中國黃土中松山-高斯極性倒轉(zhuǎn)事件記錄的空間對比*

謝興俊，周衛(wèi)健，鮮 鋒，武振坤

(1.中國科學(xué)院地球環(huán)境研究所∥黃土與第四紀地質(zhì)國家重點實驗室，陜西 西安 710075;2.西安加速器質(zhì)譜中心∥陜西省加速器質(zhì)譜技術(shù)與應(yīng)用重點實驗室，陜西 西安 710054;3.中國科學(xué)院大學(xué)，北京 100049)

自2009年6月，從國際地科聯(lián)(IUGS)正式批準國際地層委員會(ICS)的提案開始，第四紀(Quaternary)成為了正式的年代地層單位，底界定為距今約2.6 Ma。從此，使用了兩個多世紀的第四紀一詞首次獲得認識上的統(tǒng)一和合法地位，長期爭論的上新世-更新世界線問題也達成了共識[1-2]。把第四系底界定在距今約2.6 Ma的主要依據(jù)來自巖石地層和磁性地層證據(jù)[3]，同時這一劃分方案還可與一系列生物-地質(zhì)事件的發(fā)生相聯(lián)系[4-5]。其中松山-高斯(以下簡稱M/G)地磁極性轉(zhuǎn)換界線常被視為第四系底界劃分的重要依據(jù)之一，在全球第四系地層底界的判別上舉足輕重，是地層劃分和全球氣候記錄對比的重要時間標志點。

上世紀70年代，李華梅等[6]最早將古地磁學(xué)研究手段引入到中國黃土研究中。數(shù)十年來，有關(guān)黃土古地磁學(xué)研究成果頗豐。80 年代初，Heller和劉東生[7]開始對洛川黃土進行古地磁研究，建立了洛川剖面的年代框架，伴隨著后期更多研究成果的報導(dǎo)[8-22]，將我國黃土研究推向國際，并為黃土古氣候記錄與全球記錄的對比做出了重要貢獻。但值得注意的是，不同剖面M/G界線在黃土地層中存在顯著差異。M/G界線在有的剖面記錄在黃土中，在有的剖面卻記錄在紅粘土中[8-22]。由于古地磁極性倒轉(zhuǎn)事件常被視為具有全球等時性特點，通常被作為地層劃分和氣候記錄對比的時間標志點，M/G界線在中國黃土中層位記錄的顯著差異，直接影響將古地磁手段用于建立黃土年代框架及其氣候記錄與全球記錄的準確對比，因此有必要通過綜合對比研究進一步明確M/G界線在黃土中的確切層位以及導(dǎo)致目前已有結(jié)果存在差異的可能原因等問題。

針對上述科學(xué)問題，本文嘗試采用磁化率-深度曲線的空間對比作為檢驗不同剖面M/G界線層位差異的手段，對目前已有的典型剖面(如圖1)中M/G地磁極性轉(zhuǎn)換研究結(jié)果進行了對比研究，探討了導(dǎo)致黃土中M/G界線位置不一致現(xiàn)象的可能原因，并根據(jù)磁化率曲線對比情況，建議將前人研究中洛川、西峰黃土紅粘土界限劃分的位置適當下移，即對紅粘土頂部未詳細劃分的地層應(yīng)進行進一步劃分。此外文章還簡單介紹了M/G界線記錄的海陸對比差異和未來利用宇宙成因核素10Be示蹤M/G極性倒轉(zhuǎn)事件過程的可能性，以期為研究黃土中地磁極性轉(zhuǎn)換過程和確切層位提供一種新方法。

1 黃土中M/G界線記錄層位研究的概況

本文主要對洛川、西峰、寶雞、涇川、靈臺、藍田等剖面M/G地磁極性轉(zhuǎn)換研究的結(jié)果進行了對比分析，其各自地理位置如圖1所示。

圖1 洛川、西峰、涇川、靈臺、寶雞、西安(劉家坡)、藍田(段家坡)以及渭南黃土剖面地理位置概況Fig.1 The sketch map showing the location of sections:Luochuan, Xifeng, Jingchuan, Lingtai, Baoji, Weinan,Xi’an (Liujiapo) and Lantian(Duanjiapo)

1.1 洛川剖面

我國學(xué)者最初對黃土與紅粘土地層劃分主要是以午城黃土WL-3(安芷生等[14]后來將其劃分為WL4)底界作為黃土紅粘土界線[23]。在這一時期，Heller和劉東生[7]曾對洛川剖面第四系黃土以60 cm間距進行了連續(xù)采樣和古地磁測量，檢測到M/G界線位于黃土紅粘土界線以下幾米處(原文并未給出具體數(shù)值)。隨后葛同明[24]和岳樂平[25]也分別對洛川剖面進行了古地磁研究，研究結(jié)果也顯示M/G界線被記錄于紅粘土中。安芷生等[14]也對洛川黃土剖面進行了較詳細的研究，給出了標準的洛川黃土巖石地層序列，并認為M/G界線位于距紅粘土頂部以下2 m處。

之后，丁仲禮等[13]在對寶雞、西安段家坡、渭南剖面進行研究時，由于這幾個剖面午城黃土地層的地層結(jié)構(gòu)比較清晰，因此對這些剖面的午城黃土地層進行了進一步劃分，并選擇三層較厚黃土L24、L27、L32作為標志層，發(fā)現(xiàn)3個剖面可以很好的對比，因此建議推廣黃土S0～L33層新劃分方案。根據(jù)這一方案，黃土紅粘土界線位于L33層底界處，而洛川剖面的午城黃土WL-3(WL4)層僅相當于L32層[13]。對此，丁仲禮等[13]認為洛川剖面中相當于寶雞剖面S32、L33的地層有待觀察與研究，暗示洛川紅粘土頂部層位仍有待于進一步劃分。孫繼敏等[21]對洛川剖面午城黃土地層進行了再劃分，在洛川剖面以10 cm間距連續(xù)采樣，并選擇了3層發(fā)育程度較高的古土壤、三層較厚黃土作為標志層，同樣將“最老”一層黃土劃分為“L33”，并將M/G界限標于該“L33”層內(nèi)。孫繼敏等[21]指出該“L33”層可對應(yīng)于丁仲禮等[13]寶雞剖面的L32層，也就是說，按照丁仲禮等的劃分方案的話，孫繼敏等的M/G界線是在L32層。我們通過對比發(fā)現(xiàn)，孫繼敏等[21]論文中M/G界線在磁化率曲線上的對應(yīng)位置與之前安芷生等[14]的研究結(jié)果有較大偏差，且孫繼敏等在其論文中沒有提及對樣品進行過古地磁方面的測量，因此該結(jié)果可能存在一定不確定性。后來劉維明等[20](孫繼敏為第二作者)對洛川剖面進行了高分辨率磁性地層學(xué)研究，其黃土—古土壤地層劃分與之前孫繼敏等[21]的劃分方案基本一致，采樣間距同樣為10 cm，但是這次采樣到“最老”一層黃土“L33”底界以下60 cm仍未檢測到M/G界線。

1.2 西峰剖面

在黃土S0～L33層新劃分方案出現(xiàn)之前，Liu等[26]曾對西峰剖面進行過較詳細的磁性地層學(xué)研究，其采樣序列包含了從全新統(tǒng)到新近系紅粘土的完整地層，跨越了整個第四系，由于這時的黃土劃分尚未采用新的劃分方式，WL4(即劉東生等[23]劃分方案中的WL-3)以下地層即劃歸紅粘土，所以M/G界線記錄于“紅粘土”中。黃土S0～L33層劃分方式出現(xiàn)后[13]，劉秀銘等[19]對比了西峰剖面黃土地層、磁性參數(shù)及磁化率曲線，將M/G界線對應(yīng)于L33層，即黃土中。但隨后Liu等[9]又采用了舊劃分方式將M/G界線劃歸到了“紅粘土”中。對西峰剖面做過較詳細研究的還有孫東懷等[27]，他們以2 cm和10 cm間距分別進行了磁化率和古地磁測試，結(jié)果顯示M/G界線記錄在紅粘土近頂部的“紅色黃土”中，但孫東懷等并未采用S0～L33層的新劃分方式，而是以老的午城黃土底界作為黃土紅粘土界線，所以這層“紅色黃土”按照新劃分方式應(yīng)該是L33層。經(jīng)過仔細對比上述幾篇文章里的配圖，我們發(fā)現(xiàn)無論插圖中黃土地層怎樣劃分，M/G界線在磁化率曲線上的位置投影幾乎相差無幾，因此我們產(chǎn)生了一個想法，即能否通過對比M/G界線與磁化率曲線的位置關(guān)系，將各個主要剖面的結(jié)果進行空間對比研究，來明確M/G界線在黃土中記錄層位的差異問題。

1.3 其他剖面

除了洛川、西峰剖面以外，其他剖面M/G界線的研究結(jié)果基本一致，大部分結(jié)果都發(fā)現(xiàn)M/G界線位于黃土層中。例如：丁仲禮等[12-13]先后對寶雞、藍田段家坡、渭南、靈臺等剖面進行了古地磁研究，其中以寶雞剖面出露最為清晰，寶雞剖面的古地磁研究結(jié)果為：M/G界線位于L33中下部，黃土底界以上40 cm處，藍田段家坡剖面、渭南剖面、靈臺的古地磁研究結(jié)果顯示M/G界線同樣位于L33中下部，與寶雞剖面一致。朱日祥等[15]對渭南剖面的研究結(jié)果顯示M/G界線位于L33中下部，與丁仲禮等的研究結(jié)果一致。孫東懷[28-29]對靈臺剖面的研究還要早于丁仲禮等[12]，結(jié)果顯示M/G界線位于黃土紅粘土界線以上1.5 m處的黃土層中。岳樂平[16-17]對藍田段家坡剖面的研究結(jié)果顯示M/G界線位于黃土紅粘土之間的過渡帶上部，即典型黃土與過渡帶之間，傾向于將過渡帶劃歸紅粘土，但同時認為將過渡帶劃歸為黃土層也是可行的。Zheng等[11]對藍田剖面的研究結(jié)果顯示M/G界線位于最老一層黃土底界以上1.5 m處。

對于藍田剖面，我們曾進行過系統(tǒng)野外考察，該剖面位于陜西省藍田縣縣城西北約10km的段家村村北(約34.2°N，109.2°E)。岳樂平[16-17]和Zheng等[11]曾對該地區(qū)紅粘土地層進行過較系統(tǒng)研究。藍田(段家坡)剖面中黃土與紅粘土所過渡層位厚約1.5 m，紅粘土呈不規(guī)則粒狀分布于黃土基質(zhì)中(如圖2a所示)。通過野外考察結(jié)合磁化率指標測試，我們認為前文所述的岳樂平[16-17]和Zheng等[11]對藍田剖面M/G界線的位置研究結(jié)果其實是一致的，不同的只是岳樂平對黃土-紅粘土過渡帶的劃分方式較寬松而已。我們認為既然過渡帶是黃土與紅粘土的摻雜體，那么黃土的出現(xiàn)即應(yīng)代表氣候已經(jīng)發(fā)生轉(zhuǎn)變，冬季風(fēng)已經(jīng)增強，那么將過渡帶劃歸為黃土層，作為冷時期的開始似更合適。

圖2 藍田(段家坡)黃土紅粘土過渡帶混雜形態(tài)(a)及磁化率(b)Fig.2 The transition zone between loess and red clay in Lantian(Duanjiapo) (a) and its magnetic susceptibility (b)

除此之外，與大多數(shù)研究結(jié)果不同的是，孫建中等[30]在西安劉家坡剖面的研究中發(fā)現(xiàn)M/G界線位于黃土紅粘土界線以上7 m處。朱日祥等[15]曾認為這一差異是因為孫建中等將渭南和西安地區(qū)紅粘土的上部的一層類似黃土的沉積層誤認為是黃土層所導(dǎo)致，該沉積層厚度在0.5～4 m 之間變化，其上有2～3 m 的紅粘土。這層類似黃土的沉積層后來被Yang等[1]正式從紅粘土中劃分出來，成為了黃土L34層，說明孫建中等[30]的黃土地層劃分方案可能是合理的。我們從藍田采回的部分黃土樣品實測的磁化率數(shù)據(jù)，與Yang等[1]的研究結(jié)果能夠較好相互對比(如圖2b)，也支持黃土L34層作為黃土底界這一劃分方式。

2 M/G界線位置討論及洛川、西峰紅粘土頂部地層的重新劃分探討

綜合上述已有成果不難發(fā)現(xiàn)，大多數(shù)研究結(jié)果都表明M/G界線應(yīng)記錄在黃土層中。至于為何在洛川、西峰剖面中的研究結(jié)果差異較大，很多研究者曾認為可能是由于不同剖面黃土-紅粘土界線劃分位置的差異造成的[13,15,17,28,31]。我們認為，由于老的WS1～WL4劃分方式(圖3洛川和西峰剖面的深、淺陰影)和新的S0～L34劃分方式對劃分黃土-紅粘土界線位置有所不同，因此造成位于黃土-紅粘土附近的M/G界線歸屬出現(xiàn)差異也是正常的(值得一提的是，造成黃土中古地磁極性界線位置差異的原因，除對黃土和紅粘土層位劃分的差異外，可能還與黃土沉積剩磁的lock-in效應(yīng)有關(guān)。但目前已有的關(guān)于中國黃土中剩磁lock-in效應(yīng)深度的研究結(jié)果從數(shù)厘米甚至到數(shù)米不等[32-38]，即便是同一剖面相同地磁極性倒轉(zhuǎn)事件的lock-in效應(yīng)深度的研究結(jié)果有較大差別[34, 36]，可以說黃土剩磁獲得過程的lock-in效應(yīng)深度有多少是一個尚待解決的問題。目前還難以僅用黃土剩磁lock-in深度來檢驗不同剖面M/G界線的差異問題。我們認為，想要了解lock-in效應(yīng)深度的問題還是要從最基礎(chǔ)的黃土地層劃分上入手，只有在不同黃土剖面的地層劃分能夠可靠相互對比的基礎(chǔ)上，才能有一個統(tǒng)一的標準來衡量不同剖面之間地磁極性界線的層位是否存在差異，進而得知不同剖面lock-in效應(yīng)深度是否一致)。我們在仔細對比了前人的黃土磁化率及古地磁研究成果之后發(fā)現(xiàn)，盡管不同研究者所標示的M/G界線層位結(jié)果可能不同，但各剖面的磁化率曲線基本一致。既然不同剖面中磁化率氣候地層記錄可以很好的對比，那么用磁化率深度曲線的對比作為一種“標尺”，來檢驗不同剖面地層劃分是否一致，進而對比M/G界線的層位和空間差異性將是一種比較可行的辦法。我們首先將目前已有報導(dǎo)的幾個代表性剖面的磁化率曲線進行了對比，如圖3所示。

由圖3不難發(fā)現(xiàn)，各剖面的磁化率曲線可進行良好地對比，因此寶雞、涇川、靈臺等剖面的黃土地層劃分可以通過磁化率曲線的一些明顯的峰谷對應(yīng)關(guān)系映射到洛川、西峰剖面(例如L24、L27、L32都較厚，磁化率較低，可作為標志層，又如L32內(nèi)含兩弱發(fā)育古土壤層，表現(xiàn)在磁化率曲線上為S31與S32之間有兩處相對較弱峰，其中寶雞S31層的標注我們認為可能仍有商榷余地)。圖3中，因S22與S23幾乎合并成一個峰，S27與S28也幾乎合并成一個峰，我們在洛川、西峰剖面僅標注S22、S27，其他剖面均按照原作者圖標注。我們正是根據(jù)這種磁化率曲線峰谷映射關(guān)系及前后磁化率峰的個數(shù)，嘗試對洛川、西峰剖面的紅粘土頂部地層進行了進一步劃分。由于洛川、西峰兩地午城黃土沉積速率相對較低，因此相比于其他幾個剖面，其磁化率峰相對較密集，至于為什么在野外工作中未能在“紅粘土”頂部再劃分出黃土層出來，主要是因為洛川、西峰兩地古土壤發(fā)育狀況相對較強，顏色、形態(tài)都接近紅粘土，難以將古土壤如S32從紅粘土中區(qū)分出來[15]。通過對比圖3中各剖面的磁化率曲線及相應(yīng)的古地磁極性柱，我們不難發(fā)現(xiàn)，M/G界線在磁化率曲線上的位置投影其實都大致在L33層，這或許能從某種程度上推測在不同黃土剖面之間lock-in效應(yīng)深度可能相差并不大。圖中西峰剖面古地磁樣品分辨率(50 cm)相對較低，M/G界線細節(jié)位置我們可以參照孫東懷等[28]的高分辨率(10cm)研究結(jié)果：M/G界線是在“紅色黃土”(即新劃分的L33)中。不同的研究者得到的M/G界線位置可能存在一定偏差，不過按照各剖面古地磁極性柱-磁化率曲線對比情況以及洛川、西峰剖面黃土地層可能的新劃分，傳統(tǒng)古地磁方法測量得到的M/G界線存在于黃土L33層中而非紅粘土中基本是合理的。

3 M/G界線位置的海陸對比差異及可能原因

除黃土剖面之間的M/G界線研究結(jié)果對比曾存在爭議之外，黃土與海洋沉積物記錄的M/G界線研究結(jié)果也不相同。現(xiàn)在我們通過綜合分析基本統(tǒng)一了黃土中M/G地磁極性轉(zhuǎn)換記錄層位，將其與海洋中的記錄進行對比，來看海陸沉積物在記錄M/G界線時是否也存在類似于布容-松山(B/M)界線記錄的海陸對比錯位的問題。

3.1 黃土磁化率曲線與深海氧同位素階段的對比

要認識M/G界線在海陸沉積物記錄有無差異這一問題，首先需要解決黃土磁化率曲線與深海氧同位素階段的對比問題，只有確立了這個“標尺”，才能衡量M/G界線位置。

早期黃土古氣候記錄和深海氧同位素地層的對比研究，除約0.8 Ma以來的氣候旋回對比比較清晰外，較老的部分地層精確對比在當時存在一些困難[13, 23, 39-41]。較早解決這一問題的是Heslop等[36]，他們通過軌道調(diào)諧的方法建立了最近2.6 Ma黃土相對準確的年代框架，指出黃土S32層應(yīng)對應(yīng)氧同位素101～103階段。后來Ding等[42]采用類似方法建立了一條黃土粒度-年代綜合曲線，得到黃土L33對應(yīng)氧同位素102～103階段的結(jié)果，但是Ding等[42]在討論其建立的曲線與深海氧同位素曲線相關(guān)性的時候指出兩曲線在0～1.8 Ma階段對應(yīng)較好，1.8～2.6 Ma階段則對應(yīng)的不是很好。而M/G界線恰位于1.8～2.6 Ma階段，所以黃土L33對應(yīng)氧同位素102～103階段的結(jié)果可能存在一定誤差。2006年，Sun等[43-44]同樣采用軌道調(diào)諧的方法得到了靈臺和趙家川黃土剖面的磁化率年代曲線，進一步證實黃土S32對應(yīng)于氧同位素階段101～103，這與Heslop等[36]的結(jié)果基本一致。Sun等[44]在靈臺和趙家川剖面磁化率-年代曲線能夠良好相互對比的基礎(chǔ)上，將兩條磁化率曲線分別進行歸一化并疊加取平均，進而得到一條綜合的磁化率-年代曲線，這個過程會起到減小“噪聲”、增加“信噪比”的作用，從而提高了所反映氣候信息的精確度。

我們將Sun等[44]的綜合磁化率曲線與目前得到廣泛應(yīng)用的Lisiecki等[45]的綜合深海氧同位素-年代曲線進行了對比，如圖4所示：大部分古土壤層能很好的與深海氧同位素曲線的暖階段相對應(yīng)，其中古土壤S32與氧同位素101～103階段對應(yīng)，黃土L33層與氧同位素104階段對應(yīng)。我們將以該對比結(jié)果作為研究M/G界線海陸對比是否存在差異的標準。

3.2 M/G界線分別在黃土與深海沉積物中的層位及其對比

明確了黃土磁化率曲線與深海氧同位素曲線怎樣對應(yīng)的問題，我們便可以討論M/G界線的位置及海陸對比。圖4中，兩條曲線標有各自的古地磁極性柱，其M/G界線分別位于黃土L33和氧同位素104階段。根據(jù)目前建立的海陸氣候旋回對比結(jié)果(L33對應(yīng)于MIS 104)，M/G界線在海洋沉積物和黃土地層中的記錄似乎是一致的。但需要指出的是，Lisiecki等[45]的研究主要是對多條深海氧同位素曲線基于圖形對比，進行了復(fù)雜的拼接、分割、疊加、平均以及調(diào)諧等處理，古地磁年齡數(shù)據(jù)卻是引用他人研究結(jié)果，也就是說Lisiecki等最終得到的曲線形狀以及年代標尺可能都比較可信，但古地磁極性界線的位置卻不能僅靠一個平均年齡來劃定，而是需要仔細核實原始數(shù)據(jù)。經(jīng)核實，Lisiecki等[45]的氧同位素曲線2.6 Ma以來的地磁極性倒轉(zhuǎn)事件年齡均來自于深海鉆孔: DSDP607, ODP659, ODP677, ODP982, ODP983, ODP1090, ODP1146和ODP1148的地磁極性事件年齡的平均值，其中同時含有古地磁實測M/G界線以及氧同位素曲線的鉆孔有: DSDP607[46](M/G界線位于MIS104), ODP982[47](M/G界線位于MIS103), ODP1090[48](M/G界線位于103)，似乎海洋沉積物中M/G界線應(yīng)記錄在MIS103階段。針對海洋中M/G界線位置在氧同位素103、104階段均有發(fā)現(xiàn)這一現(xiàn)象[46-47, 49-52]，Langereis等[49]認為年齡小的更可信，即M/G界線的真實位置應(yīng)該存在于氧同位素103階段，其理由是沉積剩磁獲得過程可能使M/G界線觀測年代比真實年代顯得偏老。另外，歷史時期局部海域海洋沉積物的侵蝕、搬運和二次沉積現(xiàn)象可能是存在的，這將導(dǎo)致該海域內(nèi)海洋沉積物氧同位素階段的劃分并不一定非常的準確，從而也可以從某種程度上解釋M/G界線位置在氧同位素103、104階段均有發(fā)現(xiàn)這一現(xiàn)象。但我們認為大部分海域(尤其是面積廣大且水深較深的洋盆)的海洋沉積環(huán)境應(yīng)該是相對穩(wěn)定的。實際研究結(jié)果也是支持M/G界線位于氧同位素103階段者較多，例如：DSDP552A[50-52], DSDP609[46], ODP982[47], ODP1090[48], 而支持M/G界線位于氧同位素104階段者主要是DSDP607[46]。

圖4 深海氧同位素曲線及古地磁極性柱(a)(修改自Lisiecki等 [45])對比靈臺、趙家川剖面綜合磁化率曲線及古地磁極性柱(b)(修改自Sun等[44])，陰影部分為古土壤層，對應(yīng)于氧同位素溫暖期Fig.4 Comparison of marine oxygen isotope curve with paleogeomagnetic polarity zonation (a) (modified after Lisiecki et al. [45]) and stacked susceptibility curve with paleogeomagnetic polarity zonation of Lingtai and Zhaojiachuan (b) (modified after Sun et al.[44]), the paleosol layers which are correlated to the warming periods of marine oxygen isotope stage are denoted as shaded bars.

如果海洋沉積物M/G界線真實位置位于氧同位素103階段，M/G界線應(yīng)處于溫暖期，而黃土中M/G界線位于L33層中下部，處于寒冷期，如此一來，B/M界線海陸對比不一致的問題，即暖期與冷期對應(yīng)的矛盾[13, 33, 35]，也出現(xiàn)在M/G界線中。

B/M界線與M/G界線均是第四系地層的重要極性時的界線，兩者都存在海陸對比不確定性，將影響到基于古地磁手段建立的年代框架的準確性以及黃土氣候記錄與海洋、冰芯等氣候記錄的可對比性。

對于磁極性倒轉(zhuǎn)界線海陸對比的不一致性，學(xué)術(shù)界目前對B/M(布容/松山)極性倒轉(zhuǎn)界線的海陸對比差異研究較為豐富，這將有可能為理解M/G界線的海陸差異問題提供參考。對于B/M界線海陸對比不一致現(xiàn)象的解釋，目前主要有2種：① 深海和黃土沉積剩磁獲得過程存在不同的lock-in效應(yīng)深度[32, 35]; ② 海洋和陸地對全球變化的響應(yīng)具有相位差[32-33,53]。雖然lock-in效應(yīng)的存在基本得到了各研究者的認同，但是各研究者對lock-in的深度有多大以及是否是造成M/G界線海陸差異的主要原因等問題上仍存在爭議[32-38]。

上述兩種觀點都能夠在一定程度上解釋這種海陸沉積記錄地磁極性倒轉(zhuǎn)事件的不一致現(xiàn)象，但又都缺乏充分的證據(jù)來支撐其論點。解決這一問題的關(guān)鍵還是在于如何通過不同手段的交叉檢驗，譬如將傳統(tǒng)古地磁測試手段與宇宙成因核素示蹤研究相結(jié)合，有可能為明確黃土中M/G界線記錄的確切層位以及海陸沉積記錄的差異性問題提供新的思路。

4 宇宙成因核素10Be示蹤地磁場變化的原理及在黃土中應(yīng)用的潛力

10Be是一種長壽命宇宙成因核素，半衰期為1.387×106a[54-55]，絕大部分是宇宙射線和大氣中的氧和氮發(fā)生散裂反應(yīng)生成的[56-57]。地球磁場強度變化在千年-萬年尺度上控制著大氣成因10Be產(chǎn)率的波動[58]。特別是當?shù)卮艌鰳O性倒轉(zhuǎn)和漂移過程中，地磁場強度會顯著降低[59-60](約正常水平的20%)，其對宇宙射線的屏蔽效應(yīng)也相應(yīng)降低，因而宇宙成因核素10Be產(chǎn)率會異常升高[61]，因此可以通過檢測包括中國黃土在內(nèi)的各種沉積物中10Be濃度或通量的異常增加來示蹤地磁場極性倒轉(zhuǎn)的層位。前人研究顯示10Be在黃土地層中未發(fā)生明顯的遷移[62]，那么10Be記錄的異常增加信號所處地層很可能就是發(fā)生地磁極性倒轉(zhuǎn)的真實層位。

在利用黃土10Be進行地磁場變化示蹤研究中，周衛(wèi)健等[63-65]曾對洛川、西峰剖面進行較高分辨率的10Be濃度測試及示蹤研究，通過數(shù)據(jù)處理，首次在國際上用黃土10Be濃度指標重建了130 ka以來的古地磁場相對強度變化曲線，結(jié)果表明兩個剖面明確記錄了Mono Lake、Laschamp及Blake等地磁場漂移事件，進一步證實黃土10Be指標在地磁場變化示蹤研究中具有應(yīng)用潛力。與這些極性漂移事件相比，B/M、M/G等極性倒轉(zhuǎn)期間磁場強度更低[66-68]，此時因地磁場強度屏蔽作用減弱所導(dǎo)致的10Be產(chǎn)率的異常變化將更顯著，也就相對更容易被檢測到。如果可用10Be示蹤方法獲得不同黃土剖面中M/G等地磁極性轉(zhuǎn)換界線的確切層位，第一是可以通過相互對比得知不同剖面的M/G等地磁極性轉(zhuǎn)換界線層位到底是否一致；第二是可以與傳統(tǒng)古地磁研究得到的地磁極性轉(zhuǎn)換界線層位進行對比，使我們有望認識到黃土沉積剩磁的lock-in效應(yīng)深度的大小；第三是可以使我們獲得一系列可以相互對比的可靠年齡控制點，為建立黃土更精確的年代標尺提供可能；第四是可以有助于我們探索海陸之間的地磁場記錄以及氣候記錄的對比關(guān)系。

5 結(jié) 論

針對黃土中M/G界線記錄層位存在不同認識的問題，本文通過綜合對比前人對M/G界線位置的研究結(jié)果，發(fā)現(xiàn)黃土中M/G界線位置的記錄差異主要是因為各研究者對黃土-紅粘土界線位置的劃分不同所致，根據(jù)磁化率曲線的綜合對比，黃土中的M/G界線應(yīng)記錄在黃土地層L33中。此外根據(jù)各剖面磁化率曲線的對比研究，我們嘗試對洛川、西峰兩剖面的紅粘土頂部地層重新進行了劃分，有助于黃土地層的對比。通過將黃土中M/G界線研究與海洋記錄的對比分析，發(fā)現(xiàn)M/G界線很可能也如B/M界線一樣，存在海陸記錄不一致的現(xiàn)象，即在陸地中記錄于冰期，海洋中記錄于間冰期。鑒于無法單純依靠傳統(tǒng)古地磁學(xué)方法在認識該問題上取得突破，我們認為將10Be示蹤的方法與傳統(tǒng)的古地磁學(xué)方法相結(jié)合，是示蹤古地磁場變化并解決黃土中M/G界線與海洋不同步問題的關(guān)鍵，相關(guān)工作正在開展。

致謝：在藍田段家坡剖面的野外考察、采樣工作得到了西北大學(xué)弓虎軍副教授的指導(dǎo)以及靖偉、吳書剛、胡苗、姜立萍等的幫助，在此一并致謝。

[1] YANG S L, DING Z L. Drastic climatic shift at～2.8Ma as recorded in eolian deposits of China and its implications for redefining the Pliocene-Pleistocene boundary[J].Quaternary International,2010,219(1/2):37-44.

[2] 姚玉鵬, 劉羽. 第四紀作為地質(zhì)年代和地層單位的國際爭議與最終確立[J]. 地球科學(xué)進展, 2010, 25(07): 775-781.

[3] 劉嘉麒, 劉強. 中國第四紀地層[J]. 第四紀研究, 2000, 20(2): 129-141.

[4] 安芷生, 艾莉. 尚未完成的地質(zhì)年代表——第四紀懸而未決的前程[J]. 地層學(xué)雜志, 2005, 29(2): 99-103.

[5] 王強. 2.50 MaB.P.的地質(zhì)事件與全球變化的關(guān)系[J]. 第四紀研究, 1991, 11(2): 149-157.

[6] 李華梅, 安芷生, 王俊達. 午城黃土剖面古地磁研究的初步結(jié)果[J]. 地球化學(xué), 1974, (2): 93-104.

[7] HELLER F, LIU T S. Magnetostratigraphical dating of loess deposits in China[J]. Nature, 1982, 300(5891): 431-433.

[8] DING Z L, XIONG S F, SUN J M, et al. Pedostratigraphy and paleomagnetism of a ～7.0 Ma eolian loess-red clay sequence at Lingtai, Loess Plateau, north-central China and the implications for paleomonsoon evolution[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 1999, 152(1/2): 49-66.

[9] LIU X M, AN Z S, ROLPH T, et al. Magnetic properties of the Tertiary red clay from Gansu Province, China and its paleoclimatic significance[J]. Science in China Series D: Earth Sciences, 2001, 44(7): 635-651.

[10] LIU X M, ROLPH T, BLOEMENDAL J, et al. Quantitative estimates of palaeoprecipitation at Xifeng, in the Loess Plateau of China[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 1995, 113(2/3/4): 243-248.

[11] ZHENG H B, AN Z S, SHAW J. New contributions to Chinese Plio-Pleistocene magnetostratigraphy[J]. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 1992, 70(3-4): 146-153.

[12] 丁仲禮, 孫繼敏, 楊石嶺等. 靈臺黃土-紅粘土序列的磁性地層及粒度記錄[J]. 第四紀研究, 1998, 18(01): 86-94.

[13] 丁仲禮, 劉東生. 中國黃土研究新進展(一)黃土地層[J]. 第四紀研究, 1989, 9(1): 24-35.

[14] 安芷生, KUKLA G, 劉東生. 洛川黃土地層學(xué)[J]. 第四紀研究, 1989, 9(2): 155-168.

[15] 朱日祥, 岳樂平, 白立新. 中國第四紀古地磁學(xué)研究進展[J]. 第四紀研究, 1995, 15(2): 162-173.

[16] 岳樂平. 蘭田段家坡黃土剖面磁性地層學(xué)研究[J]. 地址評論, 1989, 35(5): 479-488.

[17] 岳樂平. 中國黃土與紅色粘土記錄的地磁極性界限及地質(zhì)意義[J]. 地球物理學(xué)報, 1995, 38(3): 311-320.

[18] 薛祥煦, 岳樂平, 王建其. 從陜西旬邑上新生界剖面看黃土高原新近系-第四系界線[J]. 地層學(xué)雜志, 2001, 25(3): 161-165.

[19] 劉秀銘, 劉東生, HELLER F等. 中國黃土磁化率與第四紀古氣候研究[J]. 地質(zhì)科學(xué), 1992, (S1): 279-285.

[20] 劉維明, 張立原, 孫繼敏. 高分辨率洛川剖面黃土磁性地層學(xué)[J]. 地球物理學(xué)報, 2010, 53(4): 888-894.

[21] 孫繼敏, 劉東生. 洛川黃土地層的再劃分及其L9、L15古環(huán)境意義的新解釋[J]. 第四紀研究, 2002, 22(5): 406-412.

[22] 鄭國璋, 岳樂平. 中國北方第四紀磁性地層記錄的古地磁極倒轉(zhuǎn)與氣候變化藕合關(guān)系[J]. 地球科學(xué)與環(huán)境學(xué)報, 2005, 27(3): 91-94.

[23] 劉東生. 黃土與環(huán)境. 北京: 科學(xué)出版社; 1985.

[24] 葛同明. 洛川黃土沉積層的磁性地層學(xué)研究[J]. 海洋地質(zhì)與第四紀地質(zhì), 1984, 4(1): 37-44.

[25] 岳樂平. 我國黃土古地磁學(xué)研究新進展[J]. 地質(zhì)論評, 1985, 31(5): 453-460.

[26] LIU X M, LIU T S, XU T C, et al. The Chinese loess in Xifeng, I. The primary study on magnetostratigraphy of a loess profile in Xifeng area, Gansu province[J]. Geophysical Journal, 1988, 92(2): 345-348.

[27] 孫東懷, 劉東生, 陳明揚，等. 中國黃土高原紅粘土序列的磁性地層與氣候變化[J]. 中國科學(xué)D輯:地球科學(xué), 1997, 27(03): 265-270.

[28] 孫東懷. 晚新生代黃土高原風(fēng)塵序列的磁性地層與古氣候記錄 [D]. 北京: 中國科學(xué)院研究生院(地球環(huán)境研究所), 1997.

[29] 孫東懷, 陳明揚, SHAW J,等. 晚新生代黃土高原風(fēng)塵堆積序列的磁性地層年代與古氣候記錄[J]. 中國科學(xué)：D輯, 1998, 28(1): 79-84.

[30] 孫建中, 趙景波, 孫秀英，等. 黃土,還要更老些[J]. 海洋地質(zhì)與第四紀地質(zhì), 1987, 7(1): 105-112.

[31] 安芷生, 孫東懷, 陳明揚，等. 黃土高原紅粘土序列與晚第三紀的氣候事件[J]. 第四紀研究, 2000, 20(5): 435-446.

[32] FORSTER T, HELLER F. Loess deposits from the Tajik depression (Central Asia): Magnetic properties and paleoclimate[J]. Earth and Planetary Science Letters, 1994, 128(3/4): 501-512.

[33] 朱日祥, 潘永信, 郭斌，等. 海陸氣候變化記錄相滯后:松山-布容極性轉(zhuǎn)換約束[J]. 科學(xué)通報, 1998, 43(11): 1131-1135.

[34] ZHOU L P, SHACKLETON N J. Misleading positions of geomagnetic reversal boundaries in Eurasian loess and implications for correlation between continental and marine sedimentary sequences[J]. Earth and Planetary Science Letters, 1999, 168(1/2): 117-130.

[35] 周力平, SHACKLETON N J, DODONOV A E. 歐亞黃土中古地磁極性界線的地層學(xué)解釋[J]. 第四紀研究, 2000, 20(2): 196-202.

[36] HESLOP D, LANGEREIS C G, DEKKERS M J. A new astronomical timescale for the loess deposits of Northern China[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2000, 184(1): 125-139.

[37] 朱日祥, 劉青松, 潘永信，等. 馬蘭黃土剩磁不存在顯著Lock-in效應(yīng):來自Laschamp地磁漂移的證據(jù)[J]. 中國科學(xué)D輯:地球科學(xué), 2006, 36(05): 430-437.

[38] 楊天水, 李惠娣, 傅建利，等. 寶雞古土壤層S7和黃土層L8的天然剩磁鎖定深度初探[J]. 第四紀研究, 2007, 27(6): 972-982.

[39] HELLER F, LIU T S. Palaeoclimatic and sedimentary history from magnetic susceptibility of loess in China[J]. Geophysical Research Letters, 1986, 13(11): 1169-1172.

[40] KUKLA G, HELLER F, LIU X M, et al. Pleistocene climates in China dated by magnetic susceptibility[J]. Geology, 1988, 16(9): 811-814.

[41] 丁仲禮, 劉東生. 1.8Ma以來黃土-深海古氣候記錄對比[J]. 科學(xué)通報, 1991, 36(18): 1401-1403.

[42] DING Z L, DERBYSHIRE E, YANG S L, et al. Stacked 2.6 Ma grain size record from the Chinese loess based on five sections and correlation with the deep-sea δ18O record[J]. Paleoceanography, 2002, 17(3): 1033.

[43] SUN Y B, AN Z S. An improved comparison of Chinese loess with deep-sea δ18O record over the interval 1.6-2.6 Ma[J]. Geophysical Research Letters, 2004, 31(13): L13210.

[44] SUN Y B, CLEMENS S C, AN Z S, et al. Astronomical timescale and palaeoclimatic implication of stacked 3.6-Myr monsoon records from the Chinese Loess Plateau[J]. Quaternary Science Reviews, 2006, 25(1/2): 33-48.

[45] LISIECKI L E, RAYMO M E. A Pliocene-Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic δ18O records[J]. Paleoceanography, 2005, 20(1): PA1003.

[46] RAYMO M E, RUDDIMAN W F, BACKMAN J, et al. Late Pliocene variation in Northern Hemisphere ice sheets and North Atlantic deep water circulation[J]. Paleoceanography, 1989, 4(4): 413-446.

[47] CHANNELL J E T, GUYODO Y. The Matuyama Chronozone at ODP Site 982 (Rockall Bank): Evidence for decimeter-scale magnetization lock-in depths[M]∥Timescales of the Paleomagnetic Field. Washington, DC: AGU, 2004:205-219.

[48] VENZ K A, HODELL D A. New evidence for changes in Plio-Pleistocene deep water circulation from Southern Ocean ODP Leg 177 Site 1090[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2002, 182(3/4): 197-220.

[49] LANGEREIS C G, VAN HOOF A A M, HILGEN F J. Steadying the rates[J]. Nature, 1994, 369(6482): 615-615.

[50] ZIMMERMAN H B, SHACKLETON N J, BACKMAN J, et al. History of Plio-Pleistocene climate in the northeastern Atlantic, Deep Sea Drilling Project Hole 552A[J]. Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project, 1984, 81: 861-876.

[51] RAYMO M E, HODELL D, JANSEN E. Response of deep ocean circulation to initiation of Northern Hemisphere glaciation (3-2 Ma)[J]. Paleoceanography, 1992, 7(5): 645-672.

[52] SHACKLETON N J, HALL M A. Oxygen and carbon isotope stratigraphy of Deep Sea Drilling Project hole 552A: Plio-Pleistocene glacial history[J]. Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project, 1984, 81: 599-609.

[53] TAUXE L, HERBERT T, SHACKLETON N J, et al. Astronomical calibration of the Matuyama-Brunhes boundary: Consequences for magnetic remanence acquisition in marine carbonates and the Asian loess sequences[J]. Earth and Planetary Science Letters, 1996, 140(1/2/3/4):133-146.

[54] KORSCHINEK G, BERGMAIER A, FAESTERMANN T, et al. A new value for the half-life of10Be by Heavy-Ion Elastic Recoil Detection and liquid scintillation counting[J]. Nuclear Instruments and Methods in Physics Research Section B: Beam Interactions with Materials and Atoms, 2010, 268(2): 187-191.

[55] CHAMPAGNAC J D, YUAN D Y, GE W P, et al. Slip rate at the north-eastern front of the Qilian Shan, China[J]. Terra Nova, 2010, 22(3): 180-187.

[56] LAL D. In situ-produced cosmogenic isotopes in terrestrial rocks[J]. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 1988, 16(1): 355-388.

[57] BROWN E T, EDMOND J M, RAISBECK G M, et al. Examination of surface exposure ages of Antarctic moraines using in situ produced10Be and26Al[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1991, 55(8): 2269-2283.

[58] FRANK M. Comparison of cosmogenic radionuclide production and geomagnetic field intensity over the last 200 000 years[J]. Philosophical Transactions of the Royal Society of London Series A: Mathematical, Physical and Engineering Sciences, 2000, 358(1768): 1089-1107.

[59] FRANK M, SCHWARZ B, BAUMANN S, et al. A 200 kyr record of cosmogenic radionuclide production rate and geomagnetic field intensity from10Be in globally stacked deep-sea sediments[J]. Earth and Planetary Science Letters, 1997, 149(1): 121-129.

[60] MERRILL R T, MCFADDEN P L. Geomagnetic polarity transitions[J]. Reviews of Geophysics, 1999, 37(2): 201-226.

[61] MUSCHELER R, BEER J, KUBIK P W, et al. Geomagnetic field intensity during the last 60,000 years based on10Be and36Cl from the Summit ice cores and14C[J]. Quaternary Science Reviews, 2005, 24(16): 1849-1860.

[62] 沈承德, 劉東生, BEER J，等.10Be與黃土的堆積演化[J]. 中國科學(xué)B輯, 1989, 19(7): 744-751.

[63] ZHOU W J, CHEN M B, XIAN F, et al. The mean value concept in mono-linear regression of multi-variables and its application to trace studies in geosciences[J]. Science in China Series D: Earth Sciences, 2007, 50(12): 1828-1834.

[64] ZHOU W J, PRILLER A, BECK J W, et al. Disentangling geomagnetic and precipitation signals in an 80-kyr Chinese loess record of10Be[J]. Radiocarbon, 2007, 49(1): 139-160.

[65] ZHOU W J, XIAN F, BECK J W, et al. Reconstruction of 130-kyr relative geomagnetic intensities from10Be in two Chinese loess sections[J]. Radiocarbon, 2010, 52(1): 129-147.

[66] GUYODO Y, VALET J P. Global changes in intensity of the Earth's magnetic field during the past 800kyr[J]. Nature, 1999, 399(6733): 249-252.

[67] CHANNELL J E T, XUAN C, HODELL D A. Stacking paleointensity and oxygen isotope data for the last 1.5 Myr (PISO-1500)[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2009, 283(1/2/3/4): 14-23.

[68] VALET J P,MEYNADIER L,GUYODO Y.Geomagnetic dipole strength and reversal rate over the past two million years[J].Nature, 2005,435(7043):802-805.