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中国黄土高原陆相风成沉积是重建古气候的重要信息载体，沉积序列中黄土—古土壤互层对应于冰期—间冰期气候旋回[1-4]。磁化率是黄土古气候研究的常用参数，通常在古土壤层表现为高值，黄土层表现为低值[5-7]。古土壤层磁化率升高的现象被认为是土壤发育过程中大量生物化学成因的超细颗粒强磁性矿物生成而导致[8]。因而，黄土地层的磁化率常用于指示地层的成壤强度，进而恢复古降水和古温度[9]。前人研究通过测量不同发育强度的古土壤中磁性矿物组成，探究次生强磁性矿物的形成和生长过程[10, 11]；并在实验室中合成了类似的超细颗粒强磁性矿物[12]。然而，在自然条件下，生物化学成因的超细颗粒强磁性矿物对其中某个或某几个气候因子更为敏感，这个问题还有待进一步考证。黄土高原的现代过程研究结果显示，次生强磁性矿物含量与大气降水的相关性最高，与温度的相关性相对较低[13]。然而，黄土高原的温度和降水在空间格局上是同相位变化的，因此, 无法彻底将温度和降水的影响分离开来。部分研究将这些强磁性矿物的形成笼统的归因于土壤有效湿度增加，其本质是重视温度对强磁性矿物形成的影响，但其贡献无法具体估算[14]。这种理解方式又会造成磁学参数的古气候意义不明确。天山全新世黄土的调查结果为例：该区古土壤普遍发育于中晚全新世，且晚全新世土壤发育更强，这种现象既可以理解为晚全新世降水增加[15]，也可以理解为晚全新世低温[16]。由此可见，明确黄土沉积物中次生强磁性矿物形成的主控因子是十分必要的。
在地质历史时期，古温度和古降水的演化并非完全同步。可以通过调查特征历史时期，古温度和古降水与黄土沉积物中磁性矿物组成的关系，进而估算二者对次生强磁性矿物的影响。近年来，全新世古气候研究发展迅速，建立了高分辨率的古温度和古降水演化记录[16-17]。本文拟选择黄土高原中部的全新世黄土剖面为研究对象，通过分析地层中磁性矿物组成，并与附近地区古降水的重建历史、中国气温序列和北半球中纬度地区温度演化历史进行对比，分析次生强磁性矿物形成的主控因素。
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安塞黄土剖面(36°50.6747′N、109°16.2863′E)位于陕西省延安市北部的安塞县(图 1)，位于黄土高原中部地区，海拔高度为997~1731m[18]，盛行中温带大陆性半干旱季风气候。该地多年平均气温为8.8℃，多年平均降水量为505.3mm。安塞剖面厚度约2.65m，剖面描述如下：
图 1 研究剖面位置图
Figure 1. The location of study section
(1) 0~0.3m：现代耕作层，作物根系最为密集，有粒状、团粒状结构；
(2) 0.3~0.9m：黄土层，黄褐色粉砂，有大量现代根系侵入，无明显碳酸盐富集，质地松散；
(3) 0.9~2.1m：古土壤层，棕褐色黏质粉砂，少量现代根系，含大量钙菌丝体，土粒结构，质地较紧实，在约1.2~1.4m是黄土层，为古土壤发育间断；
(4) 2.1~2.35m：淀积层，粉砂质地较紧实；
(5) 2.35~2.65m：黄土层，黄褐色粉砂，大量现代根系侵入，无明显碳酸盐富集，质地松散。
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在安塞剖面以5cm间距共采集散样53个，待样品在室内自然风干之后，称量5.4g用塑料薄膜包紧装进8cm3正方体磁学专用塑料样品盒并用透明胶带封紧，对所有样品进行磁学参数的系统测量。低频(470Hz)磁化率(χlf)和高频(4700Hz)磁化率(χhf)是使用Bartington公司生产的MS2型磁化率仪测定，等温剩磁(IRM)和饱和等温剩磁(SIRM)使用MMPM10磁化仪获得，并使用JR-6A测定。计算相关磁学参数频率磁化率(χfd)=χlf-χhf，硬剩磁(HIRM)=(SIRM+IRM-300mT)/2，S-ratio=(SIRM-IRM-300mT)/SIRM×50，L-ratio=(SIRM+IRM-300mT)/(SIRM+IRM-100mT)和SIRM/χlf。以上实验均在兰州大学西部环境教育部重点实验室环境磁学分析室完成。
在安塞剖面深度约0.6、1.35、2.1和2.65m处分别采集年代样品，并进行14C年代测量。其中，深度为0.6、1.35和2.1m的3个样品在兰州大学西部环境教育部重点实验室年代学实验室进行14C测年前处理，采用酸-碱-酸洗的方法并烘干进行石墨制靶，随后在北京大学14C测年实验室进行AMS14C测量；底部深度为2.65m的样品则在美国Beta Analytic Inc放射性碳测年实验室测得。获得的14C年代结果采用CALIB7.10程序进行树轮矫正。
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表 1显示的安塞剖面14C测年结果并未出现年代倒转现象，地层沉积速率基本稳定，平均沉积速率约为0.27 mm/a。将剖面顶部表层年龄视为0 a，采用相邻年代控制点之间的线性内插的方法建立该剖面的年代序列。该年代序列显示，安塞剖面全新世古土壤发育于7569~3143 a；与黄土高原地区其他典型剖面的测年结果基本一致[19]。
表 1 安塞剖面放射性14C测年结果
Table 1. 14C dating results of Ansai section
实验室编号 深度/m 测年材料 14C年代/ aBP 日历年代/ cal aBP LZU16129 0.6 全有机质 2210±25 2231±161 LZU16130 1.35 全有机质 4045±30 4513±160 LZU16131 2.1 全有机质 6695±35 7569±126 Beta-456896 2.65 全有机质 8610±30 9560±20 -
χlf指示样品中亚铁磁性矿物(以磁铁矿为主)的相对含量[20]。安塞剖面的χlf值为44.76~158.38×10-8 m3·kg-1，平均值为99.28×10-8 m3·kg-1，其中黄土层的χlf平均值为86.40×10-8 m3·kg-1；古土壤层的χlf平均值为126.30×10-8 m3·kg-1(图 2)。χlf的最高值出现在古土壤层，古土壤层的χlf值高于黄土层。
图 2 安塞剖面地层年代和基本磁学参数曲线图
Figure 2. The chronology and magnetic parameters of Ansai section
χfd可以有效反映样品中超顺磁(SP，粒径 < 30 nm)组分的亚铁磁性矿物颗粒质量分数的变化[20, 21]。χfd与χlf曲线变化趋势基本一致，χfd曲线的敏感性更强。安塞剖面的χfd值为1.97~13.29×10-8 m3·kg-1，平均值为7.05×10-8 m3·kg-1，其中黄土层的χfd平均值为6.06×10-8 m3·kg-1，古土壤层的χfd平均值为9.67×10-8 m3·kg-1(图 2)；整个剖面χfd最高值出现在古土壤层，且古土壤层的χfd相对于黄土层较高。
IRM是指在一定温度条件下受稳定磁场作用而获得的剩余磁化强度，通常认为外加1T的磁场强度获得的等温剩磁为SIRM。当L-ratio相对稳定时，“硬”等温剩磁HIRM可定量指示样品中高矫顽力反铁磁性矿物的质量分数[22, 23]。即HIRM可大致反映样品中不完全反铁磁性矿物(以赤铁矿为主)的含量[22-25]。安塞剖面的L-ratio值为0.21~0.25，比较稳定，此时HIRM可主要反映赤铁矿的含量变化。安塞剖面的HIRM值为42.53~62.48 ×10-5 A·m2·kg-1，平均值为52.62×10-5 A·m2·kg-1，其中黄土层的HIRM平均值为50.73×10-5 A·m2·kg-1，古土壤层的HIRM平均值为55.98×10-5 A·m2·kg-1(图 2)；最高值出现在古土壤层，古土壤层所含的赤铁矿相对含量高于黄土层。
S-ratio可用来大致判断样品中亚铁磁性矿物和高矫顽力反铁磁性矿物的相对丰度[23]。当S-ratio接近1时，亚铁磁性矿物占主导地位。赤铁矿(针铁矿)的含量增加，S-ratio逐步降低。安塞剖面的S-ratio值介于93.9%~96.7 %，表明安塞剖面的磁性矿物以亚铁磁性矿物为主，且古土壤层中的亚铁磁性矿物含量相比黄土层要高很多(图 2)。
SIRM/χlf可以大致反映磁性矿物的组成特征，同时在一定程度上受磁性矿物粒径的影响。磁铁矿和磁赤铁矿的SIRM/χlf值通常较低，平均值分别为11.3×103和11.0×103 A·m-1；而赤铁矿和针铁矿的SIRM/χlf值相对较高，平均值分别为261×103和57.4×103 A·m-1[26]。安塞剖面的SIRM/χlf值为11.06×103~16.04×103 A·m-1，平均值为12.63×103 A·m-1(图 2)，表明地层中的磁性矿物以磁铁矿和磁赤铁矿为主。SP磁性颗粒的SIRM/χlf值较低，SD(粒径 < 50 nm)磁性颗粒的SIRM/χlf值很高[27]。安塞剖面的SIRM/χlf值有明显的地层差异，古土壤层中磁铁矿的晶体粒径比相邻的黄土层细。
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如图 2所示：χlf、χfd、HIRM、S-ratio、L-ratio和SIRM/χlf随深度的变化趋势总体一致。从细节上看，χlf、χfd以及S-ratio等参数在强成壤地层的波动幅度相对较大；HIRM、L-ratio、以及SIRM/χlf等参数则在弱成壤地层的波动幅度比较突出。综合上述磁学参数变化趋势可知：安塞剖面在早全新世(~10000~8500a)黄土层中磁性矿物含量较低且呈递增趋势；中全新世(8000~3000a)古土壤层中磁性矿物含量较高，在中全新世中期(7000~5000a)达到最高随后成递减趋势，；晚全新世(3000a以来)黄土层中磁性矿物含量很低并呈递减趋势。
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磁化率与黄土成壤过程之间的密切关系已得到认可，但其主要受控于成壤过程中哪个气候要素或环境要素(包括：温度、降水、有机质含量和类型、氧化还原电位、酸碱度，等等要素)，这个问题并未解决。毋庸置疑，对于质地均一、矿物组成相似、植被组合类型较为单一的黄土沉积物而言，温度和降水不单是影响成壤过程的重要因素，也是其他要素变化的主要控制者。黄土高原黄土沉积的磁学参数间相关性极高，这个现象已被广泛关注，并认为是磁性矿物形成主要受控于某个气候因子的重要证据[24]。对安塞剖面χlf、χfd、SIRM、HIRM和S-ratio等参数的回归分析发现，各参数间相关性极高，χlf和χfd的R2 高达0.986；χlf和SIRM的R2 高达0.986；χlf和S-ratio的R2高达0.911；HIRM和χlf的R2也达到了0.720(图 3)。需要注意的是，HIRM和χfd间相对较低的相关性可能来源于HIRM的测量误差，由于HIRM的获取需要施加两次强磁场，容易将测量误差放大。
图 3 安塞剖面磁学参数相关性分析
Figure 3. The scatter plots of magnetic parameters of Ansai section
黄土高原位于东亚季风区向中亚干旱区延伸的过渡带，盛行温带季风气候，其特殊的地理位置决定了该区域较低的降水量是限制土壤中生物化学过程的主要因素。现代过程研究发现：黄土高原地区气候的湿度状况(多年平均降水量、降水季节性分配)和热量状况(多年平均温度)分别对土壤磁化率的变化有不同的影响。磁化率与多年平均降水量、多年平均温度、月降水变率、气温年较差、干燥指数、年均蒸发量等不同气候要素的相关性显示，在蒸发量较大的黄土高原地区，多年平均降水量可能是控制表土磁化率变化的最主要因素，其次是多年平均温度[13]。
如图 4所示：安塞剖面在早全新世(~10000~8500a)成壤作用微弱，地层中强磁性矿物含量低。此时，该区域表现为温度高和降水量较多的气候组合。中全新世(8000~3000a)发育全新世古土壤，这一层古土壤在整个黄土高原地区具有广泛代表性[28]。从细节上看，地层中强磁性矿物含量变化分为3个阶段:(1)8000~5000a，地层中强磁性矿物含量高，对应于高温、高湿的气候组合；(2)5000~4000a，地层中强磁性矿物含量明显降低，对应于较干旱气候；(3)4000~3000a，地层中强磁性矿物含量较高，对应于较低温度和较高降水的气候组合。3000 a以来，古土壤终止发育，地层中强磁性矿物含量低，对应于低温低湿的气候组合。通过对比8000a以来黄土地层中强磁性矿物含量和古气候因子的变化规律可知，在典型的黄土沉积区，低温并不能导致土壤发育强度增加，也不能增加地层中强磁性矿物含量；与此相对应，降水则是重要的控制因子。
图 4 安塞剖面磁性矿物对气候因子的响应
Figure 4. Response of magnetic minerals to climatic factors in Ansai section
安塞剖面地层的磁学特征表现出3次快速变化：6500a前后，地层中磁性矿物含量迅速增加，指示当时气候快速好转；4500a前后和2700a前后，地层中磁性矿物含量快速降低，指示当时气候快速恶化。附近地区高分辨率湖泊沉积记录的降水量变化历史显示7000~5000a为全新世气候最适宜期，降水量比现在增加约30%[17]。安塞剖面于7569a开始发育古土壤，6500a前后磁性矿物含量快速增加。这说明土壤中强磁性矿物含量的快速增加(或土壤发育)需要稳定的气候条件，且对气候好转响应缓慢。安塞剖面记录的两次气候快速恶化事件应该与北大西洋沉积物记录的4.2ka冷事件和2.8ka冷事件相对应。北大西洋冷事件的爆发可能造成西风环流减弱，环流的纬向波动增强，北半球髙纬地区冷气团南侵的频次和强度增加等现象，由此造成东亚的季风区气候干旱[30]。由此，黄土高原地区古土壤发育中断。这说明土壤中强磁性矿物含量变化对气候恶化事件响应迅速。
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(1) 安塞剖面在早全新世至中全新世早期(~10000~8500a)黄土层中磁性矿物含量较低且呈递增趋势，中全新世(8000~3000a)古土壤层中磁性矿物含量很高，在中全新世中期(7000~5000a)达到最高随后呈递减趋势，晚全新世(3000a以来)黄土层中磁性矿物含量很低并呈递减趋势。此外，地层的磁学特征表现出3次快速变化：6500a前后，地层中强磁性矿物含量迅速增加；4500a前后和2700a前后，地层中强磁性矿物含量快速降低；
(2) 通过与全新世降水和气温等气候因子对比研究可知：降水量是控制安塞剖面中次生强磁性矿物含量变化的关键性气候因子，低温并不能增加地层中强磁性矿物含量，而高温则可能限制地层中强磁性矿物的形成。土壤中强磁性矿物含量变化对气候好转响应迟缓，对气候恶化响应迅速。
Holocene variations of paleomagnetic characteristics along the loess section of Ansai and their controlling factors
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摘要: 黄土高原黄土是第四纪古气候研究的主要对象之一，磁化率是黄土古气候研究的主要代用指标。然而，黄土地层磁学特征的主控因子依然存在争论。本文选取黄土高原中部的安塞黄土剖面为研究对象，对地层进行系统的磁学特征分析。安塞剖面在早全新世至中全新世早期(~10000~8500 a)黄土层中磁性矿物含量较低且呈递增趋势，中全新世(8000~3000a)古土壤层中磁性矿物含量较高，在中全新世中期(7000~5000a)达到最高随后呈递减趋势，晚全新世(3000 a以来)黄土层中磁性矿物含量很低并呈递减趋势。此外，地层的磁学特征表现出3次快速变化：6500 a前后，地层中磁性矿物含量迅速增加；4500 a前后和2700 a前后，地层中磁性矿物含量快速降低。通过与全新世降水和气温等气候因子对比发现降水量是控制安塞剖面中次生强磁性矿物含量变化的关键性气候因子，低温并不能增加地层中强磁性矿物含量，而高温则可能限制地层中强磁性矿物的形成。土壤中强磁性矿物含量变化对气候好转响应迟缓，对气候恶化响应迅速。Abstract: The loess in west China is widely recognized as one of the most important continental records of Quaternary paleoclimate and paleoenvironment. Numerous studies have been devoted to the reconstruction of the histories of Asian monsoon, atmospheric circulation, and uplifting of the Tibetan Plateau. Magnetic susceptibility is one of the most important paleoclimatic proxies. As previous studies suggest, pedogenesis may produce a large amount of fine-grained particles with strong magnetism to enhance the magnetic susceptibility of soil units, and as the result from a sequence characterized by alternated sequence of paleosol layers of higher magnetic susceptibility and loess layers of lower magnetic susceptibility. However, the main factors controlling over the formation of the magnetic particles are still in debate. In this paper, the Holocene loess section in Ansai of the central Chinese Loess Plateau, is investigated for the variation in magnetic characteristics, and the main controlling factors over the formation of secondary magnetic particles discussed upon the basis. The results show that during the time of 10000-8500 a, the concentrations of ferrimagnetic minerals were low upon an increasing trend; while during the period from 8000-3000 a, the concentrations of ferrimagnetic minerals were high. It reached its peak in 7000-5000 a. Then, the ferrimagnetic minerals concentrations turned to a decreasing trend with the lowest value after 3000 a. All of the magnetic parameter curves have three rapid changes, a sharp increase in ferrimagnetic minerals concentrations at ~6500 a and two sharp decreases at ~4500 a and ~2700 a, respectively. By comparing the magnetic susceptibility with the records of paleo-precipitation and temperature in Holocene, it is proposed that precipitation is the key climatic factor controlling the concentration variation of secondary ferrimagnetic minerals. Hot weather may limit the formation of secondary magnetic minerals owing to the decrease in effective moisture in soil. However, the relatively cool weather can not either help to increase the concentration of strong magnetic minerals in loess soils. It is also found that the variation in magnetic minerals concentrations responds slowly to climate improvement, but rapidly to the deterioration of climate.
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Key words:
- environmental magnetism /
- Holocene /
- precipitation /
- pedogenesis /
- Chinese Loess Plateau
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图 2 安塞剖面地层年代和基本磁学参数曲线图
Figure 2. The chronology and magnetic parameters of Ansai section
图 4 安塞剖面磁性矿物对气候因子的响应
(a)北半球30°~60°气温距平曲线(据文献[29]); (b)中国气温距平曲线(据文献[16]); (c)东亚季风区的年均降水量重建曲线(据文献[17])；(d)χlf和(e)HIRM均为指示古土壤发育的磁学参数，3种不同颜色的阴影指示安塞剖面磁性特征快速变化
Figure 4. Response of magnetic minerals to climatic factors in Ansai section
(a) The temperature anomaly in 30°-60° N; (b) The temperature anomaly in China; (c) Reconstructed annual precipitation in East Asian monsoon region; (d) χlf and (e) HIRM are magnetic parameters indicating paleosol development (Three times of rapid variations in magnetic characteristics in Ansai section are shown by shadows)
表 1 安塞剖面放射性14C测年结果
Table 1. 14C dating results of Ansai section
实验室编号 深度/m 测年材料 14C年代/ aBP 日历年代/ cal aBP LZU16129 0.6 全有机质 2210±25 2231±161 LZU16130 1.35 全有机质 4045±30 4513±160 LZU16131 2.1 全有机质 6695±35 7569±126 Beta-456896 2.65 全有机质 8610±30 9560±20 
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[1] 刘东生, 等.黄土与环境[M].北京:科学出版社, 1985:1-434. LIU Dongsheng, et al.Loess and Environment[M].Beijing:Science Press, 1985:1-434. [2] 郭正堂, 丁仲礼, 刘东生.黄土中的沉积-成壤事件与第四纪气候旋回[J].科学通报, 1996, 41(1):56-59. doi: 10.3321/j.issn:0023-074X.1996.01.017 GUO Zhengtang, DING Zhongli, LIU Dongsheng.Loess deposition-pedogenesis events and Quaternary climatic cycles[J].Chinese Science Bulletin, 1996, 41(1):56-59. doi: 10.3321/j.issn:0023-074X.1996.01.017 [3] 丁仲礼, 孙继敏, 余志伟, 等.黄土高原过去130ka来古气候事件年表[J].科学通报, 1998, 43(6): 567-574. doi: 10.3321/j.issn:0023-074X.1998.06.002 DING Zhongli, SUN Jimin, YU Zhiwei, et al.Paleoclimatic events chronology in Chinese Loess Plateau during the past 130 ka[J].Chinese Science Bulletin, 1998, 43(6):567-574. doi: 10.3321/j.issn:0023-074X.1998.06.002 [4] An Z S, Kukla G J, Porter S C, et al.Magnetic susceptibility evidence of monsoon variation on the Loess Plateau of Central China during the last 130, 000 years[J].Quaternary Research, 1991, 36(1):29-36. doi: 10.1016/0033-5894(91)90015-W [5] 刘秀铭, 刘东生, Heller F, 等.中国黄土磁化率与第四纪古气候研究[J].地质科学, 1992(s1):279-285.http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=QK000005598562 LIU Xiuming, LIU Dongsheng, Heller F, et al.Study on magnetic susceptibility of loess and Quternary climate in China[J].Science Geologica Sinica, 1992(s1):279-285.http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=QK000005598562 [6] 朱日祥, 李春景, 吴汉宁, 等.中国黄土磁学性质与古气候意义[J].中国科学(B辑), 1994(9):992-997.http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=QK199400230191 ZHU Rixiang, LI Chunjing, WU Hanning, et al.Magnetic properties of Chinese loess and its paleoclimatic significance[J].Science in China(series B), 1994(9):992-997.http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=QK199400230191 [7] 贾佳, 夏敦胜, 魏海涛, 等.黄土高原典型古土壤与黄土的磁学特征及其古气候意义[J].兰州大学学报, 2010, 46(6):26-40.http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=lzdxxb201003005 JIA Jia, XIA Dunsheng, WEI Haitao, et al.Magnetic properties of typical paleosol and loess stratum of western loess plateau and its signification to paleoclimate[J].Journal of Lanzhou University, 2010, 46(6):26-40.http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=lzdxxb201003005 [8] Maher B A.Magnetic properties of modern soils and Quaternary loessic paleosols paleoclimatic implication[J].Palaeogeorraphy Palaeoclimatology Palaeoecology, 1998, 137(1):25-54. [9] 吕厚远, 韩家懋, 吴乃琴, 等.中国现代土壤磁化率分析及其古气候意义[J].中国科学(B辑), 1994, 24(12):1290-1297.http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=QK199400230232 LV Houyuan, HAN Jiamao, WU Naiqin, et al.Magnetic susceptibility of modern Soil in China and its paleoclimatic significance[J].Science in China (Series B), 1994, 24(12):1290-1297.http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=QK199400230232 [10] Mullins C E.Magnetic susceptibility of soil and its significance in soil science-Review[J].Journal of Soil Science, 1977, 28:223-246. doi: 10.1111/j.1365-2389.1977.tb02232.x [11] Singer M J, Verosub K L, Petal F.A conceptual model for the enhancement of magnetic susceptibility in soils[J].Quaternary International, 1996, 34(6):243-248. [12] Tayorlor R M, Maher B A, Self P G.Magnetite in soils:Ⅰ.The synthesis of single-domain and Super-paramagnetic magnetite[J].Clay Minerals, 1987, 22:411-422. [13] 宋扬, 郝青振, 葛俊逸, 等.黄土高原表土磁化率与气候要素的定量关系研究[J].第四纪研究, 2012, 32(4): 679-689. doi: 10.3969/j.issn.1001-7410.2012.04.13 SONG Yang, HAO Qingzhen, GE Junyi, et al.Quantitative relationships between modern soil magnetic susceptibility and climatic variables of the Chinese Loess Plateau[J], Quaternary Sciences, 2012, 32(4):679-689. doi: 10.3969/j.issn.1001-7410.2012.04.13 [14] Han J M, Lu H Y, Wu N Q, et al.The magnetic susceptibility of modern soils in China and its use for paleoclimate reconstruction[J].Studia Geophysica et Geodaetica, 1996, 40:262-275. doi: 10.1007/BF02300742 [15] Chen F H, Jia J, Chen J H, et al.A persistent Holocene wetting trend in arid Central Asia, with wettest conditions in the late Holocene, revealed by multi-proxy analyses of loess-paleosol sequences in Xinjiang, China[J].Quaternary Science Review, 2016, 146:134 -146. doi: 10.1016/j.quascirev.2016.06.002 [16] 侯光良, 方修琦.中国全新世气温变化特征[J].地理科学进展, 2011, 30(9):1075-1080. HOU Guangliang, FANG Xiuqi.Characteristics of Holocene temperature change in China[J].Process in Geography, 2011, 30(9):1075-1080. [17] Chen F H, Xu Q H, Chen J H, et al.East Asian summer monsoon precipitation variability since the last deglaciation[J].Scientific Reports, 2015, 5:1-10. doi: 10.9734/JSRR/2015/14076 [18] 徐勇, 张同升, 杨勤科.黄土高原安塞县生态退耕情景及农业影响[J].地理学报, 2006, 61(4):369-377. doi: 10.3321/j.issn:0375-5444.2006.04.004 XU Yong, ZHANG Tongsheng, YANG Qinke.Ecological de-farm scenarios and their influences on agricultural development of county on loess plateau[J].Acta Geographica Sinica, 2006, 61(4):369-377. doi: 10.3321/j.issn:0375-5444.2006.04.004 [19] Zhao H, Chen F H, Li S H, et al.A record of Holocene climate change in the Guanzhong Basin, China, based on optical dating of a loess-palaeosol sequence[J].The Holocene, 2007, 17:1015-1022. doi: 10.1177/0959683607080530 [20] 夏敦胜, 马剑英, 王冠, 等.环境磁学及其在西北干旱区环境研究中的问题[J].地学前缘, 2006, 43(6):567-574. doi: 10.3321/j.issn:1005-2321.2006.03.023 XIA Dunsheng, MA Jianying, WANG Guan, et al.Environmental magnetism concepts and their applications to environmental studies in arid regions, Northwest China[J].Earth Science Frontiers, 2006, 13(3):168-179. doi: 10.3321/j.issn:1005-2321.2006.03.023 [21] Thompson R, Oldfield F.Environmental Magnetism[M].London:Allen & Unwin, Geological Publishing House, 1986:1-227. [22] Bloemendal J, Liu X M.Rock magnetism and geochemistry of two plio-pleistocene Chinese loess- palaeosol sequences-implications for quantitative palaeoprecipitation reconstruction[J].Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology, 2005, 226:149-66. doi: 10.1016/j.palaeo.2005.05.008 [23] Liu Q S, Roberts A P, Torrent C S, et al.What do the HIRM and S-ratio really measure in environmental magnetism?[J].Geochemistry Geophysics Geosystems, 2007, 9:1-10. doi: 10.1029-2007GC001717/ [24] Liu Q S, Deng C L, Torrent J, et al.Review of recent development in mineral magnetism of the Chinese Loess[J].Quaternary Science Reviews, 2007, 26:368-385. doi: 10.1016/j.quascirev.2006.08.004 [25] Xia D S, Jia J, Li G H, et al.Out-of-phase evolution between summer and winter East Asian monsoons during the Holocene as recorded by Chinese loess deposits[J].Quaternary Research, 2014, 81:500-507. doi: 10.1016/j.yqres.2013.11.002 [26] Huang C Q, Zhao W, Li F Y, et al.Mineralogical and pedogenetic evidence for palaeoenvironmental variations during the Holocene on the Loess Plateau, China[J].Catena, 2012, 96:49-56. doi: 10.1016/j.catena.2012.04.008 [27] Kenneth L, Verosub, Roberts A P.Environmental magnetism:Past, present, and future [J].Journal of Geophysical Research Atmosphere, 1995, 100:2175-2192. doi: 10.1029/94JB02713 [28] 黄春长, 庞奖励, 黄萍, 等.关中盆地西部黄土台塬全新世气候事件研究[J].干旱区地理, 2002, 25(1):10-15. doi: 10.3321/j.issn:1000-6060.2002.01.003 HUANG Chunchang, PANG Jiangli, HUANG Ping, et al.Holocene climatic events on the loess tableland in the western Guanzhong basin, China[J].Arid Land Geography, 2002, 25(1):10-15. doi: 10.3321/j.issn:1000-6060.2002.01.003 [29] Marcott S A, Shakun J D, Clark P U, et al.A reconstruction of regional and global temperature for the past 1, 1300 years[J].Science, 2013, 339:1198-1201. doi: 10.1126/science.1228026 [30] 王绍武, 全新世气候变化[M].北京:气象出版社, 2011:98-125. WANG Shaowu.The Holocene Climate Change[M].Beijing:China Meteorological Press, 2011:98-125. -
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