青藏高原东北缘武山盆地中中新世炭屑记录及其古气候意义

周学文， 魏 晓， 陈 鹏， 石天宇， 惠争闯,2,3

（1.河南大学地理与环境学院，河南 开封 475004；2.河南大学环境规划国家级实验教学示范中心，河南 开封475004；3.河南省地球系统观测与模拟重点实验室，河南 开封 475004）

火是地球生态系统中的重要因子，受气候和环境变化的影响，新生代全球火灾活动被认为是影响现代植被和气候改变的关键因素之一，因此天然火也被认作是反映气候变化的重要指标之一［1-4］。炭屑是由植物组织不完全燃烧或高温分解产生的黑色或深褐色无机碳化合物，通过风力和流水搬运沉积到地层中，能在地层中连续沉积且较好地保存，显微镜下鉴定为不透明、有棱角的黑色或棕色块状物［5-9］。已有的研究证明炭屑浓度可作为火活动强度（如过火面积）的替代性指标［4,10-11］，粒径大小可以反映火活动发生的距离和范围［12-13］，形态可以反映植被燃烧的类型（草本或乔木类植物）［5,14］。因此，炭屑可以为研究火活动历史［15］、火活动演化背后的驱动力以及气候和环境变化提供依据［11,14,16-17］。

目前，国内研究主要集中在对全新世海洋［18-19］、湖泊［20-22］、黄土-古土壤［7,23-25］等沉积物中炭屑的提取，利用炭屑浓度/沉积通量来重建火活动历史，结合孢粉、粒度、磁化率等气候替代指标探讨火活动与植被、人类活动以及气候和环境变化之间的关系［26-30］，而目前缺少更早地质历史时期高分辨率火活动记录的研究［1,31-33］，尤其对我国内陆地区的天然火活动历史和机制尚未进行广泛研究。本文选取位于青藏高原东北缘武山盆地，已有高分辨率古地磁年代控制的南峪剖面［34］，进行高分辨率炭屑记录的研究，重建了武山盆地中中新世天然火活动历史，探讨了研究区火活动历史演化机制以及对气候、环境和全球变化的响应。

1 研究区概况与剖面特征

地貌上，武山盆地位于青藏高原东北缘，地处天水盆地西部，是陇中盆地的次级盆地，位于甘肃省东部西秦岭断裂带上（图1）。气候分区上，武山盆地位于青藏高原高寒区、西北内陆干旱区和东部季风区的交汇地带，同时又处于“季风三角区”的顶点部位［35］，对气候变化非常敏感。现代气候属于温带大陆性半干旱半湿润季风气候，冬冷无严寒，夏热无酷暑，春秋相当，四季分明。年平均降水量为500 mm，年平均气温为9.6 ℃，降雨主要集中在夏季。研究区主要有针叶与阔叶混交林植被带、山地草甸植被带、草原植被带和干草原植被带4 种植被类型［34,36-38］。

图1 研究区域与剖面位置示意图Fig.1 Schematic diagram of locations of the study area and section mentioned in the text

南峪剖面（104.9°E，34.7°N）位于武山县以南约7 km 处（图1），海拔高度为1809 m，剖面厚度为338 m，本研究集中在中中新世气候转型时期［深度为0～171 m，年代为15.30～13.60 Ma（Ma：Megaannus/Million years，百万年）（图2a）［34］］。根据先前对岩性和沉积相的研究显示，湖相沉积主要分布在0～80 m和127～158 m深度的地层，主要由灰绿色泥灰岩、棕红色泥岩和棕色粉砂岩组成，偶尔有灰绿色砂岩；80～124 m 和158～171 m 深度的地层主要为河漫滩沉积，由含钙质结合的粉砂岩、泥岩和细砂岩组成（图2b）［36,38］。

图2 南峪剖面磁性地层学和岩性Fig.2 Magnetic stratigraphy and lithology of Nanyu section

2 材料与方法

采用孢粉提取的方法对120个样品进行炭屑的提取。首先将已知数量的石松孢子（约27600 粒·片-1）加入到每个样品以确定炭屑浓度［32,39］；然后分别用10%浓度的稀盐酸（HCl）和40%浓度的氢氟酸（HF）以除去样品中的碳酸盐和硅酸盐，再用10 μm的筛布在超声波水浴中除去杂质［40］；最后用相对密度为2.0的重液（ZnI2）来提取炭屑和花粉，并将处理后的样品存入2 mL 的比色管中保存。将制备好的样品加入甘油进行制片，在显微镜下鉴定、统计和拍照。所有样品均在Leica DM 2000 光学显微镜下进行炭屑和石松孢子统计分析，炭屑浓度根据以下公式进行计算：

式中：MC为微炭屑的浓度（粒·g-1）；Nx为统计到的微炭屑的数量；Bx为统计到的石松孢子的数量；Wx为样品的重量（g）；x为样品的编号。

通过计算炭屑的长轴与短轴的比值，将炭屑分为2 类。比值大于2.5 的炭屑归类为次长形（Sublong，L）；比值小于2.5 的炭屑归类为次圆形（Subround，R）［1,32-33］。依据长轴的长度，将炭屑分为＜50 μm、50～100 μm 和＞100 μm 共3 种粒级［33］。为了保证数据的稳定性，每个样品统计的炭屑总数达到500粒以上［32］，鉴定出的炭屑在Leica DM5500B显微镜下拍照（图3）。

图3 200倍显微镜下不同形状的炭屑和石松孢子Fig.3 Different shapes of micro-charcoal and Lycopodium under microscope magnification of 200 times

3 结果与分析

从炭屑的形状来看，以次圆形为主，其平均浓度为次长形的5倍左右；从炭屑的粒级来看，以粒径＜50 μm 的炭屑为主，其平均浓度是其他粒级的63倍。详细记录叙述如下：炭屑总浓度变化范围为59～4324 粒·g-1，平均浓度为835 粒·g-1。＜50 μm 的炭屑总浓度为57～4308 粒·g-1，平均浓度为822 粒·g-1；＞50 μm的炭屑总浓度为0～118粒·g-1，平均浓度为13粒·g-1。次圆形炭屑浓度为42～3591粒·g-1，平均浓度为677 粒·g-1；其中粒径＜50 μm 的次圆形炭屑浓度为42～3583 粒·g-1，平均浓度为670 粒·g-1；50～100 μm的次圆形炭屑浓度为0～73粒·g-1，平均浓度为7粒·g-1；＞100 μm的次圆形炭屑浓度为0～9粒·g-1，平均浓度为1 粒·g-1。次长形炭屑浓度为2～837粒·g-1，平均浓度为138 粒·g-1；其中粒径＜50 μm 的次长形炭屑浓度为2～829粒·g-1，平均浓度为133粒·g-1；50～100 μm的次长形炭屑浓度为0～52粒·g-1，平均浓度为5粒·g-1；＞100 μm的次长形炭屑浓度为0～9粒·g-1，平均浓度为1粒·g-1（图4）。

图4 南峪剖面不同类型和粒径的微炭屑浓度记录Fig.4 Micro-charcoal concentrations for different shapes and size classes in the Nanyu section

根据炭屑总浓度变化趋势，将南峪剖面炭屑记录划分出2个主阶段（图5a）：

图5 南峪剖面炭屑浓度与孢粉数据和全球深海18O同位素记录变化对比Fig.5 Comparison of micro-charcoal concentrations with sporopollen data in the Nanyu section and δ18O isotope record derived from global deep sea records

阶段Ⅰ（年代为15.30～14.00 Ma，深度为171～50 m，78 个样品）：在这一阶段，次圆形炭屑浓度为58～3591 粒·g-1，平均浓度为726 粒·g-1；次长形炭屑浓度为2～732粒·g-1，平均浓度为139粒·g-1；炭屑总浓度为60～4324 粒·g-1，平均浓度为866 粒·g-1。在这一时期，炭屑总浓度、次圆形和次长形炭屑浓度的趋势都逐步增加。

其中阶段Ⅰ又可以细分为3个次阶段：

阶段Ⅰa（年代为15.30～14.38 Ma，深度为171～103 m，41个样品）：在这一次阶段，次圆形炭屑浓度为58～1940粒·g-1，平均浓度为567粒·g-1；次长形炭屑浓度为2～66 粒·g-1，平均浓度为126 粒·g-1；炭屑总浓度为60～2602 粒·g-1，平均浓度为693 粒·g-1。炭屑总浓度、次圆形和次长形炭屑浓度都逐步增加。

阶段Ⅰb（年代为14.38～14.20 Ma，深度为103～78 m，15 个样品）：在这一次阶段，次圆形炭屑浓度为65～3591粒·g-1，平均浓度为982粒·g-1；次长形炭屑浓度为15～732粒·g-1，平均浓度为177粒·g-1；炭屑总浓度为103～4324 粒·g-1，平均浓度为1140 粒·g-1。炭屑总浓度、次圆形和次长形炭屑浓度快速降低。

阶段Ⅰc（年代为14.20～14.00 Ma，深度为78～50 m，22 个样品）：在这一次阶段，次圆形炭屑浓度为236～2562 粒·g-1，平均浓度为849 粒·g-1；次长形炭屑浓度为35～430 粒·g-1，平均浓度为139 粒·g-1；炭屑总浓度为271～3082粒·g-1，平均浓度为988粒·g-1。炭屑总浓度、次圆形和次长形炭屑浓度显著增加。

阶段Ⅱ（年代为14.00～13.60 Ma，深度为50～0 m，42个样品）：在这一阶段，次圆形炭屑浓度为43～3389粒·g-1，平均浓度为653粒·g-1；次长形炭屑浓度为11～636 粒·g-1，平均浓度为124 粒·g-1；炭屑总浓度为58～3955 粒·g-1，平均浓度为777 粒·g-1。在这一时期炭屑总浓度、次圆形和次长形炭屑浓度都快速降低。

4 讨论

4.1 武山盆地中中新世天然火活动历史

现代研究表明，不同类型的植物燃烧产生炭屑的形状不同。经过破碎处理提取后的炭屑中，草本类植物的炭屑长与宽的比值平均为3.9±0.1；乔木类植物的炭屑长与宽比值平均为1.8±0.1［14,41］。因此，次圆形炭屑浓度可以反映森林火活动强度，次长形炭屑浓度反映草原地区火活动强度。南峪剖面炭屑记录显示（图4b），次圆形（长与宽比值小于2.5）炭屑浓度远高于次长形（长与宽比值大于2.5）炭屑浓度，次圆形炭屑平均浓度约是次长形的5倍，反映研究区的天然火活动是以乔木类的植物燃烧为主，主要发生在森林地区［1］。

炭屑的粒径反映火活动的距离和范围。现代炭屑运输过程研究表明，只有当炭屑的粒径大于125 μm 时，才能假设它们来自当地［13,33］。炭屑记录显示（图4c），粒径＜50 μm 的炭屑浓度（822 粒·g-1）是粒径＞50 μm（13 粒·g-1）的63 倍左右，其中粒径＞100 μm的炭屑极其稀少，反映了研究区主要是大范围的区域性火活动。

炭屑总浓度趋势反映火活动的变化。炭屑浓度越高，区域火活动强度越高，反之区域火活动强度越低［1,16-17,32］。炭屑记录显示（图5a），炭屑总浓度趋势在15.30～14.00 Ma 时期逐步增加，在14.00～13.60 Ma 时期急剧降低，反映出研究区天然火活动在15.30～14.00 Ma时期逐步增加，在14.00～13.60 Ma时期迅速减少。

4.2 武山盆地火活动机制探讨

4.2.1 天然火活动对植被变化的响应炭屑来源于植物的燃烧，植被和炭屑的关系最为密切，植物燃烧受到多重因素的影响，例如，大气中的湿度和温度、植被的种类和数量、雷电、火山岩浆的喷发等［4,19,42-44］。孢粉记录显示，在中中新世时期，武山盆地植被类型为针叶阔叶混交林［36］。从植物的分布来看，针叶林和阔叶林构成了森林植被的冠层，其中针叶林主要生长在高海拔地区，阔叶林生长在中低海拔地区，草本和灌木生长在林下层［36］。

对比孢粉数据和炭屑浓度变化趋势（图5a～d）。在次阶段Ⅰa（15.30～14.38 Ma），乔木类花粉百分相对较低，炭屑总浓度、次圆形炭屑浓度和阔叶类花粉百分比逐步增加，表明在这一时期湿度相对较低，森林植被相对开阔，阔叶林的盖度逐步增加；在次阶段Ⅰb（14.38～14.20 Ma），乔木花粉百分比趋势增加，而炭屑总浓度、次圆形炭屑浓度和阔叶类花粉百分比趋势显著降低，表明这一时期的森林整体盖度增加，但是低海拔地区的阔叶林盖度降低；在次阶段Ⅰc（14.20～14.00 Ma），乔木花粉百分比较高且保持稳定，阔叶乔木类花粉百分比、炭屑总浓度和次圆形炭屑浓度的趋势都显著增加，表明这一时期湿度增加，阔叶林的盖度增加；阶段Ⅱ（14.00～13.60 Ma），炭屑总浓度、次圆形炭屑浓度、乔木类花粉百分比以及阔叶乔木类花粉百分比趋势显著降低，表明在这一个时期的森林植被和阔叶林的盖度都显著降低。

火活动强度与气候条件、可燃物生物量和植被类型及其抗火性有关［45］。炭屑总浓度和次圆形炭屑浓度的变化趋势与乔木花粉百分比变化趋势相近（图5a～c），与阔叶植物花粉百分比变化趋势相一致（图5a～b、d），且炭屑数据结果表明武山盆地天然火活动是以森林火活动为主。相关性分析结果表明，次圆形炭屑浓度趋势与阔叶花粉百分比显著相关，此外孢粉数据显示，在15.30～13.60 Ma 时期，针叶乔木类花粉占乔木类花粉平均值为37%，阔叶乔木类花粉平均占比为63%，综合以上各个阶段植被变化趋势与炭屑浓度变化趋势的对比分析，可以推测武山盆地天然火活动主要发生在低海拔的阔叶林地区，火活动强度受阔叶林盖度变化的影响。在气候温暖湿润时期，炭屑总浓度高于相对寒冷的时期，天然火活动强度高。

现代森林火的时空动态演化调查结果显示，在全球变暖的背景下，全球各地的森林火灾呈明显增长态势，森林火灾随着气温升高而增多，主要是由于气候变暖影响植物的性质和森林植被的分布等因素，影响森林的易燃性和燃烧性［46-48］。此外，温暖湿润气候条件适宜植被生长和发育，生物量累计增加，为火灾活动提供了更多的燃料，频繁的暴风雨和雷电也是致使森林火活动增加的原因之一［49］。对比了银川盆地［28］、德国西部的埃菲尔火山地区［29］、云南省南部［50］和美国爱达荷州南部的贝尔和山脉地区［51］等其他地区的森林火活动历史演化机制，发现气候变化是引起森林火活动的主要原因，在相对温暖湿润的气候条件下，森林火活动强度高。

4.2.2 武山盆地地区天然火对全球变化的响应为了探求武山盆地中中新世时期天然火活动与全球变化之间的关系，将炭屑总浓度趋势与深海底栖有孔虫氧同位素记录变化趋势进行对比分析［52］（图5a、e）。分析结果显示，在中中新世气候适宜期向中中新世气候转型期的过渡时期，来自深海底栖有孔虫18O同位素含量在这一时期保持稳定，全球平均温度较高，变化幅度小（图5e），在这样一个全球温度背景下，武山盆地森林植被覆盖面积和生物量逐渐增加，天然火活动逐步增强。在14.20 Ma 之后，18O同位素含量显著降低，是一个全球温度上升的时期，孢粉数据重建的植被和气候变化很好地对应了这一全球气候变暖时期［36,52］。炭屑记录显示，在这一气候进一步变暖时期，炭屑总浓度显著增加。在炭屑总浓度急剧降低的14.00～13.60 Ma 时期，深海底栖有孔虫的18O 同位素记录在这一时期显著增加（图5a、e），全球温度显著降低［52-53］。孢粉数据显示这一时期森林盖度急剧降低，主要是由于阔叶乔木类花粉百分比急剧降低，耐寒的针叶林取代阔叶林成为森林植被的主要组成部分［36］，森林火活动在这一时期迅速减少。与这一现象最具对比性的全球性事件可能是Mi-3 事件［54］，后分裂为Mi-3a 和Mi-3b，假设这一森林火活动显著降低的时期对应着Mi-3b 时期（13.82～13.65 Ma）［54-55］。Mi-3 冷却事件对植被和生物都产生重大影响，14.00～13.50 Ma 时期的中欧，记录到暖期的突然结束，大多数嗜热生物类群发生区域灭绝事件［56］。由此推测，在中中新世气候转型期，全球变冷导致地球上的多数生物发生大规模死亡，武山盆地植被发生转变，森林植被的盖度显著降低，生物量大幅减少，天然火活动迅速减少。对比武山盆地炭屑总浓度与全球深海底栖有孔虫18O同位素记录的变化趋势，推测出研究区天然火活动与全球温度变化有较强的联系，全球温度变化可能通过影响武山盆地植被变化来对研究区天然火活动产生重要影响。

5 结论

炭屑已被证明是重建古火活动的有效替代指标。本研究基于武山盆地中中新世沉积物中高分辨率的炭屑记录，重建了武山盆地地区中中新世时期（15.30～13.60 Ma）的天然火活动历史。炭屑记录反映研究区火活动是以木本植物燃烧的森林火灾活动为主，主要是区域性火活动。炭屑总浓度的变化趋势反映的研究区天然火活动在15.30～14.00 Ma时期逐步增强，然后在14.00～13.60 Ma 时期迅速减少。通过对比已有的气候和环境指标数据，探讨了天然火活动与气候环境变化之间的关系，以及对全球温度变化的响应，得到以下结论：

（1）由炭屑记录反映的武山盆地天然火活动是以森林火活动为主，天然火活动的强度与阔叶林的盖度关系密切。天然火活动受气候变化的影响，在温暖湿润的气候条件下，森林植被的盖度增加，天然火活动增强，炭屑总浓度高。

（2）通过对比炭屑总浓度与深海底栖有孔虫18O同位素记录的变化趋势，发现炭屑总浓度与全球温度的变化有较强的联系，可以推测，全球温度变化可能通过影响武山盆地植被变化来对研究区天然火活动产生重要影响。