中国风尘沉积是记录第四纪环境变迁、新构造运动、人类演化和全球气候变化综合信息的重要载体，长期以来深受国内外研究人员的关注，尤其在第四纪黄土的地层划分、特征、成因和古气候、古环境等领域取得了一系列重要成果^[1~2]。20世纪80年代以来，许多学者对分布在山东半岛沿岸与平原^[3~4]、辽东半岛^[5]以及长江三角洲平原^[6~8]等地区的第四纪土状堆积物进行了研究，结果显示中国东部黄土(尤其是下蜀黄土)与北方黄土之间存在成因联系，且下蜀黄土磁化率曲线与深海氧同位素记录存在良好的对应关系，下蜀黄土堆积区对全球古气候变化有着积极的响应^[9]。

据李立文^[10]《南京附近下蜀黄土与古砾石层》一书记载，1982年卫仪民对江苏南通狼山附近黄土堆积的研究发现，黄土中钙质结核¹⁴C测年为20215±285a，并见有灰缓行螺(Brady baena ravida Benson)。2010年，钱鹏等^[11]对江苏南通黄泥山黄土(狼山附近)进行了粒度及环境磁学分析，认为其成因与镇江大港下蜀黄土相似，且磁学特征的变化与成壤化过程有关，进而推测沉积环境的干湿冷暖变化。尽管如此，南通黄泥山下蜀黄土的磁性矿物组成及其记录的古环境信息仍有待深入探讨。

近年来土壤色度体系在古气候记录研究方面，尤其是在黄土-古土壤系列的成土过程研究中得到了广泛应用。黄土-古土壤剖面颜色变化主要是由于其中磁性矿物^[12]，特别是针铁矿和赤铁矿含量的变化导致^[13~14]，因此黄土-古土壤序列中针、赤铁矿的信号常被用来重建东亚季风区气候的干湿变化^[15]。但因针、赤铁矿磁性信号较弱^[16]，用磁学方法较难进行有效识别，而漫反射光谱(DSR)提供了一种快捷、高效检测针铁矿和赤铁矿的方法^{[15, 17]}。季峻峰等^[18]运用漫反射光谱法分析了多个黄土剖面针铁矿和赤铁矿含量，发现东亚季风干/湿变化可以用黄土-古土壤剖面的赤铁矿/针铁矿(Hm/Gt)比值来指示，潮湿土壤环境的Hm/Gt值较低，干燥土壤环境Hm/Gt值较高，由此揭示了2.16 Ma年以来黄土高原东亚季风阶段性变强的特征；王晶等^[19]运用漫反射光谱研究华南沿海末次冰期类黄土沉积，得到铁矿物的特征峰峰高总体为赤铁矿(565 nm)>针铁矿(505 nm和435 nm)，指示其记录了相对干冷的气候环境；刘峰等^[20]在南京、镇江下蜀黄土的漫反射研究中发现，不完整反铁磁性矿物针铁矿和赤铁矿存在于下蜀黄土中，并影响了黄土-古土壤的磁化率。

本文在漫反射光谱特征的基础上，分析黄泥山黄土铁氧化物组成，结合地球化学等方法，探讨黄泥山黄土记录的古环境信息，这可为长江下游地区古气候干湿变化研究及古环境重建提供科学依据。

南通位于江苏东南部，长江三角洲北翼，属北亚热带和暖温带季风气候，光照充足，雨水充沛，四季分明。南通地貌除“五山”低丘区外，大部分地势低平，属长江三角洲冲积平原。全境黄海高程介于2.0~6.5 m之间，地势由西北向东南稍微倾斜。

采样点选择在南通市“五山”之一的黄泥山(图 1a)东侧山坡(31°57′11.51″N，120°52′28.18″E)，海拔约29.3 m，所采黄土剖面厚约147 cm，灰黄色，垂直节理发育，土质疏松，内有少量植物毛细根系及白色旱生螺，自下而上未见明显黄土-古土壤分层。按6 cm间隔采样，并用自封袋封好编号后待测。

图 1(Fig. 1)

图 1 黄泥山黄土剖面位置及柱状图 Fig. 1 Sampling location and histogram of the Huangnishan loess section

根据岩性及磁化率结果^[11]，该剖面自下而上可划分为3层(图 1b)：U1层(147~124 cm)粘土质粉砂，为低磁化率阶段，U2层(123~40 cm)粉砂质粘土，为高磁化率阶段，U3层(39~0 cm)粘土质粉砂，为低磁化率阶段。

热磁与磁滞测量：利用Agico公司生产的MFK1-FA型磁化率仪在氩气环境下，测量磁化率由温室升到800 ℃再返回温室的变化情况；再利用MMVFTB测量磁滞回线。

漫反射光谱测量：将烘干样品研磨成粉末状，取4 g左右样品，用聚乙烯镶边垫底，在37.5 t压力下制成内径为31 mm、外径为40 mm的薄片，利用Lamda950紫外可见分光光谱仪测量样品的反射率，步长为1 nm，测试的波长范围为400~700 nm，并计算一阶导数，根据反射率一阶导数特征峰高来估算针、赤铁矿相对含量。一般在漫反射光谱一阶导数图谱中，赤铁矿(Hm)的特征峰中心在565 nm(范围从低含量≤0.05 %的555 nm到高含量≥ 1 %的575 nm)，针铁矿(Gt)有两个特征峰，其中535 nm处的为主峰，435 nm处的为次峰^[21]，由于前者受基体效应以及赤铁矿峰的掩盖效应影响，其位置常常偏向波长较小的方向(505 nm)^[22]。因此，选取565 nm和435 nm的特征峰高来分别估算Hm、Gt的相对含量。

地球化学元素测量：利用ARL-9800XP型X射线荧光光谱仪(XRF)分析样品的地球化学元素含量，并计算化学风化指数(CIA)值。CIA值表示为：

CIA=Al₂O₃/(Al₂O₃+K₂O+Na₂O+CaO^*)×100

表达式中均为各氧化物的分子摩尔数，其中CaO^*为沉积物中硅酸盐矿物中Ca的含量。CIA常被用来衡量沉积物的化学风化程度，它可以很好地反映沉积物源区的化学风化情况，因而在化学风化研究中得到了广泛的运用^[23]。

已有研究表明，黄泥山黄土的磁性特征主要为亚铁磁性矿物所主导，同时存在不完整反铁磁性矿物的贡献^[11]。

本文测试发现，各层样品磁滞回线在300 mT以下基本闭合，且具有较低的剩磁矫顽力(Bcr，32~36 mT)，进一步表明亚铁磁性矿物主导了剖面的磁性特征(图 2a~2c)。热磁曲线表明(图 2d~2f)加热到300 ℃之前，磁化率稳步上升，这可能与升温过程中亚铁磁性矿物的逐步解阻有关^[24]。到了300~450 ℃之间，加热曲线呈现下凹特征，这可能是磁赤铁矿转化为赤铁矿所致^[25~26]。冷却曲线高于加热曲线表明加热过程中产生了强磁性矿物。剖面各层典型样品磁滞与热磁曲线较为相似，说明剖面各层中磁性矿物组成类似。

图 2(Fig. 2)

图 2 黄泥山黄土磁滞回线(a~c)与热磁曲线(d~f) Fig. 2 Hysteresis loops(a~c)and thermomagnetic curves(d~f)of typical samples in the Huangnishan section

磁滞回线和热磁曲线特征(图 2)表明黄泥山黄土中有磁铁矿的存在，但是赤铁矿(Hm)、针铁矿(Gt)在黄土中广泛存在的磁性较弱，磁信号往往被强磁性的矿物所掩盖。为进一步确定剖面中Hm、Gt的含量及其垂向变化，本文进行了漫反射光谱分析。由黄泥山黄土漫反射光谱一阶导数图谱(图 3)可知，555~565 nm处有一个特征峰，表明Hm矿物的存在，435 nm和505 nm处有两个特征峰，表明了Gt的存在。

图 3(Fig. 3)

图 3 南通黄泥山黄土漫反射光谱一阶导数图 图中数据点为原始数据经5点平滑后，大致按15 nm间隔选取 Fig. 3 First derivative curves of diffuse reflectance spectrum of the Huangnishan loess in Nantong. The date points were selected from the 5-point smoothing oringin data at about 15 nm intervals

将各漫反射光谱数据作垂向变化曲线(图 4)发现，各层样品中Hm特征峰的峰高与Gt大体相当，且在垂向上有一定的波动变化。U1和U3层Gt矿物相对含量高于Hm，U2层正好相反；Hm/Gt值在U2层中大于1，在U1和U3层中小于1。色度参数亮度(L^*)值介于59.5~63.2之间，总体表现为U2层略低于U1和U3层。色度参数红度(a^*)、黄度(b^*)值随深度的变化趋势较为相似，U1层较低，U2层自下而上先升高再降低，U3层出现与U2层相似的变化规律，即在中部出现高值。因此，Hm/Gt值变化特征与L^*值变化趋势相反，与a^*、b^*值在剖面中的变化趋势基本一致。

图 4(Fig. 4)

图 4 黄泥山剖面漫反射光谱参数的垂向变化 Fig. 4 Vertical distributions of diffuse reflectance spectrum derived parameters in the Huangnishan section

将测试出的黄泥山黄土主量元素数据代入CIA公式计算发现，剖面中CIA指数介于55~67之间，自下而上呈现出低-高-低的变化趋势，这与总铁百分含量(TFeOx %)的垂向变化趋势相似(图 5)。

图 5(Fig. 5)

图 5 黄泥山黄土剖面Hm/Gt、磁化率[11]、TFeOx和CIA垂向变化特征 Fig. 5 Vertical distributions of Hm/Gt, χ, TFeOx and CIA in the Huangnishan section

在黄土-古土壤序列研究中，磁化率作为相对成熟的古气候代用指标之一，在揭示季风演变和成壤环境方面发挥了积极的作用^[27~29]。黄泥山黄土剖面磁化率随深度呈现低-高-低的变化趋势^[10]，化学风化指数(CIA)随深度也出现类似的变化趋势(图 5)，这些证据均揭示剖面中U1与U3层形成于成壤作用较弱的气候环境，U2层形成于成壤作用较强的气候环境。

土壤色度参数L^*值一般会受到土壤含水量、有机质及碳酸盐含量等因素的影响^[30]。为尽可能降低含水量对土壤L^*值的影响，在前处理过程中对样品进行烘干、恒重处理。前人研究表明南京地区下蜀黄土中碳酸盐含量非常低^[31]，不会对L^*值产生显著影响，这与西北地区现代沉积物^[32]的研究结果相似。L^*值的变化主要受控于土壤有机质的含量，有机质含量增高会导致颜色变暗，有机质含量随深度的变化也可反映地质气候的冷暖-干湿变化^[20]。黄泥山黄土剖面L^*值自下而上出现了高—低—高的变化趋势，表明剖面中U1与U3层可能经历了成壤作用较弱的干冷气候环境，U2层可能经历了成壤作用较强的暖湿气候环境——这与CIA研究结果一致。

色度参数a^*、b^*值是对沉积物内在成分变化的反映^[20]。土壤中铁氧化物含量的变化致使其颜色发生改变，从而导致a^*、b^*值的变化，因此可以用a^*、b^*值来反映土壤的发育程度以及沉积环境的改变^[33]。黄泥山剖面中a^*、b^*值在U1较低，U2较高，U3底部虽有降低的趋势，但在中部有所上升，尤其是b^*值，在U3层中部出现最高值，这表明U2~U3层的成壤化作用较U1层强。由于成壤产物Hm和Gt分别为黄色和红色，其含量高低是土壤呈红、黄色的主要原因。因此，a^*、b^*值常被用作Hm和Gt含量的代用指标。图 4显示黄泥山剖面中Hm和Gt含量的垂向变化与a^*、b^*值较为相似。Fe作为化学风化过程中不易迁移的元素，随着沉积环境的变化，其形态及价态也会发生改变，多以氧化物的形式存在于黄土中，Hm、Gt是成壤作用的主要产物，且因其生成环境产生差异，即湿润的环境有利于Gt的形成，而干燥的环境更利于Hm的形成^[15~16]，黄土-古土壤中Hm和Gt的含量与比值(Hm/Gt)可以很好地表征黄土高原气候的干湿变化^[15]。磁化率(χ)与土壤的发育程度也有着密切关系，一般认为在我国黄土发育地区，土壤发育程度高，磁化率值也偏高，相反则偏低^[34~35]。黄泥山黄土剖面中Hm/Gt的变化趋势与磁化率一致，两者具有显著的正相关(表 1)，这表明了U2层代表的沉积阶段为较U1、U3层相对湿润的气候环境。

表 1(Table 1)

表 1 黄泥山黄土剖面色度与磁学参数、氧化铁含量相关性分析 Table 1 Correlation analysis of reflectance spectrum derived parameters with magnetic susceptibility and iron oxide content in the Huangnishan section L* a* b* Hm/Gt χ -0.59 0.57 0.18 0.61 TFeOx% -0.59 0.42 0.13 0.51   黑体数据表示在0.01水平下显著相关，n=21

表 1 黄泥山黄土剖面色度与磁学参数、氧化铁含量相关性分析 Table 1 Correlation analysis of reflectance spectrum derived parameters with magnetic susceptibility and iron oxide content in the Huangnishan section

黄泥山黄土剖面除U2层外，U3层也表现出较高的Hm %、Gt %、a^*与b^*值，即U3层经历了强于U1层的成壤作用。磁化率χ值的变化趋势与之不同，在U3层未表现出高值，这可能与在我国长江以南广大地区的土壤磁化率随年均温、年降水量的增高而降低有关^[36]。高温多雨的气候条件有利于磁铁矿向赤铁矿(Hm)的转化，或者水分饱和的土壤中磁性矿物被还原和分解，导致土壤磁化率降低。

将磁化率(χ)与色度参数进行相关性分析(表 1)，发现L^*值与χ值呈显著负相关关系，a^*值与χ值呈显著正相关关系，这是由于夏季风增强时，气候变暖，有机质堆积较多，导致L^*值降低；成壤作用强，铁氧化物富集，a^*值升高。L^*、a^*与TFeOx %值间较高的相关性，表明色度参数L^*、a^*值与黄土中Fe氧化物含量一样，对环境变化响应较为敏感。但b^*值与上述参数相关性较低。因此，L^*、a^*值可作为夏季风强度的替代性指标，而b^*则不能很好地反映气候变化与成壤作用，这与前人研究成果较为一致^[20]。

周家山剖面(32°09′49.51″N，118°53′43.17″E)位于南京市宁镇山脉的西北部，长江南岸，属于典型的下蜀黄土^[20]。与之相比，黄泥山黄土的L^*值接近周家山剖面的黄土层，χ、a^*与b^*值明显低于周家山黄土(表 2)，这表明黄泥山黄土经历了比周家山黄土更弱的成壤作用。已有研究指出^[11]，黄泥山黄土成壤作用亦低于镇江大港黄土^[37]。由于黄泥山、大港和周家山3个剖面均位于长江下游，在空间上相距不远，因此色度参数、χ及其指示的成壤作用强度差异可能是由于三者堆积年代和所处的气候环境不同导致。黄泥山黄土a^*值低于关中平原梁村剖面和洛川剖面的古土壤层^{[30, 38]}，与其黄土层相当(表 2)，表明黄泥山黄土总体上经历了相对干冷的弱成壤环境。

表 2(Table 2)

表 2 黄泥山黄土与其他典型剖面色度参数、磁化率值对比表 Table 2 Comparison of colorimetric parameters and magnetic susceptibility of the Huangnishan loess with other related sections L* a* b* χ 文献 黄泥山 59.5~63.2 4.5~5.6 16.1~19.1 70~90.4 本文 周家山 59~62.4/ 58.5~61.1 8.63~10.44 22.59~25.12 85~163.1 [20] 梁村 59.6~67.2/ 56.8 3~7 — — [30] 洛川 64~66/ 58~60 5~5.5/ 7.5~8.3 — — [38] 符号“/”前数据为黄土层色度参数值，“/”后为古土壤层色度参数值

表 2 黄泥山黄土与其他典型剖面色度参数、磁化率值对比表 Table 2 Comparison of colorimetric parameters and magnetic susceptibility of the Huangnishan loess with other related sections

综上所述，黄泥山黄土剖面总体上经历了较其它典型黄土剖面相对干冷的气候环境，且在这段时期内，U1、U3阶段成壤作用相对较弱，U2阶段成壤作用相对较强。

对于黄泥山黄土年代问题，本文对剖面顶部石英OSL测年发现，该剖面年龄超过100 ka，且磁化率值为70×10^-8~ 90×10^-8 m³/kg^[11]，低于镇江大港下蜀黄土磁化率值100×10^-8~ 175×10^-8 m³/kg^[37]。根据目前已有研究报道，下蜀黄土底界年代可达约900 ka^[39~40]。因此推测黄泥山黄土剖面可能形成于MIS 5之前的干冷阶段。这一问题还需要进一步研究。

(1) 剖面中Hm/Gt值在U1 (147~124 cm)和U3 (39~0 cm)层中小于1，在U2 (123~40 cm)层中大于1，这指示U1、U3层形成于相对干燥的气候环境，U2层形成于相对湿润的气候环境。色度参数亮度(L^*)、红度(a^*)值与磁化率(χ)及总铁(TFeOx %)、化学风化指数(CIA)随深度变化趋势相关性明显，且指示U1和U3层经历了相对U2层较弱的成壤作用。因此，黄泥山黄土漫反射光谱特征及色度参数L^*和a^*值可作为黄土风化与夏季风强度的替代性指标。

(2) 与其它典型黄土剖面特征对比，黄泥山黄土的L^*值接近周家山剖面的黄土层，χ、a^*与b^*值明显低于周家山剖面，a^*值低于关中平原梁村剖面和洛川剖面的古土壤层，与其黄土层相当，这表明黄泥山黄土总体上经历了相对干冷的气候环境，其中U2阶段的沉积环境相对暖湿，U1、U3较为干冷。

致谢: 感谢在论文实验和撰写过程中给予建设性意见的老师、同学；感谢审稿专家和《第四纪研究》杂志社杨美芳老师的详细修改意见。