仰韶村遗址土壤理化特征及古环境研究

查理思，吴克宁，梁思源，庄大昌

1.广东财经大学公共管理学院，广东 广州 510320；2.中国地质大学（北京）土地科学技术学院，北京 100083；3.郑州大学公共管理学院，河南 郑州 450001

探索不同时间尺度的气候环境，解释环境和人地关系变化的原因，评价环境变化的影响，预测未来环境状况，已成为地学界当前的主要任务。国际学术界尤其关注全新世以来的环境变化，以及进入新石器时代以来人类文化如何演进发展，一系列国际研究计划将之列为主题。土壤作为环境变化以及人地关系的关键带，详细记录并保存了环境和人类活动信息。尤其在古人类遗址土壤研究中，通过分析土壤理化性质以及包含物特征，可还原古环境和古人类活动类型以及强度（Pastor et al.，2016；Frahm et al.，2016）。

仰韶村遗址是中国黄河流域新石器时代遗址，也是仰韶文化命名地。根据多次考古挖掘和研究，发现仰韶和中原龙山两个文化、4个不同发展阶段的地层叠压关系，其中以仰韶文化晚期为主（严文明，1989）。对该遗址的古环境研究将有助于了解气候变化与文化演变之间关系。目前，古环境研究主要借助土壤色度（季峻峰等，2007；何柳等，2010；李越等，2014；冯力威等，2015）、粒度（鹿化煜等，2012；Rebolledo，2012；Pelle et al.，2013；Blasi et al.，2013；Cruz-Y-Cruz et al.，2015）、磁化率（夏正楷等，2011；李拓宇等，2013；Tudryn et al.，2016）、地球化学元素（吴立等，2015；王坤华等，2015；Ivanova et al.，2016）、黏土矿物（张磊等，2011；程峰等，2014；Arriolabengoa et al.，2015），上述气候替代指标能提供判断古气候变化的基础数据，适合较大时间尺度上的遗迹古气候重建。因此本研究在仰韶村遗址内选取未受到古人类活动干扰的土壤剖面，选取多项气候替代指标，还原该遗址仰韶文化以来的古环境。

1 材料与方法

1.1 研究区和土壤剖面分层概况

仰韶村遗址位于河南省渑池县城北 7.5 km仰韶村南的台地上，遗址长约900 m，宽约300 m，面积近300000 m2（图1）。土壤剖面位于仰韶村安特生路东面缓坡上（111°46′36″E，34°48′51″N），海拔621 m，坡度5°—8°。该剖面经过当地考古人员认证，没有任何古人类遗迹（文化层、灰坑）遗物（石器、瓦片），土质土色自然纯净，根据颜色、结构、紧实度和层间接触关系等，将剖面分为4层（图2），剖面描述详见表1。

图1 仰韶村遗址Fig.1 Yangshao village site

1.2 样品采集与分析

在观察深度4 m范围内，间隔10 cm从下至上连续采样，共采集样品40个各500 g，进行色度、粒度、磁化率、游离铁、地球化学元素、黏土矿物分析。样品统一在实验室自然风干，色度样品在玛瑙研钵中研磨过200目筛使之充分均匀，粒度样品过2 mm筛孔后除去有机质和碳酸钙，游离铁样品在玛瑙研钵中磨细至100目，地球化学元素样品放入玛瑙研钵中磨至200目后除去碳酸钙，多次离心去酸烘干后放入玛瑙研钵中磨至200目以下融样，黏土矿物样品除去有机质和碳酸钙（张甘霖等，2012）。色度参数采用CM-700d分光测色仪测定，粒度采用Mastersizer 2000型激光粒度仪测定，磁化率采用BartingtonMS-2型双频磁化率仪测定。游离铁根据CBD法提取，使用GGX-600原子吸收光谱仪测定。地球化学元素根据碳酸锂-硼酸熔融法制作分析样品，使用X射线荧光光谱（XRF）测定。土壤黏粒分离采用吸管法，将分离出的土壤黏粒制作原样和 Mg饱和粉晶定向玻片，使用 Brucker D-8 advance型X射线衍射仪分析。上述实验均在中国科学院地质与地球物理研究所完成。年代测定常采用碳十四加速质谱仪，所用14C半衰期为5568 a，BP为距1950年的年代，测得年代经过树轮校正为日历年龄（Reimer et al.，2004），校正所用曲线为IntCal04，所用程序为OxCal v3.10，该实验在北京大学完成。

2 实验结果与分析

2.1 色度

土壤红度（a*）的变化主要受赤铁矿质量分数的影响，通常干旱温暖的氧化环境有利于赤铁矿的形成。土壤黄度（b*）的变化主要受针铁矿质量分数的影响，除此之外还可能受到土壤中其他诸如黄铁矿、沼铁矿、褐铁矿物的影响，通常湿润的环境有利于针铁矿的形成，这里的“湿润”是相对于赤铁矿形成的环境而言。土壤亮度（L*）则主要受土壤中有机质和碳酸钙的含量影响，一般随着有机质的增加而减少，而随碳酸钙的增加而增大。一般情况下，土壤中有机质的累积程度随着该区域降水量的增加而加强，而碳酸钙正好相反。综上所述，a*、b*、L*可以反映土壤发育时期的水热条件以及植被发育程度（杨胜利等，2001；陈一萌等，2006）。实验结果如图3所示，总体而言，a*、b*随深度增加而增加，而L*在黄土层相对较高。a*范围为3.58—7.96，平均值为5.39；b*范围为9.57—14.66，平均值为 12.59；亮度 L*范围为 20.61—32.21，平均值为26.69。

表1 自然剖面分层描述Table 1 Pedological and stratigraphic description of the natural profile

2.2 粒度

粒度作为气候变化的替代指标得到了广泛应用，黄土堆积的粒度测量已成为第四纪东亚季风变化研究的一项重要内容。中国黄土高原黄土-古土壤序列的粒度变化指示了搬运粉尘风动力变化以及沉积环境的变化。黄土全样粒度指标中，中值粒径及粗颗粒含量和细颗粒比值都可作为冬季风的替代指标。全样中细粒组分的含量可以间接地指示夏季风的变化（周家兴等，2020）。为了便于与黄土进行比较，以及气候意义分析，本文采用 2、16、63 μm分别作为砂粒/粗粉砂、粗粉砂/细粉砂以及细粉砂/黏粒分界线，其命名参照第四纪碎屑沉积物三元法命名法，参照Blott et al.（2001）以砂粒百分比含量和粉黏比命名。实验结果如图4所示，总体而言，黏粒含量随深度增加而增加，砂粒含量随深度增加而减少，但在过渡层出现峰值，细粉砂和粗粉砂波动较大。黏粒（0—2 μm）含量范围为8.1%—18.3%，平均含量为12.1%；细粉砂（2—16 μm）含量范围为35.1%—53.3%，平均含量为44.1%；粗粉砂（16—63 μm）含量范围为25.4%—42.0%，平均含量为35.8%；砂粒（＞63 μm）含量范围为0.1%—20.3%，平均含量为8.2%。

图3 色度特征图Fig.3 Characteristic graphs of chroma

图4 粒度组成特征图Fig.4 Characteristic graphs of particle size composition

2.3 磁化率

磁化率作为研究土壤记载的环境变化信息的重要指标已被广泛应用，自从发现黄土古土壤序列中磁化率曲线与深海氧同位素有良好的可比性，低频磁化率（χlf）在黄土高原地区古气候研究中被作为一种有效的气候代用指标。大量研究证明，在黄土地区，干冷气候期形成的黄土磁化率值低，温暖气候期形成的古土壤磁化率值高（熊平生等，2018）。频率磁化率（χfd）反映了土壤中超细顺磁（SP）颗粒的相对含量，SP颗粒通常形成于风化成土过程，主要受风化成土强度、成土环境控制（卢升高，2000）。随黄土和古土壤的分布呈现波谷和波峰与其对应，可作为反映古气候变化的灵敏指标。实验结果如图5所示，总体而言，χlf、χfd均随深度增加而增加。χlf范围为 120.67—149.09×10-8m3∙kg-1，平均值为 132.11×10-8m3∙kg-1；χfd范围为9.08%—12.22%，平均值为10.36%。

2.4 游离铁

近年来，对风成黄土中的铁与古气候变化已有较深入的研究。研究发现与黄土层相比，古土壤游离铁的含量明显增高，游离铁在剖面上的高低变化可以反映古气候波动，与深海氧同位素曲线具有很好的可比性，因而游离铁含量可以看做古气候替代指标。在黄土研究中，使用铁的游离度 Fed (游离铁)/Fet (全铁) 的比值已成功地建立了古风化强度序列（郝青振等，2001）。实验结果如图6所示，总体而言，游离铁和游离度随深度增加而增加。游离铁含量范围为8.08—18.46 g∙kg-1，平均值为12.71 g∙kg-1；游离度范围为19.52%—33.69%，平均值为25.54%。

2.5 地球化学元素

土壤矿物质的化学组成与成土条件和成土过程密切相关，分析土壤矿质全量的化学组成和含量，可以阐明土壤的风化发生发育程度和理化性质，掌握矿质元素在剖面的迁移和变化，阐明土壤化学性质在成土过程中的演变情况。不同元素组合构成的化学指标可以反映岩石风化和土壤发育进程，常用硅铝率（Sa）、硅铁铝率（Saf）、土壤风化淋溶系数（ba）反映土壤矿物的风化程度，在同一剖面的差异可说明剖面中黏粒及铁、铝等物质的迁移和富积情况（查理思等，2016）。地球化学元素中选取可计算土壤发育指标的氧化物，实验结果如图 7所示，总体而言，SiO2含量随深度增加而减少，而Al2O3、Fe2O3则相反。SiO2质量分数范围为 645.00—689.80 g∙kg-1，平均为 670.08 g∙kg-1；Al2O3质量分数范围为 134.00—157.70 g∙kg-1，平均为 143.91 g∙kg-1；Fe2O3质量分数范围为 49.60—60.60 g∙kg-1，平均为54.04 g∙kg-1。通过计算，Sa范围为6.98—8.64，平均值为7.93；Saf范围为12.96—16.25，平均值为14.82；ba范围为0.15—0.23，平均值为1.12。总体而言，Sa、Saf、ba均随深度增加而减小。

2.6 黏土矿物

图5 磁化率特征图Fig.5 Characteristic graphs of magnetic susceptibility

图6 游离铁和游离度特征图Fig.6 Characteristic graphs of free iron and ionization degree

图7 SiO2、Al2O3、Fe2O3特征图Fig.7 Characteristic graphs of SiO2，Al2O3 and Fe2O3

黏土矿物主要由伊利石、绿泥石、高岭石、蒙脱石，以及混层黏土矿物组成。伊利石和绿泥石形成于弱的水解作用，指示弱化学风化作用的寒冷气候条件；高岭石代表强烈的水解作用，是温暖和潮湿气候条件下化学风化作用的结果，蒙脱石也多形成于温暖湿润的气候环境。其中伊利石的结晶度显示出很好的变化规律，当伊利石的结晶度降低时，绿泥石含量同时降低，蒙脱石、高岭石含量升高，而当伊利石的结晶度升高时，则正好相反。因此，根据伊利石结晶度的变化可以推断古气候变化的冷干期与暖湿间冰期（Alam et al.，2007；王秋兵等，2008；殷科等，2012）。

实验结果表明，表土层中检测到伊利石、绿泥石特征峰，伊利石特征峰值1.01 nm和0.50 nm，强度分别为100%和12.2%；绿泥石特征峰值0.72 nm和0.48 nm，强度分别为21.3%和3.0%；峰型不受乙二醇处理的影响，峰型尖锐，结晶度较好。黄土层中检测到伊利石、蒙脱石特征峰，伊利石特征峰值0.50 nm和0.34 nm，强度分别为12.9%和36.0%；蒙脱石特征峰值1.48 nm，强度36.1%；峰型不受乙二醇处理的影响，峰型尖锐，结晶度较好。过渡层中检测到多种黏土矿物特征峰，高岭石特征峰值0.72 nm，强度为50.5%；蒙脱石特征峰值0.50 nm，强度24.0%；绿泥石特征峰值0.46 nm和0.36 nm，强度分别8.8%和41.8%；伊利石特征峰值0.33 nm，强度73.1%；峰型不受乙二醇处理的影响，峰型尖锐细长。古土壤层中检测到高岭石、伊利石特征峰，高岭石特征峰值0.72 nm和0.36 nm，强度分别为89.3%和61.7%；伊利石特征峰值0.50 nm和0.34 nm，强度分别为 37.8%和 100%；峰型不受乙二醇处理的影响。

3 讨论

与前人研究成果进行参比，选取全球（Marcott et al.，2013）、全国（施雅风等，1992）尺度，黄土地区（赵艳雷等，2014）、云南洱海（张振克等，2000）、关中地区（李秉成等，2009）、阿什库勒（赵兴有等，1993）、博斯腾湖（钟巍等，2001）、溱水流域（许俊杰等，2013）、黄河流域（董广辉等，2016）、渑池盆地（郭志永等，2011）、渭河流域（贾耀锋等，2012），艾比湖（吴敬禄等，1996）、乌伦湖（羊向东等，1994）地区尺度，以及古里雅冰芯（Thompson，1997）和敦德冰芯（何元庆等，2003）的气候还原成果，发现本研究结果与上述成果大致吻合，各个时期气候状况对应良好，详见图8。

10—6.9cal ka BP，仰韶文化早期处于该阶段，对应古土壤层，a*、b*均最大、L*较低。黏粒和粗粉砂为最大值，细粉砂和砂粒达到最小值。χlf和χfd达到最大值，游离铁含量和游离度也达到最大值。黏土矿物类型为蒙脱石为基础的高岭石混合型。Sa、Saf和ba均为最小值，脱硅富铝化程度高。上述土壤特征表明进入全新世后，气候变暖，并转为稳定暖湿，土壤风化程度高，随时间推移，持续发育，该气候环境有利于该地区仰韶文化早期发展。这与全球、全国、古里雅冰芯、敦德冰芯、黄土、云南洱海、关中地区、溱河流域、黄河流域、渑池盆地、艾比湖、乌伦湖的研究结果对应最为明显。

6.9—5.6cal ka BP，仰韶文化早期至中期处于该阶段，对应过渡层，a*、b*均降低，L*升高，变化较大。黏粒和粗粉砂开始减小，细粉砂和砂粒开始增加。其中粗粉砂含量减至最小，砂粒含量达到最大。χlf和χfd开始减小，游离铁含量和游离度也开始减小。黏土矿物类型为伊利石、蒙脱石、高岭石和绿泥石混合型。Sa、Saf和ba均较高，脱硅富铝化程度较低。色度、粒度各项指标方差均为各层中最高，表明该阶段气候波动，导致土壤色度、粒度变化差异明显。上述土壤特征表明进入仰韶文化早、中期，气候开始波动，总体向干冷逐渐过渡，土壤发育程度减弱，风化程度较低。这与全球、全国、古里雅冰芯、敦德冰芯、云南洱海、关中地区、阿什库勒、黄河流域、渭河流域、艾比湖的研究结果对应最为明显。

5.6—4cal ka BP，仰韶文化中期至中原龙山文化早期处于该阶段，对应黄土层，a*、b*均达到最小值，L*略有增加。黏粒继续减小，细粉砂继续增加，粗粉砂开始增加，砂粒开始减小。χlf和χfd继续减小，游离铁含量和游离度也继续减小。黏土矿物类型为伊利石中掺杂蒙脱石。Sa、Saf和ba均较高，脱硅富铝化程度低。上述土壤特征表明进入仰韶晚期和中原龙山文化时期，土壤发育程度减弱，风化程度较低，气候总体干冷。此时期古人类有时间和能力去抵抗和适应这种变化（庞奖励等，2003），该地区仰韶文化逐渐演变为中原龙山文化取代。这与全球、全国、古里雅冰芯、云南洱海、关中地区、博斯腾湖、溱河流域、黄河流域、渭河流域的研究结果对应最为明显。

图8 与其他古环境研究成果的参比Fig.8 Comparison with other paleoenvironmental research results

4 cal ka BP以来，中原龙山文化时期以后，对应表土层，a*、b*基本不变，L*增加，黏粒减至最小值，细粉砂和粗粉砂增至最大值，砂粒继续减小。χlf和χfd持续减少，游离铁含量和游离度也持续减少，黏土矿物类型以伊利石为主，Sa、Saf和ba均较高。土壤色度、粒度、磁化率、游离铁各项指标方差均为各层中最低，表明该阶段气候稳定，导致土壤各项理化性质稳定。上述土壤特征表明气候保持干冷，此时环境恶化造成的危害远远超出了古人类自身抵御自然的能力，而在中原地区形成了以夏朝建立为标志的中华文明，也促使人口向中原地区迁移，导致该地区文化的衰落。这与全国、古里雅冰芯、敦德冰芯、黄土、关中地区、溱河流域、渑池盆地、渭河流域的研究结果对应最为明显。

4 结论

自然环境是人类文化文明发展的基础，尤其是在新石器文化时期，气候环境的变化是导致文化衰退或进步的主要原因。文化对环境变化的响应程度取决于环境恶化的程度和速度，以及人类适应和抵御环境变化的能力。当环境快速变化，且强度超出人类抵御能力时，人类来不及适应，就不得不迁徙它处寻找新的生存环境和食物源，原地区的文化会衰落或消亡。而环境变化较弱或速度缓慢时，人类有时间和能力去抵抗和适应这种变化，反而促进人类文化进一步发展和演替。

通过对仰韶村遗址自然剖面的气候替代指标综合分析，得出该遗址全新世以来古环境结果，也印证了上述观点。10—6.9 cal ka BP，增温增湿至稳定，该地区出现了仰韶早期文化。6.9—5.6 cal ka BP，气候出现波动，总体向干旱过渡。5.6—4 cal ka BP，气候变为干冷，但古人类有时间和能力去抵抗和适应这种变化，该地区仰韶文化逐渐演变为中原龙山文化。4 cal ka BP之后，气候进一步变干冷，河南东部平原地区的环境优越性开始凸显，而该地区文化逐渐衰落。