汉江上游I级河流阶地形成及对东亚季风变化的响应

庞奖励，黄春长，周亚利，查小春，乔晶，张玉柱，周亮

陕西师范大学旅游与环境学院， 西安, 710062

内容提要: 对郧县—白河段汉江Ⅰ级河流阶地上风成黄土的沉积学、理化性质、地球化学和年代学进行了系统研究。结果表明，汉江Ⅰ河流阶的形成不晚于25 ka BP；黄土具有马兰黄土(L1)过渡黄土(Lt)古土壤(S0)全新世黄土(L0)表土(TS)的地层序列，与渭河谷地的黄土地层序列完全可比；25 ～ 11.5 ka BP，冬季风强盛，气候冷干，从11.5 ka BP开始，冬季风逐渐减弱，气候开始向暖湿方向逐步转化，从8.5 ka BP开始，夏季风达到了末次冰期结束后的鼎盛时期，3.1 ka BP前后，东亚季风格局发生变化，夏季风减弱，重新进入一个相对干冷的时期，而人类活动对地表的影响形成了表土；汉江上游谷地黄土记录的末次冰期后季风逐渐加强、中全新世季风强盛、随后季风衰退和气候变干的夏季风演变模式与渭河谷地黄土的记录高度一致，与邻区石笋和泥炭记录的季风变化趋势也有良好的可比性，但与石笋/泥炭记录的夏季风强盛期的起始时间(9.3 ～ 4.2 ka BP)并不完全一致。

黄土研究取得的成果可与深海和冰芯沉积记录相媲美，认为其形成与全球变冷和季风的发展紧密相关(刘东生，1985；Kukla，1987；丁仲礼等，1991；Porter，2001；宁有丰，2010a,b)。例如，马兰黄土以上的黄土—古土壤序列就很好地记录了末次冰期冬季风强盛、全新世初期夏季风逐渐增强、全新世中期夏季风十分强盛和全新世晚期夏季风又减弱的季风演变规律(安芷生等，1992；郭正堂等，1996； Pang Jiangli et al., 2006; Huang Chunchang et al., 2009；刘殿兵，2012)，这种季风演变特征在其它介质中也有很好的记录(姚檀栋等，1992；刘嘉麒等，2000；Wang et al., 2001; Peng Yanjia et al., 2005; 鲍锟山等，2011；梅西等，2013)。秦岭抬升的结果不仅成为中国南北间重要的气候分界线，也促成了汉江流域各级河流阶地的形成。在秦岭以南地区，对石笋和泥炭等介质的研究认为11.5 ka BP以前是季风降水稀少和冷期气候，11.5 ～ 9.4 ka BP季风降水处于持续增长期，中全新世夏季风强盛；4.3 ka BP 前后季风降水突然减少，季风气候从湿润期快速进入干旱期(张华等，2002；邵晓华等，2006；马春梅等，2008)。汉江上游的盆地分布有许多面积不等的风成黄土，其应能够记录区域气候演变的信息。不同学者对这些黄土进行的研究获得了一些认识(黄培华等, 1995；李中轩等，2008；庞奖励等，2011，2013； Zhang Yuzhu et al.，2012；Sun Xuefeng et al., 2012； 查小春等，2012；Huang Chunchang et al., 2013；杨建超等，2013；毛沛妮等，2013)，但诸多问题尚不明晰，例如汉江I级阶地上黄土开始堆积的时间及其地层序列？黄土记录的季风变化与石笋—泥炭记录的是否一致？与渭河谷地黄土记录的季风变化是否一致？等等。本文通过对汉江I阶地上黄土的沉积学、地球化学和年代学研究，试图阐述汉江I级阶地形成的时间、秦岭南侧亚热带环境中黄土风化的特征以及记录的季风变化规律。

1 研究区域、材料和方法

1.1 区域背景

汉江上游地处温带和亚热带分界线，对环境变化十分敏感。区内多年平均降水870 mm，降雨集中在5～10月份(图1)。汉江发源于陕西省宁强县，于武汉汇入长江，上游(丹江口以上)自西向东穿行于秦岭和大巴山之间，长约925 km。汉江流域的地形以峡谷和盆地为主，峡谷地段一般缺少漫滩，阶地狭窄或缺失。盆地地段的河流阶地较发育，可见到I～Ⅳ级阶地，阶地面分别高出汉江平水位10～15 m、30～40 m、60～70 m 和90～110 m，一般认为分别形成于全新世或晚更新世、晚更新世、中更新世和早更新世。I级阶地分布较广泛和阶地面较平坦，如汉中盆地、安康盆地、郧县盆地等地均可见到发育较好的I级阶地，而Ⅱ～Ⅳ级阶地的阶地面一般侵蚀破坏严重，多遭受冲沟强烈切割破坏，地形多呈丘陵，地层残缺不全(朱震达,1955;沈玉昌,1956; 杨秀芬等，1987；阎桂林,1993)。

图1 汉江上游地区概况图Fig. 1 Map showing the upper reaches of Hanjiang River valley，China

1.2 研究材料

对丹江口—安康段汉江调研发现，盆地地区的Ⅰ级河流阶地发育较好，阶地面宽缓和侵蚀较弱，其上常覆盖5～10 m厚的黄土，不同地点的黄土可进行良好的对比(例如庹家州、晏家棚、前坊村、弥陀寺、黄家坪等地，图1)，这些黄土无疑是记录汉江Ⅰ级阶地形成以来气候变化信息的良好载体。当地金矿在采挖汉江河道含金砾石过程中形成的天然断面使多处Ⅰ级阶地及覆盖物完整地暴露，本文的研究对象——前坊村剖面就是其中之一。前坊村剖面位于郧县前坊村段汉江Ⅰ级阶地，为超过15 m厚的天然断面，黄土(约6m厚)清晰地覆盖在河流相砾石层上(图1)，剖面沉积过程连续，人类耕作活动的影响仅集中在地表附近(30cm内)。根据颜色和结构的变化，剖面从上到下依次划分为7层：

第1层，表土层(TS)，0～40cm，浊棕(5YR7/4)，粘土—粉砂质地，团粒结构，疏松多孔。

第2层，黄土层(L0)，40～110cm，浊黄橙(7.5YR 5/4)，粉砂质地，块状—团块状结构。

第3层，古土壤(S0)，110～260cm，浊红棕(5.5YR 3/4)，大量亮红棕色粘土胶膜，结构体内部呈红棕色，粘土质地，棱块状结构，十分致密，少量铁锰结核(<0.2mm)。

第4层，过渡层(Lt)，260～320cm，浊黄橙色(7.5YR 5/4)，粉砂质地，块状构造，裂隙面常常有暗棕色粘土胶膜，但结构体内仍是浊黄橙色。

第5层，黄土层(L1)，320～480cm，浊黄橙色(7.5YR 5/4)，粉砂质地，均匀的块状构造，底部见较多碳酸盐结核，与下部砂层界限清晰。

第6层，典型砂层，480～600cm，亮黄橙色，中砂，河漫滩相沉积物。

第7层，砾石层，厚度大于300cm。

1.3 研究方法

从剖面顶部向下2cm连续采全样，至砾石层顶部，共290个样品，同步采集OSL测年样品。地层界线根据野外观察和实验数据相结合的方法确定。样品颜色描述采用标准比色卡描述(中国科学院南京土壤研究所，1989)。粒度用贝克曼公司生产的激光粒度仪(LS13320)测量。元素用荷兰帕纳科公司的X-Ray荧光光谱仪(PW2403)测定，实验过程中加入标准样品(GSS-1)，误差控制在5%内。OSL测年采用单片再生剂量法，用丹麦生产的RIS TL/ OSL2DA215仪测量，释光信号通过 9235QB15 光电倍增管检测，滤光片为 U340。

2 黄土地层年代与汉江Ⅰ级阶地形成时间

2.1 汉江Ⅰ级阶地形成时间

河流阶地的形成是区域构造运动和气候变化共同作用的产物，构造运动为阶地的形成提供了垂直空间，而在构造运动后的相对稳定期气候变化则成为阶地上沉积物形成驱动力，沉积物底界的年龄就是阶地形成的最小年龄(胡小猛等,2001；Starkel，2003；潘保田等；2007)。OSL测年数据显示，前坊村剖面底部黄土层(L1)的最老年龄是20.66±0.95 ka BP，考虑样品的位置，根据黄土厚度与年龄的关系外推得到剖面底界年龄大致在25 ka BP。砂层的OSL年龄是24.62±1.99 ka BP，与外推的黄土底部年龄十分接近(图2)。同样方法得到其它地点黄土L1底界年龄分别是：归仙河口24 ka BP、庹家州大于26 ka BP、罗家滩26 ka BP、辽瓦店25 ka BP、弥陀寺24 ka BP、尚家台子25 ka BP，不同地点汉江Ⅰ级阶地覆盖物底界年龄在分布在24～26 ka BP之间(图2)。因此，本文认为汉江上游Ⅰ级阶地黄土覆盖层的底界年龄大致在在25 ka BP，即汉江Ⅰ级阶地抬升的年龄不晚于25 ka BP。薛祥煦(2004)确定的南洛河Ⅰ级阶地年龄在28 ～ 31 ka BP，与本文确定的汉江Ⅰ级阶地年龄接近，也为本文确定阶地形成年龄提供了佐证。

2.2 黄土地层的年代

(1) 古土壤S0的年龄：不同地点的古土壤S0顶部的OSL年龄在2.9～3.3 ka BP，平均3.10 ka BP(图2)。前坊村剖面的古土壤S0顶部位置见有灰色陶片(周代)，其它地点(辽瓦店、庹家州、黄家坪等)的古土壤S0顶部也发现类似的周代灰色陶片(湖北省文物局，2007)，这些文化遗迹指示古土壤S0顶界年龄在3.1 ka BP附近，与OSL年龄的范围吻合，也与渭河谷地古土壤S0的年龄顶界年龄(3.1 ka BP)(Pang Jiangli et al., 2006; Huang Chunchang et al., 2009)一致。基于上述理由，将古土壤S0的上界年龄定为31ka BP。前坊村剖面古土壤S0底部年龄为8.23 ka BP，其它地点的年龄在7.99～9.42 ka BP之间(平均8.53 ka BP)，这个年龄与渭河谷地古土壤S0底界年龄(8.5 ka BP)(Pang Jiangli et al., 2006； Huang Chunchang et al., 2009)也一致，故将古土壤S0的下界年龄定为8.5 ka BP。

(2) 黄土L1顶界年龄：前坊村剖面的两个OSL数据分别是11.0ka BP和12.98 ka BP，其它地点黄土L1顶部的OSL年龄在10.72～12.53 ka BP之间(平均11.45 ka BP)，这个年龄数据与渭河谷地马兰黄土顶界的年龄(11.5 ka BP)也一致(刘东生，1985； Huang Chunchang et al., 2009), 因此将黄土L1的顶界定为11.5 ka BP。

上述分析说明用不同方法(OSL法、考古年龄、地层对比)获得的地层年龄有良好的可比性，不同地点的地层年龄也有良好可比性，与渭河谷地的黄土地层的年龄也可进行良好比较，这说明本文所确定的地层年代是合理的，即黄土L1的底界和顶界年龄分别是25 ka BP 和11.5 ka BP,古土壤S0的底界和顶界年龄分别在8.5 ka BP和3.1 ka BP。

图2 汉江上游前坊村剖面地层序列及年代Fig. 2 Stratigraphy and geological age of the Qianfangcun profile in the upper reaches of the Hanjiang River valley

3 汉江Ⅰ级阶地黄土理化性质

3.1 地层磁化率变化

磁化率是表征沉积物中铁磁性矿物含量的指标，它能较好地判断黄土风化成壤的强度，是反映季风强度的重要指标(刘东生，1985；安芷生等，1992；Chen Tianhu et al., 2005; 张华等，2012； )。不同地点黄土剖面的磁化率曲线有良好的可比性，均表现出在黄土层较低和古土壤较高的基本规律(图3)。前坊村剖面的磁化率值在59.3×10-8～336.2×10-8m3/kg之间，平均为147.4×10-8m3/kg，大小顺序是古土壤S0(260.1) >
表土MS(202.8) > 黄土L0(149.1) > 过渡层Lt(93.4) > 黄土L1(70.4)。马兰黄土L1(320cm以下)磁化率在剖面中最低(70.4×10-8m3/kg)，反映风化程度比最弱。全新世黄土L0(40 ～ 110cm)的磁化率(149.6×10-8m3/kg)虽略高于黄土L1，但仍显著地低于古土壤S0(260.1×10-8m3/kg)，证明其受到的风化作用强度仍低于古土壤S0。古土壤S0(110 ～ 260cm)的结构和性质均反映具有强烈淋溶过程和成壤作用，土壤类型相当黏磐湿润淋溶土(庞奖励等，2013)，其磁化率(260.1×10-8m3/kg)显著高于黄土L1和黄土L0(图3)，表明其在风化成壤过程中有较多的次生铁磁性矿物形成。表土层TS的磁化率较高与人类长期耕作活动有关。

图3 汉江Ⅰ级阶地黄土剖面磁化率曲线Fig. 3 Magnetic susceptibility curve of loess profiles at the first terraces in the upper reaches of the Hanjiang River Valley

3.2 粒度变化

3.3 风化程度

图4 前坊村剖面磁化率、平均粒径、粘粒、Kd、CIA、Na/K和 A—CN—K分布图Fig 4 Magnetic susceptibility, average grain size，clay particles content, Kd，CIA, Na/K and A—CN—K graph of the Qianfangcun profile in the upper reaches of the Hanjiang River valley, ChinaFig. 4c中, A=Al2O3，CN=CaO*+ Na2O，K= K2O；U—上部陆壳; Y—陆源页岩 InFig. 4c, A=Al2O3，CN=CaO*+ Na2O，K= K2O；U—the upper continental crust; Y—terrigenous shale

4 黄土地层变化与25 ka BP以来季风的演变

黄土作为陆地上厚度大、沉积基本连续的风尘沉积物，较完整地记录了第四纪以来环境变化的信息，一些替代指标的变化可靠地记录季风强弱的变化，例如平均粒径的变化指示了冬季风的盛衰，磁化率的高低对应夏季风的强弱，风化强度变化与夏季风的强弱密切相关(刘东生，1985；丁仲礼等，1991；安芷生等，1992；郭正堂等，1996；Pang Jiangli et al, 2006; Huang Chunchang et al, 2009)。剖面底部的马兰黄土L1以浊黄橙色为特征，磁化率(70.4×10-8m3/kg)、粘粒含量、Kd(0.24)、CIA(67.7)在剖面中均呈低值，而Md(31.2μm)却呈最高值(图2和图3)，反映了较低的风化程度，表明25 ～ 11.5 ka BP这一时期冬季风强盛，气候冷干，风尘显著堆积形成黄土L1，即具有冰期气候的特征，全球范围内这一时期处于末次盛冰期。马春梅等(2008)和张华等(2002)对邻区大九湖中泥炭研究也认为这一时期的气候相当于老仙女—新仙女之间的冷期气候，呈冷暖波动频繁的气候条件(图5b)，这佐证了黄土L1记录的气候特征。过渡黄土Lt以裂隙面有少量粘土胶膜与黄土L1相区别，磁化率(84.5×10-8m3/kg)、粘粒含量、Kd值(0.26)和CIA值(70.1)与黄土L1相比均有增加，而Md(28.2μm)有所降低，这些指示其风化程度有所增强，表明11.5 ～ 8.5 ka BP期间随着全球性末次冰期的结束，冬季风逐渐减弱，气候开始向暖湿方向逐步转化。大九湖泥炭也记录在11.4 ～ 9.4 ka BP期间气候呈现由末次冰期的冷湿气候向全新世温暖气候转换过渡时期的缓慢升温过程(图5b)。神农架SB10石笋记录也表明11.5 ～ 9.3ka BP是全新世初期的缓慢升温过程，期间季风降水处于持续增长期(图5a)。这些结论与过渡层(Lt)反映的气候特征一致。

图5 汉江河谷的黄土剖面与相邻区泥炭和石笋记录对比Fig. 5 Comparison Qianfangcun loess profile in the Hanjiang River valley with records of the stalagmite and peat from adjacent area, China (a)前坊村黄土剖面磁化率；(b) 大九湖泥炭的有机碳同位素记录(马春梅等, 2008); (c) 神农架山宝洞石笋的δ18O 记录(邵晓华等，2006) (a)magnetic susceptibility records of Qianfancun loess profile；(b) organic carbon isotope records of peat from Dajiuhu Lake(Ma Chunmei et al., 2008); (c)δ18O records of cave stalagmite from Shennongjia area; (Shao Xiaohua et al.，2006)

古土壤S0以浊红棕和棱块状状结构为特征，各种指标在剖面中为最高值(磁化率、粘粒含量、Kd和CIA)或最低值(Md值)，反映较强的风化程度，这指示全新世中期(8.5 ～ 3.1 ka BP)具有夏季风强盛的气候特征，气候温暖湿润，降水量较多和植物生长茂盛，成壤作用强烈。这种气候在其它介质中(泥炭、石笋、黄土高原的黄土等)也有记录，例如，大九湖泥炭记录在9.4 ～ 4.2 ka BP期间属总体温暖(图5b)，神龙架SB10石笋记录9.3 ～ 4.4 ka BP为降水丰沛的湿润期(图5c)；黄土高原的黄土也记录全新世的温暖时期在8.5 ～ 3.1 ka BP(安城邦等，2003；赵景波等，2009； Huang Chunchang et al.,2009；王丽娟等，2011)，这些佐证了汉江谷地黄土记录的全新世中期暖湿气候阶段是普遍存在的。值得注意的是，土壤S0记录的全新世中期暖湿气候事件的起始时间(8.5 ～ 3.1 ka BP)与石笋/泥炭记录的起始时间(9.3 ～ 4.2 ka BP)并不完全一致，而与渭河谷地古土壤S0记录的起始时间(8.5 ～ 3.1 ka BP)相一致。

全新世黄土L0与古土壤S0相比较，各种指标(磁化率、粘粒含量、Kd、CIA)降低、其外观结构却与黄土L1相似，反映其风化强度低于古土壤S0，这表明在暖湿的全新世大结束后，东亚季风格局发生变化，从3.1 ka BP 开始夏季风减弱，重新进入一个相对干冷的时期，风尘明显堆积增强和成壤强度减弱，形成了全新世黄土L0，而地表则受到人类活动的影响形成了表土MS。邻区的SB10石笋记录4.4 ～ 2.1 ka BP期间是降水较少的干旱期(图5c)，泥炭记录3.5 ka BP 前后中全新世暖湿开始向干凉的晚全新世转化，气候出现以低温干燥为特征(图5b)，这些认识也佐证了上述结论。

5 结论

通过上面的讨论，可获得下列初步结论：

(1) 以OSL测年数据为基础，论证后认为汉江上游Ⅰ级河流阶地出现的时间在25 ka BP前后。

(3) 黄土记录了距今25 ka BP以来季风变化信息。在25 ～ 11.5 ka BP，具有冰期气候的特征，表现为冬季风强盛，气候冷干的特征，风尘显著堆积形成黄土L1。从11.5 ka BP开始，随着全球性末次冰期逐步结束，冬季风逐渐减弱，气候开始向暖湿方向逐步转化，形成了过渡层(Lt)。从8.5 ka BP开始，夏季风经过前期的逐渐强盛阶段，达到了末次冰期结束后的鼎盛时期，气候温暖湿润，风化成壤作用强烈并形成了黏磐湿润淋溶土。3.1 ka BP前后，东亚季风格局发生变化，夏季风减弱，降雨减少，重新进入一个相对干冷的时期，同时也是古土壤S0成壤过程终止的时期，而风尘堆积又增强形成了全新世黄土(L0)。人类农业活动的影响形成了表土(MS)。

(4) 汉江阶地上的黄土记录的25 ka BP以来季风具有末次冰期后季风逐渐加强、中全新世季风强盛、随后季风衰退和气候变干的夏季风演变模式，与渭河谷地黄土的记录有着高度的一致性。与邻区石笋和泥炭记录的季风变化趋势也有良好的可比性，但黄土所记录的夏季风鼎盛阶段(全新世中期暖湿气候事件)的起始时间(8.5 ～ 3.1 ka BP)与石笋/泥炭记录的起始时间(9.3 ～ 4.2 ka BP)并不完全一致,具体原因尚需进一步研究。