中国黄土磁化率差异的影响因素
土壤频率磁化率与矿物粒度的关系及其环境意义
土壤频率磁化率与矿物粒度的关系及其环境意义
土壤频率磁化率（FPR）表示土壤的磁气感应特性，它是磁场中平板导体的直流磁感应强
度与同一土壤的频率电抗比值.目前，土壤磁化率已成为土壤磁化强度、土壤电阻率和土壤电导率等土壤物理特性的重要衡量指标之一。
土壤磁化率与矿物粒径尺寸有关，也就是说粒径越小的矿物，其磁化率越高。
研究结果表明，土壤磁化率随矿物粒度大小的增加而降低，这要归因于矿物颗粒越小，更易容易被电
磁辐射感应。
另一方面，随着矿物颗粒的增大，其在磁场中的影响就越小，因而磁化率也
会相应减小。
因此，土壤频率磁化率与矿物粒度是密切相关的，理解这种联系有助于更好地解释土壤磁
性特征定量分析的变异性，在判断和描述土壤特性时也很有用处。
但是，矿物粒度大小不仅仅影响土壤的磁化率，土壤的pH值、细土粒的比例以及土壤含水量也会直接影响土壤
磁化率。
因此，在频率磁化率的研究方面，应综合考虑地下水的定位、土壤酸碱性、温度
以及细土粒的比例等因素，确定更可靠的研究结果。
总之，土壤频率磁化率与矿物粒度之间有直接联系，它们之间的关系丰富了土壤特征理论，有助于研究和比较不同类型土壤的磁性性质，这可以帮助地质化学家建立土壤磁性特征和
区域环境之间的因果关系，从而更好地理解地质环境中的磁性性质。
渭河上游全新世黄土-古土壤序列磁化率及影响因素分析
粒 度的关 系会 因具体条 件 不 同而产 生很大 的差 异［． ６ 粒度 分布 对 于磁 化 率 的 影 响 已在 黄 土一古 土 壤 序 ］ 列 和陆相 和冰川 湖泊［ 中得 到广 泛 的证 实． 文通 过对 甘肃 庄 浪 徐 家 碾序 列 磁 化 率 与粒 度 的研 究 ， ９ 本 试 图探讨 两者 的相关性 及 磁化 率 的变化机 制．
的变化 代表 了夏季 风 的强弱 ， 而＞ ３ ／ 的黄 土粒级含 量 也 可作 为东 亚 冬季 风 的 良好 替 代 性 指标 ［ ． ０ｍ ｚ ５ 黄 ］
土 中磁 化率 的大小 不仅 取决 于所 含 的铁磁 性矿 物 的数量 ， 受 到其颗 粒 大 小 ， 也 即粒 度 分 布 的影 响 ． 磁化
关 键 词 ： 河上 游 ， 土 一古 土 壤 ； 化 率 渭 黄 磁
中图分类号 ：１ ３ ２ Ｓ ５．
文献标识码 ： Ａ
文章编号 ：Ｏ １ ｏ ９ （０ ６ Ｏ— ０ Ｏ 一Ｏ ｌ０－ ４ ｌ２ ０ ）３ ０５ ５
在 黄土 一古 土壤序 列 中 ， 沉积 物 的磁化 率及 粒度 分别是 两 种重 要 的古 环 境替 代 指 标ｕ 川 ． 化 率 磁
粒 组 分 （ ５ ｍ） 细粉 砂 组 分 （ Ｏ ５ ＜ ， １ 一 ｍ） 磁 化 率 呈 正 相 关 关 系 。 粉 砂 组 分 （０ １ ￣ ， 粒 组 分 （ 与 粗 ５ — ０ ｍ） 砂 ＞ ５ “ 与 磁 化 率 呈 反相 关 关 系． 次 ， 粒 度 分 离后 磁 化 率 贡 献 的 测 量 计 算 ， 果 指 出粗 粉 砂 （ ０ １￣ 在 Ｏ ｍ） 其 对 结 ５ — ０ ｍ）
新疆塔城黄土古土壤磁化率特征及其影响因素
文章编号：１０００－６９４Ｘ（２０１１）０４－８４８－０７新疆塔城黄土古土壤磁化率特征及其影响因素 收稿日期：２０１０－１１－１２；改回日期：２０１０－１２－１５ 基金项目：国家自然科学基金项目（４０８７１０５７）；创新群体项目（４０７２１０６１）共同资助 作者简介：邓少福（１９８３—），男（汉族），四川泸州人，博士研究生，研究方向为环境变化与景观响应。
Ｅｍａｉｌ：ｄｅｎｇｓｈｆ０７＠ｌｚｕ．ｃｎ ＊通讯作者：杨太保（Ｅｍａｉｌ：ｙａｎｇｔｂ＿ｌｚｕ＠ｈｏｔｍａｉｌ．ｃｏｍ）邓少福，杨太保＊，秦宏毅，曾彪，朱锡芬，鄂崇毅（兰州大学资源环境学院／西部环境教育部重点实验室，甘肃兰州７３００００）摘 要：对新疆塔城奴拉厚１３ｍ的黄土－古土壤剖面磁化率、粒度、ＴＯＣ、ＣａＣＯ３进行了实验分析。
结果表明，奴拉剖面粒度组成以粉砂（６３～４μｍ）为主，由于该区黄土磁化率受控于原生磁铁矿、磁赤铁矿和赤铁矿等较粗颗粒磁性矿物，而黏粒物质吸附的铁磁性矿物及成土过程中生成的超顺磁颗粒和磁性矿物较少，磁化率与细颗粒物质成负相关，与粗颗粒物质成正相关关系；受生物成磁、化学作用以及ＴＯＣ自身磁性的影响，磁化率与ＴＯＣ表现出很强的正相关性；对磁化率与ＣａＣＯ３含量的相关性分析发现，两者关系密切，ＣａＣＯ３含量对该区磁化率的独特变化有重要影响。
关键词：黄土－古土壤；磁化率；新疆塔城中图分类号：Ｐ５３９．３文献标识码：Ａ 黄土－古土壤的磁化率是它们在外加弱磁场中被暂时性感应的磁性量值，它反映了样品中磁性矿物的浓度和粒度［１］。
在过去全球和区域环境变化的研究中，磁化率已被广泛用作气候代用指标［２－５］。
中国黄土－古土壤序列详细记录了第四纪以来中国北方的环境与气候变化［６－９］。
近２０多年来的研究表明，在黄土高原区，黄土具有低值磁化率［１０－１１］，与冰期对应，指示相对干冷的气候环境［１２－１３］；发育较好的古土壤具有较高的磁化率［１０－１１］，与间冰期对应，指示湿热的气候环境，而且受次生风化成壤作用的影响比较大［１２－１３］。
_黄土_古土壤_序列中氧化铁和有机质对磁化率的影响
3国家自然科学基金(批准号:40101013)、中国博士后基金、中国科学院地球环境研究所黄土与第四纪地质国家重点实验室基金联合资助作者简介:胡雪峰(1968～),男,博士,副教授。
主要从事土壤地理和土壤环境方向的研究收稿日期:2002-10-21;收到修改稿日期:2003-06-16“黄土-古土壤”序列中氧化铁和有机质对磁化率的影响3胡雪峰(上海大学环境科学与工程系,上海 200072)摘 要 对黄土高原的灵台剖面“黄土-古土壤”序列的研究表明,黄土与古土壤中游离态铁(Fe d )、活性态铁(Fe o )和有机质含量均与磁化率(χ)呈极显著的正相关性(p <0.01)。
Fe d 对磁化率的显著影响,说明了成土作用强度,会影响古土壤铁磁性矿物的形成。
有机质对磁化率产生的显著影响可能与生物成磁作用有关。
另外,成土过程中有机质的存在,有利于次生磁赤铁矿的形成;以及古土壤形成后,有机质的存在可妨碍磁赤铁矿的老化,使之不易转化为赤铁矿,可能也是重要原因。
Fe o 与磁化率的极显著相关性,主要应与Fe o 和Fe d 、有机质的密切联系有关。
关键词 “黄土-古土壤”序列;磁化率(χ);黄土高原;磁赤铁矿中图分类号 S159 文献标识码 A 在我国,黄土分布面积达44×104km 2。
其中在黄河中游地区,厚层黄土连续覆盖面积约达27.3×104km 2,形成蔚然壮观的黄土高原[1]。
我国的风成黄土沉积,至少在250万年以前就已开始。
此后,几乎连续沉积至今[1]。
黄土高原约100m 厚的黄土地层内,夹杂有许多红色条带状的古土壤。
典型的黄土地层,其实是一套完整的“黄土-古土壤”序列。
它记录了黄土高原,乃至整个欧亚大陆第四纪多旋回的生物气候环境变迁。
在黄土与古气候的研究中,发现古土壤的磁性明显增强,“黄土-古土壤”序列的磁化率曲线能准确地指示古气候的多旋回变化,且可与深海沉积物(公认的记录第四纪气候变化的最好材料)氧同位素曲线相对照[1]。
黄土磁化率
黄土磁化率黄土磁化率是指黄土中磁性矿物的含量和性质。
它是黄土古地磁研究的重要参数，也是黄土年代学研究的重要依据。
黄土磁化率的形成黄土磁化率的形成与黄土的成因密切相关。
黄土主要由风积物组成，风积物中含有大量的磁性矿物。
这些磁性矿物主要包括磁铁矿、赤铁矿和针铁矿等。
磁性矿物的含量和性质决定了黄土的磁化率。
黄土磁化率的分布黄土磁化率的分布与黄土的分布规律相一致。
黄土主要分布在黄河流域、黄土高原和青藏高原等地区。
这些地区的黄土磁化率一般较高。
而在黄土分布较少的地区，黄土磁化率一般较低。
黄土磁化率的应用黄土磁化率在古地磁研究和黄土年代学研究中具有重要意义。
古地磁研究黄土磁化率可以用来研究黄土的古地磁方向和古地磁强度。
黄土的古地磁方向和古地磁强度可以用来推断黄土沉积时的古地磁场方向和古地磁场强度。
通过对黄土古地磁的研究，可以了解地磁场的历史变化，并可以用来确定黄土的沉积年代。
黄土年代学研究黄土磁化率可以用来研究黄土的年代学。
黄土磁化率与黄土的沉积时间呈正相关关系。
也就是说，黄土沉积的时间越长，黄土磁化率就越高。
通过对黄土磁化率的研究，可以确定黄土的沉积年代。
黄土磁化率的研究进展近年来，黄土磁化率的研究取得了很大的进展。
研究人员已经开发出了一些新的方法来测量黄土磁化率。
这些新的方法提高了黄土磁化率测量的精度和灵敏度。
同时，研究人员还对黄土磁化率的形成机制进行了深入的研究。
这些研究成果为黄土古地磁研究和黄土年代学研究提供了新的理论基础。
黄土磁化率的未来展望黄土磁化率的研究前景十分广阔。
在未来，研究人员将继续开发新的方法来测量黄土磁化率，并对黄土磁化率的形成机制进行更加深入的研究。
同时，研究人员还将继续利用黄土磁化率来开展黄土古地磁研究和黄土年代学研究。
这些研究将为黄土高原的形成和演化提供新的认识，并为黄土高原地区的环境保护和资源开发提供科学依据。
中国黄土环境磁学
194
第 四 纪 研 究
2007 年
矿物 , 包括磁铁矿 (Fe3 O4 ), 磁赤铁矿 (γ Fe2 O3 ) 以及 反铁 磁 性 矿 物 (即 赤 铁 矿 (α Fe2 O3 )和 针 铁 矿 (α FeOOH )) 等 4 种 。 磁铁矿和磁赤铁矿是黄土沉 积物最主要的磁性载体 , 例如对磁化率和剩磁贡献 最大 。 从成因来看 , 黄土沉积物中的亚铁磁性矿物 既包含原生风成成因的粗颗粒磁铁矿 , 又包含次生 成土成因的较细颗粒磁赤铁矿 。 此外 , 磁赤铁矿也 可在粉尘携带的粗粒磁铁矿沉积后经 低温氧化形 成
2期
邓成龙等 : 中国黄土 环境磁学
195
[ 96, 97]
可以作为指示年轻黄土沉积物的成土作用强弱的一 个指标
[ 73]
几年取得了进展 , 例如 , Ji等
和 Ba lsam 等
[ 98]
利
。 当成土作用可以忽略时 , 黄土中的磁赤
用一阶光谱导数分析方法定量研究了洛川和灵台剖 面黄土 -古土壤序列中赤铁矿和针铁矿变化的时间 [ 90] 序列及其古气候意义 。 L iu 等 利用二阶光谱导数 分析了洛川剖面中赤铁矿和针铁矿的质量含量 , 发 现这两种矿物对气候有截然不同的反映 , 暗示这两 种矿物可能来自不同的过程 。
[ 35, 64, 65]
、地磁 极性 转
以及地磁漂移
[ 26, 29 ～ 33]
。 过去二十多年来 , 中
国黄土环境磁学和岩石磁学研究取得了许多重要进
[ 22, 23, 25, 34 ～ 45]
, 其中环境磁学方面最为重要的成果是
发现第四纪黄土 -古土壤序列的磁化率所代表的气 候变 化 与 深 海 沉 积 物 氧 同 位 素 结 果 能 很 好 对 比
黄土高原50万年来黄土磁性特征空间变化及其机制
黄土高原50万年来黄土磁性特征空间变化及其机制黄土高原50万年来黄土磁性特征空间变化及其机制黄土高原是中国东部地区的一个重要地质类别，其黄土具有独特的磁性特征。
随着科技的发展，人们对黄土的磁性特征及其变化机制的研究也逐渐加深。
本文将重点探讨黄土高原50万年来黄土磁性特征的空间变化以及相关机制。
黄土的主要成分是石英、长石、氧化铁和白云石等矿物，其中氧化铁是影响黄土磁性特征的主要因素之一。
黄土中的矿物颗粒会接受到地磁场的影响，通过记录并保留下来，形成磁化强度与方向。
在地壳运动和构造活动的作用下，黄土层中磁矿物的分布也会发生变化。
黄土高原地区的黄土总体呈现从东北向西南倾斜的分布，由于季风气候的影响，东部的黄土厚度相对较薄，而西部的黄土则相对较厚。
根据之前的研究，50万年来，黄土磁性特征的空间变化可以分为三个阶段：早期、中期和晚期。
早期阶段指的是40万年以前的时期。
在这个时期，黄土的磁性特征表现为强磁化和明显的磁方位性。
研究人员认为，这是由于地壳上升和气候变化导致的大量物质的淤积和沉积。
同时，地壳运动和构造活动也改变了黄土层中磁矿物的分布，进而影响了磁性特征的形成。
中期阶段指的是40万年到20万年之间的时期。
在这个时期，黄土的磁化强度和方位性出现了一定程度的波动。
研究人员认为，这是由于季风气候的变化和沉积速率的影响。
在这个时期，黄土高原地区的季风气候变得更加湿润，导致了黄土层的物质输送速率加快，从而影响了磁性特征的形成。
晚期阶段指的是20万年以来的时期。
在这个时期，黄土的磁性特征呈现出相对稳定的状态。
研究人员认为，这是由于季风气候的稳定和黄土层的逐渐稳定形成。
此外，地壳运动和构造活动也在这个时期减弱，对黄土层中磁矿物分布的影响逐渐减弱。
总之，黄土高原50万年来黄土磁性特征的空间变化是与地壳运动、构造活动和季风气候等因素密切相关的。
随着时间的推移，黄土的磁性特征表现出一定的规律性变化。
通过对这些变化的研究，我们可以更好地理解黄土高原地区的地质变化和环境演变过程，为地质灾害的预测和防范提供科学依据综上所述，黄土高原50万年来的黄土磁性特征在不同阶段表现出不同的变化规律。
黄土高原表土磁化率与气候要素的定量关系研究
（ 北京 １ ０ ０ ０ ２ ９ ；② 中国科学院研究生院， 北京 １ ０ ０ ０ ４ ９ ） ① 中国科学院地质与地球物理研究所新生代地质与环境重点实验室，
摘要 黄土高原地区已建立多个表土低频磁化率 － 气 候 转 换 函 数， 为 黄 土 古 气 候 定 量 重 建 提 供 了 关 键 方 法。 但 是表土磁化率变化的气候控制因素的系统 研 究 尚 未 开 展；同 时， 低 频 磁 化 率 部 分 受 到 沉 积 作 用 的 影 响， 需要寻找 气候意义更明确的指标。我们系统采集了黄土高原及周边地区的表土样品， 运用 相 关、 回 归 和 因 子 分 析 等 方 法， 研 究了不同气候要素及其季节变化对表土磁化率和频率磁化率的控制作用。结果显 示， 湿度是控制黄土高原表土磁 化率的主要因素， 温度的影响相对较小；降水的季节分配也有影响， 月降水变率较小的地区磁化率较高。在此基础 年 均 降 水 量 的 转 换 函 数， 为黄土古气候定量估 上， 选择反映成壤磁性颗粒组分的频率磁化率， 建立了频率 磁 化 率 － 算提供了新的途径。 主题词 磁化率 气候控制因素 转换函数 表土 黄土高原 中图分类号 Ｐ ３ １ ８ ． ４ １ ，Ｐ ９ ４ １ ． ７ ４ 文献标识码 Ａ
的定量重建结果比 较 可 靠， 但是由于黄土中生物记 录存在保存或来源 等 方 面 的 问 题， 理化指标的定量 化研究仍然不容忽视。在我国第四纪黄土各类理化 特征的研究中， 环境 磁 学 是 开 展 古 气 候 定 量 重 建 尝 试最多的学科之一
［ １ ， ９～１ ２ ］
。
基于大量现代表土性质测量， 建立各种代用指标 与气候参数之间的转换函数是定量重建古气候的重 要方法之一 究
［ ３ ４ ， ３ ５ ］
不同类型沉积物中磁化率的解释共3篇
不同类型沉积物中磁化率的解释共3篇不同类型沉积物中磁化率的解释1磁化率是一个物质受磁场作用时的磁性反应能力的物理量。
不同类型的沉积物中，由于其成份和形成环境的不同，磁化率的值也有所差异。
首先，粉质沉积物的磁化率相对较低，这是因为其主要由粘土、泥、石英等细粒颗粒组成，这些颗粒的自然磁化率很小。
此外，粉质沉积物的粒径范围较小，磁化率也受到颗粒大小的影响，小粒径颗粒的磁化率往往比大颗粒低。
第二，沙质沉积物的磁化率相对较高。
这是因为沙子的磁性较强，可以很容易地被磁化。
此外，沙子的粒径范围较大，其中含有一些磁性矿物质，如黑云母、钛铁矿等，可以增加沙质沉积物的磁化率。
第三，泥灰岩的磁化率也较高。
这是因为泥灰岩中含有一些特定的矿物质，如铁化斑状灰岩、黑曜石、磁铁矿等，这些矿物质对磁场具有很强的响应能力，因此泥灰岩的磁化率相对较高。
第四，碎屑岩的磁化率也较高。
碎屑岩是由岩屑、砂石等颗粒物质组成，其中包含了一些磁性矿物质，如磁铁矿、黑云母等，这些矿物质可以增强碎屑岩的磁化率。
总之，不同类型的沉积物中，磁化率的值具有一定的差异，这是由其组成和形成环境的不同所造成的。
磁化率的测定可以为古环境的研究提供一些有用的信息，例如古海洋环境、古气候环境等总的来说，磁化率是沉积物矿物质在磁场作用下的响应能力，不同类型的沉积物中，磁化率的值会有所差异。
磁化率的测定可以为古环境的研究提供重要的信息，例如古海洋环境和古气候环境等。
了解和分析沉积物的磁化率对于研究地球科学和古生物学等领域的问题具有重要的意义不同类型沉积物中磁化率的解释2不同类型沉积物中磁化率的解释沉积物是由岩石、矿物和有机物等在水中沉积形成的物质。
它们在地球表面的不同地点、不同深度和不同时间形成，并记录着地球历史上的许多重要事件。
磁化率是沉积物物性之一，它是指物质在外磁场下磁化的程度。
不同类型的沉积物由于其物质组分的不同，使其具有不同的磁化率。
因此，研究不同类型沉积物中的磁化率可以得出丰富的地质信息。
黄土粒度的控制因素及其在古气候重建中的应用
黄土粒度的控制因素及其在古气候重建中的应用一、引言黄土是中国北方地区特有的一种土壤类型，其具有重要的地质和环境意义。
黄土粒度是指黄土中各种粒径颗粒的组成比例，是黄土形成过程中的重要控制因素之一。
本文将从黄土粒度的控制因素、黄土粒度在古气候重建中的应用等方面进行详细阐述。
二、黄土粒度的控制因素1. 气候条件气候是影响黄土形成和发育的最主要因素之一。
在不同气候条件下，黄土发育深度和成分都会有所不同。
例如，在干旱地区，由于水分蒸发过快，导致细粘性颗粒被剥离，而且由于水流速度较慢，沉积物颗粒大多为细沙和泥沙；而在湿润地区，则会出现更多的细泥矿物。
2. 地质背景地质背景也是影响黄土形成和发育的重要因素之一。
不同地质背景下形成的黄土中矿物组合不同，这也会导致黄土粒度的差异。
例如，在黄土高原上，由于地质背景的不同，形成了众多不同类型的黄土，其中以粘土矿物含量较高的红黄土和紫色黏土为主。
3. 植被覆盖植被覆盖对黄土形成和发育也有一定的影响。
植被能够减缓水流速度，使得细粘性颗粒能够更容易地沉积下来，从而增加了泥沙颗粒在沉积物中的比例。
此外，植被还能够增加有机质含量，从而影响矿物颗粒的分布。
三、黄土粒度在古气候重建中的应用1. 古气候变化记录黄土是一种保存古气候信息的重要载体。
通过对不同时期、不同地区的黄土样品进行分析，可以获得大量关于古气候变化的信息。
其中，黄土中各种粒径颗粒比例变化是重要指标之一。
例如，在某些时期，由于气候干旱或湿润程度不同，导致细泥矿物含量增加或减少，从而反映出古气候的变化。
2. 古环境演化研究黄土粒度分析还可以用于研究古环境演化。
例如，在某些时期，由于气候条件的变化，导致黄土中的细粘性颗粒被剥离，从而形成了一定厚度的风成沉积物。
这些风成沉积物中的颗粒大小和组成可以反映出当时的风向和强度，从而对古环境演化进行研究。
3. 矿产资源勘探黄土中含有丰富的矿物资源，例如铝土矿、膨润土等。
通过对不同地区、不同深度的黄土样品进行分析，可以获得更多关于这些矿物资源分布和储量的信息。
黄土高原东南缘黄土_古土壤序列的环境磁学结果及其古气候意义
论文第51卷第13期 2006年7月黄土高原东南缘黄土-古土壤序列的环境磁学结果及其古气候意义王喜生①*杨振宇②① Reidar Løvlie③裴军令①孙知明①(①中国地质科学院地质力学研究所, 北京 100081; ②南京大学地球科学系, 南京 210093; ③Department of Earth Science, University of Bergen, N-5007 Bergen, Norway. *联系人, E-mail: xishengwang@)摘要对黄土高原东南缘三门峡地区曹村黄土剖面L1~L13(时间跨度约1 Ma)的环境磁学研究表明: (1) 质量磁化率(χ)、饱和等温剩磁(SIRM)和非磁滞剩磁(ARM)等及其组合磁参数均呈明显的线性相关关系.由于超顺磁(SP)磁性颗粒对磁化率贡献最大而对剩磁(包括ARM和IRM)没有贡献, 因而这种线性关系意味着古土壤中由成土作用形成的磁性颗粒仍主要以相对偏细的单畴颗粒(SSD)为主, 而前人所认为的SP颗粒对磁化率的贡献可能被高估了; (2) 曹村剖面的磁粒度参数χARM/χ与黄土高原腹地典型黄土剖面的中值粒径曲线表现出很好的相似性, 在某种程度上反映了χARM/χ可以表征黄土-古土壤序列磁性颗粒的粒径相对变化; (3) 磁组分参数S-ratio和HIRM测试结果表明, 在由成土作用形成的低矫顽力强磁性矿物含量显著增加的同时, 高矫顽力的弱磁性赤铁矿/针铁矿的绝对含量也相应增加.关键词三门峡黄土-古土壤序列磁化率古气候中值粒径目前, 虽然对中国黄土-古土壤序列中古土壤磁化率增强的土壤成因模式已被广泛接受[1], 然而在由成土作用形成的超顺磁(SP)颗粒对磁化率的贡献以及磁化率如何记录古气候变化等问题上还没有达成广泛的一致[2~5]. Maher和Thompson[6]通过等温剩磁和非磁滞剩磁分析, 并与合成的磁性矿物对比, 用多重回归分析方法得出古土壤中磁铁矿的含量是黄土的两倍, 并认为至少90%的古土壤与黄土磁化率的差异是由于SP磁铁矿颗粒含量的不同所造成. Banerjee和Hunt[7]则利用低温剩磁测量技术估算出在15 K时由SP磁铁矿携带的剩磁对古土壤的贡献约占剩磁总量的75%, 而黄土仅占20%. 然而, Han和Jiang[8]通过对不同粒径范围内黄土颗粒的磁化率估算, 则认为SP磁性颗粒对古土壤磁化率的贡献不足3%. 最近, Liu等[9~11]对西部黄土高原黄土-古土壤序列的磁性颗粒粒度大小、分布和古土壤磁化率增强机制等开展了一系列卓有成效的岩石磁学研究, 对由成土作用形成的SP颗粒对古土壤磁化率增强的绝对重要性提出质疑, 认为由成土作用形成的SD磁性颗粒对古土壤磁化率的贡献至少在50%以上, 而且对磁化率增强起决定性作用的细粒磁性颗粒具有固定的粒径分布.由于磁化率是磁性矿物的种类、含量和颗粒大小的综合反映, 其值受源区物质的差异性、成壤期气候条件和降雨量及成土作用持续的时间等诸多因素的控制和影响[12~15]. 而饱和等温剩磁(SIRM)、非磁滞剩磁(ARM)、频率磁化率(χfd%)等及其组合参数对不同粒径范围内磁性矿物含量和粒度的相对变化反应更为灵敏[9,11,15,16]. 为此, 本文选择黄土高原上记录东亚夏季风最灵敏、成土作用最强的黄土高原东南缘三门峡地区的黄土-古土壤序列为研究对象, 通过多参数环境磁学指标来深入分析该区黄土-古土壤磁性颗粒的含量和粒度变化特征, 尝试建立1 Ma以来黄土高原东南缘黄土-古土壤序列环境磁学方面独立的古气候替代性指标, 并对古土壤磁化率增强机制作尝试性探讨.1采样与测试研究剖面位于三门峡市陕县张汴乡东南约1 km 的曹村东侧, 地理坐标34°38’N, 111°09’E. 剖面总厚度为153 m, 包括上部完整的33个黄土层和32个古土壤层(厚度为145 m)和8 m厚的红黏土(未见底). 本次研究从剖面上部的L1~L13(厚为71 m)以10 cm间距采集8 cm × 8 cm × (5~8) cm古地磁大样, 对可能出现的地磁极性转换处(L8~S8和L10~L13)进行了连续取样. 在室内, 对间距为10 cm的样品加工为2 cm × 2 cm ×2 cm的立方体试样, 并在每一层面上获得3块平行样. 对第一套样品的高分辨率古地磁研究已表明: 布容/松山极性转换界线位于S8的顶部, 贾拉米洛正极性亚时的顶、底界分别位于S10和L13的顶部[17].第51卷 第13期 2006年7月论 文本文选择曹村黄土剖面的第二套样品进行低场磁化率(χ)、频率磁化率(χfd %)非磁滞剩磁(ARM)和饱和等温剩磁(SIRM 2T )等环境磁参数测试分析. χ和χfd %由Bartington MS2B 双频磁化率仪完成, 再由频率为160 Hz 的2G 交变场退磁仪施加最大值为100 mT 的交流场和0.1 mT 的直流场来获得ARM. SIRM 2T 由Redcliffe 脉冲磁力仪在垂直于ARM 方向上加2T 直流场获得. 之后由Solenoid 在SIRM 反方向分别加100和300 mT 的直流场来获得IRM −0.1T 和IRM −0.3T . 所有样品的ARM 和IRM 利用Digico 旋转磁力仪完成. 在此基础上计算出HIRM=1/2(SIRM+IRM −0.3T ), S −0.1= -IRM −0.1T /SIRM, S −0.3= −IRM −0.3T /SIRM, S Bloemental = (1−IRM −0.3T /SIRM)/2, χARM /χ和ARM/SIRM 等比值. 此外, 还对部分样品的ARM 和SIRM 进行了系统的交变退磁, 试图通过不同种类剩磁的矫顽力谱线特征来分析其磁性载体类型.2 磁参数的线性相关分析以上测得的磁学参数总体上呈线性正相关关系(图1), 主要反映了黄土-古土壤中强磁性磁铁矿/磁赤铁矿的含量变化特征. 其中χ和ARM 的线性相关系数R 2达0.975(图1(a)). 这种明显的正相关关系可以理解为两种磁成分的叠加, 即原生黄土组分(背景组分)和风化/成土成分(磁增强组分)的相互消长关系[9]. 随风化/成土作用的增加, χ和ARM 同时线性增加, 因而二者拟合直线的斜率反映了不同粒径范围内磁性颗粒对χ和ARM 贡献的综合反映, 而其在χ轴上的截距χ0则可能趋近于未经风化原生黄土的磁化率值[9]. 曹村剖面的χ0值为1.495×10−7 m 3/kg, 与最近报道的九洲台、塬堡和宜川等剖面的马兰黄土(L1)和末次间冰期古土壤(S1)的χ0值(分别为 1.505×10−7, 1.585× 10−7和1.898×10−7 m 3/kg)[9]非常接近, 可能反映图 1 曹村黄土剖面各种磁学参数的线性关系图论 文第51卷 第13期 2006年7月了黄土高原上不同地区发育的黄土具共同的物源区.χ和SIRM 的线性相关系数R 2为0.96(图1(b)), 略低于χ和ARM 的相关系数0.975. 一般来说, χ主要反映铁磁性矿物的含量变化, ARM 仅对粒度较细的SD 强磁性颗粒更灵敏, 而SIRM 则不仅有低矫顽力磁铁矿/磁赤铁矿的贡献, 还可能包含了部分高矫顽力的赤铁矿. 特别是当样品中磁铁矿和赤铁矿共存时, 强场下获得的SIRM 比低场获得的χ和ARM 对赤铁矿的含量变化更灵敏. 对该剖面部分黄土/古土壤样品的ARM 和SIRM 交变退磁结果显示: 经80 mT 的交变退磁, 黄土样品的ARM 可衰减到5%以内, 而古土壤可衰减到2%以内; 几乎所有黄土和古土壤样品的SIRM 2T 经200 mT 交变退磁仍保留10%以上, 部分黄土样品甚至达15%以上(图2). 可见, 弱场ARM 并未饱和高矫顽力的赤铁矿, 而强场SIRM 的交变退磁结果明确指示了黄土/古土壤中存在高矫顽力赤铁矿, 而且其对黄土剩磁的相对贡献要大于古土壤. 因而,χ-ARM 比χ-SIRM 和ARM-SIRM 更好的线性相关关系反映了χ和ARM 的主要磁性载体是磁铁矿/磁赤铁矿,而SIRM 则可能同时反映了铁磁性磁铁矿/磁赤铁矿和部分反铁磁性赤铁矿含量的变化. 此外, 图1(b)也明确表明, 当χ趋近于零时, 黄土样品仍具一定的SIRM, 这也说明赤铁矿对黄土SIRM 的贡献不容忽略. 当χ值增大时, SIRM 值也随之线性增加. 但当χ值达一定数值(>200×10−8m 3/kg)时, 随χ的继续增加, SIRM 缓慢增加或基本保持不变, 导致二者拟合的直线斜率明显增大(图1(b)). 从理论上来讲, 当磁性颗粒在SP 范围时, 磁化率显著增加, 而SP 颗粒对SIRM 的贡献为零. 因而图1(b)中χ>200×10−8 m 3/kg 时SIRM 和χ拟合直线斜率的明显增大反映了样品中由成土作用形成的SP 颗粒显著增加.3 1 Ma 以来曹村剖面黄土-古土壤序列的环境磁学特征图3为曹村剖面L1~L13的环境磁学参数随深度变化曲线, 所有磁学参数的峰/谷基本完全对应, 反映了第四纪以来的冰期-间冰期旋回中, 受东亚季风系统所控制的风尘堆积黄土的磁性颗粒的含量、种类和粒度的周期性变化规律[1,12,15]. 在以黄土堆积为主的气候干冷期, χ, χARM 和SIRM 较小; 而在古土壤发育的温暖湿润期, 以上参数明显增大. 由于χ, χARM 和SIRM 主要反映铁磁性矿物种类和含量的变化, 因图 2 代表性古土壤和黄土代表性样品的非磁滞剩磁ARM ((a), (b))和饱和等温剩磁SIRM 2T ((c), (d))交变退磁结果第51卷第13期 2006年7月论 文图 3 曹村黄土剖面L1~L13的磁学参数随深度变化图而以上变化特征清晰地表明在古土壤相对发育的时期强磁性矿物含量的显著增加. 此外, 虽然在同一层位上SIRM 比χARM 强度要大得多, 但就整个剖面而言,χARM 比SIRM 变化幅度更大, 尤其是发育程度较好的S4和S5古土壤层具有异常高的χARM 值(图3). 由于ARM 比SIRM 对细粒的磁性颗粒更灵敏, 因而这一变化特征明显反映了在暖湿气候条件下形成的古土壤不仅强磁性颗粒含量的增加, 同时也说明其中的磁性颗粒粒度相对变细的特点.磁粒度参数χARM /χ和ARM/SIRM 也表现出与χ,χARM 及SIRM 类似的变化规律. ARM/SIRM 主要反映粒径大于SP 的铁磁质磁性矿物的粒度变化, 其值与磁性颗粒的粒度成反比. 图3所示的曹村剖面L1~L13的ARM/SIRM 变化特征与近年来对典型黄土剖面的高分辨率粒度分析结果所指示的古土壤比黄土粒度细的特点相吻合[18~21]. 与ARM/SIRM 和其他磁学参数所表现出的S5特征的峰值相比, 代表极端暖湿气候S5的χARM /χ峰值并不明显, 甚至低于土壤化程度比其低的S6, S7和S8. 这可能是由于土壤化程度最高的S5经强烈的成土作用从而导致SP 颗粒大量生成的结果. 由于SP 颗粒对χ贡献最大而对 ARM 的贡献为零, 因而χARM /χ比值减小. 然而从黄土高原腹地典型剖面—泾川剖面和渭南剖面的粒度指标随深度变化曲线来看(图4), 虽然在黄土高原上S6的古土壤发育程度明显弱于代表极端湿热气候的S5复合古土壤, 但S6的粒度与S5相比并没有明显变粗[21]. 在渭南剖面, S6的粒度不仅细于古土壤发育更好的S2和S3, 甚至比S5还细[22]. 因而我们也不能排除χARM /χ真实地反映了磁性颗粒粒度变化趋势的可能性. 也就是说, S5低的χARM /χ值可能并不归结于SP 颗粒的大量补偿.4 讨论和结论从理论上来讲, SD 颗粒的ARM 值最大, MD 和PSD 颗粒的ARM 值较低; 而SP 颗粒尽管具有大的χ和χfd %值, 但其不携带任何形式的剩磁(包括ARM 和IRM)[23]. 由于ARM 对SD 颗粒最灵敏, 因而被广为用来检测样品中SD 颗粒的含量[9,11,24,25]. 按照中国黄土-古土壤序列中古土壤磁化率明显高于黄土的特点, Zhou 等人[1]提出了古土壤磁化率增强的成土作用模式, 认为古土壤磁化率的显著增加主要是间冰期内论 文第51卷 第13期 2006年7月图 4 渭南剖面(<2 µm/>10 µm)%粒度参数曲线[22]、泾川剖面中值粒径曲线[21]、曹村剖面χARM /χ和磁化率曲线、洛川剖面磁化率曲线[33]和ODP 677氧同位素曲线[34]对比结果的气候适宜期形成大量次生的SP 磁性矿物的结果.然而, 如图1所示, ARM-SIRM, ARM-χ和SIRM-χ均呈明显的线性相关关系, 并没有表现出χ增强时ARM 和SIRM 保持不变的情形. 可见, 即使就土壤化程度明显高于黄土高原腹地的曹村黄土而言, 虽然古土壤磁粒度较细, 但仍主要以相对偏细的单畴(SSD)亚铁磁性颗粒为主. 虽然曹村剖面的古土壤也表现出χfd %明显高于黄土的特点(图3), 而且χfd %也被广为用来指示SP 颗粒的含量. 但χfd %最大的缺陷是不能有效区分这些细磁性颗粒是SSD 还是SP, 尽管其高值总体上反映了磁性颗粒接近SP/SD 临界区间的特点. 此外, 近年来的研究也表明, χfd %值的大小可能是SP 与SD 磁性颗粒粒度分布范围的反映, 即高的χfd %值意味着SP 与SD 磁性颗粒具较窄的粒度分布范围, 而非SP 颗粒含量的增加[26,27]. 值得注意的是, Liu 等[10,11]对西部黄土高原的塬堡剖面细致的岩石磁学研究也充分表明: SD 磁性颗粒是ARM 的主要携带者; 对于中等发育程度的古土壤(χ<10×10−7m 3/kg),稳定的SD 颗粒对χ的贡献要大于SP 颗粒; 而对于发育更成熟的古土壤(χ>10×10−7~12×10−7 m 3/kg), 与成土作用有关的PSD 颗粒对磁化率的贡献显著增加. 由此可见, 先前认为的由成土作用形成的SP 颗粒对古土壤χ的贡献可能被高估了.S -ratio(包括S −0.3T 和S −0.1T )主要用来衡量磁铁矿/磁赤铁矿和赤铁矿/针铁矿的相对含量[28~30]. 如果S 为1, 表明完全为磁铁矿/磁赤铁矿; 而S 值的降低则表明高矫顽力磁性矿物的影响在增加. 通常用HIRM=1/2(SIRM+IRM −0.3T )来表征高矫顽力矿物(赤铁矿/针铁矿)的含量变化. 由于高矫顽力铁氧化物与强磁性的磁铁矿/磁赤铁矿相比对磁化率和剩磁的贡献要小得多, 因而S -ratio 和HIRM 的结合使用可更客观地反映高矫顽力矿物的相对和绝对变化. 图5表明, 在古土壤发育时期, 在低矫顽力强磁性矿物含量显著增加的同时, 高矫顽力的弱磁性赤铁矿/针铁矿的绝对含量也增加. 最近, Balsam 等[31]通过紫外-可见-近红外反射光谱方法对洛川和灵台剖面的研究也表明, 赤铁矿和针铁矿的含量与磁化率呈明显的正相关关系[31,32]. 本次研究结果为紫外-可见-近红外反射光谱这一快速测量土壤中铁氧化物矿物含量方法的可靠性提供了重要佐证. 可见, 成土作用不仅会导致对古土壤磁性显著增强的磁铁矿及其氧化产物磁赤铁矿含量的增加, 而且诱导了弱磁性铁氧化物(赤铁矿和针铁矿)含量的增加. 而古土壤中这些次生的弱磁性铁氧化物极有可能是在间冰期风化成壤过程中由不稳定硅酸盐矿物(如辉石、黑云母、绿泥石等)分解所形成[15].图4显示, 曹村剖面与洛川经典剖面[33]的磁化率第51卷第13期 2006年7月论 文图 5 曹村黄土剖面的S -ratio 与HIRM 随深度变化图曲线特征表现出较好的一致性, 在局部层位次一级的磁化率峰值甚至比洛川剖面更明显. 特别值得注意的是, 曹村剖面“上粉砂层”L9中部的弱发育古土壤层L9SS1的磁化率曲线与洛川剖面相比显著得多, 其峰值大小达97.1×10−8 m 3/kg, 甚至可与S7和S8相比. 因此, 一种可能的情形是, L9并不代表一个完整的极端气候干冷期, 在L9堆积的中期仍存在一个短暂的气候适宜期. 在这一气候适宜期, 东亚夏季风并没有延伸到黄土高原的腹地, 而位于黄土高原东南缘的三门峡地区黄土则清晰地记录了这一短暂的气候适宜期. 可见, 三门峡地区黄土与黄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, 是黄土高原上记录东亚夏季风最灵敏的地区之一.图4的深海氧同位素曲线不仅明确指示了第四纪以来的冰期-间冰期多旋回特征[34], 更重要的是第四纪以来气候总体上变冷的趋势[35]. 然而, 中国黄土的χ, χARM 和SIRM 等磁学参数并没有这种长周期变化趋势. 虽然黄土-古土壤的粒径与磁化率总体上也具一定的正相关关系, 但从大的时间尺度上来看, 粒度参数遵循深海氧同位素所指示的第四纪以来气候变冷的总体趋势(图4). 自0.78 Ma (布容/松山极性转换界线)以来, 曹村剖面的χARM /χ值也具有这一趋势, 而且曹村剖面的χARM /χ与泾川剖面的中值粒径曲线无论从峰-谷变化特征还是总体趋势都表现出很好的相似性. 虽然目前还没有曹村剖面的粒度分析结果, 但二者之间极好的相似性在某种程度上可能反映了χARM /χ可以用来指示黄土-古土壤序列的磁性颗粒粒度变化特征. 最近, Deng 等[16]对陕西交道黄土剖面CBD 处理前后的χ/χARM 都记录了第四纪以来磁粒度的逐渐变粗和冬季风阶段性增强的趋势, 而且经CBD 处理后的χARM /SIRM 和SIRM/χ使得这一趋势更为明显. 从这一点上来讲, 用黄土(磁)粒度指标来反映大尺度的气候环境变迁似乎比磁化率更具优势. 古气候学研究显示: 自0.9 Ma 以来, 气候主导周期从以地轴倾斜度占主导的41 ka 周期逐渐转变为以偏心率占主导的100 ka 周期[36~38], 而S5恰是在中更新世气候转型的过渡期(922~641 ka)之后形成的[39]. S5标志性的多元古土壤特征和高的磁化率及其后形成的所有古土壤层磁化率值明显增大的特点可能反映了随气候主导周期和北半球冰量韵律的变化而诱导的磁化率等古气候替代性指标的幅度和规模的变化. 在以100 ka 为主导的气候周期内, 比中更新世气候转型期更显著的太阳辐射峰值[36]可分别对应磁化率论文第51卷第13期 2006年7月明显增强的S5及其后形成的各个古土壤层. 因而, 中国黄土的粒度与磁化率总体变化趋势的不一致性可能反映了不同的黄土堆积期黄土粉尘源区的变化性, 但由气候主导周期的变化而诱导的全球冰量韵律变化及不同间冰期内温湿的气候条件、降雨量以及土壤化作用所持续时间等方面的差异可能是导致中国黄土中更新世以来(磁)粒度与磁化率总体变化趋势不协调的更重要原因.致谢感谢刘青松博士与另一名审稿专家对本文的许多建设性建议和修改意见. 本工作受国家自然科学基金项目(批准号: 40202018)、国家人事部留学人员择优资助“优秀类”项目、中国地质调查局地质调查项目(批准号: 200413000035)和中国地质科学院重点开放实验室专项资金资助项目联合资助.参考文献1 Zhou L P, Oldfield F, Wintle A G, et al. Partly pedogenic origin ofmagnetic variations in Chinese loess. Nature, 1990, 346: 737—7392 Forster T, Heller F. Magnetic enhancement paths in loess sedi-ments from Tajikistan, China and Hungary. Geophys Res Lett, 1997, 24: 17—203 Guo Z T, Biscaye P, Weil Y, et al. Summer monsoon variation overthe last 1.2 Ma from the weathering of loess-soil sequences in China. Geophys Res Lett, 1999, 27: 1751—17544 Guo Z T, Liu T S, Fedoroff N, et al. 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Palaeogeogr Palaeocli Palaeoecol, 2002, 185: 133—143(2005-12-08收稿, 2006-03-01接受)《科学通报》投稿指南在《科学通报》发表的原创性研究论文应同时具备以下条件:(ⅰ) 是自然科学基础理论或应用研究的最新成果.(ⅱ) 有重要科学意义, 属国际研究热点课题.(ⅲ) 有创新(新思路、新方法、新认识、新发现等).(ⅳ) 对本领域或/和相关领域研究有较大的促进作用.(ⅴ) 就内容和写作风格而言, 对大同行或非同行科学家都有可读性和启发性.对原创性研究论文的写作要求:文章应论点明确、数据可靠、逻辑严密、结构简明; 尽量避免使用多层标题; 文字、图表要简练, 用较少的篇幅提供较大的信息量; 论述应深入浅出、表达清楚流畅; 专业术语的运用应准确, 前后保持一致.题目是文章的点睛之处, 要紧扣主题, 有足够的信息, 能引起读者的兴趣; 应避免使用大而空的题目, 最好不用“…的研究”、“…的意义”、“…的发现”、“…的特征”等词; 回避生僻字、符号、公式和缩略语. 一般不超过24个汉字, 英文以两行为宜. 不使用副标题.摘要应反映文章的主要内容, 阐明研究的目的、方法、结果和结论, 尽量避免使用过于专业化的词汇、特殊符号和公式. 摘要的写作要精心构思, 随意从文章中摘出几句或只是重复一遍结论的做法是不可取的. 摘要中不能出现参考文献序号.关键词用于对研究内容的检索. 因此, 关键词应紧扣文章主题, 尽可能使用全国科学技术名词审定委员会颁布的主题词, 不应随意造词. 关键词一般为3~10个.正文应以描述文章重要性的简短引言开始. 专业术语、符号、简略或首字母缩略词在第一次出现时应有定义. 所有的图和表应按文中提到的顺序编号.引言是文章的重要组成部分, 关系到文章对读者的吸引力. 在引言中应简要回顾本文所涉及到的科学问题的研究历史, 尤其是近2～3年内的研究成果, 需引用参考文献; 并在此基础上提出本文要解决的问题; 最后扼要交代本研究所采用的方法和技术手段等. 引言部分不加小标题, 不必介绍文章的结构.材料和方法主要是说明研究所用的材料、方法和研究的基本过程, 使读者了解研究的可靠性, 也使同行可以根据本文内容重复有关实验.讨论和结论部分应该由观测和实验结果引申得出, 切忌简单地再罗列一遍实验结果. 讨论得出的结论与观点应明确, 实事求是.致谢部分应先向对本文有帮助的有关人士表示谢意; 然后列出本工作的资助基金来源, 并注明项目批准号.参考文献引用是否得当, 是评价论文质量的重要标准之一. 如果未能在论文中引用与本项研究有关的主要文献, 尤其是近2～3年内的文献, 或是主要引用作者自己的文献, 编辑可能会认为对这篇文章感兴趣的读者不多. 对文中所引参考文献, 作者均应认真阅读过, 对文献的作者、题目、发表的刊物、年代、卷号和起止页码等, 均应核实无误, 并按《科学通报》体例要求的顺序排列. 切忌转引二手文献的不负责任的做法.。
土壤磁化率的测定实验报告
土壤磁化率的测定实验报告标题：土壤磁化率的测定实验报告导言：土壤是地球的重要组成部分，对于环境和生态系统扮演着至关重要的角色。
在过去的几十年里，人们对土壤的研究逐渐深入，其中磁性成为了一个备受关注的领域。
本文将以土壤磁化率的测定实验为例，探讨土壤磁性的概念、测定方法及其意义，以帮助读者全面理解土壤磁化率。
正文：一、土壤磁性的概念1.1 磁性物质的存在土壤中存在多种磁性物质，比如磁铁矿、赤铁矿等。
这些磁性物质的存在为土壤磁化率的测定提供了基础。
1.2 土壤磁化率的定义土壤磁化率是指在外加磁场的作用下，单位体积土壤产生的磁感应强度与外加磁场强度之比。
它反映了土壤中磁性物质的含量及其磁化程度。
二、土壤磁化率的测定方法2.1 试样的制备和处理为了准确测定土壤磁化率，首先需要进行试样的制备和处理。
试样的制备可以通过采集土壤样品，并经过筛分、干燥和研磨等步骤得到。
处理过程则包括去除有机物、磁性物质的处理等。
2.2 测定设备测定土壤磁化率需要使用磁化率仪或磁化率测定系统。
磁化率仪通过施加不同磁场强度下测量土壤的磁感应强度，再计算土壤的磁化率。
不同的磁化率仪有各自的测量原理和参数，使用时需按照仪器说明进行。
2.3 测定步骤具体的土壤磁化率测定步骤可分为以下几个步骤：（1）将试样放入磁化率仪中，并根据仪器要求施加不同磁场强度；（2）记录不同磁场强度下土壤的磁感应强度；（3）根据测量数据计算土壤的磁化率。
三、土壤磁化率的意义3.1 环境研究土壤磁化率可作为环境变化的指示器之一，通过测定不同地区土壤的磁化率，可以追踪土壤的变化情况，对环境变化进行研究。
3.2 土壤质量评估土壤磁化率与土壤中磁性物质的含量和磁化程度相关。
根据土壤磁化率的测定结果，可以评估土壤的质量，为土壤管理提供参考。
3.3 土壤侵蚀研究土壤磁化率的变化与土壤侵蚀过程存在密切关系。
通过测定不同区域土壤的磁化率，并与土壤侵蚀进行关联分析，可以深入研究土壤侵蚀的机制和影响因素。
矫顽力组分定量分析揭示下蜀黄土磁化率异常降低的原因
Ｑ ａ ｔ ｉａｉｎ ｏ ｇ ｅｉ ｅ ｅｃｖｔ ｏ ｏ ｅ ｔ ｒ ｖ ａｓｔ ｅｃ ｕ ｅｏ ｕ ｎ ｉ ｃ ｔ ｆｍａ ｎ ｔ ｏ ｒｉｉ ｃ ｍｐ ｎ ｎ ｓ ｅ ｅ ｌ ｈ ａ ｓ ｆ ｆ ０ ｃ ｙ
ａ ｍ ａ ｏ ｓ ｄ ｃ ｅ ｓ ｆ ｍ ａ ｎｅ ｉ ｕ ｃ ｐｔｂｉｉｙ ｏ ｈｅ Ｘｉ ｓ ｏ ｓ ｎｏ ｌ ｕ ｅ ｒ ａ ｅ ｏ ｇ ｔｃ ｓ ｓ ｅ ｉ ｌｔ ｆ ｔ ａ ｈｕ ｌ ｅ ｓ
矫 顽 力组 分 定 量 分 析 揭 示 下蜀 黄 土 磁 化 率 异 常 降低 的原 因
韩 志 勇 ， 徐 生 ， 英 勇 ， 达 源 李 陈 杨
南京 大 学 地 理 与 海 洋科 学 学 院 ， 京 ２ ０ ９ 南 １０ ３
摘 要
镇 江 大 港 下 蜀 黄 土 剖 面 多个 层 位 的 磁 化 率 出 现 异 常 降 低 ， 致 与 北 方 黄 土 的 磁 化 率 记 录难 以对 比． 探 导 为
Ｈａ ｎ Ｚ Ｙ。Ｌｉ Ｓ，Ｃｈ ｎ Ｙ Ｙ ，ｅ ｉ Ｘ ｅ ｔａ ．Ｑｕ ｎ ｉ ｃ ｔ ｎ ｏ ｇ ｅ ｉ ｃ ｅ ｃｖ ｔ ｏ ｐ ｎ ｎ ｓ ｒ ｖ ａ ｓ ｔ ｅｃ ｕ ｅｏ ｎ ｍａｏ ｓ ｄ ｃ ｅ ｓ ａ ｔｆ ａ ｉ ｆｍａ ｎ ｔ ｏ ｒ ｉ ｉ ｃ ｍ ｏ ｅ ｔ ｅ ｅ ｌ ｈ ａ ｓ ｆａ ｏ ｌ ｕ ｅ ｒ ａ ｅ ｉ ｏ ｃ ｙ
第 三 类 则 含 较 多 的 中磁 组 分 ． 顽 力 组 分 的含 量 与 样 品 中 铁 锰 结 核 的含 量 密 切 相 关 ． 锰 结 核 含 量 高 的 样 品 ， 磁 矫 铁 中 组分 、 磁组分含 量也高 ， 软磁组分 含量低 ， 硬 与此 对 应 的 是 这 类 样 品 的磁 化 率 低 ． 明 在 铁 锰 结 核 的形 成 过 程 中 ， 表
湿润气候条件下温度对土壤磁化率影响的再认识
湿润气候条件下温度对土壤磁化率影响的再认识
随着我国经济的不断发展，也引起了各行各业对湿润气候条件下温度对土壤磁化率影响的重视。
这项工作被广泛应用，取得了较好的成果。
近年来，研究者们继续探索并深入探讨湿润气候条件下温度对土壤磁化率影响，作出了系统性的认识。
从物理地理学的角度来看，气候条件对土壤磁化率有着重要的影响，湿润气候条件下的温度变化会使土壤磁化率发生明显的变化。
根据物理地理学的实证研究，江淮流域土壤磁化率随着季节温度变化而变化，而且比均匀气候情况下的温度变化更大。
这是由于湿润环境感温灵敏，气温变化引起的气候环境变化会导致土壤磁化率发生明显的变化。
另外，湿润气候条件下，温度变化会使土壤磁化率受到沉积物的影响。
沉积物中如有含有高磁性物质，在低温情况下，土壤磁化率会受到沉积物的影响减小；而在高温情况下，土壤磁化率会受到沉积物的影响倍增。
因此，在湿润气候条件下，温度变化也会影响土壤磁化率。
最后，针对湿润气候条件下的温度对土壤磁化率影响，研究者采用了大量的实证研究，以解释其磁化特性变化，例如进行室内野外实践研究，以及采用微结构分析、应力变形碳化实验等。
综上所述，以上实证研究与实验有助于我们对湿润气候条件下温度对土壤磁化率影响的再认识。
中国黄土沉积物的磁性增强机制进展
中国黄土沉积物的磁性增强机制进展
徐新文
1， 2 3 2 ， 强小科1 ， 符超峰1， ， 赵 辉1，2 ， 陈 艇1，
（ 1． 中科院地球环境研究所 黄土与第四纪地质国家重点实验室 ， 陕西 西安 710075 ； 2． 中国科学院研究生院， 北京 100049 ； 3． 长安大学西部矿产资源与地质工程教育部重点实验室 ， 陕西 西安 710075 ）
在黄土沉积物的研究中， 环境磁学方法由于成 本低廉、 快速简洁等特点受到了古气候学者的广泛 1986 ； Verosub et al． ， 1995 ； 青睐（ Thompson et al． ， Dunlop et al． ，1997 ； Evans et al． ，2001 ； Tauxe， 2005 ； Liu et al． ， 2007 ） ， 磁学参数可以有效的反应 黄土古土壤旋回， 在古环境重建中得到了广泛的 应用， 其中磁化率作为东亚夏季风的代用性指标得 到了古气候学家们的广泛认可 （ An et al． ，1991 ； Kukla，1988 ； Heller et al． ，1986 ； Heller et al． ， 1995 ； Liu et al． ，1993 ，1999 ，1998 ； Maher et al． ， 1995 ； Maher，1998a； Deng et al． ，2006 ； 李传想， 2011 ） 。然而， 磁学性质并不是古环境变化的直接 反应， 这就要求在应用磁学参数进行古环境、 古气 候研究时必须首先查明磁性增强 减弱的机制和根 本原因。在过去的 30 a 中， 奋战在中国黄土高原的 广大中外学者对此进行了大量的研究工作 ， 通过研 读他们的成果， 在此做一个回顾， 了解目前研究的 方向和工作程度， 并总结将来工作中可能的研究方 向和内容。
黄土触探阻力曲线和磁化率曲线对比的环境意义
黄土触探阻力曲线和磁化率曲线对比的环境
意义
1土壤物理性质与环境
随着研究领域的不断发展，对土壤物理性质考察的关注和研究增加了。
土壤物理性质对环境具有重要意义，不仅影响生态系统的发展，而且影响土壤结构与土壤破坏，从而影响土壤供水量、土壤供气量以及空气质量。
为了更好地理解土壤环境，土壤从黄土触探阻力曲线和磁化率曲线双重角度对不同层次的土壤水盐进行比较和分析，可以得到更加准确的结论。
2黄土触探阻力曲线
触探阻力曲线是指在常温和正常盐度状态下，检测土壤的固体物质阻抗加入水的强度的曲线。
该曲线是用一定的电压在不同的深度探测土壤，然后根据土壤内部抵抗和水分流动建立模型得到的。
该曲线能够有效反映土壤物理性质，包括黏土含量、孔隙度、含水量和粒子间接合度等。
3磁化率曲线
磁化率曲线是指在常温和正常盐度状态下，用电磁仪器测量土壤的磁化率随着深度变化的趋势。
它可以用来反映土壤含水量变化，有效指示出空气充满孔隙，水充满孔隙以及部分水和部分空气充满孔隙
的土壤深度。
土壤的磁化率可以揭示出环境岩性构造、生态变化以及地下水给环境带来的影响。
4总结
通过黄土触探阻力曲线和磁化率曲线对比，可以更有效地理解土壤物理性质，观察土壤空气、水、地表的长期变化，能够更准确的反映环境的发展，包括气候波动、土壤结构变化以及生物多样性等。
而且这些深层次的观测可以帮助我们更好地利用土壤，为环境持续发展奠定坚实的基础。
中国帕米尔地区黄土磁化率特征及其影响因素
中国帕米尔地区黄土磁化率特征及其影响因素陈杰;杨太保;曾彪;何毅;王琳栋【期刊名称】《干旱区地理》【年(卷),期】2016(0)4【摘要】通过对地处西风区的中国境内帕米尔剖面进行磁化率的研究,并与研究区剖面其他常用气候替代指标粒度、色度、CaCO3（%）和TOC等进行对比分析,初步探讨了帕米尔黄土磁化率增强机制的差异性。
研究表明：帕米尔黄土剖面磁化率的平均值低于黄土高原典型剖面。
粒度组成以粉砂（4-63μm）为主,磁化率与细颗粒物质呈负相关,与粗颗粒物质呈正相关。
色度a＊,b＊,L＊及磁化率的关系表明该区由于所受控的物质种类不同,使磁化率同红度a＊呈负相关,而与亮度L＊呈正相关关系;碳酸钙和有机质对磁化率影响较小,贡献微弱;由于沉积环境、气候等多种因素对磁化率产生不同程度的影响,使该区磁化率增强机制存在着空间差异性。
【总页数】9页(P761-769)【关键词】磁化率;粒度;色度;帕米尔;增强机制【作者】陈杰;杨太保;曾彪;何毅;王琳栋【作者单位】兰州大学资源环境学院【正文语种】中文【中图分类】P539.3【相关文献】1.天山北麓地区博乐黄土磁化率、粒度特征与古气候意义 [J], 孙焕宇;宋友桂;李越;陈秀玲;OROZBAEV Rustam2.中国帕米尔地区黄土上部色度变化特征及古气候意义 [J], 陈杰;杨太保;曾彪;何毅;冀琴3.大连市长兴岛地区黄土剖面磁化率特征及古气候意义 [J], 刘大齐;李永化;魏东岚4.辽宁地区黄土-古土壤磁化率分布特征及其影响因素 [J], 王晓磊;崔东;胡塔娜;李娜5.影响中国黄土磁化率差异的多因素评述 [J], 李志文;李保生;孙丽;温小浩;邱世藩;吕映霞因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
土壤磁化率
土壤磁化率一、引言土壤磁化率是指土壤中所含磁性物质的磁化程度，它是一个重要的地球物理参数。
通过对土壤磁化率的测量和分析，可以了解土壤中的磁性物质的种类、含量、分布等信息，从而为环境监测、农业生产、地质勘探等领域提供重要的参考依据。
二、土壤磁化率的来源及类型1.来源土壤中的磁性物质主要来自于以下几个方面：（1）天然来源：如铁氧化物、陨铁等；（2）人为来源：如工业废渣、农药残留等。
2.类型根据其形成机理和性质，土壤中的磁性物质可分为以下几类：（1）自然剩磁：由于岩石在形成过程中受到地球自身磁场的影响而形成；（2）感应剩磁：由于岩石在地球自身磁场作用下发生变化而形成；（3）温带型铁氧体：在温带气候条件下形成，主要由α-Fe2O3和γ-Fe2O3组成；（4）热带型铁氧体：在热带气候条件下形成，主要由γ-Fe2O3和Fe3O4组成；（5）其他磁性物质：如陨铁、工业废渣等。
三、土壤磁化率的测量方法1.原理土壤磁化率的测量是通过测量土壤中的磁场强度来确定的。
当外加一恒定的交变磁场时，土壤中的磁性物质会产生感应电动势，进而产生感应电流和感应磁场。
这个感应磁场与外加交变磁场叠加后，形成了一个总的交变磁场。
通过测量总交变磁场与外加交变磁场之比，可以得到土壤的有效导电率，从而计算出土壤的有效介电常数和有效导电率。
2.方法目前常用的土壤磁化率测量方法主要有以下几种：（1）频域法：根据频域响应特征进行分析，适用于较大深度范围内的测量；（2）时域法：根据时间响应特征进行分析，适用于较小深度范围内的测量；（3）磁化率仪法：利用磁化率仪测量土壤中的磁场强度，从而计算出土壤的磁化率。
四、土壤磁化率的应用1.环境监测通过对土壤磁化率的测量和分析，可以了解土壤中有害物质的分布情况，从而为环境监测提供重要依据。
2.农业生产土壤中的磁性物质与作物生长密切相关。
通过对土壤磁化率的测量和分析，可以了解不同区域、不同类型土壤中磁性物质含量的差异，从而为农业生产提供科学依据。
土壤磁导率
土壤磁导率土壤磁导率是指土壤对磁场的传导能力，是土壤物理性质的一个重要指标。
研究土壤磁导率可以帮助我们了解土壤的电导性能、水分状况、质地等情况，对于农业生产、土地利用和环境保护等方面具有重要意义。
一、土壤磁导率的意义土壤磁导率是土壤物理性质的一个重要指标，它可以反映土壤的电导性能。
土壤中含有大量的水分和电解质，当磁场通过土壤时，水分和电解质的运动会对磁场产生影响，从而改变土壤的磁导率。
磁导率可以用来评估土壤的水分含量、盐分浓度以及土壤质地等情况，对于农业生产、土地利用和环境保护等方面具有重要意义。
土壤磁导率的测量可以采用多种方法，常见的有电磁感应法、电阻率法和磁化率法等。
其中，电磁感应法是一种常用的非侵入性测量方法，它利用电磁感应原理，通过测量电磁场的变化来确定土壤的磁导率。
电阻率法则是利用电流通过土壤时的电阻变化来测量土壤的磁导率，而磁化率法则是利用土壤在磁场中的磁化程度来测量土壤的磁导率。
这些方法各有优缺点，可以根据需要选择合适的方法进行测量。
三、土壤磁导率的影响因素土壤磁导率受多种因素的影响，主要包括土壤水分、土壤质地、土壤盐分、土壤有机质含量等。
首先，土壤的水分含量对土壤磁导率有很大影响，水分越多，土壤的磁导率越高。
其次，土壤的质地也会影响土壤的磁导率，粘土含量越高，土壤的磁导率越低。
此外，土壤中的盐分含量和有机质含量也会对土壤的磁导率产生一定影响，盐分含量越高，土壤的磁导率越高，而有机质含量越高，土壤的磁导率越低。
四、土壤磁导率在农业生产中的应用土壤磁导率在农业生产中具有重要的应用价值。
首先，通过测量土壤磁导率可以了解土壤的水分状况，从而可以合理安排灌溉和排水措施，提高农作物的产量和质量。
其次，土壤磁导率还可以用来评估土壤的盐分浓度，对于合理施肥和调节土壤盐分具有指导意义。
此外，土壤磁导率还可以用来评估土壤的质地，对于选择适合的耕作方式和土地利用具有重要意义。
五、土壤磁导率在环境保护中的应用土壤磁导率在环境保护方面也具有重要应用价值。
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中国黄土磁化率差异的影响因素
2. 1 本底值的区别
黄土古土壤的母质分别来源于冷干、暖湿时期的冬季风对蒙古国中南部及其他相连地区粉尘的搬运[。
而这两个时期粉尘源区及沿途的风化强度、冬季风势力的大小、植被生长情况都存在一定差异。
以暖湿时期即古土壤形成期为例:首先,暖期的粉尘源区及沿途地区的气候变暖,成壤作用加强,产生更多的铁磁性物质和细粒物质[30 - 36 ] ,被风携带至沉积区后,使沉积物中含有的铁磁性物质和细粒物质比冷期多[37 ] ;其次,暖期的冬季风势力较弱,搬运能力也相应减弱,使同一地点堆积的粉尘的粒径比冷期更小[38 ] ;再次,暖期生长的植被多且高大,植被对粉尘的滞留作用会增加细粒粉尘的堆积量[31 ] 。
因此,对同一地区来说,暖湿时期沉积物中铁磁性物质的含量比冷干时期高,粒径比冷干时期小,磁化率较高,即古土壤和黄土磁化率本底值是有区别的,说是这样说，但其大小还有待于进一步研究
2. 2 易溶物质的淋失
古土壤形成期气候湿热,降水较多,含K、Na 、Ca 、Mg 等活动- 中等活动元素的易溶物质部分或全部被溶解并迁移出土壤层,而较难迁移的铁磁性矿物则相对聚集导致磁化率升高;黄土形成期,淋溶作用弱,铁磁性矿物被未迁移的易溶物质稀释导致磁化率降
2. 3 成壤作用
1990 年,周立平等根据古土壤中存在的大量超顺磁物质推出成壤作用对磁化率增强有重要影响[40 ] ;次年,韩家懋等的研究发现古土壤中大部分强磁性矿物尤其是磁赤铁矿是含铁硅酸盐“就地”风化形成的,并进一步提出这些新形成的强磁性矿物对古土壤磁化率增强有重要贡献[27 ] 。
此后,随着各类研究的不断深入,古土壤磁化率增强的土壤成因模式逐渐被广泛接受。
2.31铁磁性矿物的形成：中国黄土物质主要来源于以中酸性岩为主的稳
定地台区,含较多易风化的含铁硅酸盐如铁橄榄石、角闪石、辉石、黑云母等,在暖湿气候的成壤作用下,这些含铁硅酸盐易风化分解,其中所含二价铁氧化成三价铁,形成强磁性的铁磁性矿物。
因此,部分含铁硅酸盐“就地”分解产生的铁磁性矿物是中国黄土中铁磁性矿物的主要来源,也是导致古土壤磁化率升高的主要原因。
2. 3. 2 超顺磁颗粒( < 0103μm) 的形成：,成壤过程中的生物作用和化学作用有利于不稳定矿物的分解,成壤作用越强,被分解的不稳定矿物越多,形成的超顺磁颗粒也越多
2. 4 细菌作用
1996 年范国昌等首次在我国黄土中发现了趋磁细菌,大小约为30～50 nm ,其含量与磁化率大小有明显的正相关性众多研究结果认为[15 - 21 ] :黄土形成时期,气候寒冷干燥,铁源不足,趋磁细菌只保存不繁衍,生成磁小体的数量较少;古土壤形成时期,气候暖湿,生物量大,铁源充足,趋磁细菌的活动性较强,生成磁小体的数量较多。
其他生物体如软体动物、节肢动物和脊索动物等生物体内合成的铁磁性矿物对磁化率变化也有一定的影响[46 ] 。
2. 5 有机质和植物生长
有机质对磁化率大小的影响主要体现在如下方面:首先,它的存在有利于无定形铁老化为氧化铁时形成磁赤铁矿;其次,它也会阻碍磁性矿物的老化,如无定形水合氧化铁能强烈地吸附有机质而阻碍氧化铁晶核的生长,使无定形铁不易老化为针铁矿,针铁矿和磁赤铁矿不易老化为赤铁矿[24 ,47 ] ; 再次,有机质本身有一定的磁化率值,其大小取决于碳聚合程度,而且还有由顺磁性向逆磁性演变的特性[48植物生长也能影响磁化率的大小:如植物生长的局部环境有
利于弱磁性或无磁性含铁矿物向强磁性矿物转化;也可在根系周围形成富含铁氧化物的外套;还能为微生物的生长提供养分,使微生物聚集[13 ] ;另外,植株的分解也能产生超细磁铁矿[12 ] 。
笔者认为,植物根系穿插的机械作用能促进物理风化,根系和周围微生物分泌的CO2
和有机酸等能加速化学风化,二者都能促进物质的分解和颗粒的变细,增强磁化率。
强度。