田慶春， 尹佳男， 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）

深海氧同位素3 階段（Marine Isotope Stage 3，MIS3）全球氣候表現出溫濕的特征［1］，為冰期中的弱暖期，但古里雅冰芯記錄顯示MIS3階段早晚期溫度可能高出現代約4 ℃［2-3］，達到間冰期水平。在該階段，整個青藏高原區(qū)降水量比現在增加約40%～100%，出現了許多大淡水湖，鄭綿平等［4］稱之為汛湖期，Shi等［5］稱之為“高溫大降水事件”。尼阿底遺址的發(fā)現，證明了人類在距今4～3 萬年前就已經進入青藏高原高海拔極端環(huán)境地區(qū)［6］，這可能與該時段特殊的氣候有關。而在該階段黃土高原植被研究結果卻表現出氣候溫涼濕潤的特征［7］，會寧地區(qū)的黃土記錄也指示出MIS3 階段溫濕的特征［8］。對于這一時段特殊的氣候表現解釋較多，但就目前來看，尚沒有完全解決該問題。由此可見，關于MIS3階段的氣候問題依然比較復雜，迫切需要更多區(qū)域和較為連續(xù)的沉積記錄來解釋這些問題。黃土高原東南部的臨汾盆地黃土沉積連續(xù)，保存較為完整［9］，同時臨汾盆地也是我國半濕潤區(qū)向半干旱區(qū)過渡的敏感地帶，其特殊的地理位置能對氣候變化靈敏的反應。

本文選擇臨汾盆地黃土為研究對象，初步探討了MIS3 階段氣候演化特征，以求為MIS3 階段氣候問題的解決提供新的思路與參考。

1 研究區(qū)概況

臨汾盆地位于山西省南部，北依韓侯嶺，南接峨眉臺地，東至霍山，西抵羅云山。該區(qū)域屬溫帶大陸性季風氣候區(qū)，年均降水量420～550 mm，年平均氣溫9.0～12.9 ℃。采樣剖面位于臨汾盆地南部，距襄汾縣5 km左右的丁村附近（圖1）。

圖1 丁村剖面地理位置示意圖Fig.1 Geographical location of DC section

1954 年中國科學院古脊椎動物研究所考古人員在丁村54：100 地點挖掘過程中發(fā)現3 顆人類牙齒［10］，1976年在相同層位地點上發(fā)現一塊幼兒頭頂骨，命名為丁村人，介于北京人與現代人之間，與河套人接近［11］，屬于早期智人。丁村人化石的發(fā)現受到了學術界極大的關注，推動了對臨汾盆地及相鄰地區(qū)構造運動及環(huán)境演變的研究。

2 材料與方法

2.1 樣品采集

通過野外考察，我們選擇丁村古人類遺址附近黃土―古土壤剖面為研究對象，地層總厚度6.30 m。剖面位于汾河三級階地［12］，與“丁村組”地層的第9層黃土地層一致（圖2），“丁村組”地層剖面引自參考文獻［13］。

剖面描述如下：

0～60 cm，黃土層，淺黃色，空隙多，粉砂含量較多，0～20 cm為現代耕作層。

60～190 cm，弱發(fā)育古土壤層，淺棕黃色，質地較上層密，不易破碎，局部有白色小點碳酸鹽分布。

190～420 cm，黃土層，淺黃色，粉砂含量較高，質地均勻且疏松、多孔。

420～570 cm，古土壤層，淺紅棕色黏質，膠結程度較好，有白色碳酸鹽菌絲分布，且有白色斑點和黑色斑點分布，質地較致密。

570～630 cm，黃土層，為淺黃色，粉砂含量較高，質地均勻，下部有明顯的壓實現象。

從剖面頂部以2 cm 間隔進行采樣，共取得315個樣品，同時使用長40 cm，直徑4.5 cm 的不銹鋼管進行光釋光年代樣品的采集,取樣間隔0.6～1 m不等距，共采集5組。

2.2 分析測試方法

將自然風干的樣品進行磁化率、粒度、總有機碳和全鐵含量的測定，實驗地點為山西省山西師范大學地理科學學院實驗室。磁化率使用Barington MS2型磁化率儀進行測試，為了保證結果的可靠性，高、低頻磁化率每個樣品各測量3 次，取其平均值。樣品的粒度測試采用比較成熟的前處理方法［14］，然后使用Mastersizer 2000 型激光粒度儀進行測試，測試范圍0.02～2000 μm，重復測量誤差＜1%?？傆袡C碳含量采用“重鉻酸鉀-硫酸氧化滴定法”測定。全鐵含量使用novAA400原子吸收光譜儀測定。

光釋光（Optically Stimulated Luminescence，OSL）樣品在青海省自然地理與環(huán)境過程重點實驗 室―釋光年代學室測定，實驗過程見參考文獻［15］。光釋光測年主要以沉積物中的石英和長石這種含量多且易提取的礦物為對象，二者對實驗的影響有如下差別［16-17］：（1）純度好壞影響測年結果；（2）飽和計量影響測年范圍，長石與石英相比，前者飽和計量更大，測年范圍更廣；（3）信號強弱影響測年精度以及對年輕樣品的測試，長石相較石英信號表現更強更優(yōu)秀；（4）熱轉移現象嚴重影響對年輕樣品的測試，而石英熱轉移現象較長石更強，不利于年輕樣品的測定。在本次實驗中，pIRIR 長石測年的上限能夠滿足準確獲得末次間冰期以來測年的要求，故年代結果選用更為精確的長石年代結果（表1）。上述年代數據可以很好的界定丁村剖面沉積年代的大概范圍，但無法確定每一沉積層位的具體年代。由于光釋光測年本身存在一定的誤差，且通過簡單的線性內插得到的誤差較大，因此，我們以光釋光數據為基礎，利用Porter 等［18］提出的粒度―年齡模型來計算丁村剖面的年代序列（圖3）。在模型計算過程中我們引入了前人提出的標準黃土地層的年代節(jié)點數據，雖然可通過曲線對比獲得一些年代控制點，但考慮到控制點太多有牽強的嫌疑，因此，本文只選取MIS2/3、MIS3/4、MIS4/5 和MIS5/6 四個標準地層的年齡，分別為25.37 ka BP、59.69 ka BP、74.22 ka BP 和128.80 ka BP。由于L1L1段部分頂部地層與全新世地層的缺失，故L1L1地層對應年代最近為20 ka BP。

表1 丁村剖面樣品信息、環(huán)境劑量及OSL定年Tab.1 Sample information,environmental dosage and OSL dating of DC section

2.3 氣候代用指標的意義

2.3.1 粒度 粒度作為土壤的物理屬性之一，是沉積物研究的最基礎指標，在古氣候研究中占有重要地位［19-20］。中國黃土堆積被認為是東亞季風的產物［21］，且黃土粒度的粗細與風力的強弱有關［22］。孫有斌等［23］通過對黃土―古土壤研究也認為，粒度是東亞冬季風變化的最敏感替代性指標，且粗顆粒粒徑組分與冬季風強度正相關。因不同區(qū)域對季風的響應不同，其粒度組分在各區(qū)域所代表的環(huán)境意義也有差異，故在不同地區(qū)氣候分析中選擇的參數也不同［24］，通過對比研究我們選擇中值粒徑和＞63 μm粒徑組分作為冬季風代用指標。

2.3.2 磁化率 磁化率強度常與成壤強度有關，也是指示降雨量的常用指標,廣泛應用于第四紀古氣候研究中。磁化率增強的主要原因是成土過程中產生的亞磁性礦物含量的增加［25-28］，故能被廣泛應用于指示東亞夏季風的強弱。但磁化率反映的是不同磁性礦物的綜合磁信息，受其來源、粒徑大小、種類及含量多少的影響［29-30］，因此在反映氣候環(huán)境上存在一定局限性［27,31］，且高溫多雨條件下還會出現磁化率值逆轉的情況［32］。冰期/間冰期旋回是第四紀氣候的重要特征，磁化率在冰期—間冰期的變化趨勢是不同的，間冰期向冰期的過渡是緩慢且具有階段性的，磁化率降低；而冰期向間冰期的轉化相對較快，磁化率上升［33］。臨汾盆地地處黃土高原東南部，即使在間冰期年平均溫度和降水量也沒有超過磁化率隨年均溫、年降水量增加而減小的臨界值［34］。由圖3 可以看出，低頻磁化率（簡稱“磁化率”）與頻率磁化率整體變化趨向是相似的，而頻率磁化率用來指示成壤過程中超順磁顆粒含量的方法已被認可［35-36］，且磁化率記錄的某些小波動，也證明磁化率在記錄氣候變化過程中是相對敏感的，因此，磁化率可以作為臨汾盆地古氣候變化的代用指標。由于成土作用受多年降水量和氣溫的控制，磁化率值的變化在一定程度上會被平滑［37］，所以在分析氣候變化時要結合其他指標共同分析。全剖面磁化率與頻率磁化率呈同步變化趨勢，后者的波動較為明顯。S1磁化率值最高介于45.67×10-8m3·kg-1～203.53×10-8m3·kg-1之間，平均值152.89×10-8m3·kg-1，其次為L1S 介于47.18×10-8m3·kg-1～111.59×10-8m3·kg-1之間，平均值94.34×10-8m3·kg-1，L1S 呈現峰―谷―峰的變化特征，且后段峰值較高。

圖3 丁村剖面粒度―年代模型Fig.3 Grain-age model of DC section

2.3.3 全鐵（TFe） 全鐵（Total Iron，TFe）主要包括樣品中次生風化產生的游離態(tài)鐵，包括Fe2+和Fe3+總和。全鐵含量與含鐵硅酸鹽的風化程度有關，含量高低能反映成壤的強弱，進而反映夏季風的強度［38］。張宗祜等［39］研究認為，黃土全鐵含量與黃土高原氣候有非常緊密的聯(lián)系，且具備定量轉換的可能。劉家坡黃土剖面研究結果顯示全鐵含量是指標里表現最好的［40］,并認為其可以與深海氧同位素曲線相比較。臨汾盆地冬季平均氣溫小于0 ℃，成土主要受東亞夏季風的影響，而黃土高原東南剖面研究結果發(fā)現，暖濕氣候條件下土壤中TFe含量高，反之為低值［41］，因此全鐵含量與磁化率都可作為東亞夏季風強度的指標。丁村剖面全鐵與磁化率值趨于同步變化，但內部稍有不同，前者波動幅度較大。整個剖面全鐵含量為1.63%～3.43%，平均值為2.19%；L1S 全鐵含量介于1.84%～2.65%，平均值2.36%，L1S全鐵含量與磁化率一致表現出峰―谷―峰的變化特征，且后段峰值較高。

2.3.4 總有機碳（TOC） 黃土中總有機碳（Total Organic Carbon，TOC）的含量能反映一定氣候條件下區(qū)域生物量和植被蓋度，從而揭示當時的氣候狀況［42-44］，在干旱半干旱地區(qū)，植被狀況主要受到水分的影響，因此常用TOC 來指示濕度的變化，從而間接反映夏季風的強度［43］。由于埋藏在地層中的有機碳會不斷被分解，隨著時間的推移其含量趨于降低［45］，所以有機碳在短時間尺度分辨率較高，不適用于長時間尺度氣候變化研究［46］。0～0.5 mTOC 含量最高，但波動幅度也是最大的，其波動范圍介于4.80%～0.72%之間，可能是受到現代植被的影響；其次是MIS5 和MIS3 階段，分別介于0.58%～3.20%和0.80%～2.04%；MIS5 早期地層TOC 含量顯著偏低，可能與年代較早有機碳分解有關。TOC 整體變化趨勢與其他指標是相一致的，同時考慮到臨汾盆地地處半干旱區(qū)，植被生長主要受到水分的控制，因此TOC可作為濕度變化的替代性指標。

3 討論

3.1 丁村剖面記錄的MIS3階段氣候特征

根據光釋光測年結果，丁村黃土沉積記錄的深海氧同位素三階段持續(xù)時間約56～25 ka BP（190～60 cm）。從圖4 中磁化率、頻率磁化率、全鐵、總有機碳和粒度波動特征可以看出，整個MIS3階段波動幅度較MIS4 階段大，磁化率、頻率磁化率、全鐵、總有機碳和粒度均表現出“兩峰夾一谷”的特征，即兩個弱古土壤層夾一個黃土層，下面按照黃土地層的沉積順序進行分析：

圖4 丁村剖面MIS3階段磁化率、全鐵、總有機碳、中值粒徑與＞63 μm粗顆粒含量曲線變化Fig.4 Curve changes of low magnetic susceptibility,TFe,TOC,median particle size,＞63 μm coarse particle

56～45 ka BP，對應于MIS3c，磁化率雖有波動，但基本上呈增大的趨向，為1個小的峰值，頻率磁化率、全鐵、總有機碳含量同樣以波動上升為主，波動幅度比磁化率大，說明這一時段夏季風呈現增強的趨勢，且氣候不太穩(wěn)定；中值粒徑呈現波動減小后又波動增大，＞63 μm粒徑組分含量與中值粒徑的變化趨勢相同，指示冬季風較弱?？偟膩碚f，這一階段冬季風呈現緩慢減弱、夏季風表現出增強的趨勢，氣候整體表現為弱溫濕期。

45～39 ka BP，對應于MIS3b，中值粒徑比上一階段粗，內部也有小幅的波動，＞63 μm 粒徑組分含量與中值粒徑也呈現出1 個小的峰值，說明在此階段冬季風出現短暫增強，但都沒有達到MIS4階段的程度；總有機碳和全鐵含量相對較低，內部仍有小幅波動，而頻率磁化率出現1個明顯的低谷，代表本時段夏季風強度有一定削弱，成土作用相對較弱，氣候多變；但磁化率的波動卻不明顯，只有輕微降低，這說明磁化率在反映氣候環(huán)境上存在一定的局限性［27,31］?？偟膩碚f這一時段該區(qū)呈現短暫的冷干期。

39～25 ka BP，對應于MIS3a，磁化率為一較高的峰值，后期表現為下降趨勢，其峰值大小僅次于末次間冰期；頻率磁化率也表現出相應的峰值，稍比3c階段高，內部仍有小幅波動；全鐵、總有機碳含量同樣波動上升后又波動下降，呈現出較大的峰值，峰值高度都超過了MIS3c 階段，內部出現小幅的高低波動，說明該階段夏季風強度有一定程度的增加，成壤作用相對較強，植被覆蓋度較大，表現出相對暖濕的特征；中值粒徑表現為低值；＞63 μm 粒徑組分含量為較低的谷值，說明該階段冬季風較弱。本階段是丁村剖面所記錄的末次冰期中最為暖濕的時段，這一點與李玉梅等［47］對大荔地區(qū)的氣候研究結果相一致，MIS3 階段晚期氣候表現為溫暖濕潤、土壤發(fā)育較好、植被覆蓋度高，但從氣候代用指標的波動來看，其峰值與末次間冰期峰值有一定的差距，說明該時段氣候暖濕程度要小于末次間冰期。

3.2 MIS3階段氣候特征初步探討

通過上述分析可以看出，臨汾盆地MIS3階段氣候表現出明顯的溫濕（或弱暖濕）特征，這與全球其他地質記錄所揭示的MIS3 階段氣候表現出弱暖濕的特征相一致，證明本區(qū)第四紀氣候在萬年尺度上的變化與全球氣候變化相一致，受地球軌道參數變化的控制［45］。

大荔黃土記錄［47］、西峰［48］、南極冰芯［49］以及SPECMAP δ18O［1］等不同區(qū)域的不同指標都在一定程度上反映出MIS3 階段的相似氣候變化特征和變化規(guī)律（圖5），3 大地質載體記錄了類似于MIS3 階段的暖―冷―暖的變化特征，但各區(qū)域記錄到3 個階段的暖濕程度差異較大,結論差異較大。古里雅冰芯研究發(fā)現在MIS3 階段晚期溫度要高于早期［2-3］，與丁村、大荔地區(qū)黃土沉積記錄相類似，且3a 階段的暖濕程度要比現在和末次間冰期大的多，Shi等［5］稱之為“高溫大降水事件”。而GRIP冰芯［50］于MIS3時段波動較大，且記錄中不存在異常暖濕的時期。目前關于“高溫大降水事件”的記錄主要集中在青藏高原、中國西北部和部分熱帶區(qū)域［51］，還有蒙古、貝加爾湖等區(qū)域［52-53］?？v觀整個黃土高原MIS3 階段，表現為季風活動增強的氣候特征［54］，但即使在黃土高原的內部，關于MIS3階段氣候所得結論也存在較大差異，且其暖濕程度都沒有超過末次間冰期的強度。目前，結論主要有3種：與深海氧同位素變化趨勢一致，3c 較3a 要更溫濕一些，如黃土高原腹地的洛川、西峰等區(qū)域、以及黃土高原西北緣；再往東南的寶雞、段家坡等區(qū)域顯示3c與3a暖濕程度基本一致；黃土高原東南緣的大荔、白馬坡等區(qū)域顯示與本區(qū)氣候變化類似的3a暖濕程度高于3c，且越往東南2 個階段的差異越大［47］，臨汾盆地丁村剖面的MIS3階段氣候也表現出3a階段的暖濕程度要高于3c的特征。上述現象的產生說明在MIS3階段黃土高原在緯向上存在較大的環(huán)境梯度，這與陳曉云等［55］對黃土高原蝸?；难芯拷Y論相一致，認為MIS3時期黃土高原不同地區(qū)存在明顯的區(qū)域特征，以及更大的環(huán)境梯度。

圖5 丁村剖面頻率磁化率與中值粒徑、大荔剖面磁化率、古里雅冰芯氧同位素記錄、西峰剖面磁化率、深海氧同位素SPECMAP記錄、格陵蘭冰芯氧同位素記錄、Vostok冰芯氧同位素記錄及歲差在末次冰期旋回對比Fig.5 Comparison of climatic cycles since the last glacial cycle based on the magnetic susceptibility,median particle size of DC loess section and the magnetic susceptibility of Dali loess section,oxygen isotope records from Guliya ice core in China,the magnetic susceptibility of Xifeng loess section,marine oxygen isotope SPECMAP records,oxygen isotope records from GRIP Greenland ice core,oxygen isotope records from Vostok ice core and Precession

臨汾盆地位于黃土高原東南部，其氣候變化受東亞季風系統(tǒng)控制，在MIS3a 與3c 階段，受夏季風控制增強，且其中3c 階段氣候不太穩(wěn)定；3b 階段夏季風強度降低，成土作用也相對減弱，而東亞季風系統(tǒng)一般被認為受北半球冰量和地表接受太陽輻射量變化的影響［21］。安芷生等［56］認為太陽輻射量控制東亞夏季風的強度，Prell 等［57］的研究也證明季風區(qū)季風環(huán)流的強度隨著日照增大而增強。而Ding等［58］提出東亞季風的演化受全球冰量控制，全球冰量又是通過調節(jié)西伯利亞―蒙古高壓的位置和強度來影響季風變化的，且冬季風是東亞季風系統(tǒng)中的主動因子。Shacklenton 等［59］也認為，中亞和中國黃土的沉積速率是由全球冰量直接控制的。孫東懷等［54］對黃土高原30 個黃土剖面研究發(fā)現磁化率似乎與全球冰量變化聯(lián)系更為密切。Liu 等［60］通過對黃土高原中部渭南黃土序列的研究認為季風氣候的變化與深海氧同位素所指示的全球冰量變化相一致，但季風變化的幅度和演化趨勢與全球冰量存在顯著差異，可能是北半球太陽輻射量變化作用的結果，同時發(fā)現末次間冰期以來6 個黃土成壤階段與歲差周期相關，可能是氣候系統(tǒng)對歲差周期引起的太陽輻射量的一種響應。丁村剖面各環(huán)境指標整體上表現出與代表全球冰量的深海氧同位素曲線一致的特征，但在一定程度上又表現出與古里雅冰芯相似的特征，如MIS3階段晚期溫度高于早期，而施雅風等［61］認為古里雅冰芯出現該特征的原因是受到歲差周期日射變化的強烈影響，是地球軌道變化造成的涉及全球中低緯度范圍的特殊現象，這說明本區(qū)氣候的這種變化在一定程度上可能也是對歲差周期引起的太陽輻射的響應。Ao 等［62］利用數值模擬方法發(fā)現更新世東亞夏季風的變化受太陽輻射的驅動，應表現出歲差周期信號，但北半球冰蓋的存在令高緯地區(qū)表現出以冰期/間冰期旋回為主要特征。根據研究結果MIS3 時段歲差引起的中低緯太陽輻射提升約20 W·m-2以上［63］，西伯利亞—蒙古高壓強度減小，導致東亞冬季風強度減小、夏季風強度增加，從而使黃土高原發(fā)育了古土壤，而位于臨汾盆地的黃土記錄也反映出了這一氣候變化。因此時太陽輻射量的增加以中低緯度為主，高緯度增加并不明顯［5,63］，所以各區(qū)域間產生了較大的溫度差異［5］。與此同時北半球冰蓋處于半保留狀態(tài)，很多研究者對MIS3階段北方冰蓋大小進行估算，當時冰蓋體積幾近于末次盛冰期的50%［64］，受這種情況影響的西風帶南移會促使青藏高原西部降水增加，南下冷氣流的強度也較現代大［65-66］，且冰蓋產生的冷高壓也會造成較大的環(huán)境梯度，因此各區(qū)域之間會存在明顯的環(huán)境差異，而這也可能是黃土高原沒有表現出“高溫大降水事件”，且環(huán)境梯度明顯的原因。該時期我國東北地區(qū)不僅沒有表現出暖濕，反而表現出較冷的環(huán)境特征，出現了冰緣現象并有喜冷動植物出現［67］，可能也是由于該時段地表接收太陽輻射量和北半球冰蓋的存在使環(huán)境呈現出較大梯度有關。由此可以看出，北半球冰量和太陽輻射量的變化都會對氣候產生影響，但兩者貢獻有多大、具體的機制目前還不太清楚，很難區(qū)分誰占主導地位，很可能是共同作用的結果。陳一萌等［68］也認為太陽輻射量變化、北半球冰量與黃土高原古氣候雖然都表現出一定的相關性，但其對應度還是不夠理想，很可能是兩者同時性綜合作用的結果，丁村剖面MIS3的氣候變化很可能也受這兩者影響，從而表現出一定的局地特征。而青藏高原及西北內陸地區(qū)出現“高溫大降水事件”可能主要由于西南季風及西風帶水汽傳輸路徑變化、強度增加等原因造成的，其原因也與太陽輻射和北半球冰量綜合作用的有關［62,65,69-70］。因此，要全面了解MIS3階段氣候演化機制，還有待更多的區(qū)域記錄與對比，才能對MIS3階段氣候有更完整的了解。

綜上分析可以認為，MIS3階段我國各區(qū)域之間存在明顯環(huán)境差異的現象，未必就是不同驅動力各自作用的結果，其原因很可能是，在北半球冰蓋和太陽輻射量共同作用下，熱量和水分在各區(qū)域配置不同，最終造成各區(qū)域間出現較大的環(huán)境差異。因此，在分析MIS3 階段氣候變化時不應只執(zhí)著于“高溫大降水事件”是否合理，而應充分了解與研究各區(qū)域的氣候變化特點與氣候變化歷史［71］，只有這樣才能更好地解釋MIS3 階段氣候變化的區(qū)域差異及突發(fā)事件。

4 結論

（1）MIS3階段臨汾盆地氣候變化可分為3個階段：56～45 ka BP 氣候為弱溫濕期，時間上對應于MIS3階段早期（MIS3c）；45～41 ka BP 呈現短暫的冷干期，時間上與MIS3b 相對應；41～25 ka BP 該階段表現的較強的溫濕期，時間上與MIS3a相對應。

（2）MIS3 階段臨汾盆地氣候整體呈現溫濕的特征，表現出全球氣候一致性，受地球軌道參數變化的控制。

（3）MIS3 階段內部，臨汾盆地的MIS3a 階段的暖濕程度超過了MIS3c 階段，表現出了一定的區(qū)域特征。