中国黄土环境磁学.pdf

第 27卷 第 2期 2007年 3月 第 四 纪 研 究 QUATERNARY SCIENCES Vo l 27 No 2 M arch 2007 文章编号 1001 7410 2007 02 193 17 中国黄土环境磁学 邓成龙 刘青松 潘永信 朱日祥 中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室 北京 100029 N ationalOceanog raphy Centre University of Southampton Southampton SO14 3ZH UK 摘要 中国陆相风成沉积序列蕴含了晚新生代以来丰富的古地磁场和古气候信息 第四纪黄土 古土壤序列 的岩石磁学性质可以揭示第四纪亚洲内陆地区干旱化过程和东亚古季风演化历史以及末次冰期 间冰期旋回的 气候不稳定性特征 文章主要评述近年来中国黄土环境磁学研究所取得的一系列重要进展 同时提出目前需要深 入研究的几个重要问题 如成土作用对黄土沉积物沉积剩磁的影响 微生物对磁性矿物的改造 亚洲内陆地区气候 过程和环境演变的磁气候学记录等 主题词 中国黄土 环境磁学 岩石磁学 磁气候学 中图分类号 P318 41 P578 P941 74 文献标识码 A 第一作者简介 邓成龙 男 35岁 副研究员 岩石磁学和环境磁学专业 E mail cldeng mai l iggcas ac cn 国家自然科学基金项目 批准号 40674032 40221402和 40325011 和中国科学院知识创新工程项目 批准号 KZCX3 SW 150 资助 2006 12 05收稿 2007 01 05收修改稿 1 引言 中国北方黄土高原风成沉积物序列具有粒度 细 沉积速率高 连续性好等特征 是蕴含古地磁场 和古气候信息最为丰富的晚新生代陆相沉积物 作 为惟一时间跨度大 连续性好的陆相沉积记录 中国 黄土 注 本文中 中国黄土 包括黄土层和古土壤 层 也因此与深海沉积物和极地冰芯一起构成国际 古全球变化研究的三大支柱 中国黄土系统地记录了第四纪乃至中新世以来 亚洲内陆连续的气候变化历史 1 18 地磁极性转 换 18 28 以及地磁漂移 26 29 33 过去二十多年来 中 国黄土环境磁学和岩石磁学研究取得了许多重要进 展 22 23 25 34 45 其中环境磁学方面最为重要的成果是 发现第四纪黄土 古土壤序列的磁化率所代表的气 候变化 与深海沉 积物氧 同位素 结果能 很好 对 比 46 49 这表明中国粉尘堆积 大陆冰量与全球气候 之间存在密切的内在联系 因此 这些研究既丰富了 对风成沉积物记录剩磁的过程和地磁场演化行为的 认识 21 23 25 26 31 50 53 又加深了对东亚古季风演化 亚洲内陆干旱化过程及其与全球气候变化的动力学 联系等重要科学问题的理解 1 18 38 39 46 49 54 63 这 些重要成果已将中国黄土古气候和环境磁学推向了 国际全球古气候变化研究的前沿 环境磁学 35 64 65 是基于样品 主要为沉积物 的磁学性质与其所处的环境密切相关 从而可应用 磁性参数来重塑环境演化历史的一门分支科学 沉 积环境中磁性矿物的形成 搬运 沉积和改造都受到 气候变化和环境过程的控制 因此 沉积物的岩石磁 学性质可作为环境变化和气候过程的有效代用指 标 应用岩石磁学手段来研究沉积物或岩石中磁性 矿物的种类 成分 粒度以及含量等特征是开展环境 磁学和古地磁学研究的基础 中国黄土沉积物中的 磁性矿物一部分来自粉尘源区 即亚洲内陆沙漠 戈壁地区 另一部分为沉积后成土过程中新生成 的磁性矿物 23 34 39 61 因此 区分并提取来自粉尘 源区和就地新生成的磁性矿物携带的磁信号 直接 关 系 到 对 黄 土 沉 积 物 磁 气 候 学 m agneto climatology 66 67 和古地磁学记录的精细解释 本 文将在总结过去黄土岩石磁学研究的基础上 着重 对第四纪黄土沉积物磁化率增强的机制 黄土环境 磁学性质反映的第四纪东亚古季风演化和亚洲内陆 干旱化过程以及末次冰期 间冰期旋回气候不稳定 性的磁记录等问题进行评述和讨论 最后 提出有 关第四纪中国黄土沉积物环境磁学有待深入研究的 一系列问题 2 黄土沉积物中的磁性矿物 中国黄土沉积物中的磁性矿物主要有亚铁磁性 194 第 四 纪 研 究2007年 矿物 包括磁铁矿 Fe3O4 磁赤铁矿 Fe2O3 以及 反铁磁 性 矿 物 即 赤铁 矿 Fe2O3 和 针铁 矿 FeOOH 等 4种 磁铁矿和磁赤铁矿是黄土沉 积物最主要的磁性载体 例如对磁化率和剩磁贡献 最大 从成因来看 黄土沉积物中的亚铁磁性矿物 既包含原生风成成因的粗颗粒磁铁矿 又包含次生 成土成因的较细颗粒磁赤铁矿 此外 磁赤铁矿也 可在粉尘携带的粗粒磁铁矿沉积后经低温氧化形 成 38 39 68 70 相对于前者 后者对样品中磁赤铁矿 的总量贡献小得多 但是低温氧化作用可以显著改 变粗粒磁铁矿的磁学性质 磁赤铁矿对土壤磁学研 究尤为重要 它对了解土壤形成时的环境提供了重 要信息 中国黄土处于氧化条件 排水良好 p H 值 接近中性的沉积环境中 71 在温暖湿润的间冰期的 成土过程中十分有利生成新的磁赤铁矿 因此 它的 含量可以作为黄土沉积物土壤化作用强弱的重要替 代指标 72 74 图 1 靖边 61 交道 59 剖面典型黄土 古土壤的磁化率 随温度 T 变化曲线 实线表示加热曲线 虚线表示冷却曲线 Fig 1 Te mperature dependence ofmagnetic susceptibility of selected loess and paleosol sa mples of the Jingbian and Jiaodao sections Thick dotted lines representheating cooling cycles 利用热磁分析方法可以有效地鉴定黄土沉积物 中的磁铁矿和磁赤铁矿这两种强磁性矿物 热磁分 析包括磁化率随温度变化曲线 即 T 曲线 为 质量归一化 如图 1 和饱和磁化强度 Ms 外加磁场 通常为 0 3 1特斯拉 T 的强场 随温度变化曲线 即 Ms T 曲线 由于 Ms与磁性颗粒的粒径无 关 因而对 Ms T 曲线的解释相对简单些 黄土沉 积物的 T和 Ms T 曲线都在 580 左右 磁铁 矿的居里温度 出现显著的降低 此时的 Ms主要来 自赤铁矿的贡献 见下文 21 29 30 59 72 77 需要注意 的是 实验室热处理过程中常常会生成新的磁性矿 物 主要是磁铁矿 例如 黄土沉积物含有或多或 少的有机质 在高温条件下 即使在空气中加热也会 形成一个相对还原的局部环境 含铁硅酸盐矿物或 粘土矿物 如绿泥石 水铁矿 ferrihydrite 针铁矿 等就可能会转化成磁铁矿 59 73 77 然而目前还不清 楚具体的转化过程 因此 我们观察到的 T 曲 线和Ms T曲线上 580 的居里温度不一定完全是 沉积物中原生磁铁矿的信号 尽管如此 结合低温 剩磁测量 磁铁矿在 120K左右发生 Ver wey转变 和 X射线衍射等方法 可以非常有效地确定磁铁矿 确 实 是 黄 土 沉 积 物 非 常 重 要 的 磁 性 矿 物 21 29 61 70 72 78 83 磁赤铁矿和磁铁矿都具有反尖晶石结构 许多 性质非常相似 例如磁性强 另外 成土过程中新生 成的磁赤铁矿颗粒细 主要为超顺磁 SP 单畴 SD 以及较小的准单畴 PSD 颗粒 38 84 86 磁赤 铁矿是一种亚稳定矿物 加热会转变为弱磁性的赤 铁矿 Fe2O3 Fe2O3 87 在中国黄土沉积物的 热磁曲线上 通常在 300 450 可以观察到一个明 显的磁化率或饱和磁化强度降低 这就是由于磁赤 铁矿受热转化为赤铁矿造成的 这一特征在年轻黄 土沉积物的 T 曲线上尤为显著 59 72 73 77 88 89 并 2期邓成龙等 中国黄土环境磁学 195 可以作为指示年轻黄土沉积物的成土作用强弱的一 个指标 73 当成土作用可以忽略时 黄土中的磁赤 铁矿主要来源于低温氧化作用 这种情况下 磁赤铁 矿的含量可能会反映古温度信息 黄土沉积物中的赤铁矿 一部分来自粉尘源区 化学风化作用 另一部来自沉积区成土过程 61 90 赤铁矿携带了粉尘源区或沉积区化学风化过程以及 沉积时地磁场的信息 但是由于它磁性弱 致使定 量化提取它的磁信号十分困难 从而在以往的黄土 沉积物环境磁学和古地磁学研究中 通常忽略赤铁 矿的贡献 在热磁分析中 赤铁矿的贡献往往被强 磁性的磁铁矿和磁赤铁矿掩盖 从而难以有效分离 出赤铁矿的磁信息 通过磁选方法分离富集的样品 进行低温分析 赤铁矿在 15 左右发生 Morin转 变 的效果也不甚理想 随着实验仪器精度的提高 和实验方法的改进 获得赤铁矿携带的岩石磁学和 古地磁学信息已成为可能 比较有效的方法包 括 1 高温 580 675 特征剩磁或者高场 最大 场大于 100 150mT 交变退磁后的剩磁信息 2 将 黄土沉积物样品在强磁场中获得饱和剩磁以后再进 行热退磁 可以有效捕捉到赤铁矿的信息 82 91 3 利用 Low rie三轴退磁法 92 可以区分沉积物中的 不同矫顽力的组分 例如区分黄土沉积物中的磁铁 矿和赤铁矿 29 30 93 4 对经过磁选分离富集后的样 品进行 X射线衍射分析 也可以有效地确定赤铁矿 的存在 21 27 29 72 82 91 针铁矿 尼尔温度约为 400K 也是黄土沉积物 中一种常见的反铁磁性矿物 它受热后不稳定 加热 到 300 400 时脱水转化成赤铁矿 FeOOH Fe2O3 87 黄土中一些强磁性矿物可能是针铁矿 改造后的产物 目前对黄土沉积物中针铁矿的磁学 性质仍然知之甚少 究其原因 一方面可能是针铁 矿磁性太弱 以至于常规磁学手段的检测效果往往 不理想 例如 同赤铁矿相似 针铁矿的磁化率也很 低 在黄土沉积物的 T 曲线上不能有效地识别 出它脱水转化成赤铁矿信息 另一方面 可能是因 为黄土沉积物中的针铁矿在形成过程中 由于矿物 晶格中的 Fe 3 被 A l 3 替代而大大降低其尼尔温度 从而在常温下携带剩磁的能力大大减弱甚至不能携 带剩磁 61 94 最近对人工合成样品的低温磁性测 量显示 被 Al 3 替代了 Fe3 的针铁矿在低温下可以 携带剩磁 94 因此 低温磁学手段已成为有效鉴别 样品中针铁矿存在的有效方法 94 95 同时 利用非 磁学方法对中国黄土沉积物中针铁矿的研究在最近 几年取得了进展 例如 Ji等 96 97 和 Balsam 等 98 利 用一阶光谱导数分析方法定量研究了洛川和灵台剖 面黄土 古土壤序列中赤铁矿和针铁矿变化的时间 序列及其古气候意义 Liu等 90 利用二阶光谱导数 分析了洛川剖面中赤铁矿和针铁矿的质量含量 发 现这两种矿物对气候有截然不同的反映 暗示这两 种矿物可能来自不同的过程 3 黄土沉积物磁化率增强的机制 黄土磁化率一直作为研究中国黄土所携带的古 气候信息及其与深海沉积物的气候记录 46 49 62 99 对比 并定量重建古气候 100 101 的重要磁学参数 一般情况下 古土壤层的磁化率比黄土层高 目前 有多种机制被用来解释其增强的起因 例如 成土过 程中细粒强磁性矿物的生成 34 102 104 沉积物压实 和碳酸盐淋滤作用 46 黄土 古土壤原始物质的源 区差异 105 对恒定输入的强磁性颗粒的稀释作 用 48 106 植 物残 体 分解 产 生超 细 粒 的磁 性 颗 粒 107 等等 大量的岩石磁学研究表明 土壤化作 用是 导 致 中 国 黄 土 磁 化 率 增 强 的 主 导 机 制 23 34 35 37 39 然而 具体是何种成分 何种粒度分 布的磁性矿物导致中国黄土沉积物磁化率增强 在 相当长的时间内并没有取得共识 以前一般认为成土作用产生的磁铁矿是导致黄 土沉积物磁化率增强的主要磁性矿物 但是 随着 岩石磁学研究的深入 越来越多的证据表明成土作 用产生的磁赤铁矿才占主导 38 39 70 77 104 108 成土 过程中 由于化学作用 生物作用和生物化学作用而 导致含铁硅酸盐 粘土矿物 如绿泥石 的分解生成 细粒磁铁矿 因具有较大的比表面积 因而很容易被 低温氧化成磁赤铁矿 然而 实验室合成实验表明 磁赤铁矿也可以由水铁矿直接转化而来 109 如何 区分这两种机制值得进一步研究 最近 Liu等 86 应用低温频率磁化率曲线 在假 定形状各向异性为主导的前提下 构建了由成土作 用产生的这种细颗粒磁赤铁矿的粒径分布 结果表 明 其 峰值粒径 刚好大于 SP SD 的阀值 大 约 20nm 整体行为可以被对数正态分布有效地拟合 同时 其粒径分布与成土作用的强度几乎不相关 因此 中国黄土沉积物的磁学性质主要由来自粉尘 源区的准单畴 多畴 PSD M D 磁铁矿以及具有几 乎恒定粒径分布的由成土作用产生的磁赤铁矿共同 决定 如果忽略成土作用对 PSD M D磁铁矿的改 造作用 那么这些粗颗粒磁铁矿的粒径变化可以用 196 第 四 纪 研 究2007年 来反映冬季风的强弱 并可能与粉尘的平均粒径正 相关 然而当成土作用很强时 SP SD磁赤铁矿的 含量变化为主导 并可以被用来衡量成土作用的强 度 以及定量估算古降雨量 基于以上分析 利用 Day氏图 110 只能确定亚 铁磁性矿物颗粒的平均粒度 研究结果显示 不论 是黄土高原西部还是东部的黄土沉积物 其中磁铁 矿 磁赤铁矿的平均粒度均为 PSD 38 59 61 80 88 93 111 但是 对于黄土高原北部沙漠 黄土过渡带的黄土 沉积物 由于含有较多的近源物质 112 113 磁铁矿的 平均粒度明显比黄土高原中东部的黄土沉积物要 粗 为较大的 PSD至 MD 61 图 2 图 2 靖边和交道剖面黄土 古土壤的 Day氏图 110 靖边剖面的数据来自 Deng等 61 交道剖面天然样品的数据来自 D eng等 59 CBD处理后的交道样品的数据来自 Deng等 38 Fig 2 Hysteresis ratios plotted on a Day diagra m of the Jingbian and Jiaodao sa mples of loess open symbols and paleosols closed symbols 黄土沉积物中既有来自源区的风成成因的粗 颗粒磁铁矿 又有粉尘沉积后成土过程中新生成的 较细颗粒磁赤铁矿 如果采用特定的实验条件和实 验步骤 利用柠檬酸盐 碳酸氢盐 连二亚硫酸盐 citrate bicarbonate dithionite 简 称CBD 提 取 法 114 115 可以有效溶解磁赤铁矿 赤铁矿 针铁矿和 土壤成因的细粒磁铁矿 38 72 104 116 119 从而有效地 分离出与粉尘源区及沉积区的气候相关的磁信 号 38 104 118 120 来自源区的物质中磁性矿物以较大 的 PSD和 MD 磁铁矿为主 38 91 黄土物质沉积以 后 成土过程中新生成的强磁性矿物主要是 SP SD 至较小 PSD的磁赤铁矿 38 86 近年来研究表明 SP 颗粒并不是导致黄土沉积物磁化率增强的惟一主 体 成土过程中新生成的细粒剩磁载体 包括 SD和 较小 PSD磁赤铁矿 的含量变化也是磁化率增强的 重要因素 37 38 59 121 这些新生的亚铁磁性颗粒的 粒度峰值稍大于 SP SD界线并且具有较宽的粒度 分布 85 86 总之 成土作用导致亚磁性矿物含量的 增加 是 黄 土 古 土 壤 磁 化 率 增 强 的 主 导 因 素 37 39 59 88 121 123 4 第四纪亚洲内陆干旱化过程的磁 学记录 靖边 37 4 N 108 8 E 剖面位于黄土高原北 部的沙漠 黄土过渡带 对气候变化非常敏感 113 Deng等 61 利用靖边黄土 古土壤序列的岩石磁学 性质研究了第四纪以来亚洲内陆干旱化的发展过 程 与其他剖面相似 该黄土 古土壤序列中的磁 性矿物主要是磁铁矿 磁赤铁矿和赤铁矿 见图 1 但是 这里的磁铁矿颗粒明显要比黄土高原中部和 南部黄土沉积物中的磁铁矿颗粒粗得多 38 61 由 于沉积物中的赤铁矿一般是化学风化作用的产物 因此 有效区分并提取黄土层和古土壤层中的赤铁 矿的岩石磁学信息 就可以进一步分别获得粉尘源 区和沉积区的气候信息 这里主要关注赤铁矿携带 的磁气候信息 并将黄土层和古土壤层分开考虑 靖边剖面地处西北内陆干旱区 位于毛乌素沙 漠南缘 年平均降水量仅 395 4mm 年平均温度仅 2期邓成龙等 中国黄土环境磁学 197 8 9 124 冰期粉尘沉积后所遭受的化学风化非常 微弱 因而可以认为黄土层中的赤铁矿主要是来自 粉尘源区的风成成因赤铁矿 但是 间冰期粉尘沉积 后经历了程度不等的化学风化作用 古土壤层中的 赤铁矿是风成成因和成土成因赤铁矿的混合物 但 以后者为主 其含量与成土作用呈正相关 39 为了提取赤铁矿的岩石磁学信号 我们对靖边 黄土沉积物的饱和等温剩磁 SIRM 进行逐步交变 退磁 在退磁过程中 随着交变磁场强度逐渐升高 黄土沉积物中矫顽力相对较低的磁组分 如磁铁矿 和磁赤铁矿颗粒 携带的 SIRM 被逐渐清洗掉 因 此 经过不同强度的交变磁场清洗后的 SIRM 的残 余剩磁 SIRMnmT n代表最大交变退磁场强度 的 载体是不同的 T 曲线和磁滞回线测量结果显 示 靖边黄土沉积物中高矫顽力磁组分可能包括 来 自源区 被低温氧化的粗粒磁铁矿 来自源区的赤铁 矿和针铁矿 以及粉尘沉积后新生成的赤铁矿和针 铁矿 首先 针铁矿对中国黄土沉积物 SIRM 的贡献 可以忽略 一方面 黄土沉积物中的针铁矿在形成 过程中由于矿物晶格中的 Fe 3 被 Al3 替代从而使 这种不纯的针铁矿在常温下携带剩磁的能力大大减 弱甚至不能携带剩磁 61 94 另一方面 在磁选过程 中 由于赤铁矿和针铁矿磁性弱且颗粒太细而不能 被有效地提 取出来 基本 上留在残余 物中 Liu 等 82 91 对这种残余物的 SIRM 进行逐步热退磁 发 现残余物中携带 SIRM的高矫顽力组分是赤铁矿而 非针铁矿 因此 靖边黄土沉积物中高矫顽力磁组 分可简化为 来自源区 被低温氧化的粗粒磁铁矿 来自源区的赤铁矿 以及粉尘沉积后新生成的赤铁 矿 因此 提取赤铁矿对靖边黄土沉积物 SIRM 的 贡献的工作就转化为有效去除来自源区 被低温氧 化的粗粒磁铁矿这种高矫顽力磁组分携带的 SIRM 在成土作用的初始阶段 黄土沉积物中的磁铁 矿受低温氧化作用而在其颗粒外面形成一层磁赤铁 矿外壳 由于磁铁矿内核及其磁赤铁矿外壳之间的 耦合作用而增加颗粒的内部应力 从而使磁铁矿颗 粒 尤其是来自粉尘源区的粗粒磁铁矿 的矫顽力 显著升高 70 81 82 随着土壤化程度增强 这些磁铁 矿颗粒继续被低温氧化 磁铁矿内核与磁赤铁矿外 壳之间的氧化梯度减弱 结果 较细粒的磁铁矿甚至 被全部转化为磁赤铁矿 粗粒的磁铁矿颗粒仍然维 持磁铁矿内核与磁赤铁矿外壳的双层结构 但是 由 于颗粒的内部应力降低 矫顽力也随之降低 70 30mT的交变磁场可以有效减弱土壤成因亚铁磁性 矿物对黄土沉积物的 SIRM 的贡献 61 经过 60mT 的交变磁场退磁后 那些来自粉尘源区 被低温氧化 的粗粒磁铁矿颗粒的剩磁仍然未能被清洗掉 82 但 是 100mT的交变磁场能有效清洗掉这种粗颗粒磁 铁矿携带的 SIRM 也就是说 SIRM30mT的载体主要 是赤铁矿和来自粉尘源区 被低温氧化的粗粒磁铁 矿以及部分成土成因的磁铁矿 磁赤铁矿 SIRM60mT 的载体主要是赤铁矿和来自源区 被低温氧化的粗 粒磁铁矿 而 SIRM100mT的载体主要是赤铁矿 因 此 SIRM100mT SIRM SI RM100mT SI RM30mT和 SIRM100mT SIRM60mT这几个参数能用来指示黄土沉积物中赤铁 矿相对含量的变化 61 由于黄土沉积物中的赤铁矿是在粉尘源区和 或粉尘沉积后化学风化作用的产物 对于靖边剖面 黄土层或古土壤层中赤铁矿相对含量的高低就指示 了粉尘源区或沉积区化学风化作用的相对强弱 进 而指示黄土层或古土壤层形成时亚洲内陆地区干旱 化程度的相对强弱 61 我们发现 在靖边剖面 不 论是黄土层还是古土壤层 SIRM100mT SIRM 都呈现 长尺度逐渐降低的特征 图 3 因此 2 6 M a以来 在靖边剖面 冰期黄土层和间冰期古土壤层中赤铁 矿的相对含量都是逐渐降低的 为了进一步增强赤 铁 矿 的 信 号 我 们 用SIRM100mT SIRM30mT和 SIRM100mT SIRM60mT这两个参数 结果显示赤铁矿的 相对含量总体上逐渐降低的趋势更明显 见图 3 也就是说 第四纪期间 不论是冰期还是间冰期的古 风化强度都是逐渐降低的 这一结果说明 第四纪 以来 不论是黄土沉积区 即中国西北黄土高原地 区 还是粉尘源区 即亚洲内陆沙漠 戈壁 的干旱 化发展趋势总体上都是增强的 61 5 第四纪东亚古季风演化的磁学记 录 交道 35 8 N 109 4 E 剖面位于黄土高原中 部 经典的洛川剖面以北约 50km 通过详细研究 CBD提取前后交道黄土沉积物的岩石磁学性质 有 效地分离出反映粉尘源区气候的风成成因磁信号和 反映黄土沉积区气候的成土成因磁信号 并进而获 得了高分辨率 多参数的跨越整个第四纪黄土 古 土壤序列的磁气候学记录 图 4和图 5 38 59 我们 所用的岩石磁学参数包括 T曲线 磁滞回线 磁 化率 饱和等温剩磁 非磁滞剩磁 ARM 以及由这 些参数派生出的其他参数 例如 频率磁化率 fd 和频率磁化率百分数 fd 非磁滞磁化率 ARM 198 第 四 纪 研 究2007年 图 3 靖边黄土 古土壤序列的 SIR M 以及 SIR M100m T SIR M SI RM100mT SI RM30m T SIR M100m T SIR M60mT等比值参数的对比 61 地层划分根据 D ing等 113 的方案 SI RM30mT SIRM60m T和 SI RM100m T分别为样品的 SIRM 经过 30mT 60mT和 100mT 交变磁场退磁后的残余剩磁 Fig 3 Correlation ofmagnetic hardness of the Jingbian loess paleosol sequence 图 4 交道黄土 古土壤序列的岩石磁学参数 38 Fig 4 M agnetic properties of the Jiaodao loess paleosol sequence before CBD treat ment 2期邓成龙等 中国黄土环境磁学 199 图 5 CBD提取以后的交道黄土 古土壤序列的岩石磁学参数 38 Fig 5 M agnetic properties of the Jiaodao loess paleosol sequence after CBD treatment 定义为 ARM 与相应的直流场的比值 单位与磁化 率 相 同 ARM SIRM ARM SIRM 其 中 fd 定义为 fd lf hf lf 100 lf和 hf 分别为低频 470 H z 磁化率和高频 4700 Hz 磁化率 交道剖面黄土 古土壤序列中的磁性矿物主要 也是磁铁矿 磁赤铁矿和赤铁矿 其中磁铁矿 磁赤 铁矿的平均粒度为 PSD 见图 2 从剖面底部的 S32 L33到顶部的 S0 L1 交道剖面的 fd 和 ARM SIRM 总体上呈长尺度的逐渐降低趋势 而 ARM 总体上呈长尺度的逐渐升高趋势 见图 4 由 于 fd 反映的是 SP颗粒的信号 125 ARM对 SD至 小的 PSD磁铁矿 磁赤铁矿颗粒反映灵敏 126 而黄 土沉积物中的这些细粒亚铁磁性颗粒主要是在粉尘 沉积后的成土过程中生成的 34 102 104 与东亚夏季 风的强度密切相关 这表明第四纪以来东亚夏季风 强度总体上呈长尺度逐渐减弱的趋势 经过 CBD提取后 交道剖面黄土沉积物的岩石 磁学性质发生了显著变化 例如 不论是黄土层还是 古土壤层 其中所含的磁性矿物均为单一的磁铁矿 并且粒度较粗 近似 MD 见图 2 fd fd SIRM和 ARM 都显著降低 见图 5 其中 降低了 26 96 平均降低 77 15 N 895 N 为样 品数 下同 fd 从 5 15 降低到 0 3 ARM 降低了 65 99 平均降低 92 6 N 899 SIRM 降低了 42 96 平均降低 82 9 N 231 38 这些降低的量值代表了土壤化 作用对磁化率和剩磁增强的贡献 CBD提取后 交道黄土 古土壤序列的岩石磁 学参数显示了有规律的长尺度变化特征 例如 ARM SIRM 和 ARM等岩石磁学参数的数值总体 上呈长尺度逐渐升高的趋势 而 ARM SIRM 总体上 呈长尺度逐渐降低的趋势 见图 5 由于 CBD提 取后的黄土沉积物样品中磁性矿物是单一的磁铁 矿 而且以粗粒的近似 MD颗粒为主 粗粒磁铁矿 的含量为上述岩石磁学参数的主要控制因素 而这 种粗粒磁铁矿主要来自粉尘源区 与东亚冬季风强 度密切相关 因此 第四纪以来东亚冬季风强度总体 上呈长尺度逐渐减弱的趋势 CBD提取 后的 黄土 沉积 物 的矫 顽力 参 数 图 6 也蕴含了丰富的环境信息 由于 CBD提取 后黄土沉积物的磁性矿物成分仅仅是单一的磁铁 矿 而且 在 CBD提取过程中 来自粉尘源区粗粒的 200 第 四 纪 研 究2007年 图 6 CBD提取以后的交道黄土 古土壤 序列的 MDFSRI M和 SIR M20mT SI RM 38 Fig 6 M easures formagnetic hardness of the Jiaodao loess paleosol sequence after CBD extraction 磁铁矿颗粒在沉积后的成土过程中形成的磁赤铁矿 外壳被溶解 从而有效消除了低温氧化作用对矫顽 力的影响 因此 矫顽力参数可以灵敏地反映 CBD 提取后的黄土沉积物中磁铁矿的粒度信息 这里用 SIRM的中值退磁场 MDFSIRM 和 SIRM20mT SIRM 这 两个矫顽力参数 见图 6 来指示风成成因的粗粒磁 铁矿的粒度变化 从而提取粉尘源区环境变化信息 从交道剖面底部的 S32 L33到剖面中部的下粉砂层 L15 这两个参数值总体上呈长尺度逐渐降低的趋 势 反映了风成成因磁铁矿颗粒粒度逐渐增加的趋 势 这是冬季风逐渐增强的结果 此外 MDFSIRM和 SIRM20mT SIRM 这两个参数在下粉砂层 L15表现为 急剧降低 反映了风成成因的磁铁矿颗粒粒度急剧 增加 这一现象可能是 1 2 M a前后青藏高原及其邻 区山体的一次快速隆升事件造成的 127 由于青藏 高原及其周边山体的快速隆升 导致大量沉积物被 侵蚀搬运到西北内陆沉积盆地 从而快速增加粉尘 的物质来源 这些富含粗颗粒磁铁矿的粉尘被再次 搬运到黄土高原地区沉积后形成的下粉砂层 L15具 有较低的矫顽力 从而表现为 MDFSIRM和 SIRM20mT SIRM 急剧降低 还有一个有趣的现象 从古土壤层 S5到末次冰 期黄土 L1 MDFSIRM和 SIRM20mT SIRM 这两个参数表 现出复杂而有规律的变化 即高值出现在典型的黄 土层和典型的古土壤层中 而低值出现在黄土 古土 壤的过渡带 这一特征可能反映了重要的粉尘源区 古环境信息 我们推测 在间冰期 粉尘源区可能有 部分植被覆盖 而在冰期 粉尘源区可能或多或少被 冰雪覆盖 这两个因素有效减弱了低矫顽力粗颗粒 磁铁矿的供应 从而使 MDFSIRM和 SIRM20mT SIRM 在 典型的黄土层和典型的古土壤层呈现高值 相反 从间冰期到冰期或冰期到间冰期的过渡期 黄土物 质的源区可能既缺乏植被覆盖又缺乏冰雪覆盖 从 而使低矫顽力粗颗粒磁铁矿的供应量增加 因此黄 土 古土壤过渡带的 MDFSIRM和 SIRM20mT SI RM呈现 低值 因此 中国黄土物质的磁性矿物粒度与古环 境之间的关系比先前的认识可能要复杂得多 还需 要更深入的研究 6 末次冰期 间冰期旋回气候不稳 定性的磁学记录 末次冰期 间冰期旋回气候具有千年尺度的不 稳定性是古气候研究的重要发现 128 129 关于末次 间冰期以来气候不稳定性在中国黄土中的记录 早 期研究 结果 中 主要 依 据非 磁学 指 标 例 如 粒 度 130 131 游离铁 全铁比值 FeD FeT 132 化学风 化指数 132 和 CaCO 3含量 131 中国黄土高原的末次冰期黄土 L1 和末次间 冰期土壤 S1 的岩石磁学性质也记录了北半球气 候变化的不稳定性 82 111 131 Chen等 131 研究了黄 土高原西部塬堡剖面 35 38 N 103 10 E 过去 75ka 高分辨率的磁化率 CaCO3含量和粒度的演化 特征 发现该剖面 L1中成土作用加强 以高磁化率 值和低 CaCO3含量为标志 的层位可与格陵兰 GRIP 冰芯氧同位素 129 记录的间冰段 interstadial 对比 一些低磁化率层位可对应于北大西洋沉积物记录的 H einrich事件 133 和格陵兰冰芯记录的冷事件 129 此外 该剖面的磁化率和粒度的锯齿状变化特征还 记录了主要的 Bond气候旋回 133 Zhu等 111 研究 了灵台剖面 35 00 75 N 107 30 33 E L1和 S1的 磁化率各向异性后发现 该剖面 L1和 S1的最大磁 化率轴偏角 Dec Kmax 的最小值分别与格陵兰 GISP2冰芯氧同位素记录 134 和亚热带北大西洋 MD95 2036钻孔 33 41 444 N 57 34 548 W 的 海水表面温度变化记录 135 所反映的快速变冷事件 2期邓成龙等 中国黄土环境磁学 201 一致 随后 Liu等 82 研究了黄土高原西部的塬堡 35 38 N 103 10 E 和九州台 36 00 N 103 50 E 剖面的岩石磁学性质后提出 S1的 SIRM60mT 饱和 等温剩磁经过 60mT的交变场退磁后的残余剩磁 的变化与亚热带北大西洋地区氧同位素阶段 5的海 水表面温度变化 135 一致 这些环境磁学结果说明 中国黄土可以记录高分辨率气候变化 并进一步证 明了末次间冰期以来东亚季风演变与北大西洋气候 变化之间的耦合关系 图 7 中国黄土岩石磁学气候替代指标与粒度 地球化学指标以及深海沉积物氧同位素的对比 a 和 b 分别为交道剖面的磁化率 和 ARM比值 38 c 靖边剖面的 SIRM100mT SIRM 比值 61 d 洛川剖面的 S比值 S 0 3T 139 e 中国黄土粒度集成曲线 13 f 西峰 长武剖面的 FeD FeT比值集成曲线 56 g 洛川剖面 Rb Sr比值 137 h 洛川剖面酸不溶物87Sr 86Sr比值 139 i 全球深海沉积物氧同位素 18O 集成曲线 140 Fig 7 Correlation ofm ineralmagnetic proxies stacked grain size and geoche m ical proxies ofChinese loesswith stacked globalmarine 18O records 7 黄土的长尺度磁气候记录与其他 气候指标的对比 中国黄土磁化率与深海沉积物氧同位素极好的 可对比性的发现 46 47 是中国黄土古全球变化研究 里程碑式的进展 它以测量方法简单 快捷 廉价并 且信息量丰富而获得古气候学家的青睐 磁化率与 FeD FeT比值 56 136 Rb Sr比值 137 138 等地球化学 指标反映的第四纪冰期 间冰期旋回有很好的一致 性 图 7 并一起作为东亚夏季风强度的替代指标 而被广泛使用 然而 黄土磁化率的变化实际上是 受铁的表生地球化学过程控制的 随着土壤风化成 熟度的提高 Fe 2 含量降低 Fe3 含量升高 如果 Fe 2 被成土过程消耗殆尽 即使气候条件时宜 磁化 率也不再增强 57 并且 由于黄土磁化率反映的是 来自不同来源 不同粒度 不同含量的多种磁性矿物 成分的综合磁信息 37 39 磁化率的变化对长尺度环 境演变的趋势性变化反映有其局限性 近年来 多参数岩石磁学研究有效区分了反映 粉尘源区环境的风成成因磁信号和反映粉尘沉积区 环境的成土成因磁信号 37 39 61 82 84 141 142 例如 CBD处理后的黄土沉积物的岩石磁学性质反映了 第四纪期间东亚冬季风总体上逐渐增强的过程 38 特别是 通过提取黄土沉积物中高矫顽力组分岩石 磁学信号 见图 7c和 7d 61 141 获得了比磁化率指 示意义更明确的第四纪亚洲内陆地区干旱化过程的 磁气候记录 例如 SIRM100mT SIRM 比值不仅很好 地反映了第四纪冰期 间冰期旋回 而且说明 第四 纪以来 不论是黄土沉积区 即中国西北黄土高原 地区 还是粉尘源区 即亚洲内陆沙漠 戈壁 的干 旱化发展趋势总体上都是增强的 这些特征与粒 202 第 四 纪 研 究2007年 度 13 以及 87Sr 86Sr比值 139 143 145 和 Fe Al Na Al Fe 2 Fe 3 比值 57 146 等地球化学指标所反映的第四 纪东亚冬季风演化和亚洲内陆干旱化过程是一致 的 因此 这些多参数的环境磁学成果丰富了我们 对黄土 古土壤序列蕴含的我国受东亚季风和青藏 高原隆升共同影响的干旱 半干旱区环境演变规律 的认识 8 黄土沉积物环境磁学研究中需解 决的几个问题 虽然黄土岩石磁学和环境磁学研究方面已取得 了大量成果和重要进展 但是 由于黄土沉积物涉及 物源 搬运 沉积以及后期成土作用改造等诸多过 程 特别的是主要受气候条件控制的土壤化作用在 中国黄土沉积物中普遍存在 迄今我们还并不完全 清楚黄土沉积物磁性增强的确切机制 磁性参数与 气候的定量化关系 黄土的沉积剩磁是否存在较大 的锁定 lock in 深度以及成土作用对原生沉积剩磁 的改造 等等 要深入理解这些磁气候和沉积剩磁 问题 不仅需要获得黄土沉积物中各种磁性矿物的 来源 粒度和含量等基本岩石磁学参数 而且应确定 不同成因 碎屑或成土 磁性矿物对古环境和古地 磁信息的贡献和改造过程 其中 深入研究黄土沉 积物的土壤化过程对磁性矿物的影响是理解这些问 题的关键 8 1 成土作用对黄土沉积物磁学性质的影响 认识成土作用生成的磁性矿物携带的化学剩磁 是理解成土作用对黄土沉积物沉积剩磁改造的重要 内容 中国黄土沉积物中来自粉尘源区和沉积后成 土过程生成的磁性矿物 分别携带了粉尘源区和沉 积区的磁气候信号 黄土的原生剩磁主要是由来自 源区的碎屑磁性矿物携带的 来自源区的粗颗粒磁 铁矿沉积后会受到低温氧化作用的改造 成土形成 的磁性矿物使沉积物携带了化学剩磁 并记录了成 土过程持续时间内地磁场的平均信息 详细研究和 对比经历不同成土作用阶段的黄土沉积物 特别是 成土作用强的间冰期形成的古土壤 对于区分来自 粉尘源区和成土过程的磁性矿物将是非常关键的 其次 需要尽可能区分不同土壤化作用阶段的磁性 矿物的信号 成土过程中生成了磁铁矿 磁赤铁矿 赤铁矿和针铁矿 只有搞清它们形成的时间序列和 过程 才可能更有效地区分并提取来自粉尘源区和 沉积区以及不同土壤化作用阶段的磁信号 准确理 解高分辨率的古地磁场和古气候变化 8 2 黄土沉积物中微生物对磁性矿物转换的作用 微生物对沉积物磁学性质的贡献是一个历久弥 新的话题 纳米级的铁氧化物 包括磁铁矿 赤铁 矿和磁赤铁矿 和氢氧化物 包括水铁矿和针铁矿 颗粒对地表环境变化非常敏感 147 这种纳米级的 磁性矿物颗粒往往和微生物活动有关 95 147 148 例 如 趋磁细菌 magnetotactic bacteria 简称 MTB 广 泛存在于从海洋到陆地的各种环境中 148 MTB产 生的细粒 SP SD 磁性颗粒可能在相当程度上影 响了中国黄土沉积物的磁学性质 149 然而 我们 仍不清楚微生物将黄土沉积物中的 Fe 3 转化为 Fe 2 从而生成强磁性矿物的过程和机理 最近有研 究表明 MTB将针铁矿转换为磁铁矿可能是导致表 土磁性增强的重要机制 95 土壤处于大气圈 生物 圈 水圈和岩石圈的共同作用下 生物活动和生物化 学作用非常活跃 针对土壤的 环境纳米磁学 environmental nanom agnetism 147 研究将有助于深 入理解地球多圈层的交互作用 因此 将来需要继 续深入研究黄土沉积物中微生物活动对磁性矿物的 转换作用 深入认识生物成因的纳米级磁性矿物对 黄土沉积物磁学性质的贡献 8 3 黄土沉积物磁气候学 解译中国黄土磁学性质反映的气候变化对理解 亚洲内陆季风 干旱环境的形成和发展过程是很重 要的 以往的磁气候学研究主要利用磁化率作为替 代指标 实际上 影响黄土磁化率的因素包括粉尘沉 积区成土作用 源区的粗粒碎屑磁铁矿以及磁性矿 物的粒度 成分和含量变化 磁化率相同的粉尘沉 积物可能代表不同的水热条件 因此 黄土沉积物 的磁化率与气候之间的关系非常复杂 将来的黄土 磁气候学研究要尽量避免使用单一的磁化率参数 而应该采用岩石磁学多参数的方法 既需要区分来 自粉尘源区和沉积区的磁信号 又需要提取沉积区 土壤化作用不同阶段的磁信号 9 小结 中国黄土沉积物的磁性矿物有磁铁矿 磁赤铁 矿 赤铁矿和针铁矿 成土过程中新生成的细粒磁 性矿物的含量变化是导致磁化率增强的主导因素 赤铁矿对认识粉尘源区的干旱化过程是很重要的 中国黄土沉积物的磁气候学记录灵敏地反映了 2期邓成龙等 中国黄土环境磁学 203 第四纪亚洲内陆地区干旱化过程和东亚古季风演化 历史 要进一步定量化提取磁气候记录 既要区分 粉尘源区和沉积区的磁信号 又要区分不同土壤化 作用阶段的磁信号 此外 需要开展微生物对磁性 矿物改造等问题的深入研究 致谢 感谢袁宝印研究员的支持与鼓励 感谢 郭正堂研究员邀请撰写此文 感谢丁仲礼院士和孙 继敏研究员提供靖边黄土剖面的样品 感谢旺罗博 士对本文的建设性意见 感谢丁仲礼院士提供 Chiloparts数据 郭正堂研究员提供西峰和长武剖面 的 FeD FeT比值集成数据 陈骏教授提供洛川剖面 的 Rb Sr和 87Sr 86Sr比值数据 Blomendal博士提供 洛川剖面的 S比值数据 Lisiecki博士提供全球深海 沉积物氧同位素集成数据 感谢中国科学院地质与 地球物理研究所古地磁学与地质年代学实验室全体 成员的精诚合作与帮助 参考文献 References 1 刘东生等著 黄土与环境 北京 科学出版社 1985 1 481 Liu Tunsheng et al Loess and the Environmen t Beijing Science Press 1985 1 481 2 Liu T S D ing Z L Chinese loess and the pa leomonsoon Annual Review ofEarth and Planetary Science 1998 26 111 145 3 刘东生 开展 人类世 环境研究 做新时代地学的开拓者 纪念黄汲清先生的地学创新精神 第四纪研究 2004 24 4 369 378 Liu Tungsheng Demand ofAnthropoc ene study in the new stage of geoscienee In honor of Late G eologist HuangJiqingfor his innovative spiri t Quaternary Sciences 2004 24 4 369 378 4 刘东生 丁仲礼 二百五十万年来季风环流与大陆冰量变化的 阶段性耦合过程 第四纪研究 1992 1 12 23 Liu Tungsheng D ing Zhongl iStepw isecoupling of monsoon circulation to continental ice volume variations during the past 2500 000 years Quaternary Sciences 1992 1 12 23 5 刘东生 丁仲礼 中国黄土研究新进展 二 古气候与全球变化 第四纪研究 1990 1 1 9 Liu Tungsheng D ing Zhongl i P rogresses of loess research in China Part 2 Paleocli matolgoy and g loba l change Quaternary Sciences 1990 1 1 9 6 安芷生 张培震 王二七等 中新世以来我国季风 干旱环境 演化与青藏高原的生长 第四纪研究 2006 26 5 678 693 An Zhisheng Zhang Peizhen Wang Eechie et al Changes of the monsoon arid environment in China and grow th of the Tibetan Plateau since the M iocene Quaternary Sciences 2006 26 5 678 693 7 An Zhisheng The historyandvariabilityoftheEast Asian paleomonsoon cli mate Quaternary Science Reviews 2000 19 1 5 171 187 8 An Z S Kutzbach J E Pre ll WL et al Evolution of A sian monsoons and phased uplift of the H i malaya T ibetan P lateau since Late M iocene ti mes Nature 2001 411 62 66 9 安芷生 孙东怀 陈明扬等 黄土高原红粘土序列与晚第三纪的 气候事件 第四纪研究 2000 20 5 435 446 An Zhisheng Sun Donghuai Chen M ingyang et al Red clay in Chinese Loess Plateau and recorded paleocli mate events of the Late Quaternary Quaternary Sciences 2000 20 5 435 446 10 李 力 安芷生 过去 600万年黄土高原夏季风周期的阶段性 演化及其强迫因子初探 第四纪研究 2001 21 2 134 146 Li L i An Zhisheng Spectrumevolution 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