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地理学报 >

2024 , Vol. 79 >Issue 5: 1177 - 1191

DOI: https://doi.org/10.11821/dlxb202405006

地表过程与环境演变

若尔盖盆地黄土—古土壤序列化学风化特征及环境意义

  • 赵晓康 , 1 ,
  • 庞奖励 , 1 ,
  • 黄春长 1 ,
  • 周亚利 1 ,
  • 查小春 1 ,
  • 李瑜琴 1 ,
  • 张玉柱 2 ,
  • 王忻宇 1
展开
  • 1.陕西师范大学地理科学与旅游学院，西安 710119
  • 2.西北大学城市与环境学院，西安 710127
庞奖励(1963-), 男, 陕西西安人, 教授, 博士生导师, 主要从事环境演变的研究。E-mail:

赵晓康(1998-), 男, 山西临汾人, 硕士生, 研究方向为环境演变。E-mail:

收稿日期: 2023-07-12

  修回日期: 2024-03-17

  网络出版日期: 2024-05-31

基金资助

国家自然科学基金项目(42271046)

国家自然科学基金项目(42277449)

国家自然科学基金项目(41971116)

国家自然科学基金项目(42071112)

收起

Chemical weathering characteristics and environmental significance of the aeolian loess-paleosol sequence of Zoige Basin

  • ZHAO Xiaokang , 1 ,
  • PANG Jiangli , 1 ,
  • HUANG Chunchang 1 ,
  • ZHOU Yali 1 ,
  • ZHA Xiaochun 1 ,
  • LI Yuqin 1 ,
  • ZHANG Yuzhu 2 ,
  • WANG Xinyu 1
Expand
  • 1. School of Geography and Tourism, Shaanxi Normal University, Xi'an 710119, China
  • 2. School of Urban and Environmental Sciences, Northwest University, Xi'an 710127, China

Received date: 2023-07-12

  Revised date: 2024-03-17

  Online published: 2024-05-31

Supported by

National Natural Science Foundation of China(42271046)

National Natural Science Foundation of China(42277449)

National Natural Science Foundation of China(41971116)

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Fold

摘要

若尔盖盆地黄土—古土壤序列较好地记录了古湖泊消失后的地表过程及演变。本文选取玛曲段黄河二级阶地欧强村剖面为研究对象，对其粒度、磁化率、总有机碳（TOC）、色度、元素等进行分析，利用光释光（OSL）方法测年断代。结果表明：① 黄河二级阶地在10 ka BP前后开始接受连续的风尘堆积，发育的黄土—古土壤序列年代由下至上依次为河流相沉积物（T2-al， >10.0 ka）→黄土（L1，10.0—8.5 ka）→古土壤（S0，8.5—3.0 ka）→现代表土（L0+MS，3.0—0 ka）。② 欧强村剖面整体上处于以斜长石风化分解为主、钾长石尚未分解的初等化学风化阶段（CIA值在48.20~63.08之间），与黄土层相比，古土壤S0风化程度有所增强（CIA值60.83），但增强程度有限。③ 10 ka BP前后，若尔盖盆地气候干冷，风沙活动盛行，平缓的阶地面上开始接受持续的风尘堆积（形成黄土L1）；8.5 ka BP前后，气候温湿，风沙活动明显减弱和风化成壤作用占主导，区域上形成了以黑灰色为特征的古土壤S0；3.0 ka BP前后，气候转为较冷干，风沙活动强烈，古土壤S0发育中断和被黄土L0所覆盖，形成了现代土壤MS。④ 若尔盖盆地黄土—古土壤序列在宏观形态、地层年代和物性参数方面与黄土高原可进行良好对比，但这些参数的绝对值和变化幅度差异显著，暗示高寒区（若尔盖盆地）这些参数的环境意义可能与季风湿润区（黄土高原）有所不同。本文可为若尔盖盆地风积物的年代学研究和环境信息的提取提供基础数据支撑。

关键词： 若尔盖盆地; 黄土—古土壤序列; 欧强村剖面; 风化程度; OSL测年

本文引用格式

赵晓康 , 庞奖励 , 黄春长 , 周亚利 , 查小春 , 李瑜琴 , 张玉柱 , 王忻宇 . 若尔盖盆地黄土—古土壤序列化学风化特征及环境意义[J]. 地理学报, 2024 , 79(5) : 1177 -1191 . DOI: 10.11821/dlxb202405006

Abstract

The loess-paleosol sequence in the Zoige Basin is a geological record of the surface processes and evolution after the paleolake disappeared in this region. The Ouqiangcun (OQC) profile of the secondary terrace of the Yellow River in the Maqu reach was selected as the focus of this study. Based on the comprehensive investigation of multiple proxies, such as the grain-size distribution, magnetic susceptibility, total organic carbon, chroma, elements, and optically stimulated luminescence age, the following conclusions were obtained: (1) Continuous aeolian dust accumulation began on the Yellow River secondary terrace around 10 ka BP, and the developed loess-paleosol sequence from bottom to top was fluvial sediment (T2-al, >10.0 ka)→loess (L1, 10.0-8.5 ka)→paleosol (S0, 8.5-3.0 ka)→topsoil (L0+MS, 3.0-0 ka). (2) The OQC profile was in the primary chemical weathering stage where plagioclase was mainly decomposed and potassium feldspar was not decomposed (CIA value is between 48.20 and 63.08). While the paleosol was slightly increased when compared with the loess layers, this enhancement was limited, and it had not progressed to the moderate weathering stage. (3) Around 10 ka BP, the climate of the Zoige Basin was dry and cold, aeolian sand activity was prevalent, and continuous wind-dust accumulation began to occur on the gentle terrace, which formed loess L1. Around 8.5 ka BP, the climate was warm and humid, the activity of the aeolian sand was obviously weakened, and the weathering of the pedogenesis was dominant. Paleosol with black and gray characteristics was formed during this period. Around 3.0 ka BP, the climate changed to cold and dry and the aeolian sand activity was intense. The development of paleosol was interrupted, it was covered by loess L0, and the modern soil was formed. (4) The loess-paleosol sequence of the Zoige Basin was significantly different in terms of the macroscopic morphology, stratigraphic age and physical property parameters when compared with those of the Loess Plateau. This suggests that the environmental significance of these parameters in the high-cold area (Zoige Basin) may be different from that in the monsoon humid area (Loess Plateau). The findings provide basic data to support the study of the chronology of aeolian sediments and the extraction of environmental information in the Zoige Basin.

Key words： Zoige Basin; loess-paleosol sequence; OQC profile; degree of weathering; OSL dating

1 引言

青藏高原东部若尔盖盆地古湖泊的消亡与黄河干流的贯通，对区域地貌、地表过程和气候产生了重大影响，是末次盛冰期以来环境演变研究的重要场所[1⇓⇓-4]。覆盖在厚层湖相沉积物上的不同沉积物（河流相沉积物、沼泽泥炭、风成沙/黄土）成为了古湖泊消失后环境变化的直接见证。由于不同学者获取信息的来源介质和提取方法不同，对一些关键地学问题的认识并未完全达成共识。例如，普遍认为若尔盖古湖泊的消失是黄河袭夺造成[5⇓-7]，但就黄河开始外溢和完全贯通时间、古湖泊消亡时间等问题并无一致的结论，古湖泊消失最晚年龄介于38—17 ka之间[3⇓⇓-6]。泥炭具有连续性好和分辨率高的优势，是目前对若尔盖盆地古环境认识的主要来源，例如，Zhao等对唐克泥炭研究认为6.5—4.7 ka BP为气候适宜期，之后转为干冷[8]；孙晓红等对ZB10-C14岩芯研究认为10.0—5.5 ka BP气候温暖湿润，晚全新世相对冷干[9]；汪洪娇等对红原泥炭研究认为早中全新世气候总体暖湿，晚全新世趋向干冷[10]。古湖泊消失后，风沙活动成为区内最主要的地表过程形式，但目前对风积物的研究仍较少，有关成果集中在近代地表沙化的时空演变及对草场影响方面[11⇓-13]。最近，一些学者利用风积物初步探讨了气候变化问题，例如，胡梦珺等研究认为中晚全新世以来的环境演变分为4.6 ka BP前的风沙活动强烈期、4.6—4.3 ka BP的风沙活动较弱期、4.3—0.3 ka BP的固结成壤期和0.3 ka BP以来的风沙活动增强期[14]；Jia等研究认为全新世早期气候趋向暖湿，中期达到最暖湿（其中5.0—3.5 ka BP存在短期的降温），晚期转向干冷[15]；韩宜欣等研究认为4.0—2.8 ka BP为相对湿润期，之后气候恶化和沙尘暴活动频繁，但2.0 ka BP至今温度和湿度有所回升[16]；Hu等研究认为全新世早期气候干冷，中期较湿润，晚期转向干燥[7]。但是，整体上关于长时间尺度风积物的研究程度很低，诸多关键问题仍未解决，如盆地风积物稳定堆积的最早时间和地层年代尚没有确切答案，风化成壤强度变化及与环境的关系也不清楚，等等。
在对若尔盖盆地的调研中发现，一些高于盆地中心的平缓地带，如黄河阶地（玛曲县城附近、玛曲谷地、西仓）、湖岸台地（唐克、玛曲县城附近）、冰水洪积扇前缘（玛曲谷地）等，有较厚的风成黄土覆盖在基岩上。这些黄土覆盖层具有：① 厚度变化在2.5~5.0 m之间。② 地层序列自下而上依次为：湖相沉积物/河流相沉积物/冰水洪积扇沉积物/基岩→（风成砂）→风成黄土L→古土壤S0→弱成壤黄土L/风成砂→现代土壤MS，其间未见明显沉积中断，这种宏观形态与黄土高原黄土—古土壤序列（L1→Lt→S0→L0→MS）十分相似。③ 不同地貌位置上剖面的地层序列不尽相同。但目前对这些沉积物缺少系统研究，其地学内涵（时间序列、风化程度、气候替代指标、环境意义等）尚不清楚，能否与黄土高原进行对比也难以准确回答。
本文对玛曲段黄河二级阶地上的风成黄土进行研究，选取欧强村（OQC）剖面为研究对象，以光释光（OSL）测年数据为基础，对其地层年代序列、风化成壤强度、理化性质参数的地学内涵等问题进行深入探讨，为若尔盖古湖泊消失以来（特别是黄河二级阶地形成以来）气候变化轨迹的重建、风沙活动演变规律的科学认识提供基础数据。

2 研究区概况

若尔盖盆地是伴随青藏高原隆升而形成的断陷盆地（32°17′N~34°70′N, 101°30′E~103°22′E），处于东昆仑大断裂东段，周围为一系列高山所环绕，西临阿尼玛卿山，东抵岷山，北达西倾山，南依邛崃山（图1）。盆地核心部分海拔为3400~3450 m，末次冰期周围高山雪线在4000 m左右，山谷冰川的冰舌伸展到3800 m高程[3]。盆地西端为玛曲谷地，东西长约90 km、宽度约5 km，谷底主要由出自两侧山地的巨大冰水扇—洪积扇联合构成，扇面相对稳定平缓。盆地内地形以宽谷和缓丘为主，古湖底部为平原，低洼处多为沼泽或泥炭。古湖岸台地主要分布在盆地周边，低缓基岩丘陵的外围也有部分分布。黄河干流发育有1~2级阶地，阶地面比较平缓。盆地周围发育有大量主要由砾石构成的冰水洪积扇，洪积扇前缘地形平缓，是现代草原的主要分布区。盆地基岩主要为三叠系灰黑色炭质板岩、白垩系红色砂砾岩。
图1 若尔盖盆地概况及研究剖面位置

注：基于自然资源部标准地图服务网站GS(2019)1822号标准地图制作，底图边界无修改；图c于2021年8月查小春拍摄于玛曲县桥头；图d于2023年7月庞奖励拍摄于玛曲县欧强村；图e~f于2023年7月庞奖励拍摄于陕西师范大学实验室；图g于2021年8月黄春长拍摄于玛曲县欧强村。

Fig. 1 Regional general situation and the research profile in the Zoige Basin

研究区属高原寒温带湿润季风气候，冬季严寒漫长，夏季短促，年均温0.6~1.2 ℃，年降水量600~700 mm，集中于5月下旬—7月中旬，呈现雨热同季的气候特征[17]。盆地核心区域和周围低缓地带，以亚高山草甸为主，群落中以莎草科嵩草诸种为优势种群，伴生有蒿属、禾本科、毛茛科等植物。在盆地的低洼处，主要发育沼泽草甸和沼泽植被，主要群种为木里苔草和矮嵩草，在周围的山丘地带，生长着稀疏的灌丛，山地阴坡分有高山常绿针叶林[18]。

3 研究材料和方法

3.1 研究材料

欧强村剖面（33°57′N, 102°2′E、海拔3416 m）位于玛曲段黄河左岸二级阶地前沿，为约3 m高的天然陡坎，清楚可见风成黄土直接覆盖在河流相沉积物上（二元结构）。该黄土—古土壤序列发育完整，层次分明，未经人为扰动。地层特征见表1。
表1 若尔盖盆地玛曲段黄河二级阶地欧强村剖面地层特征描述

Tab. 1 Stratigraphic characteristics of the OQC profile of the secondary terrace of the Yellow River in the Maqu reach of Zoige Basin

地层 深度(cm) 土壤学与沉积学特征描述
现代土壤(MS) 0~30 浊黄棕色(10YR4/3)，细砂质粉砂质地，团粒—团块结构，疏松多孔，含有密集的植物根系。
黄土(L0) 30~70 浊黄棕色(10YR4/3)，细砂质粉砂质地，块状结构，比较疏松，根系减少。
古土壤(S0) 70~160 灰黄棕色(10YR5/2），细砂质粉砂质地，团粒—团块结构，致密紧实，含有大小孔隙，白色碳酸盐假菌丝体沿孔隙分布。
黄土(L1) 160~200 浊黄橙色(10YR6/3)，细砂质粉砂质地，块状结构，多细小孔隙，下界清晰。
河流相沉积物(T2-al) >200 亮黄棕色(10YR6/4)，细砂质地，比较疏松，干净，有较为明显的水平层理。
自剖面顶部向下2 cm间隔连续采样，采样深度270 cm。同时采集OSL样品8个，将钢管接触剖面一端塞上黑色塑料袋，从另一端使用锤子砸入新鲜剖面中，取出管时用相同材料塞紧里端，并用锡纸和胶带进行密封，具体采样深度见表2。
表2 若尔盖盆地玛曲段黄河二级阶地欧强村剖面OSL测年结果

Tab. 2 The OSL dating results of the OQC profile of the secondary terrace of the Yellow River in the Maqu reach of Zoige Basin

编号 深度(cm) 地层 U(10-6) Th(10-6) K(%) 含水量
(%)		 环境剂量率
(Gy ka-1）		 等效剂量(Gy) OSL年龄
(ka)
OSL-1 30 MS底部 1.54±0.30 8.28±0.60 1.71±0.04 20±3 2.45±0.08 3.30±0.19 1.35±0.09
OSL-2 55 L0中部 1.09±0.30 8.07±0.60 1.68±0.04 20±3 2.37±0.08 5.48±0.48 2.31±0.22
OSL-3 65 L0底部 1.29±0.30 8.07±0.60 1.72±0.04 20±3 2.45±0.08 6.81±0.14 2.79±0.10
OSL-4 130 S0中部 1.48±0.30 8.68±0.60 1.53±0.04 21±3 2.30±0.08 12.86±0.24 5.59±0.22
OSL-5 160 S0底部 1.51±0.30 8.74±0.60 1.57±0.04 20±3 2.37±0.07 20.35±0.68 8.59±0.39
OSL-6 165 L1顶部 1.42±0.30 8.94±0.60 1.54±0.04 21±3 2.31±0.07 19.68±0.43 8.60±0.38
OSL-7 190 L1底部 1.43±0.30 8.14±0.60 1.58±0.04 21±3 2.20±0.07 20.29±0.43 9.24±0.32
OSL-8 195 L1底部 1.40±0.40 8.08±0.70 1.54±0.04 21±3 2.17±0.07 20.79±0.84 9.58±0.20
OSL-9 650 T2-al上部 1.01±0.30 5.82±0.60 1.47±0.04 22±3 1.86±0.06 24.57±0.92 13.20±0.67

注：OSL-9数据来自于文献[5]。

3.2 研究方法

粒度测试采用美国Backman Coulter公司生产的LS13320型激光粒度仪，磁化率测试采用英国Bartington公司生产的MS-2B型磁化率仪，总有机碳（TOC）测定采用德国生产的High-TOC仪，色度测试使用彩谱CS-800型号分光测色仪，元素测试采用德国BRUKER公司的S8 TIGER型X-RAY荧光光谱仪，具体测试方法详见参考文献[19]。
OSL测年使用丹麦生产的Risø-TL/OSL DA-15型全自动释光仪，采用单片再生剂量法（SAR）[20]。其测试过程为：暗室内去除不锈钢管两端各2~3 cm用于含水量和U、Th、K的测量，剩余未曝光部分用HCl（10%）和H2O2（30%）处理后分选出90~125 μm颗粒；然后经HF（40%）溶蚀去除长石和石英颗粒表面受α辐射影响的部分，最后烘干待用。环境剂量率主要由周围环境的U、Th、K含量及宇宙射线产生的放射性剂量和含水量决定。其中U、Th、K含量在西安地质矿产研究所测量，样品含水量在实测基础上，结合若尔盖盆地土壤水分研究结果进行校正，宇宙射线由采样位置的经度、纬度、海拔高度和埋藏深度等转换得到。最后用公式（OSL年龄=等效剂量/环境剂量率）计算获得年龄数据。
CIA=Al2O3/(Al2O3+K2O+Na2O+CaO*)
CIW=Al2O3/(Al2O3+CaO*+Na2O)
PIA=(Al2O3-K2O)/(Al2O3+CaO*+Na2O-K2O)
式中：CIA为化学蚀变指数；CIW为化学风化指数；PIA为斜长石蚀变指数；CaO*为硅酸盐矿物中CaO的含量；上述式中各氧化物均为摩尔分数。

4 结果与分析

4.1 OSL年龄

合适的测试条件是获得合理等效剂量（De）的关键，本文选用OSL-2进行了预热坪区、剂量恢复以及循环比实验。预热温度选择180~280 ℃，间隔20 ℃，加热10 s，结果显示：200~240 ℃之间出现了明显的温度坪区，De值不随温度的升高而显著变化。该温度区间内剂量恢复系数为0.98~1.09，循环比为0.91~1.08（图2），均符合实验要求（0.9~1.1）。据此，确定Pre-heat 240 ℃、Cut-heat 200 ℃为De值的测试条件。
图2 若尔盖盆地玛曲段黄河二级阶地欧强村剖面OSL样品检验结果

Fig. 2 Test results of OSL sample of the OQC profile of the secondary terrace of the Yellow River in the Maqu reach of Zoige Basin

OSL样品埋藏前的晒退程度会直接影响其测年的可靠性[21]，OSL-2的自然释光信号比较强，辐照激发后在短时间内快速晒退到背景值，且所有样片的De值分布集中（离散度较小），说明其埋藏之前晒退彻底，满足测年条件。根据实验数据拟合的生长曲线通过原点且未达到饱和状态，说明通过内插法得到De值是可信的。本文选取中值年龄模型[22]得出样品的有效De值，最后计算获得所有样品的OSL年龄（表2）。

4.2 粒度

欧强村剖面粒度频率曲线显示（图3b），200 cm以下沉积物的曲线形态与上覆沉积物明显不同，以细砂为主（35.6%），峰态尖窄（1.00）、偏度大（0.59）、分选好（1.44），反映了河流相沉积的特征，与野外呈现的现象相一致。200 cm以上的曲线向左移动，细粉砂以下含量明显增加（表3），具有风成沉积的特征，其中古土壤S0曲线位于最左端，粘粒（13.5%）和细粉砂（28.0%）含量最高，平均粒径最小（38.14 μm），而黄土L0曲线明显偏右，砂粒含量增加（44.9%），平均粒径（66.67 μm）、偏度（0.47）变大，标准偏差（2.42）降低。
图3 若尔盖盆地玛曲段黄河二级阶地欧强村剖面理化性质参数曲线

Fig. 3 Parameter curves of physicochemical properties of the OQC profile of the secondary terrace of the Yellow Riverin the Maqu reach of Zoige Basin

表3 若尔盖盆地玛曲段黄河二级阶地欧强村剖面粒度特征

Tab. 3 Characteristic values of grain-size of the OQC profile of the secondary terrace of the Yellow Riverin the Maqu reach of Zoige Basin

地层 深度(cm) 粘粒 (%) 细粉砂 (%) 粗粉砂 (%) 细砂
(%)		 中砂
(%)		 平均粒径
(μm)		 标准
偏差		 偏度 峰态 分选
系数
MS ≤ 200 9.6 20.5 26.8 23.6 19.5 63.55 2.40 0.46 0.92 1.71
L0 9.5 19.4 26.2 23.5 21.4 66.67 2.42 0.47 0.95 1.68
S0 13.5 28.0 34.3 15.7 8.5 38.14 2.44 0.34 0.90 1.76
L1 10.7 24.6 36.9 20.4 7.4 41.87 2.27 0.42 0.98 1.56
T2-al > 200 8.6 18.4 26.1 35.6 11.3 59.22 2.18 0.59 1.00 1.44

注：粘粒<2 μm、细粉砂2~16 μm、粗粉砂16~63 μm、细砂63~125 μm、中砂>125 μm。

4.3 磁化率、TOC和色度

欧强村剖面磁化率在7.17×10-8~30.47×10-8 m3/kg之间，不同地层单元的数值差异明显，古土壤S0呈现显著高值（25.63×10-8 m3/kg），黄土层为低值（L0和L1平均分别为21.72×10-8 m3/kg、8.37×10-8 m3/kg）。TOC含量曲线与磁化率相似，变化范围为3.46~22.91 g/kg，古土壤S0为明显高值（14.71 g/kg），黄土L1为低值（4.86 g/kg），但黄土L0的TOC含量最高（15.86 g/kg），这与其接近地表，含有大量现代植物根系有关（图3a）。
沉积物的颜色是其成分和结构的外在表现[23]，欧强村剖面红度a*在2.08~3.68之间，大小顺序是古土壤S0（2.87）>黄土L0（2.86）>黄土L1（2.58），具有黄土层低古土壤S0高的谷峰变化。亮度L*和黄度b*则呈现古土壤S0低（47.67、10.96）而黄土层高的特征，且L1（59.56和14.69）>L0（50.00和11.61）。a*/b*比值在0.15~0.31之间，其中古土壤S0为高值（0.26），黄土L0和L1为低值（0.25、0.18），与a*有相似的变化曲线（图3a）。

4.4 元素组成特征

欧强村剖面中SiO2、Al2O3、Fe2O3占主要部分，CaO、K2O、Na2O、MgO次之，含量从高到低依次为SiO2（663.1 g/kg）>Al2O3（119.5 g/kg）>Fe2O3（40.1 g/kg）>CaO（23.8 g/kg）>K2O（21.9 g/kg）>Na2O（18.1 g/kg）>MgO（13.8 g/kg）（表4）。变异系数（CV）可以反映元素因风化淋溶而呈现的离散程度，除CaO（0.59）外，其他元素的CV值均较小（0.04~0.12），表明黄土和古土壤S0的元素组成基本一致，来自相同源区，即古土壤S0是黄土风化成壤改造的产物。Al2O3、Fe2O3、K2O和MgO含量有相似的分布规律，古土壤S0呈现明显高值，分别为127.0 g/kg、42.8 g/kg、23.0 g/kg、15.0 g/kg，而黄土层为低值，分别为117.3 g/kg、39.7 g/kg、21.4 g/kg和13.7 g/kg。Na2O含量的分布则相反，呈现古土壤S0低（17.3 g/kg）黄土层高（18.3 g/kg）的变化特征。
表4 若尔盖盆地玛曲段黄河二级阶地欧强村剖面常量元素含量(g/kg)

Tab. 4 The major element contents of the OQC profile of the secondary terrace of the Yellow River in the Maqu reach of Zoige Basin (g/kg)

地层 SiO2 Al2O3 Fe2O3 CaO MgO K2O Na2O
MS 696.9
654.1~712.7		 106.2
100.9~114.8		 34.7
33.6~36.3		 12.9
11.3~14.5		 11.3
10.5~12.9		 20.2
19.5~21.6		 19.3
18.6~21.1
L0 691.0
671.2~703.6		 112.7
105.5~125.3		 36.7
33.6~39.3		 13.3
11.7~15.5		 12.4
11.3~14.8		 21.3
19.6~23.7		 18.8
17.2~19.8
S0 654.4 613.7~679.4 127.0
121.1~131.0		 42.8 40.0~44.5 22.0
11.6~47.7		 15.0
13.7~15.8		 23.0
21.3~24.3		 17.3
16.1~19.6
L1 629.6
614.6~642.6		 122.0
116.3~130.1		 42.7
39.6~48.6		 42.7
38.8~45.4		 14.9
13.6~16.5		 21.4
20.4~22.9		 17.7
16.2~18.6
全剖面 663.1
613.7~712.7		 119.5
100.9~131		 40.1
33.6~48.6		 23.8
11.3~47.7		 13.8
10.5~16.5		 21.9
19.5~24.3		 18.1
16.1~21.1
CV 0.04 0.07 0.09 0.59 0.11 0.06 0.05
SiO2含量在整个剖面中比较稳定，高值出现在古土壤S0（654.4 g/kg），黄土L1较低（629.6 g/kg）。CaO含量的变化程度较大（11.3~47.7 g/kg），在古土壤S0底部和黄土L1中为明显高值，这是Ca元素以CaCO3形式向下淋溶所致，与野外见到该层有大量白色CaCO3粉霜/假菌丝相一致（图1g）。

5 讨论

5.1 欧强村剖面地层年代框架

欧强村剖面OSL样品年龄自下向上逐渐减小，并无倒置现象（表2），同时年龄—深度模型与实测年龄也能进行很好的交叉验证（图4），说明OSL测年数据是有效的。黄土L0底部OSL样品年龄为2.79±0.10 ka，利用年龄与深度关系（图4），认为将L0与S0的界线确定在3.0 ka比较合适，即L0开始堆积于3.0 ka BP。古土壤S0底部OSL样品年龄为8.59±0.39 ka，黄土L1顶部OSL样品年龄为8.60±0.38 ka，结合年龄与深度关系，认为将S0底界年龄确定在8.50 ka是合理的，即风化成壤作用明显增强的时间在8.5 ka BP。黄土L1底部OSL样品年龄为9.24±0.32 ka、9.58±0.22 ka，其下伏河流相沉积T2-al上部OSL样品年龄为13.20±0.67 ka（表2），据此判断L1开始堆积的时间不晚于10 ka BP，即L1在全新世初期（10 ka BP前后）就已经堆积。欧强村剖面古土壤S0和黄土层的年龄数据也可与区内其他地点[15]进行良好对比，也说明本文的测年数据是可信的。根据上述分析得到不同地层单元的边界年龄数据，确定欧强村剖面的地层年代为：河流相沉积物（T2-al, >10.0 ka）→黄土（L1, 10.0—8.5 ka）→古土壤（S0, 8.5—3.0 ka）→现代表土（L0+MS, 3.0—0 ka）。
图4 若尔盖盆地欧强村剖面地层年代框架及与黄土高原[24]对比

Fig. 4 Stratigraphical age framework of the OQC profile in the Zoige Basin and comparison with the Loess Plateau

同时，欧强村剖面的地层年代可与黄土高原全新世黄土—古土壤序列的年代进行很好对比，说明两地区的地层有可比性。

5.2 欧强村剖面化学风化强度

5.2.1 地球化学参数（CIA、CIW、PIA、Rb/Sr）

不同地球化学参数从不同角度反映了化学风化的特征和程度。CIA通过沉积物中黏土矿物的含量反映风化程度，普遍认为CIA值在50~65之间指示寒冷干燥条件下的低等化学风化程度，65~85之间指示温暖湿润条件下的中等风化程度，85~100之间指示炎热潮湿下的强烈风化程度[25-26]。欧强村剖面CIA值介于48.20~63.08之间（图5a），平均56.21，属于低等化学风化。古土壤S0的CIA值（60.83）高于黄土层（L0、L1分别为59.03、49.31），说明古土壤S0发育过程中长石分解成黏土矿物的程度较高，化学风化作用较强，指示该时期气候温湿，而黄土堆积时期气候干冷，化学风化作用微弱。不同层位的CIA值反映了黄土堆积发育过程中不同的风化强度，这与磁化率指示的风化成壤强度变化规律相吻合（图5b）。
图5 若尔盖盆地玛曲段黄河二级阶地欧强村剖面地球化学参数曲线及相关关系

Fig. 5 Geochemical parameter curves and correlations of the OQC profile of the secondary terrace of the Yellow River in the Maqu reach of Zoige Basin

CIW和PIA反映了长石的风化程度[27-28]。Rb/Sr是利用不同元素在风化过程中的淋失和富集特征衡量风化程度的指标[29]。欧强村剖面CIW和PIA值表现出古土壤S0高（69.31、64.37）而黄土层低（L0、L1分别为67.14和61.91、54.42和49.16）的特点，从黄土→古土壤，其数值明显升高（图5a），表明长石的风化分解程度增强，这与显微镜下观察到的矿物组合变化相一致（图1e、1f），也指示黄土的化学风化强度低于古土壤S0。由于CIW、PIA不对含钾矿物进行记录，当地表风化过程中钾长石开始风化，它们的变化将会趋于稳定[27-28]，欧强村剖面中这些参数的显著变化反映钾长石未发生分解。Rb/Sr比值分布在0.51~0.77，其中古土壤S0呈现明显的峰值区（0.74），黄土层为低值区（L0、L1分别为0.68、0.53），说明古土壤S0的淋溶作用较为强烈，Sr淋失较多，Rb、Sr分异明显，而黄土堆积时期淋溶作用微弱，Sr的淋失程度低，Rb、Sr分异较弱。同时，欧强村剖面CIA、CIW、PIA和Rb/Sr比值呈现同步同向的变化特征（图5），说明不同视角指示的化学风化程度是一致的，即处于斜长石风化阶段。

5.2.2 A-CN-K三角图

A-CN-K三角图定量地反映了长石相对于新鲜母岩风化为次生黏土矿物的程度[30]。欧强村剖面样品投影的趋势线大致平行于CN-A连线，且指向A-K连线（图6a），说明化学风化过程中斜长石受到了分解，Na、Ca被淋溶，形成了次生铝硅酸盐类矿物（黏土矿物）。但是化学风化趋势线距A-K连线尚有一段距离，说明斜长石的风化分解程度有限，钾长石基本未发生分解，仍处于初等化学风化阶段。
图6 若尔盖盆地欧强村剖面风化程度与黄土高原的对比

Fig. 6 Comparison of weathering degree of the OQC profile in the Zoige Basin with the Loess Plateau

不同地层样品分布在明显不同的投影区，其中古土壤S0投影区更靠近顶点A，说明斜长石风化分解成次生黏土矿物的程度更高（图1f出现了更多的黏土矿物），即受到较为强烈的成壤改造作用。而黄土层更靠近CN-K连线，距离顶点A更远，说明斜长石分解形成次生黏土矿物的程度较低（图1e出现的黏土矿物明显较少），化学风化作用微弱。

5.2.3 理化性质参数反映的风化程度

粒度组成能够反映沉积物的成因和形成环境，其中粘粒含量的增加与风化过程中粗粒原生矿物分解形成次生黏土矿物密切相关[31-32]，磁化率常作为指示风化成壤强度的重要指标[33]，TOC能够反映风化成壤过程中生物活动强弱和地表植被覆盖度的变化[34]，它们都被认为是良好的气候替代指标。古土壤S0粘粒含量、磁化率值、TOC含量为明显高值区，绝对值均高于黄土（表3、图3），这说明古土壤S0发育过程中，铝硅酸盐类原生矿物（主要是斜长石类）受到风化分解形成了较多的次生黏土矿物，同时产生的游离铁形成了一些细小的铁磁性矿物，致使土壤磁化率增加，指示了温湿的环境，而较好的水热条件促进了地面植物的生长，使TOC含量升高。黄土层粘粒含量、磁化率值、TOC含量为低值区，反映其堆积期间铝硅酸盐类矿物风化分解较弱，不利于细小铁磁性矿物的产生和植物的生长。此外，磁化率、TOC、a*、a*/b*、b*、L*之间为显著相关（正或负），均呈现随黄土—古土壤地层交替而同步变化的特征，说明上述不同参数指向一个相同的结论，即古土壤S0发育时期气候温湿，呈现明显的风化成壤作用，而黄土堆积时期气候冷干，不利于风化成壤。
上述解析不难看出，不同视角（理化性质参数、地球化学参数、A-CN-K图）获得的认识有极好的可比性，均指示欧强村剖面风化成壤程度很低，处于以斜长石脱Ca、Na为主的初等风化阶段，与黄土层相比，古土壤S0风化成壤程度有所增强，但增强程度有限，仍处于初等风化阶段。

5.3 欧强村剖面风化成壤强度与气候变化

欧强村剖面风化成壤强度的规律变化，良好地记录了黄河二级阶地形成以来（全新世以来）的环境变化信息。全新世初期（10.0 ka BP前后）黄河二级阶地已经形成[3]，平缓的阶地面开始接受连续的风尘堆积，一直持续到8.5 ka BP，形成了黄土L1。该层磁化率、TOC、a*、CIA、PIA、Rb/Sr等呈现低值，在A-CN-K图中更靠近CN底点，说明其风化成壤作用微弱，反映该时期气候寒冷干旱，风沙活动强烈。区域其他地点的研究成果（青藏高原东北部风沙活动、青海湖黄土剖面磁化率等）也反映此时期气候具有干冷的特征（图7e、7g）。
图7 欧强村剖面与青藏高原东北部其他指标记录的对比及其与黄土高原比较

注：a为黄土高原CIA值、磁化率和Rb/Sr比值[24]；b 为欧强村剖面Rb/Sr值；c为欧强村剖面CIA值；d为青海湖岩芯TOC含量[38]；e为青藏高原东北部风沙活动概率密度[39]；f为红原泥炭乔木花粉含量[40]；g为JXG-2剖面磁化率[41]。

Fig. 7 Comparison of the OQC profile with other index records in northeastern Tibetan Plateau and the Loess Plateau

全新世中期（8.5—3.0 ka BP）：以黑灰色的古土壤S0发育为特征，该层粘粒含量、磁化率、TOC、a*、CIA、PIA、Rb/Sr等呈现高值，在A-CN-K图中更靠近A顶点，指示其风化成壤作用有所增强，反映该时期气候温湿（与全新世大暖期相对应），风尘堆积作用微弱，成壤作用占主导。青海湖在5.0 ka BP达到全新世最高水位[35]；青海湖岩芯TOC含量（图7d）、ZHK剖面粘粒/粗粉砂比值[29]、红原泥炭乔木花粉含量（图7f）此时期均呈现明显高值，显示了最佳的气候条件。
全新世晚期（<3.0 ka BP）：发育黄土L0，其磁化率、a*、CIA、PIA、Rb/Sr等呈现低值，在A-CN-K图中向CN底点靠近，指示其风化成壤作用减弱，反映该时期气候转为冷干，风沙活动重新增强，地表发育了现代土壤MS。同时期若尔盖盆地的泥炭地在波动中逐渐退化、针叶林迅速退缩和高山草甸繁盛[36-37]，反映了较为干冷的气候特征。

5.4 若尔盖盆地全新世黄土—古土壤序列与黄土高原比较

若尔盖古湖泊消亡后，覆盖于湖相沉积物上的不同类型沉积物（河漫滩沙、风成沙/黄土、沼泽泥炭等）成为了古湖泊消失后环境变化信息的直接载体，其中泥炭具有沉积过程连续和分辨率高的优势，是目前对古环境认识的主要来源，如前人利用其中的孢粉、灰分、同位素等指标重建的末次盛冰期以来的气候变化过程基本一致，即末次冰消期冷干→早全新世增温增湿→中全新世达到最暖湿→晚全新世降温变干[8⇓-10,42]。尽管若尔盖盆地风积物分布广泛，但多为移动沙丘，已有研究集中在近代沙化过程及成因方面，对长时间尺度的风积物及演变研究很少，且有限的成果仍有较大争议。例如，① 若尔盖古湖泊消失后风积物出现的最早时间，Hu等认为最早出现在10 ka BP前后[7]，何文贵等认为最早出现在24 ka BP前后[43]，綦琳等认为最早出现在16 ka BP前后[44]等；② 古土壤S0的发生范围差异较大，顶界年代范围在3.5—0.4 ka BP，底界年代范围在18.1—4.2 ka BP[7,31,44,45]。这些分歧的关键在于鲜见与下伏湖相沉积物呈整合接触的连续沉积剖面、系统测年数据缺乏，限制了对于风积物是否连续堆积和地层年代问题的准确解答。欧强村剖面提供了连续风积物与下伏沉积物呈整合接触的典型案例。
将欧强村剖面的研究结果与黄土高原比较，初步说明：① 若尔盖盆地平缓的地貌部位上存在连续风成堆积物，其在全新世初期就开始稳定堆积，厚度约200~250 cm（图1d）。② 欧强村剖面的宏观形态和地学内涵可与黄土高原全新世黄土—古土壤序列进行较好的对比，表现为：剖面宏观形态和地层年代可进行良好比较，两者均具有河流相沉积物（若尔盖盆地，>10.0 ka）/马兰黄土L1（黄土高原，>10.0 ka）→黄土（L1/Lt, 10.0—8.5 ka）→古土壤（S0，8.5—3.0 ka）→现代表土（L0+MS，3.0—0 ka）的地层结构（图4）；沉积物重要物性参数（磁化率、CIA值、Rb/Sr比值等）曲线形态十分相似，呈现随地层交替而同步变化的特征（图7）。③ 若尔盖盆地和黄土高原两大地理单元风成堆积物的良好可比性，为全新世气候变化规律具有全球性特征提供了进一步佐证。④ 但是，若尔盖盆地沉积物物性参数的绝对值和变化幅度与黄土高原有显著差异，表现为前者的绝对值和变化幅度均明显小于后者（图7），可能说明高寒区（若尔盖盆地）全新世黄土—古土壤序列有关参数的环境意义与季风湿润区（黄土高原）有所不同，其准确环境意义和发生机制需要进一步研究。

6 结论

（1）系统的OSL测年数据说明若尔盖古湖泊消失后，在全新世初期就开始接受稳定的风尘堆积，玛曲段黄河二级阶地发育的欧强村黄土—古土壤序列形成过程连续，地层年代自下向上依次为河流相沉积物（T2-al，>10.0 ka）→黄土(L1，10.0—8.5 ka）→古土壤（S0，8.5—3.0 ka）→现代表土（L0+MS，3.0—0 ka）。
（2）地球化学参数、沉积物物性参数和微形态特征从不同视角反映的化学风化特征基本一致，欧强村剖面在化学风化过程中Ca、Na有一定流失，K基本未发生淋失，处于以斜长石风化分解为主的初等风化阶段，与黄土层相比较，古土壤S0风化程度有所增强，但增强程度有限，仍处于初等风化阶段；粒度、磁化率、TOC、色度、微形态等参数在高寒地区也可作为良好的气候替代指标，反映古土壤S0发育时期气候温湿，而黄土堆积时期气候寒冷干燥，风沙活动强烈。
（3）欧强村剖面记录了黄河二级阶地形成以来的气候变化历史：10.0 ka BP前后，若尔盖盆地气候冷干，风沙活动盛行，平缓的黄河二级阶地面接收稳定的风尘堆积，形成了黄土L1。8.5 ka BP前后，气候变得温湿，风沙活动明显减弱，风化成壤作用增强，区域上形成了以黑灰色为特征的古土壤S0。3.0 ka BP前后，气候转向干冷，风沙活动显著增强，古土壤S0发育中断被黄土L0所覆盖，地表则形成了现代土壤MS。
（4）若尔盖盆地全新世黄土—古土壤序列与黄土高原可进行良好对比，两者具有相似的宏观形态和地层年代，河流相沉积物（若尔盖盆地，>10.0 ka）/马兰黄土L1（黄土高原，>10.0 ka）→黄土（L1/Lt，10.0—8.5 ka）→古土壤（S0，8.5—3.0 ka）→现代表土（L0+MS，3.0—0 ka）；物性参数曲线也表现出随地层交替而同步变化的特征。但若尔盖盆地有关参数的绝对值和变化幅度均明显小于黄土高原，说明高寒区（若尔盖盆地）这些参数的环境意义可能与季风湿润区（黄土高原）有所不同。

参考文献

原文顺序 | 文献年度倒序 | 文中引用次数倒序
[1]
Li Shijie, Shi Yafeng, Wang Sumin. Geological record of climatic and environmental changes in Zoige Basin during the last 30000 years//The Steering Commission of the Qinghai-Xizang Program. The Evolution, Environment Change and Ecosystem Study of Qinghai-Xizang Plateau. Beijing: Science Press, 1995: 227-235.

[李世杰, 施雅风, 王苏民. 若尔盖盆地3万年来气候与环境变化的地质记录//青藏项目专家委员会.青藏高原形成演化、环境变迁与生态系统研究. 北京: 科学出版社, 1995: 227-235.]

[2]
Chen Y L, Huang C C, Zhang Y Z, et al. Palaeoflood events during the last deglaciation in the Yellow River source area on the northeast Tibetan Plateau. Geological Journal, 2021, 56(8): 4293-4309.

[3]
Huang Chunchang. Palaeoflood deposits in the Zoige Basin and the enlightening on the formation of the Yellow River drainage system on the Tibetan Plateau. Acta Geographica Sinica, 2021, 76(3): 612-625.

DOI

[黄春长. 若尔盖盆地河流古洪水沉积及其对黄河水系演变问题的启示. 地理学报, 2021, 76(3): 612-625.]

DOI

[4]
Wang Yunfei, Wang Sumin, Xue Bin, et al. Sediment evidence of the Zoige palaeo-lake captured by the Yellow River. Chinese Science Bulletin, 1995, 40(8): 723-725.

[王云飞, 王苏民, 薛滨, 等. 黄河袭夺若尔盖古湖时代的沉积学依据. 科学通报, 1995, 40(8): 723-725.]

[5]
Wang N, Zha X C, Huang C C, et al. Age and causes of the Yellow River dissecting the Zoige Basin in the eastern Tibetan Plateau, China. Science of the Total Environment, 2023, 857: 159481. DOI: 10.1016/j.scitotenv.2022.159481.

[6]
Qi L, Qiao Y S, Yao H T, et al. Geochemical characteristics of the eolian deposits in the Zoige basin and their implications for provenance and weathering intensity. Quaternary International, 2020, 552(30): 155-163.

[7]
Hu G Y, Yu L P, Dong Z B, et al. Holocene aeolian activity in the Zoige Basin, northeastern Tibetan Plateau, China. Catena, 2018, 160: 321-328.

[8]
Zhao Y, Yu Z C, Zhao W W. Holocene vegetation and climate histories in the eastern Tibetan Plateau: Controls by insolation driven temperature or monsoon-derived precipitation changes? Quaternary Science Reviews, 2011, 30(9/10): 1173-1184.

[9]
Sun Xiaohong, Zhao Yan, Li Quan. Holocene peatland development and vegetation changes in the Zoige Basin, eastern Tibetan Plateau. Scientia Sinica (Terrae), 2017, 47(9): 1097-1109.

[孙晓红, 赵艳, 李泉. 青藏高原东部若尔盖盆地全新世泥炭地发育和植被变化. 中国科学: 地球科学, 2017, 47(9): 1097-1109.]

[10]
Wang Hongjiao, Zeng Mengxiu, Peng Haijun, et al. Significance of climate conditions in the variability of eolian dust deposition since the last deglaciation in the Zoige region recorded by the Hongyuan peat. Quaternary Sciences, 2023, 43 (1): 57-73.

[汪洪娇, 曾蒙秀, 彭海军, 等. 红原泥炭记录的晚冰期以来若尔盖地区粉尘通量变率及其气候影响. 第四纪研究, 2023, 43(1): 57-73.]

[11]
Hu G Y, Dong Z B, Lu J F, et al. The developmental trend and influencing factors of aeolian desertification in the Zoige Basin, eastern Qinghai-Tibet Plateau. Aeolian Research, 2015, 19: 275-281.

[12]
Hu Guangyin, Dong Zhibao, Zhang Zhengcai, et al. Sand generating wind conditions and characteristics of sand transport potential in Zoige Basin. Journal of Desert Research, 2020, 40(5): 20-24.

DOI

[胡光印, 董治宝, 张正偲, 等. 若尔盖盆地起沙风风况与输沙势特征. 中国沙漠, 2020, 40(5): 20-24.]

DOI

[13]
Wei Zhenhai, Dong Zhibao, Hu Guangyin, et al. Spatial and temporal patterns of sand dunes in Zoige Basin in last 40 years. Journal of Desert Research, 2010, 30(1): 26-32.

[魏振海, 董治宝, 胡光印, 等. 近 40a 来若尔盖盆地沙丘时空变化. 中国沙漠, 2010, 30(1): 26-32.]

[14]
Hu Mengjun, Yang Aili, Zhang Wenli. Environment evolution since the Middle-Late Holocene in the Maqu Plateau reflected by constant element oxides contents and ratios. Journal of Desert Research, 2015, 35(2): 313-321.

DOI

[胡梦珺, 杨爱丽, 张文丽. 常量元素氧化物含量及其比值揭示的中晚全新世以来玛曲高原的环境演变. 中国沙漠, 2015, 35(2): 313-321.]

DOI

[15]
Jia Y N, Zhang Y Z, Huang C C, et al. Late Pleistocene-Holocene aeolian loess-paleosol sections in the Yellow River source area on the northeast Tibetan Plateau: Chronostratigraphy, sediment provenance, and implications for paleoclimate reconstruction. Catena, 2022, 208: 10577. DOI: 10.1016/j.catena.2021.105777.

[16]
Han Yixin, Zha Xiaochun, Huang Chunchang, et al. Sedimentary sequence and environment change of the first terrace in the outlet reach of the Yellow River in the Zoige Basin. Scientia Geographica Sinica, 2023, 43(5): 922-931.

DOI

[韩宜欣, 查小春, 黄春长, 等. 若尔盖盆地黄河出口段一级阶地沉积序列及其环境变化研究. 地理科学, 2023, 43(5): 922-931.]

DOI

[17]
Xiao Q L, Zhang Y Z, Wang N L, et al. Paleochannel of the Yellow River within the Zoige Basin and its environmental significance on the NE Tibetan Plateau. Science of The Total Environment, 2022, 853: 158242. DOI: 10.1016/j.scitotenv.2022.158242.

[18]
Wang Manhua. The spore-pollen groups of peatland or ruoergai plateau and paleobotany and paleoclimate. Scientia Geographica Sinica, 1987, 7(2): 147-155.

[王曼华. 若尔盖高原区泥炭地的孢粉组合及古植被与古气候. 地理科学, 1987, 7(2): 147-155.]

[19]
Wang Haiyan. Properties of covered sediments and the causes of prehistoric disasters at the Lajia Ruins on the northeastern margin of the Qinghai-Tibet Plateau[D]. Xi'an: Shaanxi Normal University, 2021.

[王海燕. 青藏高原东北缘喇家遗址覆盖沉积物性质及史前灾难成因研究[D]. 西安: 陕西师范大学, 2021.]

[20]
Murray A, Arnold L J, Buylaert J P, et al. Optically stimulated luminescence dating using quartz. Nature Reviews Methods Primers, 2021, 1(1): 72. DOI: 10.1038/s43586-021-00068-5.

[21]
Cuan Yuda, Huang Chunchang, Pang Jiangli, et al. OSL dating of the pedo-stratigraphic sequence and the prehistoric flash floods and mudflows over the Lajia Ruins of Qinghai province. Acta Geographica Sinica, 2019, 74(11): 2371-2384.

DOI

[炊郁达, 黄春长, 庞奖励, 等. 青海喇家遗址土壤序列及史前山洪泥流灾难释光测年研究. 地理学报, 2019, 74(11): 2371-2384.]

DOI

[22]
Galbraith R F, Roberts R G, Laslett G M, et al. Optical dating of single and multiple grains of quartz from Jinmium rock shelter, northern Australia (Part I): Experimental design and statistical models. Archaeometry, 1999, 41(2): 339-364.

[23]
Sun Y B, He L, Liang L J, et al. Changing color of Chinese loess: Geochemical constraint and paleoclimatic significance. Journal of Asian Earth Sciences, 2011, 40: 1131-1138.

[24]
Wang Lijuan, Pang Jiangli, Huang Chunchang, et al. Weathering intensity of the TSG Holocene loess-paleosol sequence and its significance. Progress in Geography, 2011, 30(3): 379-384.

DOI

[王丽娟, 庞奖励, 黄春长, 等. 甜水沟全新世黄土—古土壤序列风化程度及意义. 地理科学进展, 2011, 30(3): 379-384.]

DOI

[25]
Taylor S R, McLennan S M. The Continental Crust: Its Composition and Evolution. London: Blackwell, 1985: 277.

[26]
Dong Miao, Yan Ping, Wang Xiaoxu, et al. Sediment characteristics and environmental significance of climbing dunes in different climatic zones of the Qinghai-Tibet Plateau. Acta Geographica Sinica, 2023, 78(7): 1825-1846.

DOI

[董苗, 严平, 王晓旭, 等. 青藏高原不同气候带爬坡沙丘沉积物特征及其环境指示. 地理学报, 2023, 78(7): 1825-1846.]

DOI

[27]
Harnois L. The CIW index: A new chemical index of weathering. Sedimentary Geology, 1988, 55(3/4): 319-322.

[28]
Fedo C M, Nesbitt H W, Young G M. Unravelling the effects of potassium metasomatism in sedimentary rocks and paleosols, with implications for paleoweathering conditions and provenance. Geology, 1995, 23(10): 921-924.

[29]
Jia Y N, Zhang Y Z, Huang C C, et al. Weathering and pedogenesis of the late Pleistocene and Holocene aeolian loess-paleosol sections in the Yellow River source area, NE Tibetan Plateau. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2022, 600, 111065. DOI: 10.1016/j.palaeo.2022.111065.

[30]
Nesbitt H W, Young G M. Early Proterozoic climates and plate motions inferred from major element chemistry of lutites. Nature, 1982, 299(5885): 715-717.

[31]
Chen Dou, Xiao Qili, Zhang Yuzhu, et al. Weathering and pedogenesis of the Holocene aeolian loess-paleosol section and paleoclimate evolution in the Maqu reach in the Yellow River source area. Geographical Research, 2022, 41(8): 2277-2294.

DOI

[陈豆, 肖奇立, 张玉柱, 等. 黄河源玛曲段全新世风成黄土—古土壤序列风化成壤特征以及古气候演变. 地理研究, 2022, 41(8): 2277-2294.]

DOI

[32]
Pang Jiangli, Huang Chunchang, Zhou Yali, et al. Holocene aeolian loess and its pedogenic modification in the Upper Hanjiang River Valley, China. Acta Geographica Sinica, 2011, 66(11): 1562-1573.

DOI

[庞奖励, 黄春长, 周亚利, 等. 汉江上游谷地全新世风成黄土及其成壤改造特征. 地理学报, 2011, 66(11): 1562-1573.]

[33]
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. Quaternary Research, 1991, 36(1): 29-36.

[34]
Jia Rongfen, Zhao Lin, Liu Youmei, et al. Organic geochemistry markers of climatic evolution in loess region of China. Scientia Geographica Sinica, 1996, 16(2): 97-105.

DOI

[贾蓉芬, 赵林, 刘友梅, 等. 黄土地区气候演变的有机地球化学标志. 地理科学, 1996, 16(2): 97-105.]

[35]
Liu X J, Lai Z P, Madsen D, et al. Last deglacial and Holocene lake level variations of Qinghai Lake. Journal of Quaternary Science, 2015, 30(3): 245-257.

[36]
Wang Yan, Zhao Zhizhong, Qiao Yansong, et al. Paleoclimatic and paleoenvironmental evolution since the Late Glacial epoch as recorded by sporopollen from the Hongyuan peat section on the Zoigê Plateau, northern Sichuan, China. Geological Bulletin of China, 2006, 25(7): 827-832.

[王燕, 赵志中, 乔彦松, 等. 川北若尔盖高原红原泥炭剖面孢粉记录的晚冰期以来古气候古环境的演变. 地质通报, 2006, 25(7): 827-832.]

[37]
Liang Chen, Zhao Yan, Qin Feng, et al. Pollen-based Holocene quantitative temperature reconstruction on the eastern Tibetan Plateau using a comprehensive method framework. Scientia Sinica (Terrae), 2020, 50(7): 977-994.

[梁琛, 赵艳, 秦锋, 等. 孢粉—气候定量重建方法体系的建立及其应用: 以青藏高原东部全新世温度重建为例. 中国科学: 地球科学, 2020, 50(7): 977-994.]

[38]
Shen J, Liu X Q, Wang S M, et al. Palaeoclimatic changes in the Qinghai Lake area during the last 18000 year. Quaternary International, 2005, 136(1): 131-140.

[39]
Chen F H, Wu D, Chen J H, et al. Holocene moisture and East Asian summer monsoon evolution in the northeastern Tibetan Plateau recorded by Lake Qinghai and its environs: A review of conflicting proxies. Quaternary Science Reviews, 2016, 154: 111-129.

[40]
Zhou W J, Yu S Y, Burr G S, et al. Postglacial changes in the Asian summer monsoon system: A pollen record from the eastern margin of the Tibetan Plateau. Boreas, 2010, 39(3): 528-539.

[41]
Hou Guangliang, Wei Haicheng, E Chongyi, et al. Human activities and environmental change in Holocene in the northeastern margin of Qinghai-Tibet Plateau: A case study of JXG 2 relic site in Qinghai Lake. Acta Geographica Sinica, 2013, 68(3): 380-388.

[侯光良, 魏海成, 鄂崇毅, 等. 青藏高原东北缘全新世人类活动与环境变化: 以青海湖江西沟2号遗迹为例. 地理学报, 2013, 68(3): 380-388.]

[42]
Wang Fubao, Yan Ge, Lin Benhai. A preliminary study on the peat δ13C in the Zoige Plateau. Chinese Science Bulletin, 1993, 38(1): 65-67.

[王富葆, 阎革, 林本海. 若尔盖高原泥炭δ13C的初步研究. 科学通报, 1993, 38(1): 65-67.]

[43]
He Wengui, Xiong Zhen, Yuan Daoyang et al. Palaeo-earthquake study on the Maqu fault of East Kunlun active fault. Earthquake Research in China, 2006, 22(2): 126-134.

[何文贵, 熊振, 袁道阳, 等. 东昆仑断裂带东段玛曲断裂古地震初步研究. 中国地震, 2006, 22(2): 126-134.]

[44]
Qi Lin, Wang Yan, Cai Yao, et al. Paleoclimate and paleoenvironment records of Zoige aeolian sand paleosol sequence. Journal of Geomechanics, 2020, 26(2): 244-251.

[綦琳, 王燕, 蔡遥, 等. 若尔盖风成砂—古土壤序列的古气候与古环境记录研究. 地质力学学报, 2020, 26(2): 244-251.]

[45]
Hu Mengjun, Zuo Hailing, Pan Ninghui, et al. Evolution of chemical weathering process since the Middle-Late Holocene in the Maqu Plateau. Journal of Desert Research, 2016, 36(3): 623-635.

DOI

[胡梦珺, 左海玲, 潘宁惠, 等. 中晚全新世以来玛曲高原的化学风化过程演变. 中国沙漠, 2016, 36(3): 623-635.]

DOI

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