青海湖地区不同海拔黄土磁化率环境指示意义

史运坤 ，鄂崇毅 , ，张 晶 ，孙满平 ，李 萍 ，彭 强 ，徐春霞 ，谢丽倩 ，张兆康

1. 青海师范大学 青藏高原地表过程与生态保育教育部重点实验室，西宁 810008

2. 青海师范大学 地理科学学院 青海省自然地理与环境过程重点实验室，西宁 810008

3. 青海省人民政府-北京师范大学 高原科学与可持续发展研究院，西宁 810008

青藏高原作为全球环境变化的驱动机与放大器（潘保田等，1995），对全球气候变化响应极其敏感。青藏高原东北部广泛分布的风成黄土是重要的环境载体，众多学者对此进行了大量的研究，在年代学、物源、环境演变等方面取得了诸多进展（Sun et al，2007；Lu et al，2011；Yu et al，2012；Liu et al，2013；Lu et al，2015；Stauch，2015；曾方明，2016；安庆等，2017）。借助黄土进行区域气候重建时，研究者常使用沉积物中的粒度和磁化率指标，其中粒度是沉积物最基本的物理特征，受源区范围、沉积动力和风化作用等因素控制（刘东生，1985；Kong et al，2021），在黄土高原地区常用粗颗粒含量反映冬季风变化（张小曳，2001；Ueno et al，2019；Kang et al，2020）：冬季风强盛时携带粗颗粒多，衰弱时携带粗颗粒少。磁化率简单定义为物质磁化后所产生磁化强度大小的量，可以指示沉积环境的变化过程，具有连续性强、稳定性好、分辨率高、野外采集方便、室内处理简便等特点（邓成龙等，2007；刘青松和邓成龙，2009），黄土高原中部地区黄土中磁化率能够有效指示夏季风的强弱变化：夏季风强，降水多，古土壤发育，磁化率高；夏季风弱，降水少，黄土堆积，磁化率低（Heller and Liu，1984；Balsam et al，2005；Sun et al，2006；Maher，2016；Thomas et al，2016；Peng et al，2018）。在青藏高原地区，特别是海拔3000 m以上的高原面，气候环境与黄土高原差异显著，黄土中磁化率的指示意义是否与黄土高原一致尚不清晰。

青海湖位于青藏高原东北部，受中纬度西风和亚洲季风的交互影响，是对气候变化响应敏感的天然试验场。青海湖地区的风成黄土（以下称黄土）主要源地为柴达木盆地，受青海湖周围河流沉积物和湖相沉积物的影响较小（曾方明，2016），表明该地区黄土物源较一致，因此青海湖地区的黄土中粒度指标意义简单明确。本文选用青海湖地区7个黄土剖面，对不同粒径组分含量与低频质量磁化率（0.47 kHz，χlf，以下称磁化率）进行分析，探究青海湖地区黄土中磁化率的意义，为明确青藏高原地区黄土中磁化率的环境指示意义提供思路。

1 研究区概况与采样

青海湖位于青藏高原东北部，是我国最大的内陆封闭咸水湖，湖泊面积4260 km2，流域面积29660 km2（Yang et al，2015），湖面高程3194 m，湖泊平均水深21 m，最大水深约27 m（Liu et al，2014）。青海湖东抵日月山、西连橡皮山、北接大通山、南部与共和盆地由青海南山相隔，是在早、中更新世新构造断陷盆地的基础上经中、晚更新世演化而成的构造断陷湖（中国科学院兰州地质研究所，1979）。湖区地处东亚季风、印度季风和西风急流三者的交汇处，属于全球气候变化的敏感区和生态系统的脆弱带（周笃珺等，2004），是研究第四纪环境变化的热点区域。

经过考察，根据野外新鲜剖面的颜色、粒度、层理等沉积结构进行判别，结合实验数据对比验证，选用7个典型的风成黄土沉积剖面（图1），分别为青海湖西岸的石乃亥（SNH）剖面、青海湖西南侧的黑马河（HMH）剖面、橡皮山顶1（XPSD1）、橡皮山顶2（XPSD2）剖面、青海湖南侧的江西沟1（JXG1）剖面和青海湖东南侧的日月山1（RYS1）、日月山2（RYS2）剖面。共采集散样301个，具体采样信息见表1。

图1 研究区与剖面点Fig. 1 Research area and sections

表1 剖面信息Tab. 1 Information of sections

SNH剖面位于青海湖西岸石乃亥乡西面，剖面出露约250 cm，黄土层和古土壤层交互发育，表层25 cm为高山草原植被覆盖下的现代土壤，25 — 76 cm发育古土壤，76 — 176 cm为厚层黄土，黄土层以下为湖积层与冲积层，两层层理构造含砾石，砾石直径约5 mm（赵亚娟，2017）。

HMH剖面位于青海湖西南部的黑马河乡附近，剖面厚度为260 cm，上覆植被为矮生嵩草、芨芨草。剖面顶部35 cm为高寒草甸植被覆盖下的现代土壤层，以暗棕或浅棕色粗粉砂为主；35 — 80 cm为弱土壤发育层，80 — 153 cm为古土壤，颜色略偏红，质地坚硬，具有紧实的团块状结构，含较多孔隙和少量假菌丝体；153 — 260 cm为黄土，质地逐渐疏松；260 cm以下为砾石层，砾石磨圆度较高（张晶等，2018）。

XPSD1剖面位于橡皮山顶垭口的南坡上，剖面土层薄，约45 cm，剖面分层不明显，表层20 cm为现代土壤层，上覆植被为线叶嵩草，草根根系发达，20 — 45 cm为弱土壤发育层，45 cm以下为砾石层（Zhang et al，2020）。

XPSD2剖面位于橡皮山顶垭口G109公路南侧，剖面约130 cm，土壤剖面分层明显，0 — 30 cm为现代土壤层，上覆植被为小嵩草，30 — 92 cm是弱土壤发育层，92 — 115 cm为黄土层，115 cm以下为砾石层，砾石磨圆度极差，为尖棱状冰川角砾（Zhang et al，2020）。

JXG1剖面位于青海湖南岸的江西沟乡，剖面出露约500 cm，植被为西北针茅、短花针茅草原。自地表至深度43 cm为高山草原植被覆盖下的现代砂质土壤层，含较多草根，43 — 90 cm为暗棕色古土壤层，较为致密，呈团块状；90 — 160 cm为砂质黄土；160 cm以下为风成砂堆积，未见底（鄂崇毅等，2013）。

RYS1剖面位于日月山垭口东侧，剖面约230 cm，表层30 cm为现代土壤层，上覆植被以矮嵩草为主，草根根系发达，有白色假菌丝体，30 — 190 cm为弱土壤发育层，土层为褐色，质地为砂粉土，190 — 230 cm为黄土层，土壤呈粒状结构，稍紧实，土壤层230 cm下为分选较差呈棱角状的砾石（Zhang et al，2020）。

RYS2剖面位于日月山垭口G109公路北侧，整体深度为80 cm，颜色较为均一呈棕色，分层不明显，表层30 cm的现代土壤层存在植被根系，30 — 72 cm的弱土壤发育层颜色为棕色，土样较松散，72 cm以下含尖棱状砾石（Zhang et al，2020）。

2 实验方法

土壤粒度测量和磁化率测试实验在青海师范大学的青海省自然地理与环境过程重点实验室和青藏高原地表过程与生态保育教育部重点实验室内完成。

使用Mastersizer 2000型粒度仪进行粒度测试，粒度仪测量范围为0.02 — 2000 μm。样品采用比较成熟的前处理方法（鹿化煜和安芷生，1997）：将自然风干样品混合均匀后采用四分法取样（0.3 — 0.5 g）至小烧杯中，加入10 mL浓度为10%的H2O2，置于150℃加热板上充分反应去除有机质，加蒸馏水稀释剩余的H2O2，防止与HCl反应生成Cl2；然后将加热板温度降至80℃，加入10 mL浓度为10%的HCl，充分反应去除碳酸盐；待反应完全后，将烧杯注满蒸馏水，静置一夜；隔日抽掉上清液，并注入5 mL浓度为0.05 mol · L-1的(NaPO3)6分散剂，超声震荡后上机测试。

使用Bartington公司的MS2型磁化率仪测量黄土磁化率，测量步骤如下：首先对自然风干的样品进行碾压过筛，将样品装入圆柱形样品盒，压实、称重；将仪器调至低频测量状态，测量背景值（空1），将样品盒放入样品槽，测试三次（lf1、lf2、lf3），取出样品盒再次测量背景值（空2），由下式得到磁化率：

根据常用的粒径分组方法把粒度分为＜4 μm（黏粒）、4 — 63 μm（粉砂）和＞63 μm（砂）三个部分，将301组粒度和磁化率数据使用SPSS 25.0进行相关性处理。

3 实验结果与讨论

3.1 各剖面粒度和磁化率指标的环境意义

经过室内粒度测试，所有剖面粒度组成皆以粉砂为主（图2）。结合其他指标确定各剖面为风成黄土序列，与野外观察一致。

图2 粒度三角图Fig. 2 Ternary diagram of GS

结合各剖面底部的年代结果（鄂崇毅等，2013；赵亚娟，2017；张晶等，2018；Zhang et al，2020），7个黄土剖面都形成于末次冰消期之后，早全新世有黄土堆积，中全新世发育弱土壤发育层和古土壤层，晚全新世有古土壤层、弱土壤发育层和黄土层发育（图3）。因此这7个剖面可以反映该区域的气候和成壤强度的变化过程，古土壤层和弱土壤发育层形成于气候湿润期的强成壤作用，黄土层和风砂层形成于气候干燥期的弱成壤作用。

图3 各剖面磁化率与粒度曲线Fig. 3 MS and grain size curve of each section

对比青海湖地区7个黄土剖面的砂粒、黏粒和磁化率的变化曲线，各剖面指标曲线存在明显不同。

在全部剖面的现代土壤层中，粒度与磁化率的关系呈现多样性，SNH粒径粗、磁化率低，XPSD1、XPSD2粒径粗、磁化率高，RYS1、RYS2粒径细、磁化率低，JXG1粒径细、磁化率高，彼此差异较大，可能与人类扰动有关。

JXG1、HMH、SNH三个剖面中，黄土层、风成砂层的粒径粗、磁化率低，古土壤层、弱土壤发育层的粒径细、磁化率高，磁化率和粒度曲线对比明显，磁化率与黏粒含量趋势相同但与中值粒径、砂粒含量趋势相反；RYS1、RYS2两个剖面中弱土壤发育层粒径细、磁化率较高，黄土层粒径粗、磁化率低，磁化率和粒度曲线对比不明显；XPSD1、XPSD2中，弱土壤发育层粒径细、磁化率低，黄土层粒径粗、磁化率高，磁化率和粒径曲线对比明显，磁化率与中值粒径、砂粒含量趋势相同但与黏粒含量趋势相反。除XPSD1和XPSD2剖面，其他剖面土壤发育越强，粒径越细，磁化率越高，与黄土高原黄土一致。

结合黄土高原粒度的环境意义（Ueno et al，2019；Kang et al，2020），可说明青海湖地区黄土粒度与气候环境的关系：当气候温暖湿润时，地表植被覆盖度增加，植被发育较好，能够接收更多的粉尘颗粒，积累有机质，成壤作用强，发育土壤，土壤中的黏粒增多；当气候寒冷干燥时，植被生长受到抑制，接收的粗颗粒较多，有机质积累减少，成壤作用弱，土壤发育缓慢，成壤作用形成的黏粒减少。类似的情况在其他青海湖地区的风成记录中也有体现，相对温暖湿润的中全新世细颗粒含量高，粗颗粒含量低，而寒冷的末次冰消期粗颗粒组分显著增加，细颗粒明显降低（Lu et al，2011；Lu et al，2015；E et al，2019）。

黄土中黏粒和磁化率可以指示成壤强度（An et al，1991；E et al，2019），三者呈正相关。青海湖地区黄土剖面中粒度指示意义明确，但XPSD1和XPSD2剖面中磁化率指标出现异常，说明磁化率的指示意义在该地区存在局限性。

结合前人的物源研究（曾方明，2016），本文排除物源对磁化率的影响，分析剖面其他信息（表1、表2），发现各剖面平均磁化率数值与海拔有一定联系，黄土中磁化率指标异常可能与海拔因素有关。

表2 各剖面磁化率、粒度信息表Tab. 2 Information table of MS and grain size of each section

3.2 磁化率的海拔差异

通过对青海湖地区7个剖面中粒度和磁化率指标进行分析，该地区黄土中粒度指标意义较为明确，但高海拔黄土中磁化率指标异常，为进一步分析磁化率与粒度的关系，探求磁化率异常的原因，本文对剖面中的磁化率和不同粒度组分进行相关性分析（表3）。

表3 各剖面中低频质量磁化率与不同粒径组分相关分析Tab. 3 Analysis of the composition of MS and different grain-size in each section

3.2.1 低海拔黄土剖面中的磁化率

在青海湖地区的较低海拔湖滨平原上3个黄土- 古土壤剖面（HMH、SNH、JXG1剖面）中磁化率—黏粒组分含量呈强正相关关系，说明磁化率的贡献以黏粒为主，即细颗粒含量越高，磁化率数值越高。青海湖地区其他风成剖面也表现了类似的特征，即磁化率高值对应于高有机质含量，高Rb / Sr，高化学蚀变指数（CIA）和低平均粒径（Lu et al，2011；鄂崇毅等，2013；Lu et al，2015；E et al，2019）。磁化率和成壤作用关系密切，土壤中磁化率信号升高主要因为成壤作用增强导致的磁性矿物增加（Liu et al，2004；Deng et al，2005；Liu et al，2007；Nie et al，2010），青藏高原东北部黄土中的磁性矿物以磁铁矿、磁赤铁矿和赤铁矿为主（王晓勇，2003），与黄土高原一致（Verosub et al，1993）。气候湿润的条件有利于成壤作用，地表土壤和掩埋土壤的磁性通常随成壤过程中微米尺寸磁铁矿和纳米级磁赤铁矿的形成而增强（Nie et al，2010；Torrent et al，2010a，2010b），在排水良好的有氧条件下，大颗粒的含铁矿物会风化形成微米级的磁铁矿和纳米级磁赤铁矿，且磁铁矿易被氧化成磁赤铁矿，增加磁化率信号（陈天虎等，2003；Nie et al，2010；Torrent et al，2010a，2010b；Liu et al，2013；Nie et al，2017），因此古土壤层中的磁化率会高于黄土层。考虑黄土高原中部黄土磁化率能够有效指示夏季风变化，可间接说明青海湖低海拔黄土磁化率增强机制：气候暖湿期时，成壤过程强，大颗粒的含铁矿物会风化形成微米级的磁铁矿和纳米级磁赤铁矿，磁铁矿进一步氧化成强磁性的磁赤铁矿，磁化率信号增强，磁化率值升高，磁铁矿颗粒纳米化过程导致黄土细颗粒（黏粒）增加；同时风力搬运的细颗粒会增加含铁矿物的表面积，有利于风化、氧化形成磁性更高的磁赤铁矿，磁化率信号增加。虽然青海湖地区比黄土高原中部平均海拔高，气温低，成壤作用弱，但在合适的气候条件下依然有可能会发生上述过程，使土壤中的磁性物质成分、状态和结构发生变化，磁赤铁矿含量增加（Deng et al，2005；Liu et al，2005；Nie et al，2010），磁化率升高。

HMH、SNH、JXG1剖面中磁化率—中值粒径呈强负相关而磁化率—砂组分呈现负的弱相关，即粗颗粒含量越高，磁化率值越低，由于青海湖地区砂组分含量指示风沙活动强度（Lu et al，2011；Chen et al，2016；E et al，2019），所以当气候干燥时，风沙活动强烈，地表多裸露，生物作用减弱，不利于成壤作用，抑制黏粒生成，不利于磁性物质的增加，同时风沙活动较强，沉积区接收物质多为粗颗粒，虽然粗颗粒可能存在物源区的磁铁矿颗粒（Deng et al，2005；滕晓华等，2013），但沉积通量较大，对土壤中的磁化率具有一定的稀释作用，同时快速沉积也增加成壤所需时间，黏粒增加变慢，磁化率信号降低。

此外，SNH、JXG1剖面中黄土磁化率 — 粉砂组分表现为中等正相关，而HMH剖面呈极弱负相关，存在差异，可能与磁性矿物的输入有关，但缺乏具体的地球元素化学数据，无法进行解释，拟在后期通过元素分析等手段进一步探究原因。

3.2.2 高海拔黄土剖面中的磁化率

海拔较高地区的RYS1、RYS2、XPSD1、XPSD2剖面中磁化率—粒度相关性差。RYS1、RYS2剖面磁化率—中值粒径呈负相关，磁化率 —黏粒呈正相关，相关性都较低，表明此两个剖面的磁化率可以反映一定程度环境变化过程和成壤作用，但是不敏感。XPSD1、XPSD2剖面磁化率 — 中值粒径呈正相关，磁化率 — 黏粒呈负相关，相关性都较低，对环境变化和成壤作用信息反映不明确，与其他剖面对比明显。

导致磁化率指标异常的原因较多，比如物源（Deng et al，2005；滕晓华等，2013）、温度、降水（Nie et al，2010；Torrent et al，2010a；Liu et al，2013；Nie et al，2017）等。因为柴达木盆地是青海湖地区黄土的主要物源区（曾方明，2016），青海湖地区物源一致性较高，便可以排除物源的影响，所以导致磁化率指标异常可能与海拔差异引起的温度、降水、土壤含水量等不同有关，不妨称这种现象为“磁化率的海拔效应”。青海湖地区“磁化率的海拔效应”的分界线在3300 — 3400 m，“磁化率的海拔效应”不仅影响磁化率对环境变化的指示意义，同时磁化率的数值也会随海拔变化而改变（表2）：未达到分界线时磁化率随海拔升高而增加，超过分界线时磁化率随海拔升高而减少。

3.2.3 磁化率的海拔效应

“磁化率的海拔效应”可能与海拔引起的环境不同有关。一方面可能由于高海拔地区气候相对寒冷，化学风化作用和成壤作用弱，成壤过程中产生黏粒组分较少，抑制含铁矿物向磁铁矿和磁赤铁矿的转化。另一方面，在青海湖流域，高海拔地区降水多（刘磊等，2017），并且3400 m以上生长着具有良好持水能力的高寒草甸（赵新全，2009），土壤含水量高（赵新全，2009；刘磊等，2017），土壤冻结时间长，经常随季节冻融变化而发生潜育化过程，在缺氧的条件下易处于还原环境，土壤中Fe3+向Fe2+转化，土壤中的强磁性磁赤铁矿溶解形成磁性相对较弱的磁铁矿和较稳定的弱磁性赤铁矿（吕厚远等，1994；Liu et al，2010；Torrent et al，2010b；Long et al，2011），甚至有可能被改造成针铁矿等含有Fe2+的不完全反铁磁性矿物（郭雪莲等，2011），磁化率信号降低；同时铁锰氧化物被溶解形成大量铁、锰元素，Fe2+、Mn2+因还原作用增多，Fe2+和Mn2+易在土壤表面或土壤裂隙中形成氧化铁胶膜和氧化锰胶膜，导致强磁性矿物向弱磁性矿物转化（闫雪娇等，2021），使得土壤磁化率降低，出现“磁化率的海拔效应”。

谷永建等（2019）对中国东部现代表层土壤进行磁化率分析，发现在年均温12℃和年降水量1000 mm以下范围时，磁化率随着温度和降水的增加而增加，而超过此范围时，磁化率随着温度和降水的增加而减小，原因可能是磁性矿物之间相互转化，即铁的不同价态发生不同氧化 — 还原反应所导致（Long et al，2011；郭雪莲等，2012）。同理，阿拉斯加和西伯利亚黄土在间冰期形成的古土壤中磁化率信号低，可能是因为还原环境导致磁性矿物被破坏，从而引起铁不同价态转化导致（Liu et al，1999；刘秀铭等，2007）。实验表明，极端还原和氧化条件都会导致磁化率降低（顾兆炎等，2000；Balsam et al，2011），两者呈类高斯分布关系，与降水量—磁化率关系图（图4）十分相似。

图4 降水与亚铁磁性矿物生成关系图（改自Liu et al（1999））Fig. 4 Relationship between precipitation and formation of ferromagnetic minerals (modified form Liu et al (1999))

在青海湖地区，随着海拔的变化，降水量、温度、植被类型也发生改变，导致土壤含水量存在差异，所以土壤环境并不相同。虽然青海湖地区在年均温12℃和年降水量1000 mm以下，但是由于区域气温较低，蒸发量较少，土壤冻融时间较长和土壤含水量较高，土壤的氧化还原环境不同，土壤磁化率会随着海拔增加出现类高斯分布的情况（图5），磁化率—海拔进行高斯拟合，发现拐点出现在3300 — 3400 m：低于3300 m地区的温度、降水和土壤含水量适中，冻融时间较短，海拔升高有利于形成强磁性矿物，磁化率随海拔升高而增加，磁化率和粒度（特别是黏粒）对古环境变化的指示意义明确；而高于3400 m的地区温度较低，降水相对较多，蒸发量低，高寒草甸发育，土壤含水量较高，土壤冻融时间较长，土壤可能处于湿冷缺氧的还原环境，磁性矿物被破坏溶解，强磁性矿物减少，弱磁性矿物增加，磁化率随海拔升高而降低，所以磁化率对环境的指示作用受到制约，表现出对气候变化的不敏感。

图5 降水、温度、土壤体积含水量（改自刘磊等（2017））和磁化率与海拔关系图Fig. 5 Relationship between altitudes and precipitation, temperature, VWC (modified from Liu L et al (2017)) and MS

该情况在青藏高原其他地区也可能存在，所以借助青藏高原的黄土中磁化率指标进行古气候重建时，要考虑土壤含水量、植被等因子的影响。

4 结论

本文以青海湖地区7个典型的黄土剖面中301组数据作为研究对象，通过分析磁化率和各粒径组成成分，探讨磁化率和粒度之间的关系。

经过分析，本文认为青海湖地区黄土中的磁化率指标存在“海拔效应”，出现海拔效应的高度为3300 — 3400 m。海拔低于3300 m的黄土中磁化率和粒度指标有良好的环境指示意义：气候暖湿时，成壤作用强，黏粒增加，风力搬运的细颗粒多，磁性矿物积累，磁化率值上升；气候干冷时，风力搬运粗颗粒多，砂含量增加，黏粒含量降低，成壤作用被制约，不利于磁性矿物的积累，磁化率值降低。海拔3400 m以上的黄土中粒度指标依然可以反映气候变化，但磁化率指标出现异常，可能由海拔不同引起环境差异所致。

在青海湖地区，海拔低于3300 m的区域降水、温度和土壤含水量适中，冻融时间较短，海拔升高有利于强磁性矿物增加，磁化率随海拔升高而增加，磁化率和粒度对环境变化的指示意义明确；海拔高于3400 m的地区温度较低，降水相对较多，蒸发量低，高寒草甸发育，土壤含水量较多，土壤冻融时间较长，土壤可能处于湿冷缺氧的还原环境，磁性矿物被破坏溶解，强磁性矿物减少，弱磁性矿物增加，磁化率随海拔升高而降低，所以磁化率对环境指示作用受到制约，表现出对气候变化响应不敏感的特征。

综上，在青海湖地区，风成黄土的磁化率指标可能存在“海拔效应”，借助磁化率进行古气候重建时要慎重，应该综合考虑土壤含水量、植被等因子的影响。

致谢：感谢审稿人和编辑老师提出的宝贵修改意见和建议，感谢闫文亭硕士、杨龙硕士和赵亚娟硕士对野外工作的帮助。