2015, Vol.35
米兰科维奇理论是20世纪地学研究的最伟大发现之一。该理论认为，由于地球轨道参数(偏心率、 地轴倾角、 岁差)改变引起的夏季太阳辐射变化是驱动第四纪冰期旋回的主因，而敏感区域位于北半球高纬地区(65°N附近)。这一假说得到许多地质证据的支持[1]。然而中更新世气候发生转型，全球气候的冰期旋回由41ka转变成为100ka的优势周期[2, 3]。
近年来，许多来自低纬地区的地质记录支持季风系统的气候变化可能独立于全球的冰期旋回[4]。尤其是中国南方石笋氧同位素的研究发现东亚地区夏季风在500ka以来与夏季太阳辐射几乎呈现同步变化，且呈现明显的岁差周期[5]。这些证据支持低纬地区大气系统演化对亚洲季风的控制作用。
深海氧同位素MIS6.5期是古气候演化的一个特殊时期，时间距今约165~180ka，持续时间15ka[6]，对应于黄土-古土壤序列的L2-4，其太阳辐射强度显著高于全新世，但当时冰量较大，全球气候整体处于冰期环境[7]。然而，来自中国石笋氧同位素[8, 9]和南极冰芯氧同位素[10]的值异常偏负(图 1b和1c)，以及65°N夏季太阳辐射[11]和LR04深海氧同位素曲线[12]对比(图 1a和1d)分别指示东亚季风区和全球低纬地区湿润程度已达间冰期水平[8]。这似乎意味着东亚季风区的气候演化直接受太阳辐射所驱动。但东亚季风区类似证据较少。本研究选择中国黄土高原为研究对象，考察东亚夏季风是否可能在MIS6.5期发生扩展，且导致区内降水增加，以此理解东亚季风区对太阳辐射的响应关系。
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图 1 65°N夏季(7月21日)太阳辐射(a)[11]、 中国三宝洞(黑色曲线)和葫芦洞(灰色曲线)石笋氧同位素(b)[8, 9]、 南极Vostok冰芯气泡氧同位素曲线(c)[10]与LR04深海氧 同位素曲线(d)[12]对比 Fig. 1 The climate evolution comparison among solar irradiation in 65°N(a)[11]，oxygen isotope of Chinese Sanbao(black curve) and Hulu(grey curve) cave stalagmites(b)[8, 9]，oxygen isotope recorded by Antarctica Vostok ice core(c)[10]，and LR04 deep sea oxygen isotopic curve(d)[12] |
黄土高原位于东亚季风区的边缘地带，西北毗邻中亚干旱区。由于特殊的地理位置和环境，黄土高原沉积了巨厚的风尘沉积物[13]。在冬半年，偏北风将荒漠区松散物质中细粒组分扬起并搬运至黄土高原，甚至更远的地区沉积； 且随着搬运距离增加，粉尘通量迅速降低、 粉尘组分变细。由此在空间格局上，黄土高原西北边缘带分布砂质粉砂，向东南过渡为粉砂和粘土质粉砂； 第四纪黄土厚度由>300m减少为几十米左右[13]。沉积后的粉尘在夏半年受到成壤作用改造，可以记录夏季风信号。由于在冰期-间冰期旋回，区域降水量的大幅变化，黄土高原的风尘沉积物通常表现为黄土-古土壤的交互沉积，即: 冰期，沉积物的成壤强度相对较低，颜色较浅； 间冰期，沉积物的成壤强度相对较强，颜色较深。土壤发育的变化还表现在空间上: 由于夏季风携带的湿热水汽来自南方海洋，随着季风深入内陆的距离增加，年均降水量由东南部的>600mm递减为西北地区的约300mm。与此相对应，黄土高原的地表植被也由森林草原过渡为荒漠草原[13]，土壤风化强度随之降低。因此，通过黄土高原的风尘沉积物的成壤强度可以反演夏季风的时空变化。此外，由于地处季风边缘区，黄土高原地区的成壤过程对夏季风影响范围和携带水汽数量的变化十分敏感，对于衡量亚洲季风强度变化更为有效。
本研究在黄土高原分别选取JY(36.35°N，104.6°E)和LT(35.07°N，107.65°E)黄土沉积序列为研究对象(图 2)。其中，JY剖面位于黄土高原西北部，六盘山以西的陇西盆地，顶部海拔高度2115m，靠近腾格里沙漠，沉积速率高，成壤较弱。JY黄土厚度达约500m，选取上部80.7m为研究对象，包括从全新世黄土到S2底部。其中S1和S2均为3个古土壤亚层和两个黄土亚层组成的复合型土壤层。以10cm间隔采样，样品在实验室风干，测量粒度和磁化率等参数。所有实验在兰州大学西部环境教育部重点实验室完成。针对JY剖面前人已作大量沉积年代学工作[14, 15]。本研究中剖面的沉积年代通过轨道调谐方法获得与文献[14]方法一致，即: 首先通过粒度参数与深海氧同位素曲线(LR04)[12]对比获得年代控制点，然后各控制点之间线性内插，获得年代序列，最后进行数学检验。地层沉积年代约为0~250ka。LT剖面位于黄土高原中南部，平均海拔高度为1350m，由于更靠近黄土高原东南部，沉积速率较低，成壤强度较强。顶部第四纪黄土厚度约166m，其中S2以上地层约20m。剖面的地层年代、 磁化率和粒度等数据来源于文献[16]。
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图 2 研究区与研究剖面位置图 JY(Jingyuan)——靖远； XF(Xifeng)——西峰； LT(Lingtai)——灵台； BJ(Baoji)——宝鸡； SB(Sanbao)——三宝洞； HL(Hulu)——葫芦洞 Fig. 2 The location of investigation area and research profiles |
磁化率是古气候研究中一个常用的替代性参数[17, 18, 19, 20, 21, 22]。黄土中主要载磁矿物为磁铁矿和磁赤铁矿等矿物，来源于母质和成壤过程[23， 24]。其中，磁赤铁矿主要在成壤过程中通过生物化学风化作用形成，磁铁矿则主要来源于母质[23, 24, 25]。研究发现，黄土高原地区母质的磁化率稳定在20×10-8~30×10-8m3/kg 附近，地层磁化率的增强主要由次生磁赤铁矿贡献[14]。由于土壤的生物化学风化与土壤湿度存在密切联系，磁化率常用于指示古降水[26]。
如图 3和图 4所示:LT剖面L2-4地层的归一化磁化率峰值约为0.4，而其上、 下部地层归一化磁化率接近于0，表明L2-4地层存在明显的土壤发育； 与L1-4相比，磁化率略高，但明显低于S1和S2古土壤层，更低于S1-5地层的峰值0.96和S2-1地层的峰值0.98。而JY剖面在MIS6.5期并未发育土壤，L2-4地层磁化率并未明显升高。由此可见，MIS6.5期东亚夏季风的强度较MIS3(对应L1-2、 L1-3和L1-4黄土层)略强，未达到间冰期水平； 其西北方向的边界带较MIS7和MIS5期偏南。
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图 3 JY与LT剖面磁化率(SUS)、 粒度(GS)曲线图 (a)JY剖面粒度曲线图；(b)JY剖面磁化率曲线图；(c)LT剖面粒度曲线图；(d)LT剖面磁化率曲线图 Fig. 3 The magnetic susceptibility and grain size curves of JY and LT profiles. (a)The grain size curve of JY profile，(b)the magnetic susceptibility curve of JY profile，(c)the grain size curve of LT profile，and (d) the magnetic susceptibility curve of LT profile |
现代过程研究发现，土壤磁化率通常与降水量间存在良好的对数关系[26]。而在黄土高原，这种关系更适合于用多项式表示[27, 28]。但使用磁化率重建古降水量时是有适用范围的，据Balsam等[26]基于现代年降水量和全球各地表土磁化率分析研究发现，当年降雨量<200mm时，磁化率与降水量呈现不相关关系，就无法用磁化率重建古降水量。JY黄土沉积于黄土高原西北部，年均降水量稀少，处于半干旱区，磁化率主要由碎屑原生磁性矿物的贡献，直接估算降水量时要慎重； 然而Liu等[23]对于中国黄土高原环境磁学调查结果发现，区内黄土原生磁性矿物贡献的磁化率通常为20×10-8 m3/kg，且十分稳定，高于此值通常为次生磁性矿物贡献。Deng等[29]通过CBD方法选择性提取粗粒原生磁性矿物的磁化率测量结果也处于20×10-8 m3/kg附近。因此，在黄土高原进行古降水量估算时，当磁性明显高于此值时，可基本认为地层磁化率受成壤过程形成的磁性矿物贡献。地层磁化率的波动，尤其在间冰期或间冰阶时磁化率的波动可能受次生磁性矿物的贡献； 因此研究区内地层磁化率的明显波动是可用于间接指示当地古降水量变化。
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图 4 JY和LT剖面MIS6.5(黑色曲线)与MIS3(灰色曲线)期磁化率与粒度对比图 (a)JY剖面粒度曲线；(b)JY剖面磁化率曲线；(c)LT剖面粒度曲线；(d)LT剖面磁化率曲线 Fig. 4 The paleoclimate proxies comparison，magnetic susceptibility and grain size，between MIS6.5(black curve) and MIS3 (grey curve) in JY and LT profiles.(a)The grain size curve of JY profile，(b)the magnetic susceptibility of JY profile， (c)the grain size curve of LT profile，and (d)the magnetic susceptibility curve of LT profile |
选择JY、 XF、 LT和BJ剖面，对比其L2-4和S2-1层磁化率反演古降水，以考察MIS6.5期黄土高原降水变化的空间格局与间冰期的差别(表 1)。根据全球土壤磁化率与降水量的回归关系[30]，反演的上述黄土序列记录的古降水量普遍低于当地现代年均降水量，这种现象在高磁化率地层表现的更为明显。根据黄土高原土壤磁化率与降水量回归关系[28]，反演的古降水量则普遍高于当地现代年均降水量。Huang等[31]研究发现黄土高原南部地区在3ka以后普遍发育现代黄土地层，表明现代环境较古土壤发育时差。这种现象在黄土高原西部也普遍可见[32]。因此，后者反演的古降水量可能更接近于真实状况。无论哪个公式计算的结果均显示MIS6.5期降水量不仅普遍低于MIS7.1期(对应S2-1古土壤层)，且向西北地区更为明显。这表明东亚夏季风在冰期时的退缩对季风边界带的降水影响最为明显。
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表 1 L2-4与S2-1地层记录的古降水量对比 Table 1 The paleorainfall comparison between L2-4 and S2-1 |
黄土高原的风尘沉积物记录了冬、 夏季风两个信号[13]。由于在地质历史时期东亚地区冬、 夏季风存在非同相位演化的可能[33, 34]，且代用指标可能同时包含二者信息，从而引起学者对黄土记录的质疑。
夏季风代用指标通常受沉积物沉积速率的影响: 沉积速率降低，土壤发育成熟，可改造下覆地层的土壤性质越强； 沉积速率增高，对下覆地层土壤性质影响微弱[35]。因此，这些代用指标通常指示被沉积速率“平滑”后的夏季风状况。LT剖面沉积速率较低，夏季风信号受“平滑”作用影响明显。如: 野外观测发现，黄土高原西部地区兰州、 定西、 环县剖面在S1(对应MIS5期)发育三层古土壤夹两层黄土结构，三层古土壤分别对应S1-1(MIS5a)、 S1-2(MIS5c)和S1-3(MIS5e)，而在黄土高原中部庆阳、 旬邑、 蓝田剖面则仅见一层古土壤[35]。再如:41ka变化周期在LT剖面磁化率的频谱分析结果中表现十分明显，而在JY剖面比较微弱(图 5)，而这个周期信号通常与北半球高纬地区存在密切联系[1, 3]。需注意的是，成壤过程对地层气候信号的“平滑”作用，对上覆古土壤的黄土层的影响最为显著； 而对上覆黄土的古土壤层，影响相对较弱。
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图 5 Y(灰色区域)与LT(黑线)剖面磁化率(a)、 粒度(b)参数的频谱分析 Fig. 5 The spectral analyses of magnetic susceptibility (a) and grain size (b) variation during past ca.250ka in JY (grey area) and LT(black line) profiles |
JY剖面位于黄土高原西北部，地层沉积速率高，受“平滑”作用的影响较为微弱。其250ka以来的平均沉积速率可达32.80cm/ka，即使沉积速率最低的MIS5和MIS7期也均超过15.6cm/ka，沉积速率平滑影响的时间应在1ka附近，甚至更短。频谱分析结果显示，JY剖面磁化率记录了25ka和21ka的变化周期，且41ka周期微弱(图 5a)，也证实了上述判断。需注意的是，冰期时夏季风收缩，黄土高原西北部地区干旱环境进一步恶化，当降水量低于某一阈值时，代用指标对气候波动不敏感[26]。如，JY剖面磁化率无法反映MIS3和MIS6.5期的亚温湿环境与MIS2和MIS4等期的差别。由此可见，黄土高原西北部地区黄土沉积序列，在间冰期时，受沉积速率“平滑”作用影响微弱，对间冰期的细微气候变化敏感； 中部地区的黄土沉积序列则受沉积速率“平滑”作用影响较强，对间冰期的细微变化不敏感，但可清晰地反映冰期气候波动。
3.2 MIS6.5期北半球冰盖面积粒度是黄土古气候研究中常用的替代参数[13]。由于黄土沉积物的物质来源主要为其西北部毗邻的蒙古高原及其南部荒漠地区，搬运动力主要为冬半年的偏北风[3, 13]。冬季风越强，搬运物质的数量越多，则黄土高原的粉尘通量越大，颗粒越粗[13]。因此，黄土粒度可以作为冬季风的代用指标。沙漠范围的变化会影响物源区和沉积区之间的距离，进而影响黄土颗粒粒度[36]。然而，最新研究发现冰期旋回中沙漠的范围扩展相对较小，其不同主要为内部景观的变化[37]。因此，沙漠的扩展和收缩对黄土沉积物粒径影响较弱。事实上，冬季风的增强和沙漠的扩展，均与北极冰盖面积具有密切关系，因此，黄土颗粒粒度可用于指示北极冰盖面积变化[38]。
使用黄土粒度反演北极冰盖变化历史，需注意沉积后成壤过程对颗粒粒度组成的改造。Sun等[39]的研究结果发现黄土沉积中石英组分粒径较全样粗，且差别主要表现在细粒端。由于石英受后期化学风化影响微弱[40]，推断成壤过程对黄土沉积物粒径分布造成了影响。然而，在约1.2Ma以来黄土全样与石英组分平均粒径的线性相关关系(R2)可达0.9，而粗粒组分(>43μm) 的百分含量与石英组分的相关关系则更高[39]。这表明虽然成壤过程对黄土沉积物粒径产生影响，但至少在1.2Ma以来并未明显改变其变化的相位模式。频谱分析结果显示:LT和JY两剖面平均粒径(Mz)参数均表现出100ka、 41ka和23ka的变化周期(图 5b)。然而，23ka周期在LT剖面的置信度超过99％，在JY剖面则置信度较低，未超过95％。由于JY剖面位于黄土高原西北部，气候干旱，受成壤作用影响微弱，因此颗粒物粒径记录的古气候信号受到后期改造影响小； 而LT剖面则相反。由此可见，JY剖面可能记录了更为“干净”的北极冰盖信号。
MIS6.5期对应于黄土高原L2-4地层。如图 3所示，各黄土剖面L2-4地层的粒度均显著变细，暗示北极冰盖面积较小。此外，L2-4地层粒径较L1-4地层略细(图 4)，但仍明显粗于古土壤层，表明当时北极冰盖面积与MIS3期相当，大于典型间冰期时的面积。以JY剖面为例:L2-4地层Mz由之前的38μm快速减小至26~32μm附近，之后又快速增大至40μm以上； 其分布范围较L1-4地层的28~34μm略细，但相比S1-5地层的23~29μm和S2-1地层的21~26μm则明显较粗(见图 3)。类似现象在LT剖面亦可见。
3.3 MIS6.5期南海海表温度南海位于我国南部，全境处于热带地区。观测发现南海及其附近地区是亚洲夏季风最早爆发的地区之一，并且是我国夏季风重要的水汽源地之一[41]。特殊的地理位置，使得南海沉积物记录了丰富的东亚季风信号，在亚洲季风研究中占有特殊的地位。本研究在南海地区选择高分辨率的沉积钻孔为研究对象(见图 2)，考察其记录的海表温度变化。
浮游有孔虫氧同位素、 Mg/Ca、 长链烯酮等参数均是指示海表温度的常用参数，但同时也受到洋流、 季节等因素影响[42, 43, 44, 45, 46, 47, 48]。如图 6a、 6b和6c所示: 虽然250ka以来这些参数的波动曲线之间存在细微差别，但总体变化趋势是基本一致的。使用主成分分析法对这些参数进行分析，结果显示第一主成分对曲线波动的解释可达到67％。由于上述参数主要受控于海表温度变化，因此PCA-1曲线可看作指示南海地区海表温度变化的有效参数。PCA-1曲线(图 6d)显示MIS6.5期南海温度较MIS3期略低，且明显低于典型间冰期。
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图 6 250ka以来南海地区海表温度曲线对比 (a) MD97-2142孔浮游有孔虫 δ18O数据来源于文献[49]，17957-2孔浮游有孔虫 δ18O[50]；(b) ODP1143孔浮游有孔虫 δ18O数据来源于文献[51]，MD05-2901孔浮游有孔虫 δ18O和Mg/Ca重建的SST数据来源于文献[52]；(c)ODP1144孔浮游有孔虫 δ18O数据来源于文献[50]，ODP1145孔浮游有孔虫 δ18O数据来源于文献[53]，ODP1146孔浮游有孔虫 δ18O和UK′37重建SST数据来源于文献[54]； (d) PCA-1曲线；(e) LT磁化率 数据来源于文献[16]； (f) Vostok CH4数据来源于文献[10] Fig. 6 The comparison of SST curves obtained from South China sea. The data of MD97-2142 is modified from reference[49]，the data of 17957-2 and ODP 1144 are modified from reference[50]，the data of ODP 1143 is modified from reference[51]，the data of MD05-2901 is modified from reference[52]，the data of ODP 1145 is modified from reference[53]，the data of ODP 1146 is modified from reference[54]，the data of LT is modified from reference[16]，and the Vostok CH4 is modified from reference[10] |
黄土高原的降雨量主要受东亚夏季风的影响，东亚夏季风形成和强弱主要受海陆热力性质差异所控制[13]。磁化率是古降水量的很好指示，可通过磁化率曲线的变化来指示东亚季风的强弱[55]。磁化率显示的MIS6.5期黄土高原地区水分状况与MIS3期类似，较典型间冰期差； 且东亚夏季风的西北边界较典型间冰期明显偏南，显示出冰期气候特征。由粒度所指示的北极冰盖的面积大于典型间冰期。因此，较大面积的北极冰盖和较低的南海海表温度限制了大量水汽向北输送到黄土高原。虽然降水量的差别可能存在由季风东南边界区向核心区逐渐降低的趋势，但仍然没有足够的证据支持MIS6.5期东亚季风区呈现类似间冰期的湿润状态。南极地区冰芯记录的甲烷浓度与低纬地区气候变化存在密切联系[56]，其MIS6.5期记录的甲烷浓度同样略低于MIS3期，明显低于典型间冰期，表现出冰期特征(图 6f)。事实上，石笋氧同位素可能是降水、 温度、 水源等信号的集合体[57]。在东亚季风区，水源信号可能对其影响较大[50]，其波动不能仅仅用降水变化解释。
与石笋氧同位素记录[8, 9]相似，黄土高原沉积序列记录的东亚夏季风同样包含有20ka的岁差周期，且信号强度高于41ka的地轴倾角变化周期，暗示东亚夏季风与低纬地区太阳辐射的信号存在密切的联系[58]。同时，黄土高原沉积序列记录的东亚夏季风也存在明显100ka的变化周期，支持东亚季风系统与全球冰量变化存在密切联系[3]。由此可见，东亚夏季风变化可能在受控于冰期旋回的同时也受到低纬地区太阳辐射的显著影响。
4 结论通过分析黄土高原黄土序列记录的MIS6.5期东亚夏季风演化历史，可得出以下结论:
(1)MIS6.5期黄土高原水分条件与MIS3期类似，并未出现与典型间冰期类似的气候特征，其西北方向的边界带较MIS7和MIS5期偏南。东亚夏季风演化与太阳辐射变化并不完全一致。
(2)MIS6.5期北极冰盖面积与MIS3期相当，大于典型间冰期时的面积，且此时的南海海表面温度明显低于典型间冰期，较大面积的北极冰盖和较低的南海海表温度限制了将大量水汽向北输送到黄土高原。黄土高原水分条件也较典型间冰期差，这种差别由季风边界区向核心区呈现逐渐降低的趋势。
(3)东亚夏季风演化包含有强烈的岁差周期和100ka周期，可能受全球冰量和低纬地区太阳辐射的共同影响。
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Abstract
Marine isotopic stage 6.5 is a period which presents strong solar irradiation and large volume of ice sheets. The global is significance of cold and dry climate. This phenomenon is one of powerful evidence to support that the ice volume is major forcing for climate evolution after Mid-Pleistocene, rather than solar irradiation. However, the oxygen isotope of Chinese stalagmite revealed East Asia is as humid as typical interglacial at that time, or even more humid. This result suggests that East Asian summer monsoon is corresponding to solar irradiation change rather than ice volume. In this study, JY(Jingyuan) and LT(Lingtai) loess-paleosol sequences have been selected to investigate the evolution of East Asian summer monsoon. JY(36.35°N, 104.6°E; altitude 2115m) site is located in northwest of Loess Plateau, near the Tengger desert, with high deposition rate and weak pedogenesis. JY loess-paleosol sequences presents more than 500m. In this study, we just sampled in upper layer about 80.7m, including from the Holocene loess to the bottom of the S2, 10cm interval sampling. Samples were dried in the laboratory, and measurement of the grain size and magnetic susceptibility. The time series of the profile is obtained by orbital tuning methods, firstly, comparing the grain size parameter of loess-paleosol sequences and the benthic δ18O curve (LR04) to get age control points, and then linear interpolation between each adjacent two age control points. LT(35.07°N, 107.65°E; altitude 1350m) site is located in the south of Loess Plateau, with lower relatively lower deposition rate and stronger pedogenesis, and the detailed profile description and data are modified from reference[16]. The magnetic susceptibility recovered paleorainfall suggested that MIS 6.5 present similar climatic condition with MIS 3, and much dryer than typical interglacial. The difference between MIS 6.5 and typical interglacial is increasing in northwestward in Chinese Loess Plateau. The East Asian summer monsoon evolution recovered from high resolution loess sequences in west Chinese Loess Plateau contains clearly and strong 20ka and 100ka cycles, which indicates it may be forcing by both global ice volume and solar irradiation.