早在20世纪80年代初，Heller和Liu^[1]将磁化率的变化曲线与深海沉积物氧同位素曲线进行对比，揭示了中国黄土-古土壤磁化率变化过程蕴含的气候信息与全球气候有着密切的内在联系。自此，岩石磁学被广泛应用到黄土-古土壤的研究中，并取得丰富的研究成果。包括成土过程中磁性矿物的转化^{[2, 3, 4]}、 古降雨和古温度的重建^{[5, 6, 7]}，以及大尺度的气候变化和地质构造研究^{[8, 9, 10]}。研究表明，中国黄土高原黄土磁化率在细颗粒的古土壤层中比粗颗粒的黄土层要高，一般认为是由于成土过程中形成的细颗粒亚铁磁性矿物导致磁化率的增强^{[4, 11]}。然而，随着黄土环境磁学研究在世界范围内的深入开展，发现在阿拉斯加^{[12, 13]}和西伯利亚^{[14, 15, 16]}等地区黄土磁化率与成土作用成反相关，而在新西兰和阿根廷沉积的黄土^[17]磁化率与成土作用不相关。这些地区黄土磁化率与成土强度的不同相关关系表明，黄土沉积过程中记录的磁学参数受控因素比较复杂，不同地区黄土磁化率的主要受控因子存在差别^{[18, 19, 20, 21]}，无法使用一个单一模式去解释各个地区磁化率的变化机制。对不同环境条件下，黄土沉积记录的岩石磁学参数进行研究，有助于深入理解磁化率的变化规律，从而更确切的了解磁学记录的古气候信息。

地中海沿岸的南欧、 西亚和北非地区，广泛分布着第四纪风积黄土，如塞尔维亚^[22]、 罗马尼亚^[23]、 伊朗^[24]，以色列^[25]和突尼斯^[26]等地。研究表明，这些地区的黄土磁化率与成土作用呈正相关。同样位于地中海沿岸的土耳其地处安纳托利亚半岛和巴尔干半岛，是连接欧、 亚大陆的“大陆桥”，此前未见该地区风积黄土的报道。在一次会议考察中，路过安卡拉的Nallihan地区发现第四纪风积黄土( 图1b)，在极有限的野外时间对该剖面进行系统了观察和采样。本文对该剖面样品进行了系统的岩石磁学研究，并与其他黄土-古土壤沉积序列进行对比，探讨磁化率增强机制和其主要磁学参数所指示的环境意义。

图 1(Fig.1)

图 1 研究区地理位置(a)及剖面图(b) Fig.1 Geographical location of study area (a) and the photo of the profile(b)

Nallihan 地区位于土耳其首都安卡拉西北部( 图1a)，海拔150～750m，距离安卡拉157km，北面距离黑海90多公里，南距地中海400多公里。Nallihan地区地处安纳托利亚高原，受地中海影响，其气候类型是具有地中海气候特点的半干旱气候^[27]。降雨集中在冬半年，夏季炎热干燥，冬季阴冷潮湿。Nallihan地区年平均气温为11.7℃，年平均降水量200～400mm。

研究剖面位于Nallihan镇的西北方向的公路旁(40°14.088′N，31°18.211′E；见 图1)，海拔764m。黄土古土壤地层基本上呈现稳定水平层状。顶部S₀发生倾斜，斜坡在现代边坡地形之上，与以前形成的黄土古土壤地层形成角度不整合接触( 图1b)。但是这种角度不整合接触只是局部现象，也是在边坡地貌单元发育的黄土古土壤层所常见的现象。整个剖面厚度超过5m以上，由灰黄色黄土层和褐红色古土壤层交互构成。根据中国黄土高原的典型地层序列^[28]对比可知，该剖面大约发育了黄土-古土壤的S₀～L₄。第二层古土壤S₂也包含了两层古土壤(见 图1b)。在S₂古土壤层底部淀积着钙结核。限于野外时间，我们的样品只采到L₃顶部。该剖面的地层沿水平方向变化较大，比如在 图1b剖面左侧，S₂-I混杂着粗大的砾石，而在右侧却没有。说明该间冰期发育土壤时，曾经至少发生过一次明显的洪水侵蚀作用。或许左侧地势稍低，更适合流水经过于是在风积物中混入坡积砾石。整个采样的地层剖面按沉积物性质分为3个黄土层和3个古土壤层，参考中国黄土高原地层分层的顺序进行命名，其中黄土层为L(loess)，古土壤层为S(paleosol)。采样深度共4.1m，其中S₀至L₂采样间距为20cm，S₂和L₃采样间距为10cm，本次采样共28个。

将经过自然晾干的样品称重7g左右放入磁学测量专用的样品盒中。利用Bartington MS2型磁化率仪先后测量全样低频(470Hz)磁化率(χ_lf)和高频(4700Hz)磁化率(χ_hf)，并利用公式χ_fd ％ =(χ_lf-χ_hf)/χ_lf×100 ％ 计算出百分比频率磁化率(χ_fd ％ )。非磁滞剩磁(ARM)是利用ASC D-2000型交变退磁仪(AF Demagnetizer)在峰值为100mT的交变场和100μT的直流场中获得，并通过MolspinMinispin小旋转磁力仪测量而得，利用非磁滞剩磁计算χ_ARM，即非磁滞剩磁磁化率，公式为:χ_ARM=ARM/H(H为直流场值)。等温剩磁是按一定方向对样品外加一个间断的、 变化的磁场所测得的剩磁。饱和等温剩磁(SIRM)是指实验样品所能获得的最大剩磁，一般将样品在1T磁场中磁化后所剩余的磁化强度视为饱和等温剩磁(SIRM)。等温剩磁和饱和等温剩磁由ASC IM-10-30强磁仪施加磁场，在Molspin小旋转磁力仪测得。使用卡帕桥MFK1-FA磁化率仪和CS-4加热装置在通入氩气条件下测量磁化率随温度变化曲线(κ-Τ曲线)。利用VFTB(Variable Field Transition Balance)测量样品的磁滞回线和磁化强度随温度变化曲线(J-T曲线，外加磁场为360mT)。其他磁学参数使用相应公式计算而得。

粒度测量需要进行前处理，步骤同文献^[29]。处理后放入Malvern Instrument公司生产的Mastersizer 2000激光粒度仪进行粒度参数测量，测量范围为0.02～2000μm。

稀土元素(Rare Earth Element,简称REE)测试前处理过程: 准确称取0.0400g于Teflon容器中，加入电子级混合酸(HF ︰ HNO₃=3 ︰ 1)2ml，150℃加热12小时。样品冷却后加入0.25ml HClO₄，于150℃电热板上蒸至近湿盐状，再加(HNO₃ ︰ H₂O)3ml回溶12小时，冷却后用超纯水(18.2MΩ)定容至40ml容量瓶中待测。全程加入黄土标准物质测定进行质量控制，以保证实验的可靠性。REE含量使用X-SERIES 2型ICP-MS质谱仪进行测试。

以上实验均在福建师范大学地理科学学院湿润亚热带山地生态重点实验室完成。

磁化率(χ)是指样品在弱磁场中所获得的感应磁化强度(M)与磁场强度(H)的比值，用来度量样品在外加磁场下被磁化能力。在常温下磁化率值的大小跟样品中磁性矿物的种类、 含量、 磁畴(粒径)以及外加磁场和观测频率相关^{[30, 31]}。本文用样品的低频磁化率(χ_lf)来代表样品磁化率的大小。如 图2a所示，Nallihan黄土剖面磁化率值介于17.5×10^-8m³/kg到44.4×10^-8m³/kg，平均值为27.2×10^-8m³/kg；其中磁化率在古土壤中均值为36.1×10^-8m³／kg(不包括S₂)，在黄土层中均值为22.3×10^-8m³／kg。与中国黄土高原典型的交道剖面和洛川剖面相比^{[3, 32]}，磁化率值总体偏低。

图 2(Fig.2)

图 2 Nallihan黄土-古土壤常温磁学参数 Fig.2 Variations of magnetic parameters under room temperature of Nallihan loess-paleosol

已知在变动观测频率时，只对在超顺磁/稳定单畴(SP/SSD)临界点附近的磁颗粒有着较大的影响^[31]。因此对于χ_fd ％ ，可以通过其值的变化来反映颗粒粒径的变化，尤其是用来估算SP颗粒磁性矿物的相对含量^[4]。通常认为:χ_fd ％ ≤3 ％ 的样品基本不含SP颗粒(测量值可能只是仪器的噪音)； 3 ％ ≤χ_fd ％ ≤10 ％ 表示样品中同时存在SP颗粒和粗颗粒； 10 ％ ≤χ_fd ％ ≤14 ％ ，则说明样品中SP颗粒占据主导(含量≥75 ％ )^[33]。如 图2b所示，χ_fd ％ 在古土壤中获得高值，在黄土层中获得低值，大小位于3.0 ％ ～7.4 ％ ，显示样品中含有少量的SP颗粒磁性矿物。

SIRM的值主要受控亚铁磁性矿物的含量和类型及其磁性矿物的磁晶粒度，并认为其大小主要来源于亚铁磁性矿物中单畴颗粒的贡献，通常将外加磁场为1T的等温剩磁(IRM)定义为SIRM^[34]。Nallihan剖面SIRM的值在128×10^-5-270×10^-5Am²/kg(图2c)，在古土壤中获得高值，在黄土层中值比较低。这种随磁化率值增大而SIRM线性增大的现象与中国黄土高原一致^[32]，说明成土过程中生成了容易携带剩磁的单畴亚铁磁性矿物。

F₃₀₀表示IRM_300mT与饱和等温剩磁SIRM的比值，可以反映样品中亚铁磁性矿物的比例。当样品中的亚铁磁性矿物越多，其比值就越接近100 ％ ^[35]。如 图2f所示，F₃₀₀的值在87 ％ ～92 ％ 之间，说明样品中以亚铁磁性矿物为主，如磁赤铁矿和磁铁矿，并含有一定的反铁磁性矿物。

非磁滞剩磁磁化率与磁化率的比值(χ_ARM/χ)通常用来衡量细颗粒磁性矿物的相对比例^[34]。在土耳其Nallihan剖面中平均值为2.6(图2e)，而在中国黄土高原地区比值可达5-7，在成土作用较弱的中国新疆黄土，这一比值通常不超过2^[36]。χ_ARM/SIRM主要反映粒径大于SP的铁磁质磁性矿物的粒度变化，其值越高说明较细的单畴颗粒占优势^[37]。SIRM/χ也用于指示磁性矿物颗粒大小。与超顺磁和多畴颗粒相比，单畴颗粒由于具有较强的携带剩磁能力和较小的磁化率值，其SIRM/χ较大^[30]。从 图2h可以看出S₁的SIRM/χ值较小，结合χ_fd ％ 分析，可知S₁的SIRM/χ值较小的原因是由于含有更多的超顺磁颗粒。与中国黄土高原典型剖面相比，χ_ARM(图2i)/SIRM和χ_ARM/χ(图2e)的值都偏小，但是变化趋势与黄土高原相似^{[4, 32]}。结果表明Nallihan剖面样品的粗颗粒磁性矿物含量较多，且在黄土层中尤为明显。

B_cr表示样品从获得饱和等温剩磁SIRM后剩磁降低到零所需施加的反向磁场的强度^[30]。不同的磁性矿物的B_cr不同，软磁性矿物的B_cr较小(如磁铁矿、 磁赤铁矿)，相反硬磁性矿物(如赤铁矿、 针铁矿)的B_cr较大，因此可以通过B_cr的大小来估算样品中软硬磁矿物的比例^[30]。如 图2g所示，Nallihan剖面的B_cr值与低频磁化率和F₃₀₀的值呈现出比较明显的负相关的关系，在黄土层中获得高值，在古土壤层中获得低值，并都在50mT以下。说明古土壤层中含有较多的软磁性矿物，而黄土层中则相反，含有较多的硬磁性矿物。

磁性矿物的热磁性是指其加热和冷却过程中饱和磁化强度和磁化率随温度变化而变化的性质。利用热磁分析，能有效的鉴别出黄土中的磁性矿物种类^[38]。

土耳其Nallihan剖面的典型样品的J-T曲线都显示出不可逆的特征。从S₀古土壤层的热磁曲线可以看出经过高温加热之后，样品的饱和磁化强度增加了4～5倍(图3a)，表明加热过程中部分弱磁性矿物转换成强磁性矿物，使磁化强度增强。而且在测量的几个样品中，只有S₀的样品发生这种现象。通常认为是赤铁矿在有机质的作用下生成强磁性的磁铁矿(580℃的居里点)^[34]。 图3b-3f为黄土层L₁至黄土层L₃热磁曲线，冷却曲线均在加热曲线下方，表明加热过程中部分不稳定强磁性矿物转化为稳定的弱磁性矿物，可能是磁赤铁矿受热转化成赤铁矿^[34]。 图3b、 3c、 3e和3f显示，样品的加热曲线在120～300℃之间都有一个明显的峰。 一般认为是加热过程中，针铁矿受热脱水转化为磁赤铁矿所致^[39]。所有热磁曲线都显示出580℃的居里点，反映了磁铁矿的存在，但磁化强度并没有降低到0，说明样品中也含有赤铁矿或顺磁性矿物。

图 3(Fig.3)

图 3 典型样品的J-T曲线(加热、 冷却曲线经过7点滑动平均) Fig.3 J-T curves of typical samples(Heating and cooling curves are optimized by adjacent averaging of seven-point)

Nallihan剖面典型样品的κ-T曲线显示，图4a和4b样品在450℃以后磁化率值不断增加，并在510℃左右达到一个顶峰，且所有测试样品在加热后磁化率值都得到显著提高，表明在通入氩气的情况下，含铁硅酸盐被加热转化成磁铁矿，导致磁化率上升。通过样品在冷却到510℃过程中，磁化率值迅速增加，以及冷却后的磁化率值得到大幅度的提升和冷却曲线的居里点，可以确定新生成的矿物为磁铁矿^[38]。所有样品在加热到580℃附近磁化率大幅度降低(图4)，显示磁铁矿的存在。继续加热到675℃，S₂和L₃磁化率值最终降低到0，指示了赤铁矿在这两层含量较高，在还原条件下并未完全转化。

图 4(Fig.4)

图 4 典型样品的κ-T曲线 Fig.4 κ-T curves of typical samples

磁性矿物的磁化强度(M)随外加磁场(H)的变化而变化，磁滞现象就是指磁性矿物的磁化强度变化滞后于外加磁场变化的现象^[30]。样品的磁滞特征可以反映其磁性矿物的粒度组分和软硬程度(即磁化强度饱和的难易程度)。 图5是Nallihan剖面典型样品的磁滞回线，并对其进行顺磁矫正。如实线所示:Nallihan剖面的磁滞回线都在300mT以下就达到饱和，并显示出细腰特征，矫顽力较小(3＜B_c＜12mT)，表示其磁性矿物以亚铁磁性矿物为主。未经过顺磁矫正曲线(虚线)与矫正后曲线(实线)偏离较大，并且其偏离程度在黄土样品中更大，表明顺磁性矿物在高场下对样品磁化强度影响比较显著，且这种影响在黄土层中更强，显示黄土样品中顺磁性矿物含量更多。磁滞回线在黄土层中显示出宽广、 矮扁的特征，在古土壤层更为陡直、 细窄，且磁化强度(M_s)在古土壤层( ＞2.3×10^-2Am²/kg，不包含S₂古土壤层)中比黄土层中( ＜1.3×10^-2Am²/kg)更高，表明古土壤中的亚铁磁性矿物含量更多。

图 5(Fig.5)

图 5 典型样品磁滞回线 Fig.5 Magnetic hysteresis loops of typical samples

Nalliha剖面样品的粒度分布集中在200μm以下，其中2～63μm的粉砂粒级占60 ％ 以上，是颗粒组成的主要部分。中值粒径d(0.5)可以反映样品粒度组成总体粗细的状况，Nallihan剖面样品的中值粒径在8.89～17.01μm之间，平均值为11.89μm。如 图6b所示，Nallihan剖面的中值粒径的曲线变化与低频磁化率( 图6a)呈现明显的反相关，即在古土壤中获得低值并对应较高的磁化率。＜2μm的细颗粒组分可以反映物质在沉积过程中受到环境影响下的成土强度^{[40, 41]}。Nallihan剖面中＜2μm颗粒古土壤层中含量(平均值为13.9 ％ )明显比黄土层中(平均值为10.6 ％ )高，并且与低频磁化率变化具有一致性(如 图6d和 图6a)，可以看出细颗粒含量较多的古土壤层对应着较高的磁化率。但在流水作用比较明显的S₂古土壤层中，其细颗粒含量较多但是却对应磁化率低值，说明该阶段比较明显的湿度作用使得磁性矿物向着湿润氧化方向改变，即向着形成针铁矿方向发展，见 图3中针铁矿受热分解。粗颗粒物质主要受控于较强的风力场控制，在黄土高原地区，粗颗粒的含量东亚冬季风强度相关^[29]，Nallihan黄土中＞100μm( 图6e)的粗颗粒粒度变化曲线与低频磁化率呈反相关。

图 6(Fig.6)

图 6 样品的磁化率和粒度曲线 Fig.6 The curves of magnetic susceptibility and grain size of samples

表1为Nallihan黄土-古土壤剖面典型样品的稀土元素(REE)含量值。 样品中不同层位所含稀土元素总量ΣREE的变化范围为85.78～117.24μg/g，平均值为95.73μg/g，低于中国黄土高原黄土的平均含量(171μg/g)^{[42, 43]}。轻稀土元素(LREE)富集，均值为83.94μg/g，占稀土元素总量的87.69 ％ ，而重稀土元素(HREE)丰度较低，只占稀土元素总量的12.31 ％ 。由此可知，轻稀土元素含量的变化对沉积物稀土元素总量的变化起关键作用。

表 1(Table 1)

表 1 Nallihan黄土-古土壤典型样品的REE含量 (μg/g)Table 1 Contents of rare earth elements of typical samples in Nallihan loess-paleosol(μg/g) 元素 样品号 T1 T4 T7 T12 T14 T16 T19 T21 T25 La 17.81 18.37 19.38 20.72 15.79 22.88 19.62 20.43 17.25 Ce 34.25 36.68 40.98 41.12 31.91 49.79 39.48 42.41 35.54 Pr 4.01 4.21 4.39 4.66 3.76 5.34 4.49 4.66 4.08 Nd 15.38 15.92 16.83 17.85 14.87 19.97 17.04 17.58 15.83 Sm 3.10 3.30 3.44 3.66 3.10 4.25 3.50 3.64 3.27 Eu 0.90 0.96 0.99 1.05 0.87 1.15 1.03 1.05 0.95 Gd 3.50 3.70 3.83 4.25 3.73 4.69 3.97 4.06 3.99 Tb 0.47 0.51 0.51 0.58 0.46 0.62 0.55 0.54 0.52 Dy 2.55 2.78 2.85 3.25 2.57 3.40 3.02 2.95 2.81 Ho 0.50 0.54 0.56 0.66 0.51 0.65 0.60 0.58 0.52 Er 1.48 1.61 1.65 1.95 1.59 2.00 1.78 1.78 1.61 Tm 0.21 0.22 0.22 0.27 0.20 0.28 0.24 0.24 0.22 Yb 1.42 1.48 1.54 1.84 1.49 1.93 1.70 1.66 1.59 Lu 0.20 0.21 0.23 0.26 0.20 0.28 0.24 0.24 0.22 LREE 75.45 79.44 86.01 89.05 70.30 103.38 85.16 89.78 76.91 HREE 10.34 11.04 11.39 13.05 10.77 13.86 12.10 12.06 11.47 ΣREE 85.78 90.48 97.40 102.10 81.07 117.24 97.26 101.84 88.39

表 1 Nallihan黄土-古土壤典型样品的REE含量 (μg/g) Table 1 Contents of rare earth elements of typical samples in Nallihan loess-paleosol(μg/g)

土耳其Nallihan剖面黄土中值粒径均值为11.89μm，与中国黄土高原黄土相当^[29]。如 图7，其粒度分布范围为0-200μm，其中被认为是“黄土粒组”^[44]的5～50μm粉砂含量达到65 ％ ～75 ％ ，是构成整个黄土剖面的众数粒径。研究表明，粒度在20～200μm的颗粒主要通过跃移或者短时间尺度的悬浮在低空中传播，并且最大传输距离不超过300km^[45]。广泛分布在西亚和北非的沙丘被看作是这一区域黄土序列的物质来源之一^{[24, 25, 26]}。Nallihan剖面的粗颗粒组分( ＞50μm) 占到15 ％ ～31 ％ ，比西峰剖面(7 ％ ～17 ％ )要高，与野外考察发现Nallihan剖面粗颗粒组分较多相符合。在匈牙利克里吉维和克罗地亚河中游的黄土-古土壤中＞50μm的粗颗粒含量达到16 ％ 以上^[44]，含量比Nallihan剖面略低，在地中海南端的以色列黄土，50-60μm 是其粒度组成最主要的部分^[25]。由于各地的地理位置、 地貌地形条件不用，同样在干旱-半干旱区的大气粉尘堆积物，也会由于距物源位置和局部补给的影响而产生差别^[44]。因此，同样是位于地中海地区的匈牙利、 以色列和土耳其，土耳其在匈牙利的东南方，气候条件更为干旱，并且距离北非和中亚的北半球沙漠带距离更近，是其粗颗粒含量更多的原因，而沙漠边缘的以色列黄土＞50μm的砂粒级是其粒度组分的重要组成部分^[25]。

图 7(Fig.7)

图 7 Nallihan黄土-古土壤(a， b)和西峰黄土-古土壤(c， d)粒度频率分布图 Fig.7 Particle size frequency distribution images of Nallihan loess-paleosol(a， b)and Xifeng loess-paleosol(c， d)

频率分布曲线能够显示出沉积物粒度分布的范围和众数区间^[46]。如 图7，Nallihan黄土与西峰黄土(刘秀铭未发表数据)两者的频率分布曲线相比有明显差异。与西峰黄土相比，Nallihan黄土粒径分布更广、 分选较差，除了在10μm细粒附近有一主峰之外，在80μm的粗砂粒径附近还有一较窄细的峰。河流沉积物的频率分布曲线一般分为粗细不同的跃移和悬移组分，跃移组分的粒径众数范围在200-400，且分选较好； 相对而言，悬移组分的分选较差，众数粒径集中在10～15μm，且两者百分比含量在30 ％ ～70 ％ 之间，变化范围不大^[46]。土耳其Nallihan黄土沉积与河流沉积物两者的频率分布曲线存在较大差异，显示了两者成因上的不一致。Nallihan黄土的众数分布范围(5～50μm)显示了其风成特点，2μm以下有一小峰，可能是其成土作用的特征，这些特性都与风成黄土特点^{[41, 46]}一致。土耳其黄土频率分布曲线的双主峰特性，表明其存在多个物源，黄土层相对古土壤层在80μm的细砂粒级含量的增加，可能是近源带来的粗颗粒物质。

粒度象能够反映沉积物粒度分布总体特征，利用粒度象特征能够有效的判断沉积物的成因^{[47, 48]}。河流沉积物C-M图(C为累积曲线上1 ％ 所对应的粒径)主要集中在 图8a 的“S”形闭合曲线附近，而风成沉积物因分选较好比较集中^[48]。从C-M、 A-M和L-M图(A、 L分别表示粒径小于4μm和31μm的百分量)上可以清楚的看出，土耳其黄土的与西伯利亚黄土和西峰黄土(刘秀铭未发表数据)的在粒度象图整体相似，土耳其样品的中值粒径整体上偏细，细颗粒含量也较多，三者都集中在图中的同一区间，可以认为它们的形成过程相似。西伯利亚黄土和西峰黄土都是典型的风尘沉积，因此我们认为土耳其黄土的成因是风成的。

图 8(Fig.8)

图 8 土耳其黄土、 西伯利亚黄土、 西峰黄土的C-M、 A-M和L-M图 Fig.8 The C-M， A-M and L-M plots of grain size distribution of Turkey loess， Siberia loess and Xifeng loess

稀土元素在表生环境中相对稳定，在风化、 搬运以及成岩过程中不易被迁移，能有效地反映沉积物的物源信息^{[49, 50]}及其沉积环境^[51]。如 图9a所示，不同层位Nallihan黄土稀土的分配模式相似，表现为轻稀土富集，Eu中度负异常，说明整个剖面不同层位的物质来源方式一致。将土耳其黄土与上地壳平均值(UCC)、 中国黄土高原黄土以及伊犁黄土稀土(数据引自文献^[52])的分配模式进行比较( 图9b)，发现同UCC的分配模式基本一致，表明样品在沉积之前，已经经历了充分的混合，只有风成的沉积物才有这种特点^[52]，再一次论证Nallihan黄土的风成成因。而且，Nallihan黄土的稀土分配模式与中国黄土高原黄土及伊利黄土的稀土分配模式相似^[52]，但其稀土总含量相对两者亏损，这与它们之间物源不同和风化过程存在差异有关。

图 9(Fig.9)

图 9 Nallihan黄土稀土元素分配模式(a)与不同黄土稀土[52]分配模式对比(b) Fig.9 Rare Earth Elements distribution of Nallihan loess (a) and comparision between REE distribution of different loess sediments(b)

土耳其Nallihan剖面的粒度特征和稀土分配模式均表明其为风成黄土。样品粗砂颗粒含量较多，以及稀土相对UCC和其他黄土^[52]沉积亏损，反映了物源和沉积环境的不同，对沉积物的粒度和地球化学性质会产生一定影响。

利用岩石磁学反演古环境意义，首要是要解决样品中磁性矿物种类、 质量分数、 粒径大小等基本问题。Nallihan剖面样品的χ均值为27.2×10^-8m³/kg，SIRM最高不超过300×10^-5Am²/kg，远低于中国黄土高原地区^{[32, 53]}和土耳其周边地区沉积的黄土-古土壤序列^{[22, 23]}，表明样品中亚铁磁性矿物的质量分数较低。图10a显示，在外加磁场达到300mT，Nallihan剖面样品的SIRM就已经达到90 ％ ，B_cr值均小于50mT，指示样品中以低矫顽力的软磁性(亚铁磁性)矿物为主。F₃₀₀在古土壤层获得高值，在黄土层中获得低值，以及 图10b中黄土层B_cr值整体高于古土壤层，表明古土壤层中亚铁磁性矿物含量多于黄土层。亚磁铁性矿物的SIRM/χ值通常小于30kA/m，多集中在10kA/m附件，而赤铁矿SIRM/χ值通常可以达到200kA/m以上^[30]，土耳其黄土样品的SIRM/χ均小于10kA/m，说明亚铁磁性矿物主导样品磁学性质。根据热磁分析，Nallihan剖面样品以磁铁矿和磁赤铁矿为主，同时含有顺磁性矿物和反铁磁性矿物赤铁矿、针铁矿。样品的磁滞特征显示，顺磁性矿物即便在低场( ＜300mT)中也对样品的磁性特征有显著的影响，且在黄土层中影响更明显，表明样品的中顺磁性矿物含有一定比例。顺磁校正后的磁滞回线在古土壤层更加细、 陡，且饱和磁化强度更高，也进一步论证了样品中古土壤中亚铁磁性矿物含量比黄土层更高。

图 10(Fig.10)

图 10 土耳其黄土-古土壤IRM获得曲线(a)和反向退磁曲线(b) Fig.10 The isothermal remanent magnetization(IRM)acquisition curves(a) and back field demagnetization curves (b) of Turkey loess-paleosol

细颗粒的磁性矿物可以用作指示成壤强度的指标，而粗颗粒的磁性矿物则反映搬运风力和物源区的变化，因此黄土磁颗粒的分布状态具有重要的环境指示意义^[36]。Nallihan剖面χ_fd ％ 含量在3 ％ -6 ％ 之间，表示样品中含有少量SP颗粒。Nallihan黄土的χ_ARM/和χ_ARM/SIRM与中国黄土高原典型剖面相比数值偏小^{[32, 53]}，但比新疆黄土数值要高^{[36, 54]}，与中国黄土高原的磁颗粒粒径集中在稳定单畴(SSD)/假单畴(PSD)和新疆黄土多集中在较粗的多畴(MD)相比，土耳其黄土的磁性矿物的颗粒可能集中在PSD/MD之间。

野外考察发现S₂古土壤受到明显的流水作用，_lf在S₂古土壤层获得低值，且其他岩石磁学参数彼此都没有明显的相关关系，表示该地层受到的后期改造作用使得岩石磁学变化的原因更加复杂，需要单独讨论。

磁性矿物的来源可分为原生和次生，原生组分反映了沉积时期风力搬运能力的大小和变化过程； 次生组分则代表成土作用对磁性矿物的改造^[54]。磁化率的大小是两者的综合表现，受剖面的地理位置和气候条件的影响，不同地区的磁化率增强的主控因素有所差别。在阿拉斯加等地区，磁化率与中值粒径正相关，被认为是冰期相对间冰期强大的风力吹来的更多更粗的磁铁矿导致磁化率在黄土层较高，即“风速论”^{[12, 13]}； 在中国黄土高原地区，磁化率与中值粒径反相关，并且和成土作用正相关，磁化率被学者认为主要由成土作用生成的细颗粒磁性矿物贡献^[11]。

图6所示土耳其黄土的χ与中值粒径d(0.5)和＞100μm反相关，而与反映成土强度的＜2μm的细颗粒组分有较好的相关关系，即在颗粒较粗的黄土层中获得低值，而在细颗粒含量较多的古土壤中获得高值。土耳其Nallihan剖面这一特征与中国黄土高原地区^{[32, 53]}类似，可以认为是成土作用对磁化率增强有主要的贡献。土耳其Νallihan剖面的χ与SIRM的相关系数高达0.93(图11a)，表示样品的χ主要由亚铁磁性矿物贡献。如 图11b所示，在不包括S₂古土壤层的样品中，χ与χ_fd ％ 的相关系数为0.60，说明SP/SD颗粒对磁化率有一定贡献。χ_ARM的值指示SD颗粒的相对含量，Nallihan剖面的χ与χ_ΑRM的相关系数高达0.85(图11c)，反映SD颗粒的磁性矿物对样品的有重要的贡献。χ_fd ％ 的值通常用来指示SP颗粒的含量，但其本身无法区分样品的SP和SSD颗粒^[55]。最近的研究表明χ_fd ％ 大小可能指示SP和SD磁颗粒的粒径分布范围，即χ_fd ％ 越大则SP和SD颗粒的分布范围越窄^{[31, 55]}。土耳其黄土样品中，χ_fd ％ 与χ的值在是否包含S₂古土壤层中相关性变化很大，而χ与χ_ΑRM的相关性却十分稳定。因此我们认为成土过程中生成的SD颗粒亚铁磁性矿物是土耳其黄土磁化率增强的主导因素。

图 11(Fig.11)

图 11 土耳其Nallihan剖面的磁学参数散点图(灰色部分不包括S2古土壤层) Fig.11 Magnetic parameters scatter plot of Turkey Nallihan profile (The gray section excluded S2 paleosol)

土耳其Nallihan剖面黄土的初始磁化率为χ₀=9.53×10^-8m³/kg(其中χ₀等于χ与χ_fd的散点图线性拟合公式y=0.0816x-0.7776，在Ⅹ轴上的截距)，而黄土高原的初始磁化率可达15×10^-8～20×10^-8m³/kg^{[23, 36]}。χ₀可以指示未经成土作用影响的原生风成物质的磁化率，也可以代表物源区风化岩石的磁化率^[23]。Nallihan剖面的χ₀和黄土高原黄土的χ₀的差别，反映了黄土高原黄土和土耳其黄土物源的差异，也是影响磁化率的一个因素。

土耳其位于欧亚大陆连接处的小亚细亚半岛，气候类型是具有地中海气候特点的半干旱型大陆性气候。年均降水量在200～400mm之间，年均蒸发量750mm，降雨集中在春、 秋、 冬三季，夏季炎热干燥。χ_ARM/χ指示稳定单畴(SSD)对磁化率的贡献，土壤中的SSD颗粒主要由成土作用贡献，因此χ_ARM/χ可以用来指示成土作用的强度^[36]。土耳其Nallihan黄土χ_ARM/χ的值在1.5-3.5之间，而黄土高原黄土χ_ARM/的值在4～8之间^[32]，说明土耳其Nallihan黄土的成土作用强度弱于黄土高原地区的黄土。黄土高原的古土壤层最高可达300×10^-8m³/kg，是χ₀的15～20倍^[36]，但土耳其黄土最高的S₁古土壤层其值只有χ₀的4倍左右，显示黄土高原地区后期的改造作用对磁化率增强的贡献比土耳其黄土要高。Nallihan所处的土耳其内陆地区蒸发量大于降水量，土壤发育处于氧化的条件下，但与中国黄土高原土壤发育于雨热同期相反，Nallihan剖面的成土过程主要在湿冷-干热的环境下。这种湿冷-干热的气候环境不利于土壤发育和强磁性矿物的生成，因此土耳其内陆这种水热不同期的气候条件可能是其低于中国黄土高原地区的原因之一。

在半干旱的环境当中，适量的湿度会促进它们的形成，使得磁化率增加； 当湿度超过某临界值，铁氧化物就不再稳定，更倾向于形成铁的氢氧化物，导致磁化率降低^{[16, 28, 56]}。在中国黄土高原的宝鸡剖面S₅古土壤层^[57]、 塞尔维亚Titel的V-S₄古土壤层^[22]都存在强磁性的铁氧化物在湿润氧化的条件下转化为弱磁性的铁的氢氧化物的现象。根据热磁分析的结果，磁铁矿和磁赤铁矿是土耳其黄土的主要磁性矿物。S₂古土壤层的磁化率比较低，或许与剖面左侧存在的砾石有关( 图1b)。该砾石层分布在S₂层位，反映了S₂发育时期受到流水了作用，而且是比较大的水流，才可能将高处的砾石搬运到地层中沉积下来。可以推测，当时除了发生能够搬运大砾石的降雨形成强大流水，应当还存在更多次级小规模降雨。这些频繁的降雨一方面给土壤带来更多有效水分，促进植物生长成土作用； 另一方面增加了土壤湿度，使得成土条件变成湿润氧化环境，导致了高磁化率的铁氧化物(磁铁矿和磁赤铁矿)不稳定，而渐渐转变成为更稳定的铁的氢氧化物(针铁矿或褐铁矿)，故引起该土壤层磁化率降低^{[28, 56]}和其他磁学参数相应变化。如:F₃₀₀( 图2f)在S₂古土壤层明显降低，以及包含S₂样品的B_cr与χ的相关系数下降(图11d)，显示了S₂古土壤层亚铁磁性矿物含量的减少； χ和χ_fd ％ 的相关系数减小，表明S₂样品的SP/SSD颗粒的磁性矿物遭到破坏。研究表明，细颗粒的磁性矿物在土壤过度湿润的情况下，更容易发生破坏和转变^[56]。因此，我们推测S₂古土壤发育时期，由于土壤长期处于一种湿润氧化的条件下，导致沉积物中的不稳定的SP/SSD亚铁磁性矿物转化为能稳定存在的针铁矿等弱磁性矿物，使土壤磁性减弱。

本文对土耳其Nallihan黄土-古土壤S₀～L₃剖面进行系统的环境磁学研究，是对位于欧亚大陆连接地带的风积黄土在土耳其境内的首次报道。

研究表明，土耳其Nallihan黄土与中国西峰黄土和西伯利亚黄土的粒度特征相似。它的磁化率特点与中国黄土基本一致，在古土壤层获得高值，在黄土层获低值。土耳其黄土剖面磁化率总体上低于中国黄土高原地区黄土。土耳其黄土的磁性矿物种类与黄土高原类似，主要由亚铁磁性的磁铁矿/磁赤铁矿组成，此外还有赤铁矿、 针铁矿和顺磁性矿物。样品磁性颗粒粒径较粗，平均粒径为PSD/MD颗粒，但也含有一定量的细颗粒(SP/SSD)磁性矿物，并且这些成土过程中生成的细颗粒磁性矿物，是磁化率增强的主导因素。气候条件导致的成土环境不同和物源的差异是土耳其Nallihan剖面磁化率大小区别于中国黄土高原的原因。

土耳其Nallihan剖面的S₂古土壤发育时期，湿度偏高，导致风积物中磁性矿物向湿润氧化条件下更稳定的矿物针铁矿变化，使得磁性和磁化率减弱。