Abstrak
Presesi orbit Bumi diperkirakan memiliki dampak berkelanjutan pada iklim global. Namun, catatan sedimen yang ada dari Asia Tengah yang gersang (ACA) yang dipengaruhi angin barat selama Pleistosen awal didominasi oleh siklus oblikuitas ∼41-kyr. Di sini, kami menyajikan bukti jelas pertama dari siklus presesi ∼21-kyr yang dominan dalam catatan proksi iklim terestrial dari ACA selama periode ini. Kami menunjukkan bahwa rasio kerentanan magnetisasi remanen anhisteretik ( χ ARM ) terhadap kerentanan magnetik frekuensi rendah ( χ lf ) dalam sedimen loess adalah proksi yang kuat untuk paleopresipitasi. Catatan ∼600 ka χ ARM / χ lf dari endapan loess di ACA barat menunjukkan siklus ∼21-kyr yang jelas antara ∼2,24 dan 2,05 Ma, ketika iklim regional kering dan intensitas pedogenik lemah. Temuan ini memberi pandangan baru mengenai peran presesi dalam mendorong variabilitas hidroiklim dan menggarisbawahi pentingnya pemaksaan insolasi lintang rendah di wilayah kering lintang menengah di Asia.
Poin-poin Utama
- χ ARM / χ lf dalam loess dapat digunakan untuk rekonstruksi paleopresipitasi
- Catatan proksi iklim terestrial dari wilayah kering Asia Tengah bagian barat menunjukkan siklus presesi dominan sekitar 21 ribu tahun lalu antara sekitar 2,24 dan 2,05 juta tahun lalu.
- Perubahan insolasi yang disebabkan oleh presesi memainkan peran penting dalam mempengaruhi dinamika iklim di garis lintang tengah selama awal Zaman Kuarter.
Ringkasan Bahasa Sederhana
Siklus presesi orbit Bumi—”goyangan” planet saat berputar pada porosnya—telah lama dianggap memengaruhi iklim global dengan mengubah distribusi musiman insolasi. Namun, catatan δ 18 O foraminifera bentik selama Pleistosen awal (∼2,6–1,2 juta tahun lalu) didominasi oleh siklus 41-kyr, dengan tidak adanya sinyal presesi ∼21-kyr yang kuat. Sementara bukti yang berkembang menunjukkan variabilitas hidroklimat yang dipercepat oleh presesi di Asia garis lintang tengah selama Pleistosen akhir, masih belum jelas apakah pengaruh ini meluas ke periode Pleistosen awal. Di sini kami melaporkan bukti baru siklus iklim ∼21-kyr antara ∼2,24 dan 2,05 juta tahun lalu, berdasarkan urutan loess–paleosol dari Asia Tengah bagian barat yang gersang (ACA). Kami menunjukkan bahwa parameter magnetik batuan dalam sedimen loess secara andal mencatat curah hujan masa lalu. Dalam catatan sepanjang ∼600.000 tahun, kami mengamati siklus-siklus yang terus-menerus mengikuti pola presesi yang terkait dengan variasi intensitas pembentukan tanah, yang mencerminkan fase kering dan basah yang bergantian. Temuan kami menyoroti peran presesi orbital dalam membentuk iklim regional di Asia garis lintang tengah selama awal Pleistosen dan memberikan bukti terestrial yang langka untuk gaya presesi di lingkungan benua yang gersang.
1 Pendahuluan
Presesi orbit Bumi, dengan periodisitas ∼21-kyr, secara teoritis memainkan peran kunci dalam siklus iklim glasial-interglasial melalui modulasi insolasi musiman (Hays et al., 1976 ; Milankovitch, 1941 ). Namun, catatan δ 18 O laut bertumpuk dari awal Pleistosen (∼2,75–1,2 juta tahun lalu) didominasi oleh siklus oblikualitas 41-kyr, dengan tidak adanya sinyal presesi ∼21-kyr yang kuat (Lisiecki & Raymo, 2005 ). Perbedaan ini disebut sebagai “masalah 41-kyr” dan dianggap sebagai salah satu misteri yang belum terpecahkan dalam teori Milankovitch (Barker et al., 2022 ; Raymo & Huybers, 2008 ; Raymo & Nisancioglu, 2003 ; Raymo et al., 2006 ). Meskipun siklus-siklus yang dipercepat oleh presesi yang semakin dominan telah diidentifikasi di beberapa lokasi selama Pleistosen awal (misalnya, An et al., 2011 ; Barker et al., 2022 , 2025 ; Crocker et al., 2022 ; deMenocal, 1995 ; Liautaud et al., 2020 ; Lupien et al., 2018 , 2022 ; Shakun et al., 2016 ; Sun et al., 2011 ; Yan et al., 2023 ), catatan semacam itu masih langka di Asia garis lintang tengah (Sun et al., 2019 ; Zhao et al., 2020 ), sehingga menghalangi pemahaman kita tentang bagaimana pemaksaan orbit memengaruhi iklim regional di wilayah ini selama Pleistosen awal.
Loess adalah salah satu arsip benua terbaik untuk menyelidiki perubahan iklim terestrial selama Kuarter (misalnya, Beck et al., 2018 ; Hao et al., 2012 ; TS Liu, 1985 ; Zan et al., 2024 ). Studi klasik tentang sekuens loess-paleosol di Asia garis lintang tengah telah mengungkapkan siklus oblikualitas 41-kyr dan/atau eksentrisitas 100-kyr yang dominan selama Pleistosen (misalnya, Ao et al., 2023 ; Ding et al., 2002 ; Fang et al., 2020 ; Han et al., 2020 ; Sun et al., 2006 , 2022 ), konsisten dengan catatan δ 18 O laut, yang menunjukkan bahwa perubahan volume es di garis lintang tinggi memainkan peran utama dalam membentuk variabilitas iklim regional. Namun, bukti yang berkembang dari speleothem (misalnya, Cheng et al., 2016 , 2022 ; Niu et al., 2025 ), sedimen danau (misalnya, An et al., 2011 ; Zhao et al., 2020 ), isotop lilin daun (misalnya, Häggi et al., 2019 ), catatan debu dari catatan laut dalam (Zhong et al., 2024 ), dan beberapa urutan loess-paleosol di Dataran Tinggi Loess Tiongkok bagian barat (CLP) (misalnya, Guo et al., 2022 ; XS Li et al., 2024 ; Ma et al., 2017 ; Sun et al., 2019 , 2022 ) telah mengungkapkan variabilitas yang dipercepat oleh presesi selama akhir Pleistosen. Temuan ini menunjukkan interaksi yang lebih kompleks antara pemaksaan insolasi lintang rendah dan perubahan volume es lintang tinggi daripada yang diketahui sebelumnya (Cheng et al., 2022 ; Lu et al., 2021 ; PX Wang, 2021 ).
Meskipun demikian, ekspresi pemaksaan presesi di Asia garis lintang menengah selama awal Pleistosen masih kurang dibatasi. Sementara catatan isotop karbon stabil dari bagian Jingyuan (JY) (Gambar 1a , Sun et al., 2019 ) dan catatan serbuk sari dari inti bor ZB (Gambar 1a , Zhao et al., 2020 ) menunjukkan siklus presesi 21-kyr yang dominan di Asia monsun (MA) antara ∼1,7 dan 1,2 Ma, catatan lain—seperti kerentanan magnetik—mengungkapkan siklus oblikuitas 41-kyr dan/atau siklus eksentrisitas 100-kyr yang dominan di MA (misalnya, Bloemendal & Liu, 2005 ; Sun et al., 2006 , 2022 ) dan Asia Tengah yang gersang (ACA) (misalnya, Ding et al., 2002 ; Fang et al., 2020 ) selama Pleistosen awal.
NE Iran terletak di tepi paling barat ACA dan secara signifikan dipengaruhi oleh angin barat (Gambar 1a ). Wilayah ini memiliki sekuens loess-paleosol Kuarter yang berkembang dengan baik, yang merupakan arsip informasi paleoklimat yang berharga pada skala waktu orbital dan suborbital selama Kuarter (Kehl, 2010 ; Khormali & Kehl, 2011 ; Q. Wang et al., 2019 , 2020 ; X. Wang et al., 2016 ). Dalam studi ini, kami menganalisis parameter magnetik batuan sepanjang gradien presipitasi di NE Iran, dalam ACA, dan membandingkannya dengan parameter dari CLP di Asia monsunal (MA). Hasil kami mengonfirmasi bahwa rasio kerentanan magnetisasi remanen anhisteretik terhadap kerentanan magnetik frekuensi rendah ( χ ARM / χ lf ) adalah proksi yang kuat untuk paleopresipitasi. Dengan menggunakan proksi ini, kami merekonstruksi variasi presipitasi masa lalu di Iran Timur Laut dari ∼2,4 hingga 1,8 juta tahun lalu, dan kami mengidentifikasi siklus presesi yang dominan selama awal Pleistosen.
2 Bahan dan Metode
Endapan loess di NE Iran, terletak di Asia yang didominasi angin barat, meliputi area seluas ∼3.800 km 2 . Karena endapan loess-nya yang luas, wilayah ini, seperti CLP, disebut “Dataran Tinggi Loess Iran (ILP)” (Gambar 1 ; misalnya, Kehl, 2010 ; Vlaminck et al., 2018 ; Q. Wang et al., 2019 ; X. Wang et al., 2016 ). Seluruh wilayah menunjukkan karakteristik yang mirip dengan iklim kuasi-Mediterania: musim dingin yang sejuk dan hujan serta musim panas yang panas dan kering (Gambar 1a ), sangat berbeda dari MA (X. Wang et al., 2020 ). Di bawah kondisi iklim saat ini, variasi suhu minimal, sedangkan variasi presipitasi cukup besar (Q. Wang et al., 2019 ). Suhu tahunan rata-rata (MAT) adalah ∼18°C dan curah hujan tahunan rata-rata (MAP) kurang dari ∼200 mm di bagian utara, dan MAT adalah ∼15°C dan MAP lebih dari ∼900 mm di bagian selatan, dalam rentang spasial ∼80 km (Gambar S1 dalam Informasi Pendukung S1 ; misalnya, Khormali & Kehl, 2011 ; Q. Wang et al., 2019 ).
Urutan loess-paleosol AB terletak di ILP pusat (37°41′20″N, 55°25′19″E; 223 m dpl) (Gambar 1a ). Urutan loess-paleosol ini, yang secara tidak selaras mendasari suksesi loess Pleistosen Atas dan secara tidak selaras menutupi urutan batu gamping Kenozoikum akhir, dapat dibagi menjadi tiga unit litologi. Unit 1, ∼22–18 m, didominasi oleh kompleks paleosol berwarna merah kecokelatan (7,5 YR 3/6), yang berkembang kuat yang diselingi dengan dua lapisan kaya karbonat dan satu lapisan paleosol yang berkembang lemah di bagian bawah. Unit 2, ∼18–9,5 m, dicirikan oleh kompleks paleosol berwarna kuning kemerahan (10 YR 6/6), yang berkembang lemah dengan pergantian strata loess dan lapisan paleosol. Unit 3, ∼9,5-2 m, tersusun dari kompleks paleosol berwarna merah kecoklatan (7,5 YR 3/6), sangat berkembang yang diselingi dengan empat lapisan kaya karbonat dan satu paleosol yang relatif lemah perkembangannya di bagian atas (Gambar 1b dan 1c , X. Wang et al., 2016 ).
Sebanyak 106 sampel tanah permukaan dari ILP dipilih untuk studi proses modern (Gambar S1 dalam Informasi Pendukung S1 ). Nilai MAP dan MAT yang sesuai untuk setiap lokasi tanah permukaan diperkirakan menggunakan interpolasi Kriging di ArcGIS 10.8, berdasarkan data iklim modern yang disediakan oleh Perusahaan Manajemen Sumber Daya Air Iran untuk Iran utara (Q. Wang et al., 2019 ). Selain itu, 203 sampel loess representatif dikumpulkan dari profil AB (Gambar 1b ). Kronologi profil ini ditetapkan menggunakan penanggalan paleomagnetik, didukung oleh kendala biostratigrafi independen (Gambar 1f , X. Wang et al., 2016 ). Keandalannya dikonfirmasi oleh penanggalan 40 Ar/ 39 Ar dari lapisan abu vulkanik dari bagian terdekat (Van Baak et al., 2019 ). Usia batas peristiwa polaritas magnetik berfungsi sebagai titik kontrol kronologis utama (Gambar 1f dan Tabel S1 dalam Informasi Pendukung S1 ). Usia bagian atas dan bawah profil, serta setiap sampel individual, ditentukan melalui interpolasi linier antara titik kontrol ini. Penyetelan orbital sengaja dihindari untuk mencegah kemungkinan penalaran melingkar. Dalam kerangka kronologis ini, resolusi pengambilan sampel rata-rata ∼3,3 ka antara 1,81 dan 2,04 Ma, ∼2,1 ka antara 2,05 dan 2,24 Ma, dan ∼3,9 ka antara 2,25 dan 2,38 Ma.
χ lf dari sampel-sampel ini diukur menggunakan Bartington MS2 susceptibility meter (Oxford, Inggris) pada frekuensi 470 Hz. ARM diberikan menggunakan demagnetizer medan-berganti (AF) (DTECH, AS) dengan puncak AF 100 mT dan medan DC bias 50 μT, dan kemudian diukur dengan spinner magnetometer (Molspin Minispin, Inggris). Parameter ini dinyatakan sebagai kerentanan magnetisasi remanen anhisteretik ( χ ARM ) setelah normalisasi oleh medan bias 50 μT (misalnya, Thompson & Oldfield, 1986 ). Pengukuran magnetik di atas dilakukan di College of Geography and Environmental Sciences, Zhejiang Normal University, Cina. Kami juga melakukan eksperimen magnetik batuan pada sampel percontohan dari bagian AB. Kurva χ –T diukur dari suhu ruangan hingga 700°C dalam atmosfer argon, menggunakan meter MFK1-FA dengan tungku CS-3 (AGICO). Kurva akuisisi magnetisasi remanen isotermal (IRM), loop histeresis, dan diagram kurva pembalikan orde pertama (FORC) diukur menggunakan VSM Princeton Measurements Corporation (Model 3900). Eksperimen ini dilakukan di Laboratorium Utama Sistem Lingkungan Tiongkok Barat (Kementerian Pendidikan) dan Sekolah Ilmu Bumi, Universitas Lanzhou, Tiongkok.
Analisis spektral dilakukan menggunakan perangkat lunak Acycle 2.8 yang dimuat dalam MATLAB (MS Li et al., 2019 ). Pertama, deret waktu diinterpolasi ke langkah waktu yang konstan dan kemudian model detrending LOWESS diterapkan. Analisis spektral dilakukan menggunakan metode 2π Multitaper dengan derau merah yang kuat. Terakhir, spektrum evolusi diperoleh menggunakan metode transformasi Fourier Cepat.
3 Hasil
Dalam 106 sampel tanah permukaan, χ ARM / χ lf berkisar dari 1,15 hingga 3,22, dengan rata-rata 1,92. Regresi linier digunakan untuk menyelidiki hubungan antara χ ARM / χ lf dan MAP dan MAT. Ada hubungan positif yang signifikan antara χ ARM / χ lf dan MAP (Gambar 2a ), tetapi tidak ada korelasi yang signifikan dengan MAT (Gambar 2b ). Ini sangat kontras dengan hasil dari MA, di mana χ ARM / χ lf menunjukkan korelasi positif yang signifikan dengan MAP dan MAT (Gambar 2c dan 2d , Nie et al., 2014 ).
Pada 203 sampel loess profil AB, χ ARM / χ lf berkisar antara 3,71 hingga 6,95, dengan rata-rata 5,30 (Gambar 4a ). Nilai χ ARM / χ lf umumnya lebih rendah pada kompleks paleosol yang berkembang lemah di Unit 2 dibandingkan dengan kompleks paleosol yang berkembang kuat di Unit 1 dan Unit 3 (Gambar 1b ). Nilai χ ARM / χ lf sampel lapisan paleosol berkisar antara 3,71 hingga 6,95, dengan rata-rata 5,38, sedangkan lapisan loess berkisar antara 3,95 hingga 5,37, dengan rata-rata 4,61. Hasil uji t dua sisi menunjukkan adanya perbedaan yang signifikan nilai χ ARM / χ lf antara lapisan paleosol dan loess: t (180) = 4,24, p < 0,001.
Untuk sampel representatif dari profil AB, semua kurva χ –T menampilkan penurunan signifikan dalam magnetisasi mendekati 580°C, diikuti oleh penurunan bertahap hingga 680°C (Gambar S2a dan S2b dalam Informasi Pendukung S1 ), yang menunjukkan keberadaan magnetit dan hematit (Tauxe, 2009 ). Kurva akuisisi IRM menunjukkan peningkatan tajam di bawah ∼300 mT (Gambar S2c dan S2d dalam Informasi Pendukung S1 ), yang menunjukkan dominasi magnetit (Ao et al., 2018 ). Loop histeresis sempit, yang menutup pada ∼400 mT (Gambar S2e dan S2f dalam Informasi Pendukung S1 ), selanjutnya mengonfirmasi bahwa pembawa magnetik terutama bersifat “lunak” secara magnetik dengan koersivitas rendah (Tauxe, 2009 ). Diagram FORC menunjukkan kontur tertutup dengan kepadatan maksimum pada nilai Hc sekitar 10 mT dan kontur luar yang berbeda (Gambar S2g dan S2h dalam Informasi Pendukung S1 ), yang menunjukkan bahwa pembawa magnetik utama adalah magnetit domain tunggal (SD), dengan keberadaan butiran pseudo domain tunggal (PSD) atau campuran butiran SD dan multidomain (MD) (Roberts et al., 2000 ).
Hasil analisis spektral profil AB menunjukkan siklisitas dominan ∼21-kyr selama interval ∼2,24–2,05 juta tahun lalu, yang sesuai dengan pergantian lapisan paleosol dan loess yang berkembang lemah di Unit 2. Sebaliknya, siklisitas dominan ∼41-kyr terjadi selama interval ∼2,05–1,8 dan ∼2,38–2,24 juta tahun lalu, yang sesuai dengan kompleks paleosol yang berkembang kuat di Unit 1 dan 3 (Gambar 1b dan 3a ).
4 Diskusi
4.1 Indeks Proksi untuk Paleopresipitasi di Strata Loess
χ ARM / χ lf telah banyak diaplikasikan dalam studi paleoklimat berbasis loess sebagai indikator kandungan butiran ferrimagnetik halus yang dihasilkan selama pedogenesis. Namun, implikasinya terhadap rekonstruksi paleoklimat masih diperdebatkan. Sementara beberapa studi telah menunjukkan bahwa χ ARM / χ lf adalah proksi suhu (Nie et al., 2014 ), studi lain menunjukkan bahwa itu adalah proksi presipitasi (Ao et al., 2018 ; Gao et al., 2018 ; CY Liu et al., 2021 ). MAT dan MAP sangat berkorelasi dalam MA, dan karena itu memisahkan pengaruh masing-masing pada variasi χ ARM / χ lf merupakan tantangan. Untuk mengatasi hal ini, kami mengumpulkan sampel tanah modern dari gradien presipitasi yang jelas tetapi MAT yang hampir konstan di NE Iran, yang dicirikan oleh musim panas yang panas dan kering serta musim dingin yang sejuk dan basah, sangat berbeda dari MA, dengan sebagian besar presipitasi terjadi di musim panas dan dengan ko-variasi yang nyata antara presipitasi dan suhu. Hasil kami menunjukkan bahwa nilai χ ARM / χ lf berkorelasi positif dengan MAP tetapi berkorelasi lemah dengan MAT (Gambar 2 ), yang menunjukkan bahwa suhu memiliki dampak yang dapat diabaikan pada sifat magnetik loess di wilayah ini. Korelasi ini kontras dengan hasil dari MA, di mana nilai χ ARM / χ lf berkorelasi positif dengan MAP dan MAT (Gambar 2 , Nie et al., 2014 ). Perbandingan set data modern dari dua gradien presipitasi di ACA dan MA mengarahkan kami untuk menyimpulkan bahwa χ ARM / χ lf adalah proksi yang andal untuk paleopresipitasi.
χ lf mengintegrasikan sifat magnetik semua mineral dalam sampel, sementara χ ARM sensitif terhadap partikel domain tunggal (SSD) halus dan stabil serta partikel PSD kecil dan tidak merespons partikel superparamagnetik (SP) (Evans & Heller, 2001 ; Thompson & Oldfield, 1986 ). Analisis magnetik batuan dari sampel percontohan menunjukkan bahwa pembawa magnetik sampel loess-paleosol Pleistosen Bawah di NE Iran didominasi oleh magnetit pedogenik berbutir halus (Gambar S2 dalam Informasi Pendukung S1 ), seperti halnya di Tajikistan (Zan et al., 2022 ) dan CLP (Ao et al., 2018 ; Nie et al., 2014 ). Produksi partikel SP, SSD, dan PSD skala nano selama pedogenesis sensitif terhadap variasi presipitasi dan suhu, sedangkan partikel PSD dan MD kasar sebagian besar berasal dari aeolian dan karenanya kurang sensitif terhadap perubahan presipitasi dan suhu (King & Channell, 1991 ; Nie et al., 2014 ; Verosub & Roberts, 1995 ). Untuk sedimen loess, kontribusi partikel SSD kecil dan PSD kecil terhadap χ lf dapat diabaikan (Nie et al., 2014 ). Jika kontribusi komponen berbutir kasar aeolian relatif konstan, χ ARM / χ lf dapat disederhanakan sebagai:
Dengan demikian, nilai χ ARM / χ lf yang lebih tinggi menunjukkan proporsi butiran magnetik halus yang lebih besar yang dihasilkan selama pedogenesis, dibandingkan dengan partikel SP (Bloemendal & Liu, 2005 ; Nie et al., 2014 ). Selain itu, Ao et al. ( 2018 ) mengusulkan bahwa butiran SP berasal selama tahap awal pedogenesis, dengan beberapa di antaranya berpotensi berevolusi menjadi butiran SD atau bahkan butiran PSD kecil. Butir yang lebih besar ini menunjukkan χ ARM yang tinggi tetapi χ lf yang rendah saat pedogenesis berlangsung. Akibatnya, χ ARM / χ lf memberikan perspektif yang lebih komprehensif tentang perubahan pedogenik daripada χ lf atau χ ARM saja.
4.2 Siklus Presesi ∼21-kyr dalam ACA dan Implikasinya
Dengan χ ARM / χ lf sebagai proksi untuk paleopresipitasi, baik profil AB di Asia barat maupun profil LC di MA (Bloemendal & Liu, 2005 ) menunjukkan pola jangka panjang serupa dari siklus basah-kering, dengan interval yang relatif kering dari ∼2,24 hingga ∼2,05 Ma dibandingkan dengan interval lainnya (Gambar 4a dan 4b ). Tren ini konsisten dengan perubahan kemerahan tanah (a*) dari ILP (Gambar 1e ), di mana nilai yang lebih tinggi menunjukkan kondisi yang lebih hangat dan lebih lembap dan nilai yang lebih rendah menunjukkan iklim yang lebih dingin dan lebih kering (X. Wang et al., 2016 ). Karena usia sampel untuk setiap bagian diperkirakan menggunakan interpolasi linear antara titik kontrol paleomagnetik—tanpa menggunakan penyetelan orbital—beberapa perbedaan muncul, seperti nilai χ ARM / χ lf yang tinggi di CLP yang sesuai dengan nilai yang rendah di ILP (Gambar 4a dan 4b ). Namun, ketidakpastian penanggalan tersebut tidak berdampak signifikan terhadap interpretasi data secara keseluruhan atau tren iklim yang lebih luas.
Pada profil AB, periodisitas terkuat selama interval ∼2,05–1,8 dan ∼2,38–2,24 juta tahun lalu adalah ∼41-kyr, sementara selama ∼2,24–2,05 juta tahun lalu, periodisitas dominan berubah menjadi ∼21-kyr (Gambar 3a ). Pola siklisitas astronomis dalam ACA ini berbeda secara signifikan dari yang ditunjukkan oleh rekaman χ ARM / χ lf dari penampang LC (Bloemendal & Liu, 2005 ) dan rekaman χ lf dari penampang Xifeng (XF) dan Lingtai (LT) (Ma et al., 2017 ; Sun et al., 2022 ) dalam MA, di mana periodisitas dominannya adalah ∼41 dan ∼100-kyr, dan siklus presesi ∼21-kyr secara khusus tidak ada selama ∼2,4–1,8 juta tahun lalu (Gambar 3b ).
Kami mengusulkan bahwa ketidakkonsistenan dalam siklus astronomi ini adalah hasil dari dampak intensitas pedogenesis pada proksi iklim. Pedogenesis yang lebih kuat, didorong oleh presipitasi yang lebih tinggi, bioturbasi, dan penetrasi curah hujan yang lebih dalam ke profil loess, melemahkan pengaruh siklus orbit yang lebih pendek sambil memperkuat siklus yang lebih panjang (Feng et al., 2004 ; Lu et al., 2004 ). Studi CLP telah mengungkapkan variasi spasial yang berbeda dalam siklus dominan dalam strata loess selama Pleistosen Akhir (Ma et al., 2017 ). Di CLP barat yang lebih kering dan lebih dingin, di mana intensitas pedogenik lebih lemah, catatan loess didominasi oleh siklus ∼21-kyr, seperti di bagian Gulang (GL) (Sun et al., 2021 ), Xijin (XJ) (Guo et al., 2022 ), dan JY (Sun et al., 2006 ) (lihat lokasi pada Gambar 1a ). Sebaliknya, di CLP tengah yang lebih hangat dan basah, siklus ∼41-kyr dan/atau 100-kyr menjadi lebih menonjol, seperti yang diamati di bagian Chongxin (CX) (Ao et al., 2024 ), Baoji (BJ) (Ding et al., 1995 ), XF dan LC (Bloemendal & Liu, 2005 ; Sun et al., 2022 ) (lihat lokasi pada Gambar 1a ). Fenomena ini konsisten dengan catatan χ ARM / χ lf kami , yang didominasi oleh siklus presesi ∼21-kyr selama interval ∼2,24–2,05 Ma, ketika iklim relatif kering dan intensitas pedogenik lebih lemah (Gambar 1b ); dan mendominasi siklus ∼41-kyr ketika iklim regional lebih basah dan intensitas pedogenik lebih kuat.
Pleistosen awal merupakan periode kritis untuk pembentukan siklus glasial-interglasial global (Lisiecki & Raymo, 2005 ). Meskipun siklus-siklus yang dipercepat oleh presesi yang semakin menonjol telah diidentifikasi di beberapa lokasi (misalnya, Crocker et al., 2022 ; deMenocal, 1995 ; Liautaud et al., 2020 ; Lupien et al., 2018 , 2022 ; Shakun et al., 2016 ; Yan et al., 2023 ), baik catatan δ 18 O foraminifera bentik bertumpuk (misalnya, Raymo & Nisancioglu, 2003 ) maupun catatan proksi dari CLP (misalnya, Sun et al., 2006 , 2021 , 2022 ) menunjukkan sedikit bukti variabilitas 21-kyr selama Pleistosen awal. Sementara ketiadaan sinyal 21-kyr dalam rekaman δ 18 O foraminifera bentik dapat dijelaskan oleh efek pembatalan interhemispheric (misalnya, Barker et al., 2022 ; Morée et al., 2021 ; Raymo & Huybers, 2008 ; Raymo & Nisancioglu, 2003 ; Raymo et al., 2006 ), mekanisme ini tidak dapat menjelaskan ketiadaan siklisitas presesi dalam rekaman terestrial selama Pleistosen awal.
Catatan χ ARM / χ lf kami memberikan bukti terestrial unik bahwa siklus presesi 21 ribu tahun mendominasi variabilitas iklim di ACA barat antara ∼2,24 dan 2,05 juta tahun lalu. Temuan ini secara umum konsisten dengan catatan dari MA, di mana data isotop karbon stabil (Sun et al., 2019 ) dan catatan serbuk sari dari sedimen danau (Zhao et al., 2020 ) menunjukkan siklus presesi yang kuat antara ∼1,7 dan 1,2 juta tahun lalu. Selain itu, semakin banyak penelitian telah mengidentifikasi variabilitas iklim yang didominasi presesi dalam catatan stalagmit (misalnya, Cheng et al., 2016 , 2022 ), isotop lilin daun (misalnya, Häggi et al., 2019 ), catatan debu dari Samudra Pasifik Utara (misalnya, Zhong et al., 2024 ), dan beberapa urutan loess-paleosol dari CLP barat (misalnya, Guo et al., 2022 ; XS Li et al., 2024 ; Ma et al., 2017 ; Sun et al., 2021 , 2022 ) selama Pleistosen tengah hingga akhir. Jika digabungkan, hasil-hasil ini menunjukkan bahwa presesi orbital mungkin merupakan pendorong variabilitas iklim yang terus-menerus dan tersebar luas secara spasial di seluruh Asia garis lintang tengah sepanjang Kuarter.
5 Kesimpulan
Studi proses modern dari ILP dan CLP menunjukkan bahwa parameter magnetik batuan χ ARM / χ lf dalam endapan loess merupakan indikator perubahan presipitasi yang kuat. Rekonstruksi iklim Pleistosen awal kami pada ILP, berdasarkan χ ARM / χ lf , mengungkap siklus presesi ∼21-kyr yang didominasi selama interval ∼2,24–2,05 Ma. Ini merupakan bukti geologi pertama dari siklus yang didominasi presesi di ACA selama Pleistosen awal. Sebaliknya, catatan sebelumnya dari endapan fluvial–aeolian di Cekungan Tarim dan Tajikistan dicirikan oleh siklus oblikuitas ∼41-kyr yang dominan selama periode yang sama. Terjadinya siklus presesi pada Pleistosen awal di ACA barat, bersama dengan kehadirannya pada Pleistosen tengah hingga akhir di MA, menggarisbawahi peran penting perubahan insolasi yang didorong oleh presesi dalam menentukan paleoklimat di Asia garis lintang menengah.
