左侧为Dodonov 等[8] 2006 年 Darai Kalon 剖面磁化率测量结果, 右侧为Ding 等[5] 2002 年 Chashmanigar剖面磁化率测量结果
图1 Darai Kalon剖面和Chashmanigar剖面磁化率随深度的变化
Fig. 1 Magnetic susceptibility of Darai Kalon section and Chashmanigar section
摘要 中亚塔吉克斯坦南部的黄土序列与中国黄土高原相似, 呈现黄土‒古土壤交替的特征, 前人研究发现塔吉克斯坦黄土序列中以 PC3 为界的下部黄土与古土壤单元磁化率明显低于上部地层, 目前对这一现象尚无合理的古气候解释。本文对中亚塔吉克斯坦南部 Darai Kalon 黄土剖面的典型样品进行系统的矿物磁学研究以及漫反射光谱测量, 结果表明, 从黄土序列的下部到上部, 亚铁磁性矿物的总量以及超顺磁与单畴磁性颗粒的含量均呈增长的趋势, 与此同时, 硬磁性组份(如赤铁矿或针铁矿)的含量逐渐减少, 这可能指示成壤作用强度随时间增强。赤铁矿的适宜生长条件为高温干燥环境, 因此黄土序列下部的较高赤铁矿含量可能支持气候逐渐变湿的推论, 即下部地层沉积时期气候偏干, 成壤作用较弱, 古土壤中含较少的亚铁磁性矿物, 超顺磁与单畴磁性矿物颗粒较少, 故下部地层的磁化率较低。然而, 光谱测量数据显示, 下部地层针铁矿含量高于上部地层, 由于针铁矿的适宜生长条件为湿润环境, 其含量向上逐渐降低的趋势当指示气候逐渐变干。因此, PC3 以下地层的较低磁化率也可能是过于湿润的环境溶解超顺磁和单畴磁性矿物颗粒造成的。尽管高场(达2 T)等温剩磁结果显示上部地层中以赤铁矿为主的硬磁性矿物含量较少, 但上部地层红度(a*)与赤铁矿含量之间较弱的相关性指示基体效应可能对光谱测量结果产生强烈的影响, 导致对赤铁矿光谱数据的解释存在很大的不确定性。针铁矿含量与磁化率的良好负相关性的确指示从下至上气候变干的趋势, 这一趋势与该地区前人的孢粉学和地球化学研究结果一致。以上研究结果表明, 对于中亚塔吉克斯坦南部黄土‒古土壤序列的磁化率乃至矿物磁学数据的古气候解释非常复杂, 在中亚黄土研究中应用基于中国黄土磁学研究的模式需要谨慎, 有必要结合多指标进行综合分析。
关键词 中亚; 黄土序列; 矿物磁学; 漫反射光谱; 古气候
黄土沉积物分布于温带和沙漠前缘的半干旱地带[1], 是重建第四纪古气候的重要材料。通过对黄土沉积物磁化率、粒度、孢粉和同位素等替代性指标的研究, 可以反演数百万年乃至上千万年以来的区域气候变化, 并可与海洋沉积物和冰芯的古气候数据对比[2]。中亚的黄土‒古土壤序列是沙漠和半荒漠地区自然历史最重要的档案之一[3], 中亚黄土剖面, 尤其是塔吉克斯坦南部的黄土‒古土壤记录以黄土与复合古土壤(pedocomplex, PC)互层为特征，其地层结构和古气候信息的完整性均可与中国黄土相媲美[2,4‒9]。前人的研究发现, 处于非典型季风区的中亚黄土‒古土壤的堆积和发育除部分或间接地受西伯利亚‒蒙古高压影响外, 还受到北大西洋和地中海气候变化的影响[8]。因此, 中亚地区黄土‒古土壤剖面的研究对揭示中纬度地区西风环流演化历史具有重要意义[5‒6,8,10]。
Ding 等[5]和 Dodonov 等[8]分别对中亚黄土的Chashmanigar 和 Darai Kalon 剖面进行地层研究和磁化率测量, 发现黄土剖面普遍出现以复合古土壤PC3 为分界的下部地层磁化率明显低于上部地层的现象, 有些下部古土壤的磁化率甚至与上部黄土接近(图 1), 目前尚未对该现象予以充分的解释。前人针对中国黄土的磁化率做了很多研究[11‒18], 现在关于中国黄土磁化率增强的通用解释是成壤作用生成的细粒亚铁磁性矿物贡献主要磁化率[12‒13,19‒22], 但是, 已有研究表明该模式并非适用于所有的黄土剖面[23‒27], 因此还不清楚中亚黄土的磁化率差异是否由成壤作用强度差异导致。作为反演古气候与古环境的有效方法, 环境磁学方法在中国黄土研究中得到广泛的应用[28‒35]。为了探究这种磁化率差异明显现象的原因, 本文以 Darai Kalon 为研究区, 利用环境磁学方法, 并以漫反射光谱测量[36‒42]作为辅助手段, 对黄土‒古土壤样品进行研究, 试图对上述现象给予合理的解释。
塔吉克斯坦南部黄土沉积物广泛分布于流域和脊坡上, 山谷中发育大量冲积物和洪积物。黄土沉积物与冲积物和洪积物相互交错, 沉积物中掺杂较多的碎屑, 黄土地层厚度一般为 100~200m[8]。如图 2 所示, 本文研究剖面 Darai Kalon (简称 DRK)位于沉积盆地 Khovaling 北部 15km 处, 海拔约为2100m, 剖面总厚度达 176m。本研究采样深度为138m, 延伸至 L11 层。B/M 界线以上的黄土‒古土壤序列厚度为 123m, 其中包括 9 个复合古土壤层, 大部分由两个以上的古土壤亚层组成。
在 DRK 剖面 21 个层位中各选取一个典型样品, 于北京大学地表过程分析与模拟教育部重点实验室第四纪环境磁学实验室进行测量, 各磁学参数的测量方法如下。
左侧为Dodonov 等[8] 2006 年 Darai Kalon 剖面磁化率测量结果, 右侧为Ding 等[5] 2002 年 Chashmanigar剖面磁化率测量结果
图1 Darai Kalon剖面和Chashmanigar剖面磁化率随深度的变化
Fig. 1 Magnetic susceptibility of Darai Kalon section and Chashmanigar section
1)样品制备: 取适量样品, 敲碎后用电子天平准确称量 5g, 用食品保鲜膜密封, 装入标准无磁立方体塑料盒中压实。
2)磁化率测量: 使用 Bartington MS2 双频磁化率仪(Bartington MS2 Susceptibility Meter)进行磁化率测量。仪器预热后, 对各个样品分别进行低频(0.47 kHz)和高频(4.7 kHz)磁化率测量, 每个样品重复测量 3 次, 扣除背景值后, 取平均值作为磁化率测量结果。根据磁化率测量结果与样品密度, 计算得到样品的低频质量磁化率(χlf)和高频质量磁化率(χhf)(质量磁化率的单位为 10−8m3/kg), 根据式(1)和(2)计算得到绝对频率磁化率
和百分比频率磁化率
:
(1)
。 (2)
3)非磁滞剩磁的获取与测量: 利用 Molspin 交变退磁仪, 在交变磁场与微弱的稳定直流场下使样品获得非磁滞剩磁(ARM), 然后利用 AGICO JR-6A旋转磁力仪测量样品的 ARM 强度与方向, 换算得到非磁滞磁化率
, 单位与质量磁化率一致)。
4)等温剩磁的获取与测量: 使用 Molspin 脉冲磁力仪, 对样品施加不同场强的直流场进行磁化, 以便获得等温剩磁(IRM)。本实验中施加场强依次为 20, 40, 60, 80, 100, 300, 1000, −20, −30, −60, −100 和−300mT, 场强施加完毕后, 利用 JR-6A 旋转磁力仪测量样品的 IRM 大小与方向。将外加磁场为 1000mT 时获得的 IRM 定义为饱和等温剩磁(SIRM)。
5)高场 IRM 的获取与测量: 为获得样品更详细的磁性矿物种类与含量信息, 利用 DPM1 脉冲磁化仪对样品依次施加10, 20, 30, 40, 75, 100, 150, 200, 300, 400, 500, 600, 750, 1000, 1300, 1500和2000 mT 的磁场, 利用 JR-6A 旋转磁力仪测量 IRM 的大小与方向, 得到更细致的 IRM 增磁曲线。
利用 JASCO V570 分光光度仪进行漫反射光谱测量, 所测量的波长跨度为 300~2500nm, 包含以下4个步骤。
1)baseline correction 测量: 将石英玻璃片与样品固定在硫酸钡白板上, 放入分光光度仪的样品窗中进行基线测量。
2)baseline flatness 测量: 测量 baseline correc-tion 后, 可以进行 baseline flatness 的测量, 该谱线特征可表现仪器的稳定性。
3)样品谱线测量: 前置测量完成后, 将样品置于样品仓中进行测量, 得到样品的初始数据谱线并对其进行平滑处理, 之后对平滑后谱线求导, 得到数据的第一阶导数谱线。每两次测量间需对器具进行清理, 防止样品污染而影响实验结果。
4)数据获取: 通过分析原始的数据谱线, 可以得到亮度(L*)、红度(a*)及黄度(b*)等颜色参数。此外, 从一阶导数谱线得到各种基团的波长信息。找出谱线中各个基团对应的特征峰与特征谷位置, 计算其绝对高值, 得到各基团的相对含量。
图2 Darai Kalon剖面地理位置(修改自文献[7])
Fig. 2 Geographic location of the Darai Kalon section (after Ref. [7])
本文对黄土和古土壤样品进行系统的环境磁学研究, 测量得到样品的
ARM,
和IRM 等基本磁学参数, 并且利用基本磁学参数计算得到/SIRM, 
S−0.3T, HIRM, hard%和
/HIRM等指标。
磁化率是黄土研究中最经典的磁学指标, 能够成功地反映古气候波动[28], 最早由 Heller 等[43]提出将其用于黄土地层研究。DRK 剖面各层位典型样品磁化率的测量结果(图 3)显示, 各古土壤层磁化率均高于下伏黄土层, 磁化率的变化与黄土‒古土壤序列对应良好。以 PC3 为界的上下部地层磁化率存在明显差异, 位于 DRK 剖面上部的 3 个古土壤层 PC1, PC2 和 PC3 的磁化率明显高于下伏黄土层, 下部 7 个古土壤层的磁化率虽然高于下伏黄土层, 但在剖面中未表现出明显的整体高值。
根据中国黄土磁学研究模式推断, DRK 剖面上下部地层磁化率的明显差异可能是成壤作用不同造成的。黄土和古土壤的磁性变化由组成、浓度和晶粒大小变化共同控制[12,28‒29], 故需用更多的磁学指标进一步研究样品磁性的变化, 探讨上下部地层成壤作用的差异。样品频率磁化率的测量结果如图 4(b)所示,与 
的变化趋势一致, 上部古土壤的明显高于下部
表征样品中超顺磁(superpara-magnetic, SP)颗粒的绝对含量), 表明上部地层所含SP颗粒远多于下部地层。
图3 Darai Kalon剖面各层位典型样品磁化率的变化
Fig. 3 The change of the magnetic susceptibility of typical samples at Darai Kalon section
百分比频率磁化率
指示 SP 颗粒在磁性矿物中的相对含量。图 4(c)显示随深度的变化。与相同, 上部地层的高于下部地层, 但差异不显著, 说明下部地层中亚铁磁性 SP 颗粒的相对含量只略低于上部地层。
Liu等[21‒22]提出, 单畴(single domain, SD)颗粒同样是古土壤中磁化率增强的重要因素, 成壤作用强度不影响 SP 和 SD 的粒级分布, 只影响其浓度。SD 颗粒是非磁滞剩磁 ARM 的主要载体, 通过非磁滞剩磁 ARM 换算得到, 与 ARM 特征一致, 因此可以表征样品中 SD 颗粒含量。图 4(d)的测量结果显示, SD 颗粒的变化趋势与磁化率一致, 上下地层出现明显差异。指标/SIRM 用于反映磁性矿物中 SD 颗粒的粒级分布, 图 4(e)显示下部地层/SIRM 略小于上部, 说明下部地层中 SD颗粒相对含量较低, 结合, 可以指示下部地层亚铁磁性细粒(SP+SD)矿物的相对含量小于上部地层。
图 5 和 6 分别表示与和的相关性, 可以发现, 古土壤磁学参数普遍高于黄土层, 且上部古土壤高于下部古土壤。与和均正相关, 证明剖面中 SP 和 SD 的粒级分布的确不受成壤作用影响。下部地层 SP 与 SD 颗粒总量小于上部, 上下部古土壤的比较相近, 由此得出剖面下部地层亚铁磁性矿物总量小于上部。
指标SIRM/χ1f反映粗粒磁性矿物的粒级分布。图 4(f)显示, SIRM/χ1f的变化与磁化率相反, 下部地层具有较高的 SIRM/χ1f值, 说明下部地层粗颗粒磁性矿物的相对含量更高, 可能指示下部地层的成壤作用强度较低。
S−0.3T通过式(3)计算得到, 通常指示样品软磁性(低矫顽力)矿物颗粒含量。图4(g)显示, 下部地层S−0.3T普遍小于上部地层, 说明下部地层软磁性矿物含量少于上部地层。指标HIRM(式(4))与 hard%(式(5))分别指示样品硬磁性(高矫顽力)矿物的绝对含量与相对含量。下部地层古土壤的HIRM值普遍略大于上部古土壤, 表明下部地层中硬磁性矿物总量高于上部地层。hard%的变化显示下部地层中硬磁性矿物所占比例普遍高于上部地层, 指示下部地层中硬磁性矿物贡献较大。因此, 上部地层中软磁性矿物含量高于下部地层, 硬磁性矿物含量低于下部地层。
, (3)
, (4)
。 (5)
为了深入研究该地区的古气候演变, 引入指标χfd / HIRM(图4(j)), 该指标可指示古降水量[26, 34‒35]。Liu 等[26]指出, 当某一地区年降水量小于 1000mm时, 
值随着降水量增加而增大, 能够定性或半定量地指示该地区的古降水量, 故图 4(j)的测量结果可能指示下部地层沉积时期的气候比上部地层沉积时期更干燥。
图4 Darai Kalon剖面各层位磁学参数特征
Fig. 4 Magnetic characteristics of each layer at Darai Kalon section
图5 Darai Kalon剖面
与
的相关性
Fig. 5 Correlation of
and
at Darai Kalon section
图6 Darai Kalon剖面
与
的相关性
Fig. 6 Correlation ofand
at Darai Kalon section
对样品进行高场 IRM 测量, 将典型样品的增磁变化进行归一化, 以便表现其增磁趋势, 结果如图7所示。
图 7 显示, 磁场较低阶段古土壤层剩磁增长速度较快, 普遍快于黄土层, 上部黄土层速度快于下部黄土层, 说明上部地层软磁性矿物含量大于下部地层, 古土壤层软磁性矿物大于黄土层。0~100 mT阶段下部古土壤层增磁快于上部, 但 100mT 以上阶段上部古土壤层增磁超过下部古土壤层, 可能指示上部古土壤层中软磁性矿物总量高于下部古土壤层。高磁场部分古土壤层剩磁较早饱和, 黄土层增长幅度大于古土壤层, 下部古土壤层饱和速度慢于上部古土壤层, 说明黄土层硬磁性矿物含量高于古土壤层, 且下部古土壤层中硬磁性矿物含量比上部古土壤层高。
图7 Darai Kalon剖面黄土和古土壤层的增磁曲线
Fig.7 IRM acquisition curves for loess and pedocomplex sequences at Darai Kalon section
应用多矫顽力组分拟合方法[44‒46], 对 10 个复合古土壤层典型样品进行测量, 得到样品的高磁场等温剩磁 IRM 获取曲线, 利用基于最大化期望算法的 IrmunmixV2.2 程序处理数据, 得到拟合曲线与矫顽力组分结果(图 8 和表 1)。将样品磁性矿物分为两个组分, 每个拟合曲线可由表 1 中 3 个参数描述。1)IRMri: 每个矫顽力组分对 IRM 的贡献; 2)B1/2: 每个矫顽力组分获得饱和等温剩磁(SIRM)一半时的场强大小, 可以描述矫顽力; 3)DP: 分散参数, 指示每个矫顽力组分的矫顽力分布, 对应对数正态函数的一个标准差。表 1 显示, 对所有古土壤层, IRMri 的主要贡献来自组分 1, 故可知组分 1 为软磁性矿物, 组分 2 为硬磁性矿物。高磁场中, 古土壤层反铁磁性矿物(主要为赤铁矿和可能的针铁矿)贡献的 IRM 不可忽略[29], 表 1 显示下部地层硬磁性组分对 IRM 的贡献比上部地层明显。该贡献变化与磁化率表现对应, 如磁化率最高值出现于PC3 层, 而 PC3 硬磁性组分贡献最小, 软磁性组分贡献最大; 下部地层 PC10 和 PC4 与上部地层磁化率最接近, 表 1 显示 PC10 和 PC4 的硬磁性组份贡献在下部地层中较小, 与磁化率的表现相吻合。
黄土剖面高矫顽力矿物包含赤铁矿与针铁矿, 可以用漫反射光谱方法对这两种矿物的相对含量进行分析。图 9 显示样品光谱分析得到的红度(a*)、赤铁矿相对含量和针铁矿相对含量。a*受到样品赤铁矿含量的强烈影响, 少量赤铁矿即可使土壤颜色发生明显的变化。
正方形代表测量数据，黑色实线表示根据数据拟合的曲线, 每条虚线代表一个矫顽力组分
图8 基于高磁场IRM曲线的复合古土壤样品矫顽力组分
Fig. 8 Coercivity components resolved from high field IRM curves for pedocomplex samples
表1 复合古土壤样品矫顽力组分拟合参数
Table 1 Fitting parameters for coercivity components for pedocomplex samples
样品磁性矿物组分 1磁性矿物组分 2 IRMri/%B1/2/mTDPIRMri/%B1/2/mTDP PC187450.35131590.80 PC286320.34142000.75 PC388260.37122820.40 PC481310.49192680.82 PC573460.39272730.67 PC677490.49233190.90 PC772420.40282480.62 PC874500.41262880.77 PC978360.45222700.75 PC1082300.44182830.81
图9 Darai Kalon剖面的红度a*以及赤铁矿和针铁矿的相对含量
Fig. 9 Value of a*, hematite content and goethite content at Darai Kalon section
图 9(a)显示, a*的变化与地层的对应关系良好, 黄土层出现低值, 古土壤层出现高值, 指示赤铁矿含量在古土壤层高, 在黄土层低, 与成壤作用的强度相关。随着成壤作用增强, 古土壤层细粒低矫顽力磁性矿物含量增加, 同时高矫顽力磁性矿物的绝对含量也随之增加[33], 古土壤层赤铁矿与磁铁矿含量之比低于黄土层[18]。
然而, 图 9(b)显示赤铁矿的相对含量曲线有所不同。从下往上, 赤铁矿的相对含量呈下降趋势。上部地层与下部地层赤铁矿含量跟 a*的对应关系不同, 上部地层赤铁矿低值出现在古土壤层, 高值出现在黄土层, 下部地层则与之相反。从整体趋势看, 下部地层赤铁矿含量高于上部地层。上部地层赤铁矿与 a*的负相关性可能是由于基体效应(沉积物中物质的性质对漫反射光谱分析结果产生增强或者减弱的作用), 基体中存在的有机质或深色物质会产生遮蔽作用, 从而使得光谱分析结果的峰值降低[38‒40]。土壤发育或淋滤作用导致下部地层的有机质或深色矿物等减少或流失, 而上部地层沉积时期较近, 可能保留更多的有机质及深色矿物, 因此上部地层的基体效应强于下部地层, 对样品的光谱测量具有更强的遮蔽作用。
图 9(c)显示, 针铁矿的相对含量在黄土层出现高值, 古土壤层出现低值, 除 L1 层外, 其余黄土层针铁矿相对含量相近, 下部古土壤层针铁矿含量明显高于上部古土壤层。
环境磁学测量结果显示, DRK 剖面上部地层软磁性矿物总量更高, 硬磁性矿物总量更低, 上部地层细粒磁铁矿绝对含量与相对含量均高于下部地层, 粒度更细, 可能说明上部地层成壤作用强度强于下部地层, 因此上下部地层磁化率的明显差异可能与磁性矿物种类转换以及造成这种转换的气候变化相关。
将磁化率、高磁场 IRM 参数与光谱参数进行对比(图 10), 发现与 IRM2000mT 对应较好, 表明上部地层磁性矿物总量高于下部地层, 矫顽力组分拟合所得硬磁性矿物贡献与磁化率负相关。由于基体效应, 导致光谱分析结果中 a*与赤铁矿相对含量两个参数的相关性在上下部地层出现差异, 但复合古土壤部分均与磁化率负相关, 下部地层赤铁矿含量高于上部地层, 因此上下地层磁化率的明显差异可能与赤铁矿含量差异指示的气候变化有一定的 联系。
图10 与高磁场磁学参数和漫反射光谱参数
Fig. 10 
high field magnetic parameters and diffuse reflectance spectral parameters
图 11 表示矫顽力组分拟合所得古土壤层硬磁性矿物贡献与漫反射光谱所得赤铁矿相对含量之间的相关性, 可以发现二者在下部古土壤层正相关, 但在上部古土壤层负相关, 说明上下部地层沉积时期气候可能存在明显差异, 导致上下部地层赤铁矿与亚铁磁性矿物的生长速度有所不同。上部地层沉积时期, 在赤铁矿增长的同时, 磁铁矿增长速度更快, 因此随着赤铁矿含量增大, 其所贡献的 IRM 比例减小; 下部地层沉积时期的变化趋势相反, 赤铁矿增长速度可能快于磁铁矿, 因此其 IRM 贡献与赤铁矿含量成正比, 这种差异可能是导致上下部地层磁化率不同的原因。
图 12 显示样品磁化率与赤铁矿相对含量的相关性, 可以发现上下部黄土层的结果相近, 但在古土壤层有明显差异, 上下部古土壤层中二者均正相关, 这是由于赤铁矿含量也会随着成壤作用强度增大而升高, 并且赤铁矿对磁化率产生微弱贡献。但是, 上下部古土壤层中赤铁矿含量有明显差距, 上部古土壤层高磁化率对应低赤铁矿含量, 下部古土壤层低磁化率对应高赤铁矿含量, 指示下部地层中赤铁矿对古土壤磁化率的贡献明显高于上部地层。上部地层中赤铁矿对磁化率的贡献较小, 说明下部地层较低的磁化率可能是由于赤铁矿较多且磁铁矿较少造成的。
图 11 Darai Kalon剖面硬磁性矿物贡献与赤铁矿相对含量散点图
Fig. 11 Scatter plot of the IRM contribution of hard magnetic mineral and hematite content at Darai Kalon section
图12 Darai Kalon剖面与赤铁矿相对含量散点图
Fig. 12 Scatter plot of
and hematite content at Darai Kalon section
赤铁矿的适宜生长条件为高温干燥环境, 其含量能间接地反映干旱程度。将磁学参数与漫反射光谱所得赤铁矿含量相结合可知, 赤铁矿含量从下往上的下降趋势指示该剖面自老到新气候环境逐渐变湿的趋势, 这可能是造成上下部地层磁化率差异的原因。下部地层的干燥气候环境使得该时期土壤形成的主要矿物为赤铁矿, 磁铁矿含量较低, 同时, 上部地层较好的水热条件导致成壤作用强度大于下部地层, 从而生成更多的细粒亚铁磁性矿物, 使得上部地层表现出高的磁化率。
Torrent 等[47]提出“水铁矿‒磁赤铁矿‒赤铁矿”的磁性矿物转换模式。关于矿物转换的条件与速度, Balsam 等[42]认为在土壤发育过程中, 赤铁矿与磁铁矿并不同步增加或减少, 依赖于环境中的水分含量, 在间冰期, 当温度较高、水分较少时, 土壤中会先产生赤铁矿。随着水分增加, 赤铁矿含量升高; 当水分含量达到一定的程度时, 磁铁矿开始发育, 会出现赤铁矿含量到达顶峰时, 磁铁矿含量较低的情形; 随着水分继续增加, 赤铁矿会减少, 磁铁矿开始增加[42]。因此, 如果下部地层所处的气候环境较为干燥, 会导致赤铁矿含量较高, 磁铁矿含量较少, 由于赤铁矿与磁铁矿对磁化率的贡献有量级上的差距, 从而造成下部地层磁化率与上部地层有明显差异, 这与环境磁学研究所得亚铁磁性矿物总量与光谱测量所得赤铁矿含量结果一致, 并与图4(j)中 χfd / HIRM 指示的上部地层沉积时期降水多于下部地层沉积时期的现象吻合。
但是, 这种气候逐渐变湿的趋势与前人研究结果相矛盾。Dodonov 等[8]对 DRK 剖面 PC1~PC4 地层的孢粉数据进行研究, 发现从 PC4 到 PC1 气候呈现逐渐变干的趋势。图 9(c)中针铁矿相对含量的变化也指示相反的气候变化趋势。针铁矿含量与磁化率有较好的负相关关系(图 13), 说明其含量变化与磁化率的变化有很大关系。针铁矿的生成需要较湿润的环境, 漫反射光谱结果显示针铁矿含量在古土壤层中从下往上逐渐降低, 指示气候变干的趋势。
若针铁矿指示 DRK 剖面的真实气候变化, 前文所述赤铁矿指示的相反趋势或许可以用基体效应强度来解释。图 14 显示赤铁矿含量与红度 a*正相关, 但在上部古土壤层中, 这种相关性与其他层位明显不同: 较高的 a*对应较低的赤铁矿含量。究其原因, 可能是上部地层基体效应强度较大, 对光谱结果中赤铁矿浓度的遮蔽作用太强, 从而造成对赤铁矿含量的低估。图 13 中上部古土壤层针铁矿含量与磁化率的相关性同样较弱, 也证明上部古土壤层的基体效应较强。
图13 Darai Kalon剖面与针铁矿相对含量的相关性
Fig. 13 Correlation ofand goethite content at Darai Kalon section
图14 Darai Kalon剖面a*与赤铁矿相对含量的相关性
Fig. 14 Correlation of a* and hematite content at Darai Kalon section
结合针铁矿含量变化与磁性特征, 得出剖面从下往上气候环境逐渐变干的趋势, 即 PC3 形成之前经历了比上部地层沉积时期更湿润的气候, 过于潮湿的水分条件形成还原环境, 导致下部地层古土壤中磁性矿物被溶解破坏, 磁性减弱, 使得磁化率降低。这种现象同样可以解释矿物磁学得出的软硬磁性矿物含量变化趋势与磁性粒级分布, 与气候干旱造成成壤作用强度低的表现相同。这种现象并不罕见, 在中国宝鸡剖面, S5 是整个剖面水热条件最好的层位, 但磁化率却比 S4 小很多, Ding 等[23]根据样品中丰富的黑色铁锰胶膜判断, 这是由于其发育时水分过多而导致土壤过分饱和造成的。Guo 等[48]根据 S3 与 S5 层位针铁矿相对含量与磁化率的相关性, 同样认为是因环境过于湿润而导致 S5 磁化率出现明显低值。Lü 等[15]对全国表土样品的磁化率进行探究, 发现过于湿润的环境会导致磁化率降低。此外, 针铁矿含量变化指示的气候逐渐变干趋势也与Dodonov 等[8]由孢粉数据得出的中亚气候逐渐变干以及 Yang 等[10]由地球化学数据得出的塔吉克斯坦风化强度逐渐降低的变化趋势一致。我们在今后的工作中, 需要结合 DRK 剖面的地球化学数据与粒度数据进行更深入的研究。
综上所述, 本文结合磁学特征与漫反射光谱测量结果, 对 Darai Kalon 剖面上下部地层中磁化率的差异提出两种截然相反的古气候解释。第二种解释看似与中国黄土研究中根据磁化率判断成壤作用强度来反演气候的模式相悖, 但已有研究表明环境磁学参数在季风区和西风区的表现存在差别[49], 并且磁化率仅仅是一个物理参数, 本质上与气候毫无联系, 其值的大小取决于磁性矿物的数量、种类以及聚合状态[24]。刘秀铭等[27]总结世界各地黄土‒古土壤的形成环境与铁矿物特征, 指出根据环境不同, 黄土剖面的磁化率在成壤过程中会发生不同的变化: 半干旱环境中成壤作用会促进形成铁氧化物, 导致磁化率增强; 过于湿润的的环境则会破坏亚铁磁性矿物, 使得磁化率降低。因此, 本文的两种解释都有一定的依据。
本文对中亚塔吉克斯坦南部 Darai Kalon 剖面中各典型层位的黄土‒复合古土壤样品进行详细的环境磁学与漫反射光谱测量, 得到如下主要结论。
1) Darai Kalon 剖面黄土序列从下部到上部, 亚铁磁性矿物的总量以及超顺磁与单畴磁性颗粒的含量均呈增长的趋势, 并伴有硬磁性组份(如赤铁矿或针铁矿)含量的逐渐减少, 下部地层的磁性粒级粗于上部地层。
2)Darai Kalon 剖面的红度 a*、赤铁矿和针铁矿含量波动与黄土‒古土壤的变化相对应, 赤铁矿和针铁矿含量均呈现从下往上逐渐减小的变化趋势, 并且在上下部地层中均出现明显的差异, 赤铁矿含量与磁化率在上下部地层中呈现不同的对应关系, 上部地层中针铁矿含量明显小于下部地层, 并与磁化率负相关。
3)针对环境磁学指标存在的多解性, 根据光谱测量所得赤铁矿和针铁矿含量变化, 揭示出不一致的气候变化趋势, 上下部地层磁化率的明显差异存在两种可能的解释。第一种解释是剖面自老到新气候环境逐渐变湿, 导致上部地层成壤作用强于下部地层, 磁性特征发生相应的改变, 使得上部地层表现出高的磁化率。第二种解释是气候条件逐渐变干, 下部过于湿润的环境会溶解土壤中的细粒亚铁磁性矿物, 导致磁化率降低。光谱所得红度a*与赤铁矿含量在上部古土壤层较弱的相关性指示上部地层存在较强的基体效应, 故赤铁矿含量测量结果存在不确定性。若第二种解释成立, 那么单纯以磁性特征来判断成壤作用强度, 进而重建古气候的中国黄土磁学研究模式在中亚地区的应用存在局限性, 需要结合多指标进行综合分析。
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Interpreting the Contrasted Magnetic Susceptibility Records for the Upper and Lower Parts of a Loess Section in the Southern Tajikistan, Central Asia
Abstract Loess sequences in southern Tajikistan, central Asia are characterized by the occurrence of alternating loess and pedocomplexes, a feature which is similar to that in the Loess Plateau of north-central China. Previous studies of Tajik loess revealedthat below the third pedocomplex (PC3), the loess units and pedocomplexes have distinctly lower magnetic susceptibility than the upper part. No conclusive consensus has been reached on the paleoclimatic interpretation of such a pattern. Here, results of a systematic mineral magnetic study in combination with spectrophotometric measurements on selected samples from Darai Kalon loess section in the southern Tajikistan, central Asia are presented. The mineral magnetic properties suggest increasing concentrations of the ferromagnetic minerals as well as the superparamagnetic and single domain magnetic grains, together with the decreasing hard magnetic components (i.e. contents of hematite or goethite), from the lower part to the upper part of the sequence, which would point to enhanced pedogenesis through time. Such paleoclimate inference is supported by the higher content of hematite in the lower part of the sequence on the assumption that higher temperature and lower precipitation favor the formation of hematite. In this case, the dry climate in the lower part leads to weak pedogenesis. Therefore, there are less superparamagnetic and single domain magnetic grains, which are responsible for the reduced magnetic susceptibility in the lower part. However, the upwards decreasing goethite content revealed by the measurements of diffuse reflectance spectrophotometric data suggests a change towards a drying climate, as formation of goethite requires wet conditions. In this case, the lower magnetic susceptibility below the PC3 may be manifestation of dissolution of superparamagnetic and single domain magnetic grains due to a prevailing humid environment. While the high field (up to 2 Tesla) isothermal remanence shows that the upper part has a lower content of hematite-dominated hard magnetic components, the poor correlation between redness (a*) and the content of hematite in the upper part indicates the strong influence of the matrix effect in the diffuse reflectance spectrophotometric data. Hence, there exists a major uncertainty in the interpretation of the spectro-photometric result of hematite. The overall good negative correlation between the content of goethite and mag-netic susceptibility may be interpreted as indicating a trend of drying climate from the lower part to the upper part of the sequence. Such an interpretation is compatible with previous palynological and geochemical studies in the region. This study highlights the complication in the paleoclimate interpretation of the magnetic susceptibility and even mineral magnetic data for loess-pedocomplex sequence in southern Tajikistan. It calls for caution in the application of the models based on the magnetic investigations of Chinese loess and indicates the need of the use of the multiple proxies.
Key words central Asia; loess sequences; mineral magnetism; spectrophotometric measurement; paleoclimate
doi: 10.13209/j.0479-8023.2019.033
国家自然科学基金(49925307)资助
收稿日期: 2018‒06‒09;
修回日期: 2019‒03‒09;
网络出版日期: 2019‒04‒04