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地理学报, 2019, 74(11): 2385-2400 doi: 10.11821/dlxb201911014

气候变化与生态环境

MIS 3以来雅鲁藏布江流域风成沉积及环境意义

凌智永1,2,3, 靳建辉4, 吴铎1, 刘向军2,3, 夏敦胜1, 陈发虎1,5,6

1. 兰州大学资源环境学院 西部环境教育部重点实验室,兰州 730000

2. 中国科学院青海盐湖研究所 盐湖资源综合高效利用重点实验室,西宁 810008

3. 青海省盐湖地质与环境重点实验室,西宁 810008

4. 福建师范大学地理科学学院,福州 350007

5. 中国科学院青藏高原研究所 高寒生态与生物多样性重点实验室,北京 100101

6. 中国科学院青藏高原地球科学卓越创新中心,北京 100101

Aeolian sediments and their paleoenvironmental implication in the Yarlung Zangbo catchment (southern Tibet, China) since MIS3

LING Zhiyong1,2,3, JIN Jianhui4, WU Duo1, LIU Xiangjun2,3, XIA Dunsheng1, CHEN Fahu1,5,6

1. Key Laboratory of West China's Environmental System, Ministry of Education, College of Earth and Environmental Sciences, Lanzhou University, Lanzhou 730000, China

2. Key Laboratory of Comprehensive and Highly Efficient Utilization of Salt Lake Resources, Qinghai Institute of Salt Lakes, CAS, Xining 810008, China

3. Qinghai Provincial Key Laboratory of Geology and Environment of Salt Lake, Xining 810008, China

4. College of Geosciences, Fujian Normal University, Fuzhou 350007, China

5. Key Laboratory of Alpine Ecology and Biodiversity, Institute of Tibetan Plateau Research, CAS, Beijing 100101, China

6. CAS Center for Excellence in Tibetan Plateau Earth Sciences, Beijing 100101, China

收稿日期: 2018-10-15   修回日期: 2019-07-1   网络出版日期: 2019-11-25

基金资助: 国家自然科学基金项目.  41501001
国家自然科学基金项目.  41790421
国家重点研发计划.  2018YFC0406605

Received: 2018-10-15   Revised: 2019-07-1   Online: 2019-11-25

Fund supported: National Natural Science Foundation of China.  41501001
National Natural Science Foundation of China.  41790421
National Key R&D Program of China.  2018YFC0406605

作者简介 About authors

凌智永(1983-),男,河南商丘人,博士,助理研究员,主要从事干旱环境与气候变化研究E-mail:lingzhiyong@foxmail.com 。

摘要

雅江流域风成沉积广泛发育,其气候指示意义及年代的界定尚不够清晰。从雅江全流域视角出发,全面分析了不同区域风成沉积的发育机制及模式,同时对风成沉积年代数据归一化处理,并与全球气候对比研究。结果表明：① 流域内风成沉积有盛行风场发育模式和局地风场发育模式,不同模式对环境的指示意义不同。② 雅江流域风成沉积多堆积于末次盛冰期（LGM）以后,且主要发育于晚冰期（15 ka BP）以来的不同时段,冰川退缩地表裸露,丰富的冲洪积碎屑物源可能是风成沉积发育的主控因素;更早时段的风成沉积因LGM后气候转暖、冰川消融所致的侵蚀搬运作用而未能保存。③ LGM以来风成沉积过程受区域及全球古气候环境共同控制,波动变化剧烈;其对30°N夏季太阳辐射、印度季风及西风变化信号的指示有所差异,但对YD等全球气候冷事件有较好记录,其沉积过程与高原面上其他区域既存在对全球古气候响应的同步性,又有其区域独特性。④ 流域内风成沉积的强烈堆积过程与全球气候变化并非简单对应关系,呈现出较复杂的响应模式。说明高山河谷环境的风成沉积除受大区域气候影响,还受许多局地环境因素控制,古气候环境的指示意义复杂。

关键词： 风成沉积 ; 年代 ; 古气候环境 ; 雅鲁藏布江 ; MIS3

Abstract

The aeolian deposits in the Yarlung Zangbo catchment are widely developed, and its sedimentary development model is complex. The climatic implication and chronological boundary of the aeolian sediments are not clear enough. Therefore, from the perspective of the whole basin, this paper comprehensively analyzed the development mechanism and mode of the aeolian sediments in different regions. At the same time, the chronological data of aeolian deposition is normalized and compared with the classical curve of global climate. The results show that: (1) The aeolian deposits in the basin have prevailing wind field development patterns and local wind field development patterns, and different patterns of aeolian sediments have different indications for the environment. (2) The aeolian sediments in the basin are mostly deposited in the Last Glacial Maximum (LGM), which mainly developed in different periods since the Late Glacial Period (15 ka BP), and the rich source of alluvial debris may be the main controlling factor of the aeolian activities. The aeolian sediments forming in the earlier time were brought into the river and failed to be preserved due to the warming climate and the erosion transport caused by glacial ablation after the LGM. (3) Since the LGM, the aeolian deposition process of Yarlung Zangbo has been controlled by the regional and global paleoclimate environment, and the fluctuations are drastic. The aeolian sedimentary process of different climate stage have different records to the 30°N summer insolation, the Indian monsoon and westerly winds change signal, but have a better response to the Younger Dryas (YD), global cold event. In short, the sedimentary process of Yarlung Zangbo is similar with that of the other regions on the Tibetan Plateau, and both recorded the global paleoclimatic change, but have its regional uniqueness. 4) The strong accumulation process of aeolian sediments in the Yarlung Zangbo catchment is not a simple correspondence with the global classical climate curve, and it presents a more complex response pattern to global climate change, which shows that the aeolian deposition process of the alpine valley environment is not only affected by the climate of the large area, but also controlled by many local environmental factors. Their relation with the paleoclimatic environment is complex.

Keywords： aeolian sediments ; chronology ; paleoclimate and paleoenvironment ; Yarlung Zangbo catchment ; MIS3

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本文引用格式

凌智永, 靳建辉, 吴铎, 刘向军, 夏敦胜, 陈发虎. MIS 3以来雅鲁藏布江流域风成沉积及环境意义. 地理学报[J], 2019, 74(11): 2385-2400 doi:10.11821/dlxb201911014

LING Zhiyong. Aeolian sediments and their paleoenvironmental implication in the Yarlung Zangbo catchment (southern Tibet, China) since MIS3. Acta Geographica Sinice[J], 2019, 74(11): 2385-2400 doi:10.11821/dlxb201911014

1 引言

雅鲁藏布江（雅江）流域干流及其支流河谷是下切高原面的负向地形,不同河流区段下切深度从0~2000 m不等,有峡谷与宽谷之别[1,2],这为雅江流域风成沉积发育提供了有利的地形条件。流域内风成沉积广泛发育,主要包括风沙沉积、黄土沉积等[3,4,5]。这些风成沉积类型总体上沿雅江河谷及主要支流呈现不连续的带状分布格局,尤其集中分布于河流宽谷地带[6,7,8]。总体而言,雅江流域风成沉积是在气候与下垫面共同影响下发育形成[6],因此,其对区域气候与局地环境有重要指示意义,是研究雅江流域气候环境变化的重要信息载体。

目前,雅江流域风成沉积主要从地貌学[2, 9-10]、土地覆被变化[11,12,13]、物源[5, 14-15]、沉积年代与古气候环境[16,17,18,19,20,21,22,23,24,25,26]等几个方面开展了研究,并取得了一系列的研究成果,加深了我们对该区风成沉积的认识。雅江流域所在的青藏高原南部受东亚季风、印度季风及西风带等3种风力系统共同作用[27,28],风成沉积等信息载体对区域古气候响应与指示意义相对复杂。雅江东西横跨1500余km,从中下游的湿润气候区到上游的干旱半干旱区不同的地貌单元上皆有不同类型的风成沉积发育[4],因此,流域内不同区域风成沉积发育模式及对古气候环境的响应可能也存在巨大差异。然而,目前雅江流域风成沉积已有年代学及古气候环境方面的成果多注重单点和小区域几个点的对比研究,较少从整个流域尺度系统讨论其沉积发育的时空分异及其对季风—西风不同风力系统的响应特征。此外,由于雅江流域风成沉积分布不集中且可能受到后期冰川及流水侵蚀改造的影响[3],年代变化相对复杂。已有年代结果显示,该区风成沉积主要形成于21-3 ka BP以来的不同时期[7-8, 29],部分风成沉积年代较早[30],甚至可以追溯到早更新世末期或中更新世初期[26],存在不确定性。由于上述几方面原因的存在,目前雅江流域风成沉积发育的年代尚没有比较统一的认识,导致其对古气候环境的指示意义及解释方面还存在一定的分歧。

为此,本文从整个雅江流域的视角出发,全面分析了雅江河谷不同区段风成沉积发育的动力机制及其形成演化模式,并将其沉积年代与相关古气候指标曲线进行对比研究,讨论了研究区风成沉积与区域古气候环境的关系。该研究在界定雅江流域风成沉积年代,阐明高原河谷风成沉积与古气候响应,揭示其形成发育与印度季风、西风及高原季风盛衰变化消长关系等方面将发挥积极作用。

2 研究区概况

雅江位于青藏高原南部,发源于杰马央宗冰川[2],处于冈底斯山—念青唐古拉山和喜玛拉雅山之间（图1）,其地势西北高东南低,河谷多期下切,形成多级阶地,河谷呈峡谷与宽谷相间的串珠状,地貌状况极其复杂。雅江自上游到下游段约1500 km,从西部的干旱半干旱气候区逐渐向下游的湿润气候区过渡[4],风成沉积类型多样[6, 9],主要发育于雅江的河流宽谷段,如马泉河段、日喀则宽谷段、拉萨—桑日宽谷段及米林宽谷段等。

图1

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图1   雅鲁藏布江流域及剖面位置

Fig. 1   Profile sites and Yarlung Zangbo catchment


马泉河是仲巴县以西的上游,属于高原宽谷段,海拔4500 m以上,谷宽10~20 km,有广阔的河漫滩和河谷平原,辫状水流发育,河床底部冲积物在枯水期裸露,为区域风成沉积提供了丰富的风沙物质来源。该区域属典型的高原干旱半干旱气候区[4],太阳辐射强烈,气候寒冷,年平均气温-0.3~1.2 ℃,年降水200 mm左右,年蒸发量2200 mm以上,8级以上大风天数每年有112~150 d,风力强劲、风沙活动强烈[11],风成沉积发育广泛,形成5~10 m高的沙丘或沙垄,个别可以达到10~20 m。

日喀则宽谷段和拉萨—桑日宽谷段同属于雅江中游河段,该区域主要受半干旱气候控制,气候特征类似,具有明显的季风和半干旱高原气候特征。其中,日喀则宽谷段大致自谢通门县南部段开始至大竹卡附近,长约150 km,河谷东西延伸,宽度5~8 km,最宽可达12 km[4]。该区年平均气温6.3 ℃,年降水量200~430 mm,集中于7-8月,干湿季明显,且70%~80%的降水为夜雨,白天太阳辐射强。拉萨—桑日宽谷段大致西起拉萨市曲水县,东至山南地区的桑日县,长约140 km,河谷宽度3~5 km,最宽处可达6 km。该区气候与日喀则段类似,年均温6~8 ℃,年降水约400 mm,集中于6-9月,干湿季明显,年蒸发量约2000 mm。受气候与局地环境影响盛行西南风,其中冬春季主要受西风控制,年平均风速3.5 m/s,全年大风天数74 d。

米林宽谷段地处西藏高原东南部,属雅江河谷中下游段。受高原温带半湿润季风气候影响,年平均气温8.2 ℃,年降水量641 mm,85%的雨水集中在6-9月。该段河谷大风日数多、风速大、持续时间长,且多发生在午后,年平均风速≥ 5 m/s的起沙风累积时间达2075 h,属于高风能环境[31]。

总体而言,在雅江宽谷段,河床较宽且坡降变低,水流分叉扩散,构成辫状水系,较多谷底河流冲积物裸露,为区域风成沉积发育提供了丰富的物质来源;宽谷段广坦的河滩地、河谷平原、河岸阶地及河谷山麓带为风成堆积提供了有利场所。此外,区域气候环境也为风成沉积发育提供了有利条件。

3 数据来源与方法

为更好地理解雅江流域风成沉积的发育模式及其现代环境指示意义、年代对古气候环境响应的关系等,本文对雅江流域整个大区域不同空间上风成沉积的类型、分布与年代等数据资料进行系统整理,采用野外调查与卫星影像识别相结合的地貌学研究方法,全面分析了雅江河谷不同区段、不同地貌部位风成沉积发育的动力机制,探讨其对现代环境的指示意义。同时,系统收集了不同河流区段、不同气候状况下风成沉积的年代数据,采用概率密度统计[32,33]等方法将看似分散的年代数据进行归一化处理,具体方法为：将风成沉积各年代结果视为呈正态分布的数据,代入概率密度函数公式：

fx,μσ=12πσe-x-μ22σ2

式中：x为要计算其概率密度的数值;μ为某年代数据的值;σ为年代的误差值。将计算结果与其他气候指标进行对比研究等,讨论雅江风成沉积与区域古气候环境的响应关系。

影像目视解译数据主要来源于Google Earth和地理国情监测云平台的landsat 8卫星遥感影像数据（http://www.dsac.cn/）;用于辅助分析的风场数据来源于ClimateDataGuide网站（https://climatedataguide.ucar.edu/）;气象数据来源于中国气象数据网（http://data.cma.cn/）。年代数据方面,对雅江流域不同区域已发表的有关风成沉积的主要年代记录进行了收集,相关参数信息如表2所示。年代数据收集原则：① 尽可能多的收集相关年代数据,涵盖整个雅江流域的不同河段;② 所收集的风成沉积剖面、年代等信息较全,确保年代数据可靠;③ 涉及古土壤及冲淤积沙层的年代,若其层位很薄且为风成沉积的中间夹层,也近似认为其属于风成沉积年代收集的范畴。以此标准共收集27个不同地点的不同沉积剖面（图1）,包含72个风成沉积的年代数据,涉及光释光（Optically Stimulated Luminesecence, OSL）、热释光（Thermolum inescence, TL）、常规14C和加速器质谱（Accelerator mass spectrometry, AMS）14C等几种年代类型（表2）。

表2   雅鲁藏布江流域风成沉积年代

Tab. 2  Chronology of aeolian sediments of the Yarlung Zangbo catchment

编号经度E纬度N海拔(m)地貌部位深度(cm)年龄(ka)测年方法沉积物类型文献编号
189°33′29°19′3800河流阶地3602.7±0.2OSL黄土[5]
288°55′29°19′3920河流阶地38011±1.2黄土
389°51′29°16′3970低山山麓58013±1.4黄土
495°30′30°08′3070低山山麓2925.5±4.0TL风成沙[17]
589°49′29°44′4571山麓侧碛堤424.4±0.1314C古土壤
6708.8±3.9TL黄土状土
789°51′29°46′4835山麓终碛堤342.3±0.0614C古土壤
8507.8±1.2TL黄土状土
988°54′29°19′3889河流阶地6512.4±0.9OSL砂黄土[18]
107512.3±1.2砂黄土
1190°54′29°25′3819河流阶地4013.7±1.2砂黄土
125012.7±1.1砂黄土
138013.2±1.3砂黄土
1412013.7±1.2砂黄土
1583°47′29°52′4600河谷山麓2012.5±0.1714C砂质古土壤[19]
162213.3±0.0614C砂质古土壤
172404.6±0.89OSL风成沙
182587.6±0.0414C砂质古土壤
1930023.9±5.4OSL风成沙
2091°06′29°38′3660河谷山麓502.9±0.2OSL风成沙[7-8]
211804.1±0.4风成沙
222806.7±0.5风成沙
2390°43′29°21′3603河谷山麓2808.5±0.7风成沙
2490°54′29°26′3597河谷山麓1307.7±0.8风成沙
2525014.3±1.6风成沙
2634018.8±2.0风成沙
2790°54′29°22′3820河谷山麓7014.4±1.1风成沙
2830019.8±1.9风成沙
编号经度E纬度N海拔(m)地貌部位深度(cm)年龄(ka)测年方法沉积物类型文献编号
2990°54′29°22′3820河谷山麓65023.9±2.1OSL风成沙[7-8]
30100021.3±1.8风成沙
3190°45′29°21′3536河流阶地13017.2±1.4风成沙
3291°49′29°47′3894河流阶地13028.2±3.1风成沙
3335081±7风成沙
3460082±8黄土
35800118±11黄土
3691°40′29°45′3840河谷山麓16034.1±3.0黄土
3732045±4黄土
3840063±7黄土
3991°03′29°40′3707河谷山麓33032.3±3.2风成沙
4059069±7黄土
4185082±8黄土
4291°38′29°48′3778低山山麓60079±8黄土
43800103±11黄土
4487°41′28°27′4060河流阶地220.4±0.05OSL风成沙[20]
451642.4±0.2风成沙
462487.5±0.28风成沙
4787°49′28°32′4063山前坡地260.58±0.38风成沙
481703.7±0.51风成沙
492106.6±0.0414C砂质古土壤
5026812.8±0.0614C砂质古土壤
5188°07′28°16′4335山坡洼地84.9±0.13AMS14C砂质古土壤
52245.1±0.23砂质古土壤
5389°32′29°20′3797河流阶地983.2±0.3OSL黄土[21]
541707.9±0.9黄土
5594°22′29°39′3298河谷低山台地23029.4±2.7OSL黄土[22]
5640036.5±3.2弱成古土壤
5750039.5±3.4黄土
5896°48′29°26′3948河谷山麓400.62±0.09OSL黄土[23]
591302.91±0.20黄土—古土壤
601604.86±0.36古土壤
611806.19±0.45黄土
622206.66±0.53黄土
6389°17′29°23′3856河流阶地652.23±0.114C风成沙[24]
641653.58±0.1314C砂质古土壤
652355.69±0.114C砂质古土壤
663558.56±0.7TL风成沙
6791°43′29°15′3561河流阶地1575.9±0.2OSL砂黄土[25]
686578.5±0.6OSL风成沙
6990°41′29°19′3600河谷山麓434.3±0.114C冲淤沙层[6, 25-26]
70705.15±0.1冲淤沙层
711255.57±0.13冲淤沙层
722097.83±0.13冲淤沙层

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4 结果与讨论

4.1 雅江流域风成沉积与年代

4.1.1 风成沉积类型与空间特征 雅江流域河谷地带风成沉积广泛发育,大体上可以分成风沙沉积和黄土沉积两类[3,4,5,6,7,8,9]。风沙沉积按分布的地貌单元不同大致分成谷底风沙沉积（图2a）和谷坡风沙沉积（图2b）,风沙沉积多表现出较强的流动性,在植被相对较好的区域发育有固定半固定沙丘。黄土沉积可以分成阶地黄土沉积和山麓、低山黄土沉积。野外考察发现河流阶地沉积的黄土粒径较粗、沉积厚度薄,大致在2.5 m左右（图2c）,其下部为河湖相沉积,较少受后期流水等外部环境的改造;山麓、低山黄土沉积由于沉积的海拔相对较高,经风力分选后沉积粒径相对较细,沉积较厚,一般可达4~5 m,最高可达10 m以上（图2d）,但山麓的坡积黄土易受后期流水及冲洪积作用的改造,形成次生黄土堆积。此外,与以河流冲积物为主要物源不同,雅江流域还存在少量的冰缘黄土[23],但一般沉积面积及厚度较小,且分布零散。

图2

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图2   雅江流域风沙沉积与黄土沉积

注：a.米林谷底风沙沉积;b.中下游段发育于山麓的爬坡沙丘;c.河流阶地上发育的厚约2.5 m的黄土;d.拉萨—桑日段河谷北岸低山上发育约10 m厚的多层黄土堆积。

Fig. 2   Sand and loess sediments of the Yarlung Zangbo catchment


雅江风沙沉积总面积约为3633 km2,其中主要分布于仲巴县以西的马泉河段,面积约为2158 km2,定结地区（含朋曲河谷）为675 km2,日喀则段（含拉孜段）和拉萨—桑日面积相当,都为332 km2,米林宽谷段约为136 km2（图3）;其所占百分比依次为59%、19%、9%、9%和4%。总体上,呈现出西部高海拔地区多、东部低海拔区少的分布特征,这可能和西部高海拔区更为干旱多风、河谷较宽有关。此外,还与自西向东河谷变窄,气候逐渐向湿润区过渡,降水增多（图4）有关。一方面东部区河谷相对变窄,不再具备有利的风成沉积堆积场;另一方面东部丰富的降水条件促进了植被的发育从而限制了区域风成活动,且风成沉积更容易受降水侵蚀而不易保存,最终导致了风成沉积西多东少的总体格局。在整个流域上,黄土沉积一般与风沙沉积相伴存在,多在风沙沉积区的外围地带。但由于通过遥感影像无法准确识别和提取相关面积数据,目前有关黄土面积的准确数据尚不明确。但就整个流域风成沉积的面积而言,其比风沙沉积的分布范围要广,但面积不会高出太多,毕竟脱离了以风沙作为物源供给的黄土堆积难以维系。郭正堂院士就曾以黄土之“母亲”形象作喻,论述了区域风沙沉积作为黄土物源的不可或缺性[34]。

图3

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图3   不同区域风沙沉积面积与海拔

Fig. 3   The area of aeolian sediments and altitude data source


图4

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图4   不同区域河谷宽度与年降水差异

Fig. 4   Width and annual rainfall in different regions


除上述特征之外,雅江风成沉积还具有以下几个方面的分布特征：① 在沿江的上中游宽谷与窄谷的各地貌单元上,风成沉积广泛发育,如风沙沉积主要分布于宽谷的河床底部与河漫滩、窄谷与宽谷的山麓等地貌部位;黄土沉积与风沙沉积相伴而生,多分布于河谷两侧的河流阶地、山麓及低山丘陵之上,但同一区域内其分布的海拔比风沙沉积高,形成了黄土堆积在上、风沙堆积在下的“二元”沉积结构模式。总体上它们呈斑块状分布,构成了沿河谷呈带状不连续分布的格局。② 风成沉积在宽谷及有较大支流汇入的地貌单元上分布则更为集中。③ 雅江中上游段风成沉积广泛发育于雅江北岸,南少北多;中下游段则主要分布于雅江南岸,南多北少。这可能主要由于受局地气候环境、地形地貌及下垫面状况等多因素共同制约所致。

4.1.2 沉积发育模式与环境指示 雅江流域东西横跨大,沿江广泛发育了风成沉积,由于其自西向东有干旱半干旱、半湿润、湿润等不同气候类型（表1）,且流域内地貌状况极其复杂,导致东西不同河流区段、不同地貌部位风成沉积的发育模式不尽相同[6, 9]。因此,不同发育模式下形成的风成沉积对环境的指示意义也存在很大差异,其沉积发育过程可能不只是简单的反映了区域干旱气候。那么,厘清雅江河谷风成沉积与现代局地环境之间的关系及其气候指示意义就显得尤为重要[3],并对我们正确理解雅江风成沉积记录的古气候环境变化有积极作用。

表1   雅江风成沉积具体案例分析

Tab. 1  Specific case analysis of aeolian sediments of Yarlung Zangbo

地点名称经纬度地貌部位海拔(m)运移方位沉积物类型气候类型
马泉河谷/A83°31′E,29°55′N江北岸4585~472065°风沙干旱半干旱气候
日喀则段/B89°22′E,29°23′N江北岸3795~385585°黄土、风沙半干旱气候
拉萨—桑日段/C91°33′E,29°19′N江北岸3553~385535°黄土、风沙半干旱气候
卧龙镇西部/D93°41′E,29°09′N江南岸2965~3115190°风沙湿润半湿润
卧龙镇东部/E93°46′E,29°08′N江南岸2961~3015320°风沙湿润气候
丹娘乡北岸/F94°44′E,29°28′N江北岸2919~3067305°黄土、风沙湿润气候

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雅江不同河流段风成沉积在类型、堆积的地貌部位及主要移动沉积的方向等方面存在很大差异（表1、图5）。其沉积物类型有以风沙沉积为主的河段,也有黄土、风沙共同发育的河段,其沉积发育的空间模式不尽相同,这可能主要和其所处的海拔高度、风力强弱及下垫面状况有关。如马泉河段海拔高、河谷较宽,气候干旱少雨、常年大风且植被稀少,风沙活动强烈,细颗粒物质可能被搬运到更远的下游区域,不利于黄土物质沉积,风沙物质因颗粒较粗而被近地保存。而黄土、风沙共同分布区无论从气候环境状况,还是地形地貌及植被等下垫面状况等方面,都有利于两者共同沉积发育。

图5

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图5   雅江不同区段风成沉积的地貌差异(红色箭头为风成物质运移沉积方向)

注：a.马泉河谷沿盛行风向发育的新月沙丘与沙垄;b.日喀则段河谷北岸发育的新月沙丘与山麓被流水侵蚀的黄土沉积;c.拉萨—桑日段河谷北岸沿山谷发育的沙地;d.米林卧龙镇西部局地风场控制下发育的爬坡沙丘;e.米林卧龙镇东部沿山势沉积的河谷沙地;f.林芝丹娘乡北岸山麓下的佛手沙丘。

Fig. 5   Aeolian sediments of different regions of Yarlung Zangbo (The red arrow is the direction of aeolian migration)


雅江不同河段风成物质在受风力搬运沉积、运移的主要方向存在很大差异。西部河谷风成物质运移堆积的方向（图5a、5b和5c）和青藏高原不同季节的风场方向（图6）比较接近,属于盛行风场沉积发育模式。而雅江向下游风成沉积运移的方向变动相对复杂（图5d、5e和5f）,与高原盛行风场的方向差异较大,与风场方向斜交（图5e、5f）甚至相反（图5d）;中下游段风成沉积的发育模式比中上游段显得更为复杂,属于局地风场沉积发育模式。

图6

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图6   青藏高原及毗邻区域不同季节平均风场(实线用Meteoinfo以海拔2000 m标准提取)

Fig. 6   Mean wind field of different seasons on the Tibetan Plateau and its adjacent area(The solid line is extracted with Meteoinfo at 2000 m a.s.l.)


雅江流域中上游段常年盛行西南风（图6）,其越过喜马拉雅山脉形成干冷的强烈下沉气流,产生了较强的“焚风效应”,将谷内冲洪积物质搬运并堆积于裸露的河床和宽谷北岸。而在中下游河段受两侧高大山脉走势的控制,谷坡凹凸起伏、河谷多变得狭窄而弯曲,可以产生明显的“狭管效应”[6],导致风力强劲。一方面越过喜马拉雅山脉的印度季风在河谷内随河谷走势形成方向多变的局地空气绕流;另一方面印度季风沿江从东向西逆江而上形成强烈的气流倒灌现象,使河谷内风向变得复杂,导致了风成沉积物质堆积运移的方向多变。中下游段河谷较深且两侧山脉高大,河谷地表不同地貌单元昼夜受热不均,还可以形成风力强劲的山谷风环流,对该区风成堆积也会产生重要影响。此外,对于米林宽谷段而言,南迦巴瓦峰周边诸多山地冰川上方形成干冷空气团可能也会下沉到河谷形成强劲的冰川风,从而影响河谷内风成物质的堆积过程。总之,上述多因素叠加形成的局地风场导致了该区风成沉积的复杂发育模式。

就气候类型而言,雅江流域从上游干旱半干旱气候区逐渐过渡到中下游的湿润气候区,不同区域皆有风成沉积发育。如米林、林芝等地年降水量约600~700 mm,依然广泛发育了黄土、风沙等风成堆积,并未对应干旱气候。因此,可能不应将雅江流域风成沉积与干旱气候进行简单对应,从而将风成沉积指示气候的干旱特征;应该对雅江流域内不同发育模式的风成沉积所指示的气候环境状况区别对待。如,中上游段可能指示了印度季风—西风强弱变化及其相互作用过程;而中下游风成沉积过程更可能是印度季风叠加了局地环境与下垫面等诸多因素（如地貌、植被、山谷焚风与冰川风等）而发生的综合自然过程,其沉积过程也有可能记录了印度季风增强的信号。总之,雅江流域风成沉积存在对气候环境指示的复杂性。

4.1.3 风成沉积的年代 雅江流域风成沉积的年代多分布于深海氧同位素（Marine Isotope Stages, MIS）3阶段以来的不同地质时期[35],且主要分布于末次盛冰期（Last Glacial Maximum, LGM）以后。MIS3阶段以前仅有8个年代数据,且集中分布在雅江支流拉萨河谷内同一区域相邻的4个剖面,其他区域的风成沉积鲜见如此老的年龄（表2）。因此,本文重点对MIS3阶段以来的年代数据做统计分析。

年代的概率密度统计方法,可以对来自不同区域离散的年代数据进行归一化处理,得出它们在一定时间尺度内的分布状态;从而可以采用其在特定时间尺度内分布的概率大小来指示某区域当时古气候环境的总体状况或趋势[32,33]。为此,本文对所收集的雅江风成沉积年代数据进行了概率密度计算（图7）。

图7

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图7   雅江不同沉积类型年代概率密度

Fig. 7   Probability of chronology from different sediments of Yarlung Tsangpo


结果表明风成沙、黄土和古土壤主要分布于LGM[36,37]以后的地质时期,该阶段之前风成沉积的遗存鲜见,仅风沙沉积年代在LGM阶段有少量的分布,这可能和高原整体处于侵蚀环境有关[3]。LGM时期全球陆地约有24%（现代11%）为冰雪覆盖[38],甚至还有研究者认为当时的青藏高原有泛冰盖发育[39],且不论泛冰盖是否存在,但其冰量及分布范围肯定较目前大得多。LGM以后气候逐渐转暖[28, 40],高原面上冰川消融可能将原先的风成沉积侵蚀搬运带入河流,而大多数未被保存下来,仅LGM以后的风成沉积保存较好。但在西藏谢通门附近存在0.8 Ma BP以来相对连续的风成沉积序列[26, 30, 41],可能与该区域风成沉积分布海拔较高受后期侵蚀改造较少有关。此外,LGM后冰川退缩,会有大量的可提供风沙源的裸露地表存在,可能是雅江后期风成沉积较为发育的控制因素。同时,相关研究表明雅江干流河流宽谷段在13 ka BP以前普遍有堰塞湖存在[21,22],可能也限制了河谷内早期风成沉积的发育;随着堰塞湖消亡,河流及湖泊水位下降使得大量河湖相及冲洪积碎屑暴露于地表[42],可能进一步反映了LGM后雅江风成沉积较为发育的原因。此外,依据古气候环境状况,LGM干冷的气候条件下也存在强烈的风成沉积过程,且可能比现今更为强盛;但受当时冷干气候的影响,风成沉积异常活跃,处于不断活化—沉积—再活化的动态过程,释光时钟总处在归零状态;LGM之后风成沉积过程相对稳定后,信号才开始积累,所以呈现出LGM以后年代数据相对集中的特征。LGM以前由于时间久远雅江风成沉积多受地质再循环过程的影响,所以更早时段的风成沉积保留较少。此外,中国西北干旱区沙漠及东部海岸沙丘普遍缺失LGM之前的沉积记录[43,44]可能也反映了这一现象。最后,由于青藏高原在LGM以前存在较长的显著高湖面期,气候较湿润[45,46],可能一定程度也限制了LGM之前风成沉积的发育过程。

总体上看,雅江流域黄土沉积开始大概率分布的时间稍早于风成沉积,但波动不及风沙沉积剧烈。古土壤概率密度的波峰较窄表明其分布较为集中,每期古土壤发育的时间相对较短;同时其波峰大体上与黄土、风成沙的波谷对应,或在黄土连续沉积过程中短暂出现,可能指示了雅江流域风成沉积过程中区域短暂的相对气候适宜期。总体上,年代概率密度统计结果表明雅江流域LGM后以风成沉积为主,且受区域古气候环境控制,波动变化剧烈。

4.2 雅江流域风成沉积与环境

青藏高原南部风成沉积发育的时间分布范围较大,较早的可以追溯到MIS5阶段[7,8],甚至可以追溯到早更新世末期或中更新世初期[26, 41],并认为是高原隆升过程中西南季风衰弱的体现。但已有研究结果表明,高原面上大多数地区风成沉积的强烈堆积时段主要发生在晚冰期和全新世早期[16, 47],响应了太阳辐射变化及“新仙女木”（Younger Dryas, YD）事件（图8）。总体上,雅江流域风成沉积年代统计结果（图8a）自LGM开始其概率密度曲线逐渐升高,表明风成堆积强度变大;主要发育于晚冰期（15 ka BP）以来的不同时段,与高原面其他区域比较相似。同时,其对YD事件[48]有较好的记录,与青藏高原东北部灌丛沙丘发育过程记录的YD事件[49]结果比较一致,表明LGM以来整个高原面上不同类型的风成沉积可能存在对古气候响应的同步性。

图8

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图8   雅江风成沉积年代概率密度分布与相关古气候环境曲线对比

注：a. 雅江风成沉积年代概率密度;b. 亚洲中部平均有效湿度[51];c. 格陵兰GRIP18O记录[52];d.阿拉伯海沉积物反射率[53];e. 30°N夏季太阳辐射强度[54]

Fig. 8   Comparison of chronological probability in Yarlung Zangbo with other paleoclimatic curves


雅江流域风成沉积的年代分布与其他气候指标曲线对比结果（图8）表明,其强烈堆积发育与全球气候事件并未呈现出简单的对应关系,而存在更为复杂的响应模式。由于第四纪以来荒漠区风成沉积信息载体对古气候的记录本身就存在时空的复杂性[50],加之雅江流域地貌状况复杂且受不同风力系统控制,其风成沉积在指示古气候环境方面更具复杂性。其风成沉积的发生时间和过程与全球气候经典曲线的非简单对应关系恰好反映了这一特征。

雅江流域风成沉积的发育伴随着高原隆升与夏季风盛衰演化过程而发生,一方面流域内丰富的碎屑物质为区域风成沉积发育提供了物源基础,另一方面高原隆升削减了西南季风的影响促成了流域风成沉积发育所需的干冷气候条件[26, 30, 41-42],是高原隆升的构造运动与季风环流演化共同作用的结果。尤其是80 ka BP前后,青藏高原已隆升至接近现代高度,大气环流格局已经基本奠定,形成更加干燥寒冷的气候,雅江宽谷段阶地、山麓出现稳定的黄土堆积或风沙沉积,且多形成于LGM以后,是夏季风衰弱和干旱气候的指示[30]。整个雅江深大断裂形成于高原隆升过程,催生了高山峡谷景观,呈现出复杂的地貌特征[55],其复杂的地形及下垫面状况也影响河谷内风成物质的堆积过程。如在中下游河段谷坡凹凸起伏、河谷多狭窄而弯曲,该区域风成沉积除受大区域古气候影响外更多受地貌、植被等局地环境因素的控制,记录了更为复杂的环境信息。

青藏高原湖泊记录的印度夏季风的晚更新世（20-11 ka BP）最弱期,亦可以达到30°N附近[28],全新世时期更是可以控制雅江北部念青唐古拉山等地[56],从而影响当时雅江流域的古气候环境状况。因此,河谷内风成沉积过程与大区域古气候应存在密切的联系,并对其变化过程有一定的记录与响应。总体而言,自LGM以后30°N夏季太阳辐射强度[54]逐渐增强,亚洲中部平均有效湿度[51]和格陵兰GRIP18O含量[52]逐渐升高,气候变暖,雅江流域风成沉积变强,其与有效湿度、格陵兰冰芯18O含量记录的气候变化趋势不同,仅响应了太阳辐射和阿拉伯海[53]记录的气候变化趋势（图8）。该时段雅江流域风成沉积的发育可能仅反映了太阳辐射、印度季风的增强信号。在YD时期,雅江风成沉积发育正好对应了亚洲中部平均有效湿度低值和格陵兰冰盖记录的寒冷气候期,可能更多记录的是西风增强的信号。而在约8 ka BP后的全新世大暖期[57],雅江流域风成沉积强烈发育与全新世大暖期的暖湿气候背景相悖[3, 58],这可能由于太阳强辐射驱动的印度季风增强、副热带高压北移,将更多的水汽推移到冈底斯山以北的羌塘高原,导致雅江流域降水减少变干,从而促使雅江流域风成沉积发育。因此,该时期河谷内风成沉积的广泛发育并非指示大区域的干旱气候,相反更可能是指示了印度季风增强的信号。此外,强劲的印度季风越过喜马拉雅山脉这个巨大的冷源后,在雅江河谷形成强劲的下沉气流,强烈的“焚风效应”导致了雅江干河谷的形成,可能是促使雅江流域风成沉积发育的另一因素。总之,雅江流域风成沉积不同时期对古气候的指示意义不同;高山河谷环境中发育的风成沉积除了受区域气候影响外,还会受到许多局地环境因素的控制,其与古气候环境之间的关系复杂。

5 结论

（1）雅江流域风成沉积伴随高原的隆升与夏季风强弱变化发育,其主要包括风沙沉积和黄土沉积两大类,多相伴存在,表现为西部高海拔地区多、东部低海拔区少的特点,构成了沿河谷走向呈带状不连续分布的格局。同一区域内形成了黄土堆积在上、风沙堆积在下的“二元”沉积结构模式。受局地气候环境、地形地貌及下垫面状况等多因素共同制约,不同河流区段其分布的地貌单元有很大差异。

（2）雅江不同河流区段其沉积发育的空间模式不尽相同,西部河谷多属于盛行风场的沉积发育模式;东部中下游段风成沉积是多因素叠加后形成的复杂发育模式,属于局地风场沉积发育模式。不同发育模式下形成的风成沉积对环境的指示意义存在较大差异,其沉积发育过程可能不只是简单地反映了区域干旱气候。中上游段可能指示了印度季风—西风强弱变化及其相互作用过程;而中下游风成沉积过程可能是印度季风叠加了局地环境与下垫面等诸多因素而发生的综合自然过程。

（3）雅江流域风成沉积的年代多分布于LGM以后的地质时期,主要发育于晚冰期（15 ka BP）以来的不同时段。更早的风成沉积遗存较为鲜见,仅风沙沉积年代在LGM阶段有少量分布,与高原面上其他区域风成沉积的年代比较一致。这可能主要和青藏高原整体处于侵蚀环境有关,LGM以后气候逐渐转暖,高原面上冰川消融可能将原先的风成沉积侵蚀搬运带入河流,使更早的风成沉积大多数未被保存下来。此外,雅江河谷13 ka BP以前多有堰塞湖存在,一定程度限制了河谷内早期风成沉积的发育过程;随着堰塞湖消亡,大量河湖相及冲洪积碎屑暴露于地表,丰富的碎屑物源可能是LGM后雅江风成沉积发育的主控因素。

（4）雅江流域LGM以来的风成沉积受区域及全球古气候环境共同控制,波动变化剧烈。流域内不同时期的风成沉积对30°N夏季太阳辐射、印度季风及西风的变化信号指示作用有所差异。但对YD等全球气候冷事件有较好的记录,其沉积过程与高原面上其他区域风成沉积既存在对全球古气候响应的同步性,又表现出其区域独特性。雅江流域风成沉积的强烈堆积过程与全球气候变化并非简单的对应关系,其对全球变化呈现出较为复杂的响应模式。这表明高山河谷环境中发育的风成沉积除了受大区域气候影响外,还会受到许多局地环境因素的控制,其对古气候环境的指示意义复杂。

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青藏高原上发育有不少风沙堆积地貌,尤以雅鲁藏布江中上游宽谷中为普遍和典型,其主要形态类型有新月形沙丘、沙丘链、沙堆、沙包、沙坡地等,可分流动和半固定、固定两大类。其成因主要是雅鲁藏布江谷地与高空西风气流相一致,就地起沙所形成;并认为高原上的一些黄上状堆积物的形成与古风沙堆积有一定的关系。风沙作用对高原经济建设带来危害,目前,人类活动多集中在雅鲁藏布江中游,故这一地区有沙漠化扩大的趋势,应引起重视和注意。

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<p>在青藏高原南部雅鲁藏布江中游的河流阶地上堆积着1~3 m厚的风成黄土,颗粒较粗,发育有不同程度的垂直节理。经光释光测试年代,发现它们形成于12 ka BP前后,是沉积速率达到0.47~1.49 m&middot;ka<sup>-1</sup>的快速黄土堆积。河流两岸高山上岩体经风化产生的碎屑物质汇集在河流谷地,在新仙女木(Younger Dryas,YD)时期干冷的气候条件下,经强劲的地表风搬运至山前平坦的河流阶地上,形成黄土堆积。这些黄土沉积揭示出YD时期青藏高原南部气候干冷,风沙活动强。</p>

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根据地表沉积相特征及其对气候变化的反映,着重讨论了西藏雅鲁藏布江中游沙地形成时代、演化过程和气候变化。沙地早在中更新世中期的0.8MaB.P.就已出现,经历了强烈发展、缓慢发展或相对稳定和缩小与固定的多次迭覆更替,并呈不断扩大趋势。与此同时,气候也经历了冷干和暖湿的多次变化,并表现出不断向干冷化方向发展的趋势。

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Nature Climate Change, 2012,2:663-667.

[本文引用: 1]

Hou Juzhi, William J D'Andrea, Wang Mingda , et al.

Influence of the Indian monsoon and the subtropical jet on climate change on the Tibetan Plateau since the Late Pleistocene

Quaternary Science Reviews, 2017,163:84-94.

[本文引用: 3]

Lehmkuhl F, Klinge M, Lang A , et al.

Late Quaternary glacier advances, lake level fluctuations and aeolian sedimentation in southern Tibet

Zeitschrift für Geomorphologie (Supplementary Issues), 2002,126:183-218.

[本文引用: 1]

Jin Heling, Dong Guangrong, Gao Shangyu , et al.

Environmental and south-western monsoonal changes in the middle Tibetan Plateau

Journal of Desert Research, 2000,20(3):234-237.

Magsci     [本文引用: 4]

通过对西藏中部黄土/古土壤/风成砂地层沉积相、年代以及夏季风强度替代指标磁化率等的综合研究,并与印度洋<i>RC</i>27-61孔的沉积速率、粒径和W<sup>18</sup><i>O</i>记录以及黄土高原洛川剖面磁化率的对比,提出西藏中部在距今30万<i>a</i>以来经历了数次夏季风盛衰时期,与此相应,区域环境出现了数次暖湿与冷干变化,它们与全球冰期/间冰期气候变化相对应。

[ 靳鹤龄, 董光荣, 高尚玉 , 等.

距今30万年来西藏中部地区环境变化与西南季风变迁

中国沙漠, 2000,20(3):234-237.]

Magsci     [本文引用: 4]

通过对西藏中部黄土/古土壤/风成砂地层沉积相、年代以及夏季风强度替代指标磁化率等的综合研究,并与印度洋<i>RC</i>27-61孔的沉积速率、粒径和W<sup>18</sup><i>O</i>记录以及黄土高原洛川剖面磁化率的对比,提出西藏中部在距今30万<i>a</i>以来经历了数次夏季风盛衰时期,与此相应,区域环境出现了数次暖湿与冷干变化,它们与全球冰期/间冰期气候变化相对应。

Zhou Na, Zhang Chunlai, Liu Yonggang .

Variation of grain sizes on a mountain climbing dune in Mainling wide valley, Yarlung Zangbo River

Geographical Research, 2012,31(1):82-94.

[本文引用: 1]

[ 周娜, 张春来, 刘永刚 .

雅鲁藏布江米林宽谷段爬坡沙丘粒度分异特征研究

地理研究, 2012,31(1):82-94.]

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Lang A .

Phases of soil erosion-derived colluviation in the loess hills of South Germany

Catena, 2003,51:209-221.

[本文引用: 2]

Chen Fahu, Wu Duo, Chen Jianhui , et al.

Holocene moisture and East Asian summer monsoon evolution in the northeastern Tibetan Plateau recorded by Lake Qinghai and its environs: A review of conflicting proxies

Quaternary Science Reviews, 2016,154:111-129.

[本文引用: 2]

Guo Zhengtang .

Loess Plateau attests to the onsets of monsoon and deserts

Scientia Sinica Terrae, 2017,47(4):421-437.

[本文引用: 1]

[ 郭正堂 .

黄土高原见证季风和荒漠的由来

中国科学: 地球科学, 2017,47(4):421-437.]

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Bond G, Showers W, Cheseby M , et al.

A pervasive millennial-scale cycle in North Atlantic Holocene and glacial climates

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Huang Zhenguo, Zhang Weiqiang .

The shift of tropical zone during the Last Glacial Maximum in China

Acta Geographica Sinica, 2000,55(5):587-595.

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[ 黄镇国, 张伟强 .

末次冰期盛期中国热带的变迁

地理学报, 2000,55(5):587-595.]

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Li Yu, Liu Yuan .

The response of lake records to the circulation system and climate zones in China since the Last Glacial Maximum

Acta Geographica Sinica, 2016,71(11):1898-1910.

[本文引用: 1]

[ 李育, 刘媛 .

末次盛冰期以来中国湖泊记录对环流系统及气候类型的响应

地理学报, 2016,71(11):1898-1910.]

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Lowe J J, Walker M J C .

Reconstruction Quaternary Environments. 2nd ed

London: Addison Wesley Longman, 1997: 1-400.

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Xu Daoming, Shen Yongping .

On ancient ice-sheet and ice age in the Tibetan Plateau

Journal of Glaciology and Geocryology, 1995,17(3):213-219.

Magsci     [本文引用: 1]

在多年野外考察基础上论述了青藏高原的古冰川遗迹,认为青藏高原曾经历过泛冰盖时期。根据实测年代资料,将古冰川遗迹划分为晚更新世早、晚两个时期,即末次早冰期(100-30kaBP)和晚冰期(21-10kaBP).早冰期为高原泛冰盖时期,代表末次冰期最大冰川扩张(LGM).还讨论了冰期划分、冰盖形成条件等有关问题。

[ 徐道明, 沈永平 .

青藏高原的泛冰盖遗迹与冰期

冰川冻土, 1995,17(3):213-219.]

Magsci     [本文引用: 1]

在多年野外考察基础上论述了青藏高原的古冰川遗迹,认为青藏高原曾经历过泛冰盖时期。根据实测年代资料,将古冰川遗迹划分为晚更新世早、晚两个时期,即末次早冰期(100-30kaBP)和晚冰期(21-10kaBP).早冰期为高原泛冰盖时期,代表末次冰期最大冰川扩张(LGM).还讨论了冰期划分、冰盖形成条件等有关问题。

Lu Huayu, Yi Shuangwen, Liu Zhengyu , et al.

Variation of East Asian monsoon precipitation during the past 21 k. y. and potential CO2 forcing

Geology, 2013,41(9):1023-1026.

[本文引用: 1]

Jin Heling, Dong Guangrong, Li Sen , et al.

The climate and southwest monsoon change in the middle "One River Two Tributaries" basin, Tibet since 0.80 Ma BP

Journal of Desert Research, 1996,16(1):9-12.

Magsci     [本文引用: 3]

<p>西藏&quot;一江两河&quot;中游地区风成地层沉积时代、沉积相和磁化率等研究结果表明, 早在800KaB.P.前西南季风就已存在, 受全球气候波动和青藏高原隆起的影响, 其盛行衰变与东南季风具有较好的一致性, 主要表现为本区地层所记录的气候变化信息不如东南季风区详细; 而且西南季风因高原屏障作用给本区带来的降水愈来愈少, 气候明显地向干冷化发展。</p>

[ 靳鹤龄, 董光荣, 李森 , 等.

800 ka BP来西藏“一江两河”中游地区的气候与西南季风变化

中国沙漠, 1996,16(1):9-12.]

Magsci     [本文引用: 3]

<p>西藏&quot;一江两河&quot;中游地区风成地层沉积时代、沉积相和磁化率等研究结果表明, 早在800KaB.P.前西南季风就已存在, 受全球气候波动和青藏高原隆起的影响, 其盛行衰变与东南季风具有较好的一致性, 主要表现为本区地层所记录的气候变化信息不如东南季风区详细; 而且西南季风因高原屏障作用给本区带来的降水愈来愈少, 气候明显地向干冷化发展。</p>

Lu Jingfang, Xiang Shuyuan, Jiang Shangsong , et al.

Analysis of soil granularity at Dazhuka county, Rikeze

Journal of Arid Land Resources and Environment, 2008,22(5):80-85.

[本文引用: 2]

[ 路晶芳, 向树元, 江尚松 , 等.

西藏日喀则末次冰期风成黄土粒度分析及其意义

干旱区资源与环境, 2008,22(5):80-85.]

[本文引用: 2]

Lu Huayu, Zhou Yali, J Mason , et al.

Late quaternary climatic changes in northern China: New evidences from sand dune and loess records based on optically stimulated luminescence dating

Quaternary Sciences, 2006,26(6):888-894.

Magsci     [本文引用: 1]

中国北方有约200&times;10<sup>4</sup>km<sup>2</sup>的面积被黄土、沙漠和荒漠戈壁沉积物覆盖,这些地区堆积物的形成变化与第四纪气候变化密切相关。关于中国北方沙漠与黄土记录晚第四纪古气候变化的研究不少,但是,由于受到方法和条件等限制,系统的(高密度的)和独立的年代学工作比较薄弱,从而使诸多已经发表的关于沙漠-黄土记录的亚轨道时间尺度气候变化的结论受到质疑。文章通过对黄土高原代表性的4个末次冰期以来的黄土剖面以及毛乌素、浑善达克和科尔沁沙地的20多个末次冰期-全新世的沙-砂质古土壤剖面的研究,获得了150多个独立的光释光年龄数据。在此基础上,结合200多个样品的粒度、有机质含量和磁化率数据,重建末次冰期以来中国北方气候变化过程,对比分析沙地与黄土古气候记录的联系。结果表明,中国北方古气候在57.5~52.5kaB.P.相对干旱,41.5~37.3kaB.P.相对湿润,26~22kaB.P.逐渐干旱,22~18kaB.P.极端干旱,15~10kaB.P.干旱,10~8kaB.P.为干旱减弱的时期,8.0~2.4kaB.P.相对湿润,而2.4kaB.P.以来气候为相对干旱。其间,在8.0~2.4kaB.P.的湿润时期有几次干旱事件,而2.4kaB.P.以来气候变化频繁。具有独立年代控制的黄土和沙漠记录表明,中国北方的气候变化对轨道时间尺度的太阳辐射变化有大约3~4ka的滞后。

[ 鹿化煜, 周亚利, J Mason , 等.

中国北方晚第四纪气候变化的沙漠与黄土记录: 以光释光年代为基础的直接对比

第四纪研究, 2006,26(6):888-894.]

Magsci     [本文引用: 1]

中国北方有约200&times;10<sup>4</sup>km<sup>2</sup>的面积被黄土、沙漠和荒漠戈壁沉积物覆盖,这些地区堆积物的形成变化与第四纪气候变化密切相关。关于中国北方沙漠与黄土记录晚第四纪古气候变化的研究不少,但是,由于受到方法和条件等限制,系统的(高密度的)和独立的年代学工作比较薄弱,从而使诸多已经发表的关于沙漠-黄土记录的亚轨道时间尺度气候变化的结论受到质疑。文章通过对黄土高原代表性的4个末次冰期以来的黄土剖面以及毛乌素、浑善达克和科尔沁沙地的20多个末次冰期-全新世的沙-砂质古土壤剖面的研究,获得了150多个独立的光释光年龄数据。在此基础上,结合200多个样品的粒度、有机质含量和磁化率数据,重建末次冰期以来中国北方气候变化过程,对比分析沙地与黄土古气候记录的联系。结果表明,中国北方古气候在57.5~52.5kaB.P.相对干旱,41.5~37.3kaB.P.相对湿润,26~22kaB.P.逐渐干旱,22~18kaB.P.极端干旱,15~10kaB.P.干旱,10~8kaB.P.为干旱减弱的时期,8.0~2.4kaB.P.相对湿润,而2.4kaB.P.以来气候为相对干旱。其间,在8.0~2.4kaB.P.的湿润时期有几次干旱事件,而2.4kaB.P.以来气候变化频繁。具有独立年代控制的黄土和沙漠记录表明,中国北方的气候变化对轨道时间尺度的太阳辐射变化有大约3~4ka的滞后。

Jin Jianhui .

Developmental chronology of sand dunes in Fujian coast and its environmental implication

[D]. Fuzhou: Fujian Normal Universtiy, 2017: 1-25.

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[ 靳建辉 .

福建海岸沙丘发育年代学及其环境意义

[D]. 福州: 福建师范大学, 2017: 1-25.]

[本文引用: 1]

JiaYulian, Shi Yafeng, Ma Chunmei , et al.

Comparison of palaeoclimatic oscillations in Asian and African monsoon areas since 40 ka BP and pan-lake period of Tibetan Plateau

Acta Geographica Sinica, 2004,59(6):829-840.

[本文引用: 1]

[ 贾玉连, 施雅风, 马春梅 , 等.

40 ka BP来亚非季风演化趋势及青藏高原泛湖期

地理学报, 2004,59(6):829-840.]

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Alivernini M, Lai Z, Frenzel P , et al.

Late Quaternary lake level changes of Taro Co and neighbouring lakes, southwestern Tibetan Plateau, based on OSL dating and ostracod analysis

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Qiang Mingrui, Jin Yanxiang, Liu Xingxing , et al.

Late Pleistocene and Holocene aeolian sedimentation in Gonghe Basin, northeastern Qinghai-Tibetan Plateau: Variability, processes, and climatic implications

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Zhang Yuzhu, Huang Chunchang, Chen Yinglu , et al.

Age and provenance of Younger Dryas paleo-aeolian sand layers in the Jin-Shan Gorges of the Yellow River

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[ 张玉柱, 黄春长, 陈莹璐 , 等.

新仙女木期黄河晋陕峡谷古风成沙层年代及其物质来源

地理学报, 2017,72(5):790-803.]

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Ling Zhiyong, Chen Liang, Lu Baoliang , et al.

Chronology and provenance of the nebkhas around salt lakes in the Qaidam basin and their environmental implication

Quaternary Sciences, 2018,38(3):611-622.

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[ 凌智永, 陈亮, 芦宝良 , 等.

柴达木盆地盐湖周边灌丛沙丘年代、物源与环境

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Lancaster N, Yang X, Thomas D .

Spatial and temporal complexity in Quaternary desert datasets: implications for interpreting past dryland dynamics and understanding potential future changes

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Palaeo-moisture evolution in monsoonal Central Asia during the last 50000 years

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Johnsen S J, Dahl-Jensen D, Gundestrup N , et al.

Oxygen isotope and palaeotemperature records from six Greenland ice-core stations: Camp Century, Dye-3, GRIP, GISP2, Renland and North GRIP

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Tectonic control of Yarlung Tsangpo Gorge revealed by a buried canyon in southern Tibet

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Bird B W, Polisar P J, Lei Yanbin , et al.

A Tibetan lake sediment record of Holocene Indian summer monsoon variability

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Hou Guangliang, Cao Guangchao, E Chongyi , et al.

New evidence of human activities at an altitude of 4000 meters area of Qinghai-Tibet Plateau

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[ 侯光良, 曹广超, 鄂崇毅 , 等.

青藏高原海拔4000 m区域人类活动的新证据

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Liu Xingxing, Song Lei, Jian Yanxiang , et al.

History of aeolian deposits in Tibetan Plateau and climate change over Holocene

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青藏高原全新世风沙活动历史与环境变化

干旱区资源与环境, 2013,27(6):41-47.]

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