呂 鑌，劉秀銘,，陳秀玲

（1. 福建師范大學 地理科學學院，福建省濕潤亞熱帶山地生態(tài)省部共建國家重點實驗室培育基地，福州 350007；2. 蘭州大學 西部環(huán)境教育部重點實驗室，蘭州 730000；3. Department of Environment and Geography, Macquarie University, Sydney NSW 2109, Australia）

天山北麓寧家河階地上的黃土堆積及其磁學特征

呂 鑌1,2，劉秀銘2,3，陳秀玲1

（1. 福建師范大學 地理科學學院，福建省濕潤亞熱帶山地生態(tài)省部共建國家重點實驗室培育基地，福州 350007；2. 蘭州大學 西部環(huán)境教育部重點實驗室，蘭州 730000；3. Department of Environment and Geography, Macquarie University, Sydney NSW 2109, Australia）

本文報道了新疆地區(qū)天山北麓寧家河階地上的黃土堆積。研究剖面的兩層黃土為河流礫石層所隔開，這在新疆地區(qū)較為少見。通過系統(tǒng)的巖石磁學和粒度測量，分析了該剖面兩層黃土的磁學特征，并初步探討磁化率變化機制。結果表明：黃土中的主要磁性礦物為磁鐵礦和磁赤鐵礦，并含有少量赤鐵礦和針鐵礦。亞鐵磁性礦物主要以多疇（MD）、假單疇（PSD）顆粒為主，反映了這一地區(qū)極弱的成土作用。礫石層上下兩層黃土磁學性質存在著差異，表現為上層黃土具有較高的磁性礦物含量、較粗的磁顆粒和相對含量較高的軟磁性礦物。下層黃土受到后期河水的改造可能是導致這些差異的原因。磁化率與粒度呈現較好的正相關關系，與黃土高原的情況相反，說明干旱地區(qū)的黃土磁學性質主要受原生磁性礦物控制。搬運風力和源區(qū)變化是磁化率變化的主導因素。

天山黃土；磁性礦物；磁化率；河流階地

中國北方是世界上風成黃土分布最為廣泛、連續(xù)性最好、厚度最大的地區(qū)，其中黃土高原黃土古土壤序列以及下覆的紅粘土被認為是記錄古氣候變化的最好陸相載體。環(huán)境磁學是解讀黃土記錄的古氣候信息的重要手段，黃土高原黃土古土壤磁化率已經被作為夏季風的代用指標廣泛應用于古氣候研究中（Liu et al，2007；鄧成龍等，2007）。中國黃土高原環(huán)境磁學研究成為環(huán)境磁學應用于古氣候研究的典范，極大促進了其他地區(qū)黃土磁學研究的展開。新疆地區(qū)是我國風成黃土重 要的分布區(qū)，在天山北麓諸河流階地上分布著厚層的黃土沉積（劉東生，1985）。近年來，許多研究者在新疆北天山地區(qū)針對黃土及表土開展了系統(tǒng)的環(huán)境磁學研究，取得了一系列的進展（Song et a l，2008；宋友桂等，2010 a，2010b；夏敦勝等，2010；郭雪蓮等，2011；賈佳等，2011，2012；Jia et al，2012；Chen et al，2012；Liu et al，2012；Zan et al，2012；魏海濤等，2013）。上述這些研究主要利用巖石磁學方法開展了新疆黃土的磁學特征分析，基本明確了磁性礦物類型、含量及顆粒大小，并將磁學特征變化與黃土形成環(huán)境、后期作用聯(lián)系，探討了黃土磁化率變化機制，這些研究成果豐富了新疆黃土古氣候研究的內容。隨著研究區(qū)域的拓展和研究的深入，人們發(fā)現磁化率并不總是與土壤發(fā)育程度正相關（e.g. Begét and Hawkins，1989；Begét et al，1990）。已有的研究表明，天山北麓黃土磁化率變化機制與黃土高原存在著較大的差異，磁化率的增強兼有“風速論”與黃土高原成壤作用的特點（宋友桂等，2010；夏敦勝等，2010；賈佳等，2011，2012）。這些發(fā)現要求研究者需要利用多磁學參數以及非磁學方法，充分理解磁性特征與環(huán)境之間的關系。

相對于黃土高原，新疆黃土研究顯得較為薄弱。近年來，較為系統(tǒng)的研究主 要集中于伊犁盆地（Song et al，2008；宋友桂等，2010a，2010b；夏敦勝等，2010；李 傳想和宋友桂，2011；賈佳等，2011，2012；Chen et al，2012；Liu et al，2012）。位于天山北麓中部的沙灣、石河子一帶沉積著北天山地區(qū)最厚的黃土（方小敏等，2002），該區(qū)目前僅有東灣黃土進行了系統(tǒng)的環(huán)境磁學研究（Zan et al，2012；李冠華等，2013；滕曉華等，2013） 。因此有必要加強對這一帶黃土的調查和研究。我們在考察過程中，發(fā)現位于沙灣縣的寧家河階地上發(fā)育著被河流礫石層隔開的兩層黃土。本文通過系統(tǒng)的巖石磁學和粒度測量，主要分析該剖面兩層黃土的磁學特征，并初步探討磁化率變化機制。

1 剖面概況與實驗方法

1.1 剖面概況

寧家河剖面位于沙灣縣。沙灣縣位于天山北麓中部與古爾班通古特沙漠西南緣，屬于北溫帶大陸性干旱氣候區(qū)。沙灣地區(qū)年平均降水量為185 mm，隨著海拔升高，降水量有所增加，年均溫度約 6.9℃，屬于荒漠草原區(qū)，土壤類型為灰鈣土（李冠華等，2013）。該地區(qū)厚層黃土主要出露于河流階地之上，這與川 西黃土較為相似（歐先交等，201 2）。采樣剖面（43°57.25′N，85°36.27′E）位于寧家河階地上，天山公路S101線約207 km處，海拔高度1323 m。 寧家河黃土分為上下兩部分，兩部分被厚3.8 m的河流礫石層隔開（ 兩層黃土命名為上層黃土和下層黃土，下同）。上層黃土厚6.35 m；下層黃土厚4.15 m，下覆未見底的河流礫石層。兩層礫石大小均為厘米級，磨圓度為次圓狀至次棱角狀。上下兩層顏色呈灰黃色，質地均一，土壤發(fā)育極弱，肉眼難以分辨黃土古土壤層。相對于上層黃土，下層黃土顏色較暗且粘性稍強，可能指示了沉積后受河流水作用。在清理表層浮土后，以5 cm間距對黃土層進行連續(xù)采樣，共獲得散樣211塊。

1.2 實驗方法

樣品置于室內中自然風干，將干燥后的樣品輕輕研磨成粉末，用塑料薄膜包緊裝入磁學專用樣品盒，分 別測量下述各項磁學參數：使用Bartington MS2B型磁化率儀測量低頻磁化率（χlf）和高頻磁化率（χhf），頻率分別為470 Hz和4700 Hz，計算出百分比頻率磁化率χfd%=100×(χlf?χhf)/ χlf；使用DTECH交變退磁儀和Molspin Minispin旋轉磁力儀測量非磁滯剩磁（ARM），交變場峰值為100 mT，直流場為50 μT，計算出非磁滯磁化率（χARM），計算公式為ARM/H（H為直流場值）；使用MMPM10強磁儀對樣品施加強磁場，等溫剩磁（IRM）和飽和等溫剩磁（SIRM=IRM1000mT）在Molspin Minispin 旋轉磁力儀上測量，剩磁矯頑力（Bcr）由IRM?XmT線性內插獲得，并計算獲得硬剩磁（HIRM=(SIRM+IRM?300mT)/2）和S比率（S-ratio= ?IRM?300mT/SIRM）。代表性樣品磁化率隨溫度變化（κ?T）曲線由MFK1-FA卡帕橋磁化率儀和CS-4加熱裝置測量，測量過程中，樣品處于氬氣中，最高加熱溫度為700℃。

圖1 寧家河剖面位置示意圖及照片Fig.1 Location and photo of Ningjia River loess section

使用Malvern Instrument公司 生產的Mastersizer 2000激光粒度儀進行粒度參數測量，測量 范圍為0.02 ～ 2000 μm，測量前對粒度進行前處理以去除有機質和碳酸鈣。粒度前處理步驟如下：取每個樣品約0.3 g放入燒杯中，加入濃度為10%的過氧化氫溶液10 mL，煮沸約30分鐘以上以除去有機質，然后加入10%的稀鹽酸10 mL以除去碳酸鹽，再加入蒸餾水至燒杯滿（不溢出），靜置24小時后用橡皮管 抽去上層水，加入六偏磷酸鈉作為分散劑，在超聲波振蕩器上振蕩7～8分鐘，之后放入激光粒度儀進行測量。以上實驗除κ?T曲線在福建師范大學地理科學學院測量，其余均在蘭州大學西部環(huán)境教育部重點實驗室完成。

2 結果

2.1 常溫磁學參數

常溫磁學參數如磁化率、頻率磁化率、等溫剩磁等 和參數之間的比值可以用來判斷磁性礦物含量、粒度等特征（Thompson and Oldfield，1986）。圖2為寧家河剖面常溫磁學參數。上層黃土磁化率χlf在40×10?8～ 90×10?8m3·kg?1，大部分在45×10?8～ 60×10?8m3·kg?1，均值為54.68×10?8m3·kg?1；下層黃土磁化率20×10?8～40×10?8m3·kg?1，均值為30.76×10?8m3·kg?1，整體而言，磁化率數值波動不大。指示亞鐵磁性礦物絕對含量的SIRM（圖2b）也表現出同樣的特征。χARM、HIRM用于指示單疇顆粒和硬磁性礦物的含量，上層黃土 的χARM稍高于下層，但HIRM與下層黃土相當，說明上層黃土具有較高含量的單疇顆粒，兩層黃土硬磁性礦物含量相當。χfd%對顆粒度接近超順磁（SP）與單疇（SD）界線（尤其是20～25 nm）的磁性顆粒敏感（Liu et al，2004），通常用百分比頻率磁化率（χfd%）來估算SP磁性礦物的相對含量。上 層黃土的χfd%（圖2i）基本在0～2%，下層黃土小于1%，說明基本不存在超順磁（SP）顆粒（Dearing，1999）。χARM/χ可以用來衡量SD顆粒的相對含量，從圖2e可以看出上層黃土該值明顯小于下層黃土，可以得知上層黃土磁顆粒相對較粗。這一比值在在整個剖面最高不超過3.5，在黃土高原西北部蘭州地區(qū)的風成沉積的χARM/χ可達到5（賈佳等，2011），而黃土高原強發(fā)育土壤可達7以上（Wang et al，2006），表明該剖面黃土中細粒磁性礦物相對含量較小。SIRM/χ與磁顆粒以及軟硬磁相對比例有關，該參數在下層黃土介于16～20 kA·m?1，比上層高出約4 kA·m?1（圖2f），Bcr值比上層高5 mT左右（圖2g），S-ratio也是在上層獲得較高值（圖2h），通過這三個參數可以推斷下層黃土含有更高比例的硬磁性礦物（如針鐵礦和赤鐵礦）。總體上，指示磁性礦物含量的指標（圖2 a～d）具有較好的正相關關系，說明亞鐵磁性礦物含量是磁學性質變化的主導因素。

圖2 寧家河剖面常溫磁學參數Fig.2 Room temperature magnetic parameters of Ningjia River loess section

寧家河剖面上下兩層黃土的磁學性質差異較大（如圖2所示），具體表現為：（1）磁性礦物含量方面，上層黃土高于下層黃土；（2）磁顆粒大小方面，上層黃土的磁顆粒較粗；（3）磁性礦物種類方面，上層黃土具有相對較高含量的軟磁性礦物（如磁鐵礦和磁赤鐵礦）。結合上述三個方面差異，我們認為下層黃土的強磁性礦物可能部分被水溶解而只余留下中心的部分而使得粒徑較細，可能部分被轉化為不完全反鐵磁 性礦物，如針鐵礦。造成這一變化的原因為下層黃土上部的礫石層。礫石層指示著河流的存在，礫石層孔隙較大，河水能夠下滲影響下層黃土。

不同磁學參數與磁化率相關關系在圖中顯示出截然不同的兩部分，大致以χlf值40×10?8m3·kg?1為界限，右邊（黑色圓點）和左邊（灰色圓點）分別對應上下層黃土（圖3）。有意思的是，這兩部分所表現出來的磁學規(guī)律相同。其中兩部分黃土的SIRM與磁化率的相關都很較高，但兩者的斜率和與X軸的截距不同， 說明磁顆粒大小和軟硬磁相對比例存在著差異。下層黃土各磁學參數與磁化率的相關關系與上層并無顯著差異，可能說明下層黃土不同層位后期水作用程度差別不大。結合熱磁分析（見下文），上下兩層黃土磁性礦物種類一致，并未出現纖鐵礦這種滯水環(huán)境下的指示礦物，說明后期水作用對于磁性礦物的改造可能僅存在于磁性礦物的表面。

2.2 高溫磁學特征

熱磁分析可以有效地對樣品中的磁性礦物種類進行鑒別（Thompson and Oldf eld，1986）。上下兩層黃土的熱磁κ?T曲線如圖4所示，盡管上下兩 層黃土的常溫磁學參數存在著較大的差異，但是兩者的加熱曲線形態(tài)基本一致，說明所含有的磁性礦物種類相同。所有樣品在加熱到120℃后磁化率稍有增高，一般認為這是針鐵礦轉化成磁赤鐵礦的特征（Oches and Bnaerjee，1996），300～450℃，磁化率隨溫度升高快速下降，在曲線上形成谷，通常認為這是由熱不穩(wěn)定的強磁性礦物磁赤鐵礦轉化為熱穩(wěn)定的弱磁性礦物赤鐵礦所致（Liu e t al，2005）。磁化率在580℃時基本下降到零且轉折明顯，指示了磁鐵礦（居里點為580℃）的存在。冷卻曲線位于加熱曲線上方且居里點為580℃，表明在還原條件下加熱過程中某些磁性礦物（如赤鐵礦）和含鐵硅酸鹽轉化為磁鐵礦（Liu et al，2005）。10.95 m和14 m樣 品（圖4 d、f）的冷卻曲線不同于其他樣品，原因有待進一步研究。綜上所述，熱磁分析表明上下兩層黃土中磁性礦物種類一致：主要的磁性礦物為磁鐵礦，含有磁赤鐵礦以及針鐵礦。

2.3 粒度頻率分布曲線

圖5為上下兩層黃土代表性樣品的頻率分布曲線，所測樣品與熱磁測量的樣品相同。從圖中可以看出，六個樣品的曲線形態(tài)基本一致，暗示兩層黃土具有相同的成因。所選的樣品粒徑范圍為0.3 ～200 μm，主要介于0.5 ～100 μm，其形態(tài)與粒度范圍均與伊犁昭蘇黃土相似（李傳想等，2011）。因此，可以認為寧家河上下 兩層沉積物均為風成成因。

圖3 寧家河剖面常溫磁學參數相關關系（黑色圓點：上層黃土；灰色圓點：下層黃土）Fig.3 The relationships between magnetic parameters and magnetic susceptibility（Black dot: top loess layer; grey dot: bottom loess layer）

圖4 上下層黃土代表性樣品的κ ?T曲線（上層黃土：a, b, c；下層黃土：d, e, f）Fig.4 The κ ?T curves of typical samples (Top loess layer: a, b, c; bottom loess layer: d, e, f)

圖5 代表性樣品的頻率分布曲線Fig.5 Grain size frequency distribution of the typical samples

3 討論

磁化率在黃土古氣候研究中起了非常重要的作用，已被廣泛地應用為古氣候變化研究的 代用指標，過去幾十年的研究，證實黃土高原中部黃土磁化率總體上可以反映過去的降水量，磁化率與成壤強度顯示出很好的正相關關系（Liu et al，2007；鄧成龍等，2007）。隨著研究區(qū)域的拓展，人們發(fā)現黃土古土壤磁化率與成壤強度并非總是正相關，如阿拉斯加黃土磁化率與成壤強度反相關（Begét and Hawkins，1989；Begét et al，1990）。黃土中的磁性礦物按成因可以劃分為原生和次生兩部分。前者由風力攜帶而來，反映了搬運風力、過程 和源區(qū)變化的信息；后者是沉積后期形成，蘊含著沉積區(qū)環(huán)境演化信息，成土作用形成的磁性礦物特征可用來反映降水量。磁化率是兩者的綜合體現，受源區(qū)形成、搬運、后期作用各方面的影響。不同地區(qū)不同環(huán)境條件下，控制磁化率變化的主導因素存在差異。黃土古土壤磁化率增強機制是黃土環(huán)境磁學研究的核心內容，也是利用磁學參數研究古氣候變化的前提，關系到磁學參數作為代用指標的可靠性和對古氣候準確精細的解釋。擴展到世界各地的黃土，這一問題也相應擴展為磁化率變化機制?？刂拼呕首兓囊蛩赜心男坎煌貐^(qū)的黃土古土壤磁化率與成壤強度對應關系不同，是磁化率變化機制的不同，還是同一規(guī)律在不同地區(qū)表現不同？黃土磁化率在多大程度上可以反演過去的環(huán)境變化？要解答這些問題需要對磁化率變化機制進行深入研究。

粉塵一旦沉積固定后，便開始后期的風化成壤。風化作用包括物理風化、化學風化和生物化學風化。通過野外觀察發(fā)現北天山黃土成壤強度遠遠低于黃土高原中部，也低于黃土高原西北部九州臺剖面的末次冰期黃土。因此北天山黃土所受的后期作用以物理風化為主，化學風化微弱。物理風化不能改變礦物的成分、顏色，可以推斷北天山黃土的磁性 礦 物以原生風成成因為主。本文研究剖面的磁學參數上表現為低χfd%和χARM/χ值，表明SP和SD亞鐵磁性礦物含量十分有限。次生磁性礦物通常具有較小的粒徑，因此磁學結果也支持寧家河剖面黃土中磁性礦物以原生組分為主的結論。磁性礦物種類是影響磁化率大小的重要方面。寧家河剖面黃土中含有赤鐵礦和針鐵礦，但是這兩種礦物的質量磁化率較磁鐵礦和磁赤鐵礦低三個數量級（Thompson and Oldf eld，1986），因此影響該區(qū)黃土磁化率大小的主要因素是原生亞鐵磁性礦物。通過熱磁分析（圖4），可以得知主要的磁性礦物為磁鐵礦和磁赤鐵礦，所以磁性礦物種類上的差別對磁化率影響不大。

原生磁性礦物為風力從源區(qū)搬運而來，全巖粒度可以指標風力大小或源區(qū)遠近。如圖6所示，磁化率與中值粒徑d（0.5）基本上具有同步變化的規(guī)律，在某些層位上甚至可以良好地對應。兩者的散點圖也顯示出粒度較粗，磁化率也較高的規(guī)律。博樂黃土中也發(fā)現磁化率與中值粒徑d（0.5）存在著這一關系，且兩者的相關系數更高（呂鑌等，2012）。全巖粒度與磁化率具有良好的正相關關系，這一現象可以解釋為，當風力變大或源區(qū)擴張，搬運至沉積區(qū)的黃土磁顆粒變粗，導致磁化率變大。值得指出的是，SIRM與磁化率表現出良好的正相關（圖2 a、b），若僅是磁顆粒變粗，則SIRM將降低，因為粗顆粒攜帶剩磁能力較弱。因此，風力變大或源區(qū)擴張，不但使黃土中磁顆粒變粗，也使其含量增加。兩者的疊加共同導致磁化率升高。該剖面磁化率增強機制與黃土高原西北部基本相似（強小科等，2012），說明干旱區(qū)黃土磁化主要受源區(qū)和風力控制。因此北天山黃土的磁化率變化機制可以簡要概括如下：當源區(qū)擴張或搬運風力增強，更多更粗的原生亞鐵磁性礦物被帶到沉積區(qū)，使黃土的磁化率增強。由此可知，在干旱區(qū)，磁化率與降水量基本無關。

圖6 磁化率與中值粒徑d（0.5）關系Fig.6 The relationship between magnetic susceptibility and medium diameter d (0.5)

4 結論

通過對寧家河黃土詳細的巖石磁學研究和全巖粒度的對比分析，本文得出以下主要結論：

（1）寧家河黃土磁性礦物以磁鐵礦、磁赤鐵礦為主；亞鐵磁性礦物以粗粒（PSD和MD）為主，基本不含細粒組分（SP和SD）。原生磁性礦物主導剖面磁學性質。

（2）寧家河黃土磁化率主要受源區(qū)和風力影響，磁化率增強是磁顆粒變粗和含量增加的結果。干旱區(qū)黃土磁化率不能作為降水的代用指標。

（3）被河流礫石層隔開的上下兩層黃土磁學性質上存在差異的可能原因是下層黃土受過后期河水作用。

致謝：郭雪蓮、陳渠、毛學剛和陳家勝參與了野外采樣，在此一并致謝！

鄧成龍, 劉青松, 潘永信, 等. 2007. 中國黃土環(huán)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 sequences [J]. Quaternary Sciences, 27(2): 193–209.]

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(fā)育及北疆干旱化[J]. 科學通報, 47(7): 1381–1387. [Fang X M, Shi Z T, Yang S L, et al. 2002. Loess in Tianshan and its implications for the dvelopment of the Gurbantunggut Desert and drying of northern Xinjiang [J]. Chinese Science Bulletin, 47(7): 1381–1387.]

郭雪蓮, 劉秀銘, 呂 鑌, 等. 2011. 天山黃土區(qū)與黃土高原表土磁性特征對比及環(huán)境意義[J]. 地球物理學報, 54(7): 1854–1862. [Guo X L, Liu X M, Lü B, et al. 2011. Comparison of topsoil magnetic properties between the loess region in Tianshan Mountains and Loess Plateau, China, and its environmental significance [J]. Chinese Journal Geophysics, 54 (4): 1854–1862.]

賈 佳, 劉現彬, 夏敦勝, 等. 2011. 坎蘇剖面記錄的西天山地區(qū)黃土磁學性質及其控制因素初探[J]. 干旱區(qū)地理, 34(1): 124–131. [Jia J, Liu X B, Xia D S, et al. 2011. Magnetic property and its dominant fact of loess strata in western Tangshan area recorded by Kansu section [J]. Arid Land Geography, 34(1): 124–131.]

賈 佳, 夏敦勝, 王 博, 等. 2012.黃土高原與伊犁黃土磁學特征對比及啟示[J]. 第四紀研究, 32(4): 749–760. [Jia J, Xia D S, Wang B, et al. 2012. The comparison between Loess Plateau and Ili loess magnetic properties and their implication [J]. Quaternary Sciences, 32(4): 749–760.]

賈 佳, 夏敦勝, 魏海濤, 等. 2010. 黃土高原西部典型古土壤與黃土的磁學特征及其古氣候意義[J]. 蘭州大學學報（自然科學版）, 46(6): 26–31. [Jia J, Xia D S, Wei H T, et al. 2010. Magnetic properties of typical paleosol and loess stratum of western loess plateau and its signif cation to paleocliamate [J]. Journal of Lanzhou University(Natural Sciences), 46(6): 26–31.]

李傳想, 宋友桂, 2011.粒度年齡模型在伊犁昭蘇黃土地層中的初步應用[J]. 地球環(huán)境學報, 2(5): 613–618. [Li C X, Song Y G, 2011. Application of grain-size age models on Zhaosu loess stratigraphy in Ili region [J]. Journal of Earth Environment, 2(5): 613–618.]

李傳想, 宋友桂, 千琳勃, 等. 2011. 中亞昭蘇黃土剖面粒度記錄的末次冰期以來氣候變化歷史[J]. 沉積學報, 29(6): 1170–1179. [Li C X, Song Y G, Xian L B, et al. 2011. History of Climate Change Recorded by Grain Size at the Zhaosu Loess Section in the Central Asia since the Last Glacial Period [J]. Acta Sedimentologica Sinica, 29(6): 1170–1179.]

李冠華, 夏敦勝, 溫仰磊, 等. 2013. 天山北麓典型黃土沉積序列的磁學特征及主控因子初探[J]. 第四紀研究, 33(5): 900–910. [Li G H, Xia D S, Wen Y L, et al. 2013. Rock magnetism of the loess/paleosol sequences in north of the Tianshan Mountains, northwest China [J]. Quaternary Sciences, 33(5): 900–910.]

劉東生. 1985. 黃土與環(huán)境[M]. 北京: 科學出版社. 1–481. [Liu T S. 1985. Loess and Environmental [M]. Beijing: Science Press, 1–481.]

呂 鑌, 劉秀銘, 趙國永, 等. 2012. 新疆博樂黃土巖石磁學特征及環(huán)境意義[J]. 蘭州大學學報(自然科學版), 48(5): 1–8. [Lü B, Liu X M, Zhao G Y, et al. 2012. Rock magnetic properties of Bole loess in Xinjiang and its environmental significances [J]. Journal of Lanzhou University (Natural Sciences), 48(5): 1–8.]

歐先交, 曾蘭華, 周尚哲,等, 2012.四川西部黃土沉積與環(huán)境演變研究綜述[J].地球環(huán)境學報, 3(1): 692–704. [Ou X J, Zeng L H, Zhou S Z et al, 2012. A review on research of loess and environmental change in west Sichuan Plateau of the eastern Qinghai?Tibetan Plateau [J]. Journal of Earth Environment, 3(1): 692–704.]

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(huán)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.]

宋友桂, Nie Jun-sheng, 史正濤, 等. 2010a. 天山黃土磁化率增強機制初步研究[J]. 地球環(huán)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(D輯), 40(1): 61–72. [Song Y G, Shi Z T, Fang X M, et al. 2010. Loess magnetic properties in the Ili basin and their correlation with the Chinese Loess Plateau [J]. Sciences in China (Series D), 40(1): 61–72.]

滕曉華, 張志高, 彭文彬, 等. 2013. 天山黃土巖石磁學特征及其磁化率增強機制[J]. 海洋地質與第四紀地質, 33(5): 147–154. [Teng G H, Zhang Z G, Peng W B, et al. 2013. Rock-magnetic characteristics of the Tianshan loess and the mechanism for enhancing magnetic susceptilibity [J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 33(5): 147–154.]

魏海濤, Banerjee S K, 夏敦勝, 等. 2013. 天山北麓黃土環(huán)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 sequences on the north slope of the Tianshan Mountains, northwest China and their paleoclimatic implications [J]. Chinese Journal Geophysics, 56(1): 150–158.]

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

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

Begét J, Stone D, Hawkins D. 1990. Paleoclimate forcing of magnetic susceptibility variations in Alaskan loess [J]. Geology, 18: 40 – 43.

Chen Q, Liu X M, Heller F, et al. 2012. Susceptibility variations of multiple origins of loess from the Ily Basin (NW China) [J]. Chinese Science Bulletin, 57 (15): 1844 –1855.

Dearing J. 1999. Magnetic susceptibility In Environmental Magnetism: A Practical Guide, Technical Guide [M], Walden J, Oldfield F, Smith J P(eds)[J]. Quaternary Research Association: London, 35–62.

Jia J, Xia D S, Wang B, et al. 2012. Magnetic investigation of Late Quaternary loess deposition, Ili area, China [J]. Quaternary International, 250(1–2): 84–92.

Liu Q S, Deng C L, Torrent J, et al. 2007. Review of recent developments in mineral magnetism of the Chinese loess [J]. Quaternary Science Reviews, 26(3?4): 368–385.

Liu Q S, Deng C L, Yu Y J, et al. 2005. Temperature dependence of magnetic susceptibility in an argon environment: implications for pedogenesis of Chinese loess/palaeosols [J]. Geophysical Journal International, 161 (1): 102–112.

Liu Q S, Jackson M J, Banerjee S K, et al. 2004. Mechanism of magnetic susceptibility enhancements of the Chinese loess [J]. Journal of Geophysics Research, 109(B12): B12107.

Liu Y, Shi Z T, Deng C L, et al., 2012. Mineral magnetic investigation of the Talede loess–palaeosol sequence since the last interglacial in the Yili Basin in the Asian interior [J]. Geophysical Journal International, 190: 267–277.

Oches E A, Bnaerjee S K. 1996. Rock-magnetic proxies of climate change from loess-paleosol sediments of the Czech Republic [J]. Studia Geophysical et Geodaetica, 40(3): 287–300.

Song Y G, Shi Z T, Dong H M, et al. 2008. Loess magnetic susceptibility in Central Asia and its paleoclimatic signif cances [J]. IGARSS, 2: 1227–1230.

Thompson R, Oldf eld F. 1986. Environmental Magnetism [M]. London: Allen and Unwin, 1–166.

Wang X S, Yang Z Y, Reidar L, et al. 2006. Environmental magnetism and paleoclimatic interpretation of the Sanmenxia loess-paleosol sequence in the southeastern extremity of the Chinese Loess Plateau [J]. Chinese Science Bulletin, 51 (22): 2755–2762.

Zan J B, Fang X M, Nie J S, et al. 2012. Rock magnetism in loess from the middle Tian Shan: Implications for paleoenvironmental interpretations of magnetic properties of loess deposits in Central Asia [J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 13(10): doi: 10.1029/2012GC004251.

Loess deposit on the terrace of Ningjia River in the northern slope of the Tianshan Mountains and its magnetic characteristics

Lü Bin1,2, LIU Xiu-ming2,3, CHEN Xiu-ling1
(1. Key Laboratory for Subtropical Mountain Ecology (Ministry of Science and Technology and Fujian Province Funded), School of Geographical Sciences, Fujian Normal University, Fuzhou 350007, China; 2. Key Laboratory of Western China's Environmental Systems (Ministry of Education), Lanzhou University, Lanzhou 730000, China; 3. Department of Environment and Geography, Macquarie University, Sydney NSW 2109, Australia)

In this paper, we report a loess section which located on the terrace of Ningjia River in the northern slope of the Tianshan Mountains. The two loess layers are separated by gravel bed of the river channel. This is rare in Xinjiang region. Samples from the two loess layers were collected and carried out rock magnetism and bulk sample grain size measurement. Base on the measurement, we analyze the magnetic characteristics of these tow loess layers and discuss the mechanism of magnetic susceptibility variation. The results show that magnetite and maghemite are the main magnetic minerals, and also, hematite and geothite are detected; the magnetic minerals domain is intermediate coarse pseudo-single domain (PSD) and multidomain (MD), indicating weak pedogenesis. The main differences of magnetic characteristics between two loess layers above and below the gravel bed are that the top loess layer had more and coarser magnetic minerals, higher proportion of soft magnetic minerals. The water of river may be the reason of these differences. There is an excellent positive relationship between magnetic susceptibility and bulk sample grain size, which is opposite to Chinese Loess Plateau, suggesting thatmagnetic properties were mainly controlled by allochthonous magnetic minerals. Magnetic susceptibility was mainly controlled by wind velocity and loess sources change.

Tianshan loess; magnetic minerals; magnetic susceptibility; stream terrace

P318

：A

：1674-9901(2014)02-0111-09

10.7515/JEE201402008

2014-02-13

國家自然科學基金項目（41210002，40830105，41302149）；福建省科技計劃項目公益類項目（K3-296）

劉秀銘，E-mail: xliu@fjnu.edu.cn