广西八仙天池表层沉积物中磁性矿物源-汇过程探讨*

韦若梅，杨小强，张玲，周绮娴，张庭伟

中山大学地球科学与工程学院/广东省地球动力作用与地质灾害重点实验室，广东珠海 519082

湖泊作为物质运输的最终场所之一，往往记录了相对连续且丰富的环境变化信息，是研究古环境演变的理想载体。过去数十年来，利用环境磁学参数，重建湖泊沉积物记录的季风强弱变化［1-4］、流域侵蚀作用和植被覆盖状况［5］、气候冷暖转换［6-8］以及干湿程度［9］等，取得了一系列的成果，为客观认识过去地球环境的特征提供了丰富的资料。

沉积物中反映环境变化的各种磁学参数，其变化的根源在于其中包含的磁性矿物的类型、粒度和含量的变化。随着对湖泊沉积物磁性矿物和磁学参数认识的加深，人们逐渐意识到磁性参数对环境的响应具有普遍的多解性。磁性矿物在沉积之后的成岩作用过程中，可能发生溶解或生成新的磁性矿物，极大地改变了原始的环境信息［10-12］。同时，磁性矿物在随着碎屑物质从源区向汇区搬运的过程中，混杂了不同来源、不同地质环境下形成的成分，导致湖泊沉积物中磁学参数反映的是一个混合信息，而非单一环境的体现。因此，在利用环境磁学方法重建古环境的研究时，需要系统厘定从源区至汇区过程中，磁性矿物在类型、粒度等方面的转变。

对开放型湖泊而言，由于河流的输入，磁性矿物来源复杂，阐述上述变化过程具有很大的挑战。而选择封闭性、汇水面积较小的湖泊，以此类湖泊汇水面积区的周边土壤和湖泊表层沉积物为突破口，是认识磁性矿物从源区到汇区转换的有效途径。本文以位于广西武宣县的一个封闭性小型湖泊八仙天池为例，通过研究湖泊汇水面积区表层土壤和表层沉积物的岩石磁学参数，探讨磁性矿物从风化形成到湖泊沉积之后，其发生的转变过程，为利用磁学方法恢复古环境提供有益的参考资料。

1 区域背景

八仙天池（23.540 9°N，109.651 7°E，海拔213 m）是一封闭性的岩溶湖泊，位于广西壮族自治区来宾市武宣县八仙山上（图1），属于降水补给的天然封闭型湖泊。湖泊面积大约为0.01 km2，最大湖深为4 m，平均深度2.8 m。湖泊周围地形陡峭，平均坡度在30o～40o之间。基岩为灰色灰岩，风化土壤层厚约30～50 cm。属于岩溶塌陷后形成的封闭性湖泊。区域平均年降水量为1 500 mm，平均年气温为20.5 ℃，属于亚热带季风气候。主要的植被类型为马尾松和常绿落叶阔叶林［13］。

2 样品与分析

首先在湖泊汇水区域四周，约等间距采取5个表层土壤样品，依次编号BX-S2，-S3，-S4，-S5和BX-S6（图1(b)），以代表湖泊汇水面积区表层土壤的整体性质。然后用重力柱状采样器，在湖泊水体中心采取一长约1.5 m 的岩芯样品（编号为BXC2-02，23.540 64°N，109.651 02°E）。从距岩心顶部80 cm 处开始往上用1 cm×1 cm×1 cm 的陶瓷盒子和密封袋对样品进行连续采样，依次编号为BXC2-1～65。应用于本研究的主要样品为岩心BXC2-02 顶部6 个沉积物样品BXC2-55、BXC2-61～65 （分别位于深度12.5，5.0，3.75，2.5，1.25 和0 cm 处）和5 个表层土壤样品BX-S2～6。同时为便于观察湖泊沉积物中磁性矿物的变化，位于25 cm 和62 cm 两处的样品也被选取进行透射电镜和能谱分析。

图1 广西八仙天池地理位置（a）及其汇水区卫星遥感图像（b）Fig.1 Geographical location of Baxian lake in Guangxi(a)and satellite remote sensing image of its catchment area(b)

对所有样品先进行低、高频磁化率测量，测试频率分别为976 和15 616 Hz，场强为200 A/m。样品磁化率随温度变化的测量在氩气环境中进行（场强为200 A/m，频率为976 Hz），从室温加热至700 ℃后再降到室温。以上实验均在卡帕桥MFK1-FA 磁化率仪和CS-4 加热装置上进行。随后利用JR-6A 旋转磁力仪对所有样品进行非磁滞剩磁（ARM）和等温剩磁（IRM）测量。获得ARM 的交变磁场的峰值为80 mT，相应的直流场为50 μT。用振动样品磁力仪（VSM3900）对湖泊沉积物样品和流域土壤样品进行磁滞回线（LOOP）、等温剩磁获得曲线（IRM）、反向场退磁曲线（DCD）和一阶反转曲线（FORC）测量。磁滞回线最大磁场强度为±1 T，步长为10 mT；反向场退磁曲线测量之前施加的饱和磁场强度为1.5 T，剩磁获得曲线最大磁场强度为1 T，选择非线性增加场强。样品的FORC 曲线测量使用的饱和磁场强度为1 T，步长为1.4 mT，平均时间为2 s，曲线条数为120 条。磁滞回线数据采用仪器自带软件MicroMag VSM 进行顺磁校正与平滑处理，FORC数据则运用FORCi⁃nel 程序在IGOR PRO 软件中进行处理［14］。从磁滞回线中提取饱和磁化强度（Ms）、饱和剩余磁化强度（Mrs）、矫顽力（Bc）和高场磁化率等参数；从反向场退磁曲线中提取剩磁矫顽力（Bcr）、IRM-300mT参数，并从中计算低矫顽力矿物与高矫顽力矿物的相对比例S-ratio（S-ratio=IRM-300mT/Mrs）以及指示高矫顽力矿物绝对含量的硬饱和剩磁（HIRM）=(Mrs+IRM-300mT)/2。

选择湖泊顶层沉积物样品，在Quantum Design公司的VersaLab 测试剩磁随低温变化曲线特征。样品首先降温至50 K，随后置于3 T 中获得剩磁，5 min后撤去磁场。以2 K/min的速率进行升温，获得样品从50 K 升温至300 K 的ZFC 剩磁曲线。之后，样品首先降温至50 K，随后置于2.5 T 中，以2 K/min 的速率进行升温，获得样品从50 K 升温至300 K 的FC 剩磁曲线。以上实验均在中山大学地球科学与工程学院磁学实验室完成。

将一个表层土壤样品和不同深度的3个湖泊沉积物样品进行磁分选，将磁选之后的颗粒置于双面铜网之上，用场发射透射电镜JEM2100 TEM（200 kV 加速电压，配置能谱分析仪）观察矿物形貌特征和元素含量，该实验在中国科学院地质与地球物理研究所完成。

3 实验结果

3.1 磁性矿物类型

磁滞回线参数表明，所有样品在磁场升高到500 mT 时基本可以达到饱和磁化，磁滞回线形态呈现典型的软磁性矿物特征（图2）。但是表层土壤样品和湖泊表层沉积物样品的IRM 获得曲线和反向场退磁曲线具有不同的特征（图3）。湖泊表层沉积物样品的IRM 在100 mT 时达到了饱和等温剩磁的80%以上，在300 mT 左右达到饱和等温剩磁的90%，剩磁矫顽力在35 mT 左右；而表层土壤样品在100～300 mT 之间具有明显的弧度，IRM 增加的速率低于前者，在100 mT 时IRM 为饱和等温剩磁的70%左右，在300 mT 时达到SIRM 的90%左右，剩磁矫顽力在15～35 mT 之间。与表层土壤样品相比，湖泊沉积物样品剩磁矫顽力分布更为集中且数值更大。这些数据表明，湖泊沉积物和表层土壤样品的剩磁主要由低矫顽力矿物贡献，但存在少量的高矫顽力矿物［15-16］。

图2 湖泊表层沉积物和汇水面积区域表层土壤样品磁滞回线图（所有样品均经过顺磁校正）Fig.2 Hysteresis loop diagram for lake surface sediments(a)and catchment soil samples(b)

图3 湖泊表层沉积物与汇水面积区域表层土壤样品反向场退磁曲线（a）和等温剩磁获得曲线（b）Fig.3 The isothermal remanent magnetization acquisition curves and back field demagnetization curves for lake surface sediments(green line)and catchment soil(brown line)samples

为了进一步获取湖泊表层沉积物和表层土壤样品中不同矫顽力的组分信息，对其进行了IRM矫顽力谱分析（图4 和表1）［17］。结果表明，湖泊表层沉积物含有3 种矫顽力组分，组分1 和2 应该为不同粒度大小的低矫顽力矿物，组分3为赤铁矿等高矫顽力矿物［18］；而表层土壤样品存在4 种不同矫顽力组分，组分1 为超细粒的低矫顽力矿物［19］，组分2和组分3亦为低矫顽力矿物，但组分3 的粒度可能更细，且可能受到表面氧化作用的影响［17，20］，组分4 为高矫顽力矿物。湖泊表层沉积物和表层土壤样品中的低矫顽力矿物对剩磁的贡献大于80%，但前者各组分所占比例较为一致，均以组分2占绝对优势；后者各组分所占比例差别较大。

表1 湖泊表层沉积物与汇水面积区域表层土壤样品矫顽力组分的数目及参数1）Table 1 Numbers and parameters of IRM coercivity components of lake surface sediments and catchment soil samples

图4 湖泊表层沉积物（a～e）与汇水面积区域表层土壤（f～j）样品IRM梯度获得曲线黑色实心圆点为测量数据，红色粗线为拟合曲线，橙色、蓝色、绿色和黄色细线分别为矫顽力组分1、2、3和4，处理软件为pyIRM（https://github.com/botaoxiongyong/pyIRM）Fig.4 The gradient of acquisition plot(GAP)of IRM for lake surface sediments(a-e)and catchment soil samples(f-j)

磁化率随温度变化的结果显示（图5），在加热过程中，湖区表层土壤样品除了BX-S6 外，其它几个样品的磁化率在260 ℃左右出现显著的峰值，随后磁化率随温度的增加而降低直至400 ℃左右，这一变化可能来自于土壤中的纤铁矿受热转变成磁赤铁矿，而磁赤铁矿随着温度升高逐渐转变为赤铁矿［22］。在约400～500 ℃之间磁化率达到峰值，580 ℃左右磁化率趋近最小值，冷却曲线远远位于加热曲线之上，低于580 ℃之后逐渐增加，这些特征说明样品中其它含铁矿物在加热过程中转变为磁铁矿［23］。

图5 湖泊表层沉积物(BXC)与汇水面积区域表层土壤(BX)磁化率随温度变化曲线Fig.5 Temperature dependence of magnetic susceptibility for lake surface sediments(BXC)and catchment soil samples(BX)

湖泊表层沉积物的磁化率随温度变化特征与表层土壤样品相比具有截然不同的特征。加热曲线仅是在400～500 ℃出现非常显著的峰值，峰的形状较之土壤样品尖锐，峰值更大。此外，热处理后的湖泊表层样品磁化率增强幅度亦较土壤样品大，表明湖泊沉积物样品在加热过程中同样也存在由含铁硅酸盐矿物转变为磁铁矿的现象，但是新生成的磁铁矿的含量较土壤样品高。500 ℃左右磁化率在加热曲线上的峰值较土壤样品明显，说明除了因为含铁硅酸盐/粘土矿物受热分解形成磁铁矿而导致磁化率值增加之外，还可能是因为湖泊沉积物中SD 磁铁矿较多导致Hopkinson 峰较明显［23-25］、有机质含量较多而导致赤铁矿等铁氧化物更多的被还原为磁铁矿［26］。

湖泊顶层沉积物样品剩磁强度随低温变化的特征，尽管在0 和2.5 T 磁场两种条件下，剩磁强度均没有显著变化；但是对2.5 T 场强下的磁化强度数据进行一阶求导之后，在约82 K 发生快速的跳变，显示了生物成因的磁铁矿存在［27］（图6）。

图6 湖泊表层沉积物剩磁随低温变化曲线ZFC和FC分别为0 和2.5 T磁场条件下的剩磁Fig.6 Low-temperature remanence warming curves after zero-field cooled(ZFC)and field-cooled(FC)conditions for lake sediments

3.2 磁性矿物浓度变化

从图7 和表2 可以看出，湖泊表层样品的质量磁化率（χ）、频率磁化率（χfd）和饱和磁化强度（Ms）明显较土壤样品低，而饱和等温剩磁（Mrs）和非磁滞剩磁（ARM）值稍大。这表明表层土壤样品中含有大量超顺磁颗粒［27］。也就是说，当样品中存在少部分的超顺磁颗粒，就可以对该样品的磁化率起重要贡献［20］。从图6 中可以看出代表超顺磁矿物含量的频率磁化率与质量磁化率的曲线变化相似，说明土壤中超顺磁颗粒含量较多，对质量磁化率的贡献较大。高场磁化率（χhifi）（0.5～1 T 之间磁滞回线的线性段）可以反映顺磁性矿物的大致含量［25］，土壤样品与湖泊表层沉积物样品的高场磁化率值差异较小，说明顺磁性矿物含量不是导致这两组样品质量磁化率差异较大的原因。Mrs与ARM 不受样品中超顺磁颗粒和顺磁性矿物的影响，可以反映样品中单畴或准单畴磁性矿物含量的相对变化［20］，湖泊沉积物样品和表层土壤样品二者的值相差不大，表明铁磁性矿物含量在两种介质中是基本一致的，但ARM 反映的细粒磁性矿物含量在湖泊沉积物中稍高。HIRM 可用来指示样品中赤铁矿和针铁矿等高矫顽力矿物的绝对含量， S-ratio 则指示低矫顽力矿物与高矫顽力矿物的相对含量［28］。土壤样品和湖泊表层样品的S-ratio 和HIRM 数值接近，且S-ratio 均大于80%，表明两组样品均以低矫顽力矿物为主，高矫顽力矿物的绝对含量和相对含量差别不大（表2）。

表2 八仙天池表层沉积物与汇水面积区域表层土壤样品的相关磁性参数Table 2 Relevant magnetic parameters of lake surface sediments and catchment soil samples

图7 湖泊表层沉积物（BXC）与表层土壤样品（BX）磁性参数对比Fig.7 Comparison of magnetic parameters between lake surface sediments(BXC)and catchment soil samples(BX)

3.3 磁性矿物磁畴状态变化

ARM/SIRM （非磁滞剩磁/饱和等温剩磁）、SIRM/χ （饱和等温剩磁/质量磁化率） 和χARM/χ（非磁滞剩磁磁化率/质量磁化率）通常用来指示磁性矿物粒度大小，值越高说明磁性矿物粒度越细［3，5，7］。湖区表层土壤样品中SIRM/χ 和χARM/χ 明显低于湖泊表层沉积物样品（表2），说明土壤样品中含有的SP 颗粒较多，湖泊表层沉积物中含有更多接近单畴颗粒的磁性矿物。SIRM 和ARM 不受超顺磁颗粒的影响，湖泊沉积物的ARM/SIRM 高于土壤样品，表明前者磁性矿物的粒度相对较细。湖泊沉积物样品的矫顽力（Bc） 和剩磁矫顽力（Bcr）均大于表层土壤样品（表2），也可能受到粒度大小的影响。

样品的一阶反转曲线（FORC）可以进一步比较准确的判断磁性矿物的矫顽力分布、磁性矿物颗粒之间的磁相互作用强弱和磁性矿物种类及磁畴状态［29-30］。图8 显示湖泊表层沉积物样品的FORC 图呈现典型的单畴状态（SD），沿Bu=0 等值线闭合，矫顽力分布在20～30 mT 之间，沿纵轴（Bu）的延伸很小，表明无相互作用或相互作用非常弱。表层土壤样品则沿纵轴成开口形态，矫顽力值在10 mT 左右，呈现为弱相互作用的PSD 状态［31-32］。但由于土壤样品中存在一定量的SP颗粒，因此FORC 呈现出的PSD 状态也可能是SP 颗粒与SD颗粒混合所导致的。

图8 湖泊表层沉积物与表层土壤样品FORC图解Fig.8 FORC(First-order reversal curve)diagrams for lake surface sediments(a-e)and catchment soil samples(f-j)

3.4 磁性矿物透射电镜特征

表层土壤样品和湖泊表层沉积物样品的透射电镜及其能谱分析结果显示（图9）。表层土壤中磁性矿物粒度较大，可以观察到300～400 nm 粒径的磁铁矿，磁铁矿晶格中有被Ti 等原子替代，形状多不规则。而湖泊沉积物中，既有形状类似土壤样品的不规则状的磁铁矿，颗粒大小也与土壤样品基本一致，但同时存在近似八面体形状的磁铁矿，长、短轴的直径分别约为75 nm 和62 nm。两种形态矿物的Fe、O原子含量有显著差别，形状不规则矿物的Fe/O 原子之比远小于近八面体的矿物（表3）。

图9 表层土壤样品与湖泊沉积物样品透射电镜及其能谱分析结果Fig.9 Transmission electron microscope and energy dispersive X-ray spectrometry (EDXS)analyses of surface soil and lake sediments samples

表3 湖泊汇水面积区域表层土壤样品与湖泊沉积物样品能谱分析结果1）Table 3 Elemental mapping of EDXS for surface soil and lake sediments samples

4 讨 论

4.1 八仙天池湖泊表层沉积物的来源

通常情况下，湖泊沉积物中磁性矿物主要来自两种渠道，一是汇水面积区域由风化作用形成的磁性矿物的搬运［1，3，5，7-8，33-34］，二是在湖泊环境中，由生物因素参与形成的磁铁矿［6，9-10，35-36］和还原作用对碎屑磁铁矿等进行改造形成铁硫化物［11，37-39］。磁性矿物来源不同，对环境的指示有着显著的差别。八仙天池是位于山脉之上的小型封闭湖泊，碎屑物质的主要来源只能是汇水面积区域的风化层土壤。分析湖区表层土壤与湖泊沉积物样品中磁学矿物类型，尽管二者都以软磁组分的磁铁矿为主要载磁矿物，但是在磁学矿物类型、粒度和浓度等方面二者显著不同。首先，土壤样品中含有明显的超顺磁矿物和纤铁矿，但是在湖泊沉积物中这两者的含量或者大幅度减少，或者缺失。第二个方面，虽然不能确定土壤样品FORC 图中呈现出的PSD 特征是因为存在PSD 颗粒还是因为SP 颗粒与SD 颗粒的混合，或者两者都有，但是通过岩石磁学分析和透射电镜观察表明，表层土壤样品中磁铁矿的粒度确实较湖泊沉积物中SD 磁铁矿大，而且形状多不规则，反映了成土作用过程中由风化作用形成的碎屑磁铁矿。八仙天池从周围风化土壤的碎屑物质源区到湖泊中沉积，搬运距离在10～50 m 范围之内，搬运过程中不可能发生改造。超顺磁矿物和纤铁矿在湖泊沉积物中的减少或者缺失，磁铁矿粒度的减小，只能来自碎屑物质沉积之后在成岩过程中的改造和湖泊中由生物因素参与形成新的磁性矿物。

Oldfield［40］通过测量一系列天然土壤和沉积物样品的磁化率、频率磁化率和非磁滞剩磁磁化率，发现碎屑成因的样品和非碎屑成因的样品分别位于两个明显不同的区间。这一方法常常被应用于快速的检测湖泊沉积物中是否存在生物成因磁铁矿，但对介于碎屑和非碎屑分布范围之外的磁性矿物，不同学者的判断有所不同［8，10，41-43］。如一些学者在对位于英国西北部的布莱勒姆•塔恩（Blel⁃ham Tarn）沉积物［41］以及兄弟水（Brothers Water）湖泊沉积物［10］进行磁性研究时发现，样品落在碎屑和细菌成因范围的过渡区间，因此认为这两个湖泊沉积物的磁性特征既受流域来源的磁性矿物影响，又受湖泊中细菌磁小体的影响。Sandeep等［8］在对印度南部的普库特（Pookot）湖泊沉积物样品进行投图后发现大部分样品位于碎屑来源区间，而有小部分样品位于Brothers Water 湖泊样品的数值范围，但根据所有Pookot湖泊样品的数值明显低于Oldfield［40］划定的非碎屑成因区间、湖泊沉积物的χARM/SIRM 值很低、湖泊样品与湖区土壤样品磁性粒度相似等特点，他们认为湖泊沉积物为碎屑成因。对汇水面积区域表层土壤和湖泊表层沉积物进行χARM/χfd-χARM/χ投图（图10），可以发现表层土壤与湖泊沉积物分别位于截然不同的两个区间。湖泊沉积物更多位于含有细菌成因的磁性矿物的区间。尽管在湖泊沉积物中，电镜观察时没有发现链状或者子弹头形状等典型的生物细菌成因的磁铁矿，但是近八面体的良好晶形、单畴颗粒和非常高的Fe/O 原子之比，以及样品的剩磁在82 K的突变，也指示了生物成因的磁铁矿［27，44］。通常认为，湖泊沉积物中生物成因的铁磁性矿物，形成于有机质丰富、气候温暖湿润时期［43］。八仙天池位于亚热带区域，表层沉积物处于近、现代沉积环境，气候温暖湿润，同时沉积物呈灰黑色，有机质丰富。这些条件有利于生物成因磁铁矿的形成。

图10 χARM/χfd与χARM/χ二元图（据文献［10，38-39］）Fig.10 Bi-logarithmic plots of χARM/χfd vs χARM/χ for lake sur⁃face sediments and catchment soil samples［10，38-39］

湖泊沉积物中纤铁矿、超顺磁矿物的减少和碎屑磁铁矿粒度的减小，应该来自沉积之后的还原作用。前人研究表明，在以细菌为媒介且有机质作为还原剂的还原环境中，首先是含铁矿物被溶解和还原，导致Fe3+被还原为Fe2+［39，44-46］。在含铁矿物中反应活性最高的是水铁矿和纤铁矿，其次为针铁矿、磁铁矿和赤铁矿，最后为含铁的硅酸盐和黏土矿物。当反应活性高的水铁矿和纤铁矿被大量消耗时，才会出现H2S，针铁矿、磁铁矿和赤铁矿这些反应活性较低的矿物将会与H2S反应形成铁的硫化物（生成的顺序为：磁黄铁矿→胶黄铁矿→黄铁矿）［39，46-50］。在湖泊表层沉积物的FORC 图中，中心等值线位于Bu=0附近，没有偏向Bu＜0 方向，磁相互作用较弱、矫顽力分布在20～30 mT 之间，为典型的SD 磁铁矿特征，并没有显示出含有亚铁磁性铁硫化物的信息。此外，湖泊表层样品中的高矫顽力矿物含量与土壤样品差别不大，同样说明了湖泊尚处于铁（氢）氧化物还原环境，未达到硫酸盐还原环境。而纤铁矿和超顺磁颗粒的溶解、碎屑磁铁矿的部分溶解可能会为新的磁铁矿形成提供铁来源。

根据上面的分析，我们认为八仙天池湖泊沉积物中的磁性矿物，主要由两部分来源构成，一是汇水面积区域由风化作用形成的磁性矿物，但是其在湖泊环境中发生了改造，粒度减小、超顺磁等矿物的含量减少；二是在湖泊环境中由生物因素参与形成新的SD状态的磁铁矿。

4.2 表层沉积物磁性特征对环境磁学研究的启示

湖泊沉积物中，通常用磁化率（χ）、频率磁化率（χfd）、饱和磁化强度（Ms）、饱和等温剩磁强度（SIRM 或Mrs）、非磁滞剩磁（ARM）以及一些比值作为反映环境变化的替代性指标。通过对八仙天池汇水面积区域表层土壤和湖泊表层沉积物的磁性矿物在类型和粒度等方面的变化分析发现，不同磁性参数表达的环境意义与沉积时的真实情况可能会存在一定差异。如χ、Ms、χfd是反映磁性矿物浓度的常用参数，它们能够反映汇水面积区域风化时形成的磁性矿物浓度，但是在湖泊沉积物中，风化作用形成的碎屑物质中的超顺磁矿物和顺磁性矿物含量减少，导致χ、Ms、χfd的值降低，说明当时可能为偏还原的沉积环境，导致大量的细粒物质溶解。

而ARM 和SIRM（或Mrs）与沉积物中的超顺磁和顺磁性矿物含量无关，在表层土壤和沉积物之中平均值的差别不是十分显著，更能反映沉积物形成时的环境。对封闭性湖泊而言，ARM 和SIRM 与当时风化作用的强度相关。但是由于沉积之后，生物成因的磁性矿物将影响ARM 和SIRM，它们的比值（ARM/SIRM）反映的磁性颗粒的大小，包含了当时的生物作用过程形成的矿物，其值越高，有可能代表温暖湿润的气候环境。如果在湖泊沉积物中能够提取明确的可以代表单畴颗粒（SD）的磁性矿物浓度变化的参数（如通过FORC 图的主成分分析），其环境意义将会更为明确。此外，用来指示高矫顽力矿物的相对含量和绝对含量的S-ratio和HIRM 在湖泊表层样品与土壤样品中差别不大，说明流域中的高矫顽力矿物被搬运至湖泊沉积后遭受的还原作用较微弱，其含量可以很好的代表流域风化作用强弱。

5 结 论

八仙天池汇水面积区域表层土壤和湖泊表层沉积物的岩石磁学分析结果表明，土壤样品与湖泊表层样品均以磁铁矿为主要的亚铁磁性矿物，但土壤样品中的磁铁矿粒度较湖泊沉积物中的稳定单畴（SSD）磁铁矿要粗，且土壤样品中含有更高含量的超顺磁矿物和纤铁矿等物质。碎屑成因的磁性矿物在搬运到湖泊中之后，发生一定程度的溶解作用，使超顺磁矿物的含量减少，磁铁矿的粒度减小。同时在沉积物形成之后，可能在生物作用的参与下，形成新的SD 磁铁矿，与碎屑成因的磁铁矿混合共同对湖泊沉积物的磁性起主要贡献。以上结果证明，通过岩石磁学和环境磁学研究可以很好地了解沉积物源汇过程并恢复沉积环境。