基于端元法的银川盆地MIS6—MIS5气候变化探究

许可可，杨振京，宁 凯，韩强强，毕志伟，赵楠楠

(1.中国地质科学院水文地质环境地质研究所，河北 正定 050800；2.中国地质大学(北京)，北京 100083；3.宁夏回族自治区水文环境地质勘察院，宁夏 银川 750011；4.河北省地矿局国土资源勘查中心，河北 石家庄 050000)

0 引 言

粒度特征记录着沉积物的搬运、埋藏等诸多信息[1-4]，获取这些信息对于揭示沉积过程和环境演变至关重要，但多成因组分混合沉积的沉积物只能作为反映沉积环境的近似代用指标[5]，因此从沉积物中分离出环境敏感组分进而探讨各组分沉积意义成为重建区域古环境古气候的关键[6]。目前环境敏感因子提取方法主要有Weibull函数法[7]、主成分分析法[8-9]、粒级标准偏差法[10-11]和端元模型法[12]等，其中端元模型法在反演沉积物搬运动力、揭示沉积规律研究方面取得了大量成果[13-16]。

银川盆地位于东亚季风边缘区，对气候变化响应十分敏感，发育的连续厚层沉积物是第四纪气候变化的重要地质记录。前人在建立地层序列和恢复古环境的研究中做了大量的工作，童国榜等[17]依据宁夏8个钻孔的孢粉分析和石英颗粒表面结构分析等探讨了银川盆地近12万年的气候变化特征(暖湿-凉湿-冷干-暖干)；杨振京等[18]通过对银川盆地北部CK1孔的沉积物进行系统的孢粉分析，探讨银川平原中更新世以来的植被演替和气候变化，通过区域孢粉组合特征反映宁夏平原 900 ka B.P.以来古植被经历的11个发展演替阶段；刘平贵等[19]通过银川盆地Y1孔元素地球化学的研究，结合地层岩性、测年资料和孢粉资料划分了该地层的地球化学元素带，并重建第四纪以来的气候环境变化；孙爱芝等[20]探讨了地球化学元素和粒度组成对于海原剖面古环境的指示意义。但以往研究多注重于运用孢粉、地球化学元素等指标探讨长尺度广区域的气候环境变化，对沉积物气候敏感组分反映的较短时间尺度的气候变化鲜有涉及。因此本文运用端元法分析银川盆地LS01钻孔沉积物沉积特征，结合年代学方法重建MIS6—MIS5(150～75 ka)时期的气候演化序列，并讨论银川盆地MIS6—MIS5时期发生的快速气候变动事件及其驱动机制。

1 研究区概况

银川盆地位于贺兰山、鄂尔多斯高原与黄土高原之间，南北长约150 km，东西长约40 km，地势南高北低，平均海拔1 000 m以上，是一个NNE走向的断陷冲积平原。银川盆地在地质构造上被称为“银川地堑”[21]。地质历史时期银川盆地经历了多次拉张与闭合过程，并伴随着一系列岩浆活动，特别是新生代时期受青藏高原抬升的影响，构造应力场发生了与中生代末截然相反的变化，由中生代末的NW—SE向挤压应力场转变为新生代的NW—SE向拉张应力场。在“古贺兰山”基础上沿先形成的NNE向断裂破裂分化，盆地深部地幔物质上涌和地壳减薄过程，加剧了盆地的拉张断陷作用，堆积了厚达7 000余米的新生界沉积物[22]。银川盆地位于季风气候区西北边缘区，年平均气温8～10 ℃，年平均降水量150～600 mm。域内有黄河及多条河流流经，中更新世以来黄河携带泥沙在该区域沉积；又由于西邻贺兰山，银川盆地沉积物以冲、洪积为主，厚度几米到几千米不等，其中第四系最大沉积厚度达1 600 m以上[23]。

2 样品信息与测试方法

2.1 剖面特征

本文研究样品取自钻孔LS01。该钻孔位于宁夏回族自治区灵武市东北地区(图 1)，地理坐标N38°06′18.51″、E106°21′33.36″，钻孔海拔1 136 m，孔深300 m。根据沉积物颜色、岩性、构造等特征将剖面划分为14层。

图1 研究区地理位置及钻孔位置Fig.1 Location of the study area and borehole LS01

(1)0～4.30 m，松散黄土层，上部为回填土，有碎砖块等建筑垃圾，原生黄土厚度约为2 m。

(2)4.30～14.03 m，砂砾石层，厚层，分选差，砂石呈次圆次棱角状；上部含少量粗砂，下部砾石含量高；砂石直径在2～7 cm 不等，最大者约11 cm。

(3)14.03～19.58 m，灰黄色细砂到粉细砂，厚层状，分选磨圆好。

(4)19.58～44.50 m，灰黄色细砂与灰色和棕色亚砂土互层，上部含少量次棱角状砾石。

(5)44.50～50.74 m，砾石层，分选差，磨圆差，砾石呈次磨圆至次棱角状。

(6)50.74～55.60 m，灰黄色亚砂土，厚层状，整体分选磨圆好。

(7)55.60～62.95 m，细砂层和灰黄色亚砂土互层，其中亚砂土较质密，细砂层较松散。

(8)62.95～70.30 m，灰黄色细砂到中细砂，松散，分选及磨圆较好。

(9)70.30～80.00 m，灰白色细砂与灰黄色细砂互层，灰黄色细砂层中偶见少量钙质结核。

(10)80.00～84.40 m，灰黄色细砂层，厚层状，较松散，分选及磨圆较好，由上到下粒度逐渐变粗。

(11)84.40～87.77 m，灰色亚砂土与灰黄色细砂互层。

(12)87.77～92.70 m，灰黄色、灰白色细砂层，分选磨圆好，由上到下粒度逐渐变细。

(13)92.70～96.00 m，红色黏土层，厚层状，结构致密。

(14)96.00～103.49 m，赤黄色亚黏土层与黄色亚砂土层互层。

2.2 样品采集

在LS01钻孔地层回填土和砂砾石层以下14.08～103.00 m段内间隔1 m取得粒度样品118件，光释光年代样品6件(图 2)。

图2 LS01钻孔剖面岩性及年龄深度关系(图中线条为线性内插结果，虚影为置信区间)Fig.2 Lithology and age-depth relationship of borehole LS01(the line showing the result of linear interpolation,and the virtual shadow showing the confidence interval)

2.3 测年与粒度分析

光释光样品由长安大学测年实验室进行测试，测试仪器为Daybreak-2200光释光仪。采用细颗粒简单多片再生法获得等效剂量值，用饱和指数方法进行拟合，生长曲线显示再生剂量点不太分散，生长曲线没有明显饱和，认为本批样品测试数据可信。

粒度测试采用激光粒度分析法，样品由中国地质科学院第四纪年代学与水文环境演变重点实验室粒度实验室进行测试分析，测试仪器为英国Malvern公司出产的Mastersizer—2000型激光粒度。仪器测量范围为0.02～2 000 μm，分辨率为0.01φ，重复测量的相对误差小于1%。粒度测试实验处理过程如下：取3～5 g样品于100 ml烧杯中，加入10～20 ml浓度比为2:1的H2O2溶液，水浴加热70 ℃处理0.5 h，去除有机质；加入10 ml浓度比为2:1的HCL溶液，去除碳酸盐；反应至无气泡产生后冷却取出，换水至中性；抽去上层清液剩余20 ml时加入10 ml(36 g/l)的六偏磷酸钠溶液超声震荡10 min后上机测试。

根据吴正[24]的粒度分级标准，将沉积物粒径分为6个等级：黏土(0～4 μm)，粉砂(4～63 μm)，极细砂(63～125 μm)，细砂(125～250 μm)，中砂(250～500 μm)，粗砂(>500 μm)。

粒度参数采用矩值法计算[4]，平均粒径Mz、标准偏差σ、偏度SK和峰度Ku的计算公式如下：

(1)

(2)

(3)

(4)

其中：fi为各粒级组的频率百分数；xi为各粒级组的中值。

2.4 端元分析模型

沉积物的粒度分布特征主要由搬运介质、搬运方式及沉积环境所决定，与一个特定的沉积动力过程有关的沉积物通常也具有特定的粒度分布特征，被称为一个端元。端元分析的目的是获得较为单纯的沉积动力组分。

沉积物一般由多个不同时期的沉积动力组分混合而成，可将其抽象化为粒度数据集合X和端元成分数据集合B的线型数学公式[13]。

X=YB

(5)

其中：X为(y×n)沉积物粒度矩阵；Y为端元含量的混合矩阵(y×p)；B为端元粒度的矩阵(p×n)；y为样品总数；p为端元总数；n为粒级总数。

在实际过程中，沉积动力会受到外界干扰，取样和实验过程中也会发生误差，因此公式(5)实际上由理想混合矩阵X′和误差矩阵E组成[13]：

(6)

Paterson等[25]提出一种参数化端元分析方法，这种克服了传统端元分析非参数性方法要么产生次优解要么耗时的缺点。新方法使用单样本分解法(SUS)，将单个的粒度分布分解成单峰参数(如对数正态分布)。为了避免单样本分解法固有的不适用于估计潜在过程的缺陷，Paterson等[25]开发了一种新的算法计算端元参数，可以将整个粒度数据集分解成单峰参数，这使得在高度混合的数据集中识别单个颗粒大小的亚群变得更容易，新方法集成在Analysis软件包中，可用MATLAB打开。本文将采用此方法分析。

3 结 果

3.1 年代序列

为了更好地获取年龄-深度的关系，选用基于R语言的Clam年龄-深度模型[26]，根据6个光释光测年数据(表 1)获得完整准确的年代框架，如图2所示。钻孔剖面的年龄随深度增加而增加，说明沉积物保存状况良好且未发生明显扰动，在95%置信区间内线性内插的曲线斜率大小变化可反映沉积速率的快慢。

表1 LS01孔光释光测年结果及参数Table 1 OSL ages and dating parameters of borehole LS01

3.2 粒度特征

粒度组分特征是反演古环境古气候的重要指标[27]。从样品的粒度组分图(图 3)可以看出，剖面中粉砂和细砂含量接近，占比最多，平均值分别为28.85%和25.46%；极细砂和粗砂含量次之，平均值分别为18.15%和13.15%；中砂含量最少，平均值为8.70%。粒度组分曲线波动明显，变化剧烈，多次出现峰值和峰谷。

图3 LS01钻孔剖面粒度组分与参数Fig.3 Particle size composition and parameters of borehole LS01

粒度参数是反映沉积物沉积特征和沉积环境的量化指标[4]。该孔平均粒径为-1.31φ～5.56φ变化幅度较大，平均值为2.70φ。标准差反映沉积物分选的好坏程度，样品标准偏差为0.25～2.96，平均值为1.70，分选很差。偏度为-0.10～3.53，平均值为1.46，表明高度偏态分布，也侧面印证沉积物分选很差。峰度最大值为5.59，最小值1.69，峰型很宽，沉积物颗粒分布范围较为分散。

3.3 粒级-标准偏差分析

标准偏差是反映数据离散程度常见的指标，标准偏差越大说明沉积环境或搬运动力变化越大[28]。应用粒级-标准偏差法可以了解各粒级所对应的体积百分含量变异程度的大小。某一粒级所对应的标准偏差越大，说明产生该粒级的沉积动力越强、沉积环境变化越大，从而可以获得不同粒级的环境敏感粒度组分。从样品的粒级-标准偏差(图 4)可以看出，LS01钻孔存在两个环境敏感粒级组分，其粒级分别是145～273 μm和1 240～1 596 μm。

图4 LS01钻孔剖面粒级-标准偏差Fig.4 Standard deviation of grain size for borehole LS01

3.4 端元组分的提取

本文采用MATLAB R2014b运行Paterson改进的AnalySize程序，导入118个样品的粒度数据后选择端元范围1～10，在拟合度越好(R2>0.8)、角度偏差越小，同时端元数目尽量少的原则下认为4个端元可以满足要求(图5)；因此选取4个端元对粒度数据进行反演，共提取出4个端元组分，分别命名为Em1、Em2、Em3和Em4。从4个端元的频率分布曲线(图 6)可以看出，各端元的分布曲线均大致呈单峰，偏度均为负偏态，分选较差。Em1、Em2、Em3和Em4的众数粒径分别是60.14 μm、212.28 μm、849.98 μm和1 407.64 μm。

图5 LS01钻孔剖面粒度端元线性相关(a)和角度离差(b)Fig.5 Linear correlation of end-members(a)and angular dispersion(b)for borehole LS01

图6 LS01钻孔剖面端元频率分布曲线Fig.6 End-member frequency distribution for borehole LS01

4 讨 论

4.1 粒级敏感组分探究

不同粒级代表不同沉积环境。敏感粒度组分(粒级1 240～1 596 μm)在地层中分布极不均匀，平均含量为5.49%，占比较小，可能记录了某些短暂性区域环境变化事件。敏感粒度组分(粒级145～273 μm)在地层中平均含量为23.92%，占比较大，且各地层中均有分布。粒度组分之间会存在相互影响，粒度大小与搬运动力沉积环境相关性较强。粒级1 240～1 596 μm的组分在空间上分布的不均匀性以及时间上的短暂性与端元Em4相似，其环境指代意义也可能相同(具体分析见4.2小节)。粒级145～273 μm的组合在地层中的分布变化比较均匀，和各端元及平均粒径的变化不具有明显的一致性，但对深海δ18O曲线等气候代用指标变化有较好的响应，因此粒级145～273 μm组分的变化可能为多种沉积动力综合作用的结果，可大致反映气候的变化趋势。通过分析组分含量和其平均粒径关系来探究敏感粒级组分[29]，从图7可以看出粒级145～273 μm组分(组分1)的相关性非常好(R2=0.95)，粒级1 240～1 596 μm组分(组分2)相关性较差(R2=0.65)。因此，粒级145～273 μm的组分可能对环境变迁的反应更为敏感。

图7 粒级145～273 μm(组分1)和1 240～1 596 μm(组分2)含量与各自平均粒径相关性分析Fig.7 Correlation analysis of 145-273 μm and 1 240-1 596 μm fractions with the mean of each grain size

4.2 端元指示的环境意义

4.2.1 端元Em1

端元Em1是细颗粒组分，众数粒径为60.14 μm，属于粉砂，峰态最为平缓。粒径较细说明沉积动力相对较弱，沉积环境较为稳定。地层88～100 m岩性主要为红色黏土、赤黄色亚黏土和黄色亚砂土偶见泥质；50～65 m岩性主要为亚砂土和细砂，两处Em1组分平均含量都较高，分别为47.82%和51.15%，且两处都含钙质胶结物，偶见姜石和棕黄色铁锈，可知在这两个阶段银川平原沉积环境较为干旱、蒸发作用较强。50 m以上Em1在地层中的含量表现为总体减少，但各地层含量差异大，且此阶段为晚更新世，黄河基本贯通，黄河的贯通导致水动力增强并对原位沉积环境产生很大影响。因此，Em1含量在地层中的分布可能对浅湖沼相的弱水流或静水沉积的环境有较好的指示意义。

4.2.2 端元Em2

端元Em2众数粒径为212.28 μm，属于细砂，和敏感粒度组分(粒级145～273 μm)具有相似的变化趋势，是对气候变化最为敏感的组分。Dietze等[30]的研究认为，90～250 μm的细砂端元是由强劲的地表风以滚动或跃移方式搬运的风成沙，主要为近岸沉积，仅在如Donggi Cona湖这种会大面积冰冻湖泊的深水区域才可能出现。Li等[31]对腾格里沙漠现代沙丘和钻孔的粒度分布特征的研究也认为，120～298 μm的组分为典型的风成沙。银川盆地周围分布着腾格里沙漠、毛乌素沙漠以及乌兰布和沙漠，同时受西风带影响，春季有大风扬尘天气，所以端元Em2组分可能是风成沙。然而LS01距黄河较近，两岸沉积了厚层的河流搬运泥沙，萨胡公式是计算判别沉积环境的一种行之有效的手段[32]，通过计算不同沉积环境下沉积物的平均粒径、标准偏差、偏度和峰度这4个粒度参数的变化，以及一个沉积物内4个参数间的关系，得出4个综合公式和关系图，以区别沙丘、海滩、浅海和浊流等常见的沉积物。历史上黄河频繁改道，河流沉积范围很广，因此Em2也有可能是河流沉积。在已知Em2为陆相沉积环境的前提下，运用区分风和海滩堆积物的综合公式判别沉积环境。

Y=-3.568Mz+3.701 6σ

(7)

若Y>-2.741 1则为海滩沙丘；若Y<-2.741 1则为风成沙丘。

计算得Em2为海滩沉积而非风成堆积，这显然与前提不符。且Em2组分相比Em1粒径较粗，分选较差，峰度较大，其在各地层中的含量变化和Em1大致呈反相位。当黄河水量增多时水动力增强，搬运更多细砂、粉砂物质；反之，气候干旱时水动力条件减弱，地层中细颗粒黏土物质占比大。从图 8中可看出，Em2曲线和Em1曲线呈现相反的变化趋势，因此Em2指示与Em1相反的气候变化。Em2可能代表水动力较强的河流沉积环境。

4.2.3 端元Em3和Em4

Em3和Em4众数粒径分别为849.98 μm和1 407.64 μm，均属粗砂，仅在部分地层中出现，且二者占比较小，不是主要的物质来源，不能代表时间段内的稳定的气候环境变化。Em3和Em4与粒级1 240～1 596 μm组分有很强的一致性，出现了三个峰值，时间分别为100 ka、135～140 ka和145～147 ka。银川盆地位于黄河中上游，现代意义上的黄河是在一系列古湖泊贯通的基础上形成的，共和运动加剧了青藏高原的不规则隆升，促进黄河的贯通。邢成起等[33]研究了位于甘肃黑山峡的黄河阶地砾石Ca膜厚度，确定了T2—T11共10级阶地代表的构造抬升时间，其中T2和T3分别形成于94 ka、139 ka，与Em3和Em4的两个峰值出现时间有较好的对应。黄河中游的三门峡古湖也存在反映构造抬升河流下切的多级阶地[34]，其中河拔高程为340～350 m的T3阶地形成时间为(148.3±10.5)ka，可对应于Em3和Em4最早出现的145～147 ka峰值。构造事件可加剧河流下切，使其比降增大、水流动能增加从而搬运并沉积较粗颗粒，因此Em3和Em4可能指示区域的构造抬升事件。

4.3 端元组分在古环境重建中的应用

利用光释光数据建立年代尺度，结合粒级-标准偏差、端元分析、粒度参数、黄土磁化率[35]以及深海δ18O数据[36]分析探讨银川盆地15万年来的环境演变过程，大致可分为6个阶段(Ⅰ—Ⅵ，图 8)。

图8 LS01钻孔剖面敏感粒级、端元组分和平均粒径与黄土磁化率、δ18O的对比Fig.8 Comparison of sensitive grain size,end-members and average grain size of borehole LS01 with loess magnetic susceptibility and δ18O valuess1—s3.构造抬升事件；a1—a3.暖事件；b1—b3.冷事件；Ⅰ—Ⅵ.划分的气候阶段。下文同

阶段Ⅰ(150～137 ka)。该阶段钻孔沉积物平均粒径为2.41φ，粒度相对较细。Em1和Em2在该阶段平均含量分别是38%和30%，Em1含量相对较高。敏感粒级145～273 μm和1 240～1 596 μm在该阶段平均含量分别是18%和10%，含量相对较低。Em3和Em4指示的构造抬升事件s1和s2对各端元和敏感粒级都造成影响，在平均粒径曲线中也有体现。黄土磁化率和深海δ18O处于低值。综合以上数据表明，银川盆地在这段时期水动力较弱，气候较为冷干。

阶段Ⅱ(137～110 ka)。该阶段钻孔沉积物平均粒径为2.64φ。Em1和Em2在该阶段平均含量分别是39%和57%，Em2含量明显较高，但Em2在此期间有两次明显降低的过程，指示水动力有两次突然减小。敏感粒级145～273 μm和1 240～1 596 μm在该阶段的平均含量分别是33%和1%。黄土磁化率和深海δ18O在该阶段较高，但深海δ18O曲线表现出和Em2相似的增减变化，可能指示该阶段存在多次快速气候变化事件。综合以上表明，银川盆地在这段时期水动力较强，气候较为暖湿。

阶段Ⅲ(110～107 ka)。该阶段钻孔沉积物明显变细，平均粒径为4.06φ。Em1平均含量大幅升高到75%，Em2平均含量为18%。敏感粒级145～273 μm在该阶段平均含量为11%，相比上阶段减少，1 240～1 596 μm平均含量为1%。黄土磁化率在该阶段较高，深海δ18O则处于低值，可能因为黄土磁化率数据分辨率较低，不能较好地反映短时间气候变化事件。综合以上表明，银川盆地此阶段水动力较弱，气候整体较为干冷。

阶段Ⅳ(107～102 ka)。该阶段钻孔沉积物颗粒较粗，平均粒径为2.9φ。Em1和Em2在该阶段平均含量分别为28%和67%，Em2含量明显高于Em1。敏感粒级145～273 μm和1 240～1 596 μm在该阶段平均含量分别为39%和1%。黄土磁化率较高，深海δ18O整体处于高值。综合以上表明，银川盆地这段时期水动力较强，气候较为暖湿。

阶段Ⅴ(102～87 ka)。该阶段钻孔沉积物平均粒径为2.7φ，颗粒变粗。Em1和Em2在该阶段平均含量分别为78%和8%。敏感粒级145～273 μm和1 240～1 596 μm在该阶段平均含量分别为8%和9%。Em3和Em4指示的构造抬升事件s3使得短期黄河河流水动力增强，搬运较多的粗颗粒物质，造成平均粒径值偏大。黄土磁化率和深海δ18O较低。综合以上表明，银川盆地该阶段水动力总体较弱，气候较为冷干。

阶段Ⅵ(87～75 ka)。该阶段钻孔沉积物平均粒径为3.5φ。Em1和Em2在该阶段平均含量分别为32%和60%。敏感粒级145～273 μm和1 240～1 596 μm在该阶段平均含量分别为20%和1%。黄土磁化率较高，深海δ18O由低升高。综合以上表明，银川盆地该阶段水动力总体较强，气候较为暖湿。

4.4 区域对比

银川盆地MIS6—MIS5时期的气候变化与其他地区具有相似性，其气候事件并非孤立存在。内蒙古河套古大湖沉积物的研究[37]表明，150～130 ka期间河套古大湖处于浅湖环境，沉积物粒度由粗变细，湖泊处于水位上升期，气候总体较冷但向暖湿转变，和银川盆地阶段Ⅰ具有较好的对应。对北京周口店石笋δ18O的研究[38]同样表明，该时期是一个低温阶段，后期温度抬升。新疆天山北麓黄土记录也反映了倒数第二次冰期末期148.6～130 ka时期风动力较强，气候较为干旱[39]。利用毛乌素沙漠萨拉乌苏河流域米浪沟湾剖面的CaCO3含量重建的末次间冰期气候环境变化过程表明134.9～114 ka时期CaCO3平均含量较高[40]，毛乌素沙漠地区在该时期和银川盆地气候同样温暖湿润。在毛乌素沙漠萨拉乌苏河流域米浪沟湾剖面114～105 ka时期Rb、Sr比较低，指示气候寒冷[41]，和银川盆地阶段Ⅲ气候也具有较强的相似性。米浪沟湾剖面的CaCO3重建的111.03～100.53 ka、100.53～86.5 ka和86.5～75 ka阶段的气候[40]和银川盆地Ⅳ、Ⅴ和Ⅵ阶段气候变化具有一致性，都是暖-冷-暖的交替变化。西藏纳木错末次间冰期96～86 ka和86～78 ka两个阶段孢粉植被组合分别是以松属(Pinus)为主含桦属(Betula)、冷杉属(Abies)、铁杉属(Tsuga)、胡桃属(Juglans)等树种的针叶林和以松属、桦属、蒿属(Artemisia)和水龙骨科(Polypodiaceae)等为主的森林草原，气候也是由冷干转向温湿[42]。LS01钻孔记录的气候与前人的研究整体上具有较强的一致性。

4.5 气候事件

LS01钻孔的沉积记录显示，在MIS6—MIS5期间共发生5次明显的气候事件(图 8)，分别为3次暖事件a1(137～129 ka)、a2(124～120 ka)和a3(118～111 ka)，以及两次冷事件b1(106～104 ka)和b2(87～84 ka)。三次升温事件均发生在阶段Ⅱ中，且均可以在NGRIP冰心[36]和神农架三宝洞石笋δ18O[43]的变化中找到对应，说明这三次升温事件具有全球性，很可能是MIS5e阶段中的三次暖事件[44]。两次冷事件b1和b2在中亚乌兹别克斯坦Ton洞石笋δ18O[45]、神农架三宝洞石笋δ18O[43]和深海δ18O曲线[36]中也有反映(图9)。两次冷事件发生的阶段Ⅳ和Ⅵ也可以对应于MIS5c和MIS5a时期，在这两个时期位于宁夏平原西南部六盘山的王官剖面和沙沟剖面CaCO3、红度和磁化率均表现为两暖事件夹一冷事件的模式[44]，指示同期东亚季风具有很大的不稳定性，也为这两次冷事件提供佐证。

图9 Em2曲线和其他气候记录对比Fig.9 Comparison of Em2 curve and other climatic recordsa.Em2曲线；b.NHSI，北半球夏季太阳辐射[46]；c.岁差[49]；d.地轴倾角[49]；e.中亚乌兹别克斯坦Ton洞2石笋记录[45]；f.中亚乌兹别克斯坦Ton洞1石笋记录[45]；g.中国源堡黄土剖面[35]；h.神农架三宝洞石笋记录[43]；i.NGRIP δ18O，格陵兰冰心氧同位素记录，南极大气氧同位素记录[47]；j.格陵兰冰心氧同位素记录[36]

4.6 端元的驱动因素

将主要端元Em2和中亚乌兹别克斯坦Ton洞两个石笋δ18O记录[45]、亚洲季风区洞穴石笋代表神农架三宝洞石笋δ18O记录[43]、中国源堡黄土剖面磁化率记录[35]以及北纬65°N太阳辐射[46]做对比(图9)，可以看出4组曲线显示出相似的轨道尺度变化模式，均响应于北半球太阳辐射变化。Em2端元和中亚地区以及亚洲季风区气候记录显示了轨道尺度变化的一致性框架。为进一步探讨端元演化的过程和机制，将NGRIP冰心δ18O记录[36]和南极冰心δ18O记录[47]进行对比，发现轨道尺度上Em2组分变化与上述结果相似，即间冰期时Em2组分含量偏高，NGRIP冰心δ18O值较高(-36‰～-32‰)，南极冰心δ18O值也较低(-0.4‰～1.2‰)；相反地，冰期时Em2组分含量偏低，NGRIP冰心δ18O值较低(-40‰～-32‰)，南极冰心δ18O值也较高(-0.2‰～1.4‰)。以上对比结果说明，由夏季太阳辐射控制的温度变化直接影响了宁夏地区和北半球其他地区的气候变化。米兰科维奇认为地球轨道三参数(偏心率、斜率及岁差)转变引起地球上不同纬度太阳辐射差异是千(万)年尺度气候变化的根本驱动力，高纬地区主要受斜率(约41 ka)周期控制，低纬地区主要受岁差(约23 ka)周期控制，偏心率主要调控岁差周期的变化幅度来影响气候[48-49]。从图 9可见Em2呈现出和负岁差(即岁差参数值为负，下同)同步的20 ka周期，同时可以看到中低纬度的神农架三宝洞石笋[43]、中亚Ton洞石笋[45]及源堡黄土磁化率曲线[35]均对负岁差有较好的响应，而高纬度的南极冰心大气氧同位素变化则与斜率有着较好的一致性。

综上所述，银川盆地MIS6—MIS5的气候变化主要受控于夏季太阳辐射控制的温度变化，而不同纬度的太阳辐射驱动力中岁差和银川盆地气候变化有着较好的相关性，所以夏季太阳辐射和岁差是银川盆地气候的主要驱动因素。

5 结 论

通过对银川盆地LS01钻孔剖面进行岩性特征、粒度参数、端元分析等的综合分析，结合光释光测年数据，讨论了银川盆地在MIS6—MIS5时期的气候环境演变过程，取得如下主要认识：

(1)端元法提取了具有环境指示意义的4个端元(Em1—Em4)，Em1代表了水动力较弱的弱流水或湖沼相沉积；Em2是最敏感的气候指标，代表了水动力较强的河流沉积；Em3和Em4可指代区域构造抬升事件。

(2)银川盆地MIS6—MIS5时期气候演变过程可分为6个阶段为：150～137 ka(MIS6)，银川盆地气候冷干，出现两次构造抬升事件；137～110 ka(MIS5)，气候整体较为暖湿，期间有3次暖事件a1(137～129 ka)、a2(124～120 ka)和a3(118～111 ka)；110～107 ka(MIS5)，气候转向冷干；107～102 ka(MIS5)，气候由冷转暖，出现冷事件b1(106～104 ka)，整体偏暖湿；102～87 ka(MIS5)，气候较冷干；87～75 ka(MIS5)，出现冷事件b2(87～84 ka)，但整体偏暖湿。

(3)银川盆地MIS6—MIS5阶段的气候变化具有广泛性，其变化因素可能主要受夏季太阳辐射和岁差控制。

致谢：感谢刘玮和王诗琪在野外和实验测试工作中的帮助，感谢审稿人提出的宝贵修改意见。