2. 东北亚生物演化与环境教育部重点实验室(吉林大学), 长春 130026;
3. 吉林省油页岩与共生能源矿产重点实验室, 长春 130061
2. Key Laboratory for Evolution of Past Life and Environment in Northeast Asia(Jilin University), Ministry of Education, Changchun 130026, China;
3. Key Laboratory of Oil Shale and Coexistent Energy Minerals of Jilin Province, Changchun 130061, China
0 引言
松嫩平原黑土退化既有自然因素，也有人为因素。其中，自然因素主要包括地貌条件、物质基础和气候变化等方面。黑土土壤剖面上，表层黑土层下伏的砂、粉砂和黏土是黑土退化的一个重要物质基础[1-2]；降水减小，大陆性气候增强是黑土退化的一个重要气候条件。松嫩平原广阔的现代沉积记录了第四纪不同时段的沉积环境和气候过程[3-5]，为研究黑土发育历史及气候条件、分析黑土退化的自然因素提供了重要的信息载体。前人对松嫩平原第四纪地层的演化及古环境变迁的研究主要体现在：裘善文等[4, 6]通过对松嫩平原更新世、全新世地层沉积物粒度变化、孢粉组合特征的研究，认为该区全新世古环境变迁经历了4个由干变湿的旋回；林年丰等[7-8]对松嫩平原苏打盐分的来源及富集规律综合分析，并结合遥感数据、3S技术及环境模拟技术，揭示了该区生态环境恶化的严重性；殷志强等[9]通过野外调查、粒度对比和遥感影像分析，探究了湿地形成的地质环境背景及其形成时期为晚更新世；崔明等[10]利用地层学方法结合孢粉分析，探究了黑土区气候、地貌演化与黑土发育的关系，认为黑土从温暖湿润的晚更新世早期便开始发育。应用的主要研究方法包括孢粉[11-12]、地球化学[13-18]、矿物组成[19]等。
沉积物磁化率是物质被磁化难易程度的度量，与样品中磁性矿物的含量、组成(粒度和形状)及温度变化有关，广泛应用于古气候变化[20-24]、环境变化[25-27]、地层划分对比[28-29]、磁性矿物相转变[30]等研究领域。胡守云等[31]根据东北呼伦湖地区晚更新世以来的湖泊沉积物磁化率研究，认为湖泊水深较大时(对应于湿润气候)沉积的泥质物磁化率较高；反之，水位低时(对应于干旱气候)沉积的砂质物磁化率较低。但是受流域物源的影响，在高湖面和高有机碳出现的情况下，磁化率也有增强的现象[32-36]。那么磁化率在松嫩平原第四纪沉积物形成演化过程中如何反映古气候环境的变化特征，对古气候环境有无指示意义, 均应结合沉积物粒度和色度特征进行分析。沉积物粒度分析在沉积环境、沉积物源研究领域占有举足轻重的地位[37-38]。沉积物色度与流域物源的粒度、有机质、氧化物、钙质、沉积环境和古气候等因素有关，在分析沉积环境、气候的湿热条件、氧化还原强度等方面已得到广泛应用[39-43]。在充分了解本区地层出露的情况下，对松嫩平原南缘大黑山地垒一带的第四纪沉积剖面进行磁化率、粒度和色度分析，探讨磁化率在各剖面形成过程中的变化特征及其与粒度和色度之间的关系，进一步研究三指标综合指示的古气候环境意义及过程，一方面可以促进东北地区的第四纪古气候环境演化认识，另一方面可以为分析东北黑土区生态地质环境的变化规律、指导黑土资源的可持续合理开发利用提供科学理论依据。
1 研究区概况 1.1 自然地理背景松嫩平原南缘，是东北东部山地向中部平原过渡的漫岗丘陵地带，地势东南高、西北低(图 1)，地貌轮廓主要形成于古近纪以来。区内第四纪地层发育齐全：早更新世湖积、冰碛、冰水堆积物；中更新世冰碛、冰水堆积、冲-湖积、残坡积物；晚更新世冲-湖积、冲-洪积、风积、冰水堆积及残坡积物；全新世湖沼堆积、湖积、冲积物等[44]。由于多年来人类经济活动的影响，区内植被结构和组成发生了很大变化，只有局部沟谷、丘陵顶部和坡地尚零散有残余植被，丘陵顶部见柞桦林，坡地见榛子、大针茅、兔毛蒿等，平缓台地以草甸植被杂草为主。
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| 图 1 采样点地理位置分布图 Fig. 1 Geographical location map of sampling points |
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研究区(43°05′N—44°40′N, 124°20′E—126°10′E)属于温带大陆性季风气候，年平均气温2~8 ℃，年平均降雨量400~600 mm。研究区气候四季分明、雨热同期，冬季寒冷漫长，春季干燥多风，夏季温热多雨，秋季温和凉爽。区内土壤类型有黑土、黑钙土、栗钙土、草甸土，沼泽土和风沙土。水资源分布不均，无深层地下水源，松花江水系和昭苏太河流程短，流量小，河道窄，水位浅，旱季近于干涸。采样点位于大黑山地垒的吉林省长春—四平段，选择郭家(GJ)、湾沟(WG)、平安屯(PA)、腰分水岭旁(YP)、西地(XD)、胡家甸(H)、肖家(XJ)7个剖面(图 1)为研究对象。
1.2 剖面特征所选剖面上部为黑色、灰黑色黏土和亚黏土层，下部为土黄色或黄褐色黄土状亚黏土或细砂[45]。黑色、灰黑色黏土和亚黏土厚度一般为20~80 cm，其中：PA剖面为20 cm，H剖面为30 cm，WG、YP和XJ剖面为40 cm，GJ剖面为55 cm，XD剖面为80 cm(图 2)。WG剖面中部为灰绿、浅黄色黏土质砂层，下部为含砾粗砂层，均夹红褐色铁锈色斑；GJ、YP、XD和H剖面下部主要为黄褐色、黄色含铁锰结核的黏土或细砂；PA剖面主要为灰黄色、灰黑色砂质黏土；XJ剖面中下部主要为黄褐色黏土或细砂。
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| φ1，φ2，φ3分别代表0~4 μm粒度组分、4~64 μm粒度组分和>64 μm粒度组分所占体积分数。 图 2 各剖面磁化率、粒度和色度参数曲线图 Fig. 2 Curves of magnetic susceptibility, grain size and Chromaticity parameters of each section |
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去除天然或人工垂直剖面外侧50 cm风化层，自下而上按照每20 cm间隔取样，装入塑封袋，共取得106个样品，带回实验室自然风干备用。
磁化率的测量使用英国Bartington公司的MS2B型磁化率仪，低频频率选择0.47 kHz，高频频率选择4.7 kHz。将经室温风干的样品研磨过筛，称量样品6.00 g左右，误差±0.1 g。称样后，置于无磁性的聚苯乙烯立方形盒中上机测试。每个样品测试10次取平均值，通过Multisus软件得出低频磁化率(χlf)、高频磁化率(χhf)、频率磁化率(χfd)，其中χfd =(χlf -χhf)/χlf×100%。
样品色度采用CIE (国际发光照明委员会)1976 L*a*b*均匀颜色空间，其中L*值代表亮度(L*=0表示黑色，L*=100表示白色)，a*值(正值偏向红色，负值偏向绿色)和b*值(正值偏向黄色，负值偏向蓝色)代表色度。将研磨至45 μm的样品，放于WR(威福竖直立式)系列色差仪白底参照色板上，压实压平后，获得沉积物色度指标的均值。
粒度分析测试采用中国百特公司的Better- size 2000激光粒度分析仪，量程0.02~2 000 μm，选择中值粒径Md，以及 < 4 μm粒度组分、4~64 μm粒度组分、>64 μm粒度组分的体积分数进行分析。
3 结果和分析各剖面沉积物磁化率、粒度和色度随深度变化曲线见图 2。
3.1 磁化率特征WG剖面 沉积物χlf、χhf在260~80 cm沉积段基本保持稳定；80 cm以上沉积段则向上逐渐增大，分别由14.3×10-8、13.0×10-8 m3/kg升至47.5×10-8、38.3×10-8 m3/kg。χfd在160~120 cm波动稍大(图 2a)。
GJ剖面 沉积物χlf、χhf在300 ~220 cm分别由22.2×10-8、21.8×10-8 m3/kg升至33.4×10-8、31.2×10-8 m3/kg；在220~70 cm，分别由24.4×10-8、23.9×10-8 m3/kg减小至13.4×10-8、12.6×10-8 m3/kg；70 cm向上，二者又逐渐升高，地表高值各自为31.6×10-8和28.5×10-8 m3/kg。300~220 cm，χfd均值为6.86%，波动较小；220~70 cm，χfd在200和80 cm岩性变化处各出现一谷值2.05%和2.99%；70 cm至地表，χfd均值在8.33%附近波动(图 2b)。
PA剖面 200~120 cm，沉积物χlf和χhf分别由16.1×10-8和14.8×10-8 m3/kg缓慢升到28.7×10-8和26.1×10-8 m3/kg，χfd则在8.28%上下摆动；120~80 cm，χlf和χhf减小，χfd则升高；80 cm至地表，χlf、χhf分别在(26.4~39.9)×10-8、(24.7~38.2)×10-8 m3/kg区间内缓慢升高，χfd由6.44%升至7.82%后骤降至4.26%(图 2c)。
YP剖面 140~60 cm，沉积物χlf、χhf整体逐渐减小，分别由19.7×10-8、18.3×10-8 m3/kg减至16.9×10-8、15.8×10-8 m3/kg；60 cm至地表，χlf和χhf均增加，分别增至22.8×10-8和21.3×10-8 m3/kg。χfd在100 cm和40 cm分别出现谷值——4.92%和2.84%(图 2d)。
H剖面 250~130 cm，沉积物χlf、χhf和χfd均处于相对稳定的低值；在130 cm以上沉积段，随深度减小χlf、χhf分别由10.3×10-8、9.5×10-8 m3/kg增至36.7×10-8、33.3×10-8 m3/kg，χfd由4.40%增至9.26%(图 2e)。
XJ剖面 由400 cm往上，沉积物χlf、χhf值缓慢升高，变化范围分别是(18.3~55.4)×10-8、(16.9~53.0)×10-8 m3/kg，而χfd则呈现逐渐降低的趋势；三者在400~180 cm变化幅度略大，180 cm至表土层相对稳定(图 2f)。
XD剖面 300~150 cm，沉积物χlf、χhf分别由55.3×10-8、50.0×10-8 m3/kg减小到29.4×10-8、29.0×10-8 m3/kg，而χfd在均值5.78%左右摆动；150 cm以上沉积段，三者分别向上缓慢增加至75.3×10-8、67.9×10-8 m3/kg和9.83%(图 2g)。
3.2 粒度变化WG剖面 260~240 cm沉积段的Md是异常高值146.4 μm，本次不做分析；除底部浅黄色含砾粗砂层Md的均值为44.5 μm外，240 cm上部灰绿色含砂黏土层至表层Md均值为15.86 μm，从下到上粒度表现为先增后减，最后再增。4~64 μm和>64 μm粒度组分体积分数显著负相关，且均在60 cm发生突变，前者减小，后者增大；0~4 μm粒度组分体积分数在240~80 cm波动式降低，在60 cm陡降至11.79 μm(图 2a)。
GJ剖面 300~220 cm沉积段的Md均值为13.42 μm，变化波动相对稳定，各粒度组分亦然；220~80 cm沉积段的Md均值为12.05 μm，与各粒度组分一样变化较稳定；80 cm沉积段以上，Md由11.25 μm增加至17.27 μm，>4 μm粒度组分体积分数也由76%增至84%。剖面上 < 4 μm和4~64 μm粒度组分体积分数始终呈负相关关系变化(图 2b)。
PA剖面 200~120 cm沉积段，Md在20.47 μm左右小幅波动，各组分相对稳定；120~80 cm沉积段的Md由26.48 μm增至38.87 μm，>64 μm粒度组分体积分数由9%增至34%，而 < 4 μm和4~64 μm粒度组分体积分数则减小；80 cm至表土沉积段，Md和>64 μm粒度组分体积分数分别由26.93 μm和16%减小至18.1 μm和8%(图 2c)。
YP剖面 140~120 cm沉积段，Md和0~4 μm粒度组分体积分数均值分别为8.11 μm和23%；120 ~40 cm沉积段，Md和0~4 μm粒度组分体积分数均值分别为10.16 μm和26.33%；40 cm以上沉积段，Md和0~4 μm粒度组分体积分数分别为14.84 μm和31%(图 2d)。
H剖面 250~120 cm沉积段的Md和4~64 μm粒度组分体积分数逐渐减小，0~4 μm粒度组分体积分数先减小再升高，>64 μm粒度组分体积分数逐渐升高；120 cm以上沉积段，Md和>64 μm粒度组分体积分数逐渐升高，0~4 μm粒度组分呈减小特征，而4~64 μm粒度组分体积分数较稳定(图 2e)。
XJ剖面 由下而上，Md不显著，呈渐增趋势，>64 μm粒度组分体积分数一直呈较小幅度的波动，0~4 μm粒度组分体积分数明显增加，4~64 μm粒度组分体积分数明显减少(图 2f)。
XD剖面 300~160 cm沉积段，Md与0~4 μm粒度组分体积分数变化呈负相关关系，前者逐渐减小，后者逐渐增大，而>4 μm粒度组分波动相对稳定；在160 cm以上沉积段Md与>64 μm粒度组分体积分数变化呈正相关关系，两者均逐渐增加，0~4 μm粒度组分总体上波动较小，而4~64 μm粒度组分体积分数逐渐减小(图 2g)。
3.3 色度指标WG剖面 在240~80 cm沉积段，L*、a*和b*均值分别为88.40、9.60、28.50，显示具较高值的特点，但波动较大，波动范围分别为97.09~76.55、10.50~8.56、30.20~26.55；80 cm以上沉积段，三者均转变为在较低值下略有波动的特点(图 2a)。
GJ剖面 在300~220 cm沉积段，L*底部在均值为72.70上下浮动，幅度小于0.2，顶部陡增至75.07，a*和b*与L*变化趋势相同；在220~80 cm沉积段，b*由21.50增至24.76，L*和a*分别在均值75.74和10.86上下波动；80 cm至地表沉积段，色度参数均变小(图 2b)。
PA剖面 沉积物L*与a*、b*自下而上均表现为正相关关系，三者表现的一个共同特点是，在120 cm以下沉积段向上逐渐减小，120 cm以上沉积段则向上波动比较明显(图 2c)。
YP剖面 140~120 cm沉积段，沉积物色度参数L*和b*向上由77.51、25.01增大至84.30、26.91，a*均值为9.09，无大的波动；120~40 cm沉积段，L*和b*由84.30和26.91逐渐减小到76.99和22.61；40 cm以上色度参数均逐渐减小(图 2d)。
H剖面 沉积物色度参数在250~120 cm沉积段比较稳定，分别在各自均值L*为77.90、a*为7.86、b*为20.86左右小幅度变化；120 cm以上沉积段，均表现为降低后升高的特点，转变深度是60 cm(图 2e)。
XJ剖面 400~180 cm沉积段，色度指标参数L*、a*和b*均随深度递减而略有减小；180 cm以上沉积段，分别在均值为77.78、8.47和24.66左右较小幅度地波动(图 2f)。
XD剖面 300~160 cm沉积段的随深度变浅，L*和a*逐渐减小，分别由73.48和11.10减小至61.18和9.40，但b*由27.57逐渐增大至34.99后又减小至25.38；160 cm以上沉积段，L*、a*和b*分别由64.72，9.69和23.03逐渐减小至53.28、7.60和18.7(图 2g)。
4 讨论 4.1 剖面对比据吉林省地质志[46]可知：研究区下更新统为一套冰水、河湖沉积，岩性主要是灰白色砂夹黏土透镜体和铁染条带状砂；中更新统为冲、洪、湖积物，为含铁锰结核的黄土状亚黏土；上更新统是一套冲、湖积物，以土黄色亚砂土、亚黏土为主；全新统为冲积物，多见为砂、砾、亚黏土、淤泥(图 3)。
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| 图 3 采样点区域地质图 Fig. 3 Sampling point regional geological map |
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WG剖面下部①②层为灰黄色或黄色夹铁锈砂质黏土的中细砂层，③层由含铁锈红砂的浅灰绿色或浅棕色黏土组成(图 4)。方洪宾等[44]对辽宁双庙子镇沉积物剖面下部橘黄色砂砾和灰黄色粉砂夹橘黄色条带或团块粉砂的研究认为，这套沉积物属下更新统，其上覆橘黄色含铁锰结核的亚黏土属中更新统。区域地质图(图 3)显示，WG剖面下部①②③层与双庙子剖面下部岩性序列一致，在二者位于同一地形、同一地层出露地区、且相距70 km左右的前提下，可推测WG剖面下部①②③层属于早更新世冰缘沉积(图 3)。裘善文等[3]认为这套灰、黄绿色黏土层属于早更新世晚期的产物。中更新世早期，东北平原沉积了一套上部为黄褐色黄土状亚黏土，下部为砂砾层沉积的地层[47]；WG剖面③层上部直接覆盖了一套棕色含砾黏土层④⑤⑥(图 4)，结合地质图(图 3)，可知WG剖面上部④⑤⑥⑦层应是中更新世早期的产物。
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| 图 4 剖面演化时空趋势图 Fig. 4 Temporal and spatial trend of profile evolution |
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GJ剖面下部①层为红褐色含铁锰结核的黏土层，中部②层为土黄色黏土，在①②层中均有少量的砾石出现，③层为灰黑色黏土表层(图 4)。根据本区中更新统特点，结合吉林地质志和图 3、图 4，推测该剖面形成于中更新世。
YP剖面主要为含大量铁锰结核的黄褐色黏土层，上部③层为灰黑色亚黏土(图 4)。方洪宾等[44]对腰分水岭黄褐色含铁锰结核的亚黏土层的热释光测年(TL测年)结果是(516.1±39.7)~(208.5±16.3)ka，对灰黑色亚黏土层的TL测年结果为(141.8±10.9)ka。据此可以认为YP剖面形成于中更新世中晚期。
PA剖面自下而上发育①黄褐色砂质黏土、②灰黄色砂质黏土和③暗土黄色黏土质砂(图 4)；与伊通大南镇黄褐色—灰黄、灰白色亚黏土层和黑灰色亚黏土层有很强的一致性，二者均位于大黑山地垒南坡，地形相同，相距35 km，结合地质图(图 3)认为PA剖面形成时代与大南镇剖面相当，为中更新世。
XD剖面采自天然侵蚀沟内，自下而上是一套由黄褐色过渡为灰黑色的细砂层，①层底部为含铁锰结核细砂层，属典型中更新统沉积；中下部为浅黄色含砾细砂岩，分选中等，砾石多为石英质，磨圆较好，向上逐渐过渡为粉砂质黏土，整体为正粒序；在粉砂质黏土的顶部，黏土团块化状严重，含大量孔隙，有钙质淋滤现象，属暴露地表接受风化的标志，说明此处存在不整合面。②层下部为土黄色含砾细砂岩(图 4)，砾石磨圆较好，细砂分选中—好，底部见冲刷面，冲刷面上见有滞留砾石，砾石成分以下层石英碎屑为主，与下伏层段为冲刷接触。结合剖面所在地区Q4f的出露，③层的灰黑色细砂层和④层的灰黑色黏土质细砂层应为晚更新世冲积产物。故推测XD剖面下部(①②层)形成于中更新世中期，上部(③④层)属侵蚀沟内全新统下伏晚更新世。
H剖面下部①层为黄色含铁锰结核的中细砂冲积物，其顶部见植物根系；上覆地层②层下部为黄褐色含砾中粗砂层，向上过渡为细砂层(图 4)，属河漫滩沉积。剖面上植物根系仅见于①层和③④层，②层厚100 cm但未见根系等植物残体，所以①层中的植物根系应是河漫滩形成之前的生物残留，结合其上覆黄褐色含砾中粗砂层，可知①层沉积之后曾存在沉积间断。地质图显示上部灰黑色黏土层应为晚更新世产物；故此推测该剖面形成于中更新世中期和晚更新世，在中更新世晚期曾存在沉积间断(图 4)。
XJ剖面是一套棕黄色、灰黄色砂，上覆深灰色砂质黏土(图 4)，图 3显示本剖面位于Q3f地层内，结合地质志对上更新统土黄色砂、砂质黏土的描述，推测该剖面形成于晚更新世(图 4)。
4.2 磁化率与不同岩性的关系本文沉积物剖面主要以红褐色或浅褐色砂土、土黄色砂土或黄土状土、灰色或黑灰色黏土为主。不同颜色、粒度组成与沉积物磁化率之间的Pearson相关分析显示，χfd与χlf、χhf、4~64 μm粒度组分、a*均为负相关关系(表 1)。
| χlf | χhf | χfd | Md | φ1 | φ2 | φ3 | L* | a* | b* | |
| χlf | 1 | |||||||||
| χhf | 0.998** | 1 | ||||||||
| χfd | -0.053 | -0.102 | 1 | |||||||
| Md | 0.213* | 0.215* | -.0057 | 1 | ||||||
| φ1 | -0.167 | -0.172 | 0.128 | -0.924** | 1 | |||||
| φ2 | 0.054 | 0.062 | -0.224* | 0.412** | -0.695** | 1 | ||||
| φ3 | 0.162 | 0.160 | 0.090 | 0.764** | -0.534** | -0.237* | 1 | |||
| L* | -0.367** | -0.362** | -0.035 | -0.154 | 0.197* | -0.278** | 0.061 | 1 | ||
| a* | 0.356** | 0.371** | -0.150 | -0.274** | 0.338** | -0.353** | -0.042 | 0.077 | 1 | |
| b* | 0.133 | 0.141 | -0.085 | -0.179 | 0.267** | -0.393** | 0.102 | 0.334** | 0.707** | 1 |
| 注：**表示极显著相关(p < 0.01), *表示显著相关(p < 0.05), -表示负相关。 | ||||||||||
红褐色黏土主要见于GJ剖面底部300~220 cm，该段χlf、χhf均值分别为23.9×10-8、23.0×10-8 m3/kg，相比220 cm以上为较稳定的高值；χfd也相对稳定，在均值6.86%左右摆动。该段Md在13.42 μm左右，与>64 μm粒度组分均相对稳定；L*向上逐渐增加，均值73.2；a*均值为10.5，相对稳定；b*逐渐增加，均值21.40。可见，红褐色黏土在粒度、a*相对稳定的情况下，χfd相对稳定；但χlf和χhf与L*负相关，相关系数分别为-0.367和-0.362(P < 0.01；P为判定假设检验结果的参数，结果越小越显著)。
土黄色黏土以GJ剖面中部相对较发育，其χlf、χhf均值分别为19.8×10-8、18.5×10-8 m3/kg，明显低于下部红褐色砂、砂质黏土；但χfd均值为7.79%，高于红褐色砂质黏土的6.86%。本段Md、L*和a*变化不大，但b*显著升高。可见，土黄色黏土的χfd大于红褐色黏土的χfd。
灰黑色亚黏土可见于YP剖面40 cm沉积段以上，其χfd为4.33%，小于其下伏黄褐色黏土的χfd(均值为6.14%)；但是χlf和χhf均大于其下伏黄褐色黏土。灰黑色黏土在H剖面表层30 cm沉积段也见发育，χfd均值为7.69%，大于下伏黄褐色粉细砂χfd的均值6.58%；其χlf和χhf均大于其下伏黄褐色粉细砂的χlf和χhf。GJ剖面表层40 cm沉积段灰黑色黏土的χfd均值是8.79%，与下伏土黄色黏土的χfd均值8.86%相当；其χlf和χhf高于下伏土黄色的χlf和χhf。XD剖面上部80 cm以内的灰黑色黏土质细砂层χfd为9.49%，中部110~150 cm沉积段的土黄色含砾细砂χfd为4.50%，底部黄褐色细砂的χfd为7.45%。本剖面的磁化率分布特征再次说明黄褐色砂χfd高于土黄色砂的χfd，但灰黑色砂或砂质黏土的χfd和土黄色砂质黏土、黄褐色砂质黏土之间的关系不明确。
WG剖面下部260~80 cm灰黄、黄色含铁锈红的中细砂的χfd均值为8.59%，L*均值为88.0，a*均值为10.10，b*均值为29.60；剖面80 cm上覆浅灰绿色含铁锈红的黏土的χfd为9.09%，L*均值为75.5，a*均值为8.54，b*均值为22.50。可见，对于相同岩性的细砂，灰黄、黄色细砂的χfd比浅灰绿色细砂的χfd低。
4.3 磁化率反映的古气候过程沉积物中磁性矿物的形成转化与气候环境密切相关，磁化率的高低在一定程度上对沉积物形成环境有很好的响应。松嫩平原在20世纪初，外来人员大量涌入，在开阔耕地、发展农业的过程中焚烧植被产生的灰烬对沉积物磁化率的增加有积极作用，耕作时候使用铁质农械也会使沉积物铁磁性矿物增加。20世纪50年代以后东北地区作为中国的重工业基地，消耗了大量的化石能源，城市扩张、交通发展使地表沉积物重金属含量增加，造成磁化率值增高[48-49]，本文分析过程中对地表 20 cm以内的样品数据进行了过滤。在综合分析区域地质志和前人研究成果的基础上，根据剖面岩性特征，可知本区7个沉积剖面主要形成于早更新世、中更新世和晚更新世。本文通过对剖面沉积物的χlf、χhf、χfd分析，结合Md，＜4 μm粒度组分、4~64 μm粒度组分、>64 μm粒度组分体积分数变化，以及L*、a*、b*特征，探讨本区沉积物剖面各阶段的气候环境背景。
早更新世地层为WG剖面下部①②层的灰黄色、黄色含铁锈中细砂层和③层的浅灰绿色含黄色中砂的黏土。该段χlf、χhf均值分别为6.7×10-8、6.3×10-8 m3/kg，远低于本剖面上段和其他剖面，具有明显的独特性；相应χfd均值为6.82%，低于上部χfd均值9.77%(图 2a、图 4)。一般而言，亚铁磁性矿物颗粒对磁化率的贡献较大，新生成的细粒亚铁磁性矿物含量的增加会使磁化率增强[50]。亚铁磁性矿物的生成有两种方式：一种是风成粗粒磁铁矿沉积后氧化还原环境的快速变换促使其低温氧化形成[51]，另一种是沉积物在较强风化过程中由水铁矿向赤铁矿转化过程中形成[52]。谷永健等[53]对中国东部表土磁化率研究发现，χlf与气候因子的相关性较高，对温度、湿度和降水的指示较好。本段较低的χlf、χhf说明在灰黄色、黄色含铁锈的中细砂层或浅灰绿色黏土沉积过程中，气候条件相对冷干，不足以促使粗粒磁铁矿的低温氧化，也未产生水铁矿向赤铁矿的转变，导致亚铁磁性矿物产量低，对沉积物磁化率影响小。相应地，粒度组分变化不大，但L*指标是相对高值且逐渐增加(图 2a、图 4)。L*值与沉积物有机质含量负相关，和碳酸盐含量正相关；当沉积物有机质产量较低，碳酸盐含量较高时，L*值则高，对应冷干的气候环境[42]。所以，较高且渐增的L*值也说明了早更新世时期气候寒冷干燥。
中更新世早期沉积物在WG剖面上部④⑤⑥⑦层、PA剖面下部①层和GJ剖面下部①层可见。在WG剖面上部χlf和χhf向上明显增加，χfd相对剖面下部呈稳定态势，Md基本维持早更新世特征，但>64 μm粒度组分显著增加，L*值、a*值和b*值向上减小，其中L*值减小幅度较大(图 2a、图 4)。χlf和χhf的变化与沉积物供给有很大关系，沉积物供给量大，往往会导致磁化率升高。WG剖面上部④⑤⑥⑦层磁化率的增加是沉积物供给量增大导致的，降雨量的增加是促使沉积物搬运沉积的主要动力，可以推测气候比前期变湿润。杨胜利等[40]研究认为，气候条件从完全干燥到半湿润，沉积物的L*值一般会减小20~25；推测本段WG剖面上部L*值向上减小，即是降水量增加、气候变湿润的结果。χfd对样品中的超顺磁和单畴临界值附近亚铁磁性颗粒反应灵敏，这些磁畴颗粒主要由成壤作用产生。χfd值较大，往往对应气温高、降水多的气候条件[54-55]；而本段WG剖面上部χfd基本稳定，说明当时成壤作用很弱，气温变化不大，与早更新世时期的寒冷气候相比，无明显转暖现象。所以推测中更新世早期本区应是冷湿的气候环境。PA剖面下部①层黄褐色砂质黏土的各参数与WG剖面上部④⑤⑥⑦层变化趋势一致，代表了冷湿的气候环境特点。GJ剖面下部①层沉积物磁化率和粒度变化趋势与WG剖面此段相同，都呈现向上逐渐增大的特点(图 2b、图 4)，该层发育少量直径约1 mm的球粒状铁锰结核。铁锰结核一般形成于降水量大于蒸发量，干湿、冻融交替的气候环境下[56]。但水深过大，也不利于铁锰结合的形成[57]。所以，GJ剖面该层位的铁锰结核是降水增大、沉积物补给量变大的浅水环境产物。该段L*和b*向上的逐渐增加，是水相对较浅、温度变低的标志。
中更新世中期见于YP剖面①②层、GJ剖面②层、PA剖面②层、XD剖面①层和H剖面①层。在YP剖面①②层形成大量黄褐色含铁锰结核的黏土层。该剖面此段沉积物的χlf和χhf向上减小，4~64 μm粒度组分也向上减小，L*和b*先增加后逐渐减小。前人[58]研究认为中更新世时期松嫩平原是一个大湖盆。湖泊沉积物的磁学性质与入湖碎屑物有关，当物源区植被覆盖度较高时，碎屑物带入量减少，会使沉积物磁化率降低[59-60]。本段黏土层与中更新世松嫩古湖也有联系，该段Md相对较小而且变化不大，与磁化率正相关的4~64 μm和>64 μm粒度组分体积分数均减小，应该是入湖碎屑减少导致，这与物源区植被覆盖度升高有关，升高的植被覆盖度是温暖气候的产物。此外本段黏土层大量铁锰结核的出现验证了当时气候的温暖特征。因此可推测YP剖面下部形成于温暖湿润的环境条件下，但水体较浅。XD剖面下部①层磁化率、粒度和色度参数变化趋势与YP剖面①②层一致，GJ剖面②层的磁化率、Md和色度曲线也表现出与YP剖面①②层较好的一致性，均呈现一种温暖湿润、水体较浅的沉积环境。PA剖面②层磁化率变化趋势与YP剖面该时期磁化率变化趋势一致，但本段色度参数均显著增大，结合地形图和地质图可知，该剖面位于大黑山地垒西北侧山坡较陡的南麓，周围出露奥陶纪碳酸盐岩和中生代花岗岩，相对和缓的东南侧丘陵地带则出露奥陶纪碳酸盐岩和侏罗纪、白垩纪的花岗岩(图 1、图 3)，温暖湿润的气候促使了周围山坡上碳酸盐岩和花岗岩的风化剥蚀，为该剖面提供了充足的物源，从而导致>64 μm粒度组分和L*、a*、b*的显著升高。碳酸盐是抗磁性物质，大量的碳酸盐岩供给对磁化率起了稀释作用[61-62]，使磁化率值降低(图 4)。因此，PA剖面是中更新世中期温暖湿润气候的另一种表现形式。H剖面下部①层棕黄色细砂层χlf和χhf向上略有变小，及植物根系的存在说明当时温暖的气候促使了植被覆盖度增加，影响了物源补给，从而使沉积物磁化率也略减小。向上逐渐减少的铁锰结核代表还原环境逐渐形成，这种环境有助于软磁性细颗粒磁铁矿被分解[63]，同样会促使磁化率减小。该段减小的Md和少量铁锰结核的存在，说明H剖面在中更新世中期是气候暖湿背景下的沼泽环境。
中更新世晚期沉积主要见于GJ剖面③层、YP剖面③层、PA剖面的②层上部和③层。这一时期沉积物在3个剖面的χlf和χhf均表现出向上增加的特点，并且GJ剖面③层和YP剖面③层的Md显著增加；说明物源供给增多，这与风化作用增强有关，而气温降低、植被覆盖度减少是风化作用的直接原因[64]。因此，同前文所述，磁化率的增加可能是气温转冷、风化作用增强、物源供给增加的结果。而这一时期GJ剖面③层和YP剖面③层的沉积物色度参数减小也是当时气温转冷的标志。但PA剖面此段的Md表现出减小以及色度参数波动较大特征，则与气温的降低影响了周围高海拔处的碳酸盐岩的溶蚀有关。
晚更新世主要发育在XD剖面②③④层、H剖面的②③④层和XJ剖面。3个剖面该层位磁化率参数和Md向上均逐渐增加、色度参数向上逐渐减小，指示气温降低的气候背景。XJ剖面上，Md在220 cm以上沉积段趋于稳定，可能对应了相对转暖、植被开始繁茂的环境背景。
综合7个剖面不同时段的沉积物磁化率、粒度和色度分析，可知本区在早更新世是寒冷干燥的气候环境，中更新世环境比早期暖湿，期间经历了冷湿—暖湿—冷湿的气候过程；晚更新世在延续中更新世晚期冷凉的基础上逐渐干燥，后期渐湿润，整体表现为寒冷较湿润的特点。
5 结论1) 松嫩平原南缘大黑山地垒长春—四平段的郭家(GJ)、湾沟(WG)、平安屯(PA)、腰分水岭旁(YP)、西地(XD)、胡家甸(H)、肖家(XJ)7个现代沉积剖面的沉积物磁化率多表现为气候干燥时期较大、湿润时期较小、寒冷阶段较大、温暖适宜阶段相对较小的特点。
2) 不同颜色沉积物的磁化率不同，沉积物磁化率变化与色度呈负相关关系；亮度L*值减小，低频或高频磁化率增加；亮度L*值增加，往往对应低频或高频磁化率减小。但是混合有碳酸盐岩或灰岩物源的供给的情况下，亮度L*值和磁化率之间的关系相对复杂。
3) 沉积物磁化率和中值粒径之间表现为正相关关系，粒度增大，磁化率随之增大；但磁化率和 < 4 μm粒度组分、4~64 μm粒度组分以及>64 μm粒度组分所占比例的关系则比较复杂。影响中值粒径的增大的因素不同时期有所不同，冻融风化可产生大量的物源供给，使沉积物粒度增大，会导致磁化率升高；降雨增多可促使大量沉积物搬运，造成粒度增大，磁化率增大；但温暖气候背景下，植被覆盖较好时期，磁化率受物源供给量的减小而减小。
4) 本区现代沉积剖面主要形成于更新世，经历了早更新世寒冷干燥，中更新世冷湿—暖湿—冷湿，晚更新世温凉较湿润的气候变化过程。
致谢: 王冬艳教授对野外样品采集工作提供了大力支持，谨致谢忱！
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