黄土高原红粘土与黄土古土壤粒度特征对比_红粘土风成成因的新证据 鹿化煜99沉积学报

黄土高原上的土质看上去特别厚，黄土也比红土要肥沃黄土高原上的土质看上去特别厚，黄土也比红土要肥沃，为什么云贵高原的红土地都能种地，而黄土高坡却不长树呢？除了缺水以外，还有一个原因90%的人不知道。

黄土高原非常广阔，南北宽度达到了750公里，东西绵延1000多公里，覆盖了陕甘宁多个省份的土地。

在人们的印象中，这里除了光秃秃的黄土高原以外，就是颇具特色的民族建筑窑洞了。

远远望去，黄土高原的土层的确很厚，平均厚度在50至80米之间，有些地方高达150米以上。

窑洞则非常坚固踏实。

很多人以为这么厚实的土层是可以留住水源，种出树木的，所以大家普遍认为黄土高原之所以不长树，甚至不长草，没法种地，主要原因是因为气候太干旱了，不下雨。

这当然是一个事实，黄土高原的气候是温带大陆性气候，雨水比较少虽然是一个事实，但是至少比更内陆的沙漠地区降水要多一点吧。

但你有没有观察到，即使是在戈壁滩里，罗布泊也是可以存住水源的，在新疆沙漠中的湖泊也有50个之多，还可以种出胡杨林，而黄土高原上则几乎没有湖泊。

所以黄土高原土层厚，却种不了树的另一大原因就是存不住水，而存不住水的关键是土质太过松散了。

黄土高原的土，因为是我国西北和中亚的岩石风化后，形成的粉尘沙粒随大风南下吹来的，所以土质颗粒多，密度低，相互之间没有紧密相连，存在着许多的缝隙。

这样的土壤即便是偶尔雨水比较多，也会因为黄土高坡陡峭的地势和松软的土质而迅速渗漏，还容易引起水土流失和大风侵蚀，根本不适合树木的生长。

因为松软的土质导致树木难以扎根，我们常见的大树根本无法在这里生长，在旱地里只能种一些用来提取油料的文冠果，野生的枸杞树，以及荆棘树和沙枣树，它们的个头都不大，普遍不会超过2米。

很多人可能会觉得奇怪，黄土高原水土流失的原因是土质疏松，但是为什么窑洞却是利用黄土的直立性修建的，而且窑洞为什么那么坚固，根本不会漏水漏风呢？其实，窑洞和黄土的结构并不一样，野外的黄土就单单是一层黄土，而窑洞在选址的时候往往都会考虑安全因素的，选择一些厚实的地方，依山势开凿。

阿尔金新近纪红黏土粒度特征及古气候记录黄丹青;杨利荣;李建星;岳乐平;潘峰;徐永;张余波【摘要】为反演阿尔金新近纪红黏土记录的古气候、古环境信息,在已有的磁性地层学约束基础之上对剖面的粒度指标进行了系统的分析,并利用粒度端元模型(EMM)进行分解.结果表明,可分为三个粒度端元:端元1(众数粒径5.2μm)众数粒径集中分布于2～6μm,与北太平洋西风带粒度分布和中国黄土细粒组分的粒度分布相似;端元2(众数粒径20μm)呈负偏态非对称分布,众数粒径在32～16μm之间,为低空西风所搬运短距离做跃移运动的粉尘物质;端元3为双主峰分布,众数粒径57μm和2.5μm,代表着尘暴事件中风动力近源变化强度,反映混合沉积特征.其中在10.8～10.3 Ma、8～6 Ma、5.2～4.3 Ma、3.6～2.8 Ma端元1粒度含量呈减小趋势,端元2粒度百分含量呈逐渐增加趋势,中值粒径增大.13～2.6 Ma阿尔金红黏土记录显示内陆干旱化加剧事件经历了10.8～10.3 Ma、8～6 Ma、5.2～4.3 Ma、3.6～2.8 Ma四个阶段,结合前人对该剖面及邻区其他地质环境记录研究表明,亚洲内陆干旱化可能的起始时间为11 Ma左右,西风环流在本区占主导地位.全球变冷是内陆干旱化加剧的主导要素,青藏高原的阶段性隆升起着推动作用.【期刊名称】《沉积学报》【年(卷),期】2019(037)002【总页数】11页(P309-319)【关键词】阿尔金;红黏土;粒度;新近纪;端元模型;西风【作者】黄丹青;杨利荣;李建星;岳乐平;潘峰;徐永;张余波【作者单位】西北大学大陆动力学国家重点实验室,西北大学地质系,西安 710069;西北大学大陆动力学国家重点实验室,西北大学地质系,西安 710069;西北大学大陆动力学国家重点实验室,西北大学地质系,西安 710069;中国地质调查局西安地质调查中心,西安 710054;西北大学大陆动力学国家重点实验室,西北大学地质系,西安710069;西北大学大陆动力学国家重点实验室,西北大学地质系,西安 710069;中国地质调查局西安地质调查中心,西安 710054;中国地质调查局西安地质调查中心,西安 710054;西北大学大陆动力学国家重点实验室,西北大学地质系,西安 710069【正文语种】中文【中图分类】P5320 引言黄土高原及周缘地区广泛分布的黄土—古土壤序列及下伏红黏土是反演古环境、古气候演化的良好载体。

中国科学 D 辑 地球科学 2006, 36 (4): 359~369 359从哺乳动物化石看中国黄土高原 红黏土-黄土系列的气候环境及演变薛祥煦①②*张云翔①②岳乐平①②(① 西北大学大陆动力学国家重点实验室 新生代地质与环境研究所, 西安 710069; ② 中国科学院地球环境研究所黄土与第四纪国家重点实验室, 西安 710075)摘要 集中黄土高原有古地磁, 古生物资料的红黏土-黄土风尘土状地层剖面, 对比并归并到一个相对完好的红黏土-黄土基础剖面上, 得到一个含有大约从8.0 Ma B.P. 晚中新世中期到第四纪晚期各时段含哺乳动物化石序列的综合地质剖面. 根据有关资料, 将该综合剖面划分为12个地层段, 除两个段缺化石外, 其余的皆含其特有的化石组合, 从下向上依次为含第一化石组合的第一地层段到含第十二化石组合的第十二地层段. 逐个分析所含哺乳类化石的特征, 恢复其生活时的气候环境. 黄土高原红黏土-黄土沉积时的气候环境从老到新大致是: 由晚中新世中期起的热-半干半湿、较暖半湿、暖较湿→上新世的微暖湿、凉干、较暖湿→第四纪冷干与温半湿频繁交替; 有从晚中新世中期起的稀树灌丛草原、多树灌丛草原、亚热带森林草原→上新世的稀树草原、干草原及第四纪的灌丛草原、干草原、荒漠的变化. 新近纪期间的气候环境是在暖湿背景上的变化, 波动幅度不很大, 高原各地的情况基本一致; 第四纪期间的则是在冷干背景上的变化, 波动幅度较大. 由新近纪进入第四纪气候是一个较显著的突变. 从更新世初期起黄土高原的气候环境就明显地显示了东南较西北暖湿的地域差别.关键词 气候环境 哺乳类化石 风尘红土-黄土 黄土高原收稿日期: 2005-07-29; 接受日期: 2005-12-29 * E-mail: dandxxx@1 序言及工作方法越来越多的地学家认为[1~29], 中国黄土高原的风尘红黏土-黄土沉积, 始于800多万年前的晚中新世中期, 其地层包括从新生代新近纪的上中新统中部直到上新统的红黏土系列及第四纪的更新统和全新统黄土-古土壤系列. 下部红黏土系列不整合覆盖在中生界不同层位之上, 各地厚度从数十到100多米不等; 上部黄土-古土壤系列各地厚度也不完全相同, 一般在100多米, 最大厚度在靖远剖面, 为505 m [7].这些分布在中国西北厚从几米到数百米的风尘360中国科学D辑地球科学第36卷土状堆积, 其各阶段的气候环境都是些什么特点, 如何演变, 是我们今天研究西北气候环境发展的基础. 对过去气候环境的分析只能采用各种气候代用指标, 如磁化率测定、粒度分析、地球化学元素分析及岩石微形态特征等, 这些指标能以较高分辨率的连续曲线表示出来, 只是缺乏生命变化的活的内容. 古生物方面的指标用得较多的有蜗牛、植物的孢子花粉及哺乳动物等. 由于动物化石分布的特点, 所得结果很难有连续的曲线. 哺乳动物的大发展始于新生代, 它们在短短的几千万年内发展和演变很快且明显, 今天各类的现生属种仍很丰富, 加之哺乳动物是其生活时自然环境中最活跃的要素之一, 受环境的严格控制, 却又能敏感地反映其生活环境的特点及其变化. 生活在不同地质时期的化石哺乳类必然也包含了许多它们生活时的气候环境信息. 因此, 同样能反映当时的环境特征及其演变. 在黄土高原晚中新世中期以来的地层, 特别是河湖相地层中, 虽发现较多的哺乳动物化石, 但多数都只有相对年代而无绝对年龄, 很难将它们排出一个上、下(或新、老)的可靠序列, 进而去分析和推断各阶段的环境及其变迁. 本文作者在多年工作中越来越意识到, 黄土高原区的风尘红黏土-黄土序列, 基本上为连续沉积, 较多剖面上都产有或多或少哺乳类化石, 更为可贵的是不少地区的剖面都已做过古地磁测定, 各层段都有同位素年龄数据, 为更好的进行相关剖面和层段的对比, 创造了良好的条件. 因此, 本文将黄土高原区大约从8.0 Ma B.P.以来晚新生代风尘红黏土-黄土系列及其所含哺乳类化石汇集, 并按年龄从老到新排序, 逐个分析哺乳动物组合特征, 推断各阶段气候环境及其变化. 由于一些条件的限制, 本文暂时不包括其他沉积相的地层及所产化石.黄土高原红黏土-黄土风尘土状堆积中已发现的哺乳类化石属种和数量都很多, 只是分布很不均匀, 有的成堆成窝富集在一起, 如陕西府谷老高川、甘肃武都龙家沟、山西保德、甘肃龙担等地红黏土或黄土中的化石数以吨计, 但多数却是少而分散, 有的仅一个小牙齿或牙床, 或一个头或角, 更多的是碎骨. 化石零星分散的情况对确定化石层时代, 分析古气候环境不仅很困难, 且易产生片面性. 因此, 系统整理和研究这些土状地层及其动物组合不仅必要而且很有意义. 本文作者经对比研究后认为, 陕西旬邑下墙红黏土-黄土剖面地层厚度较大, 沉积类型单一且基本连续, 有从6.8 Ma B.P.至近代的多个阶段的古地磁测定年龄数据, 已发现15个含化石层位. 另外, 在该剖面上还同步取样做过诸如磁化率、粒度、地球化学元素等其他方面的测定和研究, 是一个基础较好的剖面[22~27]. 我们先将下墙剖面上的15个化石层归并为5层, 将分布在黄土高原各处, 发育较好, 已有较多资料的剖面[7~22]集中、对比, 再将各剖面上的化石层及化石, 按其在古地磁极性柱上的年龄, 移到下墙剖面的相应层位上, 这样就得到一个化石层位相对集中、各层位有具体年龄的综合剖面, 再按古地磁极性特征、年龄, 结合化石及岩性特征, 将综合剖面划分为12个地层段. 除两个层段无化石外, 其余10个层段皆含有其特有的化石组合, 从老到新它们依次是1. 含第一化石组合的第一层段(MU1) (M为哺乳动物化石组合mammalian assemblage; U为地层段stratigraphy unit的缩写, 下同) , 到12. 含第十二化石组合的第十二层段(MU12). 然后再逐个分析动物组合的特征, 进而分析、推断和重建红黏土-黄土分布区约8.0 Ma B.P.以来不同时期的气候环境及其演变(图1).2 哺乳动物化石组合分析2.1 晚中新世中期含第一化石组合的第一地层段(MU1)本地层段的年龄约为8.0~7.0 Ma B.P.喇嘛沟动物群[28,29]为本时段的化石组合代表. 该动物群产自陕西省府谷县老高川红黏土-黄土剖面下部, 年龄为7.8 Ma B.P.±. 对比到旬邑剖面上, 该化石层应在后者底部被覆盖的红黏土层位之下.喇嘛沟动物群的化石标本数量丰富, 属种繁多, 有原鼢鼠(Prosiphneus spp.)、巨鬣狗(Dinocrocuta gigantean)、鼬鬣狗 (Ic-titherium wongi, I. sp.)、剑齿虎(Homotherium sp.)、近狼獾(Plesiogulo brachynathus)、几种小型食肉类、嵌齿象(Gomphotheriidae)、几种三趾马(Hipparion chiai, H. cf. forstenae, H. sp.)、几种犀牛(Chilotherium haberi C. sp., Acerorhinus hezhengensis, Sinotherium sp.)、第4期薛祥煦等: 从哺乳动物化石看中国黄土高原红黏土-黄土系列的气候环境及演变 361图1 黄土高原风尘红黏土-黄土剖面对比及综合剖面图362中国科学D辑地球科学第36卷爪兽(Chalicotherium sp.)、古麟(Paleotragus cf. ecipiens)、萨姆兽(Samotherium sp.)、羚羊(Gazella gaudryi, G. sp.)、南羊(Miotragocerus gregarious)、近旋角羊(Plesiaddax minor)、和政羊(Hezhengia sp.)、羊角羚羊(Tragoceros sp.)、陆龟(Testudo sp.)等. 许多与此相同或相似的化石也见于山西保德第30地点和甘肃庆阳. 在极为丰富的喇嘛沟动物群中, 以犀、长颈鹿及巨鬣狗等为主, 其标本数约占整个动物群的70%~80%. 和现今的相关动物比较, 犀[30~34]是一类身体很大的奇蹄类动物, 繁盛于新近纪, 现今仅剩4属5种, 其中3种生存于南亚亚热带、热带潮湿茂密丛林草原, 以鲜枝嫩叶为主要食物; 另外两种分布于非洲疏林草原, 主食嫩枝, 各种灌木或草类. 长颈鹿[30~33,35]是一类体型很高的偶蹄类动物, 中新世早期开始出现, 晚中新世和上新世最为繁盛, 分布于欧、亚、非洲, 现仅有一类生存于非洲, 以植物高枝的鲜叶、嫩芽为食. 巨鬣狗属食肉目的鬣狗科, 出现于中新世中期, 广泛分布于欧、亚及非洲, 早已灭绝. 该科现仅有1属4种, 分布于印度南部及非洲热带和亚热带草原和半沙漠区[30~32]. 三趾马及牛科的羊类都是草原生活的动物. 本动物组合中缺乏森林生活的动物如灵长类、林栖食肉类、鹿类等. 不过, 在喇嘛沟动物群中还有少许类似铲齿象的铲形下门牙, 较中中新世铲齿象的窄得多, 如果鉴定不错, 则说明铲齿象可残存到晚中新世中期, 使喇嘛沟动物群增加了较古老的色彩, 同时还表明当时在大片草原中确有一些树林. 陆龟化石的存在说明当时大草原上还有大大小小的水体. 不难看出, 红黏土近底部层位中的这个动物化石组合反映了大约在距今7.8 Ma前后, 今天的黄土高原区曾是一个热、半干旱、半湿润的环境, 既有繁茂灌丛的广阔草原, 又发育着较多的稀树、小片森林及水体. 本动物群中大型动物的种类和数量最多, 其中又以植食性动物最为突出, 肉食性动物次之. 从动物群的组成成员、结构及动物地理景观看, 该动物群当时生活的气候环境似乎与今天非洲的热带疏林草原地带(savanna)有一定的相似性.2.2 晚中新世晚期含第二化石组合的第二地层段(MU2)该层段包括年龄约在距今7.0~6.0 Ma间的地层.以甘肃灵台桃花坡动物群和府谷老高川剖面中部的化石为代表[29,37]. 其年龄约为6.7 Ma B.P. 对比到旬邑剖面上, 本化石层段相当于该剖面的最底部. 桃花坡动物群[37]中有巴氏剑齿虎(Homotherium palanderi)、拉氏印度熊(Indarctos lagrelii)、变异鬣狗(Adcrocuta eximia variabilis)、翁氏鼬鬣狗(Ictitherium wongi)、鬣狗型鼬鬣狗(Ictitherium hyaenoides)、中国副美洲獾(Parataxidea sinensis)、嵌齿象(Gomphotherium)、福氏三趾马(Hipparion (Cremohipparion) forstenae)、无角犀(Acerorhinus sp.)、安氏大唇犀(Chilotherium anderssoni)、拉氏中国板齿犀(Sinotherium lagrelii)、斯氏弓颌猪(Chleuastochoerus stehlini)、萨姆兽(Samotherium sp.)、高冠羚羊(Gazella dorcadoides)、中国古大羚(Palaeoryx sinensis)及一些牛科动物. 从化石名单看, 此动物群中林栖动物较第一化石组合中的增多了一些, 如虎、熊、象、猪等, 前一动物群中数量很多的和政羊及体型特大的巨鬣狗等没有了(也可能与采集有关), 出现了牙齿齿冠较高的羚羊. 本动物群与前述喇嘛沟动物群的时代相距约100万年, 二者在属种组合上虽有一些差异, 但总的性质是很相近的. 它反映了从800多万年来, 除气候稍湿一些, 林地多了一点外, 黄土高原区的气候环境似乎并无太大变化, 恐怕也正是这样相对稳定的气候环境使生物类型得以相对稳定, 延续了较长时间.2.3 晚中新世最晚期含第三化石组合的第三地层段(MU3)本段年龄约为6.0~5.3 Ma B.P. 陕西府谷老高川剖面上中新统上部的红黏土中, 有年龄约为 5.7 Ma ±B.P.以大量鹿科麂类化石为主的庙梁动物群[28,29]可作为本阶段的化石组合代表. 根据化石层的古地磁年龄, 本层可对比到旬邑剖面深度为191.7~201.8 m 处年龄为5.7~5.48 Ma B.P.的第18层段. 庙梁动物群除有许多如布氏始柱角鹿(Eostylocerus blaincillei)、湖麂(Muntiacus lacustris)、新罗斯祖鹿(Cervavitus novorossiae)、低枝祖鹿(C.demissus)、宽额原孢(Procapreolus latifrons)等鹿类化石外, 还有平齿三趾马(Hipparion platyodus)、无角犀(Acerorhinus)、变异鬣狗(Adcrocuta eximia variabilis)、嵌齿象(Gompho-therium)及河南兽(Honanotherium)、斯氏弓颌猪第4期薛祥煦等: 从哺乳动物化石看中国黄土高原红黏土-黄土系列的气候环境及演变 363(Chleuastochoerus stehlini)等. 旬邑剖面的本层位中有较多的师氏剑齿象(Stegodon zdanskyi)、板齿犀(Elasmotherium)及竹鼠类(Rhizomyidae)等. 与此类似或相同的动物群有分布在甘肃南部的武都龙家沟动物群及山西保德的第49地点动物群, 它们都含有占整个动物群比例较大的麂类. 武都龙家沟的化石有[38~40]: 森林古猿(Dryopithecus wuduensis)、始密獾(Eomellivora sp.)、上新鬣狗( Pliohyaena sp.)、剑齿虎(Machairodus sp.)、副剑齿虎(Paramachairodus sp.)、蹄兔类(Hyracoidae)、嵌齿象类(Gomphotheridae)、三趾马类(Hipparion platyodus, H. parvum, H. derma-torhinus)、犀牛类(Chilotherium spp., Acerorhinus sp.)、武都爪兽(Chalicotherium wuduensis)、斯氏弓颌猪(Chleuastochoerus stehlini)、河南兽(Honanotherium sp.)、萨姆兽(Samotherium sp.)、始柱角鹿(Eostylocerus sp.)、后麂(Metacervulus hidens, M. brevis)、湖麂(Muntiacus aff. lacustris, M. sp.)、祖鹿(Cervavitus demissens)、南牛(Miotragocerus sp.)、高氏羚羊(Gazella gaudryi)、Bovinae、陆龟(Tesudo sp.). 在这些动物组合中林栖动物比前二组合的明显增多了, 如古猿、剑齿虎、象、爪兽等. 现代猿类全分布在亚热带相当湿热的森林环境中. 麂类是中、小体型的鹿科动物, 角分枝简单, 牙齿低冠, 现生麂类仅1属3种4亚种, 分别分布于中国南部及南亚, 多栖居于丘陵、平地及山岳的疏林、丛林近水地区[31~33,40]. 河南兽是一类牙冠比萨姆兽要低的长颈鹿, 该两种长颈鹿皆以高树的枝叶为食, 前者的食物可能要求更丰富更鲜嫩. 平齿三趾马的总体特征与一般三趾马的一样, 唯其四肢的掌、蹠骨比其他常见三趾马的要短粗, 这恐怕与其生活环境密切相关. 从距今500多万年的哺乳类化石综合分析得出: 当时黄土高原区的气候环境与其前各阶段的不同, 是相当温热、多雨湿润的森林, 或密林草原环境. 如果借鉴当今的气候环境, 当与中国东南部亚热带林灌草地相似. 中国东部属亚热带季风气候, 夏季炎热而潮湿, 冬季温凉而微干. 黄土高原动物群的这种变化必是受东亚季风影响所致.2.4 时代为早上新世的第四地层段(?MU4)年龄约为5.3~4.0 Ma B.P. 本层段中暂未见哺乳动物化石报道. 仅在旬邑剖面本层段中发现一小段残破鸟肢骨化石, 无法进行详细鉴定, 对判断气候环境的价值也不大. 本层段的时间跨度超过100万年,所有非生物气候代用指标揭示的气候特征, 均显示本阶段是约800万年以来最暖湿的时段[24~27]. 虽暂缺乏古生物资料, 仍应留一独立的地层段, 待将来采得化石后于以补充和完善.2.5 晚上新世早期含第五化石组合的第五地层段(MU5)第五地层段的年龄约在4.0~3.2 Ma B.P.之间. 任家坡动物群[41]可作为本层段的化石组合代表. 化石产在甘肃灵台任家坡红黏土-黄土剖面深度近200 m处的红黏土层中, 在古地磁极性柱Ga/Gi界线之上不远, 年龄为 3.4 Ma B.P. 所产哺乳动物化石有: 中华貉(Nyctereutes sinensis)、日进鼠(Chardinomys sp.)、嵌齿象(Gomphotheriidae)、犀(Rhinocerotidae)、贺风三趾马(Hipparion houfenense)、副骆驼(Paracamelus sp.)、步氏羚羊(Gazella blacki)、似榆社羚羊(G. cf. yu-sheense)、桑氏转角羊(Antilospira licenti). 该动物群的主要特点是: 前述各动物群中的较古老种类绝灭了, 生活在具有繁茂灌丛的草原、树林及水体边, 种类及数量繁多的鹿、猪、虎、犀等动物少了或消失了, 一些较进步的新属种, 如亚洲现生骆驼的祖先类型副骆驼, 外形似狼的貉都首次出现了. 整个动物群以偶蹄类为主, 偶蹄类中以高冠牙齿者为多, 这些事实反映了当时的气候环境较其前期的变得较干而凉, 树林退缩, 草原范围扩大, 甚至出现了小片沙漠. 其生态环境似乎界于温带草原和温带荒漠之间.2.6 时代为晚上新世晚期的第六地层段(?MU6)本段为跨3.2~2.6 Ma 的一段土状地层.目前该层段尚无哺乳类化石的报道.不过, 如考虑到一些河湖相地层中的哺乳类化石, 如古地磁年龄为3.15 Ma B.P. ±的沋河动物群[42], 年龄大约在3.0 Ma B.P.的静乐动物群[43,44]等, 都含有较多的属种和标本, 反映了当时的气候比较温暖湿润. 在风尘土状堆积中找到化石的可能应该是很大的. 因此, 本文作者认为给这一暂缺化石的地层段留一应有的位置, 待有化石资料364中国科学D辑地球科学第36卷后补充完善是较为合适的.2.7 早更新世早期含第七化石组合的第七地层段(MU7)年龄约在2.6~1.8 Ma B.P. 之间. 本层段的哺乳类化石, 种类及数量都较多, 分布也较广. 黄土剖面中的古土壤层在35层左右(S0-S35). 第七地层段包括了完整黄土剖面的最下部, 从M/G界线向上到S26. 其中的化石组合大致可分上下二部分, 下部层位中有龙担动物群[45], 该动物群产自甘肃临夏龙担黄土剖面午城黄土下部, 古地磁测定年龄分别为 2.55 Ma B.P.及2.16 Ma B.P.的两个黄土层中. 经邱占祥等研究, 该动物群无论化石属种, 或标本数量都非常丰富且保存完美,共有29属,31种:高冠松鼠(Aepyosciurus oreintalis)、旱獭(Marmota parva)、亻莫鼠(Mimomys cf. gansunicus)、灞河鼠(Bahomys)、丝绸兔(Sericolagus brachypus)、弥猴(Macaca cf. anderssoni)、副长吻猴(Paradolichopithecus gansuensis)、狐(Vulpes chikushanensis)、犬类(Canis teilhardi, C. longdanensis, C. brevicephalus)、震旦豺( Sinicuon cf. dubius)、貂鼬(Eirictis robusta)、狗獾(Meles teilhardi)、豹鬣狗(Chasmaporthetes progressus)、硕鬣狗(Pachycrocuta licenti)、斑鬣狗(Crocuta honanensis)、剑齿虎类(Homotherium crenatidens, Megantereon nihowanen-sis)、西瓦猎豹(Sivapanthera linxiaensis)、虎(Panthera palaeosinensis)、猫(Felis teilhardi)、猞猁(Lynx shan-sius)、三趾马(Hipparion (Proboscidipparion) sinensis)、马(Equus eisenmannae)、披毛犀(Coelodonta ni-howanensis)、黄昏爪兽(Hesperotherium sp.)、日本鹿(Nipponicervus longdanensis)、羚羊(Gazella cf. blacki)、丽牛(Leptobos brevicornis)、半牛(Hemibos gracilis). 其中食肉类种数约占动物群总种数的一半.没有食虫类代表, 缺少象、貉、熊等动物, 鹿、羚羊类等的化石数量很少. 原作者认为[45]在这些动物种类中, 爪兽是吃乔木树叶的; 松鼠、灞河鼠、猴类及日本鹿可能以乔木或灌木的树叶和浆果为食; 除爪兽外的奇蹄类及偶蹄类分别适应于草原边缘及草原生活; 而小猫、猞猁主要生活在灌丛地带. 动物群中没有生活于沙漠环境的动物, 也没有以林地为主要栖息地的动物代表. 龙担动物群的特征, 既反映了其生活地点的特殊性, 即化石产地处于青藏高原与黄土高原交界处的一个小型断陷盆地, 动物群中除黄土高原的属种外, 也包含了一些青藏高原和东洋动物区系的残存种类; 同时又反映了其生存时气候的特殊性, 即龙担化石产自黄土层中, 黄土是干冷冬季风的产物, 干冷气候使有些动物如马的体型变得巨大, 眶前长度大为增加. 但从它有那么丰富的物种及数量, 且大型动物占主导地位看, 在该小盆地中水草应该比较丰盛, 可能还有较多灌丛及小片稀树. 因之, 小盆地的气候环境可能并不是太冷、太干, 总体上至少是温凉半干或半湿的比较封闭的疏林草地, 只是在它受到黄土高原上冷干气候的较大影响, 可能会变的比较干冷.在黄土高原腹地如在洛川、旬邑、午城的本时段中也产有一些哺乳类化石, 但都不如龙担的那样丰富和集中, 层位可能比龙担动物群的靠上, 时代稍晚. 在洛川、旬邑黄土剖面的S31~S25及午城黄土剖面的下段有甘肃亻莫鼠(Mimomys gansuensis)、亻莫鼠(M. sp.)、艾克氏异仓鼠(Allicricetus ehiki)、奥米加鼢鼠(Yangia omegodon)、丁氏鼢鼠(Y. tingi)、鼠平鼢鼠(Allosiphnus arvicolinus)、赵氏鼢鼠(Myospalax chaoyatseni)、许家坪鼢鼠(M. hsuchiapingensis)、柯氏鼠(Kowalskia sp.)、达乌尔鼠兔(Ochotona davurica)、熊(Ursus sp.)、山西猞猁(Lynx shansius)、黄河马(Equus huangheensis)、犀(Rhinoceros sp.)、似真枝角鹿(cf. Euctenoceros sp.)、中国羚羊(Gazella sinensis)、牛类(Bovinae)及鸵鸟(Struthio sp.)等[2,3,7,22,44~46]. 其中一大半是干旱草原生活的鼠及兔类, 另一小半是体型较大的动物. 现代猞猁遍布于全世界林区, 在中国东北、新疆、西藏、云南等地常栖居于多岩的密林中, 犀、鹿也多是林栖动物, 除了这几类外, 其他的都是草原生活的动物. 仅从哺乳类化石就可分析得知, 当时黄土高原主体部分的气候环境是凉、干旱或半干旱的灌丛草原或干草原. 在这个大的气候环境背景下, 有较之稍暖湿或更冷干的多次交替变化.第4期薛祥煦等: 从哺乳动物化石看中国黄土高原红黏土-黄土系列的气候环境及演变 3652.8 早更新世中期含第八化石组合的第八地层段(MU8)巴家咀动物群1)[46,47]是一个很好的化石组合代表, 产于甘肃庆阳巴家咀黄土剖面下部. 目前虽尚无可靠年龄资料, 但化石层及化石组合对比都处于龙担和公王岭二动物组合及其层位之间的偏下部, 巴家咀动物群可作为早更新世中期动物组合的代表. 经初步鉴定研究, 共有11属22种: 鼢鼠(Myospalax )、锯齿虎(Homotherium crenatidens )、巨颏虎(Megan - therium )、直狼(Canis chihliensis )、拟豺(Cuon cf. dubius )、沙狐(Vulpes cf. corsac )、贾氏獾(Meles cf. chia )、猫(Felis )、中国鬣狗(Hyaena sinensis )、披毛犀(Coelodonta nihowanensis )、长鼻三趾马(Hipparion(Proboscidipparion ) sinensis )、几种真马(E. teilhardi , E. wangi 及E. qingyangensis )[48]、李氏猪(Sus lydek-keri )、真枝角鹿(Euctenoceros )、中国羚羊(Gazella sinensis )、?鹅喉羚(Gazella ? subgutturosa )、短角丽牛(Leptobus brevicornis )等. 巴家咀动物群与前述龙担动物群有某些相似的特点, 如二者的小型动物如鼠、兔类很少, 肉食类比较多, 缺乏象、熊、貉等动物. 与后者不同的是巴家咀动物群中没有生活在林中的猴类及生活在疏林中的爪兽等, 而草原生活的真马种类及标本数量以及羚羊的数量都比龙担的丰富得多, 这可能反映了巴家咀动物群在时代上比龙担动物群稍晚, 生存环境比龙担的要干凉, 是一个温凉半湿气候条件的开阔草原.2.9 早更新世晚期含第九化石组合的第九地层段(MU9)本地层段大约包括从L 15~S 8之间的地层, 其古地磁年龄约在1.2~0.78 Ma B.P.之间. 有两个层位明确的化石组合. 层位较下的一个是公王岭动物群[49], 产自陕西蓝田公王岭黄土剖面L 15中. L 15的古地磁年龄是1.15 Ma B.P.[50]公王岭动物群除有直立人类化石外, 由41个动物属种组成: 麝鼹(Scaptochirus mo-schatus )、蓝田金丝猴(Rhinopithecus lantianensis )、多种鼠类(Arvicola terrae-rubrae , Microtus epirat- ticeps , Myospalax tingi , M. fontanieri , M. sp ., Cricetu-lus cf. griscus , C. sp., Bahomys hyposodonta 、Gerbillus sp., Petaurista sp., Apodemus sp., Hystrix cf. sub-cristata )、两类兔(Ochotonoides complicidens , Ocho - tona cf. thibetana )、变异狼(Canis variabilis )、埃楚斯熊(Ursus cf. etruscus )、大熊猫(Ailuropoda melano - leuca fovealis )、獾(Meles cf. leucurus )、鬣狗(Hyaena sinensis )、虎(Panthera cf. tigris )、豹(P . pardus )、更新猎豹(Sivapanthera pleistocaenicus )、蓝田剑齿虎(Megantherion lantianensis )、东方剑齿象(Stegodon orientalis )、三门马(Equus sanmeninsis )、两种犀(Dicerorhinus lantianensis , D . cf. mercki )、两类獏(Megatapirus augustus , Tapirus sinensis )、爪兽(Nestoritherium sinensis )、李氏野猪(Sus lydekkeri )、毛冠鹿(Elaphodus cephalaphus)、葛氏斑鹿(Pseudaxis grayi )、公王岭大角鹿(Sinomegaloceros konwanlinen-sis )、短角丽牛(Leptobos brevicornis , L . sp.)、苏门羚(Capricornis sumatraensis qinlingensis ). 其中的金丝猴、大熊猫、东方剑齿象、 巨獏、貘、中国爪兽、毛冠鹿、苏门羚等不仅都是中国南方动物, 而且都是森林性动物, 这使公王岭动物群带有很浓的南方色彩, 很暖湿的环境性质. 原作者对此已作了一定解释. 本文作者认为这种大量南方动物北上的现象除与当时该地区的气候相当适宜这些动物生活外, 很大可 能与秦岭当时尚未抬升得很高, 形成足以阻挡这些大型动物北上的地理屏障也有关[51]. 如果暂不考虑那些南方分子, 动物群中的林栖动物只有松鼠类、熊、猪等动物, 林缘动物如鹿及草原栖居者如马、丽牛及多种鼠类. 这些动物反映当时该地区的气候环境就远不如有那么多南方林栖种类一起反映的气候那么暖湿了. 就公王岭动物群组成成分分析, 在距今约1.15 Ma 时该地区是相当暖热, 多雨湿润, 近山坡具有大片森林, 林外有灌丛草地. 但是, 这样的分析结论与许多非生物指标所揭示的化石产出层L 15为干冷气候条件的沉积相矛盾. 从越向西, 向北, L 15及其上下层位产出的化石, 如午城、旬邑及洛川等地[2,7,22,51]有多种鼢鼠(Myospalax tingi, M. chaoyatseni, M.1) 薛祥煦. 陕西关中、陕北及陇东地区第四纪哺乳动物石及其地质意义. 北京:中国第四纪研究委员会第二届学术会议论文摘要汇编，1964。

①　国家重点基础研究发展规划项目青藏高原项目和中科院“九五”重大项目资助收稿日期:1998202213文章编号:100020550(1999)022*******黄土高原红粘土与黄土古土壤粒度特征对比①———红粘土风成成因的新证据鹿化煜 安芷生(中国科学院黄土与第四纪地质国家重点实验室　西安　710054)摘　要　对黄土高原具有代表意义四个剖面的晚第三纪红粘土样品进行了粒度分析,并将结果与典型风成黄土古土壤样品的粒度特征进行详细对比,得到红粘土是风成成因的沉积学证据。

结果表明,黄土高原红粘土与其上覆第四纪古土壤形成环境相似,红粘土是在相对于黄土堆积搬运风动力变幅小的条件下沉积的,在沉积之后受到较强的风化成壤改造作用。

关键词　红粘土　粒度特征　成因　黄土高原第一作者简介　鹿化煜　男　1968年出生　博士　助理研究员　第四纪地质与颗粒分析中图分类号　P642.131　文献标识码　A1　引言最近的研究表明,中国黄土高原的红粘土堆积良好地记录的晚第三纪北方古气候变化〔1～4〕。

红粘土成因问题是古气候变化研究的基础,早在本世纪三十年代就开始了这方面的工作〔5〕,近来一些研究者通过野外观察和实验室初步分析得出红粘土风成成因的认识〔1～4,6～8〕,但还存在分歧〔9〕。

在这里,我们报导从黄土高原洛川、西峰、平凉和西安四个地区采得的红粘土样品的粒度分析结果,并通过与典型的风成黄土、古土壤和河流相沉积物样品粒度特征的详细对比,探讨红粘土的成因。

2　采样和测量采样点的位置见图1〔4〕。

其中在洛川取得红粘土样品12块(编号为1rc -2,1rc -2……)、黄土和古土壤样品12块(编号23909,23910……);在西峰取得红粘土样品12块(编号为RC -1509,RC -1519……)、黄土和古土壤样品12块(编号XF -710,XF -1320……),河流相堆积样品12块(编号为4522F ,4532F ……);在西安取得红粘土样品12块(编号为XA -1,XA -2……);在平凉取得红粘土样品12块(编号为PL -1521,PL1522……)。

第四纪网纹红土的类型与网纹化作用李凤全;叶玮;朱丽东;姜永见;李建武;伊继雪;袁双【摘要】第四纪网纹红土在中国南方红土发育区内广泛分布,具有特殊的结构,是第四纪红粘土的重要组成部分,按照质地网纹红土可分为均质类网纹红土和非均质类网纹红土.测试结果显示:(1)均质类网纹红土的粒度组成以粉砂(5～50μm)和粘粒(＜5 μm)为优势粒级,砂(＞50μm)含量很小,不足3%;粒度频率曲线多数呈单峰正偏形态,众数峰值位于5.5～6.5φ之间,部分呈双峰形态,两个峰值分别位于6φ和8φ附近;CIA值较高(84.31%～89.26%),ba值较低(0.19～0.30);稀土元素平均含量和分布模式与风尘沉积相似,87St/86Sr值与佳县上新世红粘土接近;eNd(0)介于-10.54～-12.66之间,表明物质源区基本稳定;均质类网纹红土的理化特征体现了风成沉积的特性和风化成土作用的显著影响,可称之为加积型网纹红土.(2)非均质类网纹红土发育自冲洪积相、坡积相沉积物或基岩风化壳红土,土体粉砂含量明显减少,多小于50%,砂含量大大增加,＞50 μm和＞250 μm粒级的离散系数较高,指示了显著的非均质特征;CIA值多数大于84%,化学元素和风化指标的离散系数多小于10%,显示其经历了较为强烈和稳定的风化作用.第四纪网纹红土的形成先后经历了风化成土过程和网纹化过程,南方红土区在网纹红土发育期内具有整体湿润的气候条件.【期刊名称】《沉积学报》【年(卷),期】2010(028)002【总页数】10页(P346-355)【关键词】第四纪;时空分布;网纹红土类型;网纹化作用【作者】李凤全;叶玮;朱丽东;姜永见;李建武;伊继雪;袁双【作者单位】浙江师范大学地理过程实验室,浙江金华,321004;浙江师范大学地理过程实验室,浙江金华,321004;浙江师范大学地理过程实验室,浙江金华,321004;浙江师范大学地理过程实验室,浙江金华,321004;浙江师范大学地理过程实验室,浙江金华,321004;浙江师范大学地理过程实验室,浙江金华,321004;浙江师范大学地理过程实验室,浙江金华,321004【正文语种】中文【中图分类】P534.63;P642.13+2网纹红土是广泛分布于中国南方的一种具有特殊结构的地质体,是第四纪红粘土的重要组成部分。

第四纪考试总复习第四纪地质学考试重点一、名词解释1、第四纪地质学:是研究在第四纪时期发生在地球表层的各种地质事件及其动力机制的一门学科（是研究第四纪时期的沉积物、地层、生物、气候、冰川、构造运动和地壳发展规律的学科）第四纪：是地球发展历史中距现今最近的一个纪，延续的时间比较短暂，按现今多数从事第四纪地质学研究者的观点，是指距今2.60Ma以来的历史。

2、气候期：是指地质时期某一类气候占优势的时期。

间冰期：是指第四纪气候相对温暖湿润的时期，夹在两个冰期之间。

冰期：是第四纪期间一次气候寒冷的时期，全球性降温，冰川扩大。

3、冰阶：是冰期阶段中冰川发育、气候更为寒冷的阶段。

间冰阶：是冰期中相对温暖冰川退缩的阶段。

4、文化层：是指含有石器、陶器、铜器、铁器和村社遗址等古人类活动遗存的沉积层。

文化期：是指与一定的地区文化遗存特征相对应的时代。

5、米兰科维奇理论：当太阳辐射稳定（太阳常数不变）的情况下，由于其他行星对地球的摄动作用，引起作为流体的地球重力场发生变化，进而使地球的轨道偏心率（0）、地球倾斜度（或黄道面与地球赤道面的交角，简称为黄赤交角，0）和岁差（二分点进动，P）发生周期性变化，从而引起地表吸收的太阳辐射量及其分布产生变化，导致地球气候发生周期性冷暖变化。

6、新构造运动：①发生于新近纪至第四纪初的构造运动；②发生于第四纪的构造运动；③发生于新近纪一现代的构造运动；④始于上新世，甚至界定具体下界为340万年以来的构造运动；⑤认为新构造运动不应给予时间限制，凡是造成地表现代地形基本起伏的构造运动都称为新构造运动；⑥中更新世以来的构造运动。

7、新构造：由新构造运动所造成的（地质）构造变形或变位现象称为新（地质）构造。

主要表现在地形、地貌、第四纪及古近纪和新近纪沉积物变形等方面。

活动构造：属于新构造的范畴，或者说是新构造的一个分支，这个概念是在研究地震的过程中提出的。

一般认为，活动构造是指晚更新世100〜120kaB.P.以来一直在活动，未来一定时期内仍可能发生活动的各种构造，包括活动断裂、活动褶皱、活动盆地及被它们所围限的地壳的岩石圈块体。

•国家自然科学基金项目简介•中国黄土高原南北缘红黏土磁性特征对比研究我校地理科学学院赵国永博士2016年获批国家自然科学基金青年项目：中国黄土高原南北缘红黏土磁性特征对比研究，项目编号：41602187.中国黄土高原黄土-红黏土序列把陆地-海洋-大气系统联系起来，蕴藏丰富环境演变信息.过去三十余年，许多学者利用不同方法研究黄土-红黏土序列，其中环境磁学（E n v i r o n m e n t a l m a g n e t i s m)是非常重要的手段之一.环境磁学在古气候研究方面取得最引人注目的成就是中国第四纪黄土，黄土环境磁学研究加深了对东亚古季风演化、亚洲内陆干旱化、青藏高原隆升及其与全球气候变化动力学联系等重要科学问题的理解.第四纪黄土-古土壤序列取得重大进展以后，学者把目光转移到晚第三纪红黏土.过去二十余年，学术界对红黏土的研究虽取得巨大进展，但也遇到一些问题：红黏土磁化率环境意义是什么？磁化率变化能否作为古夏季风代用指标？空间上红黏土磁性特征如何变化？这些问题极大地限制红黏土的研究进程，故需要加强对红黏土磁性特征的系统研究.该项目选取黄土高原南缘段家坡和北缘佳县红黏土序列作为研究对象，运用环境磁学、地球化学和光谱学等手段对段家坡和佳县红黏土磁性特征进行系统分析，从而揭示黄土高原南北缘红黏土磁性特征异同及其原因，探讨晚第三纪红黏土磁性矿物转化与环境条件之间关系.研究结果对于准确解释红黏土磁性参数的环境意义并将其用于重建古气候演化等具有重要科学意义.赵国永，毕业于兰州大学西部环境与气候变化研究院，获理学博士学位，主要从事气候变化和环境演变研究.近年来，发表学术论文20余篇，其中第一作者论文12篇，主持国家自然科学基金青年项目和河南省科技计划项目各1项，参与在研国家自然科学基金项目2项，参与完成国家自然科学基金项目2项、河南省教师教育课程改革项目1项.项目主持人：赵国永博士本刊编辑部。

文章编号:10002694X (2005)0520722209中国北方晚新生代红粘土研究的进展与问题 收稿日期:2004203212;改回日期:2004205231 作者简介:张勇(1973—),男(汉族),河南南阳人,博士,主要研究方向为地貌环境与全球变化。

E 2mail :ldzyong @ 张勇1,李吉均1,2,赵志军2,张军1,张建明1(1.兰州大学地理科学系,甘肃兰州　730000;2.南京师范大学地理科学学院,江苏南京　210097)摘　要:中国北方地区晚第三纪以来沉积了一套以富含”三趾马”哺乳动物群为特征的红粘土,近年来倍受关注而逐渐成为我国北方晚新生代沉积环境演化研究的热点。

红粘土的研究从早期的简单地层划分对比发展到目前运用多种手段、从多个角度进行综合研究,并与青藏高原隆升乃至全球环境事件联系起来,把中国北方风尘沉积开始的时间一再提前。

但是,在研究过程中,对红粘土的成因、晚第三纪风尘沉积与青藏高原隆升的关系、代用指标的适用性等诸多问题还存有很多分岐,详细深入的系统研究还有待进一步开展。

笔者简要回顾了红粘土的研究历史,主要对近十几年来红粘土研究所取得的成果和研究中存在的一些问题进行讨论,希望对红粘土的研究有所裨益。

关键词:晚新生代;红粘土;三趾马中图分类号:P 534.6文献标识码:A 1　研究历史回顾黄土在中国北方的分布面积达到44万km 2,形成了蔚为壮观的“黄土高原”,是世界上黄土厚度最大的地区。

黄土沉积以其厚层、连续的特点而成为重建古环境、恢复古气候理想的信息载体。

大量的研究结果表明,黄土和深海沉积及极地冰芯一起成为全球变化研究中古气候对比的标准和经典。

在这套黄土古土壤沉积序列的底部是一套以富含”三趾马”动物群(Hip a r ion sp.)为特征的红色土状堆积(或称”红层”),故又称“三趾马红粘土”[1],是近年来古环境演化研究的热点,并被认为与其上覆的黄土古土壤一样同为风成成因,因而包含了大量古环境信息,亚洲内陆的干旱沙漠化构成了它们共同的物质来源[2～5]。

黄土高原最老红粘土的发现及其地质意义宋友桂;李吉均;方小敏【期刊名称】《山地学报》【年(卷),期】2001(019)002【摘要】黄土高原红粘土的形成演化与青藏高原隆起、亚洲季风形成演化等有着十分密切的关系。

黄土高原中部厚达303m的朝那黄土-红粘土剖面的古地磁年代学表明红粘土形成于8.1Ma，是目前黄土高原上发现的最老的红粘土沉积。

这个事实表明大约在8.1Ma本区构造活动频繁，断裂十分发育，使得鄂尔多斯夷平面解体，六盘山地区呈断块上升，而六盘山以东地区下沉接受红粘土沉积。

这可能指示了毗邻的青藏高原有一次显著的构造隆升。

%The widely distributed red clay sediments underlying the ChineseLoess Plateau record truly Neogene environmental evolution, and the initiation and development of red clay sedimentation are intrinsically related to the uplift processes of the Tibetan Plateau and the evolution of East Asia monsoon system. The red clay is regarded as a focal proxy on past global changes. In this paper, the magnetostratigraphy of a new loess_red clay section, which was found recently, and its geological significance are reported. The new section is located at Chaona of Lingtai coun ty(107.2°E，35.1°N) in the central Loess Plateau. The loess_red clay deposit at Chaona is about 303 m thick.It consists of a complete Quaternary Loess_soil sequence with a thickness of about 175m and 128 m of Late Tertiary red clay deposits. About 400 orientated block samples and 3600 bag samples were collected from thissection. The magnetic remanence was measured at the Paleomagnetism Laboratory, both Lanzhou institute of Geology, CAS and institute of Geophysics and Geology, CAS. Based on the correlation with the standard geomagnetic polarity time scale, the magnetostratigraphic results indicate that the age of Chaona red clay extends to 8.1 Ma, which is at least 0.5 Ma older than previously reported, and it is the oldest red clay deposition in the Loess Plateau. The commencement of red clay at ～8.1 Ma may imply that the Ordos planation surface was broken by the movement of Haiyuan_Liupanshan Faults. And the western part adjacent to Tibetan Plateau to be uplifted to form embryo Mt. Liupanshan and the eastern part to be down_faulted to receive red clay deposition. We link this faulting to an initial uplift of the Tibetan Plateau. The undulating nature of the broken Ordos planation surface may explain the chronological and depth discrepancies among various cross_sections of red_clay. While gravels and sands are found in the lowermost red clay deposits in different regions during field morphostratigraphical survey. The phenomena suggest that the running water processes played an important role on the early red clay deposition【总页数】5页(P104-108)【作者】宋友桂;李吉均;方小敏【作者单位】兰州大学地理科学系，甘肃兰州 730000;兰州大学地理科学系，甘肃兰州 730000;兰州大学地理科学系，甘肃兰州 730000【正文语种】中文【中图分类】P539;P546【相关文献】1.云南省大坪金矿床老金山穹隆构造的发现及其地质意义 [J], 杨喜安;高梦江;窦世荣;张锦章;陈景河;洪贞群;张宏党;魏密;林耀斌;莫新华2.再搬运红粘土的发现及地质意义 [J], 李建星;岳乐平;徐永;孙勃;孙蕗;王晓勇;白斌3.阿尔泰山南缘玛因鄂博构造带西段老变质岩岩块发现及地质意义 [J], 刘崴国;韩静波;郭伟伟;薛晓峰4.一个最古老的肾形藻泥丘相的首次发现及其地质意义——以滇东北地区震旦系灯影组为例 [J], 朱同兴;罗安屏5.五大连池世界地质公园老黑山景区火山地震遗迹的发现及其意义 [J], 张向格;张绪教;刘超;王鹤;刘心兰;王璐琳因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。

红粘土一、概述红粘土一般用来指代世纪晚期中国广大地区广泛堆积的土状堆积物。

在黄土高原地区其不连续分布于上覆黄土之下, 部分地区整合接触。

其下界年龄约8Ma, 即形成于晚、中新世纪, 过去由于其含有较多的三趾马化石而被称之为三趾马红土。

关于其成因, 还存在争议, 一般认同风成说。

和黄土相比, 红粘土没有湿陷性, 但是其在暴露地表时容易龟裂, 成为破碎颗粒。

野外剖面中可见红粘土和钙质结核层交替成层分布。

压实后水稳性较好, 强度较高。

1.定义红粘土是碳酸盐岩系地区, 由石灰岩, 白云岩等(属碳酸盐类岩石)在亚热带温湿气候条件下, 经风化, 残积、坡积或残—坡积所形成并覆盖于基岩上, 呈棕红、褐黄等色的高塑性粘土。

2.分布红粘土广泛分布于我国的云贵高原、四川东部、广西、安徽、粤北及鄂西、湘西等地区的低山、丘陵地带的顶部和山间盆地、洼地、缓坡及坡脚地段。

3.分类其液限大于或等于50%, 上硬下软, 具有明显的失水收缩性, 裂隙发育, 称为原生红粘土；原生红粘土经再搬运, 沉积后仍保留红粘土的基本特征, 液限大于45%的土称为次生红粘土。

从红粘土的形成过程分析可以看出, 由于物质的来源的差异及经历不同程度的红粘土化作用, 形成的红粘土类型不同:一类是各种岩石的残积（或局部坡积）风化壳上部的原生残积红粘土(经过再搬运而形成的, 称为次生红粘土)；（1）一类是非残坡积成因, 在氧化环境中经过搬运、沉积、红粘土化作用而形成的红粘土。

（2）我国分布最广的红粘土有如下几类:（3）花岗岩残积红粘土: 华南各地广泛分布着燕山期花岗岩类, 发育着较厚的红色风化壳, 表层全风化带为残积土。

根据其成分和结构特征, 可分为均质红粘土、网纹红粘土和杂色粘性土, 前两者统称残积红粘土。

（4）玄武岩残积红粘土: 雷州半岛和海南岛北部, 第四纪期间多期大面积喷发的玄武岩, 经分化后, 形成厚薄不等的风化壳, 其表层的红色粘性土就是残积红粘土。

2002年8月 海洋地质与第四纪地质 V o l.22,N o.3第22卷第3期 M A R I N E GEOLO GY&QUA T ERNA R Y GEOLO GY　A ug.,2002前处理步骤与方法对风成红粘土粒度测量的影响鹿化煜,苗晓东,孙有斌(中国科学院地球环境研究所黄土与第四纪地质国家重点实验室,西安710075)摘要:中国北方晚第三纪红粘土堆积为研究古气候与古环境提供了很好的地质记录,其粒度测量作为一个重要的代用指标被广泛应用。

粒度测量结果受到前处理方法的影响,但是,现在各个实验室的前处理方法还不一致,这就为粒度数据分析和古气候古环境解释带来了困难。

在黄土高原从北到南选择了3个具有代表性的红粘土剖面,对每个剖面从下向上取10块样品总计得到30块样品,对每个样品用不同的前处理方法与步骤(包括化学分离石英的方法)处理后用激光粒度仪进行颗粒测量。

结果表明,前处理方法与步骤可以使同一个样品粒度参数发生几倍甚至于二十几倍的变化。

综合理论和经验分析,推荐了一种较好的进行风尘堆积粒度测量的前处理方法(正文中方法C)。

化学分离的纯石英的粒度分布比本文推荐的方法处理同一个样品的粒度结果偏粗,表明在提纯石英的过程中较细的不稳定矿物已经基本被剔除。

关键词:红粘土;粒度测量;前处理方法;风尘堆积中图分类号:P588.22 文献标识码:A 文章编号:025621492(2002)0320129207 最近的研究表明,伏于中国黄土之下的晚第三纪红粘土堆积可能包含着东亚季风气候起源、变化以及青藏高原阶段性隆升等重要信息[1～10]。

多种证据表明,红粘土堆积主体上是风成起源的[1～14],其粒度测试成为恢复晚新生代古气候与古环境变化的一个重要工具。

但是,与黄土堆积粒度测试一样[15,16],各实验室对红粘土样品进行粒度测试的前处理方法不尽相同,从而使测试数据缺乏可比性,并引起了一些认识上的争论。

由于红粘土的颗粒总体上比黄土细、粘性大、成岩与成壤作用强,前处理就更为重要。

黄土粒度的控制因素及其在古气候重建中的应用一、引言黄土是中国北方地区特有的一种土壤类型，其具有重要的地质和环境意义。

黄土粒度是指黄土中各种粒径颗粒的组成比例，是黄土形成过程中的重要控制因素之一。

本文将从黄土粒度的控制因素、黄土粒度在古气候重建中的应用等方面进行详细阐述。

二、黄土粒度的控制因素1. 气候条件气候是影响黄土形成和发育的最主要因素之一。

在不同气候条件下，黄土发育深度和成分都会有所不同。

例如，在干旱地区，由于水分蒸发过快，导致细粘性颗粒被剥离，而且由于水流速度较慢，沉积物颗粒大多为细沙和泥沙；而在湿润地区，则会出现更多的细泥矿物。

2. 地质背景地质背景也是影响黄土形成和发育的重要因素之一。

不同地质背景下形成的黄土中矿物组合不同，这也会导致黄土粒度的差异。

例如，在黄土高原上，由于地质背景的不同，形成了众多不同类型的黄土，其中以粘土矿物含量较高的红黄土和紫色黏土为主。

3. 植被覆盖植被覆盖对黄土形成和发育也有一定的影响。

植被能够减缓水流速度，使得细粘性颗粒能够更容易地沉积下来，从而增加了泥沙颗粒在沉积物中的比例。

此外，植被还能够增加有机质含量，从而影响矿物颗粒的分布。

三、黄土粒度在古气候重建中的应用1. 古气候变化记录黄土是一种保存古气候信息的重要载体。

通过对不同时期、不同地区的黄土样品进行分析，可以获得大量关于古气候变化的信息。

其中，黄土中各种粒径颗粒比例变化是重要指标之一。

例如，在某些时期，由于气候干旱或湿润程度不同，导致细泥矿物含量增加或减少，从而反映出古气候的变化。

2. 古环境演化研究黄土粒度分析还可以用于研究古环境演化。

例如，在某些时期，由于气候条件的变化，导致黄土中的细粘性颗粒被剥离，从而形成了一定厚度的风成沉积物。

这些风成沉积物中的颗粒大小和组成可以反映出当时的风向和强度，从而对古环境演化进行研究。

3. 矿产资源勘探黄土中含有丰富的矿物资源，例如铝土矿、膨润土等。

通过对不同地区、不同深度的黄土样品进行分析，可以获得更多关于这些矿物资源分布和储量的信息。

阿尔金地区首次发现了风成堆积——红粘土
李建星;岳乐平;潘峰;郭琳;奚仁刚;过磊
【期刊名称】《地质通报》
【年(卷),期】2012(31)12
【摘要】亚洲内陆干旱化是新生代北半球气候变化的重要特征，其直接产物就是内陆地区广泛分布风成堆积（黄土-古土壤序列及其下伏的红粘土）。

因此，风成堆积作为反演古气候演变重要的载体而备受关注。

【总页数】3页(P2076-2078)
【作者】李建星;岳乐平;潘峰;郭琳;奚仁刚;过磊
【作者单位】西安地质矿产研究所,陕西西安710054;西北大学地质学系,陕西西安710069;西北大学地质学系,陕西西安710069;西安地质矿产研究所,陕西西安710054;西安地质矿产研究所,陕西西安710054;西安地质矿产研究所,陕西西安710054;西安地质矿产研究所,陕西西安710054
【正文语种】中文
【中图分类】P588.22
【相关文献】
1.蓝田白鹿原晚第三纪风成红粘土序列的古季风气候记录 [J], 陈宝群;孙东怀;安芷生
2.青海湖湖区风成沙堆积 [J], 师永民;宋春晖
3.成都平原红土堆积的风成成因证据 [J], 乔彦松;赵志中;李增悦;王燕;傅建利;王书兵;李朝柱;姚海涛;蒋复初
4.应用XRD和HRTEM研究红粘土中的磁性矿物
——以阿尔金新近系彩虹沟组剖面上段红粘土为例 [J], 魏小燕;李建星;潘峰;韩延兵;刘三
5.前处理步骤与方法对风成红粘土粒度测量的影响 [J], 鹿化煜;苗晓东;孙有斌因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。

红粘土简介红粘土是一种常见的土壤类型，由于其独特的特性和广泛的应用，成为了建筑、农业和土壤科学领域的研究热点。

红粘土呈现出明显的红色，其含有丰富的氧化铁和有机物质，具有良好的保水性和固结性。

本文将介绍红粘土的形成机制、物理性质、化学性质以及主要应用领域。

形成机制红粘土的形成与地质历史和气候条件密切相关。

通常，在温暖湿润的气候条件下，岩石通过风化和侵蚀分解成细粒土壤颗粒。

红粘土主要是由石英、粘土矿物和氧化铁等组成的。

氧化铁赋予了红粘土明显的红色。

物理性质红粘土是一种细粒土壤，其粒径通常小于0.002毫米。

相比其他类型的土壤，红粘土的比表面积较大，吸水性强。

红粘土的黏性和塑性使得其容易黏在物体表面，同时也使得其容易形成块状，难以渗透。

红粘土的保水性较好，利于植物根系吸水和养分吸收。

此外，红粘土在干燥的环境下会收缩，导致土壤表面出现裂隙。

化学性质红粘土富含氧化铁和有机物质，在化学性质上具有一定的特点。

红粘土具有一定的酸性，其pH值通常在5-7之间。

由于土壤颗粒表面的含羟基团，红粘土能够吸附和解离水中的离子和分子，对土壤中的养分有良好的吸附能力。

此外，红粘土还能吸附某些有毒物质，对环境修复和污染防治具有一定的潜力。

主要应用领域红粘土在建筑、农业和土壤科学领域有着广泛的应用。

在建筑领域，红粘土常用于砖瓦制造。

红粘土经过混合、成型、烧结等工艺，可以制成各种形状和规格的砖块，并广泛应用于建筑、园林和景观设计中。

在农业领域，红粘土具有较好的保水和肥力特性，适合作为土壤改良剂。

红粘土能够增加土壤保水性和肥力，并提供植物所需的养分，改善土壤结构，促进植物生长。

在土壤科学领域，红粘土作为一种特殊的土壤类型，被广泛用于土壤分类和研究。

红粘土对土壤中养分的吸附和释放过程具有一定的影响，研究红粘土的性质和行为，有助于进一步理解土壤的物理、化学和生物过程。

总结红粘土是一种常见的土壤类型，具有独特的物理和化学特性。

由于其良好的黏性和塑性，红粘土在建筑、农业和土壤科学领域有广泛的应用。

第37卷第4期2023年8月水土保持学报J o u r n a l o f S o i l a n d W a t e rC o n s e r v a t i o nV o l .37N o .4A u g.,2023收稿日期:2023-01-09资助项目:国家自然科学基金项目(51369009);广西重点研发计划项目(桂科A B 21075007);广西自然科学基金项目(2021G X N S F A A 196055) 第一作者:金鑫(1967-),男,博士,教授,主要从事土壤侵蚀机制研究㊂E -m a i l :j i n x i n 1390@163.c o m 通信作者:宋颖(1970-),女,硕士,高级实验师,主要从事水文物理规律研究㊂E -m a i l :402355505@q q.c o m 黄土和红壤坡面侵蚀差异及其与土壤性质的关系金鑫1,2,翟婷1,2,汪蓬3,宋颖1,汤珊珊1,郑添元1,2,谢泽龙1,2(1.桂林理工大学广西环境污染控制理论与技术重点实验室,广西桂林541004;2.桂林理工大学岩溶地区水污染控制与用水安全保障协同创新中心,广西桂林541004;3.湖北水总工程勘察设计有限公司,武汉430070)摘要:为探究黄土和红壤侵蚀受雨强和坡度影响的差异及其与土壤性质的关系,通过测定分析黄土和红壤的各种理化性质,并分别对2种土壤在2个坡度(15ʎ,20ʎ)㊁2个雨强(60,90mm /h )条件下开展4场降雨㊂结果表明:(1)与红壤相比,黄土的土壤颗粒更细,二者的毛管孔隙度㊁饱和含水量和田间持水量相差均在3%~6%以内,干筛时各粒级团聚体相差不大,但经湿筛破坏后二者团聚体差异较大,红壤的相对机械破碎指数(R M I )小于黄土,黄土有机质含量㊁阳离子交换量和络合态氧化物含量均高于红壤,无定形氧化物和游离氧化物则低于红壤;(2)同雨强㊁同坡度条件下,黄土产流时间均短于红壤,产流开始后,红壤比黄土先达到稳定径流率,不同雨强㊁坡度条件下,红壤稳定径流率为30~120m L /s ,黄土为100~220m L /s ,且在相同坡度㊁雨强范围内,红壤径流率变化层次分明,黄土则交错复杂;(3)红壤的产沙率和径流含沙率都较低,且多在产流几分钟即出现产沙率最大值,黄土产沙率则和径流率类似,在产流前期快速增长,10m i n 之后开始波动变化,再进入相对稳定产沙阶段,产沙率和径流含沙率随雨强和坡度的变化复杂;(4)不同土壤自身理化性质是影响坡面侵蚀的内在因素,与黄土相比,红壤的下渗能力更好,土壤抵抗径流剪切和剥蚀的能力更强,使得在同雨强㊁同坡度条件下红壤的侵蚀程度远低于黄土,规律性也更显著㊂关键词:雨强;坡度;土壤性质;侵蚀中图分类号:S 157.1 文献标识码:A 文章编号:1009-2242(2023)04-0118-06D O I :10.13870/j.c n k i .s t b c x b .2023.04.016D i f f e r e n c e o f S l o p eE r o s i o nB e t w e e nL o e s s a n dR e d S o i l a n d I t sR e l a t i o n s h i p w i t hS o i l P r o pe r t i e s J I N X i n 1,2,Z HA IT i n g 1,2,WA N GP e n g 3,S O N G Y i n g 1,T A N GS h a n s h a n 1,Z H E N G T i a n y u a n 1,2,X I EZ e l o n g1,2(1.G u a n g x iK e y L a b o r a t o r y o f E n v i r o n m e n t a lP o l l u t i o nC o n t r o lT h e o r y an d T e c h n o l o g y ,G u i l i nU n i v e r s i t y o f T e c h n o l o g y ,G u i l i n ,G u a n gx i 541004;2.C o l l a b o r a t i v e I n n o v a t i o n C e n t e r f o rW a t e rP o l l u t i o nC o n t r o l a n d W a t e rS a f e t y i nK a r s tA r e a ,G u i l i nU n i v e r s i t y o f T e c h n o l o g y ,G u i l i n ,G u a n g x i 541004;3.H u b e iS h u i z o n g E n g i n e e r i n g S u r v e y a n dD e s i gnC o .,L t d .,W u h a n 430070)A b s t r a c t :I n o r d e r t o e x p l o r e t h e d i f f e r e n c e o f l o e s s a n d r e d s o i l e r o s i o n a f f e c t e d b y r a i n f a l l i n t e n s i t y a n d s l o p e a n d i t s r e l a t i o n s h i p w i t hs o i l p r o p e r t i e s ,v a r i o u s p h y s i c a l a n dc h e m i c a l p r o p e r t i e so f l o e s sa n dr e ds o i lw e r e m e a s u r e d a n d a n a l y z e d ,a n d f o u r r a i n f a l l e v e n t sw e r e c a r r i e do u t o n t h e t w o s o i l su n d e r t w os l o p e g r a d i e n t s (15ʎ,20ʎ)a n d t w o r a i n f a l l i n t e n s i t y (60,90mm /h ).T h e r e s u l t s s h o w e d t h a t :(1)C o m pa r e dw i t h r e d s o i l ,s o i l p a r t i c l e s o f l o e s sw e r e f i n e r ,a n d t h ed i f f e r e n c e s i nc a p i l l a r yp o r o s i t y,s a t u r a t e dw a t e r c o n t e n t a n d f i e l d w a t e r h o l d i n g c a p a c i t y b e t w e e n l o e s s a n d r e d s o i lw e r ew i t h i n 3%t o 6%.T h e r ew a s n o s i gn i f i c a n t d i f f e r e n c e i n t h e a g g r e g a t e s o f e a c hs i z e o f d r y s i e v i n g ,b u t t h e d i f f e r e n c eb e t w e e n t h e a g g r e g a t e s o f t h e t w ow a s l a r ge af t e r t h e d e s t r u c t i o n o fw e t s i e v i ng .Th e r e l a ti v em e c h a n i c a l f r a g m e n t a t i o n i n d e x (R M I )o f r e d s o i l w a s l o w e r t h a n t h a t o f l o e s s .T h e o r g a n i cm a t t e r c o n t e n t ,c a t i o ne x c h a n g e c a p a c i t y a n d c o m pl e xo x i d e c o n t e n t o f l o e s s w e r e a l l h i g h e r t h a n t h a t o f r e d s o i l ,w h i l e a m o r p h o u s o x i d e a n d f r e e o x i d ew e r e l o w e r t h a n t h a t o f r e d s o i l .(2)U n d e r t h e s a m e r a i n f a l l i n t e n s i t y a n ds l o pec o n d i t i o n s ,t h e r u n o f f g e n e r a t i o nt i m eo f l o e s sw a s s h o r t e r Copyright ©博看网. All Rights Reserved.t h a n r e d s o i l,a f t e r t h e s t a r t o f r u n o f f,r e d s o i l r e a c h e d a s t a b l e r u n o f f r a t e b e f o r e l o e s s.U n d e r d i f f e r e n t r a i n i n t e n s i t y a n d s l o p e c o n d i t i o n s,t h e s t a b l e r u n o f f r a t eo f r e ds o i l r a n g e d f r o m30t o120m L/s,w h i l e t h a t o f l o e s sw a s b e t w e e n100t o220m L/s.A n dw i t h i n t h i s r a n g e o f s l o p e a n d r a i n i n t e n s i t y,t h e r u n o f f r a t e o f r e d s o i l v a r i e d i nd i s t i n c t l a y e r s,w h i l et h a to f l o e s sw a ss t a g g e r e da n dc o m p l e x.(3)T h es e d i m e n t y i e l da n d r u n o f f s a n d c o n t e n t r a t eo f r e ds o i lw e r eb o t h l o w,a n dt h em a x i m u ms e d i m e n t y i e l dr a t eu s u a l l y o c c u r r e d w i t h i na f e w m i n u t e s o f r u n o f f.T h e s a n d y i e l d r a t e o f l o e s sw a s s i m i l a r t o t h e r u n o f f r a t e,i t i n c r e a s e d r a p i d l y i n t h ee a r l y s t a g eo fr u n o f f,a n dt h e nb e g a nt of l u c t u a t ea f t e r10m i n u t e s.W h e ni te n t e r e dt h es t a g eo f r e l a t i v e l y s t a b l es e d i m e n t y i e l d,t h es a n d y i e l dr a t ea n dr u n o f fs e d i m e n tr a t ec h a n g e dc o m p l i c a t e d w i t h r a i n f a l l i n t e n s i t y a n ds l o p e.(4)D i f f e r e n t p h y s i c a l a n dc h e m i c a l p r o p e r t i e so f s o i lw e r e t h e i n t e r n a l f a c t o r s a f f e c t i n g s l o p e e r o s i o n.C o m p a r e dw i t h l o e s s,r e d s o i l h a db e t t e r i n f i l t r a t i o n c a p a c i t y a n d s t r o n g e r r e s i s t a n c e t o r u n o f f s h e a ra n dd e n u d a t i o n.T h ee r o s i o nd e g r e eo f r e ds o i lu n d e r t h es a m er a i n f a l l i n t e n s i t y a n ds l o p e c o n d i t i o nw a sm u c h l o w e r t h a n t h a t o f l o e s s,a n d t h e r e g u l a r i t y w a sm o r e o b v i o u s.K e y w o r d s:r a i n i n t e n s i t y;s l o p e;s o i l p r o p e r t i e s;e r o s i o n土壤侵蚀是引起土地退化的主要因素之一[1],并可能造成其他环境问题[2]㊂降雨强度和坡度作为影响侵蚀的2个常见外部因素,一直是土壤侵蚀研究的热点之一[3]㊂对紫色土侵蚀过程的研究[4-5]显示,坡度和降雨强度均为坡面侵蚀的主要影响因子,随着坡度和降雨强度的增加,径流率和产沙量也增加,且主要侵蚀因子也由坡度转变为雨强㊂对黄土坡面土壤侵蚀过程的研究[6]则表明,雨强是坡面产流产沙的主要影响因素,径流率对坡度的变化敏感性不高,坡面产沙量随坡度的增加呈现先增加后减小的趋势,存在15ʎ临界坡度㊂而对华南红壤侵蚀的研究[7]发现,雨强和坡度共同影响坡面产沙过程,15ʎ附近出现临界坡度,红壤侵蚀过程中雨强为主要影响因素㊂上述雨强和坡度对不同土壤侵蚀影响存在一定差异的结果,表明土壤自身理化性质是影响侵蚀的重要内因㊂以往研究[8]发现,0.01mm以下的物理性黏粒含量越多,土壤结构稳定性越强;较大颗粒(>1 mm)的移动所需的动力较大,难流失,最易流失的是粗粉粒和细粉粒[9];土壤有机质含量高,土壤间的孔隙比较多,通透性要好,水流在土壤中流动的阻力小,入渗速度快,使得土壤入渗增强[10];土壤的总孔隙度是承载降水的主要蓄水库,土壤的总孔隙度决定暴雨降水量下渗和形成地表径流的比重,因而也间接地决定暴雨对土壤的侵蚀强度[11];土壤非毛管孔隙由于孔径较大,在降雨时能快速暂时贮存降水,减缓地表径流,是影响土壤侵蚀的重要影响因子[12];土壤团聚体稳定度可以用来评价土壤的抗蚀性能[13];坡面土壤侵蚀量和径流强度与土壤团聚体稳定性存在显著负相关关系,且不同团聚体稳定性指标与二者相关程度存在差异,其中湿筛团聚体平均重量直径(MW D)和>0.25m m水稳性团聚体含量(W S A0.25)与侵蚀量和径流强度相关程度最高[14];土壤氧化物中游离氧化物对团聚体的胶结能力最强[15];氧化铁是主要胶结物质[16];土壤阳离子交换量和土壤有机质存在显著的负相关关系,水蚀区土壤分离能力可用水流剪切力㊁粉粒㊁阳离子交换量和土壤有机质很好地模拟[17]㊂黄土高原和华南红壤区均是我国水土流失的严重区域,不同气候环境和成土母质使得2种土壤性质存在差异,进而影响侵蚀过程,但在以往研究中未能对2种土壤的理化性质和降雨侵蚀的关系作详细的分析㊂本文通过测定2种土壤不同的理化性质,以及其在15ʎ,20ʎ2个坡度和60,90mm/h2个雨强下坡面径流㊁侵蚀的变化情况,探究雨强㊁坡度2个外因对不同土壤侵蚀影响的差异及其与土壤自身理化性质的关系,以期为深化土壤侵蚀研究提供参考㊂1试验设计与研究方法1.1试验设计本试验在桂林理工大学降雨实验大厅进行㊂试验采用人工模拟坡面降雨,降雨装置由土槽与人工模拟降雨器2个部分组成,土槽为钢质,尺寸长ˑ宽ˑ高为4mˑ1.2mˑ0.8m,土槽坡度可以自动调节,变化范围为0~30ʎ,土槽尾部设有出水口,用来收集坡面径流;人工模拟降雨器为全自动不锈钢模拟降雨器,配有旋转下喷式喷头,为带压力垂直下喷式降雨,喷头距土槽的高度为6m,雨滴的中值粒径及降雨动能与自然降雨条件较为接近[18]㊂为研究不同雨强和坡度对2种土壤的径流㊁侵蚀的差异,综合考虑2种土壤所在区域的降水量和地形,试验设计在15ʎ,20ʎ2个坡度和60,90mm/h2个雨强下,两两组合分别进行4场降雨试验㊂1.2研究方法试验用土分别是取自黄土高原具有代表性的陕911第4期金鑫等:黄土和红壤坡面侵蚀差异及其与土壤性质的关系Copyright©博看网. All Rights Reserved.西榆林岔巴沟的黄土和中国南方广西桂林由第四纪红黏土母质发育而成的典型红壤㊂对采集回来的黄土及红壤首先在实验室内进行土壤性质的测定:通过沉降法测定土壤机械组成;采用环刀法测定土壤饱和含水量㊁土壤总孔隙度以及土壤毛管孔隙度;土壤团聚体含量则分别用干筛法与湿筛法测定;有机质含量采用重铬酸钾氧化-容重法[19]测定;土壤氧化物均采用分光光度计测定[20],其中游离氧化铁㊁氧化铝采用D C B -试铁灵铁铝联合比色法[21],非晶质(无定形)氧化铁㊁氧化铝采用草酸铵缓冲溶液提取-试铁灵铁铝联合比色法[22],络合态铁㊁铝的分析采用焦磷酸钠提取法[23];土壤阳离子交换量根据p H 的不同选择乙酸铵法或乙酸钠 火焰光度法[24]测定㊂采集回来的土样风干后,过1.2c m 的筛去除土块和杂质,用于土槽填土㊂为保证试验土层的透水状况接近于天然坡面,先在土槽底部铺上10c m 细砂,并盖上透水纱布㊂在填土时,采用分层填土的方法,10c m 为1层,边填土边压实㊂正式开始降雨试验前24h 先进行预降雨,以保证各场次坡面含水率基本一致且拥有接近自然状态下的土壤水分分布㊂降雨前,测定坡面土壤含水率,抗剪切力和土壤容重㊂降雨时,从降雨开始至有径流流出集流口的时间记为产流时间,径流产生后,用1000m L 量筒根据实际产流及产沙情况每隔1~4m i n 在出水口采集样品,记录样品采集时间和体积,用精度为0.01g 的电子天平进行称重,并通过烘干法获得泥沙样品㊂降雨结束24h 后,再次测定坡面土壤含水率㊁抗剪切力和土壤容重㊂试验于2016年8月26日至2018年1月10日进行,每个组合重复2次,取平均值进行计算和分析㊂重复试验的产流时间和产沙率相对误差均在10%以内㊂2 结果与分析2.1 不同土壤理化性质由表1可知,红壤的机械组成以黏粒㊁粗粉粒和细砂粒占比较多,黄土则以粗粉粒㊁黏粒和细砂粒占比为主,黄土的黏粒含量为21.14%,低于红壤的黏粒含量26.25%,但其物理性黏粒(<0.01mm )含量为49.13%,高于红壤的45.02%㊂根据土壤质地划分,红壤为砂黏壤土,黄土为粉壤土㊂表1 不同土壤的机械组成单位:%土壤种类黏粒(<0.002mm )粉粒细粉粒(0.002~0.005mm )中粉粒(0.005~0.01mm )粗粉粒(0.01~0.05mm )砂粒细砂粒(0.05~0.25mm )中砂粒(0.25~0.5mm )粗砂粒(0.5~2mm )砾石(>2mm )黄土21.1414.7713.2230.3320.5400红壤26.258.6710.1024.8224.805.310.050由表2可知,2种土壤的毛管孔隙度相差不大,但红壤非毛管孔隙度约为黄土的2倍,总孔隙度相差5.88%㊂二者的饱和含水量和田间持水量分别相差5.92%和3.59%,黄土稍低于红壤㊂表2 供试土壤孔隙度及含水量单位:%土壤种类总孔隙度毛管孔隙度非毛管孔隙度饱和含水量(体积)田间持水量(体积)黄土45.8541.444.4145.8436.93红壤51.7342.968.7751.7340.52由表3㊁表4可知,红壤风干团聚体中,除0.25~0.5mm 外,各级风干团聚体含量随着粒级的增大均增加,其中>5m m 的风干团聚体含量最多,为34.25%㊂当土样经过湿筛后,土壤中不稳定团聚体被破坏分解,>1mm 的团聚体均减少,<1mm 的团聚体均增加,而且>5mm 的团聚体受到的破坏最多,含量从34.25%下降到0.69%;<0.25mm 的团聚体则增加最多,从8.12%到37.15%㊂而黄土风干团聚体中,各级风干团聚体含量随粒级的增大呈现出先减小再逐渐增多的趋势,且与红壤一样,>5m m 时的风干团聚体最多,并高达51.18%㊂湿筛后,土壤中不稳定团聚体同样受到破坏分解,而且同红壤相比,破坏程度更大,除<0.25m m 团聚体外,各级团聚体均显著减少,湿筛后<0.25m m 的团聚体含量达到97.06%㊂黄土与红壤风干性团聚体差异有限,但水稳性团聚体差异很大㊂红壤湿筛平均重量直径是黄土的2.5倍,二者的相对机械破碎指数(R M I )分别为0.90,0.71㊂表3 供试土壤团聚体的组成单位:%土壤种类<0.25mm 干筛湿筛0.25~0.5mm 干筛湿筛0.5~1mm 干筛湿筛1~2mm 干筛湿筛2~5mm 干筛湿筛>5mm 干筛湿筛黄土26.2697.061.690.405.100.746.200.229.570.9651.180.62红壤8.1237.156.1611.9015.4630.9717.0113.5119.005.7834.250.69 由表5可知,试验用黄土的有机质含量与阳离子交换量均高于红壤,故其形成的络合态氧化物含量也要高于红壤;无定形氧化物红壤含量高于黄土,且游离氧化物的含量也远多于黄土,A l 化物二者差距高达10倍㊂021水土保持学报 第37卷Copyright ©博看网. All Rights Reserved.2.2 不同土壤径流变化差异2.2.1 开始产流时间变化差异 在不同雨强和坡度条件下,黄土产流时间均短于红壤,除20ʎ,90mm /h 二者产流时间相差不大外,其余3个条件下红壤产流所需时间为黄土的2~3倍;黄土在15ʎ,90mm /h 时产流最快,且其他3个条件下产流时间相差无几,为最短产流时间的2倍;红壤则在20ʎ,90mm /h 时产流最快,且基本遵循随雨强㊁坡度增大产流时间减小的规律(表6)㊂表4 土壤团聚体稳定性土壤种类MWD d/d MWD w /mmR M I黄土3.100.320.90红壤2.790.810.71 注:MWD d 和MWD w 为干筛与湿筛的平均重量直径;RM I 为相对机械破碎指数㊂表5 土壤各胶结物质含量土壤种类有机质/(g ㊃k g -1)游离氧化物/(m g ㊃k g -1)F e A l 无定形氧化物/(m g ㊃k g -1)F e A l 络合态氧化物/(m g ㊃k g -1)F e A l 阳离子交换量/(c m o l ㊃k g -1)黄土21.31.1800.9190.2250.0017.0635.77016.3红壤18.03.1299.4001.2550.0126.4684.97012.5表6 开始产流时间土壤种类雨强/(mm ㊃h-1)开始产流时间/(m i n :s )15ʎ20ʎ黄土6006:4706:129003:2206:166016:1511:11红壤9010:1107:302.2.2 径流率变化差异 由图1可知,产流5m i n后,红壤径流率开始呈波动起伏状态,进入稳定径流阶段;同坡度,不同雨强条件下径流率差距明显,径流率随雨强增大而增加;同雨强,不同坡度条件下,径流率随坡度增大而增大,15ʎ时径流率差距较小,20ʎ时径流率差距则明显加大㊂与红壤不同,产流10m i n 后,黄土径流率开始呈波动状态;不同坡度条件下,径流率随雨强变化规律不同,15ʎ时径流率随雨强增大而增大,20ʎ时随雨强增大径流率反而变小;不同雨强条件下,径流率随坡度变化也不相一致,60mm /h 时,径流率随坡度增加而增加,90m m /h 时,在增长阶段15ʎ的径流率大于20ʎ径流率,稳定阶段后,20ʎ径流率又高于15ʎ的径流率㊂此外,达到稳定径流后,红壤径流率范围在30~120m L /s ,而黄土则在100~220m L /s ,不同土壤的径流率差距较大,且与红壤相比,黄土不同雨强和坡度之间的流率的差距也更小㊂图1 径流率变化2.3 不同土壤侵蚀产生变化差异2.3.1 不同土壤产沙率变化差异 由图2可知,红壤产沙率整体较低,且多在产流几分钟即出现产沙率最大值,20ʎ,90mm /h 在产流2m i n 后即达到最大产沙率6.63g /s ,同雨强15ʎ条件下的最大产沙率也在产流2m i n 后出现,仅为0.42g /s ,同坡度60mm /h 条件下产流2m i n 之后同样出现最大产沙率1.54g/s ,只有在15ʎ,60mm /h 时,产流10m i n 之后最大产沙率才出现,为1.18g /s ;最大产沙率在20ʎ时随雨强增加而增加,15ʎ时则又不存在这一趋势,而同雨强条件下,最大产沙率随坡度增加而增加㊂总体来看,红壤的产沙率随坡度和雨强变化规律不明显,产沙率大多小于1g /s㊂与红壤相比,黄土的产沙率则大得多,且与径流率相似,产沙率在产流前期快速增长,10m i n 之后开始波动变化,进入稳定产沙阶段㊂在产沙率增长阶段,15ʎ,90mm /h 条件下速度最快,其他3个条件下的增长态势相差不大,进入稳定产沙阶段以后,20ʎ,90mm /h 的产沙率最大,其他3个条件则表现为交错波动,坡度和雨强对产沙率的影响比较复杂,稳定产沙率范围在60~120g /s㊂2.3.2 不同土壤径流含沙量变化差异 由图3可知,红壤径流含沙量整体较小,除20ʎ,90雨强在产流2m i n 后出现最大径流含沙量超过300g /m L ,随后快速下降,其余条件下径流含沙量多小于50g /m L ;与产沙率相同,径流含沙量最大值也多在产流几分钟后即出现,随后在较低水平波动变化,15ʎ,60mm /h121第4期 金鑫等:黄土和红壤坡面侵蚀差异及其与土壤性质的关系Copyright ©博看网. All Rights Reserved.时除外,径流含沙量在10m i n以后出现最大值㊂由于产沙变化的复杂性,虽然径流随雨强和坡度增加而增加,径流含沙量受雨强和坡度影响变化依旧复杂㊂与红壤相比,黄土的径流含沙量较高,最小径流含沙量高于50g/m L,最大径流含沙量接近700 g/m L,径流含沙量变化同样在产流10m i n后进入波动阶段;而在径流含沙量增长阶段,随雨强增加径流含沙量也越大,但随坡度增加,径流含沙量反而减小;波动阶段时,15ʎ坡度时,雨强越大径流含沙量越小,20ʎ雨强越大径流含沙量也越大,而60mm/h时,坡度越小径流含沙量越大,90mm/h坡度大径流含沙量也大㊂图2产沙率变化图3径流含沙量变化2.4土壤性质对径流产生的影响分析同雨强㊁同坡度条件下,不同土壤坡面的径流㊁侵蚀过程大不相同,表明土壤自身理化性质是影响土壤侵蚀的重要内在因素㊂同雨强㊁坡度条件下,红壤产流时间均长于黄土产流时间,这主要是因为:从土壤粒径来看,红壤质地较粗,粉粒和砂粒含量更高(73.75%),最大粒径组为粗砂粒(0.5~2mm),机械组成成分相对分散且含量悬殊,土壤结构更松散,透水性更强,因而土壤水分下渗能力更好;其次,红壤的总孔隙度㊁毛管孔隙度㊁非毛管孔隙度也都要高于黄土,而前人[11-12]研究已发现,孔隙是土壤的蓄水库,能快速短暂地储存水分,进而影响下渗和产流㊂坡面开始产流后,黄土和红壤坡面产流率都在产流几分钟后初期快速增长,且由于产流之前入渗时间长,红壤初始产流时间距离达到稳定入渗率的间隔较短,因而比黄土先达到稳定径流阶段㊂不同雨强㊁坡度条件下红壤径流率的变化层次分明,黄土则在这2个坡度(15ʎ,20ʎ)㊁2个雨强(60,90mm/h)范围内径流率随时间变化呈现出交错复杂的现象㊂前人[6,25]对黄土的研究认为,在15ʎ~25ʎ范围存在侵蚀的临界坡度,且临界坡度不是唯一值,而是随着降雨特性的不同而不同[26]㊂因而推测可能这个范围内存在临界坡度,且随着雨强的变化临界坡度发生移动,雨强和坡度的交互作用使得黄土径流产沙表现为交错变化㊂由于红壤黏粒含量较黄土高,细粉粒㊁粗粉粒含量均比黄土低,而陈明华等[9]研究认为,土壤侵蚀中最易流失的是粗粉粒和细粉粒㊂有机质含量及阳离子交换量红壤也均低于黄土,土壤持水性能更差,且游离氧化物含量远高于黄土,湿筛后,红壤>0.25 mm团聚体含量为62.85%,而黄土仅为2.94%,红壤水稳性团聚体更稳定,相对机械破碎指数小于黄土㊂闫峰陵等[14]研究发现,抗蚀能力主要通过>0.25 mm水稳性团聚体来体现,大量水稳性微团聚体的存在提高其抗蚀性㊂因而在同雨强㊁同坡度条件下,黄土的产沙率和径流含沙量均远高于红壤㊂此外,红壤坡面最大产沙率及径流含沙量大多出现在降雨前期,而黄土坡面最大产沙率及径流含沙量多出现在降雨中后期,胡霞等[27]研究发现,黄土坡面在降雨前期土壤结皮快速发育,而红壤由于团聚性高,胶结性强,土壤结皮发育具有滞后性㊂随着降雨进行到后期,黄土221水土保持学报第37卷Copyright©博看网. All Rights Reserved.结皮被破坏,产沙率随径流率稳定变化,而红壤则由于土壤结皮的保护产沙率反而降低㊂3结论(1)红壤土壤机械组成以黏粒㊁粗粉粒和细砂粒为主,黄土则以粗粉粒㊁黏粒和细砂粒为主,二者的毛管孔隙度㊁饱和含水量和田间持水量相差均在3%~ 6%以内,干筛时各粒级团聚体相差不大,但经湿筛破坏后二者团聚体差异很大,红壤的相对机械破碎指数(R M I)小于黄土,黄土有机质含量与阳离子交换量高于红壤,故其形成的络合态氧化物含量也更高,而无定形氧化物和游离氧化物则使红壤含量更高;(2)同雨强㊁同坡度条件下,黄土产流时间均短于红壤,产流开始后,红壤比黄土先达到稳定径流率,不同雨强㊁坡度条件下,红壤稳定径流率范围在30~120m L/s,而黄土则在100~220m L/s,且在这个坡度㊁雨强范围内,红壤径流率变化层次分明,黄土则更复杂;(3)红壤的产沙率和径流含沙率都较低,且多在产流几分钟即出现产沙率最大值,黄土产沙率则和径流率类似,在产流前期快速增长,10m i n之后开始波动变化,进入稳定产沙阶段,产沙率和径流含沙率随雨强和坡度的变化复杂;(4)不同土壤自身理化性质是影响坡面侵蚀的内在因素,与黄土相比,红壤的下渗能力更好,土壤抵抗径流剪切和剥蚀的能力更强,使得在同雨强㊁同坡度条件下红壤的侵蚀程度远低于黄土,规律性也更显著㊂参考文献:[1]史志华,刘前进,张含玉,等.近十年土壤侵蚀与水土保持研究进展与展望[J].土壤学报,2020,57(5):1117-1127.[2] C h e n J,X i a oHB,L i Z W,e t a l.H o we f f e c t i v e a r e s o i la n dw a t e r c o n s e r v a t i o nm e a s u r e s(S W C M s)i nr e d u c i n gs o i l a n dw a t e r l o s s e s i nt h e r e ds o i l h i l l y r e g i o no fC h i-n a A m e t a-a n a l y s i s o f f i e l d p l o t d a t a[J].S c i e n c eo f t h eT o t a l E n v i r o n m e n t,2020,735:e139517.[3] Z h a oQ H,L i DQ,Z h u oM N,e t a l.E f f e c t s o f r a i n f a l li n t e n s i t y a n d s l o p e g r a d i e n t o ne r o s i o nc h a r a c t e r i s t i c so ft h e r e d s o i l s l o p e[J].S t o c h a s t i cE n v i r o n m e n t a l R e s e a r c ha n dR i s kA s s e s s m e n t,2015,29:609-621.[4]车明轩,宫渊波,刘莲,等.人工模拟降雨条件下不同雨强㊁坡度对紫色土坡面产流的影响[J].水土保持通报,2016,36(4):164-168.[5] K h a n M N,G o n g YB,H uTX,e t a l.E f f e c t o f s l o p e,r a i n f a l l i n t e n s i t y a n d m u l c ho ne r o s i o na n di n f i l t r a t i o nu n d e r s i m u l a t e d r a i no n p u r p l e s o i l o f s o u t h-w e s t e r nS i-c h u a n p r o v i n c e,C h i n a[J].W a t e r,2016,8(11):e528.[6]张梦,周玥.雨强和坡度对黄土坡面土壤侵蚀及氮磷流失的影响[J].水土保持学报,2018,32(1):85-90.[7]梁志权,张思毅,卓慕宁,等.不同雨强及坡度对华南红壤侵蚀过程的影响[J].水土保持通报,2017,37(2):1-6.[8]范兴科,蒋定生,赵合理.黄土高原浅层原状土抗剪强度浅析[J].土壤侵蚀与水土保持学报,1997,3(4):69-75.[9]陈明华,黄炎和.土壤可蚀性因子的研究[J].水土保持学报,1995,9(1):19-24.[10]李雪转,樊贵盛.土壤有机质含量对土壤入渗能力及参数影响的试验研究[J].农业工程学报,2006,22(3):188-190.[11]徐燕,龙健.贵州喀斯特山区土壤物理性质对土壤侵蚀的影响[J].水土保持学报,2005,19(1):157-159. [12]张保华,徐佩,廖朝林,等.川中丘陵区人工林土壤结构性及对土壤侵蚀的影响[J].水土保持通报,2005,25(3):25-28.[13]吴秉礼,石建忠,谢忙义,等.甘肃水土流失区防护效益森林覆盖率研究[J].生态学报,2003,23(6):1125-1137. [14]闫峰陵,史志华,蔡崇法,等.红壤表土团聚体稳定性对坡面侵蚀的影响[J].土壤学报,2007,44(4):577-583.[15]王洪娟,梁成华,杜立宇.设施蔬菜栽培对土壤团聚体组成及稳定性的影响[J].河南农业科学,2013,42(12):51-54.[16]胡国成,章明奎.氧化铁对土粒强胶结作用的矿物学证据[J].土壤通报,2002,33(1):25-27.[17]耿韧,张光辉,洪大林,等.我国水蚀区坡耕地土壤分离能力的空间分布与影响因素[J].水土保持学报,2020,34(3):156-161.[18]金鑫,谢斯琴,宋颖,等.人工红壤坡面对超大雨强降雨的响应过程[J].水土保持学报,2017,31(5):19-24.[19]李超群,刘立平,郭斌,等.土壤有机质的重铬酸钾氧化测定方法述评和应用[J].冶金工程,2017,4(4):251-259.[20]曹运珠,韩啸.分光光度法测定土壤中有机物含量的研究与应用[J].平顶山学院学报,2013,28(5):71-74.[21]马毅杰,陈家坊.我国红壤中氧化铁形态及其特性和功能[J].土壤,2017,30(1):1-6.[22]阳洋,黄伟濠,卢瑛,等.土壤游离氧化铁高光谱特征与定量反演[J].华南农业大学学报,2020,41(1):91-99.[23]赵友朋,孟苗婧,张金池,等.不同林地类型土壤团聚体稳定性与铁铝氧化物的关系[J].水土保持通报,2018,38(4):75-81.[24]刘蓉,邓茂,李莹莹,等.不同酸碱度土壤阳离子交换量的测定研究[J].中国环境监测,2020,36(1):125-130.[25]苏远逸,李鹏,任宗萍,等.坡度对黄土坡面产流产沙过程及水沙关系的影响[J].水土保持研究,2020,27(2):118-122.[26]和继军,蔡强国,刘松波.次降雨条件下坡度对坡面产流产沙的影响[J].应用生态学报,2012,23(5):1263-1268. [27]胡霞,严平,李顺江,等.人工降雨条件下土壤结皮的形成以及与土壤溅蚀的关系[J].水土保持学报,2005,19(2):13-16.321第4期金鑫等:黄土和红壤坡面侵蚀差异及其与土壤性质的关系Copyright©博看网. All Rights Reserved.。

黄土高原曾经应该叫红土高原，高原上的土的颜色就分N种文丨星球风物虽然“黄土”一词已有两千多年的历史(刘东生等,1985), 但不同的人对“黄土”的理解仍有差异. 一些学者曾用多条准则判定黄土(Pécsi, 1990), 结果很难囊括全球各地发现的黄土堆积. 为此, 刘东生等(1985)将黄土定义为“风力搬运、未经次生扰动的粉砂质土状堆积物”。

Pye 亦强调黄土是“风力搬运、以粉砂颗粒为主的气下沉积物”.这里的“风力搬运”、“未经扰动”和“气下沉积”等绝不限于定义层面, 其内涵在地质和环境解释中极为重要, 意味着形成黄土的粉尘是风力从源区搬运而来,并从“天上掉下来”沉积于气下环境, 且未再经过次生扰动. 换句话说, 落入水中的风尘不宜算作黄土; 经过次生扰动者亦不宜再算作黄土, 属“次生黄土”。

这里的“风力搬运”、“未经扰动”和“气下沉积”等绝不限于定义层面, 其内涵在地质和环境解释中极为重要, 意味着形成黄土的粉尘是风力从源区搬运而来,并从“天上掉下来”沉积于气下环境, 且未再经过次生扰动. 换句话说, 落入水中的风尘不宜算作黄土; 经过次生扰动者亦不宜再算作黄土, 属“次生黄土”。

从定义可以看出, 黄土研究者逐步放弃了早期定义中“褐黄色”等色调概念. “黄土”与“古土壤”层的区分也多偏重于土壤地层学和气候地层学含义. 因为有些层位、有些地点的“黄土”比另一些层位、另一些地点的“古土壤”在色调上更偏红. 第四纪的离石黄土和午城黄土在1930年代即被称为“红色土”, 可见色调对黄土的定义并非十分重要。

从这个意义上讲, 我国~800万年来的风成三趾马红土(亦称“红粘土”)和后来研究的2200万年来的中新世风成红土, 在形成的地质过程上与前述的第四纪黄土并无本质上的区别, 都是“陆地上未经次生扰动的气下风尘堆积”. 当气候偏暖湿、粉尘沉积速率较低或冷暖-干湿气候周期偏短时, 形成的“黄土”色调上总体偏红. 反之, 当气候偏干冷、粉尘沉积速率较高或气候周期较长时, 则色调总体偏浅。

黄土高原风尘序列的碳酸盐成因及其风化过程环境矿物学?矿物岩石地球化学通报BulletinofMineralogy,PetrologyandGeochemistryV o1.26No.2,Apr.2007黄土高原风尘序列的碳酸盐成因及其风化过程孙玉兵,谢巧勤合肥工业大学资源与环境工程学院,合肥230009摘要:碳酸盐是黄土高原风尘序列的主要组成部分,其含量与原生碳酸盐溶解,再沉淀,以及含钙硅酸盐化学风化强度等密切相关.碳酸盐在表生环境下极易移动,且其迁移变化受大气降水,温度等古气候所制约,因此黄土次生碳酸盐记录了古气候的重要信息.甘肃西峰赵家川剖面碳酸盐含量,磁化率的系统测定和风尘序列地质特征研究表明,在整个剖面中,碳酸盐含量和磁化率曲线呈显着的负相关,并从剖面上部到红粘土底部,碳酸盐含量有增加趋势.黄土,古土壤和红粘土沉积分别处在不同风化阶段:黄土化学风化最弱,处于钙质残积阶段,古土壤处于强烈钙质淋溶阶段和硅铝残积阶段,红粘土化学风化最强烈,处于硅铝残积阶段或红土化阶段;不同的化学风化阶段古气候性质有别. 关键词:碳酸盐含量;风化阶段;古气候;西峰剖面中图分类号:P588.245文献标识码:A文章编号:1007—2802(2007)02—0170—06 GenesisoftheCarbonateintheLoess'—Paleosol?'RedClaySequenceofthe ChineseLoessPlateauandItsWeatheringPhasesSUNYu—bing,XIEQiao—qin SchoolofNaturalResourcesandEnvironment,HefeiUniversityofTechnology,Hefei230009,ChinaAbstract:Carbonateisanimportantcomponentintheloess—paleosol—redclaysequenceoftheChineseLoessPlateau. Itscontentiscloselyrelatedtooriginalcarbonatedissolutionandre—depositionandthechemicalweatheringintensityofcalcsilicates.Carbonateiseasilyremobilizedinsurficialenvironment,withmigrationaffe ctedbythequantityofpaleo—meteoricwaterandpaleo—temperature.Thusthesecondarycarbonaterecordedimportantinformationofpaleo-climate.Thispaperhassystematicalmeasuredthecarbonatecontentsandmagneticsusceptib ilityvaluesoftheXifengloesssectioninGansuProvince,andstudiedgeologicalcharacteristicsoftheloess—paleosol—redclayse～quence.Theresultsindicatethatthereisnegativecorrelationbetweenthecarbonatecontentsi nthesectionandthemagneticsusceptibilityvalues,withthecarbonatecontentsincreasingfromthetop(1oess)tot hebottom(theredclay)ofthesection.Theloess,paleosol,andredclayofthesectionareweatheredindifferentlev elsrespectively, withtheloessformedinweakweatheringstageofcalcsedentary,thepaleosolformedinstrong calciumleachingandSi—A1sedentarystage,andtheredclaylayerformedinthemoststrongchemicalweatheringstage oftheSi—A1sedentarystageorlateritizationstage.Differentphasesofchemistryweatheringareinaccord ancewithdifferentpa—leoclimaticcharacterjstics.Keywords:contentofCarbonate;chemicalweatheringphases;paleoclimate自20世纪80年代以来,依托于黄土一古土壤一红粘土序列建立了多种古气候的替代性指标,如东亚冬,夏季风强度指标n],黄土和古土壤形成期古气候干/湿变化[73,以及风化成壤强度指标等].作为黄土一古土壤风化成壤强度的碳酸盐含量,也能很好地记录古气候的变化.早期注重对黄土一古土壤序列中碳酸盐含量及其古气候意义研究[9...随着研究的深入,同位素技术被应用到黄土和古土壤收稿日期:2006—09—01收到,11-28改回第一作者简介:孙玉兵(1981一),男,硕士研究生,环境工程专业钙结核的碳,氧同位素研究[1卜"],以研究古气候变化.然而,黄土一古土壤中有两种成因碳酸盐即原生碎屑碳酸盐和次生碳酸盐L1¨,黄土碳酸盐以次生碳酸盐为主乜引,其含量能反映黄土化学风化强度,淋滤程度和降雨量大小等古气候变化口.卫.黄土,古土壤和红粘土中碳酸盐含量的差异,取决于源区携带的粉尘碳酸盐含量和各自所含钙硅酸的风化程度.其所处的古气候性质和化学风化阶段矿物岩石地球化学通报的不同,都会造成释放的钙含量(钙质淋溶程度)和形成的碳酸盐含量有明显差别.本文旨在从黄土一古土壤一红粘土碳酸盐含量,野外地质特征以及风尘序列的化学组成,阐述其所处的风化阶段,解释其中碳酸盐含量差别的原因.1样品地质背景与分析方法样品来自甘肃西峰赵家川剖面(37.7.N,107.6.E),该剖面位于黄土高原现存面积最大,保存最完整的董志塬,塬面海拔1200～1300m,年均气温8.7℃,年均降水量555mm,蒸发量520mm[.前人曾对其进行过磁性地层学和磁化率研究3.黄土一古土壤一红粘土序列的碳酸盐测定采用略有改进的CO:气量法[2引,相对误差(RSD)控制在5以内.重复样品(一20)结果显示:黄土样品:171±1,古土壤样品:±1.5,红粘土样品:±5.2结果甘肃西峰剖面CaCO.含量随深度的变化见图1.黄土一古土壤序列中CaCO.含量为0～27.29,平均9.9l,黄土层CaCO.含量一般高于古土壤层,这与其他研究者的成果相吻合.红粘土中CaCO.含量大大高于黄土,为7.18～48.87%,平均27.36.从剖面上部黄土序列到下部红粘土序列,碳酸盐含量有一定规律:黄土序列中的0～130m(深度),碳酸盐含量呈周期性变化,但总体含量变化有限;自130m至黄土底部,CaCO.含量有增加趋势,在与红粘土交界处达到最高值.在黄土剖面内碳酸盐含量增加幅度不大.从红粘土开始,碳酸盐含量自上而下继续渐增,在底部达最大值.MS图1甘肃西峰剖面碳酸盐,磁化率随深度变化关系图Fig.1V ariationofthecarbonatecontentsandthemagnetic susceptibilityincorrelationwiththedepthofthe XifengSection,GansuProvince黄土一古土壤序列中,碳酸盐含量与磁化率呈显着负相关.很显然,黄土碳酸盐含量完全能够反映黄土和古土壤风化成壤强度及其形成时的古气候环境.红粘土磁化率的古气候意义受到质疑,不过,其碳酸盐含量与磁化率也呈良好的负相关.图2是图1中红粘土的放大部分,也明显显示CaCO.含量呈周期性变化,变化特征与磁化率一致,有约七八个大的波动周期,因而磁化率对古气候同样是有意义的.3讨论3.1碳酸盐的形成图2红粘土层碳酸盐,磁化率随深度放大图Fig.2V ariationofthecarbonatecontentsand themagneticsusceptibilityincorrelationwith thedepthoftheredclaylayer黄土一古土壤序列中的碳酸盐含量受干一湿交替的古气候控制.在降雨量高的湿润气候条件下,风尘序列中原生碳酸盐发生溶蚀,与含钙硅酸盐风化产物一起形成Ca(HCO.):溶液,并随地表径流搬运,或向下伏土层渗透;降雨量小的干旱期,水中CO:分压减弱,碳酸盐过饱和,Ca(HCO.)z溶液在土层中重新结晶沉淀,形成次生碳酸盐[3.次生碳酸盐在黄土剖面的一定深度富集便形成钙结核.黄土序列中大部分古土壤底部发育钙结核层.显然钙结核的形成与古气候密切相关,其淀积分布深度指示当时的降雨量和淋溶条件.一般认为CaCOs淀172孙玉兵等/黄土高原风尘序列的碳酸盐成因及其风化过程积层迁移深度大指示降雨量多,淋溶强;反之,降雨量少,淋溶弱.李春园等[3妇认为有利于钙结核形成的条件是年降水量为400～800mm.碳酸盐含量反映土壤淋溶作用的强度,在一定程度上代表了土壤湿度的变化[3q.在西峰剖面中,碳酸盐含量与磁化率呈显着负相关.但剖面自上而下碳酸盐含量有升高趋势,原因是湿润的成壤期,古土壤强烈淋溶形成高含量的碳酸盐溶液,由于黄土透水性好,淋溶期形成富碳酸盐溶液向下渗透,可以到达下伏多层黄土层或古土壤层,干旱期发生沉淀形成极易溶解的碳酸盐.所以在黄土和古土壤序列中,除了成层分布的巨大钙结核,还有很多孤立的穿层结核.3.2黄土一古土壤一红粘土风化程度黄土碳酸盐成因有原生碳酸盐和次生碳酸盐.后者与古气候密切相关,它们既有原生碳酸盐溶解再淀积成因,也有含钙硅酸盐来源.因此仅从碳酸盐来源来说,目前黄土一古土壤和红粘土中的碳酸盐可分为两类:原生碳酸盐和次生碳酸盐,前者是粉尘源区携带的碳酸盐,次生碳酸盐是大气携带的钙和黄土中含钙硅酸盐(以长石为主)化学风化的产物. 研究表明,黄土高原的粉尘主要以周围的沙漠,盆地为物源,化学组成在时空上是均一的[3,黄土高原大气携带的钙也主要来自粉尘源区;这使原始风尘碳酸盐和大气钙形成的碳酸盐对黄土,古土壤和红粘土的贡献非常相近.因此,引起黄土,古土壤和红粘土中碳酸盐含量变化最主要原因应是各沉积层提供的钙量,而各沉积层提供的钙量与其所处的古气候控制下的沉积层化学风化进程,风化强度和风化阶段密切相关,即黄土,古土壤和红粘土的碳酸盐含量与各自的化学风化强度,阶段有密切关系.许多学者采用多种方法研究粉尘堆积后的风化程度.陈骏等[38~4o3指出,Rb/Sr,盯Sr/Sr等可以作为黄土化学风化程度的代用指标,黄土总体尚处于化学风化的早期脱钠,钙阶段,硅酸盐基本没有受到影响,但黄土层的风化程度低于古土壤.粒度,游离铁/全铁比值也表明古土壤层的风化作用远远高于黄土层[4.红粘土的化学风化与黄土相似,但CIA值和酸不溶物中的Na/K,Rb/Sr值指示红粘土的化学风化程度高于第四纪黄土[4.因而,从黄土一古土壤一红粘土,化学风化程度逐渐增强.3.3黄土一古土壤一红粘土化学风化阶段根据元素活动性顺序将风化过程分为早期去钠,钙,中期去钾和晚期去硅三阶段[4.不同风化阶段的风化强度不同,最终受古气候控制.黄土一古土壤和红粘土的化学风化首先表现为碳酸盐的淋溶,其次是硅酸盐矿物的化学风化.在短时间尺度内,硅酸盐的化学风化对温度和降水量最敏感,冰期的化学风化速率明显低于湿润的间冰期L4.黄土一古土壤一红粘土序列中,斜长石是Ca 的主要载体,也是碳酸钙所需的重要钙源之一.含Ca长石的抗风化能力小于含K的长石,因而即使在高寒地带的冰川下都发现了含钙硅酸盐风化痕迹[4.同样,在黄土高原的黄土一古土壤和红粘土中长石的相对含量差别非常显着.洛川剖面中,长石含量黄土层为13.8,古土壤为11.4,红粘土为7.5,西峰剖面中由12.9(黄土)一12.1(古土壤)L4,长石含量逐渐降低,是特定气候下的化学风化.若以风化最弱的黄土为基准,则古土壤和红粘土的化学风化不仅表现在原生碳酸盐淋溶,含Ca 硅酸盐的分解也是重要指标.黄土代表了干冷气候特点,降雨量和温度也都偏低,风化作用以物理风化为主,伴有弱的以原生碳酸盐类溶蚀为主的化学风化,所以黄土中保存了大量干冷和低降雨量条件下才有的生物成因的棒状方解石[1.而黄土酸不溶相CaO含量,代表了含钙硅酸盐的残余量,黄土酸不溶相中CaO含量明显高于古土壤[3,且黄土碳酸盐含量高于黄土.因而,可以认为黄土风化处于钙质残积阶段.间冰期时气候温湿,温度高,降雨量大,古土壤中的原生碳酸盐已被完全溶蚀,加之生物活动旺盛,硅酸盐风化显着(特别是含钙长石).因而,古土壤碳酸盐含量大大低于黄土,而古土壤酸不溶相的CaO含量却低于黄土.古土壤中硅酸盐风化后产生的大量可溶离子或盐类由上向下迁移,难溶的si,Al,Fe等残留在原地.古土壤所处风化阶段与黄土显然不同, 应为钙质强烈淋溶,硅铝弱残积阶段.红粘土形成期以强降雨,强蒸发湿热气候为特征,与黄土和古土壤的气候显着不同[4∞],红粘土的野外地质特征与第四纪黄土一古土壤更是有差别显着.红粘土的颜色,矿物含量和化学组成都显示它经历了更加强烈的化学风化作用.其颜色和风化程度非常类似于南方热带一亚热带气候下的红土,钙质大量淋失,硅,铝残积,所以我们认为红粘土应该处在化学风化中,晚期的硅铝残积阶段.由于红粘土化学风化强度远远大于更加干旱的第四纪黄土, 其中的可溶性物质淋失程度更大,难溶解,难迁移的Al富集在风化层内,因而,黄土一古土壤和红粘土酸不溶相的AlO.含量分别为13.99,14.86和15.05[.,含量逐渐升高.碳酸盐含量和磁化率曲线对比,显示了黄土序列和红粘土古气候特性迥然不同.基于黄土一古土壤序列建立的夏季风代表性替代性指标——磁化矿物岩石地球化学通报率,虽然在红粘土的适用性上有不同看法,但红粘土碳酸盐含量显示与磁化率极为一致的变化规律,说明磁化率和碳酸盐在红粘土中的古气候意义相同.[7]4结论(1)碳酸盐含量可以作为黄土一古土壤序列风化强度代用指标,在红粘土中使用仍不失其意义.(2)第四纪以来的风尘沉积中,磁化率作为夏季风代用指标已得到广泛应用,但在红粘土中磁化率变化周期与沉积周期不一致,其应用受到质疑,而红粘土碳酸盐含量在红粘土中的变化周期非常类似于磁化率的变化周期,该结果支持磁化率在红粘土的气候指标意义,但需进一步研究证实.(3)黄土,古土壤和红粘土分别处在不同的风化阶段,黄土化学风化较弱,以可溶性盐类溶解溶蚀为主,处在化学风化的钙质残积阶段;古土壤的风化强度较强,处于化学风化的钙质淋溶和硅质弱残积阶段;红粘土的风化强度在所有的风尘沉积中最为强烈,处在化学风化晚阶段的硅铝残积阶段.参考文献(References):[13[2][3][4][5][6]DengCL,ShawJ,LiuQS,PanYX,ZhuRX.Mineral magneticvariationoftheJingbianloess/paleosolsequencein thenorthernLoessPlateauofChina:Implicationsforquaterna—rydevelopmentofAsianaridificationandcooling[J].EarthPlanet.Sci.Lett.,2006.241:248～259.LiuQS,BanerjeeSK,JacksonMJ,DengCL,PanYX,ZhuRX.Inter-profilecorrelationoftheChineseloess/pal—eosolsequencesduringmarineoxygenisotopestage5andindi—cationsofpedogenesis[J].Quater.Sci.Rev.,2005,24:195—210.BalsamW,EllwoodB,JiJF.Directcorrelationofthemarine oxygenisotoperecordwiththeChineseloessplateauironoxide andmagneticsusceptibilityrecords[J].Pa1ae0ge0graphy, Palaeoclimatology.Palaeoecology,2005,221:141—152. ChenJ,ChenY,LiuLW,JiJF,WilliamB,SunYB,LuHY.Zr/RbratiointheChineseloesssequencesanditsimplica—tionforchangesintheEastAsianwintermonsoonstrength [J].Geochim.Cosmochim.Acta,2006,70:1471—1482.刘连文,陈骏,陈晒,季峻峰,鹿化煜.最近130ka以来黄土中Zr/Rb值变化及其对冬季风的指示意义[J].科学通报,2002, 47(9):702—706.LiuLianwei,ChenJun,ChenYang,JiJunfeng,LuHuayu.Zr/RbRatiointheChineseloesssequencesanditsimplication forchangesintheEastAsianwintermonsooninrecent130ka [J].ChineseSci.Bul1.,2002,47(9):702—706.(inChinese)丁仲礼,任剑璋,刘东生,孙继敏,周晓权.晚更新世季风沙漠系统千年尺度不规则变化及其机制问题[J].中国科学(D辑), 1996,26(5):386—391.DingZhongli,RenJianzhang,LiuTungsheng,SunJimin' ZhouXiaoquan.Themillenaryscaleabnormalchangeand173 mechanismproblemoflatepleistocenemonsoonsystem[刀. ScienceinChina(seriesD)1996,26(5):386—391.(inChi—nese)JiJunfeng,WilliamBalsam,ChenJun.Mineralogieandcli—maticinterpretationoftheLuochuan1oesssection(China) basedondiffusereflectancespectrophotometry[J].Quater. Res.,2001,56:23—30.[8]Y angJD,ChenJ,AnzS,ShieldsG,TaoXC,ZhuHB,JiJF,ChenY.V ariationsin87Sr/86SrratiosofcalcitesinChi—neseloess:Aproxyforchemicalalweatheringassociatedwith theEastAsiansummermonsoon[J].Pa1aeoge0graphy,Palae—oclimatology,Palaeoecology,2000,157:151—159.[9]易惟熙,沈承德,钟宏海,胡国辉,刘东生.西峰晚更新世黄土剖面高分辨率元素记录[J].地球化学,1994,34:262—268. YiWeixi,ShenChengde,ZhongHonghai,HuGuohui,Liu Tungsheng.HighresolutionelementrecordsinXifengloess profileoflatepleistocene[J].Geochimica,1994.34:262—268. (inChinesewithEnglishabstract)[10]卢演俦.黄土中CaCOa含量变化与更新世气候旋回[J].地质科学,1981,(2);122—131.LuY anchou.ThevarietyofCaCOscontentandclimategyra—tionofPl~stoceneinloess.Geologicscience[J],1981,(2): 122—131.(inChinesewithEnglishabstract)[11]杨石岭,丁仲礼,顾赵炎,孙继敏,熊尚发.灵台红粘土一黄土剖面晚中新世以来钙结核的碳同位素记录及其古植被指示意义[J].科学通报,1998,43(21):2323--2326.Y angShiling,DingZhongli,GuZhaoyan,SunJimin,Xiong Shangfa.Therecordandvegetationshowmeaningofcarbon isotopecompositionsofcarbonateconcretionsinLingtaired clayandloessprofileoflatePleistocene[J].ChineseSci.Bul1.,1998,43(21):2323—2326.(inChinese)[12]李春园,王先彬,文启彬,邵波.黄土沉积物中碳酸盐的碳,氧同位素组成特征与古气候[J].中国科学(B)辑,1995,25(3): 318—323.LiChunyuan,WangXianbin,WenQibin,Shao13o.Thecom—positionandpala-climateofcarbonandoxygenisotopecorn—positionsofcarbonateconcretionsin[oesssediment[J].Sci.inChina(seriesB),1995,25(3):318—323.(inChinese)[133韩家懋,姜文英,吴乃琴,郭正堂.黄土中钙结核的碳氧同位素研究(一)氧同位素及其古环境意义[J].第四纪研究,1995: 130—138.HanJiamao,JiangWenying,WuNaiqin,GuoZhengtang. Carbonandoxygenisotopecompositionsofcarbonateconcre—tionsinloesspart1:Oxygenisotopeandpaleotemperature[J].Quater.Sci.,1995:130—138.(inChinesewithEng—lishabstract)[14]韩家懋,姜文英,吴乃琴,郭正堂.黄土中钙结核的碳氧同位素研究(二)氧同位素及其古环境意义[J].第四纪研究,1995: 367—377.HanJiamao,JiangWenying,WuNaiqin,GuoZhengtang. Carbonandoxygenisotopecompositionsofcarbonateconcre—tionsinloesspart2:Oxygenisotopeandpaleotemperature[J].Quater.Sci.,1995;367—377.(inChinesewithEng—lishabstract)[15]黄俊华,胡超涌,周群峰,杨桂芳.激光探针质谱分析碳酸174孙玉兵等/黄土高原风尘序列的碳酸盐成因及其风化过程盐碳,氧同位素技术[J].矿物岩石地球化学通报,2001,20 (4):472—474.HuangJunhua,HuChaoyong,ZhouQunfeng,Y angGui—fang.Carbonandoxygenisotopeanalysisofcarbonatebyla- sermicroprobemassspectrometer[J].Bul1.Minera1.,Petro1.Geochem.,2001,20(4):472—474.(inChinesewithEnglish abstract)[16]GerlingTE,QuaseJ,WandY,eta1.Carbonisotopesin soilsandpalaeosoilsasecologyandpalaeoecologyindicators [J].Nature,1989,341(14):138—139.[17]胡超涌,黄俊华,杨冠青,方念乔.湖北清江石笋的碳氧同位素组成及其古气候意义[J].矿物岩石地球化学通报, 2001,20(4):388—390.HuChaoyong,HuangJunhua,Y angGuanqing,FangNian—qiao.Carbonandoxygenisotopiccompositioninastalagmite fromQingjiangHubeiandtheirpaleoclimaticsignificance[J].Bull_Minera1.,Petro1.Geochem.,2001,20(4);388—399. (inChinesewithEnglishabstract)[18]陈天虎,陈骏,季峻峰,徐惠芳,盛学芬.洛川黄土纳米尺度观察:纳米棒状方解石[J].地质论评,2005,51(6):713—718. ChenTianhu,ChenJun,JiJunfeng,XuHuifang,ShengXuefen.Nanometer-scaleinvestigationontheloessofLuo—chuan:Nano—rodcalcite[J].GeologicalReview,2005,51 (6):713—718.(inChinesewithEnglishabstract)[19]HanJM,Keppens,Edward,LiuTS,Paepe,Roland,JiangWY.Stableisotopecompositionofthecarbonateconcretionin loessandclimatechange[J].Quater.Inter,1996,21(6):39—44.[20]陈骏,安芷生,王洪涛,高燕.黄土高原中部s1古土壤次生碳酸盐稳定同位素组成与成因初探[J].科学通报,1996,41 (14):1297—1300.ChenJun,AnZhisheng,WangHongtao,GaoY an.The compositionandprimarystudyofisotopeofcarbonateinmid—diecentralloessplateauS1paleosolprofile[J].ChineseSCi.Bul1..1996,41(14):1297—1300.(inChinese)[21]盛雪芬,陈骏,杨杰东,季峻峰,陈呖.不同粒级黄土一古土壤中碳酸盐碳氧稳定同位素组成及其古环境意义[J].地球化学,2002,31(2):105一l12.ShengXuefen,ChenJun,Y angJiedong,JiJunfeng,ChenY ang.Carbonandoxygenisotopiccompositionofcarbonate indifferentgrainsizefractionsfromloess—paleosolsequences, China[J].Geochimica,2002,31(2):105—112.(inChinese withEnglishabstract)[22]文启忠,等.中国黄土地球化学[M].北京:科学出版社,1989: 115～145.WenQizhong,eta1.Geochemistryinchineseloess[M].Bei—jing:ChinaSciencePress,1989:115—145.(inChinese)[z3]刘丛强,张劲,李春来.黄土中CaCOa含量及其Sr同位素组成变化与古气候波动记录[J].科学通报,1999,44(10);1088—1092.LiuCongqiang,ZhangJin,LiChunlai.CaCOaContentandSr isotopiccompositionvarieyandpaleo-climatechangesrecord inloess[J].ChineseSCi.Bul1.,1999,44(10):1088—1092. (nChinese)[24]赵景波.~~illCaCO3淀积层与大气降水渗入形式研究[J]. 地理科学,1995,15(4):344—350.ZhaoJingbo.AstudyontheCaC03Illuvialhorizonsofpal- eosolsandpermeatedpatternforrainwater[J].ScientiaGeo—graphicaSinica,1995,15(4):344—350.(inChinesewith Englishabstract)[25]孙有斌,强小科,孙东怀,安芷生.新近纪以来中国黄土高原的风尘记录[J].地层学杂志,2001,25(z):94—101.SunY oubin,QiangXiaoke,SunDonghuai,AnZhisheng.E—olianrecordoftheChineseloessplateausincetheNeogene[J].J.Stratigraphy,2001,25(2);94—101.(inChinesewith Englishabstract)[26]SunDH,ShawJ,AnzS,LiuTS.Magnetostratigrapby andpaleoclimaticinterpretationofacontinuous7.2Malate CenozoiceoliansedimentsfromtheChineseloessplateau[J]. GeophysicalResearchLetters,1998b,25(1):85—88.[27]LiuXM,RolphT,AnzS,HesseP.Paleoclimaticsignif—canceofmagneticpropertiesontheredclayunderlyingthelo—essandpaleosolsinChina[J].Palaeogeography,Palaeocli—matology,PalaeoecologY,2003,199:153—166.[28]刁桂仪.黄土中CaCO.含量的快速测定[J].地质地球化学, 1984,(9):63～64.DiaoGuiyi.QuickmeasurmentofthecontentofCaCOainlo—ess[J].GeologicGeochemistry,1984,(9):63—64.(inChi—nese)[29]卢演俦.黄土地层中CaCO.含量变化与更新世气候旋回[J]. 地质科学,1981,iI(2):122—131.LuY anchou.ThevarietyofCaCO3andtheclimaticgyration ofpleistoceneinloessstratum[J].GeologyScience,1981,11 (2):122—131.(inChinesewithEnglishabstract)[30]孙有斌,周杰,安芷生.晚第三纪以来黄土高原风尘系列的压实校正及其古气候意义[J].海洋地质与第四纪地质,1999,19 (4):97—102.SunY oubin,ZhouJie,AnZhisheng.Thepaleocliamatesig—nificancerecordedbythecompact-correctedclimateproxyof lateTertiaryeoliansequenceontheChineseloessplateau[J]. MarineGco1.Quater.Geo1.,1999,19(4):97—192.(inChi—nesewithEnglishabstract)[31]李春园,王先彬,邵波,文启彬.黄土沉积物中碳酸盐碳氧同位素组成的研究方法[J].沉积,1995,13(1):69—74. LiChunyuan,WangXianbin,Shao13o,WenQibin.Re—searchmethodofcarbonandoxygenisotopiccompositionof carbonsteinloesssediment[J].ActaSedimentologicaSinica, 1995,13(1):69—74.(inChinesewithEnglishabstract)[32]鹿化煜,安芷生.黄土高原红粘土与黄土古土壤粒度特征对比——红粘土风成成因的新证据[J].沉积,1999,17(2): 226—232.LuHuayu,parisonofgrain-sizedistribu—tionofredclayandloess-paleosoldepositsinChineseloessplateau[J].ActaSedimentoligiacacinica.1999,17(2):226—232.(inChinesewithEnglishabstract)[33]熊尚发,刘东生,丁仲礼.东亚冬夏季风变化的相位差及热带太平洋在季风变化中的驱动作用[J].第四纪研究,1996,(3): 202——210.XiongShangfa,Liudongsheng,Dingzhongli.Phase-differ—encebetweensummerandwinterpaleomonsoonvariationso—矿物岩石地球化学通报verEastAsiaandthetropicalpacificforcingofmonsoonevo—lution[J].Quater.Sci.,1996,(3):202—210.(inChinese withEnglishabstract)[34]孙继敏,丁仲礼,刘东生,袁宝印,刘嘉麒.末次间冰期以来沙漠一黄土边界带的环境演变[J].第四纪研究,1995,3:117～12Z.SunJimin,DingZhongli,LiuTungsheng,YuanBaoyin.LiuJiaqi.Environmentalchangesinthedesert--loesstransitional zoneofnorthChinasincebeginningofthelastinterglacial[J].Quater.Sci.,1995,(3):117—122.(inChinesewith Englishabstract)[35J郭正堂,魏兰英,吕厚远,吴乃琴,姜文英,刘东生.晚第四纪风尘物质成分的变化及其环境意义[J].第四纪研究,1999,(1): 41—48.GuoZhengtang,WeiLanying,LnHouyuan,WuNaiqin.Jiang Wenying,LiuTungsheng.Changesi。