江西九江地区晚更新世生态变迁的土壤有机质碳同位素证据_张平中

江西九江地区晚更新世生态变迁的土壤有机质碳同位素证据¹张平中1 王先彬1 王苏民2 沈永平3刘光秀3羊向东2薛 滨2吴锡浩4(1中国科学院兰州地质研究所气体地球化学国家重点实验室,兰州730000;2中国科学院南京地理与湖泊研究所湖泊沉积与环境开放研究实验室,南京210008;3中国科学院兰州冰川冻土研究所,兰州730000;4地质矿产部地质力学研究所,北京100081)摘 要 根据我国江西九江地区4个土壤剖面的土壤有机质及其D 13C 值的分析结果,认为末次冰期旋回内生态转型是由于季风效应和CO 2共同作用的表现;北大西洋末次冰期内的Heinrich 事件对中国东部的气候也产生剧烈的影响,其分布直接控制着C 3和(或)C 4植物的转型及其沉积物的类型.CO 2及其温室气体可能是Heinrich 事件的重要驱动因素之一.关键词 碳同位素 土壤有机质 生态变迁 晚更新世 东南季风中图法分类号 Q91415第一作者简介 张平中,男,34岁,副研究员,1986年毕业于华东地质学院地质系,1991年在中国科学院兰州地质研究所获硕士学位.现主要从事同位素地球化学、全球变化、环境地球化学及油气地质地球化学研究工作.1 样品与实验111 样品九江长虹大道剖面(CH 剖面)(图1)位于江西省九江市南郊长虹大道南部;而彭泽红光砖厂剖面(PHZ)、彭泽红光通江大道剖面(PH)及湖口柘矶沙山剖面(H Z)(图1)位于长江南岸及鄱阳湖区东北部的湖口和彭泽两县境内.该区年平均温度为1616~1618e ,年降雨量在1400mm 左右,地处东南季风区中亚热带北部,自然植被类型为常绿及落叶阔叶混交林,主要建群种为壳斗科的植物种类.晚更新期间,在鄱阳湖西北部沉积了含Fe-M n 胶膜的浅红色网纹红土及浅黄色黄土(图2d),而在鄱阳湖东北部则交替堆积了黄土、风成沙及深灰色湖沼泥(或土壤)(图2a,b,c).由于新构造运动的影响,其地层在地表的分布高差悬殊.我们对CH 、PH 、PHZ 、H Z 四个剖面用10cm 间距共采集114块样品,对其中50块样品进行了有机质含量及其D 13C 值的测定.图1 江西九江-彭泽沙山分布及研究剖面的地理位置图(吴锡浩等,1991)1.沙山分布; 2.剖面位置Fig 11 G eog raphic location of the pro files studied112 实验把样品磨碎至80目,用5%的HCl 溶液浸泡24h,在75e 以下烘干,分别测定有机质含量及D 13C;有机质含量用CS-344型分析仪测定,D 13C值用MAT -251型同位素质谱计测定(张平中等,1995),D 13C 的分析误差<012j ,结果以下¹本文于1997-12-10收到/属国家自然科学基金(49673179)资助项目.第20卷 第2期1998年6月冰 川 冻 土JO UR NAL OF G LACIOL OGY AN D GEO CRY OLO GYVol 120 No 12Jun .1998图2 江西九江PH (a)、PHZ (b)、HZ (c)和CH (d)剖面中T OC 及其D 13C 值与深度-年代的对应图1.沙层;2.锈黄色黄土与灰色沙质层土壤互层;3.深灰色土壤或湖沼泥;4.锈黄色黄土;5.粉砂质泥;6.淋滤性黄土;7.浅黄色黄土;8.疏松黄土含Fe-M n 胶膜;9.浅红色古土壤含F e-M n 胶膜;10.红色土,含少量灰白色网纹,发育F e-M n 胶膜;11.总有机碳含量(T O C);12.T OC 的D 13C 值Fig 12 T OC contents and its D 13C values changing w ith depth at sites of PH (a),PHZ (b),HZ (c)andCH (d)in Jiujiang region,Jiang xi Province表1 四剖面的年代、TOC 、D 13C 值及其可能的植物类型与MIS 对应表T able 1 A ge,T OC,D 13C and possible vegetational flo ra o f the four sections,compared with M I S年龄/ka BP 剖面的深度及名称/cm土 壤 类 型TOC /%;D 13C/j ,PDB 植物类型M IS 阶段147?16~120?10620~260(PH )淋滤性黄土0111~0114;-2116~-2314C 36120?12~102?10102~8888~81260~30(PH )400~120(CH)120~0(CH)深灰色土壤或湖沼泥从下而上为网纹红土、疏松黄土、浅红色古土壤、疏松黄土浅黄色黄土0117~0146;-2110~-17100107~0112;-2611~-22170120~0124;-2117~-1910C 4C 3C 45e 5d~5b 5a 81~680(PH 顶)~480(PHZ 底)风成沙无应属C 3468~4242~28480~360(PHZ)360~320(PHZ)浅黄色黄土粉砂质泥(或土壤)0103~0110;-2414~-21180111~0116;-2010~-1916C 3C 4328~2628~2727~2626~2020~14151415~12320~300(PHZ)2740~2640(H Z)2640~2400(H Z)300~40(PHZ)2400~100(HZ)100~30(HZ)40~5(PHZ)5~0(PHZ)30~0(HZ)锈黄色黄土深灰色土壤或湖沼inc 深灰色土壤或湖沼泥风成沙浅灰色土壤粉砂质土壤粉砂质土壤0110~0111;-2218~-22140113~0126;-2317~-20140141~0166;-2914~-16110105;-25130110;-20170135~0153;-1913~-1714无0104;-23170132;-2013C 3C 3C 4C 3C 4C 32注:年代来自于内插法,而CH 剖面年代用外推法获得(图2)12期张平中等:江西九江地区晚更新世生态变迁的土壤有机质碳同位素证据b p v式表示:D13C PDB=(13C/12C)PDB-(13C/12C)样品(C/C)PDB@1000113剖面年代问题我们对4个剖面中代表性的层位用14C和热释光进行了年代测定(图2),然后根据实测年代用内插法或部分层位用外推法获得不同气候阶段的年龄范围(表1).2结果与讨论211分布特征PH、PH Z、HZ和CH四剖面的土壤有机质含量(TOC)及其D13C值之间有着密切的正相关关系(图2),即当T OC增高时,D13C值也随之变重,即相对富集13C,并且其土壤的类型也发生了相当大的转变.从表1及图2a,b,c,d可以看出,在PH、PHZ和H Z剖面中,淋滤性黄土(图2a)、浅黄色黄土(图2a,b,c)、锈黄色黄土(图2b)及风成沙(图2a,b,c)中TOC含量较低,其D13 C也偏负,而在深灰色土壤或湖沼泥(图2a,c)及粉砂质泥(土壤)中TOC含量较高,其D13C值偏正;而在CH剖面中上部的浅黄色黄土中TOC 及D13C值高,而在其下部的疏松黄土、浅红色古土壤及网纹红土中TOC及其D13C值较低.在TOC 及其D13C值由高到低或由低向高的变化基本上都是一个剧烈的突变过程,沉积物特征基本上也发生了较大的变化,说明不同的沉积物支持了不同植物的生长,从而间接地揭示了气候变化及植被变迁的历史.212结果解译土壤有机质(碳)主要起源于植物,因此,其D13C值密切地反映了生长地植物生物体的D13C值(Cerling et al.,1989;Ambrose et al.,1991;Gui-l let et al.,1988).而植物根据其不同的光合作用途径显示了3个清晰的碳同位素分类(组).C3植物实际上包括所有不顾气候的树木,几乎所有的灌木及草本、高纬度及高海拔等由冷生长季节支持的禾本科植物及苔草,很少或没有水的张差,其D13C 值的变化范围为-23j~-35j,平均值约为-27j,它们最初以CO2羧化作用形成磷酸甘油酸)))一种三碳酸为特征,是最常见而且是最主要的植物光合作用途径(Deines,1980;O c Learg,1988; Farguhar et al.,1989).而C4途径中,CO2最初与磷酸烯醇丙酮酸结合形成4磷酸苹果酸或天氡氨酸(Deines,1980;O c Learg,1988;Farguhar et al., 1989;Ehleringer et al.,1991).C4植物的D13C值的分布范围在-9%~19%之间,平均值约为-13j(Deines,1980;O c Learg,1988;Farguhar et al.,1989),包括Euphorbiaceae(大戟科)和Ch-enepodiaceae(藜科)等家族中的许多灌木,温暖季节生长的禾本科及苔草是最为丰富的C4植物,它们在强日光下的高温环境中长得健壮,而且在冷、潮湿如森林的覆盖区、高纬度及高海拔的冬季降水带能被C3植物所代替(Vogel,1980),以张差的水及相对热干环境为特征.第三种光合作用途径即CAM,它结合了C3及C4途径共同的特征,包括了像仙人掌科(cactus)和一些景天科(yuccas)等茎叶肥厚的植物,它们具有中间的碳同位素组成,其范围为-34j~-9j,也适应于水及CO2张差的条件.虽然土壤有机质的D13C值相对于植物有约+1j~+3j的13C富集(Becker-Heidman et al.,1986),但并不能掩盖C3和C4植物区系之间近14j的差异,C3与C4植物生物量的比例能够由土壤有机碳的D13C精确地测量出来(Cerling et al.,1989;Ambrose et al.,1991;Guillet et al., 1988).因此,我们可以认为江西省九江地区4个土壤剖面中浅黄色黄土、淋滤性黄土及风成沙中的植物类型主要是C3植物,而在深灰色土壤或湖沼泥及粉砂质泥(土壤)有利于有机质的保存,主要是C4植物,并且对土壤有机质量的贡献较大(图2和表1),与黄土序列中有机质及其D13C值的分布(林本海等,1992)相似.在PH剖面顶(图2a)和PHZ剖面底部(图2b)及PHZ剖面的300~400cm段和HZ剖面(图2c)的2400~100cm段,均以风成沙沉积为主,前者风成沙中虽无有机质的D13C数据,从其沉积特征看,应属冷干的环境.而后者的D13C数据虽少,但均小于-2017j;在植物光合作用过程中,气孔传导率被限制的干燥环境中生长的C3植物的D13C值可达到-20j(Delucia et al.,1988),因此也应判译为是较纯的C3生态系统的生物量贡献,它是古长江的河床沙,经强风吹和短距离搬运、分选后堆积而成的,是在末次冰期海面下降,长江深切发育过程中形成的一套黄土和沙层堆积,其强风沙作用始于26000a BP(吴锡浩等,1991).表1呈现了4个剖面中年代范围内的沉积类型、TOC及其D13C值的分布范围、可能的植物类型与海洋氧同位素(M IS)阶段的对应情况.从表b p w冰川冻土20卷1可以看出,九江地区晚更新世剖面内C4及C3植物的分布范围及时段基本上与海洋、冰芯中的记录相对比,并具有显著的阶段性,也就是说,高温高CO2浓度支持了C4植物的扩张(或C3植物的衰退),而在低温低CO2浓度下C3植物发育很快.目前对这种植物转型的解释有两种:1)季风的开始或者加强(Quade et al.,1989;Quade et al., 1995;林本海等,1992;Morgan et al.,1994);2)大气CO2浓度的变化(Cerling,1991;1989;1992; 1993;Cole et al.,1994;Quade et al.,1995;Mor-g an et al.,1994;Ehleringer et al.,1991). 21211亚洲东亚季风的影响C4植物的扩张,季风的影响起了一定的作用.由于在典型的季风气候系统中在温暖生长季节期间和潮湿张差的条件下,C4植物的功能能够得到更好的发挥(Quade et al.,1989;1995).在高温下,在与光合作用和呼吸作用相随的CO2-H2O的交换系统中,C4植物比C3植物更有效(Ehleringer et al.,1991),因此我们可以说,C4植物的出现可能反映了亚洲东亚季风的开始或加强.中国黄土高原的黄土-古土壤序列记录了最近250万年亚洲冬季风(以黄土为代表)和夏季风(以古土壤为代表)分别占优势的气候期相互交替的变迁历史,土壤有机质的D13C值组成可以作为亚洲夏季风盛衰的一个替代性指标(林本海等,1992).土壤有机质的D13C值偏重,指示了夏季风的盛行,气候较温暖湿润,降水量及生物量均大,土壤发育强烈;相反,土壤有机质的D13C值偏轻,指示了夏季风的减弱,气候因此比较干燥、寒冷,降水量及生物量均小.因此九江地区末次冰期旋回内,C4植物在某一时段的扩张,连接着亚洲东亚夏季风的加强,就象季风系统影响东非地区的气候一样(Quade et al., 1995).相反的,在地中海地区,自第三纪以来是以冬季降水为特征的气候状况,它不直接由亚洲季风系统影响,支持了C3植物的生长(Quade et al.,1995).21212大气CO2浓度的影响过去大气CO2浓度的变化可以引起植物类型的变化,因此认为保存在古土壤序列中这种植物转型的同位素信号可以作为过去大气CO2变化的一种替代指标(Cerling et al.,1991;1989;1992; 1993;Cole et al.,1994;Quade et al.,1995; M organ et al.,1994).在倒数第二次冰期末(6阶段)向末次间冰期的过渡过程中,D13C值变得偏正,C3植物迅速地被C4植物所代替,这与冰期到间冰期大气CO2的D13C值增加了约013j~1j的趋势基本一致(Leuenberger et al.,1992;Marino et al.,1992).从冰芯中所获得的大气CO2(Neftel et al.,1988; Barnola et al.,1987)表明,CO2浓度在倒数第二次冰期时是低的,约为200L g#g-1.,而在冰期结束时快速升高到280L g#g-1,显示出高的大气CO2浓度支持了C4植物的扩张.同样,在末次间冰期内,温度及大气CO2的相对波动,均对应于C3与C4植物的相互转型.而在末次间冰期向末次冰期转换时,D13C值逐渐变得偏负,我们认为是C4草类密度的衰退,引起了C3沙漠灌木丛植物比例增加的结果,低温引起了大气水中18O相对于16O的亏损,而且也支持了C3光合作用途径,从而引起了植物中13C相对于12C的亏损.在末次冰期内(ca.81~12ka BP),大气中CO2浓度相对于末次间冰期降低,其植物类型主要以C3植物为主,仅在PHZ剖面的360~320cm (ca.41~28ka BP)、HZ剖面的2640~2400cm (ca.27~26ka BP)和100~30cm(20~1415ka BP)之间出现以C4植物为主的草地.这时,与光合作用相反的光呼吸作用起主要作用(Cerling, 1993),C4植物使用/泵0去传送CO2到光合作用的地方,因此它比低CO2浓度下的C3植物更有效地反击光呼吸的威胁(Cole et al.,1994),这种情况有助于末次冰期C4植物的扩张.但是,当C3植物中细胞间的气体CO2浓度落在约400L g#g-1以下时,CO2/O2比值足够低到增加光呼吸速率时,在碳固定中C3植物继承性的优点减少超过C4植物(Ehleringer et al.,1991),在大气CO2的浓度足够低时,并与高温和(或)湿度张差相结合,C4植物比C3植物更有效(Ehleringer et al.,1991),因此C4生态系统的快速扩张可能是大气CO2落在对C3植物有效的光合作用的临界下限时(可能在400 ~500L g#g-1)(Cerling,1993).在20~1415ka BP期间,TOC的D13C值逐渐升高,总体上属于C4植物的生物量的贡献.但在18ka BP左右(即LGM),T OC的D13C值突然向负的方向稍微倾斜,小于-19j,说明C3植物在此时可能有所扩张.冰芯中揭示的大气CO2浓度此时也为最低值,约为180L g#g-1,之后大气CO2继续增加,一直到支持了C4植物的生长,像在各2期张平中等:江西九江地区晚更新世生态变迁的土壤有机质碳同位素证据b p x种冰芯中记录的那样(Leuenberger et al.,1992; Neftel et al.,1988;Barnola et al.,1987).从1415 ka BP开始,T OC及其D13C值又突然降低,C3植物又开始扩张,此时的CO2浓度(Barnola et al., 1987)又与LGM相似,之后CO2浓度又逐渐升高,所有代表性的冰芯中CO2浓度与年龄的对比均说明大气CO2约100L g#g-1的增加与1万年左右开始的D13C值减小之间有非常好的相关性,这种情况直接地有助于C4至C3植物的转换(Cole et al.,1994).这个结论由Polley et al.(1993)的实验工作所支持,他们在控制CO2、温度和湿度条件下栽培了许多C3和C4植物,观察到叶水使用效率和地面上C3种类的生物量随着CO2浓度的加倍而线性地和近比例地增加;这次研究中14500a BP 以后,D13C值向较轻的方向转变的结果,可能指示了较高的CO2量级,同时也支持C3植物超过C4植物.21213Heinrich事件成因讨论北大西洋钻孔(Heinrich et al.,1988;Bond et al.,1992;1993)及格陵兰冰芯(Dansgaard et al.,1993)的研究,揭示出在末次冰期内存在一些快速而且是大幅度的,不能用米兰科维奇理论直接解释的气候事件,即H einrich事件(简称H事件),表现为末次冰期内北大西洋沉积物记录中有多次海面温度降低、有孔虫含量减少、盐度降低和粗颗粒的碳酸盐碎屑快速堆积的现象.在本次研究中,PHZ和HZ剖面(图2b,c)中,即在末次冰期的81~12ka BP之间,有几个明显且非常清楚的沉积物及D13C值界线,它们的年代分别大约是68,42,28,27,26,20和1415ka BP(图2),表现为相邻两个界线控制着C4或C3植物的分布范围和(或)其沉积物的类型.由于这些界线年代存在一定的误差,如考虑这种不确定性,它们分别对应于冰芯中记录的大气CO2浓度的极小值(Neftel et al.,1988;Barnola et al., 1987).如在PHZ剖面(图2b)的480~320cm的(ca.67~28ka BP)同属于M IS三阶段的沉积,却沉积了两种不同类型的土壤,从而支持了两种类型的植物;在H Z剖面(图2c)的2740~2400 cm段(ca.28~26ka BP)属同一种类型的沉积,却在不同的阶段支持了不同的植物类型.其中几个界线68,42,28,20和1415ka BP分别与H6, H4,H3,H2,H1事件年代基本一致.相反,在末次冰期内C3与C4植物的分布受控于H事件.在本次研究的土壤剖面的D13C值记录中,H5事件(ca. 52ka BP)未能很好地被揭示出来,从其年代来看,它应位于PH Z剖面的405cm左右的位置,这与Me69~17孔中(Heinrich et al.,1988)H5瘦子峰的表现形式有些相似.因此,我们可以说,位于中国东部的江西省九江地区土壤剖面与黄土高原马兰黄土(安芷生等, 1994;Porter et al.,1995)一样,记录着末次冰期内北大西洋(Bond et al.,1992;1993)和冰芯(Dansgaard et al.,1993)中的变冷事件.安芷生等(1994)和Porter et al(1995)基于黄土中冬季风的替代性指标,认为冰期中东亚季风有多次加强,暗示了东亚季风的变迁直接受控于北半球冰量的变化,并且与冬季风状态相联系的气候通过西风带与北大西洋相连;在整个冰期中,大气环流和表面风暴轨迹的纬向移动的增加,通过北美冰盖的南部和横穿北大西洋的LRD带,南欧及中亚向着东亚季风(Porter et al.,1995).我们的结果表明,H事件不仅影响了冬季风,而且也对夏季风产生重要的影响.格陵兰冰芯中有H事件时期的大气CH4浓度几乎都降低(Chappellaz,1994)和其它代表性冰芯中CO2浓度也降低(Neftel et al.,1988; Barnola et al.,1987),充分说明了CO2及其温室气体通过温度效应强烈地影响H事件的发生;并且全球碳循环的不平衡,作为晚更新世期冰期摆动的原因(Saltzman et al.,1988),可能也是H事件的主要原因,使得H事件不可能用米兰科维奇理论解释,其表现特征可能与Younger Dryas事件相似.综上所述,土壤中有机质的D13C值是大气CO2和季风变迁的良好的替代指标,并且C3与C4的植物转型,直接与大气CO2及其温室气体的边界条件相对应,使得其成为气候不稳定性的重要驱动因素之一.致谢:张景昭、任建章和蒋复初参加了野外取样工作,在此表示谢意.参考文献林本海,刘荣谟,1992.最近800ka黄土高原夏季风变迁的稳定同位素证据.科学通报,37(18):1691~1693吴锡浩,徐和聆,段伟德等,1991.彭泽红光沙山成因和年代的初步研究.见:中国海陆第四纪对比研究.北京:科学出版社,b p y冰川冻土20卷262~269张平中,王先彬,陈践发等,1995.青藏高原若尔盖盆地RH孔沉积有机质的D13C值和氢指数记录.中国科学(B辑),25(6): 631~638安芷生,Porter S C,Chappell J,1994.最近130ka洛川黄土堆积序列与格陵兰冰芯记录.科学通报,39(24):2254~2256 Ambrose S H,S ikes N E,1991.Soil carbon is otope evidence for Holocene habitat change in the Kenya Rift Valley.Science,253:1 402~1405Barnola J M,Raynaud,Korotkevich Y S,Lorius C,1987.Vostok ice core provides160000year record of atmospheric CO2.Nature, 329:408~414Becker-Heidman P,Scharpenseel 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p zCarbon Isotope Evidence of the Soil Organic Matter for the Ecological Variation During Late-Pleistocene in JiujiangRegion,Jiangxi ProvinceZHANG Ping-Zhong1WANG Xian-Bin1WANG Su-Min2SHEN Yong-Ping3 LIU Guang-Xiu3YANG Xiang-Dong2XUE Bin2WU Xi-Hao4(1S tate K e y L ab.of Gas Geochemistry,L anz hou I nstitu te of Geology,Chinese Academy o f Scie nc es,L anzhou730000;2L ake Sediment and E nv ironment L ab.,Na nj ing Institute of G e ograp hy and L imnology,Chinese Academy o f Science s,Nanj ing210008;3L anz hou I nstitu te of Glaciology and Geocryology,Chinese Academy o f Science s,L anz hou730000;4I nstitute of G eomechanics,M inistry o f Geology and M ineral Resources,Beij ing100081)Abstract The results of soil org anic matter con-tent and D13C from four soil profiles in Jiujiang Prefec-ture,Jiangx i Province indicate that the ecological shift in last glacial cycle w as drived by the monsoonal effect and the change of CO2concentration.The northern Altantic H einrich events had also impacted dramatically on the climate in the eastern China,and their distribution controls directly the shift of C3and C4plant and ty pe of sediments.The CO2concentra-tion and other greenhouse gas may be one of the im-portant factors forcing to H einrich events.Key words carbon isotope,soil org anic matter,ecological shift,late Pleistocene,southeast monsoonb p{冰川冻土20卷。