2020, Vol.40
土壤颜色是土壤最直观的理化性质之一，指示土壤在可见光波段的反射光谱特性，主要与土壤有机质、矿物、质地、水分状况等密切相关[1~2]。土壤颜色研究始于20世纪60年代，70年代得到快速发展，主要定性的研究其与致色矿物之间的关系[3~4]；1976年CIELAB表色系统被广泛应用到土壤颜色的定量研究中[5~6]。土壤色度指标具有较强的气候敏感性，在黄土-古土壤、湖泊沉积、海洋沉积等方面的第四纪长时间尺度气候研究中发挥着重要作用[7~8]，其中对黄土-古土壤的研究，多集中在黄土高原南部、中部及西北缘地区[9~11]，主要是将色度与磁化率、CaCO3、Rb/Sr、粒度等典型古气候指标进行对比分析，提取不同色度参数对气候响应的敏感度及其记录的古环境信息。研究表明，色度指标能够记录百年、千年甚至万年尺度的全球气候变化，可靠性较强，对末次冰期以来气候变化的记录尤为显著[12~14]。亮度和红度在反映土壤发育时期的水热条件[8]、记录千年尺度季风演变和古气候变化[7]、黄土沉积物风化强度[10]等方面具有很强的指示意义；黄度在土壤发育程度等方面具有指示意义[9]，但其对气候的响应敏感度总体不高[15]；白度可反映夏季风环流强度的变化[16]；色调角越大指示气候越冷干，可记录风成黄土晚更新世以来的气候变化[17]。
前人研究表明，色度确实能够记录沉积物在沉积过程中的气候变化，可作为研究古气候的代用指标[18~20]，但其是否适用于整个第四纪冰期间冰期旋回，还需深入研究并加以证明[12]；且众多学者对土壤色度的研究多集中于半湿润半干旱黄土高原[9~11, 14, 16]和典型亚热带下蜀黄土[21~22]分布区，对青藏高原高寒区研究较少[23]；尤其学者对青海湖地区的古环境演变重建时多利用粒度、磁化率、地球化学元素等指标[24~28]，鲜见用色度指标。鉴于此，本文选用色度指标(a*、b*、L*)对青藏高原东北部青海湖QDST剖面的土壤颜色进行分析研究，辅以SC/D、磁化率、Al2O3、Rb/Sr及CO32-等指标，并结合OSL测年，提取了QDST剖面记录的环境信息，恢复并重建近32 ka以来剖面古风成砂-古土壤沉积序列的环境演变过程。此研究尝试性地揭示土壤色度参数的古气候意义，旨在探讨高寒区色度指标记录的沉积环境的可行性及精确性，研究结果可丰富青海湖周边地区及类似高寒区第四纪以来气候环境演变研究的代用指标，以期使土壤色度指标能在第四纪环境演变研究中发挥更大作用。
1 研究区概况地处青海省东北部的青海湖(36°32′~37°15′N，99°36′~100°16′E)因中新生代断块陷落而成，湖盆边缘山地山麓地带的洪积扇、洪积阶地及入湖河流阶地相当发育，湖盆长轴平行于区域主要构造线方向-北西西向，目前为中国最大的内陆咸水湖(图 1)。青海湖区属典型的高原半干旱大陆性气候，冬季寒冷漫长，夏季凉而短促；湖区降水偏少，多年平均降水量为336.6 mm；多年平均气温为1.2 ℃，1月均温-12.6 ℃，7月均温5 ℃；盛行西北风且春季多大风、多沙暴[24]。湖区内陆闭流水系巨大，年均含沙量为0.38 kg/m3，输沙率为11.4 kg/s，年输沙总量36.1×104 t[24]。自西北向东南依次分布着高山寒漠土、高山草甸土、山地草甸土、栗钙土、风沙土等；植被类型主要有荒漠草地、草原、草甸、沼泽草地及灌丛草地等，森林鲜见。
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图 1 研究区概况图 Fig. 1 Location of the study area |
大水溏剖面是位于青海湖湖东种羊场大水溏风沙沉积的一处风蚀残丘(36°49.701′N，100°51.557′E)，简称QDST剖面(图 1)，剖面海拔3450 m，总厚度10 m(图 2)。根据野外观察及室内分析，可将QDST剖面地层细分为9层，具体形态描述如表 1所示。
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图 2 QDST剖面地层图 Fig. 2 Layers of QDST profile |
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表 1 QDST剖面地层特征 Table 1 Stratigraphic characteristics of QDST profile |
对QDST剖面在0.3~3.7 m、3.7~5.3 m、5.3~7.6 m和7.6~10.0 m分别按10 cm、5 cm、2 cm和5 cm等间距连续采样(0~0.3 m表层未采样)，共采集常规土壤分析样品232个；在野外依据土壤形态特征分层后在各层的顶部和底部、土壤层与风沙层界面和明显古沙丘位置处共采集10个光释光样品(表 2)，用于定年。
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表 2 QDST剖面OSL测年数据 Table 2 The data of OSL ages of the QDST profile |
本文采用国际照明委员会(CIE)在1976年推出的CIELAB表色系统[29]，使用a*、b*、L*这3个色度参数来描述土壤的颜色变化。红度a*变化于绿(-60)和红(+60)之间；黄度b*变化于蓝(-60)与黄(+60)之间；而亮度L*变化于黑(0)与白(100)之间。相较于Munsel表色系统[30]，该系统能使颜色的空间表达由定性转为定量，可降低人为主观臆断，使描述更加客观合理。
土壤样品在室内通风、避光、无污染环境下自然风干。取一定量的风干样品经恒温鼓风干燥箱105 ℃烘干12 h后，利用柯尼卡美能达台式分光测色计CM-5测定土壤色度。具体操作：1)仪器设置，CM-5的培养皿测量模式适合，测量直径30 mm，10°/D65光源，使用外置白板和培养皿校正玻璃，对仪器分别进行零位校准和白板校准；2)色度测量，将土壤样品装入培养皿，置于CM-5测量口上，在电脑色彩管理软件中点击“测量”按钮即可。土壤样品色度测量在西北师范大学地理与环境科学学院土壤地理实验室完成。
称一定风干土样装入8 cm3无磁正方体塑料盒中，用英国Bartington MS-2型磁化率仪分别测定样品的低频(0.47 kHz)和高频(4.7 kHz)磁化率(重复测试3次，取均值)；取土样用振动磨研磨过200目筛后加硼酸，采用YYJ-1型半自动压样机压制成直径4 cm的饼状标本，采用荷兰Philips Panalytical Magix PW 2403型X射线荧光光谱仪测定元素含量，常量元素分析结果以氧化物形式给出，微量元素分析结果以单元素形式给出；土样粒度组成利用Malvern 2000激光粒度仪测定。以上实验在兰州大学西部环境教育部重点实验室完成。
光释光样品由国土资源部地下水矿泉水及环境监测中心利用Daybreak 1100(美国)光释光仪测定(表 2)。QDST剖面10 m涵盖了31.9±1.3 ka以来的地层年龄。
3 结果与讨论 3.1 QDST剖面土壤色度参数变化特征 3.1.1 色度参数变化特征土壤颜色变化实质是土壤内在组成成分和成壤环境的变化[31~32]。对风干土而言，土壤颜色主要是受铁氧化物影响，特别是赤铁矿、针铁矿，二者是引起黄土古土壤颜色变化的根源，决定土壤的红度(a*)和黄度(b*)[33]；其中，赤铁矿呈赤红色，使沉积物颜色显示红色；针铁矿呈黄色，使沉积物颜色显示黄色[34~35]。亮度L*主要受碳酸盐和有机质等的影响，碳酸盐含量低，土壤成壤强度高，有机质含量高，L*低，土壤颜色偏暗(深)；碳酸盐含量高，土壤成壤强度弱，有机质含量低，L*高，呈亮色(浅)[36]。有机质、次生铁氧化物、次生碳酸盐是化学风化的产物，它们的含量与分布取决于气候的水热组合状况，反映成壤时期的气候环境特征[37~40]。干旱温暖的氧化环境利于赤铁矿的形成；相较于赤铁矿而言，湿润的环境更利于针铁矿形成[41]。
a*值范围4.75~6.32，均值5.46，变幅33.0 % (表 3)，自剖面底部向上呈波动式先减小后增大再减小态势(图 3)，相较于剖面亮度L*和黄度b*，红度a*值曲线变幅大，波动明显，因此可能包含了较多的环境信息，说明其对气候变化反应较灵敏，较精确地记录了气候的水热组合状况。770 cm以下a*值曲线波动虽平缓，但为次峰值区；770~660 cm处a*值波动骤减，风成砂层的704 cm处出现全剖面a*最低值(4.75)；660~530 cm处a*值快速波动增大；530 cm至剖面顶部，a*值波动式略有减小，但谷峰明显，530~380 cm处深度出现峰值区，全剖面a*最高值出现在380 cm处的古土壤层中(6.32)。进一步分析可知，不同沉积相a*大致存在古土壤-古风成砂的地层旋回特征，但并不是所有的古土壤层a*值一定高于古风成砂层，呈现出大致的下层古土壤高于上层古风成砂的特征(表 3)。
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表 3 QDST剖面色度参数的垂直变化 Table 3 Vertical change of chromaticity parameters of QDST profile |
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图 3 QDST剖面土壤色度参数及SC/D、磁化率变化曲线 Fig. 3 Variation curves of soil chromaticity parameters, SC/D and magnetic susceptibility of QDST profile |
b*值范围13.58~17.83，均值15.91，变幅31.3 % (表 3)，自剖面底部向上呈波动式先减小后增大再减小态势(图 3)。770 cm以下曲线波动幅度大，为全剖面高值区；770~530 cm处b*值先波动式骤减再波动增大，620 cm处b*为全剖面最低值(13.58)；530 cm至剖面顶部，b*值波动式减小，但谷峰明显，230~130 cm处出现次峰区，200 cm处b*值达全剖面最高(17.83)。不同沉积相中下层古土壤b*值大致高于上层古风成砂(表 3)。
L*值范围47.58~60.33，均值53.28，自剖面底部向上先急剧减小后微升(图 3)，变幅27.0 % (表 3)。770 cm以下，为全剖面峰值区，965 cm处L*达最大值(60.33)；770~530 cm处L*值先骤降后持续减小，为全剖面低值区，630 cm处为L*最小值(47.58)；530 cm至剖面顶部L*缓慢增大。不同沉积相大致呈现出下层古土壤略低于上层古风成砂的特征(表 3)。
3.1.2 色度参数指示的古气候意义青海湖地区雨热同季、干湿分明[42]。综上QDST剖面中各色度参数变化特征(不同沉积相、垂直向)可得出以下结果：1)下层古土壤层a*、b*值大致高于上层古风成砂层，即a*值QDST3 (5.94)>QDST2 (5.92)、QDST5 (6.00)>QDST4 (5.93)、QDST9 (5.53)>QDST8 (5.14)；b*值QDST3 (17.12)>QDST2 (17.00)、QDST5 (16.90)>QDST4 (16.81)、QDST9 (17.15)>QDST8 (15.29)；依古土壤发育时期相对暖湿、古风成砂堆积时期相对冷干的气候特征[43~44]，可初步得出a*、b*高值指示沉积层形成时期气候相对温湿，反之，则相对冷干。剖面中a*、b*曲线存在较明显的峰谷变化且与剖面地层对应较好，即高值区出现在古土壤层，低值区出现在古风成砂层，说明a*、b*峰谷区交替反映的剖面地层旋回，是气候冷暖干湿变化的结果；下层古风成砂与上层古土壤渐变过渡，反映出QDST剖面古土壤是在古风成砂基础上，因气候向温湿化发展、成壤强度增大而发育的。以上分析表明a*、b*可作为地层划分的有效指标，指示气候的冷暖干湿。2)下层古土壤层L*值大致低于上层古风成砂层，即QDST3 (51.56) < QDST2 (51.70)、QDST5 (51.42) < QDST4 (51.48)、QDST7 (49.68) < QDST6 (51.04)，表明L*高值可示沉积层形成时期气候相对冷干；且L*整体表现出QDST2 (51.70)>QDST3 (51.56)>QDST4 (51.48)>QDST5 (51.42)>QDST6 (51.04)>QDST7 (49.68)有规律的随地层深度、地层年龄减小而增大的态势，说明QDST剖面形成过程中气候整体向冷干化发展。其中QDST9层L*均值最高(58.37)，原因有待进一步讨论。
以上分析表明色度参数具有一定的古气候意义，可初步揭示不同沉积相地层形成时期的气候环境特征。剖面古土壤层中，QDST9层a*值高，b*值最高，表明全剖面中该层发育时期成土环境最为温湿，因此以QDST9层为标准，推断其他各层的气候特征。QDST5层a*、b*值高，L*值低，在剖面中仅次于QDST9层，气候较温湿；QDST7层a*、b*值较低，L*值低，为剖面中最凉润的古土壤层；QDST3层a*、b*值较高，L*值较低，介于QDST5与QDST7层之间，气候较温润。古风成砂中，QDST8层L*值最高，a*、b*值最低，表明全剖面中QDST8层堆积时期气候环境最冷干；QDST2层a*、b*值低，L*值高，仅次于QDST8层，气候较冷干；QDST4层a*、b*值较低，L*值较高，较凉干；而QDST6层气候环境介于冷干的QDST2层与凉干的QDST4层之间。
3.2 色度参数与其他气候指标的对比分析为进一步证明色度具有明确的气候指示意义，辅以其他气候代用指标作对比分析。
3.2.1 色度参数与SC/D值、磁化率SC/D值(粉砂和粘粒之和与砂的比值)为粒度敏感指标，其意义在于放大>4.32 ϕ/ < 4.32 ϕ颗粒物质的比例关系，其趋于零，表明冬季风占主导，风力强盛，气候干冷，风沙活动强，砂粒含量高；反之则夏季风势力增强，风沙活动减弱，成壤过程增强，粉砂和粘粒含量增多[45]。SC/D值在QDST剖面可独立作为判断气候变化的指标已得以验证[24]。QDST剖面SC/D值范围0~0.148(图 3)，均值0.083，曲线自剖面底部向上呈减小态势，数值整体趋于零，即QDST9古土壤层SC/D值最高(0.124)，QDST2古风成砂层SC/D值最低(0.015)，这与a*、b*自剖面底部向上波动式减小和L*自剖面底部向表层波动式增大所反映的气候变化基本一致，说明自32 ka以来在经历了末次冰期间冰阶、末次冰盛期、末次冰消期及进入全新世至今，青海湖地区成壤环境主要受冬季风控制，整体向冷干化发展。进一步分析可看出，a*、b*、L*与SC/D值均具有古土壤-古风成砂的地层旋回特征，即a*、b*与SC/D值高值区为古土壤层，低值区为古风成砂层，L*则相反。表明a*、b*高值、L*低值可指示温湿气候，相反则指示冷干气候；且690~610 cm处的SC/D值较色度有明显的两谷一峰(见图 3)，但在770~530 cm处色度变幅总体较大，说明色度参数和SC/D值在记录环境信息方面各有优势。
磁化率可揭示古土壤-黄土-古风成砂序列中风化成壤强度及区域气候变化[46~48]。QDST剖面质量磁化率范围0.86×10-9~2.27×10-9 m3/kg，均值1.74×10-9 m3/kg，曲线波动频繁，呈三谷三峰状(见图 3)。将色度参数与磁化率做比对分析发现，a*、b*与磁化率呈显著负相关，样品分布较集中(图 4a和4b)，相关系数分别达0.776、0.758，L*与磁化率相关系数较低；且a*、b*、磁化率均大致呈下层古土壤高于上层古风成砂，说明a*、b*与磁化率具有很强的一致性，可反映QDST剖面形成以来土壤发育程度及成壤强度。深入分析表明，色度参数对气候变化的灵敏度更高，如在660~620 cm处a*、b*增大呈小峰区、L*减小，此阶段气候可能存在转暖转湿的变化，而此时磁化率峰区却滞后出现在624~590 cm深度，更加说明色度参数记录的古环境信息较精确，且能反映气候细微变化。a*、b*与磁化率显著负相关与位于暖温带半湿润典型黄土-古土壤序列的研究结果有所不同，可能是受研究剖面独特地理位置和气候影响。青海湖湖区干燥度为4.46(多年平均降水量与蒸发量分别为336.6 mm和1502 mm)，年平均气温低至1.2 ℃，水热组合相对较差，土壤发育程度远不及典型黄土高原区[49]，因此形成了古风成砂和弱砂质古土壤。虽a*、b*和磁化率均受控于铁氧化物，但由于气候条件及物质种类不同[50~51]，a*、b*与磁化率在青海湖地区呈显著负相关。
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图 4 QDST剖面色度参数与磁化率、Rb/Sr、碳酸盐的线性关系 Fig. 4 Linear relationship between chromaticity parameters of QDST profile and magnetic susceptibility, Rb/Sr and carbonate |
常量与微量元素含量的变化对沉积物形成时期的古气候环境也具有指示意义[52~57]。沉积物中Al2O3含量增加，反映气候暖湿，反之则相对冷干[58]。QDST剖面中Al2O3含量范围7.12 % ~8.75 %，均值8.02 %。将色度参数与Al2O3含量对比分析发现，各色度参数曲线变幅较Al2O3 (10 %)大；在色度出现快速波动、谷峰明显、记录环境信息较详细的770~530 cm深度，Al2O3曲线变化并不明显(图 5)，表明色度参数对气候变化响应更灵敏，可能记录较多的环境信息。进一步分析可知，在QDST9古土壤层b*峰值区(均值17.15)与Al2O3含量峰值区(均值8.35 %)对应；且a*、b*与Al2O3均呈相同的古土壤层高于其上古风成砂层的特征、自剖面底部向表层均呈波动式减小态势。说明a*、b*也可指示剖面形成时期的气候环境，高值示温湿气候，低值示冷干气候。
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图 5 QDST剖面土壤色度参数与地球化学元素变化曲线 Fig. 5 Variation curves of soil chromaticity parameters and geochemical elements of QDST profile |
Rb/Sr值反映土壤湿度的变化，年均降水量起决定作用，而降水量又是夏季风强度变化的主要标志，一般被视为古季风气候要素中夏季风环流强度的替代性指标[59~61]。Rb/Sr高值层位夏季风强，降水量增大，气候温湿，反之Rb/Sr低值层位，气候冷干。将Rb/Sr与L*对比分析发现，QDST7砂质古土壤层(660~530 cm)，亮度L*谷值区(均值49.68)与Rb/Sr峰值区(均值0.40)完全对应，QDST9古土壤层(1000~770 cm)亮度L*峰值区(均值58.37)与Rb/Sr的谷值区(均值0.33)完全对应；且由相关性可知，二者呈显著负相关(图 4c)。由此推断QDST剖面中的亮度L*可响应夏季风强度的变化，反映剖面各层形成时期的降水量情况，其高值指示降水量减小，反之则降水量增加。
碳酸盐是影响土壤亮度L*的重要因素[62]。半干旱半湿润地区，土壤中碳酸盐含量多寡及存在形式反映沉积环境的干湿程度及冷暖变化。暖湿气候条件下，土壤亮度值低，干冷条件下，原生碳酸盐不易被淋溶而保存下来，土壤亮度值高，故可作为风化成壤强度及降水的替代性指标[63]。西北地区经典黄土剖面中碳酸盐含量通常较高[22]，而青海湖QDST古风成砂-古土壤剖面碳酸盐也符合这一特点，剖面中CO32-含量介于4.91 % ~14.08 %之间，均值达8.74 %；碳酸盐含量高，表明QDST剖面土壤形成时期气候整体冷干，气温低，降水少，水热组合状况较差，风化淋溶作用较弱，成壤过程不强。将QDST剖面CO32-与L*进行对比分析发现，在QDST8古风成砂层，剖面碳酸盐含量最高(9.62 %)，对应此层L*值也高(55.27)，反映此阶段气候较干冷，降水量少，植被生长状况较差，碳酸盐淀积，土壤颜色亮；且由二者的相关性可知，L*与CO32-呈显著正相关(图 4d)，相关系数为0.54，说明碳酸盐对L*贡献较大，由此进一步确认L*可指示剖面风化成壤强度，反映区域降水量的变化。
通过与SC/D值、磁化率、Al2O3、Rb/Sr、碳酸盐等气候指标的对比可发现，色度参数无论在曲线波动幅度还是记录环境信息的敏感性与精确度方面，均表现出明显的优势，可作为相对独立的气候代用指标揭示QDST剖面不同时期气候环境特征，记录敏感气候事件，重建32 ka以来青海湖地区的环境演变过程。
3.3 色度参数揭示的青海湖地区环境演变过程根据土壤色度参数变化特征所记录的环境信息并结合OSL测年结果，可将青海湖地区近32 ka以来的环境演变划分为末次冰期间冰阶(32.0~23.3 ka)、末次冰盛期(23.3~15.2 ka)、末次冰消期(15.2~10.4 ka)及全新世(10.4 ka至今)4个主要时期(图 5)。
末次冰期间冰阶(32.0~23.3 ka)，对应MIS3a阶段。期间a*较高(缓慢减小)，b*最高(缓慢增大)，表明该时期青海湖地区夏季风势力较强，气温相对较高，降水较多，水热组合较强，成壤强度较高，发育了厚层的弱砂质古土壤(QDST9)。其他气候指标如磁化率、Rb/Sr增大，Al2O3、SC/D高值，风沙活动弱，也可验证此阶段整体温湿的气候特征。QDST9层亮度L*也最高，可能是由于该层是气候较为温暖的末次冰期间冰阶时期发育的，气温高，湿度小，蒸发量也随之增大，有机质分解快、含量低，致使土壤颜色浅，亮度高。期间曲线仍有细微波幅，表明气候仍存在短期的冷暖波动。青海湖达到高湖面期[64]、青藏高原东北缘冻土退化[65]均表明色度参数与青藏高原周边地区气候指标揭示的环境信息具有一致性。
末次冰盛期(23.3~15.2 ka)，对应MIS2段前期。此期CO32-呈峰区，Al2O3、SC/D值较末次冰期间冰阶减小，但变幅较色度参数小，说明色度参数对气候变化的灵敏度较高。同期，陆地降温幅度为8~12 ℃，海温降低2~5 ℃[66]；青藏高原东北缘出现冰楔，冻土扩张[65]；青海湖孢粉记录以蒿和藜为主且C/A比值很高[67]均表明此阶段进入到末次冰盛期，说明青海湖地区气候变化具有全球性。但此阶段QDST剖面的磁化率、Rb/Sr呈增大态势，可能因青海湖地势西北高、东南低形成独立封闭的山间内陆盆地，其湖泊效应明显，气温快速降低蒸发量减小，一定程度上也增加了气候的相对湿度。因此，在全球冷干的大背景之下，该区气候总体以冷润为主。鄂崇毅等[23]研究表明，自末次冰消期起青海湖地区气候环境发生了巨大变化；但QDST剖面色度记录的气候剧烈变化自末次冰盛期就已开始，进入此阶段各色度参数曲线骤变，a*、b*急剧减小，数值为全剖面最低，L*数值高(曲线以减小趋势向末次冰消期过渡)，表明该时期青海湖地区气温急剧下降，气候整体偏冷，风沙活动明显增强，形成典型风成砂(QDST8)。
末次冰消期(15.2~10.4 ka)，对应MIS2后期。此阶段a*、b*快速增大，出现小峰区，L*最低(快速减小)，表明青海湖地区处于冰消期，气温逐渐回升，降水量缓慢增大，气候整体温凉偏润，发育了砂质古土壤(QDST7底层)。磁化率较高、SC/D值呈小峰区、CO32-含量降低等指标均揭示出与色度参数相同的气候特征。同期古里雅冰芯δ18O值增大[68]，青海湖孢粉浓度较冰消期前期增大[67]。a*、b*、L*曲线波动明显，表明此期气候整体不稳定，其间经历了三冷两暖交替：在660~650 cm(15.2~13.1 ka)，a*、b*急剧降低，L*高，与老仙女木冷期事件(Oldest Dryas)一致；650~645 cm(13.1~12.2 ka)，a*快速上升，b*缓慢升高，L*降低，进入波令暖期(Bølling Period)，同期青海湖湖面为现在的1.8~5.4倍[69]；645~639 cm(12.2~11.5 ka)，a*降低、b*快速降低、L*缓慢降低，大致记录了中仙女木冷期(Older Dryas)；639~635 cm(11.5~11.0 ka)，a*略微上升、b*无明显变化、L*略微降低，基本与阿勒罗德暖期(Allerød Period)对应；635~630 cm(11.0~10.4 ka)，a*、b*呈谷区，L*呈峰区，记录了新仙女木(Younger Dryas)的气候突变事件。
全新世(10.4 ka至今)，a*、b*较高(波动大)、L*较低(波动增大)且曲线谷峰波动频繁表明，青海湖地区全新世气候出现了多次冷暖波动旋回，形成了多层古土壤与古风成砂互层现象(QDST7层顶部至表土层底界)。综合色度参数、磁化率、SC/D值及CO32-记录的环境信息，可进一步将全新世划分为三期。早全新世(10.4~8.3 ka)：a*、b*、L*峰谷变化明显，a*、b*低，而L*高，气候整体偏凉干；这与北大西洋深海沉积[70]和古里雅冰芯[71]记录全新世早期9.4 ka左右最冷期事件、青海湖沉积物介形类壳体δ18O记录的8.5~8.3 ka期间湖水水位明显下降[72]的吻合度高。中全新世(8.3~5.0 ka)，曲线变化明显，a*、b*快速上升，数值增大，L*低且波动较大，气候整体偏温润，发育了古土壤；同期青海湖地区在7.8~5.2 ka期间气候整体偏暖湿，成壤作用较强[28]。晚全新世(5.0 ka至今)，曲线波动依旧频繁，不同沉积相地层中a*、b*、L*数值有明显高低变化，表明气候仍存在多次冷暖波动；同期古里雅冰芯记录气候出现冷暖交替变化[71]、西昆仑山冰川进退频繁[73]。晚全新世可进一步细分为4个阶段(见图 5)：a)5.0~2.8 ka阶段：a*、b*增大数值高、L*数值低、磁化率较高、Al2O3及SC/D值呈峰区，古土壤发育，为全新世以来最温湿阶段，青海湖地区土壤记录的环境信息与全球全新世最暖湿期之间有一定滞后性，这除符合土壤发育略滞后于气候变化的规律外，也可能与青海湖独特地理位置、地形特征及湖泊效应综合作用有关；b)2.8~2.3 ka阶段：a*、b*、Al2O3及磁化率呈谷区数值低，L*为峰区数值高，SC/D值自此开始逐渐降低，气候向凉干转变，堆积了风成砂；c)2.3~1.2 ka阶段：a*、b*、Al2O3、SC/D值及磁化率增大，L*减小，SC/D值接近于零，气候整体温凉；d)1.2 ka以来：a*、b*逐渐减小数值低，L*波动增大，Al2O3含量低，SC/D值全剖面最低，趋近于零，磁化率呈谷区，气候整体向冷干发展。在a*、b*呈谷区、L*呈峰区的366~370 cm深度，较清楚地记录了2.8 ka冷事件[74]。进入全新世以来，色度参数清晰地记录了青海湖地区的环境经历了前期凉干、中期温润至晚期的温湿→凉干→温凉→冷干的演变过程。
4 结论通过对QDST剖面土壤色度参数(a*、b*、L*)变化特征及与其他气候指标对比分析发现，色度参数曲线波动明显，对气候响应较灵敏，可用来重建32 ka以来青海湖地区的环境演变过程。分析表明：1)色度参数a*、b*高值指示温湿气候、低值指示冷干气候：QDST剖面a*、b*与SC/D值、Al2O3自剖面底部向上整体呈波动减小态势，高值均出现在古土壤层，低值出现在古风成砂层，表明32 ka以来青海湖地区的气候整体向冷干方向发展；2)亮度L*受碳酸盐影响较大，响应夏季风强度变化，可反映沉积层形成时期的降水量：L*高值区分别对应Rb/Sr低值区和CO32-峰值区且整体随地层深度、地层年龄减小而增大，亦表明32 ka以来青海湖地区气候的冷干化；3)以色度参数为主，辅以SC/D值、磁化率、Al2O3、Rb/Sr、CO32-等指标可将各青海湖地区近32 ka以来的环境演变划分为末次冰期间冰阶、末次冰盛期、末次冰消期和全新世4个主要阶段，其环境发生了温湿→冷润→温润→凉干→温润→温湿→凉干→温凉→冷干的演变过程。
作为全球气候变化响应的敏感区，青海湖地区的气候环境变化与全球变化具有一致性；其独特的地理位置、地形地貌及巨大的水域又决定了其环境演变具有区域性和独特性。自末次冰盛期起青海湖地区气候环境发生巨大变化且较小变幅气候事件记录清晰，表明QDST剖面土壤色度参数指示的青海湖地区气候环境变化较SC/D值、磁化率、Rb/Sr、CO32-记录的更细微、灵敏度较高，可揭示更为精准的古环境演变信息。在过去全球变化研究中，色度可独立或与其他物化指标搭配，作为青海湖地区及类似高寒区第四纪以来气候环境重建的代用指标，发挥土壤颜色这一物理性质在第四纪环境演变研究中的独特作用。
致谢: 感谢国土资源部地下水矿泉水及环境监测中心在OSL测年中给予的热情帮助；对兰州大学西部环境教育部重点实验室在样品粒度、磁化率及元素测定、西北师范大学地理与环境科学学院土壤地理实验室在土壤色度测定中的全力协助表示诚挚谢意!
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Abstract
In order to explore the significance of the sedimentary environment recorded by the soil chroma, to make chromaticity studies more useful to Quaternary environmental researches, and also to enrich the available surrogate indexes of paleoenvironmental changes in northeastern Qinghai-Tibetan Plateau, this study investigate an exposed profile (Dashuitang section) in an aeolian sand dune that lies in the east lake margin of Qinghai Lake. The Dashuitang section (QDST:36°49.701'N, 100°51.55 7'E; 3450 m above sea level) is 10 m thick. The sampling strategy was based on the observed morphological characteristics of the profile, and the samples were taken at 10 cm, 5 cm, 2 cm and 5 cm intervals for the 0.3~3.7 m, 3.7~5.3 m, 5.3~7.6 m and 7.6~10.0 m sublayers, respectively. A total of 232 regular soil samples were collected. Meanwhile, 10 samples were collected from the top and bottom of each sublayer, namely the transition portions between soil layer and aeolian sand layer were dated by OSL dating. The stratigraphic age since 31.9±1.3 ka was covered by the 10 m profile. After sample pretreatment, three colorimetric parameters (a*, b*, L*) were measured by CM-5 spectrophotometer, the grain size was measured by Malvern 2000 laser particle size analyzer, the element was measured by Philips Panalytical Magix PW 2403 X-ray fluorescence spectrometer, and the magnetic susceptibility was measured by Bartington MS-2 magnetic susceptibility meter. Based on the analysis of the characteristics of soil chromaticity changes, supplemented by magnetization, SC/D, CO32-, Rb/Sr and other indicators and combined with OSL dating ages, the environmental changes of Qinghai Lake area since nearly 32 ka was restored. The results show that: (1) From the bottom of profile upwards, a* and b* firstly decreased then increased and finally decreased again. They all show that the values of paleosol layer are higher than the aeolian sand layer, and the high value indicats a warm and humid climate. From the bottom of profile upwards, L* decreased sharply and then increased slightly, and show that the value in paleosol layer is slightly lower than the aeolian sand layer, and the high value show a cold and dry climate. (2) a*, b* and magnetic susceptibility, L* and Rb/Sr were negative correlation. L* was positively correlated with carbonate, it has the same change trend with the value of SC/D. (3) The CO32- mean value of the profile reaches 8.74%, the CO32- varied in accordence with the L*value. It showed that CO32- influenced L* variations and then reflect the precipitation amounts. (4) Qinghai Lake region has experienced several times of warm-wet and cold-dry climate alternations during the past 32 ka. It can be further divided into 4 time periods:Firstly, the climate was warmer and wetter during the Interstadial of the Last Glacial (32.0~23.3 ka). Secondly, the Last Glacial Maximum (23.3~15.2 ka) climate was generally cool and moist. Thirdly, the Last Deglaciation (15.2~10.4 ka) was cool and humid. Finally, the Holocene (10.4 ka to date) climate varied frequently between warm and cold stages.