宁(南京)镇(镇江)地区分布的下蜀黄土是我国南方地区重要的第四纪地层，是长江下游地区古环境演变的重要载体.不过，重建风尘沉积的演化历史在很大程度上依赖于建立高质量的年代序列.年代学研究尽管历来是下蜀黄土研究的重点，但目前仍是制约下蜀黄土研究的瓶颈之一.这一方面是因为常用的测年方法的测年范围有限，另一方面则是因为下蜀黄土中缺乏合适的测年材料，使得大于几万年的样品很难进行数字测年.最新的光释光测年研究表明，下蜀黄土的石英光释光法的测年上限大约为50 ka，长石光释光法的则大约为200 ka(Yi et al., 2018).与北方黄土地层对比也是建立下蜀黄土年代序列的常用方法之一(张建军等, 2000; 李徐生和杨达源, 2002; Zhang et al., 2007).但是岩石磁学的研究显示，下蜀黄土中所谓的“黄土”、“古土壤”层可能与北方对应物的形成机制不同(韩志勇等, 2008)，所以很难简单地应用气候地层对比法来建立完整的下蜀黄土的年代标尺.

除古地磁场方向外，其古强度的变化也具有年代学的意义，只是后者更难测定，通常只能测量地磁场的相对古强度变化.由于相对古强度在全球范围内变化一致，因此可以用来作为地层对比与测年的工具，而且分辨率或许能超过海洋氧同位素年代标尺(Guyodo et al., 2000).来自世界不同地区的相对古强度记录之间存在较高的相关性，因而被叠加起来构成合成曲线(例如Sint-800, NAPIS-75, Sint-2000)(Guyodo and Valet, 1999; Laj et al., 2000; Valet et al., 2005).海洋与湖泊沉积物通常是相对古强度研究的对象(Thouveny et al., 1993; Roberts et al., 1994; Lund, 1996; Brachfeld and Banerjee, 2000; 王永等, 2004；谢一璇等, 2019).通过研究短时间尺度的黄土剖面，前人已发现其记录的相对古强度变化可以与海洋的对比(Zheng et al., 1995; 朱日祥等, 2000; Pan et al., 2001; Liu et al., 2005)，从而为黄土的年代序列的建立提供了新思路.

镇江大港的钻探揭示了迄今为止已知厚度最大的下蜀黄土(李徐生和杨达源, 2002).通过磁性地层的研究，在下蜀黄土的底部发现了松山/布容(M/B)极性时的界线，从而将下蜀黄土堆积的起始年龄往前推到了早更新世末(李徐生等, 2018; Wang et al., 2018).磁性地层的研究仅确定了下蜀黄土的起始年代，其内部的完整的年代标尺仍然缺乏.本文以约900 ka以来下蜀黄土为例，评估其记录地磁场相对古强度的可靠性，并利用相对古强度记录建立下蜀黄土的年代序列，进而在此基础上探讨东亚季风降水的变化过程.

大港位于江苏省镇江市以东约20 km的长江南岸(图 1).区内广泛分布着下蜀黄土岗地.大港钻孔岩芯位于国亨化工厂附近，剖面顶海拔26.5 m，地理位置32°13′N，119°41′E.用钻机由地表向下取连续岩芯，孔深为59.4 m.沉积学研究证实, 该剖面的下蜀黄土属于大气粉尘堆积物(李徐生等, 2001, 2018).干燥后的岩芯主要呈淡黄至浊橙，部分层位含铁锰结核，部分层位中则出现粗细不等的不典型的网纹，网纹多呈浅淡黄或灰白.依据颜色以及所含铁锰结核和网纹的特征，我们将整个剖面的地层分成16层(图 2)，其中第12层(深度43.8~47.1 m)受到次生改造的影响，呈绿灰色，属还原环境的产物，表现为粗粒的组分相对增加.第16层含有杂色的风化角砾，也是次生改造的黄土，可以视为下蜀黄土的底界.磁性地层显示在54.6 m深度处出现极性倒转(图 2)，这被解释为松山/布容(M/B)极性时的界线(李徐生等, 2018).

图 1

Fig. 1

图 1 镇江大港钻孔及其他地点的位置 (a)季风的界线，图中方框为图b的范围；(b)南京、镇江附近的DEM图. Fig. 1 Locations of the drilling at Dagang in Zhenjiang and other profiles (a) Monsoon boundary. The box indicates the position of figure (b); (b) DEM map shows the landform near Nanjing and Zhenjiang.

图 2

Fig. 2

图 2 镇江大港钻孔岩芯的地层柱、磁化率变化与古地磁极性柱(李徐生等, 2018) 地层柱中的颜色为岩芯自然风干后的颜色，大、小圆点分别代表明显、不明显的铁锰结核，大、小波浪号分别代表明显、不明显的网纹，三角则代表风化角砾. Fig. 2 Stratigraphic column, magnetic susceptibility curve and magnetic polarity (Li et al., 2018) of the drilling core at Dagang in Zhenjiang The colour of the stratigraphic column represents the colour of dried sediments. Large and small dots represent the obvious and less obvious iron manganese concretions respectively. Large and small tildes represent the obvious and less obvious reticulated mottles respectively. Triangles indicate the weathered breccia.

岩芯样品在室内沿轴部切开，在靠近切面的核心部分取2 cm×2 cm×2 cm的块样，取样间距10~40 cm不等，共获得243块样品(样品编号的数字为深度，单位是0.1 m).样品自然风干后，首先测量低频磁化率(χ)，然后用热退磁的方法测量特征剩磁.依据磁化率随深度的变化曲线以及岩性的变化，选择了10个代表性的层位分别取块状样品(ZK165、ZK176、ZK220、ZK332、ZK351、ZK364、ZK455、ZK472、ZK550、ZK572)，测量其等温剩磁(IRM)获得曲线、磁化率随温度变化(χ-T)曲线和磁滞回线.

样品的低频磁化率(0.47 kHz)采用Bartington MS2型磁化率仪测量.样品的χ-T曲线采用KLY-3s Kappabridge及CS3温度系统测试，最高加热温度为700 ℃.为了防止加热过程中样品氧化，整个实验在氩气环境中进行.磁滞回线使用MicroMag 2900型变梯度磁力仪测得.在测量等温剩磁获得曲线时，首先使用2G 660型脉冲磁力仪逐步加场(最大强度为2.5 T)，然后反向加场到300 mT，在2G-755R超导磁力仪上测试.样品的热退磁使用MMTD60退磁仪，剩磁在2G-755R超导磁力仪上测试.所有样品的磁学测量均在中国科学院地质与地球物理研究所古地磁与年代学实验室完成.

沉积物的天然剩磁(NRM)主要是地磁场影响下的磁性颗粒排列及磁性颗粒浓度的函数(Valet, 2003)，所以天然剩磁强度一方面受沉积时的磁场强度控制，另一方面也受沉积物中磁性颗粒浓度的控制.后者的变化通常由岩性的变化所体现.为了能获得地磁场相对古强度的变化，首先需要对次生磁化强度清洗，清洗后的剩磁再用某个磁学参数进行归一化，以消除岩性差异的影响.

为消除黏滞剩磁(VRM)的影响，我们采用热退磁的方法获得特征剩磁(ChRM).磁性地层的研究显示(李徐生等, 2018)，镇江大港下蜀黄土样品在250~300 ℃以后可以获得特征剩磁(图 3)，这与北方黄土的情况是相似的(Zhu et al., 1994).对镇江大港下蜀黄土古地磁样品的热退磁分析表明，300 ℃退磁导致剩磁的损失大约是56~85%，这可能是消除黏滞剩磁的结果(Schmidt, 1993).正是由于存在明显的黏滞剩磁，我们选择300 ℃退磁的剩磁作为天然剩磁(NRM₃₀₀)，这与北方黄土的处理方式是相同的(Pan et al., 2001).

图 3

Fig. 3

图 3 镇江大港钻孔岩芯代表样品的系统热退磁矢量正交投影图与剩磁强度衰减曲线 实心圆、空心圆分别代表水平、垂直投影. Fig. 3 Orthogonal projections of representative progressive thermal demagnetization and residual magnetization intensity decay curves The solid (open) circles represent the horizontal (vertical) planes. NRM is the natural remanent magnetization.

在估算相对古强度时，一般可以采用3个参数作为归一化因子，即非磁滞剩磁(ARM)、等温剩磁(IRM)和磁化率(χ).采用ARM和IRM作为归一化因子，是基于它们的退磁行为很像NRM，所以可以假定它们由携带NRM的颗粒所贡献(Channell et al., 1997).磁化率也用作归一化因子，但它的信号也源自顺磁、超顺磁和大的多畴颗粒，这些颗粒对NRM几乎没有贡献(Hofmann and Fabian, 2007)，在这个意义上说磁化率似乎不是一个合适的归一化因子.但实际情况又并非如此，理想的归一化最好能校正所有的环境信号，而不仅仅去掉浓度的变化(Fabian, 2006)，因此涵盖面广的磁化率也许比ARM和IRM更合适(Hofmann and Fabian, 2007).一些对比研究也发现，IRM和磁化率作为归一化因子的效果也很好(Zimmerman et al., 2006)，分别用3个参数对海洋沉积物所做的归一化结果高度相似(Stoner et al., 1995; Schneider and Mello, 1996).

在研究黄土的相对古强度记录时，对归一化因子也做了对比实验，结论似乎不一致.有研究认为ARM和磁化率不同于SIRM和NRM，因此只有SIRM是合适的归一化因子，因为黄土存在很强的次生作用的印迹，特别是古土壤样品(Liu et al., 2005).其他研究则发现不同的归一化因子的效果一致.例如，渭南剖面黄土层L33分别用3个参数归一化的结果具有较好的一致性(朱日祥等, 2000).对北方黄土L1的研究也显示，使用3个归一化因子的结果一致(Pan et al., 2001).鉴于此，我们选择磁化率作为归一化因子.作为对照，对其中10个代表性的样品也用SIRM做归一化，得到的结果与采用磁化率归一化的结果基本一致(图 4)，这说明采用不同的归一化因子，对估计镇江大港下蜀黄土的相对古强度影响不大，采用磁化率做归一化是可行的.

图 4

Fig. 4

图 4 镇江大港钻孔岩芯NRM300/χ与泥河湾井儿洼钻孔岩芯NRM/ARM(王永等, 2004)的对比.D1—D5为5个显著的低值段.三角是同时用SIRM作为归一化因子的结果.大港钻孔岩芯NRM300/χ在50 m深度附近的异常高值段超出图幅 Fig. 4 NRM300/χ record of the drilling core at Dagang in Zhenjiang is compared with NRM/ARM record of the drilling core at Jingerwa in Nihewan Basin (Wang et al., 2004). D1—D5 represent five stages characterized by relatively low values. Triangles are these data normalized by SIRM. Some data of NRM300/χ around the depth of 50 m beyond scope of map.

镇江大港下蜀黄土的地磁场相对古强度(NRM₃₀₀/χ)记录具有如下特征：(1)记录由4个高值段和5个低值段构成.由上而下，第1个低值段(D1)较宽，岩芯从1.2 m一直延续到11.3 m；第2个低值段(D2)较窄，位于岩芯约24.5 m的深度附近；第3个低值段(D3)较宽，位于岩芯约36.4~43.4 m的深度范围；第4个低值段(D4)和第5个低值段(D5)的长度居中，分别位于岩芯约45.2~48.9 m和54.2~59.2 m的深度区间，在5个低值段中，后两个低值段更低；(2)高、低值段的宽窄不一；(3)在深度50 m前后出现一个异常的高值段(最高达47)；(4)相对古强度大致随时间逐渐降低(图 4).

由于下蜀黄土尚无地磁场相对古强度记录的研究报道，所以只能将所获得的记录与邻区以及全球的曲线对比.我们首先与河北泥河湾盆地的井儿洼钻孔对比(图 4).该钻孔获得约80 m长的河湖相沉积的岩芯，并捕捉到M/B的界线.采用非磁滞剩磁(ARM)作为天然剩磁(NRM)的归一化因子而计算出相对古强度(王永等, 2004).对比发现，两个记录具有很好的一致性，即记录均出现5个长短相似的低值段(D1—D5)，且两个记录均在M/B界线附近均表现为一个低值段(D5).不过，两者之间也存在一些差异，例如，井儿洼剖面在D1、D2、D3出现数个明显的相对古强度下降的区段，D3、D4之间的高值段较宽，这些变化特征在下蜀黄土中却不明显.尽管两个地点相距上千公里，沉积物性质不同，且采用不同的方法建立，相对古强度记录的主要特征却相似，说明两者均在一定程度上代表了真实的地磁场相对古强度的变化.

全球地磁场相对古强度变化的一个特征是出现了许多低值段.通常在以下几个时段相对古强度是显著降低的：30~50 ka、110~120 ka、180~200 ka、280~300 ka、380~410 ka和520~550 ka(Yamazakia et al., 1995).相对古强度的另一个变化特征是大多数低值段与迄今已经发现的一些极性事件发生的时间是一致的，如Laschamp、Blake、Jamaica/Pringle Falls等，另外M/B界线前后也是一个显著的低值段(Guyodo and Valet, 1999).

大港钻孔岩芯的记录也可以与其他相对古强度曲线对比(图 5).D5与M/B界线附近普遍出现的低值段一致.D4可对比到700 ka前后的低值段(G).D3对比到500~600 ka的低值段(F).D2可对比到300 ka的低值段(D).D1的一端对比到100 ka的低值段(B)，而另一端则对比到40 ka的低值段(A).与其他相对古强度记录相比，缺少两个谷，即C、E.我们推测这两个低值段可能分别对应于18.8 m、33.2 m处的次一级的谷.

图 5

Fig. 5

图 5 镇江大港钻孔岩芯的相对古强度记录与ODP leg138 (Valet and Meynadier, 1993)和Sint-2000(Valet et al., 2005)的对比 Fig. 5 Comparison of the relative paleointensity of magnetic field of the drilling core at Dagang with that of ODP leg138 (Valet and Meynadier, 1993) and Sint-2000 (Valet et al., 2005)

按上述的对比方案，我们可以在大港钻孔岩芯上确定了8个深度—年龄控制点(图 5)，即1.2 m—43 ka、11.3 m—128 ka、18.8 m—197 ka、24.1 m—282 ka、33.2 m—412 ka、37.6 m—523 ka、46.2 m—700 ka、54.6 m—776 ka.古磁性测量所确定的松山/布容(M/B)极性时的界线恰好位于54.6 m(李徐生等, 2018)，该控制点的年龄(776 ka)与M/B界线的年龄(780 ka)吻合.基于控制点线性内插，得到4.3 m处控制点的年龄为63 ka，接近同一层位的OSL年龄(59.6 ± 2.7 ka)(李徐生等, 2018).由此可见，大港钻孔岩芯NRM₃₀₀/χ的记录可与其他地磁场古强度记录对比，而独立的年代学证据也证实了对比的可靠性.这进一步说明下蜀黄土的NRM₃₀₀/χ可以作为地磁场相对古强度的近似.

通过对比我们发现，镇江大港钻孔岩芯的相对古强度记录具有区域或全球地磁场变化的主要特征，但与其他记录相比也有明显的差异：一是其记录的相对古强度随时间大体上逐渐降低，这在其他记录中却没有表现；二是在深度50 m附近出现一个异常的高值段；三是未出现两个常见的低值段，即C、E(图 5).

有4条标准可以判断沉积物相对古强度数据的可靠性(Tauxe, 1993)：(1)天然剩磁由稳定的碎屑携带，天然剩磁的性质能用交变或热退磁技术检验；(2)碎屑剩磁必须是地磁场的良好记录，没有倾向的误差，如果有两个极性，则正相反；(3)相对古强度与全岩的磁学参数一致时应当谨慎，一致性可用谱分析评估；(4)特定地区的记录应当与已知的时间标尺一致，可能的情况下对比多个记录.第4条标准已在前面讨论过，下面分析下蜀黄土是否符合另外3条标准.

系统热退磁实验显示，在243个样品中，有229个样品获得特征剩磁.176个样品显示出方向为正的特征剩磁，平均磁倾角为45 ℃，53个样品显示出方向为负的特征剩磁，平均磁倾角为-38 ℃.正是由于镇江下蜀黄土通过热退磁可以分离出特征剩磁，所以我们认为下蜀黄土剩磁为碎屑剩磁，记录了地磁场的变化.但是因为所测的样品来自岩芯，只能测量磁倾角，所以无法判断两个极性的倾向是否正相反.不过，两个极性的磁倾角大致相差90 ℃，这在一定程度上说明两个极性的倾向至少是接近正相反的.由此可见下蜀黄土符合第1、2条标准.

另一个判断标准是相对古强度与全岩的磁学参数的相关性.我们对比了NRM₃₀₀/χ与磁化率(图 6)，可以发现两者之间几乎没有相关性(R²=0.0085)，所以无需做谱分析来检查是否含有气候变化的因子.因而下蜀黄土也是符合第3条标准的.

图 6

Fig. 6

图 6 NRM300/χ与磁化率的对比.内插的图为局部放大 Fig. 6 Comparison of NRM300/χ with magnetic susceptibility of the Xiashu Loess. Inserted is the enlarged part.

适合地磁场相对古强度研究的沉积物通常需要满足3个条件：(1)沉积物是均匀的，沉积物中主要剩磁携带者是磁铁矿；(2)磁铁矿浓度变化在一个数量级以内；(3)磁性矿物颗粒大小在1~15 μm之间(King et al., 1983; Tauxe, 1993).我们首先根据岩石磁学的测试结果讨论镇江下蜀黄土的磁学性质.

大港岩芯的岩石磁学研究结果(陈英勇等，2015)表明，代表性样品大致可以分为两类：一类(主要分布于钻孔的上、中部)具有较高的磁化率，χ-T曲线显示明显的磁铁矿的居里点特征，IRM获得曲线在300 mT时接近饱和，反向场退磁曲线显示具有较低的剩磁矫顽力(25~40 mT)，磁滞回线呈细高形状，在600~800 mT之间闭合；另一类样品(主要位于钻孔下部)则具有较低的磁化率，χ-T曲线初始磁化率较低，IRM获得曲线在300 mT时未饱和，具有较高的剩磁矫顽力(70~135 mT)，磁滞回线呈蜂腰状.由此可见，大港钻孔的上、中部地层以低矫顽力的亚铁磁性矿物(磁铁矿和磁赤铁矿)为主要磁性矿物，下部地层含有较少的亚铁磁性矿物和较多的高矫顽力矿物(赤铁矿和针铁矿).10个代表性样品中，除一个样品(ZK455)外，其余均落在了假单畴(PSD)区内，表明镇江下蜀黄土中磁性矿物的粒度较小，为较细的假单畴.其浓度变化可由磁化率反映.整体上看，大港钻孔磁化率曲线具有以下特征：(1)磁化率值变化幅度较大，最高值、最低值分别为186.3×10^-8、6.4×10^-8m³·kg^-1，变幅达29倍；(2)大致以深度约24 m为界，磁化率曲线明显可以划分为上、下两段，上段磁化率值整体偏高，平均磁化率值为126.1×10^-8 m³·kg^-1，且变幅较小.下段则磁化率值偏低，平均值仅34.7×10^-8 m³·kg^-1，且变幅较大(图 2).10个代表性样品的饱和等温剩磁(SIRM)的值介于6.96×10^-4~1.62×10^-2 Am²·kg^-1，变幅达23倍.所以，若以磁化率和SIRM作为依据，则有一小部分样品的变化幅度超出一个数量级.从这个角度看，镇江下蜀黄土剖面似乎不符合这个条件.我们预计在剖面下段磁化率偏低的层位中估算出的相对古强度记录可能异常，但实际情况并非如此.因此，大港钻孔岩芯磁性矿物浓度的变化可能对相对古强度记录没有显著的影响.

磁性矿物浓度、矿物种类及粒径的变化也可以用双坐标图检验，例如IRM对磁化率的图.合适的样品在双坐标图中应该是线性的，且分散度低(Tauxe and Yamazaki, 2007).为评估这些变化，我们做了SIRM对磁化率的散点图(图 7)，可以看出10个代表性的样品之间存在明显的线性关系(R²=0.89)，其中仅一个样品(ZK550)略有偏离，落在了趋势线的下方.如果不考虑这个点，则线性更加明显(R²=0.98).

图 7

Fig. 7

图 7 镇江大港钻孔岩芯中10个代表性样品的饱和等温剩磁(SIRM)与磁化率的关系 Fig. 7 Saturation Isothermal Remanent Magnetization (SIRM) is compared with the magnetic susceptibility of 10 representative samples of the Xiashu Loess

其他针对北方黄土的研究发现，尽管岩石磁学性质满足相对古强度估计的要求，但黄土中的相对古强度记录与全球偶极场的记录相比，只是在一定程度上相似(Zheng et al., 1995; Pan et al., 2001).有人推测其中高频、中频的组分可能是气候变化的结果，弱成壤的影响也不能完全排除，而NRM的获得机制也有待深入了解(Pan et al., 2001).目前镇江下蜀黄土的相对古强度记录也说明了类似的情况，即在能准确估计黄土的相对古强度记录前，不但需要查明粉尘沉积时剩磁强度的形成机制，还需要了解次生作用影响.由于粉尘沉积时、沉积后的氧化还原环境的显著差异，导致大港钻孔岩芯中不同层位间既存在磁性矿物种类的变化，也存在磁性矿物含量超过一个数量级的变化，我们认为这些因素可能是导致相对古强度记录产生偏差的主要原因.不过，这似乎不妨碍利用地磁场相对古强度的记录来建立年代标尺，至少在年代学研究还欠缺的下蜀黄土中是这样的.

通过与区域及全球的地磁场相对古强度记录的对比，我们在大港钻孔岩芯中确定了8个深度—年龄控制点.通过线性内插与外推，可以建立初步的下蜀黄土年代标尺(图 8).该年代标尺表明，大港下蜀黄土顶部为34 ka，底部为819 ka，平均沉积速率为0.075 m/ka，明显高于其他地点同期的下蜀黄土的沉积速率，例如，仪征青山剖面的沉积速率大约为0.020 m/ka(李徐生等, 2018)，南京周家山剖面的沉积速率则为0.058 m/ka(Wang et al., 2018).由此可见，宁镇地区不同地点的下蜀黄土沉积速率差异明显.大港钻孔岩芯具有异乎寻常的高沉积速率，甚至高于北方洛川剖面(0.041 m/ka).沉积速率的差异可能主要源自地貌的差异，例如周家山剖面位于长江南岸的岗地之上，青山剖面位于长江北岸的阶地上，而大港钻孔位于一个宽约2 km的半封闭盆地内，盆地的出口面向长江，其余方向则被高约100 m的山丘包围，推测这样的地形更有利于风尘的沉积.当然，物源区的影响也不能排除.

图 8

Fig. 8

图 8 镇江大港钻孔岩芯的沉积速率、磁化率年代序列与洛川黄土(Lu et al., 1999)的对比 Fig. 8 Sedimentation rate and chronological sequence of the magnetic susceptibility of the Xiashu Loess at Dagang are compared with that of loess at Luochuan (Lu et al., 1999)

北方黄土-古土壤序列的磁化率变化规律明显，形成于冰期的黄土磁化率较低，而形成于间冰期的古土壤磁化率较高(Lu et al., 1999).大港钻孔下蜀黄土磁化率曲线并未展现类似的冰期-间冰期旋回(图 8)，例如，古土壤S1的形成阶段(末次间冰期)并未出现磁化率的峰，在古土壤S5形成期间，磁化率反而是异常的低.成土作用增强被认为是北方古土壤磁化率增加的主要原因(Zhou et al., 1990; Maher and Thompson, 1991).很显然，该机制不适用于大港钻孔下蜀黄土磁化率的变化.现代土壤磁化率随年降水量的增加而增大，但当年降水量超过某个阈值时，随降水量的继续增加，土壤磁化率反而减小(吕厚远等, 1994).因此，我们推测大港钻孔黄土磁化率之所以没有显示冰期-间冰期旋回，与本区年降水量在阈值上、下变化有关.

819 ka以来洛川剖面的沉积速率没有明显的变化，而大港钻孔岩芯的沉积速率则不稳定.沉积速率经历了4个阶段的变化(图 8).819~700 ka为阶段Ⅳ，沉积速率较高(0.111 m/ka)，此后沉积速率经历了由低到高的变化，700~412 ka期间为阶段Ⅲ，沉积速率最低(0.045 m/ka)，412~197 ka期间为阶段Ⅱ，沉积速率有所增加(0.067 m/ka)，197~34 ka为阶段Ⅰ，沉积速率进一步增加(0.115 m/ka).大港岩芯沉积速率的变化与岩芯磁化率的变化存在一定的对应关系，即沉积速率高的层位磁化率也较高，尤其是700 ka以来，这一现象更加明显，例如阶段Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ的平均磁化率分别为128×10^-8m³·kg^-1、68×10^-8m³·kg^-1、13×10^-8m³·kg^-1.已有的研究表明，下蜀黄土磁化率的异常降低与还原作用有关，可能是降水异常增加的结果(韩志勇等, 2008; 陈英勇等, 2015).由于风尘沉积与区域的干旱程度有关，当区域降水增加时，风尘沉积速率降低，但降水增加却有利于还原作用增强，导致磁化率减低.如果上述推断成立，则大港钻孔岩芯可以揭示中更新世以来本区季风降水的变化过程.阶段Ⅳ(819~700 ka)大体对应中更新世转型阶段，本区的东亚季风降水可能较少.阶段Ⅲ(700~412 ka)大体对应中更新世的大间冰期，东亚季风降水可能最多.可能与前人报道的中更新世南方的一个极端暖湿气候期相当(尹秋珍和郭正堂, 2006).阶段Ⅱ(412~197 ka)东亚季风降水可能较阶段Ⅳ略少.北方的泥河湾古湖就在此期间干涸(Han et al., 2016).阶段Ⅰ(197~34 ka)东亚季风降水最少.因此，700 ka以来下蜀黄土的沉积速率整体上逐渐增加，暗示中更新世气候转型后，东亚季风降水持续减少，区域干旱化程度逐步增强.这与北方黄土指标反映的干旱化趋势相似(Deng et al., 2006; Lu et al., 2010).如果季风降水能够代表季风强度，那么就说明中更新世气候转型后，东亚季风持续减弱.这一变化可能是受全球温度阶段性降低所驱动(Lu et al., 2019).

之前一般将下蜀黄土的磁化率高值段与北方风尘沉积的磁化率高值段(古土壤层)进行对比(张建军等, 2000; 李徐生和杨达源, 2002; Zhang et al., 2007).但本研究表明，大港下蜀黄土与洛川黄土的磁化率时间序列截然不同，表现为两者的曲线形态不同，曲线上峰谷的数量、峰谷的形态以及变化的幅度均无法对比(图 8).例如，古土壤层S5对应的是下蜀黄土磁化率低值段，S3对应的下蜀黄土磁化率有高有低，而S1对应的是高值段中低谷的位置.洛川黄土磁化率时间序列显示出明显的周期性变化，尤其是50万年以来的冰期—间冰期旋回，间冰期的磁化率高.相比之下，下蜀黄土磁化率却没有明显的冰期—间冰期旋回.洛川黄土50万年以来磁化率高值段的变幅不大，而下蜀黄土则呈明显递增的趋势.磁化率时间序列的对比表明，基于磁化率曲线大港钻孔的下蜀黄土与北方黄土难以直接对比.

我们以低频磁化率(χ)作为天然剩磁(NRM₃₀₀)的归一化因子，获得了约819 ka以来镇江大港钻孔岩芯的地磁场相对古强度记录，并据此建立了下蜀黄土的年代标尺.新的年代标尺表明，镇江大港下蜀黄土的磁化率时间序列无法与北方黄土直接对比，下蜀黄土的沉积速率与磁化率相关，低沉积速率对应低磁化率，是降水增加所导致的结果.下蜀黄土记录了4个阶段的古气候变化过程.阶段Ⅳ(819~700 ka)大体对应中更新世气候转型阶段，东亚季风降水较少.阶段Ⅲ(700~412 ka)大体对应中更新世的大间冰期，东亚季风降水最多.阶段Ⅱ(412~197 ka)时东亚季风降水较阶段Ⅳ略少.阶段Ⅰ(197~34 ka)时东亚季风降水最少.整体上看，中更新世气候转型后，本区的东亚季风降水持续减少，干旱化程度逐步增强.