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2022 , Vol. 41 >Issue 7: 1274 - 1287

DOI: https://doi.org/10.18306/dlkxjz.2022.07.011

Articles

Holocene environmental change and its impact on human activities in Xi’an

  • ZHAO Yan , 1 ,
  • YUE Dapeng , 1 ,
  • ZHAO Jingbo 1, 2 ,
  • LIU Le 1 ,
  • LIU Yiting 1 ,
  • YANG Yuzhe 1
Expand
  • 1. School of Geography and Tourism, Shaanxi Normal University, Xi'an 710119, China
  • 2. State Key Laboratory of Loess and Quaternary Geology, Institute of Earth Environment, CAS, Xi'an 710061, China

Received date: 2021-11-22

  Revised date: 2022-02-07

  Online published: 2022-09-28

Supported by

Key Program of the National Natural Science Foundation of China(42130507)

State Key Laboratory of Loess and Quaternary Geology Foundation(SKLLQG2013)

State Key Laboratory of Loess and Quaternary Geology Foundation(SKLLQG2106)

Fold

Abstract

In order to reveal the Holocene environmental change and its impact on human activities in Xi'an, the environmental conditions of Holocene soil layer formation in Bailuyuan were examined by using the indicators of soil element content, CaCO3 content, and magnetic susceptibility. The results show that the middle Holocene paleosol in this area has been subjected to moderate chemical weathering and has not yet reached the potassium removal stage. The soil type is subtropical yellow brown soil. The average annual temperature during the development of this layer of paleosol was about 16 ℃ and the average annual precipitation was about 920 mm. The middle Holocene summer monsoon was dominant, and the precipitation brought by the summer monsoon was about 570 mm. The late Holocene loess was chemically weathered to a low degree and was characterized by alkaline brown soil. The average annual temperature during its development was 11-13 ℃ and the average annual precipitation was 600-700 mm. The activity of the late Holocene summer monsoon was similar to that of the winter monsoon, and the precipitation brought by the summer monsoon was about 350 mm. During 6000-5000 a BP in the late middle Holocene, the climate became cold and dry. During the cold and dry period, soil erosion was strong. The accumulated loess was eroded and disappeared in a large area and remained only in a few sections. The accumulation rate of sandstorm deposits in the late Holocene loess was at least 2.3 times that in the middle Holocene paleosol. The warm and humid climate in the middle Holocene led to strong soil viscosity, good water holding capacity, and sufficient soil water content, which was very conducive to the development of temperate crops and some subtropical crops and agricultural production at that time, and was the main reason for strong human activities and wide distribution of human settlements at that time. The late Holocene loess also has excellent soil property. During its formation, the precipitation and soil water content can basically meet the needs of agricultural production in temperate drylands, which is one of the important reasons for the gradual enhancement of human activities on the Guanzhong Plain in the late Holocene.

Key words： Holocene environmental change; summer monsoon precipitation; geochemical elements; human activity; Bailuyuan; Xi'an

Cite this article

ZHAO Yan , YUE Dapeng , ZHAO Jingbo , LIU Le , LIU Yiting , YANG Yuzhe . Holocene environmental change and its impact on human activities in Xi’an[J]. PROGRESS IN GEOGRAPHY, 2022 , 41(7) : 1274 -1287 . DOI: 10.18306/dlkxjz.2022.07.011

中国的黄土—古土壤序列分布广泛,沉积连续,提供了晚新生代以来东亚地区植被和气候变化的长时间尺度的连续记录[1]。化学风化通过强迫和反馈机制,与全球气候变化及生物地球化学循环密切相关[2]。黄土地球化学元素的淋失或富集受气候环境的影响,因此通过对黄土—古土壤序列地球化学元素的研究可以揭示其风化强弱及气候环境的变化[3]。
前人从不同角度对其蕴含的气候环境信息进行了探讨,包括物源识别[4]、化学风化强度判断[5]和古气候环境演变[6]等方面。张威等[7]研究并揭示了他念他翁山第四纪冰川沉积物地球化学和矿物学指标反映的古气候特征;周家兴等[8]对铜川地区11.4~1.5 ka BP期间黄土地球化学风化特征及其古气候意义进行探索,认为该地气候可分为冷干、略温偏干、温暖湿润和冷干4个阶段;雷晨等[3]根据元素存留特征研究了全新世环境,揭示了渭河上游全新世的气候变化。白鹿塬位于关中平原地区,对该区全新世黄土与古土壤的研究还略显薄弱。气候变化对人类活动有重要影响,这方面的研究已成为众多学者关注的焦点。在中全新世温暖期,适合人类活动,当时黄土高原南部村落数量较多,分布广,人口多,在关中平原地区出现了繁荣的仰韶文化,在黄土高原西部出现了大地湾文化。这一时期人类生活与生产方式主要为定居农业生产类型,但是采集业也占有重要地位[9]。何瑾等[10]在研究西辽河流域全新世气候对农牧业演替的影响时发现,该地区的气候经历了冷干—暖湿—冷干的演变过程,文化演替与之相对应,出现了衰退—兴盛—衰退的变化过程,气候的改善可能促进了夏家店下层文化时期旱作锄耕农业的发展。包易格等[11]研究认为,在干旱气候条件限制下,自中全新世以来黄土高原北部地区的主要作物始终为粟和黍,粟作农业奠定了黄土高原乃至中国北方的文明基础;莫多闻等[12]根据对华北不同地区古文化发展的研究认为,农业文化边缘地带对气候变化比较敏感,辽西河大地湾的农业文化初步繁荣是在大暖期来临之后。
本文通过野外考察,选定白鹿塬地区中段北部伍坊村的全新世黄土—古土壤序列地层作为研究载体,系统分析了该剖面地球化学元素、磁化率、CaCO3的分布特征,采用化学蚀变指数(CIA)、Rb/Sr值、退碱系数(Bc)等指标反映化学风化程度,并结合夏季风降水的定量分析来阐述白鹿塬地区全新世黄土地层形成期间的土壤类型、气候变化阶段,以及季风和沙尘暴强度等信息,有助于理解风化成壤作用对区域气候的响应和气候对人类活动的影响,为进一步研究关中平原环境变化提供科学证据。

1 研究区概况与方法

1.1 研究区概况

白鹿塬位于西安市东南方,灞河、浐河之间,长约25 km,宽6~9 km,面积263 km2,是西安境内最大的黄土台塬。海拔680~780 m,塬面自东南向西北倾斜[13]。该区属关中平原暖温带温和半湿润气候区,年平均气温13 ℃,年平均降水量700 mm。塬区下部为上新世红粘土,其上叠覆着午城黄土、离石黄土、马兰黄土和顶部薄层的全新世黄土,地层发育齐全,厚100~150 m。
通过调查,在白鹿塬中段北部的伍坊村和寨子村发现了2个全新世黄土剖面,本文对伍坊村剖面(WF剖面)进行了采样研究(图1)。伍坊村位于灞桥区狄寨镇东北约1.5 km,地理坐标为34°12′57″N、109°8′3″E,海拔700.68 m,剖面出露约3 m左右。寨子村位于狄寨镇东南约6 km。通过野外宏观土层特征的观察及测量,结合室内实验数据对WF剖面进行了地层划分：上部为晚全新世黄土(L0),厚约0.8 m;中部为中全新世古土壤(S0),厚约0.9 m;下部为过渡黄土层(Lt),厚约0.3 m;底部为马兰黄土层(L1),出露厚度约1 m。各层具体描述如图2所示。
图1 WF剖面位置

注：图改自文献[13]。

Fig.1 Location of the WF profile

图2 白鹿塬全新世WF剖面地层序列

Fig.2 Stratigraphic sequence of the Holocene WF profile in Bailuyuan

1.2 地层与年代

黄土沉积层位稳定,具有大范围可比性[1]。采用区域对比方法确定WF剖面地层年龄。目前已有大量学者对关中地区和黄土高原的黄土—古土壤序列进行了全面的精细测年工作,建立了可靠详细的全新世黄土剖面年代序列。WF剖面位于白鹿塬黄土剖面表层(图2),之下为马兰黄土和第1层古土壤。全新世的黄土与古土壤厚度小,而马兰黄土与第1层古土壤厚度大,加之古土壤发育强度和颜色的不同,易于区分全新世黄土和马兰黄土。另外,在WF剖面中的黄土L0和古土壤S0层位可见陶器碎片,这也是确定该剖面为全新世的重要依据。本文所研究的WF剖面地层序列与XJN剖面[14]、庹家湾剖面[15]的黄土—古土壤序列可进行较好比较(图3),综合众多剖面结果确定本文剖面地层年代如下：马兰黄土层L1于11500 a BP堆积结束,过渡性黄土层Lt形成时间为11500~8500 a BP,古土壤层S0形成时间为8500~3100 a BP,全新世黄土层L0形成时间为3100 a BP至今。
图3 白鹿塬WF剖面与其他全新世黄土剖面对比

注：XJN剖面据文献[14],庹家湾剖面据文献[15]。

Fig.3 Comparison between the WF profile in Bailuyuan and other Holocene loess profiles

1.3 研究方法

1.3.1 采样与实验方法

将剖面顶部向下0.1 m的位置作为第一个样品点,以0.1 m为间隔依次采集样品至3 m深度,共采样品30个。所有样品均在实验室内自然风干,后进行地球化学元素等实验分析。元素分析采用YY60型压力机将已被磨样机处理过的样品压制成圆片,放入荷兰Panalytical公司生产的PW2403型X-Ray荧光光谱仪中进行测量。在磁化率实验中,采用英国Bartington公司生产的MS-2型磁化率仪进行测定,需连续测量3次,取其平均值进行计算。CaCO3含量测定使用气量法,采用荷兰Ei-jkelkamp公司的含钙量测定仪进行测定。以上实验均在陕西师范大学地理科学与旅游学院实验室完成。

1.3.2 数据分析方法

对于剖面的风化程度,采用化学蚀变指数(CIA)[7]、退碱系数(Bc)[8]、Na/K值[8]、Rb/Sr值[8]、Ba/Sr值[8]来反映。化学蚀变指数指示长石风化成粘土矿物的程度,是衡量沉积物风化作用的代用指标,退碱系数Bc主要利用沉积环境中CaO和Na2O相对于Al2O3淋溶程度进行相对湿度及风化强度的判断,二者公式为：
C I A = [ A l 2 O 3 / ( A l 2 O 3 + C a O * + K 2 O + N a 2 O ) ] × 100
B c = ( N a 2 O + C a O * ) / A l 2 O 3
式中：各项氧化物均为摩尔分子数;CaO*为硅酸盐相,采用McLennan[16]的方法计算;Na/K值是利用Na和K元素的迁移富集程度差异来指示表生环境的化学风化强度;Rb/Sr与Ba/Sr值可反映风化的强度,高的Rb/Sr值和Ba/Sr值反映较强的风化程度。
欧阳椿陶等[17]依据华北地区土壤现代气温和降水量与CIA值的定量转换关系得出了温度和降水的重建公式,公式为：
P = - 1162.9 + 30.248 × C I A
T = - 120.82 + 32.45 × l n C I A
式中：P代表重建降水量,CIA代表化学蚀变指数数值,T代表重建温度。公式的计算结果与孢粉分析得出的结论一致,表明其重建数据较为可信,且西安位于华北地区,与公式适用范围相符。本文利用上述公式重建了S0发育时期剖面古降水量和古温度数值。由于不同地区CIA变化的机制不同,需校正重建数值。运用公式计算距地表最近样点的古气候数据,得出其与区域现代气象数据的差值,使用该差值对S0层位重建的温度和降水数据进行校正,以确保与当时情况相符。

2 结果分析

2.1 常量元素氧化物分布特征

常量元素风化后常以氧化物的形式存在,分析常量元素的氧化物含量变化更利于讨论风化作用的强弱和气候环境,所以本文以常量元素氧化物含量分析环境变化。WF剖面中常量元素氧化物含量由大到小依次为SiO2、Al2O3、Fe2O3、CaO、K2O、MgO、Na2O,分别为59.44%、13.41%、5.40%、4.01%、2.43%、1.99%、1.27%。黄土层(包括L0、Lt和L1,下同)以SiO2、Al2O3、Fe2O3、CaO占主导,含量分别为58.05%、12.98%、5.22%和5.21%。古土壤层以SiO2、Al2O3、Fe2O3占主导,含量分别为62.24%、14.29%和5.77%。由于沉积环境存在差异,不同层位中常量元素含量呈现出一定程度的高低变化(图4)。SiO2、Al2O3、K2O、Fe2O3在黄土层含量相对低,古土壤层含量相对高。CaO和Na2O在黄土层含量相对高,古土壤层相对低。MgO的变化不大,无明显的层位分异。
图4 WF剖面常量元素氧化物分布

Fig.4 Distribution of major element oxides in the WF profile

将白鹿塬WF剖面各常量元素与上陆壳(UCC)平均化学成分进行标准化处理后得到两者比值变化规律(图5)。图5a中K2O和Na2O呈现较明显的亏损状态,SiO2、Al2O3、MgO虽然也略有亏损,但相对来说程度较轻,与UCC较为接近。Fe2O3在不同层位围绕UCC来回波动,但幅度都很小,没有明显的亏损或富集。CaO的变化幅度最大,且在L1层位富集。古土壤层S0和过渡性黄土层Lt中CaO的亏损尤为严重,这是因为CaO含量主要反映了CaCO3含量的多少。L1层位顶部CaO含量最高(图4),是古土壤S0层和受S0层淋溶作用影响的过渡层Lt中CaCO3迁移后在该层沉淀的结果,表明L1顶部是S0淀积层的分布层位。CaO含量高低反映了古土壤层和黄土层沉积环境的差异性。
图5 WF剖面黄土—古土壤中常微量元素UCC标准化分布模式

Fig.5 UCC standardized distribution model of major and trace elements in loess paleosol of the WF profile

2.2 微量元素分布特征

选择6种不同微量元素含量进行分析。图6显示,Ba含量为533.93 mg/kg,Sr含量为139.74 mg/kg,Rb含量为112.28 mg/kg,V含量为93.73 mg/kg,Zn含量为73.09 mg/kg,Cu含量为29.54 mg/kg。与常量元素相同,WF剖面不同层位微量元素的分布也展现出规律性高低变化的特点。Rb、Ba、Zn、V、Cu分布一致,都是在古土壤层含量高,黄土层含量低;Sr变化规律相反,在黄土层高,古土壤层低。
图6 WF剖面微量元素分布

Fig.6 Distribution of trace elements in the WF profile

图5b反映了各微量元素与上陆壳(UCC)平均化学成分标准化处理后的分布模式。可以清晰地看到,各层位的微量元素含量相对上陆壳的盈亏状况是相似的,V和Cu在黄土和古土壤中都呈富集状态,V富集程度最高;Sr则相对亏损,且幅度较大;Rb、Ba、Zn三者与UCC基本持平,变化很小。

2.3 化学组成与风化程度

采用化学蚀变指数(CIA)、退碱系数(Bc)、Na/K值、Rb/Sr值、Ba/Sr值来反映剖面的风化程度(图7)。
图7 WF剖面元素地球化学指标变化

Fig.7 Changes of element geochemical indicators in the WF profile

化学蚀变指数CIA指示长石风化成粘土矿物的程度。风化强度可根据CIA值大小分为下面4个等级：土层CIA≤50时为未受化学风化;50<CIA≤65时为寒冷干燥气候下的低等化学风化;65<CIA≤85时为温暖湿润气候下的中等化学风化;CIA>85时为炎热潮湿气候下高等化学风化。在WF剖面不同层位CIA数值的大小变化又反映出黄土在沉积过程中不同时期风化成壤强度的差异。古土壤S0层位的CIA数值最高,为71.03,代表本剖面最强程度的化学风化作用。其次为Lt,而L1和L0数值相近且较小,都显示出相对较弱的风化程度。剖面中垂直方向上古土壤层的风化程度强于黄土层,说明古土壤形成过程中,长石矿物遭受较强烈的蚀变,较多地风化成为粘土矿物,风化成壤作用相对强烈。
退碱系数Bc低值对应于高的风化程度和湿润的沉积环境。WF剖面中Bc值与CIA的变化相反,在黄土层中数值高,古土壤层中数值低,代表古土壤经历了较高程度的风化和较湿润的沉积环境。
Na/K值指示表生环境的化学风化强度,其比值大小与长石风化强度成反比,低值对应高风化程度。其在WF剖面中变化趋势与Bc相似,黄土层位的值高于古土壤层位,反映古土壤经历了相对更强的风化。
Ba、Rb和Sr在化学风化过程中具有淋溶或富集的特征,可用Rb/Sr与Ba/Sr比值揭示所记录的环境信息。Rb和Ba是较稳定和易富集的元素,Sr是较活泼、易迁移的元素。2个比值高或低指示风化强度的强或弱。图7中Rb/Sr和Ba/Sr纵向上的变化规律极其相似,2种比值由大到小代表由强到弱的风化强度排列顺序,均为S0>Lt>L0>L1。
除了化学风化参数的曲线之外,还可用A-CN-K、A-CNK-FM三角图解直观地反映黄土地层的风化程度[7]。A-CN-K图通过碱金属元素Ca、Na、K的含量和Al含量的相对变化反映化学风化程度和矿物学变化,但不能反映其他金属元素的迁移规律或风化过程,而A-CNK-FM图解则可通过揭示Fe和Mg元素的组成差异来反映沉积风化过程中元素的迁移和富集过程(图8)。
图8 WF剖面A-CN-K、A-CNK-FM三角图解

Fig.8 Trigonometric diagrams of A-CN-K and A-CNK-FM of the WF profile

图8a显示,WF剖面各层位数据点分布模式与UCC到陆源页岩的趋势线(箭头指示方向)高度重合,且较靠近陆源页岩周围,说明其化学组成类似于陆源页岩的平均组成,且总体处于中等风化的阶段。数据分布与A-CN连线大致平行,略向A-K方向偏移,说明剖面中斜长石最先风化,使得Ca、Na淋失严重,逐渐生成伊利石和白云母等矿物。S0层样点最靠近陆源页岩和蒙脱石—伊利石、白云母连线,其次为Lt、L1和L0,这代表古土壤的Ca、Na元素淋失最为严重,淋失率为S0>Lt>L1>L0。虽然S0淋失风化程度最高,但其样点仍都位于蒙脱石—伊利石、白云母连线之下,向A-K方向偏移的角度也很小,表明钾长石相对稳定,尚未进入脱K阶段。图8b中,S0样点距A-FM连线最近,其次为Lt、L1、L0,指示风化程度依照L0→L1→Lt→S0的顺序逐渐加强,古土壤层的Fe、Mg物质相对最富集,代表相对高的风化程度,各层位风化程度与A-CN-K图一致。

2.4 磁化率和CaCO3的变化

磁化率数值的高低可反映气候的干湿状况,对风化强度也有很好的指示作用[18]。风化成壤作用使细铁磁性矿物含量增高,因此磁化率高值指示了成壤作用强烈的相对温暖湿润的气候环境。测定结果表明,WF剖面中磁化率波动范围为120.03×10-8~238.95×10-8 m3·kg-1,平均值为182.01×10-8 m3·kg-1,最大值和最小值分别出现在S0层和L1层。纵向变化上看,S0层磁化率数值显著大于其他黄土层,平均值达204.39×10-8 m3·kg-1,低值区为L1层位,平均值仅153.16×10-8 m3·kg-1(表1)。
表1 白鹿塬WF剖面低频磁化率、CaCO3含量和Rb/Sr

Tab.1 Low frequency magnetic susceptibility, CaCO3 content, and Rb/Sr of the WF profile in Bailuyuan

层位 低频磁化率/(10-8 m3·kg-1) CaCO3/% Rb/Sr
范围 平均值 范围 平均值 范围 平均值
L0 196.12~201.02 198.85 2.24~3.20 2.86 0.85~0.88 0.86
S0 187.76~238.95 204.39 0~1.33 0.53 0.91~1.07 0.99
Lt 155.92~170.75 164.31 0~0.39 0.18 0.91~0.97 0.93
L1 120.03~197.05 153.16 7.61~18.04 12.34 0.54~0.73 0.61
全剖面 120.03~238.95 182.01 0~18.04 4.97 0.54~1.07 0.83
CaCO3含量能够指示土壤发育时的降水量和土壤湿度变化[3],数值随着降水的增加而减少。CaCO3含量分析结果显示,在WF剖面中CaCO3含量的变化分异性比较显著,全剖面含量范围为0~18.04%,各层位中S0和Lt的CaCO3平均含量都在1%以下,高值区L1则能达到12.34%(表1),古土壤层含量明显低于黄土层。
将CaCO3含量和磁化率值分别与反映土层受淋失强度的Rb/Sr值进行相关分析,结果显示,磁化率和Rb/Sr值、CaCO3含量和Rb/Sr值在各层中的变化趋势大体一致,化学风化程度以S0层为最强,L1层最弱(图9)。
图9 WF剖面磁化率、CaCO3与Rb/Sr值相关性

Fig.9 Correlation between magnetic susceptibility and Rb/Sr, and CaCO3 and Rb/Sr value of the WF profile

3 讨论

3.1 土壤类型与沙尘暴活动

粘化过程是土壤剖面中粘粒形成和积累的过程,表现为次生粘土矿物在土体中积聚,粘土胶膜的形成指示土层发生了较强的粘土化[19]。野外观察发现,S0中含有光亮的粘土胶膜,质地较为致密,指示当时出现了明显的粘化过程。CaCO3含量低于1%的土壤为淋溶褐色土或发育更强的棕壤与黄棕壤[20],WF剖面S0层位CaCO3平均含量为0.53%,符合这一特点,且S0之下Lt的CaCO3含量比L1中少,表示Lt的CaCO3受到一定淋溶迁移作用,S0的CaCO3淀积层没有淀积在过渡母质层,而是迁移到更深处的黄土层中,这也是淋溶土壤CaCO3淀积层的分布特征。S0的Fe2O3在中下部的含量比上部高约1.05%(图4),Al2O3下部含量比上部多约2.6%,指示Fe2O3和Al2O3发生了明显迁移、富集和较强烈淋溶作用。土壤颜色主要受温度因素所控制[20],呈现红色主要是因为含有一定量的赤铁矿,而高温条件下易形成赤铁矿物。在自然界中赤铁矿主要分布在热带和亚热带地区氧化条件较强的土壤中,所以红色的土壤发育在热带和亚热带地区[21]。由于温带温度较低,成壤过程中形成的赤铁矿很少,导致温带的土壤不具有红色特征。已有研究表明,中国亚热带地区年均温为15~22 ℃[22],可以推断红色的土壤发育时年均温至少为15 ℃。中全新世古土壤呈现一定的红色(图2),与关中平原3000 a以来发育的呈现灰黄色L0黄土显著不同,指示该古土壤发育时的年均气温显著高于现代的13 ℃。综上可判断白鹿塬该层古土壤发育时的年均气温在15 ℃或更高。进一步判断S0发育时的气候可参考孢粉和动植物化石证据进行。西安东郊大围沟剖面[23]的孢粉分析结果表明,中全新世时期该地现生于秦岭以南的树木向北渗入,气候比现代温暖而湿润。动物化石证据则是在半坡和姜寨发现的亚热带竹鼠化石[24],纬度位置更偏北的磁山遗址、王因、大汶口等地也分布有獐、水牛、扬子鳄等亚热带种。根据丽蚌动物群的组合特征发现,8500~5000 a BP这一阶段的亚热带北界位于京津—河套一带,纬度较今北移约6o [25]。孙楠等[26]根据陕西省白水县的木炭化石记录得出,在5000~3000 a BP,亚热带北界为陕西白水县一带。而不论是白水县还是京津—河套一带,纬度位置都高于西安地区,这表明在中全新世西安地区的气候应为亚热带气候。综合以上指标判断剖面古土壤S0为亚热带黄棕壤,该种土壤一般发育在年均降水量750~1100 mm的条件下,这样的地区主要生长森林植被[20,26],推断白鹿塬地区中全新世时期古土壤S0发育时为亚热带森林植被。黄土是第四纪冷干气候条件下发育的土壤,黄土L0经受的成壤作用明显较古土壤S0弱,具有碱性土壤的特点,发育时的年均降水量约500~600 mm[19],由于白鹿塬现代年降水量比关中平原多数地区多约100~150 mm,所以白鹿塬地区L0发育时降水量约为600~700 mm。关中平原近3000 a来为温带气候,没有发生大的气候变化,发育的厚约0.8 m的黄土L0实际上就是该区现代的典型褐色土。
中晚全新世冬夏季风活动强弱差异巨大,导致沙尘暴活动显著不同。根据土层厚度和持续事件过程,可以定向分析沙尘暴堆积率。WF剖面L0和S0厚度较大,为分析沙尘暴活动提供良好条件。通过观察与测量得知,古土壤层S0的厚度约为0.9 m,其中S0下部有0.3 m的颜色呈灰黄色,表明至少这0.3 m是早期沉积的黄土,S0发育过程中沙尘暴堆积的风尘最多仅有0.6 m厚,该层古土壤发育过程持续了5400 a,堆积率为11.1 mm/100 a。L0厚度约为0.8 m,L0发育延续过程为3100 a,堆积率为25.8 mm/100 a。由此可见,白鹿塬晚全新世沙尘暴堆积率是中全新世的2.3倍。

3.2 夏季风降水定量分析与全新世土层发育时的气候

3.2.1 夏季风降水定量分析

前人对中国东部现代季风地区降水进行的定量模拟分析显示,中国东部夏季风降水占年均降水量的49%[27]。也就是说,在中国华北地区,夏季风带来的降水量约占一半。中国东部现代气候是3000 a来的晚全新世气候的延续,当时降水量与现代相近,按照研究区夏季风带来的降水量占49%计算得出,白鹿塬地区晚全新世黄土L0发育时夏季风带来的年降水量约为350 mm,与其他来源的降水量相近,这表明在晚全新世黄土L0发育时期,夏季风强度与冬季风相近。
土壤上部易受蒸发作用影响,其化学成分一般不能代表该土壤的性质,土壤中部元素成分则更具代表性[28]。因此,使用古土壤S0层中下部6个样品化学成分平均含量作为恢复古气候的依据更为合理。利用式(3)、(4)反演S0发育时期剖面古降水量和温度数值,恢复后的S0层位年均温为17.1 ℃,年均降水量为960 mm。与地表距离最近的点是L0层的第一个样点,重建其温度与降水,并与白鹿塬所在的灞桥区现代气象数据进行对比。灞桥区2019年年均温为13.5 ℃,年均降水量为758 mm[29]。L0第一个样点重建温度为14.5 ℃,较现代温度数据高1 ℃;重建降水量为795 mm,较现代降水量数据高37 mm,实际应用中可通过在重建结果上减去对应差值进行校正,以确保与当时情况相符。S0层位校正后年均温为16.1 ℃,年均降水量为923 mm。恢复的年降水量923 mm比过去推断的关中平原当时年降水量高了一些,但这与白鹿塬现代年降水量比关中平原高约150 mm的情况一致。
现今夏季风降水占年均降水量的多少随地区变化而不同,在南方降水量较多的地区,夏季风带来的降水量占比比北方高[27]。前文已提到,研究区S0发育时接近现今南方的亚热带气候,重建的S0古温度均值为16.1 ℃,符合这一判断。由于当地的非季风降水量最多为350 mm,如按照本文确定的白鹿塬地区中全新世降水量为923 mm计算,中全新世古土壤发育时夏季风带来的年降水量约为570 mm(923-350 mm),明显多于其他来源的350 mm的降水量,当时该区夏季风确实占主导地位。

3.2.2 全新世土层发育时的气候

早全新世黄土(Lt)发育时期：早全新世气候由末次冰期的冷干气候发展形成,总体仍较冷干。然而,研究剖面中元素等环境指标与冷干气候不符合,这是受古土壤S0发育时期降水影响决定的。该区古土壤S0发育时降水的淋溶深度大,使得黄土Lt也受到了淋溶,证据一是S0的CaCO3淀积层分布在Lt之下,二是S0土壤中的垂向淋溶裂隙延续到了Lt的底部。Lt黄土受到淋溶导致其CaCO3含量很低,稳定常量元素Si、Al、K、Fe的含量增高,CIA、Rb/Sr和Ba/Sr值较大,Na/K和退碱系数值较小。因此,不能仅根据黄土Lt的环境指标恢复当时气候,要根据区域性早全新世气候特征进行分析。综上判断Lt黄土发育时为冷干气候,且比晚全新世寒冷。
中全新世古土壤(S0)发育时期：WF剖面中全新世古土壤的Ba和Zn元素表现为相对富集,而Sr元素含量少,Rb/Sr、Ba/Sr较大;CaCO3的淋溶迁移明显,含量很低;Si、Al、K、Fe等稳定性较好的元素含量相对增加,退碱系数、Na/K值低,CIA值大。这主要是元素在降水的影响下迁移和富集造成的,离子半径大的元素如Rb、Ba、K等具有很强的被吸附能力,易保留在原地,从而富集;相比之下,离子半径较小的Sr、Ca、Na、Mg等元素,容易以游离形式随土壤溶液或地表水进行迁移,活动性强。由这些元素计算得到的指标和比值能够反映土层发育时的降水状况,CIA值、Rb/Sr值大而退碱系数、Na/K值小即代表降水多。综上可知,古土壤形成时期气候较湿润,降水较丰沛。值得注意的是,根据元素分布曲线和风化参数指标得知,中全新世后期发生了一次气候恶化事件,第10和11个样点的各项数值明显异于附近样品的数值,指示此时为沙尘暴活动加强的干冷阶段(图10)。这一事件在关中平原的少数剖面表现为该层古土壤中夹有一个薄层黄土[3],但在黄土高原的绝大多数剖面中该薄层不存在[8,30],WF剖面S0中这一黄土夹层也不明显,表明此时土壤侵蚀强烈,当时堆积的黄土常受侵蚀而消失。
图10 WF剖面气候变化阶段划分

Fig.10 Division of climate change stages of the WF profile

晚全新世黄土(L0)发育时期：WF剖面L0黄土层中稳定性常量元素Si、Al、K、Fe的含量较少,Na有一定富集,活动性微量元素Sr含量略变高,CIA、 Rb/Sr和Ba/Sr值较低,Na/K和退碱系数值相对增大,CaCO3含量较多,磁化率值降低,反映此时化学风化与成壤作用减弱,气候较干冷,降水较少。

3.3 气候变化与人类活动的关系

早全新世11500~8500 a BP：成壤作用加强,粉尘在堆积过程中经受了较弱的粘化作用、淋溶作用和很弱的土壤生物作用,水土资源向良性发展。沙尘暴带来的物质细而均一,发育的土壤良好,但由于气候总体仍较冷干,对农业的发展有一定影响。此时是新石器时代的初期阶段,关中平原出现了沙苑文化[31]。由于沙苑地区位于沙丘地带,所以生产活动以采集和狩猎为主,无农业生产工具痕迹。
中全新世8500~3100 a BP：由于气候变得温暖湿润,土壤粘土化强、持水性好、含水量高,土壤水分在经过蒸发与蒸腾的消耗及径流损失之后还有剩余[32]。水土资源优良,适宜农业耕种,加之当时具有亚热带气候特点,适于温带作物和部分亚热带作物的良好生长。这一时期关中平原陆续出现老官台文化、仰韶文化、龙山文化等古文化时期。灰坑作为考古发掘中最普通的遗迹,其数量可以反映区域人类活动的强度[33]。由表2可见,中全新世灰坑数量较多,代表人类活动强度大,人口数量增多。种植的农作物由单一的粟增加为粟、黍、稻、豆等,农作工具也由打制石器逐步发展成更为精致的磨制石器,种类更加繁多,农业由初步发展逐渐成为主导产业。暖湿的环境提供了丰富的动植物资源,客观上使人们不必费更大的力气就能获得足够的食物,这使一部分人从满足基本生存要求的劳动中分离出来制陶[34],因而彩陶制作发达,并在仰韶时期得到大发展,成为主要生活用具。出土的动物遗存中家畜的占比不断提升,说明饲养业在这一阶段也得到了发展。总体来说,采集和狩猎经济的主导地位被农业取代,畜牧业也到了充分发展[9,34],表明中全新世温暖湿润的气候和适宜耕作的土地为农业的发展提供了条件,促进人类文化的繁荣。但由于在6000~5000 a BP出现气候干冷事件,使得关中地区环境恶化,迫使人们优先选择获得基本生存物质或迁徙去寻找新的生存环境和食物源,导致这一时期人类活动减少、彩陶文化衰落,最终被龙山文化所取代,这是气候影响人类活动的一个例证。但仰韶文化衰落的时间晚于环境恶化出现的时间,说明文化的衰落有滞后性[34]。有研究认为龙山遗址密度较仰韶时期低[34],从灰坑数量也可看出,龙山文化人类活动强度略弱于仰韶文化,结合图10发现,干冷事件结束后气候有所回升,但数值上仍低于中全新世早期,说明此时气候条件不如中全新世早期,这可能是造成龙山文化没有仰韶文化繁荣的原因。
表2 关中平原地区古文化序列及人类活动

Tab.2 Ancient cultural sequence and agricultural production on the Guanzhong Plain

文化期 类型 地层年代/a BP 灰坑数量/个 主要农作物 出土器具 出土动物遗存 经济模式
夏商 二里岗(商) 3500~ — 粟、黍、稻、麦、豆等 青铜器大量出现 家畜占比高 以北方旱作农业为主
二里头(夏) 3900~3600?
龙山 客省庄二期 4400~4000 411 粟、黍、稻、豆等 磨制石器为主,另有多种陶器 家畜占比高 以农业和家畜饲养业为主
庙底沟二期 5000~4500 145
仰韶 晚期(半坡晚期) 5500~5000 538 粟、黍、稻等 磨制石器居多,另有彩陶 家畜占比高 以农业和畜牧业为主
中期(庙底沟) 6000~5500 570
早期(半坡) 7000~6000 473 家畜与野生动物占比相当
老官台 老官台 8000~7000 231 粟 打制石器为主 家畜占比低 采集、渔猎经济占主导
沙苑 沙苑 新石器时代初期 无农业生产工具痕迹,以狩猎和采集经济为主
晚全新世3100 a BP至今：该阶段气候变得较为冷干,由于降水量较低且土壤持水性较弱,所以土壤水分含量较低。虽然这一时期较中全新世降水量和土壤水分减少,但是与现代基本相同,水土资源较好,土壤质量较高,利于农耕,此时关中平原乃至黄土高原南部的土壤水分和气温依然能够使旱地农作物较好地生长。该阶段进入有文字记载的历史时期,气候并不是唯一影响人类活动的因素,随着时间的延续,人类生活能力及农业技术不断提高,社会发展迅速,出现了多次历史朝代的更迭。相对干冷的气候并没有阻碍人类社会的进步,人类活动总体呈现增加和扩大的发展趋势。

4 结论

本文运用土层元素含量、CaCO3含量和磁化率等指标研究了白鹿塬全新世各土层发育时的环境变化,主要结论如下：
(1) 研究区中全新世古土壤受到了中等程度的化学风化,尚未达到脱钾阶段,土壤类型为亚热带黄棕壤。该层古土壤发育时的年均温度约为16 oC,年均降水量约为920 mm。晚全新世黄土受到了低等程度的化学风化,具有碱性褐色土的特点,发育时的年均温度为11~13 oC,年均降水量为600~700 mm。
(2) 研究区的中全新世时期夏季风占主导地位,夏季风带来的降水量约为570 mm。晚全新世夏季风与冬季风强度相近,夏季风带来的降水量为350 mm左右。
(3) 中全新世气候也有变化,在晚期出现了变冷干的气候恶化事件。在这一事件期间,黄土侵蚀较强,广大地区没有保留该时期堆积的黄土,仅在少数剖面存在。
(4) 中全新世和晚全新世沙尘暴活动差异较大,晚全新世黄土发育时的沙尘暴堆积率是中全新世古土壤发育时的2.3倍。中全新世晚期出现沙尘暴活动加强的事件。
(5) 中全新世气候温暖湿润,使得古土壤粘化强,持水性较好,能够满足温带作物和部分亚热带作物生长的需要,非常利于农业的发展,这是当时人类活动较强和村落分布较广的主要原因。晚全新世黄土也具有优良土壤的特性,当时降水量和土壤水分基本能够满足温带旱地农业生产的需要,这是晚全新世关中平原人类活动逐渐增强的重要原因之一。

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