风成沉积物中的磁性矿物可分为原生碎屑成因和次生成土成因(Liu et al.，2007a)，在中国黄土高原地区，由于原生磁性矿物含量较低且基本稳定(χ₀约为(15~20)×10^-8m³·kg^-1)(Liu et al.，2004a，2004b，2007a)，次生磁性矿物含量相对较高且存在明显波动，原生磁信号被成土磁信号所掩盖，磁化率可以用于重建夏季风强度和古降水量(An et al.，1991; Heller et al.，1993; Han et al.，1996; 宋扬等，2012). 与黄土高原地区较为成熟的环境磁学研究相比，目前对周边沙漠地区的系统磁学研究较为匮乏(Xia et al.，2012; 李平原等，2013; 赵爽等，2013). 沙漠与黄土在地貌上属于同源异相的“孪生沉积”，同时毛乌素沙地是黄土高原黄土的潜在物源区之一(Sun，2002; Stevens et al.，2013)，毛乌素沙地风沙沉积物磁学特征的系统研究，不仅可以为该区的气候变化和沙地演化研究提供气候和环境替代指标，还将为更深入地理解风成堆积物磁学特征变化机制提供帮助.

黄土高原周边沙漠地区相对较干旱，土壤发育较弱，因此成土成因的磁性矿物含量较低；同时由于毛乌素沙地沉积物以近源粗颗粒为主(Sun，2000; Stevens et al.，2013)，搬运过程中的物质混合弱于远源细颗粒，因而磁学性质更容易受源区物质的影响. 原生和次生磁信号的分离和提取，对明确沙漠地区风成沉积物磁学性质与环境因子的关系非常重要. 目前，原生和次生磁组分的分离主要有柠檬酸钠-碳酸氢钠-连二亚硫酸钠(citrate-bicarbonate-dithionite，简称CBD)溶解(Verosub et al.，1993)、等温剩磁获得曲线端元分析(Heslop and Dillon，2007)和磁化率组分分离(Xia et al.，2014)等方法. 其中，CBD溶解应用最广泛，但是其实验方法较为复杂，且该方法是否选择性溶解成土成因磁性矿物存在争议(Liu et al.，1994; 吕镔等，2012)；等温剩磁获得曲线端元分析方法可以区分不同成因组分的矫顽力谱，在区分来源复杂的混合物方面效果良好，对于两种组分的简单混合物计算过程略显繁琐，且该方法对不同端元的解释存在一定的主观性，并受静磁相互作用产生的非线性累加效应的影响(Muxworthy et al.，2003; Carvallo et al.，2006). 未受饱水环境影响的风尘沉积物磁化率由两部分贡献，即粉尘源区搬运来的磁性颗粒和就地成土过程形成的磁性颗粒(Liu et al.，2007a)，这两种组分分别与源区粉尘沉降通量和降水量线性相关(Beer et al.，1993)，因此可以用简单的多变量一元线性回归中的“平均值概念”进行区分. Zhou等(2007)详细论证了该算法的数学原理，并用以提取珊瑚δ¹⁸O携带的海水盐度信号和黄土¹⁰Be浓度携带的地磁场强度信号. Liu等(2004a，2004b，2007a)用类似的方法估算黄土磁化率中的原生组分平均值，Xia等(2014)用该方法估算黄土剖面χ_pedo值，并用以重建古降水量. 本研究选取毛乌素沙地东缘的锦界风沙沉积剖面为研究对象，通过原生和次生磁化率组分的分离，探讨磁学参数在该区的古环境意义，以期为应用磁学手段反演气候和环境变迁奠定研究基础.

毛乌素沙地(图 1)位于鄂尔多斯高原的南部和黄土高原的北部区域，介于37°27.5′N—39°22.5′N 之间和107°20′E—110°30′E之间，总面积约32100 km²，海拔1200~1600 m. 毛乌素沙地流动、半固定和固定沙丘广泛分布，沙物质的来源主要是裸露基岩(白垩纪和侏罗纪砂岩)、晚第四纪河湖相类风积相沙、早第四纪河湖相沉积、沙质黄土残积沙(Wang et al.，2011). 毛乌素沙地处于现代东亚季风区西北缘，属温带半干旱气候区，沙区年均温6.0~8.5 ℃，年均降水250~440 mm，降水集中于7~9月，占全年的60%~75%(徐志伟等，2013). 从土壤方面讲，它处在栗钙土亚地带向棕钙土亚地带和黑垆土亚地带的过渡带；在植被方面，它是荒漠草原和森林草原的过渡带(Wang et al.，2011).

图 1

Fig. 1

图 1 毛乌素沙地和锦界剖面地理位置(据徐志伟等2013修改)Fig. 1 Geographic location of Mu Us Desert and Jinjie section (modified from Xu et al., 2013)

锦界剖面(38°44.594′N，110°10.044′E，海拔1159 m；图 1)位于毛乌素沙地东部边缘，陕西省榆林市神木县锦界开发区. 剖面东北约30 km的神木县气象资料显示，现代年平均气温约为8.9 ℃，年平均降水约为422.7 mm(吴胜勇，2013). 剖面周围主要为固定沙丘覆盖，植被盖度约为70%~80%，植被类型以油蒿(Artemisia ordosica)和沙柳(Salix psammophila)为主. 剖面厚7.4 m，分别以2 cm和4 cm间隔自上而下进行样品采集，共采集 散样324块. 锦界剖面岩性为风成砂/古土壤互层沉积，各层位深度如下：0~0.2 m，生草层；0.2~0.4 m，弱发育古土壤；0.4~2.3 m，风成砂；2.3~ 3.2 m，古土壤；3.2~3.92 m，风成砂；3.92~4.24 m，古土壤；4.24~5.08 m，风成砂；5.08~7.02 m，古土壤；7.02~7.4 m，风成砂. 剖面5.04 m处的OSL测年结果为4.6±0.2 ka，6.7~6.75 m处的¹⁴C测年结果为7214±209 cal a BP，由此可推测，锦界剖面5.08~7.02 m发育的厚层古土壤与中全新世气候适宜期该区普遍发育的古土壤层相对应(徐志伟等，2013; Liu et al.，2014).

样品在室内自然风干后，轻磨至粉末状，称取适量样品装入方形磁学专用样品盒，进行低频磁化率(χ_lf)、高频磁化率(χ_hf)、非磁滞剩磁(ARM)、等温剩磁(IRM)等参数的测量.χ_lf和χ_hf使用Bartington MS2型磁化率仪测量，测量频率分别为0.47 kHz和4.7 kHz，并分别计算频率磁化率χ_fd=χ_lf-χ_hf，和百分比频率磁化率χ_fd%=(χ_lf-χ_hf)/χ_lf×100%. ARM使用DTECH LDA-4型交变退磁仪在0.1 mT 的直流场叠加峰值为100 mT的交流场中获得. IRM使用ASC IM-10-30型脉冲强磁仪获得，外加磁场分别为1 T、-20 mT、-100 mT和-300 mT，定义在1 T磁场中所获得的等温剩磁为饱和等温剩 磁(SIRM). 所有剩磁参数均使用Molspin Minispin 小旋转磁力仪测量，并计算非磁滞剩磁磁化率χ_ARM、“软”等温剩磁Soft=(SIRM-IRM_{-20 mT})/2、“硬”等温剩磁HIRM=(SIRM+IRM_{-300 mT})/2和S-ratio=-IRM_{-300 mT}/SIRM等参数. 根据上述测量结果挑选典型样品测量其磁滞回线(hysteresis loop)和热磁曲线(J-T)，所用仪器为MAGNETN MEASWREM VFTB. 磁滞回线和热磁曲线在华东师范大学河口海岸学国家重点实验室测试，其余实验在兰州大学西部环境教育部重点实验室完成.

天然物质的磁滞特征因成分的不同而出现明显的差异，因此可以根据磁滞回线的形态判别样品中磁性矿物的种类，如亚铁磁性矿物(如磁铁矿/磁赤铁矿)产生的磁滞回线高而瘦，不完全反铁磁性矿物(如赤铁矿/针铁矿)产生的磁滞回线则扁而胖(Thompson and Oldfield，1986). 如图 2所示，锦界剖面典型样品的磁滞回线形状基本一致，均表现为瘦高形态，在300 mT左右即趋于饱和，表明剖面中以低矫顽力的亚铁磁性矿物为主. 样品的矫顽力 B_c在10 mT左右，大致与SD磁铁矿相当(Thompson and Oldfield，1986)，且随饱和磁化强度M_s的增加逐渐减小.

图 2

Fig. 2

图 2 典型样品的磁滞回线和热磁曲线(绿色曲线为加热曲线的一阶导数)Fig. 2 Hysteresis loops and J-T curves of typical samples (Green curves denote first derivative of heating curves)

温度对应着热能，它可以扰动磁矩的定向排列，对磁性矿物的磁学性质有直接的影响，因此可以通过磁化率和饱和磁化强度随温度变化的特征鉴别样品中磁性矿物的种类(Thompson and Oldfield，1986; Liu et al.，2005a，2012). 随着测量温度升高到某一临界温度(铁磁性矿物的居里温度T_C或反铁磁性矿物的奈尔温度T_N)，热扰动能超过磁排序能，从而使磁性材料表现为顺磁性，磁化率和饱和磁化强度急剧下降(Thompson and Oldfield，1986; Liu et al.，2012). 锦界剖面典型J-T曲线(图 2)显示，饱和磁化强度均在磁铁矿的居里温度580 ℃附近急剧下降，表明样品中强磁性矿物以磁铁矿为主. 冷却曲线位于加热曲线下方，表明加热过程中存在强磁性矿物向弱磁性矿物的转化(Liu et al.，2005a). 加热曲线在300~450 ℃左右下降速度稍有加快，这一变化在其一阶导数曲线中更为明显，可能与热不稳定的磁赤铁矿在此温度段内向赤铁矿转化有关(Liu et al.，2005a). 此外，磁化率较低的样品在580 ℃附近J-T曲线的斜率明显高于磁化率较高的样品，表明随着磁化率的增高磁性矿物的粒度有变细(由MD转变为SD)的趋势(Thompson and Oldfield，1986)，这可能与土壤发育过程中细粒磁性矿物的生成有关.

χ_lf、SIRM和Soft均可指示磁性矿物的含量，不同之处在于，SP磁颗粒对χ_lf贡献最大，但不能载有剩磁，因此对SIRM和Soft没有贡献；SIRM反映亚铁磁性和反铁磁性矿物的共同作用；Soft则主要受低矫顽力磁性矿物(磁铁矿/磁赤铁矿)含量控制(Thompson and Oldfield，1986; Liu et al.，2012). 如图 3所示，锦界剖面χ_lf、SIRM和Soft的变化范围分别为(5.21~38.50)×10^-8m³·kg^-1、(56.93~270.97)×10^-5 Am²·kg^-1和(10.80~85.50)×10^-5 Am²·kg^-1，磁性矿物浓度较黄土高原黄土-古土壤序列(Liu et al.，2007a; Xia et al.，2014)偏低. 三者随深度变化的趋势基本一致，均在古土壤层取得高值，风成砂层值则较低. 0~5.08 m随深度的增加三者的值逐渐减小；5.08~7.02 m发育最好的厚层古土壤中获得明显高值，且在土壤层内部三者存在 一致的波动变化；7.02~7.4 m三者值均较低. 2.3~3.2 m和3.92~4.24 m的古土壤中，三者 均出现峰值，但增加的幅度明显小于5.08~7.02 m.

图 3

Fig. 3

图 3 锦界剖面地层及磁学参数随深度的变化Fig. 3 Variation of magnetic parameters and stratigraphy of Jinjie section

χ_fd和χ_ARM仅对特定粒径范围的磁性颗粒含量反映敏感，其中χ_fd可以指示跨越SP/SD边界(20~ 25 nm)的磁性矿物的含量(Thompson and Oldfield，1986; Liu et al.，2012)，χ_ARM则仅对SD磁性颗粒(25~100 nm)的含量反映敏感(Peters and Dekkers，2003; Liu et al.，2012). 锦界剖面χ_fd和χ_ARM的变化 范围分别为(0.21~3.57)×10^-8m³·kg^-1和(27.57~190.73)×10^-8m³·kg^-1. 除5.08~7.02 m的古土壤层外，χ_fd和χ_ARM值均较低，且波动微弱，χ_fd值甚至趋向于0×10^-8m³·kg^-1，这可能与风成砂堆积时期降水量较少，低于成土细粒/超细粒亚铁磁性矿物开始累积的降水量阈值(约300 mm)有关(Liu et al.，2013; 李平原等，2013). 此二者随深度变化趋势基本一致，0~5.08 m，χ_fd和χ_ARM随深度的增加逐渐减小，但远不及χ_lf、SIRM和Soft变化明显；在5.08~7.02 m的古土壤层取得明显高值，且在该土壤层内部存在明显峰谷波动，变化过程与前述χ_lf等参数有较好的一致性；7.02~7.4 m二者值均较低. 2.3~3.2 m和3.92~4.24 m的古土壤层χ_fd和χ_ARM仅有微弱的增加.

HIRM大致反映高矫顽力磁性矿物(赤铁矿/针铁矿)的浓度，S-ratio可用于判断低矫顽力和高矫顽力矿物的相对丰度(Liu et al.，2007b，2012). 如图 3所示，HIRM总体随深度的增加逐渐减小，2.3~3.2 m、3.92~4.24 m和5.08~7.02 m的古土壤层略高于临近的风成砂. HIRM常用于指示风成粉尘所携带的赤铁矿含量(Nie et al.，2010)，这说明在土壤发育过程中强磁性矿物大量生成的同时，粉尘成因的高矫顽力磁性矿物量通常也较高. 5.08~7.02 m的古土壤层S-ratio大致介于0.85~0.95之间，其他地层相对较低，变化于0.8~0.85之间，表明土壤发育过程中磁性变“软”. 将Soft和HIRM分别与表征磁性矿物总体含量的参数SIRM和χ_lf做散点分析(图 4)可知，Soft与SIRM和χ_lf高度线性相关，而HIRM与SIRM和χ_lf的总体相关性较差，表明锦界剖面的主要载磁矿物为亚铁磁性磁铁矿/磁赤铁矿，绝大多数样品的S-ratio达到0.8以上也印证了这一点. 进一步分析发现，在相同SIRM的情况下，5.08~7.02 m的古土壤层的Soft高于其他地层，且二者的差值随磁性矿物浓度的增加逐渐增大，这可能与古土壤发育过程中软磁性矿物的增加有关. 5.08~7.02 m的古土壤层HIRM与SIRM和χ_lf相关性较差，在其他地层则呈显著正相关关系，这说明在土壤发育微弱或停滞阶段，磁性 矿物的浓度主要受粉尘携带的原生磁性矿物控制，随着土壤发育的增强，次生磁性矿物含量逐渐增加，磁性矿物总体浓度(SIRM和χ_lf)与粉尘成因硬磁性矿物浓度(HIRM)的相关性被打破.

图 4

Fig. 4

图 4 SIRM和χlf与Soft和HIRM散点图Fig. 4 Scatter plots of SIRM (orχlf) versus Soft (or HIRM)

χ_fd%、χ_ARM/χ_lf和χ_ARM/SIRM都与磁性矿物的粒度有关. χ_fd%可以反映磁性颗粒的粒径分布，当SP/SD颗粒的含量固定时，其值随着粒径分布的加大而减小(Worm，1998).χ_ARM/χ_lf经常用来衡量磁性矿物的大小(King et al.，1982)，但是对于SP/SD和PSD/MD颗粒来说，其值与颗粒大小呈相反的对应关系：对于SP/SD颗粒来说，χ_ARM/χ_lf值越大粒径越粗；对PSD/MD颗粒来说，χ_ARM/χ_lf值越大粒径越细(Peters and Dekkers，2003). 与 χ_ARM/ χ_lf类似，χ_ARM/SIRM也可以用来表征粒径变化(Dearing et al.，1997). 相对而言，χ_ARM/SIRM比χ_ARM/χ_lf对粒径的指示更为明确，因为前者只受永久磁化颗粒(即SSD、PSD和MD颗粒)的影响，而χ_ARM/χ_lf同时受SP颗粒的强烈影响(Liu et al.，2012). 在锦界剖面，三者随深度变化的规律基本一致(图 3)，0~5.08 m随深度的增加逐渐增大，7.02~7.4 m随深度的增加快速减小. 但在5.08~7.02 m的古土壤层存在些微差异：χ_fd%和χ_ARM/SIRM在此层位明显升高，为剖面最高值，说明细粒磁性矿物的相对含量增加；χ_ARM/χ_lf与前两者变化规律相似，但增大的幅度不及χ_fd%和χ_ARM/SIRM，这与该土壤层大量成土SP颗粒使其分母χ_lf增大有关.

在样品中主要载磁矿物以亚铁磁性矿物为主的前提下，King等(1982)用χ_lf和χ_ARM散点图来估算磁性矿物的粒度，Dearing等(1997)用χ_ARM/SIRM和χ_fd%散点图分析磁性矿物的磁畴状态，即所谓King plots和Dearing plots. King plots分析(图 5)显示，锦界剖面中磁性矿物的粒度较细，绝大多数样品的等效磁晶粒度介于0.1~1 μm之间，属于SSD范畴，在磁性矿物浓度较高和较低段分别有少数样品的等效磁晶粒度小于0.1 μm. 5.08~7.02 m的古土壤层样品随着磁性矿物浓度的增加磁晶粒度逐步变细，指示χ_lf和χ_ARM的增加与成土细颗粒的生成有关；其他层位样品随着磁性矿物浓度的增加磁晶粒度逐渐变粗，暗示原生粗颗粒的贡献. Dearing plots分析(图 5)显示，磁性矿物处于粗粒SSD范畴，与 King plots分析相吻合，χ_fd%的分布范围介于2%~11% 之间，显示SP颗粒的含量在地层中变化较大. χ_ARM/SIRM和χ_fd%存在良好的正相关关系，5.08~7.02 m的古土壤层样品的磁晶粒度明显较其他层位细，这与古土壤层中大量细粒SSD/超细粒SP磁性矿物的生成有关.

图 5

Fig. 5

图 5 King氏图和Dearing氏图Fig. 5 King plots and Dearing plots

风成沉积物中的磁性矿物一部分为原生碎屑磁性矿物，另一部分为粉尘沉积后土壤发育过程中形成的次生磁性矿物(Liu et al.，2007a). 磁学参数的散点分析(图 6)发现，5.08~7.02 m的古土壤层磁学参数之间的相关关系与其他地层明显不同. 在SIRM值相同的情况下，古土壤层的χ_fd和χ_ARM明显高于其他地层，且随着SIRM的增加两者的差别显著增大，指示成土SP/SD磁性颗粒的贡献. 与成土相关的χ_fd(SP颗粒)和χ_ARM(SD颗粒)则在整个剖面相关关系一致. χ_fd%、χ_ARM/SIRM和χ_ARM/χ_lf与χ_lf的散点分析显示，5.08~7.02 m的古土壤层样品的χ_lf随磁晶粒度的变细而增加，其他地层样品的χ_lf随磁晶粒度的变粗而增加；在5.08~7.02 m的古土 壤层，随χ_lf的增大，χ_ARM/χ_lf增大的幅度明显小于 χ_fd%和χ_ARM/SIRM，这与SP颗粒增加对χ_ARM/χ_lf的影响有关. 以上分析表明，古土壤层磁化率的增强主要受成土细粒/超细粒磁性矿物控制，其他地层主要受原生粗粒磁性矿物控制.

图 6

Fig. 6

图 6 磁学参数散点图Fig. 6 Scatter plots of magnetic parameters

为进一步区分原生和次生磁组分对磁化率的贡献，我们采用多变量一元线性回归的“平均值概念”(Zhou et al.，2007)分离原生和次生磁化率. 风成沉积物的磁化率按成因可分为原生碎屑和次生成土两个组分(Liu et al.，2007a)，即χ_lf=χ₀+χ_pedo. 研究表明，成土作用新生成的磁赤铁矿粒度峰值稍大于SP/SD的阈值(约20 nm)，呈对数正态分布，且其粒径分布与成土作用强度几乎不相关(Liu et al.，2005b)，也就是说，成土作用的增强仅增加超细粒/细粒磁性矿物的浓度，而不改变其粒度分布. 因此，χ_pedo可视为χ_fd的回归曲线经过原点的线性相关函数，即χ_pedo=a×χ_fd，其中a为比例系数. 对χ_lf和χ_fd做一元线性回归(图 7)，得到方程(χ_lf)_e=8.199 χ_fd+ 7.663. 根据多变量线性回归的“平均值概念”(Zhou et al.，2007)，计算χ_lf和χ_fd的一元线性回归，实际上是围绕另一自变量χ₀的平均值进行的：χ_lf的估计值(χ_lf)_e为χ_pedo的贡献与χ₀的平均值的恒量贡献之和，的恒定贡献量隐含在回归方程的截距项中. χ_lf与(χ_lf)_e的差值即为由于χ₀与其平均值的差值Δ χ₀引起的χ_lf的变化量Δ χ_lf.

图 7

Fig. 7

图 7 χfd和χlf线性回归图Fig. 7 Linear regression between χfd and χlf

计算结果显示(图 8)，0~3 m，χ₀明显高于χ_pedo，χ₀随深度的增加逐渐减小，χ_pedo值较低且变化不大；3~5.08 m，χ₀与χ_pedo值均较低，二者基本持平且存在一致波动；5.08~7.02 m的古土壤层，χ₀大致变化于(5~10)×10^-8m³·kg^-1之间，χ_pedo明显高于χ₀，且与χ_lf 呈显著的线性相关关系；7.02~7.4 m，χ₀和χ_pedo值均较低，且χ₀大于χ_pedo. 这说明，在5.08~7.02 m 的古土壤层中，由于大量次生成土成因细粒/超细粒强磁性矿物的生成，原生磁性矿物含量的变化被次生磁性矿物所掩盖，因此在此层位χ_lf可以较好地指示成土强度及夏季风降水；在3~5.08 m的风成砂/古土壤互层中，原生和次生磁组分含量相当，χ_lf是风尘磁通量和成土作用的综合指示；在0~3 m和7.02~7.4 m的沉积物中，次生成土强磁性矿物含量较少，对χ_lf贡献较小，χ_lf在更大程度上受风尘磁通量的控制. 由此可见，在沙漠/沙地沉积环境中，由于土壤发育较弱，次生磁信号易被原生磁信号掩盖，磁化率的环境意义解读比较复杂，在使用其恢复古气候古环境时需慎重，不可直接套用黄土-古土壤磁化率增强机制.

图 8

Fig. 8

图 8 χ0、χpedo、HIRM、χpedo/χ0和χfd/HIRM随深度的变化Fig. 8 Variations of χ0,χpedo, HIRM, χpedo/χ0 and χfd/HIRM

母质决定土壤中初始铁离子含量，是磁性矿物形成的基础. 近年来，磁学比值参数被广泛用于古气候重建研究中，相比较单一磁学参数磁化率而言，可以在一定程度上剔除或减小由磁性矿物背景值(母质)差异所产生的重建误差. 常用的磁学比值参数可分为两类，一类表征不同矫顽力磁性矿物的比值，如Hm/Gt(Hm和Gt分别为赤铁矿和针铁矿浓 度)(Balsam et al.，2004; Ji et al.，2004)、Hm/Mg(Mg为磁铁矿浓度)(Liu et al.，2007a)、 Hm/χ_fd(Torrent et al.，2006)和χ_fd/HIRM(Liu et al.，2013)等；另一类表征细粒/超细粒磁性矿物在磁性矿物总量中所占的比重，如χ_fd%(宋扬等，2012)和χ_ARM/SIRM(Geiss et al.，2008; Nie et al.，2013，2014). χ_fd/HIRM反映成土亚铁磁性矿物和赤铁矿的比值，Liu等(2013)对陕西省多个现代土壤剖面的定量研究表明，此参数与成土过程紧密相关，并且不受母质的明显影响，可以用于降水量的定量重建. χ_pedo可以明确指示成土成因SP/SD边界颗粒含量，为了减小原生粉尘磁性矿物输入的影响，我们取χ_pedo/χ₀用于指示成土强度. 研究发现，χ_pedo/χ₀和χ_fd/HIRM存在明显的线性正相关关系(图 8、9)，表明二者均可以大大减少或避免原生磁性矿物输入量的影响，和表征磁性矿物浓度的参数(如磁化率)相比可以更明确地指示成土强度和降水量.

图 9

Fig. 9

图 9 与成土作用有关的磁学参数散点图Fig. 9 Scatter plots of pedogenesis-related magnetic parameter ratios

χ_fd%和χ_ARM/SIRM均可用于指示磁性矿物的粒度分布，常用于重建夏季风强度和降水量(Geiss et al.，2008; 宋扬等，2012; Nie et al.，2013，2014). χ_fd和χ_ARM分别指示跨越SP/SD边界和SD磁颗粒含量；同样质量的亚铁磁性矿物的χ_lf值依次为SP>MD>PSD>SD；SIRM则由可以携带稳定剩磁的磁性颗粒(SD、PSD和MD)贡献(Thompson and Oldfield，1986; Liu et al.，2012). 一般认为，来自粉尘源区的磁性矿物以微米粒级粗粒PSD和MD磁铁矿为主(Liu et al.，2003，2007a)；粉尘沉积后，成土过程中新生成的强磁性矿物主要是纳米粒级SP、SD至较小的PSD磁赤铁矿(Liu et al.，2004a，2004b，2005b，2007a).因此χ_fd%和χ_ARM/SIRM分别可近似理解为χ_fd%=成土超细粒/(成土超细粒+风成粗颗粒)，和χ_ARM/SIRM=成土细颗粒/(成土细颗粒+风成粗颗粒)(Nie et al.，2013).χ_fd%和χ_ARM/SIRM线性正相关(图 5)，并且分别与χ_pedo/χ₀和χ_fd/HIRM的对数线性正相关(图 9)，进一步验证了这些参数均主要受成土强度控制，受风成磁性矿物的影响较小. 近来，宋扬等(2012)和Nie等(2014)通过对黄土高原地区现代表土的环境磁学参数与现代气候观测数据的回归分析，分别建立了χ_fd%和χ_ARM/SIRM与降水量的回归方程. 利用二 者的回归方程计算锦界剖面表层的现代样品，得出 锦界地区现代降水量分别约为404.0 mm和422.2 mm，剖面东北约30 km的神木县气象资料显示，近55年年平均降水量约为422.7 mm(吴胜勇，2013)，重建结果与观测值在误差范围内高度吻合，表明锦界剖面的磁粒度对气候的响应与黄土高原地区一致，磁粒度参数χ_fd%和χ_ARM/SIRM与降水量密切相关，可以用于古气候重建. 利用χ_lf和χ_fd回归方程(宋扬等，2012)重建的现代降水量分别为310.7 mm和328.5 mm，均远低于观测值，可能与母质中磁性矿物含量较黄土高原地区低有关. 这在一定程度上表明，表征磁性矿物浓度的参数容易受母质的影响，不宜用于沙漠地区降水量重建. 结合年代和磁学代用指标，毛乌素地区中全新世气候适宜期降水量明显增加，4.6 ka以来降水量逐渐减少，可以与黄土高原黄土记录的东亚夏季风演化历史进行对比(Lu et al.，2013).

HIRM通常用于指示高矫顽力不完全反铁磁性矿物(赤铁矿/针铁矿)的含量(Liu et al.，2007b，2012)，由于针铁矿在外加磁场达到4~7 T才会达到饱和(France and Oldfield，2000; Maher et al.，2004; Hu et al.，2013)，其在1 T磁场中获得的IRM仅为赤铁矿的1/100(France and Oldfield，2000)，因此对HIRM贡献较小，HIRM主要受控于赤铁矿含量. 赤铁矿是沉积物中重要的染色矿物，在大气粉尘中普遍存在，其含量常用做粉尘通量的代用指标(Nie et al.，2010; Roberts et al.，2011)；同时，在粉尘沉积后的就地成土过程中，磁赤铁矿被氧化也可形成赤铁矿(n and Torrent，2002; Liu et al.，2008). Nie等(2010)系统分析了黄土高原地区朝那黄土-红粘土序列，认为沉积物中的赤铁矿主要来源于源区粉尘，而不是就地成土，HIRM可以指示源区粉尘中赤铁矿的含量. 靠近源区的洛川剖面比远离源区的灵台剖面有更高的赤铁矿含量，也表明赤铁矿主要是原生碎屑成因(Balsam et al.，2004). 另一方面，Hu等(2013)利用CBD动态溶解和剩磁获得曲线分解方法，分析了黄土-古土壤中不同成因赤铁矿的矫顽力谱，结果显示，微米粒级碎屑赤铁矿的中心矫顽力约为1.5 T，而纳米粒级成土赤铁矿的中心矫顽力仅为约130 mT. 由此可见，即使存在成土成因的赤铁矿，其在-300 mT磁场中剩磁已基本完全反转，对HIRM的贡献也十分有限，HIRM主要由碎屑赤铁矿的含量控制. 在本研究中，HIRM和χ₀存在明显正相关关系(图 8)，χ₀反映沉积物中原生磁性矿物的总体含量，主要由粗粒碎屑亚铁磁性矿物(磁铁矿/磁赤铁矿)含量控制，也包括碎屑成因赤铁矿/针铁矿的贡献. HIRM和χ₀的一致变化，表明风尘赤铁矿随原生磁性矿物总体含量的增加(减少)而增加(减少)，在风尘磁性矿物中保持大致稳定的比例. HIRM(赤铁矿含量)在海洋沉积物中常作为陆源粉尘的替代指标(Roberts et al.，2011)，本研究表明在风沙沉积环境中，HIRM在指示来自源区的粉尘磁性矿物通量方面同样存在一定潜力. 结合HIRM、χ₀和年代学结果，毛乌素地区粉尘成因磁性矿物通量在中全新世气候适宜期略有增加，4.6 ka迅速减小，随后有逐渐增加的趋势.

本文通过对毛乌素沙地东缘的锦界剖面进行系统的环境磁学研究，明确了剖面的基本磁学性质，并利用多变量一元线性回归中的“平均值概念”分离磁化率的原生和次生组分，在此基础上探讨磁学参数对降水量和粉尘的指示意义. 结果显示：

(1)锦界剖面的磁性矿物以亚铁磁性矿物为主，兼有不完全反铁磁性矿物；磁性矿物的粒度相对较细，等效磁晶粒度介于0.1~1 μm之间，磁畴状态以粗粒SSD为主，SP颗粒含量变化范围较大，磁 性矿物的粒度总体上随成土作用的增强而变细；磁 性矿物含量总体较黄土高原地区偏低，χ_lf介于(5.21~38.50)×10^-8m³·kg^-1之间，且砂质古土壤略高于风成砂，中全新世气候适宜期发育的古土壤层明显高于其他层位.

(2)中全新世气候适宜期发育的古土壤层χ_pedo明显高于χ₀，且与χ_lf呈显著的线性相关关系，其他地层χ_pedo和χ₀相当，甚至χ₀高于χ_pedo，表明在沙漠沉积环境中，磁化率的次生信号较弱，容易被原生信号掩盖，不能直接用于降水量重建.

(3)比值参数χ_pedo/χ₀和χ_fd/HIRM呈显著的线性正相关关系，且二者的对数与χ_fd%和χ_ARM/SIRM线性正相关，它们均可以在一定程度上减小或避免原生粉尘输入的影响，从而更好地指示成土强度和降水量.

(4)HIRM主要受粉尘成因赤铁矿含量控制，χ₀主要由原生亚铁磁性矿物贡献，二者随深度变化一致，表明粉尘成因赤铁矿在原生磁性矿物总体中占有大致稳定的比例，HIRM可以指示粉尘通量的变化.

致谢 感谢刘冰博士在野外工作和数据分析中给予的帮助. 感谢两位审稿专家提出的宝贵建议.