末次冰期以来青州黄土光释光测年及其对古气候的指示

赵秋月，臧凯旋 ，彭淑贞，周 锐，范念念，丁 敏，方 慜，吉春雯

1.泰山学院 旅游学院，泰安 271000

2.延安大学 生命科学学院，延安 716000

3.中国地震局地震预测研究所，北京 100036

4.四川大学 水力学与山区河流开发保护国家重点实验室，水利水电学院，成都 610065

在古全球变化研究领域中，黄土中古土壤普遍被认为是发育在温度较高、降水较多和植被生长较茂盛的间冰期条件下（安芷生和魏兰英，1980；刘东生，1985；郭正堂等，1994；Hao et al，2008），这种形成于过去自然条件下的土壤，作为地质历史时期地球的“皮肤”，记录了当时的母质、气候、生物、地形和时间等因素对于地表物质所产生的影响，是认识晚新生代陆地环境变化最重要的地质记录之一。

前人针对黄土高原黄土间冰期古土壤的沉积年代、形成机理和物质来源等开展了大量研究，归纳起来主要集中在以下方面：一是在古土壤的年代测试方面，采用释光测年技术，普遍测得了末次冰期以来黄土-古土壤年代，随着释光测年技术的不断进步，测年准确度和范围都得到了提高（Lai and Wintle，2006；Wang et al，2006；Kang et al，2011；Buylaert et al，2015；康树刚等，2016；Stevens et al，2018；Zhang et al，2018；Ankjærgaard，2019）。二是在古土壤的形成机理与物质来源方面，黄土高原古土壤是加积型土壤已成共识（Guo et al，1991；Pye，1995；郝青振和郭正堂，2001；Huang et al，2003；鹿化煜和王骊萌，2004）。虽然黄土高原黄土中古土壤形成机理和物源研究较为成熟，但全球气候时空演变研究需更大范围内、不同气候区间冰期古土壤数据的比较分析。

在黄土高原外围地区，如青藏高原周边、长江中下游、四川西部、山东和东北等地，也分布着大量的黄土，为重建全球气候的时空演变特征和研究区域冰期-间冰期气候变化提供了独特的证据（郑祥民和刘飞，2006；乔彦松等，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）。在黄土高原以东的山东地区广泛分布的黄土，处于内陆和沿海的交接地带，深受东亚季风气候影响，是环境变化的敏感区域和关键部位，近年来亦引起广泛关注（赵松龄，1991；郑洪汉等，1994；张祖陆，1995；于洪军，1999；刘乐军等，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）。山东黄土主要分布于鲁中山地北麓（鲁中黄土）和渤海湾滨海及岛屿区（海岸黄土），记录了我国东部冲积平原区古环境演化历史、暖温带湿润-半湿润区东亚季风气候的环境效应和海平面的升降等信息。

山东海岸黄土的研究开展较早，已有较为系统的地层学、沉积学、年代学和古气候学等研究基础（赵松龄，1991；郑洪汉等，1994；张祖陆，1995；李杰等，2002；徐树建和王涛，2011；Tian et al，2019；Yi et al，2022），在区域古环境研究中取得了较为统一的认识。鲁中黄土研究开展较晚，目前获得的认识主要集中在以下几个方面：（1）地层方面，鲁中黄土沉积厚度较大的剖面一般在20 — 30 m，最老剖面底界可达中更新世中期（郑洪汉等，1994；彭淑贞等，2010）；（2）成因方面，野外地层特征、系统的粒度分析等方法证实，出露较好的剖面具有典型的风成特征（刘乐军等，2000；张祖陆等，2005；彭淑贞等，2007）；（3）物源方面，系统的沉积学、地球化学和矿物学等研究揭示出鲁中黄土物源主要来自于华北平原的第四系松散沉积和黄河冲积物质（张祖陆等，2005；Peng et al，2016；Wang et al，2021）。

虽然前人对海岸黄土研究相对充分，但对黄土分布范围较大、存在多个黄土-古土壤旋回的鲁中黄土关注较少，对黄土中埋藏古土壤关注则更少，目前的沉积成壤过程和物质来源尚不清楚，故本文主要研究鲁中黄土沉积中的古土壤。鲁中黄土在野外可清楚地识别出3 — 5 层古土壤，但其中的古土壤是否是加积型土壤还需要进一步研究。如果冰期时华北平原第四纪松散沉积和黄河冲积物质为鲁中黄土沉积提供主要物源，间冰期时气候暖湿，物源必然大大减少，古土壤沉积可能较薄，但鲁中黄土野外出露确实存在清晰的黄土-古土壤旋回。鲁中黄土间冰期古土壤是怎么形成的？其物质来源如何？华北平原第四纪钻孔的孢粉证据指示间冰期时鲁中地区为落叶阔叶林或落叶-常绿阔叶混交林景观，湖沼发育、河流流量加大（黄猛等，2019；李曼玥等，2019），此时是如何为鲁中黄土提供粉尘的？鲁中黄土间冰期古土壤的物质来源值得深入研究。建立高密度采样的光释光（OSL）年代序列，结合古环境代用指标，进而研究鲁中黄土间冰期古土壤的沉积成壤过程，是回答上述问题的关键途径。

1 研究区域、地层剖面与样品采集

青州黄土分布区（118°10′ — 118°46′E，36°24′ — 36°56′ N）位于华北平原的东部（图1a），一面靠山三面环水（图1b），境内有淄河（小清河水系）和弥河（弥河水系）两条河流穿过，北临渤海湾，南倚沂山山脉。该区是鲁中山地与鲁北平原的交接地带，受燕山运动、喜马拉雅运动影响，青州地势自西南向东北呈降低趋势（王亚男，2013），有利于季风的伸入。本区为温带季风气候区，冬季盛行西北季风，夏季盛行东南季风，年降水量639 — 698 mm，季节差异大，集中分布在夏季。

野外考察发现（图1c），邵庄（SZ）剖面（118°13′37″E，36°42′54″N）为半出露黄土剖面，出露厚度约450 cm，分为上覆灰黑色“古土壤层”和下伏黄棕色黄土层两层。0 — 120 cm 为灰黑色“古土壤层”，20 — 40 cm 处土层颜色较深，具有黏重的块状结构，垂直节理发育，有少量的植物根系。120 — 450 cm 为黄土层，土层颜色呈黄棕色，150 — 385 cm 处有菌丝体出现；170 — 210 cm、330 — 385 cm、435 — 450 cm 处质地较硬，210 —312.5 cm 质地疏松，385 — 435 cm 处存在直径为0.5 cm 左右的钙结核，剖面未见底。

实验样品采集由剖面顶部自上而下进行。光释光（OSL）样品在去除剖面最外层可能曝光或者受到扰动部分后，以20 cm 为采样间距，用带有刀口的钢管垂直于剖面敲入土层，共采集22 个OSL 样品，拔出钢管后迅速用铝箔将钢管两端包裹，防止样品曝光以及运输过程中含水量的变化。磁化率、粒度和色度样品采样间距为2.5 cm，共采集180 个散样（内含10 cm 为采样间距的45 个测定主量元素样品）。

图1 SZ 剖面研究区域位置图Fig. 1 Study area and location map of SZ section

2 样品测试

2.1 光释光测年

2.1.1 光释光样品前处理

SZ 黄土剖面样品OSL 测年在泰山学院光释光测年实验室完成。在暗室红光下，选取钢管敲入端2 — 3 cm部分用于含水率和U、Th、K含量测试，剩余的钢管中间部分进行光释光等效剂量测试。向OSL 样品中先后加入10%的HCl 和10%的H2O2溶液，去掉样品中碳酸盐及有机质。湿筛选出63 — 90 µm 颗粒，用10%的HF 溶液反应10 min去掉被α 射线照射的石英部分，再加入10%的HCl 去除氟化物沉淀。样品烘干后用2.62 g · cm-3和2.75 g · cm-3的多钨酸钠重液进行分离，分离后的富石英样品加入40%的HF 刻蚀1 h 除掉样品中可能含有的长石矿物和α 射线照射的石英部分，再加入10%的HCl 去除样品中的氟化物沉淀。石英的纯度通过红外释光信号排空比率（0.9 — 1.1）（Duller，2003）和110℃热释光（TL）峰（Li et al，2002）来检测，代表性样品SZ-3 和SZ-18的110℃ TL 峰如图2a、图2b 所示，进一步表明石英颗粒纯度已达到实验要求。将硅油均匀涂抹在直径10 mm 的钢片中心，以2 mm 为直径单层平铺样品，样品测片间隔放置（吕同艳，2007）。

2.1.2 等效剂量的测定

用配备有蓝光LED（470 nm，约80 mW · cm-2）和红外LED（875 nm，约135 mW · cm-2）的Risø TL/OSL-DA-20 光释光测年仪进行等效剂量测定。石英OSL 信号通过7.5 mm Hoya U-340 玻璃滤光片检测，90Sr /90Y β 源用180 — 250 µm 校准石英样品进行标定，仪器放射源的剂量率为0.10 Gy · s-1。激发功率设定为最大值的90%，所有热处理升温速率设置为5℃ · s-1。在蓝光LED 激发下，以260℃为天然和再生剂量预热温度，220℃为试验剂量预热温度（Murray and Wintle，2000）对样品进行热处理，所有样品等效剂量用单片再生剂量法（single aliquot regenerative dose protocol，SAR）（Murray and Wintle，2000）获 取。用 于等效剂量计算的石英OSL 信号值，采用前背景扣除法以减少中慢组分对石英等效剂量测试的影响（Cunningham and Wallinga，2010），即用最初的0.48 s 激发的总和减去紧随其后的0.48 s 激发的总和，仅接受试验剂量的误差小于10%的样片用于De的计算。

2.1.3 环境剂量率的计算

环境剂量率（D）是指沉积物被埋藏后其中的矿物颗粒在单位时间内所接受的周围环境及宇宙空间中的电离辐射剂量。影响D 的因素主要包括放射性元素含量、宇宙射线量（试验样品所处的经纬度位置、海拔高度、埋藏深度等均会对其造成影响）和样品的含水量等。本次实验样品中U、Th 含量测试采用电感耦合等离子体质谱法（inductively coupled plasma mass spectrometry，ICP-MS）获得，K 含量采用原子吸收光谱法（atomic absorption spectroscopy，AAS）获得，均于核工业北京地质研究院完成。宇宙射线剂量率贡献量根据Prescott and Hutton（1994）给出的公式计算，含水率为样品实际含水率。

2.2 磁化率、粒度和色度的测量

磁化率、粒度和色度测试均在泰山学院环境演化实验室完成。磁化率样品经前处理后，使用Bartington MS2 型磁化率仪进行测定（彭淑贞等，2010）；色度测试在K-MinoltaCR-400 色度仪上进行，每个样品选取3 个不同区域进行测试并求取平均值，结果误差小于7%（丁敏等，2010）；粒度使用英国Malvern 公司生产的Mastersizer 2000 激光粒度分析仪测试，检测范围为0.02 — 2000 μm，实验误差小于1%（王亚男等，2014；Peng et al，2016）。

作为反映古气候变化的重要代用指标，黄土高原黄土中磁化率高低能够有效地反映夏季风进退。磁化率越高，代表土壤形成期内生物风化及成壤作用越强，温度、湿度越高（刘东生，2002；宋友桂等，2005）。前人研究发现：当运用磁化率测定黄土高原外围湿热地区古土壤层时，因贡献磁性的磁铁矿、磁赤铁矿可能被氧化还原成磁性较低的赤铁矿、针铁矿等，磁化率结果不能明确反映古气候实际情况（杨胜利等，2001）。色度能够弥补湿热地区磁化率测试结果的不足（杨胜利等，2001）。色度中的红度（a*）及黄度（b*）代表致色金属赤铁矿和针铁矿的含量，a*、b*越高代表土壤形成环境温暖湿润程度越高；亮度（L*）值代表土壤中有机质含量，反映的是土壤明暗程度，土壤形成环境越暖湿，土壤中有机质含量越高，L*值越低。粒度变化可以从客观上揭示沉积物物源、搬运过程以及沉积环境，黄土高原黄土粒度的大小反映冬季风的进退，粒度越粗，冬季风越强（鹿化煜和安芷生，1998）。

2.3 主量元素分析

样品主量元素丰度使用帕纳科AxiosMAXX 射线荧光光谱（XRF）分析测定，在南京宏创地质勘查技术服务有限公司完成。前处理后粒径＜74 µm 的样品置于恒温烘箱中烘干（120℃，8 h）；称取0.5 — 1.0 g 于马弗炉灼烧（1000℃，200 min），室温冷却后称量并计算烧失量；在陶瓷坩埚中加入助熔剂并烘干样品，使用石英棒搅拌至完全混合后倒入XRF（X ray fluorescence）专用铂金坩埚中，并在1100℃熔样炉熔融，结束后摇晃坩埚使熔体气泡全部赶出并在耐火砖上冷却。

3 结果与讨论

3.1 石英光释光特征和年代测试

代表性石英样品SZ-3 和SZ-15 的衰退曲线和剂量生长曲线如图2c、图2d 所示。两个样品的OSL 信号晒退良好，以快组分为主（Jain et al，2003）。在光释光实验中，为了能够找出合适的天然和再生剂量预热温度以及试验剂量预热温度，选取代表性样品SZ-2 和SZ-6 进行预热坪实验，在180 — 300℃，以20℃为温度间隔进行预热（图3a、图3b），每个温度处测试3 个平行样片。在220 — 260℃，等效剂量存在一个较为明显的坪区，且两个样品的等效剂量值与零剂量恢复值在260℃处误差较小，循环比在误差范围内为1。因此，选择260℃作为再生剂量预热温度，220℃作为试验剂量预热温度进行剂量恢复实验，以检验预热温度的选择是否合适。代表性石英样品SZ-8的剂量恢复比为 (1.05 ± 0.04)（n = 9，给定剂量80 Gy）。综上所述，所有样品选用260℃作为天然和再生剂量预热温度、220℃作为试验剂量预热温度进行石英矿物等效剂量测定。代表性样品SZ-2、SZ-6 和SZ-12 的De分布如图4 所示，所有样品的De值为正态分布，表明石英矿物颗粒在埋藏前被晒退，每个样品的De值为12 个平行样片等效剂量的平均值。

图2 代表性样品SZ-3（a）和SZ-18（b）的110℃ TL 峰，SZ-3（c）和SZ-15（d）衰退曲线图和剂量生长曲线（插图）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)

图3 SZ-2（a）和SZ-6（b）预热坪实验Fig. 3 Preheat plateau tests of SZ-2 (a) and SZ-6 (b)

图4 SZ-2（a）、SZ-6（b）和SZ-12（c）释光样品等效剂量分布概率密度图Fig. 4 Probability density distribution of equivalent doses from SZ-2 (a), SZ-6 (b) and SZ-12 (c)

SZ 剖面OSL 年代连续且年龄随深度增加而增加（表1），沉积于(51.3 ± 2.5) — (8.1 ± 1.1) ka。野外地层指示的“古土壤”层底界（深度120 cm）年龄为(19.1 ± 1.6) ka，与青州西良孟剖面全新世古土壤层底界年代（(18.5 ± 1.5) ka，Wang et al，2021）和济南黑山剖面全新世古土壤层底界年代（(17.1 ± 0.9) ka，Zhao et al，2021）在误差范围内基本一致。但比黄土高原渭南（Kang et al，2013）、洛川（Lu et al，2007）、靖边（Stevens et al，2018）、塬堡（Lai and Wintle，2006）、靖远（Sun et al，2010）以及伊犁盆地（Kang et al，2020）等黄土测得的全新世古土壤层底界年龄（10 — 11 ka）偏老。所有样品的OSL 年代，采用线性拟合的方式获得年龄和深度的函数关系，建立SZ 黄土剖面的年代标尺（图5）。

在黄土高原的部分工作表明（以洛川黄土为例）：在老于100 ka 的黄土中，石英年龄出现了明显低估（Lai，2010），且其很可能与快组分热不稳定有关（Peng et al，2021）。研究区样品测试的最老的石英OSL 年龄约(51.3 ± 2.5) ka，远小于100 ka，且这些样品也没有出现释光信号饱和的现象，所以未对研究区样品进行石英热稳定性测试。由于山东黄土中较老样品（＞100 ka）石英OSL测年研究较少，是否存在热不稳定现象尚不明确，是否能够对老样品造成年龄低估以及低估程度尚需要深入研究，相关热稳定性工作值得进一步开展。

表1 青州邵庄镇黄土剖面光释光年代数据Tab. 1 OSL dating data of SZ loess section in Qingzhou

图5 SZ 剖面光释光年龄、磁化率、粒度、色度和蚀变指数关系对比图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

对SZ 剖面进行磁化率（MS）测定（图5a），结果显示：剖面MS 值变化范围为52×10-8— 103×10-8m3· kg-1，“古土壤层”MS 变化范围为60×10-8— 103×10-8m3· kg-1，平均值为82.5×10-8m3· kg-1；下 伏 黄 土 层MS 变 化 范 围 为52×10-8— 92×10-8m3· kg-1，平均值为76.6×10-8m3· kg-1。比同层位的黄土高原西峰剖面全新世古土壤层MS值（40×10-8— 140×10-8m3· kg-1）和末次冰期黄土 层（40×10-8— 100×10-8m3· kg-1）（李 娇，2020）都低。以全新世古土壤的磁化率最高值为例，SZ 剖面磁化率最高值为103×10-8m3· kg-1，黄土高原中部西峰剖面约为113×10-8m3· kg-1（郝青振和郭正堂，2001）。可见，磁化率结果显示西峰在冰期和间冰期都比纬度较低的鲁中黄土区域更为暖湿，显然与实际情况不符。因此，湿润-半湿润区磁化率参数在进行区域气候变化对比时仍需谨慎，但在区域黄土-古土壤地层划分上仍具有参考意义。

粒度结果表明整个剖面中值粒径（图5b）范围为11.8 — 24.6 μm，其中“古土壤层”中值粒径范围为16.9 — 24.6 μm，明显高于黄土高原南部杨陵剖面全新世古土壤层中值粒径（8 — 9 μm），但与杨陵剖面冰期黄土层中值粒径（15 — 20 μm）相近；下伏黄土层中值粒径范围为11.8—22.7 μm，与黄土高原南部杨陵剖面冰期黄土层中值粒径（15 — 20 μm）相近（Yang and Ding，2004）。总体上，SZ 剖面“古土壤”层粒径高于下伏黄土层，与黄土高原所观察到的“黄土粗、古土壤细”（Yang and Ding，2004，2014）的变化趋势相反，但与山东长岛信号山剖面（全新世古土壤层中值粒径15 — 35 μm，冰期黄土层中值粒 径16 — 25 μm）（Wang et al，2021）基 本 一致。研究区末次冰期黄土粒度比古土壤粒度细主要是因为间冰期夏季气候更为暖湿，植被较多，到达研究区域的远源沉积物偏少；而间冰期冬季，黄河搬运的沉积物为当地全新世古土壤的沉积提供了更多物质来源，近源沉积贡献更大，进而导致其5 — 16 μm 颗粒百分含量低、中值粒径（图5b）和＞63 μm 颗粒百分含量高（图5d）。其下伏黄土层，沉积于末次冰期，气候干冷，植被较少，远源沉积更容易到达研究区，远源沉积贡献增大；尽管黄河搬运的沉积物对当地黄土的沉积有很大贡献，但远源沉积物贡献增大，导致其5 —16 μm 颗粒百分含量更高、中值粒径和＞63 μm 颗粒百分含量反而降低。再者，色度指示的“古土壤 层”的 沉 积 速 率 约10.6 cm · ka-1（19 — 8 ka 沉积了116 cm），也比其下伏黄土层的沉积速率（约6.0 cm · ka-1，47 — 19 ka 沉积了160 cm）略高，进一步证明研究区古土壤层中近源沉积贡献较大。

SZ 剖面色度测试结果显示：样品L*、a*和b*结果能够准确反映野外地层颜色变化情况（图5e、图5f 和图5g）。SZ 剖面顶部“古土壤层”（0 — 120 cm）L*值平均值为58.2，低于下伏黄土层（120 — 450 cm）L*平均值（63.4）；a*、b*平均值分别为5.4、25.0，高于下伏黄土层a*和b*平均值（4.1、22.0），与野外地层颜色变化情况一致。上述色度实验结果表明：在风化作用较强的湿润-半湿润的鲁中地区，色度能较好地指示野外地层颜色变化。

3.3 主量元素测试

SZ 剖面8 种主量元素（硅、铝、铁、钾、钙、钠、镁、钛）氧化物和2 种微量元素（锰、磷） 氧 化 物XRF 测 试 结 果 如 表2 所 示。 整个剖面主量元素氧化物中SiO2含量较高，为57.64% — 67.43%，明显高于其余7 种主量元素氧化物（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%）。

为明晰SZ 剖面化学风化程度及物源情况，对整个剖面进行了化学蚀变指数（chemical index of alteration，CIA）计算：CIA = Al2O3/ (Al2O3+ 2Na2O + K2O)×100（主量元素氧化物值指其摩尔质量百分比的数量）。结果显示（图5h）：整个剖面CIA值介于68 — 72，平均值为70。其中上部灰黑色“古土壤”层CIA 值变化范围为69 — 72，平均值为71，高于下伏黄土层（68 — 72，平均值为70）。根据前人给出的CIA 值与化学风化强度对应关系（冯连君等，2003），SZ 剖面处于中等风化阶段。“古土壤”层CIA 值高于下伏黄土层，比色度（图5e、图5f 和图5g）指示的地层和沉积学指示的野外地层颜色变化更灵敏。

表2 SZ 剖面不同样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 鲁中黄土物源与古土壤形成机制

对于鲁中黄土物源，大多只关注其黄土层，并对其进行磁化率、粒度、元素和矿物组成特征分析，认为黄土沉积物主要来自附近的洪泛区以及冰期时裸露的渤海湾陆架，还有少量西北荒漠粉尘（郑洪汉等，1994）。然而，也有元素组成特征结果表明鲁中山前黄土沉积物主要来自华北洪泛平原和黄河冲积物质（Peng et al，2016；Wang et al，2021）。 根据 黄 土高原 黄 土“粒度 — 距离”公式：ln(Y) = -0.9231×ln(X) + 8.1076（R2= 0.9861）进行计算（Yang and Ding，2004；杨石岭和丁仲礼，2017），发现SZ 剖面距离物源约170 — 340 km，这个距离远小于与西北干旱区的距离，这说明SZ 剖面黄土为近源沉积物，本文研究结果进一步表明鲁中黄土主要来自于近源的华北洪泛平原和黄河冲积物质。

根据色度和CIA 值变化对应的OSL 年代（图5），以14 ka 为界，“古土壤”层中上部（约14 — 8 ka）CIA 值处于高值的坪区，红度和黄度处于高值的坪区，亮度处于低值的坪区，都指示了暖湿的沉积环境，为加积型土壤，对应于MIS1 早期。“古土壤”层中下部（约19 — 14 ka）CIA 值由低变高，OSL 年代对应于MIS2 晚期，气候逐渐由冷向暖过渡，但色度指标不能灵敏地反映气候过渡时期的渐变过程，红度和黄度仍处于高值的坪区，亮度仍处于低值的坪区，推断其可能是冰期黄土在全新世暖湿气候下经历风化、淋溶等形成的非加积型土壤导致的。19 — 14 ka 阶段的CIA值明显低于早中全新世（约14 — 8 ka），主要是由于前者在沉积时温度偏低、降水偏少，虽然有后期风化作用的影响，其CIA 值仍然比14 — 8 ka时期的低。虽然SZ 剖面“古土壤层”中下部（约19 — 14 ka）与黄土高原全新世古土壤层形成机制（加积型土壤）不同，但整体依然记录了鲁中黄土-古土壤沉积旋回，仍是全球气候变化的产物。

4 结论

SZ 黄土剖面在约51 — 8 ka 时期沉积连续。粒度结果表明“古土壤层”中值粒径（16.9 — 24.6 μm）明显高于下伏黄土层中值粒径（11.8 —22.7 μm），主要由于近源沉积在总的沉积通量中所占比例在冰期-间冰期尺度上的变化，即：间冰期时期，黄河搬运的沉积物为当地全新世古土壤的沉积提供了更多物质来源，近源沉积贡献更大；其下伏黄土层，沉积于末次冰期，气候干冷，植被较少，远源沉积更容易到达研究区，远源沉积贡献更大。剖面中灰黑色“古土壤”层沉积于MIS1早期和MIS2 晚期，年龄范围为(19.1 ± 1.6) — (8.1±1.1) ka。“古土壤”层中上部（约14 — 8 ka）为加积型土壤，中下部（约19 — 14 ka）是冰期黄土在全新世暖湿气候下风化形成的非加积型土壤。非加积型土壤存在的证据主要有：首先是年龄方面，比黄土高原洛川、渭南、塬堡等典型黄土剖面全新世古土壤层底界年龄（约10 — 11 ka）偏老；其次是约19 — 14 ka 时期的中值粒径比上覆的全新世古土壤层（约14 — 8 ka）的粒度细，＞63 μm颗粒百分含量比上覆地层减少，5 — 16 μm 颗粒含量比上覆地层增多，是风化作用的有力证明；再者磁化率和CIA 值自约19 — 14 ka 的逐渐升高指示了风化成壤过程的逐渐加强，色度参数的变化与野外地层颜色变化基本一致。虽然SZ 剖面存在非加积型土壤，但鲁中黄土沉积仍记录了黄土-古土壤沉积旋回，依然是东亚乃至全球冰期-间冰期气候旋回的忠实记录者。