主要特殊的气候事件

晚更新世以来北京平原区沉积物中总有机碳同位素特

征及其古环境意义

1. 中国地质大学（北京）地球科学与资源学院，北京100083

2. 地质过程与矿产资源国家重点实验室，武汉，430074

摘要：沉积物中的总有机质稳定碳同位素已经在重建和恢复古环境领域得到十分广泛应用。

本论文通过对北京平原区昌平钻孔总有机碳同位素组成特征的分析，就其揭示的晚更新世以来

北京平原区古环境演化进行了探讨。该剖面δ13C org变化范围为-17.10‰至-26.18‰，间冰期偏

高，冰期偏低。δ13C org数值波动间接地反映古气候冷暖的波动，根据δ13C org变化范围对北京平

原区晚更新世以来的气候划分出四个沉积旋回：末次间冰期（最好标定此阶段的时间范围）、

末次冰期早冰阶（最好标定此阶段的时间范围）、末次冰期间冰阶（最好标定此阶段的时间范

围）、末次冰期盛冰阶（最好标定此阶段的时间范围），对应海洋同位素（这里是指的什么同位

素海水的？还是海洋沉积物的？请指明）的MIS5-2阶段，δ13C org值偏负阶段出现了对应格陵

兰冰芯的6个Heinrich事件，代表了北京平原区晚更新世以来千年尺度的气候波动（介绍一下

怎么波动的，写摘要的核心就是通过读你的摘要就能看出整篇文章的结论，摘要就是文章的缩

写）。

关键词：北京平原区；晚更新世；总有机碳同位素；末次冰期-间冰期；千年尺度；气候变化

目前关于千年尺度气候变化的研究，尤其是末次冰期以来的气候变化一直是第四纪古气候演化研究关注的热点。大量的古气候记录揭示，末次冰期以来存在着千年尺度的叠加于地球轨道周期之上的亚米兰科维奇准周期波动（汪品先和剪知湣，1999），北大西洋、格陵兰地区及青藏高原古里雅高分辨率冰芯研究揭示了末次冰期气候在千年尺度上表现为明显的不稳定性（Dansgaard et a1.，1993；Bond et a1.，1993；Heinrich，1998；姚檀栋等，1997；姚檀栋，1999），如北大西洋Heinrich气候变冷事件（间隔7-10ka）（Heinrich，1988；Broecker，1994）；格陵兰冰芯快速变暖的Dansgaard/Oeschger事件（千年级准周期）以及几次D-O事件之后发生一次Heinrich事件所组成的Bond旋回（Bond et a1.，1993）。欧洲、北美、太平洋地区（Thouveny et a1.，1988；Grimm et a1.，1993；Thunell et a1.，1995）以及中国的黄土高原（Porter and Mortyn，1995；丁仲礼等，1996；郭正堂等，1996；鹿化煜和周杰，1996）对这种千年尺度的气候变化均有记录，南海深海沉积物的研究揭示了末次冰期存在这种千年尺度的气候波动（Wang et a1.，1999；罗运利和孙湘君，1999）；Stott et a1.（2002）对赤道西太平洋MD98-2181站浮游有孔虫氧同位素和Mg/Ca比值的分析研究表明存在类似于现代厄尔尼诺-南方涛动的热带海洋-大气系统的变化。千年尺度的气候事件的研究不仅具有重要的理论意义，在全球未来气候变化的预测方面也具有实际应用价值（陈仕涛等，2006），但对于千年尺度的气候事件不同地区的表现形式具有较大的差异，其空间变化与规律至今不甚明确（吕连清等，2004）。

稳定碳同位素作为良好的气候指标在反映在古植被和古气候演化中得到广泛应用（Stuiver，1975，Cerling et al.，1989；Ambrose et al.，1991；Meyers et al.，1993；杨桂芳等，2005）。研究表明根据植物的固碳方式可以将植物分为：C3型、C4型和CAM型（Smith and Epatein，1971；吴乃琴等，1992），且C3、C4植物的碳同位素组成有不同的δ13C org值变化范围，分别为-22‰~-34‰和-9‰~-19‰，平均值约为-27‰和-13‰（何勇等，2004），C3植物一般生长在凉爽湿润的环境中，C4生长在温暖半干旱环境中，CAM植物δ13C org值变化范围较宽，介于C3、C4植物之间，且随环境不同而变化。因此利用土壤有机质δ13C org值的

变化可以判断植被变化和气候变化的历史，有利于恢复和重建古环境变化过程（Deines，1980；Nordt et a1.，1994；柏松等，2006；何勇等，2004）。综合前人研究认为：暖期沉积物中δ13C org值偏正，冷期则δ13C org值偏负。这是由于有机质碳同位素值主要与C4植物、C3植物的比例或者湖泊水生生物光合作用的碳源有关，在暖期C4类植物繁盛，C3植物数量降低，有机质δ13C org偏重。鉴于此本文选取北京平原区为研究对象，研究刚好包括了最后一次冰期—间冰期旋回，通过对昌平钻孔高分辨率密集取样，辨析有机碳同位素的气候指示意义，结合粒度及区域对比，建立北京平原区晚更新世以来及古环境变化序列，初步探讨其变化的驱动机制，剖析北京平原区对全球气候变化的相应，揭示一些千年尺度的特殊气候事件及其与沙尘暴等气候灾害的联系，为研究全球气候环境不稳定性提供良好的条件，对未来的气候变化作出科学的预测提供科学依据。

1．昌平钻孔概况

北京平原区处于半湿润向半干旱过渡的灵敏区域，（叙述气候环境：冬夏季风）其特殊的地理位置能更好感应气候的变化，不但反映北京平原区晚更新世以来的古环境演变历史，甚至对全球气候变化有重要影响。为此许多学者对其进行了研究（吴锡浩，1977；Zhao et al.，1984；周昆叔，1984；刘清泗，1985；李长安，1993；李华章，1995；Zhang，1998；Sun et al.，1999；姚轶峰等，2007；赵淑君等，2008；Yang et al.，2009）。魏兰英等（1997）对北京地区末次冰消期气候环境变化进行了研究；卢演俦等（2003）也通过孢粉指标曾对北京西山清水河流域进行了研究；袁宝印等（2002）通过第四纪地层与沉积相对北京平原区做了相关研究。但以往的研究主要运用光释光法、ESR（电子自旋共振）法、粒度、磁化率、孢粉组合以及地球化学指标等（李华章，1995；文启忠等，1996 ；Zhang，1998），对晚更新世以来古环境演变运用有机碳同位素的研究较少，此外前人研究的很少与千年尺度的极端气候和生物事件联系起来。

北京平原区位于华北平原北部，属于暖温带大陆季风气候，年均气温12℃，年均降雨量约为641mm，属于半湿润半干旱过渡区，区域地带性植被为暖温带落叶阔叶林及草原植物成分（霍亚贞等，1989）。其特殊的自然地理位置，对气候变化反映非常敏感，是中国季风气候和全球变化的敏感区之一。钻孔位于昌平区马池口（钻孔名：CHZK1），坐标为40°10′59.94"N，116°12′55.98"E（图1），开孔标高49m，终孔深100m，本文样品取自CHZK1钻孔31m以上部分。