中国黄土高原黄土-古土壤序列是记录第四纪以来古气候变化^[1～3]和地磁场^[4～8]信息的良好载体，黄土磁性地层学年代框架的建立对中国黄土序列年代学研究具有重要意义^{[1, 2, 8]}。其中，发生于距今约780ka^[9～12]的松山-布容(Matuyama/Brunhes，简称M/B)地磁极性转换是地球最近的一次地磁倒转事件，是黄土-古土壤序列磁性地层学年代框架重要的年代控制点。地磁场变化信息的全球同步性使其成为不同沉积记录间对比研究的重要依据^[13～15]。因此，松山-布容地磁极性倒转界线(Matuyama-Brunhes Boundary，简称MBB)的精确定位成了沉积物古地磁定年研究中的关键。值得注意的是，尽管中国黄土-古土壤序列的磁化率信号所反映的古气候变化与深海氧同位素曲线所反映的古气候变化有极好的相关性^{[1, 3, 8, 16～18]}，但已有的研究结果表明，具有全球同步性的M/B地磁极性转换在这两种介质中记录的层位并不一致。在深海沉积物中MBB大多记录于代表间冰期的深海氧同位素阶段19，即MIS19^{[12, 19～21]}；然而，在中国黄土高原黄土-古土壤序列中MBB则普遍位于黄土层L₈，相当于深海氧同位素MIS20^{[18, 22～25]}。这种不一致现象严重制约了古气候与古地磁研究进行可靠的海陆记录对比^{[7, 12, 13, 18, 26～30]}，也致使基于地磁极性倒转年代框架的黄土-古土壤序列与全球古气候记录的对比研究产生了较大的不确定性，甚至引发对中国黄土古气候记录全球意义的质疑^{[12, 13]}。

随着黄土高原不同剖面MBB位置研究的不断深入，越来越多的研究认识到MBB在黄土高原不同研究区域的黄土-古土壤序列中记录位置仍然存在着显著差异^{[16, 27, 31]}。如图 1所示，在黄土高原西北部的九州台^{[29, 32～35]}、枣树沟^[36]、西宁(大墩岭)^[37]等序列中，MBB位于代表冰期的黄土层L₈层上/顶部；在黄土高原中部的宝鸡^[25]、渭南^[23]、蓝田段家坡^[24]、长武^[16]、灵台^{[38, 39]}、西峰^[22]等序列中，MBB位于代表冰期的黄土层L₈中、下部；而在黄土高原中东部的洛川^[4]、三门峡^[40]等序列中，MBB则位于代表间冰期的L₈底部或古土壤层S₈上部，这些研究充分说明黄土-古土壤序列剩磁获得过程与机制的复杂性^{[7, 41, 42]}。受古地磁场在极性倒转期间磁场方向呈现不稳定性或古地磁场强度减弱^{[16, 22, 27, 31]}等因素的影响，MBB在黄土以及海洋沉积物中记录位置差异的相关原因都还有待进一步探讨。随着近年来不同黄土剖面中关于MBB大量研究成果的取得，高分辨率古地磁研究记录不断涌现，为深入探讨黄土高原MBB记录位置的空间变化规律，以及明确黄土剩磁获得机制及其影响因素提供了基础。本文拟通过总结不同黄土剖面中MBB的记录位置，分析MBB相对于L₈底部距离的空间分布及变化特征，及其与沉积速率、季风降水、成壤作用等因素的相互关系，总结MBB在黄土沉积记录中的变化规律，并探讨其区域差异产生的原因及其影响因素。

图 1(Fig. 1)

图 1 黄土高原黄土-古土壤序列MBB记录位置的空间分布特征(虚线指示年降雨量等值线，单位为mm) Fig. 1 Spatial characteristics of MBB recording position in loess-paleosol sequences of the Chinese Loess Plateau(CLP). Dotted lines indicate annual rainfall isoline(mm)

自20世纪七、八十年代以来，李华梅等^[43]、安芷生等^[44]、王永炎等^[45]、Heller和Liu^[4]、刘东生和安芷生^[46]、岳乐平^[47]率先在洛川地区展开了一系列磁性地层学研究，奠定了其作为中国黄土代表性成果的地位。然而早期工作对MBB关注的目的主要侧重于对MBB在古土壤层或黄土层中的相对位置的确定，或集中于地层时代的划分，受采样分辨率的限制，对MBB界线精确判断的参考意义有限。随后，岳乐平^[47]和Liu等^[48]在西峰、Heller和Liu^[4]以及安芷生等^[49]在洛川、丁仲礼和刘东生^[50]、Rutter等^[51]在宝鸡、岳乐平^[52]在蓝田、葛同明等^[53]在渭南、陈富斌等^[54]在川西甘孜、Ding等^[55]在灵台展开了大量磁性地层学工作，逐步建立了我国黄土-古土壤沉积序列的年代学框架，开创了中国黄土研究的新纪元。80年代后期，第四纪黄土-古土壤序列地层学及其年代框架认识基本达成共识，同时基于海陆气候变化对比的研究兴起，黄土-古土壤序列磁性地层学研究主要侧重于季风气候变化曲线年代标尺的建立，如洛川^{[4, 49]}、宝鸡^{[49, 51]}、断岘^[56]、兰州烟洞沟^[57]、兰州九州台^{[32～34, 58]}、兰州枣树沟^[36]、靖远^[59]、西宁大墩岭^[37]、武威^[60]、凤州^[61]等。

随着黄土-古土壤序列季风气候区域格局和海陆气候变化对比研究的展开，准确获得MBB的位置及转换过程成了黄土磁性地层学研究的核心问题^{[8, 16, 27, 62]}。为此，近几十年来黄土高原不同区域展开了大量高分辨率磁性地层学研究。如西部和北部的兰州九州台^{[29, 32～34]}、草滩^[29]、沙沟^{[63, 64]}、靖边^[65]、古浪^[66]等剖面，中部的蓝田段家坡^{[24, 67～69]}、渭南^{[23, 70]}、西峰^{[18, 68, 69, 71]}、灵台^{[25, 55]}、宝鸡^{[18, 25]}、洛川^{[31, 71, 72]}、宜川^[16]、长武^[16]等剖面，东南边缘的吉县^[29]、三门峡宋家店^[73]、三门峡曹村^{[40, 74]}、邙山^{[7, 75]}等剖面，以及黄土高原外围的矾山^{[29, 76]}剖面。上述研究工作基本涵盖了黄土高原的大部分区域，且多数剖面均可以提供较高分辨率古地磁研究，为准确厘定MBB真实记录位置提供了数据保障。本研究主要通过对上述成果的统计，对MBB的详细记录位置进行空间对比分析，探讨其空间分布规律及形成原因。

考虑到不同研究采用的地层划分依据和MBB位置表述均存在一定的差异，为了便于统计，本文拟定相对统一的标准，即对已有研究分辨率进行了限定，同时要求引用文献中要有磁化率、粒度或磁学参数等指标限定，并根据参数的变化，将地层划分与MBB转换带界线划分统一到相应的参数标准之下，以便将不同研究的地层和转换带位置基本控制在可以对比的范围之内，从而提高结论的可靠性。鉴于大多数研究中均采用磁化率作为地层划分的主要依据之一，本文以磁化率为例。黄土高原中东部序列中L₈黄土到S₇古土壤磁化率变化比较清楚，进入S₇磁化率有一个快速增加的过程，因此将L₈的顶界(即S₇的底界)置于L₈向S₇过渡中磁化率快速变化前的最低值处；将L₈黄土的底界置于L₈磁化率最低值到S₈古土壤磁化率最高值的中值位置，且不同黄土序列通常在此位置均存在磁化率值的快速变化或转换特征，可视为标志点。同时将文献中粒度和磁学参数等指标与磁化率进行统一，获得L₈黄土的顶、底位置。若原文中明确给出了L₈顶、底位置，本文仍需要依据磁化率曲线特征进行重新标定。而相对更为复杂的黄土高原西部与北部黄土序列则在参考其原文磁化率的同时，需要结合粒度等尽可能多的气候指标及原文描述确定L₈顶、底位置。对于M/B地磁极性转换带的确定，以松山负极性带开始变化到完全倒转为布容正极性带为准，M/B转换带顶、底界限的确定一般参照原文数据与相关描述，在不能获得明确判断依据的情况下，其结论仅作为数据统计参考。据此对不同剖面L₈顶、底界(即T_L8和B_L8)、M/B转换带顶、底界(即T_MB和B_MB，此时M/B转换带顶界T_MB相当于MBB的位置)具体位置进行严格统计，并计算得到L₈厚度(Th_L8)、M/B地磁极性转换带的厚度(Th_MB)，M/B转换带顶距L₈底部的距离(B_L8-T_MB)和相对距离((B_L8-T_MB)/Th_L8)等参数进行讨论。

黄土高原不同剖面间MBB记录位置差异较大(图 1)，从S₇底部到S₈顶部均有报道。其中，MBB在武威剖面记录于S₇底部，九州台、枣树沟、西宁(大墩岭)剖面记录于L₈上/顶部，灵台、断岘、靖远、烟洞沟剖面记录于L₈中部(或中部偏上)，宝鸡、渭南、蓝田剖面MBB记录于L₈中下部，西峰、靖边、沙沟剖面记录于L₈下部，洛川、三门峡、邙山剖面记录于S₈顶部到L₈底部。MBB记录位置在空间上具有从黄土高原西北部到东南部逐渐向下迁移的现象，从S₇底部(武威)到L₈顶/上部(西宁、枣树沟)到L₈中上部(断砚、九州台等)再到L₈中下部(渭南、蓝田、宝鸡、灵台等)直至S₈顶部/L₈与S₈过渡带(邙山、三门峡、洛川)。同时，东南部MBB在S₈中的记录逐渐增多，西部地区基本没有在S₈中的记录，而东南部的三门峡和邙山剖面则多记录于S₈及L₈/S₈过渡带中。

然而，通过表 1的统计结果可知，相同区域的黄土序列在不同研究中MBB的记录位置往往并不一致，有时甚至存在非常大的差异。为了更加真实的反映黄土中MBB记录位置的空间分布规律，本文通过研究分辨率和地层划分依据等进行了数据筛选。黄土高原西北部采样间隔大于1m，中东部采样间隔大于0.5m的研究和洛川4、宝鸡3等文中没有提及采样分辨率的研究应用时主要作为参考。段家坡4、洛川2等的研究，由于L₈厚度与同区域其他研究差异较大，本文也仅作参考。筛选后的主要研究剖面结果见表 2，不同剖面中MBB距L₈底部的距离(B_L8-T_MB)相差较大，B_L8-T_MB值大代表越靠近L₈顶部，越小则越靠近L₈底部，而三门峡2剖面为负值代表MBB记录于S₈。

表 1(Table 1)

表 1 不同区域黄土剖面中MBB的记录位置* Table 1 Positions of MBB record in different loess-palaeosol profiles from the Chinese Loess Plateau 研究区域 记录位置 分辨率 地层划分依据 沙沟[63, 64] L8底部 岩性、粒度 武威[60] S7底部 100cm 岩性 古浪[66] L8顶部 2cm 岩性、粒度、磁化率 西宁大墩岭[37] L8顶部 100cm 岩性 九州台1[29] S7中部 2.5～10cm 粒度、磁化率 九州台2[59] L8上部 ～0.5m 岩性 九州台3[33] L8中部 >0.5m 岩性 九州台4[34] L8上部 约2.5～3.0m 岩性 九州台[32] L8下部上部 2.5m 岩性、磁化率 烟洞沟[57] L8上部 岩性 枣树沟[36] L8顶部 0.5m 岩性、中值粒径 草滩[29] S7底部 5cm 岩性、磁化率 断砚[56] L8顶部 20cm 岩性、磁化率 靖边[65] L8下部 20cm 岩性、磁化率 宝鸡1[18] L8中部 连续 岩性、磁化率 宝鸡2[25] L8中部 连续 岩性、磁化率 宝鸡3[50] L8中部 岩性 西峰1[18] L8中部 连续 岩性、磁化率 西峰2[69] L8中部 连续 岩性、磁化率 西峰3[68] L8中部 连续 岩性、文中给出 西峰4[48] L8中部 20cm 岩性、磁化率 灵台1[25] L8中部 连续 岩性、磁化率 灵台2[38] L8下部 5cm 岩性、磁化率 长武[16] L8中部 2cm 岩性、磁化率 洛川1[31] L8下部 连续 岩性、磁化率 洛川2[72] S8上部 10cm 岩性 洛川3[16] L8中部 连续 岩性、磁化率 洛川4[49] L8下部 岩性、磁化率 洛川5[4] S8上部 岩性 宜川[16] L8中部 2cm 岩性、磁化率 段家坡1[24] L8中部 连续 岩性、Hrc/Hc比值 段家坡2[69] L8中部 连续 岩性、文中给出 段家坡3[68] L8中部 连续 岩性、文中给出 段家坡4[67] L8下部 连续 岩性、文中给出 段家坡5[77] L8上部 连续 岩性、文中给出 渭南1[70] L8中部 连续 岩性、磁化率 渭南2[16] L8中部 连续 岩性、文中给出 吉县[29] S8顶部 2.5cm 岩性、粒度、磁化率 三门峡1[40] L8底部 连续 岩性、磁化率 三门峡2[78] S8顶部 连续 岩性、磁化率 三门峡曹村[74] L8底部 连续 岩性、磁化率 三门峡宋家店[73] L8底部 连续 岩性、文中给出 邙山1[7] L8下部 连续 岩性、磁化率 邙山2[75] L8下部 20cm 岩性、磁化率 矾山1[29] L8下部 连续 岩性、磁化率 矾山2[76] S8上部 岩性、磁化率 *浅灰色阴影指示黄土高原的不同区域，即西/北部、中部和东南部

表 1 不同区域黄土剖面中MBB的记录位置* Table 1 Positions of MBB record in different loess-palaeosol profiles from the Chinese Loess Plateau

表 2(Table 2)

表 2 高分辨率古地磁研究中不同黄土剖面MBB的记录位置* Table 2 Position of MBB record in different loess-palaeosol profiles in high resolution paleomagnetic studies from the Chinese Loess Plateau 研究区域 L8底界 BL8/m MB顶界 TMB/m L8厚度 ThL8/m MB厚度 ThMB/m TMB到BL8 TMB-BL8/m 相对距离 (BL8-TMB)/ThL8 MB相对厚度 ThMB/ThL8 沙沟[63, 64] 12.3 12.6 10.1 / 0.3 0.030 / 古浪[66] 214.76 201.76 13.0 / 13.0 1.000 / 武威[60] 115.0 105.5 8.80 5.50 9.5 1.080 0.63 烟洞沟[57] 32.2 29.5 3.45 / 2.7 0.783 / 西宁大墩岭[37] 155.75 146.8 9.71 / 8.95 0.922 / 枣树沟[36] 6.2 15.6 10.5 / 9.4 0.895 / 九州台1[29] 20.4 1.4 11.5 7.50 19.0 1.652 0.65 九州台3[33] 126.58 135.0 13.29 / 8.42 0.634 / 九州台[58] 162.5 158.0 6.0 / 4.5 0.750 / 九州台[34] 135.75 148.8 14.75 / 13.05 0.885 / 九州台[32] 133.5 135.0 9.0 / 1.5 0.167 / 草滩[29] 34.5 24.0 10.2 9.00 10.5 1.029 0.88 断砚[56] 105.2 101.0 4.4 / 4.2 0.955 / 靖边[65] 8.6 7.0 7.4 / 1.6 0.216 / 宝鸡1[18] 4.3 3.0 2.5 0.80 1.3 0.32 宝鸡2[25] 59.84 58.5 2.28 0.81 1.34 0.588 0.36 西峰1[18] 1.8 0.76 2.7 0.34 1.04 0.385 0.13 西峰2[22, 69] 4.0 2.92 2.3 0.88 1.08 0.470 0.38 西峰3[5, 68] 1.05 2.65 2.6 2.00 1.6 0.615 0.77 西峰4[48] 73.2 71.6 2.7 1.60 1.6 0.593 0.59 灵台1[25] 62.75 61.51 2.33 0.36 1.24 0.532 0.15 长武[16] 3.4 1.36 3.4 0.64 2.04 0.600 0.19 洛川1[31] 1.2 0.73 1.6 0.48 0.47 0.294 0.30 洛川3[16] 1.52 0.88 1.52 0.58 0.64 0.421 0.38 宜川[16] 2.68 1.4 2.68 0.52 1.28 0.478 0.19 段家坡1[24] 1.86 0.83 1.74 0.30 1.03 0.592 0.17 段家坡2[69] 1.52 0.58 1.52 0.40 0.94 0.618 0.26 段家坡3[68] 1.9 1.01 1.9 0.30 0.89 0.468 0.16 段家坡5[77] 47.0 45.92 1.5 0.38 1.075 0.717 0.25 渭南1[70] 73.5 72.4 2.5 0.50 1.1 0.440 0.20 渭南2[16] 2.5 1.44 2.5 0.60 1.06 0.424 0.24 吉县[29] 4.0 4.1 1.7 0.30 -0.1 -0.059 0.18 三门峡1[40] 48.2 47.94 1.5 0.50 0.26 0.173 0.33 三门峡2[26] 47.6 47.8 1.4 / -0.2 -0.143 / 三门峡宋家店[73] 36.4 36.0 2.4 / 0.4 0.167 / 三门峡曹村[74] 49.9 49.8 2.1 / 0.1 0.048 / 邙山1[7] 2.6 1.7 2.6 0.85 0.9 0.346 0.33 邙山2[75] 147.8 147.1 2.4 1.10 0.7 0.292 0.46 矾山1[29] 4.2 3.8 1.1 1.10 0.4 0.364 1.00 *浅灰色阴影指示黄土高原的不同区域，即西/北部、中部和东南部

表 2 高分辨率古地磁研究中不同黄土剖面MBB的记录位置* Table 2 Position of MBB record in different loess-palaeosol profiles in high resolution paleomagnetic studies from the Chinese Loess Plateau

黄土高原西北部地区的九州台、断岘、草滩等剖面的B_L8-T_MB值相对较高(表 2)，东南部的三门峡、邙山则值相对较低。L₈的厚度越大，往往B_L8-T_MB值也越大，相关系数可达0.840，若除去西北部的九州台^{[29, 32]}、沙沟^[63]和北部的靖边^[65]的相应数据，二者的相关系数可达0.974(图 2)。然而，MBB距L₈底部的相对距离((B_L8-T_MB)/Th_L8)及M/B转换带的相对厚度(Th_MB/Th_L8)则均与L₈的厚度没有显著地相关性。(B_L8-T_MB)/Th_L8值在西北的草滩和断岘接近或大于1，即接近或达到S₇；而东南部的三门峡2和吉县剖面则为负值，表明MBB记录于S₈。黄土高原中部绝大多数研究结果中，(B_L8-T_MB)/Th_L8值介于0.294～0.717之间，平均为0.515(表 2)，即MBB主要记录于L₈的中部。由图 3可知，黄土高原西北部剖面中(B_L8-T_MB)/Th_L8值随L₈厚度变化幅度较小，表明MBB的位置受成壤作用影响较小；相反，黄土高原中部和东南部的剖面中(B_L8-T_MB)/Th_L8值随L₈厚度变化幅度较大，L₈微弱的增厚就会引起MBB相对位置向L₈顶部靠近，表明该区域成壤作用的影响较大，MBB的记录位置对成壤作用的变化非常敏感。虽然不同黄土剖面B_L8-T_MB值相差较大，但M/B转换带相对厚度(Th_MB/Th_L8)差别相对较小(表 2)。黄土高原中部，除去西峰剖面外，Th_MB/Th_L8值均处于0.15～0.40之间。

图 2(Fig. 2)

图 2 黄土高原剖面MBB距L8底界距离与L8厚度的相关关系(菱形点是分布较为分散的研究结果) Fig. 2 Correlation of the thickness of L8 and distance from MBB to the bottom of L8 from the CLP. The diamond points indicate the comparatively scattered results mentioned in the text

图 3(Fig. 3)

图 3 黄土高原剖面MBB距L8底界相对距离(BL8-TMB)/ThL8及M/B转换带的相对厚度(ThMB/ThL8)与L8厚度(ThL8)的相关性图中黄色菱形代笔黄土高原西北部剖面(黄色圆点分布较为分散)，蓝色圆点代表中部剖面，红色三角代表东南部剖面 Fig. 3 Correlation of the thickness of L8 with the relative distance from MBB to the bottom of L8 and relative thickness of MBB. The yellow diamonds indicate the sections from northwest of the CLP(the yellow dots are more dispersed), blue dots indicate the sections from center of the CLP, and red triangle indicate in the sections from southeast of the CLP

在黄土磁性地层学研究中，松山-布容极性转换界线(MBB)是重要的年龄参考点，确定MBB位置是古地磁精确定年最为关键的工作^{[8，16；27，29～31，71]}。然而，大量研究表明MBB的记录位置在黄土高原不同区域间存在显著的差异(图 4)，且同一区域不同研究中也存在差异。对于黄土沉积物中MBB位置的认识，不同学者有不同看法，目前主要存在以下几种看法： 1)Lock-in效应的影响使得沉积后剩磁(pDRM)或化学剩磁(CRM)在pDRM的锁定过程以及CRM的缓慢获得过程中对地磁记录发生向下错位^{[8, 24, 27]}，且CRM可能会掩盖特征剩磁(ChRM)的有效信息^{[29, 71]}。黄土沉积实验^{[42, 79]}表明在ChRM的获得过程中，普遍存在较浅的Lock-in效应。同时，Laschamp事件的空间变化指出Lock-in深度存在由黄土高原西北向东南逐渐增厚的趋势^[80]。2)黄土和古土壤层的划分依据主要有岩性、粒度、磁化率及部分环境磁学参数^{[4, 16, 47, 49, 62, 65, 69, 77]}。但磁学参数等指标易受成壤作用影响，粒度易受近地物源与沉积地貌位置影响，且影响程度并不一致，较难准确、有效地在区域上获得相对一致的黄土层和古土壤界线^{[27, 30]}。3)黄土高原不同地区沉积速率差异较大，如黄土高原西北部的古浪^[66]、九州台等剖面L₈厚度超过10m^{[29, 33]}，而中部的洛川^{[16, 31, 49]}、西峰^{[18, 22, 48]}和灵台^{[37, 55]}等剖面L₈则仅有1.5～2.7m。如此巨大的差异，成为了MBB位置差异的可能原因。同时，黄土高原千年尺度沉积间断的存在^[81]，可能造成部分地磁场信息记录的缺失^{[82, 83]}。4)黄土沉积物中天然剩磁的组成十分复杂，包含了沉积剩磁(DRM)、pDRM、CRM及粘滞剩磁(VRM)等。黄土在沉积时会记录地磁场的变化形成DRM和pDRM^{[4, 6, 8, 42]}。在土壤发育过程中有磁赤铁矿和赤铁矿形成，部分磁赤铁矿粒径超过SP/SD阈值(约20～30nm)^[84]，可以载有相对稳定的CRM。古土壤NRM强度为黄土的2～3倍可能预示着与成壤作用相关的CRM是古土壤中天然剩磁的主要贡献者之一^[85]。在黄土高原东南部，随着成壤作用的加强CRM可能会彻底改变ChRM^[29]，且Zhou等^[71]认为热退磁与交变退磁均无法清除CRM对沉积剩磁的影响。此外，在冬季反复的冻融过程中，粗颗粒磁铁矿在地磁场中会通过物理转动而被重磁化^[79]。剩磁获得机制的差异，尤其是CRM的掩盖效应，导致了不同区域古地磁结果可能出现显著地偏差。5)地磁场极性转换期间，地磁场强度降低至正常值的10 ％～30 ％ ^{[71, 86]}，且稳定性较差，无法使碎屑磁铁矿良好的定向排布^{[8, 31]}，单套样品测试的不确定性导致无法准确获得MBB的位置^{[7, 31]}。6)黄土高原不同区域对气候的响应存在一定的相位差^{[16, 70, 78]}，东南缘仍在发育S₈时，高原内部及西北缘则可能已经开始发育L₈^[29]；古土壤的上下界面可能存在穿时性^[40]，这种差异可能导致了黄土高原不同区域间MBB记录位置的穿时性差异^{[16, 78]}。

图 4(Fig. 4)

图 4 黄土高原典型剖面中MBB的记录位置 Fig. 4 The position of MBB recorded in representative loess profiles of the CLP

黄土中MBB记录位置差异的解释很多，但各种因素究竟可产生何种程度的影响还不得而知。岩石磁学研究表明M/B转换期ChRM的载磁矿物主要为PSD磁铁矿^[23]，且通常加热300℃就可以有效去除磁赤铁矿载有的CRM^{[7, 29, 87]}。吉县的研究中，次生组分加热至450～530℃可以去除^[29]。黄土沉积物可以有效去除CRM、VRM对ChRM的影响^{[7, 70, 84]}。因此，主要基于热退磁建立的黄土磁性地层学可以有效避免CRM和VRM的影响^{[7, 8, 27, 29]}。虽然黄土沉积的连续性还存在争议，但短时极性事件的检出^{[70, 88]}和百年尺度气候事件的记录^[89]否定了黄土沉积存在显著的沉积间断，至少在不同地域和千年尺度上是连续的。因此，沉积速率不同对MBB的影响主要是其相对于L₈底部距离的差异，无法解释MBB与L₈厚度的比值在不同剖面间的较大差异。关于气候响应造成的MBB位置差异目前还无法评估。气候响应可能造成了CRM在黄土高原东南部影响较强而西北部影响较弱^[29]。由此可见，剩磁获得机制、黄土的连续性、气候响应的差异这几个因素并非影响黄土沉积中MBB具体位置的主要因素，地层划分、极性转换期间古地磁场信息记录的有效性和Lock-in影响深度成了更加可能的因素。

首先，Lock-in模型经常用来解释黄土沉积中MBB位置差异，但把其作为MBB位置差异的主因还存在诸多疑问，如无法解释受成壤作用较弱的黄土层也存在巨大的锁定深度^{[40, 88]}，与黄土-古土壤序列可以较准确记录持续时间较短的古地磁漂移事件矛盾^{[23, 70]}。黄土中的ChRM主要为磁铁矿载有的pDRM而非CRM，否定了CRM对较大Lock-in深度的贡献^{[42, 62]}。黄土高原土壤表层混合层的厚度小于5cm^[89]，黄土-古土壤序列中Lock-in的影响深度可能只有几厘米，无法造成不同区域MBB位置的巨大差异^{[26, 27, 70]}。Liu等^[27]认为赵家川剖面的Lock-in深度应该为20cm。西峰、灵台、宝鸡、洛川、蓝田、渭南等剖面均有质量较高的连续古地磁结果，且均处于黄土高原中部，年均温和年降水量差别不大，其相应的Lock-in的影响深度应该差异不大^{[18, 25, 48～53]}。本文取20cm作为该区域不同剖面的Lock-in影响深度进行类似实验，但在MBB位置向上推移了20cm后，各剖面重新获得的MBB仍然差异显著，MBB厚度占L₈厚度的比例也没有更加一致。黄土高原中部、南部及东南部的西峰、灵台、宝鸡、洛川、蓝田、渭南等剖面的B_L8-T_MB值随L₈厚度的增大而增加，但(B_L8-T_MB)/Th_L8值并没有类似变化，而是集中于0.294～0.717之间(表 2)。M/B转换期的相对位置并没有随着温度、降水和沉积速率等因素的变化而呈现由西北向东南向下迁移的特征。由此可见，Lock-in在黄土沉积中的影响深度较为有限，并不会造成不同剖面间MBB记录位置的显著差异。

其次，地磁极性转换期间地磁场强度会迅速降低，地磁场信息记录的有效性会降低^{[31, 68, 69]}。洛川多套平行样品的古地磁结果表明^[31]，极性转换期间的形态特征差异极大，转换期详细过程难于获得，来自转换带内样品的古地磁结果离散度高。西峰剖面古地磁结果显示M/B转换期内几乎无法获得稳定的原生剩磁^[69]。尽管如此，极性转换期间地磁场的不稳定性可能并不影响MBB位置的准确性^{[31, 69]}。然而，若磁倾角和磁偏角的变化不同步，获得的MBB的位置就会有所差异。如蓝田段家坡剖面^{[24, 68, 77]}的结果中，磁倾角和磁偏角同步变化，但马醒华等^[67]的结果中磁倾角和磁偏角变化则不同步，偏角变化的位置较倾角完全变正低约10cm。西峰剖面，Yang等^[18]的结果显示磁倾角和磁偏角同步变化，但孙东怀等^[69]的结果则不同步，偏角变化的位置较倾角完全变正低约20cm。由此可见，极性转换期间地磁场强度较低，信息记录不稳定^{[31, 68, 69, 71]}，可能会引起磁倾角和磁偏角变化不同步^{[67, 69]}，进而造成不同研究中MBB的最终记录位置存在一定的差异。同时，不同剖面间转换期内的极性波动差异极大：渭南记录了5次^[23]，蓝田记录了5次^[24]，灵台记录了7次^[25]，三门峡记录了9次^[26]，西峰和宝鸡则最多记录了15次^[18]，而矾山则没有检测出转换带的过程^[29]。即使同一区域，不同研究中也存在差异，如西峰剖面，Yang等^[18]认为极性波动高达15次，孙东怀等^[69]检测出10次，而朱日祥等^[68]则仅识别出5次。对比古地磁结果可知，Yang等^[18]采用XF1极性波动作为转换期的结束，但该极性波动在孙东怀等^[69]的结果中却较难界定。因此，转换期形态的识别和极性波动的认识均会造成MBB位置界定的差异。

另外，采用不同的指标进行地层划分，得到的结果往往不同，如西峰赵家川和灵台剖面中依据石英粒度与磁化率获得的L₈/S₈界线就存在约1m的差距^[27]，但目前仅有极少数剖面兼具磁化率与粒度指标，大多剖面间地层划分的差异主要源于岩性和磁化率特征的差异。即使采用相同的指标，不同研究中同一地区获得的地层划分结果也存在差异，如西峰剖面，本文依据文中磁化率特征重新对L₈的顶、底界线进行了厘定，但差异依然显著，朱日祥等^[68]、孙东怀等^[69]和Yang等^[18]均采用连续采样，得到的L₈厚度分别为2.7m、2.6m和2.1m。除去西峰、灵台、宝鸡、渭南外，其余剖面L₈厚度在不同研究中均存在较大差异。

综上所述，地磁场信息记录的有效性、Lock-in效应、地层划分均会引起MBB记录位置的差异。在不同的研究中，引起MBB位置差异的主要因素及影响程度均不同。在渭南剖面中，Pan等^[70]和Zhu等^[5]均认为L₈厚度为2.5m，地层划分一致，由于地磁场记录和对研究结果取舍的差异，B_L8-T_MB和Th_MB均存在10cm差异。结合前述西峰剖面^{[18, 68, 69]}的对比，同一地区地磁场记录引起的MBB位置差异可达约20cm。此外，地磁场极性转换期间磁场强度显著降低，古地磁场强度完全恢复到正常值要滞后转换完成约2000年^[68]。黄土高原西北部成壤作用弱，可能当地磁场强度完全恢复到正常值时磁性颗粒才能有效记录其信息，按沉积速率计算，持续2000年可引起高原西北部MBB记录位置向上迁移超过40cm^[34]。

除去黄土高原西北部外，其余剖面中B_L8-T_MB与Th_L8存在着正相关关系，即L₈越厚，MBB距L₈底部距离越大(图 2)，这一变化特征与Lock-in效应由高原西北部向东南部影响逐渐加强相一致。西北部成壤作用弱，Lock-in效应影响深度较浅，可能仅有几厘米^{[26, 27, 70]}；随着成壤作用的加强，中部地区Lock-in效应的影响深度可能达到20cm^[27]。地磁场对松散沉积物沉积剩磁的影响深度要小于50cm^{[70, 90]}，目前还无确切证据表明Lock-in效应的影响可超过这一深度。不过，MBB的相对位置并没有类似的变化趋势，大部分剖面MBB的相对位置均处于L₈中部。同时，MBB的相对厚度与Lock-in效应并无明显的相关性，东南部剖面MBB的相对厚度并没有因为较强的Lock-in效应而增大，如三门峡和邙山剖面的Th_MB/Th_L8多为0.33～0.46(表 2)，与中部的洛川和宝鸡剖面相近。因此我们认为成壤作用强度与Lock-in效应相互叠加，对MBB记录的整体位置影响更大；而对于MBB厚度来说，并不会引起显著的差异。

地层划分是研究MBB记录位置的基础之一，但目前关于黄土地层划分还没有统一的标准，因此获得的L₈厚度也往往存在差异。如段家坡剖面中，不同研究中L₈的厚度存在显著差异^{[24, 67～69, 77]}，MBB在L₈中的记录从下部到上部均有。而在渭南^{[16, 70]}、灵台^{[25, 38]}、宝鸡^{[18, 25]}、洛川^{[16, 31, 49]}、邙山^{[7, 75]}等剖面中，不同研究获得的L₈厚度差别不大，B_L8-T_MB和T_MB/Th_L8差异较小。由此可见，Lock-in效应、地磁场信息记录和地层划分会在不同方面、不同程度地引起MBB记录位置的差异。不同研究中MBB记录位置的巨大差异，可能是这些因素的影响相互叠加造成的，致使MBB在不同研究中产生巨大差异。

为了更具体的讨论黄土高原黄土-古土壤序列MBB记录位置的空间变化特征及其可能因素，从上述研究序列中选取数据质量较高和代表性较强的9组研究结果作图，这些代表性剖面可以明确地指示黄土高原西北到东南L₈黄土厚度和MBB记录位置的空间变化特征(图 4)。首先，由西北向东南，L₈黄土厚度逐渐减小，且L₈厚度的空间变化规律与黄土高原盛行风向一致：西北部靠近沙漠/黄土边界带的古浪最厚，而东南部的洛川、三门峡等序列相对较薄；渭南剖面与周边较近剖面相比L₈略厚，可能与其距离近地物源较近、且处于其下风向的地貌位置有关。

其次，黄土高原西北部黄土-古土壤序列MBB的记录位置多位于L₈上部甚至S₇底部，而东南部剖面则普遍记录于L₈中下部甚至S₈顶部，由西北向东南呈现向下迁移的趋势。对比S₈磁化率变化特征发现，三门峡剖面S₈向L₈变化过程中，S₈磁化率由早期到达峰值后开始降低，并没有迅速降低到L₈的水平，其间存在厚约1m的磁化率稳定带(图 4中灰色区域)。该磁化率相对稳定带在东南部的三门峡剖面最厚，其西/西北方向的渭南、西峰、灵台、宝鸡等剖面逐渐减薄，而黄土高原西北部的兰州和古浪剖面S₈厚度相对较小且呈明显的波动特征，与成壤作用强度和东南-西向降雨梯度带的空间变化特征一致。黄土高原西北部成壤作用较弱^[29]，黄土和古土壤成壤作用强度相差不大，L₈沉积时底部受成壤作用影响较小，磁化率无显著变化，MBB的记录位置受后期成壤作用的影响较小。同时该区域沉积速率大^[33]，磁性矿物颗粒较粗，加之降水偏少，磁性记录受成壤作用影响较弱^[29]。黄土高原西部和北部的武威、古浪、西宁、靖远、草滩、九州台、枣树沟、烟洞沟、断岘等剖面中MBB均记录于L₈顶部及S₇底部。而与之不同的九州台^[32]、沙沟和靖边剖面中获得的MBB位于L₈中下部则极有可能与未考虑重磁化作用的影响有关。与黄土高原西北地区相反，东南部区域则相对温暖，降水较充沛，成壤作用较强，发育了相对较厚的古土壤和较薄的黄土，沉积物颗粒也明显变细。即相当于L₈形成初期受成壤化作用的影响较强^[29]，一定厚度的黄土沉积受成壤作用影响使磁化率显著增强，显示古土壤的磁化率特征，导致古土壤上界面可能具有穿时性，从而造成S₈顶界在黄土高原东南部年龄较西北部年轻^[40]。

其中洛川剖面的这一特征并不显著则可能与其所处的塬面中心部位，地表径流较弱，导致S₈至L₈底部可能形成复合古土壤，磁化率显示缓慢降低。因此，黄土高原中部和东南部剖面中MBB的记录位置受后期成壤作用的影响较为显著。黄土高原中部的长武、宜川、西峰、宝鸡、灵台和南部的渭南、蓝田剖面，MBB均记录于L₈中部，洛川和东南部的邙山剖面MBB记录于L₈下部，而东南部的三门峡剖面MBB则记录于L₈底部(见表 1)。黄土高原中部和东南部地区沉积物粒度较细、沉积速率较慢^{[6, 8]}、降水充沛，成壤作用较强，黄土层L₈沉积后底部受成壤作用影响较强，MBB记录位置“下移”。同时，东南部地区MBB的记录位置对L₈厚度的变化较敏感，L₈厚度微小的变薄可能会引起MBB记录位置的显著变化，最终导致部分研究中MBB记录于S₈。如三门峡剖面，不同研究中L₈厚度由1.5m^[40]变为1.4m^[26]，(B_L8-T_MB)/Th_L8则由0.173变为-0.143(表 2)，即MBB记录位置由L₈底部变为S₈顶部。如果将受后期成壤作用改造的部分考虑到L₈的总厚度中，那么即使黄土高原东南部的三门峡和邙山剖面，黄土高原内部的洛川剖面等MBB位于S₈的记录均会显示至少记录于L₈中-上部。因此，黄土高原，尤其是东南部地区，MBB的记录位置受成壤作用影响显著，L₈厚度受成壤作用影响会变得更薄，Lock-in效应也会加强。这与Laschamp事件的记录深度由黄土高原西北向东南逐渐增厚表明随着成壤作用的加强，Lock-in效应也不断加强相一致^[77]。成壤作用通过影响L₈黄土厚度和Lock-in效应的作用深度，影响地磁场记录的有效性，最终影响了MBB的记录位置。

综合对比黄土高原不同区域和不同黄土-古土壤序列研究中MBB的记录位置发现，黄土高原西北部剖面MBB多记录于L₈上部及S₇底部，黄土高原中部剖面MBB主要记录于L₈中部，而东南部剖面MBB则记录于L₈下部及L₈/S₈过渡带内(图 1和表 1)。分析当前有关MBB区域记录差异的主要因素发现Lock-in效应、地层划分、地磁场信息记录、剩磁获得机制、区域气候响应和沉积速率差异等因素均会在一定程度上影响MBB的记录位置^{[7, 8, 13, 27～30, 38, 40, 77, 79～86]}。但不同因素的影响程度存在差异，Lock-in效应、地层划分、地磁场信息记录相对而言是造成不同区域MBB记录位置差异的主要因素。

整合现有黄土高原研究成果中关于MBB记录位置的信息(表 2)可知，MBB的记录位置与沉积速率之间关系密切，L₈黄土越厚，MBB的记录位置越靠近S₇，而L₈黄土越薄，MBB记录位置则越靠近S₈，由西北部向东南部MBB的记录位置逐渐向下迁移。代表性剖面(图 4)中黄土磁化率的变化特征则表明，成壤作用的强度变化对MBB记录位置的影响可能更大，尤其是在L₈黄土较薄的东南部地区，L₈黄土的轻微变薄，就会引起MBB记录位置的显著“下移”。黄土高原西北部沉积速率高，L₈黄土受成壤作用影响较弱，MBB的记录位置基本不受成壤作用影响。与之相反，黄土高原中部和东南部沉积速率相对较低，L₈黄土受成壤作用影响显著(图 4)，并呈现一定的穿时性特征^[40]。因此在黄土高原不同区域风尘序列MBB的记录位置受成壤作用强度的影响，并影响到黄土与古土壤的地层划分而使MBB的记录位置产生区域差异；除此之外Lock-in效应、地磁场信息记录等因素在黄土高原不同区域均存在差异，这些因素的影响相互叠加、放大，最终造成了黄土高原不同区域MBB的记录位置存在显著差异。

致谢: 感谢邓成龙研究员、王喜生研究员对本项工作的建设性意见；同时感谢杨美芳老师和评审专家对论文修改的宝贵意见。