2 防沙治沙教育部工程研究中心, 北京师范大学地理科学学部, 北京 100875;
3 地表过程与资源生态国家重点实验室, 北京师范大学地理科学学部, 北京 100875)
沙漠是气候的产物[1],其形成演化受控于全球冰期-间冰期气候变化。一般,在寒冷干旱的冰期,沙漠范围扩大,沙丘趋于活化;而在温暖湿润的间冰期,沙漠范围缩小,大部分沙丘生草成壤并趋于固定[2~3]。末次冰期(Last Glacial period,简称LG)对应的深海氧同位素(Marine Isotope Stages,简称MIS)MIS2至MIS4阶段,是沙漠形成演化的关键时期,奠定了中国北方沙漠/沙地的基本空间格局[4~6]。快速且长时间持续存在的流沙以及空间上的急剧扩张基本涵盖了该时期沙漠的主要特征,但末次冰期的气候环境并不是一成不变的,特别是在沙漠边缘,地层中沉积相的明显变换清晰地记录了沙漠边界带曾经的北退或南进,指示了该时段明显的气候变化[7~8]。其中,尤以末次冰期间冰阶(MIS3阶段)广泛分布的高湖面或大湖期记录为甚[6, 9~10]。
毛乌素沙地位于东亚季风边缘区、沙漠/黄土过渡带以及北方农牧交错带(图 1),兼具气候敏感性和生态脆弱性的双重特征[11]。自末次间冰期(MIS5)以来,沙地即历经数次沙漠期与间沙漠期的正逆交替演变过程[12],保存有大量末次冰期沉积地层,主要分布在长城沿线、东南洼地以及无定河(萨拉乌苏河)、榆溪河、芦河等河谷地带,为重建末次冰期毛乌素沙地形成演化历史提供了重要素材。
该时期的沉积物主要以巨厚的古风成砂、马兰黄土及间冰阶发育的薄层河湖相沉积物、古土壤为主。从地层的纵向结构来看,在正地形区域多是风成砂-古土壤或黄土-古土壤沉积序列[13~14],而在负地形区则以风成砂-河湖相沉积为主[15]。研究者们将沙地东南缘广泛分布的该套风成砂-河湖相沉积地层命名为城川组[16~17]。从20世纪20年代初俄国地质学家奥勃鲁契夫在毛乌素沙地萨拉乌苏河两岸发现与黄土相当的沙物质沉积开始[18],因“河套人(鄂尔多斯人)”和“萨拉乌苏动物群”的相继发现,萨拉乌苏河地区的古气候环境变化研究逐渐成为学界研究的热点。根据孢粉分析结果,城川组地层总体上表现为植被凋零的荒漠,但在剖面中部的湖相沉积中,松属、云杉、冷杉等乔木孢粉的存在,指示了一个温凉潮湿的森林环境[19]。已有的研究一致表明在城川组中部发育明显的湖相沉积,并伴有淡水螺壳化石[12, 20],其时段(约40~30 ka B.P.)与青藏高原MIS3大湖期(约40~25 ka B.P.)基本吻合[21]。此外,粒度、碳酸钙、磁化率和有机质等环境代用指标分析结果也显示,MIS2和MIS4阶段的气候相对干冷,以沙漠堆积为主;而MIS3阶段为气候温暖湿润的森林草原环境,湖泊普遍发育[22~24]。
数十年来,关于毛乌素沙地末次冰期古气候环境的研究工作主要集中在沙地东南缘以堆积作用为主的萨拉乌苏河河谷地区[12, 19~20, 22~27],而在海拔相对较高、风力较大且以剥蚀侵蚀作用为主的沙地中部和西北部[28],早在末次冰盛期,沙物质的净累积量即极少[29],因此很难找到该时期沉积相对连续、保存较为完好地层剖面。然而,在采集神水台(SST)剖面全新世地层[30]样品时,我们意外地发现剖面底部年代更长且沉积相对连续的风成砂-河湖相沉积地层,即神水台剖面的下部末次冰期剖面,编号为SSTG。因此,本文选取毛乌素沙地腹地的神水台剖面(SSTG)为主要研究对象,通过分析其沉积相特征和粒度、有机质、磁化率、色度等环境代用指标,结合区域已有河湖相沉积记录,重建毛乌素沙地末次冰期湖泊消涨的一般过程,并初步探讨其可能的驱动机制。研究结果有助于进一步促进对沙漠形成演化的认识,为毛乌素沙地土地沙漠化防治提供科学依据。
1 材料与方法 1.1 研究区概况毛乌素沙地沙区总面积约为40000 km2。在行政区划上,横跨内蒙古自治区和陕西省,主要包括鄂尔多斯市南部和榆林市北部。现代多年平均降水量为250~440 mm,自沙地西北部向东南部呈梯度递增,其中60%左右的降水均发生在夏季,现代多年平均温度为6.0~8.5 ℃。沙区现代植被主要包括黑沙蒿(Artemisia ordosica Krasch.)、柠条锦鸡儿(Caragana korshinskii Kom.)、柽柳(Tamarix chinensis Lour.)以及禾本科(Gramineae)等。毛乌素沙地内部地貌类型多样,呈现出固定、半固定沙丘和流动沙丘相互交错,串珠状湖泊和沼泽滩涂地镶嵌,沙丘和丘间洼地相间的独特多样的地表景观格局[30~32]。
1.2 剖面描述神水台剖面(38°24′27″N,108°58′57″E;海拔1203 m),位于内蒙古自治区鄂尔多斯市乌审旗巴音柴达木乡神水台村(图 1),无定河支流海流兔河左岸二级阶地,高出现代河流约6 m。周围植被主要为禾本科(Gramineae)草本,盖度约为70%,另有榆科(Ulmaceae)、杨柳科(Salicaceae)及柽柳科(Tamaricaceae)等乔木或灌木。该地层由全新世剖面(SST)和末次冰期剖面(SSTG)两部分构成(图 2a),其中全新世SST剖面已发表,其底界年代约为11.6 ka B.P.[30],本文关注其末次冰期部分,即SSTG剖面。剖面厚度约为3.5 m,沉积物以湖相沉积为主,同时含有风成砂和河流相沙等(图 2b)。区域内该套地层分布广泛,在神水台及邻近的深水台及坟湾等村落皆有出露(图 2c)。
根据野外岩性特征的分层,将剖面自上而下划分为5个主要地层单元,编号为A~E,主要包括风成砂、湖相砂层等,各层岩性特征具体描述如下:
(1) A层:0~64 cm,细砂,呈明显的灰黄-灰互层水平层理(10YR6/2),疏松,富含锈斑;
(2) B层:64~146 cm,浅灰色极细砂(2.5Y7/2),湖相层,局部夹有棕黄色中-细砂(10YR6/6),疏松;其中在64 cm处附近有波浪状条带(波高2~3 cm,波长4~5 cm);124 cm以下偶见淡水螺壳化石;
(3) C层:146~182 cm,极浅棕色中砂层(10YR7/3),较上层更加疏松,颜色偏浅,富锈斑,疑似河流沙;
(4) D层:182~276 cm,其中包括3个小层:D1,182~222 cm,极细砂,湖相层;182~194 cm颗粒较粗,偏浅棕色(10YR6/3),向下颜色逐渐变深;194~222 cm颗粒较细,偏浅灰色(2.5Y7/2)。D2,222~234 cm,浅黄棕色细砂(10YR6/4)。D3,234~276 cm,浅棕色极细砂层(2.5Y7/3),湖相层,可见锈斑,较疏松;
(5) E层:276~350 cm,浅棕色-浅黄棕色细砂(10YR6/3,10YR5/4),疏松。其中276~284 cm为锈黄色条带(10YR6/8);328~332 cm为典型河流相沙,颗粒粗,磨圆好,颜色偏白。取样至350 cm,未见底。
1.3 样品采集与实验方法SSTG剖面厚度为350 cm,按照河湖相沉积物2 cm、风成砂4 cm的间隔自上而下对其进行系统采样,共采集沉积物样品130个。对于可满足碳十四(14C)年代测试条件的样品,首选AMS 14C测年,选取1个年代样品采用加速器质谱仪法(Accelerator Mass Spectrometry,简称AMS)在美国佛罗里达州迈阿密BETA实验室测定,详细方法参见BETA实验室官方网站:http://www.radiocarbon.cn/beta-AMS-lab/,测量材料均选用沉积物全样有机质。对于不能满足14C年代测试条件的样品,采用Ris ØTL/OSL-DA-20全自动释光仪在中国科学院西北生态环境资源研究院(原中国科学院青海盐湖研究所)释光实验室完成测试。2个光释光(Optically Stimulated Luminescence,简称OSL)年代样品测量时均选用36~64 μm相对较细粒级的颗粒,实验步骤主要包括前处理、样品测试、样品等效剂量和年剂量的测定等。
使用马尔文2000激光粒度仪(测量范围为0.02~2000 μm)测定剖面样品粒度组成,具体步骤参照[33];采用测量精度为0.1SI的MS2B型磁化率仪测定磁化率值,具体步骤包括:风干、分散、称重等样品前处理及上机测试等;采用柯尼卡美能达CM-5台式分光光度计测定色度,具体步骤包括:风干和研磨等前处理及上机测定;采用Elementar有机碳分析仪测定有机质含量,具体步骤包括:风干、研磨、置于银舟中加盐酸去除碳酸盐、烘干压片和上机测定等。上述指标均在北京师范大学地表过程与资源生态国家重点实验室完成测定。
2 结果分析 2.1 年代结果现已初步得到1个AMS14C和2个OSL年代数据,SST-14C-20为湖相层年代,选用沉积物全样有机质进行14C年代测定,测得年代数据采用Calib 7.02程序基于INTCAL13树轮校准曲线在2σ误差范围内进行校正[34],最终得出其日历年龄(表 1);在湖相层的上部和下部的砂层中,采用OSL方法对其进行年代测定,选取颗粒粒径范围为36~64 μm,现已获得2个年代数据,结果如表 2。
由于获得年代的数据相对较少,但是已有的数据皆表明SSTG剖面中的湖相层应为MIS3阶段沉积地层(表 1和2)。我们对剖面年代进行数据拟合,构建年代-深度模型,对各沉积阶段的边界年代进行推算(图 3)。结果表明,在末次冰期(49.3 ka B.P.以来)SSTG地层呈现出三段式的基本特征,具体时间分别约为49.3~42.7 ka B.P.、42.7~24.2 ka B.P.和24.2~11.6 ka B.P.,其中全新世底部边界年代11.6 ka B.P.由SST全新世剖面年代[30]推测得到(图 4)。在记录中,MIS3阶段的沉积物相对较厚:包含2~3层明显的湖相层,时间为约42.7~34.3 ka B.P.和31.1~24.2 ka B.P.;而湖相层中部的砂质沉积(39.0~37.9 ka B.P.和34.3~31.1 ka B.P.)则代表了MIS3阶段湖泊水位的波动。有关本文年代数据的可信度分析将在讨论部分进行具体探讨。
作为联系地质记录和古气候环境的桥梁和纽带,分辨率相对较高的河湖相沉积物的环境代用指标承载了各种物理、化学和生物综合作用,具有更为丰富的环境意义[35~37]。结合粒度、有机质、磁化率和色度的分析结果(图 4),发现代用指标的变化与地层沉积相的转变一致。自5万年以来(外推年代约为49.3 ka B.P.),呈现出3个大的沉积阶段:
阶段Ⅰ:湖泊主要发育期以前的时段,即E层,约42.7 ka B.P.以前。从沉积相上识别,可能为风成沉积及河流相沉积。该时期平均粒径(Mz)约为198 μm,范围变化较大(124~353 μm)。<2 μm的粘土颗粒含量处于较低的波动水平,平均含量小于0.5%,而>63 μm的砂含量处于较高水平,平均含量大于90%。有机质(OM)平均含量为0.039%,处于整个剖面较低水平。磁化率值(χ)在该阶段相对较高但呈现出较大波动,红度值(a*)同样处于较高水平。
阶段Ⅱ:湖泊主要发育期,包含D、C和B层,约42.7~24.2 ka B.P.时期。具体可划分为3个小阶段:
(Ⅱ-1阶段)D层,约42.7~34.3 ka B.P.湖泊主要发育期。从沉积相上来看,以湖泊沉积物为主,湖相层中皆含有淡水螺壳化石。该时期平均粒径约为90 μm,<2 μm的粘土颗粒含量较E阶段明显升高,而>63 μm的砂含量明显降低。有机质平均含量为0.047%,明显增加。磁化率处于整个剖面的相对低值阶段,红度值呈降低的趋势。值得注意的是,各环境代用指标随沉积相的变化伴随着明显的次一级波动,可能反映出沉积环境的明显改变。在D2层各指标均表现出较大程度的增减,如Mz从D3层的83 μm突增到D2层的139 μm,随后减少为D1层的90 μm。
(Ⅱ-2阶段)C层,砂层,约34.3~31.1 ka B.P.。从沉积相上来看,可能为河流相沉积物。该时期平均粒径约为275 μm,为整个剖面的最高值;<2 μm的粘土颗粒含量为0.265%,为剖面最低值;>63 μm的砂含量超过92%。有机质含量较低且相对稳定,仅为0.047%。红度值为整个剖面的最低值。
(Ⅱ-3阶段)B层,约31.1~24.2 ka B.P.,为湖泊发育期。从沉积相上来看,应为发育程度相对较高的湖泊沉积物,湖相层中皆含有淡水螺壳化石。该时期平均粒径约为65 μm,为整个剖面最低值;<2 μm的粘土颗粒含量超过3%,为剖面最高值;>63 μm的砂含量不足60%,为剖面最低值。有机质含量约为0.141%,为剖面最高值,表现为明显的峰值。磁化率表现为相对稳定的低值。
阶段Ⅲ:约24.2 ka B.P.以后至全新世,即A层,时间上可能对应末次冰盛期。从沉积相上来看,可能以风成砂为主;从年代上来看,该时期可能存在沉积间断。该时期平均粒径约为152 μm,较上一阶段明显升高,<2 μm的粘土颗粒含量明显降低,约为0.28%,>63 μm的砂含量亦超过90%。有机质含量为0.057%,相对较低且表现出一定的波动性。此外,磁化率值和红度值均表现为相对的高值。
3 讨论 3.1 毛乌素沙地MIS3阶段湖泊主要发育期的时间古湖泊沉积物作为气候变化的指示器[38~39],能够敏感地捕捉气候变化的信息[39~43]。基于SSTG剖面的年代拟合结果,本文认为由SSTG剖面指示的毛乌素沙地MIS3阶段的湖泊主要发育期约为42.7~24.2 ka B.P.。为了验证本文年代数据的可靠性,我们搜集整理了区域已有的末次冰期湖泊主要发育期的年代数据[12, 20, 25~27, 44~46](图 5),对其进行数据筛查和14C年代的统一校正。结果显示,已有的年代数据绝大多数落在蓝色和绿色虚线范围内,即本文MIS3湖泊主要发育期42.7~24.4 ka B.P.范围之内,并较集中于约41~27 ka B.P.(图 5黄色矩形框),其中亦包括本文SSTG剖面湖相层的14C年代27630±163 cal.a B.P.。由此可见,毛乌素沙地MIS3阶段湖泊主要发育的时期界定为约43~24 ka B.P.较为可信。该时期与青藏高原MIS3阶段大湖期(40~25 ka B.P.)[21]、腾格里沙漠MIS3古湖泊高水位(35~22 ka B.P.)[9, 47]、巴丹吉林MIS3湖泊发育期(43~22 ka B.P.)[48]、青海湖湖泊高水位(43~24 ka B.P.)[49~50]等记录具有可对比性,然而对于研究区MIS3阶段中次一级的湖泊消涨记录,仍需要补充更多的年代数据。
沙漠边界的南进北退以及沙漠内湖泊的消涨扩缩等均是全球气候变化区域响应的表现[7~8, 12, 30]。SSTG剖面的研究结果表明在MIS3阶段毛乌素沙地存在湖泊发育期,且具有一定的区域代表性,并不仅仅局限于萨拉乌苏河河谷地区。鉴于各环境代用指标所反映的气候环境意义,一般地,在长时间尺度湖泊沉积物中,沉积物粒度可反映湖泊水位的变化,其中粒径粗代表气候相对干旱,湖泊收缩,水深较浅;粒径细指示气候相对暖湿,湖泊扩张,水位较深[51]。有机质含量可代表流域内植被的生产力水平和湖泊生物量的变化,在气候暖湿期,湖盆周边植被生长繁茂,入湖沉积物中的有机质含量增加[52~53];红度值的增加往往伴随着季风降水的增强,充足的河川径流量使得更多的铁磁性矿物冲刷入湖[54],此外红度值的增大也可指示风力作用的增强[55]。湖泊沉积物磁化率的变化及其气候环境指示意义相对复杂,但在毛乌素地区,湖沼发育期往往对应着低的磁化率值,其原因可能与气候相对暖湿期,湖沼周围植被对入湖磁性矿物的阻挡作用有关[56]。上述指标的指示意义,反之则反。
就SSTG剖面而言,由平均粒径、粘土含量、砂含量、有机质含量和色度等指标综合指示了5万年以来河湖消涨的一般过程:在约42.7~24.2 ka B.P.期间,以水环境为主,为湖泊主要发育期,平均粒径、砂含量、红度值处于相对低值,粘土含量、有机质含量处于相对高值;但在约34.3~31.1 ka B.P.期间各指标表现出明显的突变,平均粒径、砂含量表现出急剧的增大,粘土含量、有机质含量、红度值骤然减小,指示了湖泊的明显消退或干涸;除此之外,在约39.0~37.9 ka B.P.期间亦存在类似的变化,可能代表了次一级的气候波动。从沉积相特征以及红度值的变化来看,在湖泊主要发育期之外的时段,可能以风力作用为主。红度值相对较高,指示了由风力输入红色物质的增多[55]。对比沙地周边末次冰期已有风成沉积记录,位于沙地东南缘的石峁剖面在MIS3阶段沉积了黄土(L1),其上下均为代表更为干冷气候的末次冰期古风成砂[57];在镇北台剖面中,砂质古土壤和黄土对应着降水量较高的MIS3阶段,风成砂则主要堆积在18 ka B.P.以后[13];沙地南缘的姬塬剖面则为黄土沉积序列,其花粉记录了MIS3阶段为相对温暖湿润的疏林草原环境,而后过渡为荒漠草原及干草原植被类型[58];在同样位于沙地腹地乌审旗附近的木楼梁剖面中,末次冰期沉积马兰黄土,其中亦有一层可与MIS3阶段相对应的L1b弱成壤层[59]。上述记录与SSTG剖面记录的湖泊消涨基本一致,均反映了末次冰期中存在气候相对温暖湿润堆积有黄土或砂质古土壤,发育有湖泊的MIS3末次冰期间冰阶。
结合区域已有河湖相沉积剖面[12, 20, 25~27, 44~46](表 3和图 6),围绕本文研究剖面SSTG,从沉积相和有限的年代数据追溯末次冰期沙地内湖泊消涨之过程。从沉积相来看,末次冰期,各剖面均包含两大层明显的湖相层,但地层厚度却大相径庭,这与剖面的位置以及侵蚀和堆积的关系密切相关。图 6剖面中湖相层的发育年代最老的年代为JFT-2,可达52 ka B.P.左右[25];最年轻的为SSTG剖面记录的24 ka B.P.左右。它们的年代跨度基本上涵盖了整个MIS3阶段,但具体到湖相层的年代起讫,又并无明显的规律可寻。究其原因,一方面可能由于该时期14C测年可能接近其测试界线,增大了测年结果的不确定性,同时河湖相样品的OSL测年可能存在曝光不充分的问题,因此年代出现倒置现象;另一方面来看,如果各沉积剖面的年代皆为可信,那么MIS3阶段湖泊发育在大的暖湿气候背景下,受河流作用影响颇大,因此在不同的区域,呈现出年代的显著不一[60]。
总体而言,在冰期随着全球气温的降低,两极和高山的冰川、冻土面积扩大,海平面下降,大陆面积增加,海洋蒸发减弱,导致降水减少。在我国,由于受到西伯利亚-蒙古高压反气旋和西风环境的影响,冬季风加强,沙漠/沙地扩张,植被带南迁;在间冰期则相反[61]。可见,沙地正、逆向发展与降水量直接相关,即与夏季风和冬季风的增强或减弱直接关联。在SSTG剖面湖泊主要发育期,夏季太阳辐射明显增强[62],从而导致夏季风强度的增大。在该时期由中国石笋记录指示的季风强度亦处于相对的高值[63];古里雅冰芯的粉尘浓度[64]记录了同时期粉尘含量的显著降低以及约34~31 ka B.P.期间湖泊消退、风沙活动占据主导的过程。从SSTG剖面有机质含量记录来看,第二期湖泊发育期(约31~24 ka B.P.)湖泊发育的程度和范围较第一期湖泊主要发育期(约43~34 ka B.P.)可能更甚。而在湖泊主要发育期之外的时期,全球冰量[65]的增加可能导致了干冷的气候。但在SSTG剖面湖泊主要发育期结束后,区域可能进入到末次冰盛期,气候变得异常的寒冷干燥,沙物质的净累积量很少,由此推测该时期可能存在沉积间断(图 7)。综上,毛乌素沙地沙漠/黄土边界带的移动、湖泊的消涨扩缩均受控于东亚季风。值得注意的是,区域缺乏该时期明显的湖岸阶地等直接地貌特征体,本文的研究尚可证明毛乌素沙地MIS3阶段湖泊主要发育期的存在,但能否称之为“大湖期”或者“统一大湖”仍有待进一步研究。
本文通过对毛乌素沙地末次冰期湖相沉积的沉积地层分析和年代测定,结合粒度、有机质、磁化率和红度等环境代用指标结果,揭示了约5万年以来毛乌素沙地湖泊消涨的一般过程。具体而言,约42.7~24.2 ka B.P.为区域湖泊主要发育期,与区域已报道的湖相沉积年代基本吻合。其沉积相主要为典型的湖相沉积,含有淡水螺壳化石,表现为相对较低的平均粒径(Mz)、砂含量(>63 μm)和红度值(a*),以及较高的粘土含量(<2 μm)、有机质含量(OM)等沉积学特征。但是湖泊主要发育期中,亦存在明显的湖退过程,时间为约34.3~31.1 ka B.P.,沉积相可能为河流相沉积物,伴随着平均粒径(Mz)和砂含量(>63 μm)的高值,以及有机质含量(OM)和红度值(a*)的低值。而在42.7 ka B.P.以前和24.2 ka B.P.以后,沉积物的粘土含量(<2 μm)和有机质含量(OM)均表现为相对低值,而磁化率值(MS)和红度值(a*)表现为相对高值,指示了湖泊水位的降低,此时可能为风成沉积为主的环境。SSTG剖面中的湖泊沉积记录具有一定的区域代表性,反映了末次冰期研究区湖泊消涨过程主要受控于东亚季风强度的变化。
致谢: 感谢吕志强、杜婧、王琳栋、刘畅、陈璐在与本文有关的野外采样和室内实验中给予的倾力帮助;特别感谢编辑部杨美芳老师和审稿专家对本文的细心审阅以及提出的宝贵修改意见!
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2 Engineering Center of Desertification and Blown-Sand Control of Ministry of Education, Faculty of Geographical Science, Beijing Normal University, Beijing 100875;
3 State Key Laboratory of Earth Surface Processes and Resource Ecology, Faculty of Geographical Science, Beijing Normal University, Beijing 100875)
Abstract
The Mu Us dune field is situated at the fringe area of East Asian monsoon and therefore is a climatically sensitive region that is well located for recording palaeoclimatic and palaeovironmental information. Over the years, many geological sections during the Last Glacial period were established, which provided the possibilities for the reconstruction of lacustrine evolution and climatic change. However, based on the erosion and accumulation relation in Mu Us region, it is difficult to find a relatively continuous section with high-resolution in the erosion-dominated northwestern and middle part in Mu Us dune field, thus previous researches focused mostly on the Salawusu River valley in the accumulation-dominated southeastern Mu Us dune field. In this paper, we selected SSTG section in the hinterland of the Mu Us region, which is mainly composed of lacustrine sediments and aeolian sand with 3.5 m thickness. Based on the stratigraphic evidence and the environmental proxies results from 130 sediments of the SSTG section, the processes of lacustrine evolution during Last Glacial period were explored. Results showed that since about 50 ka B. P. there existed two obvious periods ca. 42.7~34.3 ka B. P. and 31.1~24.2 ka B. P. approximately when lacustrine sediments were dominant and the time spans basically agreed with the previous studies. The sedimentary facies are typical lacustrine layers with freshwater shells fossils. The content of clay particle, the content of organic matter exhibited high levels, and mean grain size, the content of sand particle, redness value showed low levels. Actually, an obvious layer of sand was intercalated in the two lacustrine layers at the interval of 34.3~31.1 ka B. P. During this time, the mean grain size and the content of sand particle presented remarkable peak levels, accompanied by the low value of the content of organic matter and redness value, indicating the retreatment of lacustrine sediments. Additionally, except the lacustrine layers, the upper and lower parts were all aeolian sediments possibly. Based on the results of regional comparisons, we believed that the lacustrine evolution during the Last Glacial period is controlled by the strength of East Asian monsoon.