中国东北末次冰期松原黄土的释光测年及其古气候意义初探

王松娜，王旭龙，康树刚

1. 中国科学院地球环境研究所 黄土与第四纪地质国家重点实验室，西安 710061

2. 中国科学院大学，北京 100049

中国东北末次冰期松原黄土的释光测年及其古气候意义初探

王松娜1,2，王旭龙1，康树刚1

1. 中国科学院地球环境研究所 黄土与第四纪地质国家重点实验室，西安 710061

2. 中国科学院大学，北京 100049

本文以中国东北松原黄土为研究对象，通过光释光测年建立其末次冰期年代标尺，并探讨磁化率和平均粒径这两个黄土研究中常用的气候替代性指标的可能指示意义。采用成熟的细颗粒石英单片再生（SAR）光释光（OSL）测年技术获得了松原剖面顶部5.5 m年代6个，并获得了2 cm间距的低频磁化率和平均粒径这两个常规参数。石英OSL测年相关检验证实了该技术测量松原黄土的可靠性。测年结果表明，松原剖面顶部5.5 m主要沉积于末次冰期的中晚期，即约5.5 — 1.8 m（（52.18 ± 3.47） — （27.76 ±1.77） ka）主要堆积于深海氧同位素阶段（MIS）3中晚期，而顶部1.8 — 0.4 m（（27.76 ± 1.77） — （20.61±1.31） ka）堆积于MIS2早期。磁化率自52.18 ± 3.47 ka到27.76 ± 1.77 ka经历了先小幅降低又小幅升高，波动幅度较小，而自27.76 ± 1.77 ka以后，磁化率值呈整体下降并呈现大幅度摆动。平均粒径则自52.18 ± 3.47 ka到46.80 ± 3.13 ka呈明显变小趋势，自46.80 ± 3.13 ka到约20 ka变化不大，自约20 ka以后，平均粒径由约40 μm陡然增加至约140 μm，并在之后稳定在这一水平。测试结果对比显示，磁化率和粒度的变化不具有明显的相位关系，且同黄土高原渭南剖面末次冰期磁化率和平均粒径的变化也表现出明显的不一致现象。因此，在对松原黄土剖面的研究中，将磁化率和平均粒径分别作为东亚夏季风和冬季风的替代性指标使用时要慎重。

松原黄土；末次冰期；石英光释光；磁化率；平均粒径；古气候

我国北方广泛分布的第四纪以来的粉尘堆积，是重建过去气候变化的重要载体，特别是在东亚季风区内（刘东生，1985；Liu and Ding，1998；An，2000；Porter，2001；Ding et al，2002；Guo et al，2002）。研究认为中国黄土高原黄土层形成于较为干冷的冰期，古土壤层形成于相对暖湿的间冰期。东北地区位于东亚季风区内，是全球变化的敏感地区,区域内的黄土沉积被认为能够记录过去气候环境变化的信息（殷志强和秦小光，2010；张威等，2013）。李宜银和吕金福（1996）利用孢粉记录恢复了松嫩沙地晚更新世以来的古植被，分析了全新世以来的气候变化。李雪铭（2001）研究了辽东半岛南部地区滨海黄土的沉积特征，指出该区域黄土沉积既有近源滨海陆架粉尘沉积，也有远源黄土高原黄土的高空搬运。魏传义等（2015）分析了哈尔滨黄山黄土的粒度特征，指出其为风成成因。同时，随着释光测年技术的趋于成熟，许多学者也将释光测年技术运用到了中国东北黄土的研究中。例如，Yi et al（2012）运用石英光释光（OSL）和热转移光释光（TTOSL）单片再生剂量（SAR）测定了科尔沁沙地库伦沟和平安村两个剖面，年龄结果显示了TTOSL技术对东北黄土的适用性，得出科尔沁沙地至少在中更新世堆积的结果。同时，得出在东北三把火黄土剖面中石英OSL和长石红外后红外释光（PIRIR）测年在44 ka内基本一致的结果（Yi et al，2015）。曾琳等（2011）对科尔沁沙地南缘牛样子沟和平安村剖面进行了磁性地层和光释光年代的测定。虽然东北黄土研究已取得了很大的进展，但比较分散，仍然缺乏具有可靠测年控制的高分辨率气候变化的信息，这将影响对东北地区气候变化的深入研究。

本文在野外调查的基础上，选取位于松嫩平原东南缘的松原黄土剖面，运用石英OSL测年技术获得年代序列。基于年代序列，将剖面的磁化率、粒度指标与西北黄土高原渭南剖面黄土的地层、磁化率、粒度指标进行对比分析，探讨气候指标意义。

1 研究区、材料与方法

1.1 研究区概况、剖面与样品采集

松嫩平原（图1）是东北平原的重要组成部分，位于大、小兴安岭与长白山脉及松辽分水岭之间，平原略成菱形。该平原由中生代断陷盆地发展而来，新生代以来新构造运动对其发展起了主要作用（万波和钟以章，1997）。青藏高原隆升使得北半球中纬度环球高空西风带不断经过松嫩平原地区，夏季主要受来自海洋的夏季风影响，冬春季节西伯利亚和贝加尔湖冷高压系统在本区加强发展，使本区易产生持久的大风且风旱同期，气候冷暖波动造成上风向地表侵蚀加强，下风向地区风砂堆积强烈，风积地貌发育，沙丘、沙岗分布广泛（李崇银等，2004）。

图1 研究区概况与松原黄土剖面位置（修改自魏传义等（2015））Fig.1 Study area and sampling location of Songyuan loess section (modif i ed from Wei et al (2015))

松原剖面（44.989°N，125.239°E，174 m），位于松嫩平原东南缘的吉林省松原市，距离市区约30 km。该区域处在科尔沁沙地、松嫩沙地等的下风向，春季多风，春夏秋三季以西南风为主，冬季则吹西北风，风力强劲且持续时间长，这种典型的温带半湿润、半干旱大陆性季风气候为风成沉积物提供了丰富的物质来源与驱动力。

该剖面为一砖厂附近开挖的新鲜剖面，剖面厚度为5.5 m，未见底，存有明显的分层和过渡现象。从松原黄土剖面顶部以下不同深度采集了6个释光样品。样品是从新鲜剖面去除约5 cm外表层，然后用直径5 cm、长20 cm的钢管打进新鲜土层采集，并将采集的样品避光密封包装。另外沿剖面从上而下2 cm间距连续取样，共采集275个粉末样品。

1.2 石英OSL测年

1.2.1 释光样品前处理和测试设备

基于成熟的释光样品前处理流程（Aitken，1985，1998；Forman，1991；Lu et al，2007），在实验室弱红光条件下，取100 g未曝光样品放置于1000 mL的烧杯中，用蒸馏水浸泡数小时；先用30%的双氧水去除有机质，再用30%的盐酸去除碳酸盐类矿物，然后用蒸馏水将悬浊液洗至中性，根据Stokes定理，分离出4 — 11 μm的细颗粒混合矿物；再将它们浸泡在氟硅酸中3 — 5天，去除长石类等矿物，提纯细颗粒石英；最后用酒精将提纯的细颗粒石英样品均匀沉淀在直径为9.7 mm的不锈钢片上，供测量使用。

释光信号测量和β辐照均在Daybreak 2200自动化测试系统上完成，红外光源波长是880 ±60 nm，蓝光光源波长是470 ± 5 nm，辐照源为90Sr /90Y，激发功率约为45 mW ∙ cm−2。本文试验中，光激发均在125℃条件下进行，激发时间为60 s。释光信号通过EMI9235QA光电倍增管并在前端附加两个3 mm厚的U340（290 — 370 nm）滤光片来检测。石英纯度采用红外释光（IRSL）信号检测。所有样品的红外释光排空比率均在0.9 — 1.1，同时，以研究剖面中样品SY350为例，该样品细颗粒（4 — 11 μm）石英10 Gy再生剂量IRSL信号已接近仪器本底水平，表明长石的释光信号已可忽略，石英纯度已经符合实验要求（图2）。

1.2.2 等效剂量（De）测定

近年来，释光测年技术发展迅速，尤其是2000年以来，感量校正的单片再生剂量法（single aliquot regenerative dose protocol，简称SAR）测年技术的提出，使得OSL测年技术进入了成熟的发展时期（Murray and Wintle，2000；Wintle and Murray，2006）。释光测年为风成沉积物提供了更加独立可靠的年代数据（康树刚等，2016）。本文采用成熟的SAR法技术（表1），对于预热条件的选择，细颗粒石英天然和再生剂量的释光信号测量的预热条件均为260℃和10 s，而试验剂量释光信号测量的预热条件为220℃和10 s（Wang et al，2006a）。

对SAR法De测量技术中的常规检验参数（剂量恢复、循环比率和回复比例）进行系统测试。如图3所示，SY180、SY260和SY550这3个样品的剂量恢复比率均在0.9 — 1.1，另外，所有样品均具有0.9 — 1.1的循环比率和0.5% — 0.6%的回复比例，满足SAR法技术适用性的基本要求。

图2 松原黄土释光样品细颗粒石英纯度的释光特性测试Fig.2 Fine-grained quartz purity tests of luminescence samples from the Songyuan section

表1 本研究测量松原黄土所使用的石英单片再生（SAR）法光释光（OSL）等效剂量（De）测试程序（修改自Murray and Wintle（2000）和 Wintle and Murray（2006））Tab.1 Quartz single-aliquot regenerative-dose (SAR)optically stimulated luminescence (OSL) equivalent dose (De)determination protocol used for Songyuan loess in this study(Modif i ed from Murray and Wintle (2000) and Wintle and Murray (2006))

图3 松原黄土石英SAR法OSL等效剂量测量过程中的常规检验Fig.3 Conventional tests of quartz SAR OSL dating of the Songyuan loess

天然释光信号测试之后，7个再生剂量点（包括零剂量）被应用到每个测片上去建立生长曲线。每个测片的De值误差是根据拟合曲线方法得到（Duller，2007）。样品SY350的释光信号衰减曲线（图4a）显示，释光信号在10 s之内已经衰减到接近本底，说明细颗粒石英是以快速组分为主，释光特性（如石英信号亮度、生长曲线形态）都说明了SAR法对测试松原黄土等效剂量的可靠性。同时，样品SY350的等效剂量值概率分布（图4c）显示，10个测片的等效剂量值分布呈较窄的一个峰，集中在约163 Gy，表明以10个测片的平均等效剂量值作为该样品De值是较为准确的。

图4 松原黄土典型样品SY350的石英OSL等效剂量确定Fig.4 Quartz OSL De determination of sample SY350 from the Songyuan loess section

1.2.3 环境剂量率测定

环境剂量率是指样品每年吸收的周围环境辐射剂量，是由本身及周围沉积物中放射性核素（238U、232Th和40K）衰变产生的电离辐射所提供的，同时也有宇宙射线的少量贡献。采用电感耦合等离子质谱测定了样品中U、Th含量，K含量则采用电感耦合等离子发射光谱仪测定，用Aitken（1985）提出的换算关系计算出环境剂量率，参考当地年均降水情况，所有样品的含水量为12% ± 5%，同时考虑了宇宙射线对环境剂量率的贡献（Prescott and Hutton，1988，1994）。对于细颗粒石英，α辐射的有效系数均采用0.04（Ree-Jones，1995）。各个样品的U、Th和K含量、含水量，以及环境剂量率见表2。

表2 松原黄土的石英OSL年代及其相关参数Tab.2 Quartz OSL ages and their related parameters for the Songyuan loess section

1.3 磁化率和粒度测量

1.3.1 磁化率测量

粉末样品自然风干后，首先在38℃温度下烘干48小时，然后将经过干燥处理的样品置入无磁盒子中称重，称重范围为9.95 — 10.05 g，在英国Bartington公司生产的MS2型双频磁化率仪上测试。为保证测试精度，低频磁化率重复测量3次，并求其算术平均值。

1.3.2 粒度测量

本文粒度测试采用了较为彻底的前处理方法（鹿化煜和安芷生，1997）。把约0.5 g的样品放入烧杯中，加入15 mL的10% H2O2，搅拌均匀后放置12小时以上，随后放电热板上加热，煮沸至完全去除有机质；再加15 mL的10%HCl，去除样品中的碳酸盐；将处理好的样品加满蒸馏水，静置12小时以上，轻轻倒掉上部液体，最后加入已配好的约10 mL的10%六偏磷酸钠（(NaPO3)6）作为分散剂，放入超声波中震荡10分钟来分散颗粒，即可在Mastersizer 2000激光粒度仪上测量，其测试范围0.02 — 2000 μm，重复测量误差小于2%，说明样品的处理方法可行，粒度数据可靠。

2 结果

2.1 石英OSL年代

从20世纪80年代以来，对沉积物释光测年的大量研究（赵华等，1998，2000；Lu et al，2006；Wang et al，2006b；Kang et al，2015）都表明风成沉积物是释光测年较为理想的对象，所测得的年龄就是沉积物被埋藏以来经历的时间，代表了风成沉积物较为真实的年代。如图5所示，石英OSL年代随地层深度加深而逐渐增加，符合地层沉积顺序。剖面上部0.4 m处的年代为20.61 ±1.31 ka，底部 5.5 m 的年代为 52.18 ± 3.47 ka，堆积相对连续，并未出现地层倒置。松原剖面顶部5.5 m主要沉积于末次冰期的中晚期，即约5.5 —1.8 m（(52.18 ± 3.47) — (27.76 ± 1.77) ka） 主 要 堆积于深海氧同位素阶段（MIS）3中晚期，而顶部1.8 — 0.4 m（(27.76 ± 1.77) — (20.61 ± 1.31) ka） 堆积于MIS2早期。

2.2 磁化率和粒度

松原黄土剖面的磁化率和粒度变化如图5所示， 磁 化 率 自 52.18 ± 3.47 ka 到 27.76 ± 1.77 ka，值相对较高，经历了先小幅降低又小幅升高，波动幅度较小，而自27.76 ± 1.77 ka以后，磁化率值整体下降并呈现大幅度摆动。平均粒径则自52.18 ± 3.47 ka到 46.80 ± 3.13 ka呈明显变小趋势，自 46.80 ± 3.13 ka到 约 20 ka变 化 不 大， 而 在 约20 ka以后，平均粒径由约40 μm陡然增加至约140 μm，并在之后稳定在这一水平。可以看出磁化率和粒度的变化不具有明显的正相位或反相位关系。

图5 松原黄土剖面的石英OSL年代、磁化率和平均粒径及其与黄土高原渭南黄土剖面（Kang et al，2011，2013）的对比Fig.5 Quartz OSL ages, magnetic susceptibility and mean grain size of the Songyuan loess and its comparison with those from Weinan loess section on the Chinese Loess Plateau (Kang et al, 2011, 2013)

3 讨论

基于石英OSL年代测试的可靠结果，松原黄土在5.5 — 0.4 m的堆积年代约为52 — 20 ka的末次冰期中晚期，即MIS3中晚期和MIS2早期。同时，松原黄土地层在0.4 — 1.8 m（MIS2）和1.8 —5.5 m（MIS3）对应黄土高原渭南剖面的L1-1和L1-2地层，从地层厚度来看，它们有着相似的沉积速率。

黄土高原和中国东北地区的气候变化受东亚季风环流控制，季风降雨明显影响黄土-古土壤的形成过程（刘东生，1985；An，2000）。因此，两地区气候变化受相同的因素控制，黄土-古土壤序列的磁化率和粒度变化有可能作为区域气候干湿变化的指标。如对大连七顶山黄土剖面的研究中（李大鹏和刘蓓蓓，2012），研究者综合分析了辽南地区末次冰期以来的环境变化过程，认为在末次冰期早期（MIS4-5d），磁化率值较高，粒度较粗，该阶段辽南整体气候环境较为干冷，但并未达到末次冰期晚期程度；末次冰期中期（MIS3）时，该区气候条件以温暖湿润为主；而在末次冰盛期时（22 — 31 ka，MIS2）磁化率值低于末次冰期早期，粒度明显变粗，研究区整体处于干冷的气候环境之下。李雪铭（1991）对辽南滨海黄土的粒度分析中认为粒级含量高 — 低 — 高变化（粗 — 细 — 粗粒度韵律层），表明冰期沉积时干冷 — 湿凉 — 干冷的古气候特征。但本文的松原剖面磁化率和平均粒径值是否也可以按上述东北地区黄土的研究来解释呢？

将本文松原黄土剖面与黄土高原渭南剖面（Kang et al，2011，2013）相比，可以看出渭南剖面在L1-2层，即MIS3时期，磁化率表现为高值，粒度呈现低值，该层为弱发育古土壤层，指示夏季风较强，降水丰富，相对暖湿的气候环境，风化和成壤作用较强。而松原黄土剖面在相同时段，磁化率经历了先小幅降低又小幅升高，波动幅度较小，平均粒径呈明显变小趋势。渭南剖面L1-1层，即MIS2时期，磁化率表现低值，粒度呈现高值，该层发育为黄土层，指示冬季风强劲，相对冷干的气候类型。而松原黄土剖面在L1-1层，磁化率值呈现大幅度摆动，平均粒径自20 ka后由约40 μm陡然增加至约140 μm，并在之后一直保持高值。松原剖面和渭南剖面磁化率、平均粒径变化明显不一致，传统认为的磁化率、粒度指标环境意义在松原黄土中并不适用。东北地区位于温带湿润、半湿润大陆性季风气候区，而黄土高原位于温带季风气候向温带大陆性气候过渡区，它们所处的气候带特征不同，成壤作用条件差异较大。本文认为可能是由于黄土高原和松原地区纬度位置的不同，不同的气候背景下导致了磁化率和平均粒径在上述两个地区有着不同的表现和解释。

既然末次冰期松原地区磁化率和粒度变化与渭南剖面不同，那么松原地区磁化率和粒度变化趋势的原因是什么？以及粒度在22 — 20 ka突然增加并持续保持高值的原因是什么？这有待以后研究的深入。希望将来能够建立更高密度和更长尺度的释光年代标尺，能够更深入挖掘某些气候替代性指标（如磁化率、粒度等）的指示意义，有助于对东北黄土（如松原地区黄土）有更深入的理解。

4 结论

（1）对松原风成黄土剖面5.5 — 0.4 m的6个样品细颗粒（4 — 11 μm）石英作了SAR技术的OSL测年，常规检验参数均满足SAR法技术适用性的基本要求。6个样品的OSL测年结果表明：松原黄土为连续堆积，在5.5 — 0.4 m的堆积年代为52 — 20 ka的末次冰期中晚期，即MIS3和2时期。

（2）基于年代，分析了松原黄土磁化率和粒度变化特征，结果表明松原磁化率和粒度的变化不具有明显的相位关系，且同典型黄土高原渭南剖面末次冰期磁化率和粒度的变化表现出明显的不一致现象。在松原黄土剖面，要慎重使用磁化率和平均粒径分别作为东亚夏季风和冬季风的替代性指标。

致谢：感谢中国科学院地球环境研究所光释光实验室胥红强、赵娜、刘婉妮实验员在实验方面给予的帮助；感谢中国科学院地球环境研究所成星同学在绘图方面给予的指导。

康树刚, 王旭龙, 王松娜. 2016. 中国黄土释光测年与应用：过去、现在与未来[J].地球环境学报, 7(5): 442 – 467.[Kang S G, Wang X L, Wang S N. 2016. Luminescence dating of Chinese loess and its applications: past, present and future [J].Journal of Earth Environment, 7(5):442 – 467.]

李崇银, 王作台, 林士哲, 等. 2004. 东亚夏季风活动与东亚高空西风急流位置北跳关系的研究[J].大气科学,28(5): 641 – 658. [Li C Y, Wang Z T, Lin S Z, et al. 2004.The relationship between East Asian summer monsoon activity and northward jump of the upper westerly jet location [J].Chinese Journal of Atmospheric Sciences,28(5): 641 – 658.]

李大鹏, 刘蓓蓓. 2012. 辽南地区末次冰期以来的环境变化 [J].科技信息, (23): 40 – 43. [Li D P, Liu B B. 2012.The change of the climate and environment since the last glacial cycle in the south of Liaoning Province [J].Science& Technology Information, (23): 40 – 43.]

李雪铭. 1991. 辽南滨海黄土的粒度分析和古气候[J].海洋科学, 15(2): 33 – 37. [Li X M. 2001. The grain-size analysis of and palaeoclimate indicated by seashore loess in south Liaoning [J].Marine Sciences, 15(2): 33 – 37.]

李雪铭. 2001. 辽东半岛南部地区滨海黄土的沉积特征[J].

海洋科学, 25(1): 32 – 35. [Li X M. 2001. Sedimentary characteristics of seashore loess in south Liaoning [J].Marine Sciences, 25(1): 32 – 35.]

李宜垠, 吕金福. 1996. 松嫩沙地晚更新世以来的孢粉记录及古植被古气候[J].中国沙漠, 16(4): 338 – 344. [Li Y Y,Lü J F. 1996. The sporo-pollen records and vegetation and climate history in Songnen sandy land since Epipleistocene [J].Journal of Desert Research, 16(4): 338 – 344.]

刘东生. 1985. 黄土与环境[M]. 北京: 科学出版社: 1 – 481.[Liu T S. 1985. Loess and environment [M]. Beijing:Science Press: 1 – 481.]

鹿化煜, 安芷生. 1997. 前处理方法对黄土沉积物粒度测量影响的实验研究[J].科学通报, (23): 2535 – 2538. [Lu H Y, An Z S. 1997. Pretreatment method experimental study of the impact of the loess sediment particle size measurement [J].Chinese Science Bulletin, (23):2535 – 2538.]

万 波, 钟以章. 1997. 东北地区的新构造运动特征分析及新构造运动分区[J].东北地震研究, 13(4): 64 – 75.[Wan B, Zhong Y Z. 1997. Features analysis and divisions of new tectonic movement in northeast China [J]. Seismo-Logical Research of Northeast China, 13(4): 64 – 75.]

魏传义, 李长安, 康春国, 等. 2015. 哈尔滨黄山黄土粒度特征及其对成因的指示[J].地球科学: 中国地质大学学报, 40(12): 1945 – 1954. [Wei C Y, Li C A, Kang C G, et al. 2015. Grain-size characteristics and genesis of the Huangshan Loess in Songnen Plain area [J].Earth Science: Journal of China University of Geosciences,40(12): 1945 – 1954.]

殷志强, 秦小光. 2010. 末次冰期以来松嫩盆地东部榆树黄土堆积及其环境意义[J].中国地质, 37(1): 212 – 222.[Yin Z Q, Qin X G. 2010. The Yushu loess deposition in eastern Songnen Basin since the last glacial period and its environmental signif i cance [J].Geology in China, 37(1):212 – 222.]

曾 琳, 鹿化煜, 弋双文, 等. 2011. 我国东北地区黄土堆积的磁性地层年代与古气候变化[J].科学通报,56(27): 2267 – 2275. [Zeng L, Lu H Y, Yi S W, et al.2011. Magnetostratigraphy of loess in northeastern China and paleoclimatic changes [J] .Chinese Science Bulletin,56(27): 2267 – 2275.]

张 威, 于 洋, 刘蓓蓓, 等. 2013. 辽南黄土光释光年代地层探讨[J].地球与环境, 41(2): 117 – 125. [Zhang W,Yu Y, Liu B B, et al. 2013. Study on the loess layer in the south of Liaoning Province using the optically stimulated luminescence [J].Earth and Environment, 41(2):117 – 125.]

赵 华, 蒋复初, 卢演俦, 1998. 郑州邙山马兰黄土的光释光（OSL）测年初步研究[J].地质力学学报, 4:19 – 29. [Zhao H, Jiang F C, Lu Y C, 1998. Preliminary study of OSL dating of the Malan loess at Mangshan Plateau, Zhengzhou, Henan Province [J].Journal of Geomechanics, 4: 19 – 29.]

赵 华, 卢演俦, 陈 杰, 等. 2000. 华北晚第四纪沉积物细颗粒组分红外释光与绿光释光测年[J].科学通报,45: 2332 – 2337. [Zhao H, Lu Y C, Chen J, et al. 2000.Fine-grained IRSL and GLSL dating of late Quaternary sediments in northern China [J].Chinese Science Bulletin,45: 2332 – 2337.]

Aitken M J. 1985. Thermoluminescence dating [M]. New York:Academic Press.

Aitken M J. 1998. An introduction to optical dating [M].London: Oxford University Press.

An Z S. 2000. The history and variability of East Asian paleomonsoon climate [J].Quaternary Science Reviews,19: 171 – 187.

Ding Z L, Derbyshire E, Yang S L, et al. 2002. Stacked 2.6-Ma grain size record from the Chinese loess based on five sections and correlation with the deep-seaδ18O record [J].Paleoceanography,17: 1 – 21.

Duller G. 2003. Distinguishing quartz and feldspar in single grain luminescence measurements [J].Radiation Measurements, 37(2): 161 – 165.

Duller G. 2007. Assessing the error on equivalent dose estimates derived from single aliquot regenerative dose measurements [J].Ancient TL, 25(1): 15 – 24.

Forman S L. 1991. Late Pleistocene chronology of loess deposition near Luochuan China [J].Quaternary Research,36(1): 19 – 28.

Guo Z T, Ruddiman W F, Hao Q Z, et al. 2002. Onset of Asian desertif i cation by 22 Myr ago inferred from loess deposits in China [J].Nature, 416: 159 – 163.

Kang S G, Lu Y C, Wang X L. 2011. Closely-spaced recuperated OSL dating of the last interglacial paleosol in the southeastern margin of the Chinese Loess Plateau [J].Quaternary Geochronology, 6: 480 – 490.

Kang S G, Wang X L, Lu Y C. 2013. Quartz OSL chronology and dust accumulation rate changes since the Last Glacial at Weinan on the southeastern Chinese Loess Plateau [J].Boreas, 42(4): 815 – 829.

Kang S G, Wang X L, Lu Y C, et al. 2015. A high-resolution quartz OSL chronology of the Talede loess over the past～30 ka and its implications for dust accumulation in the Ili Basin, Central Asia [J].Quaternary Geochronology, 30:181 – 187.

Liu T S, Ding Z L. 1998. Chinese loess and the palaeomonsoon [J].Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 26: 111 – 145.Lu H Y, Stevens T, Yi S W, et al. 2006. An erosional hiatus in Chinese loess sequences revealed by closely spaced optical dating [J].Chinese Science Bulletin, 51(18): 2253 – 2259.

Lu Y C, Wang X L, Wintle A G. 2007. A new OSL chronology for dust accumulation in the last 130,000 yr for the Chinese Loess Plateau [J].Quaternary Research, 67(1):152 – 160.

Murray A S, Wintle A G. 2000. Luminescence dating of quartz using an improved single-aliquot regenerative-dose protocol [J].Radiation Measurements, 32(1): 57 – 73.

Porter S C. 2001. Chinese loess record of monsoon climate during the last glacial-interglacial cycle [J].Earth-Science Reviews, 54: 115 – 128.

Prescott J R, Hutton J T. 1988. Cosmic ray and gamma ray dosimetry for TL and ESR [J].Nuclear Tracks and Radiation Measurements, 14(1/2): 223 – 227.

Prescott J R, Hutton J T. 1994. Cosmic ray contributions to dose rates for luminescence and ESR dating: large depths and long-term time variations [J].Radiation Measurements,23(2): 497 – 500.

Rees-Jones J. 1995. Optical dating of young sediments using fi ne-grain quartz [J].Ancient TL, 13(2): 9 – 14.

Wang X L, Lu Y C, Zhao H. 2006a. On the performances of the single-aliquot regenerative-dose (SAR) protocol for Chinese loess: fine quartz and polymineral grains [J].Radiation Measurements, 41(1): 1 – 8.

Wang X L, Wintle A G, Lu Y C. 2006b. Thermally transferred luminescence in fine-grained quartz from Chinese loess:basic observations [J].Radiation Measurements, 41(6):649 – 658.

Wintle A G, Murray A S. 2006. A review of quartz optically stimulated luminescence characteristics and their relevance in single-aliquot regeneration dating protocols [J].Radiation Measurements, 41(4):369 – 391.

Yi S W, Buylaert J P, Murray A S, et al. 2015. High resolution OSL and post-IR IRSL dating of the last interglacial-glacial cycle at the Sanbahuo loess site(northeastern China) [J].Quaternary Geochronology,30: 200 – 206.

Yi S W, Lu H Y, Stevens T. 2012. SAR TT-OSL dating of the loess deposits in the Horqin dunef i eld (northeastern China) [J].Quaternary Geochronology, 10: 56 – 61.

Luminescence dating of the last glacial Songyuan loess in northeastern China and its paleoclimate signif i cance: preliminary results

WANG Songna1,2, WANG Xulong1, KANG Shugang1
1. State Key Laboratory of Loess and Quaternary Geology, Institute of Earth Environment, Chinese Academy of Sciences, Xi’an 710061, China
2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China

Background, aim, and scopeWhen compared with the robust paleoclimatic results on the ChineseLoess Plateau (CLP), there is still a lack of paleoclimatic research based on the loess in the northeastern China, and chronology and proxy are crucial for resolving above question. In this study, we tried to obtain the luminescence chronology of the last glacial Songyuan loess in northeastern China. Meanwhile, the possible signif i cance of the often used proxy in loess research, magnetic susceptibility and mean grain size, is discussed.Materials and methodsThe fine-grained quartz single aliquot regenerative dose (SAR) optically stimulated luminescence (OSL) dating protocol is used for obtaining the six ages of the upper 5.5 m loess at Songyuan.Conventional tests in SAR protocol indicate the reliability of quartz OSL dating in this study. Meanwhile, the low frequency magnetic susceptibility and mean grain size are measured at 2 cm interval.ResultsQuartz OSL dating results show that, the upper 5 m loess mainly deposited during the middle-late Last Glacial. In detail, loess from depth of 5.5 m to 1.8 m ((52.18 ± 3.47) — (27.76 ± 1.77) ka) deposited during the middle-late marine isotope stage MIS3, and that from depth of 1.8 m to 0.4 m ((27.76 ± 1.77) — (20.61 ± 1.31) ka) accumulated during the early MIS2. Magnetic susceptibility shows a slightly decreasing trend from 52.18±3.47 ka to 46.80 ± 3.13 ka,then, slightly increases until 27.76 ± 1.77 ka. After 27.76 ± 1.77 ka, magnetic susceptibility decreases with abrupt secondary changes. There is an evident fi ning trend of Songyuan loess from 52.18 ± 3.47 ka to 46.80 ± 3.13 ka.Then, the mean grain size shows little changes until approximately 20 ka. After approximately 20 ka, the mean grain size dramatically increases from ～40 μm to ～140 μm, and fi nally it keeps at ～140 μm.DiscussionIt can be seen that changes of magnetic susceptibility and mean grain size are quite different and have not in-phase or anti-phased relationships at Songyuan, and, they are inconsistent with those at Weinan on the CLP.Conclusions

Date: 2017-06-06; Accepted Date: 2017-09-17

National Basic Research Program of China (2013CB955901); National Natural Science Foundation of China(41290254); National Key Research and Development Program of China (2016YFA0601902)

WANG Xulong, E-mail: wxl@loess.llqg.ac.cn

Therefore, it is suggested that we should take caution to use magnetic susceptibility and mean grain size to as proxy of intensity of East Asian summer and winter monsoons respectively at Songyuan.Recommmendations and perspectivesIn the future, to understand the loess in northeastern China in detail, more efforts need to be put on the high-resolution and longer scale chronology construction. Also, the palaeoclimatic signif i cance of some proxy (e.g. magnetic susceptibility, mean grain size) needs to be studied further.

Songyuan loess; last glacial; quartz optically stimulated luminescence; magnetic susceptibility; mean grain size; paleoclimate

2017-06-06；录用日期：2017-09-17

国家重大科学研究计划（2013CB955901）；国家自然科学基金项目（41290254）；国家重点研发计划（2016YFA0601902）

王旭龙，E-mail: wxl@loess.llqg.ac.cn

王松娜, 王旭龙, 康树刚. 2017. 中国东北末次冰期松原黄土的释光测年及其古气候意义初探[J].地球环境学报, 8(5): 397 – 406.

: Wang S N, Wang X L, Kang S G. 2017. Luminescence dating of the last glacial Songyuan loess in northeastern China and its paleoclimate signi fi cance: preliminary results [J].Journal of Earth Environment, 8(5): 397 – 406.