岁差驱动与中国黄土高原的次级气候旋回

赵强，李西双，吴永华，刘建兴

1. 海洋沉积与环境地质国家海洋局重点实验室，自然资源部第一海洋研究所，青岛 266061

2. 青岛海洋科学与技术国家试点实验室海洋地质过程与环境功能实验室，青岛 266061

1 区域地质背景

作为季风堆积的产物，中国黄土高原以黄土-古土壤二元旋回的形式记录了东亚季风第四纪期间气候干、湿变化的历史，其中的古土壤代表了气候相对湿润的时期[1]。黄土与古土壤都由风尘堆积物构成，二者的分异主要源自成壤强度的不同。黄土高原的成壤作用主要受控于夏季风的强度与控制范围，其成壤强度表现出明显的自东南向西北减弱的特征[2-4]。黄土高原东南部的成壤作用最强，并常因多个成壤期的叠加而形成复合古土壤；由高原南部往北部和西北方向，成壤强度逐渐减弱，复合古土壤中叠加的成壤期逐渐分离，内部开始出现薄层黄土夹层并逐渐增厚，到了高原北部、西北部一带表现为（次一级）古土壤与黄土的互层，最终在更北部的沙漠中尖灭。反之，在高原北部、西北部表现单一的厚层黄土，到了东南部开始有弱发育的古土壤夹层出现，显示了其内部气候的波动变化，而在更靠北的黄土-沙漠边界带，常出现黄土-古土壤-砂丘层的频繁交替[5]，体现出较高的气候分辨率。黄土高原成壤强度的空间差异使得黄土与古土壤地层组合表现出明显的南北差异。古土壤的层数越往北越多，而单层古土壤的发育期也越来越短，因而黄土高原各层古土壤与黄土单元都具有一定的穿时性。

黄土高原黄土与古土壤地层组合的南北差异还可能造成了地层在气候分辨率上的不同，使得高原各地表现出不同的周期类型。如在高原南部的宝鸡剖面，由于多周期古土壤的强烈复合，其0.6 Ma以来的周期以0.1 Ma居绝对主导地位，41和23 ka的周期非常微弱[6]；到了高原西北部的靖远剖面，S1、S2、S3的磁化率记录则显示明显的岁差周期[7]，并且岁差周期（约20 ka）在高原北部、西北部的榆林、横山等地末次间冰期以来的黄土剖面中也分外显著[8]；而在高原中部的洛川、长武地区，35万年来的陆生蜗牛化石又显示明显的41和23 ka周期[9]。我们认为在黄土高原，古土壤的复合和分异很大程度上决定了当地黄土/古土壤序列的主导周期类型，因而古土壤是揭示黄土高原气候变化的关键。

黄土高原古土壤的发育形态除了复合古土壤及其分化出的次级古土壤单元外，还以弱发育古土壤夹层的形式赋存于厚层黄土中，被称作“成壤事件”[8,10-11]，代表冷期背景下的相对温湿期。早期研究人员对黄土高原的土壤地层单元进行划分时，为了强调其区域可对比性，主要参考《北美地层规范》，仅将发育强度同当地全新世土壤相当或更高的埋藏古土壤作为一独立的土壤地层单位[10]，而将发育程度不及全新世土壤且区域对比性较差的弱发育古土壤归并到黄土母质中，最终以37层主要的古土壤及其对应的37层黄土建立了黄土高原第四纪地层的一级地层格架，代表了黄土高原第四纪以来37次大的气候震荡[10]，构成了黄土高原的一级气候旋回。刘东生等[10]早已指出，地层中的“成壤事件”可将74个阶段进一步细分为110个次级阶段，并指出这些次级气候阶段是建立黄土高原高分辨率气候地层的基础。郭正堂等[11]认为在渭南剖面第四纪地层中至少可识别出56个清晰的成壤期，代表了112个沉积-成壤事件，认为它们是完整揭示黄土高原成壤机理不可缺少的一环。

尽管研究表明，末次冰期中的“成壤事件”可在黄土高原南北广阔范围内进行对比，显示出重要的气候意义，并且同复合古土壤中的次级单元一样显示出岁差周期[8,12-16]，然而，多年来对黄土高原次级古土壤的划分与对比工作并未引起足够的重视。假若一级黄土单元中的“成壤事件”（黄土中的弱发育古土壤夹层）与复合古土壤分化出的次级古土壤单元是同等尺度的暖湿气候事件，这些“成壤事件”便不宜再作为“偶发性”的“事件地层”看待，而是具有了“周期性”的地层学和古气候意义，并且使黄土高原次级气候旋回的建立成为可能。本文将黄土高原一级气候旋回内部各次级古土壤和次级黄土单元称作黄土高原的次级地层单元，由次级古土壤和次级黄土单元组成的气候旋回称作黄土高原的次级气候旋回。

与黄土高原的一级古土壤单元（多为复合古土壤）相比，其分化出的次级古土壤单元显然蕴含了更基础的成壤机理。末次间冰期以来的次级古土壤及“成壤事件”的岁差周期已得到了较多的揭示[8,12-16]，为下一步的研究指明了方向。然而，岁差周期在黄土高原中是否普遍存在仅靠末次间冰期以来的证据远远不够，还需要在早期地层中寻找更多证据。本文利用黄土高原气候分辨率及研究精度较高的部分剖面，识别地层中的次级古土壤及相当的次级暖湿气候事件，通过区域对比尝试建立黄土高原的次级气候旋回，并探索其背后的成因机理。

2 研究方法

由于黄土高原成壤强度的南北差异，一级古土壤单元在黄土高原的中南部通常以复合古土壤的形式存在，其内部成壤期次通常难以辨别；而到了黄土高原的北部和西北部地区，一级古土壤单元通常分化为多层次级古土壤与次级黄土的组合，其内部次级地层单元划分清晰可见。反之，一级黄土单元在高原北部通常以厚层黄土形式存在，其内部次级气候阶段在野外不易判别，而到了高原南部则会有若干弱发育古土壤夹层发育其中，使得次级地层阶段的划分清晰起来。此外，在黄土高原北部黄土-沙漠边界带，虽然冰期背景下成壤作用难以抵达该处，但可以砂丘-黄土二元旋回的形式记录次级气候的变化。因此，在高原北部和西北部地区，一级古土壤单元内部次级地层单元的识别和划分相对较为容易，而一级黄土单元内部次级地层单元的划分在高原南部以及北部部分地区的沙漠-黄土边界带相对容易。根据黄土高原一级地层单元内部的次级古土壤，再结合其他剖面的粒度、磁化率等气候指标，通过高原南北剖面的区域对比，可以较准确地判定一级地层单元内部次级地层单元的期次，继而建立起黄土高原的次级气候旋回序列。

多年来针对黄土高原次级气候旋回的系统研究相对较少，多数研究并未对黄土高原的次级阶段进行精细的识别与划分，本文仅选取了地层划分相对最精细的部分剖面来进行分析。黄土高原次级地层单元的命名有两种系统方案[17-18]，这两种方案差别不大，都是在一级地层单元内部分出次级黄土与次级古土壤两类地层并分别编号命名，其优点是命名可直接显示次级地层单元的属性（如L1S1或L1SS1均代表L1中的第一层次级古土壤，而L1L1或L1LL1则代表L1中的第一层次级黄土），但缺点也很明显，当次级地层单元属性不同时不便于高原南北不同剖面间次级气候阶段的直接对比。本文从便于次级地层单元对比的角度，采用Ding等[13]所用的地层划分方案，并将其推广到所有层位，在一级地层单元内部按照次级气候阶段由上而下次第编号，如将L1自上而下分为L1-1—L1-5五个次级阶段。这一命名方法仅考虑次级地层单元所处的气候阶段，但并不关心这一次级地层单元的地层属性（黄土?古土壤?抑或砂丘）。这样，尽管L1-2在渭南是古土壤[19-21]而在李家塬和新庄塬是黄土[13]，但都代表的是L1的第二个次级气候阶段，只是在渭南剖面L1-2以古土壤的形式显示该气候阶段的相对暖湿特征，而在李家塬和新庄塬剖面则以更细的粒度显示其相对暖湿的气候背景。

3 黄土高原L5以来次级气候阶段的划分与对比

3.1 L0-S0次级气候阶段的划分

全新世土壤S0虽然发育期仅有一万年左右，但在高原全区均可追踪对比，具有重要的地层对比意义，因而能成为黄土高原的基本地层单元。在黄土高原南部的渭南地区，S0的发育始于1.1万年前[21-22]；在高原西北部的兰州皋兰山[23]和高原北部的榆林地区[24-25]，S0直到约9 kaBP才开始发育；至于在更北部沙漠中，S0则是在8.5 kaBP进入全新世气候最适宜期后才开始发育，如毛乌素沙漠JJ剖面中的S0土壤始于8.8 kaBP，库布齐沙漠（Hobq）KB剖面中的全新世土壤发育于8.2 kaBP[26]。可见，S0土壤的发育在黄土高原南北并非同步开启，显示南早北晚的特点。

S0土壤在黄土高原的发育也非同步结束，显示北早南晚的特点。研究人员通常对黄土高原南部的全新世沉积（S0）不做细分，将S0土壤上部常覆盖的厚约30～40 cm的耕作土作为土壤看待。然而，在没有人为耕作影响的塬面和丘陵处，它们与下伏的S0土壤界限清晰，从成壤程度、土壤微形态及重矿物组成等特征判断，应属于黄土[27]，即L0黄土。从测年数据及人类文化遗迹推断，L0在黄土高原南部大约始于3 100 aBP，洛川剖面S0土壤的结束时间则有3 kaBP[28]和1.2 kaBP[29]两种结果。在西北部的靖远曹岘、兰州九州台剖面，全新世土壤都已被近1 m厚的黄土覆盖[30]，而靖远剖面S0的发育在4.3 kaBP便已结束[31]，九州台地区也在约5 kaBP前结束了S0的主要成壤期，只是在后期又发育了一期数百年的短时成壤事件（2.7～2 kaBP）[32]。在黄土高原北部的榆林地区，S0已被厚约1 m的现代砂丘层覆盖[33]。毛乌素沙地全新世期间有多次风沙活动，全新世最适宜期可能在5 kaBP便已结束[34]，其中GLT剖面和萨拉乌苏地区的现代沙丘是在1 kaBP开始发育[35-36]。在更北部的毛乌素沙漠和库布齐沙漠，全新世成壤期分别在5.6 和5.7 kaBP结束[37]。从整个黄土高原来看，S0的发育最晚自1 kaBP前便已结束。

S0土壤在黄土高原的发育体现出鲜明的穿时性特征，其成壤期在高原南部最先开启且最晚退出，而高原北部则恰好相反。S0的成壤期持续了约7 000～10 000 a的时间，经历了一个从发生到消亡的完整过程。S0土壤在黄土高原南部还可以进一步细分为2层，在高原北部以及对气候变化更为敏感的沙漠-黄土边界带，其发育过程多被千年尺度或更短期的冷期气候事件打断，可进一步分为3—5层[38-40]，它们由S0进一步分化而来，显示了黄土高原地层记录对气候变化的高度敏感，但侧向变化大，地层的对比性较差，不宜作为独立的地层单元。因此，本文将S0作为一个次级气候阶段，并将其作为黄土高原次级古土壤发育过程的范例。S0土壤的发育过程及其在高原南北的良好对比，表明在一万年的时间内足以发育一层可在整个黄土高原对比的古土壤地层单元。

L0黄土由于仍在发育，本文不作为一个次级气候阶段看待。

3.2 L1—S1次级气候阶段的划分与对比

L1黄土发育于末次冰期，在高原的大部分地区都可分为可追踪对比的5个次级阶段[41]，其中两个次级气候的暖湿期在高原南部形成了1—2层弱发育的次级古土壤，在榆林地区则形成了砂丘中的两层黄土夹层（如图1）。在黄土高原南部的洛川[15]、渭南[16]和宝鸡[42]剖面，L1中可识别出两层弱发育古土壤（L1-2和L1-4）；而到了高原中部的黄龙和吴堡剖面[3]，仅能在野外剖面上识别出1层弱发育古土壤；再往北到米脂地区，L1中的弱发育古土壤已消失不见，说明L1期间成壤的北部边界尚未到达米脂地区。在高原北部边缘的榆林地区，L1为3层古风成砂与2层黄土的互层[3,43]，砂丘层代表沙漠的扩张，反映了更加干燥的气候背景，因而其中的2层黄土夹层是与南部弱发育的次级古土壤层相呼应的次级暖期阶段的产物。另外，在高原西北部的会宁李家塬地区[13]，L1的粒度曲线清晰显示为三粗夹两细的格局，同样反映了三干夹两湿的气候波动。上述资料表明，L1在黄土高原南北各地虽然地层表现不同，但都经历了大致相同的5个次级气候阶段的干湿交替，即3个干冷期夹2个相对暖湿期的格局。各个次级阶段的发育时长因地而异，但测年数据表明任一次级阶段的最长发育时间都可达1 万年以上[5,13,19-21,29，31，44-45]（图 1），表明它们是同等级别的气候事件。

图1 黄土高原不同区域L1-S1内次级气候阶段的划分与对比石卯、李家塬、渭南、九州台、蔡家沟、洛川和靖远剖面分别引自文献[5，13，19-21，29，31，44-45]。Fig.1 The second-order wet and dry substages and their ages of L1-S1 in different regions of the CLP since the last interglacial period Sections of Shimao, Lijiayuan, Weinan, Jiuzhoutai, Caijiagou, Luochuan and Jingyuan are respectively quoted from references [5, 13, 19-21, 29，31，44-45].

在黄土高原北部的榆林和定边地区，S1古土壤为3层古土壤夹2层黄土的组合[45]；而往东南到了米脂剖面，便逐渐过渡为两层古土壤与一层黄土的组合，但在其第二层古土壤中间夹一钙质结核层，因而此第二层古土壤仍可识别为两层古土壤的复合；到了吴堡地区，S1中的第二和第三层古土壤已不易区分，整体表现为两层古土壤夹一层黄土的组合[3]；到了更南部的洛川和黄龙以南，S1在野外已不易细分，变为有三层不同颜色和结构的复合土壤[11]。在黄土高原西北部的兰州九州台剖面，S1在早期被认为由两层古土壤组成[30,46]，后来更详细的研究认为S1为三层古土壤夹两层黄土的组合，并且这一结构在陇西黄土高原较为普遍[47-49]。在黄土高原西北边缘的李家塬及新庄塬剖面，S1的粒度曲线亦表现为三粗夹两细的组合，分为5个次级气候阶段[45]。在黄土高原西北边缘的靖远曹岘剖面，早期的研究认为S1由2层淡红褐色古土壤组成[50]，但后来更细致的研究则将靖远剖面（靖远地区与曹岘剖面不同的另一剖面）的S1细分为3层[7]。根据以上资料，S1古土壤可细分为3层次级古土壤夹2层黄土的组合，共包含5个次级气候阶段（图2）。

3.3 L2—S2的次级气候划分与对比

洛川剖面的L2黄土层中可以识别出两层弱发育的钙质古土壤[17]。渭南剖面L2的磁化率曲线[11]和粒度曲线[51]均可以清晰分为5个表征气候干湿变化的次级阶段（图2）。黄土高原中南部的宝鸡、平凉、泾川、蒲县和灵台剖面上，L2的粒度曲线亦非常清晰地表现为3个较粗段夹2个较细段的组合[51]。在黄土高原西北部边缘的李家塬和新庄塬剖面[13]，L2的粒度曲线亦清晰表现为3个较粗黄土层夹2个较细层的组合，在九州台剖面L2中也可识别出两层弱发育古土壤[18]。因此，与L1相同，L2黄土层也是3个冷干期夹2个相对暖湿期的组合。但在榆林石峁剖面[1]，L2仅由一层风成砂和一层黄土组成，且总厚度较薄，推测是由沙暴的侵蚀造成了地层的缺失。

图2 黄土高原L2-S2内的次级干、湿气候阶段的划分与对比图中地层单元命名主要依照原文给出，本文命名的地层单元用括号标示。李家塬和辛庄塬剖面引自文献[13]；九州台、靖远、灵台、洛川和渭南剖面分别引自文献[18], [7], [51], [17, 52], [8，11]。Fig.2 The second-order wet and dry substages of L2-S2 in different regions of the CLP The stratigraphic units in the figure are named mainly according to the original references. The stratigraphic units named in this paper are marked with brackets.Lijiayuan and Xinzhuangyuan sections are quoted from reference [13]; Sections of Jiuzhoutai, Jingyuan, Lingtai, Luochuan and Weinan are respectively quoted from references [18], [7], [51], [17, 52], [8，11].

S2古土壤在黄土高原中部和南部的诸多典型剖面上均为两层次级古土壤与一层次级黄土的组合，此外，在高原北部的榆林石卯剖面，S2为两层次级古土壤夹一层风成砂的组合[1]。因而传统上S2被分为两层次级古土壤单元看待。磁化率、游离铁/总铁（Fed/Fet%）及粒度资料均表明，其上层次级古土壤的成壤作用相对更强（如图3）[11,32-33]。根据黄土高原年代地层的研究结果[28]，这两层次级古土壤分别与MIS 7的两个波峰（δ18O低值段）相对应，其上层次级古土壤的发育期（29 ka）约为下层（11 ka）的3倍[32]。然而，在高原西北部的靖远和兰州九州台剖面及西津村钻孔[7,18,49]，S2古土壤均为3层次级古土壤与2层次级黄土的组合（如图3），需要注意的是其上部2层次级古土壤间的黄土夹层相对较薄。可见，S2的上层次级古土壤在高原西北部地区可进一步分化为2层，显示了内部次一级的气候波动。因此，在黄土高原西北部地区S2可视作3层次级古土壤夹2层次级黄土的组合，分为5个次级气候阶段。

3.4 L3—S3的次级气候划分与对比

从黄土高原中部的诸剖面来看[51]，L3黄土的粒度比L2和L1明显偏细，其粒度的粗细变化相对较微弱，且在不同剖面间难觅一致的变化规律；在黄土高原北部的榆林石峁地区[5]，L3内部也未发现有砂丘层发育（图3），代表L3沉积时期气候状况不如L1和L2时寒冷干燥；在兰州九州台剖面[18]，L3内部有粒度粗细的变化，中部明显较粗，顶部及中下部较细，底部相当粗，磁化率曲线也有明显起伏，但野外剖面上并未能区分出亚层。从成壤强度来看，在洛川[17]和宝鸡剖面[53-54]，L3可明显分为上、下两个亚层，其中下部的成壤作用相对更强，在宝鸡剖面为“强风化黄土”层。在渭南剖面，L3黄土中部出现了磁化率略微增高的特征，可能代表了初始的成壤过程[11]。另外，在长武和西峰剖面[55]也发现了L3中部磁化率及FeD/FeT增高的现象，显示了L3内部次级气候的波动。根据以上证据，我们推测L3中部存在一个很微弱的次级暖湿阶段，故将L3分为3个次级气候阶段。

图3 黄土高原L3-S3次级干、湿气候阶段的划分与对比图中地层单元命名主要依照原文给出，本文命名的地层单元用括号标示。石卯、九州台、靖远、西峰、洛川和渭南剖面分别引自文献 [5]，[18, 32]，[7]，[55]，[17, 52]，[8，11]。Fig.3 The second-order wet and dry substages of L3-S3 in different regions of the CLP The stratigraphic units in the figure are named mainly according to the original references. The stratigraphic units named in this paper are marked with brackets. Sections of Shimao, Jiuzhoutai, Jingyuan, Xifeng, Luochuan and Weinan are respectively quoted from references [5], [18, 32], [7], [55], [17, 52], [8，11].

在高原中南部地区，S3为复合古土壤，其中在渭南剖面可约略分为3个成壤期，以中部古土壤（S3-2）的成壤强度最高，上部古土壤（S3-1）成壤强度最弱[7]。在高原中部的洛川地区，S3古土壤分化为两层次级古土壤，中间为薄层黄土分隔。在高原北部和西北部的榆林石峁[5]、兰州九州台和墩洼山[32]以及靖远剖面[7]和兰州西津村钻孔[49]，S3古土壤分化为3层次级古土壤与2层黄土的互层（图3）。因此，黄土高原S3古土壤发育期可分为3个暖湿期夹2个冷干期共5个次级气候阶段。

3.5 L4—S4的次级气候划分与对比

与L3类似，L4黄土内部在整个黄土高原亦未见弱发育古土壤。从粒度特征来看，在高原中、南部的泾川、灵台、蒲县、宝鸡剖面[51]以及西北部靖远剖面[7]上，L4黄土表现为上粗下细的组合，代表了一个冬季风逐渐增强的过程。在黄土高原北部边缘的榆林石峁剖面[5]，L4为两个风成砂层与两个厚层黄土的组合（图3），显示气候条件比L3期更为干冷。根据野外剖面特征，L4黄土在宝鸡剖面被分为2层[53]或3层[54]。从磁化率特征来看，在高原南部的渭南剖面[11]以及高原中部的洛川[17]、长武和西峰剖面[55]，L4中部均出现了磁化率增高的现象，并且高原北部石卯剖面内部也出现了磁化率的高值段[5]（图3），这些特征表明L4中部可能有较弱的暖期阶段，只是未能形成古土壤。西津村钻孔L4中段出现了磁化率增高和粒度变细的现象[49]。根据以上特征，我们认为L4黄土发育期，冬季风逐渐增强，但中间有一个夏季风增强的阶段，因此，将L4分为3个次级气候阶段。

图4 黄土高原S4-L5-L6内的次级干、湿气候阶段的划分与对比图中地层单元命名主要依照原文给出，本文命名的地层单元用括号标示。泾川、灵台和蒲县剖面据文献[51]，石卯、九州台、靖远和洛川剖面分别引自文献[5]，[18, 32]，[7]和[17, 52]。Fig.4 The second-order wet and dry substages of S4-L5-L6 in different regions of the CLP The stratigraphic units in the figure are named mainly according to the original references. The stratigraphic units named in this paper are marked with brackets. Jingchuan, Lingtai and Puxian sections are quoted from reference [51]; Sections of Shimao,Jiuzhoutai, Jingyuan and Luochuan are respectively quoted from references [5], [18, 32], [7], [17, 52].

在黄土高原中南部的诸剖面上，S4是强烈复合成因的古土壤，从野外特征、粒度和磁化率特征上均难以进行次级阶段的细分（图4）。在高原西北部的兰州九州台及墩洼山剖面[34]，S4可分为两个古土壤亚层，中部夹薄层强风化黄土。在靖远剖面[7]和西津村钻孔[49]，S4也表现为一层古土壤，但其磁化率曲线和粒度曲线显示2个波峰，似可分作2层。在高原北部的榆林石峁剖面[5]，S4由两层次级古土壤夹一层黄土组成（图4）。在洛川剖面[17]S4的成壤强度仅次于S5，在六盘山以西的兰州、西宁地区[18]，S4成壤强度最高，反映了S4发育期气候非常湿润。参照黄土高原北部和西北部的地层剖面，可将S4分为3个次级气候阶段，为两个暖湿期夹一个冷干期的组合，其中的冷干期的影响范围仅止于黄土高原北部和西北部边缘一带，在黄土高原中南部地区表现并不明显。

3.6 L5黄土的次级气候划分与对比

在黄土高原中、南部的泾川、宝鸡等剖面[51]以及高原西北部的靖远剖面[7]和兰州西津村钻孔[49]，L5的粒度曲线均清晰地显示为三粗夹两细的5个阶段，高原北部榆林石峁剖面[5]L5也是由3个风成砂层与夹于其间的2层黄土组成（图4），表明L5黄土发育期高原南北均可细分为5个干、湿变化的次级气候阶段，为3个冷干期与2个相对暖湿期的组合。在高原中部的洛川剖面[17]，L5下部可识别出一层弱发育的钙质草原土壤，渭南剖面[11]L5中部磁化率的增高也可能是一期弱成壤作用的表现，因而其中仅有一个暖期在高原南部发育了古土壤层。根据洛川剖面L5中古土壤发育的部位，以及当时的海平面与北半球高纬太阳辐射背景，推测高原南部L5中的弱成壤事件应当与L5-4相对应（图4）。

4 分析与讨论

4.1 次级气候阶段对比的关键科学问题和潜在不确定性

如上所述，利用一级地层单元中常见的次级古土壤以及粒度、磁化率等气候指标，可在黄土高原L5以来的地层序列中识别出40个次级气候阶段（图5），合 20 个次级气候旋回。其中，S0、L1、S1、L2、S2、S3、S4、L5中的34个次级气候阶段的划分均有可靠的证据支持，其代表的干、湿气候旋回韵律在黄土高原南北总体显示出较好的一致性。而L3和L4则由于缺乏“弱发育古土壤”的可靠证据，其6个次级气候阶段的划分较为勉强，将在下文具体分析。

有3个关键的问题为次级气候阶段的识别和划分带来一定的不确定性。首先是黄土地层的连续性问题。在黄土高原北部沙漠边界带的靖边剖面，高分辨率的光释光测年结果揭示在L1和L2中均存在长达5～6万年的沉积间断[56]。在与靖边相近的榆林石卯剖面[5]，其L2为一层砂丘与一层黄土的组合（图5），相比黄土高原其他地区缺失了3个次级气候阶段；此外，L2与L1发育期相近且L2粒度更粗，但在石卯剖面其厚度却不足L1的一半，说明L2缺失严重。鹿化煜等[57]则在相对榆林偏南的环县和西峰剖面L1中发现了长达5 000 a（15～10 kaBP）的沉积间断，说明沉积间断或地层的缺失现象不局限于沙漠边缘地区，还可深入到黄土高原中部。这种长达数千年乃至数万年的地层缺失（或沉积间断）会造成次级气候阶段发育不全，从而为黄土高原次级气候阶段的划分与对比带来较大的不确定性。如榆林蔡家沟剖面[45]L1底部发育一层不足1 m的砂丘层，从该区正常沉积速率推断，它可能是千年或更短时间尺度的冷期事件的产物，但测年结果显示砂丘顶底部的年龄相差1万多年（图1），显然该层砂丘应视作一个万年尺度的次级冷期阶段的代表。由于黄土剖面中沉积间断及侵蚀间断的存在，在次级气候阶段的划分时，对于某些厚度较薄但代表气候转折的层位要给与足够的重视，这便为较老地层中次级气候阶段的确定带来较高的不确定性。因此，在次级气候阶段划分与对比之前，需要对地层的连续性进行分析。与黄土高原北部靖边、榆林地区的剖面相比，黄土高原西北部兰州、靖远一带的剖面不仅同期沉积厚度更大（如靖远剖面厚度是同期靖边剖面的2倍以上）、次级气候阶段发育更完整（如L2的5个次级气候阶段在榆林缺失，但在九州台、李家塬和新庄塬剖面发育完整）。靖远剖面L1以来的测年结果[31]显示该区地层的连续性非常好。因此，我们将地层连续性更好且气候分辨率更高的黄土高原西北部的剖面作为黄土高原沙漠-黄土边界带次级气候阶段划分与对比的主要参考剖面，而缺失严重的靖边剖面则仅在间冰期古土壤次级阶段的划分时作为参考，以有效克服黄土地层的不连续问题。

图5 黄土高原L5以来次级气候单元的划分与对比图中地层单元命名主要依照原引用文献给出，本文命名的地层单元用括号标示。石卯、靖远、渭南、洛川、九州台、西津村 2 钻井、泾川、西津村 1 钻井和曹岘剖面分别引自文献 [5]，[7]，[11]，[17]，[18,44]，[49]，[51]，[58]，[59]。Fig.5 Selected typical sections of the CLP and their stratigraphic correlation since L5 The stratigraphic units in the figure are named mainly according to the original references. The stratigraphic units named in this paper are marked with brackets. Jingchuan, Lingtai and Puxian sections are quoted from reference [51]; Sections of Shimao,Jiuzhoutai, Jingyuan and Luochuan are respectively quoted from references [5]，[7]，[11]，[17]，[18,44]，[49]，[51]，[58]，[59].

其次，次级古土壤的识别是次级气候阶段判定的重要基础，但不同学者对于黄土高原次级古土壤的判定标准并不一致，野外剖面上地层划分的工作精度也不相同，从而为次级气候阶段的划分与对比带来一定困难和不确定性。对于发育程度不及S0的弱发育古土壤，部分学者将其归为黄土母质中，如Kalm等[53]将宝鸡剖面一级黄土地层单元中成壤作用较强的层位称为“中等风化的黄土”（Moderately weathered loess）和 “强 风 化 黄 土”（Strongly weathered loess）。安芷生等[17]则将洛川剖面中一级黄土单元中成壤较强的层段作为“初始发育的古土壤”。郭正堂等[11]从土壤发生学的角度提出了厚层黄土中的弱发育古土壤的判定标准，即具有明显的AC-Ca-C或B-Ca-C发生层序列和清晰的土壤结构，色调多为7.5YR级与上下黄土明显有别，并根据这一标准在渭南剖面L1、L9、L24和L32中识别出10层古土壤，但未把L2、L3、L4、L5、L6、L7中磁化率有若干波动、虫孔微结构发育但不具清晰土壤发生学层次的层位作为古土壤看待。然而，安芷生等[17]在洛川剖面的L1、L2、L5、L6、L7、L9、L10、L11、L13和L15中均识别出了弱发育古土壤层。Kalm 等[53]则在L1、L2、L3、L5、L6、L7、L8、L9、L25、L26、L30和L32中均识别出“强风化黄土层”，并在其余一级黄土单元中识别出“中等风化黄土层”。考虑到陈发虎和张维信[18]在成壤强度较弱的兰州九州台剖面的一级黄土单元中（如L1、L2、L5、L7、L8、L9、L15）亦识别出多层弱发育古土壤层，本文将Kalm等[53]在宝鸡剖面识别的“中等风化黄土”和“强风化黄土”均视作“弱发育古土壤”，代表次级气候的暖湿阶段。总之，我们希望黄土高原能够提出一个统一的次级古土壤的判定标准，并且建议基于黄土高原西北部的一级黄土单元中的次级古土壤建立，以便于次级古土壤的南北对比。

第三个问题是黄土高原并无统一的次级地层划分方案，部分学者基于详细的野外工作对个别剖面的次级气候阶段进行了划分，这些剖面也成为本文次级气候阶段划分与对比的重要参考。但这些来自不同地区或基于不同气候指标的次级地层划分方案常不一致，需要认真比对分析。如图5所示，在靖远地区便有两种截然不同的地层划分方案（靖远剖面[7]和靖远曹岘剖面[59]），其S4以来的地层划分几乎完全不同，我们根据区域地层的对比结果和自己的理解对曹岘剖面S5以来的地层重新进行了划分（图5，具体分析见下文5.1）。对洛川剖面[17,52]和西津村钻孔[49,58]的不同地层划分方案也进行了对比（图5）。此外，在渭南[11]和洛川[17]剖面，L3和L4中部均出现了磁化率增高的现象，被认为“代表了稍湿润的气候”[11]或“指示了初始的成壤过程”[17]，并推测“在成壤强度更大的地区会发育为清晰的古土壤”[11]，而宝鸡剖面[53]则发育有相当于“弱发育古土壤”的“强风化黄土”（L3下部）和“中等风化黄土”（L4下部）。因此，L3和L4中间很可能存在一个次级气候暖湿期，但遗憾的是该暖湿阶段在泾川、宝鸡等地的粒度资料[51]上并不清晰。由于反映不同的气候指标，磁化率的高低变化与粒度的粗细变化之间并不完全一致，这一特征在黄土高原较为常见。在季风气候切换的时候，这种气候指标的不一致会导致次级气候阶段划分的不一致，L3和L4就可能属于这种情形。

对于L5以下较老次级地层单元的划分与对比同样存在这类问题，将在具体层位进行分析。

4.2 次级气候阶段的发育时限

根据黄土高原南北剖面对比的结果，S1古土壤和L1黄土发育期均可分为5个次级气候阶段。由于黄土与古土壤地层发育的穿时性，这些次级气候阶段在不同的地区可以表现出截然不同的地层组合。以S1古土壤为例，在黄土高原的北部和西北部地区，S1古土壤为3层次级古土壤夹2层次级黄土的组合，从地层发育厚度以及部分测年数据来看（图1），这5个次级气候阶段所持续的时间大致相当，都在一万年左右，表明在黄土高原的北部和西北部地区次级气候的干、湿交替呈现稳定的周期。然而，从北往南，S1中2层次级黄土的厚度越来越薄，最后消失，在黄土高原南部S1转变为1层复合古土壤，内部次级阶段已难以辨识。因此，在高原的中、南部地区，S1中单层次级古土壤的发育期远超过单层次级黄土的发育期。对S1古土壤而言，其内部的次级气候旋回在高原北部和西北部地区表现得更为清晰。

L1黄土则主要根据其内部发育的2层次级古土壤而将其分为5个次级气候阶段，次级气候旋回在黄土高原南部地区表现得最清晰。而高原北部榆林地区的蔡家沟、石峁剖面以及西北部的李家塬剖面则各自以砂丘与黄土的叠置或粒度的粗细变化（图1，图2），为L1次级气候阶段的5阶段化分提供了进一步的依据。L1黄土的测年数据较多且精度较高，根据洛川、蔡家沟及靖远等剖面的各类测年数据（图1），L1中5个次级气候阶段的发育期也都可以达到一万年左右。

因此，黄土高原的S1（末次间冰期沉积）和L1（末次冰期沉积）这一完整的冰期-间冰期旋回可以看作是由多个万年尺度的次级气候阶段组成的，它们在冰期旋回内部显现出较稳定的周期（约2万年），显示它们是受与冰期旋回完全不同的其他因素的驱动。另外，全新世土壤S0虽列为一级地层单元，但其发育期与S1和L1中的次级气候阶段属于同一级别。因此，我们将S0成壤期作为一个次级暖湿气候阶段看待，而其上的L0因时间较短且发育不全，暂时不计。对于比S1更老的各次级气候阶段，虽然缺乏可靠的测年数据，但从地层厚度及沉积速率推断，这些次级气候阶段与S1以来的各次级气候阶段大致属于同等级别。

4.3 次级气候旋回与岁差的对比

黄土高原S1以来的次级气候阶段都是万年尺度的气候事件，刚好与半岁差尺度相当，故许多学者将其与岁差变化联系起来[8,15-16]。然而，要证明黄土高原的次级气候旋回真的受岁差的驱动，这些证据显然不够，还需要在早期地层中寻找更多的证据。

要确定黄土高原次级气候旋回与岁差旋回的关系，最好的方法便是将二者直接对比。以黄土高原南部的全新世土壤（S0）为例，其发育之初（1.1万年前）正值北半球夏至日在近日点附近，而今全新世成壤开始退出时正值北半球冬至日在近日点附近。因而，全新世土壤的发育刚好经历了夏至日由近日点向远日点进动的半个岁差周期。以S0土壤发育的岁差背景为参考，我们将北半球夏至日由近日点向远日点进动的半个岁差周期作为黄土高原次级气候的成壤期（或暖湿期），相应地，北半球夏至日由远日点向近日点进动的半个岁差周期作为黄土高原次级气候的黄土期（或冷干期）（图6）。如此，我们便将岁差旋回转变为暖湿与冷干循环交替的气候序列，便可与黄土高原的次级黄土/古土壤旋回进行直接的对比。

图6 北半球理想岁差气候旋回的划分及其与黄土高原次级气候阶段的对应关系A. 一个理想岁差周期内基本成壤期与基本黄土期的划分方案，a：北半球夏至日位于近日点，b和d：北半球夏至日分别位于相当于今日春分点和秋分点的位置，c：北半球夏至日位于远日点；B. 末次间冰期以来岁差、65°N 7月太阳辐射与黄土高原次级气候阶段的对应关系。65°N太阳辐射据文献[60]。Fig.6 The division scheme of the ideal precession climatic cycle in the Northern Hemisphere and their corresponding relationship with the secondary climatic stages of the CLP Figure A: A division scheme of basic soil forming period and basic loess period in an ideal precession period. a,b,c,d are the cases of summer solstice in different positions of sun earth orbit in a precession period. Figure B: The corresponding relationship between precession, 65°N solar radiation of July and secondary climate stage of the Loess Plateau since the last interglacial. 65°N solar radiation of July according to reference [60].

气候变化毕竟是多因素参与的复杂非线性过程，仅靠岁差变化来建立黄土高原的次级气候变化序列未免过于理想化，而且我们对岁差气候序列中暖湿期与冷干期边界的处理也远不够精确，因此我们称其为“黄土高原次级气候变化的理想岁差气候旋回”，简称为“理想岁差气候旋回”。

同时，为了便于比较和说明，我们将理想岁差气候旋回中的成壤期（或暖湿期）称作基本成壤期（或基本暖湿期），冷干期称作基本黄土期（或基本冷干期）（图6）。岁差从新到老排序，第X个岁差的基本成壤期和基本黄土期分别命名为PX-1（w）和PX-2（d）。若黄土高原次级古土壤的发育只经历了一个基本成壤期，我们称之为单岁差期古土壤，若经历了2个或3个基本成壤期，则分别称之为双岁差或三岁差期古土壤。

以黄土高原中南部以粒度资料建立的年代地层格架[51]为参考，将L5以来的次级气候阶段与岁差气候序列逐一对比。结果发现，黄土高原L5以来的22个岁差旋回（含微弱的岁差变化在内，共22个基本成壤期和22个基本黄土期）内共发育了20个次级气候旋回（40个次级气候阶段）（图7）。在22个基本成壤期中，有18个成功发育出次级（古）土壤（其中S4-1为双岁差期古土壤，经历P17-1和P18-1两个基本成壤期），另外有3个在粒度或磁化率上有显著的成壤作用表现（P12-1，P16-1，P20-1），仅有1个（P21-1）尚未在地层中找到确切存在的证据（图7）。除了P17和P21两个岁差旋回外，每一岁差旋回都对应黄土高原的两个次级气候阶段，岁差气候序列与次级气候阶段间几乎是一一对应的关系。

另外，将岁差曲线与65°N夏季太阳辐射曲线相比较[60]，可以看出，太阳辐射量的最高值总发生在北半球夏至日位于近日点附近时，辐射量的最低值总出现在远日点附近，并且岁差变化在近日点和远日点间的变幅愈大，太阳辐射量的变幅便愈大（图7），体现了太阳辐射量变化背后显著的岁差效应。岁差的变化受偏心率的调节，偏心率越大，岁差变幅便越大，而岁差的变幅愈大，理想岁差气候旋回与黄土高原次级气候序列的对比便愈好。S3以来岁差变幅相对较大，黄土高原的次级气候阶段与理想岁差气候序列之间基本是一一对应的关系（图7）。反之，岁差变幅越小，黄土高原次级气候阶段的划分与识别便越困难，如L3与L4黄土内部皆未见次级古土壤发育，可能与它们位于岁差变幅较弱的时期有关（图7）。

图7 黄土高原L5以来次级气候阶段与岁差、65°N7月份太阳辐射及深海氧同位素曲线的对应关系65°N 7月份太阳辐射及深海氧同位素曲线分别引自文献[60]和[61]。Fig.7 Correlations between second-order climatic substages, ideal precession climatic cycles, 65°N solar radiation of July and marine oxygen isotope curve since L5 The 65°N solar radiation of July and marine oxygen isotope curve are according to references [60],[61].

岁差固然在大部分时期主导高纬太阳辐射量的变化，但是约40万年便有一次岁差变化的微弱期，如 0.4、0.8、1.2、1.6、2.0和 2.4 Ma前后，此一时期持续的时间约有7～10万年，在此期间，太阳辐射量的变化亦较为微弱，说明岁差的气候效应减弱。我们推测此时黄土高原次级气候旋回的周期可能与岁差周期有所背离。

实际对比中，在岁差变化较弱的L5—S4期，次级气候阶段与岁差气候序列出现不协调现象（图7）。此时太阳辐射的岁差效应明显减弱（如P21—P20，P18—P17），岁差变化仅使太阳辐射量产生微弱波动，并未改变辐射量整体增加或减少的趋势，地轴倾斜率的影响得以凸显。结果，黄土高原L5—S4期间的6个岁差旋回（P22—P17）中仅表现出8个次级气候阶段（图7）。其原因可能是L5—S4期间某些微弱的岁差变化未能产生足够强的气候效应，因而未在次级古土壤/黄土韵律上表现出来。

总体上，黄土高原L5以来次级气候的变化与“理想岁差气候旋回”基本吻合，体现出显著的岁差周期。另外，岁差变化的变幅愈大，对太阳辐射的影响越强，岁差周期在黄土高原次级气候旋回中便表现得越清晰；反之，岁差变化的振幅越弱，岁差周期在次级气候旋回中越不明显。

4.4 次级气候旋回的成因机理分析

黄土高原气候变化的驱动机理的解释主要有“全球冰量驱动”[62]和“太阳辐射驱动”[14-16]两种模式。“全球冰量驱动”强调了黄土序列与深海氧同位素曲线的良好对应关系[63]，突显的是黄土高原对全球气候变化的积极响应。“太阳辐射驱动”与地球轨道要素特别是岁差密切相关，而岁差则具有显著的半球效应，并在南、北半球的石笋氧同位素曲线中清晰体现出来[64]。黄土高原的气候变化无疑会受到全球气候因素的制约和影响，但它首先代表的是北半球气候的变化，因而其气候表现与代表南、北半球综合气候效应的深海氧同位素曲线之间有所差异应属正常现象，这也是为何黄土高原代表极端冷、暖事件的标志层（S5、L9、L15）在深海氧同位素曲线上并无特别鲜明的显示。黄土高原中的冰量周期成分主要源自以复合古土壤为基础的一级气候旋回，主要强调冬季风因素；而“太阳辐射驱动”的轨道周期则源自以次级古土壤为基础的次级气候旋回，主要强调夏季风因素，这两种模式实际上在不同尺度上共同调节着黄土高原的气候变化。

黄土高原的气候受冬季风和夏季风交替控制，冬季寒冷干燥，夏季炎热多暴雨。按照两分两至（春分、秋分、夏至、冬至）的季节划分方法，北半球夏至日到秋分点之间为黄土高原的夏季。黄土高原的降水绝大多数集中于7—9月的夏季，成壤作用的强弱关键在夏季，若夏季的成壤作用在连续数千年之内都相对较强，该时期内堆积的粉尘便可能发育为古土壤；相反，若夏季的成壤作用在连续数千年内都相对较弱，该期内堆积的粉尘便可能发育为黄土。岁差旋回恰在数千年尺度上调节着太阳辐射量的季节分配。当北半球夏至日由近日点向今日的春分点位置进动时（图8，夏至日由a向b进动），该1/4岁差周期内所有的夏季都位于近日点一侧，接受的太阳辐射量在该岁差周期内相对最高；相反，当北半球夏至日由远日点向秋分点位置进动时（图8，夏至日由c向d进动），该1/4岁差周期内所有的夏季都位于远日点一侧，接受的太阳辐射量在该岁差周期内相对最少。由于夏季风、降雨与太阳辐射的密切关联，夏季的辐射量越高，成壤作用理应越强。

图8 一个岁差周期内北半球夏季接收太阳辐射量的变化（以夏至日在日地轨道上绕行一周计）大椭圆为北半球夏至日在日地轨道上的进动轨迹，箭头所指为夏至日进动方向，从近日点开始，经远日点再返回近日点完成一个岁差周期。以橙色和蓝色分别代表该岁差周期内北半球夏季接收太阳辐射的相对高值区和低值区，它们将一个岁差周期等分为两半，橙色越深代表当夏至日位于该位置时当年的北半球夏季接收的太阳辐射量越高，而蓝色越深则代表当年的北半球夏季接收的太阳辐射量越低。季节的划分以两分（春分、秋分）和两至（冬至、夏至）为界。a—d：北半球夏至日在近日点、春分点、远日点和秋分点上的季节分配。Fig.8 A sketch map of solar radiation variation of the Northern Hemisphere in summer during a complete precession period（Taking accumulation by the summer solstice make one circle around the solar terrestrial orbit）The bigger ellipse is the precession track of the summer solstice of the northern hemisphere on the sun earth orbit. The arrow indicates the precession direction of the summer solstice. From perihelion, it returns to perihelion through the apogee to complete a precession cycle. Orange and blue respectively represent the relatively high and low value stages of solar radiation received in summer of the northern hemisphere during the precession period. They divide a precession period into two equal parts. The deeper orange represents the higher summer radiation received in the northern hemisphere when the summer solstice is at this position, while the deeper blue represents the lower summer radiation received in the northern hemisphere. Seasons are divided by two equinox（spring equinox, autumn equinox） and two solstices （winter solstice, summer solstice）. a-d respectively represent the seasonal distribution of the northern hemisphere.

基于这一推断，我们依据北半球夏至日在轨道周期内的位置，将一个岁差周期等分为两半，一半以夏至日从近日点向春分点的进动的1/4岁差区间为中心，称为北半球夏季辐射的强辐射半岁差期（图8中橙色区域）；另一半以夏至日由远日点向秋分点进动的1/4岁差区间为中心，称为北半球夏季的弱辐射半岁差期（图8中蓝色区域）。显然，“理想岁差气候旋回”的基本成壤期在时间上明显滞后于北半球夏季的强辐射半岁差期（约1/8岁差）。由于气候效应与驱动要素之间存在滞后是气候变化的普遍规律，我们仍然以近日点和远日点作为“理想岁差气候序列”中基本成壤期与基本黄土期的边界（图6A），这样黄土高原的基本成壤期便与北半球夏季的强辐射半岁差期存在1/8个岁差周期的滞后（约2 000～3 000 a）。这一划分方案除了与S0土壤的成壤过程符合较好外，还有一个优点就是以近日点和远日点为界对岁差旋回曲线进行划分更为简单而准确。

黄土高原的次级气候变化发生在冰期与间冰期交替的全球气候背景之下，因而次级气候旋回的发育必然会受到冰期旋回的调节和影响。对同一地区而言，与冰期背景相比，间冰期背景具有更佳的成壤条件，次级成壤期会相应延长，而黄土发育期则相应缩短乃至消失，从而在黄土高原的南部造成基本成壤期的叠加，发育复合古土壤（图9A）。冰期背景则恰好相反，由于成壤条件恶化，次级成壤期会相应缩短乃至消失，从而在高原北部造成次级黄土期的叠加，发育厚层黄土（图9B）。因此，复合型古土壤和复合黄土在凸显冰期/间冰期旋回的同时，又同时对次级气候旋回造成了一定程度上的遮掩。

图9 冰期旋回对理想岁差气候旋回的调节A. 同一地区间冰期背景下基本成壤期延长而基本黄土期缩短乃至消失，最终可以在高原中南部成壤条件较优的地区发育复合古土壤；B. 同一地区冰期背景下基本成壤期缩短而基本黄土期延长，在高原北部发育厚层黄土。Fig.9 The adjustment of the glacial-interglacial cycle to the ideal precession climatic cycle A. Under the background of interglacial period, the basic soil stage is extended, while the basic loess stage is shortened or even disappeared in a same area.Finally, complex paleosols can be developed in the middle and southern part of the CLP;B. Under the background of glaciation, the basic pedogenesis stage is shortened, while the basic loess stage is prolonged, and complex loess layers can be developed in the north part of CLP.

由于黄土高原古土壤与黄土地层的穿时性，理论上，理想岁差气候序列在某一时期仅存在于黄土高原上的一线区域，该线上次级成壤期与次级黄土期在一个岁差周期中各占一半；该线以南次级成壤期超过次级黄土期，该线以北次级黄土期超过次级成壤期，并且这条线的位置也是随时变动的，在间冰期位于高原北部区域，在冰期则位于高原南部区域。因此，间冰期古土壤的岁差周期在黄土高原北部和西北部体现得较为清楚，而冰期黄土的岁差周期则在高原南部体现得较为清楚。要揭示黄土高原次级气候变化的岁差周期，需要在高原南、北往复追索。黄土高原L5以来次级气候阶段与“理想岁差气候旋回”的良好对应关系（图8）显示，黄土高原的次级气候旋回明显受岁差的驱动。

另外，黄土高原L5 以来的次级气候阶段的划分与区域对比表明，黄土高原一级气候旋回的冰期或间冰期阶段常由3或5个次级气候阶段组成，其中，间冰期古土壤常表现为2—3层次级古土壤夹1—2层次级黄土的组合；而冰期黄土常表现为2—3层次级黄土夹1—2层次级古土壤（弱发育古土壤）的组合。这可以作为更早期地层次级气候阶段划分的参考。同时，由于次级气候旋回与岁差之间的密切关系，次级气候阶段的发育时限便受到了岁差的严格限制。因此，一级气候旋回的发育期越长，其内部的次级气候阶段便愈多。

若黄土高原L5以来的次级气候变化受岁差的驱动，那么L5之前的早期地层中的次级气候变化也应受岁差的驱动。因此，我们将理想岁差气候旋回应用到更老地层的次级气候阶段划分，以对这一假想作进一步的验证。

5 理想岁差气候序列在更老地层中的运用

5.1 S5古土壤的次级气候阶段划分

S5古土壤在黄土高原中南部由3层成壤强烈的复合古土壤组成，为更新世“气候最适宜期”[65]，视觉上呈3条颜色异常鲜红的古土壤紧密排列的特征，被作为“洛川标志层”[1]，其特征后来成为S5古土壤在整个黄土高原野外各剖面上的鉴定标志，称作“红三条”。实际上，S5古土壤在六盘山以东的黄土高原区无疑是最鲜明的标志层，从南部的渭南到北部的榆林都适用。然而，在六盘山以西地区，S5古土壤在颜色及成壤强度上与其他古土壤相比已无明显差异[18]，而且在西津村钻孔[58]（图5）、九州台（图10）和墩洼山[18]以及西宁大墩岭剖面[66]，S5均由4层古土壤组成。S5古土壤的发育对应于MIS 13—15 期[65]，发育期长达 142 ka[51]，历经 6.5 个岁差周期。按照“理想岁差气候旋回”，S5中最多可发育7层次级古土壤。面对S5在黄土高原最多分为4层古土壤的现实，S5古土壤次级气候阶段的划分陷入困境。

黄土高原南强北弱的成壤特征对S5同样适用，而且S5在兰州九州台、墩洼山[18]和西宁大墩岭[66]等高原西北部诸剖面已然分为4层，我们猜测在气候更为干旱且沉积速率更高的靖远地区，S5可能分为更多层。然而，尽管S5在靖远地区已失去了作为标志层的价值，但在多年来的研究中一直被作为3层古土壤看待。早期研究人员将S5的顶界定在地表之下约210 m处[50,59]，后来的研究将S5的顶界定于地表下约140 m处[7]。这近70 m的差异不宜用测量误差来解释，而可能是由地层单元的划分不一致导致。地层划分的不一致还体现在S3和S4古土壤的划分上，岳乐平等[50]和雷祥义[59]将曹岘剖面上3层相距较近的红褐色古土壤作为S4古土壤，而S3古土壤仅有一层（图5），而S3在高原北部的榆林和西北部的兰州、靖远地区均为3层。而在Sun等[7]的划分方案中，S1、S2、S3均含有3层次级古土壤，S4为一层古土壤（图5），可以与九州台剖面[18,32]很好地对比。比较而言，Sun等[7]对古土壤的划分更为详细，其S1古土壤的确定有OSL测年数据支撑[31]。因此，我们认为Sun等[7]对靖远剖面S1—S4古土壤的划分更为可靠。因此，参照Sun等[7]的地层划分方案，对雷祥义[59]的地层划分方案作了修改，将S3古土壤改为S4，S4改为S5（图5中曹岘2剖面）。修改后，靖远曹岘剖面上S5共包含6层次级古土壤，其中S5-1含3层次级古土壤，S5-2含2层次级古土壤（图5）。尽管在西津村钻孔S5仍被分作3层次级古土壤[49]，但其粒度资料和磁化率资料显示可做进一步的细分。在理想岁差气候序列上，S5-1对应于岁差气候序列上的P23-1—P25-1，S5-2对应于 P26-1—P27-1，S5-3对应于 P28-1—P29-1（图12a）。因此，在S5以“红三条”显示的地区，S5-1为三岁差期古土壤，S5-2和S5-3均为双岁差期古土壤。我们呼吁在曹岘剖面开展进一步的工作，以明确S5古土壤的具体发育情况及其与兰州剖面S5的对比关系，同时也对我们的划分方案进行检验。

5.2 L6—S14次级气候阶段的划分

L6为厚层黄土。在高原中南部的泾川、宝鸡[51]、西津村[49]等剖面的粒度曲线上，L6可明显分为5个粗细变化的次级阶段。另外，洛川剖面的L6下部含一层弱发育的古土壤[17]；宝鸡剖面L6下部发育一层“强风化黄土”，底部含大量结核[53]。西津村钻孔L6中也发育一层弱发育古土壤[49]，在九州台剖面L6上部则有磁化率增高的现象[18]。根据以上资料，我们将L6分为5个次级气候阶段，为3个冷干期夹2个暖湿期的组合，其中的一个暖期在黄土高原中南部，乃至西北部均有弱发育古土壤发育。结合岁差、太阳辐射以及海平面背景，我们推测这层弱发育古土壤形成于L6-4期，与理想岁差气候序列中的P31-1基本成壤期相对应。

S6在高原南部的渭南剖面可分为2层次级古土壤[11]；在兰州九州台剖面S6仅为一层古土壤，但在墩洼山[51]和靖远曹岘剖面[50,59]，S6均为2层古土壤与一层黄土的组合（图11）。因此，S6可分为3个次级气候阶段，其2层次级古土壤分别与岁差气候序列中的2个基本成壤期P32-1和P33-1对应。

L7在洛川剖面[17]为强烈风化的黄土，中部发育一含生物扰动痕迹的古土壤层，因这层古土壤在黄土高原中南部非常普遍，又被单独命名为S6'[51]（图10）。由于S6'和L7发育于岁差与太阳辐射变化的微弱期，我们参照地轴斜率曲线对S6'略作调整，实质上使其与P34-1和P35-1相对应（图12），因而S6'属于双岁差期古土壤，其发育特征类似于洛川剖面L1中的弱发育古土壤；而L7中的2层黄土分别与P33-2和P35-2两个基本黄土期相对应（图12a）。

图10 黄土高原不同地区L6-S14内的次级干、湿气候阶段的划分与对比图中地层单元的命名沿用原文献中的命名，本文中的命名用括号标出。渭南、洛川、九州台、西津村 2 钻孔、泾川和曹岘剖面分别引自文献 [11]，[17]，[46]，[49]，[51]，[59]。Fig.10 The second-order wet and dry substages of L6-S14 in different regions of the CLP The stratigraphic units in the figure are named according to the original references. The stratigraphic units named in this paper are marked with brackets.Weinan, Luochuan, Jiuzhoutai, Xijincun 2 drill hole, Jingchuan and Caoxian are respectively quoted from references [11]，[17]，[46]，[49]，[51]，[59].

图11 黄土高原L15-S20内的次级干、湿气候阶段的划分与对比图中的地层单元沿用原文献中的命名，本文对地层单元的命名加括号标示。渭南、洛川、九州台、西津村、泾川和曹岘 2 剖面分别引自文献 [8，11]，[17,52]，[18]，[49]，[51]和 [59]。Fig.11 The second-order wet and dry substages of L15-S20 in different regions of the CLP The stratigraphic units in the figure are named according to the original references. The stratigraphic units named in this paper are marked with brackets. Weinan, Luochuan, Jiuzhoutai, Xijincun drill hole, Jingchuan and Caoxian 2 sections are respectively quoted from references [8，11], [17,52], [18], [49], [51] and [59].

L8为黄土高原B/M界限所在层位。在高原中南部的泾川、宝鸡等剖面[51]，L8由下往上粒度逐渐变粗，显示气候逐渐干冷，仅灵台剖面中段有粒度变细的特征。在黄土高原中南部，其厚度多在2 m左右；在九州台剖面更是厚达11.5 m，且距底部3 m处发育一层厚约0.4 m的古土壤[18]，故推测其发育期可能远超过半个岁差周期（图10）。在西津村钻孔[49]，L8中部出现了粒度变细和磁化率增高的现象。因此，我们将L8分为3个次级气候阶段，分别与岁差变化较弱的P37-2—P38-2对应（图12a），深海氧同位素曲线揭示当时的海平面较低并处于整体下降的过程中。其间的基本成壤期P38-1海平面相对较低且仍在下降，65°N夏季太阳辐射值也不高，因而没有次级古土壤发育。

S8古土壤在高原中南部为复合古土壤，在S6—S8中厚度最大。由于S6—S8古土壤的粒径相近，因而S8可能经历了更长时期的发育。S8在九州台剖面可分为2层次级古土壤，在兰州西津村钻井也可分为2层[49]，但在墩洼山剖面可分为3层次级古土壤[18,33]（图10）。因此，S8古土壤可能经历了3个次级成壤期，共分为5个次级气候阶段，对应于岁差气候序列的P39-1—P41-1（图12a）。

图12a 黄土高原次级气候阶段与岁差（理想岁差气候序列）、65°N太阳辐射、地轴斜率、深海氧同位素曲线及泾川年代地层剖面的对应关系（0～1 Ma）65°N太阳辐射和地轴斜率引自文献[60]，深海氧同位素曲线引自文献[61]，泾川年代地层剖面引自文献[51]。Fig.12a Correlation among SOCC, FOCC, precession, obliquity, 65°N solar radiation, marine oxygen isotope curve,and Jingchuan chronostratigraphy （0～1 Ma）65°N solar radiation and earth axis are from reference [60], marine oxygen isotope curve according to reference [61],and chronostratigraphy of Jingchuan section cite from [51].

L9为黄土高原普遍存在的砂质黄土标志层，代表黄土高原非常干冷的气候背景。在高原中南部的宝鸡、泾川、灵台[51]以及西津村钻孔[49]剖面上，其中值粒径曲线一致呈现三粗夹两细的组合（图10），据此可将其分为5个次级气候阶段，分别对应于岁差气候序列中的P41-2—P43-2（图12a）。在渭南[8,11]、洛川剖面[17]和墩洼山剖面[18]，L9中均含一层弱发育的古土壤，表明其中的一个次级暖湿期成功发育出弱发育古土壤（图10）。根据太阳辐射与海平面背景，这层弱发育古土壤可能形成于L9-4期，与MIS23相对应（图12）。另外需要说明的是，九州台和西津村钻孔剖面上发现L9中有4层极薄的弱发育古土壤[18,58]，说明L9期间的成壤作用能够抵达黄土高原西北部一带，并发生进一步的分化。

S9—S12为L9标志层之下多层紧密分布的古土壤，不同剖面上次级古土壤的层数各不相同，如渭南剖面发育7 层（S9-1，S9-2，S10-1，S10-2，S11，S12-1，S12-2）[11]，洛川剖面发育 6 层（S9，L10SS1，S10，L11SS1，S11，S12）[17]；九州台剖面[46]发育 7 层古土壤（S9-1，S9-2，S10-1，S10-2，S10-3，S11，S12），而墩洼山剖面[18]发育 8 层（S9-1，S9-2，S10-1，S10-2，S10-3，S11，S12-1，S12-2）（图 10）。S9—S12 与 MIS 25—MIS 33相对应[51]，在岁差气候序列上对应于P44—P52九个岁差周期，包含9个基本成壤期（图12a,12b）。综合各剖面特征，我们认为S9—S12共发育了 8 层次级古土壤（S9-1，S9-2，L10-2（L10SS1），S10-1，S10-2，S11，S12-1，S12-2），其划分方案如图 10 所示。其中，在黄土高原中南部，S9-1在P44-1—P45-1期间连续成壤，为双岁差期古土壤，因而厚度较大，而在高原西北部可能仅在P45-1期成壤。

L13在L10—L13中厚层最大。渭南剖面L13中部也有磁化率增高的现象[11]（图10），宝鸡剖面[53]L13中部为一层含钙质结合层，夹于上、下“中等风化黄土”之间。宝鸡等剖面的中值粒径表现为下粗上细的特征，内部次级气候阶段的波动变化不明显，泾川和灵台剖面中部有粒度变细的特征[51]；西津村钻孔[49]L13粒度曲线则清楚显示为两粗夹一细的组合。因此，L13可分为3个次级气候阶段。按之前的经验，L13的3个次级气候阶段应与P52-2—P53-2相对应。但是我们发现P52-2—P53-2之间的岁差变幅极其微弱，在此期间北半球夏季太阳辐射量逐渐增高，不可能产生显著的气候效应，L13中部的暖期事件可能并非P53-1造成。因此，我们将L13的发育期下延一个岁差，使L13与P52-2—P54-2相对应（如图12b），认为L13中的暖期事件可能由基本成壤期P54-1造成。

S13在黄土高原中南部为成壤强烈的复合古土壤[41]，且厚度较大（＞2 m）（图 10），其发育期可能要比S10、S12更长。根据岁差和氧同位素曲线，推测其发育于岁差气候序列的P55-1—P57-1，为三岁差期古土壤，与MIS 35相对应（图12b）。其具体细分还需要寻找更多的证据。

L14洛川剖面为发育较差的风化黄土[17]，在黄土高原中南部剖面的粒度曲线上也无进一步细分的证据（图10），作为一个次级气候阶段与P57-2相对应（图 12b）。

S14在洛川剖面为中等风化的复合成因古土壤，成壤强度明显弱于S13[17]，在九州台剖面可以分为2层次级古土壤[18]（图10）。因此，我们认为S14可分为3个次级气候阶段，对应于P58-1—P59-1，与 MIS37 相对应（图 12b）。

5.3 L15—L21次级气候阶段的划分

L15为黄土高原的下砂质黄土标志层，是我国北方第四纪两个最干燥的时期之一。宝鸡剖面L15中部亦发育一层钙质结核层，将L15分为3个亚层[53]。洛川剖面L15内部则发育一层次级古土壤，并将L15分为3层[17,52]。在高原中南部的泾川、灵台等剖面上[51]，L15显示上粗下细的粒度特征，代表冬季风逐渐增强。在兰州九州台剖面，L15上部有一层弱发育的颜色偏棕、物质较细的石膏小颗粒集中分布层（厚约1.8 m），该亚层也是磁化率高值层，并被独立地划分为一个次级古土壤亚层（L15S1）[18]（图11）。据此，我们认为L15可能与L3和L4黄土一样，发育于冬季风逐渐增强的背景下，但中间有过夏季风增强的暖湿阶段，但成壤作用较弱，故将L15与岁差气候序列的P59-2—P60-2相对应（图12b）。

S15—S20这6层古土壤在黄土高原中南部的渭南[8，11]、宝鸡[53]、泾川[51]、灵台[67]等地及西北部的九州台剖面[18,32]均难以进行次级成壤阶段的细分（图11），该时期的黄土/古土壤旋回与深海氧同位素曲线（MIS 39—MIS 49）的峰谷变化具有一一对应的关系[51]（图12b），显示清晰的准地轴倾斜率周期。但靖远曹岘剖面在S15—S20则发育了10层次级古土壤[59]，其S17、S18、S19和S20均由2层次级古土壤组成（图11），显示岁差驱动在此期间可能依然有效。西津村钻孔[49]S15、S16和S17的粒度曲线似乎也都可分为2层。其实，即便在洛川剖面，S15—S20期间亦有8层次级古土壤发育[17,52]（图11），古土壤能否细分与研究人员的工作精度及划分标准关系重大。

我们认为，S15—S20古土壤在曹岘剖面和黄土高原中南部地区该如何对比还有待深入研究，我们暂时采用雷祥义[59]的划分方案对S15—S20的次级气候阶段进行划分。除了S17、S18、S19和S20在曹岘剖面均由2层次级古土壤组成外，S15在洛川剖面为一层复合成因的强烈生物扰动的古土壤[17]；另外，在九州台剖面，S15在S15—S18之间发育最好[18]。我们将S15对应于 P61-1—P62-1（图12b），其中P61-1是其主要成壤期。S16在九州台剖面虽然相对较厚（S15—S18之间），但发育程度并不高，因此将S16作为一个单岁差期古土壤，对应岁差气候序列的P63-1（图12）。S17、S18、S19和S20均可分为3个次级气候阶段，各自经历了2个基本成壤期，其间的L17、L18、L19、L20以及L21均为一个次级气候阶段，对应于岁差气候序列的一个基本黄土期。L19中期岁差变化及对太阳辐射的影响微弱，故将其发育期适当延长，对应于P67-2—P68-2（图12b）。

图12b 黄土高原次级气候阶段与岁差（理想岁差气候序列）、65°N太阳辐射、地轴斜率、深海氧同位素曲线及泾川年代地层的对应关系（1～2 Ma）65°N太阳辐射和地轴斜率引自文献[60]，深海氧同位素曲线引自文献[61]，泾川年代地层剖面引自文献[51]。Fig.12b Correlation among SOCC, FOCC, precession, obliquity, 65°N solar radiation, marine oxygen isotope curve, and Jingchuan chronostratigraphy （1～2 Ma）65°N solar radiation and earth axis are cited from reference [60], marine oxygen isotope curve according to reference [61],and chronostratigraphy of Jingchuan section is cited from [51].

5.4 L21下伏地层次级气候阶段的划分

兰州九州台[18]和靖远曹岘[50,59]黄土均是在黄河六级阶地上发育起来，只保留了S21以来黄土高原气候变化的信息，西津村钻孔[49]则揭示了S29以来的黄土地层序列，相对完整。尽管靖边剖面[41]发育第四纪以来完整的一级黄土-古土壤地层单元，但L2以来地层缺失严重[56]，其次级黄土/古土壤地层序列的完整性严重存疑。因此，对于L21以下地层次级气候单元的划分，西津村钻孔[49]是目前黄土高原西北部的最佳参考剖面，可与高原中南部的渭南、宝鸡、泾川和洛川剖面进行对比分析。

借助粒度和磁化率资料，L21之下一级黄土单元中次级气候阶段的划分仍可进行相对可靠的判定。L24在宝鸡、泾川等剖面的粒度曲线上清晰分为三粗夹两细的组合[51]，在渭南[11]、宝鸡[53]、洛川剖面[17]乃至西津村钻孔[49]均含2层弱发育的次级古土壤（图11），故可将其分为5个次级气候阶段（图12b）。L25、L26在宝鸡、泾川、灵台和蒲县剖面的粒度曲线上均可清晰分为两粗夹一细的组合[51]，其中西津村钻孔[49]L26中发育一层弱发育古土壤，因而均可分为3个次级气候阶段。L27为厚层黄土，其顶界在奥杜威事件附近，渭南剖面的L27中含2层弱发育古土壤[11]（图11），故可分为5个次级气候阶段。L32厚度巨大，在渭南剖面含3层弱发育的古土壤[11]，泾川剖面的粒度曲线显示五粗夹四细的组合[51]（图11），灵台、蒲县和宝鸡剖面的粒度曲线也可以作相近的划分，但没有泾川剖面清晰。而L21、L22、L23均作为一个次级气候阶段。

西津村钻孔[49]对L21以下的一级古土壤单元未做细分，但其S22、S23、S25、S27、S29的粒度曲线均有明显的峰谷变化。靖边剖面[41]的磁化率曲线上，S25、S26、S30均含 2个磁化率的高峰（图11）。在黄土高原中、南部，洛川剖面的S25、S26和S30均可分为2层次级古土壤[17,68]，渭南剖面[11]则仅有S25和S30可识别出2层次级古土壤。而对于其他古土壤（如 S20、S21、S24、S28），目前没有清晰而可靠的依据支持其次级气候阶段的细分，无法准确判定它们究竟包含了几个基本成壤期，与岁差气候序列的对比便非常困难。

L20以来，黄土高原的一级黄土单元（如L1、L2、L3、L5、L6、L7、L8、L9、L10、L13、L14、L19）均发育于岁差振幅和太阳辐射波动较小的阶段（偏心率较小），而古土壤均发育于岁差振幅和太阳辐射波动较大的阶段（偏心率较大）（图12a,12b）。我们认为这一特点可能对L21之下的黄土/古土壤地层同样适用，故在次级气候旋回与岁差和太阳辐射曲线的对比中，倾向于将厚层黄土对应于岁差振幅较小的阶段，而将古土壤对应于岁差振幅较大的阶段。在实际的对比中，将S22、S23、S24、S25、S26、S28、S29均视作三岁差期古土壤，而将S21、S27、S30作为双岁差期古土壤（图12b）。需要说明的是，黄土高原L21之下次级气候旋回与理想岁差气候旋回的对比，主要是基于现有证据及经验认识推测而来，目的是希望对岁差变化驱动黄土高原次级气候旋回的作用进行更多的检验。

6 结论与建议

本文以黄土高原普遍存在的次级古土壤及暖湿事件为基础，对黄土高原一级地层单元内部的次级气候阶段进行了识别和划分，尝试建立了黄土高原L21以来的次级气候旋回序列。为了便于次级气候旋回与岁差旋回的对比，以北半球夏至日在近日点和远日点为界，将一个岁差旋回平均分为“基本暖湿期”和“基本冷干期”两半，将岁差旋回转变为具有干、湿交替变化规律的“理想岁差气候旋回”。结果发现黄土高原的次级气候旋回与“理想岁差气候旋回”间具有良好的对应关系：在L5以来的22个岁差周期内，黄土高原共发育了40个次级气候阶段（合20个次级气候旋回）；在L21以来的72个岁差旋回内，黄土高原共发育了122个次级气候阶段，合61个次级气候旋回。岁差变幅越大，理想岁差气候旋回与黄土高原次级气候旋回的对应关系便越好。若刨除岁差微弱变化的时段，黄土高原的次级气候旋回与“理想岁差气候旋回”间几乎是一一对应的关系。这充分表明，黄土高原的次级气候旋回受岁差的驱动。

黄土高原次级气候旋回的发育不可避免地受到冰期旋回的调节和影响，并在一定程度上被掩盖，并使得岁差周期在冰期和间冰期地层中的表现具有明显的南北差异，而在具体剖面上时隐时现。岁差周期在黄土高原南、北不同剖面间往复追索，才能更清晰地揭示出来。

与冰期旋回驱动体现全球气候变化的黄土高原一级气候旋回相比，岁差驱动的次级气候旋回体现的是岁差气候的半球效应，因而能更独立而准确地反映北半球的气候变化，这对于黄土高原自身气候变化规律的深入揭示具有重要的意义。稳定的岁差旋回给黄土高原的次级气候旋回赋予了绝对年代意义，岁差旋回成为黄土高原次级气候旋回地层序列的最佳年代标尺。依据北半球理想岁差气候旋回，我们对一级气候旋回内部次级古土壤的发育期次作出了明确的预测，建议在黄土高原的北部和西北部地区开展详细的次级地层的划分和对比工作，以对我们的预测进行检验。

本文对重要的科学问题做了简化处理，旨在抛砖引玉，引起人们对黄土高原次级气候旋回的重视，并期望以黄土高原为基础早日建立能独立反映北半球气候变化的参考模型。