黄土高原古土壤成土过程的特异性及发生学意义

黄土高原古土壤成土过程的特异性及发生学意义 第 41 卷 第 5 期Vol141 ,No15 土壤学报 2004 年 9 月ACTA PEDOLOGICA SINICA Sep . ,2004 3 黄土高原古土壤成土过程的特异性及发生学意义 12胡雪峰 鹿化煜 ()1 上海大学环境科学与工程系 ,上海 200072 () 2 中国科学院地球环境研究所 ,西安 710075 ,从中新世以来就有持续不断的风尘沉积 。这种风尘沉积作用即使在气候较中国西北地区 摘 要 为湿热的古土壤发育时期也未中断 。黄土上土壤发生的独特性在于成土过程与风尘沉积的同步性 。这种 独特的成土过程使得土壤剖面深厚而均匀 ,常呈复合性状 。古土壤与下伏黄土 ,不再是土壤与母质的关系 ; 古土壤的真正母质应是成土过程中不断添加的风尘物质 。古土壤中并不存在埋藏 A 层 ,对古土壤进行 A 、 B 、C 等发生学层次的划分值得商榷 。由于富含碳酸钙风尘物质的不断添入 ,成土作用强度受到不断削弱 ,绝 大多数古土壤的成土作用强度未达到棕壤的发育强度 。 关键词 黄土高原 ;古土壤 ;风尘沉积 ;成土过程 S159 A 中图分类号文献标识码 想就此作些尝试 。我国黄土高原深厚的黄土沉积层内 ,嵌埋着多 层条带状红色土 。这些“红层”是风化程度相对较强 1 的古土壤。“黄土 - 古土壤”序列 , 记录了我国北 1 成土过程和风尘沉积的同步性 方第四纪气候的多旋回变化 。因其具有较好的连续 2性和较高的分辨率 ,已成为研究第四纪环境变化最 在我国黄土高原 ,黄土的风积成因已成共识 。 2 理想的陆相载体 ,可与深海沉积记录相媲美。自 黄土沉积和古土壤发育是两个不同的过程 。在对古 20 世纪 80 年代以来 , 黄土与古气候研究逐渐成为土壤研究时 ,人们难免会受到传统土壤发生学研究 () 沉积学 、土壤学 、环境磁学 、古生物学 、地球化学等诸 思路的影响 ,习惯于“母质”黄土形成在先 ,成土作 学科研究的热点 。各门学科都从各自学科的背景和 用在后 。因而对黄土高原地区地质历史粉尘沉积规 方法 ,在黄土与古土壤中提取可指示古气候的信息律的认识 ,有助于揭示古成土过程的特征 。 因子 。土壤发生学原理很早就成为这方面研究的理 晚第三纪以来 , 我国西北干旱化程度加剧 , 植 3 论指导。古土壤微形态的研究 ,使得古成土作用 被退化 , 形 成 大 规 模 荒 漠 。荒 漠 环 境 提 供 的 粉 尘 留下的印迹清晰地展现了出来 ,在早期 ,为确认“红 物 ,是风尘产生和降尘事件的基本条件 。最新研究 4 层”是古土壤起到了很重要作用; 此后 ,又成为古 认为 ,我国西北地区风尘沉积早在 22 Ma 前的中新 5 7 土壤成土作用强度及类型划分的重要依据。而对世就已形成。黄土高原最近 7 . 2 Ma BP 以来的风 18古土壤成土作用强度和类型的鉴定 ,是推测古土壤 δ尘沉积通量曲线 ,可分别与赤道东太平洋O 曲线 8 形成 时 期 古 气 候 与 古 环 境 的 一 个 较 为 可 靠 的 方 和北太平 洋 石 英 沉 积 通 量 变 化 相 对 比。说 明 我6法 。国学者有关风尘通量的研究是有一定科学依据的 。 传统的土壤发生学理论 ,无论是研究方法还是这些风尘通量曲线均反映 ,我国西北地区至少自上 基本原理 ,也应在学科交叉研究中得到完善与发展 。新世以来 ,就有连续不断的 风 尘 沉 积 , 没 有 明 显 的 8 , 9。尤其应注意到 ,黄土上进行的成土过程与传统的土 间断期 壤发生过程相比有许多特异之处 ,可为土壤发生学 第四纪初以来 ,黄土高原地区季风气候特征更 研究增添新内容 。有关这方面的探讨还很少 ,本文 加明显 。由冰期至间冰期 ,冬 、夏季风此消彼长 ,风 ( ( ) ) 3 国家自然科学基金 批准号 :40101013 , 40121303和中国科学院海外杰出学者基金 批准号 :20032127联合资助 () 作者简介 :胡雪峰 1968,,博士 ,副教授 。主要研究方向为土壤发生与第四纪环境 、土壤环境 收稿日期 :2003 - 10 - 20 ;收到修改稿日期 :2004 - 03 - 24 尘通量表现出较大的变幅 。冰期气候条件下 ,干冷,甘肃灵台风尘沉积同步进行的又一佐证 。据调查 剖面 S、S、S、S、S的 厚 度 分 别 为 4 . 0 、4 . 2 、2 . 9 、的冬季风占主导 ,风尘通量大 ,黄土沉积速率快 ,植 1 2 3 4 5 () 被稀疏 ,成土作用微弱 ; 而在间冰期条件下 ,夏季风 3 . 4 、4 . 9 m 见表 1。除了 S中部厚约 30 cm 的黄 2 ( 增强 ,可直入黄土高原腹地 ,气候变得暖湿 ,植被丰 土夹层和 S中的厚约 20 cm 的两个黄土夹层 见表5 10 , 11 ) 1,各古土壤剖面颜色均匀 ,未发现自上而下的层次 茂 ,成土作用加强 。但有关研究均表明 ,即使 3 分化现象 。朱显谟在陕西蓝田地区的黄土层中 , 在间冰期气候最适宜的时期 ,冬季风没有消失 ,风尘 共发现 15 层古土壤 ,一般厚度 1,3 m ,最厚达 7 米 。沉积也始终没有间断 。 12 这些土壤 ,土体物质和粘粒的 SiO/ AlO分子比在 Sun 等通过对甘肃灵台剖面的研究 ,初步勾223 全剖面中非常接近 ,或几乎完全相等 。洛川剖面古 画出该地区 7 . 2 Ma 以来的风尘沉积通量 :晚更新世 - 1 土壤 同 样 层 次 深 厚 , 有 机 质 、粘 粒 、游 离 氧 化 铁 末次冰期风尘通量最大 ,约达 7cm ka ; 上新世 4 . 4 - 1 ( ) ( ) ( Ma 左右风尘通量最低 , 约只有 0 . 8 cm ka 。孙有 Fed、全铁 Fet等理化指标在剖面分布较均匀 见 9 ) 斌等认为 ,1 . 2 Ma 以来灵台地区风尘通量的变幅 图 1。很难想像 ,一个厚达 3 m 以上 , 颜色和物质 - 2 和变率显著增加 , 变化范围达 5 . 22 ,36 . 15 g cm 组成十分均匀的土壤剖面 ,是在同样厚度的黄土母- 1 ka 。7 次高通量值对应于黄土层 L、L、L、L、L、 质中 ,自上而下进行风化成土过程而形成的 。 埋藏1 2 4 5 6 古土壤十分常见的所谓复合性状 ,或多元 L、L的形成 ;更新世最佳期 ,即 S形成期 ,风尘通9 135 - 2 - 1 发生特征 ,根本原因也是成土过程和风尘沉积作用 量达 到 第 四 纪 最 低 值 5 . 22 g cm ka 。吴 海 斌 10同步进行的结果 。渭南地区 S由三层古土壤复合 1 系统计算了黄土高原洛川 、西峰 、宝鸡 、西安刘 等 6 组成,说明古土壤形成时期 ,古气候不是稳定不变 家坡 、兰州九州台 、西宁大墩岭黄土剖面的粉尘沉积 的 ,而是常存在次一级的波动 。在次一级的冰期气 速率 ,结果显示黄土高原风尘沉积的速率自东南至 候条件下 ,风尘沉积速率增强 ,就会在古土壤中形成 西北迅速增加 ;各地黄土形成时期粉尘沉积平均速 黄土夹层 ,使得两种或多种完全不同的发生学性状 率约为古土壤形成时期的 1,4 倍 。但古土壤形成 叠合在一个层次中 。这种复合性状在微形态观察中 时期 ,粉尘沉积速率也很可观 。如在 0 . 1,0 . 8 Ma表现得十分明显 。如 ,在孔隙壁有流胶状定向粘粒 5 胶膜 ,孔隙中却有针状 、微晶粒状方解石新生体; 间 ,西安刘家坡 、洛川 、宝鸡 、西峰 、九洲台 、西宁大墩 在对陕西武功渭河河谷出露的古土壤进行微形态研 岭的古土壤形成时期风尘沉积平均速率依次为4 . 7 、 - 1 究时 ,发现同一剖面 、同一层次 ,常出现矛盾现象 :棕 4 . 8 、5 . 7 、7 . 2 、13 . 4 、12 . 2 cm ka 。红色铁质粘粒与碳酸盐共存 ,光性定向粘粒的形成 风尘通量的研究成果 ,足以表明风成黄土中的 13 与周围的微碱性环境。这种复合性状的形成是 成土过程 ,是一种不同于传统土壤发生的独特过程 : 成土过程中伴随风尘沉积 ,且沉积速率常随气候变 土壤发生过程始终伴随着黄土的沉积 。沉积过程和 化而波动的必然结果 。 成土过程同步进行 ,但又受制于气候的旋回变化 :冰 期干冷的气候条件下 ,黄土沉积速率大于成壤速率 , 以形成黄土为主 ;间冰期湿热的气候条件下 ,成壤速 2 率大于黄土沉积速率 ,形成古土壤为主 。黄土与古 古土壤与下伏黄土之间是否是土壤 土壤的区分只是相对的 : 黄土是一种弱发育的古土 与母质的关系 壤 ;古土壤则是一种受风化成土影响较明显的古土 壤 。而且 ,即使在黄土或古土壤的形成期 ,由于次一 在第四纪“黄土 - 古土壤”序列中 ,存在多个黄 级的气候波动 ,使得黄土层内有弱发育的古土壤层 , 土与古土壤的沉积旋回 ,揭示了第四纪多旋回的气 ( ) 候变化 。按照土壤发生学的观点 ,土壤源于各类成 如马兰黄土 L中的弱发育古土壤层 L见表 1;1 1SS1 古土壤层内有薄层黄土夹层 , 如洛川 、灵台等地 S土母质 。那么古土壤与下伏黄土之间是否是土壤与5 ( ) 中的两个黄土夹层 见表 1。前人也有类似看法 : 母质的关系 ? 前人在对古土壤进行发生学层次划分 5 3 , 5 安芷生等在研究洛川剖面 S后早已指出 ,古土壤 时 ,把古土壤下伏黄土层划为 C 层,这实际上已 5 的形成是成壤速率相对大于黄土堆积速率的结果 ;经承认下伏黄土层是古土壤的成土母质 。然而 ,由 11 郭正堂等也指出 ,西峰剖面的古土壤为加积型古 于风成黄土上成土过程的特异性 ,对古土壤与下伏 土壤 ,发育时仍存在着大量的粉尘堆积 。 黄土是否存在发生学上的缘由关系 ,还需作进一步 埋藏古土壤深厚而均匀的剖面 ,是成土过程和的探讨 。 671 5 期胡雪峰等 :黄土高原古土壤成土过程的特异性及发生学意义 表 1 甘肃灵台剖面 S以上“黄土 - 古土壤”序列形态特征描述 5 Table 1 Morphological features of the loess2paleosol sequence above Sin the Lingtai Section , Gansu Province 5 层次代号 深度 形态特征 Horizon Depth Morphological features () symbols cm S 上层 0,30 10 YR4/ 4 ,现代土壤耕作层 ,疏松 ,石灰反应强烈 0 中层 30,108 10 YR4/ 6 ,暗棕色 ,有白色粉末状碳酸盐新生体 ,石灰反应较弱 下层 108,128 10 YR7/ 4 ,有大量白色粉末状碳酸盐新生体 ,石灰反应中等 L 1上层 0,250 10 YR7/ 4 ,紧实 ,均匀 ,石灰反应强烈 中层 250,480 10 YR5/ 6 ,颜色偏暗 ,大量白色粉末和菌丝状碳酸盐新生体 ,石灰反应强烈 下层 480,630 10 YR7/ 4 ,紧实 ,均匀 ,少量白色菌丝状碳酸盐新生体 ,石灰反应强烈 S 上层 0,140 10 YR4/ 6 ,疏松 ,多裂隙 。有白色菌丝状碳酸盐新生体 。不带碳酸盐新生体的土块无石灰反应 1 中层 140,303 10 YR3/ 4 ,棱块状结构 ,有黑色锰胶膜 ,无石灰反应 下层 303,400 10 YR5/ 6 ,多裂隙 ,有黑色胶膜 ,无石灰反应 L 上层 0,230 10 YR6 . 5/ 8 ,疏松 ,多裂隙 ,无石灰反应 2 中层 230,530 10 YR7/ 4 ,孔隙壁上有大量白色粉末和菌丝体状碳酸盐新生体 。有大量钙结核和巨大石化钙磐 。石灰 反应强烈 下层 530,780 10 YR7/ 4 ,少量白色粉末状碳酸盐新生体 ,石灰反应强烈 S 上层 0,100 7. 5 YR5/ 6 ,疏松 ,多裂隙 。大量白色垂向蠕虫状碳酸盐新生体 ,宽约 1cm 2 黄土夹层 100,130 10 YR6/ 6 ,紧实 ,有钙结核 ,土体物质无石灰反应 中层 130,350 7. 5 YR4/ 6 ,棱块状结构 ,多裂隙 ,结构面上有大量铁锰胶膜 。无石灰反应 下层 350,420 7. 5 YR4/ 6 ,紧实 ,有大量钙结核 ,结构面上有大量铁锰胶膜 ,石灰反应中等 L 0,180 10 YR7/ 4 ,紧实 ,少量白色菌丝状碳酸盐新生体 ,大量钙结核 。石灰反应强烈 3 S 上层 0,100 10 YR6/ 6 ,少量白色垂向蠕虫状碳酸盐新生体 ,宽约 0 . 5 cm ,石灰反应中等 3 中层 100,250 7. 5 YR6/ 6 ,紧实 ,坚硬 ,结构面上有铁锰胶膜 。石灰反应弱 下层 250,290 10 YR7/ 6 ,紧实 ,坚硬 ,石灰反应弱 L 上层 0,120 10 YR7/ 4 ,紧实 ,坚硬 ,有白色菌丝状碳酸盐新生体和石化钙结核 。不带碳酸盐新生体的土体物质无石 4 灰反应 下层 120,490 10 YR7/ 4 ,紧实 ,坚硬 ,有白色菌丝状和蠕虫状碳酸盐新生体 。不带碳酸盐新生体的土体物质无石灰反应 S 上层 0,140 7. 5 YR5/ 6 ,棱块状结构 ,结构面上有铁锰胶膜 ,无石灰反应 4 中层 140,250 7. 5 YR4/ 6 ,胶膜中黑色锰质的含量增多 ,无石灰反应 下层 250,340 7. 5 YR4/ 4 ,紧实 ,大裂隙面上仍可发现铁锰结核 ,无石灰反应 L 50,200 10 YR7/ 6 ,紧实 ,有钙结核 ,土体物质无石灰反应 S0,280 S7. 5 YR4/ 6 ,结构面上有铁锰胶膜 ,有白色垂向蠕虫状碳酸盐新生体 。无碳酸盐新生体的土体物质无石 55 - 1 灰反应 黄土夹层 280,300 颜色以 10 YR5/ 8 为主 ,裂隙面上有铁锰胶膜 ,胶膜颜色 7 . 5 YR4/ 6 ,无石灰反应 300,380 7. 5 YR4/ 6 ,棱块状结构 ,大量铁锰胶膜 ,无石灰反应 S5 - 2 颜色以 10 YR5/ 8 为主 ,铁锰胶膜较少 ,无石灰反应 380,400 黄土夹层 400,490 7. 5 YR4/ 6 ,大量铁锰胶膜 ,无石灰反应 S5 - 3 图 1 洛川剖面 S以上“黄土 - 古土壤”序列理化性状指标 4 Fig. 1 Physical2chemical properties of the loess2paleosol sequence above Sof the Luochuan Section 4 ( ) 如果下伏黄土是古土壤的成土母质 ,那么古土正后的 值 Fet′, 代 表 原 始 粉 尘 物 质 中 的 铁 含 量 。 () 壤与黄土的原始物质应该完全相同 。然而 ,事实并 洛川剖面 Fet′曲线 图 1表明 ,古土壤原始粉尘的铁 ( ) 非如此 。洛川剖面理化性状 图 1表明 ,古土壤粘 含量高于黄土 。黄土高原长武和宜川剖面 ,古土壤 16 ( μ) 粒 < 2m含量明显高于黄土 。古土壤粒径变细 , 与下伏黄土之 间 Fet′含 量 也 明 显 不 同。说 明 古 显然与粉尘物质沉积后 ,受到风化成土作用改造 ,原 土壤与黄土原始粉尘物质地球化学性状有差异 ,并 生矿物风化蚀变成粒径细小的次生矿物有关 。但研 非真正的同源物质 。 14 究表明,古土壤粘粒含量增加 ,风化成土作用只 石英是黄土中抗风化能力最强的矿物 。粉尘沉 是次要因素 ,原始风尘物质粒径的差异才是主要原 积后进行的风化成土过程 ,难以对石英颗粒造成影 因 。原始风尘物质的粒径主要取决于两个因素 : 一 响 。因而 ,石英颗粒的粒径和特征可反映原始粉尘 17 是粉尘搬运动力冬季风的强度 ; 二是粉尘源区与黄 物质的性状 。前人的研究表明,古土壤石英颗粒 土沉积区间的距离 。冬季风的强度与粉尘中粗颗粒 的粒径明显小于黄土 ,石英颗粒粒径可作为冬季风 含量正相关 ,而与细颗粒的含量成反相关 。冰期与 强度的替代性指标 。这是黄土与古土壤原始粉尘物间冰期 ,冬季风强度的差异 ,造成了原始粉尘物质粒 质性状存在差异的又一证据 。 径的差异 。除了风动力的变化 ,冰期与间冰期粉尘 总之 ,组成古土壤与黄土的原始粉尘物质 ,形成 源区范 围 的 伸 缩 , 也 会 影 响 原 始 粉 尘 的 粒 径 。Sun 于不同时期和不同气候环境条件 ,在粒径和性状上 15认为 ,末次冰期全盛期时 ,东部沙区的范围大 等存在较大差异 。古土壤的真正成土母质 ,并非下伏 致与现在相同 ;而在全新世气候最适期 ,现在的东部 的黄土 ,而是成土过程中不断添加的粉尘物质 。因 沙区为草原环境 。在沙漠扩张时期 ,粉尘源区向黄 而 ,从严格意义上说 ,古土壤与下伏黄土之间 ,并不 土高原逼近 ,也就是粉尘搬运路径的缩短 ,即使在风 存在发生学上的缘由关系 。 力强度不变的情况下 ,到达黄土高原同一地点的粉 尘颗粒将变粗 ;而在间冰期 ,由于沙漠西撤 ,粉尘源 3 古土壤发生层的划分是否有意义 区距黄土高原的距离增大 ,颗粒亦随之变细 。显然 , 黄土与古土壤原始物质的来源和性状是有区别的 。 在对黄土高原埋藏古土壤进行研究时 ,常沿用 在古土壤发育时 ,由于偏碱性的环境 ,铁的移动 很微 传统的发生学方法 ,对古土壤剖面进行发生学层次 3 , 5弱 。古土壤铁含量的偏高 ,是 CaCO淋溶造成 3 () 的划分 。古土壤剖面通常划分为淋溶层 A、淀 11 ( ) 的相对富集。用 CaCO含量对全铁 Fet进行矫() ( ) 3 积层 B和母质层 C;B 层又常细分出粘粒淀积层 673 5 期胡雪峰等 :黄土高原古土壤成土过程的特异性及发生学意义 () () ( ) B和碳酸钙淀积层 B。 图 1, 古土 迁移很有限 。对洛川剖面的研究显示 t Ca ( μ) A 层是土壤发育的表层 ,受表生带植被及生物 壤有机质含量与粘粒 < 2m、Fe、Fe/ Fe等成土 d dt 小循环的影响 , 此层常 含 有 较 高 的 有 机 质 , 颜 色 偏 作用强度指标成极显著的正相关性 。由于有机质主 要是在近地表环境下累积的 ,因而所谓“B层”中的 暗 ,粘粒含量稍低 。黄土高原古土壤中是否存在这t 3 样一个埋藏 A 层 ? 前人在对陕西 、甘肃和山西 10粘粒主要也应该是在地表或近地表环境下形成的 , 个地点的古土壤进行研究时 ,分别划定了 A 、B 、C 等 与上部层段无明显的“淋溶”与“淀积”之间的关系 。 黄土与古土壤中钙质淀积层的成因十分复杂 。发生层 ,并测定了部分理化性状 。但理化性状表明 , () 古土壤顶部常含有蠕虫状 CaCO新生体 见表 1,这 其中只有“最上一层古土壤”的“A 层”,有机质含量 3 些钙质主要是上覆黄土淋溶形成的 ,将它划为古土 明显高于该古土壤其他发生层次 ; 其余埋藏古土壤 壤的“B层”显然不妥 。强发育古土壤淋失的钙质 , 中“A 层”或“AB 层”有机质含量与其他发生层区别 ca 常以钙结核或钙板层的形式 ,淀积于古土壤下部的 不明显 。笔者认为 “, 最上一层古土壤”顶部有机质 黄土层内 ;弱发育古土壤 ,钙质的迁移很微弱 ,多以 含量偏高 ,可能是受现代土壤的影响 。文献 3 中其 1 18 ( ) 新生体 假 菌 丝 体 或 蠕 虫 状 分 布 于 整 个 剖 面。 实无典 型 埋 藏 A 层 的 例 子 。同 时 , 前 人还 曾 指 这两种情况 ,显然无划分“B层”的必要 。 出 ,在陕西铜川五里铺 ,数层古土壤剖面的顶部尚有 ca 同样 ,根据上文的研究 ,由于古土壤与下伏黄土 呈灰黑色的 A层残留 ,但没有具体的理化分析数据 0 无发生学上的联系 , 因而将下伏黄土划为 C 层 , 似 ( )相印 证 。有 人 在 研 究 洛 川 剖 面 第 五 层 古 土 壤 S 5 5 时 ,将 S顶部与 L相交接处划为“A 层”。但相应 5 5 乎也无多大意义 。 的理化分析数据显示 ,此层有机质含量低于以下各 层 ,p H 偏高 ,这显然并不符合 A 层的条件 。对洛川 4 古土壤发育强度及类型划分 ( ) 剖面的研究表明 图 1,除了 S顶部由于受现代土 0 壤的影响 ,有机质明显偏高外 ,其余古土壤剖面有机 对黄土高原古土壤的研究 ,都无一例外地指出 , 质含量较均匀 ,不存在一个明显的有机质含量较高 古土壤呈碱性或微碱性反应 。关中平原是黄土高原 的发生 A 层 。 传统发生学的研究 ,是假定土壤形成于一个静 的南缘 ,水热条件在黄土高原地区最丰沛 ,古土壤的 止的界面上 ;但风成黄土的成土过程 ,恰恰发生在一 发育程度也最强 。但关中平原西安刘家坡 、蓝田 、段 个不断累积和叠加的界面上 。因而 ,古土壤剖面的 家坡和宝鸡陵塬发育最强的古土壤均呈碱性或微碱 每一个微层理都曾处于地表 ,都曾是 A 层 。只是由 19 6 性反应;渭南古土壤也呈碱性。笔者对灵台剖 面于气候的波动 ,不同层次在地表的“滞留”时间以及 各层古土壤的测试表明 , 古土壤 p H 都在 8 . 0 以 受风化成土作用改造的程度不一样 。很多学者习惯 13 上 。唐克丽在研究武功古土壤时认为 ,复钙和微 于将古土壤顶部与上覆黄土相接处划为 A 层 ,其实 碱性反应只是古土壤后来叠加的次生性状 ,非古土 这个层次是在成土作用减弱 、黄土沉积速率加大的 气候环境下形成的 ,恰恰是古土壤中 A 层特征最不 壤的原生性状 。笔者认为 ,若复钙作用只在古土壤 明显的层次 。一个发育成熟的土壤 ,若在短时间内 发育的后期存在 ,可以将古土壤成土过程剥离成两 被沉积物掩埋 ,其发育的层次就会很好地保存 ,尤其 个阶段来研究 。但事实上 ,古土壤剖面中部发育最 是富含有机质 、颜色略偏暗的 A 层 , 可作为古土壤 强 ,不含游离 CaCO的层次 , 也呈碱性或微 碱 性 反 3 与上覆沉积物的分界 。然而 ,黄土高原古土壤的发 应 。结合前文所论述的古土壤形成过程中成土作用 生过程始终伴随着风尘沉积 ,古土壤上覆黄土并不 和沉积过程同步性的特征 ,认为由尘降产生的复钙 是短时间内突然覆加的 。因此 ,本文认为埋藏古土 壤中并不存在传统发生学意义上的 A 层 。 作用 ,贯穿着整个成土过程 ,与成土作用是不可分割 既然古土壤剖面中不存在明确的发生 A 层 ,那 的 ,这也是古土壤剖面呈碱性的根本原因 。在古土 么划分出 B 层和 C 层是否有意义 ? 早期的微形态 壤发育后期 ,由于气候转干冷 ,风尘通量加大 ,才出 研究已表明 ,古土壤粘粒淀积层中的铁质粘粒胶膜 现明显复钙现象 ,使得大部分古土壤顶部出现碳酸 3 11 无明显移动 ,以残积粘化为主。郭正堂等的研 () 盐新生体 见表 1。 究也表明 ,古土壤中虽存在光性定向粘粒 ,但粘粒的 黄土高原古土壤粘土矿物以 2?1 型为主 。洛川 剖面发育最强的 S, 粘土矿物主要为伊利石 、蒙托 5 5 石 、蛭石。渭南 S古土壤粘土矿物也以 2?1 型为 1 6 主 ,粘粒 SiO/ AlO分子比大于 3 . 6。关中平原南 223 部西安 、蓝田 、宝鸡等地发育最强的古土壤粘土矿物,黄土高原绝大部分古土壤属褐土类 ,可以肯定的是 组成以伊利石 、蛭石 、绿泥石 、蒙脱石为主 ,高岭石的 风化成土强度未达到现代棕壤的强度 。 19 峰很弱。古土壤风化强度受限制 ,与成土过程中 风尘物质的不断添加有很大关系 。原始风尘物质中5 结论 富含 CaCO和许多易风化原生矿物 。CaCO能中和 3 3 成土过程中产生的有机酸 ; 原生矿物化学风化成次 黄土高原古土壤的发生过程伴随着风尘沉积作 生铝硅酸盐矿物时 ,也能释放出碱性物质 。这使得 用 。这种独特的成土过程 ,使得土壤剖面深厚而均 古土壤始终呈碱性反应 ,土体物质的进一步风化受 匀 ,还常有复合性状 。 到抑制 。 由于成土作用和风尘沉积的同步性 ,古土壤与 对黄土高原埋藏古土壤进行分类 ,是研究古土下伏黄土并不存在发生学上的缘由关系 ,古土壤的 3 壤形成 时 期 古 环 境 的 一 个 重 要 方 法 。朱 显 谟认 真正母质是成土过程中不断添加的粉尘物质 。 () 为 ,黄土高原古土壤主要为褐土 钙积干润淋溶土, 黄土高原古土壤中并不存在一个传统发生学意 ()黄土高原东南部甚至有淋溶褐土 简育干润淋溶土 义上的确定的 A 层 。由于古土壤发生在一个不断 5 出现 。安芷生等通过对洛川剖面 S微型态特征 , 累积和叠加的界面上 ,每一个微层理既曾是淋溶层 5 及各项理 化 性 状 指 标 的 研 究 , 认 为 S相 当 于 棕 壤 () () A 层,又都是淀积层 B 层。对古土壤进行传统 5 () () 简育湿润淋溶土和褐土 钙积干润淋溶土的过渡 意义上的发生学层次划分意义不大 。 类型 ———棕褐土 。褐土剖面有次生 CaCO的累积 , 由于成土过程中 ,富含碳酸钙粉尘物质的不断 3 粘化作用很微弱 ; 淋溶褐土 , CaCO基本淋失 , 有较 添加 ,使得土体物质风化强度不断受到缓冲 。黄土 3 明显的粘化作用 ,但仍呈碱性 ; 棕壤呈中性或酸性 , 高原绝大部分古土壤的发育程度未达到现代棕壤的 无游离 CaCO,粘化作用较强烈 。黄土高原古土壤 3 发育强度 。 ( ) 的发育程度有无达到棕壤 简育湿润淋溶土的 水 参 考 文 献 13 准 ? 前人在研究武功最上一层古土壤时 ,认为复 1 朱显谟. 关于黄土层中红层问题的讨论. 中国第四纪研究 , 钙和微碱性反应是古土壤后来叠加的次生特性 ,而 () 1958 , 1 1: 74,82 . Zhu X M. Discussion on the red horizons in 红棕色铁质粘粒胶膜的积聚是古土壤发生的原有特 ( ) () loess In Chinese. Quternaria Sinica , 1958 , 1 1: 74,82 19 性 ,因而应将该古土壤定为棕壤 。又有学者在研 2 刘东生等. 黄土与环境. 北京 : 科学出版社 , 1985 . Liu D S , 究关中平原 、蓝田 、宝鸡等地发育的古土壤时 ,认为( ) et al . Loess and the Environment In Chinese . Beijing : Science 其中的 S、S、S成土作用强度已达到现在长江流域 3 4 5 Press , 1985 朱 显 谟. 我 国 黄 土 沉 积 物 中 的 古 土 壤. 中 国 第 四 纪 研 究 , ( ) 3 黄棕壤 黏 磐 湿 润 淋 溶 土 的 程 度 ; S达 到 了 棕 壤 1 () 1965 , 4 1: 9,19 . Zhu X M. Paleosols in Chinese loess sediments() 简育湿润淋溶土的强度 。黄棕壤是典型的北亚热 ( ) () In Chinese. Quternaria Sinica , 1965 , 4 1: 9,19 带土壤 ,粘土矿物中 1?1 型的高岭石已大量出现 ,土朱海之. 黄土中的显微结构及埋藏土壤中的光性方位粘土. 4 体物质呈酸性至强酸性反应 ,剖面中铁锰大量迁移 ,( ) 中国第四纪研究 , 1965 , 4 1: 62 ,76 . Zhu H Z. Micro2mor2 常形成铁锰结核层 ,原始植被为森林 。而关中平原 phological fabric of loess and light2oriented clay in buried paleosols ( ) () In Chinese. Quternaria Sinica , 1965 , 4 1: 62,76南部发育最强的古土壤 S, 土体仍呈弱碱性反应 ; 5 安芷生 , 魏兰英. 离石黄土中的第五层古土壤及其古气候的 5 高岭石的 X 衍射峰很弱 , 含量不高 ; 铁质粘粒虽有 () 意义. 土壤学报 , 1980 , 17 1: 1,10 . An Z S , Wei L Y. The 一定程度的迁移 ,但远未达到形成铁锰聚积层的程fifth layer paleosol in the Lishi Loess and their paleoclimatic signifi2 度 ;孢粉研究表明 ,草本花粉占 61 . 8 % ,木本花粉占( ) () cance In Chinese. Acta Pedologica Sinica , 1980 , 17 1: 1,10 19 38 . 2 %。显然 ,将关中平原 S等古土壤划作黄棕 5 郭正堂 , 刘东生 , 安芷生. 渭南黄土沉积中十五万年来的古 6 ( ) 土壤及其形成时的古环境. 第四纪研究 , 1994 , 3: 256 , 壤是值得商榷的 ,即便对是否已达到棕壤的发育程 269 . Guo Z T , Liu D S , An Z S. Paleosols of the last 0 . 15 Ma in 度也还需作研究 。( the Weinan Loess section and their paleoclimatic significance In 笔者认为 ,黄土高原古土壤形成过程中 ,由于富 ) () Chinese. Quternary Sciences , 1994 , 3: 256,269 含碳酸盐和易风化矿物的粉尘物质的不断添入 ,使 Guo Z T , Ruddiman W F , Hao Q Z , et al . Onset of Asian desertifi2 7 得土体物质的风化程度受到不断缓冲和抑制 。即使cation by 22 Myr ago inferred from loess deposits in China . Nature , 2002 , 416 : 159,163 发育最强的古土壤也未达到现代黄 棕 壤 的 发 育 强 安芷生 , 王苏民 , 吴锡浩等. 中国黄土高原的风积证据 : 晚8 度 ;是否达到棕壤的发育强度也还值得进一步探讨 。 675 5 期胡雪峰等 :黄土高原古土壤成土过程的特异性及发生学意义 ( and pedogenesis of the buried paleosols in loess in Wugong In Chi2 新生代北半球大冰期开始及青藏高原的隆生驱动. 中国科学 ) () nese. Chinese Science Bulletin , 1981 , 3: 177,179 () () D, 1998 , 28 6: 481,490 . An Z S , Wang S M , Wu X H , et 丁仲礼 , 任剑璋 , 杨石岭等. 最后两个冰期旋回季风 - 沙漠系 14 al . Evidence of aeolian origin of Chinese Loess Plateau2Beginning of ( ) 统不稳定性的高分辨率黄土记录. 第四纪研究 , 1999 , 1: ( the great Cenozoic ice age and driving of the Tibet Plateau uplift In 49,58 . Ding Z L , Ren J Z , Yang S L , et al . High2resolution cli2 ) ( ) () Chinese. Science in China Series D, 1998 , 28 6: 481,490 matic records of the last two ice ages : Evidence from loess2soil se2 孙有斌 , 安芷生. 最近 7 Ma 黄土高原风尘通量记录的亚洲内 9 ( ) quences , North2central China In Chinese . Quaternary Sciences , ( ) ( ) 陆干旱化的历史和变率. 中国科学 D, 2001 , 31 9: 769, () 1999 , 1: 49,58776 . Sun Y B , An Z S. History of Asian inland aridification as Sun J M , Ding Z L , Liu T S. Desert distribution during the glacial recorded by dust flux in the Loess Plateau in the past 7 Ma and its 15 maximum and climatic optimum : Example of China . Episodes , ( ) ( ) () variation In Chinese. Science in China Series D, 2001 , 31 9: 1998 , 21 : 28,31 769,776 郭正堂 , 魏兰英 , 吕厚远等. 晚第四纪风尘物质成分的变化 吴海斌 , 陈发虎 , 王建民. 黄土高原第四纪粉尘沉积速率的 10 16 ( ) 及其环境意义. 第四纪研究 , 1999 , 1: 41 ,48 . Guo Z T , ( ) 时空变化及其意义. 沉积学报 , 1998 , 16 1: 147,151 . Wu Wei L Y , LǖH Y , et al . Changes in the composition of late Pleis2 H B , Chen F H , Wang J M. Temporal and spatial variations of the ( ) tocene aeolian dust and the environmental significance In Chinese. loess accumulation rate and its significance on the Loess Plateau dur2 () Quaternary Sciences , 1999 , 1: 41,48 ( ) ing the Quaternary period In Chinese. Acta Sedimentologica Sini2 Porter S C , An Z S. Correlation between climate events in the North () ca , 1998 , 16 1: 147,151 17 Atlantic and China during the last glaciation. Nature , 1995 , 375 : 郭正堂 , 刘东生 , 安芷生. 间冰期降尘与黄土中加积型古土 11 305,308 壤. 见 : 龚子同主编. 土壤环境变化. 北京 : 中国科学技术出 胡雪峰 , 周杰 , 孙有斌等. 黄土高原古土壤形态特征的差异 版社 , 1992 . 25 ,30 . Guo Z T , Liu D S , An Z S. Interglacial 18 () 及成因探讨. 地理科学 , 2000 , 20 1: 39,44 . Hu X F , Zhou dustfall and the accretionary paleosols in loess. In : Gong Z T. ed. J , Sun Y B , et al . Different morphological features of the paleosols ( ) Environment Change of Soils In Chinese. Beijing : Chinese Science ( in the Loess Plateau , Northwest China and their formations In Chi2 and Technology Press , 1992 . 25,30 ) () nese. Scientia Geographica Sinica , 2000 , 20 1: 39,44 Sun D H , Shaw J , An Z S , et al . Magnetostratigraphy and paleocli2 12 赵景波. 西北黄土区第四纪土壤与环境. 西安 : 陕西科学技 matic interpretation of a continuous 7 . 2 Ma late Cenozoic eolian sedi2 19 术出版社 , 1994 . Zhao J B. Quaternary Soils and Environment in ments from the Chinese Loess Plateau. Geophysical Research Letters , ( ) Loess Area of Northwest China In Chinese. Xi’an : Shanxi Science () 1998 , 25 1: 85,88 and Technological Press , 1994 唐克丽. 武功黄土沉积中埋藏古土壤的微形态及其发生学.13 ( ) 科学通报 , 1981 , 3: 177 ,179 . Tang K L . Micro2morphology PECUL IARITIES IN SOIL2FO RMING PROCESSES OF PAL EOSOLS IN THE LOESS PL ATEAU AND THEIR PEDO GENIC IMPL ICATIO N 1 2Hu XuefengLu Huayu () 1 Department of Environmental Science and Engineering , S hanghai University , S hanghai 200072 , China()2 Institute of Earth Environment , Chinese Academy of Sciences , Xi’an 710075 , China Abstract Ever since the Miocene time , aeolian dust has been falling down over Northwestern China , forming the Loess Plateau . The dust sedimentations have never been intermitted even in the soil2forming periods when the climates were warmer and wetter . The peculiarity of the pedogenic processes of the loess lies in the synchronization of the soil2forming processes and sedi2 mentation of aeolian dust , thus making the profile thick and uniform , with complex properties. The parent materials of the pale2 osols are not the underlying loess , but the aeolian materials , which were accumulated constantly during the soil2forming process2 es. There is not typical buried“A horizon”in the paleosols. It is not reasonable to classify paleosol profiles into A , B and C horizons . Owing to the continuous input of dust with plenty of carbonate , the pedogenic strength of the paleosols is steadily weak2 ened , and thus has even not yet reached the level of the Brown Soil in most cases in Loess Plateau. Key words The Loess Plateau ; Paleosols ; Dust deposition ; Pedogenic processes