Spatial variation of surface soil color in the eastern Tibetan Plateau and its environmental significance
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摘要: 认识青藏高原东部现代表土的色度特征及其空间分布，理解其与现代气候因子之间的联系，对于高原地区黄土-古环境重建和揭示第四纪环境变化历史具有重要意义。通过对研究区表层土壤色度的详细分析，对比现代气候资料，探讨了青藏高原东部表层土壤色度的空间变化特征及其环境意义。结果表明：① 高原东部表土色度参数空间变化特征差异显著，表现为随纬度升高，土壤亮度呈先减小后增大的趋势，而红度和黄度则逐步减小；随经度的升高，黄度先增大后减小，而红度值逐步减小；红度和黄度整体随着海拔上升而呈先减小后升高的特征。这些变化特征和差异是表土色度对高原东部复杂地理环境和水热条件变化响应的结果。② 在高原的干旱-半湿润区，土壤亮度对降水的响应敏感；红度和黄度对大尺度的温度变化响应较敏感，而较冷的环境下，红度对温度响应复杂，但与降水存在一定的联系。红度/黄度比值主要指示了气候控制下的赤铁矿和针铁矿的变化和竞争，对干旱-半湿润区域的降水变化响应较为敏感。青藏高原东部现代表土色度与气候密切相关，其空间变化特征一定程度上反映了该地区现代气候因子的空间变化；另一方面由于该区地形和气候复杂多变，部分色度指标与气候关系复杂，在重建青藏高原东部黄土古环境变化历史时需要谨慎。Abstract: The color characteristics and spatial variation of surface soil in the eastern Tibetan Plateau (ETP) are important for understanding the relationship between soil color and modern climate factors and for reconstructing the Quaternary paleoclimatic environment. We analyzed in detail the spatial variation of surface soil color and its environmental significance. Results show that the spatial variation of surface soil color in the ETP is obvious. The soil brightness decreases first and then increases with latitude increase, and the redness and yellowness decrease with the latitude increase. In addition, the change in yellowness shows a parabolic curve from increase to decrease with longitude increase, and redness decreases with longitude increase. Both redness and yellowness decrease first and then slightly increase with altitude increase. The redness/yellowness ratio does not change significantly with latitude, but decreases with longitude increase, and increases with altitude. The spatial variation of soil color is resulted from the hydrothermal variation in local complicated arid semi-humid environment. In the study region of plateau, brightness decreases with precipitation increase within a certain precipitation range and is sensitive to precipitation. Redness and yellowness are sensitive to large-scale temperature changes. However, the response of redness to temperature is complex in a cold environment, which is related to precipitation. The redness/yellowness ratio indicates mainly the formations of hematite and goethite under special climate conditions, and the ratio is more sensitive to precipitation in arid and semi-humid areas than to temperature. The spatial variation in the color of surface soil reflects the spatial variation of regional climate factors under modern atmospheric circulation to a certain extent. However, due to the complexity of terrain and climate in the ETP, the relationship between color parameters and climate is complex. One should be careful in rebuilding the paleoenvironmental history from loess in the ETP.
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Keywords:
- surface soil /
- color /
- spatial variation /
- environmental significance /
- Eastern Tibetan Plateau
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20世纪90年代以来，下切河谷（Incised valley）及其沉积充填层序的研究颇受关注[1-3]，这是由于其是油气资源的勘探目标、蕴含丰富的地层演化和古环境变化信息。晚第四纪海平面经历了大幅升降变化，在全球海岸带和陆架发育了多期规模较大的下切河谷，其充填地层保存相对完整，已经成为层序地层学、古气候-海平面变化研究的热点[4-7]。
近三十多年来长江三角洲地区晚第四纪下切河谷的形成与演化得到了学术界的重视[8-10]。晚第四纪以来长江三角洲地区的下切河谷可分为三期（早期、中期和晚期），其分布范围有所差别[11]（图1），推测其沉积充填层序的形成时间分别对应于125～60 ka（日历年龄）、60～25 ka和25 ka以来的时期[12]。然而，对于晚第四纪早期和中期下切谷充填层序年龄的研究尚不多见[13-14]。
![图 1 长江三角洲和晚第四纪下切河谷分布图[11]以及本文研究的JC-1205孔位置]()
图 1 长江三角洲和晚第四纪下切河谷分布图[11]以及本文研究的JC-1205孔位置I. 三角洲主体，II. 三角洲南翼，III. 三角洲北翼；高程为相对于现今海平面的高程；晚第四纪早期下切河谷的北界尚未确定，未标出。Figure 1. Schematic map showing the distribution of the Yangtze River delta and locations of late Quaternary incised valleys [11], as well as the location of core JC-1205 investigated in this studyThe main body (I), southern (II) and northern (III) flanks of the delta are also shown.2012年我们在实施江苏海岸带地质调查时在江苏南通近岸区施工了一个全取芯钻孔，该孔钻取了晚第四纪地层。本文基于该孔岩芯的综合测试分析，确定该地层的沉积相变化特征和年龄，并在此基础上探讨晚第四纪下切谷及其沉积充填序列的形成与海平面变化的关系。
1. 研究区地质概况
长江三角洲是中全新世以来长江泥沙堆积形成的以镇江-扬州为顶点、杭州湾北岸为南界、大致以弶港辐射沙洲的陆上延续部分为北界的三角洲沉积体系[11, 15]（图1），在地理上包括江苏省南部、上海市和浙江省杭嘉湖地区。该地区为地势平缓的广阔平原，海拔高度一般为3～5 m，总趋势为西高东低。三角洲可分为主体和南、北两翼[11]：主体部分大致与末次冰期（晚第四纪晚期）古河谷位置相当，以存在不同时期雁行排列的河口坝为特征，曾为长江口摆动的地带；两翼部分大致与末次冰期古河间地分布区相当。
长江三角洲地处扬子陆块下扬子地块东段，自元古代以来区域经历了复杂的构造运动，形成了丰富多样的构造样式，其中燕山期火山活动较为强烈，是中国东部火山岩浆活动带的重要组成部分。新近纪以来，由于喜马拉雅运动的影响，中国东部盆地强烈沉降。研究表明，长江三角洲地区的松散沉积物之下是扬子板块元古宙变质岩系与古生代、中生代和新生代岩浆岩和沉积岩；基岩之上的松散沉积物总体上西薄东厚，主要为第四纪堆积物（厚度50～450 m），下部见新近纪沉积物（厚度20～100 m，局部缺失）[16-17]。自上新世以来长江三角洲表现为“间歇式”的沉降，沉降速率主要为1～3 mm/a [17]。新近纪以来该区经历了山间盆地冲积环境（新近纪—早更新世）、辫状河和曲流河环境（早更新世晚期—中更新世）、滨海-浅海-三角洲环境（晚更新世以来）[18]。
晚第四纪全球海平面在冰期-间冰期气候旋回下经历了大幅波动，在长江三角洲地区发育了3期下切河谷[11-12]（图1），不同期次的河谷在分布范围上呈现部分叠置的现象，造成早期和中期的河谷充填沉积物被部分侵蚀[12]。末次盛冰期，海平面下降幅度超过120 m[19]，现今的长江三角洲地区发育古长江的下切河谷及其南北两侧的古河间地（图1），而该下切谷一直延伸至东海外陆架[20-21]。冰后期海平面快速上升，下切河谷逐渐被海侵成为河口湾；至8.0 ka，研究区形成以镇江-扬州为顶点的巨型古河口湾；此后海平面上升趋缓并在约7 ka达到最高水位后保持相对稳定，长江三角洲自约8.0 ka开始发育并逐渐向海推进直至岸线达到现今位置[15]。
2. 材料与方法
2012年9月，青岛海洋地质研究所在江苏省南通市如东县东凌港镇近岸区完成一口全取芯钻孔JC-1205孔的施工，钻孔坐标32°10′47.436″N、121°24′40.207″E（图1）。在去掉钻孔最顶部的人工填土之后，该孔的高程是+1.30 m，进尺79 m。钻探施工使用GXY-1A型岩芯钻机，采用液压回转钻进工艺，取芯管直径为110 mm，所取样品直径为96 mm。钻孔泥质沉积物的取芯率大于85%，砂质沉积物的取芯率大于60%。
在室内首先对岩芯对半分开，然后进行沉积特征描述、拍照并采取沉积物粒度、有孔虫鉴定、AMS 14C测年和光释光（OSL）测年等实验样品。按0.10～0.25 m间距，采取粒度样品596个；按0.10～0.20 m间距，采取有孔虫鉴定样品567个；在0～68 m岩芯中，挑选了13个腹足类和双壳类的壳体样品和1个有孔虫样品开展14C测年；在22～79 m岩芯中，挑选11了个样品开展OSL测年。
沉积物样品的粒度分析在青岛海洋地质研究所实验检测中心完成。对于含砾石的较粗粒样品，采用筛析法计算其粒度组分。对于不含砾石组分的样品，选取沉积物样品10～20 g，经双氧水和稀盐酸浸泡处理，除掉有机质和碳酸盐，然后洗盐，用六偏磷酸钠溶液经超声波分散后，用英国马尔文（MALVERN）公司生产的Mastersizer-2000型激光粒度分析仪进行粒度测试。仪器测量范围为0.02～2000 μm，粒级分辨率为0.01 Φ，重复测量的相对误差＜2%。沉积物命名和粒度参数分别采用文献[22]和[23]提供的方案。
底栖有孔虫样品的鉴定：称50 g干样加入清水与双氧水（H2O2）浸泡分散，经用250目（Φ=0.063 mm）分析筛淘洗，筛上颗粒烘干后，视样品量及有孔虫丰度将其缩分至1/2、1/4、1/8……后，在双目实体显微镜下挑选标本，进行鉴定与数量统计。一般统计个体数在100枚以上，不足100枚的做全部样本统计。底栖有孔虫的丰度表示每50 g干样中有孔虫个体数，简单分异度表示所有属种的种数，重要属种的百分含量按其个体数占底栖有孔虫全群个体总数的百分含量来表示。
样品的AMS 14C测年由美国Beta分析有限公司承担，主要测年物质包括：有孔虫壳体、双壳类和腹足类壳体等。直接测定年龄是以5568年为半衰期，同时测量样品的δ 13C值，并根据分馏效应进行校正，即获得惯用年龄。日历年龄是惯用年龄经过校正程序Calib Rev 8[24]校正所得（表1）。CALIB Rev 8没有提供研究区的海洋储库校正值（△R），对于海洋生物样品日历年龄的校正，本文根据CALIB Rev 8提供的3个黄海地区（包括1个青岛近岸海区和2个韩国西南海岸区）和6个台湾北部近岸样品的△R值，利用CALIB Rev 8计算得到△R值为−128±104 yr。本文所用的14C日历年龄都是从公元1950向前起算的，以“cal yr BP”表示，或用“ka”来代替“cal kyr BP”。本文或前人没有经过日历年龄校正的年龄以14C年龄表示（14C yr BP）。
表 1 JC-1205孔 AMS 14C测年结果Table 1. AMS 14C dating results for core JC-1205深度/m 测年材料 δ 13C/‰ 惯用年龄
/14C yr BP日历年龄/cal yr BP Beta编号 中值 范围 (1σ) 0.29 腹足类 (Semisulcospira gredleri) −2.7 102.3 ± 0.3 − − 371210 0.55 腹足类 (Semisulcospira gredleri) −3 100.1 ± 0.4 − − 371211 13.01 腹足类 −0.6 1010 ± 30 BP 561 463～663 468133 21.42 底栖有孔虫 −2.1 3790 ± 30 BP 3724 3562～3876 468132 60.25 腹足类
(Angulyagra sp.)−2.6 ＞43500 BP − − 371221 64.15 腹足类
(Angulyagra sp.)−5.2 39110 ± 550 BP 42703 42432～42917 371212 64.71 双壳类和腹足类碎片 −8.6 ＞43500 BP − − 371213 65.56 腹足类
(Angulyagra sp.)−8.6 37770 ± 470 BP 42165 41983～42377 371214 65.8 腹足类
(Angulyagra sp.)−5.8 ＞43500 BP − − 371215 65.96 腹足类
(Angulyaga sp.)−4.7 ＞43500 BP − − 371216 66.51 腹足类
(Angulyaga sp.)−9.5 ＞43500 BP − − 371217 67.05 腹足类
(Angulyaga sp.)−7.6 39350 ± 500 BP 42805 42519～43016 371218 67.47 腹足类
(Angulyaga sp.)−5.6 ＞42000 BP − − 371219 67.63 腹足类
(Angulyaga sp.)−7.8 ＞43500 BP − − 371220 样品的OSL测年是在中国科学院青海盐湖研究所光释光实验室完成（表2），样品的前处理和测试方法详见过去的文献[25-26]。从样品中提取38～63 μm的石英颗粒来进行测试，测试仪器为Risø TL/OSL DA-20，等效剂量（De）测试采用单片再生剂量法与标准生长曲线法相结合的方法[27-28]。每个样品共获得18个等效剂量值，采用最小年代模型（MAM）计算样品的最终等效剂量。
表 2 JC-1205孔光释光测年结果Table 2. OSL dating results for core JC-1205孔深/m 粒径/μm U/10-6 Th/10-6 K/10-6 含水率/% 离散值 等效剂量/Gy 剂量率/(Gy/ka) 年代/ka 22.74 38～63 1.36 ± 0.2 8.06 ± 0.5 1.72 ± 0.03 23 ± 5 0.08 ± 0.01 2.53 ± 0.08 2.13 ± 0.09 1.2 ± 0.1 24.4 38～63 1.12 ± 0.2 6.84 ± 0.4 1.34 ± 0.03 18 ± 5 0.09 ± 0.02 7.15 ± 0.25 1.79 ± 0.08 4.0 ± 0.2 31.37 38～63 1.82 ± 0.3 10.04 ± 0.6 1.47 ± 0.03 21 ± 5 0.16 ± 0.03 133.1 ± 10.7 2.16 ± 0.10 61.5 ± 5.7 35.74 38～63 1.71 ± 0.3 9.09 ± 0.5 1.46 ± 0.03 23 ± 5 0.15 ± 0.03 131.3 ± 10.2 2.04 ± 0.09 64.5 ± 5.9 37.56 38～63 1.34 ± 0.2 8.08 ± 0.5 1.41 ± 0.03 14 ± 5 0.13 ± 0.02 138.2 ± 7.3 2.04 ± 0.09 67.7 ± 4.8 41.67 38～63 1.44 ± 0.2 8.07 ± 0.5 1.58 ± 0.03 15 ± 5 0.24 ± 0.04 116.1 ± 15.3 2.18 ± 0.10 53.2 ± 7.4 47.31 38～63 1.07 ± 0.2 5.83 ± 0.4 1.37 ± 0.03 17 ± 5 0.24 ± 0.04 84.4 ± 12.1 1.75 ± 0.08 48.3 ± 7.3 49.78 38～63 1.04 ± 0.2 5.55 ± 0.4 1.74 ± 0.03 20 ± 5 0.20 ± 0.03 125.3 ± 11.7 1.98 ± 0.09 63.3 ± 6.6 68.52 38～63 2.03 ± 0.3 11.32 ± 0.6 1.61 ± 0.03 21 ± 5 – 339 ± 30 2.38 ± 0.11 143 ± 14* 73.11 38～63 1.87 ± 0.3 10.43 ± 0.6 1.75 ± 0.03 22 ± 5 – 357 ± 31 2.39 ± 0.11 149 ± 15* 78.94 38～63 1.78 ± 0.3 10.56 ± 0.6 1.27 ± 0.03 18 ± 5 – 330 ± 42 2.07 ± 0.10 160 ± 22* 注：*测年结果超出了石英颗粒OSL测年的上限，仅供参考。 3. 结果
3.1 地层序列和沉积相
根据沉积特征和底栖有孔虫分布特征，JC-1205孔岩芯沉积物可以划分为4个沉积单元，从上至下编号为DU 1—DU 4（图2）。
![图 2 JC-1205孔岩芯岩性柱状图]()
图 2 JC-1205孔岩芯岩性柱状图附加AMS 14C和OSL测年结果。Figure 2. Lithologic log of core JC-1205, showing calibrated 14C and OSL ages3.1.1 DU 4（79.00～68.32 m）
DU 4主要由深灰色黏土质粉砂夹粉砂质线理-透镜体、粉砂夹黏土质线理、粉砂与黏土质条带密集互层（毫米至厘米级）组成（图3a，3b），生物扰动中等，含少量钙质结核，偶见贝壳碎片及碳质斑点。本单元不含有孔虫（图4），中部（73.5～75.3 m）含较多淡水腹足类 (Angulyaga sp.)。
![图 3 JC-1205孔典型岩芯的照片]()
图 3 JC-1205孔典型岩芯的照片a. DU 4底部（78.48～78.72 m），深灰色粉砂夹较多黏土质线理（毫米级），生物扰动中等；b. DU 4上部（71.50～71.77 m），深灰色黏土质粉砂夹较多粉砂质线理（毫米级）和透镜体，生物扰动中等；c. DU 3下段下部（65.76～66.01 m），深绿灰-灰黄色细砂质中砂（含粗砂，偶见细砾），分选较差，含少量贝壳碎片；d. DU 3上段中部（33.44～33.68 m），深灰黏土质粉砂与粉砂密集互层（毫米级），生物扰动较弱；e. DU 2中部（27.75～27.96 m），棕色斑杂灰绿色黏土质粉砂，含少量粉砂-砂质斑点，生物扰动较强；f. DU 1下段中部（23.60～27.85 m），深黄灰色含细砂-黏土质粉砂，夹较多深灰色黏土质条带以及较多粉砂-细砂线理、透镜体，生物扰动中等—较弱；g. DU 1中段上部（9.86～10.07 m），深黄灰色黏土质粉砂与深灰色粉砂密集互层（毫米级），潮汐层理发育，生物扰动中等—较弱；h. DU 1上段中部（1.97～2.19 m），深灰黄色黏土质条带夹粉砂-细砂质粉砂薄层（毫米至厘米级），生物扰动强烈。箭头指示岩芯的上方。Figure 3. Photographs of representative sedimentary facies in core JC-1205![图 4 JC-1205孔岩芯中底栖有孔虫丰度（a）、简单分异度（b）和主要属种含量（c-k）垂向分布特征]()
图 4 JC-1205孔岩芯中底栖有孔虫丰度（a）、简单分异度（b）和主要属种含量（c-k）垂向分布特征Figure 4. Down-core variations in (a) benthic foraminiferal abundance, (b) simple diversity, and (c–k) relative abundance of the main foraminiferal species in core JC-1205粒度分析结果显示（图5），DU 4沉积物以粉砂为主，黏土和和砂次之，平均粒径主要为5～7 Φ，平均值为6.2；分选系数为1.3～1.9（平均为1.66），分选较差；偏态主要为0.1～0.3（平均0.24），为正偏；峰度主要为0.9～1.1（平均1.03），峰度较扁平。
![图 5 JC-1205孔岩芯沉积物的粒度参数（a-d）和粒度组分含量（e-h）垂向分布特征]()
图 5 JC-1205孔岩芯沉积物的粒度参数（a-d）和粒度组分含量（e-h）垂向分布特征Figure 5. Down-core variations in grain-size parameters (a-d) and grain-size compositions (e-h) in core JC-1205综上所述，DU 4被解释为河流环境之下的洪泛平原沉积。
3.1.2 DU 3（68.32～29.25 m）
根据岩性特征，DU 3可划分为两段：下段（68.32～35.40 m）和上段（35.40～29.25 m）。DU 3与下伏DU 4之间为侵蚀接触。
下段总体上显示正粒序（图2，5），底部0.64 m（67.69～68.32 m）为灰-深灰色砾石层，含中-粗砂及粉砂质条带，含较多贝壳碎片，砾石直径可达2～3 cm，有磨蚀，以次棱角状为主；下部（56.2～67.69 m）为深灰-深灰黄色细砂质中砂（含粗砂，底部偶见细砾）（图3c），向上渐变为深灰色极细砂-粉砂质细砂（含中砂），顶部0.8 m为深灰色极细砂质粉砂。分选一般—较差，板状/槽状交错层理发育，偶夹少量碳质线理、碳屑和贝壳碎片；下段沉积物不含底栖有孔虫（图4），60.0 m以下局部见较多的淡水腹足类 (Angulyaga sp.)。
下段沉积物的粒度分析结果（图5）显示，下段沉积物以砂为主，粉砂和黏土次之，平均粒径从底部的1.6 Φ左右向上逐渐波动变化至4.5 Φ左右，正粒序明显，平均值3.2 Φ；分选系数大多变化于0.5～2.2（平均1.6），分选较好—较差；偏态主要变化于−0.50～0.75（平均0.42），以正偏为主；峰度主要变化于0.5～3.0（平均1.42），下段中下部沉积物的峰度以尖锐为主，上部沉积物以较扁平—扁平为主。
上段为深灰色粉砂-黏土质粉砂、粉砂与黏土质粉砂密集互层（毫米级）夹少量细砂条带（＜1 cm）（图3d），生物扰动较弱；在中部（32.54～34.2 m）夹少量碳屑线理（3～4 mm）。上段沉积物不含底栖有孔虫（图4）。
上段沉积物的粒度分析结果（图5）显示，沉积物以粉砂为主，砂和黏土次之，平均粒径主要变化于4～6.5 Φ，平均值5.43 Φ；分选系数主要变化于1.5～2.5，有向上变大（即分选性变差）的趋势（平均1.86），分选较差—差；偏态主要变化于0.1～0.5（平均0.31），有向上变小的趋势，为正偏—极正偏；峰度主要变化于0.9～1.5（平均1.11），没有明显的趋势，为较扁平—尖锐。
综上所述，DU 3被解释为河流沉积，其中下段为河床-点坝沉积，上段为洪泛平原沉积。
3.1.3 DU 2（29.25～25.93 m）
DU 2与下伏DU 3之间为突变接触，该单元以棕色（混杂灰绿色）黏土质粉砂和粉砂为主（图3e），比较致密，偶见钙质结核，生物扰动较强。下部（28.19～28.60 m）夹深灰色粉砂质细砂薄层，分选一般，见板状/槽状交错层理，偶见贝壳碎片，其底部为侵蚀面与下伏细粒沉积物分隔。本单元不含底栖有孔虫（图4）。
粒度分析结果（图5）显示，DU 2沉积物以粉砂为主，黏土次之，砂又次之（仅在下部的薄夹层（28.19～28.60 m）为主）；除去下部的粉砂质细砂薄层，平均粒径为5.0～7.2 Φ，平均值5.49 Φ，细砂层的平均粒径则为3.4～4.3 Φ（平均值3.65 Φ）；分选系数为1.1～2.5（平均值1.72），分选较差—差；偏态主要变化于0.10～0.37（平均值0.18），以正偏为主；峰度主要变化于0.9～1.4（平均值0.81），为较扁平—尖锐。
从岩性来看，DU 2沉积物可与长江三角洲地区“杂色硬黏土层”[29]对比，可解释为末次盛冰期下切河谷间地上的洪泛平原沉积，且受到了成岩改造；其中的细砂薄层被解释为洪泛平原上的决口扇沉积[30]。
3.1.4 DU 1（25.93～0 m）
DU 1与下伏DU 2之间为侵蚀接触，根据岩性本单元可划分为3段：下段（25.93～21.39 m）、中段（21.39～ 3.08 m）和上段（3.08～0 m）。
下段（25.93～21.39 m）：由两个显示正粒序的旋回构成，两个旋回以23.37 m为界（图2）。下旋回（25.93～23.37 m）与下伏地层侵蚀接触，包括：最底部6 cm厚的深黄灰色中砂，含细砂和粗砂，分选差，含较多贝壳碎片，向上变为深灰色细砂（含中砂）夹较多深灰色黏土质条带（厚5～15 mm）（图3f）、深灰-深黄灰色细砂薄层（厚0.15～0.26 m）与深灰黏土质条带夹细砂-粉砂线理-透镜体的薄层（厚0.15～0.50 m）相交替，潮汐层理发育，细砂层分选一般且显示板状/槽状交错层理，贝壳碎片零星分布，生物扰动较弱。上旋回（23.37～21.39 m）与下伏旋回之间为侵蚀接触，其底部为0.17 m厚的深灰色中砂（含细砂），分选一般，含大量贝壳碎片及较多泥砾；向上变为深灰色细砂夹黏土质条带（3～6 mm）（显示正粒序），细砂分选一般，潮汐层理发育，偶见贝壳碎片。
下段的底部缺失底栖有孔虫，中上部含少量底栖有孔虫，其丰度和简单分异度都较低，其平均值分别为942枚/50g和8.4种。底栖有孔虫的优势种是滨岸种Ammonia beccarii (Linné) vars.、滨岸-内陆架种Elphidium magellanicum Heron-Allen et Earland和冷水种Protelphidium tuberculatum (d'Orbigny)，次要种主要包括近岸陆架种Epistominella naraensis (Kuwano)、内陆架常见种Elphidium advenum (Cushman)、近岸低氧种Ammonia pauciloculata (Phleger et Parker)和沿岸低盐水种Cribrononion vitreum Wang。
中段（21.39～ 3.08 m）：与下段突变接触，9.20 m以下以深灰色黏土质粉砂与细砂-粉砂密集互层（毫米至厘米级）为主（图3g），潮汐层理发育，生物扰动中等，偶见贝壳碎片；9.20～3.08 m粒度有所变粗，以深灰色黏土质粉砂与细砂密集互层（毫米至厘米级）为主，其中7.74～5.20 m为深灰色细砂夹少量（下部）—较多（上部）黏土质条带（毫米级）（与下伏沉积物为侵蚀接触）。生物扰动弱—中等。
中段底栖有孔虫的丰度和简单分异度都比下段有明显增加，其平均值分别为20606枚/50g和25.8种；优势种是近岸陆架种E. naraensis和近岸低氧种A. pauciloculata，次要种主要包括近岸低氧种Ammonia convexidorsa Zheng 和Bolivina cochei Cushman et Adams、滨岸种A. beccarii vars.，滨岸-内陆架种E. magellanicum、冷水种P. tuberculatum、内陆架常见种E. advenum和沿岸低盐水种C. vitreum。
上段（3.08～0 m）：从底部的深灰黄色黏土质粉砂夹较多粉砂-细砂条带（厘米级）、粉砂，向上渐变为深灰-深黄灰色的黏土质粉砂，中上部含较多碳质斑点和少量碳屑，潮汐层理发育，生物扰动中等—强烈。
上段有孔虫的丰度和简单分异度的平均值分别为34934枚/50g和22.8种；优势种是滨岸种A. beccarii vars.，次要种主要包括近岸低氧种A. pauciloculata和B. cochei以及A. convexidorsa、近岸陆架种E. naraensis。
综上，DU 1下段被解释为近岸潮道沉积[31]；中段被解释为浅水潮下带-内陆架沉积，其中上部（7.74～5.20 m）的细砂层为潮道沉积；上段为潮坪沉积。
3.2 测年结果
3.2.1 OSL测年数据可靠性分析
以分别位于JC-1205孔31.37 m和41.67 m的两个代表性样品为例，其OSL信号生长曲线（Growth curve）和衰减曲线（Decay curve）如图6所示，两个样品的OSL信号均衰减较快，大约在2 s内衰减到本底值，表明其OSL信号以快组分为主。此外，沉积物样品OSL年龄的可靠性还与其晒退情况密切相关。前人研究表明，搬运距离短、沉积过程快以及水体浑浊度高等因素限制了河流和三角洲等水成沉积物的曝光时间和几率[32-33]，可能导致样品中只有部分颗粒的释光信号被归零或降低至可忽略水平[34]。该现象在海岸带–陆架区的沉积物（尤其是水成沉积物）光释光测年中尤为显著：样品中若混入了未完全晒退的矿物颗粒，获得的De值将会由于残余剂量的影响而导致高估。图7显示了上述两个样品De值分布的放射图（Radial Plot），较高的离散度（OD）表明样品存在不完全晒退现象，通过中值年代模型（Central age model, CAM）和最小年代模型（Minumin age mode, MAM）分别计算得到的De值是有所差别的。本文采用MAM模式得到的De值，最有可能代表其真实值[35-36]。
![图 6 代表性样品1(31.37 m)和样品2(41.67 m)的光释光信号衰减曲线和生长曲线]()
图 6 代表性样品1(31.37 m)和样品2(41.67 m)的光释光信号衰减曲线和生长曲线Figure 6. The decay curves and growth curves of the representative sample 1 (31.37 m) and sample 2 (41.67 m)![图 7 代表性样品1(31.37 m)和样品2(41.67 m)De值分布的放射图]()
图 7 代表性样品1(31.37 m)和样品2(41.67 m)De值分布的放射图OD：离散度，CAM：中值年代模型，MAM：最小年龄模型。Figure 7. Radial plots of De values for the representative sample 1 (31.37 m) and sample 2 (41.67 m)OD: over-dispersion, CAM: central age model, MAM: minimum age model.所测矿物的饱和剂量及其剂量率共同限定了OSL测年的年龄上限。对石英颗粒而言，其饱和剂量在200 Gy左右[37-38]，以2～3 Gy/ka的剂量率估算，其年龄上限约为60～100 ka。DU 3的OSL测年样品，其De在84.4～138.2 Gy之间，并未超出石英的饱和剂量，且样品的剂量率较低（约2 Gy/ka），因此我们认为在DU 3测年样品中所得到的大约 60～70 ka的年龄并未超出OSL年龄上限。
3.2.2 OSL测年结果
如表2和图2所示，11个OSL测年数据分布在DU 4（3个）和DU 3（6个）和DU 1（2个）。DU 4中的3个OSL年龄分布在单元的顶部、中部和下部，从上至下显示递增的年龄序列，年龄范围为143±14～160±22 ka。考虑到石英颗粒OSL测年的上限是约80 ka[37], 这3个年龄数据供参考。
DU 3中的6个OSL年龄数据分布在单元的中部至上部，除了中上部的2个年龄数据（53.2±7.4 ka和48.3±7.3 ka）较低之外，其余4个年龄数据介于61.5±5.7～67.7±4.8 ka。
DU 1中的2个OSL测年数据分布在下段的中部和上部，分别为4.0±0.2 ka和1.2±0.1 ka。
3.2.3 AMS 14C测年结果
在全部14个AMS 14C测年数据中，10个年龄数据位于DU 3的底部（孔深60 m以下）（表2和图2），它们主要是利用淡水腹足类（Angulyagra sp. ）的壳体所测定的，其中7个年龄数据超越了AMS 14C测年的上限（＞43500 yr BP），另外3个年龄数据为42.1～42.8 ka。考虑到本单元OSL的测年结果总体上＞60 ka，这3个较年轻的AMS 14C年龄数据被解释为测年样品在沉积或埋藏过程中受到了轻碳的污染而致使年龄变得显著年轻[39]。
另外4个AMS 14C测年数据位于DU 1，其中2个位于上段的顶部、1个位于中段的中部、1个位于下段的上部；最下部的年龄约为3.7 ka，上面几个年龄基本上是向上递减的。
4. 讨论
由上述的沉积相分析可知，JC-1205孔地层序列中除了最上部的DU 1单元之外，其余沉积单元（DU 2—DU 4）都是河流沉积，它们的成因显然与海平面的变化密切相关。晚第四纪时期，入海河流的侵蚀基准面－海平面经历了多次大幅度（＞100 m）的升降变化[40]，因此在海岸带地区发育的大型河流体系也伴随着海平面波动而经历了多次下切的过程，发育了多期深切河谷及其充填沉积序列[30, 41]。依据JC-1205孔地层序列的测年结果，结合晚第四纪全球海平面变化特征（图8），对该孔所揭示的沉积序列开展地层划分，探讨各沉积单元的形成时代。
![图 8 过去200 kyr全球海平面变化曲线[40]和JC-1205孔沉积单元（DU 4—DU 1）之间的对应关系]()
MIS 6（191～130 ka）[43] 时期是中更新世以来大陆冰盖范围仅次于末次冰期最盛期（LGM）（26.0～19.5 ka）[44]的一个大冰期，期间最低海平面出现在MIS 6晚期（约140～135 ka），达到约125 m bpsl（现今海平面之下）[45]。DU 4沉积地层的OSL年龄数据位于MIS 6时期，但其超过了石英颗粒OSL测年的上限，可视为该单元沉积物形成时代的下限。由于MIS 6时期中国东部海岸带和大部分陆架区出露地表，且海平面的大幅度下降势必引起该区域河流体系的强烈下切，加之MIS 6之后为MIS 5e（约130～116 ka）高海平面时期（高于现今海平面6～9 m）[46]，比较有利于MIS 6河流沉积物的保存。因此，河流沉积DU 4被解释为形成于MIS 6。由于孔深的限制，JC-1205孔只揭露了MIS 6时期的洪泛平原沉积，而没有揭露同期的河床沉积。根据以往的研究，位于弶港南侧（JC-1205孔西北方向）的钻孔揭示了晚第四纪早期的下切谷[47]，推测DU 4（洪泛平原沉积）与该下切谷的河床沉积是成因上相关联的同期河流沉积。
全球海平面在MIS 5e之后呈波动下降，至MIS 4（约71.0～60.0 ka）海平面高程显著降低至约80～100 m bpsl[45, 48]；进入MIS 3（约60.0～30.0 ka）[49-50]的早期后海平面明显上升，在中国东部可以达到约20～30 m bpsl[26, 51]，然后海平面波动下降至MIS 3末期的80～90 m bpsl[46, 52]。除去DU 3中部2个明显不可靠的年轻OSL年龄数据，DU 3上部和中部其他OSL年龄数据主要为60～70 ka。考虑到DU 3顶界面和底界面的高程分别为约28 m bpsl和约67 m bpsl，加之晚第四纪以来研究区沉降缓慢，晚第四纪中期下切河谷及其河流沉积DU 3可以合理地解释为形成于MIS 4。
MIS 2（约30.0～14.0 ka）全球海平面再进一步下降，在LGM（26.0～19.5 ka）[44]海平面可达～125 m bpsl[19]；MIS 2期间研究区发育下切河谷。如前所述，DU 2洪泛平原沉积可与长江三角洲地区广泛发育的“杂色硬黏土层”[29]对比。因此河流沉积DU 2被解释为形成于MIS 2，此时钻孔位于MIS 2下切河谷北侧的河间地，下切河谷位于钻孔以南几千米之远（图1）。
自MIS 1（14 ka以来）的早期开始，南黄海西部陆架逐渐被冰后期海侵所覆盖。DU 1的中段和上段为浅水潮下带-内陆架沉积和潮坪沉积，其下段为近岸潮道沉积，其年龄数据表明DU 1形成于约4.0 ka以来近岸海洋环境。我们推测，DU 1在约4.0 ka开始发育的潮道沉积侵蚀了下伏MIS 1早—中期的海洋沉积和部分MIS 2晚期的河流沉积，从而造成了DU 1和DU 2之间超过10 kyr左右的沉积间断；该潮道向下侵入到下伏LGM河流沉积，加之潮道沉积期间较强的水动力条件，导致该潮道沉积（DU 1下段）的底部缺少底栖有孔虫、中上部底栖有孔虫的丰度和简单分异度也比其上的DU 1中段（浅水潮下带-内陆架沉积）和DU 1上段（潮坪沉积）显著降低。
从以上分析可知，在DU 4和DU 3之间缺失了MIS 5时期的沉积物，而在DU 3和DU 2之间缺失了MIS 3时期的沉积物（图8）。DU 3的沉积相特征表明，MIS 4时期JC-1205孔正好位于下切谷之中，这也得到了以往研究的印证（图1）；DU 3和DU 4之间MIS 5海洋沉积的缺失应是该下切谷发育过程中对下伏沉积物的侵蚀所致。DU 2发育于MIS 2河间地的泛滥平原环境，DU 2底界面的高程为约28 m bpsl，如果考虑到晚第四纪研究区一直经历缓慢沉降，推测DU 3形成之后钻孔位置附近因地势较高而缺失了MIS 3的近岸海洋沉积，即钻孔位置附近在MIS 3期间出现了沉积间断。
晚第四纪长江三角洲地区沉降速率较小，下切谷的发育主要受控于海平面变化。在MIS 6、MIS 4和MIS 2低海平面时期，钻孔位置附近区发育河流下切河谷或河间地，后期的下切谷（如MIS 4时期）对前期的下切河谷沉积充填形成了破坏，使得它们之间相对高海平面时期（如MIS 5）的近岸海洋沉积物被侵蚀殆尽，或者因地势较高而产生了沉积间断（如MIS 3），导致这3期河流沉积物直接叠置（图8）。这与以前的研究报道[11-12]是一致的。如果考虑到MIS 1晚期近岸海洋沉积（DU 1）与其下伏河流沉积（DU 2）之间也存在超过10 kyr的沉积间断，研究区晚第四纪沉积序列的4个沉积单元之间都存在重要的沉积缺失。
5. 结论
（1）江苏南通近岸区JC-1205孔揭示了该区晚第四纪沉积序列可划分为4个沉积单元（从下至上DU 4—DU 1）：中—下部3个沉积单元（DU 4—DU 2）为3期直接接触的河流沉积，上部DU 1为近岸海洋沉积（从下至上包括潮道沉积、浅水潮下带-内陆架沉积和潮坪沉积）。
（2）晚第四纪海平面变化是控制钻孔位置附近区沉积序列形成的主要因素。晚第四纪早期和中期的下切河谷及其充填沉积（DU 4和DU 3）分别形成于MIS 6和MIS 4，而与晚期下切谷相关的河间地的洪泛平原沉积（DU 2）形成于MIS 2；MIS 4时期下切谷的发育使得其下伏的MIS 5海洋沉积被侵蚀殆尽，而MIS 3时期相对较高的地势导致了沉积间断的出现。
（3）DU 1形成于MIS 1晚期，其底部的潮道沉积在其发育过程中对下伏沉积物的侵蚀作用形成了DU 1和DU 2之间超过10 kyr的沉积缺失。
致谢：本文作者多年来在开展海岸带地质调查和海洋沉积学研究过程中得到了青岛海洋地质研究所何起祥先生的悉心指导和无私帮助，谨以此文纪念何起祥先生！
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图 1 青藏高原东部表层土壤采样位置和风成沉积照片
Figure 1. Surface soil sampling and the aeolian deposits in the eastern Tibetan Plateau
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图 2 青藏高原东部表层土壤的色度参数随纬度、经度和海拔的变化
h、i、l使用线性函数进行拟合，其余使用二阶函数进行拟合。
Figure 2. Variations of color parameters of surface soil with latitude, longitude and altitude in the ETP
h, i, and l are fitted with linear functions, and the rest are fitted with second-order functions.
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图 3 青藏高原东部表层土壤的色度参数与年平均降水、年平均温度空间分布
Figure 3. Spatial distribution of surface soil color, annual average precipitation, and annual average temperature in the ETP
表 1 青藏高原东部表层土壤不同纬度、经度和海拔范围的色度参数
Table 1 The changes in color of surface soil with latitude, longitude, and altitude ranges in the ETP
样品的位置 L* a* b* a*/b* 均值 最大值 最小值 均值 最大值 最小值 均值 最大值 最小值 均值 最大值 最小值 全样 47.22 62.87 28.27 5.95 10.89 1.68 16.07 30.29 9.45 0.37 0.70 0.11 27°～30°N 49.19 62.87 37.78 7.30 10.89 4.54 18.94 26.91 26.91 0.39 0.70 0.24 30°～34°N 45.32 57.91 28.27 5.76 10.15 1.68 15.57 22.45 9.46 0.37 0.60 0.12 34°～37°N 48.61 62.04 34.79 5.60 7.96 2.60 15.41 19.93 10.17 0.36 0.47 0.19 96°～99°E 47.64 62.87 31.19 6.50 10.82 4.34 16.04 22.44 10.61 0.41 0.70 0.25 99°～101°E 47.69 61.88 34.59 6.10 10.10 2.60 16.51 25.02 10.96 0.37 0.47 0.19 101°～104°E 46.32 59.97 28.27 5.30 10.89 1.68 15.56 30.3 9.46 0.34 0.47 0.12 1500～3000 m 49.68 59.97 34.96 6.34 10.77 3.91 17.52 30.29 10.17 0.36 0.51 0.27 3000～4000 m 46.31 62.87 28.27 5.60 10.89 1.68 15.47 26.91 9.46 0.36 0.70 0.11 4000～4600 m 47.30 62.04 31.19 6.34 10.15 2.60 16.19 22.45 10.61 0.39 0.60 0.19 
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[1] 柯夫达 B A. 土壤学原理[M]. 北京: 科学出版社, 1981. Ковда В А. Principles of Soil Science[M]. Beijing: Science Press, 1981.
[2] 朱鹤健, 何宜庚. 土壤地理学[M]. 北京: 高等教育出版社, 1992. ZHU Hejian, HE Yigeng. Soil Geography[M]. Beijing: Higher Education Press, 1992.
[3] 何柳, 孙有斌, 安芷生. 中国黄土颜色变化的控制因素和古气候意义[J]. 地球化学, 2010, 39(5):447-455 HE Liu, SUN Youbin, AN Zhisheng. Changing color of Chinese loess: Controlling factors and paleocliamtic significances [J]. Geochimica, 2010, 39(5): 447-455.
[4] Sun Y B, He L, Liang L J, et al. Changing color of Chinese loess: Geochemical constraint and paleoclimatic significance [J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2011, 40(6): 1131-1138. doi: 10.1016/j.jseaes.2010.08.006
[5] 杨胜利, 方小敏, 李吉均, 等. 表土颜色和气候定性至半定量关系研究[J]. 中国科学(D辑), 2001, 31(S1):175-181 YANG Shengli, FANG Xiaomin, LI Jijun, et al. Transformation functions of soil color and climate [J]. Science in China (Series D), 2001, 31(S1): 175-181.
[6] 陈诗越, 方小敏, 王苏民. 川西高原甘孜黄土与印度季风演化关系[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2002, 22(3):41-46 CHEN Shiyue, FANG Xiaomin, WANG Sumin. Relation between the loess stratigraphy on the eastern Tibetan plateau and Indian monsoon [J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2002, 22(3): 41-46.
[7] Yang S L, Ding Z L. Color reflectance of Chinese loess and its implications for climate gradient changes during the last two glacial-interglacial cycles [J]. Geophysical Research Letters, 2003, 30(20): 2058.
[8] 陈一萌, 陈兴盛, 宫辉力, 等. 土壤颜色: 一个可靠的气候变化代用指标[J]. 干旱区地理, 2006, 29(3):309-313 doi: 10.3321/j.issn:1000-6060.2006.03.001 CHEN Yimeng, CHEN Xingsheng, GONG Huili, et al. Soil color: a new sensitive indicator for climatic change [J]. Arid Land Geography, 2006, 29(3): 309-313. doi: 10.3321/j.issn:1000-6060.2006.03.001
[9] 陈杰, 杨太保, 曾彪, 等. 中国帕米尔地区黄土上部色度变化特征及古气候意义[J]. 沉积学报, 2018, 36(2):333-342 CHEN Jie, YANG Taibao, ZENG Biao, et al. Chroma characteristics and its paleoclimatic significance in Pamir loess section, China [J]. Acta Sedimentologica Sinica, 2018, 36(2): 333-342.
[10] 杨丹, 庞奖励, 周亚利, 等. 汉中盆地军王村黄土-古土壤剖面的色度特征及机理[J]. 中山大学学报:自然科学版, 2018, 57(1):93-101 YANG Dan, PANG Jiangli, ZHOU Yali, et al. Chroma characteristics and its significance of the Junwangcun loess-paleosol profile in the Hanzhong basin [J]. Acta Scientiarum Naturalium Universitatis Sunyatseni, 2018, 57(1): 93-101.
[11] 杜丁丁, Mughal M S, Blaise D, 等. 青藏高原中部色林错湖泊沉积物色度反映末次冰盛期以来区域古气候演化[J]. 干旱区地理, 2019, 42(3):551-558 DU Dingding, Mughal M S, Blaise D, et al. Paleoclimatic changes reflected by diffuse reflectance spectroscopy since Last Glacial Maximum from Selin Co Lake sediments, central Qinghai-Tibetan Plateau [J]. Arid Land Geography, 2019, 42(3): 551-558.
[12] 崔东, 荣雪, 王晓磊, 等. 中国土壤颜色与气候指标的定量研究[J]. 农业科技与装备, 2011(10):6-7,10 doi: 10.3969/j.issn.1674-1161.2011.10.005 CUI Dong, RONG Xue, WANG Xiaolei, et al. Quantitative study on the correlation between the redness degree in soil colour and mean annual precipitation in China [J]. Agricultural Science & Technology and Equipment, 2011(10): 6-7,10. doi: 10.3969/j.issn.1674-1161.2011.10.005
[13] 姬红利, 周文君, 张一平, 等. 云南土壤色度与海拔及气候的关系研究[J]. 云南大学学报:自然科学版, 2013, 35(S2):352-358 JI Hongli, ZHOU Wenjun, ZANG Yiping, et al. Relationship between soil color and climatic factors in Yunnan [J]. Journal of Yunnan University, 2013, 35(S2): 352-358.
[14] 苗运法, 杨胜利, 卓世新, 等. 我国西北干旱区现代地表沉积物颜色指标与降水关系[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2013, 33(4):77-85 MIAO Yunfa, YANG Shengli, ZHUO Shixin, et al. Relationship between the color of surface sediments and precipitation in arid northwest China [J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2013, 33(4): 77-85.
[15] 严永耀, 安聪荣, 苗运法, 等. 新疆青海地区现代地表沉积物颜色指标与气候参数关系[J]. 干旱区地理, 2017, 40(2):355-364 YAN Yongyao, AN Congrong, MIAO Yunfa, et al. Relationship between color index of modern surface sediment and climate parameters in the region of Xinjiang and Qinghai [J]. Arid Land Geography, 2017, 40(2): 355-364.
[16] 宋瑞卿, 朱芸, 吕镔, 等. 青藏高原表土的色度特征及其环境意义[J]. 亚热带资源与环境学报, 2016, 11(1):14-20 doi: 10.3969/j.issn.1673-7105.2016.01.003 SONG Ruiqing, ZHU Yun, LYU Bin, et al. Topsoil color and its environmental significance in the Tibetan Plateau [J]. Journal of Subtropical Resources and Environment, 2016, 11(1): 14-20. doi: 10.3969/j.issn.1673-7105.2016.01.003
[17] 郑兴芬, 吕镔, 陈梓炫, 等. 不同空间范围土壤色度的纬向变化特征及其气候意义[J]. 土壤学报, 2020, 57(5):1186-1196 ZHENG Xingfen, LÜ Bin, CHEN Zixuan, et al. Latitudinal variation characteristics of soil color in different spatial extents and their climatic significance [J]. Acta Pedologica Sinica, 2020, 57(5): 1186-1196.
[18] 朱丽东, 周尚哲, 李凤全, 等. 庐山JL红土剖面的色度气候意义[J]. 热带地理, 2007, 27(3):193-197,202 doi: 10.3969/j.issn.1001-5221.2007.03.001 ZHU Lidong, ZHOU Shangzhe, LI Fengquan, et al. Climatic implication of the chroma of JL red earth section in the Lushan mountain [J]. Tropical Geography, 2007, 27(3): 193-197,202. doi: 10.3969/j.issn.1001-5221.2007.03.001
[19] Hu X F, Du Y, Guan C L, et al. Color variations of the Quaternary Red Clay in southern China and its paleoclimatic implications [J]. Sedimentary Geology, 2014, 303: 15-25. doi: 10.1016/j.sedgeo.2014.01.006
[20] 刘峰, 王昊, 秦艺帆, 等. 南京周家山下蜀黄土色度特征及其意义[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2015, 35(5):143-151 LIU Feng, WANG Hao, QIN Yifan, et al. Chroma characteristics of the Zhoujiashan Xiashu loess profile in Nanjing and its significance [J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2015, 35(5): 143-151.
[21] 刘东生. 黄土与环境[M]. 北京: 科学出版社, 1985. LIU Tungsheng. Loess and the Environment[M]. Beijing: Science Press, 1985.
[22] Balsam W, Ji J F, Chen J. Climatic interpretation of the Luochuan and Lingtai loess sections, China, based on changing iron oxide mineralogy and magnetic susceptibility [J]. Earth and Planetary Science Letters, 2004, 223(3-4): 335-348. doi: 10.1016/j.jpgl.2004.04.023
[23] Schaetzl R J, Bettis E A, Crouvi O, et al. Approaches and challenges to the study of loess Introduction to the LoessFest Special Issue [J]. Quaternary Research, 2018, 89(3): 563-618. doi: 10.1017/qua.2018.15
[24] 王攀, 张培新, 杨振京, 等. 靖边黄土剖面记录的末次冰期以来的气候变化[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2019, 39(3):162-170 WANG Pan, ZHANG Peixin, YANG Zhenjing, et al. Climate change since the last glacial stage recorded in Jingbian loess section [J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2019, 39(3): 162-170.
[25] 陈海涛, 孔凡彪, 徐树建, 等. 山东仙境源黄土常量元素特征及其古气候环境意义[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2020, 40(6):189-197 CHEN Haitao, KONG Fanbiao, XU Shujian, et al. Geochemical characteristics of major elements and their paleoenvironmental significance of the Xianjingyuan loess in Shandong Province [J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2020, 40(6): 189-197.
[26] 王博, 王牛牛, 王志远, 等. MIS13时期黄土高原东西部地区夏季风不对称演化[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2020, 40(3):185-192 WANG Bo, WANG Niuniu, WANG Zhiyuan, et al. Unparallel MIS13 climate evolution between western and eastern Chinese Loess Plateau [J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2020, 40(3): 185-192.
[27] 李越, 宋友桂, 王千锁. 新疆昭苏黄土剖面色度变化特征及古气候意义[J]. 地球环境学报, 2014, 5(2):67-75 doi: 10.7515/JEE201402003 LI Yue, SONG Yougui, WANG Qiansuo. Chroma characteristics in the Zhaosu loess section and its paleoclimatic significance [J]. Journal of Earth Environment, 2014, 5(2): 67-75. doi: 10.7515/JEE201402003
[28] Wang Q S, Song Y G, Zhao Z J, et al. Color characteristics of Chinese loess and its paleoclimatic significance during the last glacial-interglacial cycle [J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2016, 116: 132-138. doi: 10.1016/j.jseaes.2015.11.013
[29] 石培宏, 杨太保, 田庆春, 等. 靖远黄土—古土壤色度变化特征分析及古气候意义[J]. 兰州大学学报:自然科学版, 2012, 48(2):15-23 SHI Peihong, YANG Taibao, TIAN Qingchun, et al. Chroma chracteristics in the loess-paleosol at Jingyuan section and its signification to paleocliamete [J]. Journal of Lanzhou University:Natural Sciences, 2012, 48(2): 15-23.
[30] Fang X M, Ono Y, Fukusawa H, et al. Asian summer monsoon instability during the past 60, 000 years: magnetic susceptibility and pedogenic evidence from the western Chinese Loess Plateau [J]. Earth and Planetary Science Letters, 1999, 168(3-4): 219-232. doi: 10.1016/S0012-821X(99)00053-9
[31] Chen F H, Zhang J F, Liu J B, et al. Climate change, vegetation history, and landscape responses on the Tibetan Plateau during the Holocene: A comprehensive review [J]. Quaternary Science Reviews, 2020, 243: 106444. doi: 10.1016/j.quascirev.2020.106444
[32] 潘保田, 王建民. 末次间冰期以来青藏高原东部季风演化的黄土沉积记录[J]. 第四纪研究, 1999(4):330-335 doi: 10.3321/j.issn:1001-7410.1999.04.005 PAN Baotian, WANG Jianmin. Loess record of Qinghai-Xizang Plateau monsoon variations in the eastern part of the plateau since the last interglacial [J]. Quaternary Sciences, 1999(4): 330-335. doi: 10.3321/j.issn:1001-7410.1999.04.005
[33] 方小敏. 青藏高原东部边缘及邻区马兰黄土成因与来源的初步研究[J]. 中国科学(B辑), 1994, 24(5):539-546 FANG Xiaomin. The origin and provenance of Malan loess along the eastern margin of Qinghai-Xizang (Tibetan) Plateau and its adjacent area [J]. Science in China (Series B), 1994, 24(5): 539-546.
[34] 欧先交, 曾兰华, 周尚哲, 等. 四川西部黄土沉积与环境演变研究综述[J]. 地球环境学报, 2012, 3(1):692-704 OU Xianjiao, ZENG Lanhua, ZHOU Shangzhe, et al. A review on research of loess and environmental change in west Sichuan Plateau of the eastern Qinghai-Tibetan Plateau [J]. Journal of Earth Environment, 2012, 3(1): 692-704.
[35] Dong Z B, Hu G Y, Qian G Q, et al. High-altitude Aeolian research on the Tibetan Plateau [J]. Reviews of Geophysics, 2017, 55(4): 864-901. doi: 10.1002/2017RG000585
[36] Huang X, Miao X, Chang Q, et al. Tibetan dust accumulation linked to ecological and landscape response to global climate change [J]. Geophysical Research Letters, 2022, 49: e2021GL096615.
[37] 高以信, 李明森. 横断山区土壤[M]. 北京: 科学出版社, 2000. GAO Yixin, LI Mingsen. Soils of Hengduan Mountains[M]. Beijing: Science Press, 2000.
[38] 熊毅, 李庆逵. 中国土壤[M]. 2版. 北京: 科学出版社, 1987. XIONG Yi, LI Qingkui. Chinese Soil[M]. 2nd ed. Beijing: Science Press, 1987.
[39] 张荣祖, 郑度, 杨勤业, 等. 横断山区自然地理[M]. 北京: 科学出版社, 1997. ZHANG Rongzu, ZHENG Du, YANG Qinye, et al. Physical geography of Hengduan Mountains[M]. Beijing: Science Press, 1997.
[40] Robertson A R. The CIE 1976 color-difference formulae [J]. Color Research and Application, 1977, 2(1): 7-11. doi: 10.1002/j.1520-6378.1977.tb00104.x
[41] 邱堋星, 叶飞. 武夷山土壤性状及其垂直变化规律[J]. 东北林业大学学报, 2008, 36(1):55-57 doi: 10.3969/j.issn.1000-5382.2008.01.023 QIU Pengxing, YE Fei. Characteristic and vertical changing regularities of soils in Wuyi Mountain [J]. Journal of Northeast Forestry University, 2008, 36(1): 55-57. doi: 10.3969/j.issn.1000-5382.2008.01.023
[42] 王海燕, 庞奖励, 黄春长, 等. 郧西县庹家湾黄土剖面色度参数特征及其古气候重建[J]. 水土保持学报, 2017, 31(2):151-156 WANG Haiyan, PANG Jiangli, HUANG Chunchang, et al. Chroma characteristics and paleoclimatic reconstruction of the loess-paleosol profile at Tuojiawan in Yunxi County, Hubei Province [J]. Journal of Soil and Water Conservation, 2017, 31(2): 151-156.
[43] Balsam W L, Deaton B C, Damuth J E. Evaluating optical lightness as a proxy for carbonate content in marine sediment cores [J]. Marine Geology, 1999, 161(2-4): 141-153. doi: 10.1016/S0025-3227(99)00037-7
[44] 田庆春, 杨太保, 石培宏, 等. 可可西里BDQ0608钻孔沉积物色度环境意义及其影响因素[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2012, 32(1):133-140 TIAN Qingchun, YANG Taibao, SHI Peihong, et al. Environmental implication of color reflectance of drill hole BDQ0608, Keke Xili region and its influencing factors [J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2012, 32(1): 133-140.
[45] 吴艳宏, 李世杰, 夏威岚. 可可西里苟仁错湖泊沉积物元素地球化学特征及其环境意义[J]. 地球科学与环境学报, 2004, 26(3):64-68 doi: 10.3969/j.issn.1672-6561.2004.03.014 WU Yanhong, LI Shijie, XIA Weilan. Element geochemistry of lake sediment from Gourenco Lake, Kekexili, Qinghai-Xizang plateau and its significance for climate variation [J]. Journal of Earth Sciences and Environment, 2004, 26(3): 64-68. doi: 10.3969/j.issn.1672-6561.2004.03.014
[46] Torrent J. Iron oxides in Mediterranean soils: properties and influence on soil behavior[C]. Transactions of the 15th World Congress of Soil Science, 1994, 8a: 1-14.
[47] 刘驰, 刘希瑶, 刘澎. 松辽平原典型黑土区有机质的变化及影响因素分析[J]. 地质与资源, 2020, 29(6):550-555 LIU Chi, LIU Xiyao, LIU Peng. Analysis on the changes of organic matters and their influencing factors of typical black soil areas in Songliao Plain [J]. Geology and Resources, 2020, 29(6): 550-555.
[48] Ji J F, Chen J, Balsam W, et al. High resolution hematite/goethite records from Chinese loess sequences for the last glacial-interglacial cycle: Rapid climatic response of the East Asian Monsoon to the tropical Pacific [J]. Geophysical Research Letters, 2004, 31(3): L03207.
[49] Schwertmann U. Occurrence and formation of iron oxides in various pedoenvironments[M]//Stucki J W, Goodman B A, Schwertmann U. Iron in Soils and Clay Minerals. Dordrecht: Springer, 1988: 267-308.
[50] 丁敏, 庞奖励, 黄春长, 等. 全新世黄土-古土壤序列色度特征及气候意义: 以关中平原西部梁村剖面为例[J]. 陕西师范大学学报:自然科学版, 2010, 38(5):92-97 DING Min, PANG Jiangli, HUANG Chunchang, et al. Chroma characteristics and its climatic significance in Holocene loess-paleosol sequence: A case study of the Holocene Liangcun profile in the western Guanzhong basin [J]. Journal of Shaanxi Normal University:Natural Science Edition, 2010, 38(5): 92-97.
[51] 戴霜, 刘俊伟, 张明震, 等. 兰州-民和盆地八盘峡剖面河口群沉积物色度纪录的140.66~124.19Ma间气候变化[J]. 地质学报, 2011, 85(6):1058-1067 DAI Shuang, LIU Junwei, ZHANG Mingzhen, et al. Climate change during 140.66~124.19 Ma recorded by the color of the sediments of the Hekou group from Lanzhou-Minhe Basin [J]. Acta Geologica Sinica, 2011, 85(6): 1058-1067.
[52] 高鹏坤, 庞奖励, 黄春长, 等. 陕南丹凤茶房村黄土—古土壤剖面色度参数特征[J]. 沉积学报, 2015, 33(3):537-542 GAO Pengkun, PANG Jiangli, HUANG Chunchang, et al. Chroma characteristics and its significances of the Chafangcun loess-paleosol profile in southeast Shaanxi, China [J]. Acta Sedimentologica Sinica, 2015, 33(3): 537-542.
[53] 季峻峰, 陈骏, Balsam W, 等. 黄土剖面中赤铁矿和针铁矿的定量分析与气候干湿变化研究[J]. 第四纪研究, 2007, 27(2):221-229 doi: 10.3321/j.issn:1001-7410.2007.02.007 JI Junfeng, CHEN Jun, Balsam W, et al. Quantitative analysis of hematite and goethite in the Chinese loess-paleosol sequences and its implication for dry and humid variability [J]. Quaternary Sciences, 2007, 27(2): 221-229. doi: 10.3321/j.issn:1001-7410.2007.02.007
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期刊类型引用(1)
1. 邹庆超，石学法，葛淑兰，吴永华，邹建军，贺湘锋，Sergey A.Gorbarenko，刘建兴. 氧同位素3早期以来千年尺度气候事件在日本海北部的磁学记录. 海洋学报. 2024(04): 106-121 . 
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![图 1 长江三角洲和晚第四纪下切河谷分布图[11]以及本文研究的JC-1205孔位置](/fileHYDZYDSJDZ/journal/article/hydzydsjdz/2022/4/2023051501-1.jpg)
![图 8 过去200 kyr全球海平面变化曲线[40]和JC-1205孔沉积单元（DU 4—DU 1）之间的对应关系](/fileHYDZYDSJDZ/journal/article/hydzydsjdz/2022/4/2023051501-8.jpg)
