全球變化科學導論3(分析“黃土”)共95張課件

1、第二篇全球變化研究的主要方法第三章過去全球變化的重建第一節(jié)黃土堆積與古土壤信息載體 歐洲和北美均有第四紀黃土沉積，我國的黃土高原地區(qū)更分布有數(shù)百米厚的第四紀黃土。我國的黃土和古土壤序列是已知陸地上連續(xù)性最好，且能夠很好地與深海沉積序列對比的沉積物，利用黃土與古土壤序列重建過去的全球變化是我國在世界上獨具特色的研究領域之一。 王永焱（1982）曾指出六盤山以東黃土高原南部的晚更新世黃土中夾有一二層灰棕色古土壤。安芷生（1984）提出北京齋堂馬蘭黃土夾有一層褐灰色古土壤，其14C年齡23 0001 200a。黃春長等（1989）在1984年1989年研究武功尚家坡剖面、洛川秦家寨剖面和藍田城東剖面

2、等馬蘭黃土時，發(fā)現(xiàn)其中夾有兩層明顯區(qū)別于黃土的灰色、褐紅色層，并對其進行了的追索，發(fā)現(xiàn)其側(cè)向延伸比較穩(wěn)定，經(jīng)過深入分析研究，確定它們是發(fā)育程度較低的兩層古土壤，明確地將馬蘭黃土劃分為五個地層單位，進而揭示其形成時期氣候有明顯的波動變化。劉東生（1994）、安芷生（1991a、1991b）、孫建中（1991）和劉嘉麒（1994）等許多學者利用多種手段對晚更新世黃土和古土壤進行了更加廣泛深入的研究，證明馬蘭黃土中廣泛地存在兩層古土壤；馬蘭黃土之下的S1為復合型古土壤。從中獲得了大量的環(huán)境變化信息和測年數(shù)據(jù)，并建立了多種氣候代用指標，用于論證過去125ka以來東亞季風演變的規(guī)律。 二、黃土沉積特征

3、第四紀黃土沉積以黃土層和古土壤層交互沉積為特征。黃土和古土壤層的交互出現(xiàn)是風塵堆積作用和成土作用兩種對立過程彼此消長的結(jié)果，當風塵堆積作用大于成土作用時形成黃土層，反之，形成古土壤層。因此，黃土沉積與寒冷的冰期相對應，古土壤則對應于相對溫暖的間冰期。歐洲、北美的第四紀黃土主要分布在冰川外緣，黃土沉積表明當?shù)卦谠摃r期屬于寒冷苔原性質(zhì)的冰緣環(huán)境；我國的黃土主要分布在干旱荒漠區(qū)的外緣，表明黃土沉積時期當?shù)貙儆诟珊菰h(huán)境，而古土壤發(fā)育時期則對應溫暖的森林或森林草原環(huán)境。根據(jù)黃土層的風化程度和古土壤發(fā)育程度的差別，可進一步推斷環(huán)境在不同時期的差別。黃土與古土壤層的交替變化是第四紀冰期間冰期環(huán)境周期變化

4、的反映，與深海氧同位素記錄有良好的對應關系（圖3-1）。圖3-1深海同位素記錄與寶雞黃土-古土壤序列的對比（N.W.Rutter,1992） 作為一種以風塵組分為主的堆積，我國境內(nèi)的黃土堆積主要與冬季風環(huán)流的搬運密切相關。因此，黃土被當作反映東亞冬季風變化的標志。2.4MaB.P.前后黃土沉積取代紅土堆積的現(xiàn)象標志著現(xiàn)代冬季風環(huán)流系統(tǒng)開始建立，2.4MaB.P.以來黃土分布空間的擴大則意味著冬季風的影響范圍擴大與冬季風勢力的加強。粒度是用來反映黃土粗細程度的指標，粒度的大小差別反映了風力搬運強度的差別。同一黃土剖面中，古土壤層的粒度較黃土層細，這種縱向上的差別在不同地區(qū)可能有不同意義，在黃土高

5、原的南部和東部主要反映風力強度（主要是冬季風）的變化，而在黃土高原的北部和西部則與作為物源區(qū)的沙漠的進退有密切關系。不論是黃土層，還是古土壤層，粒度從北到南的降低幅度均較大，其中黃土層中粒度的降低幅度大于古土壤層，它表明無論是暖期還是冷期，粉塵物質(zhì)在空間受風場運移過程中，均有一個明顯的粒度分異過程。 從黃土和古土壤序列提取的另一個重要指標是磁化率。磁化率是物質(zhì)被磁化難易程度的一種量度。目前對黃土的磁化率有不同解釋（N. M. Rutter,1992）：Heller和劉東生（1984）認為，暖期的生成過程如脫鈣、土壤壓實作用可以引起順貢獻，黃土層中磁化率低是由于當時粉塵堆積快，古土壤中磁化率高則

6、由粉塵堆積慢引起。Maher和Thompson（1991）認為成土過程中形成的自生順磁顆粒至少對土壤的磁化率有部分貢獻。盡管對黃土古土壤中磁化率變化的成因有不同認識，但都認為磁化率值的變化與氣候變化尤其是降水量的變化有一定關系。黃土古土壤序列中磁化率的變化被作為夏季風變化的指標，黃土層和古壤層之間磁化率的差別反映了夏季風強度的差別（An, Z. S等，1991）。 研究表明，黃土高原的形成與沙塵暴之間有密切聯(lián)系（劉東生等，1985）。據(jù)張德二（1984，1982）對我國氣象資料和榆林氣象站的榆林、定邊、綏德十多年沙塵暴出現(xiàn)頻數(shù)曲線分析可知，我國沙塵暴多發(fā)生于春季，沙塵暴頻數(shù)在3月5月最高，這也

7、是榆林地區(qū)的府谷、神木、榆林、橫山、靖邊和定邊等縣沙塵暴最多的季節(jié)，也是現(xiàn)代大氣粉塵（黃土沉積）最多的季節(jié)。上述各縣自東向西越干旱，沙塵暴頻次亦越多，由府谷縣的7.4次到定邊縣增達36次。其中春季沙塵暴頻次最多，約占全年的1/3到1/2（張德二，1984）。歷史時期出現(xiàn)的“雨土”頻數(shù)也多集中于冬春季（2月5月），尤以4月份最為頻繁，約占全年26%（王嘉萌，1965；張德二，1982），這同現(xiàn)代沙塵暴情況是一致的。圖3-2近500a來我國年浮塵和沙暴日數(shù)（張德二，1984）1. 沙暴 2. 浮塵圖3-3近500a來我國歷史時期雨土地點分布（張德二，1982）1. 雨土地點 2. 黃土分布區(qū) 由上

8、述可知，自歷史時期以來全年以春季沙塵暴最為頻繁，是大氣粉塵含量最高的季節(jié)，也是黃土沉積最有利的時期。我國年浮塵和沙暴日數(shù)呈從西北往東南遞減的趨勢（圖3-2）。 沙塵暴和雨土的分布特征（圖3-3），從地區(qū)上來說一個是源區(qū)，一個是沉積區(qū)；從時間上看沙塵暴和雨土的頻發(fā)時段又在同一季節(jié)。這些宏觀上的聯(lián)系，給人們提供的重要啟示是將今論古，現(xiàn)代的沙塵暴、雨土關系，可能在2.4MaB.P.以來的地質(zhì)時期已經(jīng)起作用。而如果對這些沙塵暴（包括雨土，即降塵）作進一步剖析時，可更深入地了解它們確實是近代黃土形成的實例。沙塵暴多發(fā)生在低溫的冬半年，據(jù)張德二（1982）所作的近500a雨土頻次變化與溫度指數(shù)變化對比圖，

9、在暖時段中雨土頻次每十年2.1次，在冷時段中每十年3.7次，頻次較多是在寒冷時期。 沙塵暴多發(fā)生在較干旱的地區(qū)與較干旱的春季。除溫度外，濕度較低的地區(qū)和時段是產(chǎn)生沙塵暴的有利條件。從我國氣象圖集中月平均相對濕度來看，春季相對濕度小于40%的地區(qū)最大（中央氣象局，1978），它包括了西北沙漠、戈壁和草原地區(qū)，它的東南界線和沙塵暴年平均日數(shù)為5天的界線比較相近，只是范圍略小，因此相對濕度小于40%是造成沙塵物揚起沙塵暴天氣的有利條件。 還應當指出，冬季寒冷作用不容忽視，因為冬季地面受冷凍作用，表層物質(zhì)和結(jié)構(gòu)遭到破壞，地面土質(zhì)比較松散，春季到，氣溫回升，相對濕度顯著降低，春季沙塵暴頻發(fā)，也反映了干冷

10、氣候因子的綜合作用。 我國60%的沙漠集中在新疆，新疆境內(nèi)超過1/4的土地為沙漠所覆蓋，全疆87個縣市中，有53個有沙漠分布。從20世紀90年代以來，新疆特強沙塵暴天氣發(fā)生率提高45個百分點，成為主要自然災害。源于新疆的沙塵被氣流抬升到5 000m9 000m的高空，在西風環(huán)流帶的作用下，影響到我國廣大區(qū)域以及東亞、北太平洋地區(qū)。 在黃土和古土壤序列中還賦存著大量其它的有關全球變化的生物、物理、化學信息，它們從不同側(cè)面反映了全球變化。孢粉和植物硅酸體提供了植被類型的信息，黃土中的蝸牛組合是環(huán)境的指示動物。黃土中含有的碳酸鹽主要是黃土化（從粉塵向黃土的轉(zhuǎn)變過程）和古土壤形成過程中所形成的次生碳酸

11、鹽，碳酸鹽含量的變化反映了氣候的干濕變化。碳酸鹽中碳同位素與C3植物（主要由喬木、灌木和喜冷的草本組成）和C4植物（主要由喜暖的草本組成）的相對生物量有關，而氧同位素則與大氣降水的氧同位素組分相關，通過分析碳、氧同位素有可能提供有關溫度、降水和植被狀況變化的信息。10Be是宇宙射線與大氣中氮、氧裂變反應形成的長壽命放射性元素，它在大氣中被氣溶膠所吸附，通過降水或降塵沉積在地表，黃土高原地區(qū)10Be的變化相似，且與磁化率的變化有很好的一致性，能夠靈敏地反映古氣候波動與環(huán)境變遷。 圖3-4黃土高原不同剖面間的地層對比 最近10a以來，通過不同學者對陜西渭南陽郭、洛川秦家寨、藍田白馬坡、武功尚家坡、

12、岐山蔡家坡、甘肅西峰、臨夏北塬等典型黃土剖面的研究，建立了系統(tǒng)的晚更新世黃土古土壤層序列。表明馬蘭黃土L1由三層黃土及其所夾的兩層古土壤構(gòu)成，古土壤S1是由三層古土壤組成的復合體。其順序從上到下層序依次為：L11（黃土）、S01（古土壤）、L21（黃土）、S02（古土壤）、L31（黃土）、和S11、S21、S31（復合古土壤）。在關中盆地，其中的三層黃土發(fā)育程度大體相當，巖性基本相同，均為淺灰黃色，粘土質(zhì)粉沙質(zhì)地，疏松多孔，具有垂直節(jié)理。各層古土壤的發(fā)育程度明顯不同，其中S1發(fā)育程度最高，相當于棕壤，淋溶淀積顯著，質(zhì)地粘重，棱柱狀結(jié)構(gòu)，含粘土和鐵錳膠膜沉淀，厚度達2.5m3.5m，剖面分化清楚

13、；S01發(fā)育程度則稍弱，相當于褐土，厚0.8m1.0m，剖面分化清楚；S02發(fā)育最弱，相當于黑壚土或黑鈣土，厚0.5m1.0m，剖面分化不明顯。 對于晚更新世黃土古土壤的測年比較困難。許多學者曾經(jīng)利用14C和熱釋光方法（TL）作了大量的嘗試，獲得了一批比較可信的年齡數(shù)據(jù)，并據(jù)此建立起了晚更新世黃土古土壤的時代序列。但是由于采樣地點、取樣位置、實驗室及實驗方法的不同，同一層位的年齡有所差異。其中渭南剖面14C和TL測年數(shù)據(jù)較多，也比較有代表性。在S0中的14C年齡為10 270381aB.P.，TL年齡為11 7403 280aB.P.；S01頂部的14C年齡為21 990320aB.P.，TL

14、年齡為19 7501 440aB.P.；S02底部的TL年齡為51 910210aB.P.；L31底部的TL年齡為68 1003 780aB.P.；S11頂部TL年齡為75 62010 540aB.P.，底部TL年齡在134 800aB.P.135 370aB.P.之間。與其它剖面上獲得的年齡數(shù)據(jù)對比，可以認為S1古土壤復合體的形成年代開始于125kaB.P.左右，屬于末次間冰期。 馬蘭黃土從75kaB.P.開始堆積，于10kaB.P.結(jié)束，屬于末次冰期。確定了這些主要的氣候變化轉(zhuǎn)折點的年齡，則可以推知在末次間冰期（125kaB.P.75kaB.P.）和末次冰期（75kaB.P.100kaB.

15、P.）黃土的堆積速率。 四、主要氣候代用指標 對于晚更新世黃土剖面的物理、化學和生物學研究表明，許多分析結(jié)果具有指示古氣候、古環(huán)境的意義。其中某些數(shù)據(jù)可以被作為氣候代用指標。 （一）粒度與其搬運營力西北季風強弱變化 在20世紀60年代，劉東生等發(fā)現(xiàn)黃土高原馬蘭黃土的粒度分布表現(xiàn)出由西北向東南逐漸減小的趨勢，它與現(xiàn)代西北季風和現(xiàn)代塵暴天氣的移動路徑（圖3-5）完全吻合，推論黃土是來自于西北荒漠的風塵堆積物。當然，黃土剖面粒度大小與西北季風的強弱直接相關。黃土高原南部洛川剖面的粗粉砂含量高，粘土含量低，屬粘土質(zhì)粉砂；而劉家坡剖面正好相反，屬粉砂質(zhì)粘土（表3-1）。這不僅反映了洛川地區(qū)接近黃土物質(zhì)源

16、地，處于上風，西安較遠，且處于下風方向，而且表明兩地氣候有顯著差異，黃土堆積之后的次生改造作用在洛川較弱，在西安較強（黃春長，1998）。圖35全球沙塵暴分布示意圖（B. J. Skinner & S. C. Porter, 1994）（赤道兩側(cè)的副熱帶高壓帶是最主要的沙塵暴分布地區(qū)。箭頭指示了主要沙塵暴中沙塵移動的路線）表3-1晚更新世黃土和古土壤平均粒度百分含量（黃春長，1998）黃土剖面地層層位50m50m10m10m5m5m洛川L17531228劉家坡L11231066洛川S110471033劉家坡S11239.557 (二)黃土磁性特征及其古氣候意義 盡管14C和熱釋光可對上部黃土地

17、層進行測年，但古地磁是主要的測年手段。幾條重要的古地磁界線如B/M、賈拉米洛極性亞時、奧爾都維極性亞時和M/G界線，在寶雞黃土古土壤序列中得到明確的測定（圖3-6），并且這些界線與其它黃土剖面的古地磁測量結(jié)果能作很好的對比。由此推測，這個剖面的黃土在2.5MaB.P.前后開始堆積。從圖3-6可見松山期開始時堆積第33層黃土，布容期開始堆積第8層黃土。 圖3-6 寶雞剖面黃土-古土壤序列及磁性地層（丁仲禮等，1989） 古土壤以Si為代表，黃土層以Li為代表，從上到下i值由小變大 磁化率大小反映了沉積物中鐵磁性礦物相對含量的高低。在臨夏北源、西峰、環(huán)縣、洛川、藍田、渭南等剖面的磁化率曲線變化趨勢

18、協(xié)調(diào)一致，磁化率峰值與古土壤層對應。各個剖面上S1的磁化率遠遠高于L1，而S01和S02磁化率相對較弱，這說明鐵磁性礦物磁鐵礦、赤鐵礦和磁赤鐵礦等微粒在古土壤S1中明顯富集，在S01和S02略有富集。顯然，S1古土壤堆積形成時期氣候濕熱，成壤作用強烈，長期風化淋溶使原有鐵磁性礦物相對富集，并產(chǎn)生了新的鐵磁性礦物。S01和S02成壤作用微弱且經(jīng)歷時間短暫。黃土L11、L21和L31堆積時期氣候冷干，風塵堆積物受到次生改造很弱。因而安芷生提出黃土剖面磁化率變化可以作為衡量東南季風演變的代用指標。 (三)CaCO3含量與次生改造作用的環(huán)境變化 黃土中的CaCO3作為易溶鹽類，在次生風化改造過程中變化

19、非常明顯，因而可以當作探索大氣降水或濕潤程度的指標。在渭南剖面黃土層L11、L21和L31中，CaCO3含量一般都大于15%，最高可達22%；古土壤層含量顯著低于黃土，S1中下部僅為0.22%，S01和S02為2%5%。黃土中大量CaCO3幾乎被淋失殆盡，表明它形成于濕潤多雨的環(huán)境。有研究表明，古土壤剖面CaCO3淀積深度的變化，也可以作為衡量氣候濕潤程度的指標，這對于推斷黃土地區(qū)過去的全球變化具有重要意義。(四)有機碳含量(TOC)和13C與生物氣候變化 黃土中有機碳含量和13C與其堆積之后生物氣候環(huán)境有密切的關系，所以它可以作為氣候變化的代用指標。渭南剖面有機碳含量平均0.26%，古土壤層

20、（S01,S02和S1）含量較高，在0.3%0.64%之間，黃土層（L11，L12和L13）含量明顯偏低，在0.04%0.45%之間。整個剖面有機碳含量曲線的峰值與古土壤層對應良好，反映古土壤形成于溫暖濕潤、生物繁茂的時期。雖然目前對于沉積物13C的生物氣候意義仍在探索階段，但在剖面上亦反映出與黃土、古土壤層位對應的有規(guī)律變化。 (五)全氧化鐵含量與次生改造作用環(huán)境變化 風塵堆積物在次生改造中，當其它不穩(wěn)定礦物被風化分解淋移時，鐵被分解出來或富集起來。而全氧化鐵的含量則包含原生和次生的成分。因此，洛川、劉家坡、渭南黃土剖面全氧化鐵曲線與磁化率曲線具有相同的變化趨勢，即FeO3/FeO比值與成壤

21、強度正相關，古土壤S1比值在1626之間（多數(shù)大于20），成壤強度最大，S01和S02在5.55.7之間，成壤強度較弱；黃土L11和L13最低，在4.34.9之間。 (六)黃土剖面10Be濃度與風塵堆積通量變化 宇宙射線作用于大氣圈物質(zhì)產(chǎn)生10Be，它通過大氣降水沉降于地表。假設10Be沉降通量恒定，則在冰期時黃土以較大速率堆積的話，黃土中10Be的濃度降低；間冰期黃土堆積速度極小，10Be的濃度必然很高。(七)黃土地層中生物遺存與氣候變化 黃土地層中孢粉濃度多低于3 000粒/g，難以與湖泊沉積物(1105粒/cm31106粒/cm3)比擬。況且，其成分中包含就地產(chǎn)生、區(qū)域性外源和黃土物源區(qū)

22、的組分，所以木本花粉含量甚低，常以菊、蒿、藜等旱生草本為主。這樣，直接按照喬木、灌木和草本成分比例，很難判它所代表的植被和氣候特點。但是根據(jù)黃土剖面不同層位若干花粉屬種的植物生態(tài)學特點，仍然可以推知古植被古氣候。 黃土地層常常含有陸生腹足類蝸?；?，它們對于生態(tài)環(huán)境變化，尤其是濕度變化比較敏感。古土壤層位常見間齒螺(Metondontia)組合，其現(xiàn)生種可以分布到長江流域，故其化石組合反映比較濕潤的環(huán)境。黃土中常見華蝸牛(Cathaica)組合，其現(xiàn)生種分布于黃河流域和我國西部，化石組合則反映出干旱寒冷環(huán)境。五、第四紀季風演變及其全球性對比 黃土堆積剖面的黃土層和古土壤層，是處于東亞季風區(qū)黃土

23、高原氣候變化的產(chǎn)物，各種氣候代用指標表明古土壤形成于溫暖濕潤階段，即東南季風環(huán)境效應占優(yōu)勢的時期；黃土堆積于干旱寒冷階段，即西北季風環(huán)境效應占優(yōu)勢的時期。眾多晚更新世黃土剖面的測年數(shù)據(jù)和內(nèi)插年代數(shù)據(jù)，以及氣候代用指標的變化顯示，在過去125ka西北季風與東南季風的變化相互關聯(lián)，且呈現(xiàn)互為消長的關系。 它們揭示出在末次間冰期里，有三次東南季風環(huán)境效應特別突出的時期，即125kaB.P.115kaB.P.、100kaB.P.90ka.B.P.和80kaB.P.70ka.B.P.，東南季風鋒面推進，深入西北內(nèi)陸腹地，氣候特別濕熱，地表產(chǎn)生了成壤作用深刻的棕壤；并有兩次較弱時期，即在115kaB.P.

24、100ka.B.P. 和90kaB.P.80ka.B.P.期間氣候惡化，在某些區(qū)域堆積了薄層黃土，形成了具有五個次一級地層單位的馬蘭黃土L1。同時，這表明晚更新黃土高原的氣候變化，除了具有以100ka為周期的主旋回外，還具有以40ka和準20ka為周期的次一級、更次一級的變化旋回。 所有這些與深海沉積物氧同位素曲線、極地冰芯氧同位素曲線反映的過去125ka氣候變化，以及北半球中高緯度日射變化曲線具有相同的規(guī)律。因此，關于東亞季風演變的驅(qū)動力問題主要有兩種觀點：其一認為東南季風鋒面的進退是變化的主體，它主要受太陽輻射變化控制，也就是說地球軌道要素變化是主驅(qū)動力；其二認為西北季風鋒面的進退是變化主

25、體，它主要受北半球冰量變化控制，北半球主要大冰體的伸縮是其驅(qū)動力。 (一)尋找古土壤層次系統(tǒng)完整清晰的典型黃土剖面 馬蘭黃土包含五個次一級地層單位，對應于末次冰期次一級旋回的季風氣候變化，這已經(jīng)在大量的晚更新世黃土地層剖面得到證實，但是復合古土壤S1在大多數(shù)黃土剖面難以作次一級的地層劃分，只有少數(shù)剖面可以區(qū)別出兩層或三層古土壤。因此，對于S1的深入研究，還有待于新的完整清晰的地層剖面的發(fā)現(xiàn) (二)提高氣候變化的時間分辨率和區(qū)域分辨率 為了正確預測人類未來的生存環(huán)境，重要的是揭示高頻率、小尺度、不同等級的區(qū)域季風氣候變化。因此對于晚更新世黃土剖面的研究需要更進一步提高采樣密度，精確測年，提高氣候

26、變化的時間分辨率。同時在區(qū)域上加密布點，揭示東亞季風氣候變化在不同等級區(qū)域的特殊性規(guī)律。(三)氣候代用指標的數(shù)值化轉(zhuǎn)換 在黃土與古土壤的研究當中，已經(jīng)建立了許多氣候代用指標，有的比較成熟，如粒度、磁化率、CaCO3、TOC和全氧化鐵含量等，有的尚有待于從理論上作深入探索，如13C、10Be、波譜、光性定向粘土等。對于這些代表指標，目前僅處于定性解釋階段，必須努力將其轉(zhuǎn)變?yōu)榉从臣撅L氣候特點的數(shù)值化指標，如年平均氣溫、1月平均氣溫、7月平均氣溫、年平均降水量、季風鋒面位置、季風風力風速等。 (四)對于相鄰地區(qū)晚更新世沉積地層的研究 在與黃土高原相鄰的華北平原、長江中下游平原、內(nèi)蒙古高原、青藏高原和

27、河套地區(qū)，有各種類型的晚更新世沉積物，例如湖泊沉積物、海相沉積物、風沙沉積物、黃土，以及由它們構(gòu)成的互層狀沉積地層。其中都含有大量的氣候變化信息，可以成為黃土剖面古氣候記錄的佐證，也可以彌補黃土記錄中的某些不足之處。 (四)對于相鄰地區(qū)晚更新世沉積地層的研究這不僅反映了洛川地區(qū)接近黃土物質(zhì)源地，處于上風，西安較遠，且處于下風方向，而且表明兩地氣候有顯著差異，黃土堆積之后的次生改造作用在洛川較弱，在西安較強（黃春長，1998）。而如果對這些沙塵暴（包括雨土，即降塵）作進一步剖析時，可更深入地了解它們確實是近代黃土形成的實例。在季節(jié)差異明顯的地區(qū)，溫暖或濕潤的生長季樹木生長快，細胞大而細胞壁薄，形

28、成較寬的淺色早材；樹木在生長過程中不斷地從環(huán)境中吸取礦質(zhì)養(yǎng)分，因此樹木年輪中的化學元素含量與當年環(huán)境中化學元素的含量存在著相關性，根據(jù)樹木年輪中化學元素含量的變化，可以反映環(huán)境中化學元素的變化，如環(huán)境污染等（吳祥定等，1990）。幾條重要的古地磁界線如B/M、賈拉米洛極性亞時、奧爾都維極性亞時和M/G界線，在寶雞黃土古土壤序列中得到明確的測定（圖3-6），并且這些界線與其它黃土剖面的古地磁測量結(jié)果能作很好的對比。在熱帶海洋連續(xù)生長可達500a800a的珊瑚礁體中，珊瑚的生長年層是海洋-大氣演變信息的良好記錄體。環(huán)境考古對考古堆積物的研究可分為對堆積物的來源、搬運和堆積營力、堆積條件和環(huán)境、堆積

29、埋葬后的變化的研究。(四)對于相鄰地區(qū)晚更新世沉積地層的研究，東南季風鋒面推進，深入西北內(nèi)陸腹地，氣候特別濕熱，地表產(chǎn)生了成壤作用深刻的棕壤；通過四個指標序列與現(xiàn)代降水檢測的對比，依據(jù)區(qū)域環(huán)流變化，為全新世18OC序列變化的主要趨勢分析提供了依據(jù)。（六）冬、夏季風環(huán)流的彼此消長與自然帶的變遷 冰期時，我國并沒有像西歐、北美那樣形成大規(guī)模的冰蓋，而是隨冬季風增強，夏季風減弱，與冷干環(huán)境相對應，發(fā)生了顯著的永久凍土擴展與自然地帶南移，干旱區(qū)擴展與黃土堆積區(qū)擴大等現(xiàn)象。在黃土-古土壤序列的各項理化指標中，磁化率的變化指示夏季風變化，粒度的變化主要反映風力強度（主要是冬季風）的變化。研究表明，在冰期和

30、間冰期之間的轉(zhuǎn)折時期，冬、夏季風在千年尺度上存在明顯的位相差，可能是熱帶太平洋海氣系統(tǒng)的狀態(tài)調(diào)整滯后于高緯陸地反映（熊尚發(fā)等，1996）。 黃土沉積速率在最后冰期時顯著增大，在荒漠區(qū)以外的荒漠草原到干草原環(huán)境地區(qū)形成廣泛的黃土堆積，反映冬季風環(huán)流的加強。在古季風通道上的黃渤海陸架淺海出露地區(qū)，富鹽陸架沉積受風力作用而發(fā)生陸架上至少出現(xiàn)兩個沙漠-黃土堆積群，其一為受西北氣流控制的渤海沙漠-黃土堆積群，渤海海底的埋藏黃土，遼東半島、廟島群島和山東半島的黃土屬此；其二為受東北氣流控制的黃海沙漠-黃土堆積群，南京一帶的下蜀黃土和全新世長江三角洲沉積以下的含有孔蟲的硬粘土沉積，均屬當時的黃土堆積（圖3-

31、8）。 圖3-8北方陸架沙漠黃土堆積群略圖第二節(jié)深海氧同位素記錄 一、氧同位素與溫度變化 雖然對于過去的全球變化有多種多樣的研究途徑，但截止目前能夠比較準確和詳細反映古溫度變化的證據(jù)，還是深海沉積物中浮游有孔蟲化石氧同位素的變化。 表3-5海水中與空氣中氧同位素含量對比類別空氣中的穩(wěn)定同位素含量（%）海水中的穩(wěn)定同位素含量（%）16O17O18O99.7590.03740.203999.7630.03720.1995張德二，1982），這同現(xiàn)代沙塵暴情況是一致的。當海洋中的水分蒸發(fā)并供給大氣濕氣的時候，水分中含有的18O、16O就發(fā)生分餾。樹木年輪是樹木形成層周期性生長的結(jié)果。間冰期黃土堆積速

32、度極小，10Be的濃度必然很高。因此，在某些方面較孢粉資料更具優(yōu)越性，可與孢粉資料相互補充（張?zhí)m生等，2000）。海水中的穩(wěn)定同位素含量（%）圖35全球沙塵暴分布示意圖（B.2(18OS18Osw)+0.這一時期在瑞士中部阿爾卑斯山地區(qū)以冰川后退為特征(Hormes等，2001)。歷史上森林火災記錄往往在樹干下部以“火災疤痕”的形式表現(xiàn)在樹輪序列中。黃土中含有的碳酸鹽主要是黃土化（從粉塵向黃土的轉(zhuǎn)變過程）和古土壤形成過程中所形成的次生碳酸鹽，碳酸鹽含量的變化反映了氣候的干濕變化。、大西洋里的Pavona spp.由于這些粗顆粒太重，不可能為風力搬運兩千多公里，他推論這是浮冰伐運物質(zhì)，在冰山消融

33、后沉積于海底。冰中含有少量氧的同位素和重氫同位素，研究顯示同位素比率敏感地依賴于溫度。環(huán)境考古中所指的環(huán)境包括自然和社會環(huán)境。應用覆蓋整個喜馬拉雅西部地區(qū)的喜馬拉雅針葉樹的大量樹輪寬度與密度及其年代，人們發(fā)現(xiàn)夏季氣候特別是季風前期（3月5月）的氣溫與降水強烈影響樹木生長。 18O往往以CaCO3的形式富集于海洋中，研究表明海洋中CaCO3的18O含量與溫度之間有以下關系：溫度每變化1，則18O/16O發(fā)生0.0023的變化。在有孔蟲殼體的CO32與周圍海水中的氧同位素進行交換的過程中，18O進入到CO32中的比重受溫度的影響：水溫升高，碳酸鹽溶解度降低，濃集效應降低；水溫降低，濃集效應增高。兩

34、種影響的效應是同向的，都是低溫時18O/16O增大，保存在有孔蟲殘骸中的18O值是兩種效應的疊加。 恢復古氣候的依據(jù)是：海洋中分布很廣的微體動物有孔蟲（Foraminifera），其甲殼層是由CaCO3 組成的。有孔蟲生存時，從海水中吸取Ca+2和CO22-，轉(zhuǎn)化成介殼，介殼中因而有CO32-中的氧原子，這些在有孔蟲殼體內(nèi)的CO32-會與周圍海水中的氧同位素進行交換，在這一交換過程中，海水中18O進入到H2O和有孔蟲體內(nèi)的CO32-的比例，決定于當時海水溫度。CO32-與海水中氧同位素交換，與海水溫度之間存在線性函數(shù)關系，當有孔蟲死后，其介殼中的氧同位素被保留下來，據(jù)海洋沉積不同的時代有孔蟲介

35、殼中的氧同位素比例，即可測出有孔蟲生存的海水溫度（圖3-9）。圖3-9深海沉積物巖芯中的各種有孔蟲化石（黃春長，1998） 第四紀浮游有孔蟲18O的含量隨世界氣候的變化有所增減，如圖3-10所示。當海洋中的水分蒸發(fā)并供給大氣濕氣的時候，水分中含有的18O、16O就發(fā)生分餾。含有18O的水較重，故存留在海洋中。當大氣運行到陸地上形成降水的時候，含有18O的水最先降落，所以到了大陸內(nèi)部，降水中的18O含量因沿途的逐漸損耗，所以比海水中的含量減少了。因此，海水18O的相對含量隨大陸冰流量的增加而增高。 地球表面水體在理論上是個平衡的常數(shù)，冰期時大陸冰流擴張，海面下降，大量海水轉(zhuǎn)化為陸地冰流，海水中1

36、8O相對含量增高(即18O)，陸地冰流中18O含量減少，通過測定不同時代深海沉積物中有孔蟲介殼內(nèi)所含的18O含量即可恢復不同時期古氣候變化(大陸冰芯中18O含量應是相反的)。 圖3-10 深海氧同位素變 化與全球變化的關系（Moore，1996） 以現(xiàn)代平均大洋中的18O/16O（SMOW）值為標準，可以計算不同時期沉積物中有孔蟲殘骸樣品中的18O/16O（S）值與標準值的差值18O；根據(jù)18O值的變化，不但可以計算出有孔蟲生存時期的溫度，而且可以對全球冰量的變化進行推斷。碳酸鹽和有孔蟲介殼在海水中形成時的溫度與其氧同位素比18O的關系是通過試驗得出的。目前應用最廣的公式是經(jīng)Craig(196

37、5年)修改的溫度計算公式：t=16.94.2(18OS18Osw)+0.13(18Os18Osw)2 式中， t代表溫度()，18Os為所測得樣品中CaCO3的18O濃度，18Osw則為CaCO3生成時海水的18O濃度。應用這個公式計算古海水溫度，必須參照當時海水的氧同位素比，即表示樣品的氧同位素比18O/16O與標準樣的氧同位素之差，一般用千分濃度表示： 18O()18O/16O樣品18O/16O標準11000 樣品中的18O值為0.1%，表示該樣品的18O濃度比標準樣品高千分之一；18O值為-0.2%，則表示其18O濃度比標準樣品低千分之二。 前廣泛應用的氧同位素比標準稱為標準海洋水(St

38、andard Mean Ocean Water，簡稱SMOW)，另一種廣泛應用的是CaCO3氧同位素比，它采用PDB標準，PDB代表美國南卡羅來納洲Pee Dee層的箭石Belemnitella am ericana。二、深海沉積物中的塵砂、火山灰與季風演變 遠離大陸的深海大洋，其沉積物的主要成分是微細的粘土、生物和化學成因的軟泥。在大于63m的砂質(zhì)顆粒中，除主要成分為有孔蟲和藻類的殘體外，還有由風力從陸地吹揚搬運來的塵砂和火山灰砂。如果在大洋地區(qū)追溯過去某一時代這種塵砂的分布狀況，可以了解當時的盛行風向及其路徑和影響范圍。如果在某一地點的深海沉積物剖面研究其塵砂相對豐度的變化，可以重建在該區(qū)

39、域季風的活動歷史。根據(jù)對大西洋、太平洋深海沉積巖芯剖面大于63m的細塵砂的研究，有人建立了季風活動過程曲線，它們與18O氣溫曲線表現(xiàn)出相同的變化韻律。冰期對應陸源塵砂豐度增加，表明當時來自內(nèi)陸的干冷氣流非?；钴S。 在我國以東太平洋深海巖芯中，陸源塵砂豐度表現(xiàn)出與黃土高原黃土剖面粒度成分類似的交替變化。表明在冰期時東亞地區(qū)以西北季風為主導，它可以將西北荒漠的塵砂吹揚搬運數(shù)千公里，直達北太平洋上空才降落沉積下來。Ruddiman等（1981）研究了北大西洋底9.3kaB.P.火山砂粒的豐度分布情況，這些粗顆粒（0.2 mm2mm）的冰島火山（65N）噴發(fā)物質(zhì)，在當時的分布范圍曾經(jīng)達到40N附近。由

40、于這些粗顆粒太重，不可能為風力搬運兩千多公里，他推論這是浮冰伐運物質(zhì)，在冰山消融后沉積于海底。根據(jù)這些砂粒豐度分布等值線，他發(fā)現(xiàn)了當時北大西洋盛行的載冰洋流運動方向和路徑（黃春長，1998）。第三節(jié)冰巖芯記錄 反映過去氣候變化的一個尤為有價值的資料來源是冰芯中的記錄，尤其是格陵蘭和南極大陸冰帽中冰芯的記錄。這些冰帽有數(shù)千米厚，隨著更多的降雪產(chǎn)生，每年積累的雪最終轉(zhuǎn)換成冰，形成一個年層。近頂層的冰是最近形成的，近底層的冰可能是上萬年前落在表面的雪。因此，對不同層次的冰的分析可以得出關于過去不同時期盛行的氣候條件。從這些地區(qū)取得的冰芯中獲得的主要記錄是氧同位素比率18O。 大氣中的水汽從根本上說來

41、自于海洋，如前所述，當水汽從海面蒸發(fā)時，含18O的重分子水不易蒸發(fā)，而在水汽凝結(jié)時H218O較H216O更易于凝結(jié)，使剩余在水汽中的H218O比重進一步減小，因而陸地水體中的18O/16O均小于標準大洋水汽中的18O/16O值，離海洋蒸發(fā)源越遠，水體中的18O/16O越小，18O的負值越大。蒸發(fā)和凝結(jié)作用均與溫度有關，分析測試表明溫度每降低1，18O格陵蘭地區(qū)降低0.70，在南極地區(qū)降低0.75，在青藏高原北部降低0.65，根據(jù)這種關系，可以由冰芯中的18O推斷溫度變化。此外由于冰面溫度會影響冰晶生長，因此也可以根據(jù)冰芯中冰晶生長的形態(tài)來推斷溫度的變化（張?zhí)m生等，2000）。一、南極東方站冰芯

42、記錄的過去160ka的氣溫變化 在格陵蘭和南極許多地方鉆出了深層冰芯，最新最長的冰芯深達2.5km；洞底的冰就是南極大陸200 kaB.P.的表層降雪。 在冰中埋了許多小的空氣氣泡，對這些氣泡成分的分析可以得出這些冰形成時期的大氣狀況有CO2或CH4等氣體以及從火山或地表產(chǎn)生的塵粒。進一步的信息可由對冰體本身的分析得出。冰中含有少量氧的同位素和重氫同位素，研究顯示同位素比率敏感地依賴于溫度。有關冰芯埋下的整個時期內(nèi)極區(qū)的大氣溫度變化信息可以從極區(qū)冰帽的冰芯中取得。 利用東方站冰芯重建過去160ka的溫度和CO2與CH4含量，它包括了最近的氣候循環(huán)時期（J. T. Houghton，1998）。

43、圖3-11給出了南極洲過去160 ka的大氣溫度變化(據(jù)估計全球溫度變化是極地變化量級的一半)以及大氣CO2和CH4濃度。CO2和CH4曲線間的厚度指出了測量的不確定性范圍。 圖3-11 東方站冰芯中的觀 測結(jié)果（D. Raynaud et al.，1993） 冰芯資料再現(xiàn)了200 kaB.P.左右以前的情況。再向前到近百萬年以前時，可以通過研究海洋沉積物成分獲得信息。這些沉積物中保留的浮游生物和其它小海洋生物的化石也包含氧的同位素。尤其化石形成時的溫度以及形成時世界冰帽中的冰的總體積很敏感。 二、青藏高原古里雅冰芯記錄的末次間冰期以 來的氣候變化 古里雅冰帽位于青藏高原西北邊緣的西昆侖山，是

44、青藏高原最大的現(xiàn)代冰川作用中心。該冰帽的頂部6 700m，平均厚度200m以上，最大厚度350m，是迄今在中低緯度山地冰川所發(fā)現(xiàn)的最大和最厚的冰帽。1992年，中美合作在青藏高原古里雅冰帽成功地鉆取了3根冰芯，分別長308.7，93.2和34.5m，308.7m的深孔冰芯，已穿透冰層達到基巖面。古里雅冰芯是繼敦德冰芯以后，在青藏高原鉆取的又一深孔冰芯，也是目前在極地以外山地冰川所鉆取的最長的一根冰芯（姚檀棟等，1997）。 圖3-12是125ka以來18O記錄所指示的溫度變化，將其與深海沉積中氧同位素變化比較，可以清楚地劃分出階段1（冰后期）、2（末次冰期晚冰階或冰盛期）、3（末次冰期間冰階）

45、、4（末次冰期早冰階）和5（末次間冰期）。而階段5又分出a，b，c，d，e，5個亞階段，圖3-12還指出了新仙女木事件（YD）的位置（姚檀棟等，1997）。圖3-12古里雅冰芯中18O所反映的150ka以來溫度變化的高分辨率恢復（姚檀棟等，1997）（圖中每一點表示0.5ka平均值） 古里雅冰芯記錄高分辨率地揭示了青藏高原末次間冰期以來的氣候變化（圖312）。古里雅深孔冰芯記錄研究表明，青藏高原對氣候變化比其他地區(qū)更為敏感。具體表現(xiàn)在末次間冰期時，氣溫變暖的幅度大于全球平均值（5e時，古里雅冰芯中18O所記錄的平均升溫幅度達5，高于全球平均升溫值23）；在末次冰期時，變冷的幅度也很大。這一特征

46、存在的物理機制可能是氣候變冷時，青藏高原的積雪厚度、積雪面積和積雪時間相應增加，這一過程對氣候的變冷起放大作用，加大變冷幅度（姚檀棟等，1997）。 第四節(jié)其他記錄一、樹木年輪 樹木年輪是樹木形成層周期性生長的結(jié)果。在季節(jié)差異明顯的地區(qū)，溫暖或濕潤的生長季樹木生長快，細胞大而細胞壁薄，形成較寬的淺色早材；寒冷或干燥的季節(jié)樹木生長緩慢，細胞小而細胞壁厚，形成較窄的暗色晚材；早材和晚材合起來為一個年輪（圖3-13）。一般情況下，樹木每年向外生長一個年輪，松、柏等針葉樹種和一些闊葉樹早晚材差異顯著，因此具有十分清楚的年輪。樹木年輪可提供時間分辨率為年或季的全球變化信息，是重建幾十到幾百年尺度全球變化

47、的最重要信息源之一（吳祥定等，1990）。 圖3-13 樹木年輪結(jié)構(gòu)與影響窄年輪形成的氣候因子（吳祥定等，1990） 在樹木橫斷面上年輪的寬度可以反映樹木生長量的狀況。每年年輪寬度的大小，與樹木的年齡、前期生長狀況和環(huán)境等多方面因素密切相關。環(huán)境變化所引起的樹木年輪寬度變化反映的是對樹木生長限制最大的環(huán)境（氣候）因子的變化，如在溫度起主導作用的森林北界或山地森林上限地區(qū)，低溫年份年輪窄，高溫年份年輪寬；在水分條件為限制因素的干旱、半干旱地區(qū)，寬輪對應于多雨年，窄輪對應于少雨年。在樹木年輪中的缺輪、偽輪等異常變異年輪，有時可以用來反映凍害、蟲災、火災等異常環(huán)境事件（吳祥定等，1990）。 除寬度

48、提供的信息外，從樹木年輪中還可以提取許多全球變化的信息。基于年輪細胞的大小、壁厚和數(shù)量多少所形成的木材的密度差別分析，能夠提供最大密度、最小密度和平均密度等參數(shù)，反映較年輪寬度更為豐富的信息；對一些早晚材顏色差別不明顯的樹種或年輪寬度變化不明顯的地區(qū)，密度分析的優(yōu)越性更為明顯。 樹木年輪的木質(zhì)部分幾乎都是由C、H、O三元素構(gòu)成的，它們都含有可測的穩(wěn)定同位素，同位素的比值又在一定程度上與溫度、降水等環(huán)境因素有關，因此，根據(jù)年輪中C、H、O同位素比值的變化可以反映環(huán)境的變化，而13C/12C比值（13C）的變化還能夠用來反映大氣中CO2含量的變化及其對樹木肥化作用，以及環(huán)境污染狀況（污染能夠減少鄰

49、近空氣中CO2與樹木間C同位素的分餾作用，造成13C含量減少）。 在年輪的C同位素中還含有放射性的同位素14C，每個年輪中14C的含量與年輪形成時大氣中的14C含量相平衡，根據(jù)樹木年輪中14C的變化，可以推斷大氣中14C濃度的變化，并進一步推斷導致大氣中14C濃度變化的太陽活動和宇宙射線變化的歷史。樹木在生長過程中不斷地從環(huán)境中吸取礦質(zhì)養(yǎng)分，因此樹木年輪中的化學元素含量與當年環(huán)境中化學元素的含量存在著相關性，根據(jù)樹木年輪中化學元素含量的變化，可以反映環(huán)境中化學元素的變化，如環(huán)境污染等（吳祥定等，1990）。 應用覆蓋整個喜馬拉雅西部地區(qū)的喜馬拉雅針葉樹的大量樹輪寬度與密度及其年代，人們發(fā)現(xiàn)夏季

50、氣候特別是季風前期（3月5月）的氣溫與降水強烈影響樹木生長。這可能同生長季節(jié)的早期由于水汽壓狀況引起喜馬拉雅針葉樹的生長異常有關（Hemant P. Borgaonkar et al.，2002）（圖3-14）。3-14 利用樹木年輪年代網(wǎng)絡系統(tǒng)重建的喜馬拉雅西部（印度）1747年以來的季風前期（3月5月）溫度與降水異常（Hemant P. Borgaonkar等，2002） 在歷史氣候?qū)W上，樹木年輪的應用得自于它們的高分辨率、精確定年與其對溫度和降水變化的敏感性。歷史上森林火災記錄往往在樹干下部以“火災疤痕”的形式表現(xiàn)在樹輪序列中。通過廣泛地對樹木火災疤痕采樣，樹木年代學家現(xiàn)在能夠在大區(qū)域范

51、圍內(nèi)組織火災疤痕網(wǎng)絡體系 (Brian H.Luckman et al, 2001)?；馂陌毯勰甏从硽夂蜃兓蠲黠@的指示是在一定區(qū)域范圍內(nèi)火災疤痕的同步性出現(xiàn)。20世紀的一項觀察記錄表明，火災事件與干旱事件的步調(diào)格局是相似的。1988年1989年是美國西部嚴重干旱年份，許多地區(qū)火災頻發(fā)（例如，黃石國家公園1988年火災；1989年發(fā)生在大盆地與西南部的諸多大火災）。1982年1983年與1997年1998年的厄爾尼諾年份，在世界范圍內(nèi)，從印度尼西亞熱帶雨林到墨西哥中部與亞馬遜盆地的廣大地區(qū)都出現(xiàn)了火災(Thomas W. Swetnam. 2002)。 圖3-15 火災疤痕年代反映氣候變化

52、如圖315所示，A圖是來自美國西南部（亞利桑那州與新墨西哥）的火災疤痕年代序列。時間序列顯示了在1700年1980年每年都發(fā)生火災記錄的地點個數(shù)。約在1900年之后，區(qū)域火災事件減少，同大量放牧破壞了火災發(fā)生機制和政府機構(gòu)有組織的滅火有關。B圖是利用上述樹木年輪重建的7/8/9月份Palmer干旱程度指標（PDSI） 。C圖是重疊的事件分析結(jié)果，PDSI是1700年1900年間，火災年份最大20年與最小20年各自的均值（在火災極端年份前置5年，后置2年）。水平線表示的是利用Monte Carlo抽樣程序計算的90%，95%與99%的置信區(qū)間?？梢钥吹?，濕潤年之后，火災最大的年份非常干燥，反之，

53、干燥年份之后，濕潤年火災最小（Thomas W. Swetnam，2002）。 二、孢粉和植物硅酸體 孢粉是孢子和花粉的統(tǒng)稱，它們分別是孢子植物和種子植物的繁殖器官。維管束植物的孢子和花粉的體積?。?0m100m），數(shù)量多，除少部分實現(xiàn)其繁殖功能外，絕大多數(shù)降落到地面后被埋藏在沉積物中。由于大氣的湍流作用，孢粉在到達地面之前充分混合，在一定的區(qū)域內(nèi)形成相對均一的孢粉雨。因此，一個地區(qū)的孢粉雨的組成能夠反映所在地區(qū)的植被組成，是所在地區(qū)植被的函數(shù)。 許多孢粉具有耐氧化、耐高溫、耐溶解的質(zhì)地堅硬的外壁，因此能夠在沉積地層中長期保存下來，特別是在沼澤、泥炭地、湖底等積水的非氧化環(huán)境下更易保存。每種植

54、物的孢粉具有顯著區(qū)別于其他植物孢粉的特征，借助于顯微鏡分析鑒定技術可以確定沉積物中各種化石孢粉的類型。根據(jù)孢粉的組成及其隨時間的變化，可以推斷植被在時間和空間上的演化過程及環(huán)境的變化，如云杉、冷杉的孢粉組合代表了寒溫帶針葉林環(huán)境等。孢粉是應用最廣泛的代用資料之一，在過去全球變化研究中發(fā)揮十分重要的作用，近年來，隨著顯微分析技術的提高和數(shù)量化方法在孢粉研究中的廣泛應用，孢粉分析所提供的全球變化信息也進一步增加。 高等植物在生長過程中，通過根系從土壤中吸收硅，經(jīng)維管束傳遞，在植物組織細胞（與根、莖、葉、穎片、果殼、花有關的表皮細胞，葉肉細胞，維管束細胞等）內(nèi)腔或細胞之間以水合硅（SiO2nH2O）

55、的形式沉積下來，并聚合成各種形態(tài)的蛋白石礦物。這種充填在高等植物組織細胞中的非晶質(zhì)二氧化硅礦物稱為植物硅酸體，植物硅酸體的大小一般為20m200m，它的形態(tài)忠實地記錄了生產(chǎn)它的植物細胞的形態(tài)。隨著植物的死亡、腐爛或通過動物的排泄、燃燒等方式，硅酸體從有機體中釋放到土壤中。根據(jù)植物硅酸體的形態(tài)特征可以區(qū)分植物的類型，對于從孢粉難以區(qū)分的禾本科植物能夠區(qū)分到亞科、屬甚至種；與孢粉比較，硅酸體屬高度原地沉積，且在孢粉和其他化石難以保存的地層中亦能保存下來；因此，在某些方面較孢粉資料更具優(yōu)越性，可與孢粉資料相互補充（張?zhí)m生等，2000）。 三、環(huán)境考古 環(huán)境考古中所指的環(huán)境包括自然和社會環(huán)境。環(huán)境考古

56、是以研究“人”為要旨，將所有文化遺存都置于生存環(huán)境宏觀背景下，通過分析遺存反映的古氣候、古植被、古地形地貌等特征，來揭示環(huán)境與人類的相互關系。環(huán)境考古的研究對象包括人類形成以來整個第四紀時期與人類有關的環(huán)境問題。不過，由于人類發(fā)展的階段不同，內(nèi)容和重點也有差別。對舊石器時代環(huán)境考古，由于人類影響較小，且文明程度低，故主要是考察人與自然的關系。對歷史時期的環(huán)境考古，由于人類社會已進入有嚴密組織和高度智慧時期，人已具備相當強的改造自然環(huán)境的能力，而且已有文字，因此對該時期的環(huán)境考古研究還有賴于歷史地理學和社會科學。只有史前時期，即新石器時代延續(xù)到歷史初期商周時代（甲骨文時代）人類社會還處在較原始狀

57、態(tài)，生產(chǎn)力低下，對環(huán)境的依賴還很明顯，對環(huán)境的影響也有限時，環(huán)境考古可以發(fā)揮明顯的作用。 從中可見環(huán)境考古的重點是研究新石器時代（始于10kaB.P.前）歷史時期初期商周時代（3.9kaB.P.3.3kaB.P.）人類文明文化起源及發(fā)展與自然環(huán)境間的關系環(huán)境考古研究的大部分工作是圍繞考古堆積物的調(diào)查和分析來進行的。包括對考古遺址所處的區(qū)域土壤、氣候特征和地方性自然環(huán)境的重建以及遺址本身的研究。前者主要包括區(qū)域地貌、植被、動物、礦物特征以及它們的演變和古人類生存聚落活動的相互關系的調(diào)查。而后者主要是通過對遺址中堆積物（器物等）本身和其中包含的生態(tài)遺存（動植物遺骸、礦物巖石等）的研究來探討遺址的形

58、成過程、古人類的生存活動及其對地貌、植被、水文和其他自然資源的影響。 環(huán)境考古對考古堆積物的研究可分為對堆積物的來源、搬運和堆積營力、堆積條件和環(huán)境、堆積埋葬后的變化的研究?？脊哦逊e物的來源包括遺址附近地區(qū)的地質(zhì)沉積物（特別是土壤）、各種人工采集和栽培的植物、獵取和畜養(yǎng)的動物、礦物巖石等自然資源、人工制作的器物如石器、陶器和銅器等?？脊哦逊e物搬運和沉積的營力有自然營力和人為力。自然營力包括風、流水、重力、生物作用、冰川作用等。而人為營力包括平地、掘地、填埋、壘筑和用火等。堆積環(huán)境有自然成因的，如泛濫成因、洞穴、湖岸和海岸等。人為的堆積環(huán)境包括人工臺地、人工洼地、灰坑、建筑等。 考古堆積物堆積埋

59、葬后的變化同樣包括自然地質(zhì)作用、生物作用等的改造和人類活動引起的考古堆積物的剝蝕以及在成壤過程中植物營養(yǎng)素、有機質(zhì)、氧化與還原性、pH值等物理和化學性質(zhì)的變化。通常詳細分析考古堆積物的成分、結(jié)構(gòu)和構(gòu)造特征、地層特征、動植物遺骸特征、土壤地球化學特征和埋葬特征等，結(jié)合考古發(fā)掘獲得的其他文化信息資料，便能揭示遺址的形成過程、遺址所處的古環(huán)境條件、聚落與生存活動以及古環(huán)境和古文化演化之間相互關系等。 五、珊瑚年層記錄 在熱帶海洋連續(xù)生長可達500a800a的珊瑚礁體中，珊瑚的生長年層是海洋-大氣演變信息的良好記錄體。為了研究海水溫度的年際變化，通常選擇連續(xù)生長時間長，年層清晰，分辨率高的珊瑚屬種，例如太平洋里的Porites spp.、大西洋里的Pavona spp. 和Montastrea spp. 等進行研究。珊瑚礁巖芯采樣地點通常選在低潮面以下3m或者略深，環(huán)境比較穩(wěn)定，珊瑚能夠維持正常生長的位置。世界各海域珊瑚生長速度不同，我國南海北部水溫2628的海域，澄濱珊瑚（Porites lutea）近百年