滕曉華 張志高 韓文霞 方亞會 葉程程

(1.蘭州大學(xué)西部環(huán)境與氣候變化研究院西部環(huán)境教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室 蘭州 730000;2.安陽師范學(xué)院資源環(huán)境與旅游學(xué)院 河南安陽 455002;3.中國科學(xué)院青海鹽湖研究所 西寧 810008;4.中國科學(xué)院青藏高原研究所大陸碰撞與高原隆升重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室 北京 100085)

0 引言

沉積物的粒度主要受搬運(yùn)介質(zhì)、搬運(yùn)方式、沉積環(huán)境和氣候等多種因素控制，對揭示古氣候和環(huán)境變化具有重要的指示作用。近年來，粒度分析已被廣泛應(yīng)用于風(fēng)成、湖泊、河流、海洋及冰磧物等沉積環(huán)境的對比和鑒別［1-5］，尤其在黃土研究中，得到了成功的應(yīng)用，并取得了大量的成果［1，6-14］。鹿化煜等［7］通過對黃土高原西北—東南方向一條斷面上3個末次間冰期以來的黃土沉積剖面的粒度研究，認(rèn)為黃土中不同粒級組分可能具有不同的古氣候意義，并證實(shí)了較粗顆粒的含量變化與東亞冬季風(fēng)強(qiáng)度變化正相關(guān)。在黃土高原地區(qū)，黃土粒度已成為廣泛接受的反映冬季風(fēng)強(qiáng)弱的代用指標(biāo)［6-8］;Ding 等［9-10］對毛烏素沙漠南側(cè)末次冰期以來的幾個黃土剖面進(jìn)行了研究，發(fā)現(xiàn)黃土沉積中粒度變化尤其是砂粒含量變化主要受沙漠進(jìn)退所控制，認(rèn)為風(fēng)成沉積中砂粒百分含量的變化可以反演沙漠進(jìn)退;此外，相關(guān)研究表明較細(xì)顆粒組分含量與風(fēng)化成壤作用密切相關(guān)，間接指示了夏季風(fēng)強(qiáng)度的變化［13-14］。塔里木盆地位于我國內(nèi)陸極端干旱區(qū)，全新世以來經(jīng)歷了巨大的環(huán)境變化，生態(tài)環(huán)境非常脆弱，研究其氣候變化具有極其重要的意義。前人已經(jīng)在塔里木盆地做了大量工作［15-16］，然而全新世以來該地區(qū)的氣候變化及其機(jī)制仍然不清晰。

塔里木盆地南緣和西緣的昆侖山北坡海拔2 500～4 900 m之間風(fēng)成黃土沉積廣泛發(fā)育［17］，是塔克拉瑪干沙漠的同期異相沉積［18-20］?？死镅藕由嫌蔚貐^(qū)是昆侖山北坡黃土沉積厚度最大的區(qū)域［21］，為探討該地區(qū)古氣候變化提供了理想的材料，然而利用該地區(qū)典型風(fēng)塵沉積進(jìn)行的環(huán)境研究較少，且缺少精確定年和分辨率高的氣候記錄［22-23］。本文對位于克里雅河支流五級階地上的羊場剖面進(jìn)行了系統(tǒng)的粒度測量，在分析了黃土粒度的組成特點(diǎn)及其古氣候意義的基礎(chǔ)上，重建并初步探討了8.5 ka B.P.以來塔里木盆地的氣候演化歷史及其驅(qū)動機(jī)制。

1 區(qū)域概況

塔里木盆地是中國第一大內(nèi)陸盆地(圖1)，位于北緯36°～42°之間，西起帕米爾高原東麓，東到羅布泊洼地，北至天山山脈南麓，南到昆侖山脈北麓。地勢由南向北緩斜并由西向東稍傾，邊界受東西向和北西向深大斷裂控制。四周高山海拔4 000～6 000 m，西部海拔1 000 m以上，盆地中部海拔800～1 300 m，東部羅布泊降到780 m［24］。從行星風(fēng)系來看，塔里木盆地高空環(huán)流主要為中緯度西風(fēng)帶所占據(jù)，由于距海洋較遠(yuǎn)，盆地周圍高大的山地隆起阻擋了來自印度洋季風(fēng)和太平洋季風(fēng)的水汽，只有當(dāng)西風(fēng)氣流較強(qiáng)時，少量水汽才可以進(jìn)入到塔里木盆地，盆地內(nèi)年降水量低于100 mm，絕大部分地區(qū)降水量都在50 mm以下。冬季寒冷干燥的蒙古、西伯利亞反氣旋作用使得盆地東南部氣候更加干燥，降水量也最為稀少［25］。盆地中心形成我國最大的塔克拉瑪干沙漠，面積337 600 km2，也是亞洲最大的粉塵源區(qū)。

大氣環(huán)流的作用為克里雅河上游地區(qū)粉塵堆積提供了強(qiáng)大的搬運(yùn)力，使該區(qū)成為昆侖山北坡黃土沉積厚度最大的地區(qū)［21］。羊場剖面(36°13'8.8″N，81°31'14″E)(圖1，2)位于普魯村克里雅河支流的第5級階地上，海拔2 440 m，黃土剖面厚18.1 m，位于河流砂石層之上，主要由砂黃土和發(fā)育較弱的淺褐色古土壤組成(圖2)。光釋光和經(jīng)過日歷年代校正后的14C測年結(jié)果表明其形成于8.5 ka B.P.左右［26］。

2 采樣與實(shí)驗(yàn)方法

圖1 塔里木盆地周緣及剖面位置(紅色五角星)圖(改自Han et al.，2014)Fig.1 Location of the Tarim Basin and stratigraphic section(red star)(modified from Han et al.，2014)

圖2 羊場剖面圖和巖性描述Fig.2 Profile photos and petrographic description of the Yangchang cross-section

沿羊場黃土剖面以5 cm為間隔進(jìn)行取樣，共獲得樣品360余塊。每個樣品稱取0.1～0.2 g放入燒杯中，加入10 mL濃度為30%的雙氧水(H2O2)去除有機(jī)質(zhì)，再加入10 mL濃度為10%的稀鹽酸并加熱去除碳酸鹽。待樣品冷卻后，將燒杯注滿蒸餾水，靜置24小時后抽去上層清液，加入0.05 N六偏磷酸鈉(NaPO3)610mL作為分散劑，搖勻后置于超聲波振蕩器中振蕩10 min，然后在美國麥奇克公司生產(chǎn)的Microtrac S3500激光粒度儀上進(jìn)行全樣測試。儀器測量范圍為0.02～2 000 μm，多次重復(fù)測量誤差不超過1%。測量結(jié)果用GRADISTAT程序中修正后的幾何圖解法(Geometric(modified)Folk and Ward(1957)graphical Measures)［27］計算平均粒徑、中值粒徑、標(biāo)準(zhǔn)偏差、偏度和峰度等粒度參數(shù)［28］，幾何圖解法粒度參數(shù)計算公式及其統(tǒng)計描述方法見表1。以上粒度實(shí)驗(yàn)測試及分析在中國科學(xué)院青藏高原研究所完成。

3 結(jié)果

3.1 各粒級組分含量及變化特征

黃土顆粒按粒徑大小可以分為黏粒(＜5 μm)、細(xì)粉砂(5 ～16 μm)、中粉砂(16 ～32 μm)、粗粉砂(32～63 μm)以及砂粒(＞63 μm)。圖 3 為羊場黃土剖面各粒級組分隨深度的變化曲線。結(jié)果表明:羊場剖面黃土中粗粉砂的含量變化范圍在30% ～50%之間;黏粒含量極少，多數(shù)不到3%，在剖面上部的某些層位的黏粒含量接近0;砂粒含量相對較多，大多數(shù)在15% ～60%之間;中粉砂與細(xì)粉砂含量之和位于10% ～35%之間，大致與砂粒的含量相當(dāng)?？梢姡驁鳇S土主要以粗粉砂和砂粒為主，兩者相加可以達(dá)到50% ～80%，這與黃土高原黃土的粒度組成有著顯著的不同［18］。從長期變化趨勢來看，粗顆粒組分含量有逐漸增大的趨勢，且在7.5 m附近有明顯的轉(zhuǎn)折。

3.2 粒度參數(shù)特征

沉積物的粒度參數(shù)主要包括平均粒徑(Mz)、中值粒徑(Md)、標(biāo)準(zhǔn)偏差(σ)、偏度(Sk)和峰度(Kg)等，與形成環(huán)境具有密切的關(guān)系。羊場剖面黃土粒度參數(shù)隨深度的變化曲線(圖4)顯示，平均粒徑和中值粒徑分別變化于30 ～90 μm 和40 ～65 μm 之間(圖4d，e)，明顯高于黃土高原黃土，可能與其距塔克拉瑪干沙漠較近有關(guān);偏度值較小，在-0.2～0.3之間，屬于近對稱的范圍，且隨著粒徑的變粗有逐漸接近正態(tài)分布的趨勢(圖4a和圖5a);峰度值在1.1～1.5之間，屬于窄峰的范圍，且峰度值與平均粒徑在70 μm以下存在很好的對應(yīng)關(guān)系(圖4b、圖5b)。羊場黃土的標(biāo)準(zhǔn)偏差介于1.5～2.5之間(圖4c)，按照表1中的劃分標(biāo)準(zhǔn)，大部分樣品的分選程度屬于較好或中等的范圍，明顯好于黃土高原地區(qū)的黃土堆積［29］，且隨著粒徑變粗，標(biāo)準(zhǔn)偏差越小，分選程度越好(圖5c)。從長期變化趨勢來看，所有粒度參數(shù)在7.5 m附近均有明顯的轉(zhuǎn)折，7.5 m以上樣品平均粒徑較大，分選性較好，且所有粒度參數(shù)波動幅度明顯增大。

3.3 粒度頻率分布和累積曲線及C-M分布特征

圖3 羊場剖面黃土各粒級組分隨深度的變化(年代引自文獻(xiàn)① Teng X H，Han W X，Yu L P，et al.Holocene climate variability inferred from aeolian sediments from southern margin of the Tarim Basin，NW China［J］.Journal of Asian Earth Sciences，In review.)Fig.3 Grain size fractions distribution of the loess at Yangchang cross-section with the depth

表1 修正后的Folk和Ward(1957)幾何圖解法粒度參數(shù)計算公式及其統(tǒng)計描述方法［27］Table 1 Geometric(modified)Folk and Ward(1957)graphical measures［27］

圖4 羊場剖面黃土粒度參數(shù)隨深度的變化Fig.4 Grain-size parameters of YC loess section plotted on stratigraphic depth

圖5 羊場剖面黃土粒度參數(shù)與平均粒徑的關(guān)系Fig.5 The relationship between the grain size parameters and average particle size of loess at Yangchang section

不同沉積物類型的粒度頻率分布曲線和累積曲線具有不同特征，所以常用于沉積相的判別［30］。圖6a分別為羊場黃土、西昆侖山黃土、洛川黃土以及沙塵暴沉積物的粒度頻率分布曲線。結(jié)果顯示羊場剖面黃土粒度頻率分布曲線與西昆侖山黃土和沙塵暴樣品的粒度頻率分布曲線非常相似［31］，都呈標(biāo)準(zhǔn)的單峰分布，＜2 μm的顆粒含量極少，說明羊場黃土同西昆侖山黃土和沙塵暴沉積物一樣屬于風(fēng)成沉積。7.5 m之上的樣品粒度頻率分布曲線主峰相對升高且右偏，說明這些樣品顆粒較粗且分選性較好。洛川黃土與羊場黃土相比，其粒度頻率分布曲線峰態(tài)較寬且平坦，在細(xì)顆粒組分處呈明顯的細(xì)尾分布，主峰也顯著降低，粒度分布相對分散，分選程度較差，表明羊場黃土與洛川黃土沉積條件不同。累積曲線(圖6b)也顯示出羊場黃土與沙塵暴樣品及西昆侖山樣品具有極高的相似性，均呈單段型，表明極細(xì)和極粗部分含量很少，線形較陡且比較平滑，反映出原始粉塵經(jīng)過了良好的分選，這與洛川黃土的累積曲線形態(tài)有著明顯的不同。此外，羊場剖面黃土粒度C-M分布與黃土高原朝那黃土［32］(圖7)也存在明顯差異，這種差異可能是由研究區(qū)離物源比較近導(dǎo)致的。

圖6 羊場黃土、西昆侖山黃土、洛川黃土及沙塵暴樣品的粒度頻率分布曲線和累積曲線(西昆侖山黃土、洛川黃土及沙塵暴樣品數(shù)據(jù)來自文獻(xiàn)［31］)Fig.6 Curves of grain size distribution of loess at the Yangchang section and west Kunlun Mountains and duststorm samples［31］

4 討論

4.1 羊場剖面黃土的粒度分布特征及其古氣候意義

羊場剖面黃土與西昆侖山鉆孔黃土剖面［31］的粒度分析結(jié)果非常一致，主要以粗顆粒物質(zhì)為主，粗粉砂和砂粒相加可以達(dá)到50% ～80%，細(xì)顆粒含量極少，這與黃土高原黃土的粒度組成有著顯著的不同。標(biāo)準(zhǔn)偏差介于1.5～2.5之間，分選性較好，且隨著平均粒徑的增加，粒度頻率分布逐漸接近正態(tài)分布的趨勢，標(biāo)準(zhǔn)偏差變小，分選程度變好(圖4，5)。此外，羊場剖面黃土粒度頻率分布曲線和累積曲線與西昆侖山黃土和沙塵暴樣品非常相似(圖6)，說明羊場黃土可能與西昆侖山黃土和沙塵暴沉積物一樣屬于短距離懸浮沉積，同時與洛川黃土粒度頻率分布曲線和累積曲線有顯著差別，表明羊場黃土與洛川黃土沉積條件不同，可能是由于羊場黃土為塔克拉瑪干沙漠的近源風(fēng)成堆積的原因。以上特征與典型黃土剖面粒度分布特征［16］差異明顯，可能暗示粒度參數(shù)所指示的古氣候意義也不同。

黃土的粒度組成主要受風(fēng)力大?。?，6，11］、源區(qū)的干旱程度和范圍［9-10］及沉積后的風(fēng)化作用［13-14］所控制。由于研究區(qū)降水量少，植被稀疏，沉積后的風(fēng)化成壤作用極其微弱，且粒度結(jié)果也表明該區(qū)＜5 μm黏粒含量極少，可以排除成壤作用對粒度的影響;羊場剖面位于塔克拉瑪干沙漠的下風(fēng)向，黃土粒度組成主要以粗粉砂和砂粒為主，粗粉砂只能在低空作短距離的懸?。?3］，而 ＞63 μm 砂粒一般只能以躍移和滾動的方式做短距離的搬運(yùn)，代表了近源沉積，主要反映沙漠范圍的變化［9-10］。因此羊場剖面黃土粒度主要受控于源區(qū)的干旱程度和范圍，黃土粒度組成的變化主要指示了塔里木盆地南緣干旱程度的變化。

4.2 塔里木盆地8.5 ka以來的氣候變化及其區(qū)域?qū)Ρ?/h3>

羊場黃土平均粒徑和＞63 μm的砂粒含量變化曲線波動特征相似，呈現(xiàn)出長期變粗的趨勢(圖8)，尤其在3.6 ka B.P.(7.5 m)以來平均粒徑迅速增大，砂粒含量也迅速增加。據(jù)此，可以將羊場剖面劃分為2個階段:階段I(8.5～3.6 ka B.P.)，粒度組成較穩(wěn)定，顆粒較細(xì)，平均粒徑為45 μm左右，＞63 μm的砂粒含量約為30%，可能指示8.5～3.6 ka B.P.期間塔里木盆地南緣氣候相對濕潤和穩(wěn)定;階段II(3.6～0 ka B.P.)，＞63 μm 的砂粒含量急劇增多，粒徑顯著變粗，且具有大幅度波動的特點(diǎn)，可能反映了氣候的急劇變干和不穩(wěn)定。

上述粒度分析結(jié)果顯示，塔里木盆地南緣氣候在8.5～3.6 ka B.P.期間相對濕潤和穩(wěn)定，而3.6 ka B.P.以來氣候急劇變干且不穩(wěn)定，這種氣候變化趨勢也得到了鄰近地區(qū)相關(guān)研究的支持。如汪海燕等［34］通過研究新疆北天山東段巴里坤山北麓巴里坤湖及周邊地區(qū)的7個剖面，發(fā)現(xiàn)在8.0～4.0 ka B.P.期間東天山地區(qū)氣候溫暖濕潤，其后湖泊逐漸萎縮;劉冰等［35］通過對青藏高原東北部共和盆地泥炭的研究，認(rèn)為該區(qū)中全新世(7.1～3.8 ka B.P.)為氣候適宜期，晚全新世(3.8～0.5 ka B.P.)氣候變得冷干;柴達(dá)木盆地的相關(guān)研究揭示，風(fēng)成砂礫層于3.4～3.2 ka B.P.期間在盆地南緣形成［36］;Yu 等［37］在柴達(dá)木盆地東部的研究表明，8.3～3.6 ka B.P.期間氣候濕潤穩(wěn)定，而在3.6 ka B.P.以來氣候變得干旱(圖8g)，并認(rèn)為北半球36°N太陽輻射減弱導(dǎo)致的亞洲夏季風(fēng)衰退可能是該區(qū)氣候變干的原因;董哥洞石筍氧同位素記錄［38］顯示，約3.5 ka B.P.之后夏季風(fēng)迅速衰退，氣候向干旱化發(fā)展(圖8h)。

圖8 羊場黃土粒度變化曲線(d、e)與NGRIP氧同位素［43］(a)，北大西洋赤鐵礦顆粒含量變化曲線［44］(b)，北大西洋浮冰碎屑記錄［44］(c)，新疆 TKP 磁化率［42］(f)，柴達(dá)木盆地東部 EMI［37］(g)及董哥洞石筍氧同位素［38］(h)的對比Fig.8 Comparison diagram of grain-size in Yangchang section with δ18O record from NGRIP ［43］ (a)，concentration of hematite grains and ice-rafting events in North Atlantic［44］(b and c)，magnetic susceptibility in TKP section［42］(f)，Effective moisture index(EMI)of the eastern Qaidam Basin(QB)［37］(g)and Dongge Cave［38］(h)

羊場粒度曲線(圖8d，e)與董哥洞石筍氧同位素［38］和柴達(dá)木盆地東部有效濕度指數(shù)(EMI)［37］等記錄的對比表明，羊場粒度記錄與上述記錄變化趨勢一致，說明塔里木盆地南緣8.5 ka B.P.以來的氣候變化具有季風(fēng)模式的特點(diǎn)，中全新世以來北半球36°N太陽輻射的減弱［39］可能驅(qū)動了3.6ka B.P.以來盆地南緣的干旱化。關(guān)于亞洲夏季風(fēng)能否深入到亞洲內(nèi)陸的問題，20世紀(jì)80年代在南疆若羌地區(qū)曾發(fā)生過夏季風(fēng)帶來的大雨事件，說明夏季風(fēng)強(qiáng)盛時能夠深入到亞洲腹地［40］;相關(guān)研究表明，在全新世亞洲季風(fēng)的最盛期，整個新疆和內(nèi)蒙古地區(qū)都在夏季風(fēng)影響范圍之內(nèi)［41］。此外，在整體變干的趨勢上，塔里木盆地區(qū)域氣候變化還被一系列的千年尺度的干旱事件所打斷(圖8)，這些短尺度干旱事件在3.6 ka B.P.以來變得尤為顯著。凌智永等［42］通過對新疆伊犁河谷塔克爾莫乎爾沙漠腹地TKP剖面的研究，認(rèn)為中亞內(nèi)陸地區(qū)的氣候變化受西風(fēng)環(huán)流的影響并與北大西洋區(qū)域的氣候變化呈現(xiàn)一定的遙相關(guān)。3.6 ka B.P.以來羊場粒度曲線與TKP磁化率曲線波動趨勢非常一致(圖8f)，且這些千年尺度的突變事件在紅原泥炭［35］、董哥洞石筍氧同位素［38］和 NGRIP 氧同位素曲線中也有記錄［43］(圖8a，h)，同時也與北大西洋浮冰碎屑記錄和赤鐵礦顆粒含量記錄也有很好的對應(yīng)［44］，說明這些千年尺度的氣候突變事件可能通過西風(fēng)與北半球高緯度地區(qū)氣候遙相關(guān)。

綜上所述，塔里木盆地南緣氣候自3.6 ka B.P.以來逐漸變干，并出現(xiàn)大幅度波動的千年尺度干旱事件，具有季風(fēng)模式和千年尺度氣候振蕩的雙重特點(diǎn)，可能同時受低緯度亞洲季風(fēng)和北半球高緯度地區(qū)氣候的影響。新疆巴里坤湖全新世氣候的研究表明新疆地區(qū)的氣候演變并非簡單地遵循某種單一氣候變化模式，不同氣候系統(tǒng)(如西風(fēng)、季風(fēng))在該地區(qū)的強(qiáng)弱對比狀況，可能對氣候環(huán)境變化模式有重要影響［45］。唐自華等［20］通過對昆侖山北坡KMA剖面砂含量和總有機(jī)質(zhì)序列的功率譜分析，檢測到多種與太陽輻射或太陽活動相關(guān)的顯著變化周期，認(rèn)為塔里木盆地環(huán)境變化的主要驅(qū)動因素與太陽輻射強(qiáng)迫有關(guān);此外，對北大西洋地區(qū)深海沉積物、Greenland冰芯中的10Be和大氣14C產(chǎn)率的交叉譜分析也支持太陽輻射強(qiáng)度是全新世氣候變化的最可能原因［46］。因此，我們認(rèn)為太陽輻射減弱導(dǎo)致的亞洲夏季風(fēng)衰退可能導(dǎo)致了3.6 ka B.P.以來盆地南緣的干旱化，同時，受太陽輻射強(qiáng)迫驅(qū)動的北半球高緯度地區(qū)的氣候變化［47］，通過增加西風(fēng)環(huán)流的強(qiáng)度［48］及其波動幅度，進(jìn)一步加劇了3.6 ka B.P.以來塔里木盆地南緣氣候的干旱化和不穩(wěn)定性。

5 結(jié)論

(1)羊場黃土粒度組成主要以粗粉砂和砂礫占優(yōu)勢，基本不含黏粒組分，分選較好，且自剖面底部到頂部，隨著平均粒徑的增加，粒度頻率分布逐漸接近正態(tài)分布的趨勢，且分選程度變好。粒度頻率分布曲線和累積曲線指示羊場黃土為塔克拉瑪干沙漠的近源風(fēng)成堆積，與西昆侖山黃土和沙塵暴沉積物一樣以短距離懸浮沉積為主，黃土粒度組成的變化主要指示了塔里木盆地南緣干旱程度的變化。

(2)塔里木盆地南緣氣候在8.5～3.6 ka B.P.較為濕潤穩(wěn)定，3.6 ka B.P.以來氣候急劇變干并出現(xiàn)大幅度波動的千年尺度突變事件，與其他地區(qū)古氣候記錄有較好的一致性。我們認(rèn)為塔里木盆地南緣8.5 ka B.P.以來的氣候變化具有季風(fēng)模式和千年尺度氣候振蕩的雙重特點(diǎn)，可能受低緯度亞洲季風(fēng)和北半球高緯度地區(qū)氣候的共同影響。

(3)太陽輻射減弱導(dǎo)致的亞洲夏季風(fēng)衰退可能導(dǎo)致了3.6 ka B.P.以來盆地南緣的干旱化，同時，受太陽輻射驅(qū)動的北半球高緯度地區(qū)的氣候變化，通過增加西風(fēng)環(huán)流的強(qiáng)度及其波動幅度，進(jìn)一步加劇了3.6 ka B.P.以來塔里木盆地南緣氣候的干旱化和不穩(wěn)定性。

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