黄河中游黄土高原生态环境十分脆弱，已成为中国乃至世界林业、农业、地质和环境专家关注的热点地区。黄土地层中保存着大陆上最完整、最连续的古气候记录(顾兆炎，1991)。黄土沉积以黄土层和古土壤层交互沉积为特征。学者们已从各个角度来挖掘这些记录，以探寻最好的气候指标，提取可靠的古气候、古植被信息。直接从黄土地层中提取碳酸盐，分析碳同位素组成，是近年来研究的一个新方向(顾兆炎，1991；卢玉东等，2005；张柳明等，1992；Cerling，1984；Williams et al., 1998)。张虎才等(1990)在兰州九洲台剖面首先对各层黄土与古土壤全岩样进行了δ¹³C与δ¹⁸O研究。谭桂声等(1992)对洛川黄土剖面S₀~S₁₄各层古土壤的钙质结核进行了氧、碳同位素分析，认为δ¹³C主要指示土壤发育时的降水量，而δ¹⁸O指示了古土壤发育时的环境温度。林本海等(1992)研究了陕西兰田段家坡黄土剖面S₀~S₉区段地层的有机质δ¹³C含量与植被的关系。刘卫国等(2002)分析了黄土高原现代土壤和古土壤有机碳同位素，认为黄土高原现代植被以C3植被为主。本文对陕西省洛川黄土剖面的有机质碳同位素进行分析，并与孢粉分析进行综合比对，尝试半定量地推断当地古植被类型。黄土高原古植被类型的确定对黄土高原生态恢复与治理具有重要意义。

1 研究区概况

洛川黄土剖面位于陕西省延安市洛川县坡头村(109°25′E, 35°45′N)。为典型黄土塬区地貌，地势北高南低，塬边沟谷切深80~150 m。洛川黄土剖面是全球最经典的第四纪陆相地层剖面，因而备受关注。整个剖面黄土约130 m厚，由黄土层和古土壤层交替叠加，共25层(表 1)。

2 研究方法

在地表 0.5 m以下采样，以避免表层土和植物根系的混入。共采样688个，对L_1-1—S₈作有机碳同位素分析，因S₀受到人类耕作与施肥的污染，未予考虑。采用Frakes等(1994)的方法进行分析：取样6 g，加入25%的HCl 40 mL。更换HCl 5~6次，使其中的无机盐充分溶解，用去离子水冲洗干净(pH=7)，然后烘干。再称此样70 0~800 mg，放入石英样品管，加入CuO与Ag各200 mg，抽气至10^-3Terr的真空状态，在850 ℃下反应3 h，用液氮分离出CO₂，作质谱分析。分析工作在澳大利亚阿德莱德大学地质与地球物理系同位素实验室完成。采用MICROMASS-630型质谱仪，仪器分析误差＜0.05‰，重复样品的δ¹³C值误差＜1.5‰。

3 结果与分析 3.1 黄土碳同位素与古气候

对采集黄土样品进行有机碳同位素分析，分析结果如表 1。全剖面δ¹³C平均值为-6.299‰, 最小值在S₅中为-16.62‰, 最大值在L₆中为-3.64‰。将上部黄土S₀~S₁碳同位素数据绘成曲线，它是一条分辨率较高的气候曲线(图 1)，所有的δ¹³C低值与古土壤层相对应，所有的δ¹³C高值都与黄土层相对应。其与大西洋深海钻孔DSDP607的氧同位素曲线对比(刘东升等，1992；Friedli et al., 1986；Petit et al., 1999；孙建中，1985)，可以逐一地在洛川剖面δ¹³C曲线上找到相应的冰期旋回。洛川剖面上部δ¹³C曲线可以与北美冰川、深海岩芯相比。δ¹³C曲线与海洋氧同位素曲线总体趋势相同，但有些小的差异，即前者具有非等振幅性，峰谷高低深浅参差不齐，而不像深海氧同位素那样具有大体的等振幅特征。这或许正好反映了大陆气候的特点，δ¹³C曲线主要反映了气候要素的湿度(降水量)特征。另外，δ¹³C曲线与北美大湖圣劳伦斯区冰川进退相对比，可以找出对应的冰期旋回。其中，与黄土相对应的偶数阶段是冰期，与古土壤相对应的奇数阶段的高峰是间冰期，于是一个偶数阶段的一个奇数阶段便组成了一个冰期旋回。这表明黄土高原的气候变化节奏与全球气候变化是一致的，黄土地层中的δ¹³C是比较好的气候替代性指标，进而可以指示古植被类型的变化。

3.2 黄土δ¹³C与古植被

黄土中碳同位素组成与植被类型有关(孙建中，2005)。按照光合作用固碳的途径不同，植物被分成C3、C4和CAM 3类。它们在光合作用过程中对CO₂的不同选择吸附作用引起同位素分馏。因而具有不同的同位素组成。C3植物包括几乎所有的木本植物和部分喜湿凉的草本植物，其δ¹³C值为-22‰~-34‰，以-27‰±2‰频度最高。C4植物的光合作用效率是C3植物的2倍，因而C4植物更适合于在缺少CO₂和水环境下生活。C4植物主要为温暖季节生长的草本，只有少数的灌木(大戟科、黎科)属于C4植物，其δ¹³C值为-12‰~-19‰，以-13‰±2‰频度最高。CAM植物只存在于高等植物之中，主要是一些耐旱的草本和灌丛植物，其δ¹³C值分布较广，为-13‰~-35‰，平均值为-17‰。

土壤中的CO₂主要来源于植物根系的呼吸作用和植物残体分解。研究证明，土壤中CO₂主要集中在距地面1 m特别是0.5 m范围内，其与碳酸盐作用形成CaCO₃。因此，土壤中大部分CaCO₃是当时植被的产物。

以上所得黄土δ¹³C值就是大气CO₂和这种植物按不同比例混合起来的。在δ¹³C曲线上，δ¹³C低值对应的是C3植物，所以在古土壤时期C3植物较多。根据Celling模型(Cerling，1984)计算结果，洛川剖面S₅的C3植物占生物量的70%~80%。这些C3植物中则很可能一部分是木本植物。

应用柯曼红(1994)提出的黄土孢粉分析方法，得到了洛川黄土剖面上部孢粉图示(图 2)。从图 2可以看出，S₁中有3个木本花粉含量的高峰，木本花粉浓度达7~15粒·g^-1，植被应属阔叶树森林草原或疏林草原。在古土壤S₂中，木本花粉浓度达9~22粒·g^-1，以云杉或松为主，植被应属针叶树森林草原。在全新世发育的古土壤S₀中，乔木花粉浓度达9~22粒·g^-1，植被亦为疏林草原。

根据末次冰期δ¹³C曲线与孢粉资料的对比，可以做出以下的推断：S₅层上的δ¹³C平均值达11.94‰，当时植被很可能为森林。S₀、S₁、S₄、S₈、S₉等古土壤层的δ¹³C值相对较低，其值为-5.85‰~-10.00‰，植被为森林草原。S₂、S₃、S₆、S₇等古土壤层δ ¹³C值为-8.72‰~-6.95‰，其植被可能为草原。L₈、L₉的δ¹³C为-3.7‰~-2.27‰，是一些极冷的冰期，其植被为干草原或荒漠草原。

4 结论与讨论

洛川黄土剖面δ¹³C曲线可与深海氧同位素曲线进行对比，但在振幅上却不相同，这说明在不同气候条件下生物量不同，生物种类也不相同，碳的分馏程度不同。S₅古土壤层中δ¹³C值为采样剖面上极低值，δ¹³C值达-16.62‰，处于最湿润和温暖的间冰期，当时植被可能属于森林。在S₀、S₁、S₄、S₈、S₉等古土壤层上形成了一些较高的峰，δ¹³C为-8.84‰~-10.99‰，对应相当湿热的间冰期。在L₈、L₉等黄土层上有几个δ¹³C的低值，它处于下粉砂层，说明当时气候极其干冷，属于干草原或荒漠草原。L₁、L₃、L₅、L₆等为较寒冷的冰期。

由于人类大面积的长期开垦种植，黄土高原的天然植被大多已被破坏，原来是什么植被已难以探究。史念海(2001)根据古代文献记载认为黄土高原大部分地区在历史上曾经生长着茂密的森林。朱志诚(1994)根据残存的天然植被认为秦岭到延安之间为阔叶林带，延安到榆林之间为森林草原，榆林之北为草原带。林本海等(1992)根据有机质与δ¹³C值将蓝田段家坡古土壤及黄土形成时的植被判定为草原。刘卫国等(2002)最近对黄土和古土壤有机碳同位素的研究结果也认为黄土高原面上从来未出现森林而生长草原。然而，无论是段家坡剖面、刘家坡剖面，还是洛川剖面的孢粉分析以及土壤学的研究(赵景波，1984)，都证明此地黄土形成时植被类型是草原或森林草原，而古土壤形成时植被为落叶阔叶林。毕竟孢粉是植物体直接的残留，可信度较高。

黄土高原地区的植被必须放在时间与空间的框架中去观察。由碳同位素和孢粉分析实验研究来看，在洛川黄土塬上13万年以来，大部分时间生长着草原或草甸草原，只在几个短暂的时段内生长过森林草原或森林。如何使δ¹³C转化成直接的气候指标，及古植被类型信息定量化将是未来研究的重点。