松嫩平原中更新世以來氣候干旱化
——來自哈爾濱黃土記錄

趙倩，謝遠云，2，郝冬梅，遲云平，2，康春國，吳鵬，劉碩

1.哈爾濱師范大學地理科學學院，哈爾濱 150025

2.哈爾濱師范大學寒區地理環境監測與空間信息服務黑龍江省重點實驗室，哈爾濱 150025

3.哈爾濱學院地理系，哈爾濱 150086

0 引言

亞洲內陸干旱化作為當今地球科學領域極為重要的科學問題，不僅是新生代北半球古氣候演化的一個重要組分[1]，也是新生代全球氣候惡化的重要標志[1-3]，對區域乃至全球氣候環境演變至關重要，是研究全球海陸氣候耦合變化關鍵的連接紐帶[1-3]。探究亞洲內陸干旱化歷史對于理解區域及全球氣候變化，管理環境及組織社會和經濟活動等至關重要[4]。

黃土作為第四系典型地表風成沉積物，蘊含豐富的地質信息，具有沉積連續、分布廣泛和時間跨度大的特性，是與深海沉積物、極地冰芯相媲美的古氣候地質檔案[5-8]。尤其是位于沙漠—沙地下風向地區的黃土堆積，與沙漠—沙地的形成和演化具有極好的耦合關系[9-10]，可以很好地指示沙漠—沙地演化進程。目前黃土的粒度組成、磁化率、有機碳同位素、Sr-Nd同位素、孢粉和色度等指標被廣泛用于反演沙漠—沙地的形成演化以及重建亞洲內陸階段性干旱化歷史[7,11-14]，并在中國西北地區的干旱化研究中取得豐碩成果[7,15-16]，但是對于干旱化的時間、進程以及驅動機制等關鍵性科學問題仍存在較大爭議[11,16]。

松嫩平原位于歐亞干旱—半干旱帶最東端，較高的緯度使其受極地冰蓋影響極大，對氣候波動十分敏感，是研究中國東北地區氣候干旱化的理想區域。然而由于松嫩平原缺乏沉積檔案露頭，巖心也多為更古老的深時地層和油氣資源探測[17-18]，缺乏對于第四系沉積地層的精細屬性研究[19]，并導致古氣候演化的研究極為薄弱，顯著限制了黃土堆積對松嫩平原構造—地貌—水系演化—氣候變化的響應及其耦合機制的理解。哈爾濱荒山剖面位于松花江二級河流階地之上，是松嫩平原東部最為典型的第四系模式剖面，很多標準地層單位在此建立和類比，是研究風成黃土堆積與河湖演化相互作用的優秀檔案。

因此，本文擬通過對哈爾濱黃土進行沉積特征以及粒度、磁化率、總有機碳和Sr-Nd同位素組成分析，結合粒度端元和小波分析，探究松嫩平原干旱化歷史進程以及驅動機制，為亞洲內陸干旱化向東拓展提供重要證據。

1 研究區域概況

松嫩平原地處黑龍江省西南部（圖1），屬溫帶季風氣候區，冬季受西北寒冷氣流控制，夏季則受來自太平洋的西南暖濕氣流影響。年平均氣溫為2 ℃~4 ℃，年降水量350~700 mm。松嫩平原發育在晚侏羅系基底之上，主要由松花江和嫩江沖積形成，是東北平原的最大組成部分。平原整體呈馬蹄狀分布，地貌單元主要包括東部隆起區、西部臺地區和沖積平原區三個部分，北部和東北部與小興安嶺接壤，東部和東南部與長白山接壤，西部鄰近大興安嶺，南部是東北平原重要的分界線——松遼分水嶺。松遼分水嶺海拔不超過250 m，長度近300 km，在大興安嶺和長白山之間，大致沿西北向東南方向延伸（圖1a）。

圖1 哈爾濱荒山剖面位置圖Fig.1 Location of the Huangshan profile in Harbin

松嫩平原的黃土堆積主要位于松嫩沙地的下風向地區，如哈爾濱、雙城和阿城等地，其中以哈爾濱荒山（HS）黃土剖面最為典型。荒山位于哈爾濱市道外區團結鎮，距哈爾濱市東部約16 km，北望松花江，西臨阿什河，山頂海拔198 m，位于松花江二級堆積階地之上[20-22]。

2 材料與方法

2.1 巖心巖性

由于荒山剖面并未完全出露，地下埋藏深度約40 m，故本文通過巖心鉆取，以期獲得更加完整的地質資料。巖心鉆取采用雙管單動內襯塑料套管取心技術，該巖心貫穿第四系，直至白堊系基巖，鉆井深度101.11 m，巖心長度93.3 m。結合對荒山剖面的野外觀察和鉆孔巖心沉積物的沉積相，以30.4 m為界，巖心可分為黃土—古土壤以及河湖相沉積物兩部分[20-25]，本文主要研究30.4 m以上的風成黃土堆積。巖心30.4 m以上沉積物的巖性描述如下：

（1） 0~0.98 m：暗褐色現代土壤，含較多植物根莖及蟲孔，受人類活動和生物擾動明顯。

（2） 0.98~30.4 m：依據沉積物巖性及顏色可劃分為5個黃土—古土壤旋回，發育鐵錳結核和鐵銹，無鈣質結核。其中古土壤層（S0~S4）為砂質黏土，呈暗灰褐色—灰黑色，含白色菌絲體，結構致密；黃土層（L1~L5）為黃褐色的泥質粉砂，垂直節理發育明顯，為典型風成黃土沉積[5]。

2.2 磁化率

以10 cm間距獲取288個樣品，在室內進行干燥處理后，用研磨棒輕輕敲碎，放入2 cm×2 cm×2 cm立方的弱磁盒中，在中國科學院地球環境研究所黃土與第四紀地質國家重點實驗室采用英國Bartington MS2型磁化率儀在低頻470 Hz下進行測定。

2.3 總有機碳（TOC）

以10 cm為采樣間距，將樣品在80 ℃下干燥24 h，然后研磨成粉末，通過200目標準分樣篩。將0.8 g樣品加入36%鹽酸充分反應，以除去碳酸鹽，再將樣品離心清洗、干燥、充分研磨后，采用TC高溫煅燒、檢測CO2氣體量的方法，測得總有機碳含量，經多次測量得分析誤差小于2%。

2.4 Sr-Nd同位素

以40~60 cm間距獲取60個樣品，自然風干后經研磨過200目標準分樣篩，獲取小于63 μm組分以供Sr-Nd比值測試。Sr和Nd的分離采用標準離子交換方法。測定的樣品分別用86Sr/88Sr=0.119 4和146Nd/144Nd=0.721 9進行標準化質量分餾效應的校正。儀器的準確度采用國際標樣NBS987和JMC于中國地質大學（武漢）地質過程與礦產資源國家重點實驗室進行測定。

2.5 光釋光（OSL）和電子共旋（ESR）測年

把不銹鋼管打入新鮮剖面獲取測年樣品，鋼管用黑色塑料袋及膠帶包裹，以免見光以及水分流失。樣品帶回實驗室后，在暗室無光條件下進行剖面樣品處理，并使用標準石英單片再生計量法從剖面上部選擇4個樣品進行OSL測年，底部選擇3個樣品進行ESR測年。OSL測年提純石英顆粒粒徑為90~150 μm，ESR測年提純的石英顆粒粒徑為120~200 μm，具體測年方法詳見文獻[23-24]，結果見表1。

表1 荒山剖面OSL和ESR測年結果Table 1 OSL and ESR dating results of Huangshan profile in Harbin

2.6 粒度分析

以10 cm為間距共采集288個樣品，分別加入10% H2O2以及0.5 mol/L HCl進行24 h樣品預處理，以分別去除樣品中的有機物和碳酸鹽。通過超聲處理，再使用10% （NaPO3）6溶液對樣品進行分散。最后，樣品在Malvern Mastersizer 2000激光顆粒分析儀上進行測試，測量范圍為0.02~2 000 μm，經多次重復測量誤差范圍小于2%。

2.7 端元分析

端元模型分析法最早由Weltje提出[26]，原理為沉積物由不同物質來源或不同搬運動力經過混合而成，根據一組沉積物粒度數據進行分析計算，將不同動力作用下的端元組分分離出來[26-29]，并分析各端元組分所代表的古氣候意義[28]。本文采用Matlab軟件上開發的AnalySize程序對哈爾濱黃土樣品的粒度數據進行分析。

2.8 小波分析

小波分析（Wavelet Analysis）是基于傅里葉變換進一步發展的變換分析方法[29]，能夠將一個時間尺度上的信號在不同的連續性時間尺度上進行解析，揭示不同時間尺度所蘊含的周期性特點[27]。

3 結果

3.1 磁化率

荒山剖面頂部現代土壤磁化率值相對較高（圖2），最 高 值 為94.697×10-8m3/kg，最 低 值 為4.016×10-8m3/kg，平均值為29.067×10-8m3/kg。哈爾濱黃土的磁化率呈現明顯周期性的高低變化，且黃土層磁化率高于古土壤層。

3.2 粒度組成

哈爾濱黃土粒度組分（圖2）以粗粉砂（16~63 μm）為主，含量為35.11%~62.91%，平均含量為48.09%；其次為細粉砂組分（4~16 μm），含量為18.23%~42.50%，平均值為29.32%；小于4 μm的黏土含量為10.23%~20.96%，平均值為14.97%；大于63 μm的砂粒含量占比2.31%~21.38%，平均值為7.63%；平均粒徑為15.15~36.18 μm，黃土層粒度粗于古土壤層。

圖2 哈爾濱黃土各粒級組分隨深度變化特征Fig.2 Variation of grain size components with depth in Harbin loess

3.3 端元分析

在Matlab軟件中導入黃土粒度數據，并假設在1~10個端元的基礎上，對數據進行端元分離。隨著端元數量的不斷增加，粒級復相關系數R2逐漸接近于1（R2在0.8以上表明端元個數基本達到擬合標準）和角度離差逐漸變小的平衡擬合。分析結果可知（圖3），當端元數量達到3時，R2達到0.991 5且角度離差極小，說明劃分的3個端元組分（EM1、EM2、EM3）之間彼此相互獨立，可以滿足擬合的需要，因此本文選擇3個端元對該組粒度數據分析。

圖3 哈爾濱黃土端元數線性相關和角度離差Fig.3 Linear correlation and angular deviation of end members in Harbin loess

哈爾濱黃土分離出三個粒度端元（圖4），均呈單峰態，接近正態分布，具有較好的分選性，眾數粒徑分別為7.81 μm、27.20 μm和54.41 μm。各端元標準偏差依次為EM1>EM2>EM3，峰度表現為EM3>EM2>EM1。

圖4 哈爾濱黃土端元粒度頻率曲線Fig.4 Grain size frequency curves for loess sediments in Harbin loess

端元含量隨深度變化如圖5，端元EM1含量為23.86%~76.76%，變化波動較大，在古土壤層中占比相對較高。EM2整體呈現較大波動，含量為0~63.48%，EM3含量為0~55.52%，EM2和EM3含量在黃土層中所占比重較高。總體變化趨勢各不相同，EM1無明顯變化趨勢，端元EM2與EM3呈現相反的變化趨勢。

3.4 TOC

相對于黃土層，古土壤層TOC含量相對較高。TOC最高值出現在現代土壤層（1.76%，圖5g），最小值出現在L2黃土層（0.04%），其平均含量為0.25%。

3.5 Sr-Nd同位素組成

黃土剖面87Sr/86Sr的比值變化較小（圖5e），在0.710 465~0.712 213之間，平均值為0.711 411；εNd(0)在-5.1~-6.9之間（圖5f），平均值為-5.9。Sr-Nd同位素值總體變化幅度較小，87Sr/86Sr呈現出逐漸增加的趨勢，εNd(0)呈現出逐漸減小的趨勢。

圖5 哈爾濱黃土環境指標及粒度端元隨深度變化（a）磁化率；（b）EM1端元組成；（c）EM2端元組成；（d）EM3端元組成；（e）Sr同位素組成；（f）Nd同位素組成；（g）TOC含量；（h）Rb/Sr比值[25]Fig.5 Changes of environmental index and grain size end members with depth in Harbin Loess

3.6 年齡框架建立

本文采用粒度數據內插方法建立年齡模式，其原理是假設黃土的沉積通量穩定的情況下，依據黃土粒度的變化推算不同時期黃土的沉積速率[30]。其粒度年齡模型為（T1、T2分別為新、老地層的年齡控制點；Ai為i層的粉塵堆積速率；m為所測地層單位年齡；n為T1、T2之間的所有地層）：

我們在荒山剖面進行了光釋光（OSL）和電子自旋共振（ESR）測年取樣。為避免受OSL測年年限及ESR測年精度的限制，利用OSL數據和深海氧同位素階段（MIS）的轉折年齡，即深海氧同位素曲線中具有明顯的從峰到谷（間冰期到冰期）快速轉變的中點，作為年齡控制點。本研究中，深海氧同位素對應的轉折年齡依次為：MIS5/6（130 ka）；MIS7/8（243 ka）；MIS9/10（337 ka）和MIS11/12（424 ka）[31]，分別對應于古土壤層S1、S2、S3和S4的底界。以東亞冬季風強度代用指標（大于30 μm顆粒百分比含量）作為數據[32]，通過線性內插的方式，建立荒山剖面黃土—古土壤時間框架（圖6）。這種年代框架的建立在黃土高原和赤峰剖面中得到普遍應用[9]。

圖6 哈爾濱黃土—古土壤年代框架（a，c）荒山巖心磁化率曲線；（b）北大西洋深海氧同位素[31]Fig.6 Chronological framework of Harbin loess￣paleosol

需要注意的是，由于ESR年齡結果存在潛在誤差，故未作為絕對年齡來使用，僅用來檢驗建立的年齡框架的準確性。荒山剖面的3個ESR測年年齡均小于500 ka，證明了哈爾濱黃土—古土壤的時間框架是可靠的。根據建立的地層年齡框架，推測哈爾濱荒山黃土的底界年齡為460 ka。

4 討論

4.1 哈爾濱黃土—古土壤序列特征

哈爾濱黃土—古土壤序列與黃土高原和赤峰的典型黃土沉積相比，存在顯著的差異，尤其是古土壤層，呈灰黑色，富含泥質膠結體，缺少鈣質結核，且厚度明顯薄于鄰區的赤峰古土壤層。顏色作為沉積環境的重要特征之一[33-34]，受控于沉積物中氧化鐵的種類和含量、碳酸鹽和有機質含量[35-36]。氧化鐵和有機質含量越多顏色越深，碳酸鹽含量越多顏色越淺。干熱的氣候背景下，淺水氧化環境多富集赤鐵礦，形成紅色沉積地層，如黃土高原的古土壤層[37]；深水還原環境中，不利于赤鐵礦形成和有機質分解，從而導致深色沉積地層的出現，如黃土高原全新世的S0古土壤層[33,38]。

位于高緯度的哈爾濱地區，受寒冷氣候影響，冬季顯著長于夏季，且在夏季也僅有表土解凍。這種氣候背景使得哈爾濱地區土壤層發育薄弱，廣泛發育的永久凍土層使得土壤表層水下滲嚴重受阻，地表積水嚴重，土壤潛育化現象明顯[39]。在這種條件下，土壤中的赤鐵礦的形成受阻，有機質大量富集，土壤顏色進一步加深。

黃土—古土壤序列的磁化率常被用作指示東亞夏季風強度的指標[40]，主要受鐵磁性礦物影響。鐵磁性礦物受控于原始輸入和后期成壤作用[41-42]，尤其是成壤環境，通過改變鐵磁性礦物的種類和含量，進而控制磁化率值[43]。黃土高原降水弱蒸發強，多為氧化成壤環境，有利于鐵磁性礦物富集[14,44]，因此黃土高原黃土—古土壤序列的磁化率值與成壤作用呈正相關，黃土層磁化率較低，古土壤層磁化率較高[4-5]。

然而，黃土高原黃土—古土壤序列的磁化率特征并不適用于哈爾濱地區，哈爾濱黃土層磁化率呈現高值而古土壤層磁化率為低值，與阿拉斯加和西伯利亞的黃土磁化率變化特征類似[14,44]。研究表明，成壤過程中含水量達到一定閾值時，會形成強還原環境，致使磁性礦物由強磁性向弱磁性轉換，使得磁化率值與成壤作用呈負相關關系[14,44]。

綜上所述，在氣候寒冷、降水充足的哈爾濱地區，成壤過程中存在顯著潛育化現象。在寒冷的冰期，地表水極少，土壤表層處于相對氧化或弱還原的環境中，磁性礦物得以良好保存。然而在間冰期，地表水含量增加，冷濕的成土環境導致土壤發育薄弱，并導致磁性礦物由強磁性向弱磁性的轉變[23-24]。因此，哈爾濱發育薄弱的灰黑色古土壤層以及古土壤層磁化率值低于黃土層現象，分別反映了高緯度寒冷氣候對成壤作用和磁化率值的控制。

4.2 粒度端元的指示意義

哈爾濱黃土是典型風成黃土堆積[23,45-46]，其分離出的各粒度端元分別代表著不同的搬運動力背景。EM1組分的眾數粒徑為7.81 μm。2~16 μm細粉砂組分可在幾千米高的大氣中懸浮并進行遠距離搬運[47]，該組分在中國黃土高原地區[48-50]、新疆伊犁地區[47]、歐亞黃土古土壤序列[51-52]中十分常見，代表高空西風所搬運的遠源粉塵物質。雖然風化成壤作用亦可產生大量的細顆粒碎屑物質[53]，但其粒徑通常小于2 μm，且通過與反映風化成壤程度的Rb/Sr對比發現（圖5h），EM1和Rb/Sr并無顯著相關性，表明EM1組分并非在成壤環境下所形成。同黃土高原東部粉砂組分[47]（8 μm）相比較（圖7a），峰型相似。因此，EM1組分代表受高空西風控制影響下，自遠源搬運的粉塵物質。

哈爾濱黃土EM2眾數粒徑為27.2 μm。黃土高原眾數粒徑為16~32 μm的粒度組分是在強風作用下低空搬運的近源物質[54]，眾數粒徑為30 μm的粒度端元代表由塵暴帶來的粗顆粒組分[55]。對比中國黃土粗粉砂組分[56]（圖7b）可以發現，哈爾濱黃土EM2組分峰型與之相似。哈爾濱地處松嫩平原東部，受西伯利亞高壓影響較大，所以荒山剖面EM2應該代表冬季風所搬運的遠源粉塵物質。

哈爾濱黃土EM3眾數粒徑為54.41 μm。20~70 μm的粗砂粒度組分被認為是受塵暴影響近距離懸移搬運的組分[48]。與黃土高原東部粗粉砂組分相比，哈爾濱黃土EM3組分峰型與之相似但呈現更寬的頻率分布（圖7c），且與中值粒徑存在顯著相關性（圖8，相關性系數R2為0.501）。故哈爾濱黃土的EM3可能代表強季風或強塵暴所搬運的粗粉砂組分。

圖7 哈爾濱黃土粒度端元與前人結果對比Fig.7 Comparison of end members of Harbin loess with previous research

圖8 EM1、EM2、EM3和中值粒徑的相關性分析Fig.8 Correlations of EM1, EM2 and EM3 with median grain size

綜上所述，EM1代表受高空西風控制下搬運的遠源粉塵物質；EM2代表冬季風搬運的遠源粉塵物質；EM3代表東亞冬季風影響下以塵暴的方式搬運來的近源粗顆粒組分。其中EM3組分是對氣候變化較為敏感的組分，可以指示松嫩沙地的干旱化程度。

4.3 松嫩平原的干旱化進程

黃土沉積和沙漠作為一個耦合系統，分別被認為是沉積區和物源區。沙漠化和干旱化的演變信息被記錄在包括風成沙和黃土在內的風成沉積物中。但由于沙漠中的風成沙易受外部條件影響而發生移動，且受后期的侵蝕作用，導致很難直接從沙漠中提取古氣候數據，因此沙漠對干旱化指示作用具有限制性。黃土作為一種典型的干旱—半干旱氣候條件下的粉塵堆積，常堆積于沙地的下風向，其粉塵的起源、運輸和沉積對干旱—半干旱氣候以及沙地范圍的變化有較好的指示意義[57]，因此沙漠邊緣的黃土沉積廣泛用于重建沙地干旱化歷史[4,57-60]。

黃土堆積的開始代表風塵物源區或沉積區氣候環境發生了重大變化[61]，指示區域或者全球氣候干旱化的開始[62]。故巖心30.4 m（460 ka）處沉積環境由湖相沉積向黃土沉積的過渡，意味著研究區自然氣候環境發生了巨大變化，指示了黃土源區干旱化的開始。位于松嫩沙地下風向的哈爾濱黃土，主要為近源堆積，松嫩沙地為其統治性的粉塵物源[63-64]。因此，基于哈爾濱黃土的底界年齡，我們認為在460 ka開始，哈爾濱黃土的源區——松嫩平原地區存在明顯的干旱化，指示松嫩沙地開始形成。

粒度是黃土研究中常用的環境代用指標，不僅可以很好地反映東亞冬季風的變化[65]，而且在一定程度上記錄了沙漠的進程演化[57,65]，黃土沉積物中的含砂量可以很好地用于反演源區的干旱化及沙漠化進程[66]。然而，需要注意的是，穩定的物質來源是古氣候指標重建氣候變化的前提。沉積物的Nd同位素組成，具有極高的穩定性，基本繼承母巖的特征[67-69]；哈爾濱黃土Nd同位素與平均粒徑的弱相關性表明（圖9c，相關性系數R2為0.32），哈爾濱黃土的Sr、Nd同位素受粒度變化和氣候波動影響極小，故哈爾濱黃土的Nd同位素可被用做沉積物來源和遷移的示蹤劑。哈爾濱黃土的Nd同位素值非常穩定（圖5f），同松嫩沙地Nd同位素值（-11.0~-4.8）相比較[64]，哈爾濱黃土的Nd同位素值變化范圍僅僅在-6.9~-5.7之間，變化幅度十分有限，表明哈爾濱黃土的粉塵物源自460 ka以來較為穩定，未發生改變，這也進一步證實了哈爾濱黃土沉積物中粒度的粗細變化是氣候變化所引起，而非物源改變導致。

圖9 哈爾濱黃土Rb/Sr、Sr同位素、Nd同位素與中值粒徑的相關性分析Fig.9 Correlations of Rb/Sr, Sr isotope, Nd isotope and median diameter of Harbin loess

在氣候變化是哈爾濱黃土粒度變化的主控因素前提下，哈爾濱黃土大于63 μm與EM3組分可以很好地指示松嫩沙地邊緣的進退以及氣候波動（圖10a，b）。粒度指標在300 ka和380 ka存在兩次快速增加現象，反映了松嫩沙地在該時期發生兩次明顯干旱化加劇事件——沙地存在兩次顯著擴張。并且松嫩沙地300 ka的干旱化加劇事件，在赤峰黃土和北京礬山黃土中也有所體現（圖10c，d）[9,70]，該時期赤峰黃土和礬山黃土大于63 μm粒度組分顯著增加。

值得注意的是，自180 ka開始，哈爾濱黃土的大于63 μm與EM3的粒徑組分含量呈下降趨勢，表明松嫩沙地干旱化加劇事件直至180 ka才有所緩和。這種緩和的趨勢在Sr同位素（圖10e）和TOC指標（圖10f）中也有所體現。哈爾濱黃土的Sr同位素和Rb/Sr比值（圖5h），均同平均粒徑呈弱相關性（圖9a，b，相關系數R2分別為0.45和0.44），表明粒度對二者的影響可以忽略不計，故Rb/Sr比值反映了東亞夏季風的強度變化[14,44,71]。自180 ka以來，哈爾濱黃土的Sr同位素值自180 ka開始，整體高于平均值，表現出相對高值的特征，且Rb/Sr比值也呈增加的態勢，表明此時期該區夏季風增強。TOC含量主要受控于環境因素[72]，可以極好地指示氣候的暖濕程度。180 ka以來哈爾濱黃土TOC含量表現出緩慢上升的趨勢，且在120 ka時急劇增加，同樣佐證了松嫩平原的氣候逐漸改善，干旱化程度趨于轉好。

圖10 荒山剖面與其他地區環境變化記錄對比（a）HS剖面>63 μm組分；（b）HS剖面EM3組分；（c）NYZG剖面>63 μm組分；（d）礬山剖面>63 μm組分；（e）Sr同位素組成；（f）TOC含量；（g）北大西洋深海氧同位素[31]；（h）北太平洋海平面溫度[87]；（i）北太平洋粉塵通量（V21￣146）[88]Fig.10 Comparisons of environmental change records for HS profile and other regions

綜上所述，松嫩平原地區自460 ka以來開始呈現出干旱化趨勢，并導致該區域環境發生重大變化，主要表現在以下兩個方面：其一是松嫩平原干旱化以及松嫩沙地和哈爾濱黃土堆積的開始；其二是松嫩沙地在300 ka（L3黃土層）和380 ka（L4黃土層）發生兩次干旱化加劇和沙地擴張現象。在180 ka之后，松嫩平原干旱化現象呈現緩和的趨勢，氣候逐漸趨于暖濕。

4.4 干旱化驅動機制

對亞洲內陸干旱化的驅動機制研究涉及很多方面[73-76]，一般認為主要受青藏高原的隆升、新特提斯海退出以及新生代全球氣候變冷與海平面下降等區域和全球要素的共同作用[73]。對于亞洲中緯度地區而言，青藏高原的隆升阻擋來自印度洋的水汽，明顯地影響了大氣環流分布格局。此外，高原的隆升也有利于山脈的剝蝕，為亞洲地區提供粉塵物質[77-78]，是內陸常年干旱化的主導因素。晚新生代以來，青藏高原的快速隆升分為三大階段，分別為3.6~1.7 Ma的青藏運動[79]，1.1~0.6 Ma昆侖—黃河運動[79]以及0.15 Ma以來的共和運動[79-81]。但昆侖—黃河運動時期青藏高原就已隆升到一定高度[81]；此外新特提斯海在晚始新世（約34 Ma）就已經全面退出亞洲內陸[74,76]。所以青藏高原的隆升、新特提斯海的退出并非是導致松嫩平原干旱化的主導因素。

受中更新世氣候轉型（MTP）影響[82-86]，第四紀中更新世以后兩極冰蓋擴張，全球冰量增加，氣溫降低，冬季風加強導致北太平洋風積塵的質量堆積率呈上升趨勢，全球氣候主導周期由41 ka轉為100 ka。EM3作為對東亞冬季風較為敏感的粒度組分，其在深度上的變化可以反演搬運動力的強弱變化過程，亦可以指示東亞冬季風在各歷史時期中的氣候強弱變化特征。對EM3進行時間尺度的小波分析（圖11）發現，自460 ka以來，東亞冬季風的波動主周期為96 ka，次周期為37 ka，51 ka，這反映其中96 ka的偏心率是影響東亞冬季風主導周期的主要周期，主要受控于全球冰量的增加[86]。

圖11 哈爾濱黃土EM3含量在時間尺度上的小波分析Fig.11 Wavelet analysis of EM3 content of Harbin loess on time scale

風力搬運黃土物質的強度大小主要反映在黃土的粒度變化，尤其是大于63 μm的粒徑組分可以較好的表示東亞冬季風的強弱變化[86]。哈爾濱黃土大于63 μm和EM3粒徑組分與深海氧同位素組成的對比發現（圖10g），300 ka與380 ka對應全球冰量增加與海平面溫度下降的階段（圖10h）[31,87]。此外，北太平洋風積塵的質量累積率在該時期呈現上升的趨勢（圖10i）[88]。所以受海平面溫度的下降、全球冰量的增加尤其是北半球冰量增加的影響，所導致的西伯利亞高壓不斷增強并向南遷移可能是松嫩沙地干旱化加劇的主要氣候驅動因素。此外300 ka存在的干旱化加劇事件在赤峰黃土[9]以及礬山黃土[70]（圖10c，d）中也有所響應，而380 ka的干旱化事件并無明顯體現，其原因可能是松嫩平原位于中國北方較高緯度的季風邊緣地區，受西伯利亞高壓的影響更為顯著。

綜上所述，全球冰量增加是主導松嫩平原干旱化的主要氣候驅動因素，相比于鄰區，高緯度的松嫩平原地區對西伯利亞高壓具有更好的響應。

黃土堆積是區域構造—地貌—水系演化—氣候變化共同作用的結果[89-91]。除東亞冬季風對干旱化的影響外，源區構造運動及水系演化也起到至關重要的作用[92]。如三門峽的貫通導致三門古湖的消亡，隨著大面積河床出露于地表最終釋放了大量的粉塵物質并最終沉積于相鄰下風向地區，形成邙山黃土[92]；石樓紅黏土的研究表明了呂梁山構造抬升對風塵堆積的影響[93]。因此，構造運動和水系演化對黃土堆積有直接作用。松嫩平原是基于中生代斷陷盆地的基礎上發育而成[94]，在早更新世早期，松嫩平原中部存在巨大的湖盆——松嫩古湖，松遼水系呈向心狀注入松嫩古湖[94-96]。至早更新世末期，隨著佳依分水嶺被切穿，松花江上游被下游所襲奪，松嫩古湖湖水外泄注入三江平原[20-22,97]，松嫩古湖面積開始大范圍縮減。

第四紀以來受太平洋板塊和東北亞板塊的相對南北向扭動，長嶺斷褶式隆起帶遭受北西—南東方向的擠壓應力而隆起[98]。在此構造背景作用下，中更新世時期，發育于長嶺斷褶式隆起帶上的松遼分水嶺逐漸抬升，河流水動力變弱，大量泥沙滯留在分水嶺出口處，游蕩型河道大量發育，出露于地表的沙灘、天然堤等在強風的作用下形成沙丘，經長期演化形成大面積沖積河谷平原沙地。故中更新世，沿通榆—長嶺—懷德一線分布的松遼分水嶺隆升，為沙地的形成提供了極好的自然條件，并直接導致松嫩湖盆的向心狀水系解體，東、西遼河被迫南流，并被遼河襲奪；嫩江改道東流，注入松花江；第二松花江也改道流入松花江。松嫩古湖失去水源，水位顯著下降[99-101]。同時松嫩古湖湖盆也隨之抬升，湖水外泄加劇，古湖趨于干涸。加之此時期全球冰量增加，氣溫大幅度降低，冬季風加強，大量裸露于地表的河—湖床被風蝕，經風蝕后的碎屑物質隨強風搬運至下風向，形成黃土堆積。所以哈爾濱黃土堆積與松遼分水嶺的構造抬升以及松嫩平原水系演化存在密切聯系。

在松遼分水嶺構造抬升與氣候變冷的共同驅動下，大量干枯的河床和湖床大面積出露，冬季風攜帶大量粉塵物質并輸送至下風向地區，逐漸形成哈爾濱黃土。松嫩古湖中心乾安鉆孔巖心的年代地層研究指示了松嫩古湖消亡時間為450 ka[19]，與哈爾濱黃土的底界十分接近，印證了哈爾濱黃土堆積（~460 ka）與松嫩古湖的萎縮和消亡有著密切聯系。綜上所述，哈爾濱黃土的初始堆積是在全球變冷的氣候背景下，受松遼分水嶺構造抬升以及松嫩水系調整共同作用的結果，是對全球與區域氣候（全球冰量增加）—構造（新構造運動和松遼分水嶺隆升）—地貌（松嫩古湖消亡，松遼水系變遷）耦合的響應。

5 結論

本文通過對哈爾濱荒山沉積巖心進行沉積特征分析以及粒度、磁化率、總有機碳、Sr-Nd同位素組成測試，結合粒度端元和小波分析，研究了松嫩平原晚第四紀以來的氣候干旱化及其驅動機制，取得如下認識。

（1） 在高緯度寒冷氣候和土壤潛育化的沉積環境共同影響下，哈爾濱黃土—古土壤序列沉積學特征（如顏色、厚度）與其他地區有顯著差異；土壤潛育化的沉積環境下，沉積后磁性礦物轉化為更穩定的弱磁性礦物，是古土壤層磁化率呈現低值的原因。

（2） 哈爾濱黃土分離出的粒度端元EM3代表東亞冬季風影響下以塵暴方式搬運來的近源粗顆粒組分，可以指示松嫩沙地的干旱化程度。

（3） 哈爾濱黃土堆積（~460 ka）指示松嫩平原顯著干旱化的開始以及松嫩沙地的形成，在300 ka和380 ka存在兩次干旱化加劇和沙地擴張現象，從180 ka開始，氣候逐漸趨于溫暖濕潤。

（4） 通過與中更新世全球氣候變化記錄、鄰區黃土記錄、松遼平原的構造運動以及松遼水系第四紀演化歷史的對比，結合小波分析，我們認為松嫩沙地的形成和干旱化加劇現象是由氣候變化—構造運動—水系演化共同作用的結果。

致謝 Sr?Nd同位素組成分析得到中國地質大學（武漢）地質過程與礦產資源國家重點實驗室黃俊華研究員的支持，粒度和磁化率測試得到中國科學院地球環境研究所孫有斌研究員的指導，總有機碳測試得到中國地質科學院水文地質環境地質研究所劉林敬研究員的幫助。研究生魏振宇和李思琪參加了哈爾濱黃土野外取樣和實驗室樣品的前處理工作，在此一并表示感謝。