天山北麓地区博乐黄土磁化率、粒度特征与古气候意义

孙焕宇，宋友桂 ，李 越 ，陈秀玲，OROZBAEV Rustam

1. 福建师范大学 地理科学学院，福建省湿润亚热带山地生态省部共建国家重点实验室培育基地，福州 350007

2. 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

3. 中国科学院中亚生态与环境研究中心，乌鲁木齐 830011

4. 中国科学院大学 地球科学学院，北京 100049

5. Institute of Geology, National Academy of Sciences of Kyrgyz Republic, Bishkek 720040, Kyrgyzstan

中亚干旱区不仅是全球气候变化的敏感区，也是沙尘暴的主要源区，还是丝路经济带西进的必经之路。研究中亚地区的环境变化不仅对认识干旱区气候变化历史具有重要意义，而且对促进中亚区域可持续发展和丝路经济带建设具有重要现实意义。中亚地处欧亚大陆中部，由于距离各大洋较远，因此能够到达该地区的水汽较少。这使得中亚地区成为世界上最干旱和对气候变化最敏感的区域之一（Cihlar et al，1997）。粉尘搬运是中亚地区重要的地表过程，因此作为地质时期粉尘记录的黄土在中亚地区广泛分布（Dodonov，1991；Song et al，2014），中亚也成为世界黄土的主要分布区之一。中亚黄土的研究对于揭示亚洲内陆干旱化、识别北半球粉尘来源、重建古大气环流和全球气候环境变化具有重要的意义（Song et al，2010b）。

作为黄土研究中常用的环境代用指标，磁化率和粒度在黄土高原黄土古气候研究中已经成为较为成熟的古环境指标。黄土高原地区主要受西北向的冬季风和东南向的夏季风控制。黄土磁化率主要受控于成土过程中形成的细小强磁性矿物，而成土作用与东亚夏季风控制的降水量呈正相关，因此其磁化率可以指示降水量，进而揭示夏季风强度的变化（An et al，1991；Heller and Evans，1995）。黄土高原冬季风强度加强时，携带的粉尘颗粒较粗，使黄土中的粗颗粒含量增多。因此，黄土 - 古土壤中粗颗粒含量的高值对应于冬季风较强的时期，反之亦然。粒度指标与冬季风的强弱直接相关，是东亚冬季风变化的一个较好的替代指标（Porter and An，1995；Sun et al，2010）。另外，沙漠进退变化导致的源区到沉积区的距离也能控制黄土沉积物粒度大小的变化，尤其是砂粒含量，因此Ding et al（2005）将黄土中砂粒百分含量变化作为指示沙漠进退的一个代用指标。

相比之下，新疆地区黄土的磁化率和粒度指标的古环境意义仍存在争论。对于新疆地区黄土磁化率增强机制，目前存在多种不同的观点。叶玮（2001b）以及史正涛等（2007）通过对伊犁地区黄土剖面的磁化率研究发现，不同的自然植被条件，海拔高度的差异，磁化率与地层的对应关系大相径庭，并且认为这种特征与湿度、降水量状况有关；宋友桂和史正涛（2010）、Song et al（2010a）、曾蒙秀和宋友桂（2014）对伊犁黄土的磁学性质研究后认为伊犁黄土磁化率增强以“风速论”模式为主导，并伴随有黄土高原的成壤模式，磁化率的增强除与物源有关外，还与当地的地形气候环境和地质背景有关，磁化率的增强机制十分复杂；而吕镔等（2012）及魏海涛等（2013）通过对天山北麓博乐、钟梁剖面磁化率参数的系统研究发现，天山北麓地区成壤作用极弱，磁化率与粒度呈现良好正相关关系，与黄土高原的情况相反，磁化率信号主要记录了粉尘磁性矿物含量的变化，黄土磁学性质主要受原生磁性矿物控制，磁化率可作为搬运风动力强弱和源区变化的代用指标。粒度指标在新疆地区的具体气候意义也没有统一定论。例如较粗组分，李志忠等（2010）认为其指示夏季风风力大小，李传想等（2011）、昝金波等（2014）、柳加波等（2014）认为其代表干旱度、环流大小或者风力强度，叶玮（2001a）则认为粗粒级组分是近距离悬浮颗粒组分和尘暴搬运的大气粉尘。对于细粒级组分，李志忠等（2010）认为＜2 μm组分含量指示风化成壤强度，叶玮（2001a）则认为伊犁黄土中2 — 4 μm颗粒主要是风从源区带来。由此可见，对不同地域、类型和不同时间尺度的黄土沉积物来说，其磁化率和粒度指标的影响因素比较复杂，形成机制亦不尽相同，进而对气候环境的指示意义也存在差别。如果要用黄土沉积物磁化率和粒度指标来正确理解和解释气候、环境变化，必须对研究区的磁化率和粒度特征进行系统地分析，明确其古环境意义。

为此，本文对中亚地区北天山北麓的博乐黄土剖面进行了系统的磁化率和粒度测试，分析了两者在剖面中的变化特征，探讨了导致博乐地区黄土磁化率变化的可能影响因素，并结合年代学序列和粒度特征，对新疆博乐地区气候环境的特征进行了初步研究。

1 材料与方法

1.1 地理背景与样品采集

博乐地区地处天山北麓，位于阿拉套山和岗吉格山间谷地，博尔塔拉河畔（图1），地势西部高、东部低，高山、中山、低山丘陵和谷地平原呈阶梯状分布。属大陆性干旱半荒漠和荒漠气候，春季气温冷暖多变，夏季高温，气候炎热，伴有干热风，秋季气爽，冬季长而寒冷，年均气温5.6℃，年均降水180 mm。在博乐地区，黄土大致分布在博乐城西26 km 到城东16 km 范围内，其厚度由西向东变厚，在小营盘一带仅2 — 3 m，到博乐城东可达 50 — 60 m（叶玮，2001）。

博乐黄土剖面（BL，44°56′11.9″N，82°01′28.3″E，海拔584 m）地处博尔塔拉谷地南侧阶地（图1）。剖面厚12.7 m，未见底。自上而下以2 cm 为间距共采集635个粉末样品，用于磁化率和粒度指标测试，并以0.2 — 1.1 m间距在有机质含量多的地层采集17个AMS14C年代样品。具体的剖面描述如下：

0 — 0.9 m，表层土壤。呈灰黄 — 灰棕色，植物根系较多，上覆植被为低矮的荒漠植被。

0.9  — 2.4 m，黄土。整体呈灰黄色，为粉砂，质地较松散，1.2 m左右钙结核散布。

2.4  — 7.1 m，弱发育古土壤。呈浅黄褐色，较上下地层颜色稍深，含有机质。

7.1  — 12.7 m，黄土。整体为淡灰黄色粉砂、淡黄色粗粉砂、灰黄色细粉砂、暗灰黄色粉砂相间分布，钙结核较为常见。

图1 BL剖面地理位置图及剖面远景Fig.1 Locations and photo of the BL section

1.2 实验方法

1.2.1 AMS14C测年

测年使用的样品为采集的AMS14C年代样品中的有机质。实验方法使用Zhou et al（2016）介绍的方法。所有的样品在室温下彻底晾干；干筛和漂洗去除可见的植物遗存；用浓度为10%的HCl去除沉积物中可能存在的碳酸盐和酸溶性有机物质（富里酸）；用蒸馏水彻底冲洗样品；最后将预处理后的样品和CuO粉末置于9 mm的石英管中，抽真空至10−5托，燃烧。石墨靶的制作使用H2法。该方法在测试现代样品的14C /12C时，其测量误差优于常规操作方法0.2%。实验设备为从荷兰高压工程公司 （HVEE）引进的三百万伏特的串列加速器质谱仪（3 MV AMS）。测年结果使用Calib 7.01校正程序进行校正。

1.2.2 磁化率测试

磁化率的测试采用英国Bartington仪器公司生产的MS2型磁化率仪。在远离干扰磁场的情况下对BL剖面635个样品进行了低频磁化率（0.47 kHz）和高频磁化率（4.7 kHz）测试。为确保测试精度，对每个样品分别测试两次后取平均值，得到低频质量磁化率（χlf）和高频质量磁化率（χhf），并由此计算出绝对频率磁化率（χfd）和百分频率磁化率（χfd%）。其中：（1）绝对频率磁化率为：χfd= χlf− χhf；（2）百分频率磁化率为：χfd% = [( χlf−χhf) / χlf×100]

1.2.3 粒度测试

采用英国Malvern Instrument公司生产的Mastersize 2000激光粒度仪对BL剖面635个样品进行粒度频率分布测量。该仪器测试范围为0.02 — 2000 μm，测量精度为 0.15，相对误差小于3%。测量前对样品进行前处理以去除有机质和碳酸盐，其前处理步骤如下：（1）将野外采集的样品进行烘干；（2）称取0.3 — 0.5 g样品放入烧杯中；（3）向样品中加入10 mL浓度为10%的H2O2，放置于电热板上加热至完全去除有机质；再加入10 mL浓度为10%的HCl，加热使其充分反应直至去除样品中的碳酸盐物质；（4）加入去离子水注满烧杯，静置24 h后抽取上层水，重复几次直至溶液呈中性；（5）加入5 mL 0.05 N的(Na2PO3)6作为分散剂以充分分散样品颗粒；（6）将烧杯放置于超声波振荡器上振荡3 — 5 min；（7）上机测量。

放射性碳测年分析在西安加速器质谱中心进行，磁化率实验在黄土与第四纪地质国家重点实验室完成，粒度实验在南京师范大学完成。

1.3 分析方法

粒级-标准偏差法是Boulay提出的分离方法，它是针对粒度仪给出的每一级粒级的所有样品数据计算标准偏差，并以粒级为横坐标，以标准偏差为纵坐标作粒级标准偏差图，图中的峰值所对应的粒径是变化显著的组分，并且标准偏差越大说明产生该粒级的搬运动力或沉积环境变化越大，而谷值则代表无显著变化（Boulay et al，2003）。这种获得环境敏感粒度组分的方法已被成功应用于黄土、海洋沉积物和湖泊沉积物的研究中（Prinsa et al，2000；孙有斌等，2003；徐树建等，2006）。

2 结果

2.1 磁化率特征

BL剖面低频质量磁化率（χlf）变化范围38.80×10−8— 84.70×10−8m3· kg−1（ 图 2）， 平 均 值为 59.52×10−8m3· kg−1，高频质量磁化率（χhf）变化范围 38.55×10−8— 84.50×10−8m3· kg−1，平均值为59.27×10−8m3· kg−1。总体上低频质量磁化率比高频质量磁化率略高，但两者变化趋势相同，具有很好的一致性，本文采用低频质量磁化率代表质量磁化率进行分析和讨论。

图2 BL剖面磁化率参数Fig.2 Magnetic susceptibility parameters of the BL section

BL剖面的绝对频率磁化率（χfd）和百分频率磁化率（χfd%）都出现非常小的值（图2），变化特征表现为高频低幅，但都无明显阶段性变化，与地层没有相关性。χfd变化范围是 −0.90×10−8— 1.25×10−8m3· kg−1， 平 均 值 仅 为0.25×10−8m3· kg−1。χfd% 变化范围为 −1.38 — 2.12，均不超过3，平均值仅为0.43，说明成壤作用对博乐黄土的χfd%值影响较小。

2.2 粒度特征

由于激光粒度仪测试的结果同传统沉降法得到的粒度组分频率存在一定的差异。传统沉降法确定的分粒级界限2 μm、20 μm、50 μm对应的激光粒度仪的界限结果为 4.5 μm、26 μm、52 μm（Konert and Vandenberghe，1997），而本文中使用的粒度数据是由激光粒度仪测量得到，因此本文以4.5 μm和52 μm作为黏粒/粉砂和粉砂/砂粒的分界线，并将粉砂分为细粉砂（4.5 — 26 μm）和粗粉砂（26 — 52 μm）两类（图 3）。BL 剖面黄土粒度组成以细粉砂为主，占21.69% — 69.65%，平均含量44.58%，其次为粗粉砂，占17.95% — 40.60%，平均含量31.68%，砂粒级组分占6.78% — 40.50%，平均含量17.33%，黏粒含量最少，占1.66% — 14.69%，平均含量6.41%。总体而言，剖面粉砂组分总平均含量达76%，占绝对优势，为BL剖面黄土的众数粒组，该粒组即是博乐地区典型黄土的众数粒组，也是风成堆积的“基本粒组”。此外，在整个剖面中＜50 μm粉砂粒级的含量可达81%以上，在第四纪黄土研究中，一般认为以＜50 μm粉砂组分占绝对优势的特点是风成沉积的典型特征（刘东生，1985）。因此，博乐黄土是典型的风成黄土。

图3 BL剖面粒度变化特征Fig.3 Characteristics of grain-size variations throughout the BL section

根据Folk and Ward（1957）样品统计值图解法的计算公式分别计算了样品的平均粒径 Mz、标准差σ1、偏度 SK1和峰态 KG（图3）。BL剖面平均粒径（Mz）在 15.52 — 39.25 μm 变化，平均值为25.60 μm。样品标准差（σ1）变化范围为1.95 — 2.92，属于分选差的类型。偏度（SK1）变化范围为−0.49 — 0.06，以负偏样品居多，即多数样品平均值将向中位数较粗方向移动。峰态（KG）变化范围为0.85 — 1.26，说明剖面粒度频率分布曲线包括了从平坦到中等再到比较尖锐三个等级。

3 讨论

3.1 年代的确定

BL剖面AMS14C测年获得的年代结果显示，剖面0.2 m处的年代为(7490 ± 25) cal a BP，表明顶部的土壤为全新世土壤。但分析数据发现剖面14C测年结果从第三个样品大致以25 ka BP为始不再随剖面深度变化而增大，明显偏小，并出现多次倒转。已有的研究结果表明新疆伊犁黄土剖面14C测年从25 ka BP开始由于现代碳污染等原因，造成年代偏轻（Song et al，2015）。本文的14C测年结果显示了同样的现象，因此认为博乐黄土的14C年龄亦受到了现代碳的污染而不能有效地指示剖面的年代。

因此本文剖面中的年代控制点主要采用可视化曲线匹配的方法来获得（Groot et al，2014）（图4）。塔城黄土剖面（TC）（李云，2014）位于BL剖面北东方向230 km，两个剖面的粒度指标表现出相似的变化趋势，其沉积于相似的环境，有着相同的沉积条件，经历了同样的气候变化过程（Li et al，2015）。因此BL剖面的深度-年代模型由第1个（0.2 m处）14C测年结果以及根据所测的粒度数据与TC剖面的粒度曲线进行对比得到的年龄控制点来组成。在可视化曲线匹配过程中，利用峰和谷进行对照得到年龄控制点，底部根据最后两个控制点之间计算的沉积速率外推，最后建立起BL剖面的年代序列。

图4 BL和TC剖面粒度对比与年代模型的建立Fig.4 Comparison of grain-size results between the BL and the TC section and establishment of age-depth model for the BL section

3.2 可能的磁化率增强机制

黄土磁化率由沉积物中铁磁性矿物的浓度所决定（Buggle et al，2014）。通常来说，这种变化在黄土和古土壤层之间是不同的，古土壤通常经历了磁性矿物的富集而比原生黄土沉积有相对较高的磁化率值（Heller and Liu，1984；Zhou et al，1990；Buggle et al，2009）。成壤作用过程中形成的＜100 nm的磁铁矿或磁赤铁矿颗粒的增多造成磁化率值增加是被广泛接受的黄土磁化率增强机制（Nie et al，2016）。降水增加有利于成壤过程中化学风化和生物过程的发生，而强烈的风化成壤过程中易产生新的磁性矿物（Song et al，2010b），由此使得磁化率值偏高。古土壤和黄土的磁化率值的高低差异，形成了黄土沉积物地层划分的基础。这也就为黄土-古土壤序列与全球气候波动的大尺度对比提供了基础（Ding et al，2002）。这种对比性研究最初应用于中国黄土高原的黄土沉积物，后来在全球范围内越来越多地被应用。

BL剖面的磁化率值变化并未表现出与地层明确的关系。这种黄土、古土壤间磁化率值的明显相关性的缺失表明成壤作用导致的磁化率高值可能并不能作为一种磁化率增强机制来解释博乐黄土磁化率的变化。

绝对频率磁化率反映超顺磁/单畴（SP/SD）临界点附近的颗粒的信号（Liu et al，2012a）。该粒径颗粒被认为是在成土过程中新形成的，因此χfd可以作为反映成壤作用强度的直接指标（Heller et al，1993；Liu et al，2007）。 在 BL剖 面，χfd在整个序列出现低值，且变化幅度很小，表明即使是在古土壤层也并未发生强烈的成壤作用，总体处于较为干旱的气候状态。对比χlf和χfd曲线，发现磁化率和SP颗粒之间没有相关性。这个结果表明SP颗粒在BL黄土磁化率增强中只起到很小的作用。

百分频率磁化率是用来确定SP颗粒对磁化率贡献程度的指标（Liu et al，1992）。在BL剖面，黄土层和古土壤层的χfd%都表现为低值，没有明显的变化趋势。对比χlf和χfd%曲线，发现两者也没有相关性。这进一步证明了BL剖面中SP颗粒含量较低，它们对磁化率的贡献可以忽略。这一点同魏海涛等（2013）的结论一致。

BL黄土中SP矿物颗粒未对磁化率的变化起到重要作用，意味着假单畴（PSD）和多畴（MD）磁性颗粒在BL黄土的磁化率增强中产生了重要的贡献。由于PSD和MD磁性矿物在成土作用中很难产生（Song et al，2010b），因此这种矿物更可能来自于自然界产生的原岩碎屑。

在某些情况下，湿润的条件（高降水量和地下水位上升）有利于成壤作用的发生，这也导致了风化作用的发生（潜育化作用），从而破坏和溶解磁性矿物（磁赤铁矿和磁铁矿）（Maher，1998；Hu et al，2009）。在这种情况下，磁化率和成壤作用一般表现为负相关关系。然而在BL剖面，没有观察到因地下水波动引起的纹理，因此排除了潜育化作用引起的磁化率降低这一因素。

由于风力强度增加导致的粗粒碎屑磁性矿物含量的增加可能会提高总的磁化率值。风力强度通过对磁性颗粒的物理分选影响黄土的磁化率值（Beget and Hawkins，1989）。BL剖面磁化率值与砂（＞52 μm）含量的变化较为相似，因此认为，BL黄土磁化率增强主要是风力强度增大时带来更多的粗粒碎屑磁性矿物引起的。

在天山北麓黄土的研究中，金明等（2013）、魏海涛等（2013）、Zan et al（2012）、李冠华等（2013）、温仰磊等（2014）分别对钟梁剖面（年均降水量250 mm）、东湾剖面（年均降水量185 mm）、沙湾剖面（年均降水量185 mm）、柏杨河剖面（年均降水量200 mm）进行了研究，发现钟梁剖面黄土磁化率特征受控于原生亚铁磁性矿物的含量，磁性矿物主要由磁铁矿与磁赤铁矿组成，磁化率增强模式以风速论为主，较高的磁化率指示较强的风动力状况或者较近的风尘源区；东湾剖面的黄土磁性特征主要受控于粗颗粒铁磁性矿物（PSD和MD）的含量变化，成土过程中生成的超顺磁颗粒对磁化率的贡献最小，甚至含量极少的SD颗粒为风成成因；沙湾剖面同样主要受控于粗粒磁性矿物，以亚铁磁性矿物（磁铁矿和磁赤铁矿）为主，磁性矿物的磁畴状态以假单畴和多畴为主，风力强度是影响该地区磁化率变化的主要因素；柏杨河剖面主要载磁矿物为粗粒原生强磁性矿物，磁晶粒度以假单畴和多畴为主，风动力强度是导致磁化率变化的重要因素，但沙漠的收缩扩张导致的物源变化可能是影响磁化率变化的又一重要因素。邓少福等（2011）、李冠华等（2012）对塔城地区（年均降水量150 — 250 mm）黄土的磁化率研究表明该区域的黄土磁化率受控于原生粗粒磁性矿物（磁铁矿和磁赤铁矿），磁性矿物的磁畴状态以假单畴和多畴为主，成土过程中生成的超顺磁颗粒和磁性矿物较少。而在南北天山所挟持的气候相对较湿润的伊犁盆地，史正涛等（2007）对库尔德能布拉剖面（年均降水量550 mm）及塔勒德剖面（年均降水量350 mm）进行磁化率增强机制研究后发现，不同海拔高度的黄土剖面的磁化率特征不同，而造成这一差异的主要原因是降水量的不同；夏敦胜等（2010）通过对伊犁新源阿西克（年均降水量476 mm）和坎苏（年均降水量476 mm）剖面的磁学特征研究发现其磁性矿物主要为原生矿物，磁性矿物磁晶粒度以假单畴和多畴为主，地层的磁学特征受物源影响明显，但其增强模式既不同于“风速说”，又区别于“成壤说”，主要受后期改造作用强弱的影响；Song et al（2010a）通过对昭苏剖面（年均降水量512 mm）的研究发现，其磁化率增强机制可以用成壤模式解释，但又有所区别，是以“风速论”模式为主导的，并伴随有黄土高原的成壤模式。综上所述，新疆地区黄土的磁化率增强机制可能与区域降水量有关。

根据Liu et al（2012b）的磁化率与有效降水模式，年降雨量＜300 mm的极度干旱地区，成土微弱，堆积的黄土以物理风化为主，可能是“风速论”得到较为理想解释的地方，其磁化率值可能的确反应了当地风力的变化。博乐地区年均降水仅180 mm，其磁化率增强机制符合这一区域的特征。同时BL剖面黄土和古土壤层之间较低的颜色对比度（图1），表明其比典型黄土堆积区（如黄土高原地区）更为干旱的气候条件导致整个剖面在黄土沉积和成土作用过程中的气候波动较小，从而阻碍了SP颗粒的有效生产。而且BL剖面中χfd值整体较低，磁化率值也较低，可以判断“还原说”并不适用于本文研究区域（刘秀铭等，2007）。所以，博乐黄土磁化率变化属于极端干旱情况下的风力增强模式。

因此，风力强度可以看作是博乐地区磁化率变化的一个主要因素。反过来，磁化率高值可能指示了尘暴期间的强风。这也可以从提取出的粒度敏感组分31.7 — 282.5 μm（见下文）与磁化率曲线的相似性看出，但相关性分析显示两者相关系数R2仅为0.16，因此博乐地区磁化率的变化可能不仅受风力强度的影响。同时并不能排除不同地层发育期间物源变化造成的磁性矿物种类的改变而带来的磁化率变化，因此仍然需要进一步的工作。

3.3 环境敏感粒度组分提取

本文运用粒级-标准偏差法对BL剖面的环境敏感粒度组分进行提取。结果表明：BL剖面主要存在两个标准偏差峰值，分别出现在20.0 μm、63.2 μm（图5），所对应的粒度组分范围分别为＜31.7 μm，31.7 — 282.5 μm。

根据Folk and Ward（1957）提出的计算公式，＜31.7 μm 组分平均粒径介于 10.4 — 17.8 μm，平均值为 13.3 μm；31.7 — 282.5 μm 组分平均粒径介于46.9 — 63.1 μm，平均值为 53.9 μm。而据 Pye and Tsoar（1987）理论，平均粒径＜20 μm的组分一旦起动，则很容易上升到高层大气，并分散到不同高空的大气中，被高空气流带到下风区的任一上空；而平均粒径为20 — 70 μm的粉砂组分，在一般的尘暴中可上升到近地表几百米以内，搬运距离大致在1000 km以内。因此，＜31.7 μm组分可能是风暴过后的浮尘堆积（Lin et al，2016）。第二个敏感组分31.7 — 282.5 μm则可能是风暴过程中，风力近距离搬运的沉积物组分。

图5 BL剖面粒级-标准偏差曲线Fig.5 Grain size standard deviation curve of the BL section

3.4 博乐黄土沉积记录的气候事件

由于31.7 — 282.5 μm组分的标准偏差较大，对粉尘堆积时的气候条件更加敏感；且＜31.7 μm组分代表的是风暴过后的浮尘堆积，据现代粉尘观测可知，这种粉尘堆积过程与风强关系不大（Pi et al，2017）。而31.7— 282.5 μm的组分是风暴条件下的产物，更能敏感地反映气候变化，指示气候变化特征。

将31.7— 282.5 μm组分含量变化曲线与北纬65°的7月份太阳辐射曲线（Berger and Loutre，1991）作对比（图6），发现MIS（海洋氧同位素）1阶段剖面敏感组分曲线与太阳辐射曲线整体都呈上升趋势。但由于该阶段对应于剖面的现代土壤层，受人类耕作影响较大，粒度指标对气候变化没有指示意义，因此不对其进行讨论。而MIS3阶段剖面敏感组分曲线与太阳辐射曲线有很好的相似性，两者变化趋势几乎完全一致。但对于MIS2阶段，剖面敏感组分曲线并没有随太阳辐射曲线的变化而变化。由此认为，北半球太阳辐射急剧减小的寒冷时期（如LGM时期），该区域的粉尘源区形成了大面积的冻土，从而使粉尘物质来源 受 限（Vandenberghe et al，2014；Zhao et al，2014），该区域风成沉积物粒度的变化可能与风力强度的关系不大，因而在冷期，该剖面的粒度可能主要受物源物质可用性条件的制约，而并不能真实地反映风强。MIS3阶段整体为暖期，该阶段冻土可能并不发育，因此粉尘堆积物质来源充足，粒度的变化主要受控于太阳辐射变化引起的大气环流的改变，因此在暖期粒度的变化特征基本可以反映风力强度的变化。

图6 BL黄土与格陵兰冰芯及65°N 7月份太阳辐射的气候记录对比Fig.6 Comparison of grain-size records of the BL loess, Greenland ice core δ18O, July solar insolation at 65°N

根据现代的一些卫星云图显示（桑长青和唐淑娟，2003），博乐地区粉尘的形成可能受到南下冷锋云带和北上急流云系的影响。在整体较为温暖的时期（MIS3），当北纬65°的7月份太阳辐射减少时，高纬度地区温度下降，加强了南下的冷锋带，形成了更强的风暴，使区域沉积物中粗颗粒含量增加；而当北纬65°的7月份太阳辐射增大时，南北温差较小，形成的风暴较弱，可能搬运的粉尘减少。因此MIS3阶段的BL剖面的粒度变化能够响应全球性的气候变化，进而可以反映全球性的气候事件。

已有研究及气候模拟结果表明，大西洋经向翻转环流的减弱、深层水体变暖和热带辐合带北移范围的减小是驱动Heinrich事件的动力（Marcott et al，2011），即向高纬度地区热量传送减少成为主要因素。通过将BL剖面MIS3阶段31.7 —282.5 μm组分含量变化曲线与格陵兰冰芯δ18O曲线进行对比分析（图6），发现其所揭示的气候突变事件与格陵兰冰芯氧同位素揭示的Heinrich事件（Heinrich，1988）和Dansgaard-Oeschger（D-O）事件（Dansgaard et al，1993）有较好的对应关系。除去样品分辨率和测年误差、粉尘记录的不完整和区域大气循环、地形地貌差异等引起的个别年代的不一致，整个剖面较好地记录了3次Heinrich事件（H3 — H5）和14次D-O事件，分别表现为剖面31.7 — 282.5 μm组分敏感粒级含量的增加和减少，证明MIS3阶段博乐黄土很好地记录了北大西洋千年尺度的气候突变事件。在暖期，西风带向北移动，从而影响到了博乐地区。而北大西洋千年尺度气候突变事件在受西风控制的博乐黄土中的发现，也证明了西风在向东亚地区传递北大西洋气候信号中具有重要作用。

4 结论

基于对天山北麓博乐黄土剖面的磁化率、粒度特征分析，探讨了剖面形成过程的古气候环境变化，主要得到以下结论：

（1）博乐黄土粒度组成以粉砂为主，是典型的风成沉积物，成壤作用很弱；

（2）博乐黄土磁化率变化主要受控于风力强度；

（3）剖面粒度的环境敏感粒级为＜31.7 μm、31.7 — 282.5 μm，分别可能代表风暴过后的浮尘堆积和风暴过程中风力近距离搬运的沉积物组分；

（4）博乐黄土MIS3阶段记录了多次千年尺度气候事件，能与北大西洋Heinrich事件和D-O事件对应，表明中纬度西风环流在传递北大西洋信号到东亚的过程中扮演着重要角色。

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