滕晓华 张志高 韩文霞 方亚会 叶程程

(1.兰州大学西部环境与气候变化研究院西部环境教育部重点实验室 兰州 730000;2.安阳师范学院资源环境与旅游学院 河南安阳 455002;3.中国科学院青海盐湖研究所 西宁 810008;4.中国科学院青藏高原研究所大陆碰撞与高原隆升重点实验室 北京 100085)

0 引言

沉积物的粒度主要受搬运介质、搬运方式、沉积环境和气候等多种因素控制，对揭示古气候和环境变化具有重要的指示作用。近年来，粒度分析已被广泛应用于风成、湖泊、河流、海洋及冰碛物等沉积环境的对比和鉴别［1-5］，尤其在黄土研究中，得到了成功的应用，并取得了大量的成果［1，6-14］。鹿化煜等［7］通过对黄土高原西北—东南方向一条断面上3个末次间冰期以来的黄土沉积剖面的粒度研究，认为黄土中不同粒级组分可能具有不同的古气候意义，并证实了较粗颗粒的含量变化与东亚冬季风强度变化正相关。在黄土高原地区，黄土粒度已成为广泛接受的反映冬季风强弱的代用指标［6-8］;Ding 等［9-10］对毛乌素沙漠南侧末次冰期以来的几个黄土剖面进行了研究，发现黄土沉积中粒度变化尤其是砂粒含量变化主要受沙漠进退所控制，认为风成沉积中砂粒百分含量的变化可以反演沙漠进退;此外，相关研究表明较细颗粒组分含量与风化成壤作用密切相关，间接指示了夏季风强度的变化［13-14］。塔里木盆地位于我国内陆极端干旱区，全新世以来经历了巨大的环境变化，生态环境非常脆弱，研究其气候变化具有极其重要的意义。前人已经在塔里木盆地做了大量工作［15-16］，然而全新世以来该地区的气候变化及其机制仍然不清晰。

塔里木盆地南缘和西缘的昆仑山北坡海拔2 500～4 900 m之间风成黄土沉积广泛发育［17］，是塔克拉玛干沙漠的同期异相沉积［18-20］。克里雅河上游地区是昆仑山北坡黄土沉积厚度最大的区域［21］，为探讨该地区古气候变化提供了理想的材料，然而利用该地区典型风尘沉积进行的环境研究较少，且缺少精确定年和分辨率高的气候记录［22-23］。本文对位于克里雅河支流五级阶地上的羊场剖面进行了系统的粒度测量，在分析了黄土粒度的组成特点及其古气候意义的基础上，重建并初步探讨了8.5 ka B.P.以来塔里木盆地的气候演化历史及其驱动机制。

1 区域概况

塔里木盆地是中国第一大内陆盆地(图1)，位于北纬36°～42°之间，西起帕米尔高原东麓，东到罗布泊洼地，北至天山山脉南麓，南到昆仑山脉北麓。地势由南向北缓斜并由西向东稍倾，边界受东西向和北西向深大断裂控制。四周高山海拔4 000～6 000 m，西部海拔1 000 m以上，盆地中部海拔800～1 300 m，东部罗布泊降到780 m［24］。从行星风系来看，塔里木盆地高空环流主要为中纬度西风带所占据，由于距海洋较远，盆地周围高大的山地隆起阻挡了来自印度洋季风和太平洋季风的水汽，只有当西风气流较强时，少量水汽才可以进入到塔里木盆地，盆地内年降水量低于100 mm，绝大部分地区降水量都在50 mm以下。冬季寒冷干燥的蒙古、西伯利亚反气旋作用使得盆地东南部气候更加干燥，降水量也最为稀少［25］。盆地中心形成我国最大的塔克拉玛干沙漠，面积337 600 km2，也是亚洲最大的粉尘源区。

大气环流的作用为克里雅河上游地区粉尘堆积提供了强大的搬运力，使该区成为昆仑山北坡黄土沉积厚度最大的地区［21］。羊场剖面(36°13'8.8″N，81°31'14″E)(图1，2)位于普鲁村克里雅河支流的第5级阶地上，海拔2 440 m，黄土剖面厚18.1 m，位于河流砂石层之上，主要由砂黄土和发育较弱的浅褐色古土壤组成(图2)。光释光和经过日历年代校正后的14C测年结果表明其形成于8.5 ka B.P.左右［26］。

2 采样与实验方法

图1 塔里木盆地周缘及剖面位置(红色五角星)图(改自Han et al.，2014)Fig.1 Location of the Tarim Basin and stratigraphic section(red star)(modified from Han et al.，2014)

图2 羊场剖面图和岩性描述Fig.2 Profile photos and petrographic description of the Yangchang cross-section

沿羊场黄土剖面以5 cm为间隔进行取样，共获得样品360余块。每个样品称取0.1～0.2 g放入烧杯中，加入10 mL浓度为30%的双氧水(H2O2)去除有机质，再加入10 mL浓度为10%的稀盐酸并加热去除碳酸盐。待样品冷却后，将烧杯注满蒸馏水，静置24小时后抽去上层清液，加入0.05 N六偏磷酸钠(NaPO3)610mL作为分散剂，摇匀后置于超声波振荡器中振荡10 min，然后在美国麦奇克公司生产的Microtrac S3500激光粒度仪上进行全样测试。仪器测量范围为0.02～2 000 μm，多次重复测量误差不超过1%。测量结果用GRADISTAT程序中修正后的几何图解法(Geometric(modified)Folk and Ward(1957)graphical Measures)［27］计算平均粒径、中值粒径、标准偏差、偏度和峰度等粒度参数［28］，几何图解法粒度参数计算公式及其统计描述方法见表1。以上粒度实验测试及分析在中国科学院青藏高原研究所完成。

3 结果

3.1 各粒级组分含量及变化特征

黄土颗粒按粒径大小可以分为黏粒(＜5 μm)、细粉砂(5 ～16 μm)、中粉砂(16 ～32 μm)、粗粉砂(32～63 μm)以及砂粒(＞63 μm)。图 3 为羊场黄土剖面各粒级组分随深度的变化曲线。结果表明:羊场剖面黄土中粗粉砂的含量变化范围在30% ～50%之间;黏粒含量极少，多数不到3%，在剖面上部的某些层位的黏粒含量接近0;砂粒含量相对较多，大多数在15% ～60%之间;中粉砂与细粉砂含量之和位于10% ～35%之间，大致与砂粒的含量相当。可见，羊场黄土主要以粗粉砂和砂粒为主，两者相加可以达到50% ～80%，这与黄土高原黄土的粒度组成有着显著的不同［18］。从长期变化趋势来看，粗颗粒组分含量有逐渐增大的趋势，且在7.5 m附近有明显的转折。

3.2 粒度参数特征

沉积物的粒度参数主要包括平均粒径(Mz)、中值粒径(Md)、标准偏差(σ)、偏度(Sk)和峰度(Kg)等，与形成环境具有密切的关系。羊场剖面黄土粒度参数随深度的变化曲线(图4)显示，平均粒径和中值粒径分别变化于30 ～90 μm 和40 ～65 μm 之间(图4d，e)，明显高于黄土高原黄土，可能与其距塔克拉玛干沙漠较近有关;偏度值较小，在-0.2～0.3之间，属于近对称的范围，且随着粒径的变粗有逐渐接近正态分布的趋势(图4a和图5a);峰度值在1.1～1.5之间，属于窄峰的范围，且峰度值与平均粒径在70 μm以下存在很好的对应关系(图4b、图5b)。羊场黄土的标准偏差介于1.5～2.5之间(图4c)，按照表1中的划分标准，大部分样品的分选程度属于较好或中等的范围，明显好于黄土高原地区的黄土堆积［29］，且随着粒径变粗，标准偏差越小，分选程度越好(图5c)。从长期变化趋势来看，所有粒度参数在7.5 m附近均有明显的转折，7.5 m以上样品平均粒径较大，分选性较好，且所有粒度参数波动幅度明显增大。

3.3 粒度频率分布和累积曲线及C-M分布特征

图3 羊场剖面黄土各粒级组分随深度的变化(年代引自文献① Teng X H，Han W X，Yu L P，et al.Holocene climate variability inferred from aeolian sediments from southern margin of the Tarim Basin，NW China［J］.Journal of Asian Earth Sciences，In review.)Fig.3 Grain size fractions distribution of the loess at Yangchang cross-section with the depth

表1 修正后的Folk和Ward(1957)几何图解法粒度参数计算公式及其统计描述方法［27］Table 1 Geometric(modified)Folk and Ward(1957)graphical measures［27］

图4 羊场剖面黄土粒度参数随深度的变化Fig.4 Grain-size parameters of YC loess section plotted on stratigraphic depth

图5 羊场剖面黄土粒度参数与平均粒径的关系Fig.5 The relationship between the grain size parameters and average particle size of loess at Yangchang section

不同沉积物类型的粒度频率分布曲线和累积曲线具有不同特征，所以常用于沉积相的判别［30］。图6a分别为羊场黄土、西昆仑山黄土、洛川黄土以及沙尘暴沉积物的粒度频率分布曲线。结果显示羊场剖面黄土粒度频率分布曲线与西昆仑山黄土和沙尘暴样品的粒度频率分布曲线非常相似［31］，都呈标准的单峰分布，＜2 μm的颗粒含量极少，说明羊场黄土同西昆仑山黄土和沙尘暴沉积物一样属于风成沉积。7.5 m之上的样品粒度频率分布曲线主峰相对升高且右偏，说明这些样品颗粒较粗且分选性较好。洛川黄土与羊场黄土相比，其粒度频率分布曲线峰态较宽且平坦，在细颗粒组分处呈明显的细尾分布，主峰也显著降低，粒度分布相对分散，分选程度较差，表明羊场黄土与洛川黄土沉积条件不同。累积曲线(图6b)也显示出羊场黄土与沙尘暴样品及西昆仑山样品具有极高的相似性，均呈单段型，表明极细和极粗部分含量很少，线形较陡且比较平滑，反映出原始粉尘经过了良好的分选，这与洛川黄土的累积曲线形态有着明显的不同。此外，羊场剖面黄土粒度C-M分布与黄土高原朝那黄土［32］(图7)也存在明显差异，这种差异可能是由研究区离物源比较近导致的。

图6 羊场黄土、西昆仑山黄土、洛川黄土及沙尘暴样品的粒度频率分布曲线和累积曲线(西昆仑山黄土、洛川黄土及沙尘暴样品数据来自文献［31］)Fig.6 Curves of grain size distribution of loess at the Yangchang section and west Kunlun Mountains and duststorm samples［31］

4 讨论

4.1 羊场剖面黄土的粒度分布特征及其古气候意义

羊场剖面黄土与西昆仑山钻孔黄土剖面［31］的粒度分析结果非常一致，主要以粗颗粒物质为主，粗粉砂和砂粒相加可以达到50% ～80%，细颗粒含量极少，这与黄土高原黄土的粒度组成有着显著的不同。标准偏差介于1.5～2.5之间，分选性较好，且随着平均粒径的增加，粒度频率分布逐渐接近正态分布的趋势，标准偏差变小，分选程度变好(图4，5)。此外，羊场剖面黄土粒度频率分布曲线和累积曲线与西昆仑山黄土和沙尘暴样品非常相似(图6)，说明羊场黄土可能与西昆仑山黄土和沙尘暴沉积物一样属于短距离悬浮沉积，同时与洛川黄土粒度频率分布曲线和累积曲线有显著差别，表明羊场黄土与洛川黄土沉积条件不同，可能是由于羊场黄土为塔克拉玛干沙漠的近源风成堆积的原因。以上特征与典型黄土剖面粒度分布特征［16］差异明显，可能暗示粒度参数所指示的古气候意义也不同。

黄土的粒度组成主要受风力大小［1，6，11］、源区的干旱程度和范围［9-10］及沉积后的风化作用［13-14］所控制。由于研究区降水量少，植被稀疏，沉积后的风化成壤作用极其微弱，且粒度结果也表明该区＜5 μm黏粒含量极少，可以排除成壤作用对粒度的影响;羊场剖面位于塔克拉玛干沙漠的下风向，黄土粒度组成主要以粗粉砂和砂粒为主，粗粉砂只能在低空作短距离的悬浮［33］，而 ＞63 μm 砂粒一般只能以跃移和滚动的方式做短距离的搬运，代表了近源沉积，主要反映沙漠范围的变化［9-10］。因此羊场剖面黄土粒度主要受控于源区的干旱程度和范围，黄土粒度组成的变化主要指示了塔里木盆地南缘干旱程度的变化。

4.2 塔里木盆地8.5 ka以来的气候变化及其区域对比

羊场黄土平均粒径和＞63 μm的砂粒含量变化曲线波动特征相似，呈现出长期变粗的趋势(图8)，尤其在3.6 ka B.P.(7.5 m)以来平均粒径迅速增大，砂粒含量也迅速增加。据此，可以将羊场剖面划分为2个阶段:阶段I(8.5～3.6 ka B.P.)，粒度组成较稳定，颗粒较细，平均粒径为45 μm左右，＞63 μm的砂粒含量约为30%，可能指示8.5～3.6 ka B.P.期间塔里木盆地南缘气候相对湿润和稳定;阶段II(3.6～0 ka B.P.)，＞63 μm 的砂粒含量急剧增多，粒径显著变粗，且具有大幅度波动的特点，可能反映了气候的急剧变干和不稳定。

上述粒度分析结果显示，塔里木盆地南缘气候在8.5～3.6 ka B.P.期间相对湿润和稳定，而3.6 ka B.P.以来气候急剧变干且不稳定，这种气候变化趋势也得到了邻近地区相关研究的支持。如汪海燕等［34］通过研究新疆北天山东段巴里坤山北麓巴里坤湖及周边地区的7个剖面，发现在8.0～4.0 ka B.P.期间东天山地区气候温暖湿润，其后湖泊逐渐萎缩;刘冰等［35］通过对青藏高原东北部共和盆地泥炭的研究，认为该区中全新世(7.1～3.8 ka B.P.)为气候适宜期，晚全新世(3.8～0.5 ka B.P.)气候变得冷干;柴达木盆地的相关研究揭示，风成砂砾层于3.4～3.2 ka B.P.期间在盆地南缘形成［36］;Yu 等［37］在柴达木盆地东部的研究表明，8.3～3.6 ka B.P.期间气候湿润稳定，而在3.6 ka B.P.以来气候变得干旱(图8g)，并认为北半球36°N太阳辐射减弱导致的亚洲夏季风衰退可能是该区气候变干的原因;董哥洞石笋氧同位素记录［38］显示，约3.5 ka B.P.之后夏季风迅速衰退，气候向干旱化发展(图8h)。

图8 羊场黄土粒度变化曲线(d、e)与NGRIP氧同位素［43］(a)，北大西洋赤铁矿颗粒含量变化曲线［44］(b)，北大西洋浮冰碎屑记录［44］(c)，新疆 TKP 磁化率［42］(f)，柴达木盆地东部 EMI［37］(g)及董哥洞石笋氧同位素［38］(h)的对比Fig.8 Comparison diagram of grain-size in Yangchang section with δ18O record from NGRIP ［43］ (a)，concentration of hematite grains and ice-rafting events in North Atlantic［44］(b and c)，magnetic susceptibility in TKP section［42］(f)，Effective moisture index(EMI)of the eastern Qaidam Basin(QB)［37］(g)and Dongge Cave［38］(h)

羊场粒度曲线(图8d，e)与董哥洞石笋氧同位素［38］和柴达木盆地东部有效湿度指数(EMI)［37］等记录的对比表明，羊场粒度记录与上述记录变化趋势一致，说明塔里木盆地南缘8.5 ka B.P.以来的气候变化具有季风模式的特点，中全新世以来北半球36°N太阳辐射的减弱［39］可能驱动了3.6ka B.P.以来盆地南缘的干旱化。关于亚洲夏季风能否深入到亚洲内陆的问题，20世纪80年代在南疆若羌地区曾发生过夏季风带来的大雨事件，说明夏季风强盛时能够深入到亚洲腹地［40］;相关研究表明，在全新世亚洲季风的最盛期，整个新疆和内蒙古地区都在夏季风影响范围之内［41］。此外，在整体变干的趋势上，塔里木盆地区域气候变化还被一系列的千年尺度的干旱事件所打断(图8)，这些短尺度干旱事件在3.6 ka B.P.以来变得尤为显著。凌智永等［42］通过对新疆伊犁河谷塔克尔莫乎尔沙漠腹地TKP剖面的研究，认为中亚内陆地区的气候变化受西风环流的影响并与北大西洋区域的气候变化呈现一定的遥相关。3.6 ka B.P.以来羊场粒度曲线与TKP磁化率曲线波动趋势非常一致(图8f)，且这些千年尺度的突变事件在红原泥炭［35］、董哥洞石笋氧同位素［38］和 NGRIP 氧同位素曲线中也有记录［43］(图8a，h)，同时也与北大西洋浮冰碎屑记录和赤铁矿颗粒含量记录也有很好的对应［44］，说明这些千年尺度的气候突变事件可能通过西风与北半球高纬度地区气候遥相关。

综上所述，塔里木盆地南缘气候自3.6 ka B.P.以来逐渐变干，并出现大幅度波动的千年尺度干旱事件，具有季风模式和千年尺度气候振荡的双重特点，可能同时受低纬度亚洲季风和北半球高纬度地区气候的影响。新疆巴里坤湖全新世气候的研究表明新疆地区的气候演变并非简单地遵循某种单一气候变化模式，不同气候系统(如西风、季风)在该地区的强弱对比状况，可能对气候环境变化模式有重要影响［45］。唐自华等［20］通过对昆仑山北坡KMA剖面砂含量和总有机质序列的功率谱分析，检测到多种与太阳辐射或太阳活动相关的显著变化周期，认为塔里木盆地环境变化的主要驱动因素与太阳辐射强迫有关;此外，对北大西洋地区深海沉积物、Greenland冰芯中的10Be和大气14C产率的交叉谱分析也支持太阳辐射强度是全新世气候变化的最可能原因［46］。因此，我们认为太阳辐射减弱导致的亚洲夏季风衰退可能导致了3.6 ka B.P.以来盆地南缘的干旱化，同时，受太阳辐射强迫驱动的北半球高纬度地区的气候变化［47］，通过增加西风环流的强度［48］及其波动幅度，进一步加剧了3.6 ka B.P.以来塔里木盆地南缘气候的干旱化和不稳定性。

5 结论

(1)羊场黄土粒度组成主要以粗粉砂和砂砾占优势，基本不含黏粒组分，分选较好，且自剖面底部到顶部，随着平均粒径的增加，粒度频率分布逐渐接近正态分布的趋势，且分选程度变好。粒度频率分布曲线和累积曲线指示羊场黄土为塔克拉玛干沙漠的近源风成堆积，与西昆仑山黄土和沙尘暴沉积物一样以短距离悬浮沉积为主，黄土粒度组成的变化主要指示了塔里木盆地南缘干旱程度的变化。

(2)塔里木盆地南缘气候在8.5～3.6 ka B.P.较为湿润稳定，3.6 ka B.P.以来气候急剧变干并出现大幅度波动的千年尺度突变事件，与其他地区古气候记录有较好的一致性。我们认为塔里木盆地南缘8.5 ka B.P.以来的气候变化具有季风模式和千年尺度气候振荡的双重特点，可能受低纬度亚洲季风和北半球高纬度地区气候的共同影响。

(3)太阳辐射减弱导致的亚洲夏季风衰退可能导致了3.6 ka B.P.以来盆地南缘的干旱化，同时，受太阳辐射驱动的北半球高纬度地区的气候变化，通过增加西风环流的强度及其波动幅度，进一步加剧了3.6 ka B.P.以来塔里木盆地南缘气候的干旱化和不稳定性。

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