黃土中超順磁顆粒對(duì)古氣候的影響以三門峽為例

黃土中超順磁顆粒對(duì)古氣候的影響以三門峽為例

目前，我國(guó)黃土-古土壤條件的磁化率較高的土壤成因模式得到了廣泛認(rèn)可，但超順磁（sp）磁化率的貢獻(xiàn)以及如何記錄舊氣候變化之間沒有普遍一致[2.5]。maher和thompson通過分析剩余磁和非磁態(tài)磁，將合成磁性材料與古土壤磁化率進(jìn)行了比較。用多重回歸分析，獲得了古土壤磁礦含量是黃土的兩倍，并認(rèn)為至少90%的古土壤和黃土磁化率之間的差異是由sp磁合金含量不同引起的。banerjee和hunter使用低溫剩余磁測(cè)量技術(shù)在15k時(shí)估計(jì)sp磁合金吸收的剩余磁對(duì)古土的影響約占剩余磁總量的75%，黃土僅占20%。然而，ha和jag使用不同的粒徑范圍對(duì)黃土磁度進(jìn)行了估計(jì)，認(rèn)為sp磁度對(duì)古土壤磁化率的貢獻(xiàn)不到3%。國(guó)外[9.11]對(duì)西部黃土-古土壤條件的磁度、粒徑和磁化率進(jìn)行了有效的巖石磁學(xué)研究，并對(duì)由成土作用形成的sp對(duì)土壤磁化率的提高提出了質(zhì)疑。結(jié)果表明，由成土作用產(chǎn)生的sd磁化率對(duì)老土壤磁化率的貢獻(xiàn)至少為50%，對(duì)磁化率的改善起到了決定性作用，細(xì)粒磁的顆粒分布固定在一起。由于磁化率是磁性礦物的種類、含量和顆粒大小的綜合反映,其值受源區(qū)物質(zhì)的差異性、成壤期氣候條件和降雨量及成土作用持續(xù)的時(shí)間等諸多因素的控制和影響[12～15].而飽和等溫剩磁(SIRM)、非磁滯剩磁(ARM)、頻率磁化率(χfd%)等及其組合參數(shù)對(duì)不同粒徑范圍內(nèi)磁性礦物含量和粒度的相對(duì)變化反應(yīng)更為靈敏.為此,本文選擇黃土高原上記錄東亞夏季風(fēng)最靈敏、成土作用最強(qiáng)的黃土高原東南緣三門峽地區(qū)的黃土-古土壤序列為研究對(duì)象,通過多參數(shù)環(huán)境磁學(xué)指標(biāo)來深入分析該區(qū)黃土-古土壤磁性顆粒的含量和粒度變化特征,嘗試建立1Ma以來黃土高原東南緣黃土-古土壤序列環(huán)境磁學(xué)方面獨(dú)立的古氣候替代性指標(biāo),并對(duì)古土壤磁化率增強(qiáng)機(jī)制作嘗試性探討.1環(huán)境磁化學(xué)成分研究剖面位于三門峽市陜縣張汴鄉(xiāng)東南約1km的曹村東側(cè),地理坐標(biāo)34°38’N,111°09’E.剖面總厚度為153m,包括上部完整的33個(gè)黃土層和32個(gè)古土壤層(厚度為145m)和8m厚的紅黏土(未見底).本次研究從剖面上部的L1～L13(厚為71m)以10cm間距采集8cm×8cm×(5～8)cm古地磁大樣,對(duì)可能出現(xiàn)的地磁極性轉(zhuǎn)換處(L8～S8和L10～L13)進(jìn)行了連續(xù)取樣在室內(nèi),對(duì)間距為10cm的樣品加工為2cm×2cm×2cm的立方體試樣,并在每一層面上獲得3塊平行樣對(duì)第一套樣品的高分辨率古地磁研究已表明:布容/松山極性轉(zhuǎn)換界線位于S8的頂部,賈拉米洛正極性亞時(shí)的頂、底界分別位于S10和L13的頂部.本文選擇曹村黃土剖面的第二套樣品進(jìn)行低場(chǎng)磁化率(χ)、頻率磁化率(χfd%)非磁滯剩磁(ARM)和飽和等溫剩磁(SIRM2T)等環(huán)境磁參數(shù)測(cè)試分析.χ和χfd%由BartingtonMS2B雙頻磁化率儀完成,再由頻率為160Hz的2G交變場(chǎng)退磁儀施加最大值為100mT的交流場(chǎng)和0.1mT的直流場(chǎng)來獲得ARM.SIRM2T由Redcliffe脈沖磁力儀在垂直于ARM方向上加2T直流場(chǎng)獲得.之后由Solenoid在SIRM反方向分別加100和300mT的直流場(chǎng)來獲得IRM-0.1T和IRM-0.3T.所有樣品的ARM和IRM利用Digico旋轉(zhuǎn)磁力儀完成.在此基礎(chǔ)上計(jì)算出HIRM=1/2(SIRM+IRM-0.3T),S-0.1=-IRM-0.1T/SIRM,S-0.3=-IRM-0.3T/SIRM,SBloemental=(1-IRM-0.3T/SIRM)/2,χARM/χ和ARM/SIRM等比值.此外,還對(duì)部分樣品的ARM和SIRM進(jìn)行了系統(tǒng)的交變退磁,試圖通過不同種類剩磁的矯頑力譜線特征來分析其磁性載體類型.2土壤條件與arm、卷比的關(guān)系以上測(cè)得的磁學(xué)參數(shù)總體上呈線性正相關(guān)關(guān)系(圖1),主要反映了黃土-古土壤中強(qiáng)磁性磁鐵礦/磁赤鐵礦的含量變化特征.其中χ和ARM的線性相關(guān)系數(shù)R2達(dá)0.975(圖1(a)).這種明顯的正相關(guān)關(guān)系可以理解為兩種磁成分的疊加,即原生黃土組分(背景組分)和風(fēng)化/成土成分(磁增強(qiáng)組分)的相互消長(zhǎng)關(guān)系.隨風(fēng)化/成土作用的增加,χ和ARM同時(shí)線性增加,因而二者擬合直線的斜率反映了不同粒徑范圍內(nèi)磁性顆粒對(duì)χ和ARM貢獻(xiàn)的綜合反映,而其在χ軸上的截距χ0則可能趨近于未經(jīng)風(fēng)化原生黃土的磁化率值.曹村剖面的χ0值為1.495×10-7m3/kg,與最近報(bào)道的九洲臺(tái)、塬堡和宜川等剖面的馬蘭黃土(L1)和末次間冰期古土壤(S1)的χ0值(分別為1.505×10-71.585×10-7和1.898×10-7m3/kg)非常接近,可能反映了黃土高原上不同地區(qū)發(fā)育的黃土具共同的物源區(qū).χ和SIRM的線性相關(guān)系數(shù)R2為0.96(圖1(b)),略低于χ和ARM的相關(guān)系數(shù)0.975.一般來說,χ主要反映鐵磁性礦物的含量變化,ARM僅對(duì)粒度較細(xì)的SD強(qiáng)磁性顆粒更靈敏,而SIRM則不僅有低矯頑力磁鐵礦/磁赤鐵礦的貢獻(xiàn),還可能包含了部分高矯頑力的赤鐵礦.特別是當(dāng)樣品中磁鐵礦和赤鐵礦共存時(shí),強(qiáng)場(chǎng)下獲得的SIRM比低場(chǎng)獲得的χ和ARM對(duì)赤鐵礦的含量變化更靈敏.對(duì)該剖面部分黃土/古土壤樣品的ARM和SIRM交變退磁結(jié)果顯示:經(jīng)80mT的交變退磁,黃土樣品的ARM可衰減到5%以內(nèi),而古土壤可衰減到2%以內(nèi);幾乎所有黃土和古土壤樣品的SIRM2T經(jīng)200mT交變退磁仍保留10%以上,部分黃土樣品甚至達(dá)15%以上(圖2).可見,弱場(chǎng)ARM并未飽和高矯頑力的赤鐵礦,而強(qiáng)場(chǎng)SIRM的交變退磁結(jié)果明確指示了黃土/古土壤中存在高矯頑力赤鐵礦,而且其對(duì)黃土剩磁的相對(duì)貢獻(xiàn)要大于古土壤.因而,χ-ARM比χ-SIRM和ARM-SIRM更好的線性相關(guān)關(guān)系反映了χ和ARM的主要磁性載體是磁鐵礦/磁赤鐵礦,而SIRM則可能同時(shí)反映了鐵磁性磁鐵礦/磁赤鐵礦和部分反鐵磁性赤鐵礦含量的變化.此外,圖1(b)也明確表明,當(dāng)χ趨近于零時(shí),黃土樣品仍具一定的SIRM這也說明赤鐵礦對(duì)黃土SIRM的貢獻(xiàn)不容忽略.當(dāng)χ值增大時(shí),SIRM值也隨之線性增加.但當(dāng)χ值達(dá)一定數(shù)值(>200×10-8m3/kg)時(shí),隨χ的繼續(xù)增加,SIRM緩慢增加或基本保持不變,導(dǎo)致二者擬合的直線斜率明顯增大(圖1(b)).從理論上來講,當(dāng)磁性顆粒在SP范圍時(shí),磁化率顯著增加,而SP顆粒對(duì)SIRM的貢獻(xiàn)為零.因而圖1(b)中χ>200×10-8m3/kg時(shí)SIRM和χ?jǐn)M合直線斜率的明顯增大反映了樣品中由成土作用形成的SP顆粒顯著增加.31arm/和arm/變化的特征圖3為曹村剖面L1～L13的環(huán)境磁學(xué)參數(shù)隨深度變化曲線,所有磁學(xué)參數(shù)的峰/谷基本完全對(duì)應(yīng),反映了第四紀(jì)以來的冰期-間冰期旋回中,受東亞季風(fēng)系統(tǒng)所控制的風(fēng)塵堆積黃土的磁性顆粒的含量、種類和粒度的周期性變化規(guī)律.在以黃土堆積為主的氣候干冷期,χ,χARM和SIRM較小;而在古土壤發(fā)育的溫暖濕潤(rùn)期,以上參數(shù)明顯增大.由于χ,χARM和SIRM主要反映鐵磁性礦物種類和含量的變化,因而以上變化特征清晰地表明在古土壤相對(duì)發(fā)育的時(shí)期強(qiáng)磁性礦物含量的顯著增加.此外,雖然在同一層位上SIRM比χARM強(qiáng)度要大得多,但就整個(gè)剖面而言,χARM比SIRM變化幅度更大,尤其是發(fā)育程度較好的S4和S5古土壤層具有異常高的χARM值(圖3).由于ARM比SIRM對(duì)細(xì)粒的磁性顆粒更靈敏,因而這一變化特征明顯反映了在暖濕氣候條件下形成的古土壤不僅強(qiáng)磁性顆粒含量的增加,同時(shí)也說明其中的磁性顆粒粒度相對(duì)變細(xì)的特點(diǎn).磁粒度參數(shù)χARM/χ和ARM/SIRM也表現(xiàn)出與χ,χARM及SIRM類似的變化規(guī)律.ARM/SIRM主要反映粒徑大于SP的鐵磁質(zhì)磁性礦物的粒度變化,其值與磁性顆粒的粒度成反比.圖3所示的曹村剖面L1～L13的ARM/SIRM變化特征與近年來對(duì)典型黃土剖面的高分辨率粒度分析結(jié)果所指示的古土壤比黃土粒度細(xì)的特點(diǎn)相吻合[18～21].與ARM/SIRM和其他磁學(xué)參數(shù)所表現(xiàn)出的S5特征的峰值相比,代表極端暖濕氣候S5的χARM/χ峰值并不明顯,甚至低于土壤化程度比其低的S6,S7和S8.這可能是由于土壤化程度最高的S5經(jīng)強(qiáng)烈的成土作用從而導(dǎo)致SP顆粒大量生成的結(jié)果.由于SP顆粒對(duì)χ貢獻(xiàn)最大而對(duì)ARM的貢獻(xiàn)為零,因而χARM/χ比值減小.然而從黃土高原腹地典型剖面—涇川剖面和渭南剖面的粒度指標(biāo)隨深度變化曲線來看(圖4),雖然在黃土高原上S6的古土壤發(fā)育程度明顯弱于代表極端濕熱氣候的S5復(fù)合古土壤,但S6的粒度與S5相比并沒有明顯變粗.在渭南剖面,S6的粒度不僅細(xì)于古土壤發(fā)育更好的S2和S3,甚至比S5還細(xì).因而我們也不能排除χARM/χ真實(shí)地反映了磁性顆粒粒度變化趨勢(shì)的可能性.也就是說,S5低的χARM/χ值可能并不歸結(jié)于SP顆粒的大量補(bǔ)償.4穩(wěn)定的sd顆粒對(duì)的貢獻(xiàn)從理論上來講,SD顆粒的ARM值最大,MD和PSD顆粒的ARM值較低;而SP顆粒盡管具有大的χ和χfd%值,但其不攜帶任何形式的剩磁(包括ARM和IRM).由于ARM對(duì)SD顆粒最靈敏,因而被廣為用來檢測(cè)樣品中SD顆粒的含量.按照中國(guó)黃土-古土壤序列中古土壤磁化率明顯高于黃土的特點(diǎn)Zhou等人提出了古土壤磁化率增強(qiáng)的成土作用模式,認(rèn)為古土壤磁化率的顯著增加主要是間冰期內(nèi)的氣候適宜期形成大量次生的SP磁性礦物的結(jié)果.然而,如圖1所示,ARM-SIRM,ARM-χ和SIRM-χ均呈明顯的線性相關(guān)關(guān)系,并沒有表現(xiàn)出χ增強(qiáng)時(shí)ARM和SIRM保持不變的情形.可見,即使就土壤化程度明顯高于黃土高原腹地的曹村黃土而言,雖然古土壤磁粒度較細(xì),但仍主要以相對(duì)偏細(xì)的單疇(SSD)亞鐵磁性顆粒為主.雖然曹村剖面的古土壤也表現(xiàn)出χfd%明顯高于黃土的特點(diǎn)(圖3),而且χfd%也被廣為用來指示SP顆粒的含量.但χfd%最大的缺陷是不能有效區(qū)分這些細(xì)磁性顆粒是SSD還是SP,盡管其高值總體上反映了磁性顆粒接近SP/SD臨界區(qū)間的特點(diǎn).此外,近年來的研究也表明,χfd%值的大小可能是SP與SD磁性顆粒粒度分布范圍的反映,即高的χfd%值意味著SP與SD磁性顆粒具較窄的粒度分布范圍,而非SP顆粒含量的增加.值得注意的是,Liu等對(duì)西部黃土高原的塬堡剖面細(xì)致的巖石磁學(xué)研究也充分表明:SD磁性顆粒是ARM的主要攜帶者;對(duì)于中等發(fā)育程度的古土壤(χ<10×10-7m3/kg),穩(wěn)定的SD顆粒對(duì)χ的貢獻(xiàn)要大于SP顆粒;而對(duì)于發(fā)育更成熟的古土壤(χ>10×10-7～12×10-7m3/kg),與成土作用有關(guān)的PSD顆粒對(duì)磁化率的貢獻(xiàn)顯著增加.由此可見,先前認(rèn)為的由成土作用形成的SP顆粒對(duì)古土壤χ的貢獻(xiàn)可能被高估了.S-ratio(包括S-0.3T和S-0.1T)主要用來衡量磁鐵礦磁赤鐵礦和赤鐵礦/針鐵礦的相對(duì)含量[28～30].如果S為1,表明完全為磁鐵礦/磁赤鐵礦;而S值的降低則表明高矯頑力磁性礦物的影響在增加.通常用HIRM=1/2(SIRM+IRM-0.3T)來表征高矯頑力礦物(赤鐵礦/針鐵礦)的含量變化.由于高矯頑力鐵氧化物與強(qiáng)磁性的磁鐵礦/磁赤鐵礦相比對(duì)磁化率和剩磁的貢獻(xiàn)要小得多,因而S-ratio和HIRM的結(jié)合使用可更客觀地反映高矯頑力礦物的相對(duì)和絕對(duì)變化.圖5表明在古土壤發(fā)育時(shí)期,在低矯頑力強(qiáng)磁性礦物含量顯著增加的同時(shí),高矯頑力的弱磁性赤鐵礦/針鐵礦的絕對(duì)含量也增加.最近,Balsam等通過紫外-可見-近紅外反射光譜方法對(duì)洛川和靈臺(tái)剖面的研究也表明,赤鐵礦和針鐵礦的含量與磁化率呈明顯的正相關(guān)關(guān)系.本次研究結(jié)果為紫外-可見-近紅外反射光譜這一快速測(cè)量土壤中鐵氧化物礦物含量方法的可靠性提供了重要佐證.可見,成土作用不僅會(huì)導(dǎo)致對(duì)古土壤磁性顯著增強(qiáng)的磁鐵礦及其氧化產(chǎn)物磁赤鐵礦含量的增加,而且誘導(dǎo)了弱磁性鐵氧化物(赤鐵礦和針鐵礦)含量的增加.而古土壤中這些次生的弱磁性鐵氧化物極有可能是在間冰期風(fēng)化成壤過程中由不穩(wěn)定硅酸鹽礦物(如輝石、黑云母、綠泥石等)分解所形成圖4顯示,曹村剖面與洛川經(jīng)典剖面的磁化率曲線特征表現(xiàn)出較好的一致性,在局部層位次一級(jí)的磁化率峰值甚至比洛川剖面更明顯.特別值得注意的是,曹村剖面“上粉砂層”L9中部的弱發(fā)育古土壤層L9SS1的磁化率曲線與洛川剖面相比顯著得多,其峰值大小達(dá)97.1×10-8m3/kg,甚至可與S7和S8相比.因此,一種可能的情形是,L9并不代表一個(gè)完整的極端氣候干冷期,在L9堆積的中期仍存在一個(gè)短暫的氣候適宜期.在這一氣候適宜期,東亞夏季風(fēng)并沒有延伸到黃土高原的腹地,而位于黃土高原東南緣的三門峽地區(qū)黃土則清晰地記錄了這一短暫的氣候適宜期.可見,三門峽地區(qū)黃土與黃土高原中部和南部的典型剖面相比既有相似性又有自身的特色,是黃土高原上記錄東亞夏季風(fēng)最靈敏的地區(qū)之一.圖4的深海氧同位素曲線不僅明確指示了第四紀(jì)以來的冰期-間冰期多旋回特征,更重要的是第四紀(jì)以來氣候總體上變冷的趨勢(shì).然而,中國(guó)黃土的χ,χARM和SIRM等磁學(xué)參數(shù)并沒有這種長(zhǎng)周期變化趨勢(shì).雖然黃土-古土壤的粒徑與磁化率總體上也具一定的正相關(guān)關(guān)系,但從大的時(shí)間尺度上來看,粒度參數(shù)遵循深海氧同位素所指示的第四紀(jì)以來氣候變冷的總體趨勢(shì)(圖4).自0.78Ma(布容/松山極性轉(zhuǎn)換界線)以來,曹村剖面的χARM/χ值也具有這一趨勢(shì)而且曹村剖面的χARM/χ與涇川剖面的中值粒徑曲線無論從峰-谷變化特征還是總體趨勢(shì)都表現(xiàn)出很好的相似性.雖然目前還沒有曹村剖面的粒度分析結(jié)果但二者之間極好的相似性在某種程度上可能反映了χARM/χ可以用來指示黃土-古土壤序列的磁性顆粒粒度變化特征.最近,Deng等對(duì)陜西交道黃土剖面CBD處理前后的χ/χARM都記錄了第四紀(jì)以來磁粒度的逐漸變粗和冬季風(fēng)階段性增強(qiáng)