关于东亚季风演变的问题讨论

第18卷第3期 海洋地质与第四纪地质 Vo l.18,N o.3 1998年8月 M ARINE GEOLOGY&QU ATERNARY GEOLOGY　A ug.,1998关于东亚季风演变的问题讨论*
王乃昂
(兰州大学地理学系,兰州730000)
摘　要　评述了有关亚洲季风形成时代的主要观点,根据晚新生代青藏高原阶段性隆起和亚洲自然环境的演变,将亚洲季风的形成过程划分为无季风、准季风、海洋型季风和大陆型季风
4个阶段。

大陆型季风即现代季风,它是第四纪中期青藏高原隆起达到3000m以上的产物,因为
亚洲中部温带沙漠出现、典型风成黄土普遍堆积、网纹红土发育、动植物群转型等均发生在
1.2M aB.P.左右。

指出青藏高原隆起过程中的非线性气候效应,是古海洋型季风向现代大陆型
季风转变的主要动因。

关键词　东亚季风　阶段性演变　晚新生代　青藏高原
1　季风形成时代的主要观点
关于亚洲季风的演变历史,国内外地学界已从多方面开展了研究,特别在与青藏高原隆起、风成黄土沉积有关的第四纪季风历史研究方面,取得了大量成果。

但是,关于现代亚洲季风定型的时代问题,还存在着较大的意见分歧。

归纳起来,大致有以下几种观点。

1.1　早第三纪说
在国外,曾有不少学者从印度季风与全球环境演变(如沙漠的出现)等相关的角度,来反推季风建立的时间。

Frakes(1979)最早绘制过晚始新世蒸发岩、褐煤、礁岩、铝土矿、硅土和红色风化壳的全球分布图,结果显示出当时印度的褐煤、北非及中东的蒸发岩沉积与现今分布平行,从而得出大尺度印度季风环流在晚始新世建立的看法[1]。

此前的古新世,印度次大陆还在赤道以南,它与亚洲之间为广阔的海洋(即特提斯海),不利于大尺度季风环流的发展。

与Frakes的观点相悖,Manabe和Weher ald(1980)发现温暖、高含量CO2大气条件下季风降水增多,指出古新世气候温暖、暗示着印度季风已建立[2]。

在国内,彭华(1989)认为在早第三纪青藏高原隆起之前,中国已经存在古季风,其环流形势、形成机制和主要气候特征与现代季风已无本质区别。

青藏高原的隆起只是使季风环流进一步加强,中国气候图式因高原隆起趋于复杂化[3]。

殷鸿福(Yin,1992)也持类似看法,认为我国季风一直存在[4]。

然而,绝大多数学者认为早第三纪是不存在季风的。

例如,著名气候学家Lockw ood(1985)曾指出,新
*国家自然科学基金重大项目(第49731010号)和教育部博士点基金资助
作者简介:王乃昂,男,1962年出生,博士、副教授,主要从事气候学和地理学的研究.
收稿日期:1998-04-13 张光威编辑
2 海洋地质与第四纪地质 18卷
生代地球气候从渐新世开始恶化,但直到中新世北非和西非海岸还是湿润亚热带植被,纳米比亚沙漠为森林草原环境,这意味着当时季风环流未建立[5]。

1.2　晚第三纪说
西南季风既是南亚雨量的重要来源,也是阿拉伯海西侧海岸上升流的驱动力。

因此,利用上升流的沉积学、古生物和地球化学标志,可以取得季风盛衰的记录。

1987年8～10月,大洋钻探计划(ODP)第117航次在阿拉伯海进行了南亚季风演变的专题钻探。

翌年,印度洋东部ODP第121航次又对南亚气候和季风历史以及印度洋始新世以后的风尘搬运进行探讨,使得印度洋的季风历史研究得以逐步深入。

ODP第117航次第727孔,用标志低温水和上升流的泡抱球虫(Globigerina bulloides)的高含量、标志表层水温度偏高的拟抱球虫(Glo-bigerinoides ssp.)的低含量来表示西南季风的增强。

结果表明8.5M aB.P.泡抱球虫突然增多,揭示阿拉伯海域形成上涌流。

到5.5M a又一度减弱,5.0M a以来再度加强而保持至今[6]。

加之8～6M a期间,大洋中87Sr/86Sr比值上升[7],南亚的碳同位素研究也表明此时生态环境由C4森林型转变为C4草原型[8～10],因而使得不少学者认为此时的青藏高原已上升到目前的高度,季风环流于中新世出现[11～13]。

我们认为,季风环流的控制因素相当复杂,高原隆升与季风强度之间的关系是非线性的,借助气候代用指标重现大气环流的性质和强度应当十分小心。

首先,假如6.0～8.0M aB.P.前南亚季风存在,进而推论是青藏高原强烈隆升的后果,将无法解释孟加拉湾深海扇ODP717、718孔8.0M a前沉积速率的下降[14]。

而根据最新研究,青藏高原直到第四纪中期才隆升至冰冻圈高度[15]。

至于南亚生态环境在8.0～6.0Ma期间由C4森林型转变为C3草原型,完全可以用晚新生代全球范围内发生降温、行星风系控制下的纬度地带性植被南移以及印度板块向北推进(速率约为5cm/a左右)加以解释。

因此,中新世晚期古气候与环境的突变现象不足以说明现代季风开始出现,更不能证明青藏高原已隆升到现今的高度。

1.3　第四纪初期说
这是国内地貌与第四纪学者一种比较普遍的传统论点。

早年是以周廷儒(1982,1984)和张林源等(1981,1991)的看法为代表,前者指出上新世末和第四纪初,西部高山高原急递上升,地势逐级下降,大陆和大洋对比关系的变化产生了我国季风环流形势[16]。

后者认为,第四纪初期青藏高原上升到2000m左右,我国三个大的地貌阶梯基本形成,高原对大气的热力作用和动力作用开始出现,现代东亚季风环流型式形成[17,18]。

最近,李吉均等(Li et al., 1995)讨论过青藏高原隆升对东亚季风演变的影响[15],汤懋苍和刘晓东(1995)提出深厚高原季风的形成是第四纪开始的标志[19],潘保田等(1995)也认为现代东亚季风建立的时代应在2.4M aB.P.前后,并将之划分为弱季风(2.4～1.1M aB.P.)、季风增强(1.1～0.6 M aB.P.)和强季风(0.6M aB.P.以后)等3个阶段[20]。

金性春等(1995)归纳我国陆地资料,把东亚季风的演变分为季风前阶段(古新世—早始新世)、行星风系向季风转变的过渡阶段(晚始新世—渐新世)、夏季风开始发育的季风Ⅰ阶段(中新世—上新世)和冬、夏季风均十分发育的季风Ⅱ阶段(更新世以来至今),其思想实质也是倾向于第四纪初现代季风形成[21]。

上述诸论点多基于青藏高原在第四纪初期强烈隆升的事实,它们作为青藏高原研究的主要内容,应该说是一大理论成果。

但这种理论是建立在“无青藏高原就无现代季风、存在青藏高
原即有现代季风”的基础上,难免有些偏颇。

所谓“现代季风”,其本质是大陆冬季风强于海洋夏季风(对东亚地区而言),即是一种大陆型季风(王乃昂,1994)[22]或冬季风环流系统(Kr-ishnam urti,1979)[23]。

因此,欲论证现代季风始于何时,关键在于论证大陆型季风的出现。

如果仅把夏季风的出现视为现代季风的开始,其在理论上是不完整的。

因为冬季风的强度伴随青藏高原隆升而加强已是不争之论,但夏季风是否随高原升高直线式增强在气候学界则尚有争议。

一般认为,高原大地形的存在导致了亚洲夏季风环流[24,25],但这并不意味着增加山的高度会增强季风气流的强度,特别是在冰冻圈高度以上。

例如鬼头昭雄(1994)指出,与控制实验(最高值为4423m)相比MT N 实验(最高值为5710m )导致了弱得多的季风环流[26]。

这是因为增加地形高度造成的山脉屏障效应减少了西风强度,向北输送质量,减小了夏季风区域的南北气压梯度。

而且,青藏高原地形的增加使雪盖在整个夏季都持续存在,它冷却了低层和中层大气,造成陆地和海洋热力对比减小,减弱了季风气流。

因此,第四纪初期前后平均海拔只有1000～2000m 的“灰色”青藏高原,其对大气环流的影响是不能与进入冰冻圈范围的“白色”青藏高原同日而语的。

1.4　第四纪中期说
张兰生(1984)最早根据黄土沉积年代等间接证据,推测中国现代季风形成的时间应不早于1.8M aB.P.,但也不晚于1.2M aB.P.[28]。

后来则改说现代季风环流的建立已接近是中更新世时期[29]。

1986年,Prell 和Campo 利用“季风花粉指数”(m onsoon pollen index )分析
阿拉伯海ODP721、723孔,发现只是近1.0M aB.P.来才显示高度季节性的季风气候[29]。

笔
者基于青藏高原隆升在季风历史演变过程中的非线性气候效应提出1.1MaB .P .前后高原隆升达到3000m,其上山地进入冰冻圈后的第四纪中期,现代东亚季风趋于定型。

它经历了晚第三纪准季风、早更新世海洋型季风和早更新世晚期以来的大陆型季风3个演进阶段[22]。

应当指出,造成上述对于季风形成和演变的时间的分歧并不是偶然的,它至少有以下几方面的原因。

一是对于季风气候的概念有含混不清之处,突出的一点就是不问降水性质,单纯依据干、湿季变化而断定季风的有无,特别是对“现代季风”的理解不尽一致。

二是缺乏季风形成机制的深入分析,对于青藏高原到底达到多少高度才导致现代季风出现没有令人信服的定量说明。

三是各家对青藏高原在不同地质时代的隆升幅度推论结果不等,于是有“季风代用指标—季风环流建立—青藏高原达到有意义高度”的循环论证现象。

凡此均导致了认识上的不统一。

2　东亚季风的阶段性演进
2.1　晚第三纪(22～2.4MaB .P .)的准季风
大约在40M aB.P.左右,印度板块与亚洲板块碰撞,使中国和印度之间的古地中海消失。

此时非洲与欧洲板块更加靠近,欧亚非大陆面积在副热带位置明显扩大。

之后,印度板块向北运动速率保持在5cm /a 左右,青藏地区自晚白垩世后,北向移动达2000km [30]。

到距今20M a 前,印度洋基本形成,位于我国西北部的残留海也在中新世晚期最终消失。

上新世末,青藏地区为一海拔约1000m 左右的原始高原[31],基本改变了东亚大陆早第三纪东高西
33期 王乃昂:关于东亚季风演变的问题讨论
4 海洋地质与第四纪地质 18卷
低的地势结构。

与新生代陆地增生、海水退缩的同时,地球环境变化的另一大特征是气候变冷、第四纪冰期到来。

一般说来,早第三纪陆地气温比现在高10℃左右,高低纬之间的温差比现今小,气候较为均一。

此时,东亚大陆除局部的暖温带外,广大地区均属于亚热带、热带气候,副热带高压横贯大陆中部,长江流域至南疆一带为疏林草原和荒漠草原景观,沉积物中常有盐层、钙质石、石膏、芒硝等蒸发岩存在。

但进入渐新世后,气候从极地开始显著变冷。

例如过去55Ma深海氧同位素的分析资料表明,D18O在持续增加的背景下存在3个急剧变化的时期,即全球气候在逐渐变冷的过程中存在3次突变。

第一次D18O急剧增加发生在大约36M aB.P.前的早渐新世,对应着南极冰川第一次大规模增长;第二次D18O快速增加时期发生在15M aB.P.前的中中新世,它反映了南极冰量第二次快速增加并覆盖整个南极大陆;第三次D18O急剧增加出现在2.4M aB.P.前后的上新世末至第四纪初,标志大陆冰量在北半球开始广泛汇聚,地球进入了冰期时代。

这三次气候突变对全球环境的影响是巨大的,据估计最近40M a中全球大气层降温幅度在12℃以上[32]。

中新生代以来的地球气候转冷趋势,使中、高纬度气候带分异并加密,同时出现对流层高度的下降和垂直梯度的加大,从而导致地球表面海陆分布和地形高度的差异对大气环流的影响作用的增强。

研究表明,在海陆分布作用或海陆温差的季变中,陆地起着主导作用。

早第三纪之所以无从产生季风现象,主要由于大陆没有扩展到副热带高压所特有的下沉作用的纬度,尤其是南亚与北非尚为海洋占据,而这种海陆分布格局是不利于形成大陆热低压的。

晚第三纪陆地面积显著扩大,海陆分布轮廓与现在十分相近,其效应一方面造成大陆夏季温度增高,另一方面冬季温度下降却要剧烈得多。

故气候的大陆性增强,海陆热力差异加大,季节性亦愈趋明显,这无疑具有季风气候的特点。

然而,晚第三纪青藏高原的海拔高度不过1000m左右,此时假如存在古季风,应该与没有山脉的数值模拟结果相接近,即南亚季风的北界只能伸展到印度中、南部15°N附近[25],长江流域和中纬度干旱无雨,青藏高原上空降水减少[33],相应的雨带出现在海陆边界区。

这种气候分布格局,显然不是今日典型季风环流的产物,故称之为准季风。

我们上面的看法,仅是对季风系统早期演进的主观解释,实际的古气候环境又当如何呢?根据沉积物性质判断,第三纪晚期东亚大陆广大地区存在着明显的季节变化,且东西方向存在一定的湿度差异。

例如山东半岛和辽东半岛沉积多为杂色建造,沉积相具有状如卷帙的粗细交互地层,长白山山间盆地的碎屑岩也具有水平及显微层理的季候沉积特点,是干季和湿季交替循环的直接反映。

内陆晋陕地区,则以红色土状堆积物为主,气候相对较东部干。

在我国北方内陆广泛分布的三趾马红土及其下伏的红色风化壳,其中多富含钙积层和钙质结核,应属古土壤之列。

其形成条件必须是排水良好、温度较高、干湿季分明的气候环境,以利于氧化作用的进行。

现在的问题是降水季节变化属于哪种类型,亦即湿季与高温季节同期,还是与低温季节一致。

我们知道,上新世三趾马动物群在欧亚大陆基本呈纬向分布,由此可推测三趾马红土发育环境属于与纬度平行的亚热带湿-干类型,颇具地中海气候特点。

因此,不能将它们视之古海陆季风发达的标志。

东亚大陆副热带干燥带的存在,进一步证明当时夏季风还十分微弱,广大地区依然受行星风带控制。

例如,晚第三纪苏北平原沉积物碳酸盐含量一般为2%～7.8%,最大的南部可达24%。

南京附近方山厚层砂岩及碎石为主的互层为钙质胶结,从沉积特性所含化石来看
属于较干热的气候环境。

合肥正阳关组泥岩含薄层石膏,江汉平原泥砂岩呈红色,四川盆地上第三系为含石膏及盐层的红色砂岩、泥岩[16],均反映气候干燥炎热。

西部的青藏地区,唐古拉山基带处于稀树草原范围,北至昆仑山是以耐旱草本为主的疏林草地,湖相地层是含石盐、石膏的红色碎屑建造[34]。

昆仑山以北的柴达木盆地,上新世石膏和其他盐类沉积十分发育,即所谓第一成盐期[35]。

特别是中新世晚期至上新世的古风成沙或古沙丘近年来多有发现。

它们主要见于塔克拉玛干沙漠内部麻扎塔格山、昆仑山北麓山前地带,当今山口、柴达木盆地、兰州安宁等地,表明晚第三纪在我国中部存在东西延伸的风沙地貌带[36]。

上述诸现象的合理解释,无疑是副热带动力高压笼罩下干旱气候的产物。

应当说明,由于昆仑山(35°42ø
N )自早更新世以来向北移达3°
8ø之多,故这条干燥带在我国境内已发生畸变。

2.2　第四纪早期海洋型季风
在全球气候准周期性波动的背景下,亚洲夏季风于第四纪早期似有增强之势。

其最直接的证据是副热带稀树草原景观从东亚大陆消失,代之以常绿和落叶阔叶林景观。

例如上新世华中地区虽富有亚热带种类的阔叶林,但也有多种耐旱的旱生植物。

早更新世,原来受副热带高压控制的疏林草原逐渐为亚热带常绿林所代替[16]。

西部地区,早更新世的植物化石也普遍有阔叶树种类。

例如,塔里木盆地铁板河组孢粉以桦属、水青冈属等为主,中昆仑山北坡古石灰华内发现有紫枝柳、枫杨等落叶阔叶植物化石。

柴达木盆地早更新世地层中含大量盘星藻、眼子菜等水生植物孢粉,反映当时为水面平静、水温较高、水质营养丰富的淡水体环境,成盐过程得以终止。

共和盆地古地磁年代为2.26～0.69M aB.P.的共和组下部孢粉组合中,除暖温带阔叶树种含量丰富外,还有铁杉、雪松、罗汉松、山核桃、枫香等第三纪亚热带孑遗分子存在。

从古今植被对比看,第四纪早期我国西部年雨量显然较今日为多,表明此时青藏高原隆起处于最大降水高度附近。

它既可吸引西南季风伸入大陆,又不足以阻挡暖湿气团的北进,同时对流经气流的强迫抬升作用最大,致使早更新世高原及周围地区云雨量达到峰值。

在这种情况下,我国东、西部相同磁性地层层位孢粉植物群和古动物群,主要反映气候的纬向地带性格局[27]。

由于气候温暖,自然地带呈东西延伸的水平分布(与今日大不相同),表明冬季风强度微弱,影响的空间地区有限。

为区别此后以干冷为特征的大陆型季风,故以海洋型季风相称。

伴随着夏季风增强、副热带干燥带的消失,东亚大陆普遍发育古湖并达到鼎盛状态,有人称这一时期为“大成湖时期”。

例如,西南的元谋组和昔格达组,华北的三门组、榆社组和泥河湾组,东北的白土山组和泰康组等下更新统湖相或河湖相地层遍布我国南北。

柴达木盆地在2.32～1.6MaB .P .期间,出现几乎占据整个盆地的统一淡水湖泊,邻近的共和盆地自
2.26M aB.P.以来也曾长期存在古共和湖,临夏盆地则发育东山古湖。

根据湖相地层和古湖岸阶地分析,塔里木盆地的罗布泊、阿拉善高原的居延海、乌兰布和的吉兰泰以及银川盆地等,在第四纪早期也都是巨大的湖泊。

湖泊如此广泛分布,并多系淡水湖,表明当时气候在总体上比现在湿润。

早更新世后期(约1.4～1.2M aB.P.),湖泊水分及营养条件越来越差,大范围的湖泊逐渐萎缩并趋于消亡[38]
,除构造因素外,反映气候开始酝酿新的重大变化。

一种颇为流行的观点认为,中国黄土开始堆积的时代意味着现代东亚季风环流的建立。

并进而推测,以黄土高原为代表的中国黄土开始堆积时代在距今2.4M aB .P .左右(实际上仅是局部地区),所以现代东亚季风建立的时代也应在2.4MaB.P.前后。

更有甚者,认为黄53期 王乃昂:关于东亚季风演变的问题讨论
6 海洋地质与第四纪地质 18卷
土高原风成堆积和东亚古季风的发育至少自6.5M aB.P.前开始,青藏高原在此时达到了有意义的高度[39]。

对这一论点,笔者不拟苟同。

如所周知,关于黄土的起源,目前主要有两种理论,一种是传统的风成论,认为位于三趾马红土之上的黄土都是风成的[40];另一种是水成论或多成因论,认为黄土之成因是复杂的[41,42]。

笔者倾向于典型黄土风成说,认为风成黄土分布的时空变化与冬季风的不断增强有一定的相关联系(不是因果关系),故怀疑黄土堆积开始意味着现代东亚季风环流的建立这一论断的正确性,这是因为黄土堆积并不单纯是东亚季风的产物:
(1)黄土分布的纬度地带性与季风分布的非地带性不相一致。

从世界范围看,黄土被划分为与沙漠相连的和与大陆冰盖相连的所谓“暖型”和“冷型”两类黄土,这两类黄土都属于与行星风系和高空气流有关的黄土[40]。

它们都集中分布于北半球的中纬地区,主要的有欧洲莱茵河流域、多瑙河流域、中亚细亚、中国黄河流域、北美的密苏里和密西西比河流域等,其分布所占纬度界于35°～62°N,构成不连续环球黄土分布带。

南半球的若干地点,如新西兰、南美的巴拉那流域等,也有零星的黄土分布,其位置也处于中纬地区。

显然,黄土分布具有鲜明的地带性特点,其根本成因应是行星风系控制的纬向气候带,而非区域性季风环流所能全部解释的。

至于中国黄土分布所处的纬度在全球黄土分带中稍稍偏南,似可用西风带因青藏高原影响波动幅度大及其下层冬季风达到的位置偏南加以解释,但这种分布偏南的典型风成黄土主要是离石黄土和马兰黄土,不能用以说明第四纪初现代冬季风环流已建立。

(2)黄土粉尘的传输路线相当程度上取决于高空西风环流,与低层冬季风的移动方向不尽相同。

通过对中国东部历史时期的雨土事件和近代的几次尘暴事件的研究,刘东生等证实冬半年的强劲的北方干冷气流和西风气流能把亚洲中部扬起的尘土携运几百到数千公里远,并沿程降落,从而确定了黄土是干旱地带在大陆内陆条件下粉尘物质受西风带的传送、经风力搬运而在草原环境下沉积的粉砂岩[40]。

卫星观测资料表明,中国西北沙尘暴区形成的黄土粉尘在西北风和高空气流的带动下,横穿中国大陆、飞越中国东海、朝鲜半岛和日本,进而长距离飞行,行程9600km,散落在北太平洋和夏威夷岛上,覆盖面积达106～107km2。

显然,上升到高空的黄土粉尘传输路线与低层冬季风的移动路线是不尽相同的。

(3)黄土粉尘天气多发生在春季和春末夏初,而不是冬季风开始盛行和最强盛的秋季及隆冬。

根据我国气象资料,现代沙尘暴多发生于3～5月,其中70%的沙尘暴集中在4～5月,这两个月可称为沙尘暴最活跃期。

甘肃民勤不仅是强沙尘暴的多发区,也是历史上最早(3月6～7日)和最晚(7月17日)出现强沙尘暴的地区。

张德二(1982)收集整理了508例“雨土”历史记录并加以分析,结果认为我国雨土现象也多集中在2～5月,尤以4月份最为频繁,约占全年的26%左右[43]。

就天气背景而言,强沙尘暴发生前2～3天,乌拉尔山长波脊(上游主导系统)建立及其前诱导长波槽(西伯利亚低槽或蒙古西部低压)加深发展,影响槽后有一支强偏北气流,在500hpa达到25～30m/s。

这显然与北支西风气流较不稳定、槽脊活动频繁、有着气旋和反气旋发展的有利条件有关。

由此可以认为,青藏高原隆升达到某一临界高度(笔者初步认为应系冰冻圈高度),西风带发生分支现象是一次关键事件。

(4)早更新世黄土高原堆积物具有多成因性。

黄土高原是我国黄土分布的中心,厚度大,分布广,地层全,高度可逾3000m,主要分布在由祁连山、秦岭山脉及太行山组成的向西北开口的半环状闭风区内。

然而正如大多数学者所指出的,第四纪开始时在黄土高原堆积的并非风成黄土,而是其他沉积物,如湖相沉积、河流相砂卵堆积等。

黄土高原中心的黄土剖面
下部原划归“午城黄土”,不仅分布范围狭小,且呈红色、浅红色,无论从地层结构和地层特征上均同其上的离石黄土和马兰黄土迥然不同,受地表流水影响明显,不具更新世实质性(冷与暖、干与湿)气候变化特点,应属准黄土、似黄土或老黄土、红色土之列。

因此,单纯从局部“午城黄土”开始堆积推测现代东亚季风环流建立是难以令人信服的,不符合季风气候系统进化的整体统一性,也不利于探明青藏高原阶段性隆升与季风环流系统转型(从海洋型季风转化为大陆型季风)的深刻关系,至于从第三纪红粘土来推测季风定型时代,更不足取。

而我们关于早更新世夏季风强于冬季风的论述,可以很好地解释“午城黄土”的南界限于34°N 以北及其具有洪积性质的特点,同时所谓海洋型季风的形成机理也可以用青藏高原隆起达到抬升凝结高度加以解释(拟另文探讨)。

2.3　早更新世晚期以来的大陆型季风
已如上述,中国东部典型黄土堆积是以风力搬运为主的综合因素所形成,反映到平面展布上,由风源到风的前进方向末端,无一例外地存在着由岩漠、砾漠、沙漠最后过渡到黄土堆积的带状分布格局。

滕志宏、申西平(1995)通过对我国西北地区不同地理位置、地貌单元和地层区代表性黄土剖面的对比研究,并借助于黄土磁性地层学及同位素年代学等手段,确定了典型风成黄土形成的下限层位和年龄,即均始于所有黄土部面中的下粉砂层(L 15),其开始堆积的时代为早更新世晚期,约1.2M aB .P .[44]。

为进一步说明中国第四纪风尘堆积开始于早更新世晚期的普遍性,现将笔者所收集到的有关资料综合成表1。

非常有意义的是,尽管这些剖面位置相距很远,黄土堆积的厚度也不同,但根据古地磁结果所得的起始堆积时间却很相近,有60%在1.20M aB .P .之后。

因此,中国大规模的黄土堆积始于松山倒转极性时的中、晚期,距今1.20～1.10M aB.P.是有根据的。

它可能对应着1.20～1.10MaB.P.昆仑-黄河运动的气候环境效应,即青藏高原及其周围诸多巨大山系隆起达到冰冻圈高度,亚洲季风向有利于冬季风环流系统的方向发展,从而丰富了“更新世中期革命”的内容。

而在空间分
布上,早更新世晚期中国黄土堆积的南界从34°N 左右跨到30°N 的地方[45],此一巨大时空
变化无疑是冬季风增强的有力佐证。

另外,1.10M aB.P.是黄土磁化率波动变化的转折点。

若观察一下大部分黄土剖面B 值(古土壤磁化率值与黄土磁化率值之比)的转变规律,我们可以发现:第四纪早期B 值波动较弱,至1.10M aB .P .波动明显加强,进入0.5M aB .P .以来波动更加剧烈,这一变化规律在许多黄土剖面均有所反映[46]。

与此同时,深海D 18O 气候曲线在1.2M aB.P.之前,显示低水平、小幅度、高频率波动,经过渡期后,即从0.9M aB.P.开始,显示大幅度低频率冷暖波动。

这一更新世气候的频率突变,可能是由于海洋型季风进化为大陆型季风、冰期-间冰期气候反差加大所致。

无独有偶,在鄱阳湖及长江支流阶地上发育的网纹红土,其形成时代据古地磁模式年龄和热释光年龄也为1.20M aB.P.左右[47]。

一般来说,冰期干冷气候有利于巨厚黄土的堆积,网纹红土则多系间冰期湿热气候脱硅富铁铝作用的产物。

杨怀仁、陈西庆(1988)曾指出,早更新世末期以来形成的网纹红土与其前形成的红土有所不同,显示气候已具有干湿季节[48]。

由此而论,则典型风成黄土的普遍堆积暗示冰期冬季风的强劲,网纹红土的发育特点则表明间冰期冬季风也相当强劲,两者共同佐证冬、夏季风的反差从第四纪中期开始增大。

从全球对比看,中国东部泥石流发育的强度和频率为世界之最,皆属暴雨泥石流类,可谓是73期 王乃昂:关于东亚季风演变的问题讨论。