準噶爾盆地南緣黃土磁化率變化規律及影響因素

溫仰磊，王友郡，柳加波，趙 爽，李冠華，賈 佳，夏敦勝

（蘭州大學 西部環境教育部重點實驗室，干旱環境與氣候變化協同創新中心，蘭州 730000）

準噶爾盆地南緣黃土磁化率變化規律及影響因素

溫仰磊，王友郡，柳加波，趙 爽，李冠華，賈 佳，夏敦勝

（蘭州大學 西部環境教育部重點實驗室，干旱環境與氣候變化協同創新中心，蘭州 730000）

準噶爾盆地南緣柏楊河典型風成黃土剖面的巖石磁學與粒度研究結果指示該地區黃土磁性礦物以亞鐵磁性礦物為主，主要載磁礦物為粗粒原生強磁性礦物，同時含有少量細粒磁性礦物，磁性礦物含量遠低于黃土高原黃土。磁性礦物磁晶粒度以假單疇和多疇（PSD/MD）為主，后期成壤過程對磁性礦物顆粒的改造作用很小。柏楊河黃土磁化率增強機制較為復雜，磁學與粒度的曲線對比表明風動力強度對含磁性礦物較粗顆粒具有分選作用，是導致磁化率變化的重要因素，但二者的低相關性又暗示了風動力強度在解釋磁化率增強機制中的局限性。古爾班通古特沙漠在末次間冰期以來的收縮與擴張導致的物源變化可能是影響磁化率變化的又一重要因素。

準噶爾盆地；柏楊河黃土；磁化率；粒度

土壤成壤層通常含有較多的強磁性顆粒，這些強磁性顆粒均為納米級的磁鐵礦和磁赤鐵礦（鄧成龍等，2007）。大量研究表明（安芷生等，1989；劉秀銘等，1992），干旱氧化環境下適當的降水有利于細小的磁鐵礦和磁赤鐵礦的形成，磁化率與成壤強度呈現良好的正相關關系。然而，在不同環境下的古土壤序列中，二者的這種關系較為復雜，通?？煞譃槿N類型：（1）正相關，如中國黃土高原黃土（劉秀銘等，1992；強小科等，2012；Song et al，2013）；（2）負相關，如西伯利亞（劉秀銘等，2007）和阿拉斯加黃土（Begét and Hawkins，1989；Begét，2001；劉秀銘等，2007）；（3）不相關，如阿根廷黃土（Ruocco，1989）。不同地區黃土磁化率與成壤強度的不同相關關系表明，黃土地層記錄的磁學參數受控因子比較復雜，不同地區黃土磁化率的主要受控因子存在差別。

新疆地區是除黃土高原外最重要的中國黃土分布區之一。前人研究表明，新疆地區黃土磁化率的變化規律十分復雜（葉瑋，2001；宋友桂等，2010a，2010b；夏敦勝等，2010；賈佳等，2011；陳渠等，2012）。葉瑋（2001）首先發現同一地區兩個相鄰黃土剖面的磁化率與成壤關系截然相反，并提出碳酸鈣淋溶可能是控制磁化率變化的主要因素。系統的環境磁學研究發現，本區黃土沉積物中原生強磁性礦物是主要的載磁礦物，其濃度可能受控于風動力強度（魏海濤等，2013）。然而，最新研究指出在新疆黃土磁化率較低的地層，強磁性礦物可能被地下水改造為弱磁性礦物而導致磁性降低（Jia et al，2012）。為了更加清晰的認識新疆黃土磁化率增強機制，本研究選取準噶爾盆地古爾班通古特沙漠南部邊緣，未受飽水環境影響的柏楊河黃土剖面為研究對象，探討新疆黃土磁化率和風動力之間的關系。

1 材料與方法

新疆黃土主要分布在準噶爾盆地和塔里木盆地南緣以及伊犁河谷。黃土呈斑點狀分布在低山丘陵、山麓平原和河流階地之上，分布面積廣，沉積厚度從幾米到幾十米不等。研究剖面（44?02′N，87?48′E，圖1）位于準噶爾盆地南緣的河流階地之上，海拔622 m。研究區年均降水量約200 mm，年均溫–7.5～6.2℃。

圖1 研究剖面位置圖Fig.1 Map showing study area

柏楊河剖面黃土地層厚36.40 m。除頂部現代土壤層有明顯成壤痕跡外，剖面整體成壤十分微弱，地層劃分較為困難。就地層顏色而言，剖面19.90 m以上顏色較為均一，呈淺黃褐色，以下部分層位出現偏紅褐色地層，深度分別為19.90～20.30 m、22.30～25.70 m、29.30～31.50 m和34.30～36.40 m。就鈣積現象而言，現代土壤層下部1.80 m以上出現較明顯的鈣結核物質；1.80～19.90 m，鈣積現象僅出現在部分層位，深度分別為2.60～2.80 m、4.00～4.20 m和7.60～8.20 m；鈣積現象在19.90 m以下地層表現得更為明顯，層位深度分別為19.90～20.30 m、22.30～25.70 m和26.90～31.50 m。OSL測年結果表明，本剖面應為末次間冰期以來的黃土沉積物（圖2）。對剖面以2 cm間距進行采樣，共獲得散樣1820塊。

樣品置于室內自然風干，將干燥后的樣品用研缽磨成粉末狀，稱重后用塑料薄膜包緊，裝入專用樣品盒中壓實密封。磁化率由英國Bartington公司生產的MS2型磁化率儀進行測量，分別測量樣品的低頻（470 Hz）磁化率（χlf）和高頻（4700 Hz）磁化率（χhf），并計算百分頻率磁化率χfd%=(χlf– χhf)/χlf×100%。無磁滯剩磁（ARM）由AGICO公司生產的LDA-3 型交變退磁儀獲得，使用小旋轉磁力儀（Molspin Minispin）測量，并計算無磁滯磁化率（χARM）。使用Magnetic Measurement公司生產的MMPM10強磁儀獲得飽和等溫剩磁（SIRM），然后使用小旋轉磁力儀（Molspin Minispin）測量。

圖2 柏楊河剖面地層與環境磁學參數和碳酸鈣含量對比圖Fig.2 Comparison of stratigraphic sequences and magnetic parameters and content of CaCO3

粒度由英國Malvern Instrument公司生產的Mastersizer 2000激光粒度儀測量，測量范圍為0.02～2000 μm，實驗誤差小于1%。粒度測量前需要對樣品所含膠結物質進行處理。前處理步驟如下：①每個樣品取約0.3 g放入燒杯中，加入10 mL濃度為10%的雙氧水（H2O2），去除樣品中有機質，為加快反應速度對燒杯進行加熱，直至反應完成為止；②加入10 mL濃度為10%的稀鹽酸（HCl），去除樣品中碳酸鹽，同樣為加快反應速度對燒杯進行加熱，直至反應完成為止；③加入蒸餾水至燒杯滿，靜置12小時，待顆粒物質完全沉淀后，用橡皮管吸出上層水；④加入六偏磷酸鈉作為分散劑并在超聲波振蕩器上振蕩5分鐘，進一步將可能的膠結顆粒打散；⑤將樣品放入激光粒度儀中進行測量。

所有樣品均測量粒度、χlf和χhf等參數，以4 cm為間隔選取樣品測量ARM和SIRM。上述實驗均在蘭州大學西部環境教育部重點實驗室完成。

2 結果

2.1 巖石磁學特征

χlf是指物質在外加磁場作用下所產生的磁化強度與外加磁場的磁場強度之比，可以大致反映樣品中亞鐵磁性礦物的富集程度，同時受磁性礦物種類和粒徑的影響（Oldf eld，1991；劉青松和鄧成龍，2009）。經測量發現，研究剖面χlf主要集中于40×10–8～70×10–8m3·kg–1，均值為52.61×10–8m3·kg–1，只有少部分超過80×10–8m3·kg–1；峰值區深度分別為19.78～20.06 m、27.10～30.10 m和33.34～33.50 m；χlf最大值為194.82×10–8m3·kg–1，深度為20.00 m。柏楊河黃土χlf大致與西風區其他黃土剖面黃土（劉現彬，2012；李冠華等，2012）相當，但明顯低于黃土高原黃土（安芷生等，1989；Song et al，2013），表明其磁性礦物含量較黃土高原黃土少。黃土高原地區成壤作用較強，χlf在很大程度上反映的是次生強磁性礦物的貢獻，其未經風化的原生黃土磁化率值（χ0）僅為15×10–8～20×10–8m3·kg–1（王喜生等，2006）。研究區黃土χlf主要受控于原生強磁性礦物（劉現彬，2012），因而其原生碎屑磁性礦物含量遠高于黃土高原黃土。

χfd%可以表征晶體粒徑介于超順磁（SP，＜20 nm）和穩定單疇（SSD，30～100 nm）顆粒邊界的超細粒亞鐵磁性礦物對樣品總磁化率的貢獻（劉秀銘等，1990；劉青松和鄧成龍，2009），進而指示超細粒磁性礦物在總磁性礦物中的比重。超細粒磁性礦物的形成與成壤過程密切相關，因此χfd%可以近似反映成壤強度。由圖2可見，柏楊河黃土χfd%值較低，98.6%的黃土χfd%值都小于2%，僅頂部現代土壤層部分樣品χfd%值略高于2%。表明樣品中幾乎不含成壤成因的超細粒磁性礦物，土壤發育十分微弱，與野外觀測結果一致。

χARM和SIRM與磁性礦物晶體粒徑的關系較為相似，單位質量的磁性通常對SSD顆粒亞鐵磁性礦物較為敏感，區別在于前者表現尤其突出，且峰值集中于更細粒端；同時，二者還受亞鐵磁性礦物濃度影響，尤其是后者（鄧成龍等，2007）。因此，SIRM可以粗略指示樣品中亞鐵磁性礦物的濃度，而當樣品晶體粒徑分布較為集中時其準確性會增加。相對于χlf，SIRM不受SP顆粒的影響，但包含了更多反鐵磁性礦物的信號。此外，由于χARM和SIRM與磁晶體粒徑的依賴關系存在差別，二者的比值可以指示樣品磁晶體粒徑的大小，通常χARM/SIRM隨磁晶體粒徑的增加而減小。由圖2可見：χARM主要集中于80×10–8～110×10–8m3·kg–1，均值92.31×10–8m3·kg–1，少量值超過130×10–8m3·kg–1，其峰值區的深度大體與χlf相似，但最大值位置與χlf不同，深度為28.98 m。SIRM主要集中于800×10–5～1500×10–5Am2·kg–1，均值1134.98×10–5Am2·kg–1，少量值超過1800×10–5Am2·kg–1，其峰值區的深度大體與χlf相似，同時在3.54 ～ 5.86 m處出現一個次峰值區，最大值位置為29.02 m，顯著高于20.00 m和28.98 m處的數值。χARM/SIRM主要集中于7×10–5～9.5×10–5Am2·kg–1，均值8.23×10–5Am2·kg–1，少量值超過10×10–5Am2·kg–1，其峰值區的深度與χlf谷值區基本一致，分別為：0 ～ 2.50 m、15.54 ～ 16.82 m、22.16 ～ 24.94 m和31.02 ～ 33.14 m。

柏楊河黃土χlf與SIRM曲線基本對應表明χlf主要由亞鐵磁性礦物控制。χARM/SIRM值較低，說明黃土磁性礦物晶體粒徑較粗。χARM/SIRM和χfd%值在Dearing圖（Dearing et al，1997）中的投影表明磁性礦物的磁疇狀態以多疇（MD）和假單疇（PSD）為主（圖3）。此外，χARM/SIRM的峰值區與χlf的谷值區相對應，即隨著磁晶體粒徑的變粗，χlf不斷增大，反映了粗粒磁性礦物對χlf的貢獻。綜上所述，柏楊河黃土磁性礦物以亞鐵磁性礦物為主，磁性礦物含量遠低于黃土高原黃土，原生強磁性礦物含量較多，次生強磁性礦物含量較少。磁性礦物磁晶粒度以PSD/MD為主，后期成壤過程對磁性礦物顆粒的改造作用很小。

2.2 CaCO3特征

鈣積現象是黃土地層的重要特征之一（劉東生，2009）。黃土中的碳酸鹽可按成因分為兩類：一類是以碎屑形式存在的原生碳酸鹽，另一類是黃土堆積后，成土過程中產生的次生碳酸鹽（劉東生，2009）。柏楊河黃土CaCO3多是以碎屑形式存在的原生CaCO3，CaCO3含量總體較高（圖2），主要集中在8% ～12%，平均值為9.96%。淺黃褐色地層的平均值為10.02%，紅褐色地層為9.55%，整個剖面CaCO3含量相差不大，暗示了末次間冰期以來準噶爾盆地干旱的氣候條件。而史正濤等（2006）研究指出，天山北坡在0.25 Ma左右出現強烈的干旱化事件并延續至今，與本研究結果一致。

2.3 粒度特征

風塵沉積物的顆粒粒度可以用于指示搬運介質的動力大?。▽O東懷，1997）。柏楊河黃土粒度分析（圖4）表明，中值粒徑在19～50 μm，平均值為30.6 μm；粘粒（＜5 μm）含量變化范圍為6.76% ～25.72%；粉砂（5～63 μm）含量變化范圍為55.76% ～78.51%；砂（＞63 μm）含量變化范圍為3.81% ～31.20%。粉砂是剖面黃土的主要粒級組分。各粒級含量曲線對應較好，中值粒徑與砂含量呈正相關，與粉砂和粘粒含量呈負相關。整個剖面存在四個粒度較粗的層位，與SIRM峰值基本對應（圖2和圖4）。這表明風力對源區磁性礦物有一定的分選作用，強風搬運的粗粒粉塵蘊含了更多的磁性礦物。

圖3 柏楊河黃土Dearing圖Fig.3 Dearing plot of Baiyanghe loess

3 黃土磁化率增強機制探討

黃土磁化率增強機制的假說有很多種。就黃土高原而言，Heller and Liu（1984）認為，成土過程中碳酸鹽的淋失和壓實作用是古土壤磁性增強的原因；Meng et al（1997）則認為是植物殘體的分解導致了黃土磁化率的增強。目前普遍接受的成壤說（Maher and Taylor，1988）突出了成壤作用對黃土磁化率增強的貢獻：即間冰期時氣候濕潤，成壤作用較強，大量細粒磁性礦物生成促使磁化率增強；冰期時氣候干冷，成壤作用較弱，細粒磁性礦物含量減少，磁化率降低。但是，磁化率成壤增強模式并不適用于所有黃土分布區，如阿拉斯加黃土（劉秀銘等，2007；Begét and Hawkins，1989；Begét，2001）、西伯利亞黃土（劉秀銘等，2007）、阿根廷黃土（Ruocco， 1989）和我國新疆黃土（葉瑋，2001；宋友桂等，2010a，2010b；夏敦勝等，2010；賈佳等，2011；陳渠等，2012）。這種差異的產生是粉塵沉積和成壤強度共同作用的結果：當粉塵沉積變化不大而成壤作用較強時，成壤強度控制磁化率的變化；當成壤作用較弱而粉塵沉積變化較大時，磁化率由沉積的粉塵控制。

圖4 柏楊河剖面地層與粒度參數對比圖Fig.4 Comparison of stratigraphic sequences and grain-size parameters

新疆地區位于亞洲中部干旱區，氣候干旱，成壤作用較弱，成壤過程中產生的細粒磁性礦物較少，黃土磁化率主要由沉積粉塵控制。一般認為沉積粉塵的變化受控于風力強度的改變（An et al，1991；于兆杰等，2012）。風力強盛時，風塵沉積速率較高，搬運來的粉塵顆粒較粗，由于磁性礦物如磁鐵礦密度較大而導致磁性礦物含量相對增加，磁化率增加；反之，磁化率減小。這一模式被稱為“風速論”磁化率增強模式（Begét et al，1990）。由圖2和圖4可見，柏楊河黃土中值粒徑與各磁學參數均具有較好的對應關系：中值粒徑較粗的層位與磁化率、χARM和SIRM峰值區對應較好，且與χARM/SIRM谷值區基本對應，即中值粒徑越粗，磁晶體粒徑越粗，亞鐵磁性礦物濃度越高，磁化率越大。這一特征與鐘梁（劉現彬，2012）、塔城（李冠華等，2012）和博樂黃土（鄧少福等，2012）具有一定的相似性，反映了風動力強度對含磁性礦物較粗顆粒的分選作用，在一定程度上契合“風速論”模型。然而，更細致對比發現（圖5），柏楊河黃土磁化率與中值粒徑的關系在整個剖面上并不呈線性正相關，例如2.5～8 m和17.5～19 m，中值粒徑的變化趨勢明顯大于磁化率；33～36.4 m中值粒徑為全剖面最大，但該段的磁化率卻并非全剖面最高。這種情況在整個剖面中普遍存在，因此在磁化率與中值粒徑的相關關系圖中（圖6）并未發現明顯的正相關關系。由此可見，“風速論”模型不能完全解釋研究剖面黃土磁化率增強機制，磁化率還可能受到其他因素的影響。

方小敏等（2002）研究指出，天山北麓廣泛分布的黃土是準噶爾盆地古爾班通古特沙漠的同源異相沉積。史正濤等（2006）認為，古爾班通古特沙漠在0.8 Ma形成以來經歷了“基本穩定—強烈擴張—收縮穩定”三個階段，0.13 Ma以來是沙漠的收縮穩定期，在此期間，小幅度的氣候波動引起的沙漠進退仍然是存在的。陳惠中等（2001）研究古爾班通古特沙漠西南部的莫索灣剖面后指出，全新世以來沙漠氣候歷經多次溫濕（涼濕）和冷干變化，沙漠也相應經歷了多次收縮、固定的逆過程和活化、擴大的正過程。沙漠的收縮與擴張必然導致黃土源區的變化，進一步改變沉積物中磁性礦物種類、含量以及粒度特征，進而導致黃土磁化率的變化。進一步對比χlf和χARM/ SIRM參數發現，χARM/SIRM值在剖面中變化不大，即磁性礦物磁晶粒度在剖面中變化不明顯，而χlf卻波動劇烈且在多個層位出現極值。這可能是由于風向的改變導致源區位置改變，而不同源區磁性礦物的多寡可能對χlf產生很大影響。因此，χlf的劇烈波動和極值的出現在一定程度上體現了物源的貢獻，但源區變化所導致的磁性礦物和χlf變化幅度的大小存在不確定性。

圖5 柏楊河剖面磁化率（黑色）與中值粒徑（灰色）曲線對比圖Fig.5 Comparison of χlfcurves (the black) and Md curves (the gray)

圖6 柏楊河剖面磁化率與中值粒徑相關關系圖Fig.6 The correlative curves of magnetic susceptibility and median size parameters

4 結論

柏楊河剖面地層研究結果指示準噶爾盆地南緣黃土磁性礦物以亞鐵磁性礦物為主，磁性礦物含量遠低于黃土高原黃土，原生強磁性礦物含量較多，次生強磁性礦物含量較少。磁性礦物磁晶粒度以PSD/MD為主，地層成壤強度較弱，后期成壤過程對磁性礦物顆粒的改造作用很小。磁學與粒度曲線良好的相位關系指示了風動力強度對含磁性礦物較粗顆粒具有分選作用，是導致黃土磁化率變化的重要因素，但二者的低相關性又指示了風動力強度的局限性。末次間冰期以來，新疆地區氣候復雜多變，古爾班通古特沙漠也隨著氣候的變化不斷收縮與擴張，由此引發的物源變化可能是影響黃土磁化率的又一重要因素。

安芷生, Kukla G, 劉東生. 1989. 洛川黃土地層學 [J]. 第四紀研究, (2): 155 –168. [An Z S, Kukla G, Liu T S. 1989. Loess stratigraphy in Luochuan of China [J]. Quaternary Sciences, (2): 155 –168.]

陳惠中, 金 炯, 董光榮. 2001. 全新世古爾班通古特沙漠演化和氣候變化 [J]. 中國沙漠, 21(4): 333–339. [Chen H Z, Jin J, Dong G R. 2001. Holocene evolution processes of Gurbantunggut desert and climatic changes [J]. Journal of Desert Research, 21(4): 333–339.]

陳 渠, 劉秀銘, Heller F, 等. 2012. 伊犁黃土磁化率的增減及其成因 [J]. 科學通報, 57(24): 2310–2321. [Chen Q, Liu X M, Heller F, et al. 2012. Susceptibility variations of multiple origins of loess from the Ili Basin [J]. Chinese Science Bulletin, 57(24): 2310 –2321.]

鄧成龍, 劉青松, 潘永信, 等. 2007. 中國黃土環境磁學 [J].

第四紀研究, 27(2): 193–209. [Deng C L, Liu Q S, Pan Y X, et al. 2007. Environmental magnetism of Chinese loess-paleosol sequence [J]. Quaternary Sciences, 27(2): 193–209.]

鄧少福, 楊太保, 鄂崇毅, 等. 2012. 新疆博樂黃土磁化率特征及影響因素 [J]. 土壤通報, 43(5): 1054–1059. [Deng S F, Yang T B, E C Y, et al. 2012. Magnetic susceptibility and influencing factors of loess from Bole, Xinjiangprovince [J]. Chinese Journal of Soil Science, 43(5): 1054 –1059.]

方小敏, 史正濤, 楊勝利, 等. 2002. 天山黃土和古爾班通古特沙漠發育及北疆干旱化 [J]. 科學通報, 47(7): 540 – 545. [Fang X M, Shi Z T, Yang S L, et al. 2002. The development of Tianshan Loess and Gurbantunggut Desert and the drying of northern Xinjiang [J]. Chinese Science Bulletin, 47(7): 540 –545.]

賈 佳, 夏敦勝, 魏海濤, 等. 2011. 阿西克剖面記錄的西天山地區黃土磁學性質及古氣候意義初探 [J]. 中國沙漠, 31(6)：1406 –1415. [Jia J, Xia D S, Wei H T, et al. 2011. Magnetic property and paleoclimatic implication recorded by AXK sequence in west Tianshan area [J]. Journal of Desert Research, 31(6): 1406 –1415.]

李冠華, 夏敦勝, 趙 爽, 等. 2012. 新疆塔城地區黃土沉積的磁學特征及其對古環境變化的指示 [J]. 中國沙漠, 32(6): 1565 –1575. [Li G H, Xia D S, Zhao S, et al. 2012. Magnetic properties and palaeoclimatic implication of the loess deposits in Tacheng, northwest China [J]. Journal of Desert Research, 32(6): 1565 –1575.]

劉東生. 2009. 黃土與干旱環境 [M]. 合肥: 安徽科學技術出版社, 25 – 370. [Liu T S. 2009. Loess and arid environment [M]. Hefei: Anhui Science and Technology Publishing House, 25 – 370.]

劉青松, 鄧成龍. 2009. 磁化率及其環境意義 [J]. 地球物理學報, 52(4): 1041–1048. [Liu Q S, Deng C L. 2009. Magnetic susceptibility and its environmental signif cance [J]. Chinese Journal of Geophysics, 52(4): 1041–1048.]

劉現彬. 2012. 天山北麓典型黃土磁學與地球化學特征研究 [D]. 蘭州: 蘭州大學. [Liu X B. 2012. Magnetic and geochemistry characteristics of loess deposits at northern foot of Tianshan Mountains [D]. Lanzhou: Lanzhou University.]

劉秀銘, 劉東生, Heller F, 等. 1990. 黃土頻率磁化率與古氣候冷暖變換 [J]. 第四紀研究, (1): 42–50. [Liu X M, Liu T S, Heller F. et al. 1990. Frequency-dependent susceptibility of loess and Quaternary paleoclimate [J]. Quaternary Sciences, (1): 42–50.]

劉秀銘, 劉東生, Heller F, 等. 1992. 中國黃土磁化率與第四紀古氣候研究 [J]. 地質科學, 279 –285. [Liu X M, Liu T S, Heller F. et al. 1992. Study on magnetic susceptibility of loess and Quternary climate in China [J]. Scientia Geologica Sinica, 279 –285.]

劉秀銘, 劉東生, 夏敦勝, 等. 2007. 中國與西伯利亞黃土磁化率古氣候記錄–氧化和還原條件下的兩種成土模式分析 [J]. 中國科學(D輯), 37(10): 1382–1391. [Liu X M, Liu T S, Xia D S, et al. 2007. Discussion on two soil patterns on oxidizing and reducing conditions of paleoclimatic records of magnetic susceptibility of Chinese and Siberian Loess [J]. Science in China (Series D), 37(10): 1382–1391.]

劉秀銘, 夏敦勝, 劉東生, 等. 2007. 中國黃土和阿拉斯加黃土磁化率氣候記錄的兩種模式探討 [J]. 第四紀研究, 27(2): 210 – 220. [Liu X M, Xia D S, Liu T S, et al. 2007. Discussion on two models of paleoclimatic records of magnetic susceptibility of Alaskan and Chinese Loess [J]. Quaternary Sciences, 27(2): 210 – 220.]

強小科, 孫玉芳, 陳 艇, 等. 2012. 末次冰期以來黃土高原粉塵沉積的巖石磁學空間特征 [J]. 地球環境學報, 3(2): 810 – 818. [Qiang X K, Sun Y F, Chen T, et al. 2012. Mineral magnetism and the spatial comparison of the loess sediments in Loess Plateau since the last glacial period [J]. Journal of Earth Environment, 3(2): 810 – 818.]

史正濤, 方小敏, 宋友桂, 等. 2006. 天山北坡黃土記錄的中更新世以來干旱化過程 [J]. 海洋地質與第四紀地質, 26(3): 109 –114. [Shi Z T, Fang X M, Song Y G, et al. 2006. Loess sediments in the north slope of Tianshan Mountains and its indication of desertification since middle Pleistocene [J]. Marine Geology and Quaternary Geology, 26(3): 109–114.]

史正濤, 宋友桂, 安芷生. 2006. 天山黃土記錄的古爾班通古特沙漠形成演化 [J]. 中國沙漠, 26(5): 675– 679. [Shi Z T, Song Y G, An Z S. 2006. Evolution of Gurbantunggut Desert recorded by Tianshan Loess [J]. Journal of Desert Research, 26(5): 675– 679.]

宋友桂, Nie J S, 史正濤, 等. 2010a. 天山黃土磁化率增強機制初步研究 [J]. 地球環境學報, 1(1): 66 –72. [Song Y G, Nie J S, Shi Z T, et al. 2010a. A preliminary study of magnetic enhancement mechanisms of the Tianshan Loess [J]. Journal of Earth Environment, 1(1): 66 –72.]

宋友桂, 史正濤, 方小敏, 等. 2010b. 伊犁黃土的磁學性質及其與黃土高原對比 [J]. 中國科學: 地球科學, 40(1): 61–72. [Song Y G, Shi Z T, Fang X M, et al. 2010b. Loess magnetic properties in the Ili Basin and their correlation with the Chinese Loess Plateau [J]. Science China Earth Sciences, 40(1): 61–72.]

孫東懷. 1997. 晚新生代黃土高原風塵序列的磁性地層與古氣候記錄 [D]. 西安: 中國科學院地球環境研究所. [Sun D H. 1997. Magnetostratigraphy and paleoclimate records of late Cenozoic eolian sequence in the Loess Plateau of China [D]. Xi'an: Institute of Earth Environment, Chinese Academy of Sciences.]

王喜生, 楊振宇, L?vlie R, et al. 2006. 黃土高原東南緣黃土–古土壤序列的環境磁學結果及其古氣候意義 [J]. 科學通報, 51(13): 1575 –1582. [Wang X S, Yang Z Y, L?vlie R, et al. 2006. Environmental magnetism and paleoclimate interpretation of the loess/paleosol sequence in the southeastern extremity of the Chinese Loess Plateau [J]. Chinese Science Bulletin, 51(13): 1575 –1582.]

魏海濤, Banerjee S K, 夏敦勝, 等. 2013. 天山北麓黃土環境磁學特征及其古氣候意義 [J]. 地球物理學報, 56(1): 150 –158. [Wei H T, Banerjee S K, Xia D S, et al. 2013. Magnetic characteristics of loess-paleosol sequence on the north slope of the Tianshan Mountains, northwestern China and their paleoclimate implication [J]. Chinese Journal of Geophysics, 56(1): 150 –158.]

夏敦勝, 陳發虎, 馬劍英, 等. 2010. 新疆伊犁地區典型黃土磁學特征及其環境意義初探[J]. 第四紀研究, 30(5): 902–910. [Xia D S, Chen F H, Ma J Y, et al. 2010. Magnetic characteristics of loess in the Ili area and their environmental implication [J]. Quaternary Sciences, 9(30):902–910.]

葉 瑋. 2001. 新疆西風區黃土與古土壤磁化率變化特點 [J].中國沙漠, 21(4): 380 –386. [Ye W. 2001. Study on magnetic susceptibility of loess and paleosol sequences in westerly region of Xinjiang [J]. Journal of Desert Research, 21(4): 380 –386.]

于兆杰, 萬世明, 孫晗杰, 等. 2012. 近百萬年來亞洲風塵在西菲律賓海的沉積物粒度記錄[J]. 地球環境學報, 3(2): 792–800. [Yu Z J, Wan S M, Sun H J, et al. 2012. Grainsize records of Asian eolian input to the West Philippine Sea over the last one million years [J]. Journal of Earth Environment, 3(2): 792– 800.]

An Z S, Kukla G, Porter S C, et al. 1991. Late Quaternary dust f ow on the Chinese Loess Plateau [J]. Catena, 18: 125–132.

Begét J E, Hawkins D B. 1989. Inf uence of orbital parameters on Pleistocene loess deposition in central Alaska [J]. Nature, 337: 151–153.

Begét J E, Stone D B, Hawkins D B. 1990. Paleoclimatic forcing of magnetic susceptibility variations in Alaskan loess during the late Quaternary [J]. Geology, 18: 40 – 43.

Begét J E. 2001. Continuous late Quaternary proxy climate records from loess in Beringia [J]. Quaternary Science Reviews, 20: 499–507.

Dearing J A, Bird P M, Dann R J L, et al. 1997. Secondary ferrimagnetic minerals in Welsh soils: a comparison of mineral magnetic detection methods and implications for mineral formation [J]. Geophysical Journal International, 130: 727–736.

Heller F, Liu T S. 1984. Magnetism of Chinese loess deposits [J]. Geophysical Journal International, 77(1): 125–141.

Jia J, Xia D S, Wang B, et al. 2012. Magnetic investigation of late Quaternary loess deposition, Ili area, China [J]. Quaternary International, 250: 84 – 92.

Kukla G, Heller F, Liu X M, et al. 1988. Pleistocene climates in China dated by magnetic susceptibility [J]. Geology, 16: 811– 814.

Maher B A, Taylor R M. 1988. Formation of ultraf ne-grained magnetite in soils [J]. Nature, 336: 368–370.

Meng X M, Derbyshire E, Kemp R A. 1997. Origin of the magnetic susceptibility signal in Chinese loess [J]. Quaternary Science Reviews, 16: 833–839.

Oldfield F. 1991. Environmental magnetism — A personal perspective [J]. Quaternary Science Reviews, 10(1): 73 – 85.

Ruocco M. 1989. A 3 Ma paleomagnetic record of coastal continental deposit s in Argentina [J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 72: 105 –113.

Song Y G, Fang X M, King J W, et al. 2014. Magnetic parameter variations in the Chaona loess/paleosol sequences in the central Chinese Loess Plateau, and their significance for the middle Pleistocene climate transition [J]. Quaternary Research, 81(3): 433 – 444.

Magnetic susceptibility variation of loess deposit in the Southern Junggar Basin and its inf uence factors

WEN Yang-lei, WANG You-jun, LIU Jia-bo, ZHAO Shuang, LI Guan-hua, JIA Jia, XIA Dun-sheng
(Key Laboratory of Western China's Environmental Systems, Ministry of Education of People's Republic of China, Collaborative Innovation Centre for Arid Environments and Climate Change, Lanzhou University, Lanzhou 73000, China)

Rock magnetic parameters and grain sizes were measured and analyzed in a loess section in the Southern Junggar Basin. The results show that the content of magnetic mineral of the section is much lower than Loess Plateau of China, and the dominant magnetic mineral is ferromagnetic. Native strong magnetic mineral is the primary cause of magnetic susceptibility rise. The analysis of grain size of magnetic minerals indicates that the property of the loess is dominated by PSD/MD magnetite. The change mechanism of magnetic susceptibility of Xinjiang Loess is complex. Comparison of magnetic susceptibility curves and grain size curves show that wind is the important reason leading to magnetic susceptibility changes, but not the only one. The changing of provenance may be the other reason leading to magnetic susceptibility changes, because the expansion and contraction of Gurbantunggut Desert would be occur when the climate changes since the last interglacial period.

Junggar Basin; Baiyanghe loess; magnetic susceptibility; grain size

P318；P532

：A

：1674-9901(2014)02-0085-08

10.7515/JEE201402005

2013-12-18

國家重點基礎研究發展規劃項目（2010CB950202）；國家自然科學基金項目（41130102）

夏敦勝，E-mail: dsxia@lzu.edu.cn