2018, Vol.38
2 中国地质调查局泥质海岸带地质环境重点实验室, 天津 300170;
3 内蒙古自治区 科尔沁(通辽市)博物馆, 内蒙古 通辽 028000;
4 同济大学海洋与地球科学学院, 海洋地质国家重点实验室, 上海 200092)
长期以来，历史考古学界和地学界对科尔沁沙地进行了大量研究。就沙地形成与演化而言，“晚近说”认为18世纪初清政府始向这里大量移民，发展农耕，造成土地沙化，形成沙丘[1]；相反，“多期说”则认为西辽河地区在公元前约1500~1000年期间的夏家店下层晚期-上层文化即已出现沙化[2~3]。与“多期说”观点相似的，还认为该地区经历了3个农耕阶段(公元前4000~2000年、公元后10~12世纪及清末民初以来)[4]。在更大的时空尺度上，内蒙古东部-东北西部存在4次主要的风沙活动期，最早在数万年前，最近一次则是距今约1万年以来的全新世时期；全新世时期又可进一步细分出4个沙化-土壤旋回过程[5~6]。近年来，更为精细的研究认为中晚全新世以来有过8次活化扩张和固定萎缩的交替[7]。
前人的上述认识，或源自历史考古学研究，而地质地理学的研究则多集中于典型沙地区。相反，在西辽河宽阔低平河谷地带的冲洪积、风积和洼地湖积交互的地层中，查明沙地形成，特别是快速沉积环境变化留下的印记，仍相对偏少。本文通过重建科尔沁区三义堂及周边地区辅助剖面的晚全新世地层层序，以科尔沁沙化作用为切入点，揭示研究区晚全新世地层的基本框架；进而发现了西辽河河谷地带在冲洪积-风积-成壤反复交替的基本演化进程中，可能存在一个快速湿润、快速干旱的事件型环境变化。后者可为现代气候变化趋势及环境响应的预测，提供可资借鉴的案例研究。
1 地质背景按照板块构造学的解释，研究区基底属于华北北部大陆边缘，构造走向近东西向、近南西-北东向，西拉木伦河断裂即沿东西向通过研究区中部[8]。这一基底特征，对第四纪，乃至全新世的沉积作用与地貌格局的形成有着重要影响。西辽河中游平原以南西-北东向展布，宽度15~20 km。在通辽中心城区一带，地表高程一般不超过150~200 m，坡降1/1000，甚至更小。河谷平原南、北两侧为科尔沁沙地，沙丘相对高差多 < 10 m、近东西向展布。研究区所在的西辽河中游一带，第四系沉积物厚度50~200 m，晚更新世晚期形成了顾乡屯组黄土与古西辽河冲洪积砂砾石层。进入全新世后，西辽河平原广泛发育冲洪积、湖积和风积地层[8]。
2 材料与方法基于对科尔沁区(原通辽县)、科左中旗等地14个地点的砖场采土坑、工程取土场或砂石料场(图 1)的调查，选择三义堂剖面作为重点，开展了沉积地层学以及有考古学配合的14C年代地层学研究。
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图 1 科尔沁区-科左中旗等地14个地点的地理位置图 1—三义堂(Sanyitang)，2—那勒嘎(Nalega)，3—好老营子(Haolaoyingzi)，4—敖力布皋(Aolibugao)，5—胡力海(Hulihai)，6—高林屯(Gaolintun)，7—哲日根吐(Zherigentu)，8—白兴吐东(East of Baixingtu)，9—西海力锦南(South of West Hailijin)，10—哈民遗址(Hamin Archaeological Ruins)，11—花吐古拉(Huatugula)，12—孔家窝堡(Kongjiawopu)，13—哲南农场(Zhenan Farm)，14—阿鲁科尔沁旗清河(Qinghe in Ar Horqin) Fig. 1 Geographical distribution of the 14 sites of this study in Horqin District, Kezuozhongqi and the surrounding areas |
三义堂剖面位于通辽市中心城区北东约15 km，304省道南侧的三义堂砖厂采土坑内，地理坐标43°44′50″N，122°22′50″E(图 1)，分为相距百余米，相互连通的东、西2个采土坑，揭露了厚度9.2 m的浅表沉积物。2个采土坑揭露的地层连续，从上向下显示了3个明显不同的沉积单元(图 2)：
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图 2
三义堂剖面全景
分为A、B和C共3个主要地层单元(详见图 5) (a，b)东坑，湖相-成壤化层(B-2层)是明显的标志层；(c)西坑，探槽揭露冲洪积相砂质沉积(C-5层上部) Fig. 2 Sanyitang site. Three major depositional units are clearly visible as A, B and C(see Fig. 5 for further details). East Pit shows the mid-and upper sediments of which Bed B is most distinct mark layer(a, b)while a trench in West Pit reveals the lower part(Bed C-5) (c) |
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图 5 科尔沁区三义堂砖厂剖面地层柱状图 3个地层A、B和C单元可进一步细分；在发现的10层栗钙土中，第1及第6层发育最好 Fig. 5 Comprehensive column section in Sanyitang site, Horqin District. Three units of A, B and C are further subdivided based on sedimentary characteristics. Among ten chestnut soils, both palaeosols 1 and 6 were most highly developed |
上部是近现代冲洪积-弱土壤-风积交替(A单元)；
中部是湖泊沉积(B单元)；
下部是冲洪积-风积-古土壤交替(C单元)。
本文以东坑南北向展布的东侧壁(图 2a和2b)为主，详述从地表向下的地层组成(图 2~5)。
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图 3 三义堂剖面的详细分层(地层划分详见图 5) (a，b)A-4层底部冲洪积砂层，夹圆度甚佳的泥砾及棱角状基岩砾石，侵蚀了下伏A-5层；(c，d)湖相泥层(B-2层)与湖泊干涸期的泥质盖层(B-1层)，二者的组分、色调与结构完全不同，且为明显的突变接触关系，说明B-2层先已经历了湖泊后期的成壤化过程，然后再被B-1层覆盖；(e)B-1层在此处受到侵蚀，仅厚1 cm左右，甚至在照片的最右侧，A-5层直接覆盖在B-2层之上；(f)将上覆A-5层的粉细砂剥离后，露出B-1层顶部：细腻的粘土与泥裂(照片(d)显示这种泥裂可宽达数厘米，被上覆层沉积物充填)；(g)栗钙土古土壤(C-4层顶部)；(h)冲洪积砂层(C-5层) Fig. 3 Details of sedimentary characteristics in Sanyitang site. Subdivisions of the depositional units are referred to Fig. 5. Rapidly dumping deposits, Bed A-4, in wide and shallow channels of the ancient Xiliaohe River, well rounded muddy pebbles and sharp-edged rocky pebbles were transported within low-angle stratified sandy and silty sediments(a, b); Lacustrine mud, Bed B-2, black brown, and the overlying laminated muddy pavement, formed during end of the drying lake, yellowish brown, Bed B-1. Both layers show remarkably different composition, colour, structure, and have a distinct sharp contact boundary(c, d); Bed B-1 is only 1 cm thick in this place. So, Bed A-5 nearly directly paved on Bed B-2 at right side (e); Stripping the overlying sand(Bed A-5), the top of Bed B-1 shows its fine clay sediment with polygonal desiccation cracks, which were even extended to a fewcm wide with filling material from the overlying sediment, as shown in photo (d), in vertical section (f); A chestnum soil horizon(the top of Bed C-4), brownish grey, gradually developed from the underlying eolian sandy parent sediment (g); Fluvial sand with cross bedding structure, lower part of Bed C-5 (h) |
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图 4 三义堂剖面发现的陶片(C-4层底部) (a)寻找陶片在C-4层底部挖出的两个洞，洞底即C-5层顶部第1栗钙土层古地表面；该土壤层在剖面上显示出比上覆C-4层稍重的色调(土壤层顶部在红衣观察者的右肘部)，C-4层上部至C-1层在这儿发育稍差，以至于B层更为醒目；(b)1块陶片在栗钙土古地表面之上仅数厘米厚的砂层中被发现时的原始状态，其中照片左下角深色部分即下伏C-5层(第1栗钙土层)的古地表；(c)出土的陶片(清洗后) Fig. 4 Shards of pottery unearthed from the bottom of Bed C-4 in Sanyitang site. Two holes digging into the bottom of Bed C-4 for searching shards of pottery. The holes were dug just on the top of Bed C-5. Top of Bed C-5 is very hard, named as 'dark mound' by the local archaeologists and historians. This is the ′First chestnut soil horizon' with deeper tone. Notes the top of soil horizon is at elbow of the man clothed in red. The upper part of Bed C-4 upwards to Bed C-1 is not well developed in this place and thus the Bed B is even more outstanding (a); A piece of shard of pottery is in situ. On the bottom-left, the hard surface of chestnut soil horizon is clearly visible (b); Shards of pottery found after washing (c) |
进一步细分为以下5层：
A-1层，粉细砂质，10YR 4/1，棕灰色，现代土壤层。100 cm
A-2层，砂质、砂泥质，10YR 3/3，暗棕色。砂质沉积无层理。砂泥质沉积物则分选差，有粗糙的平行层理。后期有成壤化作用。与上、下层之间均为侵蚀接触。10~50 cm
A-3层，粉细砂质，10YR 8/4，淡黄橙色，块状结构。与下伏层突变接触。50 cm
A-4层，砂质，10YR 7/1，淡灰色(色调比下伏层深)，固结程度高于下伏层。下部是具低角度大型槽状交错层理、大型平行层理的层组，以及小型交错层组和上攀波痕层组。可分出众多小沉积层组，层组间为侵蚀接触。每一单元向上变细，在顶部可出现粉砂质盖层。大型低角度交错层组的底部泥砂混杂，常含厘米级的、圆度甚佳的泥砾(最大2 cm)或次棱角状基岩砾石(1~2 cm)，分选差。层理的主要倾斜方向向北。在那勒嘎剖面，发育上下叠置、宽度十余米、深1~2 m的大型浅凹槽，被具粗糙斜层理、分选差的砂泥质沉积物充填，内含Lamprotula sp.(丽蚌单瓣壳)及Gyraulus sp.(小旋螺)和Bithynia sp.(豆螺壳)。中部-上部仍为砂沉积，但成层性明显减弱，呈块状结构。与砂沉积相间的，在哲南农场剖面还发育数层厚数厘米、水平展布的黑棕色泥质条带(夹层)，与下伏、上覆砂层均为突变接触。顶部经历了弱的成土作用。该层强烈侵蚀下伏层。50~200 cm
A-5层，粉细砂质为主，固结程度低，疏松。底部为下伏层(B-2和B-1层)的毫米-厘米级(最大5 cm)碎屑、小碎块和泥砂的混杂堆积，10YR 5/4，浊黄棕色，具粗糙的、向北和缓倾斜的近平行层理。向上变细，中上部转为粉细砂质沉积，10YR 8/3，浊黄橙色，分选好，具水平或向北和缓倾斜的平行纹层层理。与下伏层为明显的侵蚀接触。20~40 cm
2.1.2 B单元进一步细分为以下2层：
B-1层，粘土质，10YR 6/8，亮黄棕色，硬实，发育良好的水平纹层。剥离上覆砂盖层(A-5层)后，显示其顶面被宽数毫米的裂隙分成不规则的多边形，但边缘并无翘起；在垂直剖面上，裂隙最宽可达数厘米，被上覆粉细砂充填。与下伏层为突变接触。2~10 cm
B-2层，粘土质，10YR 3/2，黑棕色，明显的团粒状或水平纹层状结构。偶夹有浊黄橙色(10YR 9/3)的粉砂质条带，厚数毫米至10 cm、近水平延展数十厘米。与下伏层为突变接触。20~40 cm
2.1.3 C单元进一步细分为以下5层：
C-1层，砂质，顶部10YR 5/1，棕灰色，向下逐渐过渡为10YR 6/2，灰黄棕色。无层理，块状结构，固结程度高，硬实的顶面在剖面上前凸成“平台”状。顶部含零星的Rodix sp.(萝卜螺)。与下伏层为突变接触。20~100 cm
C-2层，砂质，顶部10YR 5/1，棕灰色，向下逐渐过渡为10YR 6/2，灰黄棕色。无层理，含钙核，固结程度高。中部含零星的Lamprotula sp.(丽蚌单瓣壳)和Bithynia sp.(豆螺壳)。与下伏层为突变接触。20~100 cm
C-3层，泥质，10YR 3/4，暗棕色，团粒结构，但仍有微弱的近平行层理。发育向北倾伏的小冲沟，充填物为砂质，疏松，内含零星的丽蚌壳碎片。与下伏层间为微弱侵蚀接触。30 cm
C-4层，砂质，顶部10YR 7/1，淡灰色，向下逐渐转为10YR 8/3，浊黄橙色。顶部-上部固结程度高。无层理，含钙核。与下伏层为突变接触。最底部发现5 cm大小的黑陶片和夹砂红陶片，与陶片同一层位还发现零星的Bellamya purificata (？)(环棱螺)和Gyraulus sp.(小旋螺)壳。与下伏层为突变接触。50~200 cm
C-5层，砂质，下部-中部10YR 8/1，橙白色，发育大型槽状交错层理，疏松未固结。上部-顶部逐渐转为10YR 6/1，棕灰色，无层理，块状结构，固结程度高，顶面硬实。> 200 cm(未见底)
2.2 年代地层学年代地层学包括加速器(Acceleration Mass Spectrometry，简称AMS)14C测年和考古断代。
样品经Beta实验室进行AMS 14C测年。根据CALIB程序[9]，做进一步系统校正。为方便与历史考古学结果的对比，本文所有14C年龄均以公元纪年表示(即公元前/B.C.或公元后/A.D.)，采用CALIB给出的加权平均值(表 1)。
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表 1 科尔沁区-科左中旗AMS 14C年龄一览 Table 1 AMS 14C data in Horqin and Kezuozhongqi areas |
与C-4层底部砂质沉积中经14C测年的Bellamya sp.(环棱螺)、Gyraulus sp.(小旋螺)同一层位，还发现了数块残缺陶片(图 4b和4c)。
3 结果与讨论根据三义堂剖面各层的物质组成与成因，将该剖面分为A、B和C三大沉积单元(图 5)。获得了三义堂及其他地点的14个土壤及沉积物中有机质和贝壳样品的AMS 14C数据(表 1)。在三义堂剖面C-4层底部发现了一组新石器时代晚期的陶片，该断代佐证了同层位14C数据的准确性。根据确定的3个标志层(第1、6栗钙土层和湖相层)，进行了研究区地层对比(图 6)。我们就环境重建、时代、标志层和地层对比以及古土壤等方面，试做进一步讨论。
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图 6 三义堂剖面及周边地区晚全新世地层对比 剖面图左侧的垂直比例尺显示了各实测剖面的厚度。对各剖面所属的地貌单元做了粗略划分：Ⅰ：河流阶地(清河)；Ⅱ-1：宽浅河谷-洼地环境(哲南农场、孔家窝铺、三义堂、那勒嘎、好老营子、高林屯)；Ⅱ-2：沙丘(敖力布皋、胡力海、哲日根吐、白兴吐、海力锦、哈民遗址和花吐古拉)。但是，各地貌单元之间的高度差是估计的，仅以虚线连接 Fig. 6 Late Holocene stratigraphical comparison of Sanyitang and other sections in the adjacent area. All the sections were thoroughly observed with the same vertical scale shown on the left side. Geomorphic units, where the sections located, have been roughly determined:Ⅰ, fluvial terrace, Qinghe site; Ⅱ-1, shallow and wide channels and depressions, Zhenan Farm, Kongjiawopu, Sanyitang, Nalega, Haolaoyingzi and Gaolintun sites; Ⅱ-2, sand dunes, Aolibugao, Hulihai, Zherigentu, Baixingtu, Hamin Ruins and Huatugula sites. However, elevations of the geomorphic units were estimated approximately and dashed line is therefore used to make linkage of each unit |
现代地貌形态及沉积物组成，在很大程度上是对晚全新世地貌格局和沉积过程的继承。三义堂所在的现代西辽河宽浅河谷地带，介于封闭的小湖泊、小洼地[10~11]和开敞的风成沙丘之间，例如本文的科左中旗数个风成沙丘地点和科左后旗风成沙丘[7]。因此，三义堂剖面所记录的晚全新世地层，应该既不像湖泊沉积那样几乎完全由富含有机质的粉砂-粘土组成(可不发育古土壤)[10~11]，也不像风成沙丘那样主要为风积砂和相间的古土壤层，而是冲洪积、湖积、风积和成土作用交替出现。根据三义堂剖面的沉积物重建的古环境，证实了这一点。
C单元底部C-5层的橙白色砂层，发育很好的大型交错层理(见图 2c和3h)。但是，向上至该层上部-顶部，层理消失、固结程度明显增强、色调变深(变为棕灰色)，这些均符合古土壤的特征。由此向上，直至C-1层，每一次均具向上层理逐渐消失、色调变深、粒度稍变细的共同特点。这些暗示着从河流冲洪积环境开始，向上转为风积-成壤化的多个旋回过程。
A单元具有与C单元相似的沉积旋回特征(见图 3a和3b)，说明始自C-5层的冲洪积-风积-成壤化过程，一直延续至今。
B单元的B-2层，是厚20~40 cm、黑色调的泥质沉积(见图 3c和3d)，其与下伏、上覆砂质沉积的物质组成、色调和结构完全不同，其底、顶面均具明显的突变接触特征。如果将其解释为湖相层，说明它的开始与结束，可能都是十分突然的。
三义堂剖面的7个14C年龄来自土壤有机质和贝壳两类测试物(表 1)。
C-4层底部发现的新石器时代晚期的残缺陶片(图 4)，据内蒙古自治区科尔沁(通辽市)博物馆考古人员推断，其时代与同层位贝壳的1203B.C.年龄(表 1)基本吻合。
C-4层底部和顶部两个年龄的具体取样位置垂向上相差约1.7 m(见图 5的综合柱状图，C-4层普遍厚度更大一些，达到约2.5 m)。顶部应比底部年轻，但现在顶部有机质样品的1355 B.C.反倒比底部贝壳的1203 B.C.还要老一些(表 1和图 5)；同样，同属C-2层的两个样品本应有相同的年龄，但实际上有机质年龄比贝壳的偏老742 a(表 1)，说明可能存在贮存库效应的影响。
此外，三义堂NE方向、约10 km处的敖力布皋沙丘上部-顶部砂质栗钙土的14C年龄是710±30 a B. P.(表 1)。三义堂东侧、约80 km处的巴西剖面顶部生土层年龄为694±56 a B. P.[7]。呼伦湖地表 0~1 cm深度沉积物有机质的年龄419±20 a B. P.[12]。呼伦湖另一个钻孔的贮存库年龄> 600 a、达里诺尔湖地区约470 a、满洲里地区约685 a(与肖举乐研究员的个人讨论，2018年5月)。阿巴嘎旗查干淖尔地表 0~2 cm沉积物有机质年龄760±30 a[13]，其他地点的贮存库年龄甚至可达2000~4000 a(与王永研究员的个人讨论，2018年5月)，例如克什克腾旗浩来呼热的2570 a[14~15]。根据我们的敖力布皋表层栗钙土年龄710±30 a B. P.(表 1)和这里引述的前人结果，本文试以600 a作为三义堂-敖力布皋地区沉积物有机质14C年龄的贮存库校正值(考虑到敖力布皋沙丘表层栗钙土之上还有一薄层被人为剥离的现代风成砂盖层，所以710±30 a B. P.可能因贮存库效应而偏老600 a(？)左右，即该年龄值不应全部归为贮存库效应的贡献)。
同为C-2层的有机质样品年龄比贝壳年龄偏老742 a，这与拟采用的地区性有机质年龄的600 a贮存库值近似。据此并考虑C-4层底部贝壳年龄与同层位陶片时代吻合，故进一步推断C-4层底部贝壳(1203 B.C.)的贮存库年龄很小。因此，与C-4层底部新石器晚期陶片同层位的贝壳年龄1203 B.C.是可信的。
C-2层两个14C年龄值，因贮存库效应的原因，相差742年，本文选择相对年轻的375 A.D.。
从C-1层顶部的1253 A.D.取样位置，向上至A-4层底部的1247 A.D.位置，厚度约1 m，经历了沙丘栗钙土成壤化→湖泊与黑钙土化→湖泊干涸→冲洪积面流环境的复杂演化(图 5)，这应是一个漫长的过程。但是，这两个贝壳年龄却完全相同(1253 A.D.与1247 A.D.)(表 1和图 5)。本文将上面的1247 A.D.视作贮存库效应污染所致，因此，舍弃，保留C-1层顶部的1253 A.D.。同样舍弃的还有B-2层湖相沉积的915 B.C.，该年龄明显偏老。
综上所述，本文选择7个年龄其中的3个，即1203 B.C.、375 A.D.和1253 A.D.建立该剖面基本的年代学框架(见图 5中红色年龄数据)。
3.2 标志层与地层对比C-5层顶部发育了三义堂剖面首次出现的栗钙土层(编为第1层，向上依序编号至现代土壤的第10层)(见图 5、图 4a和4b)。根据上覆C-4层1203 B.C.年龄推断，该栗钙土层的发育时间应在1500 B.C.前后的数百年内。阿鲁科尔沁旗清河砂石料场剖面(图 6)的下部-底部，也揭露了厚约4~5 m的冲洪积相砂沉积(C-5层)，分选良好，发育大量交错层理、板状层理。更早一些还有风成沉积，哲日根吐风成砂中的古土壤年龄约7683 B.C.(表 1)。
从哲南农场经孔家窝堡直至三义堂，均发现与下伏层呈突变接触的湖相层(B-2层)。高林屯则分布有另一处湖泊洼地(图 6)。湖泊沉积随即经历了黑钙土成壤化作用。根据三义堂剖面下伏C-1层顶部第6栗钙土层的1253 A.D.，推测这个湖泊期归属于“中世纪温暖期”[16~21]的后半期。
A单元的古西辽河泛滥相与科尔沁沙化反复交替，夹有多层古土壤、甚至薄湖相-黑钙土成壤化层(在哲南农场、那勒嘎剖面最为发育)，应形成于“小冰期”时期[16~21]。
以三义堂为中心，东北至西海力锦、西南至哲南农场的北东-南西向约2000~3000 km2范围内的14个地点，按地形高度和地貌成因，可大致分为两级：第一级(Ⅰ)是西辽河及其支流的阶地，仅有阿鲁科尔沁旗的清河剖面；第二级(Ⅱ)由两个亚地貌单元组成：宽浅河谷-低地亚单元和风成沙丘亚单元(图 1和6)。
沉积学研究揭示了这些剖面的两个共性特征：第一，在以风成砂(或冲洪积砂)为母质层、反复出现的栗钙土成壤过程中，第1和第6栗钙土层发育最好，厚度大(数十厘米至近1 m)、色调深(棕灰色)。特别是由于其极高的固结程度，形成了被历史考古界称为“黑土坎”[2, 4]的两期特别明显的古地表面，而其他栗钙土层则未能形成如此硬实的古地表；第二，在相对低洼处发育湖相层，细腻的粘土质，黑棕色，与下伏层、上覆层均为突变接触，因而形成下、上两个明显的地层界面。
鉴于目前年代学研究仍处于积累更多数据的初期阶段，第1、第6栗钙土层和湖相层这3个“标志层”成为地层对比的沉积学依据，并据此做了初步的地层对比(图 6)。在哈民遗址北侧约80 m处的沙丘，新开挖了人工剖面。沙丘顶部以下3 m处是发育极好的第1栗钙土层(图 6)，其硬实的古地表在垂直剖面上成为比上覆风成砂前凸近1 m的平台。该平台的高度比遗址所在处的地表高2~3 m。遗址年龄为3500~3000 B.C.[22]。据此推测自3500~3000 B.C.以来，遗址北侧的沙丘增高数米，随即形成了发育极佳的栗钙土层；更晚些时候，北侧沙丘从该栗钙土层向上又增高了近3 m，最终形成了明显起伏的现代微地貌景观。清河、那勒嘎、高林屯和花吐古拉剖面均有多层栗钙土层，根据垂直层序，本文将位置较低的、发育程度更高的栗钙土层与三义堂的第1栗钙土层对比；位置较高、发育极佳的则为第6栗钙土层(图 6中第1、第6栗钙土层的两条地层连线)。
上述地层对比研究，从区域上证实了三义堂剖面揭示的晚全新世地层三分的发育规律。
3.3 古土壤研究区内存在两类不同的古土壤。
(1) 栗钙土(砂质栗钙土)。关于通辽市的现代土壤，已有详细的论述[6]。根据这些表述及野外实际调查，推知研究剖面中观察到的发育于全新世古沙丘顶部或平坦的砂质地表古土壤，应介于栗钙土(chestnut soil)与沙漠土(desert soil)之间，又定名为砂质栗钙土[6]。因为降水量小、淋溶能力低，导致此类古土壤钙质含量甚高[23]，并且地表植被稀少，土壤中的有机质含量相应偏低，色调为淡灰色(明显浅于湖相-黑钙土成壤化层)。在哲南农场、高林屯、哈民和花吐古拉等剖面，此类古土壤反复形成、分布广泛(图 6)。
(2) 湖相-黑钙土。三义堂剖面B层为湖相沉积，由细腻的粘土质沉积物组成，进一步经历成壤化作用，具团粒状结构特征，富含有机质而呈黑棕色。这个过程与湖泊-沼泽黑钙土的形成近似[23~24]。
随着气候干湿变化，沙地与湖泊具此消彼长的关系。在趋于干旱时，湖泊水体盐度不断增高[14, 25~26]，直至湖泊干涸消亡。生活于其中的植物和贝类壳体的δ13C值记录了这个变化，本文所有14个14C样品中，8个土壤有机质样品的δ13C值在- 23.0 ‰ ~- 20.9 ‰ (PDB)之间(表 1)，而正常的淡水有机质δ13C应是- 28.5 ‰ ~- 25.5 ‰ (PDB)[27]。6个“淡水”贝壳的δ13C值在- 11.8 ‰ ~- 5.1 ‰ (PDB)之间(表 1)，而淡水碳酸盐δ13C应是约- 17 ‰ ~- 10 ‰ (PDB)[28]。相反，天津、山东全新世和现代近海半咸水牡蛎(Crassostrea gigas)壳体的δ13C值最重可达- 5.5 ‰ ~- 4.0 ‰ (PDB)[29]，甚至- 4 ‰ ~- 1 ‰ (PDB)[30]。这说明我们所测量的6个贝壳样品，介于淡水与向干涸演化的半咸水之间。三义堂剖面B-1层的“泥裂”结构、氧化条件下的黄棕色调，则是这种变化的沉积学反映。
受到成壤化影响的湖相泥质沉积物与下伏砂质沉积之间是突变接触关系，在物质组成和色调上，泥质湖相层与下伏砂层截然不同，说明下伏砂质沉积并非其母质层；相反，栗钙土总是以下伏砂层为母质层，无论色调、物质组成均呈“渐变过渡”关系[5]。
C-1层顶部第6栗钙土层因其硬实的古土壤地表性状而在垂直剖面呈前凸状(图 7a)，而上覆湖相泥层则稍向内凹，二者间为突变接触(图 7)。表明研究区内的湖相层，推测是在一次较长的栗钙土干旱地貌期后，突然转为湿润湖泊期的产物。这种湖相层-黑钙土成壤化现象不但存在于研究区，在辽东湾沿海平原晚全新世地层中亦有发现(作者未发表资料)。
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图 7 栗钙土古地表形成的“黑土坎” (a)三义堂剖面：C-1层顶部的第6栗钙土层硬实，而上覆湖相层(B-2层)相对松软，栗钙土层古地表遂成为前凸的、宽约10 cm的“台阶”——这类古地表面，考古学界称作“黑土坎”；照片显示“台阶”表面堆积了上覆地层的跨落物和树叶等杂物；(b)哈民遗址剖面：第1栗钙土层古地表面形成宽达半米的典型前凸“黑土坎”平台，被垮落的上覆砂质沉积覆盖 Fig. 7 The'Dark Earthy Step' formed by chestnut palaeosols. Sanyitang profile(a): The Chestnut Palaeosol 6, upper part of C-1 Layer, was a hard palaeo ground surface while the overlying lacustrine B-2 Layer was relatively soft. Thus, the palaeosol ground protruded slightly to form a 10-cm wide ledge, covered by falls of the overlying sediments and litters. This ledge was called 'Dark Earthy Step' by the local archaeologists. Hamin Relics profile(b): Top surface of the Chestnut Palaeosol 1, protruded nearly a half metre wide as a typical 'Dark Earthy Step', which was accumulated by overlying sandy sediments |
根据第1栗钙土约形成于1500 B.C.前后，以及全新世中晚期冷干和暖湿交替、气温变幅 < 3.5 ℃的基本认识[16~20, 31~34]，推测该古土壤层应发育于全新世9次冷(凉)事件[20, 31]中的“事件3”(4.2 ka事件)和“事件2”(2.8 ka事件)之间的相对温暖期。该栗钙土层的形成以及其直接下伏层是从厚层冲洪积砂渐转为风成砂的可能性，大致符合更大范围的、受4.2 ka事件影响的晚全新世“沙丘复活”的进程[32, 35~36]。
此后，在春战-秦汉暖期(约1200 B.C.~220 A.D.)又有多次栗钙土形成。C-2层顶部的栗钙土，据其年龄375 A.D.(图 5)，则已进入“两晋-南北朝冷期”[17~18]。另一次强烈发育的栗钙土层(第6栗钙土层)，据其1253 A.D.年龄，应形成于“中世纪温暖期”(中唐-辽金元)前半期(约800~1200 A.D.)。“湖泊-黑钙土化”推测是在“中世纪温暖期”(中唐-辽金元)的后半期(约1200~1350 A.D.)。相对于研究者熟知的气候快速变化、气候突变[19~20, 31, 37]，这里的“湖泊期”的突然出现和同样突然的结束，两次时间可能更为短暂，指示了全新世温暖期气候存在更为迅速的干湿转换过程。
4 结论与展望根据沉积地层学和初步的年代地层学研究结果，获得以下结论：
(1) 位于现代西辽河中游科尔沁区的三义堂剖面，揭露了厚9.2 m的晚全新世地层，其冲洪积-风成沙丘-栗钙土成壤的交替及中间的一次湖泊沉积期，构成了研究区晚全新世地层三分的基本层序(A、B和C共3个单元)。在所发现的10层栗钙土层中，第1和第6栗钙土层发育最好(土壤层厚近1 m、固结程度高、形成考古学界称为“黑土坎”的硬实的古地表面)。黑色、粘土质的湖相层，与下伏、上覆地层为明显的突变接触关系。第1、第6两个栗钙土层和湖相层，是研究区的3个明显的地层对比标志层。
(2) 根据古土壤分类学特征[23~24]，并据前人对内蒙东部、东北西部古土壤研究的基本认识[5~6]，将研究区以黄色调、无层理、相对疏松的风成砂为母质，向上渐变棕灰色调、固结程度增高的土壤层归入栗钙土壤；将以湖相层为母质、黑棕色、具团粒状结构的土壤，归入黑钙土壤，从而在大湖区(如研究区西部的达里诺尔湖)和典型沙丘区(科尔沁沙地)之间的过渡地带(三义堂所在的西辽河宽浅河谷)确立了两类古土壤。
(3) 经考古断代和初步的AMS 14C定年的晚全新世早期第1栗钙土层(及其直接下伏母质风成砂沉积)，标志着科尔沁沙化作用在约1500 B.C.时重新出现。此后，冲洪积-沙丘-成壤化作周期性旋回。每一次母质沉积过程与相应的栗钙土发育，是这个活动-平静交替过程的具体表现形式。
(4) 金元时期的湖泊期，打断了上述的“常规”过程。该湖泊期的出现和结束，在沉积学上，具有清晰的突变接触特征。根据前人研究和本文现有的年代学证据，“中世纪温暖期”后半期(金元时期)结束后，即进入“小冰期”。这个湖泊期及与下伏层、上覆层之间的沉积环境转换，可能记录了两次极短尺度的突然变化。据此，本文认为这可能是晚全新世晚期研究区气候的一个“遽湿、遽干过程”。
晚全新世以来的栗钙土相对温和、缓慢与“湖泊-黑钙土成壤化”的突然开始与终结，是科尔沁沙地沙化(干旱化)演进的两种方式的体现——前者和缓、后者快速。但是，晚全新世以来无论是“中世纪温暖期”抑或“小冰期”的气候变化，均不足以扭转科尔沁沙地的自1500 B.C.开始的重新复活。
“中世纪温暖期”湖泊-黑钙土的突然出现与突然结束，表明东亚季风的增强与减弱的转换，不但存在于中全新世[36, 38~40]，晚全新世仍然存在[21]，并可能以比200~300 a[41]更快(更短尺度)的变速进行。21世纪全球变化与气温上升，在海岸带造成海面上升，而在研究区这样的中高纬度内陆区，将加剧干旱化。强烈干旱化突然降临的可能性，更值得格外关注。本文是在尽可能详细的野外地层学和初步的年代地层学研究基础上，对后一种可能性的探索。
致谢: 王雪山(三义堂砖厂)为野外工作提供便利，与王永(中国地质科学院地质研究所)和肖举乐(中国科学院地质与地球物理研究所)就贮存库年龄进行讨论，潘红捷(内蒙古自治区地质调查院)提供相关资料，两位匿名评审者及编辑杨美芳老师对文稿提出中肯的修改意见，王东康、杨彪参加野外调查，一并致谢。
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, Tian Lizhu1,2, Li Yong1,2, Zhao Yong3, Shang Zhiwen1,2, Yuan Haifan1,2, Yibu Gele3, Yi Liang4, Wang Hong1,2
2 CGS Key Laboratory of Muddy Coastal Geoenvironment, Tianjin 300170;
3 Horqin(Tongliao) Museum, Inner Mongolia Autonomous Region, Tongliao 028000, Inner Mongolia;
4 State Key Laboratory of Marine Geology, School of Ocean and Earth Science, Tongji University, Shanghai 200092)
Abstract
Sanyitang profile, 43°30'N, 122°30'E, 9.2 m thick, was investigated in a brickyard in Sanyitang site, Horqin District of Inner Mongolia Autonomous Region, in extensively wide and shallow channel of the middle reach of Xiliaohe River. It is located less than 200 km west to the margin of East Asian Summer Monsoon front, and is therefore sensitive to climate changes. However, most previous studies were focused mainly on eolian dune or endorheic depression environments while shallow and wide flooding plains, with various types of sedimentation, were less selected for palaeoenvironmental reconstruction.In this study, depositional composition, facies, sequences and chronology (AMS 14C dating and archaeology)of the Late Holocene sediments were preliminarily investigated in the major site, Sayitang profile, with 12 additional profiles in the surrounding areas. The study was conducted with multiple approaches including: (1)An estimated reservoir age, ca. 600 14C years, of the dated sedimentary organic materials. (2)A set of shards of pottery, found within the sequence, archaeologically determined around the late Neolithic. Consequently, 14C dated 1203 cal.B.C., obtained from the exact same position, is tenable. Based on such a combination of archaeological and radiocarbon dating, a local chronological framework of the Late Holocene is preliminarily established. (3)Both chestnut and chernozem soils were distinguished clearly on their differentiated origins. The former was developed from its parent C Horizon of eolian fine sand and silt sediments while the latter was directly formed from lacustrine clay sediment. (4)The lacustrine sediment, being chernozem-pedogenetically, was abruptly terminated determined by a sharp contact boundary with the overlying sediments.Based on the aforementioned findings, the conclusions are drawn as follows. The local Late Holocene desertification, re-initiated slightly earlier than the first chestnut soil at ca.1500 B.C. The dune reactivation was followed by the soil complex, consisting of several chestnut soil horizons, alternated frequently with fluvial and eolian sands till around 1250 cal.A.D. Then, a lake environment suddenly occurred at the late half of Medieval Warm Period around 12th~13th century. This lacustrine environment occurred and disappeared abruptly. These two events may indicate rapid alternation between humidity and aridity besides relatively mild and smooth transition determined by the chestnut pedogenetic processes in the area. Thus, a hypothesis of 'Hurried humidity and hurried aridity' is proposed for further approaching. In the context of recent global warming and mid-latitude aridity, abrupt drought, as enlightened by the rapid termination of the lacustrine deposition in this study, is even much important to be better understood.