不同的磁性矿物在加热和冷却过程中, 其磁化率随温度变化(即χ -T曲线)会出现不同的特征, 这些特征可用来鉴别磁性矿物的种类^[12]。黄土和古土壤样品在加热曲线的585 ℃附近都表现出磁化率的显著变化, 显示出磁铁矿的居里温度^{[18, 19]}, 表明磁铁矿的存在(图3)。在585 ℃以上的加热过程中, 黄土和古土壤样品的磁化率并未降低至零(图3), 表明其中有少量赤铁矿存在。温度升至300~450 ℃时, 样品的磁化率表现为明显降低, 这是由于亚铁磁性的磁赤铁矿受热不稳定, 转化为弱磁性的赤铁矿而造成的^{[18, 19]}。黄土样品的加热曲线从450 ℃开始, 磁化率随温度升高逐渐增加, 并在520 ℃附近达到一个峰值(图3a, b), 这主要与加热过程中新生成的强磁性矿物有关^[18]。各样品的冷却曲线均位于加热曲线上方, 在降温过程的700~585 ℃, 磁化率随着温度的降低变化很小, 在低于585 ℃时, 磁化率快速升高, 说明在加热过程中有磁铁矿生成, 使得冷却曲线与加热曲线的居里温度接近^{[18, 19]}。冷却曲线上585~450 ℃存在宽缓磁化率峰(图3a, f), 可能指示加热过程中新生成细粒磁铁矿的霍普金森(Hopkinson)效应^[18]。

图3

Fig.3

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	图3 会兴沟剖面代表性黄土和古土壤样品的χ -T曲线(红线和蓝线分别表示加热和冷却曲线)Fig.3 The χ -T curves of representative loess and paleosol samples at Huixinggou section (Red and blue lines represent heating and cooling curves, respectively)

IRM获得曲线及其反向退磁曲线能够提供矫顽力的信息, 有助于识别沉积物中磁性矿物的成分^[12]。黄土和古土壤样品的IRM获得曲线比较接近(图4), 说明其中磁性矿物的组成差别不大。在磁场升至300 mT时, 样品的IRM已达到SIRM的84.74%~96.13%, 表明大部分IRM由低矫顽力的磁性矿物所携带。在300 mT的强磁场以上样品的IRM平缓上升, 在2.0 T时接近饱和, 说明这些样品中同时存在少量的高矫顽力硬磁性矿物。此外, 黄土样品300 mT以上的IRM获得的曲线较古土壤样品总体上表现的相对倾斜, 说明其中高矫顽力磁性矿物含量增多。

反向退磁曲线显示经过50~80 mT的反向退磁, 所有样品的剩磁均被清除, 没有保留(图4)。黄土样品的剩磁矫顽力为57~66 mT, 而古土壤样品的剩磁矫顽力为36~47 mT。黄土样品的剩磁矫顽力明显大于古土壤样品的, 表明其中高矫顽力磁性矿物的相对含量更多。古土壤样品的磁化率增大, 剩磁矫顽力减小, 说明成土作用形成了更多低矫顽力的强磁性矿物, 使得高矫顽力磁颗粒的相对含量减少。

图4

Fig.4

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	图4 会兴沟剖面代表性黄土和古土壤样品的IRM获得曲线和反向退磁曲线Fig.4 IRM acquisition and reverse demagnetization curves for representative loess and paleosol samples at Huixinggou section

经过顺磁校正后的代表性样品的磁滞回线, 磁矩被归一化处理, 其总体可以分为2类, 分别代表了典型的黄土、古土壤(图5)。这2类曲线的形态基本一致, 都比较偏窄, 说明它们所含的磁性矿物以低矫顽力的亚铁磁性矿物为主, 磁畴状态也基本相同^{[20, 21]}。黄土样品的磁滞回线要较古土壤的宽, 磁滞回线在1.0 T磁场下仍存在明显的开口(图5a和b), 表明其中高矫顽力磁性矿物的相对含量较古土壤样品要高。古土壤样品具有比黄土样品更高的Ms, Mrs和低的Hc, Hcr(表1), 指示了古土壤比黄土有着更多的低矫顽力磁性矿物, 而黄土中有较多的高矫顽力磁性矿物。

Day图可以用来表示磁性颗粒的平均大小^{[22, 23]}。

图5

Fig.5

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	图5 经过顺磁校正后会兴沟剖面代表性黄土和古土壤样品的磁滞回线Fig.5 Hysteresis loops of representative loess and paleosol samples at Huixinggou section after slope correction for paramagnetic contribution

表1

Table 1

表1(Table 1)

表1 会兴沟剖面代表性黄土和古土壤样品的磁滞回线参数 Table 1 Hysteresis parameters of representative loess and paleosol samples at Huixinggou section 样品号 层位 χ /(10-8 m3/kg) Hc/mT Mrs/nAm2 Ms/nAm2 Hcr/mT Mrs/Ms Hcr/Hc 90 S1 146.99 9.51 305.0 3 067 23.72 0.09 2.49 760 L1 55.62 11.89 173.0 1 577 35.61 0.11 2.99 2030 L2 29.03 14.41 144.6 1 173 47.35 0.12 3.29 2860 S2 91.98 11.73 250.3 2 084 27.20 0.12 2.32 3830 S3 119.55 9.39 262.0 2 557 24.53 0.10 2.61 4400 S4 132.02 9.07 226.2 2 236 23.50 0.10 2.59 4790 L5 66.60 12.93 204.6 1 551 29.19 0.13 2.26 5280 S5 110.49 10.27 183.8 1 637 24.51 0.11 2.39 5810 L6 21.07 18.83 117.2 707.5 46.65 0.17 2.48 6340 L7 29.86 18.74 161.0 1 064 48.86 0.15 2.61 7480 S7 77.94 13.08 174.4 1 286 29.15 0.14 2.23 7970 L8 32.34 17.07 132.2 866.5 45.96 0.15 2.70

表1 会兴沟剖面代表性黄土和古土壤样品的磁滞回线参数 Table 1 Hysteresis parameters of representative loess and paleosol samples at Huixinggou section

以Mrs/Ms和Hcr/Hc为纵坐标和横坐标绘制成Day氏投影图, 表明样品中磁性颗粒的平均粒度都分布于准单畴(PSD)区间(图6), 但总体上黄土和古土壤样品各自呈现出分类集中的特点(图6), 这可能是由于冰期黄土和间冰期古土壤中磁性矿物的粒度存在统计意义上的差别^[24]。

图6

Fig.6

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	图6 会兴沟剖面代表性黄土和古土壤样品磁滞参数的Day氏投影图(据参考文献[22, 23]的方法绘制) SD.单畴; PSD.准单畴; MD.多畴Fig.6 Hysteresis ratios plotted on a Day diagram for representative loess and paleosol samples at Huixinggou section (drawn according to the method of references[22, 23]) SD.Single Domain; PSD.Pseudo-Single Domain; MD.Multidomain

χ 与样品中磁性矿物的种类、粒度和含量有关, 通常用做反映样品中铁磁性矿物的总体含量^{[25, 26]}; χ _ARM指示样品中细颗粒(SD和较小PSD)磁性矿物的含量, 尤其对SD颗粒最为敏感^{[25, 27]}; SIRM不受顺磁性和抗磁性物质的影响, 反映的是粒度大于SP/SD界线(对于磁铁矿约为20 μ m)的这部分亚铁磁性矿物和不完整的反铁磁性矿物的贡献^{[11, 28]}。会兴沟剖面S₀~S₈的χ , χ _ARM和SIRM均随深度表现出基本一致的变化特征, 曲线的峰/谷能够很好地对应(图7a~c), 与深海氧同位素曲线也对比良好(图7h):在干冷的冰期堆积的黄土, χ , χ _ARM和SIRM值较小; 而在暖湿的间冰期发育的古土壤, 这些参数显著增大^{[11, 28, 30]}。上述变化特征清晰地表明在古土壤发育时强磁性矿物含量显著增加。χ _ARM曲线比SIRM变化幅度更大, 这说明在暖湿气候条件下形成的古土壤中的磁性颗粒粒度相对变细的特点^[11]。与χ 和χ _ARM相比, SIRM曲线在黄土和古土壤更替中的变化幅度减小(图7c), 这可能与古土壤发育时超顺磁(SP)颗粒的生成有关^[11]。

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SD颗粒占优势^{[11, 28]}; χ _ARM/χ 通常用来指示细颗粒磁性矿物的相对含量^{[25, 27]}。研究表明黄土和古土壤中次生成土成因的磁性颗粒具有相似的粒度分布特征, 与成土作用强度无关, 因此χ _ARM/SIRM和χ _ARM/χ 作为反映磁性矿物粒度变化的参数, 可能更多地指示了细颗粒磁性矿物含量的变化特征^{[28, 31]}。它们的曲线表现出与χ , χ _ARM和SIRM类似的变化特征(图7d, e), 即在黄土和古土壤的更替变化中表现很明显, 表明古土壤中磁性颗粒的粒度总体上比黄土更细。相比于χ _ARM/χ , χ _ARM/SIRM曲线的变化幅度与χ 和χ _ARM曲线更为接近, 这反映了成土作用生成的SD颗粒占优势。

S_-0.3T指示样品中亚铁磁性矿物的相对含量, 取值范围为0~1, 如果S_-0.3T为1, 表明完全为亚铁磁性矿物, S_-0.3T下降则表明高矫顽力磁性矿物的相对含量在增加^{[11, 28]}。会兴沟剖面S_-0.3T的取值范围为0.63~0.98(图7f), 平均值为0.78, 表明载磁矿物以亚铁磁性矿物为主, 随着成土作用增强, 亚铁磁性矿物的相对含量也显著增加。HIRM指示样品中高矫顽力硬磁性矿物的绝对含量^{[11, 24, 28]}。由于高矫顽力磁性矿物对磁化率和剩磁的贡献很小, 所以综合使用HIRM和S_-0.3T能够更清晰地反映高/低矫顽力磁性矿物含量的相对和绝对变化特征^{[11, 24, 28]}。会兴沟剖面的HIRM曲线表明古土壤中高矫顽力磁性矿物的绝对含量普遍高于较黄土中的(图7g), 但S_-0.3T曲线显示黄土中高矫顽力磁性矿物的相对含量要多于古土壤中的。

χ _ARM和χ 随深度变化的曲线极为吻合, 两者具有很好的线性正相关关系(图8a), 相关系数R²可达0.9624, 说明剖面中SD颗粒和较小PSD颗粒对χ 有着重要贡献; SIRM与χ 具有明显的正相关性(图8b), 但是相关系数不高, 当χ > 30× 10^-8 m³/kg(即成土作用相对较强)时, SIRM与χ 的相关性明显比χ < 30× 10^-8 m³/kg(即成土作用相对较弱)时增强, 这反映了成土作用新生成的强磁性矿物对χ 的影响。图8b中椭圆内的散点为S₈样品, 具有较低的χ 和高的SIRM。S₈发育在河流相地层顶部, 主要是以近源河漫滩的冲积黏土、粉砂为母质发育起来的, 化学风化作用较强, 对原生磁性矿物和成土成因的强磁性颗粒造成破坏或转化, 导致χ 降低; χ _ARM/χ 曲线的形态也与χ 接近, 两者成正相关(图8c), 总是在古土壤要比黄土高, 随着χ 的增加, 成土作用生成的SD颗粒磁性矿物对χ 的贡献也在不断增加, 但增加的趋势明显减小; χ _ARM/SIRM与χ 成明显的线性正相关关系(图8d), 相关系数R²为0.8431, 这表明成土过程生成的SD颗粒对磁化率增强的贡献突出。

图7

Fig.7

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	图7 会兴沟剖面黄土— 古土壤序列磁学参数随深度变化曲线及与深海氧同位素曲线[29]的对比Fig.7 Variation curves of the depth-dependent magnetic parameters for the loess-paleosol sequence of Huixinggou section and their comparisons with marine oxygen isotope curves[29]

图8

Fig.8

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	图8 会兴沟剖面部分磁学参数的相关性Fig.8 The correlations of part magnetic parameters at Huixinggou section

根据上述会兴沟剖面黄土— 古土壤序列的岩石磁学特征, 可知剖面沉积物中的磁性矿物主要包括亚铁磁性矿物磁铁矿、磁赤铁矿和反铁磁性矿物赤铁矿, 以亚铁磁性矿物为主。古土壤中强磁性矿物的含量高于黄土中的, 磁性颗粒的平均粒度差别不大, 均为PSD。

成土作用导致亚磁性矿物含量的增加是中国黄土/古土壤磁化率增强的主导因素^[32~34]。根据黄土— 古土壤序列中古土壤磁化率明显高于黄土的特点, 较早的研究认为古土壤磁化率显著增强主要是由于在暖湿的间冰期SP颗粒磁性矿物大量生成的结果^[32]。后来研究表明古土壤磁化率增强除了与SP颗粒的贡献有关外, 还与成土过程中新生成的细粒(SD和较小PSD)磁性矿物的含量密切相关^{[33, 34]}。这些新生成的亚铁磁性颗粒的粒度峰值稍大于SP/SD界线并且具有较宽的粒度分布^{[31, 34]}。结合上文的研究表明, 会兴沟剖面磁化率增强主要与成土作用新生成的SD颗粒和较小PSD颗粒密切相关。

会兴沟剖面的磁滞回线都没有表现出“ 细腰形” 的特征, 表明无论是黄土还是古土壤, 均以低矫顽力的亚铁磁性矿物为主, 高矫顽力反铁磁性矿物的含量都不高, 黄土中高矫顽力磁性矿物的相对含量要多于古土壤的, 这一点得到了S_-0.3T变化曲线的佐证。S_-0.3T显示出当磁化率逐渐增大由黄土过渡到古土壤时, 亚铁磁性矿物相对含量也增加, 从而高矫顽力磁性矿物相对含量降低; 磁滞回线参数从黄土到古土壤的更替中, 表现逐渐增高的变化特征, 同样指示出越来越高的强磁性矿物含量。HIRM曲线表明在古土壤发育时高矫顽力反铁磁性矿物的绝对含量也显著增加。

由于磁性矿物的形成、搬运、沉积和改造受到沉积环境和气候变化的控制, 因此其岩石磁学性质可作为环境变化和气候过程的有效代用指标^[12]。比如岩石磁学研究表明黄土高原黄土— 古土壤的磁化率与成土作用程度密切相关, 成土作用取决于当时地表的古气候状况, 在古气候研究中可作为反映东亚夏季风强度的代用指标, 并且和深海氧同位素记录能很好的对比^{[35, 36]}。会兴沟剖面黄土— 古土壤序列的χ , χ _ARM和SIRM以及磁粒度参数χ _ARM/SIRM和χ _ARM/χ 随深度变化的曲线基本一致, 在黄土中取得低值, 在古土壤中取得高值, 峰/谷均能够很好的对应, 在剖面上的演化趋势也比较一致, 与深海氧同位素曲线有着良好的对比, 清晰地反映了第四纪以来的冰期— 间冰期旋回中, 在东亚季风影响下的黄土— 古土壤序列中磁性矿物含量、种类和粒度的周期性变化特征^{[11, 28, 30, 32]}。

S₅是黄土高原地区黄土— 古土壤序列中最发育、最具标志性的古土壤层, 其顶部是离石黄土上部和下部的划分界线^[15~17], 对应于深海氧同位素13~15 阶段, 形成时代为0.62~0.48 Ma^[37]。研究表明S₅是在亚热带半湿润环境下形成的, 当时的年均温至少比现今高4~6 ℃, 年降水量高200~300 mm^[37]。以S₅顶部为界, 可将会兴沟剖面黄土— 古土壤序列磁学参数的变化趋势分为上、下两部分(图7):上部S₀~L₅对应的磁学参数变化曲线波动幅度大、频率低; S₅~S₈对应的磁学参数变化曲线的波动幅度较 S₀~L₅小, 频率较高。在会兴沟剖面上, 相比于之前的S₆~S₈, S₅及其后形成的所有古土壤对应的χ 及其他磁学参数具有振幅增大, 波动频率减慢的特点, 表明夏季风气候显著增强以及冬、夏季风之间反差增大。磁学参数幅度和规模的这种变化可能与中更新世气候转型期以来全球冰量变化和太阳辐射的驱动有关^[11], 还可能与中更新世青藏高原急剧隆升而激发的亚洲内陆干旱化加剧, 从而导致沙漠形成与扩张有关^[38]。

会兴沟剖面的χ _ARM/χ 最大值为8.4, 而位于其西南约20 km的三门峡曹村剖面, χ _ARM/χ 值也超过了8.0^[11]; 在黄土高原西北部兰州地区的风成沉积物的χ _ARM/χ 最大值为5.0^[39]; 在新疆的黄土剖面χ _ARM/χ 值通常不超过2.2^[40]。这说明越靠近物源区, 原生沉积的磁性颗粒变粗, 风化成土作用越弱。会兴沟剖面所在的黄土高原东南部由于远离粉尘源区, 成土作用强, 生成更多细粒的强磁性矿物。与其他磁学参数相比, χ _ARM/χ 曲线的变化幅度小, 峰值并不突出(图7e), 指示极端暖湿气候的S₅的χ _ARM/χ 峰值甚至还要低于发育程度比其弱的S₇和S₈。这可能与成土作用生成的SP颗粒有关:SP颗粒对χ 贡献最大而对χ _ARM的贡献为零, 因而使得χ _ARM/χ 值减小^[11]。