毛欣, 刘林敬, 李长安, 姜高磊, 张玉芬, 赵红梅, 毕志伟. (2017)河北坝上丰宁黄土剖面记录的230 ka BP以来的环境演化* [J]. 古地理学报, 19(4): 745-756
Mao Xin, Liu Linjing, Li Changan, Jiang Gaolei, Zhang Yufen, Zhao Hongmei, Bi Zhiwei. (2017)Environmental evolution since 230 ka BP recorded by Fengning loess section in Bashang area of Hebei Province[J]. Journal Of Palaeogeography, 19(4): 745-756. DOI:10.7605/gdlxb.2017.04.059  
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河北坝上丰宁黄土剖面记录的230 ka BP以来的环境演化*
毛欣1,2, 刘林敬1,2, 李长安3, 姜高磊1,2, 张玉芬4, 赵红梅1,2, 毕志伟1,2
1 中国地质科学院水文地质环境地质研究所,河北石家庄050061
2 中国地质科学院第四纪年代学与水文环境演变重点实验室,河北石家庄 050061
3 中国地质大学地球科学学院,湖北武汉 430074
4 中国地质大学地球物理与空间信息学院,湖北武汉 430074

第一作者简介 毛欣,男,1989年生,中国地质科学院水文地质环境地质研究所研究实习员,主要从事第四纪环境演变方面的研究。E-mail: maoxin.iheg@hotmail.com。

通讯作者简介 刘林敬,男,1982年生,中国地质科学院水文地质环境地质研究所助理研究员,主要从事第四纪地质与环境演变方面的研究。E-mail: liulj206@126.com。

收稿日期:2017-01-16
基金:*中国地质科学院基本科研业务费专项(编号: YWF201411)、国家自然科学基金项目(编号: 41602194)联合资助
摘要

河北坝上地区位于东亚季风气候边缘区,对气候变化响应敏感。丰宁黄土剖面为研究该区域长时间尺度的环境演化提供了理想材料。通过丰宁黄土剖面地球化学元素和磁化率分析,结合光释光测年结果,恢复了该地区 230, ka BP以来的环境演化历史; 通过野外观察,识别出了 S1古土壤之下发育的风化淋滤黄土层,探讨了 S1古土壤发育时期的风化淋滤特征及其所揭示的气候变化问题。结果表明: ( 1) 230, ka BP以来的磁化率记录可与深海氧同位素 3— 8阶段进行细节上的对比,表明丰宁黄土堆积区对全球气候变化有着积极的响应;( 2) S1古土壤发育时期,由于受到强降水的影响,土壤中元素受到强烈淋溶从而向下迁移到 L2黄土中,造成 L2上部地球化学记录与磁化率的差异;( 3)从 S1古土壤顶部到钙结核层之间土壤属于酸性淋溶土,可能相当于现今中国北亚热带的黄棕壤,其剖面由土壤层、风化淋滤黄土层和 CaCO3淀积层构成;( 4) S1古土壤发育时期的温度和降水量与现今江苏泗洪和六合地区相当,表明当时研究区为亚热带气候。

关键词: 黄土; 古地壤; 磁化率; 元素地球化学; 古气候; 河北坝上
中图分类号:P532,P595 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2017)04-0745-12
Environmental evolution since 230 ka BP recorded by Fengning loess section in Bashang area of Hebei Province
Mao Xin1,2, Liu Linjing1,2, Li Changan3, Jiang Gaolei1,2, Zhang Yufen4, Zhao Hongmei1,2, Bi Zhiwei1,2
1 Institute of Hydrogeology and Environmental Geology,Chinese Academy of Geological Sciences,Shijiazhuang 050061,Hebei
2 Key Laboratory of Quaternary Chronology and Hydrological Environment Evolution, CAGS, Shijiazhuang 050061, Hebei
3 School of Earth Sciences,China University of Geosciences,Wuhan 430074,Hubei
4 Institute of Geophysics & Geomatics,China University of Geosciences,Wuhan 430074,Hubei

About the first author Mao Xin,born in 1989,is a research assistant of Institute of Hydrogeology and Environmental Geology,Chinese Academy of Geological Sciences. He is mainly engaged in research on Quaternary environmental evolution. E-mail: maoxin.iheg@hotmail.com.

About the corresponding author Liu Linjing,born in 1982,is a research associate of Institute of Hydrogeology and Environmental Geology,Chinese Academy of Geological Sciences. He is mainly engaged in researches on Quaternary geology and environmental evolution. E-mail: liulj206@126.com.

Fund:Co-funded by the Basic Research Program of Chinese Academy of Geological Sciences(No; YWF201411) and the National Natural Science Foundation of China(No.41602194)
Abstract

Bashang area of Hebei Province,located in the peripheral region of the East Asian Monsoon,is sensitive to climate change. The Fengning loess section provides ideal materials for studying long-time environmental changes in this region. Combined with OSL dating results,elemental concentrations and magnetic susceptibility were determined to obtain the record of environmental evolution since 230 ka BP. Based on identification of weathering and leaching loess under S1 in the field,we also discussed weathering features in S1 paleosol and the relevant climate change. The results showed that:(1)Magnetic susceptibility record of the Fengning loess section coincided with marine isotope stage 3-8 perfectly,that indicated that the study area had given a sensitive response to globe palaeoclimatic changes since 230 ka BP;(2)Due to the impact of heavy rainfall in the period of S1 paleosol development, elements were strongly leached and migrated downward to L2 loess,resulting in the difference between geochemical records and magnetic susceptibility in the upper of L2 loess;(3)The Layer from S1 paleosol to calcrete belongs to acidic leached soil type that can be equivalent to yellow-brown soil developed at modern northern subtropics, and is consist of soil layer,weathered and leached loess layer and CaCO3 illuvium; (4)The temperature and precipitation in the period of S1 paleosol development were quite similar to those in Sihong area and Liuhe area of Jiangsu Province,that indicated that the climate of the study area was subtropical during the forming period of S1 paleosol.

Key words: loess; paleosol; magnetic susceptibility; geochemistry of element; palaeoclimate; Bashang area of Hebei Province
1 概述

黄土具有分布广泛、沉积连续、堆积厚度大和层序完整的特点, 是研究第四纪以来古气候和古环境演化的良好载体(刘东生, 1985)。黄土地层中包含了许多干冷条件下堆积的黄土层和温湿条件下形成的古土壤层, 这些相互交替的黄土— 古土壤序列已经被广泛用于重建第四纪亚洲季风气候与内陆干旱化的历史变迁等(An et al., 1990; Guo et al., 2002; Sun, 2002; Sun et al., 2006)。黄土高原是中国黄土分布的中心, 前人的研究也主要集中在此区域, 并取得了一系列丰硕的成果(An et al., 1990; Liu and Ding, 1998; An, 2000)。由于全球气候变化又受到区域性气候变迁的影响, 因此近年来, 除黄土高原以外的区域也受到了学者的广泛关注, 例如新疆地区黄土(Fang et al., 2002)、长江中下游地区下蜀土(Yang et al., 2004; Chen et al., 2008)、皖南地区风成红土(李徐生等, 1999)及长江上游地区巫山黄土(李长安等, 2013; 张玉芬等, 2013, 2014)等。

河北坝上地区处于内蒙古高原— 燕山山地— 华北平原的过渡带, 是典型的农牧交错区和森林草原交错区, 也是东亚季风气候边缘区, 具有典型的气候环境敏感性和生态脆弱性(邱维理等, 2005)。对该地区气候环境演变的研究对于探讨全球气候变化的区域响应及其与周边地区气候变化之间的关系等都具有重要的意义。近年来, 虽然该区域也开展了一些古气候研究工作, 但是其时间尺度多为全新世以来的(Zhai et al., 2006; 翟秋敏和郭志永, 2011), 而长时间尺度气候环境演化过程及其驱动机制的研究尚不多见。黄土是记录第四纪以来气候演化的良好载体, 前人对相邻地区黄土开展的古气候演化研究也较为深入(Xiong et al., 2001; 陈一萌和曾宪光, 2009; Zeng et al., 2016)。相比于相邻区域黄土古气候的研究程度, 河北坝上地区由于黄土分布零星、厚度较小, 在以往的研究中却很少引起学者的关注。

2015年野外考察期间, 我们在河北坝上丰宁地区滦河上游的河谷盆地内发现了多处黄土堆积, 其中位于丰宁土城镇境内河谷地带的一个黄土剖面出露厚度大, 而且具有明显的黄土— 古土壤序列(图 1), 这为研究该区域长时间尺度的古环境演化提供了良好材料。通过野外观察发现, 该剖面S1古土壤之下有CaCO3淀积层出现, 这与典型黄土剖面钙结核层紧接古土壤底部显著不同。CaCO3的迁移深度主要由降水量多少来控制, 而降水量的多少则与夏季风的强弱相关(赵景波等, 2000)。因此, 对该层钙结核以及S1古土壤风化淋滤特征的研究, 对于恢复区域S1古土壤发育时期的风化成壤作用强度和确定特定气候事件具有重要意义。

图1 河北坝上丰宁黄土剖面位置及剖面照片
A— 丰宁黄土剖面所处区域位置; B— 丰宁黄土剖面所处地貌位置; C— 丰宁黄土剖面照片, 2条红色实线分别为S1和S2古土壤Fig.1 Location and photo of Fengning loess section in Bashang area of Hebei Province

作者以丰宁地区这套出露完整的黄土剖面为研究对象, 通过磁化率和地球化学元素指标分析, 重建230, ka BP以来该地区气候环境演化历史, 在此基础上, 重点探讨S1古土壤发育时期的风化淋滤特征及其所揭示的气候变化问题。

2 研究区概况及剖面特征

河北坝上地区地貌主要以低山和河流谷地为主, 地势由南向北增高, 平均海拔1020, m, 气候属于半湿润半干旱季风型高原山地气候。该地区黄土主要分布于滦河上游的河谷区, 受地形影响常呈零星点状分布, 由于所依地貌位置的不同, 其厚度变化较大, 一般由数米至20多米不等。

丰宁黄土剖面位于河北省丰宁县北部30, km处的土城镇境内(N 41° 22'23.69″ E 116° 37'29.86″)(图 1), 地处滦河左岸的二级阶地上, 为修路新开挖的露头剖面, 该剖面厚约22, m。根据剖面沉积物的颜色、岩性、结构和接触关系等特征, 自上而下将剖面分为8层:层①为黄土层, 褐黄色黏土质粉砂; 层②为黄土层, 灰黄色黏土质粉砂; 层③为古土壤层, 棕褐色粉砂质黏土, 呈团块状分布, 见锈染和锰染, 有植物根系及根痕; 层④为黄土层, 黄褐色黏土质粉砂, 有清晰的较密集裂隙发育; 层⑤为钙结核淀积层; 层⑥为黄土层, 灰黄色黏土质粉砂; 层⑦为古土壤层, 棕褐色粉砂质黏土, 呈团块状分布; 层⑧为黄土层, 灰黄色黏土质粉砂。其中0~400, cm(层①、层②)、480~730, cm(层④、层⑥)和820~900, cm(层⑧)为黄土层, 400~480, cm(层③)和730~820, cm(层⑦)为古土壤层。

3 样品采集及测试

本研究选取有光释光年龄点控制的0~9, m剖面作为研究对象, 9, m的剖面按照2, cm间隔自上而下连续取样, 共采集样品450件。室内根据岩性变化特征, 不等间距测试了地球化学元素样品77件, 磁化率样品378件以及光释光年龄样品5件。

地球化学元素测试在南京师范大学完成, 使用仪器为荷兰帕纳科(PANalytica)XRF光谱仪。首先将样品进行烘干, 用玛瑙研钵将5 g样品研磨至200目以下, 用硼酸做辅助, 压制成片后进行测定, 测量误差低于10%。磁化率和光释光测试在中国地质科学院第四纪年代学与水文环境演变重点实验室完成。磁化率测试采用英国Bartington公司生产的MS2型磁化率仪进行测试, 将烘干后的样品用玛瑙研钵磨至粉末状, 装入10, cm3无磁性圆柱形聚乙烯盒内, 进行称重和测量, 每个样品测量2次, 取其平均值。光释光测年采用仪器为Daybreak 2200(美国)光释光仪, 测年结果见表1。

表1 河北坝上丰宁黄土剖面光释光测年结果 Table1 Result of optically stimulated luminescence dating of the Fengning loess section in Bashang area of Hebei Province
4 结果与讨论
4.1 剖面年代标尺的建立

由于丰宁黄土剖面缺乏明显的标志层, 从而难以与黄土高原典型黄土剖面进行岩性地层的对比。因此作者在层①底部、层②中部、层③顶部以及层⑦底部共测试了5个光释光年龄以便于进行层位界限年代学的控制(表 1)。从图2-A中可以看出, 5个测年结果与地层层序具有很好的一致性, 没有倒置现象, 且与深度呈现出较好的线性关系(R2=0.916), 说明测年结果可信度较高。层①、层②和层⑦底部年龄分别为60 ka BP、80 ka BP和230 ka BP左右(表 1), 该结果与黄土高原典型黄土剖面(灵台— 赵家川剖面)(Sun et al., 2006)的L1SS1、L1LL2、S2以及LR04深海氧同位素(Lisiecki and Raymo, 2005)的MIS3、MIS4、MIS7的底界年龄基本吻合。因此根据年代对比结果, 结合剖面岩性, 可以认为层①为L1SS1层, 层②为L1LL2层, 层⑦为S2, 整个剖面是由L1SS1、L1LL2、S1、L2、S2和L3顶部构成。剖面顶部S0古土壤和L1LL1黄土由于遭受明显的风化剥蚀而存在缺失。

为了验证上述丰宁黄土剖面黄土— 古土壤序列划分的正确性, 我们将剖面磁化率曲线与黄土高原典型黄土堆积剖面(灵台— 赵家川剖面)(Sun et al., 2006)和LR04深海氧同位素阶段(Lisiecki and Raymo, 2005)进行对比。图2-B为丰宁黄土剖面磁化率变化曲线, 整体看来, 丰宁黄土剖面低频磁化率与高频磁化率变化趋势基本一致, 呈现出2个明显的峰值段、1个次峰值段和3个谷值段, 其中2个峰值段对应于古土壤层, 1个次峰值段对应于黄土中弱发育的古土壤层, 3个谷值段对应于黄土层。磁化率的峰谷态势变化也验证了野外剖面分层的正确性。与灵台— 赵家川剖面和LR04深海氧同位素阶段对比(图 2-B至2-D)发现, 丰宁黄土剖面的磁化率峰谷波动与灵台— 赵家川黄土— 古土壤序列(L1中下部、S1、L2、S2和L3顶部)和LR04深海氧同位素3~8阶段完全吻合, 由此证明了丰宁黄土剖面黄土— 古土壤序列划分的正确性。

图2 河北坝上丰宁黄土剖面年代— 深度模型以及磁化率曲线与灵台— 赵家川剖面磁化率、LR04深海氧同位素阶段的对比
A— 丰宁黄土剖面年代— 深度模型; B— 丰宁黄土剖面磁化率; C— 灵台— 赵家川剖面磁化率(Sun et al., 2006); D— LR04深海氧同位素阶段(Lisiecki and Raymo, 2005); xhf为高频磁化率, Xlf为低磁化率, L为黄土, S为古土壤, ①— ⑧为剖面分层号Fig.2 Age-depth model of the Fengning loess section in Bashang area of Hebei Province and correlation between its magnetic usceptibility curves and that of loess in Lingtai-Zhaojiachuan section and LR04, marine isotope stages

4.2 230, ka BP以来丰宁黄土剖面磁化率记录与深海氧同位素记录的对比

丰宁黄土剖面磁化率的峰谷态势变化可以和黄土高原黄土— 古土壤序列进行很好的对比, 说明磁化率作为指示气候变化的指标同样适用于丰宁地区。一般而言, 在温暖湿润的成壤时期, 细粒的铁磁性矿物增多, 磁化率呈高值; 相反, 在气候相对干冷的条件下, 生物化学成壤作用减弱, 铁磁性矿物减少, 磁化率呈低值(刘秀铭等, 2007; 李志文等, 2008)。由图2-B和图2-D可见, 丰宁黄土剖面磁化率曲线不仅可以和LR04深海氧同位曲线3~8阶段进行很好的对比, 而且两者在细节变化方面也具有一致性。L1可以划分为1层弱发育的古土壤(L1SS1)和1层黄土(L1LL2), 其中L1SS1磁化率值相对较高, 可以和MIS3对应, L1LL2磁化率值相对较低, 可以和MIS4对应。末次间冰期发育的S1古土壤层呈现出三峰(S1SS1、S1SS2、S1SS3)夹两谷(S1LL1、S1LL2)的态势, 这种态势与MIS5相吻合, 表明在温暖湿润的气候背景下有2次干冷的波动。其中, 3个峰值(S1SS1、S1SS2、S1SS3)分别对应于MIS5a、MIS5c和MIS5e, 2个谷值(S1LL1、S1LL2)分别对应于MIS5b和MIS5d。L2磁化率整体呈谷形, 但中下部有一略微凸起, 这可以和灵台— 赵家川剖面L2以及MIS6很好地对应。S2呈两峰(S2SS1、S2SS2)夹一谷(S2LL1)的态势, 与灵台— 赵家川剖面S2较为吻合, S2SS1对应于MIS7a、MIS7b和MIS7c, S2SS2对应于MIS7e, S2LL1对应于MIS7d。L3黄土层未见底, 磁化率值较小, 对应于MIS8。

由以上分析可知, 丰宁黄土剖面磁化率不论是整体变化趋势还是次一级的旋回次数都可以和深海氧同位素进行很好的对比, 这表明丰宁黄土剖面对全球气候变化有着积极的响应。但是由于全球气候变化又受到区域性气候变迁的影响, 因此丰宁黄土剖面磁化率所反映的末次间冰期温湿程度与深海氧同位素有所不同。在S1古土壤层中, S1SS1和S1SS2表现为温湿程度最大, S1SS3温湿程度次之(图 2-B)。而从LR04深海氧同位素曲线来看, S1SS1和S1SS2对应的MIS5a和MIS5c温湿程度明显弱于S1SS3对应的MIS5e(图 2-D)。南京和镇江地区下蜀土S1古土壤层中的磁化率变化同样也具有这一特征(李徐生等, 2002; 武春林等, 2006), 这可能是由于古气候演化在陆地和海洋的水热状况差异性导致的(李徐生等, 1999)。

4.3 230, ka BP以来丰宁黄土剖面地球化学元素演化特征及其古环境意义

4.3.1 地球化学元素及其参数的古环境意义 地层中的主要元素为Si、Al、Ca、Fe、K、Mg和Na, 且都以氧化物的形式存在, 其化学活动性由强到弱依次为: K2O> Na2O> CaO> MgO> SiO2> Fe2O3> Al2O3。K和Na化学性质最为活泼, 在湿润的环境中, 首先以离子的形式被淋溶, 导致其含量较低。Ca和Mg为碱土金属, 属于化学性质中等或较强的元素, 在化学风化过程中, Ca和Mg的析出在K和Na之前、Al和Fe之后。Al和Fe的化学性质较为相似, 在温湿的气候条件下, 由于易迁移元素的淋失会导致Al和Fe元素的相对富集; 相反在干冷的气候条件下, Al和Fe元素含量相对较小。Si的化学性质相对稳定, 在温湿的气候下, 土壤水介质pH值降低, 硅酸盐在原地保留, SiO2含量相对较大; 而在干冷的气候下, 水介质pH值升高, 硅酸盐生成 HSi O4-离子被水溶液带走, 导致SiO2含量降低(Goldberg and Humayun 2010; Schatz et al., 2015)。Rb元素离子半径较大, 容易被黏土吸附, 因此在风化成壤过程中, Rb元素含量较高; 而Sr离子半径相对较小, 在温湿的气候条件下, 会随碳酸盐分解发生淋失(Chen et al., 1999; Si et al., 2014)。

从表2中可以看出, 丰宁黄土剖面中低频磁化率(Xlf)与SiO2、Al2O3、Fe2O3和Sr之间呈显著正相关关系, 而与CaO、Na2O、MgO和Rb之间呈显著负相关关系, 这表明这些元素及氧化物含量变化主要受气候的影响, 且SiO2、Al2O3和Fe2O3为湿润型, CaO、MgO和Na2O为干旱型。化学性质活泼的K2O与稳定元素氧化物(SiO2、Al2O3和Fe2O3)呈显著正相关关系, 而与易迁移元素氧化物(CaO、MgO和Na2O)呈显著负相关关系, 其原因一方面可能由于古土壤发育时期黏粒含量较高, 而K离子半径较大, 易被黏土吸附, 另一方面可能由于古土壤发育时期植被覆盖度较高, 植物生长过程中吸收大量的K+离子, 吸收的K+离子就地循环, 从而导致湿润时期K2O含量高于干旱时期(李徐生等, 1999)。

表2 河北坝上丰宁黄土剖面常量元素氧化物, Rb, Sr含量和磁化率的相关性分析 Table2 Correlation between concentrations of major-element oxides contents, Rb contents, Sr contents and magnetic susceptibility of Fengning loess section in Bashang area of Hebei Province

除地球化学元素本身的化学行为外, 元素比值也能很好地反映区域气候环境演化过程。化学风化指数、淋溶系数、退碱指数和Rb/Sr值是目前常用于判别化学风化强度的指标(Schatz et al., 2015)。化学风化指数(CIA)的计算公式为: CIA=(Al2O3/(Al2O3+CaO* +K2O+Na2O))× 100, 主要反映沉积物风化过程中矿物的蚀变程度, 化学风化作用越强, CIA值就越大, 反之则越小(Nesbitt and Young, 1982; 陈旸等, 2001); 淋溶系数(SiO2/(MgO+Na2O+CaO))反映沉积物中的淋溶状况, 在成壤作用较强的条件下, MgO、Na2O和CaO的淋失会导致淋溶系数增大(靳鹤龄等, 2007); 退碱指数((Na2O+CaO)/Al2O3)反映沉积物中活性组分和惰性组分之间的关系, Al2O3化学性质较为稳定, 不易迁移, 而Na2O和CaO等碱金属和碱土金属则随温湿程度的增强淋失程度增大, 因此退碱指数呈高值反映气候相对干冷, 反之则相对湿润(靳鹤龄等, 2007)。Rb元素主要赋存于较稳定含K矿物中, Sr元素主要赋存于易风化的含Ca矿物中, 在温湿条件下, 含Ca矿物的风化以及Sr元素的迁出会导致Rb/Sr值增大, Rb/Sr值还可以用来指示东亚夏季风的强度(陈骏等, 2001; Liu et al., 2014)。

4.3.2 区域气候环境演化 丰宁黄土剖面主要常量元素氧化物包括SiO2、Al2O3、CaO、Fe2O3、K2O、MgO和Na2O, 总含量在72.76%~87.36%之间, 平均含量为81.3%。其中, 剖面中常量元素氧化物以SiO2、Al2O3、CaO和Fe2O3为主, 含量分别介于45.99%~64.38%、9.67%~14.77%、1.02%~9.46%和3.52%~5.46%之间, 平均含量分别为54.70%、12.03%、4.63%和4.62%; K2O、MgO和Na2O含量次之, 分别介于1.96%~2.54%、1.46%~2.4%和1.09%~1.88%之间, 平均含量分别为2.23%、1.97%和1.48%。常量元素氧化物平均含量由高到低依次为: SiO2> Al2O3> CaO> Fe2O3> K2O> MgO> Na2O, 整体表现出半湿润— 半干旱沉积环境下的常量元素氧化物含量特征。

元素含量和元素比值在地层中表现出相同的规律性, 根据其变化可划分为4个阶段(图 3, 图4)。第Ⅰ 阶段(820~730, cm)对应于剖面S2古土壤, 该时期SiO2、Al2O3、Fe2O3、K2O和Rb元素含量相对较高, CaO、MgO、Na2O和Sr元素含量相对较低, 化学风化指数、淋溶系数和Rb/Sr值表现为高值, 退碱指数为低值, 显示出偏暖偏湿的气候特点, 风化成壤作用较强; 第Ⅱ 阶段(730~640, cm)对应于剖面L2下部黄土和CaCO3淀积层, 该时期SiO2、Al2O3、Fe2O3、K2O和Rb元素含量相对较低, CaO、MgO、Na2O和Sr元素含量相对较高, 化学风化指数、淋溶系数和Rb/Sr值处于低谷, 退碱指数处于峰值, 显示出偏冷偏干的气候特征, 化学成壤作用较弱; 第Ⅲ 阶段(640~400, cm)对应于剖面S1古土壤和L2上部黄土, 该时期SiO2、Al2O3、Fe2O3、K2O和Rb元素含量相对较高, CaO、MgO、Na2O和Sr元素含量相对较低, 化学风化指数、淋溶系数和Rb/Sr值表现为高值, 退碱指数表现为低值, 整体显示出偏暖偏湿的气候特点, 风化成壤作用较强。对比S1古土壤和L2上部黄土发育时期的元素比值可以看出, S1古土壤中化学风化指数、淋溶系数和Rb/Sr值大于L2上部黄土, 指示S1古土壤受到的风化淋滤相对于L2上部黄土较强; 第Ⅳ 阶段(400~0, cm)对应于L1黄土, 该时期SiO2、Al2O3、Fe2O3、K2O和Rb元素含量相对较低, CaO、MgO、Na2O和Sr元素含量相对较高, 化学风化指数、淋溶系数和Rb/Sr值相对较小, 退碱指数相对较大, 显示出偏冷偏干的气候特征, 化学成壤作用较弱。该阶段又可以划分为2个亚带, 分别为Ⅳ -1亚带(400~150, cm)和Ⅳ -2亚带(150~0, cm)。相比于Ⅳ -1亚带, Ⅳ -2亚带中MgO、Na2O和Sr元素含量明显偏小, 化学风化指数和Rb/Sr值呈现出较高值, 这指示Ⅳ -2亚带中化学成壤程度要强于Ⅳ -1亚带。

图3 河北坝上丰宁黄土剖面主要常量元素氧化物、Rb和Sr含量变化特征Fig.3 Variation of major-element oxides, Rb contents, Sr contents of Fengning loess section in Bashang area of Hebei Province

图4 河北坝上丰宁黄土剖面地球化学参数变化特征Fig.4 Variation of geochemical parameters of Fengning loess section in Bashang area of Hebei Province

通过将地球化学记录和磁化率进行对比可以发现, 在第Ⅰ 、Ⅱ 、Ⅳ 阶段两者的变化趋势均表现出较好一致性, 但在第Ⅲ 阶段(主要为L2上部)两者的差异性非常大。从元素含量随深度变化(图 3)来看, L2上部黄土形成了类似于S1古土壤层中的元素迁移富集现象。由于磁化率指示该时期风化成壤程度较弱, 因此该层元素的迁移和富集可能是受到S1古土壤发育时期丰沛降水的影响, 使S1古土壤中元素受到强烈淋溶从而向下迁移到L2黄土中, 并且迁移深度主要受降水量的控制。

此外, 通过野外观察可见, 丰宁黄土剖面L2黄土160, cm处分布有1层钙结核层。CaCO3的迁移需要具有一定溶解力的水。一般而言, 在黄土发育时期, 风化淋滤作用较弱, 淋滤的CaCO3以薄膜、斑点、假菌丝的形式被保存下来, 难以成层, 而在古土壤发育时期, 气候温湿, 降水量较大, 风化淋滤作用较强, CaCO3遭受强烈淋溶而在其之下淀积下来(陈忠等, 2007)。丰宁黄土剖面S1古土壤层到钙结核层之间的土层中没有钙结核层出现, 且紧接该钙结核层的上部L2黄土中也没有古土壤发育, 因此推测这一钙结核层是S1古土壤的淀积层。此外, 钙结核层之上的黄土颜色偏红, 且有很多清晰的较密集裂隙发育, 这明显区别于L2下部黄土的灰黄色以及稀疏裂隙发育。结合L2上部黄土发育特征以及其底部紧接的CaCO3淀积层可以判定该层黄土为风化淋滤黄土, 颜色偏红可能是由于在S1古土壤发育时期气温较高而发生了一定的氧化作用导致的, 较密集裂隙发育可能是在强烈的淋滤作用下产生的(赵景波等, 2011, 2015)。风化淋滤黄土层的确认同样也佐证了这一钙结核层形成于S1古土壤发育时的淋滤作用。据CaCO3迁移深度和风化淋滤黄土层的厚度可以看出, 当时风化作用的影响深度达到了S1古土壤底界之下160, cm左右深度, 强烈的风化淋滤作用使易迁移元素发生了淋溶, 而稳定性元素则相对富集。值得注意的是, 虽然S2古土壤层的CIA值略大于S1古土壤层(图 4), 但是S2古土壤层对应CaCO3淀积层是紧接在其底部的, 并没有出现显著的迁移。究其原因可能为: (1)S2古土壤层发育时期温度较高, 蒸发量增大, 从而减少了降水的入渗, 使CaCO3没有发生明显的迁移; (2)S2古土壤层发育时期虽然降水量较大, 但是雨季与旱季降雨差异不大, 降水持续的过程短, 从而CaCO3没有发生显著迁移(赵景波, 1995)。

4.4 S1古土壤的元素迁移与土壤剖面构成

由前文所述可知, CaCO3淀积层和其上的L2风化淋滤黄土均形成于S1古土壤发育时的淋滤作用, 为同一时期产物。根据赵景波(2000)的CaCO3淀积深度理论可知, 这样显著脱离了古土壤层的钙结核层为不连续淀积层, 已不属于古土壤的组成部分。L2上部风化淋滤黄土具有明显的黄土特征, 与古土壤差别较大, 这说明L2风化淋滤黄土也不是古土壤的组成部分。此外, L2风化淋滤黄土磁化率与S1古土壤磁化率有显著差别(图 2-B), 同样佐证了风化淋滤黄土不是古土壤的构成部分。结合上述分析, S1顶部到钙结核层之间土壤是由土壤层、风化淋滤黄土层和CaCO3淀积层构成。

为了更深入认识S1古土壤的风化特征, 作者采用元素变化率来计算S1古土壤中各元素在不同深度相对于下伏黄土的迁移和富集程度。元素变化率就是以某种稳定性元素(例如Al、Ti等)作为参照, 来计算其他元素相对于该稳定元素的迁移变化(Nesbitt, 1979; Nesbitt et al., 1980)。元素变化率的计算公式为Δ (%)=[(XS/IS)/(XP/IP)-1]× 100, 其中XS和IS分别代表样品中元素和参比元素的含量; XP和IP为上述元素在原始母质中的含量。若Δ < 0, 元素相对参比元素迁出, 反之则元素相对富集。剖面L2未风化黄土层(730~650, cm)CIA平均值为57.55, 化学风化程度最弱, 因此作者选择该层可近似代表风化母质, 选择稳定元素Al作为参比元素(图 5)。

图5 河北坝上丰宁黄土剖面元素迁移变化特征Fig.5 Migration variations of elements of Fengning loess section in Bashang area of Hebei Province

由图5可以看出, CaO的迁移富集特征最为明显, 在S1古土壤和L2上部风化淋滤黄土层中, CaO的迁移率达到了-81%, 表现出强烈的迁移淋滤特征, 而在钙结核层中, CaO的Δ 值为22%, 表现出明显的富集特征, L2下部未受风化黄土层中CaO的Δ 值基本维持在0%附近, 表明该阶段CaO基本没有发生迁移富集。CaO元素变化率表现出来的迁移富集特征与S1古土壤中CaCO3迁移特征一致。易迁移元素MgO、Na2O和Sr在S1古土壤的Δ 绝对值大于L2上部风化淋滤黄土层, 两者的Δ 绝对值均超过了10%, 表明这些元素在S1古土壤和L2风化淋滤黄土中发生了显著迁移, 且S1古土壤的迁移程度强于L2风化淋滤黄土。Fe2O3和Rb的Δ 值仅在S1古土壤中略大于0, 表现出轻微富集的特征。钙结核层和L2下部未受风化黄土层中MgO、Na2O、K2O和Sr略显富集。以上结果表明, S1古土壤的风化最为明显, 其次为L2未风化黄土, 钙结核层和L2未受风化黄土层风化较弱。这很好地对应于化学风化指数、淋溶系数和Rb/Sr值所反映的化学风化强度(图 4)。根据元素含量的分布特征、元素变化率和元素比值可进一步确认S1和L2是由土壤层、风化淋滤黄土层、CaCO3淀积层和未风化黄土层构成。

4.5 S1古土壤发育时期的古气候与夏季风活动

CaCO3在碱性和酸性条件下均可迁移, 但CaCO3显著脱离了古土壤则指示土壤呈酸性(赵景波, 2000)。根据丰宁黄土剖面中CaCO3的迁移特征可推断S1和L2上部黄土呈酸性。此外, S1古土壤和L2风化淋滤黄土中易迁移元素发生了显著的淋溶迁移, 以及化学风化指数、淋溶系数和Rb/Sr值呈高值也表明S1古土壤和L2上部黄土属于淋溶性土壤。这种淋溶性土壤在中国北方最温暖的现代华北平原和关中平原是不存在的, 而广泛发育在亚热带气候环境下(董红梅等, 2010)。由于S1古土壤和L2风化淋滤黄土不具有明显的铁铝化特征, 因此它不属于亚热带中部和南部森林土壤, 而属于北亚热带的酸性淋溶土壤, 可能相当于黄棕壤。

CaCO3迁移深度和风化淋滤黄土层厚度可以反映降水强度和风化程度(赵景波等, 2008, 2015)。由前文所述, 丰宁黄土剖面钙结核层已迁出S1古土壤底界160, cm, 从S1古土壤顶部算起的迁移深度为240, cm, 反映钙结核层已显著地脱离了古土壤层。与现代南方亚热带黄棕壤(江苏泗洪和江苏六合地区)风化剖面和关中平原S1古土壤风化剖面相比(图 6)可见, 丰宁黄土剖面S1古土壤中CaCO3迁移深度和风化淋滤黄土厚度分别与江苏泗洪、江苏六合地区相当。由此可推断丰宁黄土剖面S1古土壤发育时期的气候环境接近于今天江苏泗洪和六合地区。根据欧阳椿陶等(2007)利用华北地区现代褐土建立的气温、降水量和CIA值转换关系T=-120.82+32.45× ln(CIA); P=-1162.9+30.248× (CIA), 可以推算出S1古土壤发育时期的温度为15.7, ℃, 降水量为870, mm, 该结果接近于江苏泗洪地区现今年均温14.6, ℃和年均降水量894, mm, 以及六合地区年均温15.1, ℃和年均降水量990, mm, 说明该时期亚热带温暖湿润气候已经迁移到了丰宁地区。

图6 河北坝上丰宁黄土剖面S1古土壤中CaCO3迁移深度和风化淋滤黄土层发育深度与关中平原和现代江苏黄棕壤的对比（除丰宁黄土剖面外的数据来自赵景波等, 2015）Fig.6 Migration distance of CaCO3 in S1 paleosol and thickness of leached loess layer of the Fengning section in Bashang area of Hebei Province, and their comparison with sections in Guanzhong Plain and yellowbrown soil in Jiangsu Province (Data are from Zhao et al., 2015, except Fengning section)

5 结论

通过对丰宁黄土剖面230 ka BP以来磁化率和元素地球化学特征的研究, 主要获得以下主要结论:

1)磁化率记录的气候环境变化呈现出明显峰谷波动旋回, 不仅可与北方黄土和深海氧同位素进行很好的对比, 还可与深海氧同位素3~8阶段进行细节上的对比, 表明丰宁黄土堆积区对全球古气候的变化有着积极的响应。

2)地球化学记录与磁化率在L1SS1、L1LL2、S1、L2下部和S2的变化趋势均表现出较好一致性, 但在L2上部差异性非常大。根据CaCO3淀积深度和风化林滤黄土的发育可以判断L2上部元素的迁移和富集受到S1古土壤发育时期丰沛降水的影响, 并且迁移深度主要受降水量的控制。

3)根据CaCO3淀积层分布特征和元素变化率, 可判断S1顶部到钙结核层之间土壤属于酸性淋溶土, 可能相当于现今中国北亚热带的黄棕壤, 其剖面由土壤层、风化淋滤黄土层、CaCO3淀积层和未风化黄土层构成。

4)根据S1古土壤CaCO3迁移深度和风化淋滤黄土层的厚度可以判断该地区S1古土壤发育时期的温度和降水量与现今江苏泗洪和六合地区相当, 表明当时该区为亚热带气候。

致谢 刘畅、李玉梅和宋姝瑶参与了野外样品的采集,审稿专家对本文提出了建设性的修改意见,在此一并表示感谢!

作者声明没有竞争性利益冲突.

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