青藏高原东北部的若尔盖盆地是东亚季风、中纬西风和高原季风交互影响区，对气候变化的响应十分敏感^［1］。黄河袭夺导致若尔盖古湖消亡，对区域地貌和气候变化产生了重大影响^［2-3］。不同学者利用泥炭、孢粉、风积物等对古湖消失以来的气候演变过程进行了重建。李焕^［4］对红原泥炭岩芯的孢粉进行研究，认为该地区9.6~3.9 ka BP气候暖湿，3.9 ka BP以来波动变干。Jia等^［5］对玛曲谷地黄土进行研究，认为11.5~3.1 ka BP以来气候暖湿，3.1 ka BP至今转为干冷。孙晓红等^［6］对若尔盖盆地泥炭进行研究，认为10~5.5 ka BP气候暖湿，晚全新世气候冷干。Chen等^［7］对玛曲附近黄土微形态进行研究，认为全新世以来若尔盖盆地气候演变过程从干-冷到暖-湿，再到干-冷。Wang等^［8］研究了黄河源区冻土泥炭，认为6.1~2.1 ka BP和1.5~0.8 ka BP气候暖湿，2.1~1.5 ka BP和0.8~3.1 ka BP寒冷干燥。Zhou等^［9］对若尔盖盆地内花粉进行研究，认为13.5~11.5 ka BP气候寒冷潮湿，11.5~0.3 ka BP温暖湿润，0.3 ka BP至今逐渐干冷。然而，不同学者的研究认识并不完全相同，诸多问题没有解决，亟须进一步深入研究。

若尔盖古湖消亡后湖底出露的大量松散沉积物（湖相沉积物、漫滩沉积物、冰碛物等）为区域风沙活动提供了物源基础^［10-11］。在区内一些平缓的地形区保存了发育较好的风成堆积物，如河流阶地、湖岸台地、冰水洪积扇等，这些沉积物蕴含有其堆积以来地表环境变化的重要信息。但是，这些风积物多为风力再搬运的产物，即经历了多种动力的叠加，给利用简单的粒度分布来识别其成因及动力特征增加了难度，影响了对一些地理学意义的深度理解，甚至产生分歧^［12］。我们利用端元分析方法^［13-14］对阿米欧拉-南（AMOL-S）剖面粒度分布的数据进行解析，试图揭示这些沉积物的形成过程和动力条件，并结合其他理化指标，探讨该剖面记录的气候特征及变化规律，为若尔盖高寒地区古气候演变研究提供可靠的支撑数据。

若尔盖盆地位于青藏高原东北部，是受东昆仑大断裂东端新构造运动控制而形成的相对沉降区（图1A）。盆地周围高山环绕，东为岷山，西为阿尼玛卿山，北临西倾山，南有邛崃山，平均海拔3 400~3 450 m^［3］。盆地周边高地有古湖岸台地和沙丘分布，河流地貌、冰川地貌广泛发育，低洼处广泛发育有沼泽化草甸和沼泽植被。盆地西侧是玛曲谷地，发育有广泛的冰水扇-洪积扇。区内为高原寒温带湿润季风气候，冬季严寒漫长，夏季温暖短促，年平均气温为1.1~1.2 ℃，气温年较差较大。年降水量600~650 mm，受东亚季风影响，降水集中在夏季，4—10月降水量占全年降水量的86%。年潜在蒸发量1 000~1 273 mm，相对湿度在70%以上^［15］。

玛曲县城以南的阿米欧拉山，延伸约8.39 km，海拔3 420~3 544 m。其南、东、北均为洼地（若尔盖古湖的盆底区），其中南侧地势低洼，沼泽广布，是湿地主要分布区域（图1B）。阿米欧拉山南侧山麓地带，比较平缓且明显高于湿地，分布较厚的风成堆积物，这些风积物几乎未受人类影响，保持了较好原始状态，是研究区内风积物的良好载体。选取阿米欧拉-南（AMOL-S）剖面为研究对象（图1C），33°57′N，102°02′E，海拔3 429 m，为高约300 cm的天然陡坎（图1B），未见明显的地层缺失，黄土明显覆盖在厚层沙上，沙层厚度>200 cm（未见底）、两侧延伸稳定，水平层理发育、质地/颜色/结构十分均匀。根据野外观察和实验数据，剖面自上而下可依次划分为表土层（MS）-弱成壤层（L-S）-黄土层（L₀）-古土壤层（S₀）-黄土层（L）-湖相沉积层（LS）。地层描述见表1。

从剖面顶部向下2 cm连续采样，采样深度共330 cm。同时用长20 cm、直径5 cm的不锈钢管采集光释光（OSL）测年样品共7个。

粒度用美国Beckman公司生产的LS-13320型激光粒度仪测量。磁化率用英国Bartington公司生产MS-2B型磁化率仪测量。元素用德国布鲁克AXS公司生产的S8 TIGER型X射线荧光光谱仪测量。OSL测年用丹麦生产的Risø-TL/OSL DA-15型全自动释光仪，采用石英单片再生剂量法测量。

粒度数据用Paterson等^［16］提出的Weibull函数进行参数化粒度端元分析，用Matlab软件的端元分析程序实现解译。参与解析的粒度分布需满足：①线性相关度（R²）大于0.8；②角度离差小于5°；③端元相关度数值尽量低，以确保各端元独立性越好。端元数量的选择在满足上述条件下应尽量少以避免过度拟合。选取最具有季风信息特征的端元组分数据进行小波分析，在Matlab软件中用小波分析程序，获取端元组分含量在时间尺度上的周期性特征^［17］。

AMOL-S剖面300 cm以下的LS层，其粒度频率曲线形态与其上覆风积物地层（300 cm以上）明显不同（图2A）：曲线主峰明显偏右、更狭窄且峰值更高，主峰众数粒径133.7 μm，中细砂组分，为各沉积地层中主峰粒度最大；次峰众数粒径为8.1 μm，在各沉积地层中含量最少；平均粒径为87.4 μm，为各沉积层中粒度最粗。这些特征表明LS同其他风积地层粒度特征不同，而与湖相沉积物粒度较粗的特征类似。以上特征表明300 cm可能是风积物与湖相沉积物的界限。

剖面300 cm以上，粒度频率曲线呈双峰分布，主峰在101.1~133.7 μm，次峰在7.2~8.1 μm（图2A），不同地层单元的曲线形态又有较明显的不同。S₀和L-S曲线主峰众数粒径分别为111.0 μm和101.1 μm，均为细砂；次峰基本一致，均在8.1 μm附近，但S₀次峰含量高于L-S，S₀的平均粒径和粗粉砂含量（65.1 μm，39.04%）均小于L-S（66.3 μm，36.24%）。这些特征说明S₀和L-S在形成过程中可能受到相似的动力环境影响，但S₀形成时期成壤作用更强。MS、L₀、L的主峰分别为101.1、111.1、121.8 μm，均为细砂；次峰均在8.1 μm附近，且MS、L₀、L次峰含量相差不大；但MS的平均粒径（68.1 μm）较L₀（70.8 μm）和L（86.6 μm）小。这说明MS、L₀和L可能有相同的沉积动力环境，但MS沉积时期受到一定程度的成壤改造作用，而L沉积时期风沙作用强劲。

粒度分布三角图中，AMOL-S剖面粒度较集中地分布在黏土质粉砂区，分布区域呈狭长形（图2B）。MS→L-S→S₀，样品投影点依次向黏粒移动（粒径逐渐减小），表明成土作用逐渐增强；L₀→L→LS，样品投影点依次向粉砂方向移动。

AMOL-S剖面粒度划分为5个端元组分（图3A~B），均呈单峰状态，从EM1到EM5平均粒径逐渐增加（图3C），这说明各单元分别表示不同的动力组分。

EM1曲线分布最宽，在黏土（0.92%）、细粉砂（72.67%）、粗粉砂（20.43%）和砂粒（5.99%）中均有分布，以细粉砂为主，平均粒径为5.9 μm，众数粒径为6.1 μm。EM2粒度端元频率曲线分布较宽，主要分布在粗粉砂（50.06%），细粉砂（6.02%）和砂粒（21.58%）中也有少量分布，平均粒径为40 μm，众数粒径为52.6 μm。EM3和EM4端元频率曲线类似，曲线分布范围较窄，分布在粗粉砂和砂粒部分。EM3砂粒含量为85.11%，粗粉砂为15.67%，平均粒径分别为78.9 μm，众数粒径为83.9 μm。EM4砂粒含量为95.7%，平均粒径为109.7 μm，众数粒径为121.8 μm。EM3和EM4均主要由砂粒组成，粒度均比较粗，但EM4相比之下粒度更粗。EM5曲线最窄，形态最尖锐，主要由砂粒组成（99.92%），平均粒径为165.01 μm，众数粒径为194.2 μm，为端元中粒度最粗的组分。

EM1与<2 μm颗粒含量表现出强正相关性（表2），即EM1的形成环境与<2 μm粒径形成环境类似。<2 μm颗粒被认为是风化成壤产生的细粒组分，与暖湿气候条件有关，说明EM1可能表征暖湿气候条件下沉积的某种动力作用。2~8 μm颗粒通常被认为是高空西风悬移搬运的远源粉尘物质，其沉降过程受空气湿度影响^［18-19］。研究证实若尔盖盆地的风积物主要为近源搬运^［2-3］，即EM1应是盆地内部悬移搬运的细颗粒物质。尽管也有研究认为黄土中的细粒组分可因静电、盐类或有机质作用而黏附在粗颗粒表面搬运和沉降而来^［20］。但是EM1与EM3、EM4、EM5和M_d均呈现负相关性（表2），这说明EM1并非由黏附在粗颗粒表面搬运而来。因此，EM1应为盆地内悬移搬运的细颗粒物质（包含成壤作用产生的黏粒），且沉降方式以湿沉降作用为主。

EM2同<2 μm颗粒含量显著正相关，同M_d显著负相关（表2），说明EM2指示暖湿气候条件下的某种动力条件。一般认为，平均粒径为20~70 μm的组分很难在高海拔地区悬浮较长时间，主要以低空悬浮近源搬运而来^{［18，21］}。EM2的平均粒径为40.0 μm，很可能是风力近源搬运形成。因此推测EM2是在暖湿条件下由于物源增加而由低空短距离搬运来的某种物质。在全新世大暖期，黄河径流量增加并下切至湖相沉积层，河床出露^［3］。大约在8.5 ka BP后，黄河河漫滩的泥沙在高原风的搬运下以低空悬移为主，同其他动力搬运的风沙一同在附近形成沙丘为剖面提供了物源。因此，EM2可能反映了气候暖湿情况下河流水量增加引发河床下切作用增强后，风力对河漫滩物质的搬运作用。

Torre等^［22］指出风成堆积物中大于70 μm的颗粒物通常是以跃移形式搬运并就近沉积下来。Patterson等^［16］认为20~100 μm粒级组分是强风作用下在近地面搬运的近源产物，往往与沙尘暴活动有关。EM3和EM4的平均粒径分别为78.9 μm和109.7 μm，可能是风沙活动中以跃移形式作用为主近源沉积而来。因此，EM3组分可能指示了西风和东亚冬季风以跃移为主从高原内部搬运的砂粒部分，EM4则可能是强沙尘暴条件下或者强冬季风条件下以跃移作用为主从近源地区搬运而来的粗颗粒物质。

EM5在各端元组分中粒度最粗（中砂），在剖面底部的厚层湖相沉积层含量最高，从300 cm深度向下含量显著升高（在其他层含量极少）。EM5与EM4呈正相关性，而与其他端元均呈负相关（表2），这可能是由于湖泊消亡后，出露的湖相沉积物叠加有近地表的风成沙扰动，使得EM5和EM4相关性较大。由此可以认为，EM5是若尔盖古湖泊湖滨环境，湖相沉积和风成堆积物的界限在300 cm左右。

AMOL-S剖面地层主要年代框架根据OSL测年数据，通过年龄-深度关系计算获得。剖面稳定的沉积物部分的理化性质及变化较好地记录15.5 ka BP以来气候变化信息（图4）。剖面底部的厚层沙层为湖相沉积物，反映若尔盖古湖的湖滨环境，其上界年龄在15.5 ka BP左右。同时，湖相沙层与上覆黄土为整合接触，这说明风成黄土从15.5 ka BP就开始稳定堆积。

在L层（15.5~8.5 ka BP），EM4含量最高，EM1含量呈现下降趋势，说明这一时期东亚冬季风势力有所增强，夏季风势力减弱，强劲的冬季风搬运来大量的粉砂堆积，沉积物颗粒较粗，形成了黄土层L，而其磁化率（7.8×10^-8 m³·kg^-1）和Rb/Sr比值（0.21）在剖面中最低，说明15.5~8.5 ka BP湖滨地带风积物开始稳定堆积，但区内气候相对寒冷干燥，风化成壤作用不明显。在S₀层（8.5~3.0 ka BP），EM1含量最高，EM4数值很低，表明此时期东亚冬季风势力有所减退，夏季风势力强劲，区内沉积了大量细粒粉尘并受到风化分解，产生了一定数量的黏粒矿物，其磁化率（32.6×10^-8 m³·kg^-1）及Rb/Sr比值（0.23）明显增加，古土壤层S₀发育，指示8.5~3.0 ka BP，进入了一个较温暖的时期，有利于风化成壤。有学者做过类似研究，Carolyn等^［23］在贵州董哥洞石笋方解石的δ¹⁸O中提取了过去16 ka亚洲季风变化的信息，发现早全新世（11.5 ka BP）δ¹⁸O急剧减少，直到全新世中期（6 ka BP）仍然保持较低值，反映了东亚夏季风增强的特征（图5B）。吴铎^［24］对青藏高原达连海湖泊沉积物的研究表明，早中全新世（10~6 ka BP）亚洲夏季风强盛，6 ka BP之后亚洲夏季风显著衰退（图5C）。Thompson等^［25］对青藏高原的古里雅岩芯δ¹⁸O的研究表明，全新世期间青藏处于较温暖阶段（图5D）。Qin等^［26］基于花粉对中国全新世南方和北方降水量和夏季降水量进行了重建，认为在全新世中期（9~4 ka BP）降水量达峰值，在全新世早期（11~8 ka BP）减少，也指示在全新世中期属于暖湿阶段（图5E、H~I）。Jia等^［5］在黄河源ZHK和DEQ-D剖面的研究表明，晚更新世（1.4~1.15 ka BP）气候冷干，全新世早期（1.15~9 ka BP）逐渐向暖湿过渡，全新世中期（9~3 ka BP）气候温暖湿润（图5F）。陈豆等^［27］在玛曲地区发现，全新世早期（11.0~9 ka BP）气候趋于温暖，全新世中期（9.0~3.1 ka BP）以来气候暖湿（图6G）。

3.0 ka至今，EM4主要呈增加趋势（图4），表明此时期东亚夏季风势力减弱，冬季风势力增强，气候转向干冷，在剖面中发育了黄土层L₀（L₀-L-S-MS）。其中L-S中EM4呈现减少趋势，EM1含量显著增加，磁化率值（21.2×10^-8 m³·kg^-1）和Rb/Sr比值（0.22）出现了小型的峰值，反映0.8~0.3 ka BP有一个短暂的气候暖湿阶段，在剖面中发育了弱成壤层L-S。MS中EM1波动减小，EM4呈现增加趋势，表明大致在0.3 ka BP后，东亚冬季风势力有所增强，出现相对干冷的气候特点，发育了现代土壤MS。赵晓康等^［28］对玛曲OQC剖面研究表明，3.0 ka BP后气候干冷，风沙活动显著。Hao等^［29］对青藏高原野火的研究表明，自3.0 ka BP以来，野火活动保持着相对稳定和较高水平，这与此阶段亚洲季风减弱导致的干旱有关。

对AMOL-S剖面粒度分布进行小波分析，分析中假定剖面同一地层单元的沉积速率相同，100年为分辨率，时间尺度为15.5 ka，选取EM4作为东亚冬季风的替代指标^［30］。

EM4在2.1、3.5、5.6 ka存在周期性震荡，其中5.6 ka周期性震荡最强，因此EM4所指示的为东亚季风变化的主周期（图6）。即高值区为冬季风势力强盛阶段，低值区则指示夏季风势力强盛期。EM4周期性震荡的变化与AMOL-S剖面黄土-古土壤序列发育密切相关，表现为：8.5~3.1 ka BP发育的古土壤层S₀大致对应冬季风5.6 ka主周期变化的低值阶段，磁化率和Rb/Sr比值也同时出现在高值区。5.0~3.0 ka BP处于5.6 ka周期的低值向高值的过渡阶段，7.0~5.0 ka BP是最低值阶段，8.5~7.0 ka BP处于高值向低值的过渡阶段，表明这一时期（8.5~3.0 ka BP）夏季风势力强劲，冬季风减弱，气候温暖湿润。15.5~8.5 ka BP和0.8~3.0 ka BP发育的黄土层正好处于冬季风变化5.6 ka主周期变化的高值阶段，表明在黄土层L₀和L发育时期夏季风势力有所减弱，冬季风势力强劲，气候趋于干冷。此外，在0.8~0.3 ka BP发育的弱成壤层L-S正好位于冬季风5.6 ka变化尺度的低值阶段，这一时期气候相对温暖湿润，发育了弱成壤层。小波分析较好地反映了若尔盖盆地黄土-古土壤序列记录的东亚季风演变周期变化特征。

AMOL-S剖面黄土-古土壤序列粒度的端元分析显示，EM1指示盆地内悬移搬运的颗粒物质和地表成壤作用中产生的部分黏土矿物；EM2可能反映较强风力搬运的河漫滩物质；EM3可能指示了西风和东亚冬季风以跃移为主从高原内部搬运的砂粒部分；EM4可能是强沙尘暴条件下或者强冬季风条件下搬运而来的粗颗粒物质；EM5可能代表非风力作用，是若尔盖古湖泊的湖滨环境。

在阿米欧拉山一带，因若尔盖古湖湖水退却，在15.5 ka BP前后出露陆地并接受稳定的风尘堆积。在15.5~8.5 ka BP东亚冬季风增强，东亚夏季风减弱，气候整体寒冷干燥，厚层的湖相沉积覆盖了稳定的风成沉积；在8.5~3.0 ka BP东亚夏季风势力增强，气候整体温暖湿润；3.0 ka BP至今，东亚夏季风势力减弱，气候整体趋于干冷，但在0.8~0.3 ka BP时期出现了短暂的相对暖湿阶段。

对EM4的小波分析表明，东亚冬季风存在5.6 ka的主周期和2.1 ka和3.5 ka的次周期旋回特征。