2019, Vol.39
2 福建师范大学地理科学学院, 福建 福州 350007;
3 福建师范大学湿润亚热带山地生态国家重点实验室培育基地, 福建 福州 350007;
4 信阳师范学院地理科学学院, 河南 信阳 464000;
5 福建师范大学物理与能源学院, 福建 福州 350007)
川西高原地处青藏高原东部，发育于该区河谷和断陷盆地中的厚层黄土-古土壤序列是研究第四纪气候、环境演变的重要地质载体。尤其是可以为研究西南季风、高原季风的演化过程与机制以及青藏高原隆升的环境效应提供重要证据[1]。
20世纪60年代以来，在调查了该区黄土分布的基础上，不少学者对该区黄土成因与物质来源[2~5]、地层与形成年代[6~12]以及环境意义与气候变化[13~21]进行了系统研究。目前，大多数学者认为该区黄土主体为风成成因，物质来源为附近及高原内部地区不同类型的松散碎屑物质[1]。这一观点主要得到黄土分布特征、粒度组成、物质成分和石英表面形态等证据[2~5, 22]的支持。关于川西黄土的形成年代，目前争论较大，主要原因可能是不同地区、不同地貌部位上黄土沉积的起始年代不同[1]。总体上看，川西高原西部的黄土年代较老，为早更新世以来的堆积，底界年龄可达1.15 Ma或1.16 Ma[8~9, 14]；而中部和东部的黄土年代较新，为中、晚更新世以来的堆积，底界年龄为0.2 Ma[10]或0.13 Ma[11]。在川西高原中部金川地区发育于大渡河第12级阶地的黄土-古土壤序列厚度达到46.2 m，底界年龄为2.84 Ma[12]。
在年代学的基础上，研究者利用不同的环境代用指标探讨了早更新世以来该地区的气候、环境变迁和高原构造隆升及冰冻圈演化等科学问题[3, 13~21]。多数学者认为早更新世晚期以来气候总体由湿向干演变，黄土与古土壤的旋回基本反映了气候在干冷与暖湿间的转变；对川西黄土的研究表明青藏高原约于750 ka前进入冰冻圈，在150 ka时的共和运动使青藏高原进一步隆升，气候更加干旱，黄土堆积更加广泛[2, 8~9]。
相对于我国其他黄土分布区，川西地区黄土古气候研究程度较低。其中一个重要的因素是，由于沉积、物源等造成的影响，广泛应用于中国黄土高原的常用代用指标在该区具有较大的不确定性。因此开展环境代用指标的研究对于川西高原黄土古气候研究具有重要的意义。
环境磁学是一门主要应用岩石磁学技术，研究一系列环境过程下磁性矿物的形成、运移、沉积和沉积后改造过程的学科，由于具有测量快速、经济、对样品无破坏等优点，被广泛用于多个领域[23~27]。过去三十多年来，环境磁学在中国黄土高原取得了引人注目的成就，代用指标也从单纯的磁化率发展为多磁学参数的综合分析，极大加深了对东亚古季风演化、亚洲内陆干旱化过程及其与全球气候变化的动力学联系等重要科学问题的理解[23~26]，也极大地推动了其他地区对于黄土古气候的研究。
目前有关川西高原黄土环境磁学的研究主要集中在甘孜地区[16, 19~21]、金川地区[10, 12]和理县地区[11]，使用的磁学参数也主要为磁化率，系统的环境磁学研究仅见少量报道[21]。由于气候、地形、沉积物来源等均与黄土高原具有明显差异，川西高原黄土磁学特征具有其特殊性。因此，本文将基于野外考察，对川西高原东部理县地区出露的厚层黄土-古土壤进行系统的岩石磁学研究。首先分析黄土-古土壤的磁学性质及变化规律，其次通过结合色度、粒度和常量地球化学元素指标，进一步探讨影响磁学性质的因素，为该地区黄土环境磁学和古气候研究提供科学依据。
1 研究区概况和实验方法 1.1 研究区概况与样品采集理县位于四川省阿坝藏族羌族自治州东南部，川西高原东缘。地势自西北向东南降低，属龙门山断裂带的中段，境内地形蜿蜒起伏，群山连绵，海拔在1422~5922 m之间。气候为山地型气候，冬季受西风影响，降水稀少，天气晴朗多大风；夏季受到西南季风的影响，降水较多，气温较高。理县气象站数据显示该区多年平均降水量为619.2 mm，多年平均气温为11.4 ℃，极端高温达35.8 ℃，极端低温为-12.1 ℃。研究剖面位于杂谷脑河第6级阶地，喇嘛寺以西约100 m(31.45°N，103.66°E；海拔2066 m)(图 1)。剖面厚6.7 m，根据野外岩性，将其自上而下划分为4层(S代表古土壤层，L代表黄土层)：1)土壤层S0，厚0.8 m，褐红色泥质粉砂，表层含有较多植物根系；2)黄土层L1，厚2.8 m，灰黄色泥质粉砂，质地较为疏松，该层中段局部存在明显的砾石层；3)古土壤层S1，厚0.8 m，红棕色，具有典型的土壤结构，质地密实；4)黄土层L2，厚2.3 m，灰黄色泥质粉砂，局部呈青灰色，含有少量钙质结核。对该剖面按5 cm间隔进行连续采样，共获样品135个。
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图 1 研究区和理县黄土剖面位置示意图(中国黄土分布图修改自文献[28]) Fig. 1 Sketch map of study area and location of Lixian loess section(map of Chinese loess distribution is modified by reference[28]) |
磁学参数测量。将样品置于实验室内自然风干，干燥后用研钵将样品轻轻研磨成粉末，称取6.5 g样品，并用塑料薄膜包紧压实，装入磁学专用的样品盒中。使用Bartington MS2B型磁化率仪测量低频磁化率(χlf)和高频磁化率(χhf)，测量频率分别为470 Hz和4700 Hz，计算出百分比频率磁化率χfd % =100 % ×(χlf-χhf)/χlf；使用D-2000型交变退磁仪和Molspin Minispin旋转磁力仪测量非磁滞剩余磁化强度(ARM)，并计算出非磁滞磁化率(χARM)；使用IM-10-30脉冲磁力仪和Molspin Minispin旋转磁力仪测量正反方向不同场强下的等温剩余磁化强度(IRM)，获得饱和等温剩磁(SIRM=IRM1 T)、硬剩磁(HIRM)、剩磁矫顽力(Bcr)、S-ratio等磁学参数。根据上述实验结果，选取代表性样品使用VFTB居里天平(Variable Field Translation Balance)在空气环境中测量磁滞回线、高温磁化强度随温度变化曲线(M-T曲线)。
色度参数测量。采用美国Hunter Lab公司生产的Color Flex® EZ型分光色度仪进行色度测试。测试前先将干燥样品研磨至200目以下，之后称取样品约5 g，均匀铺满在测试皿底部，并压平不起皱，随机选测3个表面平整的区域。仪器采用CIELAB色度表达系统，测量样品的亮度(L*)，红度(a*)，黄度(b*)各3次，并自动求取平均值。测量过程中使用仪器自带标准测试白板与黑板对仪器进行校正。
粒度参数测量。使用Malvern Instrument公司生产的Mastersizer 3000激光粒度仪进行粒度参数测量，测量范围为0.02~1000 μm。干燥样品过1 mm筛以除去植物根系和粗粒物质。粒度前处理步骤如下：取每个样品约0.3 g放入烧杯中，加入浓度为10 %的过氧化氢溶液10 ml，煮沸约30 min以上以除去有机质，无反应后加入浓度为10 %的盐酸溶液10 ml以消除次生碳酸钙胶结的影响，无反应后再加入蒸馏水至烧杯满(不溢出)，静置24 h后用橡皮管抽去上层水，加入10 ml浓度为0.05 mol/L的六偏磷酸钠((NaPO3)6)作为分散剂，在超声波振荡器上振荡7~8 min，之后放入激光粒度仪进行测量。
常量地化元素参数测量。将干燥后的样品放进球形磨土机中进行研磨，研磨时间设置为30 s，然后将研磨后的样品(约4 g)倒入压片机的压样孔中心，用小勺取适量的无水硼酸(H3BO3)放在样品的上部，并将样品覆盖，样品周围也加入适量的硼酸，且所加硼酸与内部相平或略高于内部，加压至30 t左右，并设置时间为30 s，压制成直径约4 cm的圆饼。压制好后将样品放在Thermo Scientific公司生产的ARL Perform' X射线荧光光谱仪上进行元素的测定。测试过程中加入标样进行质量控制，测量精度≥95 %。常量元素测试结果以元素氧化物质量百分比表示。
磁学参数和色度参数测量在福建师范大学湿润亚热带山地生态国家重点实验室培育基地完成，粒度参数和常量地化元素参数测量在信阳师范学院分析测试中心完成。
2 实验结果 2.1 常温磁学参数常温磁学参数能够反映样品的磁学特征[27]，其随深度变化及参数间对比如图 2所示。低频磁化率(图 2a)的变化范围为17.8×10-8~172.4×10-8 m3/kg，S1强发育古土壤层的磁化率最高、L1黄土层次之、L2最低，值得注意的是S0土壤层磁化率低于黄土层L1，这种情况与中国黄土高原不同[23~24]。指示超顺磁颗粒(SP)的频率磁化率(χfd)和稳定单畴颗粒(SSD)绝对含量的非磁滞磁化率(χARM)与磁化率具有很好的正相关关系(图 2a~2c)，表明这2类细小的磁性矿物是磁化率变化的主导因素。饱和等温剩磁(SIRM)同样与磁化率具有良好的正相关关系(图 2d)，说明亚铁磁性矿物含量变化是磁化率变化的重要因素。S1具有最高的SP、SSD颗粒的亚铁磁性矿物含量，表明成壤过程中生成的细小强磁性矿物是古土壤磁化率增强的主导因素。硬剩磁(HIRM)指示硬磁性矿物含量(如赤铁矿与针铁矿)，该指标变化范围为9.06×10-5~44.17×10-5 Am2/kg，除少数几个样品，波动范围小，与地层对应关系不明显(图 2e)。图 2f、2g和2h为指示细粒磁性矿物相对含量的磁学参数，百分比频率磁化率(χfd %，图 2f)指示SP颗粒的相对含量，非磁滞磁化率与低频磁化率的比值(χARM/χlf，图 2g)和与饱和等温剩磁的比值(χARM/SIRM，图 2h)指示SSD颗粒的相对含量，值越高，相应颗粒的相对含量也越高。χfd %的变化范围为0~7.59 %，S1、L1中段和S0的值较高，表明这3个层位具有相对较高的SP颗粒含量；χARM/χlf和χARM/SIRM形态基本一致，与χfd %相比，S0层并没有获得高值，表明单畴(SD)相对含量不高。与指示SP和SSD颗粒绝对含量的指标(图 2b和2c)相比，图 2f~2h显示出更为丰富的细节。
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图 2 理县黄土剖面常温磁学参数随深度变化 Fig. 2 Room temperature magnetic parameters of Lixian loess |
剩磁矫顽力(Bcr)通常用来衡量样品中亚铁磁性矿物(软磁)和反铁磁性矿物(硬磁)的相对比例，也受磁颗粒大小影响；亚铁磁性矿物具有较低的Bcr，通常仅为数十mT，而反铁磁性矿物的Bcr可达数百mT甚至更高[27]。理县剖面的Bcr介于27.14~65.44 mT，在S1获得低值，L2获得高值(图 2i)，整体与磁化率反向相关，说明整体剖面亚铁磁性矿物的绝对含量较高，且在古土壤层所含软磁性矿物比例较高，其规律与黄土高原[23~24]相似。本文S-ratio定义为反向场300 mT下的等温剩磁与SIRM的比值，该值越接近100 %，表明亚铁磁性矿物相对比例更高。理县剖面的S-ratio介于83.16 % ~97.21 % (图 2j)，曲线形态与Bcr最为相似，进一步证实了由Bcr所得的推论，也说明Bcr主要反映样品软硬程度而不是磁颗粒大小。
2.2 磁滞回线和高温M-T曲线磁滞回线能够指示磁性矿物的类型及磁畴状态等重要信息[27]。在不同层位选取代表性样品进行磁滞回线测量，并进行了顺磁校正，以便更好地突出亚铁磁性和反铁磁性矿物的信息，结果如图 3a~3d所示。所有样品的磁滞回线(原始数据曲线和顺磁校正曲线)形态相似，具有细腰特征，总体形态高而瘦，指示了亚铁磁性矿物的存在，这也与黄土高原相似。4.05 m处的样品属于S1层，其Ms值是其他样品的约2倍，其磁滞回线在约300 mT处闭合，且大于300 mT部分的斜率较小，说明其软磁性矿物相对含量较高。0.15 m和5.45 m样品对应的层位为S0和L2，两者的磁滞回线形态最为相似，表现为300 mT闭合，低场部分磁化强度所占比例较低，整体上顺磁性特征较为明显。L1层2.55 m样品磁滞性质介于上述两者之间。磁滞回线的结果进一步验证了上述常温磁学所得的推论。
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图 3 代表性样品磁滞回线与热磁曲线 实线为顺磁校正前的磁滞回线，虚线为顺磁校正后的磁滞回线 Fig. 3 Magnetic hysteresis loops and M-T curves of typical samples. Solid line-hysteresis loop without paramagnetic correction, and dashed line-hysteresis loop after paramagnetic correction |
热磁分析是鉴定磁性矿物种类的有效方法，磁化强度随温度变化曲线(M-T曲线)反映样品加热过程中的磁性矿物相变和居里点，据此可以鉴定样品中载磁矿物的种类[27]。与磁滞回线相对应的热磁M-T曲线如图 3e~3h所示。所有样品的曲线形态基本相似，在空气中对样品进行加热，随着温度的升高，磁化强度稳步下降，在580 ℃度前陡然下降之后基本接近于0，显示出580 ℃的居里点，表明样品中主导磁性矿物为磁铁矿；温度到达700 ℃时仍有一定比例的磁化强度，尤其是S0和L2样品(图 3e和3h)，表明这两个样品具有相对较高比例的顺磁性矿物。未见明显670 ℃尼尔点，说明赤铁矿对磁化强度的贡献小。S0、S1和L2冷却曲线明显位于加热曲线的下方，表明在加热过程中有热不稳定的强磁性矿物转化为弱磁性矿物，这一特征与黄土高原相似[23~24]，推测热不稳定的强磁性矿物主要为磁赤铁矿。L1冷却曲线和加热曲线可逆程度较其他3个样品高，表明其磁性矿物主要为稳定的磁铁矿。
2.3 色度参数颜色是土壤和沉积物最为直观的重要特征之一，能够反映气候变化信息，近年来被广泛应用到古气候研究当中[29~32]。在CIELAB表色系统中，L*代表亮度，在黑(0)与白(100)之间变化；a*代表红度，在红(60)与绿(-60)之间变化；b*代表黄度，在黄(60)与蓝(-60)之间变化。一般研究中认为a*指示赤铁矿，b*指示针铁矿，而L*受有机质、碳酸盐等含量影响，指示意义较为复杂。本文重点讨论a*与地层关系，并与其他指标进行对比。如图 4所示，理县剖面的L*、a*、b*的变化范围较大，其中L*介于56.20~67.34，平均值为63.71；a*介于2.72~6.77，平均值为4.25；b*介于13.88~20.39，平均值为16.61。a*和b*呈良好的正相关变化，在古土壤层获得高值(在S1层位形成一个显著的峰)，在黄土层获得低值，说明这两个参数可以较好地指示成壤强度；L*与a*和b*呈反相关变化，这可能与黄土层中碳酸钙含量较高、古土壤层中有机质含量较高有关。
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图 4 理县黄土剖面色度参数 Fig. 4 Chroma parameters of the Lixian loess section |
粒度是判断沉积物物源区的远近、搬运动力以及后期作用(如成壤作用)的重要指标[33~36]。理县典型黄土-古土壤样品粒度分布曲线如图 5所示。总体而言，100 μm以下的部分呈现出负偏态非对称的粒度分布曲线，与黄土高原典型的风成黄土-古土壤序列非常相似[33~34]。粗粒组分分选较好，细粒部分分选较差，具有“双峰”的特征——1~2 μm之间的峰可能代表成壤作用形成的粘土矿物，10 μm前后的主峰说明理县剖面黄土主要为风力搬运形成。然而，理县黄土或多或少含有大于100 μm颗粒物，该粒级以上的颗粒难以用风尘成因来解释。厚仅0.8 m的古土壤层S1上部和下部也有较为明显的差别，上部含有较多大于100 μm的颗粒物，在200~300 μm处形成一个峰，最粗的部分可达1000 μm；S1下部粗颗粒含量有限，很接近典型的风尘沉积(图 5a和5b)。此外，L1和L2若干样品粒度分别与S1上部和下部相似(图 5)。
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图 5 理县剖面典型黄土-古土壤样品粒度分布曲线 Fig. 5 Grain size distribution curves of typical samples for Lixian section |
粒度参数与地层对应关系如图 6所示。中值粒径D(0.5)是所有粒级的中位数，受个别极大(小)值影响较小，可以很好地用来衡量粒度大小的平均状况。总体而言，L1的中下部和S1的粒径为全剖面最细的两段(图 6a)。D(4，3)为基于颗粒体积计算的平均粒度，受个别极大(小)值影响较大。L1上段和S1、L2个别层位的D(4，3)较大，说明这些层位含有较大的粗颗粒(图 6b)。< 2 μm的部分通常为粘土矿物，指示成壤作用，L1的中下部和S1具有全剖面最高的粘土含量，接近8 % (图 6c)。因此，对于该剖面而言，< 2 μm含量不能简单地用来衡量成壤强度。对于黄土而言，>100 μm的部分不是典型的风成组分，更多的是由流水带来。该剖面不同层位均含有或多或少>100 μm的组分(图 6d)，说明整个剖面在形成过程中均受流水作用的影响。
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图 6 理县剖面粒度参数随深度变化曲线 Fig. 6 Grain size parameters of the Lixian section |
常量地球化学元素常常用来衡量化学风化程度[15, 18~19, 37~43]。理县黄土剖面所含常量元素以氧化物形式表示，结果如图 7所示。其中SiO2为主要组成成分，约占55.99 %、Al2O3约占13.24 %、CaO约占6.87 %、Fe2O3约占5.33 %、K2O约占2.91 %、MgO约占2.57 %、Na2O约占1.79 %。其中SiO2、Al2O3和Fe2O3三者总占比约为74.56 % (67.78 % ~81.72 %)。其中SiO2、Al2O3、Fe2O3、K2O、Na2O和MgO的变动频繁但趋势基本相同，而CaO则相反。由于黄土中Ca的主要存在形式为CaCO3[43]，在气候寒冷干燥时期，风化成壤作用微弱，Ca得以在黄土中保留；而古土壤形成期间，气候较为温暖湿润，导致CaCO3淋溶出土体[44]。因此，S0和S1的CaO含量较低(图 7d)。成壤较强的脱硅富铝铁化作用使得土壤中SiO2相对下降，然而S0和S1的SiO2较黄土层高(图 7a)，而Al2O3、Fe2O3却在土壤层中获得高值，结合粒度分析，这可能说明S0和S1中含有更多流水作用带来的粗颗粒。碱金属(K和Na)和碱土金属元素(Mg)为易溶性组分，一般而言，随着成壤作用的增强，这两类元素的含量降低。然而，理县剖面古土壤层(尤其是S1)的K2O、Na2O和MgO含量均高于黄土层，可能说明含有长石矿物或可溶性盐。
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图 7 理县剖面常量元素含量和CIA指数 Fig. 7 Major element contents and chemical index of alteration(CIA)of the Lixian section |
化学蚀变指数CIA是元素含量的比值，可以衡量长石类矿物风化成粘土矿物的程度，作为反映源区化学风化程度的指标：当CIA值在50~65之间时，表示干冷气候条件下土壤经历弱的化学风化；65~85表示土壤经历中度化学风化；85~100表示热带亚热带湿热气候条件下土壤经历强烈的化学风化[37]，除此之外也常常用来指示土壤发育程度。其计算公式为CIA=Al2O3/(Al2O3+CaO*+Na2O+K2O)×100，其中CaO是指硅酸盐中的钙含量，具体计算方法见文献[31, 39]。依据该公式获得理县剖面的CIA，其值介于53.55~63.20(图 7h)。然而最发育的古土壤层CIA最低，不符合客观事实。说明CIA不能用来衡量该剖面后期经历的风化作用，最有可能的原因是在成壤过程中受流水作用影响而混入了粗颗粒物质。同样的气候条件下，这些物质受后期影响较小，导致了CIA数值偏小。
3 讨论 3.1 理县剖面黄土与古土壤磁学特征的差异磁性矿物种类、含量、粒度大小是最重要的岩石磁学特征，也是利用磁学参数反演环境变化必须解决的首要问题。通过多种磁学参数，结合色度指标综合分析，基本可以确定样品的上述磁学特征。
高温磁学方法是鉴定磁性矿物种类最直接最有效的岩石磁学手段[27]。热磁实验结果(图 3)表明，不论是黄土层还是古土壤层，主要的磁性矿物为磁铁矿和磁赤铁矿，古土壤层的磁赤铁矿含量稍高，与黄土高原的结果相同。然而，这两种强磁性矿物通常会掩盖弱磁性矿物(如赤铁矿和针铁矿)的信号，因此分析磁性矿物种类还需要其他磁学参数甚至非磁学方法。Bcr和S-ratio可以用来反映亚铁磁性矿物和反铁磁性矿物的相对比例。从这两个参数的数值来看，黄土层和古土壤层均含有一定量的赤铁矿和针铁矿(图 2i~2j)。此外，在热磁实验过程中可以观察到加热后的样品变红，这是由于针铁矿脱水转化成赤铁矿造成的，更进一步说明针铁矿的存在。色度结果显示古土壤层具有较高的红度和黄度，表明成壤过程中生成了赤铁矿和针铁矿。S1古土壤层具有较低的Bcr和较高的S-ratio，说明古土壤层亚铁磁性矿物相对比例较高。总体而言，黄土和古土壤的主导磁性矿物均为磁铁矿和磁赤铁矿，均含有赤铁矿和针铁矿；古土壤具有较高比例的亚铁磁性矿物，说明在成壤过程中亚铁磁性矿物生成的速率高于反铁磁性矿物。磁性矿物种类可以粗略地指示其形成环境，理县黄土中磁性矿物以铁氧化物为主，也含有铁的氢氧化物，指示排水良好的氧化环境。
磁化率、饱和等温剩磁虽然受多种因素影响，但若两者存在良好的正相关关系，则可以认为磁学参数数值的变化主要受磁性矿物的含量影响。理县剖面磁化率、饱和等温剩磁以及频率磁化率和非磁滞磁化率均两两存在良好的正相关关系，说明这些参数的数值变化主要受细小(SP和SSD)的强磁性矿物含量影响。古土壤层的频率磁化率和非磁滞磁化率远高于黄土层，说明古土壤层的磁性矿物以细粒为主。
3.2 理县黄土-古土壤剖面磁学特征的影响因素 3.2.1 气候因素通过上述的分析，反映次生强磁性矿物的磁学参数(如百分比频率磁化率)、反映次生弱磁性矿物赤铁矿的红度指标可以很好地指示成壤强度(图 8)。这2个指标可以与铁元素含量(图 8d)和粒度 < 2 μm含量(图 8e)形成良好的对比。铁元素含量与原始输入和后期作用下的相对富集均有关系，其含量在本剖面的变化上可能更多地反映了成壤信息；粒度 < 2 μm组分的含量同样也指示成壤的强度。因此上述4个不同的参数互相验证，说明了次生磁性矿物可以一定程度上指示土壤发育程度，进而可以作为古气候研究的代用指标。然而，土壤发育程度也受多种因素影响，并非完全反映气候[45]，土壤磁性同样也受多因素影响[46]，对气候的响应在不同气候区也有差别[46~48]。深入理解磁学特征与气候的内在联系是定量重建古气候的前提，一方面应该仔细分析不同参数间的对应关系，另一方面应该加强不同剖面间的对比。中国黄土高原黄土环境磁学研究程度高[23~24]，本文对比理县与黄土高原经典剖面的成壤强度和磁性差异。川西高原理县地区多年平均降水量为619.2 mm，多年平均气温为11.4 ℃；黄土高原中部西峰地区多年平均降水量为555 mm，多年平均气温为8.7 ℃[49]；相较而言，西峰地区降水和温度均低于理县地区，而西峰赵家川剖面S1古土壤的百分比频率磁化率峰值可达12 % [49]，高于理县剖面的7.59 %，相应的，西峰赵家川剖面成壤强度也高于本研究剖面。理论上，理县剖面具有更好的水热条件(未达到磁化率下降的降水临界值[50~51])，应有相匹配的成壤强度。从更广的范围来看，黄土高原由西北至东南温度与降水均逐渐升高，黄土与古土壤的红度(a*)也从北至南逐渐升高，说明了土壤发育程度逐渐升高[52]，然而位于更南位置的理县S1古土壤a*却小于黄土高原中部西峰剖面相同层位(理县4.15~6.77，西峰约6~9[52])，表明理县剖面并非如理论上具有与该地降水量和温度相匹配的较强的成土作用。Jiang等[53]最近提出水铁矿转化的五阶段模式，那么成土太强将使得强磁性矿物减少而弱磁性的赤铁矿增加而导致磁化率较低。理县剖面指示赤铁矿含量的a *整体较低，说明其成壤强度较黄土高原中部弱，因此理县剖面S0和S1磁性较弱并非成壤作用太强引起。同处川西高原的甘孜地区，多年平均降水量为645.5 mm，多年平均气温为5.9 ℃，其S1古土壤的百分比频率磁化率峰值也达9.5 % (未发表数据)，略高于理县剖面。此外，本研究的磁化率序列与前人在理县的另一个剖面的磁化率不能很好地对比[11]。因此完全有理由相信本研究的理县黄土-古土壤剖面磁学特征除受气候影响外，还受到其他因素的影响。
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图 8 理县剖面不同指标对比 Fig. 8 Comparison of different parameters of the Lixian section |
黄土物质来源受源区远近、搬运动力等影响，是磁学特征的本底因素[28]。中国黄土高原黄土为远源沉积，物质经长距离搬运，以轻矿物为主[28]。由于混合充分，不同地区、不同时段的磁性本底值低且变化小。因此，中国黄土高原地区黄土-古土壤的磁化率主要受后期成壤作用影响[28]。而一些地区的近源黄土，如新疆黄土，物源或搬运风力大小则是其磁学特征的主导或重要的影响因素[47~48]。从粒度组成上可以看出理县黄土主体为风尘沉积，但也存在着近源的粗颗粒物质(图 5和图 6)。黄土物质来源从多个方面影响磁学特征：其一、原始铁元素含量。如果铁元素含量不足，那么即使气候条件再适宜，土壤中磁性矿物含量也不可能高。理县剖面铁元素含量大多介于4.5 % ~6.0 % (图 7c和图 8d)。若有1 %的铁元素以磁铁矿或磁赤铁矿存在，则磁化率可达400×10-8 m3/kg以上[27]，显然原始铁元素含量不是限制理县剖面黄土磁化率增强的因素。其二、原生磁性矿物的本底值。L2层χfd %基本小于2 %，可视为基本不含有SP颗粒，χARM/χlf小于2，基本不含有SD颗粒，因此以多畴(MD)为主。其磁化率可视为本底磁化率，平均值为20.84×10-8 m3/kg，略高于黄土高原东南部地区[54]。S0、L1和S1的χfd %大于3 %，说明具有含量不等的成壤成因的SP颗粒，不宜用L2黄土层的分析方法。图 9是理县剖面χlf与χfd、χARM和χfd %的相关关系图。总体上，χlf与这3个参数呈现出良好的正相关关系，但是椭圆圈出的部分则呈不相关关系，即这部分样品磁性增加并非因为SP和SSD颗粒增加。这部分样品的磁化率介于40×10-8~80×10-8 m3/kg，磁性矿物本底值较高。椭圆部分样品主要集中于L1层位，在S0层位也有少量分布，由剖面粒度参数可知L1层位存在较多大于100 μm的颗粒物(图 6d)，能够与磁学参数形成较好的印证，说明理县剖面受物源磁性本底值影响。
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图 9 理县剖面磁化率与频率磁化率、非磁滞磁化率、百分比频率磁化率关系 Fig. 9 Relationships between χlf and χfd, χARM, χfd %, respectively of the Lixian section |
搬运方式与沉积环境也是影响沉积物/加积型土壤的重要因素。典型风尘沉积(如中国黄土高原)在尘埃落定后便开始后期的成壤过程[28]，其磁学参数等各种指标也就更能忠实地反映气候条件。而纯粹的流水搬运方式具有较高的沉积速率，沉积物若被快速埋藏，其性质主要反映源区。沉积环境，如地形是否平坦、是否受地下水影响等也会影响到沉积物的后期作用。粒度结果显示理县黄土整个剖面均含有或多或少大于100 μm的组分(图 6d)，在剖面上更是可以观察到小砾石层的存在，说明理县黄土沉积受流水作用影响。这种现象也出现在其他地区的黄土堆积中，如中国新疆黄土[55]、土耳其黄土[56]，也同样较大程度影响了磁学性质。此外，研究剖面位于杂谷脑河的阶地，沉积初期可能受河水影响，整个沉积期受周围山地物质的影响。整个剖面的物质的搬运方式与沉积环境都有别于典型风尘沉积区。暂时的流水作用一方面带来粗颗粒沉积；另一方面导致细粒物质被侵蚀流失(这部分物质可能具有更高的磁化率和频率磁化率)；再者，流水作用使得土壤层的含水量、温度等物理参数发生改变，甚至妨碍植被正常生长，即流水作用干扰了正常气候下的成壤过程，进而影响磁性矿物的生成、保存与转化。同时，由于物质的交换、土壤条件的改变，也深刻地影响了常量地球化学元素的特征(图 7)，导致CIA不能准确反映风化程度[57]。搬运方式与沉积环境定量化地影响沉积物、土壤磁学性质还需要进一步的研究。
综上所述，理县剖面磁学特征受物源磁性本底值、流水作用、沉积环境和成壤作用的影响。不同地层各个影响因素所占比例不同。但就整个剖面而言，成壤作用是最重要的因素。反映次生磁性矿物的磁学参数、色度参数可以较好地反映不同时期的气候变化。不同地区黄土古土壤磁性可能受多种非气候因素严重影响，利用磁学参数反演过去古气候变化应该十分谨慎，多种非磁学指标与磁学参数的综合分析是解决这一问题的有效方法。
4 结论本文通过系统的岩石磁学测量，分析理县黄土-古土壤磁学特征及其变化规律；结合色度、粒度和常量地球化学元素指标，系统地探讨了影响磁学特征的多重因素，得出以下主要结论：
(1) 理县剖面黄土和古土壤的主要磁性矿物是强磁性的磁铁矿和磁赤铁矿，同时含有弱磁性的赤铁矿和针铁矿。
(2) 相对黄土而言，强发育的古土壤层具有更高比例的亚铁磁性矿物，更高的磁性矿物含量，强磁性矿物平均粒径较细。因此，强发育的古土壤层也具有更高的磁化率。
(3) 成土过程中生成大量的细小强磁性矿物颗粒是强发育古土壤磁化率增加的主导因素，其磁化率增强机制与中国黄土高原相似；弱发育古土壤层中也含有较多的细小强磁性矿物，但受其他因素影响，其磁化率并不高于相邻的黄土层。
(4) 色度反映赤铁矿及针铁矿的含量，可以作为成壤强度良好的替代指标；而化学蚀变指数(CIA)由于沉积物来源的多样性、沉积环境等因素不能反映成壤强度。
(5) 理县黄土剖面磁学特征受到沉积物来源、后期流水作用和气候的共同作用。沉积物来源主要影响磁性矿物本底值，后期流水作用通过物质的重新分配和土壤水分条件一定程度上影响了土壤的磁性。就整个剖面而言，成壤作用是最重要的因素。反映次生磁性矿物的磁学参数、色度参数可以较好地反映不同时期的相对气候变化。利用磁学参数进行该区古气候环境研究需要十分谨慎。
致谢: 靳建辉博士、周子博、温昌辉和侯顺民参与了野外采样，在此一并致谢!真诚感谢赵淑君老师建设性的修改意见。
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2 School of Geographical Sciences, Fujian Normal University, Fuzhou 350007, Fujian;
3 State Key Laboratory for Subtropical Mountain Ecology of the Ministry of Science and Technology and Fujian Province, Fujian Normal University, Fuzhou 350007, Fujian;
4 School of Geographic Sciences, Xinyang Normal University, Xinyang 464000, Henan;
5 College of Physics and Energy, Fujian Normal University, Fuzhou 350007, Fujian)
Abstract
The thick-layer eolian loess-paleosol sequences are widely distributed in the valley terraces and faulted basins of Western Sichuan Plateau. The study on the magnetic properties and paleoclimatic significance of it is still very weak. This paper systematically measured the rock-magnetic parameters of the loess-paleosol section (31.45°N, 103.66°E; 2066 m a.s.l.) in Lixian. The profile is 6.7 m thick and 135 samples were collected at 5 cm intervals. The types, contents and grain size of magnetic minerals and the changing regulations are confirmed. Combined on the grain sizes, chroma and geochemistry parameters, the factors affecting the magnetic properties of the Lixian loess-paleosol section are further discussed. Our results present:(1) The Lixian section contains both strongly magnetic minerals (magnetite and maghemite) and weakly magnetic minerals (hematite and goethite). (2) Relative to the loess layers, the paleosol layers have a higher proportion of ferrimagnetic minerals. (3) The formation of a large quantity of fine strongly magnetic mineral particles in the process of pedogenic soil formation is the dominant factor of the enhance of paleosol layer S1, which is similar to that of Chinese Loess Plateau. (4) Combining with the chroma parameters and magnetic properties, the intensity of soil can be clearly distinguished. (5) Lixian loess-paleosol section is of complex provenance, and the magnetic properties are influenced by the sources of the sediment, as well as the fluviation and climate conditions after deposition. So the study on paleoclimate by using a single magnetic property (such as magnetic susceptibility) will result in multi-solution properties.