中国北方黄土高原风成沉积物具有粒度细、沉积速率高、连续性好、蕴含信息丰富、时间跨度大等优点，记录了晚新生代以来气候环境变化的历史^[1]，是古气候和古环境研究的重要材料.过去20多年，中国黄土磁气候学研究取得重要进展，尤其是六盘山以东典型黄土-古土壤序列的研究已将中国黄土古气候和环境磁学推向古环境变化研究前沿.黄土-古土壤序列的磁化率变化与古气候变化相关的事实已经得到国际同行的广泛认可^[2~5];大量的岩石磁学研究结果表明，土壤化作用是导致中国黄土磁化率增强的主导机制^[6~11].随着研究的深入，学者们发现细粒强磁性矿物与磁化率的变化趋势存在差异^[12].并且注意到物源物质的输入变化对磁化率也会产生影响，如弱磁性矿物颗粒相对恒定输入的强磁性颗粒稀释作用^[4]，黄土、古土壤原始物质的源区差异^[13]等.已有研究表明中国黄土沉积物中的磁性矿物，一部分来自粉尘源区，主要为较大的PSD和MD的磁铁矿^{[8, 9, 14]}，另一部分为沉积后成土过程中新生成的SP/SD强磁性的磁赤铁矿^{[6, 7, 10, 11, 15]}，成土过程中新生成的SD 和较小的PSD 磁赤铁矿也是磁化率增强的重要因素^{[10, 11, 16]}.对于黄土高原西北部沙漠-黄土过渡带的黄土沉积物，其物源、沉积条件和气候环境与六盘山以东的黄土高原内部明显不同，由于含有较多的近源物质^[17~19]，磁化率增强机制表现复杂.越靠近沙漠物源区，磁性颗粒越粗，物源物质对磁化率增强越显得重要^{[17, 20]}.王乃昂等^[21]早在1997年对腾格里沙漠南缘的武威黄土剖面进行的研究发现当地天然剩磁远比兰州、西宁等地的高，除此之外，黄土剖面磁化率也具有一定的特殊性，指出对武威等地黄土研究具有特殊的研究意义.

黄土高原西北缘，位置上靠近黄土沉积物的源区———腾格里沙漠、巴丹吉林沙漠、毛乌苏沙地，处于黄土与沙漠衔接的过渡地带，这里的黄土沉积物记录了粉尘源区和沉积区的气候信号，对气候变化非常敏感，是高分辨率气候变化研究的良好载体.而环境磁学在这方面具有独特的优势.本文选取六盘山以西的靖远和古浪两个剖面的代表性样品进行详细的岩石磁学分析，探讨剖面样品中磁性矿物的主要种类、含量变化、颗粒大小及其转化特征，获取沙漠-黄土过渡带的磁气候记录，为今后深入研究该区域沉积序列记录的古环境信息提供岩石磁学基础，也为恢复黄土高原古环境演变历史全貌补充磁学资料.

靖远县位居甘肃省中部，距离腾格里沙漠80km，地形直接受祁连-六盘构造控制.年平均气温为8.3℃，年降水量为275mm，采样坐标为(36°34′N，104°41′E)，海拔2120m.古浪县位于甘肃省西北部，属祁连山高寒亚干旱区和河西冷温干旱区.年均气温4.9 ℃，年降水量300mm 左右，采样坐标为(37°29′N，102°52′E)，海拔2377m.

前人研究结果表明，靖远黄土沉积厚约505m，含33层古土壤，是目前已知世界上最厚的黄土剖面^[22].Sun等^[23]对靖远的最新研究成果表明，该区沉积速率高，成土作用弱，更有利于记录高分辨率的季风变化.并且与格陵兰冰芯记录的气候快速变化很好的对比.

在靖远和古浪采样点(图 1)分别完成20 m 探井，并以2cm 间隔获取散样1000 袋.本文参照Sun^[23]已发表的靖远露头剖面磁化率数据，并根据剖面特征选取样品(靖远34 个样品，古浪30 个样品)测试质量磁化率，并根据磁化率的变化特征选取代表性样品测试了磁化率随温度变化曲线(Χ-T)、磁滞回线(LOOP)和详细的等温剩磁(IRM)获得曲线.样品磁化率(Χ)测量采用Bartington MS2型双频(0.47kHz和4.7kHz)磁化率仪，分别测量样品的低频磁化率(Χ_Lf)和高频磁化率(Χ_Hf)，并计算频率磁化率Χ_fd(Χ_fd%=100%×(Χ_Lf-Χ_Hf)/Χ_Lf).磁化率随温度变化特征(即Χ-T曲线)采用捷克AGICO 公司生产的KLY-3s型卡帕桥及CS-3温度控制系统测量，加热区间为40~700℃，在氩气环境下进行以避免加热过程中的氧化.以上实验是在中国科学院地球环境研究所环境磁学实验室完成的.取适量粉末样品装于无磁胶囊中，利用MicroMag3900振动磁力仪测试连续外场等温剩磁(IRM)获得曲线和磁滞回线，测量所加最大场为1.0T，测量间隔为0.005T，在去除顺磁性影响后，得出饱和磁化强度(M_s)、饱和剩磁(M_rs)和矫顽力(B_c)值，剩磁矫顽力(B_cr)通过矫顽力曲线获得.该部分实验在中国科学院地质与地球物理研究所古地磁与年代学实验室完成.

图 1

Fig. 1

图 1 靖远、古浪黄土-古土壤剖面的位置 Fig. 1 Location of the Jingyuan and Gulang sites in the northwest Chinese Loess Plateau

载磁矿物识别是岩石磁学研究的基础和关键^[24]，载磁矿物的种类、含量以及粒度也一直是环境磁学研究所围绕的中心问题.本文采用磁化率(Χ)-温度(T)曲线、等温剩磁(IRM)获得曲线、磁滞回线(LOOP)以及磁滞参数等方法共同鉴定沉积物的载磁矿物.

磁化率随温度变化(即Χ-T曲线)的特征可用来识别磁性矿物的种类和粒度分布^[25].并且利用Χ-T曲线可以有效判断在热退过程中磁性矿物的转化规律^[26~29].

典型样品的Χ-T实验结果如下(图 2)：靖远和古浪典型样品的Χ-T曲线均在加热至580℃ 时几乎降低为零，这是由于加热温度接近磁铁矿的居里点而使磁性消失造成的，指示了磁铁矿普遍存在于黄土-古土壤沉积序列中.两个剖面L1黄土和S0古土壤样品的冷却曲线远位于加热曲线上方，指示经加热-冷却后L1黄土、S0古土壤中均有大量强磁性矿物生成.冷却曲线从580 ℃左右磁化率都急剧增加，在510~380 ℃区间出现宽缓的磁化率峰值，可能是热处理过程中新生成的磁铁矿颗粒的Hopkinson效应的结果^[28].

图 2

Fig. 2

图 2 代表性样品磁化率随温度变化曲线 (黑线代表加热过程，灰线代表冷却过程） (a)和（d)是SO古土壤样品，L1黄土样品中（c)和（f) 对应磁化率髙值，（b)和（Χ)对应磁化率低值. Fig. 2 X~T curves of the representative samples (the black lines represent the heating process and the gray lines represent the cooling process) Samples (a) & (d) are from SO part. Samples (b)， (c)， (e) & (f) are from L1 part While (c) & (f) correspond to high susceptibility and (b) & (e) correspond to low susceptibility value.

但是，对应剖面不同部位样品的Χ-T曲线存在明显差异.所有样品在280℃之前磁化率较稳定，但是280℃之后，磁化率高的样品和磁化率低的样品出现明显差别.S0 古土壤样品(图 3a和3d)从280 ℃加热至410 ℃左右，随温度升高磁化率出现明显下降，这是亚稳定、强磁性的磁赤铁矿受热转化成热稳定、弱磁性的赤铁矿(γF_e2O₃→αF_e3O₄)^{[27~29, 30~32]}，并且在这一温度区间内古土壤样品(图 2a和2d)中磁化率下降的斜率分别为-0.62 和-0.93，L1 黄土样品磁化率在410 ℃之前没有明显下降，下降斜率分别为-0.19和-0.18，这说明古土壤样品比黄土样品中所含的磁赤铁矿量多.古土壤样品和黄土层对应磁化率高值的样品(图 2a、2d、2c和2f)都在从410 ℃加热至510 ℃左右的温度区间磁化率快速增加，并在510℃左右达到峰值，这种现象在晚第四纪中国黄土的Χ-T曲线上是较常见的^{[27, 29, 32, 33]}，普遍认为主要是加热过程中新生成了强磁性矿物，但是古土壤样品比黄土样品的峰值更明显一些.而磁化率低的L1黄土样品(图 2b和2e)在450~510 ℃温度区间没有表现出明显的峰值.

图 3

Fig. 3

图 3 代表性样品等温剩磁（IRM)获得曲线 Fig. 3 IRM curves and coercive force curve of typical sample

SIRM 是岩石磁学中鉴别不同磁性矿物的有效方法之一^[34~36].在最大强度为1.0T 的连续可变外磁场下得出的IRM 获得曲线(图 3b和3d)表明，古浪和靖远剖面样品IRM 获得曲线在0.3T 以下，随外加场的增加，等温剩磁增加很快，在0.3T 时都已达到90%以上，IRM 在0.3T 之后继续缓慢增加，在外加磁场0.5T 之后IRM 随磁场增加的斜率接近于0.剖面上S0古土壤样品GL-0.6和JY-0.3在0.3T 之前的曲线斜率比L1黄土的明显大.此外，古土壤样品的矫顽力比黄土样品的低(图 3a和3c).

不同种类磁性矿物混合体的磁滞回线表现出各种形态，磁滞特征可以提供亚铁磁性矿物矫顽力和磁畴状态的信息，能够较好地指示磁性矿物的种类^[36].为了在图上看的更清楚，我们将图中0.5 T之前的回线部分放大，0.5T 之后部分省略.分析靖远和古浪剖面上典型样品的磁滞回线特征(图 4)发现，全部样品磁滞回线的线形瘦长，说明所有样品都是以低矫顽力亚铁磁性矿物(磁铁矿和磁赤铁矿)占主导.黄土与古土壤样品的磁滞回线形态存在细微差别.古土壤样品JY-0.3 和GL-0.6 的磁滞回线(图 4a和4c)表现出匀称的窄而陡的特征，并在0.5T时趋于形成闭合的、狭而陡的、但没有达到饱和状态的磁滞回线，表明样品中以低矫顽力亚铁磁性矿物和顺磁性矿物的混合物为主.而L1 黄土样品(JY-16.3 和GL-12.7)磁滞回线变宽、变缓，在0.5T时仍未闭合.

图 4

Fig. 4

图 4 典型样品的磁滞回线图 (a)和（c)分别为古浪和靖远剖面S0样品，（b)和（d)分别为古浪和靖远L1样品. Fig. 4 Hysteresis loops of the typical samples (a) & (c) are from S0 of Gulang and Jingyuan respectively，(b) & (d) are from L1 of Gulang and Jingyuan respectively

M_rs和M_s 值的大小与磁性矿物的种类和含量密切相关，它们的值越大，反映亚铁磁性矿物(如磁铁矿和磁赤铁矿)的含量越多，值越小反映反铁磁性含量越多^{[37, 38]}.此外，可以通过比值参数M_rs/M_s 和H_cr/H_c 来估算所含磁性颗粒的平均畴态^[37].Day-plot图可以用来分析磁性矿物的颗粒范围^[39].从靖远和古浪的代表性样品来看(图 5)，M_rs/M_s 比值基本都限制在0.1~ 0.2 范围内，落在PSD 区域.磁化率高值的样品B_cr/B_c<4，落在准单畴(PSD)范围内，部分样品超出PSD 区域.磁化率低值的样品(如JY-16.3和GL-18.5)都超出了PSD 范围，B_cr/B_c>4，更靠近MD.

图 5

Fig. 5

图 5 典型样品的Day氏图 Fig. 5 Hysteresis ratios plotted on a Day diagram of the samples

靖远和古浪剖面的磁化率和频率磁化率相关性都较好(图 6)，R² 分别为0.82和0.76.两个剖面都表现出上部约1.7m的S0古土壤样品中磁化率较高((40~110)×10^-8m³·kg-1之间)，而L1黄土磁化率较低(小于40×10^-8m³·kg^-1)，表明S0 古土壤中含有的磁性矿物总量比L1 黄土高.靖远剖面L1黄土磁化率在(25~35)×10⁸m³·kg^-1之间，而古浪L1黄土剖面的磁化率较靖远L1黄土磁化率稍高，在(30~40)×10^-8m³·kg^-1之间，说明古浪剖面L1黄土中含有的磁性矿物总量较靖远剖面L1黄土中高.两个剖面的频率磁化率与磁化率总体上表现出相似的特征，都是在S0古土壤层较高(大于6%)，在L1黄土层相对较低(小于5%)，表明S0古土壤样品含有较高含量的超顺磁性颗粒(SP)^[40]，L1黄土样品中SP磁性矿物含量非常有限.

图 6

Fig. 6

图 6 靖远、古浪磁化率和频率磁化率随深度的变化图 (a)靖远露头剖面磁化率及光释光年龄引自文献[23]; (b)和（d)分别为靖远和古浪探井剖面的磁化率数据；（c)和（e)分别是靖远和古浪探井剖面的频率磁化率数据. Fig. 6 Susceptibility (Χ) and the percentage frequency-dependent susceptibility (Χid%) with depth The magnetic susceptibility data and OSL ages of Jingyuan outcrops profile are from Ref. [23]. (b) and (cl) are the Χ data of Jingyuan and Gulang exploratory profile respectively, (c) and (e) are the Χfd% of Jingyuan and Gulang exploratory profile respectively.

靖远和古浪剖面上S0古土壤样品在0.3T 时的饱和程度比L1 黄土样品要高，并且在0.3T 之前的曲线斜率比L1 黄土的明显大，表明成土作用强烈的S0古土壤中新生成的亚铁磁性矿物总量对剩磁有贡献，而且磁性增强同时表现在磁化率和剩磁的增加上，因此，磁化率的增加应归因于较细的SP和偏细的SD 亚铁磁性矿物总量的增加，这是因为SP磁性矿物不记录剩磁.成土过程中不仅生成了超顺磁性的亚铁磁性矿物，同时也生成了偏细的单畴(SSD)亚铁磁性矿物^[16].外加场大于0.3T 以后，S0古土壤样品和L1黄土样品的IRM 随外加场的增加而缓慢增加，指示了高矫顽磁性矿物(如赤铁矿)的存在.此外，古土壤样品的矫顽力比黄土样品的低，也表明古土壤形成时期成壤作用更强，生成了更多的低矫顽力的磁赤铁矿和磁铁矿.

Χ-T曲线也表明L1 黄土和S0 古土壤样品中主要磁性矿物是磁铁矿.加热曲线在280~430 ℃之间磁化率随温度的变化特征说明S0古土壤样品中含有成土作用生成的细颗粒磁赤铁矿较L1黄土样品中的多.对比磁化率峰、谷值样品在430℃加热至510 ℃这一温度区间的不同特征，我们发现磁化率高值的样品在510℃左右的峰值比磁化率值低的样品峰值明显，表明前者新生成的强磁性矿物多.此外，经加热-冷却后L1黄土和S0古土壤样品磁化率均比初始磁化率大，也说明加热-冷却过程中有大量强磁性矿物的生成.并且冷却后磁化率比初始磁化率大得多(达五倍以上)，这是因为在黄土高原西北缘，成土作用比黄土高原中、东部弱得多，风化作用不能够完全消耗风成的含铁矿物，而是大多数风成含铁矿物保留在沉积物中，在实验室加热过程中就有大量的含铁矿物可转化为磁铁矿^[26]，如热处理过程中样品中含铁粘土矿物和含铁硅酸盐大量分解^[39].磁滞回线形状表明，磁滞回线的宽度与磁化率相关，磁化率低的L1 黄土样品的磁滞回线比磁化率高的S0古土壤的磁滞回线更宽缓，是因为L1黄土沉积中，成土作用弱，生成的低矫顽力亚铁磁性矿物较少，高矫顽力的反铁磁性矿物(如赤铁矿)相对含量较高，因此磁滞回线较宽缓，而S0古土壤中，由于成土作用形成的新的低矫顽力的亚铁磁性矿物(如磁铁矿和磁赤铁矿)^[41]较多，从而使S0 古土壤的磁滞回线窄而陡.这些特征与六盘山以东的黄土-古土壤基本一致^{[39, 42]}.磁滞参数特征表明，靖远和古浪剖面样品的亚铁磁性矿物平均粒径都落在PSD 区域，并且磁化率低的L1黄土样品Bcr/Bc 值较磁化率高的S0 古土壤样品的大，超出了PSD 区域.由于Bc 的大小主要由软磁性矿物决定，Bcr主要由硬磁性矿物决定，Bcr/Bc 比值越高，其高矫顽力矿物的相对含量越高^[37]，因此磁化率低的L1 黄土样品含有更多的高矫顽力磁性矿物(赤铁矿).总体来说，靖远和古浪剖面L1黄土、S0古土壤样品中磁性矿物以准单畴为主，并且L1 黄土样品磁性矿物颗粒更靠近多畴范围.

从磁化率和频率磁化率来看，L1黄土磁化率和频率磁化率比S0古土壤的明显低，说明前者中磁性矿物总量和超顺磁矿物含量比S0古土壤中的低.磁化率和频率磁化率相关性较高说明成土作用新生成超顺磁性的亚铁磁性矿物是S0 古土壤磁化率增强的主要原因^[7].靖远和古浪的S0古土壤的磁化率和频率磁化率显著高于L1黄土，但是，与六盘山以东的黄土高原东部和中部黄土-古土壤序列相比(表 1)，这种增强弱很多.联系温度和湿度资料，靖远和古浪地区年降雨量和年平均温度都低于黄土高原中、东部，由此可见，气候因素是控制磁化率的决定因素，即温湿的气候条件有利于成土作用的进行，S0古土壤发育期间，气候温湿，成土作用对原生磁性矿物改造强烈，并生成了大量的细颗粒(SP和SSD)的亚铁磁性矿物，导致S0古土壤磁化率增加显著.L1黄土发育期间，气候相对干冷，成土作用弱，磁性矿物含量相对较低.

表 1(Table 1)

表 1 不同黄土剖面的磁化率7对比统计 (单位：10-8m3 • kg-1) Table 1 Comparison of susceptibility X different loess sections (unit：10-8m3 • kg-1)

表 1 不同黄土剖面的磁化率7对比统计 (单位：10-8m3 • kg-1) Table 1 Comparison of susceptibility X different loess sections (unit：10-8m3 • kg-1)

此外，古浪剖面L1黄土磁化率比靖远L1黄土磁化率稍高，说明古浪比靖远接受了稍强的风化作用和成土过程，或者来自物源区的风成沉积物磁性较强，或接受了来自物源的风成沉积物磁性矿物含量较高.而从地理位置上看，两个剖面都处于黄土高原西北缘，物源、气候环境和沉积条件很相似，成土作用程度相当，古浪更靠近沙漠物源区，其磁化率高于靖远黄土可能是因为古浪接受了比靖远更多的来自源区的磁性矿物.磁化率和频率磁化率的相关性较高，靖远和古浪的R2 分别为0.82 和0.76，表明靖远和古浪地区与黄土高原中、南部一样，磁化率增强取决于原生风成亚铁磁性矿物和成土作用形成的亚铁磁性颗粒的总量.因此，磁化率在这一区域一定程度上仍然可以作为气候变化的代用指标.而在1.7m以下，频率磁化率值较低的几个部位，如靖远剖面上8.4m，15.2m 和18.0m 处，磁化率都没有明显低值，这可能就是因为来自于源区的粗颗粒磁性矿物对磁化率的贡献占主导^[23]，而成土作用生成的超顺磁颗粒的磁性矿物对磁化率的贡献明显小于原生粗颗粒磁性矿物的贡献.靖远和古浪剖面磁化率高的样品获得的饱和等温剩磁高于磁化率低的样品，说明对剩磁有贡献的磁性矿物同样对磁化率也有贡献，证明成土作用生成的超顺磁颗粒含量的增加不是磁化率增强的唯一原因，也有较粗颗粒磁性矿物的贡献.联系采样点的位置，磁化率的这种变化机制可能是因为黄土高原西北缘的靖远和古浪地区更靠近北部沙漠戈壁，粗颗粒比重大.因此，对于靖远和古浪黄土-古土壤序列，在应用磁化率作为研究气候变化的代用指标时，应综合考虑原生物源磁性矿物和成土作用新生成的磁性矿物对磁化率的影响.

靖远和古浪剖面的岩石磁学研究结果表明，黄土层L1和古土壤层S0的磁性矿物含量总体较低，载磁矿物都以磁铁矿为主，同时含有磁赤铁矿和赤铁矿.并且S0古土壤中的磁赤铁矿的含量高于L1黄土，这归因于S0古土壤的成土作用较L1黄土中的强.成土作用形成的细颗粒(SP和SSD)的磁赤铁矿是S0古土壤磁化率增强的主要原因.靖远和古浪剖面L1黄土和S0 古土壤的亚铁磁性矿物平均粒度都分布在PSD 范围，并且L1黄土平均粒径更粗，比S0古土壤更靠近MD 范围.导致靖远和古浪S0古土壤磁化率增强的主要因素是气候，即温湿的气候条件有利于成土作用的进行，对沉积物改造强烈，并生成大量细颗粒的亚铁磁性矿物，导致S0古土壤磁化率增加显著.但是，研究区受物源影响较大，来自粉尘源区的粗颗粒磁性矿物对磁化率贡献不可忽略.

对孙有斌研究员提供实验样品，并与笔者进行的有益讨论表示诚挚的感谢.