關(guān)鍵詞 渾善達克沙地;光釋光測年;末次盛冰期;氣候變化

第一作者簡介，女，1998年出生，碩士研究生，釋光年代學(xué)及環(huán)境演化，E-mail：1679385754@qq.com

通信作者，女，副教授，E-mail：ylzhou109@163.com

中圖分類號 P534.63文獻標(biāo)志碼A DOI：10.14027/j.issn.1000-0550.2023.053 CSTR： 32268.14/j.cjxb.62-1038.2023.053

0 引言

干旱、半干旱地區(qū)約占全球陸地面積的 41% ，因其降水稀少、土壤貧瘠、生態(tài)環(huán)境脆弱，對氣候變化和人類活動響應(yīng)極為敏感，成為國際社會關(guān)注的熱點地區(qū)。渾善達克沙地作為中緯度亞洲內(nèi)陸干旱區(qū)之一，既是東亞季風(fēng)性氣候與大陸性氣候的過渡地帶，又是我國北方沙漠一黃土邊界帶和農(nóng)牧交錯帶的重要組成部分。該地區(qū)氣候變率高，對氣候變化具有放大效應(yīng)，因而成為研究氣候變化的理想?yún)^(qū)域。截至目前，已有眾多學(xué)者對渾善達克沙地的沙漠化、時空演化及古環(huán)境、古氣候演變進行了相關(guān)研究。巴彥淖爾湖相一風(fēng)成沉積序列的 ¹⁴C 測年結(jié)果及沉積特征的分析結(jié)果表明，受東亞夏季風(fēng)雨帶遷移的影響，全新世早期氣候最為濕潤， 4.2ka 之后開始變干，沙地邊緣黃土沉積重建的末次盛冰期以來的降水變化趨勢與之類似。達里湖湖泊沉積物及湖岸線反映的高水位也記錄了在早全新世降水已達最大值5。泊江海子地區(qū)沉積物巖心以 ¹⁴C 測年為框架重建的末次冰消期以來的氣候變化特征也支持全新世早期氣候最為濕潤的觀點。與之不同的是，達里湖沉積物有機質(zhì)的碳氮特征表明，全新世早期湖泊的水位和生產(chǎn)力逐漸增加，全新世中期湖泊水位進一步上升，碳氮濃度穩(wěn)定在最高值。同時，也有大量風(fēng)成沉積記錄顯示，渾善達克沙地在全新世中期降水量達到最大]。李森等等根據(jù)粒度、化學(xué)元素和孢粉等指標(biāo)特征分析，將全新世劃分為升溫波動期、溫暖期和溫干冷干波動期。沙地東北一西南斷面上10個沙丘的光釋光測年結(jié)果表明，在全新世中期沙丘總體上處于固定半固定狀態(tài)[3]。以上研究表明，渾善達克沙地不同地理位置不同地質(zhì)載體或相同地質(zhì)載體不同氣候指標(biāo)反映的末次盛冰期以來的氣候變化存在較大差異，這種差異是由于測年手段不同引起的還是由于不同氣候指標(biāo)反映的氣候差異引起的還有待進一步研究。

在沙漠/沙地廣布的干旱半干旱地區(qū)，風(fēng)成/湖泊沉積及其地層序列是氣候環(huán)境演化獨特而重要的地質(zhì)檔案[1415]。但是，由于沙漠/沙地地表侵蝕和堆積速率較快，記錄較長時間尺度氣候變化的地層剖面往往不易尋找，并且缺乏系統(tǒng)可靠的年代數(shù)據(jù)和合適的測年方法[16-17]。以往對渾善達克沙地的研究主要集中在全新世，缺乏更長時間尺度的氣候環(huán)境變化研究。近年來，光釋光（OSL）測年技術(shù)被廣泛應(yīng)用于第四紀(jì)沙漠/沙地沉積物測年[18-22]。光釋光測年技術(shù)較 ¹⁴C 測年和熱釋光測年方法消除了“碳庫效應(yīng)”及釋光信號殘留對測年結(jié)果的影響，提高了測年準(zhǔn)確度，擴展了測年上限，測年范圍可達幾百年至幾十萬年[23]。雖然記錄渾善達克沙地氣候變化的年齡數(shù)據(jù)在過去十幾年中迅速增加2428，但對末次盛冰期以來的研究還需要加強和深人。

本文利用OSL測年技術(shù)對渾善達克沙地南部兩個風(fēng)沙沉積剖面的地層序列進行研究，建立了末次盛冰期以來的地層年代框架，并結(jié)合粒度和石英表面形態(tài)特征對沙地末次盛冰期以來的氣候變化過程進行分析，揭示了沙地氣候變化的規(guī)律和機制以及與全球氣候事件之間的聯(lián)系。

1 研究區(qū)概況與研究材料

渾善達克沙地位于內(nèi)蒙古高原東部地區(qū)，東起大興安嶺西麓達里諾爾以東的低山丘陵區(qū)，南倚燕山丘陵北麓，西抵集二鐵路戈壁荒漠區(qū)，北至錫林浩特、阿巴嘎旗。東西長約 450km ，南北寬約 300km 總面積可達 2.71×10⁴km² ，地勢東南高西北低。沙地地處我國北方干旱一半干旱地區(qū)，屬于中溫帶干旱半干旱大陸性季風(fēng)氣候，年平均氣溫介于 0.9^qC～ 5.5^°C ，年平均降水量介于 240.3～422.6mm^[2] 。地貌以固定一半固定沙丘為主，流動的新月形沙丘和沙丘鏈為輔，因受西北風(fēng)的影響，沙丘大致沿西北西一東南東方向展布。東部和中部有錫林河、公格爾音郭勒河及高格斯臺河，東南部有灤河，中西部則多為匯入湖泊或消失于沙地的內(nèi)流河[12]。沙地內(nèi)湖泊十分發(fā)育，沿東西向斷裂帶有若干湖盆分布（圖1）。

通過對渾善達克沙地進行詳細(xì)實地考察，選取沙地南緣藍旗南（LQS）和八楞山（BLS）兩處出露較好的風(fēng)沙沉積序列作為研究對象。LQS和BLS兩個剖面自上而下地層分別為灰黑色砂質(zhì)古土壤一湖相砂—砂黃土、砂質(zhì)古土壤一風(fēng)成砂一砂黃土互層（圖2）。根據(jù)沉積物的顏色、結(jié)構(gòu)等特征劃分不同地層，在每層沉積相頂部和底部用不銹鋼管共采集15個光釋光樣品及其對應(yīng)的沉積學(xué)樣品。LQS和BLS剖面沉積序列的具體沉積特征描述見表1。

2 研究方法

2.1光釋光測年方法

在暗室中去除光釋光樣品不銹鋼管兩端 2～3cm 可能曝光的部分用以進行環(huán)境劑量率和含水量的測試。用 10% 的鹽酸（HCL）和 30% 的過氧化氫 （H₂O₂） 分別徹底去除樣品中的碳酸鹽和有機質(zhì)，濕篩法提取出粒徑范圍在 90～125μm 的顆粒，用 40% 的氫氟酸（HF）溶蝕 40min 除去樣品中的長石組分，得到純凈的石英顆粒。對提純后的石英顆粒進行紅外（IR）檢驗，若IRSL信號微弱 ΔIRSL/OSLlt;10% 或幾乎為本底值，則表明石英礦物中的長石顆粒去除的較徹底，可以進行樣品等效劑量（De）的測試。等效劑量測試在TL/OSL測年實驗室，利用RisTL/OSL-DA-20型全自動釋光儀進行測試，輻射源為 ⁹⁰Sr⁹⁰Y 型 β 源，藍光激發(fā)光源波長為 470±30nm ，濾光片為HoyaU-340，光電倍增管為EMI9235QB15。

環(huán)境劑量率主要由周圍環(huán)境的U、Th、K等放射性元素含量及宇宙射線產(chǎn)生的放射性劑量和含水量決定[3。本文光釋光樣品U、Th、K的含量由中國地質(zhì)調(diào)查局西安地質(zhì)調(diào)查中心采用iCAP7400型全譜直讀等離子光譜儀和iCAPRQ型電感耦合等離子體質(zhì)譜儀測得。宇宙射線對劑量率值的貢獻是依據(jù)采樣點的經(jīng)緯度、海拔高度、埋藏深度等并通過相關(guān)公式計算獲得3。含水量根據(jù)實驗室實測含水量及沙地地層含水量校正，誤差為 10%^132]

2.2 粒度測試方法

稱取約 1.2g 樣品自然風(fēng)干或低溫烘干，用 10mL 濃度為 10% 的過氧化氫 （H₂O₂） 和鹽酸（HCL）徹底除去有機質(zhì)與碳酸鹽。將處理好的樣品反復(fù)洗至中性后，加入 0.05mol/L 的六偏磷酸鈉（ （NaPO₃）₆） 溶液，放人超聲波震蕩儀中震蕩 10min ，使樣品充分分散[33]。粒度測試在環(huán)境變遷實驗室使用Mastersizer-2000型激光粒度儀進行測試。

2.3石英表面微形態(tài)測試方法

稱取 5g 樣品于燒杯中，依次加入 20mL 的鹽酸0 30% ）、過氧化氫（ 30% 和氯化亞錫（ SnCl₂ 溶液，加熱煮沸至碳酸鹽、有機質(zhì)和氧化鐵等物質(zhì)徹底除去。將處理好的樣品放入烘箱中烘干，在雙目鏡下從每個樣品中隨機挑出20＼～30顆石英顆粒，均勻的粘貼在導(dǎo)電膠上，噴金后在掃描電鏡下進行微形態(tài)測試34]。石英表面微形態(tài)測試在環(huán)境變遷實驗室使用MOTICSMZ-168體視顯微鏡和MLA650F型礦物解離分析儀進行。

3 光釋光年代測定

準(zhǔn)確獲得樣品的等效劑量（De）值是獲取可靠年齡結(jié)果的前提。等效劑量采用單片再生劑量法（SAR）測定35，該方法被廣泛應(yīng)用于第四紀(jì)沉積物年代測定。利用單片再生劑量法獲取可靠年齡首先要確定測試條件。LQS剖面沉積相從頂部到底部分別為砂質(zhì)古土壤、湖相砂、砂黃土，分別從砂質(zhì)古土壤、湖相砂中選取代表性樣品LQS-1和LQS-3進行測試條件的確定。

3.1 預(yù)熱坪區(qū)

預(yù)熱可以排空石英晶體淺陷阱中的熱不穩(wěn)定電子，獲得穩(wěn)定光敏的陷獲電子，預(yù)熱坪區(qū)實驗?zāi)康氖谴_定最適宜的預(yù)熱溫度3。在預(yù)熱坪區(qū)實驗中，預(yù)熱溫度以 20% 為間隔從 180^qC 逐步升至 300^°C ，預(yù)熱時間為10s，每個溫度測試3個樣片，共計21個樣片。實驗結(jié)果表明（圖3a，c）：LQS-1、LQS-3分別在220%～260%240%～300% 之間出現(xiàn)一個溫度坪區(qū)，此坪區(qū)內(nèi)De值分別在 11.13～11.38Gy?23.49～ 24.48Gy 之間，不隨溫度的升高而發(fā)生明顯變化。因此，坪區(qū)中任何一個溫度都可以用于等效劑量值的測試。

3.2 劑量恢復(fù)和循環(huán)比

為了進一步檢驗預(yù)熱坪區(qū)內(nèi)的溫度是否適合等效劑量的確定，還需進行劑量恢復(fù)（DoseRecovery）實驗。測試時先將樣品LQS-1和LQS-3藍光激發(fā)完全曬退，之后給樣品輻照一個近似于等效劑量的人工劑量，利用SAR法測得實測劑量，通過實測劑量與人工輻照劑量之比一恢復(fù)系數(shù)來衡量兩者的差異。實驗結(jié)果表明（圖3b，d）：LQS-1、LQS-3的預(yù)熱溫度在 180^°C～280^°C，180^°C～300^°C 之間時，恢復(fù)系數(shù)變化范圍為 0.96～1.01，0.98～1.05 。樣品的恢復(fù)系數(shù)均介于0.9＼～1.1，說明LQS-1樣品選擇 180‰ 、LQS-3樣品選擇 180‰ 作為SAR測試條件比較合適。

由于石英釋光信號的靈敏度受反復(fù)的預(yù)熱、β源的輻照和激發(fā)光源曬退而發(fā)生感量變化，因此需要對感量變化進行校正。感量變化校正的結(jié)果用循環(huán)比表示，若樣品的循環(huán)比在0.9＼～1.1之間，說明樣品中石英的感量變化得到了理想的校正。實驗結(jié)果表明（圖3b，d）：LQS-1、LQS-3的預(yù)熱溫度在 180^qC～ 300%.240%～300% 之間時，循環(huán)比變化范圍為0.92～1.09，1.02～1.06 。綜合預(yù)熱坪區(qū)實驗、劑量恢復(fù)實驗和循環(huán)比實驗，考慮合理的誤差范圍，最終選擇Pre-heat 260^qC 和Cut-heat 220^qC 作為LQS-1和LQS-3的等效劑量值的測試條件。

3.3 光釋光信號曲線特征

以LQS-3（湖相砂）和BLS-2（砂質(zhì)古土壤）的曬退曲線和生長曲線為例進行釋光特征分析。如圖4顯示，由藍光激發(fā)的自然釋光信號在2s左右曬退至本底，曬退速率快，說明石英的釋光信號以快速組分為主[37-38]。并且校正后的釋光信號隨著再生劑量的增加而增加，生長曲線未達到飽和狀態(tài)，因此LQS-3和BLS-2可通過內(nèi)插方式得到可靠的等效劑量值。

3.4光釋光信號曬退程度分析

樣品最后一次被埋藏前是否完全曬退是獲得可靠年齡數(shù)據(jù)的前提。理論上曬退較好的樣品校正后自然光釋光信號強度的離散度（ RSD_N-0SL 應(yīng)與校正后第一個再生劑量的光釋光信號強度（ 的離散度相近[39-40]。樣品De的分布情況也能反映樣品在最后一次被埋藏前的曬退情況，當(dāng)De分布比較集中，離散度較小，說明樣品曬退徹底；De離散度大，說明樣品最后一次被埋藏前曬退不好。從LQS和BLS兩個剖面中選取樣品LQS-3（湖相砂）和BLS-3（砂質(zhì)古土壤）進行曬退程度分析（圖5）。結(jié)果表明，LQS-3的 RSD_N-0SL 和 RSD_R1-OSL 分別為 10.59% 和 8.72% ，BLS-3的 RSD_N-0SL 和 RSD_R1-OSL 分別為 19.60% 和 15.85% ，RSD_N-OSL 和 RSD_R1-OSL 的離散度差值分別為 1.87% 和3.75% ，離散度值較為接近。其中，樣品LQS-3位于2sigma置信區(qū)間的測片占 88.9% ，De的離散度為8.93% ，等效劑量分布較為集中且呈正態(tài)分布（圖5a，c） ，說明樣品LQS-3在最后一次沉積埋藏前可能經(jīng)歷了充分曬退。而樣品BLS-3位于2sigma置信區(qū)間的測片占 63.3% ，De的離散度為 21.46% ，等效劑量離散度較大（圖5b，d），說明在最后一次沉積埋藏前可能曬退不徹底。

為了進一步得到準(zhǔn)確的測年結(jié)果，分別使用平均年齡模型（AverageAgeModel，AAM）、中值年齡模型（CentralAgeModel，CAM）和最小年齡模型（MinimumAgeModel，MAM）計算樣品的等效劑量[4142]。LQS-3三種年齡模型計算所得的等效劑量分別為 25.14±0.73 Gy（AAM）、25.14±0.75Gy（CAM）、25.14±1.53Gy （MAM），在誤差范圍內(nèi)幾乎相等。BLS-3三種年齡模型計算所得的等效劑量分別為32.54±1.32 Gy（AAM） 32.05±1.33 Gy（CAM） ，25.69±

1.95Gy（MAM），最小年齡模型的等效劑量明顯小于其他兩種模型。所以，LQS-3在沉積埋藏前經(jīng)歷了較為充分的曬退，選取平均年齡模型計算最終年齡；BLS-3在沉積埋藏前可能未經(jīng)歷充分曬退，選擇最小年齡模型計算其最終年齡。

4結(jié)果

4.1光釋光年齡

利用Durcanetal.43提出的劑量率和年齡計算器（DRAC）程序，并結(jié)合含水量、環(huán)境劑量率、海拔、經(jīng)緯度等數(shù)據(jù)計算獲得的渾善達克沙地LQS和BLS剖面的光釋光年齡誤差均小于 10% 。渾善達克沙地LQS、BLS剖面的測年結(jié)果表明（表2），LQS剖面OSL年齡范圍為 62.87±4.13-2.95±0.13ka ;BLS剖面的

OSL年齡范圍為 17.80±1.10～1.00±0.10ka 。兩剖面光釋光樣品年齡整體上隨深度的增加逐漸增大，符合地層堆積的規(guī)律，以此建立了兩個剖面末次冰期以來的地層年代框架。

4.2 沉積物的粒度分布特征

沉積物的粒度主要受物源、搬運動力和沉積環(huán)境等因素的控制，不同的搬運動力和沉積環(huán)境使得沉積物粒度具有不同的組合形式，是研究古氣候、古環(huán)境演變的重要替代性指標(biāo)[44]。LQS剖面粒度整體偏粗，呈單峰或雙峰形態(tài)（圖6a）。頂部砂質(zhì)古土壤平均粒徑介于 359.13～391.77μm ，中值粒徑介于379.1＼～381.5μm 。粒度組成與下伏湖相沉積類似，細(xì)顆粒含量增多，說明砂質(zhì)古土壤可能是在湖相沉積的基礎(chǔ)上受到氣候變化的影響逐漸發(fā)育而來，也可能是由風(fēng)成砂夾積而形成；湖相砂平均粒徑介于 202.03～ 374.43μm ，中值粒徑介于 186.0～357.9μm 。其中LQS-3的粒度頻率曲線呈尖而窄的單峰分布特征，粒徑較粗。LQS-4的粒度頻率曲線呈雙峰分布特征，細(xì)粒組分與入湖沉降的風(fēng)成砂組分類似45]，粗粒組分與近湖濱相沉積物組分類似4。不同層位的相砂粒徑差異較大，可能是由于早期湖泊面積較大，湖泊水位較高，接近湖心位置的水動力較小，沉積在底部的顆粒較細(xì)，而后期湖泊面積減小，湖濱水動力較大，攜帶湖岸粗顆粒沉降于湖泊中[47；底部砂黃土的平均粒徑為 256.4μm ，中值粒徑為 227.7μm ，粒度頻率分布曲線呈寬而緩的單峰分布特征，沉積動力較為復(fù)雜。

BLS剖面粒度較LQS剖面偏細(xì)，呈單峰或多峰形態(tài)（圖6b），為風(fēng)成沉積。頂部砂質(zhì)古土壤的平均粒徑為 86.48～129.20μm ，中值粒徑介于 89.14～114.34μm 大于 63μm 的顆粒含量介于 67.97%83.38% ;砂黃土主要呈單峰和多峰分布，平均粒徑范圍為 85.68～ 166μm ，中值粒徑范圍為 82.89～143.03upmum ，大于63μm 的顆粒含量介于 63.32%～89.69% ;風(fēng)成砂平均粒徑范圍為 140.55～166.56μm ，中值粒徑范圍為126.44～139.41μm. 大于 63μm 的顆粒含量超過87% 。砂質(zhì)古土壤、砂黃土和風(fēng)成砂的粒度頻率分布曲線均存在相似的尖窄主峰和低矮的次峰，說明三者可能具有相似的搬運動力。

4.3 湖相石英砂表面形態(tài)特征

在地表過程相對復(fù)雜的區(qū)域，沉積物不只受單一動力改造，僅憑沉積物粒度分布特征很難準(zhǔn)確地判斷其成因及沉積環(huán)境。由于石英硬度大、化學(xué)性質(zhì)穩(wěn)定，其表面形態(tài)特征能很好地反映搬運動力和沉積環(huán)境。因此，通過掃描電鏡研究沉積物石英顆粒表面形態(tài)特征是分析沉積環(huán)境行之有效的方法。

掃描電鏡結(jié)果顯示（圖7），LQS剖面中湖相石英砂呈次圓或者次棱角狀，少數(shù)呈現(xiàn)磨圓度極好的球狀（圖7a），其表面存在碟形坑（D）、新月形撞擊坑（B）、凹面（CO）等較為明顯的風(fēng)力搬運特征[48]，說明湖相沉積物的來源可能為風(fēng)沙入湖。高能水環(huán)境下相互撞擊形成的三角形撞擊坑（TD）連續(xù)的貝殼狀斷口（C）、“V\"形撞擊坑（VD）、方向性“V\"形坑（Ddp）[9、直曲溝（SG）5等特征說明湖相沉積后期可能受到河流、湖濱等強水動力環(huán)境的改造，結(jié)合湖相砂下發(fā)育有水平層理的礫石粗砂層（圖2），表明LQS湖相砂為河湖相沉積物與風(fēng)成沉積物的混合物，受風(fēng)力分選（風(fēng)吹沙入湖）和河流的共同作用。此外，水下磨光面以及長而淺的擦痕（S）和無規(guī)則的淺刻痕覆蓋于強水動力環(huán)境特征之上，指示其形成時間較晚且水動力較弱，水環(huán)境經(jīng)歷了由動蕩至平靜的演變過程。因此，湖相沉積物來源除風(fēng)沙入湖外，也可能是風(fēng)沙人河再被搬運入湖，或者是河流相砂直接入湖，或者是由于湖濱的水動力較大，攜帶湖岸粗顆粒沉降于湖泊。

5討論

5.1渾善達克沙地地層年代框架可靠性分析

準(zhǔn)確可靠的沉積地層年代框架的建立是分析區(qū)域氣候環(huán)境變化的關(guān)鍵基礎(chǔ)。LQS剖面沉積序列自上而下為砂質(zhì)古土壤—湖相砂—砂黃土，BLS剖面沉積序列自上而下為砂質(zhì)古土壤一砂黃土一風(fēng)成砂—砂黃土一風(fēng)成砂。末次冰盛期以來 （17.8±1.1～12.2± 0.8ka ），BLS剖面發(fā)育風(fēng)成砂與砂黃土互層，反映了千年時間尺度的氣候波動。周亞利等2對渾善達克沙地沙丘一砂黃土剖面釋光測年結(jié)果顯示，在 19.6～ 11.4ka 間，沙地廣泛分布風(fēng)成砂和砂黃土。渾善達克沙地東緣風(fēng)成砂的沉積年齡為 同時期的沙層也在沙地東部浩來呼熱剖面底部和沙地北部錫林浩特附近沙丘底部[10.24]的地層中發(fā)現(xiàn)，均與本文測得的風(fēng)成砂、砂黃土光釋光年齡結(jié)果一致，表明測年結(jié)果較為可靠。

研究表明，北半球大部分地區(qū)在北大西洋 9.4kaB.P 業(yè)冷事件和 10.3ka B.P.冷事件2發(fā)生時，氣候變冷、變干，風(fēng)沙活動增加。LQS剖面湖相砂頂部和底部的年齡為 10.50±0.42ka 和 9.82±0.55ka ，在誤差范圍內(nèi)湖相沉積的年齡幾乎一致，說明在 10ka 左右短暫存在過湖泊，湖泊的形成與消失可能與風(fēng)沙活動相關(guān)。當(dāng)沙丘在移動的過程中切斷河流時，河水在丘間帶聚集形成湖泊，而當(dāng)后期沙丘再次移動時會導(dǎo)致湖水外泄，湖泊消失[53]。在距今 9.9～8.2ka 期間，貫穿沙地南北方向的多個固定一半固定沙丘和沙/黃土剖面發(fā)育厚層粗砂層[3]。Mason et al.[54和Gong etal.[27]在風(fēng)成砂一古土壤序列底部測得 左右發(fā)育的風(fēng)成砂。沙地東北部山地斜坡也記錄到了風(fēng)成砂發(fā)育[24]。以上關(guān)于風(fēng)沙沉積的年齡記錄與 和 10.3kaB.P. 兩次冷事件相對應(yīng)，該時期的湖相砂與風(fēng)成砂為同期異相沉積物，風(fēng)成砂的廣泛發(fā)育說明在此時間段內(nèi)風(fēng)沙活動較為頻繁。

LQS剖面砂質(zhì)古土壤頂部和底部的年齡為 2.95± 0.13ka 8.94±0.49ka ，BLS剖面砂質(zhì)古土壤上、中、下部的年齡為 0.64ka 。兩剖面的砂質(zhì)古土壤發(fā)育年齡在 8.94± 0.49～2.95±0.13ka，1.00±0.10ka ，與區(qū)域內(nèi)關(guān)于全新世的砂質(zhì)古土壤測年結(jié)果一致]。另外，HSHN（沙地北部）MJZ（沙地東部）剖面古土壤的測年結(jié)果為8.72±0.16～0.71±0.03ka，7.79±0.2～2.74±0.06ka⁹ 沙地西部BN和SX剖面風(fēng)成砂下部砂質(zhì)古土壤的形成始于 9.5±0.45ka 和 10.1±0.45ka ，而分別結(jié)束于 4.0± 0.18ka 和 3.3±0.15ka^[56] 。沙地南緣同一層位古土壤下界年齡為 4.60±0.40ka ，沙地北緣CG-5087砂質(zhì)古土壤頂部及CG-5088地表以下 1.5m 處砂質(zhì)古土壤的放射性 ¹⁴C 年齡為 2.82±0.12 cal.ka B.P.、 2.08± 0.19 cal.kaB.P.[24]。以上研究結(jié)果表明，全新世中期渾善達克沙地廣泛發(fā)育砂質(zhì)古土壤。

5.2末次盛冰期以來渾善達克沙地的氣候變化

渾善達克沙地南緣兩個沉積序列記錄了該區(qū)域環(huán)境的演化過程。末次盛冰期時期，太陽輻射達到最小值，北極冰蓋增加，東亞冬季風(fēng)增強，沙地南部主要發(fā)育風(fēng)成砂與砂黃土，氣候寒冷干燥，風(fēng)沙活動強烈。 17.8～17.0ka 發(fā)育的風(fēng)成砂與砂黃土表征著末次盛冰期干冷的氣候環(huán)境。同時期，渾善達克沙地面積擴張了 37%¹²⁵¹ ，中國季風(fēng)區(qū)西北緣的騰格里沙漠、巴丹吉林沙漠以及共和沙地的面積也相應(yīng)地擴大了 19.8%～39.0%^[58] ，青藏高原東北部湖泊因氣候寒冷干燥而處于干涸狀況[5]，新疆阿爾泰山冰川也發(fā)生大規(guī)模前進[。末次冰消期時期，太陽輻射增強，東亞冬季風(fēng)減弱，氣候向暖濕過渡。 15.9ka 和 12.2ka 發(fā)育的風(fēng)成砂（BLS-6）和砂黃土（BLS-4）較好的對應(yīng)了末次冰消期氣溫回暖過程中H1（Heinrich1）和YD（YoungerDryas）兩次明顯的降溫減濕事件，在格陵蘭冰芯[61]、董哥洞[2]和葫蘆洞[63-64]石筍及赤鐵礦染色顆粒含量（圖8）中均有記錄，據(jù)此認(rèn)為這兩個氣候突變事件具有全球性和普遍性。

全新世氣候并不穩(wěn)定，存在明顯的氣候波動和快速變化[6-67]。全新世早期，LQS剖面在 10ka 左右發(fā)育湖相粗砂層，湖相砂與風(fēng)成砂為同期異相沉積物，是不同地貌部位對地表過程的不同響應(yīng)，均指示冷干的氣候環(huán)境，湖泊的發(fā)育與 9.4ka （冷事件6）和10.3ka （冷事件7）的北大西洋冷事件相呼應(yīng)（圖8））。8.2ka 和 8.94ka 發(fā)育的砂質(zhì)古土壤指示了全新世早期沙地氣候由冷干逐漸轉(zhuǎn)為暖濕。哈根淖爾沉積記錄顯示，在10.8＼～9.5cal.kaB.P.時期氣候冷干， 9.5～ 8.5cal.kaB.P.氣候暖濕、湖面擴張28。渾善達克沙地風(fēng)成砂/古土壤沉積物粒度2、神農(nóng)架大九湖泥炭沉積物的化學(xué)指標(biāo)和孢粉記錄及沙地浩來呼熱古湖泊沉積物中硅藻化石的研究結(jié)果均表明全新世早期冬季風(fēng)不斷減弱，夏季風(fēng)不斷增強。沙地中部風(fēng)成砂一古土壤剖面也再次證明了 10ka 左右氣候由冷干向暖濕過渡[7]

全新世適宜期（ 8.20～2.95ka） []，BLS和LQS發(fā)育灰黑色砂質(zhì)古土壤，堆積速率較風(fēng)成砂和砂黃土慢，粗顆粒含量減少，受太陽輻射和東亞夏季風(fēng)增強的影響，氣候較為溫暖濕潤，沙丘處于固定狀態(tài)。此時期，中國北方沙漠/沙地古土壤年齡記錄占比超過60%^172] ，整個黃土高原黃土沉積減少，古土壤形成增加[73]，中國北方科爾沁沙地沙丘處于大幅度穩(wěn)定階段[4，渾善達克沙地明顯比現(xiàn)代濕潤，古土壤較為發(fā)育[，沙丘活動減少[75]，此時的岱海、黃旗海也處于高湖面76-77]。但沙地氣候并不是一直維持溫暖濕潤狀態(tài)。周亞利等[13]在渾善達克沙地發(fā)現(xiàn)光釋光年齡為 的沙層， 5.64～ 5.12ka 華北平原西部的孢粉以及公元前5500年左右氣候變化導(dǎo)致的新石器文化發(fā)生重大變化等證據(jù)表明氣候在 5ka 左右存在波動。全新世晚期，太陽輻射減弱，東亞冬季風(fēng)增強，氣候逐漸變干，風(fēng)沙活動增加。渾善達克沙地風(fēng)成沉積較為發(fā)育[13.24]，浩來呼熱剖面在 1.8ka 堆積有砂黃土，指示了偏干的氣候環(huán)境。BLS剖面發(fā)育 1ka 左右的砂質(zhì)古土壤與0.98～0.73ka 岱海深水沉積剖面下發(fā)育的粉砂質(zhì)黏

（a）65°N夏季太陽輻射能量曲線[57]；（b）格陵蘭GRIP2冰芯 δ¹⁸0 記錄[1]（c）董哥洞[62]和葫蘆洞[63-64]石筍 ?δ¹⁸0 記錄；（d）VM29-291和VM23-81巖心赤鐵礦染色顆粒 含量組合記錄[65]

Fig.8Comparison of therecord of samples from the Otindag sandyland with paleoclimate records from other regions （a）average summer insolation for 65^°N^[57]; （b） Greenland GRIP2 ice core δ¹⁸0 record61; （c） Dongge cave ^[62]and Hulu Cave^[63-64]δ¹⁸O records; （d） hematite-stained grains ari from thecompositeVM29-191and VM23-81 record65]

土[8]，均指示了溫暖濕潤的氣候條件，與全球范圍內(nèi)廣泛出現(xiàn)的中世紀(jì)暖期（MedievalWarmPeriod，MWP）相一致8，是全新世晚期整體較干冷氣候背景下暖濕時段的體現(xiàn)。

6結(jié)論

（1）末次盛冰期以來至全新世 （18.0～11.5ka） ，沙地主要發(fā)育風(fēng)成砂與砂黃土，受太陽輻射及東亞冬季風(fēng)較強的影響，氣候較為冷干，風(fēng)沙活動強烈，存在千年尺度冷暖干濕變化。全新世早期（11.5＼～8.2ka ，太陽輻射和東亞夏季風(fēng)逐漸增強，溫度波動上升，氣候相對干冷，多發(fā)育沙層，局部也有砂質(zhì)古土壤發(fā)育。全新世適宜期（ ，太陽輻射達到最大值，東亞夏季風(fēng)強盛，氣候最為溫暖濕潤，兩剖面均發(fā)育砂質(zhì)古土壤。全新世晚期（ 2.7ka 至今），太陽輻射減弱，東亞冬季風(fēng)逐漸增強，風(fēng)沙活動增加，氣候較全新世適宜期惡化，整體上溫和偏干。

（2）LQS剖面湖相沉積物的形成主要受局地地貌的影響，類似于現(xiàn)代沙地沙丘與湖泊并存，反映干冷的氣候環(huán)境。湖相沉積物沉積過程較為復(fù)雜，受風(fēng)力、河流、湖泊三種沉積動力的共同影響。

致謝非常感謝兩位審稿專家和編輯部老師提出的建設(shè)性修改意見。

參考文獻（Reference）

[1]Huang JP，YuHP，Dai AG，et al.Drylands face potential threat under 2^°C global warming target[J]. Nature Climate Change， 2017， 7（6）： 417-422.

[2] 李明啟，靳鶴齡，張洪，等．渾善達克沙地磁化率和有機質(zhì)揭 示的全新世氣候變化[J].沉積學(xué)報，2005，23（4）：683-689. [Li Mingqi，Jin Heling，Zhang Hong，et al. Climate change revealed by magnetic susceptibility and organic matter during theHolocene in Hunshandak Desert[J].Acta Sedimentologica Sinica，2005，23（4）：683-689.]

[3]MingGD，Zhou WJ，WangH，etal.Moisture variations in lacustrine-eolian sequence from the Hunshandake sandy land associated with the East Asian Summer Monsoon changes since the Late Pleistocene[J].Quaternary Science Reviews，2020， 233：106210.

[4] ZhouYW，Han ZY，LiX S，et al.Sandy loess records of precipitation changes and monsoon migrations in the Hunshandake sandy land since the Last Glacial Maximum[J]. Paleoceanography and Paleoclimatology，2018，33（9）： 945-957.

[5]Goldsmith Y，Broecker W S，Xu H，et al.Northward extent of EastAsian monsoon covarieswith intensity on orbital and millennial timescales[J].Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America，2017，114（8）：1817- 1821.

[6]Xiao JL，SiB，Zhai DY，et al.Hydrology of Dali lake in central-eastern Inner Mongolia and Holocene East Asian monsoon variability[J]. Journal of Paleolimnology，20o8，40（1）： 519-528.

［7］姜雅娟，王維，馬玉貞，等．內(nèi)蒙古鄂爾多斯高原泊江海子全 新世氣候變化初步研究[J].第四紀(jì)研究，2014，34（3）：654- 665.[JiangYajuan，WangWei，MaYuzhen，etal.Apreliminary study on Holocene climate change of Ordos Plateau，as inferred bysedimentary record from Bojianghaizi Lake of Inner Mongolia，China[J]. Quaternary Sciences，2014，34（3）： 654-665.]

[8]Fan JW， Xiao JL，WenRL，et al. Carbon and nitrogen signatures of sedimentary organic matter from Dali Lake in Inner Mongolia：Implications for Holocene hydrological and ecological variations in the East Asian summer monsoon margin[J]. Quaternary International，2017，452： 65-78.

[9］周亞利，鹿化煜，張家富，等．高精度光釋光測年揭示的晚第 四紀(jì)毛烏素和渾善達克沙地沙丘的固定與活化過程[J].中 國沙漠，2005，25（3）：342-350.[Zhou Yali，Lu Huayu， Zhang Jiafu，etal.Active and inactive phases of sand-dune in MuUs and Otindag sandlands during Late Quaternary suggested by OSLDating[J]．Journal of Desert Research，2005，25（3）： 342-350.]

[10］靳鶴齡，蘇志珠，孫良英，等．渾善達克沙地全新世氣候變 化[J].科學(xué)通報，2004，49（15）：1532-1536.［JinHeling，Su Zhizhu，Sun Liangying，et al.Holocene climatic change in Hunshandake desert[J]．Chinese Science Bulletin，2004，49 （15）： 1532-1536. ]

[11]劉瑾，王永，姚培毅，等．末次冰消期以來內(nèi)蒙古東部氣候 變化：基于風(fēng)成砂—古土壤序列的地球化學(xué)記錄[J].中國 地質(zhì)，2015，42（4）：1103-1114.[Liu Jin，Wang Yong，Yao Peiyi， etal.A study of paleoclimatechanges in east Inner Mongolia since the Last deglaciation on the basis of Aeolian sandpaleosoil series geochemical records[J].Geology in China， 2015，42（4）：1103-1114.]

[12］李森，孫武，李孝澤，等．渾善達克沙地全新世沉積特征與 環(huán)境演變[J].中國沙漠，1995，15（4）：323-331.[Li Sen，Sun Wu，Li Xiaoze，etal.Sedimentarycharacteristics and environmental evolution of Otindag sandy land in Holocene[J]. Journal of Desert Research，1995，15（4）： 323-331.]

[13］周亞利，鹿化煜，MasonJA，等．渾善達克沙地的光釋光年 代序列與全新世氣候變化[J]．中國科學(xué)：地球科學(xué)，2008， 38（4）： 452-462.[Zhou Yali，Lu Huayu，Mason JA，et al. Optically stimulated luminescence dating of Aeolian sand in the Otindag dune field and Holocene climate change[J]. Science China Earth Sciences，2008，38（4）： 452-462.]

[14]Lancaster N， Yang XP， Thomas D. Spatial and temporal complexity in Quaternary desert datasets：Implications forinterpreting past dryland dynamics and understanding potential future changes[J]. Quaternary Science Reviews，2013，78： 301-302.

[15]Zhang Z S. Research resource review： Climate change in deserts：Past，present and future[J]. Progress in Physical Geography： Earth and Environment，2016，40（1）：181-183.

[16］凌智永，李志忠，羅磊，等．關(guān)于沙漠環(huán)境演變幾種研究指 標(biāo)的探討[J].云南地理環(huán)境研究，2009，21（2）：86-91. [Ling Zhiyong，Li Zhizhong，Luo Lei，et al．The discussion about the several research indicators of the desert environment evolution[J]. Yunnan Geographic Environment Research，2009， 21（2）： 86-91. ]

[17]SongYG，Lai Z P， LiY， et al. Comparison between luminescence and radiocarbon dating of Late Quaternary loess from the Ili Basin in Central Asia[J].Quaternary Geochronology，2015， 30： 405-410.

[18]Stokes S， Thomas D S G， Washington R. Multiple episodes of aridityin southern Africa since the last interglacial Period[J]. Nature，1997，388（6638）： 154-158.

[19]Lancaster N，Kocurek G，Singhvi A，et al.Late Pleistocene and Holocene dune activityand wind regimes in the western SaharaDesert of Mauritania[J]. Geology，2002，30（11）： 991-994.

[20] MoskaP，Murray A S，Bluszcz A. Luminescence properties of single grain quartz to determine the history of a sample from theSahara Desert[J].Quaternary Geochronology，2010， 5（2/3）： 96-101.

[21]LiG Q，LiFL，Jin M， et al.Late Quaternary lake evolution in the Gaxun Nur Basin，central Gobi Desert，China，based on quartz OSL and K-feldspar pIRIR dating of paleoshorelines[J]. Journal of Quaternary Science，2017， 32（3）： 347-361.

[22］春喜，陳發(fā)虎，范育新，等．烏蘭布和沙漠腹地古湖存在的 沙嘴證據(jù)及環(huán)境意義[J].地理學(xué)報，2009，64（3）：339-348. [Chun Xi，Chen Fahu，F(xiàn)an Yuxin， etal.Evidence of palaeolakeexistence in Ulan Buh desert and its environmental evolution[J].Acta Geographica Sinica，2009，64（3）： 339-348.]

[23]Richter D， Krbetschek M. A new thermoluminescence dating technique for heated flint[J].Archaeometry，2006，48（4）： 695-705.

[24]Yang X， Zhu B，Wang X， et al. Late Quaternary environmental changes and organic carbon density in the Hunshandake sandy land，eastern Inner Mongolia，China[J].Global andPlanetary Change，2008，61（1/2）： 70-78.

[25］周亞利，鹿化煜，張小艷，等．末次盛冰期和全新世大暖期渾 善達克沙地邊界的變化[J].第四紀(jì)研究，2013，33（2）：228- 242.[Zhou Yali， Lu Huayu， Zhang Xiaoyan， et al. Changes of the border of Otindag sand field （northern China） during the Last Glacial Maximum and Holocene Optimum[J]. Quaternary Sciences，2013，33（2）：228-242.]

[26］張洪，靳鶴齡，蘇志珠，等．全新世渾善達克沙地粒度旋回 及其反映的氣候變化[J].中國沙漠，2005，25（1）：1-7. [Zhang Hong，Jin Heling，Su Zhizhu，et al. Climate changes revealed by grain-size cycles of Holocene in Hunshandake desert[J].Journal of Desert Research，2005，25（1）：1-7.]

[[27]Gong Z J，Li S H， Sun JM，et al.Environmental changes in Hunshandake （Otindag） sandy land revealed by optical dating and multi-proxy study of dune sands[J]. Journal of Asian Earth Sciences，2013，76：30-36.

[28］黃世鑫，春喜，梁文軍，等．渾善達克沙地早全新世氣候變 化[J].干旱區(qū)資源與環(huán)境，2018，32（8）：114-121.［Huang Shixin，Chun Xi，Liang Wenjun，etal.Climate change in Otindag sandy land during the Early Holocene[J]. Journal of Arid Land Resources and Environment，2018，32（8）： 114-121.]

[29］蔣凱．13萬年以來渾善達克沙地南緣黃土—古土壤序列 的環(huán)境磁學(xué)和地球化學(xué)研究[D].北京：中國地質(zhì)科學(xué)院， 2018.[Jiang Kai. Environmental magnetic and geochemical characteristics of a Late Pleistocene loess-paleosol sequence in the southern Hunshandake sandy land[D]. Beijing：Chinese Academy of Geological Sciences，2018.]

[30］米小建，周亞利．光釋光測年及發(fā)展[J].湛江師范學(xué)院學(xué) 報，2012，33（6）：66-70.[Mi Xiaojian，Zhou Yali.Optical dating method and its development[J]. Journal of Zhanjiang Normal University，2012， 33（6）： 66-70.]

[31]Prescott JR，Huton JT.Cosmic ray contributions to dose rates for luminescence and ESR dating：Large depths and longterm time variations[J]. Radiation Measurements，1994，23（2/ 3）： 497-500.

［32］孫曉巍．渾善達克沙地中更新世以來的光釋光年代學(xué)研究 [D]．西安：陜西師范大學(xué)，2019.［Sun Xiaowei.Optically stimulated luminescence geochronology of Hunshandake sandy land since Middle Pleistocene[D].Xi'an： Shaanxi Normal University，2019.]

[33］鹿化煜，安芷生．黃土高原黃土粒度組成的古氣候意義 [J].中國科學(xué)：地球科學(xué)，1998，28（3）：278-283.[Lu Huayu， An Zhisheng. Paleoclimatic significance of grain size of loesspalaeosol deposit in Chinese Loess Plateau[J]. Science China Earth Sciences，1998，28（3）：278-283.]

[34]Chen RC，Chen J，Ma JX， et al.Quartz grain surface microtextures of dam-break flood deposits from a landslide-dammed lake：Acase study[J].Sedimentary Geology，2019，383： 238-247.

[35]Murray A，Arnold L J，Buylaert JP，et al. Optically stimulated luminescence dating using quartz[J]. Nature Reviews Methods Primers，2021，1（1）：72.

[36]Murray A S，Wintle A G. Luminescence dating of quartz using an improved single-aliquot regenerative-dose protocol[J]. Radiation Measurements，2000，32（1）： 57-73.

[37]Singarayer J S，Bailey R M.Component-resolved bleaching spectra of quartz optically stimulated luminescence：Preliminary results and implications for dating[J]. Radiation Measurements，2004，38（1）：111-118.

[38］賈彬彬，周亞利，趙軍．新疆阿爾泰山東段冰磧物光釋光測 年研究[J].地理學(xué)報，2018，73（5）：957-972.[Jia Binbin， Zhou Yali， Zhao Jun. Optically stimulated luminescence dating of moraines in east Altay Mountains，Xinjiang[J].Acta Geographica Sinica，2018，73（5）： 957-972.]

[39] 張家富，周力平，姚書春，等．湖泊沉積物的 ¹⁴C 和光釋光測 年：以固城湖為例[J].第四紀(jì)研究，2007，27（4）：522-528. [Zhang Jiafu，Zhou Liping，Yao Shuchun， etal. Radiocarbon and optical dating of lacustrine sediments：A case study in lake Gucheng[J]. Quaternary ciences，2007，27（4）：52-528.

[40]Zhang JF， Zhou L P，Yue S Y. Dating fluvial sediments byoptically stimulated luminescence：Selection of equivalent doses for age calculation[J].Quaternary Science Reviews，2003，22 （10/11/12/13）：1123-1129.

[41]Galbraith RF，Roberts RG，Laslet G M，et al.Optical dating of single and multiple grains of quartz from Jinmium rock shelter，northern Australia：Part I，experimental designand statistical models[J].Archaeometry，1999，41（2）：339-364.

[42]Fan Y X，Li Z J， Cai Q S，et al. Dating of the Late Quaternary high lake levels in the Jilantai area，northwestern China，using optical luminescence of quartz and K-feldspar[J].Journal of Asian Earth Sciences，2022，224：105024.

[43]Durcan JA， King G E， Duller G A T. DRAC： Dose Rate and Age Calculator for trapped charge dating[J].Quaternary Geochronology，2015，28：54-61.

[44］白敏，魯瑞潔，丁之勇，等．青海湖湖東沙地粒度端元分析 及其指示意義[J].第四紀(jì)研究，2020，40（5）：1203-1215. [Bai Min，Lu Ruijie，Ding Zhiyong，etal.End-member analysis of grain-size in the east of Qinghai Lake and its environmental implications[J].Quaternary Sciences，2020，40（5）： 1203-1215.]

[45］烏日查呼，春喜，張衛(wèi)青，等．渾善達克沙地沙粒特征及其 沉積環(huán)境[J]．西北林學(xué)院學(xué)報，2021，36（1）：69-76.[Wuri Chahu， Chun Xi， Zhang Weiqing，et al.Grain size analysis and the sedimentary environment in Otindag sandy land[J]. Journal of Northwest Forestry University，2021，36（1）： 69-76.]

[46］郭曉陽，王維，王國良，等．季風(fēng)邊緣區(qū)湖泊表層沉積物粒 度組分分布特征與影響因素[J].地理研究，2016，35（4）： 677-691.[Guo Xiaoyang，Wang Wei，Wang Guoliang，et al. Within-lake distributions of grain-size components and environmental implicationsbased on the survey of lake surface sediment of Chinese monsoon marginal area[J].Geographical Research，2016，35（4）： 677-691.]

[47］田飛，王永，袁路朋，等．渾善達克沙地堿湖表層沉積物的 粒度、沉積有機質(zhì)變化特征與指示意義[J].地學(xué)前緣， 2022，29（2）： 317-326.[TianFei，Wang Yong，Yuan Lupeng， et al.Surface sediments of an alkaline lake in the Otindag sandy land： Grain size and sedimentary organic matter variations and their environmental significance[J]. Earth Science Frontiers，2022，29（2）： 317-326.]

[48］謝又予．中國石英砂表面結(jié)構(gòu)特征圖譜[M].北京：海洋出 版社，1984： 40-53.[Xie Youyu. Atlas of quartz sand surface textural features of China micrographs[M].Beijing：China Ocean Press，1984：40-53.]

[49］郭紅鋒，魏東嵐，張威．基于SEM的遼南紅色風(fēng)化殼石英 顆?；瘜W(xué)成因特征分析[J].第四紀(jì)研究，2022，42（6）： 1613-1623.[Guo Hongfeng，Wei Donglan，Zhang Wei. Characterization of the chemical genesis of red weathered crust quartz grains in the southern Liaoning province based on SEM [J].Quaternary Sciences，2022，42（6）： 1613-1623.]

[50］江新勝，徐金沙，潘忠習(xí)．鄂爾多斯盆地白堊紀(jì)沙漠石英沙 顆粒表面特征[J].沉積學(xué)報，2003，21（3）：416-422.[Jiang Xinsheng，Xu Jinsha，Pan Zhongxi.Microscopic featureson quartz sand grain surface in the Cretaceous Desert of Ordos Basin[J].Acta Sedimentologica Sinica，2003，21（3）：416-422.]

[51］渠洪杰，陳英富，盧晶，等．渾善達克沙地最近一次大規(guī)模 沙化的沉積記錄及其光釋光年齡[J].中國地質(zhì)，2022，49 （3）：1003-1004.[Qu Hongjie，Chen Yingfu，Lu Jing，et al. Sedimentary record and OSL age of the latest large-scale desertification in Otindag sandy land[J].Geology in China， 2022，49（3）：1003-1004.]

[52］王紹武．全新世北大西洋冷事件：年代學(xué)和氣候影響[J]. 第四紀(jì)研究，2009，29（6）：1146-1153.[Wang Shaowu.Holocene cold events in the North Atlantic： Chronology and climatic impact [J].Quaternary Sciences，2009，29（6）： 1146-1153.]

[53]Loope D B， Swinehart JB， Mason JP. Dune-dammed paleovalleys of the Nebraska Sand Hils：Intrinsic versus climatic controls on the accumulation of lake and marsh sediments[J]. GSA Bulletin，1995，107（4）： 396-406.

[54]Mason JA，Lu H， Zhou Y， et al. Dune mobility and aridity at the desert margin of northern China at a time of peak monsoon strength[J].Geology，2009，37（10）： 947-950.

[55］楊利榮，岳樂平．渾善達克沙地末次冰期晚期到全新世的 環(huán)境轉(zhuǎn)型[J]．地球環(huán)境學(xué)報，2011，2（1）：301-306.[Yang Lirong，Yue Leping. The environmental transformation from Latelast glacial to Holocene of Otindag sandy land[J]. Journal of Earth Environment，2011，2（1）： 301-306.]

[56］楊小平，梁鵬，張德國，等．中國東部沙漠/沙地全新世地層 序列及其古環(huán)境[J].中國科學(xué)：地球科學(xué)，2019，49（8）： 1293-1307.[Yang Xiaoping， Liang Peng， Zhang Deguo， et al. Holocene aeolian stratigraphic sequences in the eastern portion of thedesert belt （sand seasand sandy lands） in northern China and their palaeoenvironmental implications[J]. Science China Earth Sciences，2019，49（8）： 1293-1307.]

[57]Berger A，Loutre MF. Insolation values for the climate of the last10 million years[J].Quaternary Science Reviews，1991，10 （4）： 297-317.

[58］馮晗，鹿化煜，弋雙文，等．末次盛冰期和全新世大暖期中 國季風(fēng)區(qū)西北緣沙漠空間格局重建初探[J].第四紀(jì)研究， 2013，33（2）：252-259.[Feng Han，Lu Huayu，Yi Shuangwen， etal.The borderchangesofthedeserts/sand field in the East Asian Monsoon marginal region during the Last Glacial Maximum and Holocene Optimum[J].Quaternary Sciences，2013， 33（2）：252-259.]

[59］沈吉．末次盛冰期以來中國湖泊時空演變及驅(qū)動機制研究 綜述：來自湖泊沉積的證據(jù)[J]．科學(xué)通報，2012，57（34）： 3228-3242.[Shen Ji.Spatiotemporal variationsof Chinese lakesand their drivingmechanismssince theLast Glacial Maximum：A review and synthesis of lacustrine sediment archives [J].Chinese Science Bulletin，2012，57（34）： 3228-3242.]

[60］江合理，趙井東，殷秀峰，等．阿爾泰山喀納斯河流域末次 冰期OSL年代學(xué)新證[J].冰川凍土，2012，34（2）：304-310. [JiangHeli， Zhao Jingdong，Yin Xiufeng，etal.New OSL chronology of theLast Glaciation in Kanas River Valley，Altay Mountains，China[J].Journal of Glaciologyand Geocryology， 2012，34（2）： 304-310.]

[61]Grootes P M， Stuiver M. GISP2 oxygen isotope data[DB/OL]. Pangaea，[1999-12-23].https：//doi.org/10.1594/Pangaea. 56094.

[62]Dykoski CA，Edwards RL， Cheng H， et al.A high-resolution， absolute-dated Holocene and deglacial Asian monsoon record from Dongge Cave， China[J]. Earth and Planetary Science Letters，2005，233（1/2）： 71-86.

[63]Wang YJ，Cheng H， Edwards RL，et al.A high-resolution absolute-dated Late Pleistocene monsoon record from Hulu Cave， China[J]. Science，2001，294（5550）： 2345-2348.

[64］吳江瀅，汪永進，程海，等．葫蘆洞石筍記錄的19.9-17.1ka BP東亞夏季風(fēng)增強事件[J].中國科學(xué)：地球科學(xué)，2009，39 （1）：61-69.[WuJiangying，WangYongjin，ChengHai，etal. An exceptionally strengthened East Asian summer monsoon event between 19.9and17.1 ka BP recorded in a Hulu stalagmite[J].Science China Earth Sciences，2009，39（1）： 61-69.]

[65]Bond G，ShowersW，Cheseby M，etal.A pervasive millennialscale cycle in North Atlantic Holocene and glacial climates[J]. Science，1997，278（5341）：1257-1266.

[66] Dansgaard W， Johnsen S J，Clausen H B， et al.Evidence for general instability of past climate from a 250-kyr ice-core record[J].Nature，1993，364（6434）： 218-220.

[67]von Grafenstein U，Erlenkeuser H，Brauer A，et al.A mid-European decadal isotope-climate record from 15，500 to 5000 years B.P.[J]. Science，1999，284（5420）：1654-1657.

[68]Zhang H W， Cheng H， Spotl C，et al.A 200-year annually laminated stalagmite record of precipitation seasonality in southeastern China and its linkages to ENSO and PDO[J].Scientific Reports，2018，8（1）： 12344.

[69]關(guān)友義.王永.姚培毅.等.內(nèi)蒙古克什克騰旗浩來呼熱古 湖泊全新世以來的環(huán)境演變[J].地質(zhì)通報，2010，29（6）： 891-900.[Guan Youyi，Wang Yong，Yao Peiyi，etal.Environmental evolution since the Holocene in the Haolaihure ancient lake，Keshiketengqi， InnerMongolia， China[J].Geological Bulletin of China，2010，29（6）：891-900.]

[70］韓鵬，孫繼敏．渾善達克沙地的光釋光測年研究[J].第四 紀(jì)研究，2004，24（4）：480.[Han Peng，Sun Jimin.Optical dating of dune sands in the Hunshandake desert[J].Quaternary Sciences，2004，24（4）： 480.]

[71]Gao FY， Jia J，Xia D S，et al. Asynchronous Holocene climate optimumacrossmid-latitude Asia[J].Palaeogeography，Palaeoclimatology，Palaeoecology，2019，518：206-214.

[72]Liang P， Yang X P.Landscape spatial patterns in the Maowusu （MuUs） sandy land，northern China and their impact factors [J].Catena，2016，145：321-333.

[73]Wang HP， Chen JH， ZhangXJ，et al.Palaeosol development in the Chinese Loess Plateau as an indicator of the strength of theEast Asian summer monsoon：Evidence for a mid-Holocene maximum[J].QuaternaryInternational， 2014， 334-335： 155-164.

[74]Yang L H，Wang T，Zhou J，et al. OSL chronology and possible forcing mechanisms of dune evolution in the Horqin dunefieldin northern China since the Last Glacial Maximum[J]. Quaternary Research，2012，78（2）：185-196.

[75]Guo LC，Xiong SF，Ding ZL，et al.Role of the midHolocene environmental transition in the decline of Late Neolithic cultures in the deserts ofNE China[J]. Quaternary Science Reviews，2018，190：98-113.

[76］王蘇民，吳瑞金，蔣新禾．內(nèi)蒙古岱海末次冰期以來的環(huán)境 變遷與古氣候[J].第四紀(jì)研究，1990，10（3）：223-232. [Wang Sumin，Wu Ruijin，Jiang Xinhe.Environment evolutionandpaleoclimate ofDaihai lake， InnerMongolia since the Last Glaciation[J].Quaternary Sciences，199o，10（3）： 223-232.]

[77]李華章，劉清泗，汪家興．內(nèi)蒙古高原黃旗海、岱海全新世 湖泊演變研究[J].湖泊科學(xué)，1992，4（1）：31-39.[LiHuazhang，Liu Qingsi，Wang Jiaxing.Study of evolutionof Huangqihai and Daihai lakes in Holocene in Inner Mongolia Plateau[J]. Journal of Lake Sciences，1992，4（1）：31-39.]

[78]WuHN，MaYZ，F(xiàn)engZD，etal.Ahigh resolutionrecord of vegetation and environmental variation through the last＼～ 25，000 years in the western part of the Chinese Loess Plateau [J].Palaeogeography，Palaeoclimatology，Palaeoecology，2009， 273（1/2）： 191-199.

[79]Wu WX，LiuDS.550O ABP climatic event and its implications for the emergence ofcivilizations in Egypt and Mesopotamiaand Neolithic cultural development in China[J].Earth ScienceFrontiers，2002，9（1）：155-162.

［80］曹建廷，沈吉，王蘇民．內(nèi)蒙古岱海氣候環(huán)境演變的沉積記 錄[J].地理學(xué)與國土研究，1999，15（3）：82-86.[CaoJianyan，Shen Ji，Wang Sumin.Sedimentary recordsofclimate and environmental evolution in Daihai， Inner Mongolia[J]. Geographyand Territorial Research，1999，15（3）：82-86.]

[81]Broecker W S. Was the medieval warm Period global？[J]. Science，2001，291（5508）：1497-1499.

Abstract：[Objective]The Otindag sandy land，locatedat the boundary of the East Asian monsoon region in eastcentral Inner Mongolia，isan ideal area for studying climate changesince theLastGlacial Maximum owing to its unique geographical environment and extensive development of aeolian sand stratigraphy.Previous studies on the chronologyof the Otindag sandy land have focused on the Holocene，and relatively few studies havebeen conducted since the Last Glacial Maximumowing to the lackof asystematic stratigraphicchronology framework，and the scientificissueof whethertheHoloceneClimateOptimum inthesandylandbegan intheEarlyor Middle Holocene.This remains controversial，basedondiferent dating methodsandresearchobjects.[Methods]In thisstudy，two aeolian sand sedimentary sequences on the southern edge of the Otindag sandy land，Lanqi South （LQS）and Baleng Mountain（BLS），were studied，andthe stratigraphic chronologicalframework was determined bythe single-aliquotregenerative-dose（SAR） method with theoptical stimulated luminescence（OSL）dating method.Combined with the sedimentary characteristics，grain size and quartzgrain surface morphological features were integrated for analysis. [Results]The results show that：from 18 to 11.5 ka，solar radiationand East Asian summer monsoon gradualy increased，aeoliansandand sandy loess interstratification were developed，with acold anddryclimate，strong sandstorm activity，and millnnial-scale climate fluctuations.Theaeolian sandand sand loess，which developed at15.9 and12.2 ka，correspond wellto two significantcooling and dehumidification events during the temperature warming of thelastdeglaciationperiod.Between11.5kaand8.2ka，thetemperaturefluctuatedandincreased，witharelatively dryandcold climate and primarily developed aeolian sands with sandy paleosols.The sandy paleosoil developed at 8.2 kaand 8.94 ka indicated the early Holocene，andthe sandyclimate graduallchanged fromcold and dry to warm and wet.The lacustrineandaeolian sand developed at approximately10 ka are contemporaneous heterogeneous sediments，both indicating acold and dryclimate，and their formation was influenced by three depositional dynamics ： wind，river and lake.From 8.2 to 2.7 ka，solar radiation reached its maximum，the East Asian summer monsoon strengthened，and the climate was the warmest and weter.The sandy palaeosols were developed in both profiles. Since 2.7ka，the solarradiation has weakened，theEastAsianwinter monsoon hasstrengthened，the climate has become mild and dry，and weak sandy paleosols have developed.The sandy paleosols developed at approximately 1 ka are consistent with the medieval warm period.The formation oflacustrine sediments in LQS profile was mainly influenced bylocal geomorphology，which is similartothecoexistenceofdunesand lakes in modernsandyland.[Conclusions]In general，the Holocene Climate Optimum in Otindag sandy land was inthe middle of Holocene.The rapid climate change sincethe Last Glacial Maximum in the Otindag sandy land has global anduniversal characteristics， which are aregional response to global climate change and closely related tothe East Asian monsoon，driven by solar radiation and global ice volume.

Key words：Otindag sandy land;optical simulated luminescence（OSL）dating；Last Glacial Maximum；climate change