2018, Vol.38
2 陕西师范大学旅游与环境学院, 陕西 西安 710119;
3 平顶山学院化学与环境工程学院, 河南 平顶山 467000)
毛乌素沙地处于中国西北沙漠与黄土高原的过渡地带，自西北向东南由沙漠向黄土逐渐过渡，形成了一条典型的沙漠-黄土交错分布带。因此，毛乌素沙地就形成了区别于沙漠、黄土两大环境地质单元的沙漠-黄土耦合系统，从而成为中国北方干旱、半干旱地区环境演变研究的理想区域[1]。
作为联系沙漠与黄土两大地质单元的纽带，毛乌素沙地在地层发育上具有突出的过渡性特点，在沙漠与黄土的长期交织影响下，毛乌素沙地地层记录了晚第四纪以来多层风成砂、黄土、古土壤以及与河湖相互层的沉积序列[2~3]。从目前国内外研究情况来看，毛乌素沙地环境演变研究基于的地质剖面主要有风成沉积和河湖相沉积两种类型[2~3]。由于毛乌素沙地东南缘正位于沙漠扩张与收缩的前缘，其沉积特点往往更有利于揭示晚第四纪以来毛乌素沙地的形成及进退演化。因此，毛乌素沙地环境演变研究主要集中于东南缘沿神木、榆林、横山、靖边及定边一线的沙漠-黄土边界带[4]，在这条线上，研究剖面不仅数量多，而且剖面分布较集中；沙地内部和沙地北部也有一些相对分散的研究剖面，但在数量上远远不及东南缘沙漠-黄土过渡带。具体来看，东南缘沙漠-黄土交错带的研究剖面又集中分布于两个地区，一是以风成沉积为主的榆林、神木、靖边周边地区，另一个是以萨拉乌苏河“河套人”遗址为中心的周边风成沉积与河湖相沉积互层的地区，针对这两个地方的研究均获得了许多高水平研究成果[2~3, 5~8]。毛乌素沙地北部的研究剖面主要以古湖泊沉积为主，相关研究也产生了一批重要的研究成果[9~11]，而在沙地内部的研究则相对薄弱，且鲜有较完整的晚第四纪以来的黄土-古土壤沉积发现与研究，很显然，这与毛乌素沙地的沙漠化及西北毗邻的沙漠近源影响有关。
目前学界所广泛认同的是，黄土-古土壤沉积已成为研究全球古环境演变的理想材料[12~15]。在2013年11月~ 2014年7月期间，我们在靖边→乌审旗→杭锦旗→鄂尔多斯沿线周边地区，对毛乌素沙地进行了4次野外考察，依据所处的地质构造单元，在毛乌素沙地腹地乌审旗境内的覆沙黄土区发现一处沉积连续、分辨率高且保存完整的黄土-古土壤沉积序列(图 1)。从与黄土高原洛川标准黄土剖面[16]对比来看，现场初步判断为出露自L3以来的黄土地层，剖面顶部上覆风沙层，剖面构型与毛乌素沙地东南缘沙漠-黄土边界带分布较广的古风成砂-砂质黄土序列[17]有显著不同，以往也均未见类似剖面的相关报道。由于不同时期形成的古风成砂质沉积直接反映了毛乌素沙地数十万年以来的进退演化，因此古风成砂也成为这一地区地层沉积的重要标志[18]。但是，在毛乌素沙地腹地所发现的这一黄土-古土壤序列是否与其他古风成砂-砂质黄土序列一样具有显著的古环境指示意义，尚有待研究。基于此，对该剖面进行研究，以期为毛乌素沙地环境演变研究提供一个新的连续完整且时间尺度更长的黄土-古土壤沉积剖面，丰富毛乌素沙地中部长时间尺度上的古环境演变信息，为过去全球环境变迁研究提供科学依据。
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图 1 毛乌素沙地地形及研究剖面位置 Fig. 1 Topographical distribution and the loess-palaesol section location in the Mu Us dune field |
毛乌素沙地为中国四大沙地之一，沙化土地总面积达到了3.98×104 km2。毛乌素沙地属温带大陆性季风气候，夏季风降水的北部边缘过渡地带，年均气温6.8 ℃，年均降水量350~400 mm，年均蒸发量2200~2800 mm，全年日照时数2.8×104~3×104 h，≥ 10 ℃积温2800~3000 ℃。毛乌素沙地北接鄂尔多斯高原，南邻黄土高原北缘，地貌组成多以梁地与滩地相间、沙丘与草甸结合为主(图 1)。梁地地表起伏不大，上为流沙覆盖。沙地东南部属淡栗钙土干草原地带，以风沙滩地、覆沙黄土丘陵与河流地貌为主，半流动和半固定沙丘广泛分布。其中，黄土丘陵为陕北黄土高原北部边缘的延伸过渡，主要有马兰黄土和砂黄土。西北部属棕钙土半荒漠地带，流动沙丘、半固定沙丘和固定沙丘广泛分布，呈相互交错分布形态。
研究剖面命名为木楼梁剖面(以下简称MLL剖面)，地理坐标为38°28′21″N，108°45′55″E；剖面顶部海拔1409 m，剖面出露厚度平均12 m左右(图 2)。MLL剖面位于乌审旗东南15.8 km的梁地(图 1)，梁地呈西北-东南走向延伸，宽度达10 km，平均海拔1400 m，高出乌审旗周边地区100余米。梁地地表多连续分布半固定沙丘和流动沙丘，植被组成以荒漠草原和灌丛草原为主，主要有草麻黄(Ephedra sinica)、芨芨草(Achnatherum splendens)、狼毒(Euphorbia fischeriana)及禾草类，也常见有人工种植的柠条锦鸡儿(Caragana korshinskii)。
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图 2 研究剖面及周边环境照片 Fig. 2 Photos of the loess-palaesol section and around environment |
MLL剖面为修建S215公路施工时取土所形成的人工出露剖面，本文研究剖面厚度为11.6 m。该剖面样品于2014年3月29日~ 4月1日期间采集，自上而下按层序采样(图 2a)。地表风沙层FS按10~14 cm为间隔采样，取得风沙样10个；黄土和古土壤层位按4~7 cm间隔采样，黄土、古土壤样品共计125个。MLL剖面具有4个明显的钙结核淀积层，分别位于L1b、S1b、S2a和S2b的底部(图 2a)，厚度分别为30 cm、20 cm、30 cm和60 cm，每层按上、中、下部位各采集3个样品，共采集结核样12个。光释光测年样品选择在沉积相变化明显的位置，分别在地表风沙层和第一层黄土各取2个样品，两个古土壤层各取1个样品，共计采集6个OSL样(图 2a)。
2.2 测试分析 2.2.1 年代测定OSL测年在中国科学院地球环境研究所黄土与第四纪地质国家重点实验室完成，采用美国Daybreak Nuclear and Medical Systems公司生产的Daybreak 2200型自动化光释光/热释光分析仪测试，所使用的蓝光光源为中心波长470 nm的LED组，红外光源采用中心波长为880 nm的红外LED组。MLL剖面6个测年样品中，其中3个样品的测试结果出现了年龄倒转，可能是在样品采集、运输、保存或测试过程中的某个环节出现了问题，因此实际上仅有3个样品的OSL测年结果可用，这3个样品的层位和深度见表 1。
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表 1 MLL剖面OSL样品年龄测试结果 Table 1 Test results of the OSL sample ages at MLL section |
磁化率(低频磁化率χlf)的测量采用英国Bartington公司生产的MS-2B型磁化率仪，灵敏度可以达到10-5 SI；粒度成分的测量采用英国Malvern公司生产的Mastersizer 2000型激光粒度仪，量程为0.02~2000 μm，52个激光探头，重复性高于99 %；CaCO3含量依据气量法测量，采用BW14-08.53型含钙量测定仪(荷兰Eijkelkamp公司生产)。
3 结果与分析 3.1 MLL剖面时间标尺的建立黄土与古土壤的旋回变化在典型黄土剖面之间具有很好的可比性，这就为毛乌素沙地MLL剖面年代框架的构建提供了可靠的依据。因此，黄土剖面的年代框架可以通过与标准剖面的地层对比来建立。目前，较有影响的黄土-古土壤剖面序列的年龄模式主要有线性内插方法、磁化率年龄模型[19~20]、粒度年龄模型[21]、基于轨道调谐的粒度年龄模型[22]以及一些修正的年龄模型[23~25]。陈一萌等[26]通过对磁化率模型和粒度模型进行了检验，发现在较准确的节点年龄控制下，依据磁化率或粒度年龄模型所推算的地层年龄均较接近地层沉积的实际年龄。基于此，本研究在OSL测年基础上结合剖面地层对比，分别采用磁化率和粒度两种定年模式进行比较分析，建立MLL剖面黄土-古土壤的年代标尺。
据前人研究，洛川地区黄土环境敏感粒级为30 μm[27]，在采用粒度定年时，一般以> 20 μm或> 40 μm的百分含量表征黄土分布区以干沉积活动为主的黄土堆积速率[28]。榆林、靖边一线的沙漠-黄土过渡带的环境敏感粒级为63 μm[29]，敏感粒级的增大反映了风力搬运作用的增强以及夏季风强度的减弱。由图 3不同层位粒度频率分布曲线可以看出，MLL剖面处于沙漠与黄土过渡带，不同层位粒度普遍较粗。统计表明(图 4)，黄土层中值粒径(Mz)和平均粒径(Md)分别达到了3.67 ϕ(78 μm)和3.86 ϕ(69 μm)，古土壤层中值粒径和平均粒径分别达到了4.20 ϕ(54 μm)和4.36 ϕ(49 μm)，黄土层和古土壤层 < 40 μm颗粒的含量分别为29.80 %和39.83 %，> 63 μm砂粒的含量则分别达到了57.11 %和44.77 %。因此，本研究粒度定年模式采用> 63 μm的砂粒含量作为计算依据。
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图 3 MLL剖面不同层位粒度频率分布曲线 Fig. 3 Grain-size frequency distributions of different sedimentary layers at MLL section |
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图 4 MLL剖面粒度组成及参数变化 Fig. 4 Grain-size composition and parameter variances at MLL section |
黄土-古土壤独立的年代标尺已建立起来，前人所推算出来的黄土-古土壤地层界线的年龄[30~35]如表 2，显然，不同地区黄土对应地层的年龄是基本吻合的。根据剖面的地层变化，OSL测年数据可以与已有的黄土时间标尺进行对比，由表 1和表 2可以看出，③号和②号样OSL年龄与其他地区黄土剖面S1底、L1-4底部年龄基本一致，表明③号和②号样所在的层位可分别与黄土高原地区的S1、L1中部弱成壤层相对应。MLL剖面风沙层①号样OSL年龄为4.3 ka，此处为沙丘砂底部，下部紧接砂质黑垆土、棕黄色砂土。据Yang等[36]最新研究成果，认为浑善达克沙地现代沙丘大规模出现的时间是距今约4.2 ka，北半球的气候整体上出现了干旱化的趋势，对北方荒漠化地区生态环境造成不利影响。有研究已揭示了毛乌素沙地与浑善达克沙地在晚第四纪荒漠化、沙化演变过程中基本一致[26]。由此也说明，MLL剖面风沙层①号样所测OSL年龄是可信的。
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表 2 不同学者研究所得出的黄土地层年龄对比(ka B.P.) Table 2 Comparisons of loess strata ages from different scholars |
根据剖面地层与已有的黄土时间标尺对比(表 2)，主要以Ding等[33]所确定的黄土地层年代序列为依据，该年代序列综合了黄土高原不同地区的多个典型剖面，具有广泛的适用性和较强的代表意义。由此，以3个OSL年龄数据及Ding等[33]确定的节点控制年龄，分别以磁化率年代模式[19]和粒度年代模式[22]进行计算，结果如图 5，可以发现，两种模式所推算出来的冰期、间冰期年龄曲线基本一致，所出露的L3底部(图 2a)年龄为258 ka B.P.，由于L3出露不完全，本文仅分析S2以上地层，其底部推算年龄为245 ka B.P.，即倒数第二次间冰期以来的黄土-古土壤沉积及其古环境意义。
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图 5 MLL剖面两种年代模式年龄曲线对比 Fig. 5 Age curve comparisons of two dating patterns at MLL section |
MLL剖面地层沉积连续、稳定、无间断，野外很容易辨认。除剖面顶部上覆沙层外，其他沉积层序与黄土高原地区相似(图 2a和2b)，是毛乌素沙地腹地第四纪晚期黄土沉积的典型剖面，在一定空间范围内具有代表性。结合年代厘定结果、剖面野外观察及粒度(图 3和图 4)、CaCO3含量和磁化率等指标(图 6)可以初步进行地层划分，MLL剖面(图 2a)A层对应于风沙层，B~F层可依次对应于类似黄土地层的L1、S1、L2、S2和L3，地层特征描述如下。
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图 6 乌审旗MLL剖面CaCO3含量、磁化率及与其他黄土剖面对比 榆林、靖边、洛川磁化率数据引自文献[37]，Benthic δ 18O数据引自文献[38] Fig. 6 CaCO3, magnetic susceptibility at MLL section in Wushen County and their comparisons to the loess sections in other regions. Magnetic susceptibilities of Yulin, Jingbian and Luochuan were cited from reference[37], benthic δ18 O values cited from reference[38] |
(1) 风沙层(FS)，该层厚约1.4 m，可分为2层。上层FS-1为现代沙丘层，沙层最大厚度可达1~3 m，采样观察剖面附近沙层厚度约1 m，多为浅灰黄色固定沙丘沙或流动沙，> 63 μm砂粒含量达到了92.71 %，结构疏松，为植被生长的主要基质，沙丘表层有稀疏荒漠草被生长。下层FS-2为砂质弱发育层，其上部厚度约20 cm的范围内为类似砂质黑垆土，呈灰褐色，含少量植物根系，弱胶结，质地较紧实，砂含量相比上层减少，> 63 μm砂粒平均含量为82.59 %；FS-2层下部为棕黄色砂土，厚度约20 cm，> 63 μm砂粒平均含量为80.56 %，表面有大量钙质胶膜及菌丝体状白色碳酸盐发育，CaCO3含量达到了10.36 %，有明显成壤特征。
(2) 马兰黄土(L1)：该层厚约4.1 m，具3个亚层，上部L1a(厚约1.3 m)与下部L1c(厚约1.7 m)为灰黄色砂质黄土，均质团块状结构，> 63 μm的砂粒平均含量分别达到了56.53 %、62.94 %，CaCO3平均含量分别达到了20.96 %、8.49 %；中部L1b厚约1.1 m，略呈暗灰黄色，粉砂质地，粉砂含量达到了52.16 %，CaCO3平均含量为12.44 %，有少量黑色铁锰斑点，有一定成壤特点，类似弱发育古土壤层，紧接其底部分布有厚约30 cm连续分布的钙结核淀积层，结核发育较弱，含较多黄土，CaCO3含量仅21.35 %，无结晶，结核直径约4~5 cm，排列紧实。这一沉积层序的分布与黄土高原北缘的吴堡、环县剖面相似[39]，L1中部也存在一层可与深海氧同位素阶段MIS 3相对应的弱发育古土壤层[38]。
(3) 古土壤(S1)：该层厚约1.73 m。具2个古土壤亚层，上部(S1a)厚度为0.73 m，为黄褐色粉砂土，具有明显的团块状或核状结构，< 3.9 μm粘粒含量为5.41 %，粉砂含量也达到了39.68 %，CaCO3含量减少至2.75 %；下部(S1b)为浅红褐色亚粘土，厚约0.8 m，具大块棱柱结构，表面分布有暗褐色粘土胶膜和铁锰胶膜，< 3.9 μm粘粒含量为7.42 %，粉砂含量也达到了48.27 %，CaCO3含量仅0.13 %，粘化层底部以下分布有厚约20 cm连续分布的钙结核淀积层，CaCO3平均含量为37.23 %。而在黄土高原主体区尤其东南地区，S1作为地层划分的一条标志层，可以较清晰的鉴别出由3层古土壤夹2层弱成壤黄土构成[16]。
(4) 黄土(L2)：该层厚约1.2 m，呈灰黄色，质地紧实，团块状结构，表面有许多黑色铁锰斑点和小钙质结核，> 63 μm的砂粒含量分别达到了47.70 %，CaCO3含量显著升高，达到了14.13 %，且自下而上呈快速增大特点。
(5) 古土壤(S2)：该层厚约2.1 m，具有明显的两层结构。上部粘化层(S2a)厚约0.8 m，呈棕红色，粘化明显，粘粒含量为6.06 %，粉砂含量也达到了46.75 %，CaCO3含量为2.57 %，土层致密，具棱块状结构，表面有斑点状黑色铁锰胶膜，底部以下分布有厚约30 cm连续分布的钙结核淀积层，结核直径约4~5 cm，排列紧实，CaCO3含量为29.71 %。下部粘化层(S2b)平均厚约0.4 m，呈深红褐色，质地较粘重，具有明显的小块棱柱状结构，表面分布有较多暗褐色粘土胶膜和铁锰胶膜，粘粒和粉砂含量分别达到了8.86 %和54.00 %，> 63 μm砂粒含量减少为37.14 %，CaCO3淋溶迁移强烈，含量仅1.31 %。在下部粘化层底部以下分布有厚约60 cm连续分布的钙结核淀积层，结核以长柱状、板状为主，CaCO3含量为39.36 %。
(6) 黄土(L3)：该层出露厚度约0.5 m，为浅黄色偏粉砂质地，均质团块状结构，表面有零星白色钙质小斑点，粉砂含量为38.38 %，> 63 μm砂粒含量达到56.59 %，CaCO3含量为8.40 %。
3.3 不同地区黄土沉积地层对比数十年来，前人已在黄土地层研究方面取得了许多重要成果，比如将土壤地层概念引入黄土地层的划分[40]。以此为依据，结合磁性地层学及其他年代学方法，建立了黄土地层的年龄框架[19, 22]，从而使黄土地层成为一个具有精确年龄刻度的时间标尺。为进一步论证前述地层划分的科学性，将不同地区的黄土沉积进行地层对比[30~31, 37, 40~42](图 7)。可见，MLL剖面既有标准黄土剖面的典型特征，也有差异之处，具体表现在以下几个方面。
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图 7 不同地区黄土沉积地层对比 乌审旗剖面数据来源于本研究，北京斋堂剖面引自文献[41]，靖边、榆林剖面引自文献[37]，洛川剖面引自文献[31, 40]，渭南剖面引自文献[30, 42] Fig. 7 Comparison of sedimentary loess stratas in different regions. Data of Wushen County section was derived from this study, Beijing Zhaitang section was cited from reference[41], Jingbian and Yulin sections from reference[37], Luochuan section from references[31, 40], and Weinan section from references[30, 42] |
(1) 自北向南其他剖面均有明显的全新世黑垆土发育，平均厚度介于50~150 cm之间，而MLL剖面马兰黄土之上为平均厚约1.4 m的风沙层，仅在风沙层下部(FS-2)发育了较弱的类似砂质黑垆土和棕黄色砂土，这是因为毛乌素沙地腹地全新世以来砂质堆积加强，当时气候条件尚不足以形成典型黑垆土，但由于磁化率对弱成壤的风成沉积物的成壤程度较为敏感[43]，在磁化率曲线上还是显而易见的(图 6)。与之相比，榆林、靖边剖面处于毛乌素沙地东南缘沙漠-黄土交错带的黄土梁峁部位，全新世黑垆土则有明显发育[37]。
(2) MLL剖面古土壤有明显发育。MLL剖面发育了L3以来的砂质黄土-古土壤沉积，这在毛乌素沙地腹地尚不多见，S1和S2古土壤发育明显，上下界限清晰，野外容易识别。尤其S2b发育程度最好，呈深褐红色，具有较明显的棱柱状结构，表面分布有许多黑色光亮的铁锰胶膜。S1由2个古土壤亚层组成，上下层之间在颜色、结构及质地上均有明显差异，且上下层之间无黄土叠加，而S1底部则发育有连续分布的钙结核淀积层。由图 7可以看出，处于黄土分布区东北端的北京斋堂剖面S1没有复合古土壤层[41]，而洛川剖面S1有2个古土壤层[31, 40]，渭南剖面S1有3个古土壤复合层[30, 42]，而且古土壤层内部叠加有黄土层，从而成为S1的典型特征[44]。由此认为，S1古土壤作为黄土高原地区地层划分的一条标志层[16]，在毛乌素沙地MLL剖面也是适用的。MLL剖面S2也由2个古土壤层组成，且S2a和S2b底部均有连续钙结核淀积发育，这与洛川剖面S2非常相似[31, 40](图 7)，也可作为MLL剖面地层划分的依据。
(3) MLL剖面马兰黄土具有与黄土分布区其他黄土剖面类似的3层结构[27, 39]，中部也存在一层可与MIS 3相对应的L1b弱成壤层，L1b略呈暗灰黄色，在干燥或光照条件下，L1b很难与马兰黄土上下层区分开。黄土分布区尤其黄土高原东南部[30, 42]，马兰黄土中部的弱发育古土壤层有时又可以细分出2条弱古土壤层(图 7)，虽然两条弱古土壤层之间夹有薄层黄土，但由于黄土也具有一定的成壤发育，实际上很难与上下的弱古土壤区分开[30]，这显然与黄土高原地区成壤作用相对较强有关。以渭南剖面为代表，在马兰黄土中部的弱发育古土壤底部分布着一层厚达30 cm结核较大的钙结核层(图 7)，结核形态不规则，直径5~20 cm，层位标志很明显，在黄土高原东南部普遍存在[30]。与渭南剖面相似，MLL剖面L1b弱成壤层底部也发育有连续分布的钙结核淀积层，但显然由于气候条件偏干而使钙积层发育并不好，胶结有大量砂黄土，钙含量较低。因此，L1、S1与S2均可作为MLL剖面地层划分以及年龄控制的标志层。
(4) 毛乌素沙地腹地的MLL剖面未见古风成砂层分布，而东南缘沙漠-黄土交错带的靖边、榆林剖面，在马兰黄土层均分布有1~3层厚度不等的古风成砂层(图 7)，这既反映了晚更新世以来黄土高原北部地区沙漠的进退与季风活动的强弱变化，又与沙地及其周边地形有关。古风成砂沉积一直被视为沙漠出现的最直接标志，其存在表明流沙出现或扩展[45~46]。由于MLL剖面处于毛乌素沙地中部梁地，地势较高，比周边洼地普遍高出100~200 m，沙丘随风力方向不断吹蚀移动，沙丘沉积物因此不断翻新和搬运，因而古风成砂层沉积很难保存[47]；相反，在洼地或地势较低的平地，由于水的作用，风成砂颗粒能在沙漠及其周边的洼地和湖泊中连续保存下来。因此，在靖边、榆林剖面及萨拉乌素河流域河湖相沉积中普遍有多层古风成砂层叠置沉积[3, 37]。事实上，毛乌素沙地晚第四纪以来地表过程极其活跃[48]，沙地沉积呈不连续的片段分布，某些时间段的风成砂沉积可能被保存下来，但强烈的风蚀作用，沙丘沉积物往往会被风力被搬运到更远的地方甚至黄土高原及其以外的地方，从而使毛乌素沙地内部或某些地层中无古风成砂沉积[49]。
(5) 虽然MLL剖面未见古风成砂复合层，但各层序砂粒含量均较高，即使古土壤层中的砂质成分也较高，黄土层和古土壤层> 63 μm砂粒的含量分别高达57.11 %和44.77 %，中值粒径则分别达到了78 μm和54 μm(图 4)，这在野外观察中很容易识别，且与黄土高原北部黄土粒度等值线空间分布一致[50]。由此可见，MLL剖面黄土-古土壤实际上为砂质黄土-砂质古土壤序列，这也是与黄土高原主体所发育的黄土-古土壤序列差别最显著之处。前人研究认为，沉积区距物源区的距离变化对黄土粒度的影响是第一位的，冬季风风力变化的影响是第二位的[50]，而在沉积速率相对较高、成壤相对较弱的黄土剖面则具有比较清晰的季风快速变化特征[51]。由于MLL剖面处于毛乌素沙地腹地，物源对沉积物颗粒的影响更为突出。因此，在源区和冬季风的双重控制下，冰期时发育厚层砂质黄土。间冰期虽然夏季风增强，但毛乌素沙地由于处于夏季风尾闾，以致受夏季风的直接影响显著减弱，使得化学风化成壤作用不强烈，颗粒粘化发育较弱，所发育的古土壤仍保留了粒径较粗的原始堆积物。也正因如此，在这一地区所发育的加积型古土壤很少会出现类似黄土高原地区(尤其中南部)的复合古土壤层中的多次成壤叠加现象[52]。
3.4 地层划分主要替代性指标的对比黄土-古土壤剖面地层的划分除了野外观察外，磁化率等指标也常用于辅助划分。安芷生等[53]在1970年代后期就发现了磁化率在古土壤与黄土之间的差异，这种差异体现在磁化率在风化成壤强的古土壤层较高，而在黄土层较低[54]。因此，磁化率通常被用作黄土-古土壤地层划分的一个重要依据[55~57]。CaCO3作为气候环境变化的一个代用指标，由于其可溶性，在暖湿气候条件下，土壤水分充足，风化成壤作用强，有利于CaCO3的淋溶迁移，使土层中CaCO3含量较低，反之较多[58]，这一特性也可作为地层划分的一项依据。图 6为MLL剖面CaCO3含量、不同地区黄土剖面磁化率曲线[37]对比以及与深海氧同位素[38]的对应。可以看出，MLL剖面中CaCO3含量变化与黄土高原地区相似，在黄土层含量高，在古土壤层含量较低，甚至淋失殆尽，而在钙结核层含量最高。自毛乌素沙地腹地的MLL剖面到东南缘沙漠-黄土过渡带的靖边、榆林，再到黄土高原中部的洛川，黄土磁化率与古土壤的差异趋于增大。MLL剖面不同层次之间的磁化率对比不明显，黄土磁化率值和古土壤相差极小，S1和L1的磁化率相差不大，S2磁化率甚至低于L2，更小于L3。从MLL剖面CaCO3含量、粒度含量变化与其他黄土剖面及与深海氧同位素变化[59]都具有很好的对应，即使磁化率曲线变化在某些阶段上与深海氧同位素也可进行对应，如S2的两层古土壤与MIS 7的两个高峰有很好的一致性，即S2a、S2b分别对应于MIS 7.1和MIS 7.3两个亚阶，代表了较温暖的时期。由此认为，MLL剖面地层划分为1个风沙层、3个黄土层(分别为L1、L2、L3)和2个古土壤层(S1、S2)是准确的，风沙层对应于MIS 1阶段，3个黄土层分别对应于MIS 2~4(L1a、L1b、L1c)、MIS 6(L2)、MIS 8(L3)，2个古土壤层分别对应于MIS 5(S1)和MIS 7(S2)阶段。由于深海氧同位素气候记录的年代序列是在绝对测年数据和轨道调谐的基础上建立的[59]，这也为MLL剖面年代序列的建立提供了年龄标尺。
4 古环境指示意义MLL剖面CaCO3含量在黄土与古土壤层中的旋回变化与黄土高原地区一致[58, 60]，与西北干旱沙漠地区则相反[61]，表现为黄土层CaCO3含量显著高于古土壤层的特点。古土壤中CaCO3含量显著减少，且随成壤程度不同而有差异，发育较好的S1b、S2b古土壤CaCO3平均含量分别只有0.13 %和1.31 %，反映了较暖湿的气候条件；发育相对较弱的S1a、S2a古土壤CaCO3平均含量分别为2.75 %和2.57 %，气候条件变得冷干，风化淋溶作用减弱。钙结核淀积层CaCO3含量明显富集，S1b、S2a、S2b以及L1b底部结核层的CaCO3平均含量分别为37.23 %、29.71 %、39.36 %和21.35 %，但这远远低于典型黄土分布区，如长安少陵塬S3粘化层底部钙结核层中的CaCO3含量高达73.3 % [62]，说明毛乌素沙地中部MLL剖面古土壤发育期间粘化层风化淋滤作用较弱。同时，钙结核淀积均紧接在古土壤或弱发育成壤层底部，均未迁出相应的粘化层底界，指示古土壤发育时的土壤呈碱性，这也反映了毛乌素沙地中部暖湿气候条件下的夏季风强度已大大减弱。
MLL剖面的粗颗粒特征自第二次间冰期以来并没有出现较大波动，说明245 ka B.P.以来毛乌素沙地一直处于鄂尔多斯高原“风沙高原”的控制之下，即使在间冰期，由于地处季风区尾闾，相比南部的黄土高原地区夏季风影响减弱，成壤风化作用相对较弱，使得在黄土堆积期间沉积的粗颗粒物质没有出现明显的粘化变细，而且加积型古土壤在发育过程中也伴随有一定的风尘沉积，以致古土壤层粒度较粗。这种粗颗粒特征指示了毛乌素沙地中部245 ka B.P.以来强劲的冬季风作用和风尘堆积，在毛乌素沙地中部地区具有较强的区域环境指示意义。MLL剖面黄土磁化率与古土壤的差异很小，甚至S2古土壤层磁化率低于L2、L3黄土层，这可能与沉积的“粒度效应”有关，风成沉积中含有较粗的颗粒(粉砂质砂)，使得黄土层磁化率值较高。另外，可能与毛乌素沙地古土壤发育期间和黄土发育期间的古气候差异较小有关。毛乌素沙地处于季风区尾闾，夏季风影响较弱，冰期和间冰期的降水和气温差异较小，化学风化成壤作用不强，即使古土壤发育期间仍然有明显的风尘沉积，外源性输入或物源变化可能使得磁化率增强机制变得较复杂。
5 结论本文通过将地层对比与OSL测年相结合，对毛乌素沙地中部黄土剖面地层划分与沉积特征进行了分析，取得了以下初步认识：
(1) 发育于毛乌素沙地中部的MLL地层剖面是与黄土高原地区相似但又具有特殊性的黄土-古土壤序列，同时也明显不同于沙漠-黄土过渡带常见的古风成砂-古土壤序列。依据OSL测年结果，结合黄土高原标准剖面黄土地层的年龄对比进行年龄控制，确立了MLL剖面245 ka B.P.以来的年代框架。该剖面包括3个黄土层L1、L2、L3以及2个古土壤层S1、S2和地表风沙层FS。L1具有3个亚层，在上下砂黄土层之间夹有一个弱发育古土壤层，S1和S2分别具有两个古土壤复合层，紧接S1、S2a、S2b及L1b底部均发育有连续稳定的钙结核淀积层。
(2) 与不同地区的黄土沉积进行地层对比，MLL剖面既有标准黄土剖面的典型特征，也有差异之处。地表风沙层下部有薄层弱发育砂质土层，未见明显的全新世中期古土壤(S0)发育。L1、S1和S2具有与典型黄土相似的一般特征，可作为MLL剖面地层划分以及年龄控制的标志层。MLL剖面黄土和古土壤层中的砂质成分含量均较高，黄土层和古土壤层> 63 μm砂粒含量分别达到了57.11 %和44.77 %，但在全剖面未见埋藏古风成砂层存在。
(3) MLL剖面CaCO3含量旋回变化与黄土高原地区一致，黄土层CaCO3含量显著高于古土壤层，发育较好的S1b、S2b古土壤CaCO3平均含量分别只有0.13 %和1.31 %，反映了较暖湿的气候条件。自毛乌素沙地腹地的MLL剖面到东南缘沙漠-黄土过渡带的靖边、榆林，再到黄土高原中部的洛川，黄土磁化率与古土壤的差异趋于减小，MLL剖面不同层次之间的磁化率对比不明显，黄土磁化率值和古土壤相差极小，化学风化成壤作用不强。
(4) MLL剖面古土壤S1b、S2a、S2b以及L1b底部所发育的钙结核淀积层中CaCO3含量分别为37.23 %、29.71 %、39.36 %和21.35 %，远低于典型黄土分布区，且钙结核淀积均未迁出相应的粘化层底界，指示了毛乌素沙地中部古土壤发育期间粘化层风化淋滤作用较弱，暖湿气候条件下的夏季风强度已大大减弱。MLL剖面黄土-古土壤的高含砂性以及复杂的磁化率增强特点，指示了245 ka B.P.以来强劲的冬季风作用和风尘堆积，使毛乌素沙地中部一直处于鄂尔多斯高原“风沙高原”的控制之下。
致谢: 感谢中国科学院地球环境研究所在光释光测年方面给予的大力帮助，感谢审稿专家及编辑部杨美芳老师在论文评审与修改过中提出的宝贵建议，也感谢吴灿博士、周学锋硕士在野外工作中的大力帮助，在此深表谢忱!
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2 College of Tourism and Environment, Shaanxi Normal University, Xi'an 710119, Shaanxi;
3 College of Chemistry and Environmental Engineering, Pingdingshan University, Pingdingshan 467000, Henan)
Abstract
The Mu Us dune field accumulated a sedimentary sequence since the Late Quaternary, and recorded paleoclimate change information over the past hundreds of thousands of years. Through a field investigation of the Mu Us dune field from November, 2013 to July, 2014, the author found a continuous and complete sedimentary loess-paleosol sequence section(MLL section) with high-resolution stratigraphy and intact preservation in a sand-covered loess region of the central Mu Us dune field. The section is located in a loess ridge, about 15.8 km from southeastern Wushen County, at 38°28'21″N and 108°45'55″E, and with an average thickness of 12 m, but the thickness of the section studied in this paper is 11.6 m. Based on OSL dating and the age comparisons of standard loess strata in the Loess Plateau, the chronological framework of the MLL section was established as 245 ka B.P., and the stratigraphic divisions, sedimentary characteristics, and paleoenvironmental significance were analyzed. The results of this analysis show that the MLL section is a loess-paleosol sequence which is substantially similar to the Loess Plateau. At the same time, the MLL section is significantly different from the eolian sand-paleosol sequences often found in desert-loess transitional zones. The section is an outcrop of stable loess paleosol deposits above L3 and the surface aeolian sand layer FS. L1 has three sub-layers in which a weakly developed paleosol layer is situated between the upper L1a and lower L1c loess layer. S1 and S2 paleosols contain two composite layers. In addition, clear calcium illuvial horizons are followed by the bottoms of the S1, S2a, S2b and L1b horizons. A thin sandy soil developed in the lower part of the surface sand soil layer, FS, but there was no obvious development of an S0 paleosol in the Middle Holocene. L1, S1, and S2 possess the general characteristics of typical loess, and can be used as the marker beds of stratigraphic division and age control for the MLL section. The unique feature of the profile is manifested mainly in the higher content of sand in loess and paleosol layers. The sand(>63 μm) contents of loess and paleosol layers reach 57.11% and 44.77%, respectively, but no eolian sand is buried in the loess-paleosol layers. The cyclic variation of CaCO3 in the loess and the paleosol layers of the MLL section was consistent with the Loess Plateau region, but opposite to that of arid desert regions. The CaCO3 content in loess layers was significantly higher than that of the paleosol layers. Specifically, CaCO3 contents in the well-developed S2b and S1b paleosol layers were only 0.13% and 1.31%, respectively. There were no obvious differences in magnetic susceptibilities between loess and paleosol, which reflected the relatively weak chemical weathering, but strong physical weathering, at the MLL loess-paleosol section. Strong winter monsoons, combined with eolian deposits, have caused the central Mu Us dune field to always behave as a sand plateau at Ordos Plateau since 245 ka B.P. Even in the warm-wet interglacial period, the intensity of summer monsoons was weak, as was the weathering and leaching of clay layers. This provides a new scientific basis for further research on environmental evolution of the central region in Mu Us dune field since the penultimate interglacial period.