第四纪地质与环境：第七章 黄土与环境

1、第七章黄土与环境2003年度国家最高科学技术奖第四纪环境良好载体 深海沉积 冰芯记录 黄土 湖泊沉积 。黄土、深海沉积、极地冰芯的记录已成为全球环境变化的三大国际对比标准。2002年度“泰勒环境成就奖”评奖委员会评价说，“自然界把它的环境变化写入了3本天书，一本是深海沉积物，一本是极地冰芯沉积，另一本就是中国的黄土沉积物。 .黄土分布于中国北方和西北地区面积约40多万平方公里的土地上。中国的黄土堆积中还记录着地球的洋流变化、冰量变化、造山运动和火山喷发、宇宙事件、大气环流状况、气候变化、沙尘暴过程、植被演化和水土流失演变的规律和特征。通过对这些规律和特征的了解，我们就可以为预测未来几十年甚至几

2、百年的气候变化规律提供科学依据。主要内容一、黄土的分布二、黄土的岩性三、黄土地貌四、黄土中的气候和环境标志五、黄土的成因六、黄土地层的划分七、黄土环境变迁研究风成黄土沉积 黄土是一种灰黄或棕黄色的松散土状沉积物，以粉砂和粘土为主，孔隙及垂直节理发育。风悬移物随着风力的减弱在沙漠外围地区徐徐沉降下来，形成风成黄土。 风成黄土沉积基本不受地形影响，山顶、山坡、沟谷中都可发生沉积，降落面积广大。 黄土的定义黄土的总体特征：在颜色上总体以黄色为基调，主要为灰黄、棕黄，早期的黄土为棕红色；质地均一，主要由粉砂和粘土组成，富含碳酸盐，形成结核；疏松多孔，孔隙率高，无层理，垂直节理发育；在剖面上，黄土层与古

3、土壤层相互交替出现；黄土层中通常含喜旱的动植物化石，如鼢鼠、田鼠、鼠兔、藜科等；黄土发育在干旱和半干旱气候区。一、黄土的分布北纬30-55和南纬30-40左右,中纬度干旱或半干旱的大陆性气候地区，即现代温带森林草原、草原及部分半荒漠地区。另外，中欧和北美的一些地区也有黄土分布。冷黄土：古冰盖的外缘（欧洲中部、北美洲），是在冰期时大陆冰川区的干而冷的反气旋吹袭，将冰碛和冰水堆积物中的一些细粒物质吹到冰川外缘地区沉积形成的。热黄土：荒漠或半荒漠的边缘（乌克兰、高家索、中国的黄土高原）世界占10%，我国占4.9%（陕西、山西、甘肃占72%）中国黄土分布我国黄土主要分布在干旱区和半干旱区，位于北纬34

4、45之间，呈东西向带状分布。西面和北面与沙漠相连，从西北向东南为戈壁、沙漠、黄土逐渐过渡。我国黄土总面积约63.5万km2（原生380840 km2，次生254440 km2）。陕西北部、甘肃中部和东部、宁夏南部和山西西部，是黄土分布最集中的地区，面积广，厚度大（最厚达200m）。范围中国黄土分布特征主要分布在昆仑山、祈连山、秦岭和大别山一线以北的干旱半干旱地带，34-45之间；分布中心黄河中游的泾河、洛河流域，包括陕西北部、甘肃东南部和宁夏南部；分布高差差别很大；不同时期黄土分布中心有所迁移；不同时期黄土分布面积和厚度亦不同。青海：海拨5000米以上的黄河源头青海、甘肃、宁夏境内黄河中上游沿

5、岸深厚黄土层的来源风力堆积作用沟壑纵横的黄土高原流水侵蚀作用二、黄土的岩性颜色：灰黄色、黄褐色、黄红色粒度：分选性良好，大部分颗粒粒度局限在0.050.005 mm的范围内；粉砂含量可达46-60%，根据粘土含量的高低可分为黄土、黄土状岩石；黄土粒度的时空变化二、黄土的岩性矿物成分：碎屑矿物、粘土矿物、碳酸盐矿物三种。碎屑矿物以轻矿物为主，石英、长石和少量的云母，黄土中的矿物碎屑成分有50余种，石英和长石占90以上。粘粒中矿物主要有伊利石、蒙脱石等。常含钙质结核。各地风成黄土的矿物组成基本一致，不受下伏基岩影响。化学成分：SiO2、Al2O3、CaO、Fe2O3结构：粒状结构为主，孔隙率高达4

6、0-50%，具有湿陷性；层理不明显，发育垂直节理。结构疏松，易遭受雨水侵蚀黄土中发育许多节理。黄土的垂直节理在晚更新世马兰黄土中最为发育，常沿垂直节理崩塌，形成一些黄土柱或黄土陡壁。黄土中有许多可溶物质，当黄土受水浸润，一部分物质被溶解流失后，便发生湿陷，形成各种黄土喀斯特地貌。中国人很早就注意到黄土的特殊性质 早在 2500年前，尚书禹贡篇即记载了雍州地区有全国最肥沃的黄色土壤。绿意盎然的黄土高原黄土高原是中华文化的发祥地 中国古农业小米文明起源地：西安附近的半坡村，即位于本区； 但是今天这里已成为一片荒漠景色，和当年先民在此发展农耕文化时的茂盛森林景致相比，显然大不相同。原因可归纳有三：黃

7、土土性的特殊，进而加重了人类活动所带来的环境问题。 第四纪以来愈加干寒化的气候的影响。 主要原因是农业民族的全面农垦，摧毁原有森林与草原植被的影响最为深远。成土作用使得母岩经由机械风化（物理结构因而破坏）与化学风化（化学性质改变）作用，在长时间催化下，逐渐转变成土壤。成土作用土壤 土壤是位于地球陆地表面，是覆盖于岩石之上的由风化产物经生物改造作用形成的具有肥力的薄的疏松物质层。肥力是指土壤为植物生长不断地供应和协调养分、水分、空气和热量的能力。土壤是在气候、母质、生物、地形和成土年龄等诸因子综合作用下形成的独立的历史自然体。是陆地生态系统中最根本、最重要的构成因素。自然土壤剖面发生层有机质层（

8、O），腐殖质层（A），淋溶层（E），淀积层（B），母质层（C），母岩层（R）。黄土不能称为土壤大部分黄土属未经成土作用影响的黄土状土，依然保有岩石所具备的新鲜矿物成分的特性可把黄土视为一种形成土壤的母质（岩石）或原材料。黃土其实只是一种土状堆积物，或未固结的岩石，但不能称为土壤三、黄土地貌 1. 沟间地 2.沟谷地沟间地 位于向下侵蚀切割的沟谷地之间高起的地面，又称为正地形。 主要地貌有：塬、梁、卯等。 沟间地面积日益缩小。 晋西土地类型结构黄土塬从平面上看，黄土塬常呈花瓣状。塬的顶面部分地势极平坦，坡度不到1，塬的边缘地带的坡度可增至5。我国黄土高原有许多规模较大的黄土塬，如陇中盆地的白草塬

9、，陇东盆地的董志塬，陕北盆地的洛川塬和晋西的吉县塬等。有些黄土塬的面积可达20003000 km2，在泾河支流蒲河和马莲河之间的董志塬，长达80 km，宽为40 km。黄土塬黄土梁与冲沟黄土峁是一种孤立的黄土丘，平面呈椭圆形或圆形，峁顶地形呈圆穹形。峁与峁之间为地势稍凹下的宽浅分水鞍部。若干峁连接起来形成和缓起伏的墚峁，统称为黄土丘陵。沟谷地沟谷地：流水侵蚀面，不断往下加深的谷状地面，又称为负地形。主要地貌：河沟、冲沟、切沟、浅沟与细沟等。沟谷地面积有逐渐扩大的趋势。黄土高原上的大型冲沟黄土冲沟黄土微地貌其他微地貌：局部侵蚀残余地貌如黃土崖壁、黃土柱、黃土桥、黃土碟和陷穴等。黄土高原剧烈的流水

10、侵蚀活动，主要动力来自本区夏季过于集中且强度大的降水。四. 黄土中的气候和环境标志古土壤：根据古土壤结构和类型来确定。侵蚀面：表明气候潮湿、流水切割强烈。化 石：不同化石反应不同气候。其 他：磁化率、粒度、碳酸钙含量、有机碳含量和同位素、全氧化铁含量、10Be浓度、孢粉、孢粉和植物硅酸体、矿物成分、化学成分等。塬堡黄土古土壤磁化率与孢粉黄土堆积中古环境信息提取和主要替代性气候指标1、黄土古土壤系列黄土层：一般为灰黄色，质地较均一，无明显结构，以L代表；古土壤：为红色，有明显的土壤结构和土壤发生层次，以S代表。洛川剖面被分成4个岩石地层单位。从黄土堆积层底界到L15底部为午城黄土，从L15底到S

11、5顶为离石黄土下部，从S5顶到L1底部为离石黄土上部，L1为马兰黄土。马兰黄土上覆全新世古土壤S0。2、黄土的粒度组成及其古气候意义黄土粒度组成的变化主要由三种过程控制：风力强度、源区范围和风化程度。黄土粒度的变化主要是由冬季风的强度变化所控制，同时受控于沙漠的进退，故此可将其作为季风沙漠系统变化的替代性指标。3、黄土磁化率变化及其古气候意义岩石或沉积物是天然矿物的集合体，不同的矿物可以根据其磁学行为划分为反磁性物质、顺磁性物质和铁磁性物质。反磁性矿物在外场作用下，产生与外加磁场方向相反的磁化强度，其磁化率为负值，石英、岩盐、方解石、长石等。顺磁性矿物在外场作用下，产生与外加磁场方向相同的磁化

12、强度，但外加磁场消失后，这种出磁化强度也立即消失。顺磁性矿物磁化率为正值但很小，硅酸盐矿物。3、黄土磁化率变化及其古气候意义铁磁性矿物在外场作用下，能产生很强的磁化强度，在外加磁场消失后仍然有部分保留（剩余磁化强度）。铁的氧化物和氢氧化物、铁的硫化物及自然界不常见到的铁、钴、镍等过渡金属。磁化率值的高低与成土作用的强弱有一定的联系，古土壤磁性增强，磁化率可以作为古环境的替代性指标，磁化率的波动变化包含了全球环境变化的信息。4、植物硅酸体及其古环境意义高等植物在生长过程中，通过根系从土壤中吸收硅，经维管束传递，在植物组织细胞内腔或细胞之间以水合硅的形式沉积下来，并聚合成各种形态的蛋白石矿物。这类

13、充填在高等植物组织细胞中的非晶质二氧化硅矿物称为植物硅酸体，它的形态忠实地记录了生产它的植物细胞形态，具有分类学上重要的形态差异。随着植物的自然死亡、腐烂或通过动物的排泄、大火等原因导致硅酸体从有机体中释放到土壤中。是高度地方性的原地沉积。5、孢粉组合及其古环境意义6、黄土中的蜗牛化石7、黄土中的碳氧同位素和10Be陆地沉积物碳、氧同位素的分馏机理比较复杂，但近年来人们一直在探索如何利用陆地沉积物的同位素的变化来提取古气候的信息。陆相地层中碳酸盐（湖相碳酸盐、与古土壤形成过程有关的次生碳酸盐，如碳酸盐菌丝体、钙结核等）便是同位素分析的理想材料。10Be是宇宙射线与大气中氮、氧裂变反应形成的长寿

14、命放射性元素，被大气气溶胶吸附，通过降水或降尘沉积在地表。洛川黄土剖面10Be浓度和磁化率的变化存在明显的一致性。8、黄土中的古土壤和古土壤所包含的环境变化信息由于第四纪气候演化以周期性的冷暖更替为主要特征，不少地区在间冰期时以土壤发育为主，而冰期时则以沉积、侵蚀和坡地堆积的发育为主。在很多非水下沉积物中，古土壤是间冰期环境的唯一记录。五、黄土的成因争论焦点：物质来源、搬运方式、物理性质形成。风成说 水成说风成说：认为亚洲中部（含中国北部）地区的黄土，是由内陆干旱荒燥、半荒燥区强大的反气旋风从中部吹向外围，把大量黄土物质吹送到生长草本灌木的草原地带，逐渐堆积形成的。水成说：因为有些黄土往往分布

15、在干燥区的山口、谷口和山麓的冲积、洪积平原上。而在古代冰盖的边缘地区冰融水带来了细粒物质，在冰水排泄平原的外围地带也会成为黄土而沉积下来。黄土的形成受控于一定的地质、地理环境，不同的自然地理区域，黄土和黄土状岩石的性质、厚度、地层特征和分布面积有所不同。（1）风成说:风成说依据1）黄土分布在沙漠的边缘（如中国北部、中亚的黄土）和古大陆冰盖外围（欧洲，北美）;2）黄土矿物成分有高度一致性，但与所在区域下伏基岩没有多大联系；3）距沙漠越远，粒度成分有逐渐变细的趋势；4）黄土覆盖在起伏的古地面上，有随下伏地形起伏而变化的多层埋藏古土壤层；5）黄土中含温带干旱半干旱陆生草原动、植物化石，几乎不见水生软

16、体动物；6）黄土披盖在不同成因，形态起伏显著的古地貌上并保持相近似的厚度。 黄土像积雪 覆盖大地 西北到东南，颗粒越来越细矿物成分与中亚蒙古相同黄土中有多层古土壤是风吹，而非流水冲来黄土随风自西北向东南运动从中亚、蒙古吹来，非本地岩石生成不同时期的风吹来的土壤风成说推断黄土的成因各抒己见（2）水成说依据1）黄土分布的顶面只达到一定高度.2）黄土的底部有砾石. 3）山前，坡麓，河谷，凹地，盆地都分布着厚层黄土. 4）部分地区的黄土具有明显的层理5）黄土中有侵蚀面黄土塬黄土梁黄土峁不同的类型显示了被流水侵蚀 的不同程度黄土地貌-水成说黄土分：原生黄土和次生黄土原生黄土风成次生黄土水成中国沙漠 戈壁

17、及沙化土地分布六、黄土地层的划分中国黄土地层划分马兰黄土：命名点在北京西山斋堂。灰黄色，含1-2条灰黑色古土壤，钙结核少见。离石黄土：在山西离石县陈家崖。中部和底部含两层砂质黄土层。发育13-14层间隔较大的褐土型古土壤。午城黄土：在山西隰县午城镇。棕红色，除含一层较厚砂质黄土外，由18-20曾接个小、厚度薄的古土壤与黄土叠覆而成。黄土地层的划分划分依据：黄土岩性、古土壤类型、特征和接触关系，并配合年代学方法。划分方案：刘东生（1985年）的划分方案。（1）午城黄土地点：隰县午城柳树沟岩性：颜色较红且均匀，岩性较致密（故有石质黄土之称），含多层钙质结核。厚50米。化石：产泥河湾动物群成分化石。

18、时代：位于松山/高斯（M/G）分界面附近，古地磁年龄为2.4Ma，属于早更新世（Qp1）黄土地层的划分（2）离石黄土地点：山西离石县陈家崖岩性：分为上下两部分： 马 兰 黄 土（Qp3)侵蚀面离石黄土上部：色较浅,土质较疏松,含5-6层红色古土壤层,其间 距较大,古土壤结构较清晰。 离石黄土下部：色较红,含十几层褐色土型古土壤,古土壤较薄， 间距较小,顶部为3层密集古土壤叠置的古土壤系.侵蚀面 午 城 黄 土(Qp1)化石：下部含肿骨大角鹿,上部含较多的方氏鼢鼠化石。时代：中更新世（Qp2）黄土地层的划分（3）马兰黄土 地点：原指北京斋堂马兰峪次生黄土岩性：灰黄-姜黄或黄褐色,粒度较粗,质地疏

19、松.层理不明显,垂直节理发育.化石：较少。时代：晚更新世（Qp3）(4)全新世黄土 灰黄色粉砂质黄土,含有一层灰黑色古土壤层。马兰黄土：北京西山斋堂离石黄土：标准地点山西离石县陈家崖为什么人们如此重视黄土高原？首先，与极地和深海不同，黄土高原位于人类过去和正在居住的地球的陆地表面；另外，最近的研究还证实，它是迄今为止被发现的历时最长（约2200万年）、最完整的古气候记录的保存者。地理位置具有强烈的过渡性 处于中国东部平原丘陵区与西部高山区之间的过渡台阶上； 也是东南部湿润季风气候区与西北内陆干燥气候区之间的过渡地带； 亦即东部较集约农业区与西北粗放畜牧区之间的过渡区。丰富的植物资源，可提供农业

20、栽培的作物品种之选择、驯化与混种之需。森林拥有丰富多样的生物，可提供农业形成前的人类粮食需要的满足。地理环境的变迁森林成为农业起源地的原因？曾经的森林今天的黃土七.黄土环境变迁黄土研究与全球变化中国黄土几乎覆盖了东经103。113。、北纬34 。38 。这个区域。它在解决许多第四纪全球变化问题上存在着巨大潜力。中国黄土的土壤地层与第四纪气候旋回近20年来，第四纪古气候学研究的最大成就之一是经典的四次冰期模式逐渐被多重冰期的概念所替代，这个划时代的成就的取得是与冰川作用外围区的古气候记录，尤其是深海氧同位素地层与大陆黄土古土壤系列的深入研究密不可分的。Fig. 14.18Pleistocene

21、Loess更新世黄土 E.R.Degginger每一个土壤地层单位代表了一个完整的冷暖期旋回，且黄土古土壤系列所反映的气候冷暖旋回具有全球性意义。黄土、古土壤是气候冷暖旋回的反映。但利用黄土古土壤系列重建第四纪古气候，一个重要的前提是黄土地层必须连续中国黄土的底界年龄约为2.5MaB.P.，且黄土沉积连续，自2.5MaB.P.以来沉积的中国黄土中有37个土壤地层单位。黄土和古土壤中有机碳含量与土壤发育程度、磁化率一致，即土壤发育程度越高，磁化率值也越高，有机碳含量也越高。因此，有机碳含量高低是土壤发育程度的一个度量。当气候温暖湿润时，植物生长繁茂。生物量就大，植物固定的13CO2就多，其有机碳

22、13C值就偏重，反之亦然。所以，有机碳13C稳定同位素组成可作为气候变化的代用指标。S古土壤L黄土当气候温暖湿润时，植物生长繁茂。生物量就大，植物固定的13CO2就多，其有机碳13C值就偏重，古土壤中的有机碳13C值明显重于黄土的有机碳13C值 六次破译黄土高原的密码 （1）红色土地层的建立 19世纪,庞培利、李希霍芬、奥勃鲁契夫、安特生等风成沉积1920年起中国开展黄土研究。1930年，德日进和杨钟健，将黄土划分为上部马兰黄土，下部红色土。 “观察地质” 时代。第一次把中国黄土高原厚达300余米的黄土划分为马兰黄土，红色土A、B、C等四层，并按其中所含古脊动物化石定为第四纪的早、中、晚期。当

23、时的认识没有解决红色土的成因问题。 （2）古土壤层的发现 20世纪50年代，朱显谟、石元春等认为红色土，实质上是一种褐色土型的古土壤层。可发现多次黄土和古土壤相重叠产出的状况。进一步把生物的地质作用与黄土沉积结合起来。分辨出干旱与湿润的存在和多次的旋回等现象，未能作出进一步的解释。王挺梅、朱海之等发现黄土在空间分布上具有颗粒自西北而东南逐渐变细的特点，并把黄土高原的黄土划分为砂黄土、黄土、粘黄土带。（3）古地磁研究的发现 20世纪70年代，古地磁学、同位素地球化学、年代学，从肉眼观察形成概念阶段进入到观察与测量和实验相结合的阶段。黄土与古土壤层的磁化率，随黄土与古土壤中所含磁性矿物的种类和丰度

24、而变化。可用来作为反映地质作用、环境变化的气候要素的替代性指标。将黄土高原沉积与深海沉积和冰芯记录进行对比，从建立区域性特征到进行全球对比的起点。黄土与环境。 （4）冬季风和夏季风的标志 安芷生提出黄土和古土壤分别代表古气候环境的冬季风盛行和夏季风盛行的模式。丁仲礼粒径颗粒含量的比值作为冬季风代用指标。郭正堂析出铁FeO和全铁Fe2O3夏季风的代用指标。（5）米兰柯维奇周期的启示 丁仲礼宝鸡黄土研究了250万年来黄土与深海记录之间米兰柯维奇周期比较，对黄土高原中部和南部的宝鸡、灵台、蒲县、平凉、泾川五地的黄土粒度进行了大量的分析，黄土与古土壤序列的变化自180万年以来，和深海的旋回几乎可以一一

25、对比，并且都是在1百万0.8百万年前以1.3万4.1万年的周期为主；1百万0.8百万年有一气候转型，此后以10万年周期为主。（6）青藏高原让风吹干了亚洲大陆 郭正堂等认为亚洲内陆荒漠化起源于2200万年以前，由此到620万年之间为较稳定的干旱化和气候波动时期，形成了秦安的黄土。自620万年到500万年是一个干旱时期，500万年到360万年这段时间则是一个相对温暖湿润时期。360万年以后黄土高原粉尘沉积的速率表现为持续增长的趋势，到260万年这种再次增长加强，第四纪黄土大量沉积。1、更新世时期的古气候特点在早中更新世时期,黄土高原地区曾存在远较现代湿润的气候“雨期”;中更新世晚期到晚更新世早期,

26、气候温和半湿润。-湿润程度降低，干旱趋势渐渐明显。黄河剑齿象：气候温和，土壤肥沃，到处是森林、莽原和湖泊；在茫茫的原野上,野马奔驰,羚羊咩叫,鸵鸟漫步,鼢鼠觅食,古象成群黄土高原俨然是一个天然动植物园。对旧石器时代早期的古环境与古文化的研究-更新世早期和中期的大部分时间,渭河黄土高原呈森林草原的植被景观和温暖湿润的气候。更新世气候与黄土高原变迁始新世时还是海洋环境中新世时强烈的造山运动使这一地区上升为陆地上新世晚期青藏高原已抬升1 000 m左右更新世早期平均海拔为2 000 m,更新世中期高原面3 000 m左右,更新世晚期广大高原面已达4 500 5 000 m的高度。 由于青藏高原隆起初

27、期(更新世早期)平均海拔约达2 000 m,此时现代季风已经形成,而青藏高原此时的高度还不足以阻挡湿润夏季风的向北深入。高原本身及其周围的黄土高原,由于现代季风的出现迎来了气候比较湿润的时期,相应地,黄土高原是一个天然动植物园。至更新世晚期，随着青藏高原高度不断增长,对湿润夏季风的屏障作用越来越强。当高度超过3 000 m 以上时，愈益强大的西伯利亚冷高压势力范围日渐扩大，干冷气流顺高原东侧而下，黄土高原气候向干冷和干旱化方向发展,黄土高原从一个天然动植物园向草原、荒漠化演变。晚更新世的后一阶段，渭水流域大部分地方的植被已草原化了。刘东生院士等研究发现,第四纪约250多万a的时间内至少有32次

28、黄土与古土壤的叠覆(黄红交替) ,这种叠加结构代表了32次由暖湿到冷干的变化,这一结果证明了大陆冰期和间冰期的多旋回性。当气候暖湿时,雨量相对较大,黄土堆积较少,生物繁衍较多,就形成褐红色的古土壤。当气候冷干时,雨量相对较少,黄土堆积较多,生物繁衍较少,就形成黄色的土壤。2、全新世气候变化与黄土高原变迁全新世的气候变化可分为早、中、晚3个阶段。距今10 000 a至8 300 a的早全新世,距今8 300 a至3 000 a的中全新世,距今3000 a以来的是晚全新世。由于全新世时期亚洲大陆的造山运动已基本停止,因此引起黄土高原环境演变具有全局性意义的自然因素首先是气候的波动。全新世气候变化的

29、最大特点是旱化趋势明显,利用陕、甘、宁等省区的历史记载所作分析表明,黄土高原及甘、宁半干旱、干旱地区,自公元前2世纪以来,干旱年份出现的频率在不断加大:公元9世纪隋唐及以前, 干旱年份出现的几率不超过17% , 10 世纪至14 世纪增大到27% , 15 世纪至17世纪上升至43%, 18 世纪再上升为46%, 19 世纪30年代以来已超过51%。气候的旱化趋势,对黄土高原的环境影响,可能比气温变化导致的结果更为重要。竺可桢研究认为晚更新世末气候开始转暖,至中全新世达到最暖,距今5 000 a时平均气温较现在高2 ,以后逐渐变冷。多年来地理和考古研究已经证实:近2万a中,距今5 000 a是一个气候变化的分界线。5 000 a以前气候和温度明显上升,而5 000 a以后,气温逐渐下降,干燥度增加。持续至现在,其间又有若干次以世纪为期的气温回升和复降。距今10 000 a至8 300 a的早全新世,是3个阶段中最冷最干的时期。中全新世(约距今8 3003 000 a)前后,是暖湿阶段,比当前温度高2. 5 左右,降水量比现在多50%左右,黄土高原年降水量比现今约多100 mm自公元前1 100 a至公元后1 400 a,我国气温属寒暖交替时期,气候趋势是变冷、变干2、黄土环境变迁的周期性3、黄土地与