中国学者已经比较早的注意到黄土与古土壤的磁化率差异[23]，即古土壤的磁化率通常都大于黄土。heller和刘东生最早将黄土剖面的磁化率曲线与深海沉积物的氧同位素记录进行了对比[24]，此后，磁化率作为一种气候替代性指标（proxy data），在中国黄土研究中得到了较广泛的应用[25～32]。
本文也引入了磁化率指标，并由此建立了50万a 以来的气候曲线（图4）。该曲线是以10cm为间距，用英国bartington公司生产的ms—2型磁化率仪在室内测定的。需要指出的是，截止目前为止，虽然对磁化率反映古气候的机制尚有不同的解释，但大多都承认磁化率与成土作用强度有重要联系，而粉尘物质在其堆积之后所经受的成土强度与夏季风盛衰密切相关，因此，磁化率可在一定程度上反映冬、夏季风的强弱变化，对这一点已基本形成共识。
图4 石峁剖面的磁化率曲线
fig.4 the magnetic susceptibility curve of shimao profile
1.古风成砂 2.黄土 3.弱发育土壤 4.古土壤
图4表明石峁剖面的磁化率曲线呈现出极显著的“峰、谷”变化。其中，波峰与古土壤对应，磁化率值基本上都大于40×10[-5]si，在一定程度上指示了沙漠—黄土边界带成土作用与夏季风显著增强的时段；波谷与古风成砂对应，其磁化率均小于20×10[-5]si，是冬季风环境效应突出、沙漠南侵的时期；黄土的磁化率则介于古土壤与古风成砂之间，指示了一种过渡类型气候条件。因此，磁化率曲线可以大致反映沙漠—黄土边界带50万a以来的环境变迁历史。
4 对沙漠—黄土边界带环境变迁的讨论
4.1 毛乌素沙漠的演化历史
第四纪地质时期，毛乌素沙漠历经出现、扩大与缩小、固定的多次转变。本文磁性地层、土壤地层等的研究结果，揭示了石峁剖面最老的古风成砂据今50万a左右。也就是说，毛乌素沙漠至少在50万a前就已经存在。而且石峁剖面夹有13层古风成砂，由此揭示了在过去的50万a 里，至少有13次沙漠明显扩大的时期。石峁剖面顶部的那层现代流沙是在历史时期人类活动的过度影响下产生的，而非沙漠演变的自然过程。
4.2 冷期与暖期的气候特征
第四纪冷期与暖期的划分主要是依据深海氧同位素曲线的变化，人为地将氧同位素曲线划分为若干阶段，而且其影响因素甚多，除受冰量变化控制外，至少还受海水表面温度（sst）的影响， 但在目前的水平上还无法将这两种因素很好地区分。与深海沉积不同，风成沉积序列其沉积实体受控于气候变化，沉积相的差异直接地记录了当时的气候状况。以黄土剖面为例，依据野外所见的黄土—古土壤序列，即可获得有关气候变化的明确认识，如黄土层代表干冷气候，古土壤层代表温湿气候，但典型的黄土地层剖面虽能直观地反映第四纪时期大的气候冷、暖振荡，但对每个冷期或暖期中的次一级波动反映不甚理想。而这一问题，在沙漠—黄土边界带可得以很好解决。
4.2.1 冷期的气候特征 在沙漠—黄土边界带，每个冷期的沉积都是由黄土和古风成砂层组成的，古风成砂是在比黄土更为干冷的气候条件下沉积的。籍此我们可以了解每个冷期发生时其细节上的变化。与洛川剖面l[,1]～l[,5]相当的各冷期，在沙漠—黄土边界带有如下特点：与l[,1]相当的冷期其早、中、晚各出现一次极端干冷气候，在沙漠—黄土边界带相应地出现三层古风成砂沉积；与l[,2]、l[,3]相当的冷期其晚期的气候比早期更为干冷；与l[,4]相当的冷期在中期与晚期各出现一次极端干冷事件，而且中期的干冷程度更甚；l[,5]整体上以出现古风成砂沉积为主体，是l[,1]～l[,5]中极端干气候持续时间最长的时期。由此我们认识到每个冷期发生时，气候是有明显波动的，并非以持续不变的干冷为特点，而是在干冷为主的背景上叠加了次一级的较为温暖或更为干冷的气候事件。
4.2.2 暖期的气候特征 与冷期的情况类似， 暖期的气候也并非以持续的温暖为特点。具体表现为暖期的古土壤往往被分隔成2～3层，其间夹有干冷气候条件下形成的黄土或古风成砂沉积。s[,1]在沙漠—黄土边界带普遍由三层古土壤和夹于其间的两层黄土组成，其中顶部和中部的土壤均为灰钙土，底部的土壤为碳酸盐褐土。由此揭示了s[,1]所代表的暖期（即末次间冰期）是由三个次一级的暖期和夹于其间的两个冷期组成的，其中又以最早出现的那次暖期气候更为湿润。s[,2]由两层古土壤和一层古风成砂组成。揭示了这次暖期发生时，曾一度出现气候极为干冷的时期。这次暖期也就由两个次一级的暖期和夹于其间的一个冷期构成。s[,3]由三层古土壤和夹于其间的两层黄土组成，与s[,3]对应的暖期是由三个次一级的暖期和夹于其间的两个冷期组成的。s[,4]由两层古土壤和一层黄土组成。反映了这次暖期也就由两个次一级的暖期和夹于其间的一个冷期构成。s[,5]由三层古土壤和两层古风成砂组成，当这次暖期中的冷期发生时，沙漠范围也曾一度扩大。这次暖期由三个次一级的暖期和夹于其间的两个冷期构成。
4.3 沙漠—黄土边界带环境演变的动力机制
在对古环境变迁的研究中，必然要涉及其演变的动力机制问题。目前，对东亚地区季风变化的动力机制，主要有以下三种解释：大陆冰盖驱动模式[33]，太阳辐射驱动模式[34]及最近刚刚提出的“双中心”驱动模式[35]。沙漠—黄土边界带地处东南季风边缘，笔者倾向其环境演变是受大陆冰盖控制的。
大陆冰盖是通过对西伯利亚—蒙古高压的控制作用来影响东亚季风环流的。冰期鼎盛时，西件利亚—蒙古高压加强，来自高纬度的寒潮和反气旋频频南下，冬季风的环境效应突出，而夏季风相对萎缩、甚至已不能深入沙漠—黄土边界带。在大风与干旱气候的耦合作用下，沙漠—黄土边界带的地表风沙活动加剧，沙丘活化，沙漠—黄土边界带位置南移，古风成砂的分布范围扩大；间冰期鼎盛时，情况正好相反，西件利亚—蒙古高压减弱，夏季风充分深入沙漠—黄土边界带，其强度及停留时间增长，温湿的气候使植被覆盖度提高，地表的风沙活动得以控制，沙漠—黄土边界带位置北移，在先前的沙丘或黄土母质上发育古土壤沉积；在上述两种极端气候的过渡情况时，冬季风的强度及持续时间已较冰期鼎盛时有所减弱及缩短，同时，夏季风仍能深入沙漠—黄土边界带，并能带来有限的降水，黄土也正是在这种气候条件下沉积的。
因此，沙漠—黄土边界带古风成砂与黄土、古土壤迭覆出现的特点，是东亚季风环流变迁的体现，并最终直接受控于北极冰盖的变化。
五千年来中国西部水环境的变迂
生态环境的恶化呼唤着共产主义（1）