2. 兰州大学资源环境学院,兰州 730000;
3. Department of Environment and Geography, Macquarie University, NSW 2109 Australia;
4. 福州大学紫金矿业学院,福州 350108
2. College of Earth and Environmental Sciences, Lanzhou University, Lanzhou 730000,China;
3. Department of Environment and Geography, Macquarie University, NSW 2109, Australia;
4. College of Zijin Mining, Fuzhou University, Fuzhou 350108,China
磁学测量因其具有简单、快速、无破坏性等优点在土壤、沉积物等领域广泛应用.近年来,许多学者在表土方面进行了广泛的研究,这些研究主要集中在环境污染[1~4],不同类型岩石和土壤对土壤磁性的影响[5, 6],土壤磁性特征与现代降水量之间的关系及古气候古环境定量重建[7~14]等方面.
在中国黄土高原地区,黄土磁化率与成壤作用成正相关性,普遍认为原地成壤过程中形成的细小亚铁磁性颗粒使古土壤的磁化率增高[15].据研究,新疆地区表土磁化率的气候指示意义较为复杂[11],新疆黄土磁化率与成土强度之间既有与黄土高原一致的正相关类型,又有与阿拉斯加[16]和西伯利亚黄土[17, 18]一致的负相关类型、甚至不相关的类型[19~21].
天山地区地处亚洲内陆,常年为西风环流控制,气候特点明显不同于黄土高原季风区.由于气候条件的差异、物质来源的不同、地形及成土因素较复杂等原因,目前对天山黄土磁化率变化机制问题尚未完全认识.因此在天山地区进行现代表土磁性特征的研究尤为重要.本文选取伊犁盆地,天山北麓及黄土高原的表层土壤为研究对象,通过对表土磁学性质的对比分析,确定不同气候区表层土壤磁学性质的迥异,并分析引起这种变化的主要原因,为天山地区黄土古土壤磁化率变化机制的理解及相应的古气候重建提供科学依据.研究西风影响区的表土磁学性质与现代气候关系,将有助于我们总体把握和理解磁化率参数与古气候的本质关系及其应用范围.
2 样品与方法本文样品采自于中国西北干旱半干旱地区表层土壤,采样点分布于中国西北黄土高原和天山地区(图 1),研究区纬度跨度为北纬34°~48°,经度跨度为东经80°~108°.研究区域分布于不同气候区,黄土高原气候以夏季风和冬季风影响为主要特征,而天山地区则以西风环流为特征.受地理位置与气候因素影响,研究区降水量少,气温、降水分布很不均匀,年平均温度分布在3~12.9℃,年平均降水量分布在约175.9~663mm.所有采样点分布于非耕种地和城镇村庄、非人工林地的自然植被覆盖的地区,采样深度约为2~5cm.我们在黄土高原采集30个,伊犁地区采集16个,天山北麓采集12个样品,野外共采集表土样品58个.现场用GPS 记录样品所处的经度、纬度和海拔,用土壤测试仪记录土壤湿度、土壤温度,空气的湿度和温度,并对每个采样点进行详细描述.
所有样品在实验室内自然晾干,过筛(100μm),分成<100μm 和>100μm 两部分.将<100μm 亚样品称重,用塑料薄膜包紧,放入无磁性样品盒中,压实,用Bartington MS2 型磁化率仪测量样品的低频(470Hz)磁化率(χlf)和高频(4700 Hz)磁化率(χhf),计算出质量磁化率为=χlf/mass和频率磁化率χfd% = (χlf-χhf)/χlf×100.用LDA-3交变退磁仪和Minispin 旋转磁力仪测量非磁滞剩磁(ARM),使用最大交流场为100mT,外加直流场为0.05mT,计算出非磁滞磁化率(χARM),在MMPM10强磁仪上获得剩磁,用Minispin旋转磁力仪测量样品的等温剩磁(IRM)和饱和等温剩磁(SIRM=IRM1T)、HIRM=(SIRM+IRM-300mT)/2、F300(F300=IRM300mT/SIRM)、用可变场强磁天平(MMVFTB)测量J-T曲线、磁滞回线和磁滞参数(包括饱和剩磁Mrs、饱和磁化强度Ms、矫顽力Bc、剩磁矫顽力Bcr).粒度测试使用Malvern Mastersize2000激光粒度仪完成,测量范围为0.02~2000μm.以上实验均在兰州大学西部环境教育部重点实验室完成.
3 结果 3.1 磁学参数特征 3.1.1 磁化率(χ)磁化率是度量物质在外加磁场下被磁化能力的一个物理量,磁化率与样品中磁性矿物的种类、含量及磁性颗粒大小相关.研究区不同地区表土磁化率值相差较大,黄土高原表土χ均值为5.73×10-7m3·kg-1;天山北麓表土χ均值为6.22×10-7m3·kg-1;伊犁表土χ均值为9.1×10-7m3·kg-1,伊犁和天山北麓表土磁化率均值高于黄土高原表土的,其空间变化趋势见图 2a,黄土高原由东南向西北随夏季风减弱磁化率值逐渐降低,伊犁地区由东向西磁化率值波动增高,天山北麓由南向北磁化率值波动升高.
频率磁化率(χfd)反映了超顺磁SP 颗粒-稳定单畴SSD 颗粒(粒径约≤0.03μm)的含量[22].百分比频率磁化率fd(%)表示了这部分超细粒磁颗粒的磁化率占总磁化率的比例.研究区表土样品χfd%的变化范围为0.126% ~9.25%(图 2b),其中黄土高原表土χfd%值最高,平均值为5.38%,伊犁表土χfd%平均值为3.235%,天山北麓表土χfd%平均值为1.773%.图 2b 中数据清楚地显示,黄土高原表土中SP颗粒含量高,伊犁和天山北麓表土样中SP颗粒含量较低.根据Dearing(1999)[23]提出的应用χfd%半定量估算SP 颗粒浓度的模式,χfd% <3%基本没有SP颗粒,χfd%在3%~10%的样品SP 和粗颗粒混合存在.天山北麓表土中χfd% <3% 的占大多数,说明样品中SP 颗粒含量很少,黄土高原和伊犁地区为SP 和粗颗粒的混合.总体上天山表土磁性颗粒以粗颗粒为主.在不同地区,频率磁化率与其气象观测点的年均降水量的变化趋势基本一致(图 3),即随着年均降水量的降低,频率磁化率逐渐减少.但磁化率变化与MAP 显示出不同的趋势.黄土高原χfd%与χ呈显著正相关(r=0.86),说明成壤作用形成的SP 颗粒与χ关系密切;而伊犁地区χfd%与呈负相关(r= -0.45),天山北麓二者相关性不明显,表明成壤作用形成的SP 颗粒在天山北麓对磁化率没有明显贡献;而在伊犁地区其磁化率主要是由风积成因的较粗磁颗粒贡献.
χARM/SIRM 比值可分析磁性颗粒的粒径变化.由于SIRM 不受SP 颗粒的影响,较低的比值则能够反映较粗的MD 颗粒,在单畴(SSD-PSD)范围内其比值最高[22].黄土高原表土中χARM/SIRM 均值为34.45×10-5m·A-1,伊犁地区均值为18.58×10-5m·A-1,天山北麓均值为12.15×10-5m·A-1,天山表土χARM/SIRM 比值比黄土高原低(图 2c),说明天山表土中单畴(SD)磁铁矿/磁赤铁矿含量比黄土高原低,对剩磁的贡献相对较小.
3.1.3 低温磁化率低温磁化率可反映磁铁矿颗粒中有关超顺磁、单畴和多畴粒级分布的情形.伊犁、天山北麓和黄土高原表土样品的低温磁化率测量结果见图 4.以上各地样品在高于-150℃ 温度段表现为随着温度上升磁化率下降,表明含有较多顺磁性矿物是这些样品的共同特点.此外,伊犁表土(样品47)和天山北麓表土(样品35)在温度为~-150℃表现出明显的Verwey转换,而黄土高原表土(样品14)没有显示出该转换.说明,天山地区表土的磁性矿物明显含有多畴(MD)磁颗粒[24],而黄土高原表土没有这种特点.
F300(IRM300mT/SIRM)是样品在300 mT 磁场中磁化后所携带剩磁与饱和等温剩磁的比值,反映了样品中软磁性矿物(如磁铁矿、磁赤铁矿)与硬磁性矿物(如赤铁矿、针铁矿)的相对比例[22].研究区样品的F300分布见图 5,在不同的区域F300不同.黄土高原F300>0.9,其平均值为0.94,即经300 mT磁场磁化后,样品所携剩磁已接近饱和,说明亚铁磁性矿物(磁铁矿、磁赤铁矿)是样品剩磁的主要载体,等温剩磁在大于300mT 后的继续增加是由一些反铁磁性/顺磁性矿物引起的.
天山北麓表土F300值分布范围在0.56~0.68之间,即经300mT 磁场磁化后,样品所携剩磁达到饱和值的56% ~68%,表明反铁磁性矿物(如赤铁矿、针铁矿)对样品剩磁贡献大,但也存在亚铁磁性矿物(如磁铁矿、磁赤铁矿).HIRM 也表明高矫顽力的反铁磁性矿物较高(图 2d);伊犁地区F300值分布在两个区域,即0.94~0.97和0.58~0.63之间,HIRM 变化幅度大(图 2d),这说明伊犁表土中亚铁磁性矿物(主要是磁铁矿、磁赤铁矿)和反铁磁性矿物(赤铁矿、针铁矿)共同对剩磁产生贡献.
3.1.5 热磁分析热磁曲线记录了磁性矿物的居里温度,因此能够指示磁性矿物的种类.从图 6可以看出,加热曲线在达到210℃ 前,天山4个样品(样品14,22,35,36)磁化强度基本保持不变.而黄土高原表土显示出渐渐降低的特点.当温度上升到210℃ 左右磁化强度有所增加,但是随后逐渐降低.这可能是由弱磁性的铁的氢氧化物(如纤铁矿)脱水转变成强磁性磁赤铁矿造成的(γFeOOH→γFe2O3)[25].在300~410℃之间,随着温度升高,磁化强度显著降低,一般认为是亚稳定、强磁性的磁赤铁矿受热转化成热稳定、弱磁性的赤铁矿(γFe2O3→αFe2O3)的特点[26].当加热温度超过450℃ 之后,磁化强度随温度升高而急剧增加,并在510℃左右出现明显峰值,这种现象在中国风成沉积的热磁曲线上是较常见的,主要是由含铁硅酸盐矿物或粘土矿物(绿泥石)高温下转变成磁铁矿造成的[27],含铁氢氧化物(如褐铁矿)也可能转化成磁铁矿,虽然单畴磁铁矿在居里温度以下发生的Hopkinson 效应也可能对该磁化率峰值有所贡献,但不是主要因素[28].所有的样品加热到510℃以后磁化强度急剧降低,居里点均在580℃左右,表明磁铁矿为表土中共同含有的磁性矿物.580~700℃的加热过程中磁化强度持续降低,如果仔细观察,或者将该温度段放大,可以看到天山4个样品均有Tc~640℃ 的转折,表明磁赤铁矿的存在.此外,天山47号样品还可以观察到Tc~670℃的转折,说明该样品含赤铁矿.天山4 个样品所含的磁赤铁矿实际包含了两部分:(1)热不稳定的磁赤铁矿,表现为加热和冷却所失去的磁化强度部分的磁赤铁矿,在天山表土相对含量可以高达35~40%;(2)热稳定的磁赤铁矿[24],在图 6中表现为在570~640℃之间,加热和冷却曲线能够可逆重复.刘秀铭等[29]对洛川剖面S0-S1研究表明,黄土层所含磁赤铁矿的绝对含量比土壤层低,但是相对含量比土壤层高.天山表土含有相对高含量的磁赤铁矿,或许能够部分说明或者证实黄土高原磁赤铁矿部分属于风积成因[29],即黄土高原风积降尘中已经含有部分磁赤铁矿.
磁滞回线能较好指示磁性矿物的大类特点[22].伊犁和天山北麓表土的磁滞回线总体形态与黄土高原类似,均呈S形.可以大致以磁场300mT 为界,来分析它们所含磁性矿物属于软磁性矿物或者硬磁性矿物及其相对比例.3个样品在300mT 以下均显示出不同程度磁滞现象:说明它们都含有软磁性矿物,如磁铁矿/磁赤铁矿.样品47(伊犁)软磁性矿物含量最高,样品35(天山北麓)其次,样品22(黄土高原表土)最低;但是它们在磁场300mT 以上依然没有表现出饱和,表明样品中也含有较多高矫顽力的硬磁性矿物(如以上热磁曲线分析的纤铁矿,赤铁矿,图 7).300mT 以上所加的磁场与它所获得的磁化强度称为高场磁化率,表现为一条直线.该直线的斜率则反映了硬磁性组分的比例高低.伊犁和天山北麓表土显示出几乎平行的斜率,并且比黄土高原表土斜率大些,说明天山地区所含硬磁组分比较相似,但是比黄土高原高.
研究区粒度组成都具有向下风方向逐渐变细的特征(图 2(e、f)).图 2粒度数据显示,粗粒(>63μm)组分在天山地区含量较高,说明天山地区表土含有较高含量的近源物质.粒度变化受风力的影响,向下风方向风力逐渐减弱,粗粒(>63μm)组分含量减少,细粒(<5μm)组分含量相对增加.向着下风方向风力减弱的同时,也伴随着风化成壤作用加强,它使细颗粒组分含量增加,而且其增加量基本与风化成壤作用强度呈正相关.在干旱半干旱气候条件下,水分条件是成土作用的主要因素,降水量的增加使成土作用强度增强,颗粒逐渐变细,<5μm 的粘粒组分增加.因此,<5μm 的粘粒组分是较好的气候指标,粘粒组分含量一方面表明成壤作用的强度,也可反映本区域降水量的大小.
4 讨论过去几十年在研究世界各地风积地层重建古气候过程中,磁化率被广泛应用,而且被证明是一个总体上行之有效反映过去全球变化的代用指标.在中国黄土高原经典剖面如洛川,西峰,宝鸡,灵台,泾川等,磁化率数值大小显示出与风化程度或者成土强度高度正相关关系.黄土高原地域辽阔,气候条件总体上以干旱为主要特征.黄土地层的物质均为黄土,土壤则是在黄土母质基础上和适当的气候条件下发育而成.即成土强度直接与成土条件(温度和湿度)密切相关,成土强度则反映了古气候温湿程度.磁化率本质上与气候毫无关系,只是一个度量物质被磁化能力的物理参数.它的数值大小与被测量样品中的磁性矿物种类、含量、以及粒径大小有关.中国黄土磁学研究表明,土壤层磁化率比黄土层增强,可能有多种因素,诸如成土、淋溶、压实等使土壤密度增加磁化率升高.但是更广为接受的是,因为在更加温湿成土条件下,经过有机和无机过程形成了超细粒级磁赤铁矿/磁铁矿,使得土壤层磁化率比黄土层增加[15].由于土壤层的频率磁化率普遍比黄土层增高,土壤层中检测到的0.03μm 以下粒级的超顺磁(SP)磁铁矿比黄土层的高[14, 30].
阿拉斯加和西伯利亚黄土研究揭示了另一种完全相反的黄土磁化率与成土强度的关系:磁化率在成土强的土壤层获低值,在黄土层中获高值.这种现象最早在阿拉斯加发现[31],被解释为可能反映古风力强度的变化.随后用磁铁矿做了风洞实验,证明不同风力可以对沉积物磁化率产生负相关的影响[16].西伯利亚也报道了与阿拉斯加黄土相似的现象[17].在西伯利亚经典Kurtak剖面有明显土壤发育,也发育铁锰结核,铁的锈斑[18],表明那里的土壤曾经经历了强烈的淋溶等成土过程.由于研究人员几乎没有检测到类似中国黄土成土的有力证据(土壤比黄土含更高的SP含量和频率磁化率),西伯利亚黄土也因此被认为是反映古风力强度的变化.这就产生了问题:同样的磁化率在中国黄土地层反映的是过去夏季风的变化,而在西伯利亚(和阿拉斯加)却被认为反映古风力强度的变化.其磁化率增强机理究竟为什么变得如此不同?如果按照风洞实验条件证实的‘风速论'来解释阿拉斯加和西伯利亚黄土磁化率机制,那么适用‘风速论'的条件和地区必须是土壤发育差、成土弱的地区.本文所涉及的新疆天山地区可能恰恰就是‘风速论'可以得到验证的地方.
如图 3 所示,研究区表土的χfd%、χ与年均降水量之间的关系,在不同地区、不同环境条件下并不相同.黄土高原由东南向西北随着东南夏季风的减弱,年均降水量逐渐减少,χfd%与χ值均显著下降,二者呈正相关(r=0.86),且χfd% 和χ的变化趋势与年均降水量的变化趋势总体一致(图 3(a、b)).伊犁地区受地形的影响,区内降水分布不均匀,总的趋势为东多西少,山区多平原少.χfd% 的变化趋势与年均降水量的变化趋势基本一致,而χ与年均降水量的变化趋势相反(图 3(c、d)).黄土高原成土χfd%与磁化率增强的密切关系已有许多报道[11, 15],图 3b的黄土高原表土频率磁化率与年均降水量高度相关(r=0.86)就是另外一个有力证明.在伊犁地区由东向西χfd% 波动降低,而χ升高,表明该地区反映成土的频率磁化率χfd% 与总磁化率χ有反相关的趋势(r= -0.45),即伊犁地区表土磁化率主要为非成土风积的粗粒磁性矿物所贡献.这个结果从不同角度证实了新疆地区黄土地层磁化率主要是风积磁铁矿/磁赤铁矿所贡献[21].
天山北麓表土从森林线以下的黄土分布区到天山山前的戈壁,随年均降水量逐渐减少,χfd% 逐渐降低,而χ变化趋势不明显,二者几乎不相关.总体而言,在新疆不同地区表土χfd%与年均降水量的变化趋势基本一致,而χ与年均降水量之间的关系并不相同.即使如此,天山地区表土磁学参数与现代气候指标,如年均降水量的研究已经说明,伊犁和天山北麓表土的磁化率和频率磁化率的变化,即黄土地层磁化率增强机制与黄土高原明显不同.黄土高原土壤层磁化率增强总是伴随超细磁颗粒的明显增加,在土壤层检测到更高含量的超顺磁组分和频率磁化率[14, 30]就是有力证据.新疆地处亚洲内陆,除了高大的山脉,其余均为极度干旱的戈壁和沙漠.黄土主要分布在高山向戈壁过渡的缓坡地带(草原).根据图 2,伊犁和天山北麓表土磁化率与>63μm的粗粒组分的变化趋势一致,与<5μm 粘粒组分的变化趋势相反,这些结果明确表明,新疆天山黄土磁化率与非成土风积MD 粗粒磁组分密切相关.因此,新疆黄土地层磁化率的确反映了搬运风力强度的变化.
其实,任何地区黄土古土壤的磁学成分均可以分成原生风积和次生成土两部分.黄土地层磁化率则是风积和成土两部分的合成.从西北向东南方向,原生风积磁组分渐渐变少,而成土磁组分的比例慢慢增加.但是原生和次生组分不是简单的叠加,后期成土阶段是否使得原生风积信号得到增强还是削弱,却是取决于其成土条件[32].如果成土作用弱,原生风积磁组分就会占主要比例.这种情形就如新疆和甘肃武威黄土地层.到黄土高原东部这种情况恰好相反,那里成土作用占主要比例.
弱风化的黄土地层大致保留了原生风积情形,它的磁学信号反映了源区的远近和搬运风力强弱.风积粉尘一旦堆积后,便开始了地面成土作用.黄土高原属于干旱区,低降雨量和高蒸发量是其特点.黄土古土壤孔隙疏松充满空气,容易与氧气交换,它属于氧化条件下成土.夏季东南风和间冰期带来适量更多雨水则有利于植物生长和细小铁氧化物(磁铁矿和磁赤铁矿)形成,使得磁化率增加.如果成土作用发生在湿润环境中,磁性矿物就会发生不一样的变化.黄土颗粒之间孔隙的通风(与氧气交换)条件受到限制.原生风积磁铁矿和磁赤铁矿在水分多的条件下就会被改造形成铁的氢氧化物,如针铁矿和褐铁矿,从而使得磁化率降低.这种情形恰如西伯利亚Kurtak黄土地层,其锈斑和铁锰结核在剖面上明显可见[18].间冰期水分更充足,就形成了更多的针铁矿和褐铁矿.最后构成了西伯利亚和阿拉斯加黄土磁化率与成土作用基本相反的趋势[32].
我们认为,如果将‘风速论'推广和应用,就需要它与风洞实验相似的基本条件.就是需要找到以物理风化为主,而没有明显化学风化(成分改变)的地方.从逻辑上分析,它应该只适用于弱成土或者没有明显成土的地区.阿拉斯加经典的Halfway House黄土剖面[31],具有明显的成土发育,不仅有铁的锈斑,S1土壤层中还有局部变成不规则形状的灰白色土(如同水稻土),说明发生过明显的成土(化学风化)过程.西伯利亚Kurtak 剖面实地考察也发现,S1土壤层呈深棕色,明显经历了成土过程.从L1中部往下,不论黄土还是土壤,均可以观察到遍布的铁的锈斑.这些野外观察就说明,阿拉斯加和西伯利亚两处黄土剖面均经历了明显的化学风化,并不适合‘风速论'的解释.而磁学研究也发现,它们古土壤的磁化率降低是因为磁赤铁矿/磁铁矿随着成土发育而发生溶解[29, 32]所致,即由于化学作用使得它们两地磁化率降低.本文研究的新疆天山地区是一个弱成土地区,满足‘以物理风化为主'的基本条件.虽然我们认为‘风速论'并不适用于阿拉斯加和西伯利亚地区黄土磁化率的解释,但可能适用于天山黄土.上述讨论说明,天山表土磁化率的确主要反映了现代风力强弱变化.因此不难推论,新疆天山弱成壤的黄土地层磁化率可能反映了过去风力变化历史.
5 结论新疆天山和黄土高原表土磁学性质的研究表明,各地磁性矿物基本相似.强磁性矿物均为磁铁矿和磁赤铁矿,弱磁性矿物为赤铁矿和纤铁矿或针铁矿.根据热磁研究,受热稳定和不稳定的磁赤铁矿在天山表土均有发现,它占总磁化强度的比例可高达35%~40%.这可能证实,黄土高原黄土地层中的磁赤铁矿至少有部分属于风积成因.
黄土高原表土磁化率、频率磁化率与年均降水量均呈高度正相关,表明气候作用是主导黄土高原表土磁化率增强的主要因素.
伊犁和天山北麓表土超细磁颗粒(SP 和SD)含量较低,低温磁化率显示MD 粗颗粒特点,而黄土高原表土没有MD 的Verwey转换,表明天山表土磁颗粒比黄土高原粗.
天山表土磁化率与>63μm 的粗粒组分的变化趋势一致,与<5μm 粘粒组分的变化趋势相反;伊犁表土的磁化率与频率磁化率呈明显的反相关.说明天山地区磁化率大小主要受风力强弱的影响,成壤作用对它的影响相对较小.各地表土频率磁化率均与现代年均降水量之间呈良好的正相关,指示着气候湿度条件与形成细小磁颗粒的相关关系.
天山表土成土弱,没有明显化学风化,表土磁化率主要反映了现代风力强弱变化.
致谢感谢两位审稿人对本文提出的宝贵意见.
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