综述：轨道尺度上的亚洲季风变化及其驱动机制：一个新的概念模型

《Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology》：Orbital-scale Asian monsoon variability and its forcing mechanisms: A new conceptual model

　　郑堂国|冯石|宁潭
中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈与环境共同演化国家重点实验室，北京100029，中国

摘要
亚洲季风在轨道尺度上的变化性质和驱动因素仍存在争议，不同的代用记录（黄土、石笋δ18O、湖泊和海洋记录）显示出矛盾的光谱特征和相位关系。本文系统地综合了过去69万年的代表性地质记录，并提出了一个双路径概念模型（2P模型），以调和这些差异。该模型认为，轨道尺度上的季风变化受两个主要路径的共同影响，这两个路径共同再现了在不同地质季风记录中观察到的主要光谱和相位特征。第一个路径（Pins）代表了对低纬度夏季太阳辐射的直接响应，而第二个路径（Pice）则对高纬度冰川介导的强迫作出响应。这两个路径都能迅速对其各自的驱动因素作出反应，且没有显著延迟。这一框架为大多数季风记录中观察到的约10万年、4万年和2万年的周期变化提供了一致的解释。亚洲石笋δ18O最小值与岁差最小值之间明显的约2-3年的相位滞后，自然源于这两种不同相位驱动因素之间的竞争。现有的气候模拟表明，Pins主要受局部太阳辐射驱动的陆海温差控制，而Pice则反映了冰川介导的边界条件的影响，包括水体容量、海平面、海表温度和青藏高原的热效应。这一双路径框架调和了黄土、石笋、湖泊和海洋记录之间的光谱差异，同时也解释了季风记录中低纬度和高纬度信号的同步叠加，并为未来的季风研究和气候建模工作提供了概念基础。

1. 引言
亚洲季风是地球气候系统的基本组成部分，对南亚和东亚地区的区域水文、生态系统和粮食生产有着深远影响。亚洲季风为数十亿人提供了水资源和农业支持（Wang等人，2017年）。季风强度的变化与干旱化过程密切相关，并被认为与亚洲早期文明的兴衰有关（Weiss和Bradley，2001年；Kathayat等人，2017年）。因此，理解亚洲季风系统的动态结构和长期变化对于阐明过去和未来气候变化的机制和影响至关重要（Wang等人，2017年）。
轨道时间尺度（10^4–10^5年）非常适合研究季风动态，因为主要的外部强迫及其气候响应在这个尺度上表现得非常明显（Guo等人，2009年；Wang等人，2017年）。来自多种档案的地质代用记录，包括中国的黄土-古土壤序列（Guo等人，2000年；Hao等人，2012年；Sun等人，2021年）、亚洲季风地区的石笋（Yuan等人，2004年；Wang等人，2008年；Cheng等人，2016年；Niu等人，2025年）、中亚和东亚的湖泊记录（An等人，2011年；Tarasov等人，2011年；Zhao等人，2020年）以及印度洋和西太平洋的相关海洋记录（Clemens和Prell，2003年；Wang等人，2003年；Caley等人，2011b；Clemens等人，2021年），已被用来重建亚洲季风在轨道尺度上的变化。
到目前为止，这种变化的驱动因素仍存在争议（Clemens等人，2010年；Wang等人，2017年）。在岁差范围内，海洋记录（约8千年）和石笋δ18O（约3千年）相对于岁差的相位滞后长期以来一直存在争议（Clemens和Prell，2003年；Ruddiman，2006年；Clemens等人，2008年；Cheng等人，2012年）。此外，大多数亚洲石笋δ18O记录中缺乏约10万年的信号，而这一信号在黄土和湖泊记录中非常显著，这引发了激烈的讨论（Guo等人，2000年；Sun等人，2006年；Cheng等人，2016年；Ao等人，2024年；Niu等人，2025年）。这些分歧通常被归结为“低纬度驱动因素”与“高纬度驱动因素”的对立，但越来越多的人认识到，不同类型的代用记录捕捉了季风系统的不同方面，而不仅仅是一个统一的“季风强度”指标（Guo等人，2012年；Wang等人，2017年；Wen等人，2024a）。
从快照实验到涵盖多个冰期-间冰期的瞬态运行的气候模型研究，包括使用同位素的模拟（Lorenz和Lohmann，2004年；Kutzbach等人，2008年；Li等人，2013年；Caley等人，2014年；Wen等人，2024a），提高了我们对季风动态背后的物理过程和强迫机制的理解。然而，由于气候模型的计算成本高昂以及完全耦合的冰盖模型有限，大多数建模研究仅关注了相关强迫的部分方面，使用了理想化的敏感性实验。因此，它们的结论往往强调低纬度夏季太阳辐射的作用（Prell和Kutzbach，1992年；Braconnot等人，2008年；Kutzbach等人，2008年；Bosmans等人，2018年；Hu等人，2019年）或高纬度冰冻圈过程的影响（Yin等人，2008年；Weber和Tuenter，2011年；Shi等人，2020年；Zhang等人，2023年）。因此，需要持续努力进一步探索多个冰期-间冰期期间低纬度和高纬度气候系统之间的相互作用（Weber和Tuenter，2011年；Liu等人，2022年；Yun等人，2023年）。特别是，需要系统地综合和重新评估地质数据和气候模型结果，以澄清亚洲季风在轨道尺度上的驱动因素。在本研究中，我们综合了现有文献，并概述了代用记录和建模研究的各种观点。然后，我们系统地检查了代表性亚洲季风地质记录的时间序列特征（频率和相位），并评估了它们与潜在驱动因素之间的关系。基于这一综合，我们提出了一个概念模型（双路径（2P模型），该模型通过低纬度太阳辐射路径（Pins）和冰川介导的强迫路径（Pice）来解释轨道尺度上亚洲季风变化的动态。最后，我们通过利用精确测年的石笋δ18O记录为中国的黄土-古土壤序列推导出一个精细的年代学，展示了这一框架的实际应用。

2. 地质记录和对轨道尺度季风动态的不同观点
2.1. 亚洲季风的代表性轨道尺度地质记录
亚洲季风的轨道尺度演变已在包括黄土、石笋、海洋和湖泊记录在内的多种地质档案中得到记录（图1，图2）。每种代用记录都捕捉了季风变化的不同方面。为了表征这些记录的光谱特性和相位关系，我们采用了一系列时间序列分析技术。小波和交叉小波分析分别遵循Torrence和Compo（1998年）以及Grinsted等人（2004年）的方法。交叉谱分析使用多锥方法（Thomson，1982年），相位不确定性根据Bendat和Piersol（2011年）进行估计。轨道带方差贡献使用集合经验模态分解（EEMD；Wu和Huang，2009年）和奇异谱分析（SSA；Vautard和Ghil，1989年）进行量化，详细参数设置见表1。过滤记录的相关系数显著性水平使用有效自由度计算，以考虑自相关性（Bretherton等人，1999年）。所有记录在光谱分析之前都通过分段三次Hermite插值多项式（PCHIP）方法以0.1千年的间隔进行插值。

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图1. 亚洲季风区域的示意图以及本文讨论的代表性地质记录的位置，包括黄土、石笋、湖泊和海洋记录。
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图2. 过去69万年亚洲夏季季风强度的多种地质代用记录：(a) 来自西峰黄土记录的Fed/Fet（Guo等人，2000年）；(b) 来自洛川黄土记录的频率依赖性磁化率（χfd）（Hao等人，2012年）；(c) 来自复合亚洲石笋δ18O记录的δ18O（Niu等人，2025年）；(d) 孟加拉湾的海水δ18OSW（Clemens等人，2021年）；(e) 中国西南部河清盆地的南亚夏季季风指数（An等人，2011年）；(f) 来自日本琵琶湖的基于花粉的夏季降水重建（4月至9月）（Tarasov等人，2011年）；(g) 来自青藏高原佐日格盆地的对数转换花粉浓度（Zhao等人，2020年）。
保存在中国的第四纪黄土-古土壤序列，其特征是黄土和古土壤层的交替，包含了许多用于重建亚洲季风的重要代用指标。一个重要的代用指标是柠檬酸-碳酸氢盐-连二硫酸盐可提取Fe2O3与总Fe2O3的比率（Fed/Fet；图2a）。这一指标反映了成土作用和化学风化的强度，这与东亚夏季季风降雨密切相关，因此被广泛用于重建轨道尺度上的季风变化（Guo等人，2000年）。另一个重要的代用指标是频率依赖性磁化率（χfd；图2b）（Hao等人，2012年），它提供了一个衡量亚洲季风强度在轨道尺度上变化的指标。这些基于黄土的代用指标（例如Fed/Fet和χfd）清楚地展示了亚洲季风降水的约10万年冰期-间冰期周期性（图2a、b和3a），大致与全球底栖有孔虫δ18O记录（LR04堆栈）平行，后者是冰期-间冰期变化的典型指标（Lisiecki和Raymo，2005年）。具体来说，强季风与间冰期相吻合，而弱季风与冰期相吻合（Wang等人，2017年）。

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图3. 过去69万年的四个亚洲季风记录的连续小波功率谱：(a) 来自西峰黄土记录的Fed/Fet（Guo等人，2000年）；(b) 亚洲石笋δ18O记录（Niu等人，2025年）；(c) 孟加拉湾的海水δ18OSW（Clemens等人，2021年）；(d) 来自青藏高原佐日格盆地的对数转换花粉浓度（Zhao等人，2020年）。粗黑轮廓表示相对于红色噪声的90%显著性水平；影响锥（COI），其中边缘效应可能会扭曲光谱，以较浅的阴影显示。（关于此图例中颜色的解释，请参阅本文的网络版本。）
其他重要的季风记录包括亚洲石笋的δ18O记录，这些记录通常被解释为夏季季风强度的代用指标，可能反映了季风区内夏季降雨与年总降雨量的贡献（Wang等人，2008年）。现在已有东亚（Yuan等人，2004年；Wang等人，2008年；Cheng等人，2016年；Niu等人，2025年）和南亚（Kathayat等人，2016年）季风地区的石笋δ18O记录，其中最长的记录覆盖了过去69万年（Niu等人，2025年）。与基于黄土的代用指标相比，亚洲石笋δ18O表现出更高的频率变化，主要由岁差周期（约2万年）主导，并在某些时期显示出不同的季风信号（图2c和3b）。例如，中国中南部（如东阁和三宝洞）的石笋δ18O记录在MIS-5e期间显示出相似甚至更高的值（较弱的季风），而黄土记录则表明MIS-5e期间季风更强。这种差异可以归因于MIS-5e期间间冰期太阳辐射增强导致的同位素蒸馏减弱（Liu等人，2020年）。另一个例子是MIS-13期间的显著季风峰值（图2a），这一峰值在黄土（Guo等人，2000年，Guo等人，2009年）和海洋记录（Bassinot等人，1994年；Caley等人，2011a）中观察到，但在石笋δ18O记录中缺失（图2c）。在亚洲石笋δ18O记录中发现了约2.9年的相位滞后（Clemens等人，2010年）。交叉谱分析证实这种约2-3年的滞后在过去69万年中一直存在（图4）。在全新世对季风敏感的记录中也观察到了类似的低纬度夏季太阳辐射延迟响应。除了石笋δ18O记录（相对于北纬30度夏至太阳辐射有约2.4年的滞后，Niu等人，2025年）外，阿拉伯海的TOC记录（约2.7年；Schulz等人，1998年）和卡里亚科盆地Ti记录（约2.9年；Haug等人，2001年）中也观察到了类似的延迟（图5）。

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图4. 亚洲石笋δ18O记录与岁差之间的交叉谱分析。蓝线（左轴）：幅度平方相干性；红色圆圈带误差条（右轴）：相位滞后（以千年为单位），负值表示石笋δ18O滞后于岁差。水平虚线表示一致性的95%置信水平。（关于此图例中颜色参考的解释，请参阅本文的网页版本。）下载：下载高分辨率图像（608KB）下载：下载全尺寸图像图5. 全新世期间季风代理指标与夏至太阳辐射之间的相位关系。多个北半球记录表明，季风强度峰值出现在全新世中期，比夏至太阳辐射峰值滞后了几千年：(a) 石笋δ18O记录（Niu等人，2025年）；(b) 阿拉伯海的总有机碳（TOC）记录（Schulz等人，1998年）；(c) 卡里亚科盆地的钛（Ti）记录（Haug等人，2001年）。红色曲线代表30°N夏至太阳辐射。蓝色和红色虚线分别表示季风代理指标的极值和太阳辐射峰值。两条虚线之间的时间差表示季风响应相对于太阳辐射的相位滞后（分别为2.40千年、2.66千年和2.91千年）。（关于此图例中颜色参考的解释，请参阅本文的网页版本。）印度洋的海洋记录经常被用来重建南亚季风的强度（Clemens和Prell，2003年；Clemens等人，2021年）。例如，最近一项来自孟加拉湾的多代理研究（IODP U1446；图2d）强调了海水中δ18Osw记录的约100千年的主导谱功率（图3c）以及相对于岁差的约8千年的滞后（Clemens等人，2021年），这与阿拉伯海基于风的代理记录中记录的约8-9千年的滞后一致（ODP 722；Clemens和Prell，2003年；Caley等人，2011b）。亚洲湖泊记录也为表征轨道时间尺度上的季风变化提供了重要信息（An等人，2011年；Tarasov等人，2011年；Zhao等人，2020年）。来自青藏高原的最长花粉记录跨越了350万年，显示了与季风行为相关的模式（Zhao等人，2020年；Zhao等人，2025年）。尽管这些湖泊和花粉记录之间的内部一致性不如黄土和石笋记录，但它们清楚地捕捉到了冰期-间冰期的低频变化，如和青盆地季风指数（图2e）、琵琶湖夏季降水量（图2f）和佐伊格盆地树木花粉浓度（图2g）所示。佐伊格花粉记录的小波谱显示出显著的约100千年的谱功率（图3d），而岁差带信号与石笋记录相比相对较弱。表1. 黄土Fed/Fet和石笋δ18O记录的轨道带方差贡献。所有序列都使用PCHIP插值到0-690千年的共同网格上，间隔为0.1千年。轨道带定义为岁差（15-25千年）、倾角（33-50千年）和偏心率（80-130千年）。方差贡献是通过集合经验模态分解（EEMD）和奇异谱分析（SSA）估计的，组分根据其主导的FFT周期分配到轨道带上。EEMD参数：集合大小NE = 1000，噪声幅度Nstd = 0.3，随机种子 = 42。SSA使用Toeplitz自协方差分解，嵌入维度M = 1300。频率带Fed/FetEEMDFed/FetSSA石笋δ18O EEMD石笋δ18O SSA岁差（15-25千年）4.7%4.1%58.5%50.8%倾角（33-50千年）10.2%7.7%7.4%6.8%偏心率（80-130千年）66.0%70.5%6.2%5.9%总轨道80.9%82.3%72.1%63.5%其他频率19.1%17.7%27.9%36.5%2.2. 关于轨道尺度季风动力学的不同观点探索轨道尺度上的季风动力学旨在识别负责10^4-10^5年时间尺度上季风变化的一阶因素和机制。在这些时间尺度上，内部气候变化本身受到轨道强迫的调节，因此代表了中间链接而不是独立驱动因素（Wang等人，2017年）。尽管经过数十年的研究，亚洲季风在轨道尺度上的动力学仍然是古气候学中的一个主要争议点。现有的解释可以大致归纳为三种主要的不同观点。2.2.1. 低纬度驱动因素观点第一种观点称为“低纬度驱动因素”，认为季风变化主要由低纬度夏季太阳辐射控制，特别是岁差强迫，且季风对太阳辐射变化反应迅速。这一基本概念由Kutzbach（1981年）通过开创性的气候模型实验提出，他证明了增强的北半球夏季太阳辐射通过放大陆海温差来加强季风环流。后续的建模工作（Prell和Kutzbach，1992年；Kutzbach等人，2008年）加强了这一框架，表明岁差驱动的太阳辐射变化可以解释大部分轨道尺度上的季风变化（Ruddiman，2006年）。支持这一观点的地质证据包括：(1) 一些季风记录中普遍存在的约20千年的周期性，这是与岁差变化相关的低纬度太阳辐射变化的特征。这一点通过最长的精确测年的690年亚洲石笋合成记录（Cheng等人，2016年；Niu等人，2025年）和印度季风重建（Kathayat等人，2016年）得到了最清晰的证明，这些都显示了主导的岁差带方差；以及(2) 两个半球季风系统在岁差带上的大致反相变化（Wang等人，2014年的图15），这一关系在最近对澳大利亚-印度尼西亚地区海洋和陆地档案的综合研究中得到了回顾（Gallagher等人，2024年）。这一观点也得到了最近数值建模研究的支持，包括捕捉到岁差驱动的季风响应的瞬态模拟（Kutzbach等人，2008年；Liu等人，2022年；Wen等人，2024a）。尽管这些湖泊和花粉记录之间的内部一致性不如黄土和石笋记录，但它们明显捕捉到了冰期-间冰期的低频变化，如和青盆地季风指数（图2e）、琵琶湖夏季降水量（图2f）和佐伊格盆地树木花粉浓度（图2g）所示。佐伊格花粉记录的小波谱显示出显著的约100千年的谱功率（图3d），而岁差带信号与石笋记录相比相对较弱。表1. 黄土Fed/Fet和石笋δ18O记录的轨道带方差贡献。所有序列都使用PCHIP插值到0-690千年的共同网格上，间隔为0.1千年。轨道带定义为岁差（15-25千年）、倾角（33-50千年）和偏心率（80-130千年）。方差贡献是使用集合经验模态分解（EEMD）和奇异谱分析（SSA）估计的，组分根据其主导的FFT周期分配到轨道带上。EEMD参数：集合大小NE = 1000，噪声幅度Nstd = 0.3，随机种子 = 42。SSA使用Toeplitz自协方差分解，嵌入维度M = 1300。频率带Fed/FetEEMDFed/FetSSA石笋δ18O EEMD石笋δ18O SSA岁差（15-25千年）4.7%4.1%58.5%50.8%倾角（33-50千年）10.2%7.7%7.4%6.8%偏心率（80-130千年）66.0%70.5%6.2%5.9%总轨道80.9%82.3%72.1%63.5%其他频率19.1%17.7%27.9%36.5%2.2.2. 南半球驱动因素观点第二种观点称为“南半球（SH）驱动因素”，强调南半球印度洋的潜热输出和冰川边界条件对南亚季风的重要性。这一观点主要来自Clemens等人（1991年）在阿拉伯海的海洋记录，他们首次确定了跨赤道潜热传输在调节印度洋季风强度中的作用。支持这一观点的数据集包括岩石成因粒径、钡质量积累率、δ15N、Rb/Ca和海水δ18O，主要反映了印度-亚洲季风的变化（Clemens等人，1991年，Clemens等人，1996年；Clemens和Prell，2003年；Clemens等人，2010年，Clemens等人，2021年）。根据这一概念模型，季风风是由差异性显热引起的（Webster等人，1998年）。在这个框架中，季风峰值的时机不仅反映了当地的显热，还反映了来自南亚热带印度洋的跨赤道潜热传输，其中在温暖的南半球夏季储存的能量在北半球夏季季风季节被释放并向北输送（Clemens等人，2021年）。由于这两个驱动因素在不同的轨道相位达到峰值，它们的综合效应产生了相对于岁差最小值的约8千年（约132°）的相位滞后，以及倾角带中的明显一致方差，如海洋季风记录中所记录的（Clemens和Prell，2003年；Clemens等人，2021年）。最近的建模研究进一步支持了这一观点，表明南亚夏季季风降水通过对南半球亚热带吸收的太阳辐射异常的响应，通过跨赤道能量传输和大规模大气环流的变化（Hingmire等人，2024年）。然而，这一框架难以与这些海洋代理记录中岁差带的相位滞后（约8千年）远大于石笋δ18O数据中的相位滞后（约3千年）（Cai等人，2015年；Kathayat等人，2016年）这一观察结果相协调。为了解决这一差异，Clemens等人（2021年）提出北半球夏季太阳辐射不是南亚夏季季风降水的直接驱动因素，这意味着石笋δ18O并不能准确反映南亚夏季降水，而是混合了冬季温度信号。然而，这种解释面临困难。如果如Clemens等人（2010年）所建议的那样，冬季温度信号嵌入在石笋δ18O中，那么这些记录中应该会有明显的冰期-间冰期（约100千年）的变化，但在大多数亚洲洞穴记录中这些信号较弱或不存在（Wang等人，2008年；Cheng等人，2016年；Liu等人，2020年）。此外，所提出的约8千年相位滞后背后的物理机制需要进一步澄清（Ruddiman，2006年；Caley等人，2011b）。跨赤道潜热传输如何在多个冰期-间冰期周期中产生如此稳定的延迟仍有待通过瞬态气候模拟来完全证明（Clemens等人，2021年）。请注意，这个框架中使用的基于海洋的季风记录可能反映了风驱动的上升流强度而不是直接降水（Clemens等人，1991年，Clemens等人，2021年；Wen等人，2024b），这意味着季风变化的这两个方面之间可能存在非线性关系。2.2.3. 高纬度驱动因素观点第三种观点称为“高纬度驱动因素”，强调高纬度气候过程对季风系统的影响，包括冰盖、海冰波动和北大西洋环流的变化。这一框架是通过对中国黄土-古土壤序列的研究系统发展起来的（Ding等人，2005年；Guo等人，2012年），这些研究揭示了明显的约100千年的信号，这是冰期-间冰期周期的特征（Guo等人，2000年，Guo等人，2009年，Guo等人，2012年；Sun等人，2021年；Ao等人，2024年）。在这些古土壤中，特别发育良好的古土壤（S4、S5–1、S5–3）对应于海洋同位素阶段（MIS）-11、-13和-15，与北大西洋深层水形成的强度相关（Guo等人，1998年）。高纬度的影响也记录在其他与季风相关的代理记录中。例如，非洲尘埃通量记录表明，在大约280万年前，由于北大西洋冷却和北半球冰川作用，干旱程度增加（DeMenocal，1995年）。佐伊格盆地的一个长期湖泊沉积物显示了季风降水变化的显著约100年的周期性，表明该地区冰期-间冰期过程的影响强烈（Zhao等人，2020年，Zhao等人，2025年）。最近来自印度季风核心区域的基于叶蜡δD的轨道尺度降水量同位素记录，以及现有的印度石笋δ18O记录，表明印度夏季季风的变化与所有轨道带上的温室气体浓度和全球冰量一致，包括约100年的周期，而不是与北半球夏季太阳辐射一致（McGrath等人，2021年）。一些石笋δ18O研究指出了季风变化与大西洋经向翻转环流（AMOC）千年尺度变化之间的联系（Wang等人，2008年；Corrick等人，2020年）。Cheng等人（2009年）将亚洲石笋δ18O（主要被视为亚洲季风的代理）与北半球高纬度气候联系起来，并提出北半球夏季太阳辐射触发了北半球冰盖的退缩。然而，石笋δ18O记录中缺乏明显的约100年信号，这需要进一步检验这一解释。现有的地质证据和模型输出表明，高纬度过程影响季风系统的物理机制至少包括：(1) 与温度变化相关的大气水汽容量的变化（Trenberth等人，2003年；McGee，2020年），(2) 热带海表温度（SST）对冰量变化的响应（Dyez和Ravelo，2014年），(3) 影响沿海季风动态的海平面波动（Yan等人，2016年；Gowan等人，2025年），以及(4) 青藏高原热条件的变化（Liu等人，2002年；Wu等人，2007年）。最近的建模研究进一步量化了高纬度强迫的相对贡献。Lyu等人（2021年）表明，高纬度冰盖强迫对东亚夏季季风（EASM）的夏季降水控制作用比岁差更强，主要是通过热带辐合带（ITCZ）和相关哈德莱环流的变化。Zhang等人（2023年）使用CESM模拟表明，轨道尺度上南亚夏季季风变化的主要驱动因素是北半球高纬度（65°N）六月的太阳辐射，而不是低纬度（约30°N）的太阳辐射。尽管高纬度气候过程可以解释某些季风记录中明显的约100年信号，但仅依赖冰川强迫无法解释两个关键观察结果。首先，石笋δ18O与岁差之间的相对较小的相位滞后（约3千年）与仅靠冰量强迫不一致。如果冰量是主要驱动因素，我们预计基于海洋δ18O记录的相位滞后将是均匀的4-5千年（Imbrie等人，1984年；Lisiecki和Raymo，2005年）。其次，石笋记录中缺乏明显的约100千年和约40千年周期的信号，这与黄土-古土壤序列中的主导地位形成了鲜明对比，这表明不同的代用指标捕捉到了季风系统的不同方面。此外，某些海洋同位素阶段显示季风强度与全球冰量之间存在明显的脱钩（Guo等人，2009年；Hao等人，2012年）。一个显著的例子是MIS-13时期，此时北半球季风增强，同时间冰期的冰量高于平均水平。相反，MIS-5e时期的冰量相对较小，但在某些记录中季风强度较弱（Cheng等人，2016年；Liu等人，2020年），这些模式简单的冰强迫模型难以解释。

2.3. 总结及综合框架的必要性

总之，轨道尺度上季风变化的动态仍不清楚。基于地质证据的关键问题包括：（1）不同的频率特征，特别是在某些档案中约100千年周期的信号占主导地位，而其他档案则表现出相反的模式；（2）季风变化的相位及其潜在的驱动因素。上述三个框架各自捕捉到了季风动态的重要方面，但没有一个框架能够完全解释所有观察到的特征（Wang等人，2017年）。 “低纬度驱动因素”观点成功解释了约20千年的周期性，但在相位滞后和冰期-间冰期信号方面存在困难（Ruddiman，2006年）。“SH驱动因素”观点解释了海洋记录中约8千年的相位滞后，但与石笋的相位不一致（Clemens等人，2021年）。“高纬度驱动因素”观点解释了约100千年的信号，但无法调和不同代用指标之间的相位关系以及比海洋δ18O记录更强的约20千年周期（Liu等人，1995年；Guo等人，2009年；Hao等人，2012年）。最近的一些研究采用了结合低纬度太阳辐射和高纬度冰强迫的框架，以解释季风记录中同时存在的轨道周期（Wang等人，2017年；Zhao等人，2020年；Feng等人，2025年；He等人，2025年）。

为了全面理解现有的地质记录，我们研究了上述地质记录的频谱特征，以澄清不同档案中岁差和冰期-间冰期信号的相对表达。我们的结果表明：（1）几乎所有多代用指标记录中都能检测到约20千年的周期性（图3和S1），尽管其相对幅度在不同档案中差异很大。与其他代用指标记录相比，石笋记录中的这种周期性尤为明显（表1；图3），而黄土记录中的岁差信号相对于其主导的约100千年成分要弱得多。尽管存在这种变化，但其普遍存在证实了低纬度太阳辐射在驱动季风环流中的作用（Kutzbach，1981年）。（2）一些季风代用指标在岁差带显示出两个半球之间几乎反相的关系，这种关系在各自的年代不确定性范围内是稳健的。这一观察得到了中国和巴西的石笋数据的支持（Wang等人，2014年，图15），以及南非（Partridge等人，1997年）和南美洲（Seltzer等人，2000年）的某些湖泊和海洋数据的支持。（3）除了明显的岁差信号外，大多数地质记录都显示了约100千年和约40千年的信号（图3和S1），因此与冰期-间冰期周期性和高纬度气候变化一致（图6）。这些低频变化在半球间大致同步，在间冰期（冰期）夏季季风条件增强（减弱）。

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图6. 黄土Fed/Fet记录（蓝色）的低频成分（>30千年）与（a）LR04底栖δ18O堆栈（红色；Lisiecki和Raymo，2005年）和（b）北大西洋SST（红色；Lawrence等人，2009年）在过去690千年中的比较。低频成分使用四阶巴特沃斯低通滤波器提取，截止频率为1/30千年?1。（关于此图例中颜色的解释，请参阅本文的网络版本。）

这些特征表明，约100千年的信号在许多与季风相关的记录中普遍存在，尽管其幅度在不同代用系统中有所不同。风成尘埃记录提供了进一步的支持，同时也揭示了季风系统内的一个重要区别。尘埃颗粒大小是衡量季风风强度的常用指标，在热带地区主要在约20千年的岁差带振荡（Clemens和Prell，1990年），而反映源区湿度的尘埃通量则表现出明显的冰期-间冰期变化（DeMenocal，1995年；Clemens等人，1996年；Winckler等人，2008年；Guo等人，2012年）。这种对比意味着季风风强度与降水强度之间存在部分脱钩，冰期-间冰期变化代表了季风降水历史的一个基本特征。

额外的间接证据来自过去全球大气甲烷（CH4）浓度的变化。大约60%的全球大气CH4排放来自季风区域的湿地，过去800年中约80%的CH4变化与全球冰量的变化相关（Guo等人，2012年）。这种联系强调了冰期-间冰期周期对整个季风区域降水模式的显著直接和间接影响。

气候模型模拟与约100千年周期性是季风系统固有特征的观点一致，特别是在东亚和澳大利亚的季风中。至少已经确定了四个将冰量/冰期-间冰期强迫与季风变化联系起来的关键过程（图7）：（1）大气持水能力：克劳修斯-克拉珀龙关系表明，大气的持水能力随温度的增加而大致呈指数增长（Trenberth等人，2003年）。在冰期-间冰期时间尺度上，冰期和间冰期之间的巨大温度波动导致间冰期全球大气湿度显著增加，从而增强了季风降雨。（2）海表温度（SST）：冰期-间冰期周期中的热带SST变化改变了陆海温差，这是季风环流的基本驱动因素（Ding等人，2004年）。间冰期较暖的SST增强了水分供应和温差，有助于观察到的约100千年的周期性变化（de Garidel-Thoron等人，2005年；Medina-Elizalde和Lea，2005年；Li等人，2008年）。（3）青藏高原热条件：气候模型再现了青藏高原在冰期-间冰期时间尺度上调节东亚季风强度的关键作用（Wu等人，2012年；Liu和Dong，2013年），较暖的（间冰期）地表条件促进了更强的季风环流。（4）海平面变化：海平面与全球冰量直接相关，并对东亚（Jiang和Lang，2010年）和澳大利亚-印度尼西亚（Griffiths等人，2009年）的季风产生强烈影响。与冰盖增长相关的海平面下降会导致东亚大陆架地区海岸线后退约1000公里，从而减少东亚内陆的季风降水（Wang等人，2017年；Gowan等人，2025年）。这四个过程并非相互排斥；它们更可能协同作用，共同以全球冰量及其相关的边界条件（CO2、SST、反照率）作为共同节拍器。尽管它们的相对贡献难以区分，但它们的综合效应可以解释季风变化的冰期-间冰期成分。

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图7. 描述轨道尺度季风动态的概念模型。双路径（2P）框架包括一个低纬度夏季太阳辐射路径（Pins）和一个高纬度冰强迫路径（Pice）。

最后，除了全球冰量变化外，约100千年的周期性还与大气CO2的长期变化高度吻合，我们认为大规模的CO2波动在季风动态中起着重要作用。这种联系表明，在古气候研究中经常提到的冰强迫可能实际上代表了冰冻圈演化和CO2变化的综合影响（Clemens等人，2021年；McGrath等人，2021年）。

基于上述地质证据和模型模拟，夏季季风降雨的历史表现出与冰期-间冰期周期直接相关的约100千年周期性。将主要缺乏这种约100千年周期的石笋δ18O作为季风降雨的代用指标会引发几个谜团：（1）冰期-间冰期变化深刻影响了地球气候系统的几乎所有组成部分，但似乎对亚洲季风降雨的影响很小；（2）石笋δ18O对高纬度千年尺度事件非常敏感（Wang等人，2001年；Cheng等人，2016年；Corrick等人，2020年），但对冰期-间冰期强迫的更大幅度变化几乎无反应；（3）尽管现有研究揭示了亚洲季风降雨的显著空间差异，但在岁差带，石笋δ18O记录在整个亚洲季风区域仍然高度一致（Cheng等人，2016年）；（4）来自季风区域的石笋δ18O记录（Cheng等人，2009年）也与非季风区域的记录非常相似（Lachniet，2009年；Lachniet等人，2013年，Lachniet等人，2017年），尽管它们的水文气候制度根本不同。相反，这些观察表明，在大多数亚洲石笋δ18O档案中，约100千年的信号可能被减弱了，可能是由于信号幅度被某些仍在研究中的机制“截断”（Cheng等人，2012年）。

已经提出了几种机制来解释这种减弱。首先，石笋δ18O本身的气候意义仍有争议（Dayem等人，2010年；Tan，2014年；Cheng等人，2019年；Hu等人，2019年；Zhang等人，2019年）。如果石笋δ18O主要反映局部降水量（如Wang等人，2001年；Yuan等人，2004年最初提出的），那么主导的岁差信号将支持低纬度驱动因素的观点。然而，如果这些记录整合了上游的水文过程、水分来源变化或季节性变化（Battisti等人，2014年；Caley等人，2014年；Liu等人，2014年），例如通过太阳辐射调节的海洋热含量变化驱动印度-太平洋暖池的同位素沉降（Tan等人，2026年），那么石笋δ18O与季风强度之间的关系就变得更加复杂。其次，水分-平流反馈可能对石笋δ18O的响应设定了一个阈值（Levermann等人，2009年；Schewe等人，2012年），限制了其对极端降水事件的敏感性（Cheng等人，2012年）。第三，间冰期较短的水汽传输距离可能会减少本来会放大冰期-间冰期信号的同位素分馏（Cai等人，2015年；Cheng等人，2019年）。第四，冬季季风的干扰也可能起作用。如果洞穴滴水整合了全年而非仅夏季的降水（Clemens等人，2010年；Battisti等人，2014年），冬季季风降水量及其同位素组成的变化可能会减弱冰期-间冰期信号，可能导致这些数据集中的约100千年和约40千年信号较弱。

最近一项使用黄土微化石δ18O记录的研究表明，中国中南部石笋δ18O反映了混合的夏季和非夏季降水信号，非夏季降水（具有更高的δ18O值）减弱了夏季季风信号，从而掩盖了约100千年的冰期-间冰期周期（Zhang等人，2025年）。这一观点得到了受亚洲冬季季风影响较小的地区（如云南（Cai等人，2015年）和印度（Liu等人，2020年）的石笋记录的支持，这些地区的冰期-间冰期变化更为明显。

这些观察表明，亚洲石笋中的δ18O信号来源于季风降水，并为确定轨道尺度季风变化的时间提供了最可靠的时间框架。然而，它们并不均匀地反映了东亚夏季季风降雨在冰期-间冰期尺度上的变化幅度（Liu等人，2017年；Tan等人，2026年）。这些模式的气候意义需要从观测和建模的角度进一步研究，这可能会促使重新评估一些基于δ18O的轨道尺度季风动态的解释。此外，比较代用记录和太阳辐射曲线时需要仔细考虑哪个纬度和季节最合适（Ruddiman，2006年；Cheng等人，2022年；Zhang等人，2023年）。

相反，基于黄土的季风重建也有其局限性。虽然黄土序列保留了清晰的冰期-间冰期周期性，但其代用信号受到夏季季风（成土作用）和冬季季风（尘埃积累）过程的影响。这种双重影响可能会放大约100千年的信号，同时减弱约20千年的岁差成分（Guo等人，2012年；Sun等人，2021年）。实际上，在从Fed/Fet序列中去除与LR04相关的线性成分后，岁差带方差的相对贡献增加，而偏心率带方差的贡献显著减少（表S1），表明黄土记录包含了一个与冰量相关的成分和一个无法简化为与LR04简单线性相关的额外轨道成分。此外，与铀-钍（U-Th）测年的石笋相比，黄土记录的年代分辨率相对较低，这限制了它们在岁差带进行精确相位分析的实用性。这些记录的综合特征（约100千年和约20千年的周期性共存、不同档案之间的光谱特征对比，以及相对于岁差的约2-3千年的相位滞后）无法通过单一因素来解释。这些特征促使我们发展了一个新的概念模型，该模型在第3.3节中进行了介绍。关于季风行为的地质视角：一个新的概念模型3.1. 概念模型的理论基础在各种可能的季风变化驱动因素中，全球冰量变化被广泛认为对岁差的变化有延迟响应，这种延迟归因于冰盖增长的渐进性质（Imbrie等人，1984年）。根据SPECMAP对海洋δ18O曲线的评估，这种延迟约为5千年（Imbrie等人，1984年）。同样，LR04全球海底δ18O数据集也显示，在23千年的时间范围内，冰量变化与岁差变化之间平均有约4.8千年的延迟（Lisiecki和Raymo，2005年）。考虑到约100千年和约40千年的信号，以及明显的半球反向相位关系的约20千年信号，我们提出了一个概念框架（双路径（2P）模型），其关键要素如下（图7）：（1）轨道尺度上的季风强度变化由两个主要驱动路径组成：一个源自低纬度夏季太阳辐射（太阳辐射路径，Pins），另一个由冰川-间冰期变化介导（冰川介导路径，Pice）。总体而言，2P模型认为轨道尺度上的季风变化M(t)是由两个驱动路径共同决定的：（1）ΦM2Pt=ΦPinstPicet，其中函数Φ表示两个路径之间的（可能是非线性的）相互作用，其具体形式可能取决于所考虑的代理指标和频率带。（2）太阳辐射路径在两个半球之间几乎是反相的，而冰川-间冰期路径则倾向于大致同步，这与米兰科维奇理论一致。（3）夏季季风环流，特别是季风降雨，在相对于岁差较短的时间尺度上（即10^2-10^3年或更短）对这两个驱动因素都有快速响应。这些因素共同决定了轨道尺度上的季风变化性质。轨道带的相位主要由这些驱动因素的相位关系控制，而不是由内部调整决定。太阳辐射路径主要通过其对感热和陆海温差的影响来起作用，而冰川介导路径可能涉及多种机制（图7）。这些机制包括大气湿度可用性、热带海表温度（SST）的变化、海平面波动（海岸线距离），以及青藏高原上的热条件，如第2节所讨论的。在完整的轨道尺度上，Pice在物理上表示冰川介导路径：它不仅包括一个滞后于低纬度太阳辐射的岁差带成分，还包括来自非线性冰盖动力学和相关边界条件变化的低频变化（例如CO2、SST、海平面；Abe-Ouchi等人，2013年）。因此，在黄土和其他对冰敏感的季风代理指标中观察到的约100千年和约40千年的周期性是通过这个路径传递到季风系统中的，而不是由两个岁差带信号的叠加产生的。这个框架解释了许多地质记录中观察到的季风变化的一阶特征，包括（1）普遍存在的约100千年和约40千年的周期性，（2）表现出冰川-间冰期节奏的季风记录的振幅调制，以及（3）季风强度与轨道岁差之间的复杂相位关系。此外，这个框架为过去80万年中大气甲烷的变化提供了一个潜在的解释，并且甚至可以解释某些千年尺度的季风信号（Guo等人（2012年）的图5）。在我们的概念模型中，季风强度对太阳辐射和冰量变化的快速响应有助于解释（i）热带来源的强烈岁差信号和（ii）中国石笋δ18O记录中高纬度北方的千年尺度信号的共存（Wang等人，2008年）。3.2. 概念模型的验证为了评估这个概念模型，我们使用了亚洲石笋δ18O时间序列（Cheng等人，2016年；Niu等人，2025年），这些序列提供了最精确的年代约束。具体来说，我们研究了石笋δ18O与轨道岁差之间的相位关系，使用北纬30度的夏至太阳辐射（Pins）（Berger和Loutre，1991年）来代表太阳辐射路径。我们选择北纬30度是因为这个纬度对应于亚洲季风的中心区域，那里的陆海温差直接控制着季风强度。选择夏至太阳辐射是因为它代表了亚洲大陆上的辐射强迫峰值，这驱动了导致季风开始和加强的压力梯度。鉴于海底δ18O数据集显示出相对于23千年岁差带的约4.8千年的延迟（Lisiecki和Raymo，2005年），我们应用了一个滞后4.8千年的反转岁差来表示冰川介导路径在岁差带的贡献（Pice），反映了冰川边界条件对季风系统的综合效应。我们使用这个滞后4.8千年的反转岁差（遵循Lisiecki和Raymo（2005年））作为独立于太阳辐射时间的冰量强迫的岁差带表达的代理。需要强调的是，图8中使用的滞后4.8千年的反转岁差仅作为相位验证的岁差带替代物；它并不旨在代表Pice的全部光谱内容，后者还携带了来自冰川介导动力学的低频功率（见第3.1节）。为了评估石笋δ18O中记录的岁差带相位行为，我们采用了简化形式：（2）M2Pt=maxPinstPicet下载：下载高分辨率图像（739KB）下载：下载全尺寸图像图8. 过去69万年中亚洲石笋δ18O记录与2P模型曲线的比较。（a-b）0-350千年（a）和350-690千年（b）的时间序列比较。蓝色：石笋δ18O记录（Niu等人，2025年）；红色：2P模型曲线；橙色：北纬30度夏至太阳辐射（Pins）；绿色：滞后4.8千年的反转岁差（Pice）。所有强迫曲线都缩放到[0, 1]区间以便于视觉比较。（c）石笋δ18O记录与2P模型曲线之间的交叉谱分析。蓝线（左轴）：幅度平方相干性；红色圆圈带误差条（右轴）：以千年为单位的相位滞后，其中负值表示石笋δ18O滞后于2P模型曲线。水平虚线表示95%的相干性置信水平。（关于此图例中颜色的解释，请参阅本文的网页版本。）这种公式是一种岁差带启发式方法，而不是全谱动态重建。最大值函数捕捉了一个非线性响应，在任何给定时间，季风环流主要由具有更强影响的驱动路径控制。这两个候选路径是直接的太阳辐射驱动的陆海温差（Pins）和冰川介导的边界条件对大气环流的累积效应（Pice）；较弱的路径对组合信号的岁差带相位只有边际贡献。根据经验，得到的2P曲线再现了石笋δ18O记录的关键特征，特别是相对于岁差的约3千年的相位滞后和光谱功率的时间演变（图8）。尽管石笋δ18O相对于Pins的相位滞后在视觉上是可检测的（Wang等人（2017年）的图16b），正如Clemens等人（2010年）之前描述的那样，δ18O时间序列与Pins和Pice的积分曲线（图8a-b）基本同相，这一点通过交叉谱分析得到了确认（图8c）。小波分析进一步表明，这种同相关系在过去69万年中基本保持稳定（图S2）。2P曲线与复合石笋δ18O记录在岁差带上的密切相位一致性为Pins和Pice的相对重要性提供了独立的、基于物理的约束。因为这两个路径的岁差带表达式相差约4.8千年，所以组合响应的相位对其相对权重非常敏感：如果它们的贡献有显著差异，将使组合相位明显偏向直接太阳辐射端元或冰川介导端元，这与观察到的石笋相位不符。观察到的约2-3千年的相位滞后只有在两个路径的贡献相当时才能再现，这为石笋δ180岁差带中Pins和Pice的幅度相当提供了定量支持。这也为非洲季风记录与太阳辐射之间的相位关系提供了见解（图9）。总之，这些发现支持了我们提出的概念模型，尽管仍需要进一步的测试。下载：下载高分辨率图像（552KB）下载：下载全尺寸图像图9. 西非季风Ba/Ca记录与2P模型曲线的比较。（a）蓝色：Ba/Ca记录（Weldeab等人，2007年）；红色：2P模型曲线；橙色：北纬30度夏至太阳辐射（Pins）；绿色：滞后4.8千年的反转岁差（Pice）。所有强迫曲线都缩放到[0, 1]区间以便于视觉比较。（b）Ba/Ca记录与2P模型曲线之间的交叉谱分析。蓝线（左轴）：幅度平方相干性；红色圆圈带误差条（右轴）：以千年为单位的相位滞后，其中负值表示Ba/Ca滞后于2P模型曲线。水平虚线表示95%的相干性置信水平。（关于此图例中颜色的解释，请参阅本文的网页版本。）与Clemens等人（2010年）提出的模型不同，我们的新模型将石笋δ18O视为季风时间的可靠代理，同时承认它可能无法准确记录降雨幅度的变化。此外，与Clemens等人（2010年）的模型不同，我们（i）接受石笋δ18O相对于岁差的约3千年相位作为在约20千年范围内最精确约束的季风相位，以及（ii）假设石笋δ180的岁差（17-25千年）成分源于高纬度和低纬度之间的相互作用，而不仅仅是低纬度太阳辐射的结果。一个关键区别在于我们使用了非线性最大值函数而不是线性叠加。这一点得到了过去69万年中石笋δ180的低频（>30千年）成分与高纬度北方气候持续相关性的支持（图10）。此外，石笋记录中约40千年和约20千年光谱功率的时间演变更紧密地跟随北纬65度的夏至太阳辐射，而不是北纬30度的太阳辐射（图11）。功率分解分析显示，石笋功率比与北纬65度的太阳辐射在岁差（r = 0.83）和倾角（r = 0.85）带中的相关性较高，而与北纬30度的太阳辐射的相关性较弱或相反（分别为r = -0.30和0.75）。这些结果表明，石笋δ180中的轨道带信号的幅度受到高纬度过程的显著调节，这意味着石笋δ180是季风降水变化的不完美指标。尽管如此，石笋δ180与2P曲线在岁差带上的密切相位一致性表明它提供了一个可靠的季风时间计时器。下载：下载高分辨率图像（542KB）下载：下载全尺寸图像图10. 亚洲石笋δ180记录的低频成分（>30千年）与（a）北大西洋站点U1313的SST（红色；Naafs等人，2012年）和（b）北大西洋站点U1308的批量碳酸盐δ180（红色；Hodell等人，2008年）的比较。低频成分是使用四阶巴特沃斯低通滤波器提取的，截止频率为1/30千年^-1。（关于此图例中颜色的解释，请参阅本文的网页版本。）下载：下载高分辨率图像（297KB）下载：下载全尺寸图像图11. 亚洲石笋δ180记录与（a）北纬65度和（b）北纬30度的夏至（6月21日）太阳辐射的小波功率分解比较。蓝实线和蓝空心圆分别代表石笋δ180记录和太阳辐射的岁差带（17-25千年）成分。红实线和红空心方块分别代表石笋δ180记录和太阳辐射的倾角带（33-50千年）成分。（关于此图例中颜色的解释，请参阅本文的网页版本。）3.3. 超出这个概念模型的情况传统上认为，气候变化的冰川-间冰期成分在北半球（NH）和南半球（SH）之间基本上是同步的，特别是如果两极的冰盖大致遵循米兰科维奇理论：两个半球的冰川-间冰期周期由轨道太阳辐射变化驱动。这种明显的同步性还得到了冰川-间冰期周期性与大气CO2之间强耦合的进一步加强。鉴于二氧化碳在全球大气中混合得相当均匀，人们普遍认为它起到了连接南北半球的作用机制之一。然而，最近的研究表明这种半球对称性并非普遍存在。例如，MIS-13时期的特征是明显的半球不对称性，北半球的温度显著高于南半球（Yin和Guo，2006；Guo等人，2009；Shi等人，2020），而在从MIS-11向MIS-10过渡期间，北半球冰盖的增长滞后于南极洲的冰盖增长（Hao等人，2012）。这种不对称的气候行为在第四纪的多个时期都有观察到，如中国黄土记录与南极冰记录之间的相关性所示（Guo等人，2009）。这种半球不对称性有可能显著扭曲冰期-间冰期的季风成分，从而有助于解释北半球季风环流的广泛同步增强。具体来说，亚洲（Guo等人，2000；Wang等人，2003）、印度（Bassinot等人，1994；Caley等人，2011a）和非洲（Rossignol-Strick等人，1998）的强季风时期与观察到的气候不对称性相吻合（Guo等人，2009）。先前的研究也支持这一观点，其中一些研究将气候不对称性与赤道辐合带（ITCZ）的北移联系起来（Iriondo，2000；Markgraf等人，2000）。结合陆地-海洋温差增强的效应，ITCZ的北移将进一步加剧北半球的季风环流。

应当注意的是，我们的概念模型将亚洲季风视为一个对轨道强迫响应一致的系统。然而，在实践中，这两种途径的相对重要性预计会在季风区域内有所不同。Pins途径在季风降雨直接与前倾调节的陆地-海洋温差相关的情况下最为有效。相比之下，Pice途径通过纬度依赖的机制（如冰盖地形和反照率）以及全球分布的强迫（如二氧化碳、热带海表温度、海平面）起作用，因此能够影响低纬度地区。因此，地质季风记录的光谱特征不仅反映了每个地点的局部季风动态，也反映了每个代用指标对季风系统不同方面的敏感性。最近的瞬态模拟证实了这种复杂性，显示南亚、华北、华南和日本的轨道响应存在差异（Lyu等人，2021；Matsushita等人，2024；Wen等人，2024a）。未来的改进可能需要根据地区特点调整这两种途径的相对权重。

4. 用石笋δ18O指导的黄土时间尺度精细化
如第3节所示，尽管石笋δ18O不能完全捕捉冰期-间冰期的幅度变化，也不能直接反映季风降雨量，但它为轨道尺度上的季风变化提供了最精确的时间框架。因此，U-Th测年的高精度使得石笋δ18O成为校准过去69万年黄土-古土壤序列时间尺度的理想基准（Niu等人，2025）。现有的基于磁化率的时间框架通过与海洋δ18O序列的相关性为中国的黄土序列提供了可靠的一阶年龄控制（Kukla等人，1990；Ding等人，1994），这一框架最初基于SPECMAP时间尺度（Imbrie等人，1984）。包括Fed/Fet比率在内的地球化学代用指标也是基于这一磁化率框架来确定其年龄的（Guo等人，2000）。在这里，我们利用斜率带上的石笋δ18O来精细化Fed/Fet比率的时间序列，因为这两种代用指标都受到高纬度冰层介导的相同强迫（Pice途径）。独立的支持来自对罗川记录的高分辨率K长石后红外IRSL（pIRIR）测年，该测年将绝对年龄控制扩展到约35万年，年龄不确定性约为10%（Zhang等人，2022）。磁化率受到主要风成输入（冬季季风）和次生成土作用（夏季季风）的影响，使其成为一个复杂的信号，从而增加了时间校准的难度。相比之下，Fed/Fet比率主要反映了与夏季季风降水相关的化学风化强度，受沉积后磁矿物转变的影响较小。因此，它更可能直接指示夏季季风的变异性，并且更适合通过与独立测年的石笋δ18O记录对齐来进行时间精细化。校准程序包括三个步骤：
(1) 采用现有的基于磁化率的时间框架（Ding等人，1994）作为黄土Fed/Fet比率记录的初始年龄框架。这一磁化率-海洋δ18O时间尺度通过与海洋同位素阶段的相关性提供了稳健的一阶年龄控制。
(2) 使用带通滤波从Fed/Fet比率记录和U-Th测年的石笋δ18O记录中提取斜率带（33-50千年）成分（图12a）。在这个频率范围内，两个档案都保留了可测量的斜率带成分，提供了一个物理上可解释的共同基准。
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图12. 使用石笋δ18O记录精细化亚洲黄土记录。(a) 黄土Fed/Fet记录（红色）和石笋δ18O记录（蓝色）的斜率带（33-50千年）成分的比较。带通滤波使用了四阶巴特沃斯滤波器。(b) 根据与石笋δ18O记录的峰值匹配调整黄土Fed/Fet记录。浅粉色线：原始黄土Fed/Fet记录；带圈的红色虚线：识别的黄土Fed/Fet峰值；带圈的蓝色线：与石笋匹配的峰值。（关于此图例中颜色的解释，请参阅文章的网页版本。）
(3) 通过匹配斜率带内过滤后的黄土Fed/Fet比率记录和石笋δ18O记录之间的峰值来微调黄土时间尺度。这种峰值匹配方法在690年的记录中识别出34个匹配点，年龄调整范围从-11千年到+6千年（平均值：-2.4千年；σ = 5.7千年；表S2）。尽管在黄土Fed/Fet中前倾效应减弱，在石笋δ18O中冰期-间冰期幅度减弱，但斜率带成分提供了一个稳健的共同频率用于校准（图12b）。在斜率带内，黄土Fed/Fet和石笋δ18O记录在校准前已经显示出中等程度的正相关（r = 0.42），校准后增加到0.77（p < 0.05），证明了我们峰值匹配方法的有效性。有了这个精细化的黄土-古土壤时间框架，就可以研究：(i) 夏季和冬季季风代用指标之间的相位关系，(ii) 黄土序列与海底δ18O序列之间的相关性，以及(iii) 夏季季风强度与大气中温室气体（CO2/CH4）浓度之间的关系。此外，由于长期（约690年）黄土-古土壤序列与太阳辐射和LR04序列的系统对应关系，现在可以校准标准化的黄土时间尺度。这样的标准化时间尺度将作为未来研究的宝贵工具。校准后的黄土时间尺度和匹配点数据作为补充数据提供给社区使用。

5. 结论
长期以来，亚洲季风的轨道尺度变化被认为是由三种不同的驱动机制引起的：(i) 低纬度夏季太阳辐射，(ii) 南半球的气候影响，以及(iii) 高纬度冰层介导的过程。基于过去690年的代表性地质记录的综合分析，我们提出了一个双途径（2P）概念模型，整合了这些看似不同的观点。我们模型的核心提出了两条途径：低纬度夏季太阳辐射（Pins）和冰层介导的途径（Pice）。Pins途径主要通过调节陆地-海洋温差来传递前倾带强迫。Pice途径则通过冰层介导的边界条件的综合效应起作用，包括大气持水能力、热带海表温度、海平面变化以及青藏高原上的热条件，同时传递前倾带强迫和来自冰盖动力学的低频（约100年、约40年）变化。季风系统会迅速响应在任何给定时间施加更强影响的驱动因素。

这个双途径框架表明，轨道尺度上的亚洲季风变化反映了低纬度太阳辐射途径和高纬度冰层介导途径的相对影响的变化。它为解释以下现象提供了一个一致的框架：(1) 大多数地质季风记录中明显的约100年、约40年和约20年的周期性；(2) 石笋δ18O（前倾主导）与黄土和湖泊序列（冰期-间冰期主导）之间的光谱特征差异；以及(3) 石笋δ18O与前倾之间的约2-3年的相位滞后。这一框架得到了过去690年石笋δ18O与2P曲线之间密切相位一致性的支持（前倾带上的交叉光谱一致性>0.8；图8），以及其在非洲季风记录中的适用性。我们概念模型中提到的过程与气候模型模拟结果大体一致，并解释了地质季风记录中低纬度（例如，强烈的约20年前倾周期性）和高纬度（例如，北大西洋千年尺度信号）信号的叠加现象。利用这一概念框架，我们通过使用精确测年的石笋记录校准黄土-古土壤时间序列，展示了其实际应用。这种方法利用了两种档案的互补优势：石笋的时间精度和黄土中保存的完整冰期-间冰期幅度。校准显著提高了斜率带内的相关性，并为研究多种代用指标的季风动态提供了标准化的时间尺度。因此，这个双途径模型为理解亚洲季风的轨道尺度变化提供了一个可检验的框架，并调和了近几十年来出现的不同观点。

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郭正堂：写作——审阅与编辑、撰写——初稿、可视化、验证、监督、资源管理、项目行政、方法论、调查、资金获取、正式分析、数据管理、概念化。
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