趙秋月，臧凱旋 ，彭淑貞，周 銳，范念念，丁 敏，方 慜，吉春雯

1.泰山學院 旅游學院，泰安 271000

2.延安大學 生命科學學院，延安 716000

3.中國地震局地震預測研究所，北京 100036

4.四川大學 水力學與山區(qū)河流開發(fā)保護國家重點實驗室，水利水電學院，成都 610065

在古全球變化研究領域中，黃土中古土壤普遍被認為是發(fā)育在溫度較高、降水較多和植被生長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），這種形成于過去自然條件下的土壤，作為地質歷史時期地球的“皮膚”，記錄了當時的母質、氣候、生物、地形和時間等因素對于地表物質所產生的影響，是認識晚新生代陸地環(huán)境變化最重要的地質記錄之一。

前人針對黃土高原黃土間冰期古土壤的沉積年代、形成機理和物質來源等開展了大量研究，歸納起來主要集中在以下方面：一是在古土壤的年代測試方面，采用釋光測年技術，普遍測得了末次冰期以來黃土-古土壤年代，隨著釋光測年技術的不斷進步，測年準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；康樹剛等，2016；Stevens et al，2018；Zhang et al，2018；Ankj?rgaard，2019）。二是在古土壤的形成機理與物質來源方面，黃土高原古土壤是加積型土壤已成共識（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理和物源研究較為成熟，但全球氣候時空演變研究需更大范圍內、不同氣候區(qū)間冰期古土壤數據的比較分析。

在黃土高原外圍地區(qū)，如青藏高原周邊、長江中下游、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空演變特征和研究區(qū)域冰期-間冰期氣候變化提供了獨特的證據（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，處于內陸和沿海的交接地帶，深受東亞季風氣候影響，是環(huán)境變化的敏感區(qū)域和關鍵部位，近年來亦引起廣泛關注（趙松齡，1991；鄭洪漢等，1994；張祖陸，1995；于洪軍，1999；劉樂軍等，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），記錄了我國東部沖積平原區(qū)古環(huán)境演化歷史、暖溫帶濕潤-半濕潤區(qū)東亞季風氣候的環(huán)境效應和海平面的升降等信息。

山東海岸黃土的研究開展較早，已有較為系統(tǒng)的地層學、沉積學、年代學和古氣候學等研究基礎（趙松齡，1991；鄭洪漢等，1994；張祖陸，1995；李杰等，2002；徐樹建和王濤，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)一的認識。魯中黃土研究開展較晚，目前獲得的認識主要集中在以下幾個方面：（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，出露較好的剖面具有典型的風成特征（劉樂軍等，2000；張祖陸等，2005；彭淑貞等，2007）；（3）物源方面，系統(tǒng)的沉積學、地球化學和礦物學等研究揭示出魯中黃土物源主要來自于華北平原的第四系松散沉積和黃河沖積物質（張祖陸等，2005；Peng et al，2016；Wang et al，2021）。

雖然前人對海岸黃土研究相對充分，但對黃土分布范圍較大、存在多個黃土-古土壤旋回的魯中黃土關注較少，對黃土中埋藏古土壤關注則更少，目前的沉積成壤過程和物質來源尚不清楚，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一步研究。如果冰期時華北平原第四紀松散沉積和黃河沖積物質為魯中黃土沉積提供主要物源，間冰期時氣候暖濕，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？其物質來源如何？華北平原第四紀鉆孔的孢粉證據指示間冰期時魯中地區(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來源值得深入研究。建立高密度采樣的光釋光（OSL）年代序列，結合古環(huán)境代用指標，進而研究魯中黃土間冰期古土壤的沉積成壤過程，是回答上述問題的關鍵途徑。

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），境內有淄河（小清河水系）和彌河（彌河水系）兩條河流穿過，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，受燕山運動、喜馬拉雅運動影響，青州地勢自西南向東北呈降低趨勢（王亞男，2013），有利于季風的伸入。本區(qū)為溫帶季風氣候區(qū)，冬季盛行西北季風，夏季盛行東南季風，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（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，具有黏重的塊狀結構，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；170 — 210 cm、330 — 385 cm、435 — 450 cm 處質地較硬，210 —312.5 cm 質地疏松，385 — 435 cm 處存在直徑為0.5 cm 左右的鈣結核，剖面未見底。

實驗樣品采集由剖面頂部自上而下進行。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輸過程中含水量的變化。磁化率、粒度和色度樣品采樣間距為2.5 cm，共采集180 個散樣（內含10 cm 為采樣間距的45 個測定主量元素樣品）。

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

2 樣品測試

2.1 光釋光測年

2.1.1 光釋光樣品前處理

SZ 黃土剖面樣品OSL 測年在泰山學院光釋光測年實驗室完成。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含量測試，剩余的鋼管中間部分進行光釋光等效劑量測試。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質。濕篩選出63 — 90 μm 顆粒，用10%的HF 溶液反應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。石英的純度通過紅外釋光信號排空比率（0.9 — 1.1）（Duller，2003）和110℃熱釋光（TL）峰（Li et al，2002）來檢測，代表性樣品SZ-3 和SZ-18的110℃ TL 峰如圖2a、圖2b 所示，進一步表明石英顆粒純度已達到實驗要求。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，樣品測片間隔放置（呂同艷，2007）。

2.1.2 等效劑量的測定

用配備有藍光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 光釋光測年儀進行等效劑量測定。石英OSL 信號通過7.5 mm Hoya U-340 玻璃濾光片檢測，90Sr /90Y β 源用180 — 250 μm 校準石英樣品進行標定，儀器放射源的劑量率為0.10 Gy · s-1。激發(fā)功率設定為最大值的90%，所有熱處理升溫速率設置為5℃ · s-1。在藍光LED 激發(fā)下，以260℃為天然和再生劑量預熱溫度，220℃為試驗劑量預熱溫度（Murray and Wintle，2000）對樣品進行熱處理，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 于等效劑量計算的石英OSL 信號值，采用前背景扣除法以減少中慢組分對石英等效劑量測試的影響（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，僅接受試驗劑量的誤差小于10%的樣片用于De的計算。

2.1.3 環(huán)境劑量率的計算

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間內所接受的周圍環(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（試驗樣品所處的經緯度位置、海拔高度、埋藏深度等均會對其造成影響）和樣品的含水量等。本次實驗樣品中U、Th 含量測試采用電感耦合等離子體質譜法（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)北京地質研究院完成。宇宙射線劑量率貢獻量根據Prescott and Hutton（1994）給出的公式計算，含水率為樣品實際含水率。

2.2 磁化率、粒度和色度的測量

磁化率、粒度和色度測試均在泰山學院環(huán)境演化實驗室完成。磁化率樣品經前處理后，使用Bartington MS2 型磁化率儀進行測定（彭淑貞等，2010）；色度測試在K-MinoltaCR-400 色度儀上進行，每個樣品選取3 個不同區(qū)域進行測試并求取平均值，結果誤差小于7%（丁敏等，2010）；粒度使用英國Malvern 公司生產的Mastersizer 2000 激光粒度分析儀測試，檢測范圍為0.02 — 2000 μm，實驗誤差小于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，黃土高原黃土中磁化率高低能夠有效地反映夏季風進退。磁化率越高，代表土壤形成期內生物風化及成壤作用越強，溫度、濕度越高（劉東生，2002；宋友桂等，2005）。前人研究發(fā)現：當運用磁化率測定黃土高原外圍濕熱地區(qū)古土壤層時，因貢獻磁性的磁鐵礦、磁赤鐵礦可能被氧化還原成磁性較低的赤鐵礦、針鐵礦等，磁化率結果不能明確反映古氣候實際情況（楊勝利等，2001）。色度能夠彌補濕熱地區(qū)磁化率測試結果的不足（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)境溫暖濕潤程度越高；亮度（L*）值代表土壤中有機質含量，反映的是土壤明暗程度，土壤形成環(huán)境越暖濕，土壤中有機質含量越高，L*值越低。粒度變化可以從客觀上揭示沉積物物源、搬運過程以及沉積環(huán)境，黃土高原黃土粒度的大小反映冬季風的進退，粒度越粗，冬季風越強（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）分析測定，在南京宏創(chuàng)地質勘查技術服務有限公司完成。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 結果與討論

3.1 石英光釋光特征和年代測試

代表性石英樣品SZ-3 和SZ-15 的衰退曲線和劑量生長曲線如圖2c、圖2d 所示。兩個樣品的OSL 信號曬退良好，以快組分為主（Jain et al，2003）。在光釋光實驗中，為了能夠找出合適的天然和再生劑量預熱溫度以及試驗劑量預熱溫度，選取代表性樣品SZ-2 和SZ-6 進行預熱坪實驗，在180 — 300℃，以20℃為溫度間隔進行預熱（圖3a、圖3b），每個溫度處測試3 個平行樣片。在220 — 260℃，等效劑量存在一個較為明顯的坪區(qū)，且兩個樣品的等效劑量值與零劑量恢復值在260℃處誤差較小，循環(huán)比在誤差范圍內為1。因此，選擇260℃作為再生劑量預熱溫度，220℃作為試驗劑量預熱溫度進行劑量恢復實驗，以檢驗預熱溫度的選擇是否合適。代表性石英樣品SZ-8的劑量恢復比為 (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熱溫度、220℃作為試驗劑量預熱溫度進行石英礦物等效劑量測定。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，每個樣品的De值為12 個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）預熱坪實驗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（Sun et al，2010）以及伊犁盆地（Kang et al，2020）等黃土測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關系，建立SZ 黃土剖面的年代標尺（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，石英年齡出現了明顯低估（Lai，2010），且其很可能與快組分熱不穩(wěn)定有關（Peng et al，2021）。研究區(qū)樣品測試的最老的石英OSL 年齡約(51.3 ± 2.5) ka，遠小于100 ka，且這些樣品也沒有出現釋光信號飽和的現象，所以未對研究區(qū)樣品進行石英熱穩(wěn)定性測試。由于山東黃土中較老樣品（＞100 ka）石英OSL測年研究較少，是否存在熱不穩(wěn)定現象尚不明確，是否能夠對老樣品造成年齡低估以及低估程度尚需要深入研究，相關熱穩(wěn)定性工作值得進一步開展。

表1 青州邵莊鎮(zhèn)黃土剖面光釋光年代數據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、色度和蝕變指數關系對比圖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SZ 剖面進行磁化率（MS）測定（圖5a），結果顯示：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?，磁化率結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，顯然與實際情況不符。因此，濕潤-半濕潤區(qū)磁化率參數在進行區(qū)域氣候變化對比時仍需謹慎，但在區(qū)域黃土-古土壤地層劃分上仍具有參考意義。

粒度結果表明整個剖面中值粒徑（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）。總體上，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”（Yang and Ding，2004，2014）的變化趨勢相反，但與山東長島信號山剖面（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主要是因為間冰期夏季氣候更為暖濕，植被較多，到達研究區(qū)域的遠源沉積物偏少；而間冰期冬季，黃河搬運的沉積物為當地全新世古土壤的沉積提供了更多物質來源，近源沉積貢獻更大，進而導致其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，遠源沉積更容易到達研究區(qū)，遠源沉積貢獻增大；盡管黃河搬運的沉積物對當地黃土的沉積有很大貢獻，但遠源沉積物貢獻增大，導致其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，進一步證明研究區(qū)古土壤層中近源沉積貢獻較大。

SZ 剖面色度測試結果顯示：樣品L*、a*和b*結果能夠準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。上述色度實驗結果表明：在風化作用較強的濕潤-半濕潤的魯中地區(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 試 結 果 如 表2 所 示。 整個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 剖面化學風化程度及物源情況，對整個剖面進行了化學蝕變指數（chemical index of alteration，CIA）計算：CIA = Al2O3/ (Al2O3+ 2Na2O + K2O)×100（主量元素氧化物值指其摩爾質量百分比的數量）。結果顯示（圖5h）：整個剖面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）。根據前人給出的CIA 值與化學風化強度對應關系（馮連君等，2003），SZ 剖面處于中等風化階段?！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制

對于魯中黃土物源，大多只關注其黃土層，并對其進行磁化率、粒度、元素和礦物組成特征分析，認為黃土沉積物主要來自附近的洪泛區(qū)以及冰期時裸露的渤海灣陸架，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果表明魯中山前黃土沉積物主要來自華北洪泛平原和黃河沖積物質（Peng et al，2016；Wang et al，2021）。 根據 黃 土高原 黃 土“粒度 — 距離”公式：ln(Y) = -0.9231×ln(X) + 8.1076（R2= 0.9861）進行計算（Yang and Ding，2004；楊石嶺和丁仲禮，2017），發(fā)現SZ 剖面距離物源約170 — 340 km，這個距離遠小于與西北干旱區(qū)的距離，這說明SZ 剖面黃土為近源沉積物，本文研究結果進一步表明魯中黃土主要來自于近源的華北洪泛平原和黃河沖積物質。

根據色度和CIA 值變化對應的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，對應于MIS1 早期。“古土壤”層中下部（約19 — 14 ka）CIA 值由低變高，OSL 年代對應于MIS2 晚期，氣候逐漸由冷向暖過渡，但色度指標不能靈敏地反映氣候過渡時期的漸變過程，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歷風化、淋溶等形成的非加積型土壤導致的。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溫度偏低、降水偏少，雖然有后期風化作用的影響，其CIA 值仍然比14 — 8 ka時期的低。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物。

4 結論

SZ 黃土剖面在約51 — 8 ka 時期沉積連續(xù)。粒度結果表明“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：間冰期時期，黃河搬運的沉積物為當地全新世古土壤的沉積提供了更多物質來源，近源沉積貢獻更大；其下伏黃土層，沉積于末次冰期，氣候干冷，植被較少，遠源沉積更容易到達研究區(qū)，遠源沉積貢獻更大。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化形成的非加積型土壤。非加積型土壤存在的證據主要有：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，＞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化成壤過程的逐漸加強，色度參數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記錄者。