黃土剖面動物化石和有機質(zhì)和有機質(zhì)測年的差異性

黃土剖面動物化石和有機質(zhì)和有機質(zhì)測年的差異性

中國黃土砂是最豐富的晚古地質(zhì)環(huán)境相互作用的信息數(shù)據(jù)庫。記錄了中國大陸上百萬年甚至更古老地質(zhì)歷史時期以來的氣候變化、新構(gòu)造運動、古地理等方面的變化過程和重大地質(zhì)事件。同時，它記錄了全球古氣候和古環(huán)境變化進程的整個過程（石建省等，1998）。因此，中國洛杉磯高原是一個自然遺跡（朱思宇和丁仲禮，1994）。中國科學(xué)家的研究非常重視。無論是全球變化項目還是人類考古調(diào)查，都重要于確定地質(zhì)生物和氣候的變化年齡。目前，年輕地質(zhì)系統(tǒng)的年齡測量方法有很多，如14c和ams年、40ar和39ar年、可變直徑軌跡的測量（t）法、礦物系統(tǒng)的不平衡sims法、光譜光譜法（osl）年和每年測量結(jié)果表明的年齡結(jié)果。許多研究人員使用14c或氨基測量技術(shù)確定了黃土層-黃土古土壤侵蝕事件的年齡結(jié)果。通過14c年測量實驗室設(shè)備的改進和精細儀器的使用、年測量方法和方法的改進，我們可以正確獲得實驗樣品的年齡。在本文中，我們分析了黃土剖面同一層古土和生物化石14c測量的年價值，并探索了同一上層不同物質(zhì)樣品的年齡特征意義。1剖面位置和樣品采集榆中盆地為NW-SE向展布的斷陷菱形盆地,四面環(huán)山,南面興隆山、馬山,北面北山,東西兩翼為黃土覆蓋的低山丘陵,地勢南高北低,盆地最低處為SE-NW流向的大河(圖1).本文研究的剖面位于榆中盆地興隆山洪積扇上的黃土沉積中(35°49′539″N,104°05′909″E),該剖面古土壤、黃土層次清晰,有很好的層序序列.所研究剖面總厚度為4.55m,其中上部80cm為天然剖面,下部3.75m為人工開挖剖面.在對剖面進行觀察對比的基礎(chǔ)上,自上而下共連續(xù)采集樣品460個.在剖面上部80～100cm處采得大量包括羊、馬骨骼和牙齒化石,并有陶片和石器多件.同時發(fā)現(xiàn),骨骼化石具有明顯的人類加工、打擊破碎的痕跡,可能為人類在食肉的同時也碎骨取髓.對采得樣品密封封存,運輸、保存過程中均嚴格避免后期人為污染.為了探討該剖面土壤形成年代和化石年代,并探討不同樣品測年的可靠性和準(zhǔn)確性,對所采集的同一層位牙齒、骨頭和土壤樣品分別在不同實驗室進行測年,骨頭骨膠質(zhì)樣品、土壤有機質(zhì)和無機碳酸鹽樣品在蘭州大學(xué)14C年代實驗室(實驗室編號:Lug;半衰期λc=(5568±40)a)測定,對古土壤樣品采用酸-堿-酸流程提取胡敏素和胡敏酸(圖2).第二部分動物牙齒化石樣品由德國基爾大學(xué)測年實驗室用AMS方法測定(實驗室編號Kia;半衰期λc=(5568±40)a),各樣品測年結(jié)果參見表1.為了探討與化石相關(guān)的環(huán)境變化問題,在蘭州大學(xué)西部環(huán)境教育部重點實驗室沉積物與粒度實驗室對剖面460個土壤樣品做了粒度實驗分析,實驗儀器為英產(chǎn)MALVERNMS-2000全自動激光粒度儀,實驗結(jié)果見圖3.2大氣14c濃度的測量自然界中由于宇宙射線的作用,大氣中具有含放射性14C的二氧化碳.植物通過光合作用,含有14C的二氧化碳同時被植物吸收,在這種作用過程中,帶有14C的植物營養(yǎng)料又進入動物及人類組織中.因此,所有的生物也都含有14C,通過碳的交換循環(huán),14C也在溶解于海水的碳酸鹽類中保持平衡.這就為通過測定動植物或沉積物中14C來測定樣品年代提供了物質(zhì)保障.14C法測年的基本原理是(GeyhandSchleicher,1991),如果某一含碳物質(zhì)一旦停止與外界發(fā)生碳交換,例如有機體(動物或植物)死亡或碳酸鹽沉積過程中斷,那么有機碳或無機碳酸鹽中的14C就得不到新的補充,原始的放射性14C按指數(shù)規(guī)律減少并遵循I=I0e-λt.其中I0為處于交換運動中碳的放射性濃度(即樣品形成時的14C濃度),I為停止交換t年后樣品中碳的放射性濃度(即當(dāng)前樣品的14C濃度),t為樣品形成并與外界停止14C交換后距今的年齡,λ為放射性14C的衰變常數(shù).因此,根據(jù)含碳樣品中14C衰減的程度,可推知樣品“死亡”的年齡:t=(1/λ)ln(I0/I).測年中當(dāng)前樣品的14C濃度可以通過儀器測定獲得,而初始14C濃度則假設(shè)為與樣品和外界停止14C交換時的大氣14C的濃度相同,且最近幾萬年以來大氣14C濃度沒有發(fā)生變化,樣品形成時的14C濃度就與現(xiàn)代大氣14C濃度相同.由于20世紀50年代全球核實驗開始不斷進行,大氣14C濃度發(fā)生顯著改變,因此在實際測年的過程中均以1950年14C濃度為原始大氣14C濃度.近年來,隨著研究的深入和測量技術(shù)的提高,已經(jīng)能夠準(zhǔn)確測量大氣中14C濃度,并且發(fā)現(xiàn)大氣中14C濃度隨太陽黑子活動、地球磁場和地球表面碳循環(huán)等的變化而變化(Stuiveretal.,1991).結(jié)合樹輪年代學(xué)的研究,通過對多個連續(xù)和相互重疊樹輪樣品中14C濃度的測定,已經(jīng)確定了11.86ka的大氣14C濃度變化(Stuiveretal.,1998).11.86ka以前14C濃度的變化,則通過珊瑚和陸相沉積碳酸鹽的230Th測年和14C測年的對比研究(Bard,1998;Burretal.,1998;Edwardsetal.,1998;Schrammetal.,2000;Yokoyamaetal.,2000),大洋浮游有孔蟲和冰心的交叉校正以及極地冰心和沉積物中的36Cl和10Be的濃度對比(Beeretal.,1994;Franketal.,1997;Bard,1998;Muscheleretal.,2000)直接或間接給出.研究結(jié)果揭示過去50ka中大氣14C濃度曾發(fā)生過顯著的變化,通常測定的14C年代只有經(jīng)過校正(14C初始濃度變化校正和半衰期校正)后,才可以和其他測年方法獲得的日歷年代進行對比.通過樹輪及其他沉積物研究所獲得的大氣14C濃度隨時間變化的記錄,則是對測定的14C年代進行校正而使之成為日歷年代的基礎(chǔ).黃土是第四紀普遍分布的風(fēng)積物,其成分以石英為主,其次是長石、白云母和碳酸鹽等,間有軟體動物的硬殼和極少量有機物.在黃土-古土壤中,其次生碳酸鹽組成包括:(1)由植被在光合作用中吸收大氣中的CO2,后經(jīng)呼吸過程放出CO2,放出的CO2與黃土古土壤進行碳交換,留在古土壤中;(2)大氣和土壤氣體直接交換,土壤CO2最后被吸收而進入土壤中;(3)在黃土堆積過程中,由風(fēng)攜帶而來的黃土顆粒中所含的碳酸鹽物質(zhì)保留下來組成古土壤的無機碳(圖4a).因此,影響古土壤次生碳酸鹽的初始14C濃度由土壤CO2的14C濃度和黃土顆粒14C的濃度共同決定.黃土-古土壤中有機質(zhì)的組分來源相對較復(fù)雜,其來源主要包括:(1)植物光合作用吸收大氣中的CO2后,植物死亡經(jīng)微生物分解殘留在古土壤中或植物經(jīng)動物利用后,動物死亡經(jīng)微生物分解殘留在古土壤中;(2)由水近距離搬運而來的有機質(zhì)沉積下來后殘留在古土壤中;(3)由人類活動所造成的人為土壤加入,最后其有機質(zhì)留在土壤中,均成為古土壤有機質(zhì)組分(圖4b).因此,影響古土壤有機質(zhì)測年的14C的初始濃度不僅與源地自生有機質(zhì)的14C濃度有關(guān),也與異地源的有機質(zhì)14C濃度有關(guān).由于夏季溫度較低和暴雨較少,現(xiàn)代和全新世黃土土壤中缺乏鈣結(jié)核(郭正堂,1990),黃土—古土壤中淋溶作用很小,上下物質(zhì)交換很弱.根據(jù)14C產(chǎn)生和運動規(guī)律以及碳循環(huán)模型(沈承德等,1990),可得到無鈣結(jié)核黃土中放射性14C的地球化學(xué)遷移過程(圖4),它們清楚地展示了影響14C年齡測定的幾個因素的作用途徑.3問題的提出在14C測年法的假設(shè)中,要求含碳物質(zhì)“脫離碳交換貯存庫”.事實上很難有絕對脫離碳交換貯存庫的含碳標(biāo)本,它們都或多或少受到周圍環(huán)境和后期作用的影響.顯然,樣品受干擾越少、越接近于假設(shè)條件,標(biāo)本的年齡就越接近真實年齡.要提高測年數(shù)據(jù)的可靠性,一方面可以從14C方法本身的實驗技術(shù)上盡可能地分組分測定年齡,如可溶于堿的部分與不溶于堿的部分年齡的比較以及有機質(zhì)纖維素年齡和木質(zhì)素年齡的比較.另一方面,與地層學(xué)、孢粉分析、考古學(xué)以及其他年代學(xué)方法配合使用(中國科學(xué)院貴陽地球化學(xué)研究所,1977).隨著測年技術(shù)的提高、測年方法的改進、加速器等精密儀器的使用,各實驗室對測量的大量數(shù)據(jù)進行比較,認為不同的測年方法對測年結(jié)果無明顯的影響.由表1可以看出,3個同層位樣品的測年結(jié)果相差懸殊,在數(shù)值上動物骨膠質(zhì)和牙齒樣品年齡最小,幾乎可視為相同.其次是土壤有機質(zhì)年齡,最老的是土壤無機質(zhì)年齡,通過對測年過程的可靠性和精確性控制分析可以肯定,所獲得的測年值都是準(zhǔn)確而可靠的,只不過它們分別反映了各自大致的真實年齡.牙齒化石樣品的年齡代表的是牙齒脫離與外界碳交換后距今的“年齡”.樣品采集點動物牙齒、骨骼和少量陶片一起埋藏,牙齒埋藏后成了與外界脫離碳交換的封閉庫.由于牙齒堅固、緊密,起到了很好的絕緣密封作用,使得牙齒內(nèi)部的骨膠質(zhì)幾乎不受到外界碳入侵的影響,不與土壤中的碳進行交換,內(nèi)部骨膠質(zhì)中14C很好地記錄了牙齒埋藏年齡.對于骨骼化石利用常規(guī)14C方法測年獲得的結(jié)果為(2248±50)a((2245±95)cal.a),利用AMS對化石牙齒膠原質(zhì)的測年結(jié)果為(2235±30)a((2240±90)cal.a),而利用AMS對相同化石牙齒非骨膠原的測年結(jié)果為(1815±40)a((1760±60)cal.a),說明對于牙齒測年來講,前者并未受到后期外來14C的影響,后者非骨膠原由于受到后期14C的影響而相對“年輕”.另一方面,常規(guī)測年和AMS對化石牙齒膠原質(zhì)的測年結(jié)果十分吻合,二者之間的相對差值僅為13a,說明不同實驗室不同測年方法對樣品年齡值的影響很小,相對差值僅為5.78×10-3,而不同測年物質(zhì)(骨膠原和非骨膠原)的年齡差值卻很大,其差值為420a,相對差值為18.75%.因此,在具體工作中,某些物質(zhì)的測年值失真性很大,選擇能反映地質(zhì)事件年齡的測年物質(zhì)非常重要.對所測結(jié)果進行考古對比分析,認為牙齒和骨胳化石測年結(jié)果是合理、可以接受的.1924年在甘肅民勤縣沙井村發(fā)現(xiàn)了沙井文化,該期文化主要分布于甘肅的永登、古浪、武威、天祝、永昌、張掖與民勤等地,年代約為公元前800年至公元前600年,其年代與牙齒樣品年齡較接近,具有一定的對比性.動物骨骼化石和石器、陶片在該采樣點的集中出現(xiàn)說明2235cal.a時已經(jīng)有人類活動,因此,牙齒、骨骼及少量陶片的發(fā)現(xiàn)有助于拓寬沙井文化的分布范圍.剖面所在的地理環(huán)境干燥,主要沉積是風(fēng)成黃土,由實驗數(shù)據(jù)算出剖面上部典型的黃土沉積速率0.3579mm/a,這一結(jié)果符合當(dāng)時氣候環(huán)境下的沉積速度,可與甘肅合水MJY-A土壤剖面進行比較,該剖面地理環(huán)境與榆中剖面的非常接近,其88～45cm深度,14C年齡為3100～1500a,沉積速率為0.3937mm/a(周群英等,2004);三角城剖面地理環(huán)境與榆中剖面也非常相似,其75cm沉積厚度,14C年齡為(2430±50)a,沉積速率為0.3086mm/a(張成君等,2004).這3個剖面在大致相同的時間內(nèi),沉積的厚度和速率也大致相同,因此,牙齒樣品年齡代表了其埋藏深度黃土的沉積年齡.土壤樣品有機質(zhì)胡敏素和胡敏酸測出的年齡為(3682±70)a((4175±175)cal.a),比其中化石的年代約老1935a,代表了混合有機碳年齡.古土壤層富含有機質(zhì),其形成是一個不斷進行積累和交換的過程,它不斷吸收新的含碳物質(zhì)(如根生長、溶解于水中的有機成分的滲透、微生物影響以及土壤動物活動等).張甘霖等(2004)曾對人為土壤有機碳進行過14C測年,采樣點甘肅武威:深度0～20cm,總有機碳8.9g/kg,年齡為(2690±150)a;寧夏永寧:深度0～22cm,總有機碳7.39g/kg,14C年齡為(3560±190)a.后者比前者老870a,說明人為對土壤有機質(zhì)14C年齡影響很大.土壤樣品中的有機質(zhì)組分是十分復(fù)雜的,要提取樣品當(dāng)時的植被和動物及微生物死后保存下來的有機質(zhì),而清除樣品中次生吸附的外來的有機質(zhì)并非易事甚至是不可能的,因為這類物質(zhì)同源地有機質(zhì)有類似的化學(xué)性質(zhì).因此,根據(jù)胡敏素和胡敏酸組分測出的樣品有機碳年齡就不能單純用來代替當(dāng)時植被生長的年齡,而對其測量值所代表的意義需進行系統(tǒng)的碳來源分析.然而,同一樣品不同有機組分的14C測年結(jié)果可提供關(guān)于樣品化學(xué)封閉體系方面的重要信息,對于評估樣品14C年齡測定值的可靠程度極其重要(Yinetal.,1997).樣品有機質(zhì)年齡與牙齒樣品年齡的差值1935a在環(huán)境變化上也得到體現(xiàn).由剖面樣品的粒度實驗結(jié)果(圖3)分析,在剖面150～80cm范圍內(nèi),土壤粘粒含量急劇增大,達到最大值,粒徑<63.0μm的顆粒含量急劇減小,達到最小值,反映了當(dāng)時的氣候有較大的波動,氣候異常.據(jù)研究,在5000～3000a是全球異常洪水事件多發(fā)的時期,也是全新世大暖期瀕臨結(jié)束、全球進入氣候波動加劇的時期,在西歐、西亞、兩河流域和印度河流域等都有氣候發(fā)生突變的記錄,我國祁連山敦德冰心記錄中,4900～2900a雖然偏暖,但此間出現(xiàn)5次冷暖的交替,黃河中上游流域在這期間發(fā)生了特大洪災(zāi)(楊曉燕和夏正楷,2001;An,2004;楊曉燕等,2004).剖面80～0cm范圍內(nèi),中值粒徑<2.0μm和粒徑>63.0μm組分含量的變化較為平緩,反映了這段時間內(nèi)氣候波動小,環(huán)境氣候變化平穩(wěn).騰格里沙漠南緣過渡區(qū)全新世8000～3000a期間的古氣候演變序列顯示了這一期間先振蕩性的升溫—持續(xù)高溫、濕度增大—高山冰進的低溫期(Zhang,etal.,1998),騰格里沙漠南緣與甘肅榆中僅距200km左右,其古氣候演變序列與研究剖面年代學(xué)及粒度實驗結(jié)果所反映的古環(huán)境變化(氣候平穩(wěn)—氣候異常—氣候平穩(wěn))正好吻合.氣候在5000～3000a的波動可能導(dǎo)致該剖面沉積的黃土、古土壤被沖刷而缺失或當(dāng)時出現(xiàn)延續(xù)時間達2000a的沉積間斷,當(dāng)時由于該區(qū)毗鄰興隆山,動物眾多,種類豐富,人類活動于這個地區(qū),形成了該區(qū)廣布的文化遺跡.土壤有機質(zhì)年齡比同層位骨骼和牙齒化石年齡老正好可以比較滿意地得以解釋.土壤樣品無機碳的14C測年過程中,其公式I=I0e-λt中的I(即當(dāng)前14C濃度)受到“死碳”的影響,“死碳”混入比例的大小直接影響到測年值反映土壤樣品沉積年代的準(zhǔn)確程度.“死碳”混入比例的引入或計算可用下述方法在計算14C年代時直接進行校正.假設(shè)“死碳”混入比例為X,則14C年代計算公式為:I=I0(1-X)exp(-λt)(各字母代表的意義與前述相同),由此可導(dǎo)出混入“死碳”比例為:X=(I0-I/exp(-λt))/I0,其中t可采用其他非14C測年法精確測出.中國北部沙漠、戈壁廣布,黃土分布不但面積廣,而且厚度也大,是世界上最大的大氣粉塵源之一.亞洲粉塵每年的釋放量約800Tg,占到全球的一半.據(jù)王亞強等(2004)研究,中國粉塵源區(qū)碳酸鹽含量呈現(xiàn)自西向東逐漸降低趨勢,塔克拉瑪干沙漠的碳酸鹽含量平均值為11.84%,庫姆塔格沙漠為8.03%,河西走廊戈壁的平均值為8.16%,巴丹吉林沙漠為4.64%,烏蘭布和沙漠為1.72%,騰格里沙漠為2.57%,毛烏素沙漠的平均值為0.88%,內(nèi)蒙古中部干草原地區(qū)的平均值為3.02%,渾善達克沙地平均值為0.56%,科爾沁沙地的平均值僅為0.13%.甘肅榆中盆地位于西北黃土高原腹地,受到西北沙塵暴的強烈影響,沙塵天氣集中發(fā)生在春冬季節(jié).該研究盆地沙塵主要受河西走廊戈壁、巴丹吉林沙漠和騰格里沙漠影響,又因在干旱地區(qū)大氣降水和植被對土壤碳酸鹽的貢獻較弱,沙塵攜帶的碳酸鹽是組成土壤樣品無機碳的主要部分,“死碳”引入的比例可以作為參考對測年結(jié)果進行校正.在無“死碳”引入的理想狀態(tài)下,土壤碳酸鹽測年結(jié)果反映土壤沉積后脫離與大氣CO2碳交換的年代,但由于“死碳”的引入,使得樣品中I值(即當(dāng)前的14C濃度)變小,由14C測年公式計算的樣品年齡偏大.考慮死碳混入以及對比土壤有機質(zhì)年齡,可推測土壤樣品無機碳測年結(jié)果(6306±80)a((7395±85)cal.a)偏老于古土壤沉積年齡