土壤颜色作为土壤的一种可直接观察的属性，是现场岩性和土壤识别与分类的参考标志，反映了土壤在可见光波段的反射光谱特征^［1-2］。沉积物的颜色主要由有机质含量等多种因素共同控制，自然条件下的风化成壤作用往往会引起沉积物成分的变化，进而引起颜色的变化^［3-5］。中国黄土高原地区广泛分布的黄土作为记录第四纪时期气候与环境变化的主要载体，其颜色特征可以反映出黄土-古土壤的成壤强度及当时的沉积环境，因此，土壤颜色作为气候代用指标被广泛应用于黄土-古土壤序列的研究中^［6-9］。1907年，色调（hue）、亮度（value）和彩度（chroma）被用来半定量地表达土壤颜色，形成了门赛尔表色系统（Munsell Color System）^［10］。20世纪60、70年代，众多学者使用门赛尔表色系统半定量研究土壤颜色与矿物含量之间的关系。Scheffer等^［11］发现土壤中只要含有超过1.7%的赤铁矿就可使其颜色明显变红；Schwertmann^［12］认为当土壤中针铁矿含量较高时，土壤呈黄色。1976年国际照明委员会（CIE）确立CIELAB 表色系统（即L^*a^*b^* 颜色系统）^［13］，之后这一表色系统逐渐被广泛应用到土壤颜色的定量研究中并沿用至今。L^*a^*b^* 色度参数确定了描述土壤颜色的定量标准，许多研究也发现影响土壤颜色参数变化的因素。Torrent等^［14］认为亮度L^*主要受控于土壤中有机质及碳酸盐含量，红度a^*和黄度b^*主要受铁氧化物如赤铁矿和针铁矿等矿物含量影响^［5，15］。近20年来，色度参数被广泛应用到黄土古土壤、湖泊沉积、海洋沉积等第四纪长时间尺度的沉积物研究中，用来反映区域古气候与古环境的变化。李星波等^［16］发现柴达木盆地北缘大红沟河湖相沉积物长时间尺度的色度参数变化与全球温度变化趋势基本一致。张志亮等^［17］发现中国南海北部陆架沉积物色度和磁化率的变化可以很好反映出东亚地区更新世晚期以来冰期-间冰期气候旋回。沈曼丽等^［18］以兰州西津黄土为载体利用色度指标重建了2.2 Ma来的东亚季风变化。

陕西省榆林市横山区位于毛乌素沙地东南缘，地处毛乌素沙地与黄土高原的交接过渡地带，对气候变化响应敏感。第四纪以来，该区域保存了特有的黄土、古土壤、风成沙互层的沉积序列^［19］，是开展中国北方干旱半干旱过渡地区气候环境演变研究的理想区域。目前，针对毛乌素沙地东南缘古气候的研究多采用粒度^［20］、地球化学元素^［21］等指标，而鲜有关于该区域黄土色度特征的研究，且大都为对全新世和晚更新世黄土古土壤（L₀~L₂层位）的研究^［22-23］，缺少对L₃及以下层位中更新世黄土古土壤发育过程及气候环境变化的研究探讨。L₃、S₃黄土古土壤沉积发育时期正好对应深海氧同位素MIS8/9阶段，较好地记载了一次冰期间冰期旋回期间黄土高原北部地区的气候变化及环境演变特征。鉴于此，本文以横山区柳树峁剖面的L₃、S₃黄土-古土壤地层为研究载体，使用色度参数指标（亮度L^*，红度a^*，黄度b^*，色调角h^*，饱和度C^*）进行研究，并结合碳酸钙、全氧化铁（TFe₂O₃）含量等指标进行综合对比分析，试图探讨毛乌素沙地东南缘地区L₃、S₃黄土-古土壤的色度特征及其与气候变化的关系，为进一步研究黄土高原和毛乌素沙地过渡区的气候变化与环境变迁提供更多证据。

陕西省榆林市横山区位于黄土高原北部（图1）、毛乌素沙地东南缘，处于黄土高原向鄂尔多斯高原过渡地带，属温带半干旱大陆性季风气候，多年平均降水量350 mm，多年平均蒸发量1 800 mm，年均气温8.9 ℃，年平均风速2.33 m·s^-1，风向以西北、偏北居多（数据来自于国家气象信息中心1991—2020地面气候平均值数据集，http：//data.cma.cn）。研究区海拔882~1 535 m，主要地貌类型为黄土丘陵沟壑地貌。

柳树峁剖面位于榆林市横山区党岔镇无定河南岸柳树峁村（37°56′05″N、109°58′07″E），海拔1 050 m，坡向为10°。剖面为修建盘山公路时开挖的，出露良好。野外调查发现，该剖面山坡顶部为厚度10 m左右的灰黄色马兰黄土（L₁），马兰黄土之下为第一层古土壤（S₁），颜色呈明显的棕褐色，厚度在2.5 m左右，质地较紧实坚硬，有黑色铁锰斑点。往下依次为L₂黄土层、S₂古土壤层、L₃黄土层、S₃古土壤层、L₄黄土层、S₄古土壤层、L₅黄土层、S₅古土壤层等。S₅古土壤是黄土地层中的标志层，该剖面中的S₅古土壤呈明显的红棕色，厚度5 m左右，是厚度最大的一层古土壤，虽不见明显的红三条，但仔细观察仍可看到3个颜色偏深的层次，在其底部发现有清楚的厚度约1 m的钙质结核淀积层。依据黄土-古土壤分布厚度和地层划分，采样起始位置位于第三层黄土（L₃）顶部，结束于古土壤S₃底部。样品采集于2021年9月，按照10 cm间距进行等间距采样，共采集229个样品，采样厚度为22.8 m。结合野外观察和实验测得的元素含量以及色度数据进行层位划分，可将剖面L₃-S₃层段自上而下划分为7层（表1）。

使用彩谱CS-800型号分光测色仪测定土壤色度，具体操作如下：①土壤样品在室内阴凉通风、无污染环境下自然风干后，取一定量的风干样品，仔细挑出植物根系与杂质，将样品放入105 ℃的恒温鼓风烘箱，烘干12 h，以消除样品湿度对色度的影响。②取适量烘干土样研磨至200目以下备用，以消除粒级对色度的影响。③调整培养皿模式适合，设置测量直径为30 mm，D65/10°光源，使用零校正盒和标准白板（CR-A74白色校正板，色差<0.25 CIELAB DE^*）对仪器进行校准。④称取约0.5 g土壤样品装入培养皿，压实压平，置于测量口上，移动载玻片，选择3个表面平整区域连续测量3次，在电脑色彩管理软件中点击“测量”按钮即可，分别得到3组L^*、a^*和b^*的数据结果，最后求得其平均值，并保证误差小于0.1。

将自然风干土样磨至200目以下，称取4.0 g土样使用YY-40型液压制样机压制成圆形薄片，使用德国BRUKER公司的S8 TIGER型X-RAY荧光光谱仪对土壤样品中的Fe和Ca元素含量进行测定（结果以氧化物形式计），同时测定GSS-3土壤成分标准参考样（GB/T 14506.28—2010），测量误差控制在5%以内。

CaCO₃含量采用宋佃星等^［24］改进的气量法进行测试。每个样品重复做3次试验，结果取平均值。磁化率的测定采用英国Bartington公司的MS2型磁化率仪，取自然风干样品适当研磨后装满体积为10 cm³的样品盒中，密封后称量样品质量，计算样品密度，然后将样品盒放入磁化率仪探头中。在SI模式下分别测量低频（0.47 kHz）和高频（4.7 kHz）体积磁化率，每个样品重复测量3次，结果取平均值。粒度实验采用英国Mastersizer 2000型激光粒度仪，测量范围为0.02~2 000 μm，每个样品重复测量3次，结果取平均值，并通过矩值法计算平均粒径M_z与中值粒径M_d。以上实验于2022年4—5月在陕西师范大学地理科学与旅游学院实验中心完成。

色彩空间标准采用国际照明委员会在1976年定义的CIELAB色彩空间系统（又称L^*a^*b^* 表色系统）^［13］。相较于Munsell表色系统，该系统能使颜色的空间表达由定性转为定量，可降低人为主观臆断，使描述更加客观合理。CIELAB色彩空间3个基本坐标中L^*表示颜色的亮度，在0（黑色）到100（白色）之间变化；a^*为红度，在-60（绿色）到+60（红色、品红色）之间变化；b^*为黄度，在-60（蓝色）到+60（黄色）之间变化^［25］。同时，本文还选择了CIELCH 表色系中的C^*（饱和度）、h^*（色调角）两个参数。其中h^*（色调角）为从色空间正横坐标起，顺着逆时针方向偏转的角度，角度越大表示颜色越黄，角度越小颜色越红；C^*（饱和度）变化区域为0~100，a^*与b^*增大时，色点远离中心，饱和度增大。颜色的坐标点距纵坐标轴越远，则颜色就越鲜艳。h^*、C^*值计算公式^［26］为：

柳树峁剖面靠近Li等^［27］研究的榆林（YL）剖面和Sun等^［28］研究的石峁（SM）剖面，柳树峁剖面与石峁剖面都位于无定河南岸党岔镇，属于在同一地貌类型上形成的古风成沙-黄土古土壤沉积序列。将柳树峁剖面与邻近的榆林剖面、石峁剖面进行对比（图2），再通过对剖面标志层的确认，确定采样层位为L₃、S₃层。目前，学者们对中国黄土高原地区黄土地层年代学研究已经做了大量工作，建立了高精度的黄土-古土壤序列时间标尺。Ding等^［29］根据多个黄土高原经典剖面建立了黄土-古土壤序列时间标尺，认为黄土高原L₃黄土顶部年龄为距今245 ka，S₃底部年龄为距今335 ka。榆林剖面L₃层底部释光测年结果为距今280 ka左右。通过对比柳树峁剖面与邻近剖面的年代数据，对比剖面粒度、磁化率曲线与黄土高原经典剖面气候代用指标（图3），综合判断柳树峁剖面L₃、S₃黄土-古土壤堆积发育时期对应深海氧同位素MIS8/9阶段，剖面L₃顶部的相对年龄为距今250 ka左右，L₃底部的相对年龄为距今280 ka左右，S₃底部的相对年龄为距今330 ka左右，剖面记录的横山地区进入L₃黄土沉积时期的时间大致为距今280 ka左右。

对柳树峁剖面L₃、S₃黄土古土壤层位色度进行高密度系统测量，各层位亮度L^*，红度a^*，黄度b^*，色调角h^*，饱和度C^*以及其他环境替代指标CaCO₃和全铁氧化物（TFe₂O₃）含量的结果见表2和图4。

亮度L^*变化范围58.58~74.86，平均值为65.64，变化幅度为27.8%。从整个序列来看，由剖面底部到上部亮度变化呈现先增大后减小的趋势，风沙层L₃F的L^*值最高，平均值达70.42。古土壤层S₃-2层L^*值最低，平均值为62.35。不同沉积层位L^*值差异也较明显，风沙层（L₃F、S₃F）的L^*值最高，L^*平均值为69.12，其次为黄土层（L₃-1、L₃-2），平均值为65.91。同时，在黄土中还夹杂一层发育较弱的古土壤层L₃S，平均值为63.97。古土壤层（S₃-1、S₃-2）的L^*值最低，平均值为62.41。各地层单元 L^*值的排序为风沙层（L₃F、S₃F）>黄土层（L₃-1、L₃-2）>弱发育古土壤层L₃S>古土壤层（S₃-1、S₃-2）。

红度a^*为1.53~6.08，平均3.47，变化幅度最大，远高于亮度L^*和黄度b^*，达2.97。这表明其对气候环境变化较为灵敏，包含了较多的环境信息，可以更准确地反映出当时的水热组合状况^［9］。从整个序列来看，由剖面底部到上部红度a^*变化呈现先减小后增大的趋势，与亮度L^*变化相反。不同地层单元的红度a^*值变化差异明显，峰值出现在古土壤层（S₃-1、S₃-2），平均值分别为4.86和4.89，变化范围为3.13~6.08，变化幅度为94.2%，表明红度a^*值在古土壤层中波动较大。相比之下，黄土层曲线波动较为平缓，变化幅度不大，L₃-1和L₃-2两层的平均值为3.25，变化幅度为52.9%。弱发育古土壤L₃S层a^*值为3.78，介于黄土与古土壤之间。风沙层（L₃F、S₃F）的a^*值最低，平均值为2.73。

黄度b^*变化范围9.02~15.17，平均值为12.57，变化幅度为68.2%。波动变化特点是自剖面底部向上部呈现出与红度a^*相似的波动趋势，都表现为先减小后增大的趋势，b^*在黄土层的波动变化较L^*和a^*明显。不同地层单元中b^*值最大层位为古土壤层（S₃-1、S₃-2），平均值分别为14.01和13.84。b^*最小值出现在风沙层（L₃F、S₃F），平均值分别为11.40和11.93。各地层单元b^*值的排序为古土壤层（S₃-1、S₃-2）>弱发育古土壤层L₃S>黄土层（L₃-1、L₃-2）>风沙层（L₃F、S₃F）。

色调角h^*变化范围68.16°~80.65°，平均值为74.72°，变化幅度为18.3%。饱和度C^*变化范围9.15~16.34，平均值为13.05，变化幅度为78.6%。色调角h^*与饱和度C^*变化曲线呈明显的反相关关系。色调角h^*与亮度L^*变化趋势相同，呈正相关关系。色调角h^*最大角度出现在风沙层L₃F，平均值为77.85°，说明该层颜色最黄，最小角度出现在古土壤层（S₃-1、S₃-2），平均值分别为70.92°和70.63°。各地层单元h^*值的排序为风沙层（L₃F、S₃F）>黄土层（L₃-1、L₃-2）>弱发育古土壤层L₃S>古土壤层（S₃-1、S₃-2）。饱和度C^*与红度a^*和黄度b^*变化趋势相同，呈正相关关系。峰值出现在古土壤层（S₃-1、S₃-2），平均值分别为14.83和14.68，最小值出现在风沙层L₃F，平均值为11.67。各地层单元C^*值的排序为古土壤层（S₃-1、S₃-2）>弱发育古土壤层L₃S>黄土层（L₃-1、L₃-2）>风沙层（L₃F、S₃F）。

沉积物的颜色通常会受多种物理和化学因素影响，而不同的色度参数对每种影响因素的敏感性并不相同^{［12，15］}。亮度L^*反映沉积物的明暗程度，研究普遍认为，黄土的亮度L^*主要由有机质和碳酸盐含量决定^［34］。在黄土高原地区，当夏季风增强时，气候表现为暖湿，风化成壤作用增强，导致沉积物中碳酸盐含量低，有机质含量高，进而使得沉积物亮度L^*值偏低，颜色偏暗；当冬季风增强时，气候表现为冷干，风化成壤作用弱，导致沉积物中碳酸盐含量高，有机质含量低，进而使得沉积物亮度L^*值高，呈现亮色^［35］。因此，本文对各颜色参数与碳酸钙、全氧化铁（TFe₂O₃）含量和平均粒径M_z之间进行相关性分析。亮度 L^*与CaCO₃含量的相关系数R=-0.13，相关性较弱（表3），相关系数R²在不同地层也表现不同，最大值出现在风沙层（L₃F、S₃F），分别为0.17和0.18，其余各层位R²均小于0.15。柳树峁剖面CaCO₃含量平均值为8.77%，略低于黄土高原中南部地区典型剖面^［36］。剖面中各层位的CaCO₃含量与L^*值并没有表现出明显的相关性，表明在该地区碳酸盐含量的多寡对亮度L^*贡献不大，这与苗运法等^［37］对西北干旱地区地表沉积物的研究结果相似。影响黄土中亮度L^*的碳酸盐主要为经风化成壤作用形成的次生碳酸盐，原生碳酸盐对亮度L^*影响较小^［9，18］。柳树峁剖面所在地区位于毛乌素沙地东南缘，属于干旱气候区，风成沉积物中来自物源区的原生碳酸盐所占的比例较大，而受气候影响在成壤作用下形成的次生碳酸盐比例相对较少^［18］，这可能是柳树峁剖面CaCO₃含量与亮度L^*值没有明显相关性的原因。实验结果显示风沙层的亮度L^*值要明显高于黄土和古土壤，推测L^*值可能与风沙活动有关，因此，引入平均粒径M_z这一指标来讨论亮度L^*的气候意义，相关性分析结果表明亮度L^*与平均粒径M_z之间呈现明显的正相关关系（图5A）。一般认为，当东亚冬季风增强时，风沙活动较强，强风会使得临近沙地（如毛乌素沙地）的粗颗粒物质输入增加，而这些粗颗粒物质颜色较浅，使得亮度L^*值增加；夏季风增强时，风成沙层上开始发育砂质土壤，颜色变深，亮度L^*值减小^{［23，38］}，因此，亮度L^*可以作为指示该地区风力大小的指标。在CIELAB色彩空间中，颜色分量a^*与b^*会对L^*产生一定影响^［9］。亮度L^*与红度a^*、黄度b^*的相关性分析（图5B、图5C）表明，柳树峁剖面L₃-S₃层位L^*与a^*、b^*呈显著的负相关关系，相关系数R²分别为0.76和0.54，可以推断红度a^*、黄度b^*也会对亮度L^*产生影响。综上所述，柳树峁剖面L₃-S₃层位亮度L^*与CaCO₃含量相关性较弱，这可能与其所含的次生碳酸盐量较少有关，亮度L^*可以作为指示东亚季风的指标，高值指示冬季风增强，低值指示夏季风增强，进而可以间接指示区域风力和降水情况。

红度a^*主要反映沉积物颜色的红绿程度，黄度b^*反映沉积物颜色的黄蓝程度，目前普遍认为，黄土-古土壤的红度a^*和黄度b^*变化主要受铁氧化物影响，特别是其中赤铁矿（α-Fe₂O₃）与针铁矿（FeOOH）含量的变化，碳酸盐与有机质的含量变化对红度a^*和黄度b^*影响较小^{［15，39］}。具体来说，沉积物中的红色主要是由赤铁矿产生，Scheffer等^［11］发现，Fe₂O₃具有良好的着色能力，土壤中只要含有超过1.7%的Fe₂O₃，就可以使其产生显著的红土化现象。Torrent等^［14］的研究也表明赤铁矿的质量分数与红度指数之间呈现线性关系；而土壤中的黄度b^*值大小主要受针铁矿含量控制^［15］。在柳树峁剖面L₃-S₃层段，红度a^*与黄度b^*表现出一致的变化特征，将a^*与b^*进行线性相关分析（图6A），结果显示红度a^*与黄度b^*之间存在显著的正相关关系，二者相关系数R²=0.79。这与关中地区黄土-古土壤序列^［40］及南方红土^［41］中的色度变化规律相一致。这些结果表明，剖面中红度a^*与黄度 b^*可能受相似的影响因素控制。相关性分析显示，红度a^*、黄度b^*与全氧化铁（TFe₂O₃）含量之间均呈现良好的正相关关系，相关系数R分别为0.67和0.64（表3、图6），说明铁氧化物含量的变化是引起红度a^*和黄度b^*值发生变化的重要因素，但具体哪种类型铁矿物引起色度变化仍有待深入研究^［42］。基本上可以确定的是，在古土壤形成时期，相对温暖湿润的气候使得土壤的风化成壤作用加强，大量易淋溶和不稳定的组分如碳酸盐等矿物淋溶迁移，而Fe元素不易迁移就保留下来，多以氧化铁的形式富集存在，使得沉积物颜色加深^［7，43］。综上，红度a^*和黄度b^*可以作为指示气候冷暖干湿的有效指标，高值指示气候相对暖湿，低值指示气候相对冷干。

色调角h^*表示了颜色的相貌，又称为色相，角度越大代表沉积物颜色越黄，反之则越红^［35］。一般认为，色调角h^*是红度a^*、黄度b^*共同作用的结果，在温暖湿润气候条件下，沉积物中次生氧化铁矿物富集，导致色调偏向于红色域，色调角h^*值偏低，反之较冷干的气候环境使得成土作用较弱，沉积物色调偏向于黄色域，色调角h^*值偏高^［26］。王海燕等^［43］研究也指出，沉积物色调角h^*高值可以指示偏冷干的气候特征。饱和度C^*则反映了色彩的鲜艳程度，其值越高，色彩越鲜艳，李娜娜^［35］研究认为饱和度C^*可以作为指示气候变化的指标，高值指示温湿气候，低值指示冷干气候。因此，色调角h^*和饱和度C^*可以辅助亮度L^*、红度a^*和黄度b^*指标判断气候冷暖干湿的变化。

柳树峁剖面L₃、S₃黄土古土壤层段色度参数指标可以作为良好的气候代用指标，其在黄土-古土壤-古风成沙中的变化特征记录了中更新世L₃、S₃黄土古土壤堆积发育时期（MIS 8/9阶段）剖面所在区域的气候变化。如图7所示，距今330 ka左右，柳树峁剖面所在区域进入S₃古土壤发育时期，S₃-2古土壤层颜色较深，颗粒较细，对应着较低的L^*值和较高的a^*值、b^*值、全氧化铁含量，表明当时气温较高，降水较多，土壤的风化成壤作用加强，这与距今330 ka左右西津黄土色度记录^［18］出现的L^*低值以及华北夏季降水距平^［44］的高值相对应。值得注意的是在S₃-2古土壤发育后期，L^*、a^*、b^*值发生明显波动，这表明可能发生了一次气候转冷或沙暴事件。之后进入风沙层S₃F沉积时期，该层颗粒明显变粗，粒度组成以细砂极细砂为主，平均粒径M_z明显增大，色度参数中L^*值较高，a^*、b^*值较低，表明该时期气候较冷，降水稀少，风力显著增加，粗颗粒物质被搬运沉积于此。再之后为古土壤S₃-1层发育时期，该阶段L^*值减小，a^*、b^*值增加，这表明气候由冷干再一次转为相对暖湿，同时期的西津黄土和湖北三宝洞石笋^［45］的记录中也表现出中国北方地区气候较为暖湿的特点。直到距今280 ka左右，剖面所在地区进入L₃黄土堆积时期，在黄土层L₃底部存在一层风沙层（L₃F），该层粒度组成以细砂为主，几乎不含黏粒物质，平均粒径M_z为全剖面最高，色度参数中L^*值也为全剖面最高，a^*、b^*值则骤减到全剖面最低，这指示这一时期冬季风增强，气候表现为十分寒冷干旱，在强冬季风的作用下，大量粗颗粒物质被搬运沉积，剖面上表现为风成沙层L₃F沉积。华北降水距平值和三宝洞石笋记录也显示当时中国北部地区降水较少，温度较低。之后黄土层（L₃-1，L₃-2）沉积，L^*值骤减，a^*、b^*值增加，这显示冬季风较上一阶段减弱，气候转暖，降水增加，这与其他气候代用指标记录的同时期中国北部地区气候变化相似。在L₃黄土层的两个分层之间存在一层发育较弱的古土壤层（L₃S），这一层土壤的a^*、b^*值高于黄土层（L₃-1、L₃-2），L^*值低于黄土层，说明这一阶段的夏季风强度略有加强，温度和降水略有增加，土壤的风化作用有所加强，有弱成壤发生。

综上所述，可将榆林横山地区柳树峁剖面L₃、S₃层位沉积发育时期的气候变化概括为：在S₃古土壤发育早期和晚期为气候相对温暖期（对应剖面层位为S₃-1、S₃-2），两个温暖期中间存在一个短暂冷期。L₃黄土沉积时期可划分为一个极冷期（L₃F）和两个冷期（L₃-1、L₃-2），其中第二个（L₃-1）冷期持续时间最长，在两个冷期中存在一个较暖期（L₃S）。

柳树峁剖面L₃-S₃层段各层位色度参数值差异明显，古土壤层（S₃-1，S₃-2）呈现较高的a^*、b^*、C^*值（4.88、13.87、14.71），较低的L^*和h^*值（62.41、70.68°）。风沙层（L₃F、S₃F）则与之相反，表现出较低的a^*、b^*、C^*值（2.73、11.54、11.86）和较高的L^*和h^*值（69.12、76.81°）。黄土层（L₃-1、L₃-2）各色度参数值介于古土壤与风沙层之间。

柳树峁剖面L₃-S₃层段色度指标的分析表明，亮度 L^*受红度a^*、黄度b^*的影响较大，而受碳酸钙含量影响微弱。红度a^*和黄度b^*表现出一致性变化，具有良好的正相关性，且与全氧化铁（TFe₂O₃）含量呈正相关。

柳树峁剖面L₃-S₃层段色度参数可作为良好的气候替代指标，a^*、b^*、C^*值越大，指示气候越暖湿，成壤作用越强；L^*值和h^*值越大指示冬季风越强，气候越寒冷干燥，成壤作用越弱。

柳树峁剖面S₃古土壤发育早期（对应S₃-1层位）和晚期（S₃-2层）为气候相对温暖期，两个温暖期中间存在一个短暂冷期（S₃F层）。L₃黄土沉积时期可划分为一个极冷期（L₃F层）和两个冷期（L₃-1、L₃-2层），其中第二个冷期持续时间最长，在两个冷期中存在一个较暖期（L₃S层）。