趙強，李西雙，吳永華，劉建興

1. 海洋沉積與環(huán)境地質(zhì)國家海洋局重點實驗室，自然資源部第一海洋研究所，青島 266061

2. 青島海洋科學(xué)與技術(shù)國家試點實驗室海洋地質(zhì)過程與環(huán)境功能實驗室，青島 266061

1 區(qū)域地質(zhì)背景

作為季風(fēng)堆積的產(chǎn)物，中國黃土高原以黃土-古土壤二元旋回的形式記錄了東亞季風(fēng)第四紀(jì)期間氣候干、濕變化的歷史，其中的古土壤代表了氣候相對濕潤的時期[1]。黃土與古土壤都由風(fēng)塵堆積物構(gòu)成，二者的分異主要源自成壤強度的不同。黃土高原的成壤作用主要受控于夏季風(fēng)的強度與控制范圍，其成壤強度表現(xiàn)出明顯的自東南向西北減弱的特征[2-4]。黃土高原東南部的成壤作用最強，并常因多個成壤期的疊加而形成復(fù)合古土壤；由高原南部往北部和西北方向，成壤強度逐漸減弱，復(fù)合古土壤中疊加的成壤期逐漸分離，內(nèi)部開始出現(xiàn)薄層黃土夾層并逐漸增厚，到了高原北部、西北部一帶表現(xiàn)為（次一級）古土壤與黃土的互層，最終在更北部的沙漠中尖滅。反之，在高原北部、西北部表現(xiàn)單一的厚層黃土，到了東南部開始有弱發(fā)育的古土壤夾層出現(xiàn)，顯示了其內(nèi)部氣候的波動變化，而在更靠北的黃土-沙漠邊界帶，常出現(xiàn)黃土-古土壤-砂丘層的頻繁交替[5]，體現(xiàn)出較高的氣候分辨率。黃土高原成壤強度的空間差異使得黃土與古土壤地層組合表現(xiàn)出明顯的南北差異。古土壤的層數(shù)越往北越多，而單層古土壤的發(fā)育期也越來越短，因而黃土高原各層古土壤與黃土單元都具有一定的穿時性。

黃土高原黃土與古土壤地層組合的南北差異還可能造成了地層在氣候分辨率上的不同，使得高原各地表現(xiàn)出不同的周期類型。如在高原南部的寶雞剖面，由于多周期古土壤的強烈復(fù)合，其0.6 Ma以來的周期以0.1 Ma居絕對主導(dǎo)地位，41和23 ka的周期非常微弱[6]；到了高原西北部的靖遠(yuǎn)剖面，S1、S2、S3的磁化率記錄則顯示明顯的歲差周期[7]，并且歲差周期（約20 ka）在高原北部、西北部的榆林、橫山等地末次間冰期以來的黃土剖面中也分外顯著[8]；而在高原中部的洛川、長武地區(qū)，35萬年來的陸生蝸?；诛@示明顯的41和23 ka周期[9]。我們認(rèn)為在黃土高原，古土壤的復(fù)合和分異很大程度上決定了當(dāng)?shù)攸S土/古土壤序列的主導(dǎo)周期類型，因而古土壤是揭示黃土高原氣候變化的關(guān)鍵。

黃土高原古土壤的發(fā)育形態(tài)除了復(fù)合古土壤及其分化出的次級古土壤單元外，還以弱發(fā)育古土壤夾層的形式賦存于厚層黃土中，被稱作“成壤事件”[8,10-11]，代表冷期背景下的相對溫濕期。早期研究人員對黃土高原的土壤地層單元進行劃分時，為了強調(diào)其區(qū)域可對比性，主要參考《北美地層規(guī)范》，僅將發(fā)育強度同當(dāng)?shù)厝率劳寥老喈?dāng)或更高的埋藏古土壤作為一獨立的土壤地層單位[10]，而將發(fā)育程度不及全新世土壤且區(qū)域?qū)Ρ刃暂^差的弱發(fā)育古土壤歸并到黃土母質(zhì)中，最終以37層主要的古土壤及其對應(yīng)的37層黃土建立了黃土高原第四紀(jì)地層的一級地層格架，代表了黃土高原第四紀(jì)以來37次大的氣候震蕩[10]，構(gòu)成了黃土高原的一級氣候旋回。劉東生等[10]早已指出，地層中的“成壤事件”可將74個階段進一步細(xì)分為110個次級階段，并指出這些次級氣候階段是建立黃土高原高分辨率氣候地層的基礎(chǔ)。郭正堂等[11]認(rèn)為在渭南剖面第四紀(jì)地層中至少可識別出56個清晰的成壤期，代表了112個沉積-成壤事件，認(rèn)為它們是完整揭示黃土高原成壤機理不可缺少的一環(huán)。

盡管研究表明，末次冰期中的“成壤事件”可在黃土高原南北廣闊范圍內(nèi)進行對比，顯示出重要的氣候意義，并且同復(fù)合古土壤中的次級單元一樣顯示出歲差周期[8,12-16]，然而，多年來對黃土高原次級古土壤的劃分與對比工作并未引起足夠的重視。假若一級黃土單元中的“成壤事件”（黃土中的弱發(fā)育古土壤夾層）與復(fù)合古土壤分化出的次級古土壤單元是同等尺度的暖濕氣候事件，這些“成壤事件”便不宜再作為“偶發(fā)性”的“事件地層”看待，而是具有了“周期性”的地層學(xué)和古氣候意義，并且使黃土高原次級氣候旋回的建立成為可能。本文將黃土高原一級氣候旋回內(nèi)部各次級古土壤和次級黃土單元稱作黃土高原的次級地層單元，由次級古土壤和次級黃土單元組成的氣候旋回稱作黃土高原的次級氣候旋回。

與黃土高原的一級古土壤單元（多為復(fù)合古土壤）相比，其分化出的次級古土壤單元顯然蘊含了更基礎(chǔ)的成壤機理。末次間冰期以來的次級古土壤及“成壤事件”的歲差周期已得到了較多的揭示[8,12-16]，為下一步的研究指明了方向。然而，歲差周期在黃土高原中是否普遍存在僅靠末次間冰期以來的證據(jù)遠(yuǎn)遠(yuǎn)不夠，還需要在早期地層中尋找更多證據(jù)。本文利用黃土高原氣候分辨率及研究精度較高的部分剖面，識別地層中的次級古土壤及相當(dāng)?shù)拇渭壟瘽駳夂蚴录?，通過區(qū)域?qū)Ρ葒L試建立黃土高原的次級氣候旋回，并探索其背后的成因機理。

2 研究方法

由于黃土高原成壤強度的南北差異，一級古土壤單元在黃土高原的中南部通常以復(fù)合古土壤的形式存在，其內(nèi)部成壤期次通常難以辨別；而到了黃土高原的北部和西北部地區(qū)，一級古土壤單元通常分化為多層次級古土壤與次級黃土的組合，其內(nèi)部次級地層單元劃分清晰可見。反之，一級黃土單元在高原北部通常以厚層黃土形式存在，其內(nèi)部次級氣候階段在野外不易判別，而到了高原南部則會有若干弱發(fā)育古土壤夾層發(fā)育其中，使得次級地層階段的劃分清晰起來。此外，在黃土高原北部黃土-沙漠邊界帶，雖然冰期背景下成壤作用難以抵達(dá)該處，但可以砂丘-黃土二元旋回的形式記錄次級氣候的變化。因此，在高原北部和西北部地區(qū)，一級古土壤單元內(nèi)部次級地層單元的識別和劃分相對較為容易，而一級黃土單元內(nèi)部次級地層單元的劃分在高原南部以及北部部分地區(qū)的沙漠-黃土邊界帶相對容易。根據(jù)黃土高原一級地層單元內(nèi)部的次級古土壤，再結(jié)合其他剖面的粒度、磁化率等氣候指標(biāo)，通過高原南北剖面的區(qū)域?qū)Ρ龋梢暂^準(zhǔn)確地判定一級地層單元內(nèi)部次級地層單元的期次，繼而建立起黃土高原的次級氣候旋回序列。

多年來針對黃土高原次級氣候旋回的系統(tǒng)研究相對較少，多數(shù)研究并未對黃土高原的次級階段進行精細(xì)的識別與劃分，本文僅選取了地層劃分相對最精細(xì)的部分剖面來進行分析。黃土高原次級地層單元的命名有兩種系統(tǒng)方案[17-18]，這兩種方案差別不大，都是在一級地層單元內(nèi)部分出次級黃土與次級古土壤兩類地層并分別編號命名，其優(yōu)點是命名可直接顯示次級地層單元的屬性（如L1S1或L1SS1均代表L1中的第一層次級古土壤，而L1L1或L1LL1則代表L1中的第一層次級黃土），但缺點也很明顯，當(dāng)次級地層單元屬性不同時不便于高原南北不同剖面間次級氣候階段的直接對比。本文從便于次級地層單元對比的角度，采用Ding等[13]所用的地層劃分方案，并將其推廣到所有層位，在一級地層單元內(nèi)部按照次級氣候階段由上而下次第編號，如將L1自上而下分為L1-1—L1-5五個次級階段。這一命名方法僅考慮次級地層單元所處的氣候階段，但并不關(guān)心這一次級地層單元的地層屬性（黃土?古土壤?抑或砂丘）。這樣，盡管L1-2在渭南是古土壤[19-21]而在李家塬和新莊塬是黃土[13]，但都代表的是L1的第二個次級氣候階段，只是在渭南剖面L1-2以古土壤的形式顯示該氣候階段的相對暖濕特征，而在李家塬和新莊塬剖面則以更細(xì)的粒度顯示其相對暖濕的氣候背景。

3 黃土高原L5以來次級氣候階段的劃分與對比

3.1 L0-S0次級氣候階段的劃分

全新世土壤S0雖然發(fā)育期僅有一萬年左右，但在高原全區(qū)均可追蹤對比，具有重要的地層對比意義，因而能成為黃土高原的基本地層單元。在黃土高原南部的渭南地區(qū)，S0的發(fā)育始于1.1萬年前[21-22]；在高原西北部的蘭州皋蘭山[23]和高原北部的榆林地區(qū)[24-25]，S0直到約9 kaBP才開始發(fā)育；至于在更北部沙漠中，S0則是在8.5 kaBP進入全新世氣候最適宜期后才開始發(fā)育，如毛烏素沙漠JJ剖面中的S0土壤始于8.8 kaBP，庫布齊沙漠（Hobq）KB剖面中的全新世土壤發(fā)育于8.2 kaBP[26]。可見，S0土壤的發(fā)育在黃土高原南北并非同步開啟，顯示南早北晚的特點。

S0土壤在黃土高原的發(fā)育也非同步結(jié)束，顯示北早南晚的特點。研究人員通常對黃土高原南部的全新世沉積（S0）不做細(xì)分，將S0土壤上部常覆蓋的厚約30～40 cm的耕作土作為土壤看待。然而，在沒有人為耕作影響的塬面和丘陵處，它們與下伏的S0土壤界限清晰，從成壤程度、土壤微形態(tài)及重礦物組成等特征判斷，應(yīng)屬于黃土[27]，即L0黃土。從測年數(shù)據(jù)及人類文化遺跡推斷，L0在黃土高原南部大約始于3 100 aBP，洛川剖面S0土壤的結(jié)束時間則有3 kaBP[28]和1.2 kaBP[29]兩種結(jié)果。在西北部的靖遠(yuǎn)曹峴、蘭州九州臺剖面，全新世土壤都已被近1 m厚的黃土覆蓋[30]，而靖遠(yuǎn)剖面S0的發(fā)育在4.3 kaBP便已結(jié)束[31]，九州臺地區(qū)也在約5 kaBP前結(jié)束了S0的主要成壤期，只是在后期又發(fā)育了一期數(shù)百年的短時成壤事件（2.7～2 kaBP）[32]。在黃土高原北部的榆林地區(qū)，S0已被厚約1 m的現(xiàn)代砂丘層覆蓋[33]。毛烏素沙地全新世期間有多次風(fēng)沙活動，全新世最適宜期可能在5 kaBP便已結(jié)束[34]，其中GLT剖面和薩拉烏蘇地區(qū)的現(xiàn)代沙丘是在1 kaBP開始發(fā)育[35-36]。在更北部的毛烏素沙漠和庫布齊沙漠，全新世成壤期分別在5.6 和5.7 kaBP結(jié)束[37]。從整個黃土高原來看，S0的發(fā)育最晚自1 kaBP前便已結(jié)束。

S0土壤在黃土高原的發(fā)育體現(xiàn)出鮮明的穿時性特征，其成壤期在高原南部最先開啟且最晚退出，而高原北部則恰好相反。S0的成壤期持續(xù)了約7 000～10 000 a的時間，經(jīng)歷了一個從發(fā)生到消亡的完整過程。S0土壤在黃土高原南部還可以進一步細(xì)分為2層，在高原北部以及對氣候變化更為敏感的沙漠-黃土邊界帶，其發(fā)育過程多被千年尺度或更短期的冷期氣候事件打斷，可進一步分為3—5層[38-40]，它們由S0進一步分化而來，顯示了黃土高原地層記錄對氣候變化的高度敏感，但側(cè)向變化大，地層的對比性較差，不宜作為獨立的地層單元。因此，本文將S0作為一個次級氣候階段，并將其作為黃土高原次級古土壤發(fā)育過程的范例。S0土壤的發(fā)育過程及其在高原南北的良好對比，表明在一萬年的時間內(nèi)足以發(fā)育一層可在整個黃土高原對比的古土壤地層單元。

L0黃土由于仍在發(fā)育，本文不作為一個次級氣候階段看待。

3.2 L1—S1次級氣候階段的劃分與對比

L1黃土發(fā)育于末次冰期，在高原的大部分地區(qū)都可分為可追蹤對比的5個次級階段[41]，其中兩個次級氣候的暖濕期在高原南部形成了1—2層弱發(fā)育的次級古土壤，在榆林地區(qū)則形成了砂丘中的兩層黃土夾層（如圖1）。在黃土高原南部的洛川[15]、渭南[16]和寶雞[42]剖面，L1中可識別出兩層弱發(fā)育古土壤（L1-2和L1-4）；而到了高原中部的黃龍和吳堡剖面[3]，僅能在野外剖面上識別出1層弱發(fā)育古土壤；再往北到米脂地區(qū)，L1中的弱發(fā)育古土壤已消失不見，說明L1期間成壤的北部邊界尚未到達(dá)米脂地區(qū)。在高原北部邊緣的榆林地區(qū)，L1為3層古風(fēng)成砂與2層黃土的互層[3,43]，砂丘層代表沙漠的擴張，反映了更加干燥的氣候背景，因而其中的2層黃土夾層是與南部弱發(fā)育的次級古土壤層相呼應(yīng)的次級暖期階段的產(chǎn)物。另外，在高原西北部的會寧李家塬地區(qū)[13]，L1的粒度曲線清晰顯示為三粗夾兩細(xì)的格局，同樣反映了三干夾兩濕的氣候波動。上述資料表明，L1在黃土高原南北各地雖然地層表現(xiàn)不同，但都經(jīng)歷了大致相同的5個次級氣候階段的干濕交替，即3個干冷期夾2個相對暖濕期的格局。各個次級階段的發(fā)育時長因地而異，但測年數(shù)據(jù)表明任一次級階段的最長發(fā)育時間都可達(dá)1 萬年以上[5,13,19-21,29，31，44-45]（圖 1），表明它們是同等級別的氣候事件。

圖1 黃土高原不同區(qū)域L1-S1內(nèi)次級氣候階段的劃分與對比石卯、李家塬、渭南、九州臺、蔡家溝、洛川和靖遠(yuǎn)剖面分別引自文獻[5，13，19-21，29，31，44-45]。Fig.1 The second-order wet and dry substages and their ages of L1-S1 in different regions of the CLP since the last interglacial period Sections of Shimao, Lijiayuan, Weinan, Jiuzhoutai, Caijiagou, Luochuan and Jingyuan are respectively quoted from references [5, 13, 19-21, 29，31，44-45].

在黃土高原北部的榆林和定邊地區(qū)，S1古土壤為3層古土壤夾2層黃土的組合[45]；而往東南到了米脂剖面，便逐漸過渡為兩層古土壤與一層黃土的組合，但在其第二層古土壤中間夾一鈣質(zhì)結(jié)核層，因而此第二層古土壤仍可識別為兩層古土壤的復(fù)合；到了吳堡地區(qū)，S1中的第二和第三層古土壤已不易區(qū)分，整體表現(xiàn)為兩層古土壤夾一層黃土的組合[3]；到了更南部的洛川和黃龍以南，S1在野外已不易細(xì)分，變?yōu)橛腥龑硬煌伾徒Y(jié)構(gòu)的復(fù)合土壤[11]。在黃土高原西北部的蘭州九州臺剖面，S1在早期被認(rèn)為由兩層古土壤組成[30,46]，后來更詳細(xì)的研究認(rèn)為S1為三層古土壤夾兩層黃土的組合，并且這一結(jié)構(gòu)在隴西黃土高原較為普遍[47-49]。在黃土高原西北邊緣的李家塬及新莊塬剖面，S1的粒度曲線亦表現(xiàn)為三粗夾兩細(xì)的組合，分為5個次級氣候階段[45]。在黃土高原西北邊緣的靖遠(yuǎn)曹峴剖面，早期的研究認(rèn)為S1由2層淡紅褐色古土壤組成[50]，但后來更細(xì)致的研究則將靖遠(yuǎn)剖面（靖遠(yuǎn)地區(qū)與曹峴剖面不同的另一剖面）的S1細(xì)分為3層[7]。根據(jù)以上資料，S1古土壤可細(xì)分為3層次級古土壤夾2層黃土的組合，共包含5個次級氣候階段（圖2）。

3.3 L2—S2的次級氣候劃分與對比

洛川剖面的L2黃土層中可以識別出兩層弱發(fā)育的鈣質(zhì)古土壤[17]。渭南剖面L2的磁化率曲線[11]和粒度曲線[51]均可以清晰分為5個表征氣候干濕變化的次級階段（圖2）。黃土高原中南部的寶雞、平?jīng)?、涇川、蒲縣和靈臺剖面上，L2的粒度曲線亦非常清晰地表現(xiàn)為3個較粗段夾2個較細(xì)段的組合[51]。在黃土高原西北部邊緣的李家塬和新莊塬剖面[13]，L2的粒度曲線亦清晰表現(xiàn)為3個較粗黃土層夾2個較細(xì)層的組合，在九州臺剖面L2中也可識別出兩層弱發(fā)育古土壤[18]。因此，與L1相同，L2黃土層也是3個冷干期夾2個相對暖濕期的組合。但在榆林石峁剖面[1]，L2僅由一層風(fēng)成砂和一層黃土組成，且總厚度較薄，推測是由沙暴的侵蝕造成了地層的缺失。

圖2 黃土高原L2-S2內(nèi)的次級干、濕氣候階段的劃分與對比圖中地層單元命名主要依照原文給出，本文命名的地層單元用括號標(biāo)示。李家塬和辛莊塬剖面引自文獻[13]；九州臺、靖遠(yuǎn)、靈臺、洛川和渭南剖面分別引自文獻[18], [7], [51], [17, 52], [8，11]。Fig.2 The second-order wet and dry substages of L2-S2 in different regions of the CLP The stratigraphic units in the figure are named mainly according to the original references. The stratigraphic units named in this paper are marked with brackets.Lijiayuan and Xinzhuangyuan sections are quoted from reference [13]; Sections of Jiuzhoutai, Jingyuan, Lingtai, Luochuan and Weinan are respectively quoted from references [18], [7], [51], [17, 52], [8，11].

S2古土壤在黃土高原中部和南部的諸多典型剖面上均為兩層次級古土壤與一層次級黃土的組合，此外，在高原北部的榆林石卯剖面，S2為兩層次級古土壤夾一層風(fēng)成砂的組合[1]。因而傳統(tǒng)上S2被分為兩層次級古土壤單元看待。磁化率、游離鐵/總鐵（Fed/Fet%）及粒度資料均表明，其上層次級古土壤的成壤作用相對更強（如圖3）[11,32-33]。根據(jù)黃土高原年代地層的研究結(jié)果[28]，這兩層次級古土壤分別與MIS 7的兩個波峰（δ18O低值段）相對應(yīng)，其上層次級古土壤的發(fā)育期（29 ka）約為下層（11 ka）的3倍[32]。然而，在高原西北部的靖遠(yuǎn)和蘭州九州臺剖面及西津村鉆孔[7,18,49]，S2古土壤均為3層次級古土壤與2層次級黃土的組合（如圖3），需要注意的是其上部2層次級古土壤間的黃土夾層相對較薄。可見，S2的上層次級古土壤在高原西北部地區(qū)可進一步分化為2層，顯示了內(nèi)部次一級的氣候波動。因此，在黃土高原西北部地區(qū)S2可視作3層次級古土壤夾2層次級黃土的組合，分為5個次級氣候階段。

3.4 L3—S3的次級氣候劃分與對比

從黃土高原中部的諸剖面來看[51]，L3黃土的粒度比L2和L1明顯偏細(xì)，其粒度的粗細(xì)變化相對較微弱，且在不同剖面間難覓一致的變化規(guī)律；在黃土高原北部的榆林石峁地區(qū)[5]，L3內(nèi)部也未發(fā)現(xiàn)有砂丘層發(fā)育（圖3），代表L3沉積時期氣候狀況不如L1和L2時寒冷干燥；在蘭州九州臺剖面[18]，L3內(nèi)部有粒度粗細(xì)的變化，中部明顯較粗，頂部及中下部較細(xì)，底部相當(dāng)粗，磁化率曲線也有明顯起伏，但野外剖面上并未能區(qū)分出亞層。從成壤強度來看，在洛川[17]和寶雞剖面[53-54]，L3可明顯分為上、下兩個亞層，其中下部的成壤作用相對更強，在寶雞剖面為“強風(fēng)化黃土”層。在渭南剖面，L3黃土中部出現(xiàn)了磁化率略微增高的特征，可能代表了初始的成壤過程[11]。另外，在長武和西峰剖面[55]也發(fā)現(xiàn)了L3中部磁化率及FeD/FeT增高的現(xiàn)象，顯示了L3內(nèi)部次級氣候的波動。根據(jù)以上證據(jù)，我們推測L3中部存在一個很微弱的次級暖濕階段，故將L3分為3個次級氣候階段。

圖3 黃土高原L3-S3次級干、濕氣候階段的劃分與對比圖中地層單元命名主要依照原文給出，本文命名的地層單元用括號標(biāo)示。石卯、九州臺、靖遠(yuǎn)、西峰、洛川和渭南剖面分別引自文獻 [5]，[18, 32]，[7]，[55]，[17, 52]，[8，11]。Fig.3 The second-order wet and dry substages of L3-S3 in different regions of the CLP The stratigraphic units in the figure are named mainly according to the original references. The stratigraphic units named in this paper are marked with brackets. Sections of Shimao, Jiuzhoutai, Jingyuan, Xifeng, Luochuan and Weinan are respectively quoted from references [5], [18, 32], [7], [55], [17, 52], [8，11].

在高原中南部地區(qū)，S3為復(fù)合古土壤，其中在渭南剖面可約略分為3個成壤期，以中部古土壤（S3-2）的成壤強度最高，上部古土壤（S3-1）成壤強度最弱[7]。在高原中部的洛川地區(qū)，S3古土壤分化為兩層次級古土壤，中間為薄層黃土分隔。在高原北部和西北部的榆林石峁[5]、蘭州九州臺和墩洼山[32]以及靖遠(yuǎn)剖面[7]和蘭州西津村鉆孔[49]，S3古土壤分化為3層次級古土壤與2層黃土的互層（圖3）。因此，黃土高原S3古土壤發(fā)育期可分為3個暖濕期夾2個冷干期共5個次級氣候階段。

3.5 L4—S4的次級氣候劃分與對比

與L3類似，L4黃土內(nèi)部在整個黃土高原亦未見弱發(fā)育古土壤。從粒度特征來看，在高原中、南部的涇川、靈臺、蒲縣、寶雞剖面[51]以及西北部靖遠(yuǎn)剖面[7]上，L4黃土表現(xiàn)為上粗下細(xì)的組合，代表了一個冬季風(fēng)逐漸增強的過程。在黃土高原北部邊緣的榆林石峁剖面[5]，L4為兩個風(fēng)成砂層與兩個厚層黃土的組合（圖3），顯示氣候條件比L3期更為干冷。根據(jù)野外剖面特征，L4黃土在寶雞剖面被分為2層[53]或3層[54]。從磁化率特征來看，在高原南部的渭南剖面[11]以及高原中部的洛川[17]、長武和西峰剖面[55]，L4中部均出現(xiàn)了磁化率增高的現(xiàn)象，并且高原北部石卯剖面內(nèi)部也出現(xiàn)了磁化率的高值段[5]（圖3），這些特征表明L4中部可能有較弱的暖期階段，只是未能形成古土壤。西津村鉆孔L4中段出現(xiàn)了磁化率增高和粒度變細(xì)的現(xiàn)象[49]。根據(jù)以上特征，我們認(rèn)為L4黃土發(fā)育期，冬季風(fēng)逐漸增強，但中間有一個夏季風(fēng)增強的階段，因此，將L4分為3個次級氣候階段。

圖4 黃土高原S4-L5-L6內(nèi)的次級干、濕氣候階段的劃分與對比圖中地層單元命名主要依照原文給出，本文命名的地層單元用括號標(biāo)示。涇川、靈臺和蒲縣剖面據(jù)文獻[51]，石卯、九州臺、靖遠(yuǎn)和洛川剖面分別引自文獻[5]，[18, 32]，[7]和[17, 52]。Fig.4 The second-order wet and dry substages of S4-L5-L6 in different regions of the CLP The stratigraphic units in the figure are named mainly according to the original references. The stratigraphic units named in this paper are marked with brackets. Jingchuan, Lingtai and Puxian sections are quoted from reference [51]; Sections of Shimao,Jiuzhoutai, Jingyuan and Luochuan are respectively quoted from references [5], [18, 32], [7], [17, 52].

在黃土高原中南部的諸剖面上，S4是強烈復(fù)合成因的古土壤，從野外特征、粒度和磁化率特征上均難以進行次級階段的細(xì)分（圖4）。在高原西北部的蘭州九州臺及墩洼山剖面[34]，S4可分為兩個古土壤亞層，中部夾薄層強風(fēng)化黃土。在靖遠(yuǎn)剖面[7]和西津村鉆孔[49]，S4也表現(xiàn)為一層古土壤，但其磁化率曲線和粒度曲線顯示2個波峰，似可分作2層。在高原北部的榆林石峁剖面[5]，S4由兩層次級古土壤夾一層黃土組成（圖4）。在洛川剖面[17]S4的成壤強度僅次于S5，在六盤山以西的蘭州、西寧地區(qū)[18]，S4成壤強度最高，反映了S4發(fā)育期氣候非常濕潤。參照黃土高原北部和西北部的地層剖面，可將S4分為3個次級氣候階段，為兩個暖濕期夾一個冷干期的組合，其中的冷干期的影響范圍僅止于黃土高原北部和西北部邊緣一帶，在黃土高原中南部地區(qū)表現(xiàn)并不明顯。

3.6 L5黃土的次級氣候劃分與對比

在黃土高原中、南部的涇川、寶雞等剖面[51]以及高原西北部的靖遠(yuǎn)剖面[7]和蘭州西津村鉆孔[49]，L5的粒度曲線均清晰地顯示為三粗夾兩細(xì)的5個階段，高原北部榆林石峁剖面[5]L5也是由3個風(fēng)成砂層與夾于其間的2層黃土組成（圖4），表明L5黃土發(fā)育期高原南北均可細(xì)分為5個干、濕變化的次級氣候階段，為3個冷干期與2個相對暖濕期的組合。在高原中部的洛川剖面[17]，L5下部可識別出一層弱發(fā)育的鈣質(zhì)草原土壤，渭南剖面[11]L5中部磁化率的增高也可能是一期弱成壤作用的表現(xiàn)，因而其中僅有一個暖期在高原南部發(fā)育了古土壤層。根據(jù)洛川剖面L5中古土壤發(fā)育的部位，以及當(dāng)時的海平面與北半球高緯太陽輻射背景，推測高原南部L5中的弱成壤事件應(yīng)當(dāng)與L5-4相對應(yīng)（圖4）。

4 分析與討論

4.1 次級氣候階段對比的關(guān)鍵科學(xué)問題和潛在不確定性

如上所述，利用一級地層單元中常見的次級古土壤以及粒度、磁化率等氣候指標(biāo)，可在黃土高原L5以來的地層序列中識別出40個次級氣候階段（圖5），合 20 個次級氣候旋回。其中，S0、L1、S1、L2、S2、S3、S4、L5中的34個次級氣候階段的劃分均有可靠的證據(jù)支持，其代表的干、濕氣候旋回韻律在黃土高原南北總體顯示出較好的一致性。而L3和L4則由于缺乏“弱發(fā)育古土壤”的可靠證據(jù)，其6個次級氣候階段的劃分較為勉強，將在下文具體分析。

有3個關(guān)鍵的問題為次級氣候階段的識別和劃分帶來一定的不確定性。首先是黃土地層的連續(xù)性問題。在黃土高原北部沙漠邊界帶的靖邊剖面，高分辨率的光釋光測年結(jié)果揭示在L1和L2中均存在長達(dá)5～6萬年的沉積間斷[56]。在與靖邊相近的榆林石卯剖面[5]，其L2為一層砂丘與一層黃土的組合（圖5），相比黃土高原其他地區(qū)缺失了3個次級氣候階段；此外，L2與L1發(fā)育期相近且L2粒度更粗，但在石卯剖面其厚度卻不足L1的一半，說明L2缺失嚴(yán)重。鹿化煜等[57]則在相對榆林偏南的環(huán)縣和西峰剖面L1中發(fā)現(xiàn)了長達(dá)5 000 a（15～10 kaBP）的沉積間斷，說明沉積間斷或地層的缺失現(xiàn)象不局限于沙漠邊緣地區(qū)，還可深入到黃土高原中部。這種長達(dá)數(shù)千年乃至數(shù)萬年的地層缺失（或沉積間斷）會造成次級氣候階段發(fā)育不全，從而為黃土高原次級氣候階段的劃分與對比帶來較大的不確定性。如榆林蔡家溝剖面[45]L1底部發(fā)育一層不足1 m的砂丘層，從該區(qū)正常沉積速率推斷，它可能是千年或更短時間尺度的冷期事件的產(chǎn)物，但測年結(jié)果顯示砂丘頂?shù)撞康哪挲g相差1萬多年（圖1），顯然該層砂丘應(yīng)視作一個萬年尺度的次級冷期階段的代表。由于黃土剖面中沉積間斷及侵蝕間斷的存在，在次級氣候階段的劃分時，對于某些厚度較薄但代表氣候轉(zhuǎn)折的層位要給與足夠的重視，這便為較老地層中次級氣候階段的確定帶來較高的不確定性。因此，在次級氣候階段劃分與對比之前，需要對地層的連續(xù)性進行分析。與黃土高原北部靖邊、榆林地區(qū)的剖面相比，黃土高原西北部蘭州、靖遠(yuǎn)一帶的剖面不僅同期沉積厚度更大（如靖遠(yuǎn)剖面厚度是同期靖邊剖面的2倍以上）、次級氣候階段發(fā)育更完整（如L2的5個次級氣候階段在榆林缺失，但在九州臺、李家塬和新莊塬剖面發(fā)育完整）。靖遠(yuǎn)剖面L1以來的測年結(jié)果[31]顯示該區(qū)地層的連續(xù)性非常好。因此，我們將地層連續(xù)性更好且氣候分辨率更高的黃土高原西北部的剖面作為黃土高原沙漠-黃土邊界帶次級氣候階段劃分與對比的主要參考剖面，而缺失嚴(yán)重的靖邊剖面則僅在間冰期古土壤次級階段的劃分時作為參考，以有效克服黃土地層的不連續(xù)問題。

圖5 黃土高原L5以來次級氣候單元的劃分與對比圖中地層單元命名主要依照原引用文獻給出，本文命名的地層單元用括號標(biāo)示。石卯、靖遠(yuǎn)、渭南、洛川、九州臺、西津村 2 鉆井、涇川、西津村 1 鉆井和曹峴剖面分別引自文獻 [5]，[7]，[11]，[17]，[18,44]，[49]，[51]，[58]，[59]。Fig.5 Selected typical sections of the CLP and their stratigraphic correlation since L5 The stratigraphic units in the figure are named mainly according to the original references. The stratigraphic units named in this paper are marked with brackets. Jingchuan, Lingtai and Puxian sections are quoted from reference [51]; Sections of Shimao,Jiuzhoutai, Jingyuan and Luochuan are respectively quoted from references [5]，[7]，[11]，[17]，[18,44]，[49]，[51]，[58]，[59].

其次，次級古土壤的識別是次級氣候階段判定的重要基礎(chǔ)，但不同學(xué)者對于黃土高原次級古土壤的判定標(biāo)準(zhǔn)并不一致，野外剖面上地層劃分的工作精度也不相同，從而為次級氣候階段的劃分與對比帶來一定困難和不確定性。對于發(fā)育程度不及S0的弱發(fā)育古土壤，部分學(xué)者將其歸為黃土母質(zhì)中，如Kalm等[53]將寶雞剖面一級黃土地層單元中成壤作用較強的層位稱為“中等風(fēng)化的黃土”（Moderately weathered loess）和 “強 風(fēng) 化 黃 土”（Strongly weathered loess）。安芷生等[17]則將洛川剖面中一級黃土單元中成壤較強的層段作為“初始發(fā)育的古土壤”。郭正堂等[11]從土壤發(fā)生學(xué)的角度提出了厚層黃土中的弱發(fā)育古土壤的判定標(biāo)準(zhǔn)，即具有明顯的AC-Ca-C或B-Ca-C發(fā)生層序列和清晰的土壤結(jié)構(gòu)，色調(diào)多為7.5YR級與上下黃土明顯有別，并根據(jù)這一標(biāo)準(zhǔn)在渭南剖面L1、L9、L24和L32中識別出10層古土壤，但未把L2、L3、L4、L5、L6、L7中磁化率有若干波動、蟲孔微結(jié)構(gòu)發(fā)育但不具清晰土壤發(fā)生學(xué)層次的層位作為古土壤看待。然而，安芷生等[17]在洛川剖面的L1、L2、L5、L6、L7、L9、L10、L11、L13和L15中均識別出了弱發(fā)育古土壤層。Kalm 等[53]則在L1、L2、L3、L5、L6、L7、L8、L9、L25、L26、L30和L32中均識別出“強風(fēng)化黃土層”，并在其余一級黃土單元中識別出“中等風(fēng)化黃土層”?？紤]到陳發(fā)虎和張維信[18]在成壤強度較弱的蘭州九州臺剖面的一級黃土單元中（如L1、L2、L5、L7、L8、L9、L15）亦識別出多層弱發(fā)育古土壤層，本文將Kalm等[53]在寶雞剖面識別的“中等風(fēng)化黃土”和“強風(fēng)化黃土”均視作“弱發(fā)育古土壤”，代表次級氣候的暖濕階段?？傊?，我們希望黃土高原能夠提出一個統(tǒng)一的次級古土壤的判定標(biāo)準(zhǔn)，并且建議基于黃土高原西北部的一級黃土單元中的次級古土壤建立，以便于次級古土壤的南北對比。

第三個問題是黃土高原并無統(tǒng)一的次級地層劃分方案，部分學(xué)者基于詳細(xì)的野外工作對個別剖面的次級氣候階段進行了劃分，這些剖面也成為本文次級氣候階段劃分與對比的重要參考。但這些來自不同地區(qū)或基于不同氣候指標(biāo)的次級地層劃分方案常不一致，需要認(rèn)真比對分析。如圖5所示，在靖遠(yuǎn)地區(qū)便有兩種截然不同的地層劃分方案（靖遠(yuǎn)剖面[7]和靖遠(yuǎn)曹峴剖面[59]），其S4以來的地層劃分幾乎完全不同，我們根據(jù)區(qū)域地層的對比結(jié)果和自己的理解對曹峴剖面S5以來的地層重新進行了劃分（圖5，具體分析見下文5.1）。對洛川剖面[17,52]和西津村鉆孔[49,58]的不同地層劃分方案也進行了對比（圖5）。此外，在渭南[11]和洛川[17]剖面，L3和L4中部均出現(xiàn)了磁化率增高的現(xiàn)象，被認(rèn)為“代表了稍濕潤的氣候”[11]或“指示了初始的成壤過程”[17]，并推測“在成壤強度更大的地區(qū)會發(fā)育為清晰的古土壤”[11]，而寶雞剖面[53]則發(fā)育有相當(dāng)于“弱發(fā)育古土壤”的“強風(fēng)化黃土”（L3下部）和“中等風(fēng)化黃土”（L4下部）。因此，L3和L4中間很可能存在一個次級氣候暖濕期，但遺憾的是該暖濕階段在涇川、寶雞等地的粒度資料[51]上并不清晰。由于反映不同的氣候指標(biāo)，磁化率的高低變化與粒度的粗細(xì)變化之間并不完全一致，這一特征在黃土高原較為常見。在季風(fēng)氣候切換的時候，這種氣候指標(biāo)的不一致會導(dǎo)致次級氣候階段劃分的不一致，L3和L4就可能屬于這種情形。

對于L5以下較老次級地層單元的劃分與對比同樣存在這類問題，將在具體層位進行分析。

4.2 次級氣候階段的發(fā)育時限

根據(jù)黃土高原南北剖面對比的結(jié)果，S1古土壤和L1黃土發(fā)育期均可分為5個次級氣候階段。由于黃土與古土壤地層發(fā)育的穿時性，這些次級氣候階段在不同的地區(qū)可以表現(xiàn)出截然不同的地層組合。以S1古土壤為例，在黃土高原的北部和西北部地區(qū)，S1古土壤為3層次級古土壤夾2層次級黃土的組合，從地層發(fā)育厚度以及部分測年數(shù)據(jù)來看（圖1），這5個次級氣候階段所持續(xù)的時間大致相當(dāng)，都在一萬年左右，表明在黃土高原的北部和西北部地區(qū)次級氣候的干、濕交替呈現(xiàn)穩(wěn)定的周期。然而，從北往南，S1中2層次級黃土的厚度越來越薄，最后消失，在黃土高原南部S1轉(zhuǎn)變?yōu)?層復(fù)合古土壤，內(nèi)部次級階段已難以辨識。因此，在高原的中、南部地區(qū)，S1中單層次級古土壤的發(fā)育期遠(yuǎn)超過單層次級黃土的發(fā)育期。對S1古土壤而言，其內(nèi)部的次級氣候旋回在高原北部和西北部地區(qū)表現(xiàn)得更為清晰。

L1黃土則主要根據(jù)其內(nèi)部發(fā)育的2層次級古土壤而將其分為5個次級氣候階段，次級氣候旋回在黃土高原南部地區(qū)表現(xiàn)得最清晰。而高原北部榆林地區(qū)的蔡家溝、石峁剖面以及西北部的李家塬剖面則各自以砂丘與黃土的疊置或粒度的粗細(xì)變化（圖1，圖2），為L1次級氣候階段的5階段化分提供了進一步的依據(jù)。L1黃土的測年數(shù)據(jù)較多且精度較高，根據(jù)洛川、蔡家溝及靖遠(yuǎn)等剖面的各類測年數(shù)據(jù)（圖1），L1中5個次級氣候階段的發(fā)育期也都可以達(dá)到一萬年左右。

因此，黃土高原的S1（末次間冰期沉積）和L1（末次冰期沉積）這一完整的冰期-間冰期旋回可以看作是由多個萬年尺度的次級氣候階段組成的，它們在冰期旋回內(nèi)部顯現(xiàn)出較穩(wěn)定的周期（約2萬年），顯示它們是受與冰期旋回完全不同的其他因素的驅(qū)動。另外，全新世土壤S0雖列為一級地層單元，但其發(fā)育期與S1和L1中的次級氣候階段屬于同一級別。因此，我們將S0成壤期作為一個次級暖濕氣候階段看待，而其上的L0因時間較短且發(fā)育不全，暫時不計。對于比S1更老的各次級氣候階段，雖然缺乏可靠的測年數(shù)據(jù)，但從地層厚度及沉積速率推斷，這些次級氣候階段與S1以來的各次級氣候階段大致屬于同等級別。

4.3 次級氣候旋回與歲差的對比

黃土高原S1以來的次級氣候階段都是萬年尺度的氣候事件，剛好與半歲差尺度相當(dāng)，故許多學(xué)者將其與歲差變化聯(lián)系起來[8,15-16]。然而，要證明黃土高原的次級氣候旋回真的受歲差的驅(qū)動，這些證據(jù)顯然不夠，還需要在早期地層中尋找更多的證據(jù)。

要確定黃土高原次級氣候旋回與歲差旋回的關(guān)系，最好的方法便是將二者直接對比。以黃土高原南部的全新世土壤（S0）為例，其發(fā)育之初（1.1萬年前）正值北半球夏至日在近日點附近，而今全新世成壤開始退出時正值北半球冬至日在近日點附近。因而，全新世土壤的發(fā)育剛好經(jīng)歷了夏至日由近日點向遠(yuǎn)日點進動的半個歲差周期。以S0土壤發(fā)育的歲差背景為參考，我們將北半球夏至日由近日點向遠(yuǎn)日點進動的半個歲差周期作為黃土高原次級氣候的成壤期（或暖濕期），相應(yīng)地，北半球夏至日由遠(yuǎn)日點向近日點進動的半個歲差周期作為黃土高原次級氣候的黃土期（或冷干期）（圖6）。如此，我們便將歲差旋回轉(zhuǎn)變?yōu)榕瘽衽c冷干循環(huán)交替的氣候序列，便可與黃土高原的次級黃土/古土壤旋回進行直接的對比。

圖6 北半球理想歲差氣候旋回的劃分及其與黃土高原次級氣候階段的對應(yīng)關(guān)系A(chǔ). 一個理想歲差周期內(nèi)基本成壤期與基本黃土期的劃分方案，a：北半球夏至日位于近日點，b和d：北半球夏至日分別位于相當(dāng)于今日春分點和秋分點的位置，c：北半球夏至日位于遠(yuǎn)日點；B. 末次間冰期以來歲差、65°N 7月太陽輻射與黃土高原次級氣候階段的對應(yīng)關(guān)系。65°N太陽輻射據(jù)文獻[60]。Fig.6 The division scheme of the ideal precession climatic cycle in the Northern Hemisphere and their corresponding relationship with the secondary climatic stages of the CLP Figure A: A division scheme of basic soil forming period and basic loess period in an ideal precession period. a,b,c,d are the cases of summer solstice in different positions of sun earth orbit in a precession period. Figure B: The corresponding relationship between precession, 65°N solar radiation of July and secondary climate stage of the Loess Plateau since the last interglacial. 65°N solar radiation of July according to reference [60].

氣候變化畢竟是多因素參與的復(fù)雜非線性過程，僅靠歲差變化來建立黃土高原的次級氣候變化序列未免過于理想化，而且我們對歲差氣候序列中暖濕期與冷干期邊界的處理也遠(yuǎn)不夠精確，因此我們稱其為“黃土高原次級氣候變化的理想歲差氣候旋回”，簡稱為“理想歲差氣候旋回”。

同時，為了便于比較和說明，我們將理想歲差氣候旋回中的成壤期（或暖濕期）稱作基本成壤期（或基本暖濕期），冷干期稱作基本黃土期（或基本冷干期）（圖6）。歲差從新到老排序，第X個歲差的基本成壤期和基本黃土期分別命名為PX-1（w）和PX-2（d）。若黃土高原次級古土壤的發(fā)育只經(jīng)歷了一個基本成壤期，我們稱之為單歲差期古土壤，若經(jīng)歷了2個或3個基本成壤期，則分別稱之為雙歲差或三歲差期古土壤。

以黃土高原中南部以粒度資料建立的年代地層格架[51]為參考，將L5以來的次級氣候階段與歲差氣候序列逐一對比。結(jié)果發(fā)現(xiàn)，黃土高原L5以來的22個歲差旋回（含微弱的歲差變化在內(nèi)，共22個基本成壤期和22個基本黃土期）內(nèi)共發(fā)育了20個次級氣候旋回（40個次級氣候階段）（圖7）。在22個基本成壤期中，有18個成功發(fā)育出次級（古）土壤（其中S4-1為雙歲差期古土壤，經(jīng)歷P17-1和P18-1兩個基本成壤期），另外有3個在粒度或磁化率上有顯著的成壤作用表現(xiàn)（P12-1，P16-1，P20-1），僅有1個（P21-1）尚未在地層中找到確切存在的證據(jù)（圖7）。除了P17和P21兩個歲差旋回外，每一歲差旋回都對應(yīng)黃土高原的兩個次級氣候階段，歲差氣候序列與次級氣候階段間幾乎是一一對應(yīng)的關(guān)系。

另外，將歲差曲線與65°N夏季太陽輻射曲線相比較[60]，可以看出，太陽輻射量的最高值總發(fā)生在北半球夏至日位于近日點附近時，輻射量的最低值總出現(xiàn)在遠(yuǎn)日點附近，并且歲差變化在近日點和遠(yuǎn)日點間的變幅愈大，太陽輻射量的變幅便愈大（圖7），體現(xiàn)了太陽輻射量變化背后顯著的歲差效應(yīng)。歲差的變化受偏心率的調(diào)節(jié)，偏心率越大，歲差變幅便越大，而歲差的變幅愈大，理想歲差氣候旋回與黃土高原次級氣候序列的對比便愈好。S3以來歲差變幅相對較大，黃土高原的次級氣候階段與理想歲差氣候序列之間基本是一一對應(yīng)的關(guān)系（圖7）。反之，歲差變幅越小，黃土高原次級氣候階段的劃分與識別便越困難，如L3與L4黃土內(nèi)部皆未見次級古土壤發(fā)育，可能與它們位于歲差變幅較弱的時期有關(guān)（圖7）。

圖7 黃土高原L5以來次級氣候階段與歲差、65°N7月份太陽輻射及深海氧同位素曲線的對應(yīng)關(guān)系65°N 7月份太陽輻射及深海氧同位素曲線分別引自文獻[60]和[61]。Fig.7 Correlations between second-order climatic substages, ideal precession climatic cycles, 65°N solar radiation of July and marine oxygen isotope curve since L5 The 65°N solar radiation of July and marine oxygen isotope curve are according to references [60],[61].

歲差固然在大部分時期主導(dǎo)高緯太陽輻射量的變化，但是約40萬年便有一次歲差變化的微弱期，如 0.4、0.8、1.2、1.6、2.0和 2.4 Ma前后，此一時期持續(xù)的時間約有7～10萬年，在此期間，太陽輻射量的變化亦較為微弱，說明歲差的氣候效應(yīng)減弱。我們推測此時黃土高原次級氣候旋回的周期可能與歲差周期有所背離。

實際對比中，在歲差變化較弱的L5—S4期，次級氣候階段與歲差氣候序列出現(xiàn)不協(xié)調(diào)現(xiàn)象（圖7）。此時太陽輻射的歲差效應(yīng)明顯減弱（如P21—P20，P18—P17），歲差變化僅使太陽輻射量產(chǎn)生微弱波動，并未改變輻射量整體增加或減少的趨勢，地軸傾斜率的影響得以凸顯。結(jié)果，黃土高原L5—S4期間的6個歲差旋回（P22—P17）中僅表現(xiàn)出8個次級氣候階段（圖7）。其原因可能是L5—S4期間某些微弱的歲差變化未能產(chǎn)生足夠強的氣候效應(yīng)，因而未在次級古土壤/黃土韻律上表現(xiàn)出來。

總體上，黃土高原L5以來次級氣候的變化與“理想歲差氣候旋回”基本吻合，體現(xiàn)出顯著的歲差周期。另外，歲差變化的變幅愈大，對太陽輻射的影響越強，歲差周期在黃土高原次級氣候旋回中便表現(xiàn)得越清晰；反之，歲差變化的振幅越弱，歲差周期在次級氣候旋回中越不明顯。

4.4 次級氣候旋回的成因機理分析

黃土高原氣候變化的驅(qū)動機理的解釋主要有“全球冰量驅(qū)動”[62]和“太陽輻射驅(qū)動”[14-16]兩種模式。“全球冰量驅(qū)動”強調(diào)了黃土序列與深海氧同位素曲線的良好對應(yīng)關(guān)系[63]，突顯的是黃土高原對全球氣候變化的積極響應(yīng)?！疤栞椛潋?qū)動”與地球軌道要素特別是歲差密切相關(guān)，而歲差則具有顯著的半球效應(yīng)，并在南、北半球的石筍氧同位素曲線中清晰體現(xiàn)出來[64]。黃土高原的氣候變化無疑會受到全球氣候因素的制約和影響，但它首先代表的是北半球氣候的變化，因而其氣候表現(xiàn)與代表南、北半球綜合氣候效應(yīng)的深海氧同位素曲線之間有所差異應(yīng)屬正常現(xiàn)象，這也是為何黃土高原代表極端冷、暖事件的標(biāo)志層（S5、L9、L15）在深海氧同位素曲線上并無特別鮮明的顯示。黃土高原中的冰量周期成分主要源自以復(fù)合古土壤為基礎(chǔ)的一級氣候旋回，主要強調(diào)冬季風(fēng)因素；而“太陽輻射驅(qū)動”的軌道周期則源自以次級古土壤為基礎(chǔ)的次級氣候旋回，主要強調(diào)夏季風(fēng)因素，這兩種模式實際上在不同尺度上共同調(diào)節(jié)著黃土高原的氣候變化。

黃土高原的氣候受冬季風(fēng)和夏季風(fēng)交替控制，冬季寒冷干燥，夏季炎熱多暴雨。按照兩分兩至（春分、秋分、夏至、冬至）的季節(jié)劃分方法，北半球夏至日到秋分點之間為黃土高原的夏季。黃土高原的降水絕大多數(shù)集中于7—9月的夏季，成壤作用的強弱關(guān)鍵在夏季，若夏季的成壤作用在連續(xù)數(shù)千年之內(nèi)都相對較強，該時期內(nèi)堆積的粉塵便可能發(fā)育為古土壤；相反，若夏季的成壤作用在連續(xù)數(shù)千年內(nèi)都相對較弱，該期內(nèi)堆積的粉塵便可能發(fā)育為黃土。歲差旋回恰在數(shù)千年尺度上調(diào)節(jié)著太陽輻射量的季節(jié)分配。當(dāng)北半球夏至日由近日點向今日的春分點位置進動時（圖8，夏至日由a向b進動），該1/4歲差周期內(nèi)所有的夏季都位于近日點一側(cè)，接受的太陽輻射量在該歲差周期內(nèi)相對最高；相反，當(dāng)北半球夏至日由遠(yuǎn)日點向秋分點位置進動時（圖8，夏至日由c向d進動），該1/4歲差周期內(nèi)所有的夏季都位于遠(yuǎn)日點一側(cè)，接受的太陽輻射量在該歲差周期內(nèi)相對最少。由于夏季風(fēng)、降雨與太陽輻射的密切關(guān)聯(lián)，夏季的輻射量越高，成壤作用理應(yīng)越強。

圖8 一個歲差周期內(nèi)北半球夏季接收太陽輻射量的變化（以夏至日在日地軌道上繞行一周計）大橢圓為北半球夏至日在日地軌道上的進動軌跡，箭頭所指為夏至日進動方向，從近日點開始，經(jīng)遠(yuǎn)日點再返回近日點完成一個歲差周期。以橙色和藍(lán)色分別代表該歲差周期內(nèi)北半球夏季接收太陽輻射的相對高值區(qū)和低值區(qū)，它們將一個歲差周期等分為兩半，橙色越深代表當(dāng)夏至日位于該位置時當(dāng)年的北半球夏季接收的太陽輻射量越高，而藍(lán)色越深則代表當(dāng)年的北半球夏季接收的太陽輻射量越低。季節(jié)的劃分以兩分（春分、秋分）和兩至（冬至、夏至）為界。a—d：北半球夏至日在近日點、春分點、遠(yuǎn)日點和秋分點上的季節(jié)分配。Fig.8 A sketch map of solar radiation variation of the Northern Hemisphere in summer during a complete precession period（Taking accumulation by the summer solstice make one circle around the solar terrestrial orbit）The bigger ellipse is the precession track of the summer solstice of the northern hemisphere on the sun earth orbit. The arrow indicates the precession direction of the summer solstice. From perihelion, it returns to perihelion through the apogee to complete a precession cycle. Orange and blue respectively represent the relatively high and low value stages of solar radiation received in summer of the northern hemisphere during the precession period. They divide a precession period into two equal parts. The deeper orange represents the higher summer radiation received in the northern hemisphere when the summer solstice is at this position, while the deeper blue represents the lower summer radiation received in the northern hemisphere. Seasons are divided by two equinox（spring equinox, autumn equinox） and two solstices （winter solstice, summer solstice）. a-d respectively represent the seasonal distribution of the northern hemisphere.

基于這一推斷，我們依據(jù)北半球夏至日在軌道周期內(nèi)的位置，將一個歲差周期等分為兩半，一半以夏至日從近日點向春分點的進動的1/4歲差區(qū)間為中心，稱為北半球夏季輻射的強輻射半歲差期（圖8中橙色區(qū)域）；另一半以夏至日由遠(yuǎn)日點向秋分點進動的1/4歲差區(qū)間為中心，稱為北半球夏季的弱輻射半歲差期（圖8中藍(lán)色區(qū)域）。顯然，“理想歲差氣候旋回”的基本成壤期在時間上明顯滯后于北半球夏季的強輻射半歲差期（約1/8歲差）。由于氣候效應(yīng)與驅(qū)動要素之間存在滯后是氣候變化的普遍規(guī)律，我們?nèi)匀灰越拯c和遠(yuǎn)日點作為“理想歲差氣候序列”中基本成壤期與基本黃土期的邊界（圖6A），這樣黃土高原的基本成壤期便與北半球夏季的強輻射半歲差期存在1/8個歲差周期的滯后（約2 000～3 000 a）。這一劃分方案除了與S0土壤的成壤過程符合較好外，還有一個優(yōu)點就是以近日點和遠(yuǎn)日點為界對歲差旋回曲線進行劃分更為簡單而準(zhǔn)確。

黃土高原的次級氣候變化發(fā)生在冰期與間冰期交替的全球氣候背景之下，因而次級氣候旋回的發(fā)育必然會受到冰期旋回的調(diào)節(jié)和影響。對同一地區(qū)而言，與冰期背景相比，間冰期背景具有更佳的成壤條件，次級成壤期會相應(yīng)延長，而黃土發(fā)育期則相應(yīng)縮短乃至消失，從而在黃土高原的南部造成基本成壤期的疊加，發(fā)育復(fù)合古土壤（圖9A）。冰期背景則恰好相反，由于成壤條件惡化，次級成壤期會相應(yīng)縮短乃至消失，從而在高原北部造成次級黃土期的疊加，發(fā)育厚層黃土（圖9B）。因此，復(fù)合型古土壤和復(fù)合黃土在凸顯冰期/間冰期旋回的同時，又同時對次級氣候旋回造成了一定程度上的遮掩。

圖9 冰期旋回對理想歲差氣候旋回的調(diào)節(jié)A. 同一地區(qū)間冰期背景下基本成壤期延長而基本黃土期縮短乃至消失，最終可以在高原中南部成壤條件較優(yōu)的地區(qū)發(fā)育復(fù)合古土壤；B. 同一地區(qū)冰期背景下基本成壤期縮短而基本黃土期延長，在高原北部發(fā)育厚層黃土。Fig.9 The adjustment of the glacial-interglacial cycle to the ideal precession climatic cycle A. Under the background of interglacial period, the basic soil stage is extended, while the basic loess stage is shortened or even disappeared in a same area.Finally, complex paleosols can be developed in the middle and southern part of the CLP;B. Under the background of glaciation, the basic pedogenesis stage is shortened, while the basic loess stage is prolonged, and complex loess layers can be developed in the north part of CLP.

由于黃土高原古土壤與黃土地層的穿時性，理論上，理想歲差氣候序列在某一時期僅存在于黃土高原上的一線區(qū)域，該線上次級成壤期與次級黃土期在一個歲差周期中各占一半；該線以南次級成壤期超過次級黃土期，該線以北次級黃土期超過次級成壤期，并且這條線的位置也是隨時變動的，在間冰期位于高原北部區(qū)域，在冰期則位于高原南部區(qū)域。因此，間冰期古土壤的歲差周期在黃土高原北部和西北部體現(xiàn)得較為清楚，而冰期黃土的歲差周期則在高原南部體現(xiàn)得較為清楚。要揭示黃土高原次級氣候變化的歲差周期，需要在高原南、北往復(fù)追索。黃土高原L5以來次級氣候階段與“理想歲差氣候旋回”的良好對應(yīng)關(guān)系（圖8）顯示，黃土高原的次級氣候旋回明顯受歲差的驅(qū)動。

另外，黃土高原L5 以來的次級氣候階段的劃分與區(qū)域?qū)Ρ缺砻鳎S土高原一級氣候旋回的冰期或間冰期階段常由3或5個次級氣候階段組成，其中，間冰期古土壤常表現(xiàn)為2—3層次級古土壤夾1—2層次級黃土的組合；而冰期黃土常表現(xiàn)為2—3層次級黃土夾1—2層次級古土壤（弱發(fā)育古土壤）的組合。這可以作為更早期地層次級氣候階段劃分的參考。同時，由于次級氣候旋回與歲差之間的密切關(guān)系，次級氣候階段的發(fā)育時限便受到了歲差的嚴(yán)格限制。因此，一級氣候旋回的發(fā)育期越長，其內(nèi)部的次級氣候階段便愈多。

若黃土高原L5以來的次級氣候變化受歲差的驅(qū)動，那么L5之前的早期地層中的次級氣候變化也應(yīng)受歲差的驅(qū)動。因此，我們將理想歲差氣候旋回應(yīng)用到更老地層的次級氣候階段劃分，以對這一假想作進一步的驗證。

5 理想歲差氣候序列在更老地層中的運用

5.1 S5古土壤的次級氣候階段劃分

S5古土壤在黃土高原中南部由3層成壤強烈的復(fù)合古土壤組成，為更新世“氣候最適宜期”[65]，視覺上呈3條顏色異常鮮紅的古土壤緊密排列的特征，被作為“洛川標(biāo)志層”[1]，其特征后來成為S5古土壤在整個黃土高原野外各剖面上的鑒定標(biāo)志，稱作“紅三條”。實際上，S5古土壤在六盤山以東的黃土高原區(qū)無疑是最鮮明的標(biāo)志層，從南部的渭南到北部的榆林都適用。然而，在六盤山以西地區(qū)，S5古土壤在顏色及成壤強度上與其他古土壤相比已無明顯差異[18]，而且在西津村鉆孔[58]（圖5）、九州臺（圖10）和墩洼山[18]以及西寧大墩嶺剖面[66]，S5均由4層古土壤組成。S5古土壤的發(fā)育對應(yīng)于MIS 13—15 期[65]，發(fā)育期長達(dá) 142 ka[51]，歷經(jīng) 6.5 個歲差周期。按照“理想歲差氣候旋回”，S5中最多可發(fā)育7層次級古土壤。面對S5在黃土高原最多分為4層古土壤的現(xiàn)實，S5古土壤次級氣候階段的劃分陷入困境。

黃土高原南強北弱的成壤特征對S5同樣適用，而且S5在蘭州九州臺、墩洼山[18]和西寧大墩嶺[66]等高原西北部諸剖面已然分為4層，我們猜測在氣候更為干旱且沉積速率更高的靖遠(yuǎn)地區(qū)，S5可能分為更多層。然而，盡管S5在靖遠(yuǎn)地區(qū)已失去了作為標(biāo)志層的價值，但在多年來的研究中一直被作為3層古土壤看待。早期研究人員將S5的頂界定在地表之下約210 m處[50,59]，后來的研究將S5的頂界定于地表下約140 m處[7]。這近70 m的差異不宜用測量誤差來解釋，而可能是由地層單元的劃分不一致導(dǎo)致。地層劃分的不一致還體現(xiàn)在S3和S4古土壤的劃分上，岳樂平等[50]和雷祥義[59]將曹峴剖面上3層相距較近的紅褐色古土壤作為S4古土壤，而S3古土壤僅有一層（圖5），而S3在高原北部的榆林和西北部的蘭州、靖遠(yuǎn)地區(qū)均為3層。而在Sun等[7]的劃分方案中，S1、S2、S3均含有3層次級古土壤，S4為一層古土壤（圖5），可以與九州臺剖面[18,32]很好地對比。比較而言，Sun等[7]對古土壤的劃分更為詳細(xì)，其S1古土壤的確定有OSL測年數(shù)據(jù)支撐[31]。因此，我們認(rèn)為Sun等[7]對靖遠(yuǎn)剖面S1—S4古土壤的劃分更為可靠。因此，參照Sun等[7]的地層劃分方案，對雷祥義[59]的地層劃分方案作了修改，將S3古土壤改為S4，S4改為S5（圖5中曹峴2剖面）。修改后，靖遠(yuǎn)曹峴剖面上S5共包含6層次級古土壤，其中S5-1含3層次級古土壤，S5-2含2層次級古土壤（圖5）。盡管在西津村鉆孔S5仍被分作3層次級古土壤[49]，但其粒度資料和磁化率資料顯示可做進一步的細(xì)分。在理想歲差氣候序列上，S5-1對應(yīng)于歲差氣候序列上的P23-1—P25-1，S5-2對應(yīng)于 P26-1—P27-1，S5-3對應(yīng)于 P28-1—P29-1（圖12a）。因此，在S5以“紅三條”顯示的地區(qū)，S5-1為三歲差期古土壤，S5-2和S5-3均為雙歲差期古土壤。我們呼吁在曹峴剖面開展進一步的工作，以明確S5古土壤的具體發(fā)育情況及其與蘭州剖面S5的對比關(guān)系，同時也對我們的劃分方案進行檢驗。

5.2 L6—S14次級氣候階段的劃分

L6為厚層黃土。在高原中南部的涇川、寶雞[51]、西津村[49]等剖面的粒度曲線上，L6可明顯分為5個粗細(xì)變化的次級階段。另外，洛川剖面的L6下部含一層弱發(fā)育的古土壤[17]；寶雞剖面L6下部發(fā)育一層“強風(fēng)化黃土”，底部含大量結(jié)核[53]。西津村鉆孔L6中也發(fā)育一層弱發(fā)育古土壤[49]，在九州臺剖面L6上部則有磁化率增高的現(xiàn)象[18]。根據(jù)以上資料，我們將L6分為5個次級氣候階段，為3個冷干期夾2個暖濕期的組合，其中的一個暖期在黃土高原中南部，乃至西北部均有弱發(fā)育古土壤發(fā)育。結(jié)合歲差、太陽輻射以及海平面背景，我們推測這層弱發(fā)育古土壤形成于L6-4期，與理想歲差氣候序列中的P31-1基本成壤期相對應(yīng)。

S6在高原南部的渭南剖面可分為2層次級古土壤[11]；在蘭州九州臺剖面S6僅為一層古土壤，但在墩洼山[51]和靖遠(yuǎn)曹峴剖面[50,59]，S6均為2層古土壤與一層黃土的組合（圖11）。因此，S6可分為3個次級氣候階段，其2層次級古土壤分別與歲差氣候序列中的2個基本成壤期P32-1和P33-1對應(yīng)。

L7在洛川剖面[17]為強烈風(fēng)化的黃土，中部發(fā)育一含生物擾動痕跡的古土壤層，因這層古土壤在黃土高原中南部非常普遍，又被單獨命名為S6'[51]（圖10）。由于S6'和L7發(fā)育于歲差與太陽輻射變化的微弱期，我們參照地軸斜率曲線對S6'略作調(diào)整，實質(zhì)上使其與P34-1和P35-1相對應(yīng)（圖12），因而S6'屬于雙歲差期古土壤，其發(fā)育特征類似于洛川剖面L1中的弱發(fā)育古土壤；而L7中的2層黃土分別與P33-2和P35-2兩個基本黃土期相對應(yīng)（圖12a）。

圖10 黃土高原不同地區(qū)L6-S14內(nèi)的次級干、濕氣候階段的劃分與對比圖中地層單元的命名沿用原文獻中的命名，本文中的命名用括號標(biāo)出。渭南、洛川、九州臺、西津村 2 鉆孔、涇川和曹峴剖面分別引自文獻 [11]，[17]，[46]，[49]，[51]，[59]。Fig.10 The second-order wet and dry substages of L6-S14 in different regions of the CLP The stratigraphic units in the figure are named according to the original references. The stratigraphic units named in this paper are marked with brackets.Weinan, Luochuan, Jiuzhoutai, Xijincun 2 drill hole, Jingchuan and Caoxian are respectively quoted from references [11]，[17]，[46]，[49]，[51]，[59].

圖11 黃土高原L15-S20內(nèi)的次級干、濕氣候階段的劃分與對比圖中的地層單元沿用原文獻中的命名，本文對地層單元的命名加括號標(biāo)示。渭南、洛川、九州臺、西津村、涇川和曹峴 2 剖面分別引自文獻 [8，11]，[17,52]，[18]，[49]，[51]和 [59]。Fig.11 The second-order wet and dry substages of L15-S20 in different regions of the CLP The stratigraphic units in the figure are named according to the original references. The stratigraphic units named in this paper are marked with brackets. Weinan, Luochuan, Jiuzhoutai, Xijincun drill hole, Jingchuan and Caoxian 2 sections are respectively quoted from references [8，11], [17,52], [18], [49], [51] and [59].

L8為黃土高原B/M界限所在層位。在高原中南部的涇川、寶雞等剖面[51]，L8由下往上粒度逐漸變粗，顯示氣候逐漸干冷，僅靈臺剖面中段有粒度變細(xì)的特征。在黃土高原中南部，其厚度多在2 m左右；在九州臺剖面更是厚達(dá)11.5 m，且距底部3 m處發(fā)育一層厚約0.4 m的古土壤[18]，故推測其發(fā)育期可能遠(yuǎn)超過半個歲差周期（圖10）。在西津村鉆孔[49]，L8中部出現(xiàn)了粒度變細(xì)和磁化率增高的現(xiàn)象。因此，我們將L8分為3個次級氣候階段，分別與歲差變化較弱的P37-2—P38-2對應(yīng)（圖12a），深海氧同位素曲線揭示當(dāng)時的海平面較低并處于整體下降的過程中。其間的基本成壤期P38-1海平面相對較低且仍在下降，65°N夏季太陽輻射值也不高，因而沒有次級古土壤發(fā)育。

S8古土壤在高原中南部為復(fù)合古土壤，在S6—S8中厚度最大。由于S6—S8古土壤的粒徑相近，因而S8可能經(jīng)歷了更長時期的發(fā)育。S8在九州臺剖面可分為2層次級古土壤，在蘭州西津村鉆井也可分為2層[49]，但在墩洼山剖面可分為3層次級古土壤[18,33]（圖10）。因此，S8古土壤可能經(jīng)歷了3個次級成壤期，共分為5個次級氣候階段，對應(yīng)于歲差氣候序列的P39-1—P41-1（圖12a）。

圖12a 黃土高原次級氣候階段與歲差（理想歲差氣候序列）、65°N太陽輻射、地軸斜率、深海氧同位素曲線及涇川年代地層剖面的對應(yīng)關(guān)系（0～1 Ma）65°N太陽輻射和地軸斜率引自文獻[60]，深海氧同位素曲線引自文獻[61]，涇川年代地層剖面引自文獻[51]。Fig.12a Correlation among SOCC, FOCC, precession, obliquity, 65°N solar radiation, marine oxygen isotope curve,and Jingchuan chronostratigraphy （0～1 Ma）65°N solar radiation and earth axis are from reference [60], marine oxygen isotope curve according to reference [61],and chronostratigraphy of Jingchuan section cite from [51].

L9為黃土高原普遍存在的砂質(zhì)黃土標(biāo)志層，代表黃土高原非常干冷的氣候背景。在高原中南部的寶雞、涇川、靈臺[51]以及西津村鉆孔[49]剖面上，其中值粒徑曲線一致呈現(xiàn)三粗夾兩細(xì)的組合（圖10），據(jù)此可將其分為5個次級氣候階段，分別對應(yīng)于歲差氣候序列中的P41-2—P43-2（圖12a）。在渭南[8,11]、洛川剖面[17]和墩洼山剖面[18]，L9中均含一層弱發(fā)育的古土壤，表明其中的一個次級暖濕期成功發(fā)育出弱發(fā)育古土壤（圖10）。根據(jù)太陽輻射與海平面背景，這層弱發(fā)育古土壤可能形成于L9-4期，與MIS23相對應(yīng)（圖12）。另外需要說明的是，九州臺和西津村鉆孔剖面上發(fā)現(xiàn)L9中有4層極薄的弱發(fā)育古土壤[18,58]，說明L9期間的成壤作用能夠抵達(dá)黃土高原西北部一帶，并發(fā)生進一步的分化。

S9—S12為L9標(biāo)志層之下多層緊密分布的古土壤，不同剖面上次級古土壤的層數(shù)各不相同，如渭南剖面發(fā)育7 層（S9-1，S9-2，S10-1，S10-2，S11，S12-1，S12-2）[11]，洛川剖面發(fā)育 6 層（S9，L10SS1，S10，L11SS1，S11，S12）[17]；九州臺剖面[46]發(fā)育 7 層古土壤（S9-1，S9-2，S10-1，S10-2，S10-3，S11，S12），而墩洼山剖面[18]發(fā)育 8 層（S9-1，S9-2，S10-1，S10-2，S10-3，S11，S12-1，S12-2）（圖 10）。S9—S12 與 MIS 25—MIS 33相對應(yīng)[51]，在歲差氣候序列上對應(yīng)于P44—P52九個歲差周期，包含9個基本成壤期（圖12a,12b）。綜合各剖面特征，我們認(rèn)為S9—S12共發(fā)育了 8 層次級古土壤（S9-1，S9-2，L10-2（L10SS1），S10-1，S10-2，S11，S12-1，S12-2），其劃分方案如圖 10 所示。其中，在黃土高原中南部，S9-1在P44-1—P45-1期間連續(xù)成壤，為雙歲差期古土壤，因而厚度較大，而在高原西北部可能僅在P45-1期成壤。

L13在L10—L13中厚層最大。渭南剖面L13中部也有磁化率增高的現(xiàn)象[11]（圖10），寶雞剖面[53]L13中部為一層含鈣質(zhì)結(jié)合層，夾于上、下“中等風(fēng)化黃土”之間。寶雞等剖面的中值粒徑表現(xiàn)為下粗上細(xì)的特征，內(nèi)部次級氣候階段的波動變化不明顯，涇川和靈臺剖面中部有粒度變細(xì)的特征[51]；西津村鉆孔[49]L13粒度曲線則清楚顯示為兩粗夾一細(xì)的組合。因此，L13可分為3個次級氣候階段。按之前的經(jīng)驗，L13的3個次級氣候階段應(yīng)與P52-2—P53-2相對應(yīng)。但是我們發(fā)現(xiàn)P52-2—P53-2之間的歲差變幅極其微弱，在此期間北半球夏季太陽輻射量逐漸增高，不可能產(chǎn)生顯著的氣候效應(yīng)，L13中部的暖期事件可能并非P53-1造成。因此，我們將L13的發(fā)育期下延一個歲差，使L13與P52-2—P54-2相對應(yīng)（如圖12b），認(rèn)為L13中的暖期事件可能由基本成壤期P54-1造成。

S13在黃土高原中南部為成壤強烈的復(fù)合古土壤[41]，且厚度較大（＞2 m）（圖 10），其發(fā)育期可能要比S10、S12更長。根據(jù)歲差和氧同位素曲線，推測其發(fā)育于歲差氣候序列的P55-1—P57-1，為三歲差期古土壤，與MIS 35相對應(yīng)（圖12b）。其具體細(xì)分還需要尋找更多的證據(jù)。

L14洛川剖面為發(fā)育較差的風(fēng)化黃土[17]，在黃土高原中南部剖面的粒度曲線上也無進一步細(xì)分的證據(jù)（圖10），作為一個次級氣候階段與P57-2相對應(yīng)（圖 12b）。

S14在洛川剖面為中等風(fēng)化的復(fù)合成因古土壤，成壤強度明顯弱于S13[17]，在九州臺剖面可以分為2層次級古土壤[18]（圖10）。因此，我們認(rèn)為S14可分為3個次級氣候階段，對應(yīng)于P58-1—P59-1，與 MIS37 相對應(yīng)（圖 12b）。

5.3 L15—L21次級氣候階段的劃分

L15為黃土高原的下砂質(zhì)黃土標(biāo)志層，是我國北方第四紀(jì)兩個最干燥的時期之一。寶雞剖面L15中部亦發(fā)育一層鈣質(zhì)結(jié)核層，將L15分為3個亞層[53]。洛川剖面L15內(nèi)部則發(fā)育一層次級古土壤，并將L15分為3層[17,52]。在高原中南部的涇川、靈臺等剖面上[51]，L15顯示上粗下細(xì)的粒度特征，代表冬季風(fēng)逐漸增強。在蘭州九州臺剖面，L15上部有一層弱發(fā)育的顏色偏棕、物質(zhì)較細(xì)的石膏小顆粒集中分布層（厚約1.8 m），該亞層也是磁化率高值層，并被獨立地劃分為一個次級古土壤亞層（L15S1）[18]（圖11）。據(jù)此，我們認(rèn)為L15可能與L3和L4黃土一樣，發(fā)育于冬季風(fēng)逐漸增強的背景下，但中間有過夏季風(fēng)增強的暖濕階段，但成壤作用較弱，故將L15與歲差氣候序列的P59-2—P60-2相對應(yīng)（圖12b）。

S15—S20這6層古土壤在黃土高原中南部的渭南[8，11]、寶雞[53]、涇川[51]、靈臺[67]等地及西北部的九州臺剖面[18,32]均難以進行次級成壤階段的細(xì)分（圖11），該時期的黃土/古土壤旋回與深海氧同位素曲線（MIS 39—MIS 49）的峰谷變化具有一一對應(yīng)的關(guān)系[51]（圖12b），顯示清晰的準(zhǔn)地軸傾斜率周期。但靖遠(yuǎn)曹峴剖面在S15—S20則發(fā)育了10層次級古土壤[59]，其S17、S18、S19和S20均由2層次級古土壤組成（圖11），顯示歲差驅(qū)動在此期間可能依然有效。西津村鉆孔[49]S15、S16和S17的粒度曲線似乎也都可分為2層。其實，即便在洛川剖面，S15—S20期間亦有8層次級古土壤發(fā)育[17,52]（圖11），古土壤能否細(xì)分與研究人員的工作精度及劃分標(biāo)準(zhǔn)關(guān)系重大。

我們認(rèn)為，S15—S20古土壤在曹峴剖面和黃土高原中南部地區(qū)該如何對比還有待深入研究，我們暫時采用雷祥義[59]的劃分方案對S15—S20的次級氣候階段進行劃分。除了S17、S18、S19和S20在曹峴剖面均由2層次級古土壤組成外，S15在洛川剖面為一層復(fù)合成因的強烈生物擾動的古土壤[17]；另外，在九州臺剖面，S15在S15—S18之間發(fā)育最好[18]。我們將S15對應(yīng)于 P61-1—P62-1（圖12b），其中P61-1是其主要成壤期。S16在九州臺剖面雖然相對較厚（S15—S18之間），但發(fā)育程度并不高，因此將S16作為一個單歲差期古土壤，對應(yīng)歲差氣候序列的P63-1（圖12）。S17、S18、S19和S20均可分為3個次級氣候階段，各自經(jīng)歷了2個基本成壤期，其間的L17、L18、L19、L20以及L21均為一個次級氣候階段，對應(yīng)于歲差氣候序列的一個基本黃土期。L19中期歲差變化及對太陽輻射的影響微弱，故將其發(fā)育期適當(dāng)延長，對應(yīng)于P67-2—P68-2（圖12b）。

圖12b 黃土高原次級氣候階段與歲差（理想歲差氣候序列）、65°N太陽輻射、地軸斜率、深海氧同位素曲線及涇川年代地層的對應(yīng)關(guān)系（1～2 Ma）65°N太陽輻射和地軸斜率引自文獻[60]，深海氧同位素曲線引自文獻[61]，涇川年代地層剖面引自文獻[51]。Fig.12b Correlation among SOCC, FOCC, precession, obliquity, 65°N solar radiation, marine oxygen isotope curve, and Jingchuan chronostratigraphy （1～2 Ma）65°N solar radiation and earth axis are cited from reference [60], marine oxygen isotope curve according to reference [61],and chronostratigraphy of Jingchuan section is cited from [51].

5.4 L21下伏地層次級氣候階段的劃分

蘭州九州臺[18]和靖遠(yuǎn)曹峴[50,59]黃土均是在黃河六級階地上發(fā)育起來，只保留了S21以來黃土高原氣候變化的信息，西津村鉆孔[49]則揭示了S29以來的黃土地層序列，相對完整。盡管靖邊剖面[41]發(fā)育第四紀(jì)以來完整的一級黃土-古土壤地層單元，但L2以來地層缺失嚴(yán)重[56]，其次級黃土/古土壤地層序列的完整性嚴(yán)重存疑。因此，對于L21以下地層次級氣候單元的劃分，西津村鉆孔[49]是目前黃土高原西北部的最佳參考剖面，可與高原中南部的渭南、寶雞、涇川和洛川剖面進行對比分析。

借助粒度和磁化率資料，L21之下一級黃土單元中次級氣候階段的劃分仍可進行相對可靠的判定。L24在寶雞、涇川等剖面的粒度曲線上清晰分為三粗夾兩細(xì)的組合[51]，在渭南[11]、寶雞[53]、洛川剖面[17]乃至西津村鉆孔[49]均含2層弱發(fā)育的次級古土壤（圖11），故可將其分為5個次級氣候階段（圖12b）。L25、L26在寶雞、涇川、靈臺和蒲縣剖面的粒度曲線上均可清晰分為兩粗夾一細(xì)的組合[51]，其中西津村鉆孔[49]L26中發(fā)育一層弱發(fā)育古土壤，因而均可分為3個次級氣候階段。L27為厚層黃土，其頂界在奧杜威事件附近，渭南剖面的L27中含2層弱發(fā)育古土壤[11]（圖11），故可分為5個次級氣候階段。L32厚度巨大，在渭南剖面含3層弱發(fā)育的古土壤[11]，涇川剖面的粒度曲線顯示五粗夾四細(xì)的組合[51]（圖11），靈臺、蒲縣和寶雞剖面的粒度曲線也可以作相近的劃分，但沒有涇川剖面清晰。而L21、L22、L23均作為一個次級氣候階段。

西津村鉆孔[49]對L21以下的一級古土壤單元未做細(xì)分，但其S22、S23、S25、S27、S29的粒度曲線均有明顯的峰谷變化。靖邊剖面[41]的磁化率曲線上，S25、S26、S30均含 2個磁化率的高峰（圖11）。在黃土高原中、南部，洛川剖面的S25、S26和S30均可分為2層次級古土壤[17,68]，渭南剖面[11]則僅有S25和S30可識別出2層次級古土壤。而對于其他古土壤（如 S20、S21、S24、S28），目前沒有清晰而可靠的依據(jù)支持其次級氣候階段的細(xì)分，無法準(zhǔn)確判定它們究竟包含了幾個基本成壤期，與歲差氣候序列的對比便非常困難。

L20以來，黃土高原的一級黃土單元（如L1、L2、L3、L5、L6、L7、L8、L9、L10、L13、L14、L19）均發(fā)育于歲差振幅和太陽輻射波動較小的階段（偏心率較?。?，而古土壤均發(fā)育于歲差振幅和太陽輻射波動較大的階段（偏心率較大）（圖12a,12b）。我們認(rèn)為這一特點可能對L21之下的黃土/古土壤地層同樣適用，故在次級氣候旋回與歲差和太陽輻射曲線的對比中，傾向于將厚層黃土對應(yīng)于歲差振幅較小的階段，而將古土壤對應(yīng)于歲差振幅較大的階段。在實際的對比中，將S22、S23、S24、S25、S26、S28、S29均視作三歲差期古土壤，而將S21、S27、S30作為雙歲差期古土壤（圖12b）。需要說明的是，黃土高原L21之下次級氣候旋回與理想歲差氣候旋回的對比，主要是基于現(xiàn)有證據(jù)及經(jīng)驗認(rèn)識推測而來，目的是希望對歲差變化驅(qū)動黃土高原次級氣候旋回的作用進行更多的檢驗。

6 結(jié)論與建議

本文以黃土高原普遍存在的次級古土壤及暖濕事件為基礎(chǔ)，對黃土高原一級地層單元內(nèi)部的次級氣候階段進行了識別和劃分，嘗試建立了黃土高原L21以來的次級氣候旋回序列。為了便于次級氣候旋回與歲差旋回的對比，以北半球夏至日在近日點和遠(yuǎn)日點為界，將一個歲差旋回平均分為“基本暖濕期”和“基本冷干期”兩半，將歲差旋回轉(zhuǎn)變?yōu)榫哂懈?、濕交替變化?guī)律的“理想歲差氣候旋回”。結(jié)果發(fā)現(xiàn)黃土高原的次級氣候旋回與“理想歲差氣候旋回”間具有良好的對應(yīng)關(guān)系：在L5以來的22個歲差周期內(nèi)，黃土高原共發(fā)育了40個次級氣候階段（合20個次級氣候旋回）；在L21以來的72個歲差旋回內(nèi)，黃土高原共發(fā)育了122個次級氣候階段，合61個次級氣候旋回。歲差變幅越大，理想歲差氣候旋回與黃土高原次級氣候旋回的對應(yīng)關(guān)系便越好。若刨除歲差微弱變化的時段，黃土高原的次級氣候旋回與“理想歲差氣候旋回”間幾乎是一一對應(yīng)的關(guān)系。這充分表明，黃土高原的次級氣候旋回受歲差的驅(qū)動。

黃土高原次級氣候旋回的發(fā)育不可避免地受到冰期旋回的調(diào)節(jié)和影響，并在一定程度上被掩蓋，并使得歲差周期在冰期和間冰期地層中的表現(xiàn)具有明顯的南北差異，而在具體剖面上時隱時現(xiàn)。歲差周期在黃土高原南、北不同剖面間往復(fù)追索，才能更清晰地揭示出來。

與冰期旋回驅(qū)動體現(xiàn)全球氣候變化的黃土高原一級氣候旋回相比，歲差驅(qū)動的次級氣候旋回體現(xiàn)的是歲差氣候的半球效應(yīng)，因而能更獨立而準(zhǔn)確地反映北半球的氣候變化，這對于黃土高原自身氣候變化規(guī)律的深入揭示具有重要的意義。穩(wěn)定的歲差旋回給黃土高原的次級氣候旋回賦予了絕對年代意義，歲差旋回成為黃土高原次級氣候旋回地層序列的最佳年代標(biāo)尺。依據(jù)北半球理想歲差氣候旋回，我們對一級氣候旋回內(nèi)部次級古土壤的發(fā)育期次作出了明確的預(yù)測，建議在黃土高原的北部和西北部地區(qū)開展詳細(xì)的次級地層的劃分和對比工作，以對我們的預(yù)測進行檢驗。

本文對重要的科學(xué)問題做了簡化處理，旨在拋磚引玉，引起人們對黃土高原次級氣候旋回的重視，并期望以黃土高原為基礎(chǔ)早日建立能獨立反映北半球氣候變化的參考模型。