末次盛冰期以來渾善達克沙地光釋光年代學及氣候變化研究

關鍵詞 渾善達克沙地;光釋光測年;末次盛冰期;氣候變化

第一作者簡介，女，1998年出生，碩士研究生，釋光年代學及環境演化，E-mail：1679385754@qq.com

通信作者，女，副教授，E-mail：ylzhou109@163.com

中圖分類號 P534.63文獻標志碼A DOI：10.14027/j.issn.1000-0550.2023.053 CSTR： 32268.14/j.cjxb.62-1038.2023.053

0 引言

干旱、半干旱地區約占全球陸地面積的 41% ，因其降水稀少、土壤貧瘠、生態環境脆弱，對氣候變化和人類活動響應極為敏感，成為國際社會關注的熱點地區。渾善達克沙地作為中緯度亞洲內陸干旱區之一，既是東亞季風性氣候與大陸性氣候的過渡地帶，又是我國北方沙漠一黃土邊界帶和農牧交錯帶的重要組成部分。該地區氣候變率高，對氣候變化具有放大效應，因而成為研究氣候變化的理想區域。截至目前，已有眾多學者對渾善達克沙地的沙漠化、時空演化及古環境、古氣候演變進行了相關研究。巴彥淖爾湖相一風成沉積序列的 ¹⁴C 測年結果及沉積特征的分析結果表明，受東亞夏季風雨帶遷移的影響，全新世早期氣候最為濕潤， 4.2ka 之后開始變干，沙地邊緣黃土沉積重建的末次盛冰期以來的降水變化趨勢與之類似。達里湖湖泊沉積物及湖岸線反映的高水位也記錄了在早全新世降水已達最大值5。泊江海子地區沉積物巖心以 ¹⁴C 測年為框架重建的末次冰消期以來的氣候變化特征也支持全新世早期氣候最為濕潤的觀點。與之不同的是，達里湖沉積物有機質的碳氮特征表明，全新世早期湖泊的水位和生產力逐漸增加，全新世中期湖泊水位進一步上升，碳氮濃度穩定在最高值。同時，也有大量風成沉積記錄顯示，渾善達克沙地在全新世中期降水量達到最大]。李森等等根據粒度、化學元素和孢粉等指標特征分析，將全新世劃分為升溫波動期、溫暖期和溫干冷干波動期。沙地東北一西南斷面上10個沙丘的光釋光測年結果表明，在全新世中期沙丘總體上處于固定半固定狀態[3]。以上研究表明，渾善達克沙地不同地理位置不同地質載體或相同地質載體不同氣候指標反映的末次盛冰期以來的氣候變化存在較大差異，這種差異是由于測年手段不同引起的還是由于不同氣候指標反映的氣候差異引起的還有待進一步研究。

在沙漠/沙地廣布的干旱半干旱地區，風成/湖泊沉積及其地層序列是氣候環境演化獨特而重要的地質檔案[1415]。但是，由于沙漠/沙地地表侵蝕和堆積速率較快，記錄較長時間尺度氣候變化的地層剖面往往不易尋找，并且缺乏系統可靠的年代數據和合適的測年方法[16-17]。以往對渾善達克沙地的研究主要集中在全新世，缺乏更長時間尺度的氣候環境變化研究。近年來，光釋光（OSL）測年技術被廣泛應用于第四紀沙漠/沙地沉積物測年[18-22]。光釋光測年技術較 ¹⁴C 測年和熱釋光測年方法消除了“碳庫效應”及釋光信號殘留對測年結果的影響，提高了測年準確度，擴展了測年上限，測年范圍可達幾百年至幾十萬年[23]。雖然記錄渾善達克沙地氣候變化的年齡數據在過去十幾年中迅速增加2428，但對末次盛冰期以來的研究還需要加強和深人。

本文利用OSL測年技術對渾善達克沙地南部兩個風沙沉積剖面的地層序列進行研究，建立了末次盛冰期以來的地層年代框架，并結合粒度和石英表面形態特征對沙地末次盛冰期以來的氣候變化過程進行分析，揭示了沙地氣候變化的規律和機制以及與全球氣候事件之間的聯系。

1 研究區概況與研究材料

渾善達克沙地位于內蒙古高原東部地區，東起大興安嶺西麓達里諾爾以東的低山丘陵區，南倚燕山丘陵北麓，西抵集二鐵路戈壁荒漠區，北至錫林浩特、阿巴嘎旗。東西長約 450km ，南北寬約 300km 總面積可達 2.71×10⁴km² ，地勢東南高西北低。沙地地處我國北方干旱一半干旱地區，屬于中溫帶干旱半干旱大陸性季風氣候，年平均氣溫介于 0.9^qC～ 5.5^°C ，年平均降水量介于 240.3～422.6mm^[2] 。地貌以固定一半固定沙丘為主，流動的新月形沙丘和沙丘鏈為輔，因受西北風的影響，沙丘大致沿西北西一東南東方向展布。東部和中部有錫林河、公格爾音郭勒河及高格斯臺河，東南部有灤河，中西部則多為匯入湖泊或消失于沙地的內流河[12]。沙地內湖泊十分發育，沿東西向斷裂帶有若干湖盆分布（圖1）。

通過對渾善達克沙地進行詳細實地考察，選取沙地南緣藍旗南（LQS）和八楞山（BLS）兩處出露較好的風沙沉積序列作為研究對象。LQS和BLS兩個剖面自上而下地層分別為灰黑色砂質古土壤一湖相砂—砂黃土、砂質古土壤一風成砂一砂黃土互層（圖2）。根據沉積物的顏色、結構等特征劃分不同地層，在每層沉積相頂部和底部用不銹鋼管共采集15個光釋光樣品及其對應的沉積學樣品。LQS和BLS剖面沉積序列的具體沉積特征描述見表1。

2 研究方法

2.1光釋光測年方法

在暗室中去除光釋光樣品不銹鋼管兩端 2～3cm 可能曝光的部分用以進行環境劑量率和含水量的測試。用 10% 的鹽酸（HCL）和 30% 的過氧化氫 （H₂O₂） 分別徹底去除樣品中的碳酸鹽和有機質，濕篩法提取出粒徑范圍在 90～125μm 的顆粒，用 40% 的氫氟酸（HF）溶蝕 40min 除去樣品中的長石組分，得到純凈的石英顆粒。對提純后的石英顆粒進行紅外（IR）檢驗，若IRSL信號微弱 ΔIRSL/OSLlt;10% 或幾乎為本底值，則表明石英礦物中的長石顆粒去除的較徹底，可以進行樣品等效劑量（De）的測試。等效劑量測試在TL/OSL測年實驗室，利用RisTL/OSL-DA-20型全自動釋光儀進行測試，輻射源為 ⁹⁰Sr⁹⁰Y 型 β 源，藍光激發光源波長為 470±30nm ，濾光片為HoyaU-340，光電倍增管為EMI9235QB15。

環境劑量率主要由周圍環境的U、Th、K等放射性元素含量及宇宙射線產生的放射性劑量和含水量決定[3。本文光釋光樣品U、Th、K的含量由中國地質調查局西安地質調查中心采用iCAP7400型全譜直讀等離子光譜儀和iCAPRQ型電感耦合等離子體質譜儀測得。宇宙射線對劑量率值的貢獻是依據采樣點的經緯度、海拔高度、埋藏深度等并通過相關公式計算獲得3。含水量根據實驗室實測含水量及沙地地層含水量校正，誤差為 10%^132]

2.2 粒度測試方法

稱取約 1.2g 樣品自然風干或低溫烘干，用 10mL 濃度為 10% 的過氧化氫 （H₂O₂） 和鹽酸（HCL）徹底除去有機質與碳酸鹽。將處理好的樣品反復洗至中性后，加入 0.05mol/L 的六偏磷酸鈉（ （NaPO₃）₆） 溶液，放人超聲波震蕩儀中震蕩 10min ，使樣品充分分散[33]。粒度測試在環境變遷實驗室使用Mastersizer-2000型激光粒度儀進行測試。

2.3石英表面微形態測試方法

稱取 5g 樣品于燒杯中，依次加入 20mL 的鹽酸0 30% ）、過氧化氫（ 30% 和氯化亞錫（ SnCl₂ 溶液，加熱煮沸至碳酸鹽、有機質和氧化鐵等物質徹底除去。將處理好的樣品放入烘箱中烘干，在雙目鏡下從每個樣品中隨機挑出20＼～30顆石英顆粒，均勻的粘貼在導電膠上，噴金后在掃描電鏡下進行微形態測試34]。石英表面微形態測試在環境變遷實驗室使用MOTICSMZ-168體視顯微鏡和MLA650F型礦物解離分析儀進行。

3 光釋光年代測定

準確獲得樣品的等效劑量（De）值是獲取可靠年齡結果的前提。等效劑量采用單片再生劑量法（SAR）測定35，該方法被廣泛應用于第四紀沉積物年代測定。利用單片再生劑量法獲取可靠年齡首先要確定測試條件。LQS剖面沉積相從頂部到底部分別為砂質古土壤、湖相砂、砂黃土，分別從砂質古土壤、湖相砂中選取代表性樣品LQS-1和LQS-3進行測試條件的確定。

3.1 預熱坪區

預熱可以排空石英晶體淺陷阱中的熱不穩定電子，獲得穩定光敏的陷獲電子，預熱坪區實驗目的是確定最適宜的預熱溫度3。在預熱坪區實驗中，預熱溫度以 20% 為間隔從 180^qC 逐步升至 300^°C ，預熱時間為10s，每個溫度測試3個樣片，共計21個樣片。實驗結果表明（圖3a，c）：LQS-1、LQS-3分別在220%～260%240%～300% 之間出現一個溫度坪區，此坪區內De值分別在 11.13～11.38Gy?23.49～ 24.48Gy 之間，不隨溫度的升高而發生明顯變化。因此，坪區中任何一個溫度都可以用于等效劑量值的測試。

3.2 劑量恢復和循環比

為了進一步檢驗預熱坪區內的溫度是否適合等效劑量的確定，還需進行劑量恢復（DoseRecovery）實驗。測試時先將樣品LQS-1和LQS-3藍光激發完全曬退，之后給樣品輻照一個近似于等效劑量的人工劑量，利用SAR法測得實測劑量，通過實測劑量與人工輻照劑量之比一恢復系數來衡量兩者的差異。實驗結果表明（圖3b，d）：LQS-1、LQS-3的預熱溫度在 180^°C～280^°C，180^°C～300^°C 之間時，恢復系數變化范圍為 0.96～1.01，0.98～1.05 。樣品的恢復系數均介于0.9＼～1.1，說明LQS-1樣品選擇 180‰ 、LQS-3樣品選擇 180‰ 作為SAR測試條件比較合適。

由于石英釋光信號的靈敏度受反復的預熱、β源的輻照和激發光源曬退而發生感量變化，因此需要對感量變化進行校正。感量變化校正的結果用循環比表示，若樣品的循環比在0.9＼～1.1之間，說明樣品中石英的感量變化得到了理想的校正。實驗結果表明（圖3b，d）：LQS-1、LQS-3的預熱溫度在 180^qC～ 300%.240%～300% 之間時，循環比變化范圍為0.92～1.09，1.02～1.06 。綜合預熱坪區實驗、劑量恢復實驗和循環比實驗，考慮合理的誤差范圍，最終選擇Pre-heat 260^qC 和Cut-heat 220^qC 作為LQS-1和LQS-3的等效劑量值的測試條件。

3.3 光釋光信號曲線特征

以LQS-3（湖相砂）和BLS-2（砂質古土壤）的曬退曲線和生長曲線為例進行釋光特征分析。如圖4顯示，由藍光激發的自然釋光信號在2s左右曬退至本底，曬退速率快，說明石英的釋光信號以快速組分為主[37-38]。并且校正后的釋光信號隨著再生劑量的增加而增加，生長曲線未達到飽和狀態，因此LQS-3和BLS-2可通過內插方式得到可靠的等效劑量值。

3.4光釋光信號曬退程度分析

樣品最后一次被埋藏前是否完全曬退是獲得可靠年齡數據的前提。理論上曬退較好的樣品校正后自然光釋光信號強度的離散度（ RSD_N-0SL 應與校正后第一個再生劑量的光釋光信號強度（ 的離散度相近[39-40]。樣品De的分布情況也能反映樣品在最后一次被埋藏前的曬退情況，當De分布比較集中，離散度較小，說明樣品曬退徹底；De離散度大，說明樣品最后一次被埋藏前曬退不好。從LQS和BLS兩個剖面中選取樣品LQS-3（湖相砂）和BLS-3（砂質古土壤）進行曬退程度分析（圖5）。結果表明，LQS-3的 RSD_N-0SL 和 RSD_R1-OSL 分別為 10.59% 和 8.72% ，BLS-3的 RSD_N-0SL 和 RSD_R1-OSL 分別為 19.60% 和 15.85% ，RSD_N-OSL 和 RSD_R1-OSL 的離散度差值分別為 1.87% 和3.75% ，離散度值較為接近。其中，樣品LQS-3位于2sigma置信區間的測片占 88.9% ，De的離散度為8.93% ，等效劑量分布較為集中且呈正態分布（圖5a，c） ，說明樣品LQS-3在最后一次沉積埋藏前可能經歷了充分曬退。而樣品BLS-3位于2sigma置信區間的測片占 63.3% ，De的離散度為 21.46% ，等效劑量離散度較大（圖5b，d），說明在最后一次沉積埋藏前可能曬退不徹底。

為了進一步得到準確的測年結果，分別使用平均年齡模型（AverageAgeModel，AAM）、中值年齡模型（CentralAgeModel，CAM）和最小年齡模型（MinimumAgeModel，MAM）計算樣品的等效劑量[4142]。LQS-3三種年齡模型計算所得的等效劑量分別為 25.14±0.73 Gy（AAM）、25.14±0.75Gy（CAM）、25.14±1.53Gy （MAM），在誤差范圍內幾乎相等。BLS-3三種年齡模型計算所得的等效劑量分別為32.54±1.32 Gy（AAM） 32.05±1.33 Gy（CAM） ，25.69±

1.95Gy（MAM），最小年齡模型的等效劑量明顯小于其他兩種模型。所以，LQS-3在沉積埋藏前經歷了較為充分的曬退，選取平均年齡模型計算最終年齡；BLS-3在沉積埋藏前可能未經歷充分曬退，選擇最小年齡模型計算其最終年齡。

4結果

4.1光釋光年齡

利用Durcanetal.43提出的劑量率和年齡計算器（DRAC）程序，并結合含水量、環境劑量率、海拔、經緯度等數據計算獲得的渾善達克沙地LQS和BLS剖面的光釋光年齡誤差均小于 10% 。渾善達克沙地LQS、BLS剖面的測年結果表明（表2），LQS剖面OSL年齡范圍為 62.87±4.13-2.95±0.13ka ;BLS剖面的

OSL年齡范圍為 17.80±1.10～1.00±0.10ka 。兩剖面光釋光樣品年齡整體上隨深度的增加逐漸增大，符合地層堆積的規律，以此建立了兩個剖面末次冰期以來的地層年代框架。

4.2 沉積物的粒度分布特征

沉積物的粒度主要受物源、搬運動力和沉積環境等因素的控制，不同的搬運動力和沉積環境使得沉積物粒度具有不同的組合形式，是研究古氣候、古環境演變的重要替代性指標[44]。LQS剖面粒度整體偏粗，呈單峰或雙峰形態（圖6a）。頂部砂質古土壤平均粒徑介于 359.13～391.77μm ，中值粒徑介于379.1＼～381.5μm 。粒度組成與下伏湖相沉積類似，細顆粒含量增多，說明砂質古土壤可能是在湖相沉積的基礎上受到氣候變化的影響逐漸發育而來，也可能是由風成砂夾積而形成；湖相砂平均粒徑介于 202.03～ 374.43μm ，中值粒徑介于 186.0～357.9μm 。其中LQS-3的粒度頻率曲線呈尖而窄的單峰分布特征，粒徑較粗。LQS-4的粒度頻率曲線呈雙峰分布特征，細粒組分與入湖沉降的風成砂組分類似45]，粗粒組分與近湖濱相沉積物組分類似4。不同層位的相砂粒徑差異較大，可能是由于早期湖泊面積較大，湖泊水位較高，接近湖心位置的水動力較小，沉積在底部的顆粒較細，而后期湖泊面積減小，湖濱水動力較大，攜帶湖岸粗顆粒沉降于湖泊中[47；底部砂黃土的平均粒徑為 256.4μm ，中值粒徑為 227.7μm ，粒度頻率分布曲線呈寬而緩的單峰分布特征，沉積動力較為復雜。

BLS剖面粒度較LQS剖面偏細，呈單峰或多峰形態（圖6b），為風成沉積。頂部砂質古土壤的平均粒徑為 86.48～129.20μm ，中值粒徑介于 89.14～114.34μm 大于 63μm 的顆粒含量介于 67.97%83.38% ;砂黃土主要呈單峰和多峰分布，平均粒徑范圍為 85.68～ 166μm ，中值粒徑范圍為 82.89～143.03upmum ，大于63μm 的顆粒含量介于 63.32%～89.69% ;風成砂平均粒徑范圍為 140.55～166.56μm ，中值粒徑范圍為126.44～139.41μm. 大于 63μm 的顆粒含量超過87% 。砂質古土壤、砂黃土和風成砂的粒度頻率分布曲線均存在相似的尖窄主峰和低矮的次峰，說明三者可能具有相似的搬運動力。

4.3 湖相石英砂表面形態特征

在地表過程相對復雜的區域，沉積物不只受單一動力改造，僅憑沉積物粒度分布特征很難準確地判斷其成因及沉積環境。由于石英硬度大、化學性質穩定，其表面形態特征能很好地反映搬運動力和沉積環境。因此，通過掃描電鏡研究沉積物石英顆粒表面形態特征是分析沉積環境行之有效的方法。

掃描電鏡結果顯示（圖7），LQS剖面中湖相石英砂呈次圓或者次棱角狀，少數呈現磨圓度極好的球狀（圖7a），其表面存在碟形坑（D）、新月形撞擊坑（B）、凹面（CO）等較為明顯的風力搬運特征[48]，說明湖相沉積物的來源可能為風沙入湖。高能水環境下相互撞擊形成的三角形撞擊坑（TD）連續的貝殼狀斷口（C）、“V\"形撞擊坑（VD）、方向性“V\"形坑（Ddp）[9、直曲溝（SG）5等特征說明湖相沉積后期可能受到河流、湖濱等強水動力環境的改造，結合湖相砂下發育有水平層理的礫石粗砂層（圖2），表明LQS湖相砂為河湖相沉積物與風成沉積物的混合物，受風力分選（風吹沙入湖）和河流的共同作用。此外，水下磨光面以及長而淺的擦痕（S）和無規則的淺刻痕覆蓋于強水動力環境特征之上，指示其形成時間較晚且水動力較弱，水環境經歷了由動蕩至平靜的演變過程。因此，湖相沉積物來源除風沙入湖外，也可能是風沙人河再被搬運入湖，或者是河流相砂直接入湖，或者是由于湖濱的水動力較大，攜帶湖岸粗顆粒沉降于湖泊。

5討論

5.1渾善達克沙地地層年代框架可靠性分析

準確可靠的沉積地層年代框架的建立是分析區域氣候環境變化的關鍵基礎。LQS剖面沉積序列自上而下為砂質古土壤—湖相砂—砂黃土，BLS剖面沉積序列自上而下為砂質古土壤一砂黃土一風成砂—砂黃土一風成砂。末次冰盛期以來 （17.8±1.1～12.2± 0.8ka ），BLS剖面發育風成砂與砂黃土互層，反映了千年時間尺度的氣候波動。周亞利等2對渾善達克沙地沙丘一砂黃土剖面釋光測年結果顯示，在 19.6～ 11.4ka 間，沙地廣泛分布風成砂和砂黃土。渾善達克沙地東緣風成砂的沉積年齡為 同時期的沙層也在沙地東部浩來呼熱剖面底部和沙地北部錫林浩特附近沙丘底部[10.24]的地層中發現，均與本文測得的風成砂、砂黃土光釋光年齡結果一致，表明測年結果較為可靠。

研究表明，北半球大部分地區在北大西洋 9.4kaB.P 業冷事件和 10.3ka B.P.冷事件2發生時，氣候變冷、變干，風沙活動增加。LQS剖面湖相砂頂部和底部的年齡為 10.50±0.42ka 和 9.82±0.55ka ，在誤差范圍內湖相沉積的年齡幾乎一致，說明在 10ka 左右短暫存在過湖泊，湖泊的形成與消失可能與風沙活動相關。當沙丘在移動的過程中切斷河流時，河水在丘間帶聚集形成湖泊，而當后期沙丘再次移動時會導致湖水外泄，湖泊消失[53]。在距今 9.9～8.2ka 期間，貫穿沙地南北方向的多個固定一半固定沙丘和沙/黃土剖面發育厚層粗砂層[3]。Mason et al.[54和Gong etal.[27]在風成砂一古土壤序列底部測得 左右發育的風成砂。沙地東北部山地斜坡也記錄到了風成砂發育[24]。以上關于風沙沉積的年齡記錄與 和 10.3kaB.P. 兩次冷事件相對應，該時期的湖相砂與風成砂為同期異相沉積物，風成砂的廣泛發育說明在此時間段內風沙活動較為頻繁。

LQS剖面砂質古土壤頂部和底部的年齡為 2.95± 0.13ka 8.94±0.49ka ，BLS剖面砂質古土壤上、中、下部的年齡為 0.64ka 。兩剖面的砂質古土壤發育年齡在 8.94± 0.49～2.95±0.13ka，1.00±0.10ka ，與區域內關于全新世的砂質古土壤測年結果一致]。另外，HSHN（沙地北部）MJZ（沙地東部）剖面古土壤的測年結果為8.72±0.16～0.71±0.03ka，7.79±0.2～2.74±0.06ka⁹ 沙地西部BN和SX剖面風成砂下部砂質古土壤的形成始于 9.5±0.45ka 和 10.1±0.45ka ，而分別結束于 4.0± 0.18ka 和 3.3±0.15ka^[56] 。沙地南緣同一層位古土壤下界年齡為 4.60±0.40ka ，沙地北緣CG-5087砂質古土壤頂部及CG-5088地表以下 1.5m 處砂質古土壤的放射性 ¹⁴C 年齡為 2.82±0.12 cal.ka B.P.、 2.08± 0.19 cal.kaB.P.[24]。以上研究結果表明，全新世中期渾善達克沙地廣泛發育砂質古土壤。

5.2末次盛冰期以來渾善達克沙地的氣候變化

渾善達克沙地南緣兩個沉積序列記錄了該區域環境的演化過程。末次盛冰期時期，太陽輻射達到最小值，北極冰蓋增加，東亞冬季風增強，沙地南部主要發育風成砂與砂黃土，氣候寒冷干燥，風沙活動強烈。 17.8～17.0ka 發育的風成砂與砂黃土表征著末次盛冰期干冷的氣候環境。同時期，渾善達克沙地面積擴張了 37%¹²⁵¹ ，中國季風區西北緣的騰格里沙漠、巴丹吉林沙漠以及共和沙地的面積也相應地擴大了 19.8%～39.0%^[58] ，青藏高原東北部湖泊因氣候寒冷干燥而處于干涸狀況[5]，新疆阿爾泰山冰川也發生大規模前進[。末次冰消期時期，太陽輻射增強，東亞冬季風減弱，氣候向暖濕過渡。 15.9ka 和 12.2ka 發育的風成砂（BLS-6）和砂黃土（BLS-4）較好的對應了末次冰消期氣溫回暖過程中H1（Heinrich1）和YD（YoungerDryas）兩次明顯的降溫減濕事件，在格陵蘭冰芯[61]、董哥洞[2]和葫蘆洞[63-64]石筍及赤鐵礦染色顆粒含量（圖8）中均有記錄，據此認為這兩個氣候突變事件具有全球性和普遍性。

全新世氣候并不穩定，存在明顯的氣候波動和快速變化[6-67]。全新世早期，LQS剖面在 10ka 左右發育湖相粗砂層，湖相砂與風成砂為同期異相沉積物，是不同地貌部位對地表過程的不同響應，均指示冷干的氣候環境，湖泊的發育與 9.4ka （冷事件6）和10.3ka （冷事件7）的北大西洋冷事件相呼應（圖8））。8.2ka 和 8.94ka 發育的砂質古土壤指示了全新世早期沙地氣候由冷干逐漸轉為暖濕。哈根淖爾沉積記錄顯示，在10.8＼～9.5cal.kaB.P.時期氣候冷干， 9.5～ 8.5cal.kaB.P.氣候暖濕、湖面擴張28。渾善達克沙地風成砂/古土壤沉積物粒度2、神農架大九湖泥炭沉積物的化學指標和孢粉記錄及沙地浩來呼熱古湖泊沉積物中硅藻化石的研究結果均表明全新世早期冬季風不斷減弱，夏季風不斷增強。沙地中部風成砂一古土壤剖面也再次證明了 10ka 左右氣候由冷干向暖濕過渡[7]

全新世適宜期（ 8.20～2.95ka） []，BLS和LQS發育灰黑色砂質古土壤，堆積速率較風成砂和砂黃土慢，粗顆粒含量減少，受太陽輻射和東亞夏季風增強的影響，氣候較為溫暖濕潤，沙丘處于固定狀態。此時期，中國北方沙漠/沙地古土壤年齡記錄占比超過60%^172] ，整個黃土高原黃土沉積減少，古土壤形成增加[73]，中國北方科爾沁沙地沙丘處于大幅度穩定階段[4，渾善達克沙地明顯比現代濕潤，古土壤較為發育[，沙丘活動減少[75]，此時的岱海、黃旗海也處于高湖面76-77]。但沙地氣候并不是一直維持溫暖濕潤狀態。周亞利等[13]在渾善達克沙地發現光釋光年齡為 的沙層， 5.64～ 5.12ka 華北平原西部的孢粉以及公元前5500年左右氣候變化導致的新石器文化發生重大變化等證據表明氣候在 5ka 左右存在波動。全新世晚期，太陽輻射減弱，東亞冬季風增強，氣候逐漸變干，風沙活動增加。渾善達克沙地風成沉積較為發育[13.24]，浩來呼熱剖面在 1.8ka 堆積有砂黃土，指示了偏干的氣候環境。BLS剖面發育 1ka 左右的砂質古土壤與0.98～0.73ka 岱海深水沉積剖面下發育的粉砂質黏

（a）65°N夏季太陽輻射能量曲線[57]；（b）格陵蘭GRIP2冰芯 δ¹⁸0 記錄[1]（c）董哥洞[62]和葫蘆洞[63-64]石筍 ?δ¹⁸0 記錄；（d）VM29-291和VM23-81巖心赤鐵礦染色顆粒 含量組合記錄[65]

Fig.8Comparison of therecord of samples from the Otindag sandyland with paleoclimate records from other regions （a）average summer insolation for 65^°N^[57]; （b） Greenland GRIP2 ice core δ¹⁸0 record61; （c） Dongge cave ^[62]and Hulu Cave^[63-64]δ¹⁸O records; （d） hematite-stained grains ari from thecompositeVM29-191and VM23-81 record65]

土[8]，均指示了溫暖濕潤的氣候條件，與全球范圍內廣泛出現的中世紀暖期（MedievalWarmPeriod，MWP）相一致8，是全新世晚期整體較干冷氣候背景下暖濕時段的體現。

6結論

（1）末次盛冰期以來至全新世 （18.0～11.5ka） ，沙地主要發育風成砂與砂黃土，受太陽輻射及東亞冬季風較強的影響，氣候較為冷干，風沙活動強烈，存在千年尺度冷暖干濕變化。全新世早期（11.5＼～8.2ka ，太陽輻射和東亞夏季風逐漸增強，溫度波動上升，氣候相對干冷，多發育沙層，局部也有砂質古土壤發育。全新世適宜期（ ，太陽輻射達到最大值，東亞夏季風強盛，氣候最為溫暖濕潤，兩剖面均發育砂質古土壤。全新世晚期（ 2.7ka 至今），太陽輻射減弱，東亞冬季風逐漸增強，風沙活動增加，氣候較全新世適宜期惡化，整體上溫和偏干。

（2）LQS剖面湖相沉積物的形成主要受局地地貌的影響，類似于現代沙地沙丘與湖泊并存，反映干冷的氣候環境。湖相沉積物沉積過程較為復雜，受風力、河流、湖泊三種沉積動力的共同影響。

致謝非常感謝兩位審稿專家和編輯部老師提出的建設性修改意見。

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Abstract：[Objective]The Otindag sandy land，locatedat the boundary of the East Asian monsoon region in eastcentral Inner Mongolia，isan ideal area for studying climate changesince theLastGlacial Maximum owing to its unique geographical environment and extensive development of aeolian sand stratigraphy.Previous studies on the chronologyof the Otindag sandy land have focused on the Holocene，and relatively few studies havebeen conducted since the Last Glacial Maximumowing to the lackof asystematic stratigraphicchronology framework，and the scientificissueof whethertheHoloceneClimateOptimum inthesandylandbegan intheEarlyor Middle Holocene.This remains controversial，basedondiferent dating methodsandresearchobjects.[Methods]In thisstudy，two aeolian sand sedimentary sequences on the southern edge of the Otindag sandy land，Lanqi South （LQS）and Baleng Mountain（BLS），were studied，andthe stratigraphic chronologicalframework was determined bythe single-aliquotregenerative-dose（SAR） method with theoptical stimulated luminescence（OSL）dating method.Combined with the sedimentary characteristics，grain size and quartzgrain surface morphological features were integrated for analysis. [Results]The results show that：from 18 to 11.5 ka，solar radiationand East Asian summer monsoon gradualy increased，aeoliansandand sandy loess interstratification were developed，with acold anddryclimate，strong sandstorm activity，and millnnial-scale climate fluctuations.Theaeolian sandand sand loess，which developed at15.9 and12.2 ka，correspond wellto two significantcooling and dehumidification events during the temperature warming of thelastdeglaciationperiod.Between11.5kaand8.2ka，thetemperaturefluctuatedandincreased，witharelatively dryandcold climate and primarily developed aeolian sands with sandy paleosols.The sandy paleosoil developed at 8.2 kaand 8.94 ka indicated the early Holocene，andthe sandyclimate graduallchanged fromcold and dry to warm and wet.The lacustrineandaeolian sand developed at approximately10 ka are contemporaneous heterogeneous sediments，both indicating acold and dryclimate，and their formation was influenced by three depositional dynamics ： wind，river and lake.From 8.2 to 2.7 ka，solar radiation reached its maximum，the East Asian summer monsoon strengthened，and the climate was the warmest and weter.The sandy palaeosols were developed in both profiles. Since 2.7ka，the solarradiation has weakened，theEastAsianwinter monsoon hasstrengthened，the climate has become mild and dry，and weak sandy paleosols have developed.The sandy paleosols developed at approximately 1 ka are consistent with the medieval warm period.The formation oflacustrine sediments in LQS profile was mainly influenced bylocal geomorphology，which is similartothecoexistenceofdunesand lakes in modernsandyland.[Conclusions]In general，the Holocene Climate Optimum in Otindag sandy land was inthe middle of Holocene.The rapid climate change sincethe Last Glacial Maximum in the Otindag sandy land has global anduniversal characteristics， which are aregional response to global climate change and closely related tothe East Asian monsoon，driven by solar radiation and global ice volume.

Key words：Otindag sandy land;optical simulated luminescence（OSL）dating；Last Glacial Maximum；climate change