趙秋月，臧凱旋 ，彭淑貞，周 銳，范念念，丁 敏，方 慜，吉春雯

1.泰山學(xué)院 旅游學(xué)院，泰安 271000

2.延安大學(xué) 生命科學(xué)學(xué)院，延安 716000

3.中國(guó)地震局地震預(yù)測(cè)研究所，北京 100036

4.四川大學(xué) 水力學(xué)與山區(qū)河流開(kāi)發(fā)保護(hù)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，水利水電學(xué)院，成都 610065

在古全球變化研究領(lǐng)域中，黃土中古土壤普遍被認(rèn)為是發(fā)育在溫度較高、降水較多和植被生長(zhǎng)較茂盛的間冰期條件下（安芷生和魏蘭英，1980；劉東生，1985；郭正堂等，1994；Hao et al，2008），這種形成于過(guò)去自然條件下的土壤，作為地質(zhì)歷史時(shí)期地球的“皮膚”，記錄了當(dāng)時(shí)的母質(zhì)、氣候、生物、地形和時(shí)間等因素對(duì)于地表物質(zhì)所產(chǎn)生的影響，是認(rèn)識(shí)晚新生代陸地環(huán)境變化最重要的地質(zhì)記錄之一。

前人針對(duì)黃土高原黃土間冰期古土壤的沉積年代、形成機(jī)理和物質(zhì)來(lái)源等開(kāi)展了大量研究，歸納起來(lái)主要集中在以下方面：一是在古土壤的年代測(cè)試方面，采用釋光測(cè)年技術(shù)，普遍測(cè)得了末次冰期以來(lái)黃土-古土壤年代，隨著釋光測(cè)年技術(shù)的不斷進(jìn)步，測(cè)年準(zhǔn)確度和范圍都得到了提高（Lai and Wintle，2006；Wang et al，2006；Kang et al，2011；Buylaert et al，2015；康樹(shù)剛等，2016；Stevens et al，2018；Zhang et al，2018；Ankj?rgaard，2019）。二是在古土壤的形成機(jī)理與物質(zhì)來(lái)源方面，黃土高原古土壤是加積型土壤已成共識(shí)（Guo et al，1991；Pye，1995；郝青振和郭正堂，2001；Huang et al，2003；鹿化煜和王驪萌，2004）。雖然黃土高原黃土中古土壤形成機(jī)理和物源研究較為成熟，但全球氣候時(shí)空演變研究需更大范圍內(nèi)、不同氣候區(qū)間冰期古土壤數(shù)據(jù)的比較分析。

在黃土高原外圍地區(qū)，如青藏高原周邊、長(zhǎng)江中下游、四川西部、山東和東北等地，也分布著大量的黃土，為重建全球氣候的時(shí)空演變特征和研究區(qū)域冰期-間冰期氣候變化提供了獨(dú)特的證據(jù)（鄭祥民和劉飛，2006；喬彥松等，2010；Hao et al，2010；Song et al，2014；Yang and Ding，2014；Yi et al，2015；李徐生等，2018；Li et al，2019）。在黃土高原以東的山東地區(qū)廣泛分布的黃土，處于內(nèi)陸和沿海的交接地帶，深受東亞季風(fēng)氣候影響，是環(huán)境變化的敏感區(qū)域和關(guān)鍵部位，近年來(lái)亦引起廣泛關(guān)注（趙松齡，1991；鄭洪漢等，1994；張祖陸，1995；于洪軍，1999；劉樂(lè)軍等，2000；李杰等，2002；Xu et al，2015；Peng et al，2016；Tian et al，2019；Zhao et al，2019；Zhao et al，2021）。山東黃土主要分布于魯中山地北麓（魯中黃土）和渤海灣濱海及島嶼區(qū)（海岸黃土），記錄了我國(guó)東部沖積平原區(qū)古環(huán)境演化歷史、暖溫帶濕潤(rùn)-半濕潤(rùn)區(qū)東亞季風(fēng)氣候的環(huán)境效應(yīng)和海平面的升降等信息。

山東海岸黃土的研究開(kāi)展較早，已有較為系統(tǒng)的地層學(xué)、沉積學(xué)、年代學(xué)和古氣候?qū)W等研究基礎(chǔ)（趙松齡，1991；鄭洪漢等，1994；張祖陸，1995；李杰等，2002；徐樹(shù)建和王濤，2011；Tian et al，2019；Yi et al，2022），在區(qū)域古環(huán)境研究中取得了較為統(tǒng)一的認(rèn)識(shí)。魯中黃土研究開(kāi)展較晚，目前獲得的認(rèn)識(shí)主要集中在以下幾個(gè)方面：（1）地層方面，魯中黃土沉積厚度較大的剖面一般在20 — 30 m，最老剖面底界可達(dá)中更新世中期（鄭洪漢等，1994；彭淑貞等，2010）；（2）成因方面，野外地層特征、系統(tǒng)的粒度分析等方法證實(shí)，出露較好的剖面具有典型的風(fēng)成特征（劉樂(lè)軍等，2000；張祖陸等，2005；彭淑貞等，2007）；（3）物源方面，系統(tǒng)的沉積學(xué)、地球化學(xué)和礦物學(xué)等研究揭示出魯中黃土物源主要來(lái)自于華北平原的第四系松散沉積和黃河沖積物質(zhì)（張祖陸等，2005；Peng et al，2016；Wang et al，2021）。

雖然前人對(duì)海岸黃土研究相對(duì)充分，但對(duì)黃土分布范圍較大、存在多個(gè)黃土-古土壤旋回的魯中黃土關(guān)注較少，對(duì)黃土中埋藏古土壤關(guān)注則更少，目前的沉積成壤過(guò)程和物質(zhì)來(lái)源尚不清楚，故本文主要研究魯中黃土沉積中的古土壤。魯中黃土在野外可清楚地識(shí)別出3 — 5 層古土壤，但其中的古土壤是否是加積型土壤還需要進(jìn)一步研究。如果冰期時(shí)華北平原第四紀(jì)松散沉積和黃河沖積物質(zhì)為魯中黃土沉積提供主要物源，間冰期時(shí)氣候暖濕，物源必然大大減少，古土壤沉積可能較薄，但魯中黃土野外出露確實(shí)存在清晰的黃土-古土壤旋回。魯中黃土間冰期古土壤是怎么形成的？其物質(zhì)來(lái)源如何？華北平原第四紀(jì)鉆孔的孢粉證據(jù)指示間冰期時(shí)魯中地區(qū)為落葉闊葉林或落葉-常綠闊葉混交林景觀，湖沼發(fā)育、河流流量加大（黃猛等，2019；李曼玥等，2019），此時(shí)是如何為魯中黃土提供粉塵的？魯中黃土間冰期古土壤的物質(zhì)來(lái)源值得深入研究。建立高密度采樣的光釋光（OSL）年代序列，結(jié)合古環(huán)境代用指標(biāo)，進(jìn)而研究魯中黃土間冰期古土壤的沉積成壤過(guò)程，是回答上述問(wèn)題的關(guān)鍵途徑。

1 研究區(qū)域、地層剖面與樣品采集

青州黃土分布區(qū)（118°10′ — 118°46′E，36°24′ — 36°56′ N）位于華北平原的東部（圖1a），一面靠山三面環(huán)水（圖1b），境內(nèi)有淄河（小清河水系）和彌河（彌河水系）兩條河流穿過(guò)，北臨渤海灣，南倚沂山山脈。該區(qū)是魯中山地與魯北平原的交接地帶，受燕山運(yùn)動(dòng)、喜馬拉雅運(yùn)動(dòng)影響，青州地勢(shì)自西南向東北呈降低趨勢(shì)（王亞男，2013），有利于季風(fēng)的伸入。本區(qū)為溫帶季風(fēng)氣候區(qū)，冬季盛行西北季風(fēng)，夏季盛行東南季風(fēng)，年降水量639 — 698 mm，季節(jié)差異大，集中分布在夏季。

野外考察發(fā)現(xiàn)（圖1c），邵莊（SZ）剖面（118°13′37″E，36°42′54″N）為半出露黃土剖面，出露厚度約450 cm，分為上覆灰黑色“古土壤層”和下伏黃棕色黃土層兩層。0 — 120 cm 為灰黑色“古土壤層”，20 — 40 cm 處土層顏色較深，具有黏重的塊狀結(jié)構(gòu)，垂直節(jié)理發(fā)育，有少量的植物根系。120 — 450 cm 為黃土層，土層顏色呈黃棕色，150 — 385 cm 處有菌絲體出現(xiàn)；170 — 210 cm、330 — 385 cm、435 — 450 cm 處質(zhì)地較硬，210 —312.5 cm 質(zhì)地疏松，385 — 435 cm 處存在直徑為0.5 cm 左右的鈣結(jié)核，剖面未見(jiàn)底。

實(shí)驗(yàn)樣品采集由剖面頂部自上而下進(jìn)行。光釋光（OSL）樣品在去除剖面最外層可能曝光或者受到擾動(dòng)部分后，以20 cm 為采樣間距，用帶有刀口的鋼管垂直于剖面敲入土層，共采集22 個(gè)OSL 樣品，拔出鋼管后迅速用鋁箔將鋼管兩端包裹，防止樣品曝光以及運(yùn)輸過(guò)程中含水量的變化。磁化率、粒度和色度樣品采樣間距為2.5 cm，共采集180 個(gè)散樣（內(nèi)含10 cm 為采樣間距的45 個(gè)測(cè)定主量元素樣品）。

圖1 SZ 剖面研究區(qū)域位置圖Fig. 1 Study area and location map of SZ section

2 樣品測(cè)試

2.1 光釋光測(cè)年

2.1.1 光釋光樣品前處理

SZ 黃土剖面樣品OSL 測(cè)年在泰山學(xué)院光釋光測(cè)年實(shí)驗(yàn)室完成。在暗室紅光下，選取鋼管敲入端2 — 3 cm部分用于含水率和U、Th、K含量測(cè)試，剩余的鋼管中間部分進(jìn)行光釋光等效劑量測(cè)試。向OSL 樣品中先后加入10%的HCl 和10%的H2O2溶液，去掉樣品中碳酸鹽及有機(jī)質(zhì)。濕篩選出63 — 90 μm 顆粒，用10%的HF 溶液反應(yīng)10 min去掉被α 射線照射的石英部分，再加入10%的HCl 去除氟化物沉淀。樣品烘干后用2.62 g · cm-3和2.75 g · cm-3的多鎢酸鈉重液進(jìn)行分離，分離后的富石英樣品加入40%的HF 刻蝕1 h 除掉樣品中可能含有的長(zhǎng)石礦物和α 射線照射的石英部分，再加入10%的HCl 去除樣品中的氟化物沉淀。石英的純度通過(guò)紅外釋光信號(hào)排空比率（0.9 — 1.1）（Duller，2003）和110℃熱釋光（TL）峰（Li et al，2002）來(lái)檢測(cè)，代表性樣品SZ-3 和SZ-18的110℃ TL 峰如圖2a、圖2b 所示，進(jìn)一步表明石英顆粒純度已達(dá)到實(shí)驗(yàn)要求。將硅油均勻涂抹在直徑10 mm 的鋼片中心，以2 mm 為直徑單層平鋪樣品，樣品測(cè)片間隔放置（呂同艷，2007）。

2.1.2 等效劑量的測(cè)定

用配備有藍(lán)光LED（470 nm，約80 mW · cm-2）和紅外LED（875 nm，約135 mW · cm-2）的Ris? TL/OSL-DA-20 光釋光測(cè)年儀進(jìn)行等效劑量測(cè)定。石英OSL 信號(hào)通過(guò)7.5 mm Hoya U-340 玻璃濾光片檢測(cè)，90Sr /90Y β 源用180 — 250 μm 校準(zhǔn)石英樣品進(jìn)行標(biāo)定，儀器放射源的劑量率為0.10 Gy · s-1。激發(fā)功率設(shè)定為最大值的90%，所有熱處理升溫速率設(shè)置為5℃ · s-1。在藍(lán)光LED 激發(fā)下，以260℃為天然和再生劑量預(yù)熱溫度，220℃為試驗(yàn)劑量預(yù)熱溫度（Murray and Wintle，2000）對(duì)樣品進(jìn)行熱處理，所有樣品等效劑量用單片再生劑量法（single aliquot regenerative dose protocol，SAR）（Murray and Wintle，2000）獲 取。用 于等效劑量計(jì)算的石英OSL 信號(hào)值，采用前背景扣除法以減少中慢組分對(duì)石英等效劑量測(cè)試的影響（Cunningham and Wallinga，2010），即用最初的0.48 s 激發(fā)的總和減去緊隨其后的0.48 s 激發(fā)的總和，僅接受試驗(yàn)劑量的誤差小于10%的樣片用于De的計(jì)算。

2.1.3 環(huán)境劑量率的計(jì)算

環(huán)境劑量率（D）是指沉積物被埋藏后其中的礦物顆粒在單位時(shí)間內(nèi)所接受的周圍環(huán)境及宇宙空間中的電離輻射劑量。影響D 的因素主要包括放射性元素含量、宇宙射線量（試驗(yàn)樣品所處的經(jīng)緯度位置、海拔高度、埋藏深度等均會(huì)對(duì)其造成影響）和樣品的含水量等。本次實(shí)驗(yàn)樣品中U、Th 含量測(cè)試采用電感耦合等離子體質(zhì)譜法（inductively coupled plasma mass spectrometry，ICP-MS）獲得，K 含量采用原子吸收光譜法（atomic absorption spectroscopy，AAS）獲得，均于核工業(yè)北京地質(zhì)研究院完成。宇宙射線劑量率貢獻(xiàn)量根據(jù)Prescott and Hutton（1994）給出的公式計(jì)算，含水率為樣品實(shí)際含水率。

2.2 磁化率、粒度和色度的測(cè)量

磁化率、粒度和色度測(cè)試均在泰山學(xué)院環(huán)境演化實(shí)驗(yàn)室完成。磁化率樣品經(jīng)前處理后，使用Bartington MS2 型磁化率儀進(jìn)行測(cè)定（彭淑貞等，2010）；色度測(cè)試在K-MinoltaCR-400 色度儀上進(jìn)行，每個(gè)樣品選取3 個(gè)不同區(qū)域進(jìn)行測(cè)試并求取平均值，結(jié)果誤差小于7%（丁敏等，2010）；粒度使用英國(guó)Malvern 公司生產(chǎn)的Mastersizer 2000 激光粒度分析儀測(cè)試，檢測(cè)范圍為0.02 — 2000 μm，實(shí)驗(yàn)誤差小于1%（王亞男等，2014；Peng et al，2016）。

作為反映古氣候變化的重要代用指標(biāo)，黃土高原黃土中磁化率高低能夠有效地反映夏季風(fēng)進(jìn)退。磁化率越高，代表土壤形成期內(nèi)生物風(fēng)化及成壤作用越強(qiáng)，溫度、濕度越高（劉東生，2002；宋友桂等，2005）。前人研究發(fā)現(xiàn)：當(dāng)運(yùn)用磁化率測(cè)定黃土高原外圍濕熱地區(qū)古土壤層時(shí)，因貢獻(xiàn)磁性的磁鐵礦、磁赤鐵礦可能被氧化還原成磁性較低的赤鐵礦、針鐵礦等，磁化率結(jié)果不能明確反映古氣候?qū)嶋H情況（楊勝利等，2001）。色度能夠彌補(bǔ)濕熱地區(qū)磁化率測(cè)試結(jié)果的不足（楊勝利等，2001）。色度中的紅度（a*）及黃度（b*）代表致色金屬赤鐵礦和針鐵礦的含量，a*、b*越高代表土壤形成環(huán)境溫暖濕潤(rùn)程度越高；亮度（L*）值代表土壤中有機(jī)質(zhì)含量，反映的是土壤明暗程度，土壤形成環(huán)境越暖濕，土壤中有機(jī)質(zhì)含量越高，L*值越低。粒度變化可以從客觀上揭示沉積物物源、搬運(yùn)過(guò)程以及沉積環(huán)境，黃土高原黃土粒度的大小反映冬季風(fēng)的進(jìn)退，粒度越粗，冬季風(fēng)越強(qiáng)（鹿化煜和安芷生，1998）。

2.3 主量元素分析

樣品主量元素豐度使用帕納科AxiosMAXX 射線熒光光譜（XRF）分析測(cè)定，在南京宏創(chuàng)地質(zhì)勘查技術(shù)服務(wù)有限公司完成。前處理后粒徑＜74 μm 的樣品置于恒溫烘箱中烘干（120℃，8 h）；稱取0.5 — 1.0 g 于馬弗爐灼燒（1000℃，200 min），室溫冷卻后稱量并計(jì)算燒失量；在陶瓷坩堝中加入助熔劑并烘干樣品，使用石英棒攪拌至完全混合后倒入XRF（X ray fluorescence）專用鉑金坩堝中，并在1100℃熔樣爐熔融，結(jié)束后搖晃坩堝使熔體氣泡全部趕出并在耐火磚上冷卻。

3 結(jié)果與討論

3.1 石英光釋光特征和年代測(cè)試

代表性石英樣品SZ-3 和SZ-15 的衰退曲線和劑量生長(zhǎng)曲線如圖2c、圖2d 所示。兩個(gè)樣品的OSL 信號(hào)曬退良好，以快組分為主（Jain et al，2003）。在光釋光實(shí)驗(yàn)中，為了能夠找出合適的天然和再生劑量預(yù)熱溫度以及試驗(yàn)劑量預(yù)熱溫度，選取代表性樣品SZ-2 和SZ-6 進(jìn)行預(yù)熱坪實(shí)驗(yàn)，在180 — 300℃，以20℃為溫度間隔進(jìn)行預(yù)熱（圖3a、圖3b），每個(gè)溫度處測(cè)試3 個(gè)平行樣片。在220 — 260℃，等效劑量存在一個(gè)較為明顯的坪區(qū)，且兩個(gè)樣品的等效劑量值與零劑量恢復(fù)值在260℃處誤差較小，循環(huán)比在誤差范圍內(nèi)為1。因此，選擇260℃作為再生劑量預(yù)熱溫度，220℃作為試驗(yàn)劑量預(yù)熱溫度進(jìn)行劑量恢復(fù)實(shí)驗(yàn)，以檢驗(yàn)預(yù)熱溫度的選擇是否合適。代表性石英樣品SZ-8的劑量恢復(fù)比為 (1.05 ± 0.04)（n = 9，給定劑量80 Gy）。綜上所述，所有樣品選用260℃作為天然和再生劑量預(yù)熱溫度、220℃作為試驗(yàn)劑量預(yù)熱溫度進(jìn)行石英礦物等效劑量測(cè)定。代表性樣品SZ-2、SZ-6 和SZ-12 的De分布如圖4 所示，所有樣品的De值為正態(tài)分布，表明石英礦物顆粒在埋藏前被曬退，每個(gè)樣品的De值為12 個(gè)平行樣片等效劑量的平均值。

圖2 代表性樣品SZ-3（a）和SZ-18（b）的110℃ TL 峰，SZ-3（c）和SZ-15（d）衰退曲線圖和劑量生長(zhǎng)曲線（插圖）Fig. 2 The 110℃ TL peak for representative samples SZ-3 (a) and SZ-18 (b), decay curves and dose response curves (inset) of SZ-3 (c) and SZ-15 (d)

圖3 SZ-2（a）和SZ-6（b）預(yù)熱坪實(shí)驗(yàn)Fig. 3 Preheat plateau tests of SZ-2 (a) and SZ-6 (b)

圖4 SZ-2（a）、SZ-6（b）和SZ-12（c）釋光樣品等效劑量分布概率密度圖Fig. 4 Probability density distribution of equivalent doses from SZ-2 (a), SZ-6 (b) and SZ-12 (c)

SZ 剖面OSL 年代連續(xù)且年齡隨深度增加而增加（表1），沉積于(51.3 ± 2.5) — (8.1 ± 1.1) ka。野外地層指示的“古土壤”層底界（深度120 cm）年齡為(19.1 ± 1.6) ka，與青州西良孟剖面全新世古土壤層底界年代（(18.5 ± 1.5) ka，Wang et al，2021）和濟(jì)南黑山剖面全新世古土壤層底界年代（(17.1 ± 0.9) ka，Zhao et al，2021）在誤差范圍內(nèi)基本一致。但比黃土高原渭南（Kang et al，2013）、洛川（Lu et al，2007）、靖邊（Stevens et al，2018）、塬堡（Lai and Wintle，2006）、靖遠(yuǎn)（Sun et al，2010）以及伊犁盆地（Kang et al，2020）等黃土測(cè)得的全新世古土壤層底界年齡（10 — 11 ka）偏老。所有樣品的OSL 年代，采用線性擬合的方式獲得年齡和深度的函數(shù)關(guān)系，建立SZ 黃土剖面的年代標(biāo)尺（圖5）。

在黃土高原的部分工作表明（以洛川黃土為例）：在老于100 ka 的黃土中，石英年齡出現(xiàn)了明顯低估（Lai，2010），且其很可能與快組分熱不穩(wěn)定有關(guān)（Peng et al，2021）。研究區(qū)樣品測(cè)試的最老的石英OSL 年齡約(51.3 ± 2.5) ka，遠(yuǎn)小于100 ka，且這些樣品也沒(méi)有出現(xiàn)釋光信號(hào)飽和的現(xiàn)象，所以未對(duì)研究區(qū)樣品進(jìn)行石英熱穩(wěn)定性測(cè)試。由于山東黃土中較老樣品（＞100 ka）石英OSL測(cè)年研究較少，是否存在熱不穩(wěn)定現(xiàn)象尚不明確，是否能夠?qū)蠘悠吩斐赡挲g低估以及低估程度尚需要深入研究，相關(guān)熱穩(wěn)定性工作值得進(jìn)一步開(kāi)展。

表1 青州邵莊鎮(zhèn)黃土剖面光釋光年代數(shù)據(jù)Tab. 1 OSL dating data of SZ loess section in Qingzhou

圖5 SZ 剖面光釋光年齡、磁化率、粒度、色度和蝕變指數(shù)關(guān)系對(duì)比圖Fig. 5 Comparison diagram among the OSL ages, magnetic susceptibility, grain sizes, chroma and CIA values

3.2 磁化率、粒度和色度

對(duì)SZ 剖面進(jìn)行磁化率（MS）測(cè)定（圖5a），結(jié)果顯示：剖面MS 值變化范圍為52×10-8— 103×10-8m3· kg-1，“古土壤層”MS 變化范圍為60×10-8— 103×10-8m3· kg-1，平均值為82.5×10-8m3· kg-1；下 伏 黃 土 層MS 變 化 范 圍 為52×10-8— 92×10-8m3· kg-1，平均值為76.6×10-8m3· kg-1。比同層位的黃土高原西峰剖面全新世古土壤層MS值（40×10-8— 140×10-8m3· kg-1）和末次冰期黃土 層（40×10-8— 100×10-8m3· kg-1）（李 嬌，2020）都低。以全新世古土壤的磁化率最高值為例，SZ 剖面磁化率最高值為103×10-8m3· kg-1，黃土高原中部西峰剖面約為113×10-8m3· kg-1（郝青振和郭正堂，2001）?？梢?jiàn)，磁化率結(jié)果顯示西峰在冰期和間冰期都比緯度較低的魯中黃土區(qū)域更為暖濕，顯然與實(shí)際情況不符。因此，濕潤(rùn)-半濕潤(rùn)區(qū)磁化率參數(shù)在進(jìn)行區(qū)域氣候變化對(duì)比時(shí)仍需謹(jǐn)慎，但在區(qū)域黃土-古土壤地層劃分上仍具有參考意義。

粒度結(jié)果表明整個(gè)剖面中值粒徑（圖5b）范圍為11.8 — 24.6 μm，其中“古土壤層”中值粒徑范圍為16.9 — 24.6 μm，明顯高于黃土高原南部楊陵剖面全新世古土壤層中值粒徑（8 — 9 μm），但與楊陵剖面冰期黃土層中值粒徑（15 — 20 μm）相近；下伏黃土層中值粒徑范圍為11.8—22.7 μm，與黃土高原南部楊陵剖面冰期黃土層中值粒徑（15 — 20 μm）相近（Yang and Ding，2004）?？傮w上，SZ 剖面“古土壤”層粒徑高于下伏黃土層，與黃土高原所觀察到的“黃土粗、古土壤細(xì)”（Yang and Ding，2004，2014）的變化趨勢(shì)相反，但與山東長(zhǎng)島信號(hào)山剖面（全新世古土壤層中值粒徑15 — 35 μm，冰期黃土層中值粒 徑16 — 25 μm）（Wang et al，2021）基 本 一致。研究區(qū)末次冰期黃土粒度比古土壤粒度細(xì)主要是因?yàn)殚g冰期夏季氣候更為暖濕，植被較多，到達(dá)研究區(qū)域的遠(yuǎn)源沉積物偏少；而間冰期冬季，黃河搬運(yùn)的沉積物為當(dāng)?shù)厝率拦磐寥赖某练e提供了更多物質(zhì)來(lái)源，近源沉積貢獻(xiàn)更大，進(jìn)而導(dǎo)致其5 — 16 μm 顆粒百分含量低、中值粒徑（圖5b）和＞63 μm 顆粒百分含量高（圖5d）。其下伏黃土層，沉積于末次冰期，氣候干冷，植被較少，遠(yuǎn)源沉積更容易到達(dá)研究區(qū)，遠(yuǎn)源沉積貢獻(xiàn)增大；盡管黃河搬運(yùn)的沉積物對(duì)當(dāng)?shù)攸S土的沉積有很大貢獻(xiàn)，但遠(yuǎn)源沉積物貢獻(xiàn)增大，導(dǎo)致其5 —16 μm 顆粒百分含量更高、中值粒徑和＞63 μm 顆粒百分含量反而降低。再者，色度指示的“古土壤 層”的 沉 積 速 率 約10.6 cm · ka-1（19 — 8 ka 沉積了116 cm），也比其下伏黃土層的沉積速率（約6.0 cm · ka-1，47 — 19 ka 沉積了160 cm）略高，進(jìn)一步證明研究區(qū)古土壤層中近源沉積貢獻(xiàn)較大。

SZ 剖面色度測(cè)試結(jié)果顯示：樣品L*、a*和b*結(jié)果能夠準(zhǔn)確反映野外地層顏色變化情況（圖5e、圖5f 和圖5g）。SZ 剖面頂部“古土壤層”（0 — 120 cm）L*值平均值為58.2，低于下伏黃土層（120 — 450 cm）L*平均值（63.4）；a*、b*平均值分別為5.4、25.0，高于下伏黃土層a*和b*平均值（4.1、22.0），與野外地層顏色變化情況一致。上述色度實(shí)驗(yàn)結(jié)果表明：在風(fēng)化作用較強(qiáng)的濕潤(rùn)-半濕潤(rùn)的魯中地區(qū)，色度能較好地指示野外地層顏色變化。

3.3 主量元素測(cè)試

SZ 剖面8 種主量元素（硅、鋁、鐵、鉀、鈣、鈉、鎂、鈦）氧化物和2 種微量元素（錳、磷） 氧 化 物XRF 測(cè) 試 結(jié) 果 如 表2 所 示。 整個(gè)剖面主量元素氧化物中SiO2含量較高，為57.64% — 67.43%，明顯高于其余7 種主量元素氧化物（TiO2：0.63% — 0.73%；Al2O3：11.87% —14.76%；Fe2O3：4.19% — 5.58%；MgO：1.80% —2.30%；CaO：1.31% — 7.83%；Na2O：1.34% —1.77%；K2O：2.25% — 2.73%）。微量元素氧化物中P2O5含 量（0.11% — 0.16%） 高 于MnO（0.08% —0.10%）。

為明晰SZ 剖面化學(xué)風(fēng)化程度及物源情況，對(duì)整個(gè)剖面進(jìn)行了化學(xué)蝕變指數(shù)（chemical index of alteration，CIA）計(jì)算：CIA = Al2O3/ (Al2O3+ 2Na2O + K2O)×100（主量元素氧化物值指其摩爾質(zhì)量百分比的數(shù)量）。結(jié)果顯示（圖5h）：整個(gè)剖面CIA值介于68 — 72，平均值為70。其中上部灰黑色“古土壤”層CIA 值變化范圍為69 — 72，平均值為71，高于下伏黃土層（68 — 72，平均值為70）。根據(jù)前人給出的CIA 值與化學(xué)風(fēng)化強(qiáng)度對(duì)應(yīng)關(guān)系（馮連君等，2003），SZ 剖面處于中等風(fēng)化階段?！肮磐寥馈睂覥IA 值高于下伏黃土層，比色度（圖5e、圖5f 和圖5g）指示的地層和沉積學(xué)指示的野外地層顏色變化更靈敏。

表2 SZ 剖面不同樣品的主量元素氧化物含量Tab. 2 Concentrations of major element oxides in different samples of the Shaozhuang section

3.4 魯中黃土物源與古土壤形成機(jī)制

對(duì)于魯中黃土物源，大多只關(guān)注其黃土層，并對(duì)其進(jìn)行磁化率、粒度、元素和礦物組成特征分析，認(rèn)為黃土沉積物主要來(lái)自附近的洪泛區(qū)以及冰期時(shí)裸露的渤海灣陸架，還有少量西北荒漠粉塵（鄭洪漢等，1994）。然而，也有元素組成特征結(jié)果表明魯中山前黃土沉積物主要來(lái)自華北洪泛平原和黃河沖積物質(zhì)（Peng et al，2016；Wang et al，2021）。 根據(jù) 黃 土高原 黃 土“粒度 — 距離”公式：ln(Y) = -0.9231×ln(X) + 8.1076（R2= 0.9861）進(jìn)行計(jì)算（Yang and Ding，2004；楊石嶺和丁仲禮，2017），發(fā)現(xiàn)SZ 剖面距離物源約170 — 340 km，這個(gè)距離遠(yuǎn)小于與西北干旱區(qū)的距離，這說(shuō)明SZ 剖面黃土為近源沉積物，本文研究結(jié)果進(jìn)一步表明魯中黃土主要來(lái)自于近源的華北洪泛平原和黃河沖積物質(zhì)。

根據(jù)色度和CIA 值變化對(duì)應(yīng)的OSL 年代（圖5），以14 ka 為界，“古土壤”層中上部（約14 — 8 ka）CIA 值處于高值的坪區(qū)，紅度和黃度處于高值的坪區(qū)，亮度處于低值的坪區(qū)，都指示了暖濕的沉積環(huán)境，為加積型土壤，對(duì)應(yīng)于MIS1 早期?！肮磐寥馈睂又邢虏浚s19 — 14 ka）CIA 值由低變高，OSL 年代對(duì)應(yīng)于MIS2 晚期，氣候逐漸由冷向暖過(guò)渡，但色度指標(biāo)不能靈敏地反映氣候過(guò)渡時(shí)期的漸變過(guò)程，紅度和黃度仍處于高值的坪區(qū)，亮度仍處于低值的坪區(qū)，推斷其可能是冰期黃土在全新世暖濕氣候下經(jīng)歷風(fēng)化、淋溶等形成的非加積型土壤導(dǎo)致的。19 — 14 ka 階段的CIA值明顯低于早中全新世（約14 — 8 ka），主要是由于前者在沉積時(shí)溫度偏低、降水偏少，雖然有后期風(fēng)化作用的影響，其CIA 值仍然比14 — 8 ka時(shí)期的低。雖然SZ 剖面“古土壤層”中下部（約19 — 14 ka）與黃土高原全新世古土壤層形成機(jī)制（加積型土壤）不同，但整體依然記錄了魯中黃土-古土壤沉積旋回，仍是全球氣候變化的產(chǎn)物。

4 結(jié)論

SZ 黃土剖面在約51 — 8 ka 時(shí)期沉積連續(xù)。粒度結(jié)果表明“古土壤層”中值粒徑（16.9 — 24.6 μm）明顯高于下伏黃土層中值粒徑（11.8 —22.7 μm），主要由于近源沉積在總的沉積通量中所占比例在冰期-間冰期尺度上的變化，即：間冰期時(shí)期，黃河搬運(yùn)的沉積物為當(dāng)?shù)厝率拦磐寥赖某练e提供了更多物質(zhì)來(lái)源，近源沉積貢獻(xiàn)更大；其下伏黃土層，沉積于末次冰期，氣候干冷，植被較少，遠(yuǎn)源沉積更容易到達(dá)研究區(qū)，遠(yuǎn)源沉積貢獻(xiàn)更大。剖面中灰黑色“古土壤”層沉積于MIS1早期和MIS2 晚期，年齡范圍為(19.1 ± 1.6) — (8.1±1.1) ka?！肮磐寥馈睂又猩喜浚s14 — 8 ka）為加積型土壤，中下部（約19 — 14 ka）是冰期黃土在全新世暖濕氣候下風(fēng)化形成的非加積型土壤。非加積型土壤存在的證據(jù)主要有：首先是年齡方面，比黃土高原洛川、渭南、塬堡等典型黃土剖面全新世古土壤層底界年齡（約10 — 11 ka）偏老；其次是約19 — 14 ka 時(shí)期的中值粒徑比上覆的全新世古土壤層（約14 — 8 ka）的粒度細(xì)，＞63 μm顆粒百分含量比上覆地層減少，5 — 16 μm 顆粒含量比上覆地層增多，是風(fēng)化作用的有力證明；再者磁化率和CIA 值自約19 — 14 ka 的逐漸升高指示了風(fēng)化成壤過(guò)程的逐漸加強(qiáng)，色度參數(shù)的變化與野外地層顏色變化基本一致。雖然SZ 剖面存在非加積型土壤，但魯中黃土沉積仍記錄了黃土-古土壤沉積旋回，依然是東亞乃至全球冰期-間冰期氣候旋回的忠實(shí)記錄者。