2015, Vol.35
1 引言
作为一个人类文明迅速发展的时期，全新世气候变化一直受到人们的高度关注。自施雅风和孔昭宸[1]总结了中国全新世适宜期的气候特征以来，许多科学家利用不同沉积物记录对中国各地全新世时期的气候波动进行了大量研究[2, 3, 4, 5, 6, 7, 8, 9, 10]，对全新世开始增温的时间、全新世的重要气候事件(如约4ka和8ka气候事件)、全新世时期季风变化趋势以及全新世气候变化和人类适应等科学问题开展了深入探讨[11]，提出太阳辐射驱动了全新世的气候变化[2]，注意到各地全新世气候波动的差异; 另外，有学者[12]提出了"西风模式"，也有学者则根据东亚夏季风最强时期向东南方向的延迟与夏季风的逐步减弱一致，认为是气候对轨道驱动季节性变化的响应[13]。然而，各地全新世气候波动的差异究竟是气候系统内的地区性差异所造成的，还是气候系统时间演化的记录，还需要各地更多高分辨率记录的研究。
淮河流域位于中国东部的南北方过渡带，属于半湿润区气候环境，这里既有冬季风从北方干旱半干旱区携带而来的粉尘堆积，又有江淮地区特有梅雨天气，但与北方干旱半干旱区和南方湿润区均存在着差异，气候环境十分特殊。有历史记录以来，淮河流域不仅洪水泛滥成为中国的心腹之患，而且这里经常与北方气候截然相反，北旱南涝突出，如2003年和2007年淮河全流域大洪水时，北方干旱少雨。这种区域性的气候差异是否在全新世更长的时间尺度上也存在?是否半湿润区具有与北方干旱半干旱区相似的气候事件?这些科学问题都直接关系到对东亚季风气候系统的全面认识和对气候变化机制的正确理解。
然而淮北平原长期被认为除河道两岸外主要覆盖的是中晚更新统沉积[14]，而由于这个地区降雨多，又受黄河改道入淮影响，大多数河道都经历过黄泛的影响，因此一直难以找到合适的全新世连续沉积物，该区全新世时期的气候变化特征一直是个谜，影响和控制这个地区主要气候系统在全新世时期的变化更是长期不明。本文通过对襄城县风成黄土全新世剖面的研究，揭示了淮河流域全新世时期的气候环境变化特征，并探讨了其动力学机制过程，对全面理解中国东部全新世气候变化的地区性差异提供了重要的基础资料。
2 剖面描述与研究区气候 2.1 剖面的选择为了获得淮河流域全新世气候的完整记录，我们对淮河流域开展了大范围野外调查。淮河流域大致以淮河为界，南北沉积环境差异很大，淮河以南的大别山北麓一些地方有全新世黄土堆积，但由于降雨丰沛、剥蚀严重，全新世地层基本不完整，如信阳光山、驻马店桐柏等地； 而淮北平原地势平坦，历史上发生过多次黄河入淮，全新世时期大部分地区为河湖冲积环境，如徐州、周口和淮南凤台等地。
只有地处淮河流域西北角、平顶山的山前台地分布大面积的黄土堆积，与洛阳地区黄土台塬相连，应属同一风成沉积环境。这里地势较高，不受黄泛影响，降雨量也比大别-桐柏地区略少，是淮河流域风成黄土保存条件最好的地区。襄城黄土是该区风成沉积的代表。襄城黄土剖面位于河南省襄城县王洛镇南侧1km处路边，地理位置为33.95021°N，113.47992°E，海拔约96m，西北约20km是伏牛山余脉大禹山，南距北汝河、西至蓝河、东到颍河都是10km左右，剖面就在中间相对较高的黄土岗地上，与东侧颍河以东平原和南侧北汝河存在约10~20m的高差(图 1)。这里地势较高，历史上的黄河入淮均发生在其东侧的颍河以东地区，因此这里不受黄河入淮影响，而西北侧大禹山的山地洪水则通过西侧蓝河、北汝河流走，也不流经该地，因此王洛镇地区是淮河流域内理想的风成黄土堆积区之一。
|
图 1 襄城黄土剖面地理位置与高程剖面(图像引自Google Earth) Fig. 1 Location and altitude profiles of the Xiangcheng loess section |
淮河流域多年平均降水量约920mm，大致由南向北递减，山区多于平原，沿海大于内陆。流域内有3个降水量高值区: 一是伏牛山区，年平均降水量为1000mm以上； 二是大别山区，超过1400mm； 三是下游近海区，大于1000mm。流域北部降水量最少，低于700mm。降水量年际变化较大，最大年雨量为最小年雨量的3~4倍。降水量的年内分配也极不均匀，汛期(6~9月)降水量占年降水量的50 ％ ~80 ％ [15]。
地处淮河流域西北角的襄城属暖温带大陆季风气候，气候温和，光照充足，雨量充沛，无霜期长，四季分明。一般冬季受大陆性气团控制，夏季受海洋性气团控制，春秋为二者交替过渡季节。
襄城年平均气温度14.7℃，日照2280小时，年降水量579mm，无霜期217天。春季时间短，干旱多风沙，气温回升较快； 夏季时间长，炎热，雨水集中、时空分布不匀； 秋季时间短，昼夜温差大，降水量逐渐减少，晴和气爽日照长； 冬季时间长，多风，寒冷少雨雪。
襄城县的风向随季节变化非常明显，冬季盛行偏北风、夏季多为偏南风，全年以西南风最多。年平均风速2.4m/s。夏初常出现干热风，以5月下旬出现频率最高。
2.3 剖面描述剖面位于道路边耕地内一个人挖方坑壁上(图 2b)，高约2.5m，整个剖面为黄土堆积，大约0~17cm是浅棕色土壤层，为耕作层，含小砾石，可能有人为活动干扰； 下方大约17~35cm是一黄土薄层； 该黄土薄层之下大约35~110cm是大约75cm厚的灰黑色古土壤层，富含有机质，具有下部比上部颜色偏深偏黑的特点，其底部颜色逐渐变浅变白，转变成黄土层； 120cm以下出现大量白色碳酸钙假菌丝体和小的钙结核，120~130cm黄土中发育一些黑色条带，172~180cm黑色有机质较高，180~190cm多钙结核，210cm以下钙结核减少。整个剖面按2cm间距采样。
|
图 2 襄城剖面磁化率和粒度组分参数曲线(a)和剖面照片(b) Fig. 2 Curves of magnetic susceptibility，parameters of multimodal grain size (a) and the photo (b) of the Xiangcheng loess section |
剖面具有以下特征:1)剖面发育典型的土壤团粒结构，没有任何指示水成性质的层理结构； 2)古土壤层和黄土之间呈渐变过渡的粉尘加积特点； 3)地层中可见有陆生蜗牛的壳体； 4)古土壤层下部碳酸钙淋滤作用强烈，发育大量钙结核； 5)剖面点位于黄泛区以西、北汝河与颍河之间相对较高的黄土高地上(图 1)，不受黄泛、山区洪水影响。综合以上特征可以确定该剖面是典型原生黄土堆积。
该剖面中古土壤层以颜色偏灰黑、有机质含量高、碳酸盐淋滤作用强烈的特点，而与黄土高原南部全新世褐红色古土壤有所区别，反映了这里地处半湿润区、降雨丰沛的影响。
3 指标与分析方法 3.1 古环境代用指标及测试方法(1)磁化率指标
一般认为磁化率反映成壤强度，指示了夏季风的变化，黄土古土壤样品的磁化率是反映降水量或夏季风强度的替代性指标[16, 17, 18, 19, 20]，目前已经被广泛接受。研究表明季风区的黄土古土壤磁化率有良好的地层学指示意义，磁化率值的大小与气候的相对暖湿程度有关(温度高低、降水大小)[16]，磁化率值的波动被认为可以较好指示东亚夏季风强度的变化[17, 18, 19, 20]。
高频和低频磁化率是在不同频率下分别测量得到的磁化率。高频测量时，细颗粒的铁磁性矿物由于磁滞而被阻挡，对高频磁化率不再有贡献，有贡献的只有大的磁颗粒。高频磁化率一般都按比例低于低频磁化率，频率磁化率是低频磁化率与高频磁化率的差值与低频磁化率的百分比，因此频率磁化率反映了其中超顺磁磁性矿物磁化率占磁化率总强度的百分比含量[21]。在黄土高原地区，黄土古土壤中以细小的超顺磁磁性矿物为主时，低频磁化率和频率磁化率的波动是几乎一致的，都可以直接反映土壤的成壤强度。然而如果样品中粗颗粒的铁磁性矿物较多时，频率磁化率比低频磁化率更能指示细粒铁磁性矿物代表的风化成壤作用。因此相对磁化率而言，黄土频率磁化率具有更明确的古气候意义。因为频率磁化率只反映样品中超顺磁磁颗粒含量的多少，而这些含量反映了古气候温湿程度的强弱和持续时间的长短[21]。
(2)粒度指标
粒度是沉积物一个比较成熟的古环境代用指标。因其测定简单、快速、物理意义明确、对气候变化敏感等特点近年来被广泛应用于黄土古土壤研究中，被认为是冬季风的替代性指标，指示东亚冬季风变迁[22, 23]。在我国黄土高原地区的黄土-古土壤序列研究中，粒度指标可以指示搬运粉尘风动力变化以及沉积环境变化，是研究过去东亚冬季风变化最直观的替代性指标[23, 24, 25]。
(3)粒度、磁化率指标测试方法
粒度和磁化率样品均在中国科学院地质与地球物理研究所新生代环境实验室测试完成。其中磁化率测试方法为: 将样品放入烘箱中，低温烘干，称取10g左右，放入透明1号自封袋中。然后依次将各个样品放入MS2磁化率分析仪，测量样品的低频磁化率，每个样品测量3次，取其平均值。
粒度测量方法分为前处理和上机测试两部分，前处理中称取样品约0.2g，放入清洗干净的规格为200ml的烧杯中，加入10ml浓度为30 ％ 的双氧水(H2O2)，放置在加热炉上，温度保持在140℃，加热过程中多次加入双氧水，直到无气泡产生为止。由于加酸去除上清液的过程可能会造成细粒成分的损失，因此未做加酸处理。
加入10ml浓度30 ％ 的六偏磷酸钠作为分散剂，超声震荡5分钟，最后用Mastersizer3000激光粒度仪进行测量，样品的粒度范围在0~3500μm之间。
3.2 测年与时间标尺为了获得黄土古土壤剖面的时间标尺，剖面共挑选8个样品，进行土壤有机质 14C 定年，然后校正成日历年龄(表 1)。所有 14C 年龄样品均由美国Beta实验室测定。
|
表 1 14C 测年样品年龄数据表 Tab.1 14C dating data |
样品预处理按标准酸洗方法提取沉积物有机质，然后按AMS标准测量 14C 年龄。14C 测量年龄利用δ13C 进行同位素分馏校正得到同位素校正年龄后，再根据INTCAL13数据库进行校正得到日历校正年龄，表中列出了其2σ区间范围。
从时间深度总体分布关系(图 3)上看，沉积速率变化不大，地层基本连续，沉积完整，可以很好地揭示襄城地区的全新世气候变化特征。
24cm的样品年龄出现倒转，估计与耕地扰动有关。而200cm的年龄与160cm接近，却与220cm相差较大，明显与整体趋势偏离较大，虽不一定是异常，但拟合时会造成总体离差小、拟合曲线却偏离大多数年龄点的不合理现象。因此在建立年龄-深度回归方程时，我们舍弃了这两个年龄。但上述拟合的结果会造成近地表多个样品点出现负值年龄，考虑到地表迄今还在沉积现在的风成黄土，因此设定地表样品年龄为0。最后得到 图 3中的时间深度多项式转换关系(图 3)，据此计算得到了剖面的时间标尺，剖面底部年龄大约12.5ka B.P. 。
|
图 3 襄城剖面的深度-时间关系图 Fig. 3 Depth-age relation of the Xiangcheng loess section |
经典沉积岩石学研究表明沉积物主要由滚动、跳跃和悬浮3种颗粒组分构成。黄土被证明是大气悬浮粉尘堆积形成的风成沉积物[17]。近年来，由于测量技术的进步，激光粒度仪被引入沉积物粒度测量分析，人们发现黄土悬浮颗粒又可细分成3个悬浮组分[26, 27]。前人[28]研究了各种水成和风成的典型环境下沉积物的粒度特征，将沉积物粒度的组分划分成6个，它们的中值粒径范围分别是组分1:<2μm、组分2:2~10μm、组分3:10~65μm、组分4:65~150μm、组分5:150~700μm、组分6:>700μm，其中水成和风成沉积物中都有1和2组分，3组分是大气的粗悬浮组分，4组分是水的粗悬浮组分，5组分是跳跃组分，水成的略比风成的粗，但二者的粒径范围高度重叠，6组分是滚动组分，同样水成的略比风成的粗。
从沉积物粒度组分分布特征看，每一组分均属于对数正态分布类型。因此可以采用正态分布函数对样品各组分进行数学分离。每个组分由中值粒径、百分含量和标准差3个参数来刻画，中值粒径和标准差定义了该组分的分布函数，即各粒径的相对含量，百分含量则刻画了该组分在全部组分中的贡献。将几个组分的含量分布函数按百分含量加权求和，就得到粒度分布的拟合函数:
公式(1)中n是组分数，x是粒径，lgx是取粒径的对数，dmi和
拟合函数与实测粒度分布函数的差值则是拟合误差。黄土粒度组分分离就是通过迭代计算找到使拟合误差值达到最小的组分参数组合[27]。
3.4 风力强度和粉尘搬运距离指数黄土粒度作为一个经典的古气候代用指标，过去一直被用作指示冬季风强弱变化的替代性指标[29]，近年来，陆续发现黄土粉尘源区的进退收缩变化也直接影响黄土粒度的变化[30]，而粉尘源区的进退变化与植被生长状况有关，植被则又受降雨直接控制，由于降雨是夏季风的直接表现，因此有人认为黄土粒度反映了粉尘源区的进退，也是夏季风的指标[31]。这显然完全相反的两种观点给粒度指标的解释带来了很大的困惑。
实际上人们早就知道黄土粒度的变化与风力强度和粉尘源区距离肯定都有关系，也尝试构建不同的粒度指标来反映古气候，如比值(<2μm颗粒含量/>10μm颗粒含量)、>64μm含量[23]、石英颗粒中值粒径[32]等。然而这些指标均缺乏明确的物理意义。
黄土作为大气悬浮粉尘沉积物，其粒度分布中通常都包含了1、2和3组分，即细、中、粗组分(图 4)[26, 27, 33]，其动力学成因分析表明粗粒组分是粉尘在源区被上升气流带到高空，再被水平气流带到上升气流消失的地区后，重力沉降速度远大于大气湍流支撑能力的粗颗粒粉尘部分，细粒组分是布朗运动影响和主导的细颗粒粉尘部分，而中粒组分是大气湍流影响和控制的颗粒部分[27, 34]。
|
图 4
1个黄土样品的实测粒度分布和3个对数正态分布组分的拟合粒度分布 F点：粗粒组分重力沉降量和中粒组分湍流沉降量相等的点，E点：中粒组分中值粒径对应含量最高点； dE是中粒组分的中值粒径，dF是F点的粒径，LF是F点 Fig. 4 Measured grain size distribution of a loess sample and its fitted distribution of three modes with lognormal distribution. F is the point at which the gravity-settling velocity represented by the coarse mode is equal to the turbulence-settling velocity shown by the moderate mode and E is the content at the median size of the moderate mode. dE is the median size of the the moderate mode, dF is the size at the point F, and LF is the content (height) of the moderate mode or the coarse mode at the point F |
粗颗粒粉尘在水平风力带动下运移，并在重力影响下沿途沉降，由于沉降速度的差异，不同粒径粉尘的百分含量沿途不断改变，因此各组分的含量变化包含了粉尘搬运距离和风力强度的信息，粉尘搬运距离实际上也可以视为粉尘源区的距离。
根据黄土粉尘搬运沉降过程的动力学机制，利用粉尘的重力沉降物理过程，可以得到粉尘搬运距离计算公式[34]:
公式(2)中L是粉尘搬运距离，Pm是重力沉降主导组分的粒度分布曲线上含量最高点对应的粉尘沉降通量。
设 M= s= z，其中 平均风速，s和z分别是单位面积上含粉尘空气柱的体积和高度，可见M表示了单位面积上方含粉尘大气的水平通量，单位是m3/s，它指示了含粉尘风场的强度，因此我们定义M为风力强度的替代性指标。其与搬运距离的计算公式如下:
公式(3)中M是风力强度，L是粉尘搬运距离，dm是粒度分布曲线上含量最高点对应的粒径，A是计算系数，由下式得到:
公式(4)中，ρ是空气密度，ρ=1.205kg/m3； g重力加速度，g=9.8m/s2，ρd是颗粒密度，ρd =2650kg/m3； μ是空气粘滞系数，μ=0.000015m2/s[17, 35]。
上述理论模型中风力强度是用含粉尘大气水平通量来表示的，这包含了携粉尘气流的厚度信息，比单纯用风速来表示风力要更为合理。
由于黄土粒度分布中通常都存在粗、中、细3个悬浮组分，只有重力主导其沉降的粗颗粒组分才适合上述理论模型，因此只能利用粗粒组分的参数来计算风力强度和粉尘搬运距离。
如果我们定义第i个组分的沉降通量为D(i)，沉降速率为V(i)，W是粉尘浓度，则3个组分中i组分的含量ci可表达为
因此ci实际也可视为i组分的归一化沉降速率，表示该组分在整个沉降量或总沉降速率中的相对贡献。另一方面，由于细粒组分的含量较少，变化范围很窄，可以视为一个相对稳定的标准值，这样不同样品粗粒组分的相对含量c3就是一个背景标准下的相对值，可以相互比较。利用c3结合粗粒组分对数正态分布峰值点的含量，计算公式(2)中的Pm值:
这样就可以根据公式(2)估算出粉尘搬运距离L，然后再根据公式(3)，利用L和粗粒组分的中值粒径dm估算风力强度M。
对一个黄土剖面而言，通常其粉尘来源方向总体上是基本稳定的，源区的变化主要表现为源区的扩张与收缩、前进与后退，因此粉尘搬运距离实际反映了粉尘源区的进退、收缩变化，而粉尘源区的这种变化受控于植被的生长，源区如果植被长势变好，就会蜕变成草原，不再起尘，粉尘将来自距离更远、未被植被覆盖的地方。而干旱区影响植被生长的关键因素是降水量，因此粉尘搬运距离反映了粉尘源区的植被状况，或者说源区降水量变化。由于粉尘搬运距离指大多数粉尘被风力从源区搬运到沉降地点的平均距离，因此该源区提供了大多数的粉尘，这样粉尘搬运距离实际也是粉尘源区距离，可以认为二者相同，在本文中两个说法是等同、混用的。当然粉尘源区通常是一个面积广大的范围，因此粉尘搬运距离只是对其主要粉尘来源平均中心的一个粗略估计。
显然从公式(2)估算得到的粉尘搬运距离(L)只具有相对意义，在一个黄土剖面的纵向上(时间或深度)可以比较粉尘源区距离的相对变化，如果有某时段已知其粉尘确切源区距离，也可以将整个剖面的源区距离按比例校正换算成绝对距离值。
但对于不同的黄土剖面，尤其是缺少已知源区距离的样品时，粉尘搬运距离L应该视为一个半定量或定性的替代性指标。这在比较不同剖面的源区距离曲线时尤须注意。
风力强度同样如此，应该视为一个半定量或定性的替代性指标，只宜在纵向上比较，不宜比较不同剖面风力强度的绝对值，除非都已进行了绝对值校正。由于根据粒度特征估算的风力强度是指携粉尘颗粒的空气流通量，而沙尘通常出现在春秋季节，与冬季风有密切联系，因此可以视为冬季风强度的替代性指标。
虽然粉尘源区距离、风力强度都只是定性或半定量指标，但作为古风场的重要指示参数，实际解决了粒度的多解性问题，对于了解古大气环境特征、揭示古大气环流空间格局有着重要意义。
3.5 大气湍流强度指数、春季近地面气温指数和有效湿度指数中粒组分的沉降速率受大气湍流所主导，因此可以通过估算中粒组分的沉降速率作为大气湍流强度的替代性指标。然而由于很多大气参数不可能获得，因此无法直接根据中粒组分参数计算粉尘的大气湍流沉降速率。但分析 图 4，粗粒组分和中粒组分分布函数的相交点处，两组分的沉降量相等，即:
这里fF=ln(dF)，fm2=ln(dm2)，fm3=ln(dm3)。于是可得到fF的计算公式:
这样F点的湍流沉降速率VFt就可以用这点的重力沉降速率VFg来计算，后者可根据Stokes定律计算。而中粒组分分布函数的最高点E处的粉尘湍流沉降速率应该与F点的湍流沉降速率成比例关系LE/LF，最后得到大气湍流沉降速率的估算公式:
我们用大气湍流沉降速率的半定量估算值作为大气湍流强度的替代性指标。
细粒组分是粒径<2μm的细颗粒粉尘，显然就是现在所谓的PM2.5细颗粒悬浮物质，动力学分析表明由于在紧邻地面的空气薄层(即粘性次层)内湍流消失，这时这些微细粒粉尘的运动主要与布朗运动有关[34]，而分子布朗运动主要受控于温度[36]。因此细粒组分包含了近地面气温变化的信息。
根据前人研究[36]，受布朗运动控制的粉尘沉降颗粒数N(t)可表示为
公式(10)中，D是布朗扩散系数； n0是空气中粉尘的初始数含量，假定它对所有样品是一个常数； N(t)就是时间t内的细颗粒粉尘沉降通量。D与温度由下式关系。
公式(11)中，D的单位是m2/s，k是Boltzmann常数1.38×10-23J/K，T温度，π是圆周率，d粉尘颗粒直径。
如果将所有粉尘的密度视为常数，则N(t)/n0等同于粉尘沉降速率，我们可以用细粒组分的归一化相对含量c1来替代。结合(10)和(11)两式，温度与细粒组分参数存在下列关系:
这样就可以利用细粒组分的含量和中值粒径得到近地面气温T的定性或半定量估算。
由于沙尘暴通常发生在春秋两季，尤以春季为主，因此我们将T称为春季近地面气温指数INST(the normalized index of near-surface temperature)。
对于这个气温替代性指标，必须注意以下几点:1)这个温度指标的变化与年均温变化并不一定完全相同； 2)由于采用了细粒组分的相对含量替代沉降通量，因此得到的气温序列可能缺乏长周期的趋势性波动，而以高频波动为主； 3)对于黄土沉积来说，由于细粒组分在整个粒径分布中所占比例很小，样品粒度测量过程中不合适的预处理，如果造成细颗粒出现损失，虽然样品总体的中值粒径可能受影响不大，但会造成细粒组分较大的测量误差，从而影响INST指数计算。如常规样品预处理中，加酸静置24小时后倒去上清液的去除碳酸盐过程就可能造成细粒粉尘的丢失，使得在后续的粒度组分分离计算中出现截尾现象，造成极大的拟合误差。
黄土磁化率受表土成壤过程的影响和控制[17]，成壤过程则受温度、降水量的共同影响，已有研究表明黄土磁化率与温度、降水量确实在一定范围内都存在直接的正相关关系[16]。然而气温和降水量并不是两个完全独立的气候因子，气温升高会加重干旱，同时加大的蒸发必然会在一些地方带来更多的降雨，另一方面降雨过程一定会带来降温效应。因此黄土磁化率(MS)应该与温度(T)和降水量(P)的乘积成正比，即MS∝TP这样磁化率和温度的比值就在一定程度上指示了降水量的变化，即
考虑到土壤成壤强度应该与土壤有效湿度关系更密切，而我们也只能获得春季近地面气温的半定量信息，因此我们通过公式(13)获得的P实际应该是春季土壤有效湿度指数，它可以用来指示当地土壤有效湿度的相对变化，是一个半定量的定性指标。
4 剖面的磁化率和粒度特征从 图 2a中襄城剖面的粒度磁化率深度曲线上，可以看到中值粒径代表的粒度曲线在大约40cm以下为一舒缓的弧形，颗粒较细，在灰黑色古土壤层的顶部与粒径突然变粗基本对应，但灰黑色古土壤层的底部粒径没有明显变化，显然没能全面反映环境的细节变化。
低频磁化率呈从下向上为逐渐升高的趋势，与地层变化缺乏对应关系，但在地层过渡处都出现了台阶变化，说明磁化率确实伴随着气候环境的变化。低频磁化率与粒度的这种变化特点反映出半湿润地区黄土指标极大的特殊性。
频率磁化率则显示了明显的不同，从灰黑色古土壤层底界100cm左右开始频率磁化率开始升高，到灰黑色古土壤层顶界的约35cm处开始缓慢下降，虽没反映出顶部浅棕色土壤与黄土间的变化，但反映出了灰黑色古土壤层的发育过程。其次频率磁化率还显示灰黑色古土壤层下方110~140cm段出现了一个低峰，反映这时也有较强的风化成壤，而在大约35cm、110cm和160cm几个深度的低谷，则反映了环境过渡阶段风化成壤作用的明显减弱。
分析认为由于剖面位于半湿润地区，降雨量高，淋滤作用很强，磁化率与降雨量和气温的关系已超出了黄土高原区那种线性关系范围，低频磁化率已难以直接指示成壤强度或夏季风强度的变化，相比之下，频率磁化率与古土壤层基本对应，能够较好指示成壤强度或夏季风强度的变化。
根据3个粒度组分各参数的变化，可大致把地层分成4段(图 2a)：1)顶部大约38cm以上是黄土层，细粒组分少而粗，粗粒组分多而细，中粒组分相比其他层位最少，平均粒径最细，低频磁化率和频率磁化率值都很高； 2)深度大约38~110cm以黑褐色古土壤层为主，细粒组分最多最细，中粒组分变化不大，粗粒组分从下向上含量增加、粒径变细，样品粒径反而最粗，低频磁化率值偏低，频率磁化率最高； 3)大约110cm以下为黄土层，从下向上有细粒组分含量减少和粒径变细、中粗粒组分变细趋势，低频磁化率值最低，几乎没有什么明显波动，频率磁化率和样品粒径也明显偏低偏小。其中大致以深度170cm为界，该黄土层又可分成上、下两段，上段中粒组分含量较多，粗粒组分含量较少，频率磁化率值出现一低峰； 4)深度170cm下段粗、中、细三组分都明显比上段偏粗，含量则是细、粗粒组分较多，中粒组分偏少。下面进一步分析这些细节变化蕴含的气候与环境意义。
5 襄城黄土记录的全新世气候环境变化下面我们将粉尘搬运距离(即源区距离)视为襄城黄土的粉尘源区夏季风强度变化指标、频率磁化率作为襄城黄土沉降区的夏季风强度变化指标，而有效湿度指数和春季近地面气温指数(INST)分别作为襄城黄土沉降区的降雨量和春季近地面气温变化指标； 再将风力强度作为冬季风强度指标，将湍流强度作为襄城地区大气稳定性指标，进一步分析襄城及其粉尘源区的冬夏季风和温湿度配置的全新世变化。
几种指标的全新世序列如 图 5。 图 5a是低频磁化率和粒度是两个过去常用的基本参数，只能给出粗略的气候演化趋势，未能给出更细节的气候参数信息。
|
图 5 襄城黄土古土壤剖面的全新世气候变化 Fig. 5 The Holocene climate change recorded by the Xiangcheng loess section |
图 5b频率磁化率曲线反映了淮河流域全新世时期风化成壤强度的变化，其特点是大约6ka B.P.以前风化成壤作用一直较弱，波动幅度较小。 在7.0~5.8ka B.P.的弱成壤期后，约5.8~4.5ka B.P.期间出现了一个较高峰期，对应于全新世适宜期阶段，但显然并非这里全新世时期的最好阶段，经过在约4ka B.P.前后的一次成壤作用衰弱期后，这里才进入了成壤作用最强的时期，1.8ka B.P.前到达极盛后才微弱减小，并持续到现在。
考察有效湿度和春季近地面气温两个指数的变化(图 5d)，大约6ka B.P.以前有效湿度的波动类似于频率磁化率，气候一直偏于干旱，但约11.6~9.4ka B.P.期间气温明显升高，其中11.1ka B.P.左右的低谷可能与新仙女木(YD)事件有关。7.0~5.8ka B.P.和4ka B.P.前后的两次干冷期之间是约5.8~4.5ka B.P.的适宜期，以冷湿为特点，后期升温。大致3.8~1.8ka B.P.是一次暖湿期，气温迅速大幅升高，在3ka B.P.前达到峰值后，逐步缓慢降低，而湿度则从3.8ka B.P.开始一直持续增加，这个时期形成了灰黑色古土壤层。1.8~1.0ka B.P.是又一次降温期，但这时湿度达到顶峰，显示出冷湿特点，对应了顶部的黄土层沉积。1ka B.P.以后为暖湿，气温回升，湿度保持高位状态，晚期有暖干化趋势。
5.2 粉尘沉降区全新世冬季风变化风力强度指数是冬季风强度的直接指示，而大气湍流强度反映了大气的稳定程度[27, 34]。考察其变化(图 5c)，可以发现其总体趋势是自全新世早期开始冬季风强度一直在波动中下降，尤其是从大约3.8ka B.P. 开始，冬季风强度迅速下降，1.5ka B.P.前后到达低谷，1ka B.P.以后在低位上冬季风有所加强。而在3.8ka B.P.以前冬季风还有几次高位上的起伏波动，与INST和湿度的波动存在对应关系。
5.3 粉尘沉降区襄城全新世气候事件与分期根据以上温湿度和风力指数的变化，可以将淮河半湿润区的全新世气候划分成9个时段，每个阶段的温湿度、风力强度都并非简单的同步或此消彼长关系，而是各具特点，归纳如下:
阶段Ⅰ: 大约11.6ka B.P.以前，偏冷湿，冬季风强，夏季风弱。
阶段Ⅱ: 大约11.6~9.4ka B.P.为升温期，总体偏暖干，气温升高并剧烈波动，冬季风加强，夏季风减弱，成壤作用很弱。
阶段Ⅲ: 大约9.4~7.0ka B.P.为降温期，总体偏冷，湿度微增，气温波动中大幅减弱，冬季风减弱出现低谷，夏季风略增，成壤作用略有增加。
阶段Ⅳ: 大约7.0~5.8ka B.P.为干旱期，总体偏干，湿度大幅波动中偏干，气温波动幅度小，保持前期高值，以冬季风加强出现峰值为特点。
阶段Ⅴ: 大约5.8~4.5ka B.P.为湿润期，以湿度明显增加为特点，气温波动幅度小，早期略有降低，晚期伴随冬季风减弱出现急剧短期升温。冬季风在高位水平上出现剧烈波动，总体比前期略有减弱。显然这个半湿润区的全新世适宜期没有表现出明显升温。
阶段Ⅵ: 大约4.5~3.8ka B.P.为干冷期，湿度、气温明显大幅降低为特点。冬季风早期强烈加强，晚期开始逐渐下降过程，并到达一个平台值。这个时期以冬季风加强、干旱降温为特点。
阶段Ⅶ: 大约3.8~1.8ka B.P.为暖湿期，湿度持续增加，气温急剧大幅增加。冬季风从前阶段晚期下降达到的低值开始缓慢继续减弱。这个时期以冬季风减弱但仍然较强、降雨持续增加、气温大幅升高为特点，形成了灰黑色古土壤层，是淮河流域全新世气候的适宜期。
阶段Ⅷ:1.8~1.0ka B.P.为冷湿期，湿度持续增加到达高峰值，气温却急剧大幅降低。冬季风急剧减弱到达谷底。这个时期以冬季风减弱、降雨增强、气温大幅降低为特点，由于风化成壤作用降低，形成了顶部黄土层。
阶段Ⅸ: 在1~0ka B.P.，总体为暖干期，湿度波动中开始下降，气温则波动中持续升高，0.5ka B.P.左右有一次气候反转，气候短暂冷湿，以后气候暖干加强。这时以冬季风小幅增强、降雨逐步减少、气温升高为特点，由于气温升高，风化成壤作用加强，形成了顶部浅棕色土壤层。
5.4 襄城黄土粉尘源区环境变化讨论襄城黄土粉尘源区的环境变化首先需要了解其粉尘源区究竟是何处。襄城地处淮北平原西北部，冬春地面盛行北西风，这里与西侧伏牛山洛阳地区和西北太行山地区都覆盖了连续分布的全新世黄土，因此粉尘应该主要来自其西北方向的干旱半干旱地区。同时黄河滩涂和伏牛太行山区的冲洪积物可能会提供一定的粉尘物质，如邙山附近的黄河滩涂不仅可以为邙山提供大量的粉尘物质[37]，也应该可以向东南方向更大的范围提供粉尘物质。然而黄河滩涂面积过于狭窄，显然不足以提供如此广大范围全新世黄土堆积的物质量，而且对非其下风方向地区的黄土也没有贡献，因此黄河滩涂只作为局地物源对小范围内的黄土有重要贡献。根据对黄土高原、小秦岭、伏牛山区黄土分布连续性的野外追踪考察和遥感解析，由此分析认为襄城地区黄土堆积的粉尘来源应与黄土高原相似，主要是来源于西北方向广大的干旱半干旱地区，并不局限于特定的地方，来自北侧黄河滩涂和山区洪坡积物的粉尘只是占很小比例。后面讨论环境变化的粉尘源区泛指可以提供粉尘物质的西北干旱半干旱地区。
粉尘搬运距离等同于粉尘源区距离，指示了粉尘源区的进退和收扩。 图 5e显示了襄城剖面粉尘源区的进退变化，粉尘源区整个全新世的环境变化可以划分成6个阶段:
阶段1:12.1ka B.P.以前。剖面底部。粉尘源区较近，反映干旱区气候较干旱。
阶段2:12.1~9.6ka B.P. 。总体趋势为粉尘源区收缩，反映干旱区气候好转，降雨增加，植被生长状况较好。这时期气候存在高频大幅波动，11.2ka B.P.左右的源区扩展可能与YD事件有关。与襄城剖面所在粉尘沉降点的阶段Ⅱ大致对应。
阶段3: 大约9.6~7.0ka B.P. 。其特点是粉尘源区扩张，反映干旱区气候恶化，降雨减少，植被退化。与粉尘沉降点的阶段Ⅲ大致对应，可能反映出现了一次范围较大的降温事件，而这并未伴随冬季风的加强。
阶段4: 大约7.0~3.8ka B.P. 。这时期粉尘源区大幅收缩，干旱区气候好转，降雨大幅增加，植被扩张，与粉尘沉降点的阶段Ⅳ~VI大致对应，其中沉降区的阶段Ⅴ时期总体上从干旱的源区到半湿润区的广大区域降雨都在增加，但温度在半湿润区反而偏低，仅晚期4.9~4.5ka B.P.期间出现了一次短暂升温事件。这时的气候存在高频大幅波动，出现了3次持续数百年的气候恶化事件(约4.6ka B.P. 、5.2ka B.P.和5.8ka B.P.)，对应在沉降区却是冬季风减弱，温湿度增加，当然即使是这些恶化事件，其环境也好过阶段3。而在粉尘沉降区干冷、冬季风强的阶段Ⅳ和VI，源区反而退缩最远、环境最好。可见这个粉尘源区的全新世适宜期在襄城这个南北方过渡的半湿润区却并非环境最好的时期，两地气候隐有相反的波动趋势。
阶段5: 大约3.8~1.8ka B.P. 。粉尘源区从上个阶段快速小幅扩张后，在这个时期一直缓慢持续的扩张，反映源区降雨和植被在一个较高的水平上缓慢减少和退化。而这个时期却是粉尘沉降区气候环境最暖湿的阶段Ⅶ。
阶段6: 大约1.8ka B.P.以后。在1.8ka B.P.前后粉尘源区降雨大幅减少、植被迅速退化，源区急剧大幅扩张，并到达极值，然后又小幅改善，在一个极端恶劣环境下小幅波动。对应于沉降区的Ⅷ和Ⅸ阶段，显然剖面上的黄土和浅棕色土壤地层在源区没有表现出差异，说明这只是沉降区环境变化的结果。
6 讨论与分析 6.1 淮河半湿润区与北方干旱半干旱区全新世气候环境的对比从上分析可以发现粉尘源区与襄城剖面所在粉尘沉降区的气候环境变化相差很大，其最主要特点是从大约3.8ka B.P.到7.0ka B.P.是源区距离最大的时段(见 图 5e的阶段4)，干旱的粉尘源区这个时段里是环境最好的适宜期，降雨增加改善植被生长状况，促使粉尘源区后退收缩。而这个源区的适宜期早于灰黑色古土壤代表的襄城适宜期，这反映出干旱半干旱区全新世的气候变化与半湿润区存在很大的不同，气候波动并不同步。
(1)风力强度与粉尘源区距离关系(图 6a)
|
图 6 几种古气候指标之间的关系 Fig. 6 Relations between paleo-climatic proxy indices |
从 图 6a看见，风力强度与粉尘源区距离关系明显正相关，与公式(2)一致，反映出风力越强，就能从越远的地方搬运来粉尘。
(2)有效湿度与粉尘源区距离关系(图 6b)
如果认为有效湿度反映了粉尘沉降区的降雨量或有效湿度，粉尘源区距离反映了粉尘源区的降雨量或有效湿度，则可以考察粉尘沉降区和源区有效湿度是何关系。
图 6b表明，有效湿度与粉尘源区距离关系为负相关，虽然相关系数较低，但仍反映出半湿润区和其粉尘源区的降雨量或有效湿度总体呈相反波动的负相关关系。
(3)有效湿度与风力强度的关系(图 6c)
如果认为有效湿度反映了粉尘沉降区的降雨量或夏季风强度，风力强度反映了粉尘源区的冬季风强度，则可以考察粉尘沉降区冬夏季风之间的关系。
图 6c表明，有效湿度与风力强度之间为明显负相关关系，这反映出在地处半湿润区的粉尘源区，冬夏季风之间呈此消彼长的负相关关系。
(4)有效湿度与低频磁化率的关系(图 6d)
有效湿度和低频磁化率波动趋势大致相似，之间为正相关关系，这可能反映了夏季风对风化成壤的贡献。
6.2 襄城黄土古气候记录与南方石笋氧同位素(δ18O)记录的波动相似为了验证获得的淮河半湿润区全新世气候变化结果、分析探讨其原因机制，我们按照距其最近、气候环境最相似和记录连续完整的原则，收集到了广西董哥洞[3]和湖北和尚洞[38]的石笋氧同位素记录进行对比。这两个洞的位置都比襄城偏南，气候更为湿热，是南方能够获得的最好古气候连续记录，其中湖北和尚洞距襄城更近。
图 7是襄城黄土剖面风力强度、有效湿度和石笋氧同位素的对比，从中可以发现它们总体的变化趋势很相似，尤其是和尚洞的石笋 δ18O曲线，其表现出的几处波动(见 图 7箭头所指)在襄城的有效湿度曲线上都有类似变化， 广西董哥洞石笋 δ18O提供了过去9000年来亚洲夏季风的连续变化历史，被认为值越低亚洲夏季风越强，原因是主要受太阳辐射的影响[3]。和尚洞位于长江中游三峡的湖北省清江，在董哥洞以北600km，两地石笋稳 δ18O的差值则被认为直接受降雨量控制[38]。最近的研究相信环流效应造成的不同来源水汽比例的变化是造成石笋氧同位素变化的主要原因[39]。
|
图 7 襄城剖面风力强度、有效湿度与和尚洞[38]、董哥洞[3]石笋氧同位素对比 Fig. 7 Comparison of wind strength and effective moisture of the Xiangcheng section with stalagmite δ18O from Heshang and Dongge caves |
要解释襄城黄土记录与石笋记录的相似性，就需要先考察影响中国东部江淮地区的主要降雨过程。
江淮地区处在欧亚大陆东部的中纬度，一方面受到从寒带南下的冷空气影响，另一方面又受到从热带海洋北上的暖湿空气影响。每年从春季开始，暖湿空气势力逐渐加强，从海上进入大陆，由于从海洋上源源而来的暖湿空气含有大量水汽，与从北方南下的冷空气相遇，交界处的锋面附近产生降水，形成了一条长条形的雨带。雨带先至华南地区，随后进一步增强北移，雨带6~7月初夏北移到长江中下游的江淮地区，由于冷暖空气旗鼓相当，这两股不同的势力在这个地区的对峙形成了一条稳定的降雨带，长时间绵绵的阴雨天气，因正值梅子成熟，所以称为“梅雨”。梅雨是江淮地区极为重要的降雨过程，时间从每年6月中到7月上中旬，范围覆盖宜昌以东 28°~34°N范围内的江淮流域，直到日本南部这狭长区域[15]。
如果冷空气势力比较强，云雨区将随着冷空气向南移动； 如果暖空气比较强，云雨区则会随着暖空气向北移动。
印度季风低压和西太平洋副高是影响水汽向长江流域输送的重要系统，其位置、强度决定了水汽输送的路径。印度季风低压偏弱，则孟加拉湾附近东北向的水汽输送减弱，而偏东的输送加强，避开了青藏高原的阻挡作用，经中南半岛向中国大陆输送水汽。西太平洋副高西伸，也为南海地区的北向水汽输送创造了条件[40]。
陶杰和陈久康[41]分析了江淮梅雨暴雨的水汽原地及其输送通道，认为江淮梅雨暴雨水汽主要来自孟加拉湾和南海及其以东地区。
徐敏和田红[42]研究了2003年梅雨期的整层涡动水汽输送，发现经向水汽输送非常稳定，纬向水汽输送具有较大幅度变化，他们指出在经向水汽净输入相当情况下，纬向水汽净输出的减弱有利于强降水过程的增强。
江虹[43]也分析了2003年淮河流域发生的持续性暴雨期间的水汽输送，发现暴雨区的异常水汽并不是来自通常输送量最大的水汽输送通道2(来自印度洋孟加拉湾的西南气流经中南半岛到我国东部地区)和水汽通道3(来自孟加拉湾的水汽经中南半岛到达南海与南海的偏南气流汇合再向北输送)，而主要来自位置异常西移的水汽输送通道4(来自副高南侧的偏东气流沿着副高边缘转向向东输送到我国东部雨区)。 暴雨区内有大量的异常纬向水汽通量距平，但并没有对异常降水辐合产生贡献，而相对小量的经向水汽通量距平在暴雨区产生强烈的辐合，为持续性暴雨提供绝大部分水源。他们发现输送至暴雨区的大量经向异常水汽通量距平主要来源于暴雨区南侧紧邻的中国南部沿海地区，而不是主要的水汽源区——南海。他们提出造成大气中水汽输送及辐合异常状况的最主要原因是西北太平洋副热带高压的异常西伸，强度偏强，且长期稳定少动[43]。
毛文书等[44]研究了江淮地区丰枯梅期的水汽来源，他们利用水汽通量距平发现丰梅年西太平洋副高南侧的偏南气流水汽输送比枯梅年明显增强，其大于55kg/m·s的强水汽输送带一支经南海北部继续北上与来自日本列岛北部洋面经贝加尔湖东南部由河套以东南下的北支气流在我国的江淮流域汇合，为丰梅年江淮梅雨提供了充沛的水汽来源，有利于江淮梅雨的异常偏多(图 8)。他们又利用水汽通量散度进一步明确水汽对降雨的贡献，若水汽通量散度小于零，表示水汽输送进来大于输出，水汽通量是辐合的，水汽因输送进来而增加。结果他们发现丰梅年江淮梅雨的水汽来源主要源自南海和西太平洋的水汽辐合加强。
|
图 8
江淮梅雨典型梅雨期多年平均、丰梅年、枯梅年整层水汽输送通量距平及丰梅年减枯梅年差值场[44](单位:kg/m·s) (a)多年平均(average)； (b)丰梅年(wet Meiyu years)； (c)枯梅年(dry Meiyu years)； (d)差值场(difference between wet and dry Meiyu years) (a)阴影区水汽输送通量≥150kg/m·s； (b)，(c)和(d)阴影区水汽输送通量≥55kg/m·s Fig. 8 Flux anomaly of whole layer water vapor transfer of average, wet Meiyu years and dry Meiyu years during typical Meiyu periods in the Changjiang-Huaihe area and its difference between wet and dry Meiyu years[44](Unit: kg/(m·s). (a)Vapor flux in shadow zone ≥150kg/(m·s); (b), (c), and (d) vapor flux in shadow zone ≥55kg/m·s |
朱玮等[45]利用NCEP/NCAR1957~2001年45a逐日再分析资料，分析了我国江淮地区水汽输送场的季节变化特征，以及我国江淮梅雨期旱、涝年平均场水汽输送与扰动场水汽输送的差异。他们发现扰动场水汽输送与平均场水汽输送差别较大，源自孟加拉湾的平均水汽输送对我国东部地区的降水影响较大，但该地区的扰动水汽输送却主要是影响印度北部地区。而影响我国江淮地区的扰动场水汽输送主要来自于南海地区。源自西太平洋和我国北方的偏强的水汽输送是造成江淮梅雨期降水偏多的主要因子。
可见，不同学者的认识基本一致。张瑜和汤燕冰[40]因此提出夏季风偏弱，导致印度季风低压偏弱，同时西伸增强的西太平洋副高脊线偏南，就建立了江淮流域水汽输送的有利条件。他们所指的夏季风实际应该是指西南季风(或称印度季风)。
虽然襄城地区已位于梅雨影响带的边缘，但仍属于其影响区，并且因地处边缘反而对梅雨的变化更为敏感。另一方面，襄城地区降雨虽以夏季7月、8月最多，但我们的有效湿度指数是利用春季近地面气温指数估算的，因此应该更多地蕴含春季至初夏的降雨信息。这些因素决定了影响江淮地区的梅雨机制可能与襄城地区全新世的环境变化关系更为密切。
根据以上现代气象学的研究，结合地质记录的分析，可以总结归纳出全新世江淮地区的气候演化概念模型如下:
(1)石笋氧同位素记录了全新世以来西太平洋副高影响的逐步加强和梅雨的不断增加。石笋氧同位素全新世逐步变重的趋势指示的亚洲夏季风减弱的整体趋势[3]，实际记录了环流格局的变化，具体表现为西南季风携带水汽减少、而东南季风和西太平洋季风携带水汽比例增加[39]，这正是夏季风偏弱、印度季风低压偏弱，而西太平洋副高西伸增强的过程[40]，这就为江淮地区梅雨带降雨增加提供了条件。
(2)冬季风的减弱是襄城降雨增加的重要原因。襄城剖面记录全新世以来冬季风的风力强度一直在逐步减弱，这正是造成梅雨带北移、襄城有效湿度持续增加的主要原因。
因此襄城黄土记录的环境变化很好地与石笋氧同位素记录指示的气候变化相耦合，同时指示了淮河半湿润区与南北方的气候环境变化存在着不同的气候环境变化趋势。
7 结论总结以上分析，可以归纳出以下主要结论:
(1) 淮河半湿润区与北方干旱半干旱区的湿度变化总体有互为消长的反向波动趋势。大约7.0~3.8ka B.P.是北方粉尘源区的全新世适宜期，而在襄城环境只有小幅改善，成壤强度较弱。襄城的适宜期要晚于北方干旱区，在大约3.8~1.8ka B.P.期间。
(2)襄城地区全新世时期冬季风强度一直在持续减弱，而有效湿度一直在持续增加。大约1.8ka B.P.以来形成的黄土层是因粉尘源区扩展所致，并非因冬季风加强。
(3)襄城地区全新世时期最明显的两次升温期分别是早全新世的约11.6~9.4ka B.P.和中晚全新世的约3.8~1.8ka B.P.，而中间从9.4ka B.P.到3.8ka B.P.气温反而较低。
(4)淮河流域这种异于北方干旱半干旱区的全新世气候特征是由于印度季风减弱、西太平洋副高西伸增强造成江淮地区梅雨加强，同时也是淮河地区冬季风减弱致使梅雨带北移的共同作用所造成的。
| 1 | 施雅风, 孔昭宸. 中国全新世大暖期气候与环境. 北京:海洋出版社, 1992. 1~25 Shi Yafeng, Kong Zhaochen. Climate and Environment of the Holocene Optimum in China. Beijing:China Ocean Press, 1992. 1~25 |
| 2 | Hong Y T, Jiang H B, Liu T S et al. Response of climate to solar forcing recorded in a 6000-year delta O-18 time-series of Chinese peat cellulose. The Holocene, 2000,10(1):1~7 |
| 3 | Wang Y J, Cheng H, Edwards R L et al. The Holocene Asian monsoon:Links to solar changes and North Atlantic climate. Science, 2005,308(5723):854~857 |
| 4 | 张振球, 刘殿兵, 汪永进等. 中全新世东亚季风年至10年际气候变率:湖北青天洞5.56~4.84ka B.P. 石笋年层厚度与地球化学证据. 第四纪研究, 2014,34(6):1246~1255 Zhang Zhenqiu, Liu Dianbing, Wang Yongjin et al. Annual- to decadal-scale variability of Asian monsoon climates during Mid-Holocene:Evidence from proxies of annual bands and geochemical behaviors of a speleothem from 5.56ka B.P. to 4.84ka B.P. in Qingtian Cave, Central China. Quaternary Sciences, 2014,34(6):1246~1255 |
| 5 | 谭亮成, 蔡演军, 安芷生等. 石笋氧同位素和微量元素记录的陕南地区4200~2000a B.P. 高分辨率季风降雨变化. 第四纪研究, 2014,34(6):1238~1245 Tan Liangcheng, Cai Yanjun, An Zhisheng et al. High-resolution monsoon precipitation variations in southern Shaanxi, Central China during 4200~2000a B.P. as revealed by speleothem δ18O and Sr/Ca records. Quaternary Sciences, 2014,34(6):1238~1245 |
| 6 | 袁熹, 石正国, 周卫健. 中全新世和末次盛冰期北大西洋涛动变化及其与亚洲降水的联系:基于MPI-ESM模拟实验. 第四纪研究, 2014,34(6):1156~1165 Yuan Xi, Shi Zhengguo, Zhou Weijian. North Atlantic Oscillation changes and its relationship with Asian precipitation in Mid-Holocene and last glacial maximum:Results from MPI-ESM simulations. Quaternary Sciences, 2014,34(6):1156~1165 |
| 7 | 陈发虎, 张家武, 程波等. 青海共和盆地达连海晚第四纪高湖面与末次冰消期以来的环境变化. 第四纪研究, 2012,32(1):122~131 Chen Fahu, Zhang Jiawu, Cheng Bo et al. Late Quaternary high lake levels and environmental changes since last deglacial in Dalianhai, Gonghe basin in Qinghai Province. Quaternary Sciences, 2012,32(1):122~131 |
| 8 | 匡欢传, 周浩达, 胡建芳等. 末次盛冰期和全新世大暖期湖光岩玛珥湖沉积记录的正构烷烃和单体稳定碳同位素分布特征及其古植被意义. 第四纪研究, 2013,33(6):1222~1233 Kuang Huanchuan, Zhou Haoda, Hu Jianfang et al. Variations of n-alkanes and compound-specific carbon isotopes in sediments from Huguang Maar Lake during the last glacial maximum and Holocene optimum:Implications for paleovegetation. Quaternary Sciences, 2013,33(6):1222~1233 |
| 9 | 任雅琴, 王彩红, 李瑞博等. 有机质饱和烃和δ13Corg. 记录的博斯腾湖早全新世晚期以来生态环境演变. 第四纪研究, 2014,34(2):425~433 Ren Yaqin, Wang Caihong, Li Ruibo et al. Ecological environment change recorded by sediment n-alkane and δ13Corg. of Lake Bosten since late of Early Holocene. Quaternary Sciences, 2014,34(2):425~433 |
| 10 | 孙博亚, 岳乐平, 赖忠平等. 14ka B.P. 以来巴里坤湖区有机碳同位素记录及古气候变化研究. 第四纪研究, 2014,34(2):418~424 Sun Boya, Yue Leping, Lai Zhongping et al. Paleoclimate changes recorded by sediment organic carbon isotopes of Lake Barkol since 14ka B.P. Quaternary Sciences, 2014,34(2):418~424 |
| 11 | 王绍武. 全新世气候变化. 北京:气象出版社, 2011. 44~90 Wang Shaowu. The Holocene Climate Change. Beijing:China Meteorological Press, 2011. 44~90 |
| 12 | 陈发虎, 陈建徽, 黄伟. 中纬度亚洲现代间冰期气候变化的“西风模式”讨论. 地学前缘, 2009,16(6):22~32 Chen Fahu, Chen Jianhui, Huang Wei. A discussion on the westerly-dominated climate model in mid-latitude Asia during the modern interglacial period. Earth Science Frontiers, 2009,16(6):22~32 |
| 13 | An Z S, Porter S C, Kutzbach J E et al. Asynchronous Holocene optimum of the East Asian monsoon. Quaternary Scicence Reviews, 2000,19(8):743~762 |
| 14 | 金权. 安徽淮北平原第四系. 北京:地质出版社, 1990. 1~90 Jin Quan. Quaternary of Huaibei Plain, Anhui. Beijing:Geological Publishing House, 1990. 1~90 |
| 15 | 淮河水利委员会. 流域概况. 北京:中国水利水电出版社, 2008. 1~53 The Huaihe River Commission of Water Resources. Overview of Huaihe Watershed. Beijing:China Water Power Press, 2008. 1~53 |
| 16 | Han J M, Lu H Y, Wu N Q et al. The magnetic susceptibility of modern soils in China and its use for paleoclimate reconstruction. Studia Geophysica et Geodaetica, 1996,40(3):262~275 |
| 17 | Liu Tungsheng et al. Loess and Environment. Beijing:Science Press, 1985. 1~56 |
| 18 | Kukla G, An Z S, Melice J L et al. Magnetic-susceptibility record of Chinese loess. Transactions of the Royal Society of Edinburgh-Earth Sciences, 1990,81:263~288 |
| 19 | An Zhisheng, Xiao Jule. Study on the eolian dust flux over the Loess Plateau——An example. Chinese Science Bulletin, 1990,35(19):1627~1631 |
| 20 | 丁仲礼, 刘东生. 中国黄土研究新进展(一)黄土地层. 第四纪研究, 1989,(1):24~35 Ding Zhongli, Liu Tungsheng. Progresses of loess research in China(Part 1):Loess stratigraphy. Quaternary Sciences, 1989,(1):24~35 |
| 21 | 刘秀铭, 刘东生, Heller F 等. 黄土频率磁化率与古气候冷暖变换. 第四纪研究, 1990,(1):42~51 Liu Xiumin, Liu Tungsheng, Heller F et al. Frequency-dependent susceptibility of loess and Quaternary paleoclimate. Quaternary Sciences, 1990,(1):42~51 |
| 22 | Lu Huayu, An Zhisheng. Paleoclimatic significance of grain size of loess-palaeosol deposit in Chinese Loess Plateau. Science in China (Series D), 1998,41(6):626~631 |
| 23 | Ding Z L, Derbyshire E, Yang S L et al. Stacked 2.6-Ma grain size record from the Chinese loess based on five sections and correlation with the deep-sea delta O-18 record. Paleoceanography, 2002,17(3):1~21 |
| 24 | Ding Z L, Yu Z, Rutter N W et al. Towards an orbital time-scale for Chinese loess deposits. Quaternary Science Reviews, 1994,13(1):39~70 |
| 25 | Vandenberghe J, An Z S, Nugteren G et al. New absolute time scale for the Quaternary climate in the Chinese loess region by grain-size analysis. Geology, 1997,25(1):35~38 |
| 26 | Sun D H, Bloemenda l J, Rea D K et al. Grain-size distribution function of polymodal sediments in hydraulic and aeolian environments, and numerical partitioning of the sedimentary components. Sedimentary Geology, 2002,152(3~4):263~277 |
| 27 | Qin X G, Cai B G, Liu T S. Loess record of the aerodynamic environment in the East Asia monsoon area since 60,000 years before present. Journal of Geophysical Research-Solid Earth, 2005,110(B1):1~16 |
| 28 | 殷志强, 秦小光, 吴金水等. 中国北方部分地区黄土、沙漠沙、湖泊、河流细粒沉积物粒度多组分分布特征研究. 沉积学报, 2009,27(2):343~351 Yin Zhiqiang, Qin Xiaoguang, Wu Jinshui et al. The multimodal grain size distribution characteristics of loess, desert, lake and river sediments in some areas of Northern China. Acta Sedimentologica Sinica, 2009,27(2):343~351 |
| 29 | An Z S, Liu T Y, Lu S et al. The long-term paleomonsoon variation recorded by the loess-paleosol sequence in Central China. Quaternary International, 1990,7~8:91~96 |
| 30 | Ding Z L, Derbyshire E, Yang S L et al. Stepwise expansion of desert environment across Northern China in the past 3.5Ma and implications for monsoon evolution. Earth and Planetary Science Letters, 2005,237(1~2):45~55 |
| 31 | Yang S L, Ding Z L. Advance-retreat history of the East-Asian summer monsoon rainfall belt over Northern China during the last two glacial-interglacial cycles. Earth and Planetary Science Letters, 2008,274(3~4):499~510 |
| 32 | Xiao J L, Porter S C, An Z S et al. Grain-size of quartz as an indicator of winter monsoon strength on the Loess Plateau of Central China during the last 130,000-yr. Quaternary Research, 1995,43(1):22~29 |
| 33 | Sun D H, Bloemenda l J, Rea D K et al. Bimodal grain-size distribution of Chinese loess, and its palaeoclimatic implications. Catena, 2004,55(3):325~340 |
| 34 | 秦小光, 蔡炳贵, 穆燕等. 黄土粉尘搬运过程的动力学物理模型. 第四纪研究, 2009,29(6):1154~1161 Qin Xiaoguang, Cai Binggui, Mu Yan et al. A physical model of loess dust transport process. Quaternary Sciences, 2009,29(6):1154~1161 |
| 35 | 宣捷. 大气扩散到物理模拟. 北京:气象出版社, 2000. 3~38 Xuan Jie. Physical Modeling of Atmospheric Diffusion. Beijing:China Meteorological Press, 2000. 3~38 |
| 36 | 章澄昌, 周文贤. 大气气溶胶教程. 北京:气象出版社, 1995. 66~105 Zhang Chenchang, Zhou Wenxian. Atmospheric Aerosol Course. Beijing:China Meteorological Press, 1995. 66~105 |
| 37 | 蒋复初, 王书兵, 傅建利等. 河南邙山晚更新世黄土的环境记录. 第四纪研究, 2003,23(6):35~35 Jiang Fuchu, Wang Shubing, Fu Jianli et al. Environmental record of Late Pleistocene loess in Mangshan, Henan. Quaternary Sciences, 2003,23(6):35~35 |
| 38 | Hu C Y, Henderson G M, Huang J H et al. Quantification of Holocene Asian monsoon rainfall from spatially separated cave records. Earth and Planetary Science Letters, 2008,266(3~4):221~232 |
| 39 | Tan M. Circulation effect:Response of precipitation δ18O to the ENSO cycle in monsoon regions of China. Climate Dynamics, 2014,42(3~4):1067~1077 |
| 40 | 张瑜, 汤燕冰. 江淮流域持续性暴雨过程水汽输送状况初析. 浙江大学学报(理学版), 2009,36(4):470~476 Zhang Yu, Tang Yanbing. Primary analysis on vapor transport of persistent heavy rainfall events over the Yangtze and Huaihe River valley. Journal of Zhejiang University (Sciences Edition), 2009,36(4):470~476 |
| 41 | 陶杰, 陈久康. 江淮梅雨暴雨的水汽原地及其输送通道. 南京气象学院学报, 1994,17(4):443~447 Tao Jie, Chen Jiukang. Diagnosis of role of moisture sources and passages in Meiyu raingush genesis. Journal of Nanjing Institute of Meteorology, 1994,17(4):443~447 |
| 42 | 徐敏, 田红. 淮河流域2003年梅雨时期降水与水汽输送的关系. 气象科学, 2005,25(3):265~271 Xu Min, Tian Hong. The relationship between the atmospheric vapor transportation and the rainfall over Huaihe River basin during the Meryu period in 2003. Scientia Meteorologica Sinica, 2005,25(3):265~271 |
| 43 | 江虹. 2003年淮河暴雨期大气水汽输送特征及成因分析. 暴雨灾害, 2007,26(2):118~124 Jiang Hong. The characteristics and cause analysis of vapor transportation in the 2003 Huaihe River heavy rainfall period. Torrental Rain and Disasters, 2007,26(2):118~124 |
| 44 | 毛文书, 王谦谦, 李国平等. 江淮梅雨丰、枯梅年水汽输送差异特征. 热带气象学报, 2009,25(2):234~240 Mao Wenshu, Wang Qianqian, Li Guoping et al. Characters of the water vapor transfer in the Changjiang-Huaihe Rivers valley. Journal of Tropical Meteorology, 2009,25(2):234~240 |
| 45 | 朱玮, 刘芸芸, 何金海. 我国江淮地区平均场水汽输送与扰动场水汽输送的不同特征. 气象科学, 2007,27(2):155~161 Zhu Wei, Liu Yunyun, He Jinhai. Characteristics of water vapor transfer in averaged field and its difference from that in disturbed field in Changjiang and Huahe valleys. Scientia Meteorologica Sinica, 2007,27(2):155~161 |
Abstract
The Huaihe watershed is the semi-humid climate region located in the North and South transition zone of the Eastern China. In the region, both winter and summer monsoons play an important role in climate and environment. There are loess depositions which dusts were transported by the winter monsoon from the northwestern arid and semi-arid areas and the rich precipitation of Jianghuai-specific plum rains, directly related to the summer monsoon. However, the climate of the region is different from both the North and the South of China. Therefore, the revealing paleo-climate change of the region is particularly important for understanding of the paleo-climatic pattern of the Eastern Asia. In history, the Yellow River had diverted into the Huaihe basin and flowed into the East China Sea. Because the Yellow River-carried sand and clay formed thick depositions in most regions of the Huaihe basin, it is an important issue to find a continuous Holocene wind-blown loess section in the region.
In the study, a Holocene loess-paleosol section(33. 95021°N, 113. 47992° E； 96m a.s.l.)in Xiangcheng County, Henan Province of the northwest of the Huaihe basin was chosen to analyze the Holocene climate. The loess section located on a loess platform in the piedmont of Funiu Mountain, about 10km far from the Wohe River ever diverted by the Yellow River. The wind-blown dusts of the region come from the same source areas as that of the Loess Plateau. The top about 2. 5m of the loess formation was sampled at a 2cm interval. Its 0~17cm is the light-brown farmed soil layer. The 17~35cm part is a loess thin layer and the 35~110cm consists of a dark grey paleosol layer with rich organic matter. The part below 110cm is loess in which a lot of small calcium nodules developed. The age of the section is determined by organic carbon 14C dating and suggested for 12. 5ka B.P. in bottom of the section.
The section was analyzed on the basis of dust settlement dynamics. The Holocene climate fluctuations are discussed according to several indices such as proxies of the dust transported distance, wind strength, spring near-surface air-temperature and effective moisture. The major conclusions are summarized as follows:(1)The whole trend of the Holocene climate evolution of the Huaihe region was the inverse of the North arid and semi-arid region. The Holocene optimum period of the North dust source region was 7.0~3.8ka B.P. but the optimum period of the Huaihe region was 3.8~1.8ka B.P. that was late than the dust source regions.(2)In the Huaihe plain, the wind strength continually weakened but the moisture constantly increased during the Holocene period. Loess deposition over the last 1800 years was due to the expansion of dust source regions not the increase of wind strength.(3)The characteristics of the Holocene climate change of the Huaihe region may result from that the northward-moving of the plum rains belt was caused by the weakening of winter monsoon and the increased plum rains was due to the westward expansion of the West Pacific subtropical high and the weakening of the India summer monsoon in the Holocene period.