２期 周亚利等 末次盛冰期和全新世大暖期浑善达克沙地边界的变化 内部典型风成沉积剖面的时间序列 结合粒度 磁化 ２２９ 垄大致作西北西 东南东方向排列 ３４ ３５ 率 有机质含量及烧失量等气候替代性指标 确认末 通过 对 浑 善 达 克 沙 地 南 北 向 ６条 东 西 向 两 条 次盛冰期和全新世

Transcription

1 第 33 卷 2013 年 3 月 第 2 期 第四纪研究 QUATERNARY SCIENCES Vol.33, No.2 March,2013 doi: /j.issn 文章编号 (2013) 末次盛冰期和全新世大暖期浑善达克沙地边界的变化 1 周亚利 2 鹿化煜 1 张小艳 2 弋双文 (1 陕西师范大学旅游与环境学院, 西安 ;2 南京大学地理与海洋科学学院地貌过程与环境实验室, 南京 ) 摘要本文在浑善达克沙地选取 34 个代表性沙丘 - 砂黄土剖面, 利用光释光测年技术确定地层年龄, 在野外考察 风沙动力学分析以及气候替代性指标测试的基础上, 结合前人的研究, 确定了浑善达克沙地在末次盛冰期和全新世大暖期的范围 : 在末次盛冰期时, 流沙南界到达镶黄旗 - 正镶白旗 - 正蓝旗 - 多伦一线, 较现代沙地南界偏南约 40km, 沙地面积扩张约 km 2, 扩张了 37%; 在 9~5ka 时段的全新世大暖期, 沙地普遍发育灰黑色砂质古土壤, 植被覆盖良好, 沙丘固定, 流沙南界向北退缩约 200km 末次盛冰期和全新世大暖期浑善达克沙地空间格局的变迁受控于东亚季风强度和有效湿度共同影响 主题词浑善达克沙地末次盛冰期全新世大暖期沙地边界中图分类号 P941 73,P ,P 文献标识码 A 中国北方沙漠和沙地是北半球粉尘的物源区, 其面积的扩张和缩小不仅影响区域尺度的环境质量和人类生产活动, 而且可能对北半球的气候和海洋生产力产生重要的影响 [1,2] 沙地发育的沙丘和砂黄土沉积序列是对气候环境变化响应和沙地空间格局变迁的地质记录 [3~5] 其中, 沉积序列中砂质古土壤是气候暖湿时生草成壤过程直接作用于风成沙的产物, 是沙地流沙面积缩小 沙丘固定的标志 ; 风成沙的存在是气候干冷时沙地面积扩张 沙丘活化的标志 [6] ; 与风成沙同期异相的砂黄土是沙漠 / 沙地或其外围的风成粉尘堆积, 这一结论与现代地表 [7~9] 过程相一致 目前, 对末次盛冰期和全新世大暖期中国北方沙漠 / 沙地整体的空间格局变化已做了一些相关研究, 但由于各研究者的思路及方法不同, 其边界带的移动方向 移动幅度不尽相同 首先, 在沙漠 / 沙地 [10~12] [13~15] 边界带移动方向上存在南北向和东西向 两种不同观点 ; 其次, 移动幅度从 600~700km [10,11] 到 200~300km [12,16] 不等 ; 第三, 根据沉积序列特征确定的末次盛冰期沙漠 / 沙地边界大幅度移动得不 [17] 到气候模拟结果的支持 以上对中国沙漠整体边界变化的研究, 由于各个沙漠 / 沙地所处的地貌部位和气候条件存在差异, 具体到各个沙漠 / 沙地的边界变化范围可能还存在区域差异 在这些研究中, 对末次冰期以来特征时期沙地边界的变化依靠多年平均降水量等值线这一间接证据来确定, 由于沉积地层和气候带并非一一对应, 可能存在较大偏差 其地层年龄的测定主要依靠 14 C 热释光和地层对比, 误差较大 沙区植物根系发达, 地层中可能有现代碳污染, 导致 14 C 测年得出的地层年龄偏小 热释光测年技术由于热释光信号不易被日光晒退回零, 残留信号使估算的沉积物埋藏年龄偏老 沙区风蚀强烈, 在不同区域甚至同一区域不同地貌部位的地层连续性都可能存在一定差异, 因此利用地层对比来推导地层年龄时, 其误差可能更大 由此可见, 对沙漠 / 沙地特征时期边界范围的准确圈定, 需要对标志其范围变化的直接证据 沙层和砂质古土壤层进行系统准确的年龄测定 光释光定年技术已被证实是适用于中国沙漠 / 沙地风成沉积物测年的最有效的测年方法, 得到了广泛应用 [18~30] 近年来, 基于光释光年龄框架的浑善达克沙地全新世以来气候变化研究, 为认识沙地气候环境与空间格局变迁提供了强有力的依据 [3,4,18,31~33] 然而, 受地层出露程度限制, 有关末次冰期气候变化的研究较少, 从而导致可准确确定末次冰期以来特征时期沙地边界的数据相对缺乏 基于以上问题, 本文拟利用光释光测年技术, 建立末次盛冰期和全新世大暖期浑善达克沙地边界及 第一作者简介 : 周亚利女 41 岁讲师释光年代学与第四纪环境演变 E mail:ylzhou109@163.com 国家自然科学基金项目 ( 批准号 : 和 ) 全球变化研究国家重大科学研究计划项目 ( 批准号 :2010CB950204) 中国博士后科学基金项目 ( 批准号 :2011M 和 2012T50795) 和陕西省科技计划项目 ( 批准号 :2011JM5014) 共同资助 收稿, 收修改稿

2 ２期 周亚利等 末次盛冰期和全新世大暖期浑善达克沙地边界的变化 内部典型风成沉积剖面的时间序列 结合粒度 磁化 ２２９ 垄大致作西北西 东南东方向排列 ３４ ３５ 率 有机质含量及烧失量等气候替代性指标 确认末 通过 对 浑 善 达 克 沙 地 南 北 向 ６条 东 西 向 两 条 次盛冰期和全新世大暖期的沙层及砂质古土壤的分 断面的多次野外实地考察 在 沙 地 南 部 镶 黄 旗 多 布 在分析沙地周边 地 貌 特 征 和 借 鉴 前 人 的 研 究 成 伦之间 １３个剖面 东 部 锡 林 浩 特 克 什 克 腾 旗 之 果的基础上 初步确 定 两 个 特 征 时 期 沙 地 南 界 的 位 间 ６个剖面 北 部 锡 林 浩 特 二 连 浩 特 之 间 ３个 典型的浅黄色 沙 层 灰 黑 色 砂 质 古 土 壤 浅 黄 色 砂 置及面积变化 １ 研究区概况和地层特征 浑善 达 克 沙 地 地 处 内 蒙 古 高 原 中 东 部 黄土互层剖面 来 分 析 特 征 时 期 沙 地 的 边 界 同 时 在沙地内 部 ９个 剖 面 和 沙 地 下 风 向 南 部 １００ｋｍ 左右的张北 康保 沽 源 围 场 一 带 的 ３个 沙 丘 ＣＢ １１２ ２２ １１７ ５７ Ｎ ４１ ５６ ４４ ２４ Ｅ 南 抵 阴 山 和 ＬＷ 和砂黄 土 ＤＴＧ 剖 面 采 集 释 光 年 代 及 粉 末 山脉北麓 东接大 兴 安 岭 西 缘 东 南 部 为 低 山 丘 岭 样品 与沙地边界部 位 的 各 个 时 期 的 环 境 气 候 特 征 地貌 在东部的克什 克 腾 旗 通 过 西 拉 木 伦 河 与 科 尔 进行相互验证 ４ ２ 沁沙地联 通 面 积 为 ３ ７１ １０ｋｍ 如 图 １所 示 根 所选 ３４个 剖 面 的 沉 积 序 列 主 要 为 沙 丘 沉 积 ｐ 据中 国 １!１０００００沙 漠 沙 地 分 布 图 集 ｈ 河湖相的亮黄色 白色 沙 层或 者沙丘 沉积 红 褐 色 ｗ ｄｃ ｗ ｃ ｃ ｎ ｍ ｎｆ 和 ２０１０年 遥 感 影 像 土状沉积物或者基岩两 种 类 型 厚 度 ２ １０ｍ不 等 图编制的浑善达克 沙 地 分 布 和 面 积 并 经 过 了 部 分 其中沙丘 沉积 主要为互 层的灰 黑色 砂质古 土壤 浅 点位实际 校 验 地 势 自 东 南 向 西 北 逐 渐 降 低 沙 黄色沙层 浅黄色 砂 黄 土 灰 黑 色 砂 质 古 土 壤 颗 粒 地横跨温带季风半 干 旱 和 干 旱 气 候 区 受 东 亚 季 风 较粗 质地较硬 发 育 虫 孔 根 孔 浅 黄 色 沙 层 质 地 环流控 制 年 平 均 气 温 ０ ３ 降 水 主 要 集 中 在 夏 疏松 颗 粒 粗 北 部 ＡＱＹＨ 剖 面 的 沙 层 中 发 育 碳 酸 季 自 东 南 向 西 北 由 ４００ｍｍ 向 ２００ｍｍ 递 减 东 部 盐化根管 上覆灰 黑 色 砂 质 古 土 壤 的 砂 黄 土 发 育 一般分布草甸栗钙 土 或 暗 栗 钙 土 向 西 逐 步 演 化 为 胶膜状或者菌丝 体 状 的 白 色 碳 酸 盐 质 地 较 硬 与 淡栗钙土 到西 北 二 连 浩 特 附 近 过 渡 到 棕 钙 土 境 沙层互层的砂黄土层质地较疏松 无钙质胶结 沙地 内沙丘 湖泊 河流和剥蚀高地交错分布 沙地西部 不同沉积相的互层是气候环境和空间范围变化的直 以固定沙丘为主 并 有 流 动 的 新 月 型 沙 丘 及 沙 丘 链 接记录 图 ２依 据 沉 积 序 列 时 间 序 列 及 空 间 分 布 呈斑状分布 东部以半固定沙丘为主 多 为沙垄 梁 的代 表 性 选 取 ６个 沙 地 内 部 边 界 带 及 下 风 向 窝状沙丘 由于受主风向的影响 沙丘及沙丘链和沙 １００ｋｍ左右的沙丘 砂 黄 土 沉 积 剖 面 结 合 粒 度 磁 图 １ 研究区域 采样点及末次盛冰期浑善达克沙地边界分布图 红色虚线 Ｆ １ Ｍ ｐ ｈ ｗ ｎ ｈ ｃ ｎ ｆ ｈ ｎｖ ｄ ｍｐ ｎ ｎｄ ｈｂ ｄ ｄｄ ｈ ｄ ｎ ｆ ｈｏ ｎｄ ｎｄｆ ｄｄｕ ｎ ｈｌ Ｇ ｃ Ｍ ｘ ｍｕｍ

3 四 纪 研 Ｆ ２ Ｔｈ ｐ ｎ ｖ ｄ ｐ ｎ ｃ ｎ ｎｏ ｎｄ ｎｄｆ ｄ ｈ ｗ ｎｏｓｌ ｎ ｚ ｍ ｎ ｃ ｕ ｃ ｐ ｂ ｙ ｎｄ ｎ ｎ 第 图 ２ 浑善达克沙地部分剖面的光释光年龄 粒度 磁化率及烧失量特征 ２３０ 究 ２０１３年

4 2 期周亚利等 : 末次盛冰期和全新世大暖期浑善达克沙地边界的变化 231 化率及烧矢量等气候替代性指标, 确认标志沙地范围扩张的沙层和范围缩小的砂质土壤的存在, 来反映末次盛冰期和全新世大暖期浑善达克沙地气候和边界的变化 2 样品测试 2 1 气候替代性指标的测试 [36] 粒度测试是对样品进行彻底前处理后, 使用英国 Malvern 公司生产的 Mastersize2000 型激光粒度仪进行测试, 量程为 0 02~2000μm 磁化率的测试是取 10g 自然风干样品, 置于无磁性样盒中, 用英国 Bartington 公司生产的 MS 2 型磁化率仪测定 有机质含量采用重铬酸钾容量法和灼烧法 ( 烧矢量 ) 两种方法测试 : 重铬酸钾容量法是用硫酸亚铁滴定重铬酸钾来确定 ( 重铬酸钾比色法 ) [37], 误差 0 5%; 烧失量的测试是先将样品研磨至 75μm 以下粒径, 在 106 下除去吸湿水称重后置于 SX 5 12 型号箱式电阻炉中用 400 灼烧 2 小时, 再称重 烧矢量为灼烧前后样品质量的差值占灼烧前样品质量的百分比 [38] 图 3 样品 CFJ 1 2m 等效剂量随预热温度的变化图 Fig 3 Equivalentdoseasafunctionofpreheat temperatureforsamplecfj 1 2m 2 2 光释光年龄的测试 光释光样品的采集 前处理依据文献 [33] 中所述的方法进行, 释光年龄测试在陕西师范大学 南京大学 北京大学 美国内布拉斯加大学以及丹麦 Ris 国家实验室进行, 测试仪器为丹麦 Ris 国家实验室生产的 Ris -TL/OSLDA 15/20 全自动释光仪, 其所用蓝光激发光源波长为 470±30nm, 红外激发光源波长为 880±80nm, 释光信号通过 9523QB15 光电倍增管进行检测放大, 光电倍增管前置两个 3mm 厚或 1 个 7mm 的 U 340 滤光片, 人工 β 辐射源为 90 Sr/ 90 Y 源 利用前处理提纯的 90~150μm 的石英颗粒, 每个样品至少测试 12 个样片, 采用单片再生剂量法 (SAR) 测试等效剂量 (D e ) [39] 为了获得准确可靠的等效剂量值, 选取代表性的样品进行等效剂量的预热坪区 ( 图 3) 和剂量恢复 ( 图 4) 实验, 依据在不同预热温度等效剂量的离散性, 循环系数 (recycling ratio) 人工辐照剂量与实测等效剂量之比 (Given/ Measuredratio), 最终确定样品的测试条件为预热温度 (Preheat)260,Cutheat220 样品的等效剂量值呈正态或偏正态分布 ( 图 5); 样品的释光信号在前 1s 内几乎晒退到本 图 4 样品 CFJ 1 2m 剂量恢复实验 Fig 4 Theresultsofdoserecoverytest forsamplecfj 1 2m 底值, 故释光信号选取第 1~5 通道 ( 前 0 8s) 的积分, 本底值取第 6~10 通道 (1 44~1 60s) 的积分, 确保样品在被埋藏前的释光信号几乎完全晒退 在最终确定样品等效剂量值时, 依据释光信号的晒褪曲线 感量校正 循环系数 回授剂量 释光生长曲线的特征以及测试误差的大小, 去掉误差大于 10% 的样片的等效剂量, 然后取其平均值 基于上述的数据特征及处理方法, 保证等效剂量值相对准确 样品的剂量率与周围环境的放射性元素含量 含水量以及宇宙射线有关 大部分样品的放射性核素 U,Th 和 K 含量采用中子活化法在中国原子能研究院测试 ;G303-55km,SGDL,207Road87km,MJZ, LW 等剖面采用 ICP MS 在美国内布拉斯加大学进

5 232 第四纪研究 2013 年 图 5 样品 HBRGN 1 2m,S km A 和 LQX 4 5m 等效剂量频率分布图 Fig 5 ThefrequencyhistogramsofequivalentdosevalueforsamplesHBRGN 1 2m,S km A,andLQX 4 5m,respectively 行,SGDL B 和 G km 剖面用 γ 谱仪在丹麦 Ris 国家实验室测试 含水量采用烘干法, 用湿样品减去干样品的质量差与干样品的比值的百分数表示, 估计误差为 10% 宇宙射线剂量率依据采样深 [40] 度 地理位置, 海拔高度等来确定 此外也考虑了样品在前处理过程中用 HF 溶蚀所带来的剂量率的误差 [41] 剂量率的计算依据 Aitken [42] 提供的参数和公式获得 3 结果与分析 3 1 光释光年龄 经过等效剂量的测试和剂量率计算, 获得了浑善达克沙地及其南部外缘风成沉积的 19 36~ 0 15ka 年代序列 末次冰期和全新世沉积物的释光年龄数据分别列于表 1 和表 2 浑善达克沙地在末次冰期阶段的最老风成沙出现在沙地北部的 X501-52km 剖面, 其年龄为 19 36±0 44ka; 沙地南部镶黄旗 - 正镶白旗 - 蓝旗 - 多伦一线出露的最老沙层年龄为 16 26±0 89ka, 大部分末次冰期沙层年龄集中在 15~13ka 的范围内,9~5ka 时段的砂质古土壤层在沙地普遍发育 3 2 气候替代性指标 风成沉积物的粒度大小是风力强弱或物源远近的直接反映, 其中平均粒径反映了风力状况的平均状态, 粗颗粒 (>63μm) 的百分含量在沙漠研究中被用作是东亚冬季风强度指标, 指示风力大小 / 源区距离的远近, 揭示气候的干冷程度 [48,49] 磁化率虽然成因机制比较复杂, 但其成壤增强模式被广泛接受 [50,51], 指示了东亚夏季风的强度, 反映气候的暖湿状况 [52~57] 烧失量是土壤中有机碳经灼烧后造 成的土壤失重百分比, 适合于碳酸盐类和矿物水含量较少 颗粒较粗且松散的沉积物的有机质测定 [37], 对于处于干旱 - 半干旱区的沙地而言, 有机质主要来源是植物的降解, 故烧失量和有机质含量可反映植被的覆盖程度, 而植被的覆盖度与沙地气候的暖湿状况密切相关 浑善达克沙地风成沉积序列中, 粒度与磁化率及有机质含量或烧失量的变化趋势相反, 磁化率与有机质含量或烧失量变化趋势相同 : 砂质土壤层平均粒径和 >63μm 的粗颗粒百分含量减小, 磁化率和有机质含量 ( 烧失量 ) 增加 ; 沙层中的变化趋势刚好相反, 揭示了受东亚季风系统控制的浑善达克沙地末次盛冰期以来气候变化及地表响应过程 ( 图 2) 4 讨论 浑善达克沙地现在的主风向为西北西 - 东南东方向 [34,35] 位于沙地西北部上风向的二连浩特 苏尼特左旗 苏尼特右旗及镶黄旗区域为侵蚀区, 地势平坦开阔, 地貌景观主要为典型温带草原, 沉积序列主要为厚约 20cm 的现代砂质表土覆盖于红褐色基岩母质之上, 由于风蚀作用强烈, 沙层不易保存 下风向的镶黄旗 - 正镶白旗 - 正蓝旗 - 多伦 - 克什克腾旗一线是阴山北麓与大兴安岭西南部的交汇区, 平均海拔 1600m, 相对高度 300m 左右, 依据风沙动力学的相关参数 [58], 浑善达克沙地的粗沙不可能翻越阴山山脉南迁, 而是在山前形成沙丘和砂黄土堆积, 记录了沙地空间格局演化的地质信息 4 1 末次盛冰期浑善达克沙地的空间格局如图 1 和表 1 所示, 在末次盛冰期晚期, 浑善达克沙地普遍发育沙层 沙地南部边界处白旗北 BQN 剖面的沙层年龄为 16 26±0 89ka 和 12 61±

6 2 期周亚利等 : 末次盛冰期和全新世大暖期浑善达克沙地边界的变化 233 表 1 浑善达克沙地末次冰期沙层释光年龄数据及参考数据 Table1 TheresultsofOSLdatingandreferencedateofsanddepositduringtheLastGlacialintheOtindagsandfield 点位样品 K/% U/ppm Th/ppm 含水量 /% 等效剂量 /Gy 剂量率 /Gy ka -1 年龄 /ka 岩性经纬度 WLCB WLCB 1 2m 2 00± ± ± ± ± ±0 60 浅黄色沙层 N, E AQYH AQYH 2 0m 2 02± ± ± ± ± ±0 96 浅黄色沙层 N, E SHB SHB 0 7m 2 34± ± ± ± ± ±0 53 浅黄色沙层 N, E HBRGN HBRGN 1m 1 87± ± ± ± ± ±0 82 浅黄色粗沙层 N, E WNBTN A WNBTN A 1m 2 20± ± ± ± ± ±1 65 浅黄色沙层 N, E YDK YDK 1 3m 1 76± ± ± ± ± ±0 66 浅灰黄色沙层 N, E YDK 1 5m 1 95± ± ± ± ± ±0 50 浅亮黄色沙层 JPW JPW -2 8m 1 92± ± ± ± ± ±0 74 浅亮黄色沙层 N, E CFJ CFJ 1 2m 2 15± ± ± ± ± ±0 63 浅黄色沙层 N, E BQN BQN 1 5m 2 26± ± ± ± ± ±2 12 浅黄色细沙层 N, E BQN 2 2m 1 97± ± ± ± ± ±0 89 浅黄色粗沙层 X501-52km X501-52km 2 2m 2 28± ± ± ± ± ±0 44 浅黄色粗沙层 N, E S km S km 0 9m 2 09± ± ± ± ± ±0 35 浅黄色粗沙层 N, E S km 1 6m 1 88± ± ± ± ± ±0 44 浅黄色粗沙层 BYNEN BYNEN 2 5m 2 41± ± ± ± ± ±0 32 浅黄色粗沙层 N, E BYNEN 3 1m 2 61± ± ± ± ± ±0 38 浅黄色粗沙层 S km A S km A 0 8m 2 06± ± ± ± ± ±0 67 浅黄色砂黄土 N, E S km A 1 6m 1 89± ± ± ± ± ±0 45 浅黄色砂黄土 S km A 1 75m 1 69± ± ± ± ± ±0 48 亮黄色粗沙层 S km A 1 9m 1 96± ± ± ± ± ±0 53 浅黄色砂黄土 S km A 2 2m 1 82± ± ± ± ± ±0 42 亮黄色粗沙层 HZ HZ 2 3m 15 浅黄色细沙层 N, E G km G km 9 1m 2 64± ± ± ± ± ±0 88 浅黄色细沙层 N, E G km G km-1 5m 11 浅黄色粗沙层 N, E LY B LY B 3 2m 2 20± ± ± ± ± ±0 59 浅亮黄色细沙层 N, E NHC NHC 1.2m 13 浅黄色粗沙层 N, E LQX LQX 0 4m 2 09± ± ± ± ± ±0 41 浅黄色砂黄土 N, E LQX 1 2m 2 04± ± ± ± ± ±0 73 浅黄色砂黄土 LQX 1 6m 2 13± ± ± ± ± ±0 53 浅黄色砂黄土 LQX 3 0m 2 09± ± ± ± ± ±0 45 浅黄色砂黄土 LQX 3 6m 2 02± ± ± ± ± ±0 69 浅黄色砂黄土 LQX 4 5m 2 07± ± ± ± ± ±0 83 浅黄色砂黄土 DTG DTG 2m 1 92± ± ± ± ± ±0 77 浅黄色砂黄土 N, E DTG 2 8m 2 17± ± ± ± ± ±1 24 浅黄色砂黄土

7 234 第四纪研究 2013 年 续表 1 点位样品 K/% U/ppm Th/ppm 含水量 /% 等效剂量 /Gy 剂量率 /Gy ka -1 年龄 /ka 岩性经纬度 美国内布拉斯加大学采用 ICP MS 测试 U,Th 和 K 含量 SGDL SGDL 7 35m ± ± ±0 55 浅亮黄色沙层 N, E G303 55km G303 55km 8 0m ± ± ±0 50 浅黄色粗沙层 N, E 丹麦 Ris 国家实验室采用 γ 谱仪测试 U,Th 和 K K/Bq kg -1 U/Bq kg -1 Th/Bq kg -1 SGDL B SGDL B 6 3m 383±8 14±4 9 18± ± ± ±0 92 浅亮黄色沙层 N, E G km G km 0.6m 776±15 16±5 14.6± ± ± ±0.68 浅黄色细沙层 N, E 参考数据 SG 11 3±0 7ka 浅黄色粗沙层 韩鹏等 [32] SY 11 1±1 3ka 浅黄色粗沙层 Li 等 [18] 孤山子 (GSZ) 19 6±1 7ka 浅黄色粗沙层 李孝泽等 [43] (TL) 锡林浩特 (XLHT) 9460±900a 浅黄色粗沙层 靳鹤龄等 [44] (TL) 锡林浩特 10700±920a 浅黄色粗沙层 靳鹤龄等 [44] (TL) 白银呼哨 (BYHS) 10613±160a 浅黄色粗沙层 李森等 [12] ( 14 C) SouthofXilinhaote 16 6±1 5ka 浅黄色粗沙层 Yang 等 [31] 2 12ka;S km-A 剖面的浅黄色粗沙层年龄为 14 72±0 42ka HZ 剖面底部的浅黄色细沙层年龄为 15ka,HBRGN 剖面的浅黄色粗沙层年龄为 14 56±0 82ka,LY B 剖面底部的白色沙层年龄为 12 5ka,GSZ( 孤山子 ) 剖面发育 19 6ka 的沙层 [48], NHC 剖面白色沙层年龄为 13ka, 沙地东南部披覆于低山基岩之上的 YDK 沙丘剖面底部的白色粗沙层年龄为 12 33±0 50ka 同时, 由于风成沙和砂黄土是沙地和其外围地区的同期异相沉积, 在沙地南部的 LQX 剖面出露近十余米厚的典型风成砂黄土 - 砂质土壤互层沉积, 其砂黄土年龄为 25 99~22 68ka,16 76~14 75ka 和 14 17~14 09ka 另外,BQN 剖面的砂黄土年龄为 14 49±1 07ka,S km A 剖面的砂黄土年龄为 14 38±0 45ka;YDK 剖面砂黄土年龄为 11 40±0 66ka 由此可见, 末次盛冰期晚期浑善达克沙地南部正镶白旗 - 正蓝旗 - 多伦一线发育的沙层 - 砂黄土 - 砂质古土壤互层的沉积序列, 直接指示出此线为该时期沙地的南界, 其中发育的沙层是沙地扩张的直接证据, 较现代沙地南界偏南至少约 40km, 沙地面积扩大 km 2, 相对于现代沙地扩大了 37% 此外, 在浑善达克沙地南部坝上地区的 CB( 察北牧场 ) [59] LW [3] ( 张北 - 康保 - 沽源 - 围场一带 ) 等地也出露一些早全新世的沙质沉积, 这些沙层的物质来源主要为近源河湖相古沙翻新, 并非浑善达克沙地沙层的远源运送沉降而成 张北县的 DTG 在 16 88~13 86ka 时段发育厚 1 5m 左右的砂黄土, 说明其上风向的浑善达克沙地气候干旱, 致使风尘物质在下风向堆积 野外考察发现, 在阴山山间盆地及山前坡麓主要为次生黄土堆积, 仅在滦河河谷发现有风成沙分布于河谷两岸, 其成因相似于浑善达克沙地南 200 多公里怀来天漠 18ka 的沙层, 该沙层为局部的河流相沙层被风二次搬运之后形成, 并不代表浑善达克沙地南界扩张至此 [31], 而且这些区域发育的砂黄土中夹有砾石, 不是典型的风成砂黄土, 可能有河流冲积或者山前坡 ( 洪 ) 积物的影响, 所以沙地边界南移几百公里是不存在的 浑善达克沙地东部由于受大兴安岭西南缘与阴山山脉的阻挡, 西北西 - 东南东主导风向搬运的沙尘物质披覆于山麓基岩之上, 并沿着西拉木伦河河谷向东延伸 位于沙地东南部山麓之上的 SHB 沙丘剖面, 底部覆盖于基岩之上的白色沙层年龄为 12 50±0 53ka, 克什克腾旗西 JPW 沙丘剖面最底部

8 2 期周亚利等 : 末次盛冰期和全新世大暖期浑善达克沙地边界的变化 235 表 2 浑善达克沙地全新世砂质土壤释光年龄数据及参考数据 Table2 TheOSLdatingandreferencedataofsandysoilduringtheHoloceneinOtindagsandfield 点位样品 K/% U/ppm Th/ppm 含水量 /% 等效剂量 /Gy 剂量率 /Gy ka -1 年龄 /ka 岩性经纬度 BQN BQN 0 5m 2 43± ± ± ± ± ±0 71 灰黑色砂质土壤 N, E CFJ CFJ 0 4m 2 26± ± ± ± ± ±0 12 灰黑色砂质土壤 N, E JPW JPW 2 2m 2 16± ± ± ± ± ±1 02 灰黑色砂质土壤 N, E YDK YDK 0 7m 2 16± ± ± ± ± ±0 30 灰黑色砂质土壤 N, E HBRGN HBRGN 0 7m 1 85± ± ± ± ± ±0 34 灰黑色砂质土壤 N, E WLCB WLCB 0 2m 2 10± ± ± ± ± ±1 27 灰褐色砂质土壤 N, E WLCB 0 8m 1 98± ± ± ± ± ±1 13 灰褐色砂质土壤 WNBTN A WNBTN A 0 6m 2 12± ± ± ± ± ±1 05 浅灰黑色砂质土壤 N, E X501 52km X501-52km 1 5m 2 47± ± ± ± ± ±0 07 灰黑色砂质土壤 N, E X501 93km X501-93km 0 7m 2 36± ± ± ± ± ±0 25 深灰黑色砂质土壤 N, E X501-93km 1 2m 2 14± ± ± ± ± ±0 29 深灰黑色砂质土壤 S km S km 0 3m 2 39± ± ± ± ± ±0 15 深灰黑色砂质土壤 N, E S km 0 7m 2 08± ± ± ± ± ±0 32 深灰黑色砂质土壤 BYNEN BYNEN 1m 2 35± ± ± ± ± ±0 14 灰黑色砂质土壤 N, E BYNEN 1 95m 2 37± ± ± ± ± ±0 35 灰黑色砂质土壤 HZ HZ 0 3m 4 灰黑色砂质土壤 N, E HZ 0 7m 7 灰黑色砂质土壤 LY B LY B 1 8m 2 26± ± ± ± ± ±0 16 灰黑色砂质土壤 N, E LY B 2 3m 考古年龄 8 2~7 4 灰黑色砂质土壤 LY B 2 6m 2 27± ± ± ± ±0 51 灰黑色砂质土壤 CYX CYX 0 7m 7 灰黑色砂质土壤 N, E S km A S km A 0 6m 2 02± ± ± ± ± ±0 29 灰黑色砂质土壤 N, E S km A 0 6m 2 12± ± ± ± ± ±0 42 灰黑色砂质土壤 SGDLX SGDLX 3 7m 8~6 灰黑色砂质土壤 N, E G km G km 1 1m 2 41± ± ± ± ± ±0 33 灰黑色砂质土壤 N, E G km G km 6 1m 2 36± ± ± ± ± ±0 24 灰褐色砂质土壤 N, E DTG DTG 0 5m 2 17± ± ± ± ± ±0 66 灰黑色砂质土壤 N, E DTG 1 2m 2 01± ± ± ± ± ±0 81 灰黑色砂质土壤 NHC NHC 0.6m 8 灰黑色砂质土壤 N, E HSHN HSHN ± ± ± ± ± ±0 06 灰黑色砂质土壤 N, E

9 236 第四纪研究 2013 年 续表 2 点位样品 K/% U/ppm Th/ppm 含水量 /% 等效剂量 /Gy 剂量率 /Gy ka -1 年龄 /ka 岩性经纬度 HSHN ± ± ± ± ± ±0 33 灰黑色砂质土壤 SGDL SGDL 5 85m 5396±57a 灰黑色砂质土壤 N, E G303 55km G303 55km 3.5m 2 24± ± ± ± ± ±0 50 灰黑色砂质土壤 N, E CB CB 3.6m 5 灰黑色砂质土壤 N, E 美国内布拉斯加大学采用 ICP MS 测试 U,Th 和 K 含量 207Road87km 207Road87km 14 9m 5.2~6.2 灰黑色砂质土壤 N, E MJZ MJZ ± ± ±0 12 灰黑色砂质土壤 N, E MJZ ± ± ±0 09 灰灰黑色砂质土壤 LW LW 0 65m ± ± ±0 22 灰黑色砂质土壤 N, E LW 2m ± ± ±0 42 灰黑色砂质土壤 参考数据 锡林浩特 (XLHT) 3003±46a 灰黑色砂质土壤 靳鹤龄等 锡林浩特 4120±51a 灰黑色砂质土壤 靳鹤龄等 锡林浩特 4826±85a 灰黑色砂质土壤 靳鹤龄等 锡林浩特 5332±74a 灰黑色砂质土壤 靳鹤龄等 锡林浩特 6903±75a 灰黑色砂质土壤 靳鹤龄等 呼合毛德 4167±100a 灰黑色砂质土壤 董玉祥等 [44] [44] [44] [44] [44] [45] Xilinhaote 7075~6850a 灰黑色砂质土壤 Zhou 等 [16] ( 14 C) 哈登胡硕 (HDHS) 3413±152a 灰黑色砂质土壤 李孝泽等 哈登胡硕 7070±176a 灰黑色砂质土壤 李孝泽等 哈登胡硕 4379±90a 灰黑色砂质土壤 李森等 那日图 (NRT) 4167±100a 灰黑色砂质土壤 李森等 桑根达来 3597±81a 灰黑色砂质土壤 李森等 [12] [12] [12] [43] [43] 和李森等 和靳鹤龄等 [12] [44] SG 10 3~2 8ka 灰黑色砂质土壤韩鹏等 [32] YS 8 1~2 1ka 灰黑色砂质土壤韩鹏等 [32] SGDL 9 86~3 50ka 灰黑色砂质土壤 Li 等 [18] Sunitezuoqi 6510±110a 灰黑色砂质土壤 Zhou 等 [16] ( 14 C) Sunitezuoqi 7560±90a 粘土 Zhou 等 [16] ( 14 C) 安固里淖 (AGLN) 7400~4600a 翟秋敏等 [46] ( 纹泥 )

10 ２期 周亚利等 末次盛冰期和全新世大暖期浑善达克沙地边界的变化 的白色 沙 层 年 龄 为 １２ ４６±０ ７４ｋ Ｇ３０３ １０５６ｋｍ 剖面砂质土 壤 砂 黄 土 沙 互 层 剖 面 最 底 部 的 沙 层 年龄为 １４ ０９±０ ８８ｋ ＳＹ剖 面 发 育 有 １１ １±１ ３ｋ 时的风成沙层 １８ Ｙ ｎ等 ３１ ２３７ ４ ２ 全新世大暖期沙地的空间格局 依据获得的沙丘和砂黄土风成沉积序列中砂质 在克什克腾旗附近也 土壤的释光年龄 图 ６和表 ２ 结合砂质土壤平均粒 发现了 １１ｋ的风成沙 Ｇ３０３ ５５ｋｍ的风成 沙层 年 龄 径和粗颗粒 ６３μｍ 百分含量减小 磁化率和烧矢量 为 ９ ３７±０ ５０ｋ 因 此 末 次 盛 冰 期 沙 地 的 风 成 沙 ５５ｋｍ 或有机质 含 量 增 高 的 特 征 沙 地 北 部 的 Ｇ３０３ 已抵达东部山麓位置 但受山体的阻挡 东界几乎与 剖面的沙丘中灰黑色粘土 薄层 ｍ ６０ 与 沙 层 现代沙地边界相同 无明显的迁移 的互层 年龄为 ８ ９３±０ ５０ｋ 沙丘 固定 阿巴 嘎旗 浑善达克沙地北部锡林浩特附近沙丘最底层风 ３１ 成沙的年龄为 １６ ６ｋ 锡林河二级阶地风成沙层 １２ 的年龄为 １０６１３±１６０ Ｂ Ｐ 和１０７００±９２０ ９４６０± ４４ １０１ ５０２ｋｍ和 ＡＱＹＨ两 个 剖 面 发 育 灰 黑 色 砂 南的 Ｓ 质土壤 Ｓ １０１ ５０２ｋｍ 中 的 砂 质 土 壤 光 释 光 年 龄 为 ８ ９３ ２ １８ｋ 下伏于砂质土壤之下的 砂 黄土 沙层 ９００ Ｂ Ｐ 阿巴 嘎 旗 西 南 的 ＡＱＹＨ 剖 面 出 露 砂 中发育有碳酸钙结核 钙化的根管 进一步表明砂质 质古土壤 砂黄土 沙互 层 沉 积 其 最 底 层 风 成 沙 年 土壤形成时 气候暖湿 由于较强的淋滤作用使得碳 龄 １２ ９４±０ ９６ｋ 在其南侧约 １ｋｍ的 Ｓ１０１ ５０２ｋｍ 酸钙自砂质土壤层 向 下 淋 滤 在 砂 黄 土 层 和 下 伏 的 剖面 上覆于红色基 底 之 上 的 风 成 粗 沙 层 的 年 龄 为 沙层 中 淀 积 ６１ 锡 林 浩 特 附 近 风 沙 沉 积 中 发 育 １１ｋ 因此 在沙地北缘也发育末次冰期的沙层 ７７４０ ６０９５ Ｂ Ｐ １４Ｃ ７０７５ ５６９５ Ｂ Ｐ １４Ｃ 的 同时 在沙地内 部 的 多 个 剖 面 中 都 有 末 次 盛 冰 砂 质 土 壤 １６ ４４ 苏 尼 特 左 旗 沙 丘 中 出 露 ７５６０ 期 的 沙 层 发 育 比 如 Ｘ５０１ ５２ｋｍ 沙 丘 沙 年 龄 为 ６５１０ １４Ｃ 的 粘 土 和 砂 质 土 壤 层 １６ 沙 地 此 时 的 １９ ３６ｋ ＳＧＤＬ在 １７ ７３ｋ时发育风成沙层 植被以 Ｃ３ 植物为主 Ｃ４ 植被有所增加 ６２ 由此可见 浑善达 克 沙 地 在 末 次 盛 冰 期 的 １８ｋ 沙地东部的达莱诺尔湖湖相沉积物的磁性矿物 时段 南 界 向 南 扩 张 至 镶 黄 旗 正 镶 白 旗 正 蓝 旗 特征 孢粉 ＴＯＣ Ｃ Ｎ比等反映出 ８０００ ６０００ Ｂ Ｐ 多伦一线 较现代沙地边界 南移 约 ４０ｋｍ 东 界 受 山 时沙地气候 温 暖 湿 润 ６３ 沙 地 中 部 的 哈 登 胡 硕 剖 脉的阻挡 与现 代 沙 地 边 界 几 乎 相 同 北 界 在 锡 林 面出露 ７０７０±１７６和 ３４１３±１５２ １４Ｃ 的 灰 褐 色 风 浩特 阿巴嘎旗 苏尼特 左 旗 一 线 与 现 代 沙 地 边 界 成砂质 土 壤 １２ ４３ 发 现 沙 地 在 ＳＧ和 ＹＳ分 别 发 育 几乎相同 没有出现 以 往 研 究 中 的 南 北 界 限 分 别 有 １０ ３ ２ ８ｋ和 ８ １ ２ １ｋ时 段 的 砂 质 土 壤 ３２ 几百公里的迁移现 象 其 面 积 较 现 代 沙 地 扩 张 了 至 ＳＧＤＬ的砂质土壤形成于 ９ ８６ ３ ５０ｋ ４ １８ ４ ２ 少 １ ３９ １０ｋｍ 扩张了约 ３７ 沙地南部坝上地区的安固里淖湖岩芯的纹层年 图 ６ 浑善达克沙地全新世大暖期沙地空间格局 红色虚线为大暖期时流沙南界 Ｆ ６ Ｔｈ ｐ ｄ ｂｕ ｎｄｕ ｎ ｈｈ ｃ ｎｏｐ ｍｕｍ ｎｏ ｎｄ ｎｄｆ ｄ ｄｄ ｈ ｄ ｎ ｕ ｈ ｕ ｈｍ ｎ ｎ ｈｈ ｃ ｎｏｐ ｍｕｍ ｐ ｄ

11 238 第四纪研究 2013 年 代和化学元素特征表明, 在 8400~6200a 时期, 气候暖湿, 湖泊水位最深 [46,64] 剖面 CB,LW 和 DTG 的风尘堆积分别在 5ka,7 96~4 46ka 和 9 82~ 0 71ka 发育灰黑色砂质土壤 在此时段, 由于气候湿润, 浑善达克沙地孢粉种属和数量大增, 并且有喜湿的胡桃属 柳属等, 沙地为稀树草原景观, 人类文明发展迅速, 多处发现人类文化遗存 [65,66] 由此表明在 9~5ka 时段, 浑善达克沙地气候温暖湿润, 植被覆盖率高, 沙丘几乎全部固定成壤, 沙地南界北移 200 多公里至现代沙地北界位置 4 3 沙地空间格局变化的机制依据所得的光释光年龄数据, 浑善达克沙地末次冰期最老风成沙的年龄为 19 36ka, 大部分沙层年龄集中在 15~13ka 范围内, 并且出现西北部上风向的沙层年龄偏老, 东南部下风向的沙层年龄比较年轻的空间分异 此外, 野外所采样品均为浑善达克沙地基底物质 ( 红褐色土状沉积 基岩以及河湖相砂层 ) 的上覆沙层, 由于沙层为快速堆积, 其年龄能够代表沙层沉积的最老埋藏年龄, 因此出露的末次盛冰期沙层甚少 是什么原因导致这一现象的发生, 可能存在以下两种可能的解释 第一种机制 : 浑善达克沙地末次盛冰期以来的空间格局变化, 主要受控于区域气候环境条件下风力大小和沙源的供应 在末次盛冰期, 气候干冷, 冬季风强盛, 浑善达克沙地内部的河流 湖泊水位下降, 河湖相沙层大面积出露, 可以产生较多的碎屑物质, 这些为风沙作用提供了充足的沙质物源 加之表土层有效水分低, 植被覆盖度差, 沙层被不断翻动而产生流沙移动 较西北部上风向, 沙地东南部下风向沙层堆积较厚, 流沙的翻动和移动更为频繁, 沙层不能被埋藏而开始释光年龄的计时 末次盛冰期晚期太阳辐射增强, 气候转向暖湿, 风力减弱, 沙层被埋藏开始释光信号的积累 因此, 其年龄分布在空间上存在西北老, 东南新的差异变化 ; 并且释光年龄是沉积物最后一次被埋藏以来的年龄, 所以导致所得的释光年龄偏小, 但沙层实际为末次盛冰期发育的沙层, 故沙地南部镶黄旗 - 正镶白旗 - 正蓝旗 - 多伦一线的 18~13ka 的沙层即末次盛冰期浑善达克沙地的南界 同时, 由于风成砂黄土为风成沙的同期异相沉积, 在沙地南部 LQX 剖面发育的 26~ 22ka 时段的砂黄土证明了末次盛冰期沙层的确曾经发育 第二种机制 : 末次盛冰期太阳辐射达到最低 值 [67], 内蒙古地区多年冻土的南界在 38 N 以南, 年平均温度最高仅为 -5, 气候寒冷, 区内多年冻土分布广泛 [68~70], 浑善达克沙地东部的 MJZ 剖面甚至在全新世早期也发育冻融构造 多年冻土可有效阻止浅层水下渗, 提高表土层的有效湿度 [66] 物源区主要以寒冻风化为主, 地表大部分时间处于冻结状态, 风沙活动仅在夏季季节性冻土消融时相对活跃, 与现代青藏高原的多年冻土区地表过程相似 [71,72], 因此, 沙地内部的风力侵蚀和堆积都受到冻土作用的限制 虽然在末次盛冰期东亚冬季风强劲, 地表植被稀少, 但是沙源因处于冻结状态而供应不够充分, 沙丘活化 流沙移动的范围有限, 从而出现自西向东垂直于沙地主导风向上的沙层年龄由老变新的空间分异 位于浑善达克沙地北部 气温低于浑善达克沙地的呼伦贝尔沙地, 同样也存在末次盛冰期沙层较少的现象, 沙层年龄也大部分集中在 16~13ka [73], 说明末次盛冰期时冻土的广泛发育也 [70] 影响了该地的风沙作用 然而, 在毛乌素和科尔沁沙地由于其温度较浑善达克沙地偏高, 虽然末次盛冰期存在冰缘现象, 但是季节冻融层较厚, 沙源充足, 加之强劲的冬季风, 在沙地的东南缘发育盛冰期的沙质堆积 末次盛冰期晚期太阳辐射增强 [67], 季风降雨增加, 但温度升高却促使蒸发量增加, 使沙层中的有效水分偏少 [8], 气候较之前暖干, 植被覆盖度差 ; 同时气温升高, 冻土消融, 地表松散的碎屑物质增多, 为沙地的扩张提供了充足的物源, 在强劲的沙地主导风西北西 - 东南东风的吹蚀下, 沙地于末次盛冰期晚期向东南扩张至阴山山脉及大兴安岭的交汇处 青藏高原冻土区的强烈风沙作用也主要发生在相对温暖期 [71], 可以佐证其发生的可能性 全新世大暖期 (9~5ka) 时, 东亚夏季风增强, 气候暖湿, 地层中的有效水分增加 [8,43], 植被覆盖度高, 发育灰黑色砂质土壤, 沙丘固定 5 结论 本研究利用光释光单片再生剂量法对浑善达克沙地 34 个典型的风成沙 - 砂黄土 - 砂质土壤互层的沉积序列定年, 结合粒度 磁化率和有机质含量及烧矢量等气候替代性指标的分析, 证实浑善达克沙地在末次盛冰期时, 沙地至少向南扩张 40km 左右, 至镶黄旗 - 正镶白旗 - 正蓝旗 - 多伦一线, 沙地总面积扩张约 km 2, 较现代沙地面积扩张了 37% 在 9~5ka 的全新世大暖期, 沙地普遍发育灰黑色砂

12 2 期周亚利等 : 末次盛冰期和全新世大暖期浑善达克沙地边界的变化 239 质土壤, 植被覆盖率高, 沙丘固定 末次盛冰期和全新世大暖期沙地空间格局的变化是有效湿度和风力共同作用的结果, 其中有效湿度受控于季风降雨和太阳辐射平衡, 季风降雨可能对有效湿度起决定作用, 湿度直接影响沙源的供应 致谢感谢王先彦, 汶玲娟, 赵存法, 张红艳, 王晓勇, 徐志伟, 刘娅, 刘倩倩等野外采样的帮助 ; 感谢朱芳莹在遥感图像解译和地表分析中的帮助 参考文献 (References) 1 ZhangK,ChaiFH,ZhangR Jetal.Source,routeandefectof Asiansanddustonenvironmentandtheoceans.Particuology,2010, 8(4):319~324 2 JickelsTD,AnZS,AndersenK K etal.globalironconnections betweendesertdust,oceanbiogeochemistry,andclimate.science, :67~71,doi: /science ZhouYL,LuH Y,MasonJetal.Opticalystimulatedluminecence datingofaeoliansandintheotindagdunefieldandholoceneclimate change.scienceinchina(seriesd),2008,51(6):837~847 4 ZhouYL,LuH Y,ZhangJFetal.Luminescencedatingofsand loesssequencesandresponseofmuusandotindagsand fields (NorthChina)toclimaticchanges.JournalofQuaternarySciences, 2009,244(4):336~344 5 LuH Y,MasonJ,StevensTetal.Responseofsurfaceprocessesto climaticchangeinthedunefieldsandloessplateauofnorthchina duringthelatequaternary.earthsurfaceprocesesandlandforms, 2011,36(12):1590~ 董光荣等. 中国沙漠形成演化 气候变化与沙漠化研究. 北京 : 海洋出版社, ~259 DongGuangrongetal.ClimateandEnvironmentChangesinDeserts ofchina.beijing:chinaoceanpress, ~259 7 LiuH J, Zhou C H,Cheng W M et al.monitoring sandy desertificationofotindagsandyland based on multi dataremote sensingimages.actaecologicasinica,2008,28(2):627~635 8 MasonJ,LuH Y,ZhouYLetal.Dunemobilityandaridityatthe desertmarginofnorthernchinaatatimeofpeakmonsoonstrength. Geology,2009,37(10):947~950 9 LeeEH,SohnBJ.Recentincreasingtrendindustfrequencyover MongoliaandInnerMongoliaregionsanditsassociationwithclimate andsurfacecondition change.atmosphericenvironment,2011,45 (27):4611~ 董光荣, 王贵勇, 李孝泽等. 末次间冰期以来我国东部沙区的古季风变迁. 中国科学 (D 辑 ),1996,26(5):437~444 DongGuangrong,WangGuiyong,LiXiaozeetal.Thechangeof paleomonsooninthedesertineastchinasincethelastinterglacial. ScienceinChina(SeriesD),1996,26(5):437~ 董光荣, 靳鹤龄, 陈惠中. 末次间冰期以来沙漠 - 黄土边界带移动与气候变化. 第四纪研究,1997,(2):158~165 DongGuangrong,JinHeling,ChenHuizhong.Desert loessboundary beltshiftand climaticchangesincethelastinterglacialperiod. QuaternarySciences,1997,(2):158~ 李森, 孙武, 李孝泽等. 浑善达克沙地全新世沉积特征与环境演变. 中国沙漠,1995,15(4):323~331 LiSen,SunWu,LiXiaozeetal.Sedimentarycharacteristicsand environmentalevolutionofotindagsandylandinholocene.journal ofdesertresearch,1995,15(4):323~ SunJimin,DingZhongli,LiuTungsheng.Desertdistributionduring theglacialmaximum and climaticoptimum: ExampleofChina. Episodes,1998,21(1):28~31 14 JinH L,DongG R,SuZZetal.Reconstructionofthespatialof desert/loesboundarybeltin North ChinaduringtheHolocene. ChineseSciencesBuletin,2001,46(7):538~ LiuDongsheng,SunJimin.ExpansionandcontractionofChinese desertsduringthequaternary.scienceinchina(seriesd),2002, 45(Suppl.):91~ ZhouW J,Dodson J,Head M Jetal.Environmentalvariability withinthechinesedesert loestransitionzoneoverthelast20000 years.holocene,2002,12(1):107~ BushABG,RokoshD,RuteN W etal.desertmarginsnearthe ChineseLoessPlateau duringthemid Holoceneand atthelast Glacial Maximum: A model data intercomparison.global and PlanetaryChange,2002,32(4):361~ LiSH,SunJM,ZhaoH.Opticaldatingofdunesandsin the northeastern deserts ofchina.palaeography,palaeoclimatology, Palaeoecology,2002,181(4):419~ LiB,LiSH,SunJM.Isochrondatingofsand loess soildeposits from the Mu Us desert margin, Central China. Quaternary Geochronology,2011,6(6):556~ LaiZP, Kaiser K,Brückner H.Luminescence dated aeolian depositsoflatequaternaryageinthesoutherntibetanplateauand theirimplicationsforlandscapehistory.quaternaryresearch,2009, 72(3):421~ HeZ,ZhouJ,LaiZPetal.QuartzOSLdatingofsanddunesof LatePleistoceneintheMuUsdesertinNorthernChina.Quaternary Geochronology,2010,5(2~3):102~ YangLH,WangT,Zhou Jetal.OSL chronologyand posible forcingmechanismsofduneevolutioninthehorqindunefieldin Northern China since the Last Glacial Maximum.Quaternary Research,2012,78(2):185~ ZhaoH,LuY C,YinJH.OpticaldatingofHolocenesanddune activitiesinthehorqinsand fieldsininnermongolia,china,usingthe SARprotocol.QuaternaryGeochronology,2007,2(1~4):29~33 24 张家富, 莫多闻, 夏正楷等. 沉积物的光释光测年和对沉积过程的指示意义. 第四纪研究,2009,29(1):23~33 ZhanJiafu,Mo Duowen,Xia Zhengkaietal.Opticaldaing of sedimentsfrom Chinaanditsimplicationfordepositionalprocesses. QuaternarySciences,2009,29(1):23~33 25 范育新, 陈发虎, 范天来等. 乌兰布和北部地区沙漠景观形成的沉积学和光释光年代学证据. 中国科学 : 地球科学,2010,40 (7):903~910 FanYuxin,ChenFahu,FanTianlaietal.Sedimentarydocuments

13 240 第四纪研究 2013 年 andopticalystimulatedluminescence(osl)datingforformationof thepresentlandform ofthenorthern Ulan Buh desert, Northern China.ScienceChina:EarthSciences,2010,53(11):1675~ 鹿化煜, 周亚利,MasonJA 等. 中国北方晚第四纪气候变化的沙漠与黄土记录 以光释光年代为基础的直接对比. 第四纪研究,2006,26(6):888~894 LuHuayu,ZhouYali,MasonJA etal.latequaternaryclimatic changesinnorthernchina Newevidencesfrom sandduneand loessrecordsbased on opticalystimulated luminescencedating. QuaternarySciences,2006,26(6):888~ 何忠, 周杰, 赖忠平等. 石英光释光测年揭示的晚第四纪毛乌素沙地演化. 第四纪研究,2009,29(4):744~754 HeZhong,ZhouJie,LaiZhongpingetal.LatePleistocenesanddune developmentandclimaticchangesinthemuusdesert,chinabasedon luminescencedating.quaternarysciences,2009,29(4):744~ 杜金花, 卢演俦, 王旭龙等. 晋豫间黄河峡谷黄土状沙丘的光释光年代学探讨. 第四纪研究,2010,30(5):946~955 DuJinhua,LuYanchou,WangXulongetal.Opticalystimulated luminescencedatingofloess likesand dunealongtheyelowriver valeybetweenhenanandshannxiprovinces.quaternarysciences, 2010,30(5):946~ 马冀, 岳乐平, 杨利荣等. 毛乌素沙漠东南缘全新世剖面光释光年代及古气候意义. 第四纪研究,2011,31(1):120~129 MaJi,YueLeping,YangLirongetal.OSL datingofholocene sequenceandpalaeoclimatechangerecordinsoutheasternmarginof MuUsdesert,North China.QuaternarySciences,2011,31(1): 120~ 葛本伟, 黄春长, 周亚利等. 龙山文化末期泾河特大洪水事件光释光测年研究. 第四纪研究,2010,30(2):422~429 GeBenwei,HuangChunchang,ZhouYalietal.OSLdatingofthe JingheRiverpalaeofloodeventsinthelateperiodoftheLongshan Culture.QuaternarySciences,2010,30(2):422~ YangXP,ZhuB,WangX etal.latequaternaryenvironmental changesandorganiccarbondensityinthehunshandakesandyland, easterninnermongolia,china.globalandplanetarychange,2008, 61(1~2):70~78 32 韩鹏, 孙继敏. 浑善达克沙地的光释光测年研究. 第四纪研究, 2004,24(4):480 HanPeng,SunJimin.Theopticalystimulatedluminescencedating inotindagsandfield.quaternarysciences,2004,24(4): 张小艳, 周亚利, 庞奖励等. 光释光测年揭示浑善达克沙地中世纪暖期和小冰期环境变迁与人类活动的关系. 第四纪研究, 2012,32(3):535~546 ZhangXiaoyan,Zhou Yali,Pang Jianglietal.The relationship betweenenvironmentalchangesand human activitiesduring the MedievalWarmPeriodandtheLitleIceAgeinOtindagsandlandby OSLdating.QuaternarySciences,2012,32(3):535~ 靳鹤龄, 苏志珠, 孙忠. 浑善达克沙地全新世中晚期地层化学元素特征及其气候变化. 中国沙漠,2003,23(4):366~371 JinHeling,SuZhizhu,SunZhong.Charactersofchemicalelements instrataofmiddleandlateholoceneinhunshandakedesertand theindicatingclimaticchanges.journalofdesertresearch,2003,23 (4):366~ 姚洪林, 闫德仁主编. 内蒙古沙漠化土地动态变化. 呼和浩特 : 远方出版社,2002 9~10 YaoHonglin,Yan Deren eds.the Dynamic Changes ofland Desertification in Inner Mongolia. Hohhot: Yuanfang Press, ~10 36 LuHuayu,AnZhisheng.Pretreatedmethodsonloes palaeosolsamples granulometry.chinesesciencebuletin,1998,43(3):237~ 吴建虎, 张秀丽, 丛祥安. 土壤有机质测定方法. 甘肃农业,2006, 244(11):382~383 WuJianhu,ZhangXiuli,CongXiang an.themethodofsoilorganic materdetermination.gansuagriculture,2006,244(11):382~ 牛永绮, 陈兰生. 土壤有机质测定方法的进展. 干早环境监测, 1998,12(2):97~100 Niu Yongqi, Chen Lansheng. Progress of soil organism determination.aridenvironmentmonitoring,1998,12(2):97~ MurayAS,WintleA G.Luminescencedatingofquartzusingan improved single aliquot regenerative dose protocol. Radiation Measurement,2000,32(1):57~73 40 PrescotJR,HutonJT.Cosmicraycontributiontodoseratesfor luminescenceand ESR dating: Largedepthsand long term time variations.radiationmeasurements,1994,23(2~3):497~ BrennanaBJ,PrestwicheW V,RinkW Jetal.Alphaandbetadose gradientsintoothenamel.radiationmeasurements,2000,32(5~ 6):759~ AitkenM J.AnIntroductiontoOpticalDating. London: Oxford UniversityPress,1998 7~65 43 李孝泽, 董光荣. 浑善达克沙地的形成时代与成因初步研究. 中国沙漠,1998,18(1):16~21 LiXiaoze,DongGuangrong.Preliminarystudiesonformativeageand causesofotindagsandlandinchina.journalofdesertresearch, 1998,18(1):16~21 44 靳鹤龄, 苏志珠, 孙良英等. 浑善达克沙地全新世气候变化. 科学通报,2004,49(15),1532~1536 JinHeling,SuZhizhu,SunLiangyingetal.Holoceneclimaticchange inhunshandakedesert.chinesesciencebuletin,2004,49(15), 1532~ 董玉祥, 刘毅华. 内蒙古浑善达克沙地近五千年内沙漠化过程的研究. 干旱区地理,1993,16(2):45~51 DongYuxiang,LiuYihua.Studyonthesandydesertificationprocess ofhunshandake sandy land in recent5000 years.arid Land Geography,1993,16(2):45~51 46 翟秋敏, 李容全, 郭志永. 坝上高原安固里淖粒度年纹层与环境变化. 地理科学,2002,22(3):331~335 ZhaiQiumin,LiRongquan,GuoZhiyongetal.Annuallaminationsof grainsizeinangulinuolakeandtheenvironmentalchangesinbashang Plateau.ScienticaGeographicaSinica,2002,22(3):331~ 周亚利, 鹿化煜, 张家富等. 高精度光释光测年揭示的晚第四纪毛乌素和浑善达克沙地沙丘的固定与活化过程. 中国沙漠, 2005,25(3):342~350 ZhouYali,LuHuayu,ZhangJiafuetal.Activeandinactivephases ofsand dune in Mu Us and Otindag sandlands during Late

14 2 期周亚利等 : 末次盛冰期和全新世大暖期浑善达克沙地边界的变化 241 QuaternarysuggestedbyOSL dating.journalofdesertresearch, 2005,25(3):342~ 丁仲礼, 孙继敏, 刘东生. 联系沙漠 - 黄土演变过程中耦合关系的沉积学指标. 中国科学 (D 辑 ),1999,29(1):82~87 DingZhongli,SunJimin,LiuDongsheng.A sedimentologicalproxy indicatorlinkingchangesinloessanddesertsinthequaternary. ScienceinChina(SeriesD),1999,42(2):146~ LuH Y,MiaoXD,ZhouYLetal.LateQuaternaryaeolianactivity inthemuusandotindagdunefields(northchina)andlagged responsetoinsolationforcing.geophysicalresearchleters,2005,32 (21):L21716,doi: /2005GL ~4 50 AnZS,KuklaG,PorterSCetal.Magneticsusceptibilityevidence ofmonsoonvariationontheloessplateauofcentralchinaduring thelast years.QuaternaryResearch,1991,36(1):29~36 51 刘秀铭, 刘东生,ShawJohn. 中国黄土磁性矿物特征及其古气候意义. 第四纪研究,1993,(3):281~287 Liu Xiuming,Liu Dongsheng, Shaw John.Magnetic mineral characteristicsofchineseloesanditspalaeoclimaticsignificance. QuaternarySciences,1993,(3):281~ 刘秀铭, 马明明,HesseP 等. 澳大利亚黄土磁学性质及环境意义. 第四纪研究,2011,31(5):837~848 LiuXiuming,MaMingming,HessePetal.Magneticpropertiesof loessdepositsin Australia and itsenvironmentalsignificances. QuaternarySciences, (5):837~ 贾佳, 夏敦胜, 魏海涛等. 耀县黄土记录的全新世东亚冬夏季风非同步演化. 第四纪研究,2009,29(5):966~975 JiaJia,XiaDunsheng,WeiHaitaoetal.Asynchronousevolutionof EastAsiasummerandwintermonsoonsoftheHolocenerecordedby YaoCountyloess.QuaternarySciences,2009,29(5):966~ 夏敦胜, 陈发虎, 马剑英等. 新疆伊犁地区典型黄土磁学特征及其环境意义初探. 第四纪研究,2010,30(5):902~910 Xia Dunsheng, Chen Fahu, Ma Jianying et al. Magnetic characteristicsofloesin the Iliarea and theirenvironmental implication.quaternarysciences,2010,30(5):902~ 谢巧勤, 陈天虎, 徐晓春等. 西峰黄土 - 红粘土序列有机质记录及其对磁化率古气候意义启示. 第四纪研究,2012,32(4):709~718 XieQiaoqin,ChenTianhu,XuXiaochunetal.Organicmaterrecord ofxifengeoliandepositsanditsdeciphermentforthepaleoclimatic proxyofmagneticsusceptibilityoftheloess redclaysequencesin ChineseLoessPlateau.QuaternarySciences,2012,32(4):709~ 刘现彬, 夏敦胜, 贾佳等. 兰州九州台黄土磁性特征及其古气候意义研究. 第四纪研究,2012,32(4):761~770 LiuXianbin,XiaDunsheng,JiaJiaetal.Magneticpropertiesof JiuzhoutailoesinLanzhouanditssignificanceofpalaeoclimate. QuaternarySciences,2012,32(4):761~ 李平原, 刘秀铭, 刘植等. 腾格里沙漠边缘表土磁学性质及其意义. 第四纪研究,2012,32(4):771~776 LiPingyuan,LiuXiuming,LiuZhietal.Themagneticpropertiesof topsoilfrom the edge oftengerdesert,and its environmental significance.quaternarysciences,2012,32(4):771~ PyeK,TsoarH.Themechanicsandgeologicalimplicationsofdust transportanddepositionindesertswithparticularreferencetoloes formationand dune sand diagenesisin Northern Negev,Israel. GeologicalSocietySpecialPublication,1987,35:139~ 阎永福. 冀西北坝上全新世堆积及环境演变特征. 北京地质, 2002,14(2):23~27 YanYongfu.ThecharacteristicsoftheHoloceneaccumulationand itsenvironmentalevolutioninbashang,northwesthebei.beijing Geology,2002,14(2):23~27 60 RawlingJE.A review ofclaylamelae.geomorphology,2000,35 (1~2):1~9 61 AmitR,YaalonDH.Themicromorphologyofgypsum andhalitein regsoils TheNegevdesert,Israel.EarthSurfaceProcesesand Landforms,1996,21(12):1127~ LuHY,ZhouY L,LiuW G etal.organicstablecarbonisotopic compositionrevealslatequaternaryvegetationchangesinthedune fieldsofnorthernchina.quaternaryresearch,2012,77(3):433~ WangH Y,LiuHY,LiuYHetal.Mineralmagnetismoflacustrine sedimentsand Holocenepalaeoenviromentalchangesin DaliNor area,southeastinnermongolia Plateau,China.Palaeogeography, Palaeoclimatology,Palaeoecology,2004,208(3~4):175~ 翟秋敏, 邱维理, 李容全等. 内蒙古安固里淖 - 泊江海子全新世中晚期湖泊沉积及其气候意义. 古地理学报,2000,2(2):84~91 ZhaiQiumin,QiuWeili,LiRongquanetal.TheMiddleandLate Holocene lacustrine sediments and its climate significance of Angulinao Bojianghaizi lakes, Inner Mongolia. Journal of Palaeography,2002,2(2):84~91 65 田明中, 谭征兵, 吴文祥等. 内蒙古多伦史前人类遗存的发现及环境意义. 中国地质大学学报 地球科学版,2003,28(1):1~16 TianMingzhong,TanZhengbing,WuWenxiangetal.Discoveryof prehistoricmansitesanditsenvironmentalsignificanceinduolun, InnerMongolia.JournalofChinaUniversityofGeosciences Earth Science,2003,28(1):1~16 66 李龙吟, 田明中, 迟振卿等. 内蒙古苏尼特左旗人类遗存点的发现及意义. 现代地质,1995,9(2):234~238 LiLongyin,TianMingzhong,ChiZhenqingetal.Discoveryofancient human relic sites in central northern Inner Mongolia and its significance.geoscience,1995,9(2):234~ BergerA,LoutreM F,YinQ Z.Totaliradiationduringanytime intervalofthe yearusing eliptic integrals.quaternary Science Reviews,2010,29(17~18):1968~ VandenbergheJ,CuiZ J,ZhaoL etal.thermal contraction crack networksasevidenceforlate PleistocenepermafrostinInnerMongolia, China.PermafrostandPeriglacialProceses,2004,15(1):21~29 69 崔之久, 宋长青. 内蒙大青山全新世冰缘现象及环境演变. 冰川冻土,1992,14(4):325~331 CuiZhijiu,Song Changqing.Holocene periglacial proceses and environmentalchangesinthedaqingshanmountains,innermongolia, China.JournalofGlaciologyandGeocryology,1992,14(4):325~ 董光荣等. 鄂尔多斯高原晚更新世以来的古冰缘现象及其与风成沙和黄土的关系. 见 : 董光荣. 中国沙漠形成演化 气候变化与沙漠研究. 北京 : 海洋出版社, ~44 DongGuangrongetal.Therelationship between periglacialand aeoliansand/loessincethelatepleistoceneintheerdosplateau.

15 242 第四纪研究 2013 年 In:DongGuangrong.ClimateandEnvironmentChangesinDeserts ofchina.beijing:chinaoceanpress, ~44 71 黄以职, 郭东信, 赵秀峰. 青藏高原冻土区沙漠化及其对环境的影响. 冰川冻土,1993,15(1):52~57 HuangYizhi,GuoDongxin,ZhaoXiufeng.Thedesertificationinthe permafrostregionofqinghai XizangPlateauanditsinfluenceson environment.journalofglaciologyandgeocryology,1993,15(1): 52~57 72 J keld.storeysofaeolianreliefinnorthafricaandchina.in: Yang X ed.desertand Alpine Environments Advances in Geomorphology and Palaeoclimatology, Dedicated to Jürgen H vermann.beijing:chinaoceanpres,2002 6~21 73 曾琳, 鹿化煜, 弋双文等. 末次盛冰期和全新世大暖期呼伦贝尔沙地的环境变化. 第四纪研究,2013,33(2):243~251 ZengLin,LuHuayu,YiShuangwenetal.Environmentalchangesof HulunBuirdunefieldinNortheasternChinaduringtheLastGlacial Maximum and HoloceneOptimum.QuaternarySciences,2013,33 (2):243~251 CHANGESOFTHEBORDER OFOTINDAG SAND FIELD(NORTHERN CHINA) DURING THELASTGLACIALMAXIMUM AND HOLOCENEOPTIMUM ZhouYali 1 LuHuayu 2 ZhangXiaoyan 1 YiShuangwen 2 (1ColegeofTourism andenvironment,shaanxinormaluniversity,xi an710062;2laboratoryofearthsurfaceprocesandenvironment, SchoolofGeographicalandOceanographicSciences,NanjingUniversity,Nanjing210093) Abstract Desertandsandfieldareresultsofaridandsemi aridclimateinnorthernchina.theirformationandevolution aremainlycontroledbytheglobalclimatechange,whichalsoleadthechangesofdesertmarginsduringthelate Quaternary.Previousstudieshavebeencontroversialinthedirectionandamplitudeofdesert/sandfieldborders migrations.inaddition,specificlocationofthebordersintheclimateextremesisnotwelunderstood.otindagsand fieldislocatedintheeastoftheinnermongoliaplateau.itliesbetween ~ N and41 56 ~ Ewithatotalareaof km 2.ThesouthmarginofsandfieldcanreachnorthernfootofYinshan Mountains,aswhileastheeastboundaryisatthewestedgeofDaxing anlingmountains.thelowhilsandridges distributeintheeast southpartofsandfield.shirazmulunriverconnectsotindagandhorqinsandfieldin HexigtenBannerwhichliestheeastboundaryofOtindagsandfield.Thesand,sandy loesandsandy soilsequences from Otindagsandfieldcanbeusedasindicatorstodeterminechangesinthepositionofthesandfieldborder.In thisstudy,34representativeduneandsandyloesprofilesarecolectedthroughoutthesandfield.thestratigraphy sequencesoftheselected34profilesconsistofaeoliandunedepositoverlyingbrightyelow(white)lacustrinesand, red brownsoilsedimentandbedrock.thedepthsofdepositsshiftfrom 2m to10m.basedontheequivalentdose anddoserate,thechronologyofaeoliandepositionisobtained,whichregionfrom 19 36kato0 15kainOtindag sandfieldanditssouthernedgearea.mostofthelastglacialsandageare15~13ka,whilethesandysoilwere developedin9~5kaperiod.combinationofparticlesize,magneticsusceptibilityandignitionlosusedasthe climaticproxies,sandandsandysoilcanbeconfirmedtheexistencewhichdemonstratetheexpansionandnarowof sandfieldrespectively,reflecttheclimateandboundarychangesduringthelastglacialmaximum andholocene Optimum inotindagsandfield.sandlayerswhichdevelopedduring18~13ka,areactualythelgm sanddeposits accordingtotheinfluenceofwindpowerproces,osldatingprincipleandfreezethawweathering.duringthelast GlacialMaximum,theactivesandmarginmovedsouthwardatleast40km tothebeltofxianghuangcounty- ZhengxiangbaiCounty-ZhenglanCounty-DuolunCounty.Thesandareaexpensedabout km 2 whichis 37% morethanthepresentarea.intheholoceneoptimum(9~5ka),thesouthboundarywasclosetothelinefrom SuniteLeftBannertoXilinhaoteCitywhichisfarfrom themodernsouthlocationabout200km away.thedarkgrey sandysoildevelopedcommonlyoverthesandfieldduringtheholoceneoptimum thatdemonstratetheenhanced efectivemoistureforcedthevegetationcoverdevelopedresultingindunestability.thedynamicsoftheborder changecanbeexplainedbytheeastasianmonsoonamplitudeandefectivemoistureforcing. Keywords Otindagsandfield,LastGlacialMaximum,HoloceneOptimum,borderofOtindagsandfield