泥溪河盆地晚更新世以來黃土沉積的磁化率和粒度特征

泥溪河盆地晚更新世以來黃土沉積的磁化率和粒度特征

泥灣盆地位于河北省陽原市、蔚縣和山西市管轄范圍內，約為40054025，14251444。位于半濕潤地區(qū)和半干旱地區(qū)的交匯處，年平均氣溫6.47.3，濕度為58.58.58.1mm，氣候干燥（圖1）。在構造上,它是由北東向和北北西向兩組斷裂控制的“J”字型斷陷盆地。其內廣泛發(fā)育的河湖相沉積(俗稱“泥河灣層”),含有豐富的生物化石和古人類文化遺址,被認為是我國北方早、中更新世的標準地層。近30年來的研究中,在地層古生物、盆地沉積環(huán)境、第四紀測年、古文化遺址等方面取得了重要的進展,認為盆地反映了至少早、中更新世以來華北地區(qū)氣候和環(huán)境的變化歷史[1,2,3,4,5,6,7,8,9,10]。然而盆地是否存在晚更新世的沉積,則還存在著一些疑問。尤其是郝家臺、小長梁和東谷坨三剖面,由于地層發(fā)育完整,后兩者底部又含有人類文化遺址,而備受眾多學者的關注。但是這些研究都基本集中在河湖相沉積上,而頂部黃土堆積對盆地晚更新世以來的古地理意義和對華北地區(qū)氣候變化的記錄則被忽略。加強對頂部黃土的研究,一方面對恢復更新世以來盆地完整的演化歷史有重要意義,另一方面對研究東亞季風在華北中部地區(qū)的反映也有重要貢獻。本文選取盆地內郝家臺、小長梁和東谷坨3個典型剖面頂部的黃土堆積進行研究。3個剖面在空間上的分布如圖1所示,黃土堆積的厚度在郝家臺約10.5m,小長梁約8.5m,東谷坨約8m。平均以15cm為間距,分別采取樣品97塊、58塊和57塊。樣品磁化率測試在中國科學院廣州地球化學研究所古地磁實驗室用BartingonMS-2磁化率儀完成,沉積物粒度測試在中國科學院地質與地球物理研究所用SALD-3001激光粒度分析儀完成,測量粒度范圍0.2～500μm。1晚更新世黃土的劃分在泥河灣盆地廣泛分布著一層黃土,水平覆蓋在泥河灣河湖相層頂部,或湖相層被侵蝕的溝谷中。它質地疏松,古土壤不發(fā)育,與我國西北地區(qū)典型黃土堆積相比,特征與馬蘭黃土十分類似。早在1930年德日進就將此黃土的堆積時代定為晚更新世,60年代初期,劉東生在《中國的黃土》和《黃河中游黃土》中,將晚更新世黃土定名為馬蘭黃土,一直延用至今。近20年來,人們根據古生物和古地磁研究結果,證實了上泥河灣層中上部屬中更新世,是布容正極性時期的河湖相沉積。因此其上部覆蓋的黃土也肯定是布容正極性時期的堆積。根據這些特征,泥河灣層的研究者均將此層黃土定名為“馬蘭黃土”。在我們的研究中,發(fā)現(xiàn)在黃土的底部和頂部,還發(fā)育兩層古土壤。根據磁化率和粒度特征,我們將其劃分為S1和S0(詳細說明見后文)。因此,泥河灣盆地剖面頂部的此層黃土,堆積時代大致是從130ka到全新世。2ss0層層的發(fā)育程度在黃土-古土壤序列的研究中,盡管對古土壤磁化率增強的機制還存在著不同的解釋,但磁化率指示的古氣候意義已經比較明確。古土壤磁化率的相對增大,反映了東亞夏季風強盛時期,降雨量的增加;而黃土中磁化率的相對低值代表了東亞冬季風強盛,大量粉塵堆積。而且磁化率值的大小對季風氣候的變化是十分敏感的,可以反映肉眼無法觀測到的現(xiàn)象和規(guī)律。正是由于這一明確的物理意義,使磁化率成為在黃土堆積序列中研究古氣候變化的重要指標。在以上背景之下,我們對所選取的3個剖面進行磁化率的研究。根據其變化,將3個剖面黃土堆積分為3層:S1、L1和S0(圖2)。S1層在3個剖面中的厚度基本一致,約為3m,野外直接視覺特征微呈淡紅色,在下伏湖相沉積界面附近有白色淋漓碳酸鹽沉積。與湖相沉積的接觸面比較平整,呈假整合。S1層的發(fā)育程度在3個剖面中有一定程度的差別,東谷坨剖面的顏色深于郝家臺和小長梁。在磁化率特征上,S1層的值最高,平均值分別為:郝家臺80.9×10-8m·kg-1、小長梁66.6×10-8m·kg-1、東谷坨73.2×10-8m3·kg-1。這一高值是東亞夏季風期間成土作用的體現(xiàn),說明此期間降雨量較大?？擅黠@鑒別的亞層有5層,其中3個亞層磁化率值相對高,2個亞層相對低,反映了次級季風的波動狀況。L1層黃土的磁化率值相對最低,郝家臺、小長梁、東谷坨的值分別是60.4×10-8m3·kg-1、50.8×10-8m3·kg-1、52.9×10-8m3·kg-1。在此階段,郝家臺、小長梁磁化率變化較小,較難區(qū)分明顯的亞層,但東谷坨剖面卻變化較顯著,可顯著鑒別3個亞層,一個相對高值亞層,兩個相對低值亞層。在每個亞層又有更高一級較為明顯的細層,這些細層與S1層的亞層變化級別是一致的。S0層接近地表,為盡可能避免表層耕作土的影響,采樣終止于距頂約0.5m處。磁化率值按上面的剖面順序分別為78.8×10-8m3·kg-1、57.0×10-8m3·kg-1、61.9×10-8m3·kg-1。郝家臺和東谷坨剖面S0層與L1層的界線顯著,而小長梁區(qū)別較小。因此可以認為S1、S0層磁化率相對高值沉積段是夏季風強盛時期,降雨量增加,成土作用較強;L1層的相對低值是冬季風強盛時期,降雨量相對減少,成土作用弱。S1層的5個亞層,變化十分清楚,反映了非常明顯的次一級季風波動狀況。在L1層中,與S1亞層同一級別的細層雖可以鑒別,但比較模糊,這說明季風氣候的波動幅度相對較小。3粒度含量特征黃土沉積序列的粒度指標與磁化率相似,可以作為東亞季風變率的替代性指標。粒度大小主要反映了搬運風力的大小。對黃土高原地區(qū)的研究證明,粗顆粒沉積的含量代表了冬季風的強弱變化,而細顆粒含量則代表了夏季風的變率。這一規(guī)律在此3個剖面也有較好的反映。我們逐一分析從0.2～500μm各粒度區(qū)間顆粒含量隨深度的變化曲線,發(fā)現(xiàn)呈反相的界限在35μm,也就是說<35μm的顆粒含量與>35μm的顆粒含量隨深度的變化規(guī)律剛好相反。35～65μm粒度區(qū)間,顆粒變化出現(xiàn)與<35μm顆粒含量反相的特征,但不十分顯著,當>65μm時,規(guī)律比較明顯。為進一步發(fā)現(xiàn)黃土粒度分布所蘊涵的規(guī)律,根據前面磁化率的分層,統(tǒng)計每層一定粒度區(qū)間的顆粒百分含量。郝家臺、小長梁、東谷坨剖面0～35μm細顆粒的含量S1層分別為70.44%、70.36%、72.15%,L1層為49.77%、50.87%、59.63%,S0層為46.58%、58.36%、57.41%;而>65μm顆粒的含量S1層分別為7.1%、7.53%、6.08%,L1層為19.36%、16.85%、10.96%,S0層為23.57%、13.46%、13.96%。S1、L1反映的東亞季風變化規(guī)律與磁化率所表征的是一致的。S1細顆粒含量高而粗顆粒含量少,L1則相反,反映了S1層是夏季風強盛時期,而L1層是冬季風強盛時期。在更高頻的氣候變化規(guī)律方面,S1層粒度指標所反映的變化沒有磁化率顯著,5個亞階段雖可鑒別但稍微模糊。L1層粒度指標卻較顯著,可以清晰地鑒別出2個與磁化率變化相對應的亞層。在S0層,3個剖面粒度和磁化率值的變化規(guī)律比較難以解釋。磁化率值揭示S0是夏季風較強時沉積,而粒度指標卻反映出了相反的結論,這在所有有關黃土堆積研究的文獻中均沒有發(fā)現(xiàn)過。這一現(xiàn)象在郝家臺剖面最為顯著,小長梁剖面次之,東谷坨剖面較弱。另外,3個剖面<35μm的顆粒含量在S1和L1層也都比較高,在S1層達到了70%以上。<7.5μm的平均顆粒含量在郝家臺剖面為23%、小長梁剖面為27.28%、東谷坨剖面達29.6%。另外,計算它們的分選系數(shù),郝家臺、小長梁、東谷坨3剖面平均值分別為1.90、1.97和1.99,與下伏的湖相沉積類似,分選性較差。因此,我們分析在黃土堆積期間,在3剖面所涉及的盆地范圍內,風成顆粒沉降后,經受了一定程度的化學風化和生物風化作用的改造,使細顆粒含量增加。在S0層沉積時,這種改造作用則減弱。故出現(xiàn)細顆粒含量反而較少、粗顆粒含量增加的現(xiàn)象。4月內風和夏季風之間的關系不同根據上文分析,磁化率和細粒物質含量的相對高值,代表了夏季風強盛時期,而它們的相對低值,代表了冬季風相對強盛時期(S0比較特殊)。據此規(guī)律,結合前人的工作,我們將3剖面的黃土堆積劃分為3層:S1、L1和S0。S1又可細分為5個亞層,L1可分為3個亞層。與西北洛川黃土和全球氧同位素的對比如圖3。S1層對應于氧同位素階段5(MIS5),5個亞層分別為5a、5b、5c、5d和5e,L1層對應于同位素階段4、3、2(MIS4、3、2),S0對應于同位素階段1(MIS1)。在L1層,可以分為L1-1、L1-2和L1-3三個亞層。其中,L1-3與同位素階段4對應(MIES4),L1-2對應于同位素階段3(MIS3),L1-1對應于同位素階段2(MIS2)。L1-1與L1-2間的界限在不同剖面的清晰程度不同,東谷坨剖面最為顯著,小長梁和郝家臺則較為模糊。這既有氣候變化的幅度不是很大的原因在內,也有與在水中顆粒二次風化的程度有關。如果將L1-2再進一步細分,可以分為L1-2-1到L1-2-77層。L1-2-1、L1-2-3、L1-2-5、L1-2-7代表了相對暖事件,L1-2-2、L1-2-4、L1-2-6代表了相對冷事件,這些冷事件可能反映了MIS3期間發(fā)生的4次Henrich事件(H3-H6)。以上的對比至少說明,泥河灣盆地頂部的黃土堆積,記錄了130ka以來東亞季風在這一地區(qū)的演化歷史,在萬年時間尺度上它可以與全球的氣候變化相對比。同時,從它對季風氣候變化的敏感性可以推知下伏河湖相沉積對研究華北地區(qū)早更新世以來季風氣候變率的重要意義。這種敏感性是由其所處的地理位置決定的。東亞夏季風起源于太平洋的暖濕氣流,在中國是從東南向西北方向或從西南向東北方向擴展;而冬季風起源于西伯利亞寒流,是從西北向東南方向延伸。因此,對一些時間尺度較短的季風變化,在西北地區(qū)并不一定能完全反映夏季風的變化,東南沿海地區(qū)并不一定能夠完全反映冬季風的變化。而泥河灣盆地處于半濕潤和半干旱地區(qū)的交界處,季風變化一般都可以到達這一地區(qū)。在時間特征方面,3剖面所反映的130kaB.P.以來的氣候變化幅度與其它地區(qū)基本是一致的。MIS5是在MIS6之后,全球氣溫普遍升高的時期。在S1時段是夏季風活動主導時期,東亞夏季風活動極為強盛,環(huán)境效應非常明顯,甚至超過了全新世。S1中的5個顯著的亞階段,顯示了3次夏季風活動進一步相對加強的信息。MIS4、MIS3、MIS2是末次冰期,全球氣候變冷。在L1時段冬季風占主導優(yōu)勢,但MIS3仍然反映了夏季風的活動,但強度與MIS5和MIS1相比要小。其中的細層反映了此期間季風活動的頻繁,其強度均較弱,從L1-2-1到L1-2-7冬季風逐漸減弱,夏季風逐漸加強。MIS4有兩次冬季風相對增強時期,在>65μm的粒度曲線上反映的比較明顯。而MIS2則比較穩(wěn)定,冬季風的強度弱于MIS4。從MIS4到MIS1,在總體趨勢上,氣候是逐漸變暖的。5更新世盆地沉積的演泥河灣盆地的演化終止于什么時期,一直是研究這一地區(qū)的學者爭論的課題之一。以前認為它只記錄了早、中更新世的沉積,而缺少晚更新世時期的地層。由于沒有準確的同位素測年數(shù)據,這個問題很難確定。后來,在盆地西部的虎頭梁剖面發(fā)現(xiàn)兩層湖相疊層石,根據電子自旋共振法和鈾系法測年結果表明它們分別形成于130kaB.P.和93kaB.P.,對應于MIS5的5c和5e(圖3)。這說明在虎頭梁剖面肯定存在晚更新世沉積,然而在其它剖面則很難發(fā)現(xiàn)直接、有力的佐證。通過我們上面對郝家臺、小長梁和東谷坨3個剖面頂部黃土堆積的分析,證明在此3個剖面上約130ka以來就開始了黃土堆積。而在此3個剖面西邊的剖面卻仍然存在湖相沉積。也就是說在盆地西部仍然有湖水存在,有河流注入,而盆地東邊則已經不存在河流注入和湖盆空間。而且黃土與下伏湖相層呈平行不整合接觸。因此我們推斷在更新世晚期,盆地的演化是具有差異性的。造成這種差異性的原因,應該是構造作用所致,是斷塊抬升的結果。6環(huán)境風化作用的變化通過上文對郝家臺、小長梁和東谷坨3剖面頂部黃土沉積磁化率和粒度特征的初步研究,我們得到以下幾點初步認識:1)剖面頂部黃土沉積可以劃分為3層:S1、L1和S0,其中,S1、L1沉積期間,風成顆粒沉積后,經歷