長江下游地區中更新世下蜀黃土沉積的古氣候意義

程星宇，朱曉雨，蒲 陽，何 同,

（1.南京信息工程大學 地理科學學院，南京 210044；2.南京大學 地球科學與工程學院，南京 210023）

長江中下游地區的下蜀黃土是中國南方第四紀地層的重要組成，對重建中更新世以來南方古氣候具有重要意義。目前關于下蜀黃土的年代（賴忠平等，2001；武春林 等，2006；任翌成 等，2020）、物源（王愛萍 等，2001；劉夢慧 等，2021；）和氣候學研究（張建新 等，1994；張建軍 等，2000；李徐生 等，2001，2002；陳玉美 等，2014）已做了許多工作。已有的氣候地層學研究表明，下蜀土所蘊含的氣候記錄很可能包含了多次冰期氣候旋回，如鎮江大港下蜀土標準地層剖面（李徐生 等，2002）、南京燕子磯剖面（黎興國 等，1993；Wang et al., 2018）和南京老虎山剖面（Li et al., 2007）等。但已有研究指出，下蜀黃土沉積廣泛分布于長江河谷和階地，由于受到長江輸沙作用動力過程影響（Yi et al., 2018），下蜀黃土地層時常被河流切穿和改造。由于河流物質輸入，臨近河岸的下蜀土剖面受到頻繁的沉積速率變動的影響，不是典型的連續加積型黃土堆積。

據野外考察發現，位于較高地勢的長江河岸階地上的下蜀土地層，具有清晰可辨的古土壤，屬于中更新世以來發育的黃棕壤（毛龍江 等，2006；2007）。在長江中下游地區廣泛出露的古土壤很可能記錄了海平面變化（鄧兵 等，2004）和長江歷史水位變化（李從先 等，1999）等環境演變。對這些野外判別標志明確的古土壤的深入研究，抑或可以揭示中國南方第四紀氣候由暖濕轉冷干的過程。已有的磁性地層學研究顯示，對下蜀土剖面進行系統的磁化率測試，并結合已發表的剖面（張建軍 等，2000；李徐生 等，2002）進行比對，可以在細節上確立這些古土壤層的時空分布。

老山山麓下蜀土剖面是長江中下游地區加積型黃棕壤古土壤沉積序列的代表性剖面。本文對老山山脈進行考察和探勘，發現了古土壤野外標志清晰，地層沉積厚度較大的盤城剖面和浦烏路剖面。針對新挖掘剖面進行了詳細的磁化率分析，結合鎮江大港（李徐生 等，2002）和老虎山標準地層（Li et al., 2007）年代學數據，比較分析中更新世50 萬年以來的古土壤標志層，進一步將老山山麓下蜀土剖面與相鄰的泰山新村剖面（綦琳 等，2020）和相距較遠的鎮江大港和江南老虎山剖面進行空間對比，旨在通過古土壤標志層確立古土壤層的厚度、沉積速率、磁化率強度等物理化學參數，進而探討本研究剖面與上述地點的下蜀土在沉積特征方面的聯系。在多剖面對比的基礎上，分析沉積速率變化對磁化率氣候代用指標的影響，提取單一由成壤貢獻的磁化率校準值，討論形成下蜀土沉積序列的氣候動力機制。以期為區域氣候變化與古氣候研究提供新的科學論據。

1 材料與方法

1.1 下蜀土剖面描述

野外調查發現，長江中下游寧鎮地區的下蜀土廣泛分布于長江兩岸河流階地，但地層厚度相差很大。厚度一般在5～10 m，但薄者厚度1 m以內。厚者如江南老虎山剖面（Li et al., 2007），江北泰山新村剖面（綦琳 等，2020），棲霞燕子磯剖面（黎興國 等，1993）以及鎮江大港剖面（李徐生 等，2002），下蜀土剖面厚度分別達到10、16、20 和59 m。

本文研究區老山山脈南麓，廣泛發育下蜀黃土，紅棕色-黃棕色的古土壤條帶分布在地勢相對較高的山前河流階地上，盤城剖面（32°09′11″N，118°42′26″E）和浦烏路（32° 00′54″N，118°34′54″E）的位置見圖1-a，2 處剖面分別位于老山山脈的東北側和西南側。

圖1 研究區域和采樣位置（a）以及盤城剖面周邊情況（b）、上部（c）和下部（d）Fig.1 Study area and sampling site location(a), the environment around(b),upper section(c), and lower section(d) of the Pancheng profileand

盤城剖面厚12 m，最上部植物根系和蟲孔較多，其余部分質地緊密呈塊狀結構，由顏色較深的古土壤層與顏色較淺的黃土層依次疊加分布。根據野外觀察和巖性判別，呈紅色至紅棕色的為古土壤層（圖1-b），而黃土層下伏于古土壤層，呈黃色至棕黃色（圖1-c）。土體古土壤層的下方，與黃土層的交界處，常見豐富的鐵錳膠膜。盤城剖面野外地層照片及特征見圖1-c、d，未見水流直接作用的痕跡，也未見長江中下游區域常見的網紋狀結構。

浦烏路剖面厚度約12 m，最上部受到人類活動的影響，部分地層侵蝕缺失。據野外觀察，浦烏路剖面與盤城剖面野外巖性特征十分相近，清晰可辨3 層主要的古土壤層。古土壤層相比黃土層顏色較深，含有較多的鐵錳膠膜，與下伏黃土層依次疊加分布。浦烏路剖面同樣質地緊密，未見到水流作用痕跡。

本文在去除表層浮土后，挖掘獲得下蜀土新剖面。以10 cm 為間隔，對全剖面系統采樣，盤城剖面和浦烏路剖面共采集塊狀樣本239個。

1.2 實驗室樣本處理與磁化率測試

土壤樣本在實驗室內經自然風干處理。風干后的樣品使用2 mm 孔徑篩除植物根和少量礫石。在磁學參數測試之前，使用保鮮膜包好10 g左右樣本至于圓柱體小盒內。使用英國產Bartington MS2 型雙頻磁化率儀測定低頻（0.47 KHz）磁化率值（χlf），并計算單位質量磁化率（χ）。本文未測量高頻率（4.7 KHz）質量磁化率（χhf）。樣本前處理與磁化率測試在南京大學金屬礦床成礦機制國家重點實驗室完成。

2 結果分析

根據低頻磁化率χlf的測試結果，盤城剖面（圖2-a）的磁化率χlf值范圍為（44～186）×10-8m3/kg，數值波動幅度較大。磁化率曲線自上而下，可劃分為3 個峰值段，即平穩高值段（0～1.8 m）、高值波動段（2.5～5.5 m）以及峰值段（5.7～6.5 m）3 個磁化率高χlf值段。全剖面最高值（186×10-8m3/kg）和最低值（44×10-8m3/kg）均出現在高值波動段，這一層位的磁化率χlf值峰谷波動幅度大（見圖2-a）。磁化率曲線的上述3個峰值段，與臨近的泰山新村剖面（綦琳 等，2020）具有可比性（圖2-b），分別對應泰山新村剖面的古土壤層S1、S2 和S3。據磁化率曲線分析結果，在盤城剖面9 m深處和11 m深處，磁化率χlf值達到峰值140×10-8m3/kg，可與鎮江大港剖面的古土壤層S4 和S5 進行比對。本研究的盤城剖面S4 和S5 兩處古土壤層比過去研究的泰山新村剖面（綦琳 等，2020）的底部更深。

圖2 下蜀土地層空間對比（a.盤城；b.泰山新村；c.浦烏路；d.大港；e.老虎山）及中更新世以來古土壤層（S）和黃土層（L）的劃分Fig.2 A spatio-temporal comparison of the stratigraphy for Xiashu loess deposits (a.Pancheng profile; b.Taishanxincun profile; c.Puwulu profile; d.Dagang profile; e.Laohushan profile) and the loess layers(L) and paleosol layers (S) were shown and noted for each profile

根據野外巖性觀察，結合地層磁化率曲線，在盤城剖面的上部發現了3層古土壤S1、S2和S3（見圖2-a），得到了浦烏路剖面（圖2-c）的獨立驗證。浦烏路剖面磁化率χlf值范圍為（45～188）×10-8m3/kg，波動范圍與盤城剖面一致。浦烏路剖面磁化率χlf值也包括3 個磁化率高值段，磁化率χlf峰值分別位于1.1、5.8 和10.2 m 處，χlf峰值達到150×10-8、180×10-8和170×10-8m3/kg。3個磁化率χlf值高值段，對應古土壤層S1、S2 和S3。在老山山脈周邊，盤城剖面和浦烏路剖面以及泰山新村剖面（綦琳 等，2020）一致記錄了S1、S2 和S3 這3 層古土壤，在區域空間內可進行追溯，這與野外觀測過程將3層古土壤作為中更新世以來的標志層是一致的。

磁化率對比分析結果（圖2、表1）顯示，下蜀土沉積序列在同一時代的地層層厚呈較大的空間差異。古土壤層S1在大港和老虎山剖面，層厚4.2和2 m，在泰山新村、浦烏路和盤城剖面厚度分別為4.8，1.8和2.1 m。第二層古土壤S2，在大港厚度為7.2 m，在泰山新村、浦烏路和盤城剖面厚度分別為6.4、2.8 和1.8 m。第三層古土壤S3 在大港厚度較薄，為1 m，在浦烏路和盤城分別為2和0.7 m。

表1 下蜀土地層層序與沉積速率變化Table 1 The mass accumulation rate (m/ka) for the loess and paleosol layers of the Xiashu loess deposits

不僅是同時代地層層厚存在空間差異，間冰期形成的古土壤（S1、S2 和S3）與冰期形成的下伏黃土（L2、L3 和L4）的相對厚度也呈現變化。大港剖面古土壤S1厚度（4.2 m）遠低于下伏黃土L2厚度（8.9 m）；在老虎山剖面，S1 厚度（2 m）同樣遠低于L2 厚度（6 m）。但在泰山新村剖面，S1厚度達到4.8 m，超過L2 厚度（1 m），浦烏路剖面和盤城剖面的S1 層厚度，也超過下伏L2 層厚度（見表1）。第二層古土壤S2，在大港剖面厚度為7.2 m，遠超過下伏L3厚度（1.8 m），這一特點在泰山新村剖面（S2厚度6.4 m，L3厚2 m），浦烏路剖面（S2 厚2.8 m，L3 厚1.5 m）和盤城剖面（S2 厚1.8 m，L3 厚0.9 m）均一致（見表1）。第三層古土壤S3 在大港剖面較薄，為1 m，下伏的黃土層L4 為1.7 m；盤城剖面S3厚度為0.7 m，黃土層L4為2 m（見表1）。

3 討論

3.1 下蜀土間冰期和冰期沉積速率的變化

中國北方黃土高原地區的古土壤和黃土組成的風成沉積很好地記錄了間冰期和冰期氣候旋回（Heller et al., 1986）。中更新世以來的多個冰期時段，形成了沉積速率較高的黃土沉積，而間冰期時段形成的古土壤具有較低的沉積速率（Kohfeld et al., 2003; Stevens et al., 2016）。然而，黃土高原廣泛出現的這一規律，在南方下蜀土地層并不符合?？梢钥闯觯诙庸磐寥缹覵2的厚度遠超過下伏的黃土L3層厚，這一特點同時在多條下蜀土剖面（圖2-a、b、c、d）出現。根據下蜀土標準剖面，鎮江大港下蜀土的年代學框架（李徐生 等，2001；2002），換算獲得中更新世以來的每一層黃土和古土壤的年代跨度（見表1）。本文計算得出鎮江大港，泰山新村，浦烏路和盤城剖面古土壤層S2的沉積速率分別為13、12、5和3 cm/ka（見表1），明顯超過下伏黃土層L3的沉積速率（3、3、2和1.5 cm/ka）。

相比北方黃土高原黃土沉積速率遠高于古土壤的特點，南方下蜀土在間冰期發育的古土壤層沉積速率超過冰期黃土，這進一步說明下蜀土與北方黃土的沉積動力學很可能存在機制性的差別。黃土高原冬季盛行冬季風，冰期時冬季風搬運力更強，將黃土高原以北沙漠表層砂向南搬運，形成的冰期黃土沉積速率高，反之，間冰期的古土壤沉積速率低。長江下游河谷廣泛發育河漫灘地貌，為臨近的河流階地位置下蜀土堆積提供充足的物源（Liu et al., 2014; Zhu et al., 2021）。間冰期時段，全球海平面上升（鄧兵 等，2003），長江流域降雨量同步增長，有利于長江水位的升高。二者疊加導致長江干流徑流量增加，為下游地區的河漫灘提供了充足的物源。河漫灘沉積物在冬季受干冷的冬季風氣候影響（李徐生 等，2002），在地勢相對較高的河谷階地位置形成下蜀土風成堆積物。反之，冰期徑流量減少，河漫灘的物源供應減弱，不利于古土壤的快速堆積。冰期的冬季氣候更加干冷，沿河谷地帶形成局域性的大風天氣，風蝕作用強烈不利于風成物質堆積（楊軍懷 等，2020）。

不只是古土壤層S2，第一層古土壤S1 也呈現較大的層厚度（圖2），特別是在泰山新村（見圖2-b）和盤城剖面（見圖2-a），S1 層的厚度遠大于下伏黃土L2 層（見表1）。本文計算了多個下蜀土剖面的S1 和L2 層的沉積速率，泰山新村，浦烏路和盤城剖面S1層的數值（9、3和4 cm/ka）超過L2層（2、2.7 和1 cm/ka），但鎮江大港和老虎山剖面的S1 層沉積速率（8 和4 cm/ka）只有L2 層（14 和10 cm/ka）的大約一半。位于長江北岸老山山麓的泰山新村、盤城和浦烏路剖面相距現代長江干流大約10 km（圖1-a），擁有廣闊的河漫灘，而江南一側的老虎山以及鎮江大港剖面，由于缺少寬闊的河漫灘，在間冰期時段S1層古土壤的沉積速率不及上述3個剖面。

相較于古土壤層S1 和S2，第三層古土壤S3（圖2-a、d）的發育厚度明顯小于下伏黃土層L4。鎮江大港和盤城剖面S3 層的沉積速率分別為3 和2.4 cm/ka，而下伏L4 層為7 和8 cm/ka（見表1），說明相比S1和S2兩個厚層古土壤，S3層古土壤的發育條件不如前者。

3.2 下蜀土沉積序列的連續性

下蜀土沉積與北方黃土相似，受到冰期和間冰期氣候旋回控制，冰期形成黃土而間冰期形成古土壤（鄭樂平 等，2002）。間冰期河流水位高，不僅影響下蜀土在間冰期的物源，還影響古土壤的發育（鄧兵 等，2003）。間冰期河流水位高，長江下游低洼地帶洪水頻發（Xu et al., 2019），為河漫灘提供了豐富的物源，并且在干冷的冬季被近地表風搬運至地勢較高的河流階地形成連續的風成堆積（楊軍懷 等，2020）。洪水泛濫對河漫灘物質堆積通量的影響很大，形成了河漫灘位置沉積通量的波動（Yi et al., 2018），并很有可能導致間冰期下蜀土堆積物在短尺度內的沉積間斷。對于此質疑，首先應當判別古土壤層是否出現過沉積間斷。

圖3為下蜀土古土壤層和黃土層沉積速率（見表1）與世界主要類型沉積物的地層沉積（Sadler et al., 1981）連續性的比較。其中，下蜀土層序的沉積速率與世界主要類型沉積物分布的區間重疊，但下蜀土與陸相洪積、大陸邊緣海沉積、深海沉積和湖泊沉積的數值區間特征存在明顯差別。隨著地層觀測厚度加大，在計算沉積速率的統計標準按照更長的時間尺度，如觀測尺度從千年變更為百萬年，沉積速率的觀測值會比實際值偏小（圖3）。數值區間表現為觀測地層厚度越大，沉積速率觀測值越小，即沉積速率名義值與觀測時間尺度成反比。觀測時間尺度達到百萬年，觀測的地層層厚越大，出現沉積間斷的概率非常高，而采用較小的觀測時間尺度如千年，可以認為地層的局部仍是連續的（William et al., 1991），這是已有研究依據沉積地層學獲得的結論。以此為參照，下蜀土古土壤層的沉積速率，如果出現沉積間斷，也應該出現觀測地層厚度與沉積速率呈反比關系。然而，下蜀土古土壤層和黃土層的沉積速率（見表1）與地層層厚均呈現正比例關系，即隨著觀測地層厚度增大，沉積速率等比例增加。這說明在冰期和間冰期觀測尺度，下蜀土是沉積連續的。

圖3 下蜀土堆積序列古土壤和黃土層沉積連續性判別Fig.3 Critiron for the stratum discontinuities in terms of the Xiashu deposits

此外，本研究的5個下蜀土剖面的全剖面沉積速率平均值（2.5～7 cm/ka，圖3）介于古土壤和黃土層數值（1.3～17 cm/ka，見表1）之間，這進一步說明下蜀土古土壤和黃土層在軌道尺度上沉積連續。這與已有對下蜀土層序的研究（賴忠平 等，2001；李徐生 等，2001；武春林 等，2006；陳玉美 等，2014；Wang et al., 2018; Yi et al., 2018）一致。本文通過Sadler沉積連續性模型的判別，并不排除在更短的觀測尺度上，下蜀土可能存在千年甚至數千年的沉積間斷。

3.3 中更新世以來下蜀土沉積速率變化的古氣候機制

風成沉積在形成過程中，冰期和間冰期不同的沉積環境和氣候條件對地層磁性的影響不同。間冰期氣候較為溫暖濕潤，形成的古土壤層低頻磁化率χlf值較高，反之，較為干旱寒冷的冰期，形成的黃土層χlf值較低（An et al., 1991）。下蜀土序列中的古土壤和黃土層，具有相似的磁化率變化特征（圖4-a、b）。古土壤相比于黃土，低頻磁化率χlf值較高的原因與磁性礦物含量有關，溫暖濕潤的間冰期氣候有利于古土壤生成更多的次生磁性礦物（Deng et al., 2006）。

圖4 下蜀土地層磁化率變化曲線校正（a.盤城剖面；b.浦烏路剖面*；c.800 ka以來太陽輻射與地球軌道偏心率）Fig.4 Corrected magnetic susceptibility curve for Pancheng profile (a) and Puwulu profile (b),the insolation and eccentricity between 800 kyr and present(c)

前人對風成沉積磁化率的研究（Porter, 2001）表明，風成沉積的磁化率χlf值同時受到年均降雨量（An et al., 1991）和沉積速率（Kohfeld et al., 2003;Stevens et al., 2016）的控制。較高的年均降雨量通過提高土壤濕度，利于土壤生成更多的次生磁性礦物，進而升高了磁化率χlf值；而更高的沉積速率，稀釋了成壤過程形成的磁性礦物濃度，使得磁化率χlf值降低。因此對磁化率χlf值的冰期－間冰期旋回的機理性解釋，需要同時考慮土壤濕度和沉積速率2個關鍵因素。

下蜀土多個古土壤層具有高沉積速率（S1 和S2，圖4-a、b），稀釋了成壤成因的次生磁性礦物濃度，導致間冰期時段的磁化率χlf測量值偏低，使得磁化率χlf值的冰期和間冰期旋回偏弱。本文通過校正沉積速率，獲得標準化沉積速率（1 cm/ka）情形下的磁化率校正值，其冰期和間冰期旋回變化更真實地反映次生磁性礦物濃度。對盤城剖面（圖4-a）和浦烏路剖面（圖4-b）的初始磁化率χlf值除以沉積速率進行修正，再滑動平均降噪。校正公式為：

磁化率校正曲線的旋回變化更加明顯，磁化率校正曲線的峰值和谷值分別對應于間冰期和冰期。盤城剖面（圖4-a）的古土壤層S1、S2、S3、S4和S5均呈現峰值，而黃土層L2、L3、L4、L5分別對應低谷。類似地，浦烏路剖面（圖4-b）的古土壤層S1、S2 和S3 出現峰值，而在黃土層L2 和L3 出現谷值。經過沉積速率校正后的磁化率曲線，清晰記錄了中更新世以來的5次冰期－間冰期旋回，說明長江中下游地區較為強烈的化學風化（Hong et al., 2013）以及沉積序列的早期成巖作用（Hu et al., 2009）對下蜀土中的次生磁性礦物的溶解作用有限，并沒有影響成壤成因的次生磁性礦物在地層中的分布。

盤城和浦烏路剖面記錄的5次間冰期—冰期氣候旋回變化，可能反映下蜀土沉積序列中古土壤的發育受到全球冰量的控制。首先，下蜀土的物源，來自長江河谷沿岸的寬闊河漫灘（Liu et al., 2014;Zhu et al., 2021）。間冰期時段長江干流徑流量大和輸沙量高，為河漫灘提供了豐富的松散沉積物，為冬季地表風的二次搬運形成下蜀土提供了物質基礎。間冰期河漫灘較高的沉積通量，使得古土壤層S1 和S2 的沉積速率大大超過下伏黃土層L2 和L3（見圖4）。其次，成壤成因貢獻的磁化率突顯10萬年主周期（圖5-b），S1、S2、S3、S4和S5這5層古土壤發育的年代（見表1）和地球軌道參數偏心率周期（10萬年）的最大偏心時段同步（圖4-c）。軌道偏心率周期被認為主導了中布容事件以來的全球冰量變化（Cheng et al., 2016）。全球冰量變化影響了海平面高度以及長江流域的降雨量，導致長江干流水位的明顯升降，促進長江中下游地區古土壤的強烈發育。再次，從古土壤的沉積速率和發育層厚看，長江下游地區中更新世以來古土壤層S1、S2和S3的古土壤發育條件很可能超過古土壤層S4。S1、S2 和S3 發育期，對應的偏心率周期最大偏心角（圖4-c）超過S4 發育期。最后，近50 萬年來偏心率最大值出現在S2發育期（圖4-c）。無論是本文的盤城和浦烏路剖面（圖4-a、b），還是已有研究的鎮江大港（李徐生 等，2002）、老虎山（Li et al., 2007）和泰山新村剖面（綦琳 等，2020），一致在S2層出現古土壤沉積厚度大和沉積速率高的特征（見圖2）。據此推斷該時期區域性成壤發生作用的范圍達到最大值，這很可能與該時期長江水位高度升高至近50萬年來的最大值有關。長江下游高水位的持續水文狀態使得河谷地帶發育出寬闊的河漫灘地貌（Xu et al., 2019），導致S2 層古土壤在成壤發育條件上達到最佳。

圖5 功率譜密度分析（a.磁化率χlf值；b.校正磁化率）Fig.5 Power spectral analysis on the periods for (a) magnetic susceptibility (χlf) and(b) corrected magnetic susceptibility

4 結論

基于野外考察和低頻磁化率的實驗室分析，盤城下蜀土剖面和浦烏路剖面磁化率波動范圍基本一致，均出現了3 個峰值段，由3 層古土壤組成即古土壤層S1、S2和S3，與已有研究的泰山新村剖面、鎮江大港剖面和江南老虎山剖面結構相似。研究發現：1）不同剖面的古土壤S1、S2和S3的厚度呈現較大的空間差異。通過空間地層比對確立年代控制點，采用鎮江大港下蜀土剖面的時間標尺，計算盤城和浦烏路下蜀土剖面的沉積速率，發現古土壤層S1和S2 的沉積速率顯著超過下伏黃土L2和L3 層，這與黃土高原地區黃土層的沉積速率大于古土壤的狀態相反。古土壤層S1 和S2 較大的層厚以及較高的沉積速率，很可能受到區域水文狀態的控制。2）本文對沉積速率進行標準化，獲得1 cm/ka 沉積速率條件下的磁化率校正值，還原了下蜀土堆積以后通過成壤作用新形成的磁性礦物的濃度。校正后的磁化率曲線清晰記錄了最近發生的5次冰期－間冰期旋回，與地球軌道參數偏心率的周期吻合。3）冰消期高緯度冰蓋的快速消融與長江流域降雨量的增長同步，導致長江下游水位顯著上升，對長江下游地區的土壤發生條件產生重要影響。本研究為區域古氣候研究提供了新的科學依據，待補充更多數據后，未來可以論證長江下游河谷下切與風塵堆積形成之間的內在機制。目前論文的結論仍然較為初步，尚需經過嚴格的年代學驗證。