,古火活動較少,炭屑濃度低。

前人研究表明,全球CO2濃度變化是影響陸地植被生長的重要因素[63]。通過與全球CO2濃度的對比發(fā)現(xiàn),中更新世以來CO2濃度在間冰期偏正,冰期偏負,對應于本研究黃土-古土壤的劃分,古土壤層S0—S4 的CO2濃度都普遍高于黃土層L1—L5(圖5)[64]。結(jié)合深海氧同位素變化曲線(圖5)[38],全球溫度與CO2濃度變化具有較好地對應性,這也說明了間冰期CO2濃度升高和溫度的增加,導致哈爾濱地區(qū)的生物量多于冰期。在溫帶和亞熱帶大部分地區(qū),溫度被認為是影響木本植物生長的決定性因素[65]。溫度的主要作用可以解釋為在間冰期對有效濕度有著強烈的控制作用,即較高的溫度導致更密集的蒸發(fā),較低的溫度會導致較高的有效濕度[66],溫度升高通過調(diào)節(jié)有效水分并在激發(fā)森林火災中發(fā)揮了主要作用[65,67]。

如前所述,盡管發(fā)現(xiàn)研究區(qū)古火演化與生物量和溫度的耦合關系,并且在宏觀上存在冰期與間冰期的旋回特征。但也注意到炭屑濃度在L1SI弱古土壤層達到了最大值,且與TOC代表的生物量具有一致的表現(xiàn),說明該時間段植被尤為豐富,可供燃燒的生物量增加；并且Rb/Sr比值自S1至L1S1時期整體表現(xiàn)為穩(wěn)定的高值,指示了溫暖濕潤的氣候環(huán)境。此外,Rb/Sr比值自S1至L1S1時期并沒有表現(xiàn)出與生物量的明顯升高相對應(盡管表現(xiàn)為穩(wěn)定的高值,但非明顯升高趨勢)；全球溫度在該階段也沒有表現(xiàn)出與之明顯的對應,這也體現(xiàn)了植被生長對氣候響應具有復雜性。綜上認為L1SI時期較高的生物量是導致炭屑濃度高值的直接原因,而適宜的氣候環(huán)境,為生物的生長和古火的發(fā)生提供了重要的外界條件,植被生長與氣候響應具有一定的復雜性。

此外,將哈爾濱荒山巖芯黃土-古土壤炭屑濃度與銀川盆地巖芯炭屑濃度(圖5)進行對比,從區(qū)域角度探討古火演化與植被和氣候關系。對比發(fā)現(xiàn),總體上哈爾濱地區(qū)炭屑濃度高于銀川盆地炭屑濃度,銀川盆地炭屑濃度變化范圍為1—408,平均值124[68]；而哈爾濱黃土-古土壤中炭屑濃度為1715—24071,平均值5803。結(jié)合兩地的氣候條件分析,哈爾濱年降水量350—700 mm,屬于溫帶季風氣候；而銀川盆地年降水量為200 mm,相比之下,哈爾濱地區(qū)降水量明顯高于銀川盆地。銀川氣候相對干旱而炭屑濃度卻較哈爾濱明顯偏低,顯然不是降雨量(干濕)這一氣候要素導致的。而從植被類型分析可知,由于較少的降水量導致銀川盆地的植被類型為沙漠草原,植被群落主要為旱生草本植物,相比而言降水較為豐富的哈爾濱地區(qū)植被類型主要為木本植物。本研究認為上述銀川盆地炭屑濃度較哈爾濱地區(qū)低的主要原因是植被類型及生物量的多少導致的,即哈爾濱地區(qū)主要為木本植物(木本植物生物量較大,更容易保存[25])；銀川盆地主要為草本植物(相較于木本植物而言,更容易灰化[26])導致的。

如前述,本研究揭示出生物量對于古火演化的直接影響,而銀川盆地的研究也強調(diào)了生物量(由植被的量控制)對野火燃燒的重要作用。從哈爾濱黃土和銀川盆地的黃土層和古土壤層炭屑濃度變化特征來看,兩地區(qū)都表現(xiàn)為古土壤層偏高,黃土層偏低的宏觀趨勢,表明這兩個地區(qū)在古土壤發(fā)育時期,炭屑濃度的變化主要受控于生物量,這與本研究的基本認識是相符的。此外,兩地區(qū)炭屑濃度對比也存在一些不一致的地方,如銀川盆地在黃土層L5、L4的頂部和L2的底部炭屑濃度中均出現(xiàn)高值,也被認為是火災活動的觸發(fā)由氣候的穩(wěn)定性決定(即炭屑濃度的峰值通常發(fā)生在氣候過渡時期)。誠然,在哈爾濱黃土炭屑的研究,受限于分辨率等因素,這一變化并沒有體現(xiàn)出來,在以后的工作中有待進一步深入研究,這也體現(xiàn)出炭屑濃度—古火演化—植被-氣候之間的復雜關系。

綜上所述,生物量的變化是哈爾濱地區(qū)炭屑濃度和古火演化的直接驅(qū)動因素,溫度作為觸發(fā)因素對植物的生長和古火的發(fā)生起到了積極的作用。溫度影響木本植物的生長,溫度通過調(diào)節(jié)有效水分進而影響到火災的發(fā)生和植物的生長,反映了古火-植被-氣候之間的復雜關系。

這項研究對于理解我國東北地區(qū)的古火演化—植被-氣候之間的耦合關系具有重要的理論意義,尤其是在全球氣候變暖的背景下,應更多的關注我國東北地區(qū)乃至北方地區(qū)生物量的變化以及由此導致的區(qū)域性火災的演化。未來以期進一步加強對本區(qū)域孢粉、大化石等的研究,以進一步從植被類型等層面上提供更多的佐證。

5 結(jié)論

通過對哈爾濱荒山鉆孔巖芯黃土-古土壤炭屑濃度、炭屑粒徑、炭屑形態(tài),以及TOC含量進行分析,并與Rb/Sr比值、全球CO2濃度、深海氧同位素曲線及區(qū)域綜合對比,得出結(jié)果如下:

(1)哈爾濱地區(qū)炭屑形態(tài)揭示研究區(qū)炭屑的主要形態(tài)為木本型炭屑,炭屑粒度特征記錄本地區(qū)主要為區(qū)域性古火事件。

(2)哈爾濱黃土-古土壤炭屑濃度曲線與TOC曲線具有很高的一致性,炭屑濃度的高值對應于古土壤層和L1S1弱古土壤層,揭示出古火活動主要受控于生物量。

(3)溫度通過調(diào)節(jié)有效水分影響木本植物的生長及區(qū)域火災的發(fā)生,反映了古火-植被-氣候之間的復雜關系。