張 瑞,遲云平,2,*,謝遠(yuǎn)云,2,康春國(guó),吳 鵬,孫 磊,魏振宇

1 哈爾濱師范大學(xué)地理科學(xué)學(xué)院,哈爾濱 150025 2 哈爾濱師范大學(xué)寒區(qū)地理環(huán)境監(jiān)測(cè)與空間信息服務(wù)黑龍江省重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,哈爾濱 150025 3 哈爾濱學(xué)院地理系,哈爾濱 150086

古火作為一種獨(dú)特的生態(tài)環(huán)境因子,在世界干旱、半干旱[1]和濕潤(rùn)的季風(fēng)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(duì)脆弱且對(duì)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(duì)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(jī)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(wú)機(jī)碳化合物[8—10],在空間上具有分布廣泛的特點(diǎn),在時(shí)間上具有相對(duì)連續(xù)的特點(diǎn),可以記錄數(shù)千年[11]、萬(wàn)年[12]、甚至數(shù)百萬(wàn)年[13—14]的古火活動(dòng),被認(rèn)為是古火及環(huán)境演化的重要標(biāo)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(guò)對(duì)不同形態(tài)的炭屑進(jìn)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(jìn)一步來(lái)討論古氣候、古植被的變化。

目前,許多國(guó)家和地區(qū)對(duì)古火的歷史和炭屑的沉積記錄進(jìn)行了研究,揭示出炭屑變化的過(guò)程、火環(huán)境特征以及與植被和氣候間的耦合關(guān)系等[1—7]。但是古火活動(dòng)的復(fù)雜性和研究材料不足導(dǎo)致了目前對(duì)古火活動(dòng)、炭屑變化規(guī)律及驅(qū)動(dòng)機(jī)制的認(rèn)識(shí)還存在諸多分歧。我國(guó)的炭屑研究目前主要集中在黃土高原地區(qū)[27—31],對(duì)于我國(guó)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(zhǎng)時(shí)間的沉積記錄,這阻礙了基于炭屑變化來(lái)理解該地區(qū)古火活動(dòng)、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(duì)象,對(duì)黃土-古土壤中的炭屑濃度、形態(tài)和粒徑進(jìn)行統(tǒng)計(jì)和分析,探討該地區(qū)的古火活動(dòng)、古植被和古氣候的特征及驅(qū)動(dòng)機(jī)制,為松嫩平原中晚更新世以來(lái)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(rùn)性溫帶大陸性季風(fēng)氣候,四季分明。年平均氣溫4.2℃,主導(dǎo)風(fēng)向?yàn)槲髂巷L(fēng)。由于哈爾濱地區(qū)緯度較高,鄰近亞洲北部寒冷的冬季風(fēng)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(zhǎng)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(shí)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(tuán)結(jié)鎮(zhèn)東郊,松花江支流阿什河右岸,屬于松花江二級(jí)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(guó)東北地區(qū)第四紀(jì)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(duì)象,其中,0—0.98 m是現(xiàn)代土壤,0.98—30.4 m是風(fēng)成堆積,30.4—95.182 m是河湖相堆積[32—34]。對(duì)0—30.4 m黃土-古土壤序列進(jìn)行炭屑研究。其中,黃土層(L1—L5)巖性為淺黃褐色,結(jié)構(gòu)疏松,無(wú)層理,塊狀構(gòu)造,垂直節(jié)理發(fā)育,含白色菌絲體,具有典型風(fēng)成黃土特點(diǎn)；古土壤層(S0—S4)巖性特征為深灰褐色—灰黑色,結(jié)構(gòu)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(gè)用于炭屑分析。其中,表土層2個(gè)；古土壤層共8個(gè)(S0：2個(gè)；S1：1個(gè)；S2：1個(gè)；S3：2個(gè)；S4：2個(gè))；黃土層共15個(gè)(L1：5個(gè)；L2：2個(gè)；L3：2個(gè)；L4：2個(gè)；L5：4個(gè))。

通過(guò)使用光釋光(OSL)和電子自旋共振(ESR)測(cè)年方法測(cè)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(diǎn),通過(guò)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(yīng)用[37—38],具體測(cè)年方法及年代學(xué)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(jì)

對(duì)所有的樣品進(jìn)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(jìn)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(shí)驗(yàn)過(guò)程中對(duì)炭屑的影響。

炭屑統(tǒng)計(jì)過(guò)程采用點(diǎn)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(jì)炭屑的過(guò)程中,記錄石松孢子的數(shù)量,以便用它們來(lái)計(jì)算炭屑濃度。炭屑濃度的計(jì)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(jì)的炭屑數(shù),B表示統(tǒng)計(jì)的石松孢子數(shù),G表示樣品重量。每個(gè)樣品統(tǒng)計(jì)不少于40個(gè)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(zhǎng)寬比值測(cè)量法[23,26],將炭屑制成固定片在顯微鏡下直接觀察形狀,測(cè)量(長(zhǎng)度L、寬度W)并進(jìn)行統(tǒng)計(jì),然后計(jì)算L/W的比值。每個(gè)樣品統(tǒng)計(jì)35—50粒,最終取平均值及誤差范圍進(jìn)行統(tǒng)計(jì)分析。炭屑大小是通過(guò)測(cè)量單個(gè)顆粒最長(zhǎng)軸(長(zhǎng)度L)和最短軸(寬度W)來(lái)確定的。

在鑒定中,把長(zhǎng)寬比值小于2.5鑒定為圓葉炭屑；長(zhǎng)寬比值大于2.5鑒定為長(zhǎng)葉炭屑[24],分別代表木本植物和草本植物。炭屑統(tǒng)計(jì)和測(cè)量在 Olympus CX31顯微鏡下進(jìn)行,實(shí)驗(yàn)在中國(guó)科學(xué)院寒區(qū)旱區(qū)環(huán)境與工程研究所(現(xiàn)中國(guó)科學(xué)院西北生態(tài)環(huán)境資源研究院)完成。

2.3 總有機(jī)碳(TOC)含量測(cè)量

TOC含量采用快速碳立方體紅外碳分析儀進(jìn)行測(cè)定,從多次測(cè)量中得到的標(biāo)準(zhǔn)差小于1%。以間隔10 cm間距進(jìn)行采樣,樣品在80℃下烘干48小時(shí)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(yīng),處理去除碳酸鹽,反復(fù)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(cè)得總碳TC、檢測(cè)CO2氣體量的方法,測(cè)得總有機(jī)碳含量。樣品采用德國(guó)Elementar公司生產(chǎn)的Rapid C cube儀器進(jìn)行測(cè)量,實(shí)驗(yàn)在中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院第四紀(jì)年代學(xué)與水文環(huán)境演變重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)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(shì),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(dá)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(gè)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(dá)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(gè)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(zhǎng)葉炭屑濃度為84—3654粒/g,平均值為473粒/g,長(zhǎng)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(dá)到3654粒/g和1821粒/g(圖2)。長(zhǎng)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(zhǎng)葉炭屑濃度在黃土層L1時(shí)的4.7 m處出現(xiàn)低值為148粒/g,在L4時(shí)的21 m處炭屑出現(xiàn)最低值為84粒/g；長(zhǎng)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(shì)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(jí)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(duì)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(gè)炭屑樣品中,對(duì)所有的圓葉炭屑數(shù)量和長(zhǎng)葉炭屑數(shù)量進(jìn)行了統(tǒng)計(jì)(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(zhǎng)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(zhǎng)葉炭屑數(shù)量為1643,30—50 μm的長(zhǎng)葉炭屑數(shù)量為1432,50—100 μm的長(zhǎng)葉炭屑數(shù)量為239,>100 μm的長(zhǎng)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(shì)。

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(gè)樣品中測(cè)定的TOC結(jié)果來(lái)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(shí)期,最高值出現(xiàn)在表土層?？傮w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(gòu)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(duì)木本植物來(lái)說(shuō)更容易灰化。由于不同的植物生長(zhǎng)的環(huán)境不同,它們生活的地域也不同。木本植物主要生長(zhǎng)在濕潤(rùn)、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(zhǎng)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(dá),含木質(zhì)化細(xì)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(zhǎng)葉炭屑總數(shù)較少(3326),分粒級(jí)特征也顯示了圓葉炭屑占絕對(duì)優(yōu)勢(shì),長(zhǎng)葉炭屑占次要地位。指示了本地區(qū)以木本植物占主導(dǎo)地位,草本植物相對(duì)較少(圖4)。這一認(rèn)識(shí)也得到巖芯有機(jī)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(shì),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(zhǎng)葉炭屑揭示的木本植物占主導(dǎo)是相符合的。

此外,根據(jù)當(dāng)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(shì),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(dǎo)地位。

4.2 炭屑濃度記錄的古火演化特征

古火活動(dòng)發(fā)生后,一部分細(xì)小的炭屑隨著煙霧升空,然后通過(guò)順風(fēng)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(diǎn)較近；細(xì)粒炭屑傳播路程相對(duì)較長(zhǎng),源區(qū)離沉積地點(diǎn)較遠(yuǎn),因此通過(guò)炭屑的粒級(jí)大小可以指示火源區(qū)距沉積區(qū)的相對(duì)遠(yuǎn)近,有效指示炭屑來(lái)源[5,9,20]。較為常見的炭屑粒級(jí)劃分是以50 μm為界,將炭屑分為細(xì)粒炭屑(<50 μm)和粗粒炭屑(>50 μm),并認(rèn)為細(xì)粒炭屑主要反映區(qū)域性古火活動(dòng)事件,粗粒炭屑則反映地方性古火活動(dòng)事件[9,52]。本研究對(duì)哈爾濱黃土-古土壤中炭屑粒徑進(jìn)行統(tǒng)計(jì),將炭屑粒徑分為<30 μm、30—50 μm、50—100 μm和>100 μm 4個(gè)等級(jí),并按上述粒級(jí)劃分進(jìn)行匯總分析,發(fā)現(xiàn)細(xì)粒炭屑占有絕對(duì)優(yōu)勢(shì)(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(xì)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(zhǎng)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(shì)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(dá)到整個(gè)研究時(shí)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(duì)應(yīng)關(guān)系,可以認(rèn)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(dòng))的貢獻(xiàn)有關(guān)。

圖5 哈爾濱荒山環(huán)境代用指標(biāo)與全球和區(qū)域綜合對(duì)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(jī)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(dá)到了一個(gè)最高值,這明顯的超過(guò)了正常的波動(dòng)范圍,這一數(shù)值的急劇升高,可能受現(xiàn)代人類活動(dòng)的影響,這也得到了相關(guān)資料的佐證。如在黑龍江省阿城區(qū)交界鎮(zhèn)雙扶采石場(chǎng)發(fā)現(xiàn)的交界洞遺址,在此地發(fā)掘出的動(dòng)物化石和石制品通過(guò)鈾系法年代測(cè)定后,證明早在萬(wàn)年前的哈爾濱地區(qū)就已存在遠(yuǎn)古人類生存活動(dòng)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(dòng)有關(guān)。

4.3 哈爾濱黃土-古土壤中古火演化的驅(qū)動(dòng)機(jī)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(dòng)的強(qiáng)度,炭屑濃度高表明古火活動(dòng)強(qiáng)烈,炭屑濃度低則反映古火活動(dòng)微弱,而古火活動(dòng)的強(qiáng)度又與氣候條件、可供燃燒的生物量和植被類型相關(guān)。其中,古火活動(dòng)一方面受到氣候因素影響,氣候條件是引起火災(zāi)的重要因素,高強(qiáng)度火災(zāi)往往與干旱和少雨的氣候條件有關(guān),并對(duì)應(yīng)于高濃度的炭屑[27—29]。另一方面,古火活動(dòng)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(dòng)提供良好的物質(zhì)基礎(chǔ),進(jìn)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(rèn)識(shí),炭屑濃度與氣候的干濕具有明顯的對(duì)應(yīng)關(guān)系,即干旱的環(huán)境容易導(dǎo)致火災(zāi)的發(fā)生,進(jìn)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(duì)濕潤(rùn)的古土壤沉積時(shí)期反而是一個(gè)高值,與干旱環(huán)境導(dǎo)致炭屑濃度升高這一認(rèn)識(shí)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(zhǎng),可供燃燒的生物量減少,因此,古火活動(dòng)發(fā)生的可能性較小,導(dǎo)致低的炭屑濃度。而古土壤發(fā)育的間冰期,氣候溫暖濕潤(rùn),這種環(huán)境有利于植被的生長(zhǎng),因此可供燃燒的生物數(shù)量增多,有利于促進(jìn)古火活動(dòng)的發(fā)生,導(dǎo)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(dǎo)致的。把本文所研究的炭屑濃度變化曲線與TOC變化曲線進(jìn)行對(duì)比(圖5),發(fā)現(xiàn)兩者的變化趨勢(shì)具有很高的一致性,炭屑濃度的低值對(duì)應(yīng)于TOC的低值；炭屑濃度升高的幾個(gè)古土壤層或弱古土壤層,都很好地與TOC的升高相對(duì)應(yīng)。TOC含量作為指示生物量變化的直接和有效指標(biāo)得到了廣泛的應(yīng)用[55—56],一般而言,TOC含量高代表植被生長(zhǎng)茂盛,土壤中的有機(jī)質(zhì)積累多,生物成壤作用強(qiáng),并指示溫暖濕潤(rùn)的環(huán)境；反之,TOC含量低代表植被較為貧乏,土壤中的有機(jī)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(dòng)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(jī)質(zhì)含量主要受土壤中生物體含量的控制[59],而其來(lái)源主要為微生物分解后的陸地動(dòng)植物殘?bào)w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(shí)期生物量大幅度的增加,大量的有機(jī)質(zhì)沉積,導(dǎo)致了TOC含量的快速增加。因此,認(rèn)為哈爾濱黃土-古土壤中TOC含量可作為有效的生物量指標(biāo),并可與研究區(qū)氣候演化相對(duì)應(yīng)[61—62]。綜上,研究區(qū)炭屑濃度和TOC變化趨勢(shì)具有高度的吻合性,認(rèn)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(guān)系,進(jìn)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(duì)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(guò)綜合比對(duì),二者曲線的變化具有較高的相似性,也證實(shí)了生物量是本區(qū)域炭屑濃度的主控因素。進(jìn)一步對(duì)比發(fā)現(xiàn),盡管二者曲線的變化趨勢(shì)大體一致,但二者的變化幅度在個(gè)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(lái)的影響,通過(guò)圖5發(fā)現(xiàn),在50—80 ka期間,有著一個(gè)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(duì)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(gè)較小的陰影部分面積區(qū)域,也反應(yīng)了在這3個(gè)時(shí)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(lái)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(jìn)一步探討哈爾濱古火演化與植被和氣候的耦合關(guān)系,進(jìn)行了全球和區(qū)域的對(duì)比研究。如前所述,生物量的變化是導(dǎo)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(jìn)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(guān)系。首先,前期對(duì)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(duì)巖芯進(jìn)行Rb/Sr比值的研究表明,溫暖濕潤(rùn)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(fēng)強(qiáng)度變化的代用指標(biāo)[61]。進(jìn)一步對(duì)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(duì)應(yīng)于炭屑濃度的變化和TOC含量的變化趨勢(shì)。綜上認(rèn)為,溫度變化對(duì)本區(qū)生物量和古火演化起到了積極的作用,即溫暖濕潤(rùn)的間冰期,生物量較為豐富,為古火活動(dòng)提供充足的“燃料”,古火活動(dòng)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(dòng)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(zhǎng)的重要因素[63]。通過(guò)與全球CO2濃度的對(duì)比發(fā)現(xiàn),中更新世以來(lái)CO2濃度在間冰期偏正,冰期偏負(fù),對(duì)應(yīng)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(duì)應(yīng)性,這也說(shuō)明了間冰期CO2濃度升高和溫度的增加,導(dǎo)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(rèn)為是影響木本植物生長(zhǎng)的決定性因素[65]。溫度的主要作用可以解釋為在間冰期對(duì)有效濕度有著強(qiáng)烈的控制作用,即較高的溫度導(dǎo)致更密集的蒸發(fā),較低的溫度會(huì)導(dǎo)致較高的有效濕度[66],溫度升高通過(guò)調(diào)節(jié)有效水分并在激發(fā)森林火災(zāi)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(guān)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(dá)到了最大值,且與TOC代表的生物量具有一致的表現(xiàn),說(shuō)明該時(shí)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(shí)期整體表現(xiàn)為穩(wěn)定的高值,指示了溫暖濕潤(rùn)的氣候環(huán)境。此外,Rb/Sr比值自S1至L1S1時(shí)期并沒有表現(xiàn)出與生物量的明顯升高相對(duì)應(yīng)(盡管表現(xiàn)為穩(wěn)定的高值,但非明顯升高趨勢(shì))；全球溫度在該階段也沒有表現(xiàn)出與之明顯的對(duì)應(yīng),這也體現(xiàn)了植被生長(zhǎng)對(duì)氣候響應(yīng)具有復(fù)雜性。綜上認(rèn)為L(zhǎng)1SI時(shí)期較高的生物量是導(dǎo)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(zhǎng)和古火的發(fā)生提供了重要的外界條件,植被生長(zhǎng)與氣候響應(yīng)具有一定的復(fù)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(jìn)行對(duì)比,從區(qū)域角度探討古火演化與植被和氣候關(guān)系。對(duì)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(fēng)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(duì)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(dǎo)致的。而從植被類型分析可知,由于較少的降水量導(dǎo)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(rèn)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(dǎo)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(dǎo)致的。

如前述,本研究揭示出生物量對(duì)于古火演化的直接影響,而銀川盆地的研究也強(qiáng)調(diào)了生物量(由植被的量控制)對(duì)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(lái)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(shì),表明這兩個(gè)地區(qū)在古土壤發(fā)育時(shí)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(rèn)識(shí)是相符的。此外,兩地區(qū)炭屑濃度對(duì)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(rèn)為是火災(zāi)活動(dòng)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(guò)渡時(shí)期)。誠(chéng)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(lái),在以后的工作中有待進(jìn)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(fù)雜關(guān)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(dòng)因素,溫度作為觸發(fā)因素對(duì)植物的生長(zhǎng)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(zhǎng),溫度通過(guò)調(diào)節(jié)有效水分進(jìn)而影響到火災(zāi)的發(fā)生和植物的生長(zhǎng),反映了古火-植被-氣候之間的復(fù)雜關(guān)系。

這項(xiàng)研究對(duì)于理解我國(guó)東北地區(qū)的古火演化—植被-氣候之間的耦合關(guān)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(yīng)更多的關(guān)注我國(guó)東北地區(qū)乃至北方地區(qū)生物量的變化以及由此導(dǎo)致的區(qū)域性火災(zāi)的演化。未來(lái)以期進(jìn)一步加強(qiáng)對(duì)本區(qū)域孢粉、大化石等的研究,以進(jìn)一步從植被類型等層面上提供更多的佐證。

5 結(jié)論

通過(guò)對(duì)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(jìn)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(duì)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(duì)應(yīng)于古土壤層和L1S1弱古土壤層,揭示出古火活動(dòng)主要受控于生物量。

(3)溫度通過(guò)調(diào)節(jié)有效水分影響木本植物的生長(zhǎng)及區(qū)域火災(zāi)的發(fā)生,反映了古火-植被-氣候之間的復(fù)雜關(guān)系。