MIS13時(shí)期黃土高原東西部地區(qū)夏季風(fēng)不對(duì)稱演化

王博，王牛牛，王志遠(yuǎn)，張興澤，楊麗雯，陳渠，李鳳全

浙江師范大學(xué)地理與環(huán)境科學(xué)學(xué)院，金華 321004

MIS13是中更新世以來全球冰量最大和CO2濃度最低的間冰期之一[1-2]。而與此同時(shí)，黃土高原中東部地區(qū)夏季風(fēng)異常強(qiáng)盛[3-6]。這種異于全球古氣候演化歷史的特殊現(xiàn)象逐漸引起學(xué)者關(guān)注[3-8]。越來越多的研究發(fā)現(xiàn)這個(gè)時(shí)期的季風(fēng)增強(qiáng)事件并不是孤立的，對(duì)地中海沉積物的研究發(fā)現(xiàn)MIS13時(shí)期沉積了大量由洪水搬運(yùn)的腐泥沉積物（Sapropel A）[9]，阿拉伯海沉積物的氧同位素同樣由于大洪水事件造成了浮游有孔蟲氧同位素偏正的“Y”事件[10]。然而，研究表明同樣氣候條件下，更長時(shí)期的土壤發(fā)育可以造成風(fēng)化強(qiáng)度的增加[11]，由此可能導(dǎo)致對(duì)當(dāng)時(shí)古氣候條件的錯(cuò)誤估算；MIS13時(shí)期是否受此影響？此外，在黃土沉積速率更高的高原西部—現(xiàn)代季風(fēng)邊緣區(qū)是否也存在類似現(xiàn)象？出現(xiàn)這種現(xiàn)象的可能控制因素是什么？對(duì)上述現(xiàn)象的質(zhì)疑和疑問并未得到解答。本研究擬選取黃土高原中東部和西部典型黃土剖面進(jìn)行研究（圖1），試圖回答上述問題。

圖1 文章中涉及的研究點(diǎn)位置圖（a）與黃土高原及附近地區(qū)位置圖（b）1—8依次為西峰、長武、靈臺(tái)、寶雞、靖遠(yuǎn)、西津村、Darai Kalon、西伯利亞黃土剖面，9.貝加爾湖BDP-96-2鉆孔，10和11分別為西伯利亞地區(qū)Ledyanaya lenskaya洞和Botovskaya洞石筍，12.南海 ODP1146-b 鉆孔，13.阿拉伯海 MD90-0963 鉆孔，14.阿拉伯海 MD04-2881 鉆孔，15.地中海 KC-01 鉆孔，16.北大西洋 IODP-U1308 鉆孔，17.北大西洋 ODP 646 鉆孔，18.東赤道太平洋鉆孔ODP806-b。Fig.1 a.location of research sections used in this paper,b.sections from Chinese Loess Plateau No.1—8 indicates the locations of loess sections at Xifeng,Changwu,Lingtai,Baoji,Jingyuan,Xinjincun,Darai Kalon,and Siberian loess; lake sediment core BDP-96-2 from Baikal lake;stalagmites from Ledyanaya lenskaya and Botovskaya caves;oceanic core ODP 1146b,MD90-0963,MD04-2881,KC-01,IODP-U1308,ODP 646,ODP806-b.

1 研究區(qū)氣候

黃土高原位于亞洲季風(fēng)區(qū)邊緣區(qū)，我國季風(fēng)區(qū)西北邊緣帶。氣候特點(diǎn)為雨熱同期，且降水主要集中在夏季。近40年氣候監(jiān)測結(jié)果發(fā)現(xiàn)，本區(qū)年均降水量呈現(xiàn)由東南向西北逐漸減少的連續(xù)變化，由東南部的半濕潤氣候過渡為西北部的半干旱氣候?，F(xiàn)代水汽輸送的觀測結(jié)果表明[12]，我國季風(fēng)區(qū)的水汽主要來源于孟加拉灣地區(qū)和南海地區(qū)。同時(shí)，太平洋西部副熱帶高壓的北伸和西進(jìn)可以有效影響我國季風(fēng)區(qū)低緯水汽的西北向輸送[13]。此外，現(xiàn)代觀測還注意到高緯氣團(tuán)對(duì)季風(fēng)降水的影響，當(dāng)其活動(dòng)頻繁時(shí)，季風(fēng)被壓縮在低緯地區(qū)；反之，季風(fēng)北跳的可能性增加[13]。

2 MIS13 時(shí)期黃土高原東西部古氣候的不對(duì)稱演化

2.1 MIS13時(shí)期黃土高原中東部氣候

在黃土高原中東部，組成S5的3個(gè)古土壤層顏色明顯較深，被認(rèn)為是中國黃土高原黃土-古土壤序列中成壤最強(qiáng)的土壤層，也是重要的標(biāo)志層，被稱為“紅三條”。野外觀測S5頂部S5S1土壤層的土壤發(fā)育程度為整個(gè)序列最高，并得到了眾多指示土壤化學(xué)風(fēng)化強(qiáng)度代用參數(shù)的支持（圖2）。雖然黃土高原南部部分剖面的磁學(xué)參數(shù)顯示S5S1層總體磁性和細(xì)粒磁性礦物含量均較低[14]，但研究表明這應(yīng)與地層中次生磁性礦物由強(qiáng)磁性的磁鐵礦轉(zhuǎn)變?yōu)槿醮判郧绎L(fēng)化程度更高的赤鐵礦有關(guān)，即土壤發(fā)育在風(fēng)化強(qiáng)度更高的氣候條件下[15-16]。同樣值得注意的是，在MIS13階段粉塵通量較低且粉塵中粗顆粒物質(zhì)組分少[5]，表明此時(shí)冬季風(fēng)強(qiáng)度弱。有研究注意到S5S1地層的強(qiáng)發(fā)育可能與土壤發(fā)育時(shí)間長有關(guān)，而這又可以影響地層次生磁性礦物的數(shù)量[11]，當(dāng)然同樣可能影響到諸如游離鐵、全鐵等參數(shù)；由此可以造成研究者高估當(dāng)時(shí)古氣候條件的可能。那么S5S1古土壤層的強(qiáng)風(fēng)化特征是否受到較低的粉塵沉積通量影響，即地層風(fēng)化強(qiáng)度參數(shù)僅反映了夏季風(fēng)強(qiáng)度信號(hào)還是同時(shí)夾雜了冬季風(fēng)強(qiáng)度變化的信號(hào)呢？這個(gè)問題顯然是需要深入討論的。

西峰剖面S1至S5S1古土壤層的平均沉積速率分 別 為[5]：1.04×105、1.23×105、1.12×105、1.00×105、0.73×105g·m?2·ka?1，其中 S5S1 的沉積速率明顯低于其他古土壤層。相似現(xiàn)象同樣發(fā)生在靈臺(tái)[17]、長武[5]、寶雞[21]等剖面。由此可知，黃土高原地區(qū)MIS13時(shí)期的粉塵通量確實(shí)普遍較低。對(duì)S1古土壤層的土壤發(fā)育狀況研究發(fā)現(xiàn)，黃土高原中東部地區(qū)黃土的沉積速率顯著低于成壤速率[22]，土壤可以發(fā)育為與氣候相對(duì)應(yīng)的成熟土壤；而S5S1地層的沉積速率更低、土壤發(fā)育更好，可以推斷土壤同樣發(fā)育為與氣候相對(duì)應(yīng)的成熟土壤。在這種情況下，次生礦物之間的相對(duì)含量的變化受土壤發(fā)育時(shí)長的影響應(yīng)較為有限。對(duì)寶雞剖面的磁性礦物研究可知：由χfd和χARM參數(shù)指示的細(xì)粒次生磁鐵礦和/或磁赤鐵礦含量在S5S1古土壤層顯著低于S3，而赤鐵礦含量卻在前者中明顯較高[14-15,23]。由于赤鐵礦的形成對(duì)應(yīng)于更為氧化的風(fēng)化條件，可以判斷S5S1時(shí)期的強(qiáng)土壤發(fā)育主要與當(dāng)時(shí)氣候條件相關(guān)，而非成壤時(shí)間。對(duì)洛川剖面140萬年以來碳酸巖中碳同位素的研究同樣發(fā)現(xiàn)[24]，S5S1地層數(shù)值明顯偏負(fù)，且顯著小于其他古土壤層。由于土壤層中碳酸鹽除少部分為原生礦物外，其余次生部分的碳來源主要為大氣CO2和土壤呼吸所產(chǎn)生的CO2，因此碳同位素與植物生長過程中同位素分餾效應(yīng)存在密切關(guān)系，植物量大，造成的分餾效應(yīng)越明顯，碳同位素趨于

偏輕；反之則相反[25]。由于碳酸鹽的形成過程相對(duì)于成壤發(fā)育時(shí)間是十分短暫的，而形成后即保持了當(dāng)時(shí)的環(huán)境信息，其性質(zhì)變化也與成壤發(fā)育時(shí)長無明顯聯(lián)系，由此同樣可以判斷S5S1古土壤發(fā)育于更為高溫濕潤的環(huán)境。這些地質(zhì)證據(jù)均表明MIS13時(shí)期黃土高原中東部地區(qū)雨熱條件可能是十分優(yōu)越的。

2.2 MIS13時(shí)期黃土高原西部氣候

前人對(duì)黃土高原西部黃土沉積序列（六盤山以西）的關(guān)注顯然低于中部和東部地區(qū)，然而由于此地區(qū)黃土沉積物的沉積速率高，記錄了更為詳細(xì)的古氣候演化信息，是良好的古氣候研究載體[17-20]；同時(shí)隨著研究的擴(kuò)展，受到越來越多關(guān)注。僅有的研究成果表明，本區(qū)S5S1古土壤層的土壤發(fā)育強(qiáng)度明顯低于S1—S4古土壤層（圖2e-g）。就土壤厚度而言，九州臺(tái)剖面S4古土壤層厚度可達(dá)3.50 m，而S5S1古土壤層厚度僅為1.20 m[24]。就土壤顏色而言：S4古土壤層上部為棕色，底部為褐色，顏色更為鮮亮；S5S1古土壤層顏色為橙色[24]；靖遠(yuǎn)剖面土壤色度測量結(jié)果同樣顯示S5S1古土壤層的紅度和亮度均顯著低于S4古土壤層[26]。就土壤層鈣積現(xiàn)象而言，S4古土壤層存在明顯鈣積現(xiàn)象，存在白色鈣菌絲體，而S5S1古土壤層則未發(fā)現(xiàn)明顯鈣積現(xiàn)象[24]；氣量法測量的碳酸鈣含量結(jié)果表明，S5S1古土壤層含量高于下覆黃土層，且峰值位于古土壤層中上部[26]，表明其碳酸鈣為表聚型，土壤發(fā)育時(shí)期有效降水低。就土壤有機(jī)質(zhì)含量而言：S5S1古土壤層有機(jī)質(zhì)的峰值含量約為3%，而S1—S4古土壤層有機(jī)質(zhì)的峰值含量均可達(dá)到4%，表明當(dāng)時(shí)生物生產(chǎn)量相對(duì)較低[26]。與此相對(duì)應(yīng)，磁化率測量結(jié)果同樣發(fā)現(xiàn)，黃土高原西部地區(qū)S5S1古土壤層的磁化率僅略高于下伏黃土層，且明顯低于上部古土壤層（圖2）。低粉塵通量現(xiàn)象同樣出現(xiàn)在黃土高原西部地區(qū)[18-19]，但較低的古風(fēng)化強(qiáng)度卻與黃土高原東部相反，表明二者M(jìn)IS13時(shí)期氣候演化存在明顯不對(duì)稱。總體而言，與黃土高原中東部黃土-古土壤沉積序列不同，黃土高原西部地區(qū)S5S1地層土壤發(fā)育相對(duì)較弱，即MIS13時(shí)期本區(qū)氣候較干旱。

2.3 MIS13時(shí)期黃土高原氣候空間格局

葛俊逸等[6]對(duì)黃土高原六盤山以東黃土剖面土壤風(fēng)化強(qiáng)度的空間特征研究結(jié)果發(fā)現(xiàn)，風(fēng)化強(qiáng)度的緯向差別顯著大于徑向，呈現(xiàn)由東南向西北逐漸減弱的趨勢；同時(shí)不同時(shí)期風(fēng)化強(qiáng)度的緯向梯度變化存在不一致性。由圖3可知，黃土沉積時(shí)期，土壤風(fēng)化強(qiáng)度的梯度變化最小，S4發(fā)育時(shí)期梯度變化略高于末次冰期，而S5S1發(fā)育時(shí)期的梯度變化顯著高于前兩者。在北緯35°以北各地S5S1古土壤的發(fā)育強(qiáng)度僅略高于S4，然而在北緯34°～35°之間，S5S1古土壤層的土壤風(fēng)化強(qiáng)度卻顯著高于S4（圖3）。值得注意的是，雖然黃土高原中東部地區(qū)土壤風(fēng)化強(qiáng)度的徑向空間變化微弱，但在六盤山出現(xiàn)突變；在黃土高原西部地區(qū)S5S1古土壤的土壤風(fēng)化出現(xiàn)明顯降低。此現(xiàn)象表明當(dāng)時(shí)氣候格局與現(xiàn)代明顯不同。

3 MIS13 時(shí)期黃土高原東西部氣候不對(duì)稱演化的驅(qū)動(dòng)機(jī)制探討

早期研究受米蘭科維奇理論影響，認(rèn)為全球氣候變化受控于北半球高緯地區(qū)太陽輻射變化。然而，在中更新世以來古氣候變化的主周期由40 ka變?yōu)?00 ka，后者在太陽輻射變化周期中并不明顯，由此，部分學(xué)者提出在中更新世北半球高緯地區(qū)冰量有顯著增加，且其數(shù)量變化可以控制全球氣候呈周期性變化，而冰量變化周期為100 ka[21]。然而，在低緯地區(qū)的研究發(fā)現(xiàn)，100 ka的氣候變化周期并不顯著，更可能直接受控于太陽輻射，且與低緯地區(qū)太陽輻射變化更為密切[27-28]。此外，還有研究發(fā)現(xiàn)間冰期變化中存在10～12 ka的半歲差周期，其起因可能是在一個(gè)歲差旋回中春分點(diǎn)和秋分點(diǎn)與近日點(diǎn)重合產(chǎn)生[29]；而這個(gè)猜測即是強(qiáng)調(diào)低緯地區(qū)對(duì)全球氣候變化的控制。因此，在探討MIS13時(shí)期黃土高原東西部氣候不對(duì)稱演化的驅(qū)動(dòng)機(jī)制過程中，需要考察當(dāng)時(shí)低緯和北半球高緯地區(qū)的氣候狀況。

圖3 黃土高原古風(fēng)化強(qiáng)度沿緯向變化特征 （引自文獻(xiàn) [6]）左圖中空心點(diǎn)和實(shí)心點(diǎn)分別表示S4和L1層位古風(fēng)化強(qiáng)度的空間變化，右圖中空心點(diǎn)和實(shí)心點(diǎn)分別表示S5和L1層位古風(fēng)化強(qiáng)度的空間變化Fig.3 Latitudinal changes of paleoweathering intensity in the units L1 （solid cycles）,S4 （hollow cycles in left plot）,and S5 （hollow cycles in right plot）from Chinese Loess Plateau （after reference [6]）

3.1 MIS13時(shí)期低緯氣候

亞非地區(qū)存在一個(gè)面積廣闊的季風(fēng)帶，包括東非季風(fēng)區(qū)、南亞季風(fēng)區(qū)以及東亞季風(fēng)區(qū)等，且三者均與赤道復(fù)合帶移動(dòng)和印度洋水汽輸送存在密切關(guān)系[12]。MIS13時(shí)期三地似乎均出現(xiàn)氣候異?，F(xiàn)象。地中海的KC-01孔發(fā)現(xiàn)大量腐泥，表明大量的河流沉積物輸入[9]；這顯然與尼羅河上游東非地區(qū)的季風(fēng)增強(qiáng)具有密切關(guān)系。與此同時(shí)，阿拉伯海北部MD90-0963孔發(fā)現(xiàn)深海氧同位素極度偏正的“Y”事件，同樣可能是附近河流輸入大量碎屑物質(zhì)導(dǎo)致[10]。近期一項(xiàng)研究還發(fā)現(xiàn)，阿拉伯海地區(qū)在MIS13時(shí)期海洋生物生產(chǎn)量明顯較高，且粉塵輸入量較低，表明此時(shí)夏季風(fēng)顯著增強(qiáng)而冬季風(fēng)減弱[7]；然而印度洋的深海氧同位素曲線則顯示，此時(shí)海洋溫度相對(duì)較低[7]（圖4a和b）。與印度洋相對(duì)應(yīng)，南海地區(qū)MIS13時(shí)期的深海氧同位素同樣偏正，指示當(dāng)時(shí)溫度相對(duì)其他間冰期較低[30]（圖4c），而西太平洋赤道地區(qū)也顯示海表溫度較低[31]（圖4d）。由以上地質(zhì)證據(jù)可知，印度洋附近季風(fēng)區(qū)在MIS13時(shí)期盛行濕潤多雨的氣候，但其是否呈現(xiàn)高溫氣候值得商榷。

3.2 MIS13時(shí)期北半球中高緯地區(qū)氣候

北半球中高緯地區(qū)不但是全球氣候變化的重要驅(qū)動(dòng)地之一，而且對(duì)氣候變化十分敏感。西伯利亞地區(qū)分布大面積黃土沉積物，是古氣候地質(zhì)記錄的良好載體。與黃土高原不同，區(qū)內(nèi)黃土序列中古土壤層通常表現(xiàn)為黑色，而非鮮亮的紅色；這顯然與西伯利亞地區(qū)常年處于低溫高濕狀態(tài)有關(guān)，大量有機(jī)物質(zhì)未被完全分解，且次生赤鐵礦含量極低。由黃土的顏色和厚度可以發(fā)現(xiàn)，S5地層土壤發(fā)育狀況相對(duì)較差（圖5）。區(qū)內(nèi)貝加爾湖中生物成因的硅含量為中更新世以來間冰期中最低的，表明當(dāng)時(shí)溫度較低[33]。最新研究還發(fā)現(xiàn)，西伯利亞南部地區(qū)石筍發(fā)育開始于MIS11階段，即在MIS11之后的間冰期溫度相對(duì)較高，可以長時(shí)期出現(xiàn)液態(tài)水，同時(shí)表明MIS13階段土層中水體可能長期保持為固態(tài)水，暗示當(dāng)時(shí)溫度較低[34]。

塔吉克斯坦地處中亞干旱區(qū)南部，盛行地中海式氣候。水汽應(yīng)主要由西風(fēng)輸送。前人研究發(fā)現(xiàn)，塔吉克斯坦黃土與黃土高原黃土類似，在間冰期發(fā)育古土壤，冰期發(fā)育黃土；然而部分特征氣候事件的記錄存在差別[35-36]，如S5（相當(dāng)于黃土高原的S5S1地層）地層的磁化率和紅度明顯較低，顯著低于更年輕的古土壤層，表明當(dāng)時(shí)氣候條件較差。

圖4 海洋沉積物記錄的 800 kaBP 以來的古氣候演化歷史（a、b.阿拉伯海 MD04-2881 孔[7]，c.南海 ODP1146-b 孔[30]，d.赤道西太平洋 ODP806-b 孔[31]，e.北大西洋 IODP-U1308 孔[32]）Fig.4 The 800 ka paleoclimate change recorded in oceanic sediment a、b.Core MD04-2881 from Arabian Sea[7].c.Core ODP1146-b from South China Sea[30].d.Core ODP806-b from equatorial western Pacific Ocean[31].e.Core IODP U1308 from North Atlantic Ocean.

圖5 西伯利亞典型黃土序列與中國、塔吉克斯坦黃土剖面序列對(duì)比圖（西伯利亞黃土圖片來自Matasova博士，中國和塔吉克斯坦黃土剖面照片引自文獻(xiàn)[35]）Fig.5 The pictures of loess sections from Chinese Loess Plateau,Tajikistan,Siberia,respectively（The picture of Siberian loess was sourced from Dr.Matasova.And the pictures of Chinese and Siberian loesses were sourced from reference [35]）

Vernal和Hillaire-Marcel[37]對(duì)格陵蘭南部附近ODP 646鉆孔中深海沉積物的孢粉研究結(jié)果顯示，MIS13時(shí)期海洋沉積物中種子植物的孢粉濃度僅略低于MIS11時(shí)期，為1Ma以來第二高的峰值。這也是前人研究中判斷高緯地區(qū)在MIS13時(shí)期出現(xiàn)高溫環(huán)境的主要證據(jù)[5,7-8]。然而，ODP646 孔顯示MIS11時(shí)期的氣候最為適宜，而非MIS13；此外，當(dāng)進(jìn)一步對(duì)比不同間冰期總孢粉濃度時(shí)可以發(fā)現(xiàn)，MIS13時(shí)期沉積物中種子植物的高濃度可能是由當(dāng)時(shí)總體孢粉濃度較高造成，即種子植物孢粉在總孢粉中的比重并不一定高；而且，通過孢粉重建的夏季海表溫度也可以發(fā)現(xiàn)MIS13時(shí)期不僅顯著低于MIS11，也低于MIS1、MIS5和MIS7等時(shí)期[37]。對(duì)北冰洋東北部IODP-U1308鉆孔的氧同位素研究同樣發(fā)現(xiàn)，MIS13時(shí)期氧同位素?cái)?shù)值較為偏正[32]（圖4e）。

綜上所述，北半球中高緯地區(qū)的陸地和海洋地質(zhì)記錄均顯示MIS13時(shí)期較MIS11溫度較低，降水量較少；而亞非季風(fēng)區(qū)內(nèi)出現(xiàn)的強(qiáng)降水現(xiàn)象并非半球，甚至全球事件。

3.3 MIS13時(shí)期北半球高低緯氣團(tuán)的相互作用

由上述地質(zhì)證據(jù)可知，由東非經(jīng)南亞至黃土高原中東部地區(qū)這個(gè)廣闊的季風(fēng)帶與全球溫度的變化趨勢應(yīng)基本一致，但降水量卻顯著高于其他間冰期。如何在這個(gè)全球熱量較低的時(shí)期在季風(fēng)區(qū)形成降水量異常的現(xiàn)象？其驅(qū)動(dòng)機(jī)制逐步受到古氣候工作者的重視。通過對(duì)北半球高緯地質(zhì)證據(jù)的總結(jié)可以發(fā)現(xiàn)，MIS13時(shí)期本區(qū)氣候較為冷干，西伯利亞南部地區(qū)為季節(jié)性凍土，甚至永久凍土，可以推測當(dāng)時(shí)北極冰蓋面積應(yīng)有較大面積，北半球夏季大陸氣壓相對(duì)較高。與此同時(shí)，由于海洋表面溫度較低，太平洋西部的副熱帶高壓的壓場應(yīng)相對(duì)較低，其北伸和西進(jìn)的幅度應(yīng)十分有限。由此，亞洲季風(fēng)輸送來的豐富水汽一方面由于缺少動(dòng)力，另一方面被極地氣團(tuán)壓縮，無法向季風(fēng)邊緣區(qū)推進(jìn)而較長時(shí)間地停留在黃土高原中東部地區(qū)，進(jìn)而可能導(dǎo)致黃土高原東部濕潤多雨而西部則較為干旱。上述原因可能導(dǎo)致MIS13時(shí)期黃土高原古風(fēng)化強(qiáng)度變化梯度顯著高于MIS11時(shí)期[6]。

3.4 氣候轉(zhuǎn)型與季風(fēng)氣候加深

在約800 ka附近，全球氣候出現(xiàn)明顯變化，古氣候變化的主周期由40 ka逐步轉(zhuǎn)變?yōu)?00 ka，即中更新世氣候轉(zhuǎn)型。在中更新世，又存在一個(gè)中布容事件，發(fā)生在MIS12階段。事實(shí)上，在這個(gè)轉(zhuǎn)型之前古氣候變化周期并未完全轉(zhuǎn)變?yōu)?00ka，而是逐步過渡；在此之后，100 ka的古氣候變化周期則十分明顯。在中布容事件之后，全球氣候總體均表現(xiàn)為間冰期氣候更為高溫濕潤，而冰期氣候則更為寒冷干旱；而這在黃土高原地區(qū)似乎表現(xiàn)的更為突出（圖2）。就長尺度的古氣候演化而言，黃土高原西部地區(qū)和中亞南部地區(qū)在MIS12階段以后的間冰期降水量增加尤為顯著[18-19,36]，表明在此之后古夏季風(fēng)可能出現(xiàn)了一次大規(guī)模的擴(kuò)展和推進(jìn)，由此造成黃土高原西部地區(qū)降水量顯著增加。然而，必須注意到，此時(shí)黃土高原西部地區(qū)古降水量的增加速率，甚至增加的數(shù)量，是高于黃土高原東部的；這可能是季風(fēng)擴(kuò)展過程中將黃土高原中東部地區(qū)部分水分分流造成。由此可能造成黃土高原東部地區(qū)古降水量相對(duì)減少，而西部地區(qū)則相對(duì)增加，進(jìn)一步加劇兩地之間中布容事件前后間冰期氣候的差別，進(jìn)而造成黃土高原西部地區(qū)MIS13時(shí)期氣候顯得更為干旱，而東部地區(qū)更為濕熱。

4 結(jié)論

通過對(duì)比黃土高原東西部古氣候演化發(fā)現(xiàn)，兩地在MIS13階段存在氣候演化的不對(duì)稱現(xiàn)象；東部地區(qū)表現(xiàn)為中更新世以來氣候最佳期，而西部地區(qū)則表現(xiàn)為較為干旱的間冰期。MIS13階段出現(xiàn)的高降水量事件應(yīng)僅存在于亞非季風(fēng)區(qū)大部分地區(qū)，北半球中高緯度地區(qū)則均未發(fā)現(xiàn)類似現(xiàn)象。黃土高原東西部古氣候在MIS13階段出現(xiàn)差異的原因可能是西南季風(fēng)向北推進(jìn)過程中缺少動(dòng)力因素，導(dǎo)致季風(fēng)可以更長時(shí)間停留在黃土高原東部地區(qū)，而對(duì)西部地區(qū)影響較少；此外，亞洲季風(fēng)在MIS13之后間冰期的擴(kuò)展和加深，可能加劇了兩地之間MIS13與之后間冰期的氣候差別。本研究結(jié)果表明在MIS13階段的古氣候演化十分特殊，不同地區(qū)存在明顯差異性，季風(fēng)的受控因素并不單一。