2020, Vol.40
2 中国科学院地质与地球物理研究所, 中国科学院新生代地质与环境重点实验室, 北京 100029;
3 北京大学城市与环境学院, 北京 100871;
4 青海师范大学地理科学学院, 青海省自然地理与环境过程重点实验室, 青海 西宁 810016;
5 河南省科学院地理研究所, 河南 郑州 450052;
6 郑州大学历史学院, 河南 郑州 450001;
7 北京师范大学地表过程与资源生态国家重点实验室, 北京 100875)
近年来，史前人类在青藏高原的扩散和定居成为热点问题[1~3]，研究认为新石器时代在农业发展的推动下，有人类迁移至青藏高原并永久定居。青藏高原东北缘新石器时代人类活动与环境演化的关系已有研究[4~6]，关于青藏高原南部旧石器时代人类活动的环境背景也有相关讨论[7]，但目前青藏高原南部全新世环境演化与人类活动关系的研究还相对较少。
雅鲁藏布江位于青藏高原南部，东西狭长，分为上游、中游和下游，中游西起仲巴里孜村，东至米林派镇。中游河谷宽窄相间，宽谷段可宽达5000 m以上，窄谷段仅100~300 m宽。宽谷地带自古以来是人类生产生活的重要空间，雅江流域目前已发现有全新世细石器、新石器、吐蕃部落和吐蕃王朝时期遗存共计285处，其中雅江中游的遗存占86 % [8]。根据西藏自治区2010年第六次全国人口普查数据显示[9]，雅江流域人口占西藏自治区人口的63 %，雅江中游人口占雅江流域的85 %。雅江中游还是“高原粮仓”，耕地大部分为水浇地，多呈条带状集中分布于土壤质地好、有利于灌溉的阶地和河漫滩上，有些也伸展至水土聚集的山前冲、洪积扇的中下部，主要作物有青稞(Hordeum vulgare L.var.nudum)、小麦(Triticum aestivum L.)、豌豆(Pisum sativum L.)、油菜(Brassica campestris L.)等[10]。但目前雅江流域现沙漠化问题较为严重，中游日喀则、拉萨、山南地区沙漠化土地面积占区域总面积的12.88 %，且主要分布在宽谷地带，每年造成巨大的经济损失[11]。
昌果沟遗址位于雅江中游拉萨市昌果沟乡，1991年被发现，1994年经调查发并经过考古试掘，出土了包括打制石器、磨制石器、陶器、骨器等生产工具[8]。昌果沟遗址是雅江中游已发现有粟和青稞两种栽培作物的新石器时代遗址，同时也是世界上海拔最高的新石器时代农耕遗址，该遗址在东西文化交流及农作物传播研究中占有重要地位，遗址年代距今3200年左右[12~14]。但遗址形成时期的古环境目前还少有论述，本文对雅江中游进行地貌调查，在遗址以北选取1个全新世风成剖面进行粒度和磁化率分析，在雅江中游选取2个阶地剖面进行测年研究，辅以雅江中游23个全新世古土壤/泥炭的测年数据，进行概率密度分析，重建雅江中游的古环境，以期为雅江中游的人地关系研究提供参考。
1 研究区概况和样品采集拉萨市属高原温带半干旱季风气候，年均温8 ℃，年均降水量为426.5 mm，年均日照时数为3000 h，光照充足[15]。昌果沟遗址位于拉萨市南部贡嘎县雅江北岸一条支沟——昌果沟东岸的一级阶地上，见图 1a; 昌果沟一级阶地面最宽处超过500 m，且阶地面和山麓地带的大部分被风沙覆盖，见图 1b，风沙的主要来源是雅江的河谷砂。遗址面也埋在现代沙丘下，仅在风蚀洼地的地表发现有少量石器和陶片。昌果沟遗址生产工具以打制石器为主，陶器有夹砂陶和泥质陶，器形以罐为多，并流行带耳器和圈足器，陶纹皆以刻划纹为主，陶色以红褐色为多，不见黑陶[8]。昌果沟遗址出土的炭化农作物种子以青稞为主，但粟(Setaria italica)也占了相当大的比重[14]，表明当时的生业环境是适合粟作农业发展的，到近现代发展为以青稞为主栽作物的农耕。
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图 1 采样剖面位置示意图(a)和昌果沟沟谷(b) Fig. 1 Location of the sampling profile(a) and valley of Changguogou site(b) |
为了探究昌果沟遗址的环境背景，在昌果沟遗址附近选取1个全新世风成沉积剖面(29°21′55.2″N，91°08′56.7″E；海拔3666 m)进行环境指标分析，命名为昌果沟剖面(CGG)，剖面位置见图 1a。剖面深290 cm, 可以分为8层，由上至下分别为：
① 层，深0~35 cm，黄棕色(2.5YR5/3)细砂层；
② 层，深35~50 cm，砾石层；
③ 层，深50~100 cm，黄棕色(2.5YR5/3)细砂层；
④ 层，深100~135 cm，黄棕色(2.5YR5/4)砂质古土壤层；
⑤ 层，深135~185 cm，黄棕色(2.5YR5/3)细砂层，颗粒明显变粗；
⑥ 层，深185~190 cm，砾石层；
⑦ 层，深190~256 cm，浊黄棕色(10YR5/4)砂质古土壤层，非常紧实，颗粒变细；
⑧ 层，深256~290 cm，黄棕色(2.5YR5/3)细砂层，颗粒明显变粗。
分别在剖面深168 cm、209 cm和287 cm处采集3个光释光年代样品(CGG-OSL-1、CGG-OSL-2和CGG-OSL-3)，剖面示意图见图 2。
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图 2 剖面示意图 Fig. 2 The sampling profiles |
为判断雅江阶地的形成年代，在阶地砾石层下采集光释光年代样品进行分析，两个采样剖面点分别位于雅江南岸贡嘎县杰德秀镇东(29°17′08.8″N，91°09′13.1″E；海拔3570 m)和朗县扎西塘村西(28°59′38.3″N，93°16′29.8″E；海拔3054 m)，分别命名为JDX和ZXT，位置见图 1a，剖面示意图见图 2。
JDX剖面深180 cm，由上到下为：
① 层，深0~20 cm，细砂层；
② 层，深20~60 cm，砾石层；
③ 层，深60~75 cm，细砂层；
④ 层，深75~88 cm，砾石层；
⑤ 层，深88~103 cm，砂质古土壤层；
⑥ 层，深103~180 cm，细砂层。
在深96 cm处采光释光样品JDX-OSL。
ZXT剖面深250 cm，由上到下为：
① 层，深0~35 cm，砾石层；
② 层，深35~80 cm，砂质古土壤层，夹少量砾石；
③ 层，深80~115 cm，砾石层；
④ 层，深115~140 cm，砂质古土壤层；
⑤ 层，深140~250 cm，细砂层。
在深62 cm处采光释光样品ZXT-OSL-1。
另外，为了获取雅江中游全新世古土壤层的形成年代，在GJ阶地剖面(29°5′33.79″，93°24′15.57″)深195 cm处采砂质古土壤样品GJ-OSL进行测年，在RM黄土剖面(29°21′10.0″，88°27′41.5″)深90 cm处采粉砂质古土壤样品RM-OSL-2进行测年。
2 分析方法 2.1 光释光年代测定光释光测试分析在青海师范大学青海省自然地理与环境过程重点实验室-释光年代学室完成。等效剂量(De)获取采用粗颗粒(63~90 μm)石英单片再生法(single-aliquot-regenerative-dose protocol，简称SAR)，石英提纯采用40 %氢氟酸刻蚀。测试仪器为Risø TL/OSL-DA-20-C/D型热/光释光仪，该仪器辐照源为人工β源90Sr/90Y，每秒辐照剂量率为0.130±0.003 Gy。环境剂量率根据铀、钍、钾的含量进行计算，铀、钍、钾的含量采用电感耦合等离子体质谱法(inductively coupled plasma mass spectrometry，ICP-MS)获取，再根据Guérin等[16]在2012年发表的转换参数计算干剂量率，宇宙射线对剂量率的贡献根据Prescott和Hutton[17]给出的公式计算得出。计算年代中的含水量采用15 % ±7 %。其中RM剖面样品的光释光测试在南京大学海岸与海岛开发教育部重点实验室——光释光测年实验室完成，具体实验步骤见参考文献[18]，含水量采用10 %。
2.2 粒度和磁化率测定对CGG剖面样品进行了粒度、磁化率分析，二者分别在河南省科学院地理研究所数字环境考古实验室的粒度实验室和郑州大学历史学院磁化率实验室完成。对样品的粒度分析使用英国Malvern公司生产的Mastersizer 2000激光粒度仪。在上机之前，进行了如下的前处理：1)进行实验性的测试先获得不同岩性样品的最佳重量范围，用电子天平称取适量样品，放入200 ml的烧杯之中，并标明样品编号；2)加入1 ︰ 3的H2O2以去除有机质，视反应情况加入至过量；3)加入去离子水至150 ml，加热溶液至沸腾后静置冷却；4)加入过量10 %盐酸(HCl)溶液以去除碳酸钙，之后加入去离子水至150 ml，加热至沸腾以去除白云石，清洗样品，直到200 ml悬浮液呈弱酸性；5)抽去清液后，加入0.05 mol/L的六偏磷酸钠((NaPO3)6)溶液10 ml，再加去离子水至200 ml后，加热至沸腾并持续5 min，之后冷却至室温；6)测量时，每个样品一般测3次，分别是不加超声波，加超声波振荡30 s和再加超声波振荡30 s。
对样品的磁化率分析用英国Bartington仪器公司生产的MS2B型磁化率仪，测量之前，先用研钵把烘干的样品在不破坏原有结构的情况下碾碎，然后用塑料薄膜包紧10.0 g样品。在仪器状态稳定的情况下，工作频率选择低频(0.47kHz)，测得样品的质量磁化率(单位：10-8 m3/kg)，每个样品重复测量3次，求得算术平均值为最后结果。
2.3 古土壤剖面年代概率密度函数雅江流域有测年记录的全新世古土壤/泥炭剖面共计17个，见表 1，除有4个泥炭剖面外(QNG、WMQ、WD和LS)其余13个为风成砂古土壤剖面；年代样品共计23个，其中有5个年代为本文和项目组自测(见表 1和表 2，CGG剖面仅选取砂质古土壤样品CGG-OSL-2)。为了使14C年龄可以与光释光获得的日历年龄进行可靠对比，将所有14C年代数据都通过OxCal 4.3(https://c14.arch.ox.ac.uk/oxcal/OxCal.html)校正为日历年，树轮校正所用曲线为IntCal13。
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表 1 雅鲁藏布江中游全新世剖面古土壤/泥炭年代汇总 Table 1 Paleosol/peat ages of Holocene profiles in the middle reaches of the Yarlung Zangbo River |
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表 2 雅江中游风成沉积剖面光释光测年结果 Table 2 Optical stimulated luminescence dating results of aeolian sedimentary profiles in the middle reaches of the Yarlung Zangbo River |
概率密度函数近年被广泛应用到环境演变的研究中[19~21]，概率密度函数计算样品年代的分布可以减小随机采样产生的误差[22]。其原理为，释光测年(包括热释光测年和光释光测年)以及放射性碳同位素测年得到的年代数据结果均为一条正态分布曲线，在某年代数据点上均有其对应的概率密度值，计算一个区域不同时间点古土壤年代数据的概率密度之和，即可得到这一区域古土壤的概率密度分布曲线。
3 结果分析 3.1 年代测定结果光释光测年结果如表 2和图 2。CGG采样点为昌果沟一级阶地，CGG-OSL-1位于第⑥砾石层上约17 cm，其年代为1.82±0.16 ka，CGG-OSL-2位于第⑥砾石层下19 cm，其年代为6.43±0.56 ka。根据沉积速率推算，第④层年代约为1.4~1.1 ka；第⑤层年代约为2.0~1.4 ka；第⑥层为砾石层，因沟谷侵蚀产生了沉积间断，年代约为6.0~2.0 ka；第⑦层年代约为7.6~6.0 ka；第⑧层年代约为8.5~7.6 ka。JDX和ZXT采样点所处地理位置为雅鲁藏布江南岸的阶地，JDX剖面第④层砾石层下8 cm处砂质古土壤的年代为4.51±0.29 ka，ZXT剖面第①层砾石层下27 cm处年代为4.82±0.47 ka，表明雅鲁藏布江阶地的形成晚于4.51 ka。GJ剖面古土壤层的年代为8.06±0.56 ka，RM剖面古土壤层的年代为4.27±0.37 ka，由此得到了雅江中游局部地区全新世古土壤层的形成年代。
3.2 粒度、磁化率及其气候意义粒度频率分布曲线能够直观的描述样品的偏度和峰态，曲线可分成近对称和非对称，若曲线尾部出现在细端，表明为正偏，沉积物粒度偏粗，相反若曲线尾部出现在粗端，表明为负偏，沉积物粒度偏细；可以根据峰态的宽窄判断沉积物的物质成分，若为窄峰态，表示沉积物的物质成分较为单一，若为宽峰态或是双峰、多峰，表示沉积物可能由不同动力成因的几种物质混合而成[27~29]。将各层样品的体积分数取平均值后得出的频率分布曲线见图 3，各层均为非对称分布，正偏，粒径较粗，且各层峰态均较窄，成分单一。
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图 3 CGG剖面样品的粒度频率曲线 Fig. 3 Grain frequency curves of CGG profile samples |
本文选取中值粒径(Md)，粉砂(S)、粘粒(C)含量之和与砂(D)含量的比值(SC/D)绘制成图 4。Md指概率累积曲线上累积含量50 %处所对应的粒径，是度量沉积物颗粒平均大小的一种指标，可以反映搬运营力的强度[27]。CGG剖面Md范围为73~170 μm。SC/D可以反映地质时期以来的风沙活动强度，若SC/D趋近于零，说明风沙活动很强，若SC/D增大，说明风沙活动减弱，有古土壤生成[30]。CGG剖面SC/D范围是0.13~0.77。磁化率不仅可以指示黄土高原地区的气候变化，在沙漠地区也有较好的应用，风成砂中磁化率较低，古土壤中磁化率较高[31~33]。CGG剖面磁化率范围是53×10-8~155×10-8 m3/kg。
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图 4 CGG剖面各项环境指标变化曲线的对比 Fig. 4 Environmental index curves of CGG profile |
CGG剖面在8.5~7.6 ka期间，磁化率和SC/D值相对较低，Md相对较高，反映风沙活动较强，成壤性较低，气候相对冷干，这个时期磁化率平均值为73.5×10-8m3/kg，Md平均值为101.5 μm，SC/D平均值为0.365。7.6~6.0 ka期间，磁化率和SC/D值呈现上升趋势，Md逐渐下降，这个时期磁化率平均值为90.7×10-8m3/kg，Md平均值为82.1 μm，SC/D平均值为0.652，反映风沙活动较弱，成壤作用增强，气候变暖湿。2.0~1.4 ka期间，磁化率和SC/D值从较低值呈现波浪式上升趋势，但Md从较高值逐渐下降，磁化率平均值为68.2×10-8m3/kg，Md平均值为135.1 μm，SC/D平均值为0.201，反映风沙活动由强变弱，成壤作用由低变强，气候由冷干向较暖湿转换。1.4~1.1 ka期间，磁化率和SC/D值呈现先升高后降低趋势，Md逐渐升高，磁化率平均值为77.3×10-8 m3/kg，Md平均值为120.0 μm，SC/D平均值为0.284，反映风沙活动由弱到强，成壤作用由强到弱，气候由暖湿向冷干转换。
3.3 雅鲁藏布江中游全新世古土壤/泥炭剖面发育特征及其气候意义雅江中游有测年记录的13个全新世古土壤剖面(表 1)主要分布在河流宽谷地段。古土壤的形成母质是风成砂，即气候相对干燥时期，河谷砂初露，随风力搬运至平坦地带，而后在气候相对暖湿阶段经历成壤作用而形成的。成壤作用可以分为3个阶段，流动沙土→半固定沙土→固定沙土[34]。由此推断，如是气候最为暖湿阶段，河流径流量较大，没有河谷砂初露的时期，也不会形成砂质古土壤。西藏泥炭主要分布在雅江中游，该区水热条件相对适宜[26]。泥炭层的形成代表气候相对较湿润，当泥炭层中含有泥砂时，代表气候条件变干[25]。将23个砂质古土壤和泥炭(不含砂)的年代利用概率密度函数方法得到雅江中游古土壤/泥炭年代的概率密度分布图(见图 5)。由图 5可见，9.2 ka出现古土壤/泥炭发育峰值，9.0~6.0 ka古土壤/泥炭发育在波动中增强，反映气候转暖湿，在8.8 ka和7.3~6.7 ka古土壤/泥炭发育较弱，反映气候冷干；6.0~2.9 ka古土壤/泥炭发育最强，在5.7 ka、5.3 ka、4.6 ka和3.5 ka出现峰值，表明气候相对暖湿，但在5.5 ka、5.1 ka、4.2~3.7 ka和3.0 ka古土壤/泥炭发育减弱，反映了气候冷干；2.9 ka之后古土壤/泥炭发育减弱，但1.8 ka和0.3~0.2 ka出现古土壤/泥炭发育峰值。
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图 5 雅江中游全新世剖面古土壤/泥炭年代及其概率密度图 Fig. 5 The paleosol/peat ages and their probability density plot in the middle reaches of the Yarlung Zangbo River |
墨竹工卡县钙华碳氧同位素记录[35]显示，9.4~8.3 ka为气候剧烈动荡期，由3个温湿-干冷气候旋回组成，在9.4 ka、8.9 ka和8.6 ka处出现干冷气候的峰值，8.2~7.5 ka为气候平稳波动时期，此阶段气候总体偏干冷，7.5~7.2 ka气候波动较为剧烈。墨竹工卡县海登湖孢粉记录[36]显示，9.0~6.0 ka植被由草甸向森林过渡，温度和降水均较高；6.0 ka之后植被由森林转变为草甸后又转变为草原，温度和降水在波动中降低。浪卡子县沉错[37]研究结果显示，9.0~6.0 ka气候由冷干变得暖湿，但6.0 ka以来逐渐变干，5.5~5.0 ka左右出现一次干旱事件。当雄县羊八井七弄沟泥炭腐殖化度[38]和汞记录[39]显示，9.1~7.6 ka泥炭腐殖化度较低，汞含量较高，表明气候较为干冷；7.6~6.0 ka泥炭腐殖化程度较高，汞含量较低，表明气候较之前偏暖湿。七弄沟泥炭化学元素记录[25]显示9.1~6.0 ka较湿润，6.0~4.0 ka偏干。羊卓雍措沉积物粒度记录显示[40]，100~820 A. D.气候温凉偏湿；820~1200 A. D.气候暖干；1200~1910 A. D.气候冷湿，对应小冰期。利用化学元素对羊卓雍错湖泊水位重建[41]显示，100~750 A. D.湖泊水位偏高；750~1100 A. D.湖泊水位显著下降，气候暖干；1100~1800 A. D.湖泊水位较前一阶段整体较高，气候冷湿。
从JDX和ZXT这两个剖面判断雅鲁藏布江一级阶地的形成时间晚于4.5 ka。4.2~3.7 ka气候冷干事件之后，古土壤发育在3.5 ka左右有个峰值(图 5)，表明气候也相对暖湿。有研究表明，气候由冷干向暖湿快速转换阶段易形成阶地，因该时期植被尚未恢复，而降雨量增多，导致地面侵蚀达到最强，即进入沟谷发育期、坡面侵蚀期或泥石流多发期[42]。也有研究根据考古遗址的年代推断阶地的形成时间[43]，即考古遗址所在阶地的形成时间早于考古遗址的年代，并据此推断雅江支流澜沧江的一级阶地形成时间是在中全新世之前。Chen等[1]和张东菊等[2]研究认为3.6 ka之后，麦类作物的传播推动史前人类在青藏高原永久定居。阶地是农业耕作的重要场所，也可推断雅江中游及其支流区域在3.6 ka之后有具备先民定居的场所，即雅江中游及其支流的一级阶地。因昌果沟遗址的形成时间在3.2 ka左右，综上可以推断昌果沟一级阶地和雅江中游一级阶地形成时间大概在3.5~3.2 ka之间。
雅鲁藏布江流域新石器时代到吐蕃王朝之前的吐蕃部落时期(3.0~1.4 ka)的遗存较少，且主要是墓葬、岩画和石构遗迹等[8]，这可能跟气候冷干有关。雅江中游自2.9 ka之后鲜有古土壤发育，2.0~1.4 ka期间，从CGG剖面磁化率、Md和SC/D来看，风沙活动较强，成壤性较弱正如与吐蕃部落时期相对应。到吐蕃王朝时期(1.4~1.1 ka)，气候有所好转，CGG剖面有砂质古土壤发育，风沙活动减弱。
5 结论通过对昌果沟附近阶地和风成砂剖面的分析，结合雅江中游全新世古土壤的发育特征，本文认为：
(1) 古土壤年代的概率密度可以较好的反映区域气候变化，9.0~6.0 ka古土壤/泥炭发育在波动中增强，气候由冷干向暖湿转变；6.0~2.9 ka古土壤发育最强，气候较为温干；2.9 ka以来古土壤发育减弱，气候又转为冷干。雅鲁藏布江中游古土壤年代的概率密度揭示出8.8 ka、7.3~6.7 ka、5.5 ka、5.1 ka、4.2~3.7 ka和3.0 ka气候冷干。
(2) 全新世中期(4.5 ka)以来雅江中游及其支流形成的一级阶地的形成为史前人类提供了农业耕作的场所，是人类在雅江流域定居的重要基础，阶地上发育的古土壤也为农作物提供了丰富的营养元素。2.9 ka以来气候变得冷干，史前人类活动受限。到吐蕃王朝时期(1.4~1.1 ka)昌果沟地区有古土壤发育，气候有所好转。
致谢: 感谢西藏大学赵剑波老师和冯财元、苏英杰同学在样品采集过程中提供的帮助!
| [1] |
Chen F H, Dong G H, Zhang D J, et al. Agriculture facilitated permanent human occupation of the Tibetan Plateau after 3600 B. P.[J]. Science, 2015, 347(6219): 248-250. DOI:10.1126/science.1259172 |
| [2] |
张东菊, 董广辉, 王辉, 等. 史前人类向青藏高原扩散的历史过程和可能驱动机制[J]. 中国科学:地球科学, 2016, 46(8): 1007-1023. Zhang Dongju, Dong Guanghui, Wang Hui, et al. Historical process and possible driving mechanism of prehistoric human diffusion to the Qinghai-Tibet Plateau[J]. Science China:Earth Sciences, 2016, 46(8): 1007-1023. |
| [3] |
侯光良, 许长军, 曹广超, 等. 青藏高原末次冰消期-全新世中期人类扩张的时空模拟[J]. 第四纪研究, 2017, 37(4): 709-720. Hou Guangliang, Xu Changjun, Cao Guangchao, et al. The spatial-temporal simulation of mankind's expansion on the Tibetan Plateau during Last Deglaciation-Middle Holocene[J]. Quaternary Sciences, 2017, 37(4): 709-720. |
| [4] |
侯光良, 魏海成, 鄂崇毅, 等. 青藏高原东北缘全新世人类活动与环境变化——以青海湖江西沟2号遗迹为例[J]. 地理学报, 2013, 68(3): 380-388. Hou Guangliang, Wei Haicheng, E Chongyi, et al. Human activities and environmental change in Holocene in the northeastern margin of Qinghai-Tibet Plateau:A case study of JXG 2 relic site in Qinghai Lake[J]. Acta Geographica Sinica, 2013, 68(3): 380-388. |
| [5] |
Li G, Dong G, Wen L, et al. Overbank flooding and human occupation of the Shalongka site in the upper Yellow River valley, northeast Tibet Plateau in relation to climate change since the last deglaciation[J]. Quaternary Research, 2014, 82(2): 354-365. DOI:10.1016/j.yqres.2014.07.005 |
| [6] |
陈亭亭, 贾鑫, 黎海明, 等. 甘青地区齐家文化时期农业结构的时空变化及其影响因素分析[J]. 第四纪研究, 2019, 39(1): 132-143. Chen Tingting, Jia Xin, Li Haiming, et al. The analysis of spatiotemporal transformations of agricultural and its influence factors during Qijia culture period in Gansu-Qinghai region[J]. Quaternary Sciences, 2019, 39(1): 132-143. |
| [7] |
Zhang D, Li S. Optical dating of Tibetan human hand-and footprints:An implication for the palaeoenvironment of the last glaciation of the Tibetan Plateau[J]. Geophysical Research Letters, 2002, 29(5): 11-16. DOI:10.1029/2001GL013968 |
| [8] |
中国国家文物局. 中国文物地图集:西藏自治区分册[M]. 北京: 文物出版社, 2010: 1-407. National Cultural Heritage Administration. Atlas of Chinese Cultural Relics:Tibet Autonomous Region[M]. Beijing: Cultural Relics Publishing House, 2010: 1-407. |
| [9] |
西藏自治区统计局.西藏自治区2010年第六次全国人口普查主要数据公报[EB/OL].(2012-02-28)[2019-11-22]. http://www.stats.gov.cn/tjsj/tjgb/rkpcgb/dfrkpcgb/201202/t20120228_30406.html. Bureau of Statistics of Tibet Autonomous Region. Key data bulletin of the sixth national population census of Tibet Autonomous Region in 2010[EB/OL]. (2012-02-28)[2019-11-22]. http://www.stats.gov.cn/tjsj/tjgb/rkpcgb/dfrkpcgb/201202/t20120228-30406.html. |
| [10] |
杨勤业, 郑度. 西藏地理:自然卷[M]. 北京: 五洲传播出版社, 2004: 105. Yang Qinye, Zheng Du. Geography of Tibet:Nature Volume[M]. Beijing: China Intercontinental Press, 2004: 105. |
| [11] |
李森, 杨萍, 董玉祥, 等. 西藏土地沙漠化及其防治[M]. 北京: 科学出版社, 2010: 1-501. Li Sen, Yang Ping, Dong Yuxiang, et al. Desertification in Tibet and Its Prevention and Control[M]. Beijing: Science Press, 2010: 1-501. |
| [12] |
中国社会科学院考古研究所考古科技实验研究中心. 放射性碳素测定年代报告(二三)[J]. 考古, 1996(7): 66-70. Research Center of Archaeological Science and Technology Experiment, Institute of Archaeology, Chinese Academy of Social Sciences. Radiocarbon dating report(23)[J]. Archaeology, 1996(7): 66-70. |
| [13] |
童艳, 凌智永, 杨晓燕.西藏昌果沟遗址发现火烧遗迹[EB/OL](2019-04-01)[2019-09-23]. http://kaogu.cssn.cn/zwb/xccz/201904/t20190401_4858663.shtml. Tong Yan, Ling Zhiyong, Yang Xiaoyan. Fire remains were found at Changgugou site in Tibet[EB/OL]. (2019-04-01)[2019-09-23]. http://kaogu.cssn.cn/zwb/xccz/201904/t20190401_4858663.shtml. |
| [14] |
傅大雄. 西藏昌果沟遗址新石器时代农作物遗存的发现、鉴定与研究[J]. 考古, 2001(3): 66-74. Fu Daxiong. Discovery, identification and research on the remains of crops in the Neolithic age in Changguogou site (Tibet)[J]. Archaeology, 2001(3): 66-74. DOI:10.3969/j.issn.1001-0327.2001.03.014 |
| [15] |
杜军, 杨志刚. 西藏自治区县级气候区划[M]. 北京: 气象出版社, 2011: 1-176. Du Jun, Yang Zhigang. Climate Regionalization at County Level in Tibet Autonomous Region[M]. Beijing: China Meteorological Press, 2011: 1-176. |
| [16] |
Guérin G, Mercier N, Nathan R, et al. On the use of the infinite matrix assumption and associated concepts:A critical review[J]. Radiation Measurements, 2012, 47(9): 778-785. DOI:10.1016/j.radmeas.2012.04.004 |
| [17] |
Prescott J R, Hutton J T. Cosmic ray contributions to dose rates for luminescence and ESR dating:Large depths and long-term time variations[J]. Radiation Measurements, 1994, 23(2): 497-500. |
| [18] |
周亮, 黄春长, 周亚利, 等. 汉江上游郧西郧县段古洪水事件光释光测年及其对气候变化的响应[J]. 地理研究, 2014, 33(6): 1178-1192. Zhou Liang, Huang Chunchang, Zhou Yali. Palaeoflood OSL chronology and its response to climate change in the Yunxi-Yunxian reach in the upper Hanjiang River valley[J]. Geographical Research, 2014, 33(6): 1178-1192. |
| [19] |
Lai Z, Kaiser K, Brückner H. Luminescence-dated aeolian deposits of Late Quaternary age in the southern Tibetan Plateau and their implications for landscape history[J]. Quaternary Research, 2009, 72(3): 421-430. DOI:10.1016/j.yqres.2009.07.005 |
| [20] |
Qiang M, Chen F, Song L, et al. Late Quaternary aeolian activity in Gonghe Basin, northeastern Qinghai-Tibetan Plateau, China[J]. Quaternary Research, 2013, 79(3): 403-412. DOI:10.1016/j.yqres.2013.03.003 |
| [21] |
杜世松, 伍永秋, 李拓宇, 等. 基于年代数据的青藏高原东北部全新世风沙活动研究[J]. 北京师范大学学报(自然科学版), 2016, 52(1): 97-104. Du Shisong, Wu Yongqiu, Li Tuoyu, et al. Holocene aeolian activity in the northeastern Qinghai-Tibetan Plateau as revealed by dating data[J]. Journal of Beijing Normal University (Natural Science), 2016, 52(1): 97-104. |
| [22] |
Telfer M W, Thomas D S G. Late Quaternary linear dune accumulation and chronostratigraphy of the southwestern Kalahari:Implications for aeolian palaeoclimatic reconstructions and predictions of future dynamics[J]. Quaternary Science Reviews, 2007, 26(19): 2617-2630. |
| [23] |
Zheng Y, Wu Y, Li S, et al. Grain-size characteristics of sediments formed since 8600 yr B. P. in middle reaches of Yarlung Zangbo River in Tibet and their paleoenvironmental significance[J]. Chinese Geographical Science, 2009, 19(2): 113-119. DOI:10.1007/s11769-009-0113-1 |
| [24] |
Kaiser K, Lai Z, Schneider B, et al. Stratigraphy and palaeoenvironmental implications of Pleistocene and Holocene aeolian sediments in the Lhasa area, southern Tibet (China)[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2009, 271(3-4): 329-342. DOI:10.1016/j.palaeo.2008.11.004 |
| [25] |
孟庆浩, 牛蕊, 郑祥民, 等. 西藏羊八井七弄沟泥炭剖面地球化学特征及环境意义[J]. 华东师范大学学报(自然科学版), 2018(2): 151-159. Meng Qinghao, Niu Rui, Zheng Xiangmin, et al. Geochemical characteristics of the peat profile in the Yangbajing basin, Tibetan, China and its paleoenvironmental implications[J]. Journal of East China Normal University(Natural Science), 2018(2): 151-159. DOI:10.3969/j.issn.1000-5641.2018.02.016 |
| [26] |
汪佩芳, 夏玉梅, 王曼华. 西藏南部全新世泥炭袍粉组合及自然环境演化的探讨[J]. 地理科学, 1981, 1(2): 144-152. Wang Peifang, Xia Yumei, Wang Manhua. The study on the spore-pollen groups and the evolution of the natural environment of south Xizang Plateau in the peat of the Holocene[J]. Scientia Geographica Sinica, 1981, 1(2): 144-152. |
| [27] |
成都地质学院陕北队. 沉积岩(物)粒度分析及其应用[M]. 北京: 地质出版社, 1978: 1-147. The Northern Shaanxi Team of Chengdu College of Geology. Particle Size Analysis of Sedimentary Rocks and Its Application[M]. Beijing: Geological Publishing House, 1978: 1-147. |
| [28] |
陈殿宝, 陈进军, 胡小飞, 等. 祁连山北麓梨园河沉积物粒径的变化特征与分析[J]. 第四纪研究, 2018, 38(6): 1336-1347. Chen Dianbao, Chen Jinjun, Hu Xiaofei, et al. Characteristics and analysis on the sediment grain size along the Liyuan River on the north piedmont of the Qilian Shan[J]. Quaternary Sciences, 2018, 38(6): 1336-1347. |
| [29] |
魏东岚, 李新瑞, 张智群, 等. 大连长兴岛砂质沉积物粒度分布与石英表面结构特征研究[J]. 第四纪研究, 2019, 39(6): 1404-1413. Wei Donglan, Li Xinrui, Zhang Zhiqun, et al. Study on grain size distribution and quartz surface structure of sandy sediments in Changxing Island, Dalian[J]. Quaternary Sciences, 2019, 39(6): 1404-1413. |
| [30] |
李保生, 靳鹤龄, 祝一志, 等. "河套东南角理想剖面"的新近研究[J]. 中国沙漠, 2001, 21(4): 31-38. Li Baosheng, Jin Heling, Zhu Yizhi, et al. Recent study on the "ideal section in the southeast corner of Ordos"[J]. Journal of Desert Research, 2001, 21(4): 31-38. |
| [31] |
孙继敏, 丁仲礼, 刘东生, 等. 末次间冰期以来沙漠-黄土边界带的环境演变[J]. 第四纪研究, 1995(2): 117-122. Sun Jimin, Ding Zhongli, Liu Tungsheng, et al. Environmental changes in the desert-loess transitional zone of North China since beginning of the last interglacial[J]. Quaternary Sciences, 1995(2): 117-122. DOI:10.3321/j.issn:1001-7410.1995.02.003 |
| [32] |
楚纯洁, 赵景波, 周金风. 毛乌素沙地中部黄土-古土壤剖面沉积特征与地层划分[J]. 第四纪研究, 2018, 38(3): 623-635. Chu Chunjie, Zhao Jingbo, Zhou Jinfeng. Sedimentary characteristics and stratigraphic division of the loess-paleosol section in Wushen County, the central Mu Us Dune Field in North China[J]. Quaternary Sciences, 2018, 38(3): 623-635. |
| [33] |
马兴悦, 吕镔, 赵国永, 等. 川西高原理县黄土磁学特征及其影响因素[J]. 第四纪研究, 2019, 39(5): 1307-1319. Ma Xingyue, Lü Bin, Zhao Guoyong, et al. Magnetic properties and their influence factors of Lixian loess in western Sichuan Plateau[J]. Quaternary Sciences, 2019, 39(5): 1307-1319. |
| [34] |
龚子同. 中国土壤系统分类:理论·方法·实践[M]. 北京: 科学出版社, 1999: 1-903. Gong Zitong. Theory-Method-Practice of Soil System Classification in China[M]. Beijing: Science Press, 1999: 1-903. |
| [35] |
欧阳慧子.青藏高原南部全新世早-中期气候变化: 墨竹工卡钙华碳氧同位素记录[D].成都: 成都理工大学硕士学位论文, 2018: 1-45. Ouyang Huizi. The Climate Change of the Southern Tibetan Plateau during the Early-Middle Holocene: Records of Stable Carbon and Oxygen Isotopic Compositions of the Mozhugongka Travertine, NE Lhasa[D]. Chengdu: The Master's Thesis of Chengdu University of Technology, 2018: 1-45. http://cdmd.cnki.com.cn/Article/CDMD-10616-1018265196.htm |
| [36] |
Tang L, Shen C, Liu K, et al. Changes in South Asian monsoon:New high-resolution paleoclimatic records from Tibet, China[J]. Chinese Science Bulletin, 2000, 45(1): 87-91. DOI:10.1007/BF02884911 |
| [37] |
Zhu L, Zhen X, Wang J, et al. A~30, 000-year record of environmental changes inferred from Lake Chen Co, Southern Tibet[J]. Journal of Paleolimnology, 2009, 42(3): 343-358. DOI:10.1007/s10933-008-9280-9 |
| [38] |
孙诚诚, 周立旻, 郑祥民, 等. 青藏高原羊八井盆地全新世以来气候变化的泥炭记录[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2016, 36(5): 149-155. Sun Chengcheng, Zhou Limin, Zheng Xiangmin, et al. Peat record of Holocene climate change in the Yangbajing Basin, Tibet Plateau[J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2016, 36(5): 149-155. |
| [39] |
王琳, 牛蕊, 孟庆浩, 等. 西藏羊八井七弄沟地区全新世温度变化的泥炭汞记录[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2017, 37(2): 169-176. Wang Lin, Niu Rui, Meng Qinghao, et al. Holocene climate changes recorded by mercury concentration in peat:A case from Qinonggou of Yangbajing, Tibetan Plateau[J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2017, 37(2): 169-176. |
| [40] |
郭超, 马玉贞, 刘杰瑞, 等. 过去2000年来西藏羊卓雍错沉积物粒度记录的气候变化[J]. 第四纪研究, 2016, 36(2): 405-419. Guo Chao, Ma Yuzhen, Liu Jierui, et al. Climatic change recorded by grain-size in the past about 2000 years from Yamzhog Yumco Lake, Tibet[J]. Quaternary Sciences, 2016, 36(2): 405-419. |
| [41] |
郭超, 蒙红卫, 马玉贞, 等. 藏南羊卓雍错沉积物元素地球化学记录的过去2000年环境变化[J]. 地理学报, 2019, 74(7): 1345-1362. Guo Chao, Meng Hongwei, Ma Yuzhen, et al. Environmental variations recorded by chemical element in the sediments of Lake Yamzhog Yumco on the southern Tibetan Plateau over the past 2000 years[J]. Acta Geographica Sinica, 2019, 74(7): 1345-1362. |
| [42] |
夏正楷. 黄土高原第四纪期间水土流失的地质记录和基本规律[J]. 水土保持研究, 1999, 6(4): 49-53. Xia Zhengkai. The records of Quaternary soil erosion in the Loess Plateau[J]. Research of Soil and Water Conservation, 1999, 6(4): 49-53. DOI:10.3969/j.issn.1005-3409.1999.04.010 |
| [43] |
彭补拙, 杨逸畴, 中国科学院登山科学考察队. 南迦巴瓦峰地区自然地理与自然资源[M]. 北京: 科学出版社, 1996: 1-387. Peng Buzhu, Yang Yichou, Mountaineering Scientific Expedition Team of Chinese Academy of Sciences. Natural Geography and Natural Resources of Mount Namjagbarwa Area[M]. Beijing: Science Press, 1996: 1-387. |
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Ren Xiaolin2,
Liao Yinan3,
Mo Duowen3,
E Chongyi4,
Lu Peng5,
Xu Junjie6,
Wu Yongqiu7,
Du Shisong7
2 Key Laboratory of Cenozoic Geology and Environment, Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029;
3 College of Urban and Environmental Sciences, Peking University, Beijing 100871;
4 Qinghai Provincial Key Laboratory of Physical Geography and Environmental Processes, School of Geography Sciences, Qinghai Normal University, Xining 810008, Qinghai;
5 Institute of Geographical Science, Henan Academy of Sciences, Zhengzhou 450052, Henan;
6 School of History, Zhengzhou University, Zhengzhou 450001, Henan;
7 State Key Laboratory of Earth Surface Processes and Resource Ecology, Beijing Normal University, Beijing 100875)
Abstract
Changguogou site(3200 a B.P.), an important Neolithic site, is located in south of Lhasa(Tibet). The site is located on a terrace of the Changguogou tributary in the middle reaches of the Yarlung Zangbo River. The site and its surroundings are covered with shifting sand. In order to explore the paleoenvironment of the Changguogou site and its surrounding area, this paper carried out geomorphic investigation around the site and the valley in the middle reaches of the Yarlung Zangbo River. CGG aeolian sedimentary profile(29°21'55.2"N, 91°08'56.7"E; 3666 m a.s.l.) located ca. 1 km north of the site was selected for optically stimulated luminescence(OSL)dating and environmental proxy analysis. JDX profile(29°17'08.8"N, 91°09'13.1"E; 3570 m a.s.l.) and ZXT profile(28°59'38.3"N, 93°16'29.8"E; 3054 m a.s.l.) from terrace in the middle reaches of the Yarlung Zangbo River were selected for OSL dating. In addition, 23 dates from Holocene paleosol/peat layers in the middle reaches of the Yarlung Zangbo River were summarized, and the probability density analysis was conducted to reveal the regional climate evolution.Our results show that, the probability density of Holocene paleosol/peat dates can well reflect regional climate change. From 9.0~6.0 ka, the development of paleosol/peat was mainly in a fluctuating growth trend, indicating that the climate turned to warm and wet; from 6.0~2.9 ka, paleosols' development reached its peak and the climate was relatively warm and dry; after 2.9 ka, the climate became drier and colder, the development of paleosols weakened and the prehistoric human activities were limited.The OSL dating results of three profiles and environmental proxy analysis of CGG profile showed, the first terrace of the middle reaches of Yarlung Zangbo River and its tributary was formed after 4.5 ka, which could provide an ideal place for the agricultural activities of the Neolithic ancestors, and develop paleosols provided suitable nutrition for crops. Paleosol developed at some places during the Tubo Dynasty period(1.4~1.1 ka), when the climate improved.