中国黄土高原红粘土环境磁学研究进展
应用XRD和HRTEM研究红粘土中的磁性矿物——以阿尔金新近系彩虹沟组剖面上段红粘土为例
电子显微学报Journal of Chinese Electron Microscopy Society第40卷第1期2021年2月Vol. 40,No. 12021-02文章编号：1000-6281（ 2021） 01-0032-05应用XRD 和HRTEM 研究红粘土中的磁性矿物 ——以阿尔金新近系彩虹沟组剖面上段红粘土为例魏小燕，李建星**，潘峰,韩延兵，刘三收稿日期：2020-02-16；修订日期：2020-04-20基金项目：国家自然科学基金青年科学基金项目（No. 41502174）.作者简介：魏小燕（ 1987-）,女（汉族），陕西人，工程师.E-mail ： *****************通讯作者：李建星（ 1977-）,男（汉族），山西人，教授级高级工程师.E-mail ： *********************（中国地质调查局西安地质调查中心，陕西 西安710054）摘要 前人已利用岩石磁学法对阿尔金彩虹沟组剖面上段红粘土的磁化率进行了研究，但对其中磁性矿物的种类和物相组合研究仍不足，因此，本文在前人研究的基础上，利用粉末X 射线衍射和高分辨透射电镜对该红粘土 中的磁性矿物进行物相鉴定和微观结构研究。
结果表明，该红粘土中的磁性矿物基本为赤铁矿，这与前人用间接 岩石磁学方法研究得出的结论一致。
高分辨透射电镜观察下，具有风成形貌特征的赤铁矿为微米级-亚微米级颗粒，多数为大量纳米级赤铁矿组成的多晶集合体，少数载磁矿物颗粒具有磁赤铁矿核+赤铁矿边的组合关系，此外，大量纳米级赤铁矿多晶集合体的存在主要和干旱化事件有关。
主要磁性矿物类型和显微结构研究为阿尔金风尘 堆积红粘土形成于干旱化事件提供了矿物学证据。
关键词 红粘土；磁性矿物；赤铁矿；古气候中图分类号：P572；P579 文献标识码：A doi ： 10. 3969/j.issn.l000-6281. 2021. 01. 006自Heller 和Liu ［1］开创了风尘堆积磁化率用于 古气候研究的先河后，黄土 -古土壤等风成堆积物 的岩石磁学研究作为古气候研究的突破点而备受关注［2切。
黄土—红粘土磁学参数记录的晚新生代东亚季风气候演化
黄土—红粘土磁学参数记录的晚新生代东亚季风气候演化晚新生代青藏高原东北部构造活动、亚洲内陆干旱化、北半球粉尘通量、大气二氧化碳浓度及全球冰量之间存在密切的联系。
解析它们之间的关系是地学热点和难点。
黄土高原黄土红粘土沉积序列是连接中亚粉尘源区和下风向北太平洋粉尘沉降区的关键站点,其中蕴含着丰富的东亚季风信号,而对这一信号的正确解析对理解青藏高原隆升、中亚变干、晚新生代气候变冷的因果关系具有重要意义。
通过对黄土红粘土季风指标与深海记录的对比,可以从海陆记录综合对比分析的独特角度加深对晚新生代东亚季风气候变化机理的认识。
黄土红粘土环境磁学在最近三十年得到迅速发展,获得诸多行之有效的磁学参数来反映东亚季风变化,为利用磁学手段进行更深入的东亚季风气候研究提供了新思路。
尽管如此,目前的环境磁学参数通常反映沉积样品整体磁性特征,单个磁组分信号无法得到有效表达,没有把磁学指标的潜力完全发挥出来。
此外,磁化率作为东亚夏季风代用指标在红粘土中是否有效这一问题还存在争论,争论焦点集中于磁化率是否受到改造,强弱磁性矿物之间是否发生了转化。
为了解决上述问题,本文选择位于黄土高原中部、六盘山东侧的朝那剖面作为研究的主剖面,并结合横贯黄土高原东西的现代表土进行相关磁学参数测试。
本文系统研究了黄土红粘土磁粒径指标与温度和降水的关系;利用等温剩磁曲线和磁滞回线分离技术,获取不同磁组分;通过漫反射光谱测量,获取弱磁性矿物含量变化信息。
最后,基于获取的多种磁学参数记录与海洋记录对比研究,探索晚新生代以来东亚季风气候变化历史。
获得的新成果与新认识包括以下四个方面:（1）通过黄土红粘土中磁性矿物粒径指标与东亚夏季风和全球冰量记录的对比研究,发现非磁滞剩磁磁化率/饱和等温剩磁(χ<sub>ARM</sub>/SIRM)和非磁滞剩磁磁化率(χ<sub>ARM</sub>)与东亚夏季风降水有较好的相关性,而非磁滞剩磁磁化率/低频磁化率(χ<sub>ARM</sub>/χ<sub>lf</sub>)对低温变化较为敏感。
黄土—红粘土磁学参数记录的晚新生代东亚季风气候演化
黄土—红粘土磁学参数记录的晚新生代东亚季风气候演化黄土—红粘土磁学参数记录的晚新生代东亚季风气候演化自20世纪60年代以来，东亚季风气候一直是全球气候研究的重点之一。
季风气候的演化对于了解地球气候系统的变化以及对人类社会和生态环境的影响具有重要意义。
在气候研究中，黄土和红粘土成为了重要的研究对象。
这两种黏土在中国大陆广泛分布，记录了丰富的地质和气候信息。
本文将聚焦于黄土和红粘土中磁学参数记录，探讨晚新生代东亚季风气候的演化。
黄土和红粘土是由古土壤形成的，在中国各地广泛分布。
这些古土壤记录了数百万年来的气候和环境变化，是了解东亚季风气候演化的重要窗口。
磁学参数作为一种敏感的气候指标，在黄土和红粘土中得到了广泛应用。
磁学参数包括磁化率、饱和磁化强度、剩磁和磁化率频率依赖性等。
磁化率是指单位体积内磁化强度的变化量，可以反映土壤中磁矿物的含量和颗粒大小。
饱和磁化强度是指样品中饱和磁化矩的大小，可以反映土壤矿物的磁性质。
剩磁是指在磁场消失后，样品中仍然保留的磁化状态，可以反映土壤中磁矿物的保存程度。
磁化率频率依赖性是指磁化率随外加磁场频率的变化，可以反映土壤中磁矿物的磁聚集状态。
通过对黄土和红粘土中磁学参数的研究，可以揭示过去几百万年来东亚季风气候的演化。
在晚新生代，东亚季风气候受到了全球气候变化的影响，呈现出明显的时空变化。
磁学参数记录了这些变化，为研究晚新生代气候提供了可靠的依据。
根据黄土和红粘土中的磁学参数记录，晚新生代东亚季风气候可以分为冷干期和暖湿期两个阶段。
冷干期主要出现在冰期和冷期，气候干燥，黄土和红粘土中磁矿物丰度较低。
暖湿期主要出现在间冰期和暖期，气候湿润，黄土和红粘土中磁矿物丰度较高。
这些阶段的划分与全球气候变化、太阳活动和冰期间冰期的变化有关。
磁学参数记录的东亚季风气候演化还表明，晚新生代东亚季风的强度和年际变化与北半球季风和全球气候事件密切相关。
季风强度的增强对应于北半球高纬度地区的冰期和冷期，而季风强度的减弱则对应于间冰期和暖期。
晚渐新世以来中国黄土高原风成红粘土序列的发现_亚洲内陆干旱化起源的新记录
收稿日期: 2010-10-21; 接受日期: 2010-10-29 国家重点基础研究发展计划项目(编号: 2010CB833400, 2004CB720200)、中国科学院知识创新工程重要方向项目(编号: KZCX2-YWQ09-04)、国家自然科学基金(批准号: 41072142, 40921120406, 40772116)和黄土与第四纪地质国家重点实验室资助
与内陆干旱化的关系如何, 都是尚未解决的问题. 我们通过野外考察和环境钻探发现, 六盘山西
侧庄浪一带保存了迄今为止最厚的高分辨率的红粘 土堆积[43]. 本文通过地层岩性、粒度、元素和矿物分 析以及扫描电镜观察等确认了庄浪红粘土堆积的风
1480
中国科学: 地球科学 2010 年 第 40 卷 第 11 期
在 ZL1 和 ZL2 孔分别采集了 361 根(约 529 m) 和 162 根(约 238 m)U-Channel 条样(专用 U 型无磁古 地磁样槽, 2 cm×2 cm×150 cm), 并以 10~20 cm 间距 在 ZL1 孔和 ZL2 孔分别采集了 3670 和 1640 块与 U-Channel 样品平行的古地磁定向块样(2 cm×2 cm×2 cm). 此外, 我们还在一些关键层位(包括钻孔底部 624.8~612.1 m 的红粘土)采集了块样和粉样.
和 X 射线衍射测量分别在 PW4400 型 X 射线荧光光 谱仪和 X'Pert Pro MPD 型 X 射线衍射仪上完成. 稀土 元素分析采用感应耦合等离子质谱仪(ICP-MS)在美 国沙漠研究所完成.
中国黄河中游地区新近纪红粘土的成因的开题报告
中国黄河中游地区新近纪红粘土的成因的开题报告
题目：中国黄河中游地区新近纪红粘土的成因
摘要：中国黄河中游地区新近纪红粘土的成因一直是地质研究的热点问题之一。
本文旨在通过对该地区红粘土的地球化学性质、矿物组合及微观结构等方面的研究，探讨其成因机制。
关键词：中国黄河中游地区；新近纪红粘土；地球化学性质；矿物组合；微观结构；成因机制
引言：中国黄河中游地区是我国红粘土分布的重要区域，尤其是新近纪红粘土更是广泛分布。
然而，其成因机制一直存在争议。
有学者认为是古黄河冲积、化学风化和火山灰沉积等多个因素的综合作用，而也有学者认为是周围山地物源的不断补给和风化作用形成的。
因此，本研究旨在对红粘土的地球化学性质、矿物组合及微观结构等方面进行深入探讨，以分析其成因机制。
研究方法：本次研究将采集黄河中游地区不同产状的新近纪红粘土样品，利用X射线荧光光谱法（XRF）、电感耦合等离子体质谱法（ICP-MS）等技术对其化学成分进行分析；利用X射线衍射法（XRD）对其矿物组成进行鉴定；并运用透射电子显微镜（TEM）及扫描电子显微镜（SEM）等技术观察其微观结构。
预期结果：通过对黄河中游地区新近纪红粘土样品的地球化学性质、矿物组合及微观结构等方面的分析，可以更清晰地了解其成因机制。
同时，该研究结果还具有一定的理论指导意义，为相关领域的研究提供了一定的参考价值。
结论：本次研究期望能够对中国黄河中游地区新近纪红粘土的成因机制进行全面、深入的探究，为相关领域的研究提供新的思路和方法。
中国黄土磁性地层研究进展与展望
中国黄土磁性地层研究进展与展望陈天然;肖国桥;林欣如;潘卿【期刊名称】《海洋地质与第四纪地质》【年(卷),期】2024(44)2【摘要】中国黄土是最重要的第四纪陆相气候记录之一,磁极性地层是建立第四纪黄土年代框架的主要方法之一。
本文总结了中国黄土所记录的布容/松山(Brunhes/Matuyama)、加拉米诺(Jaramillo)、奥尔都维(Olduvai)和松山/高斯(Matuyama/Gauss)等几个作为主要定年依据的极性倒转界限的研究结果,并将黄土记录的这些界限位置与深海记录进行了对比。
结果发现,不同黄土剖面所记录的各地磁极性倒转界限的位置并不一致,其差异可超过一个黄土-古土壤旋回,且不能用lock-in效应、气候和沉积速率差异、黄土地层划分差异来解释。
这些地磁极性界限位置的差异指示极性界限附近的黄土可能经历了不同程度的重磁化。
同时,这些差异也导致了不同研究者基于磁极性地层所建立的轨道尺度的黄土年代标尺与深海氧同位素记录的对比存在较大分歧。
未来对黄土所记录的地磁场相对古强度(RPI)的研究可望为识别极性倒转界限的真实位置提供依据,并最终解决中国黄土与深海记录轨道尺度对比方案的分歧。
【总页数】15页(P1-15)【作者】陈天然;肖国桥;林欣如;潘卿【作者单位】中国地质大学(武汉)地理与信息工程学院;中国地质大学(武汉)地球科学学院;中山大学大气科学学院【正文语种】中文【中图分类】P534.63【相关文献】1.高分辨率洛川剖面黄土磁性地层学2.中国黄土磁性地层与生物地层对比3.中国黄土中的仓鼠、鼢鼠化石及在磁性地层中的位置4.蓝田盆地典型第四纪黄土剖面磁性地层学研究回顾5.中国黄土地层研究进展浅析因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
中国东部红土的磁性及其环境意义
中国东部红土的磁性及其环境意义
中国东部红土的磁性及其环境意义
通过中国东部红土剖面的环境磁学参数(磁化率、频率磁化率、非磁滞剩磁,饱和等温剩磁等)测量,获得了红土剖面磁性矿物浓度、粒度和类型等特性随深度的变化曲线以及红土经连二亚硫酸钠-柠檬酸钠-重碳酸钠溶液(DCB)处理后的磁性参数变化.根据红土剖面环境磁学参数及其磁参数比值的变化可将红土分为3个层段,各层段的磁性矿物特征存在明显的差异.证实了红土剖面中的磁性载体主要是磁赤铁矿、赤铁矿和针铁矿,并分离出了球粒状磁颗粒.认为红土磁性矿物的数量、粒度、类型等的变异指示了其形成时的环境特征,其频率磁化率和DCB处理的磁化率损失量指示了红土成壤化作用的强弱,可作为在红壤区研究过去全球变化的一种新途径.
作者：卢升高董瑞斌俞劲炎张卫国俞立中作者单位：卢升高,董瑞斌,俞劲炎(浙江大学环境与资源学院,杭州,310029)
张卫国,俞立中(华东师范大学河口海岸国家重点实验室,上海,200062)
刊名：地球物理学报ISTIC SCI PKU英文刊名：CHINESE JOURNAL OF GEOPHYSICS 年，卷(期)：1999 42(6) 分类号：P318 关键词：红土磁性参数磁性矿物古环境。
2006 从哺乳动物化石看中国黄土高原红黏土- 黄土系列的气候环境及演变
中国科学 D 辑 地球科学 2006, 36 (4): 359~369 359从哺乳动物化石看中国黄土高原 红黏土-黄土系列的气候环境及演变薛祥煦①②*张云翔①②岳乐平①②(① 西北大学大陆动力学国家重点实验室 新生代地质与环境研究所, 西安 710069; ② 中国科学院地球环境研究所黄土与第四纪国家重点实验室, 西安 710075)摘要 集中黄土高原有古地磁, 古生物资料的红黏土-黄土风尘土状地层剖面, 对比并归并到一个相对完好的红黏土-黄土基础剖面上, 得到一个含有大约从8.0 Ma B.P. 晚中新世中期到第四纪晚期各时段含哺乳动物化石序列的综合地质剖面. 根据有关资料, 将该综合剖面划分为12个地层段, 除两个段缺化石外, 其余的皆含其特有的化石组合, 从下向上依次为含第一化石组合的第一地层段到含第十二化石组合的第十二地层段. 逐个分析所含哺乳类化石的特征, 恢复其生活时的气候环境. 黄土高原红黏土-黄土沉积时的气候环境从老到新大致是: 由晚中新世中期起的热-半干半湿、较暖半湿、暖较湿→上新世的微暖湿、凉干、较暖湿→第四纪冷干与温半湿频繁交替; 有从晚中新世中期起的稀树灌丛草原、多树灌丛草原、亚热带森林草原→上新世的稀树草原、干草原及第四纪的灌丛草原、干草原、荒漠的变化. 新近纪期间的气候环境是在暖湿背景上的变化, 波动幅度不很大, 高原各地的情况基本一致; 第四纪期间的则是在冷干背景上的变化, 波动幅度较大. 由新近纪进入第四纪气候是一个较显著的突变. 从更新世初期起黄土高原的气候环境就明显地显示了东南较西北暖湿的地域差别.关键词 气候环境 哺乳类化石 风尘红土-黄土 黄土高原收稿日期: 2005-07-29; 接受日期: 2005-12-29 * E-mail: dandxxx@1 序言及工作方法越来越多的地学家认为[1~29], 中国黄土高原的风尘红黏土-黄土沉积, 始于800多万年前的晚中新世中期, 其地层包括从新生代新近纪的上中新统中部直到上新统的红黏土系列及第四纪的更新统和全新统黄土-古土壤系列. 下部红黏土系列不整合覆盖在中生界不同层位之上, 各地厚度从数十到100多米不等; 上部黄土-古土壤系列各地厚度也不完全相同, 一般在100多米, 最大厚度在靖远剖面, 为505 m [7].这些分布在中国西北厚从几米到数百米的风尘360中国科学D辑地球科学第36卷土状堆积, 其各阶段的气候环境都是些什么特点, 如何演变, 是我们今天研究西北气候环境发展的基础. 对过去气候环境的分析只能采用各种气候代用指标, 如磁化率测定、粒度分析、地球化学元素分析及岩石微形态特征等, 这些指标能以较高分辨率的连续曲线表示出来, 只是缺乏生命变化的活的内容. 古生物方面的指标用得较多的有蜗牛、植物的孢子花粉及哺乳动物等. 由于动物化石分布的特点, 所得结果很难有连续的曲线. 哺乳动物的大发展始于新生代, 它们在短短的几千万年内发展和演变很快且明显, 今天各类的现生属种仍很丰富, 加之哺乳动物是其生活时自然环境中最活跃的要素之一, 受环境的严格控制, 却又能敏感地反映其生活环境的特点及其变化. 生活在不同地质时期的化石哺乳类必然也包含了许多它们生活时的气候环境信息. 因此, 同样能反映当时的环境特征及其演变. 在黄土高原晚中新世中期以来的地层, 特别是河湖相地层中, 虽发现较多的哺乳动物化石, 但多数都只有相对年代而无绝对年龄, 很难将它们排出一个上、下(或新、老)的可靠序列, 进而去分析和推断各阶段的环境及其变迁. 本文作者在多年工作中越来越意识到, 黄土高原区的风尘红黏土-黄土序列, 基本上为连续沉积, 较多剖面上都产有或多或少哺乳类化石, 更为可贵的是不少地区的剖面都已做过古地磁测定, 各层段都有同位素年龄数据, 为更好的进行相关剖面和层段的对比, 创造了良好的条件. 因此, 本文将黄土高原区大约从8.0 Ma B.P.以来晚新生代风尘红黏土-黄土系列及其所含哺乳类化石汇集, 并按年龄从老到新排序, 逐个分析哺乳动物组合特征, 推断各阶段气候环境及其变化. 由于一些条件的限制, 本文暂时不包括其他沉积相的地层及所产化石.黄土高原红黏土-黄土风尘土状堆积中已发现的哺乳类化石属种和数量都很多, 只是分布很不均匀, 有的成堆成窝富集在一起, 如陕西府谷老高川、甘肃武都龙家沟、山西保德、甘肃龙担等地红黏土或黄土中的化石数以吨计, 但多数却是少而分散, 有的仅一个小牙齿或牙床, 或一个头或角, 更多的是碎骨. 化石零星分散的情况对确定化石层时代, 分析古气候环境不仅很困难, 且易产生片面性. 因此, 系统整理和研究这些土状地层及其动物组合不仅必要而且很有意义. 本文作者经对比研究后认为, 陕西旬邑下墙红黏土-黄土剖面地层厚度较大, 沉积类型单一且基本连续, 有从6.8 Ma B.P.至近代的多个阶段的古地磁测定年龄数据, 已发现15个含化石层位. 另外, 在该剖面上还同步取样做过诸如磁化率、粒度、地球化学元素等其他方面的测定和研究, 是一个基础较好的剖面[22~27]. 我们先将下墙剖面上的15个化石层归并为5层, 将分布在黄土高原各处, 发育较好, 已有较多资料的剖面[7~22]集中、对比, 再将各剖面上的化石层及化石, 按其在古地磁极性柱上的年龄, 移到下墙剖面的相应层位上, 这样就得到一个化石层位相对集中、各层位有具体年龄的综合剖面, 再按古地磁极性特征、年龄, 结合化石及岩性特征, 将综合剖面划分为12个地层段. 除两个层段无化石外, 其余10个层段皆含有其特有的化石组合, 从老到新它们依次是1. 含第一化石组合的第一层段(MU1) (M为哺乳动物化石组合mammalian assemblage; U为地层段stratigraphy unit的缩写, 下同) , 到12. 含第十二化石组合的第十二层段(MU12). 然后再逐个分析动物组合的特征, 进而分析、推断和重建红黏土-黄土分布区约8.0 Ma B.P.以来不同时期的气候环境及其演变(图1).2 哺乳动物化石组合分析2.1 晚中新世中期含第一化石组合的第一地层段(MU1)本地层段的年龄约为8.0~7.0 Ma B.P.喇嘛沟动物群[28,29]为本时段的化石组合代表. 该动物群产自陕西省府谷县老高川红黏土-黄土剖面下部, 年龄为7.8 Ma B.P.±. 对比到旬邑剖面上, 该化石层应在后者底部被覆盖的红黏土层位之下.喇嘛沟动物群的化石标本数量丰富, 属种繁多, 有原鼢鼠(Prosiphneus spp.)、巨鬣狗(Dinocrocuta gigantean)、鼬鬣狗 (Ic-titherium wongi, I. sp.)、剑齿虎(Homotherium sp.)、近狼獾(Plesiogulo brachynathus)、几种小型食肉类、嵌齿象(Gomphotheriidae)、几种三趾马(Hipparion chiai, H. cf. forstenae, H. sp.)、几种犀牛(Chilotherium haberi C. sp., Acerorhinus hezhengensis, Sinotherium sp.)、第4期薛祥煦等: 从哺乳动物化石看中国黄土高原红黏土-黄土系列的气候环境及演变 361图1 黄土高原风尘红黏土-黄土剖面对比及综合剖面图362中国科学D辑地球科学第36卷爪兽(Chalicotherium sp.)、古麟(Paleotragus cf. ecipiens)、萨姆兽(Samotherium sp.)、羚羊(Gazella gaudryi, G. sp.)、南羊(Miotragocerus gregarious)、近旋角羊(Plesiaddax minor)、和政羊(Hezhengia sp.)、羊角羚羊(Tragoceros sp.)、陆龟(Testudo sp.)等. 许多与此相同或相似的化石也见于山西保德第30地点和甘肃庆阳. 在极为丰富的喇嘛沟动物群中, 以犀、长颈鹿及巨鬣狗等为主, 其标本数约占整个动物群的70%~80%. 和现今的相关动物比较, 犀[30~34]是一类身体很大的奇蹄类动物, 繁盛于新近纪, 现今仅剩4属5种, 其中3种生存于南亚亚热带、热带潮湿茂密丛林草原, 以鲜枝嫩叶为主要食物; 另外两种分布于非洲疏林草原, 主食嫩枝, 各种灌木或草类. 长颈鹿[30~33,35]是一类体型很高的偶蹄类动物, 中新世早期开始出现, 晚中新世和上新世最为繁盛, 分布于欧、亚、非洲, 现仅有一类生存于非洲, 以植物高枝的鲜叶、嫩芽为食. 巨鬣狗属食肉目的鬣狗科, 出现于中新世中期, 广泛分布于欧、亚及非洲, 早已灭绝. 该科现仅有1属4种, 分布于印度南部及非洲热带和亚热带草原和半沙漠区[30~32]. 三趾马及牛科的羊类都是草原生活的动物. 本动物组合中缺乏森林生活的动物如灵长类、林栖食肉类、鹿类等. 不过, 在喇嘛沟动物群中还有少许类似铲齿象的铲形下门牙, 较中中新世铲齿象的窄得多, 如果鉴定不错, 则说明铲齿象可残存到晚中新世中期, 使喇嘛沟动物群增加了较古老的色彩, 同时还表明当时在大片草原中确有一些树林. 陆龟化石的存在说明当时大草原上还有大大小小的水体. 不难看出, 红黏土近底部层位中的这个动物化石组合反映了大约在距今7.8 Ma前后, 今天的黄土高原区曾是一个热、半干旱、半湿润的环境, 既有繁茂灌丛的广阔草原, 又发育着较多的稀树、小片森林及水体. 本动物群中大型动物的种类和数量最多, 其中又以植食性动物最为突出, 肉食性动物次之. 从动物群的组成成员、结构及动物地理景观看, 该动物群当时生活的气候环境似乎与今天非洲的热带疏林草原地带(savanna)有一定的相似性.2.2 晚中新世晚期含第二化石组合的第二地层段(MU2)该层段包括年龄约在距今7.0~6.0 Ma间的地层.以甘肃灵台桃花坡动物群和府谷老高川剖面中部的化石为代表[29,37]. 其年龄约为6.7 Ma B.P. 对比到旬邑剖面上, 本化石层段相当于该剖面的最底部. 桃花坡动物群[37]中有巴氏剑齿虎(Homotherium palanderi)、拉氏印度熊(Indarctos lagrelii)、变异鬣狗(Adcrocuta eximia variabilis)、翁氏鼬鬣狗(Ictitherium wongi)、鬣狗型鼬鬣狗(Ictitherium hyaenoides)、中国副美洲獾(Parataxidea sinensis)、嵌齿象(Gomphotherium)、福氏三趾马(Hipparion (Cremohipparion) forstenae)、无角犀(Acerorhinus sp.)、安氏大唇犀(Chilotherium anderssoni)、拉氏中国板齿犀(Sinotherium lagrelii)、斯氏弓颌猪(Chleuastochoerus stehlini)、萨姆兽(Samotherium sp.)、高冠羚羊(Gazella dorcadoides)、中国古大羚(Palaeoryx sinensis)及一些牛科动物. 从化石名单看, 此动物群中林栖动物较第一化石组合中的增多了一些, 如虎、熊、象、猪等, 前一动物群中数量很多的和政羊及体型特大的巨鬣狗等没有了(也可能与采集有关), 出现了牙齿齿冠较高的羚羊. 本动物群与前述喇嘛沟动物群的时代相距约100万年, 二者在属种组合上虽有一些差异, 但总的性质是很相近的. 它反映了从800多万年来, 除气候稍湿一些, 林地多了一点外, 黄土高原区的气候环境似乎并无太大变化, 恐怕也正是这样相对稳定的气候环境使生物类型得以相对稳定, 延续了较长时间.2.3 晚中新世最晚期含第三化石组合的第三地层段(MU3)本段年龄约为6.0~5.3 Ma B.P. 陕西府谷老高川剖面上中新统上部的红黏土中, 有年龄约为 5.7 Ma ±B.P.以大量鹿科麂类化石为主的庙梁动物群[28,29]可作为本阶段的化石组合代表. 根据化石层的古地磁年龄, 本层可对比到旬邑剖面深度为191.7~201.8 m 处年龄为5.7~5.48 Ma B.P.的第18层段. 庙梁动物群除有许多如布氏始柱角鹿(Eostylocerus blaincillei)、湖麂(Muntiacus lacustris)、新罗斯祖鹿(Cervavitus novorossiae)、低枝祖鹿(C.demissus)、宽额原孢(Procapreolus latifrons)等鹿类化石外, 还有平齿三趾马(Hipparion platyodus)、无角犀(Acerorhinus)、变异鬣狗(Adcrocuta eximia variabilis)、嵌齿象(Gompho-therium)及河南兽(Honanotherium)、斯氏弓颌猪第4期薛祥煦等: 从哺乳动物化石看中国黄土高原红黏土-黄土系列的气候环境及演变 363(Chleuastochoerus stehlini)等. 旬邑剖面的本层位中有较多的师氏剑齿象(Stegodon zdanskyi)、板齿犀(Elasmotherium)及竹鼠类(Rhizomyidae)等. 与此类似或相同的动物群有分布在甘肃南部的武都龙家沟动物群及山西保德的第49地点动物群, 它们都含有占整个动物群比例较大的麂类. 武都龙家沟的化石有[38~40]: 森林古猿(Dryopithecus wuduensis)、始密獾(Eomellivora sp.)、上新鬣狗( Pliohyaena sp.)、剑齿虎(Machairodus sp.)、副剑齿虎(Paramachairodus sp.)、蹄兔类(Hyracoidae)、嵌齿象类(Gomphotheridae)、三趾马类(Hipparion platyodus, H. parvum, H. derma-torhinus)、犀牛类(Chilotherium spp., Acerorhinus sp.)、武都爪兽(Chalicotherium wuduensis)、斯氏弓颌猪(Chleuastochoerus stehlini)、河南兽(Honanotherium sp.)、萨姆兽(Samotherium sp.)、始柱角鹿(Eostylocerus sp.)、后麂(Metacervulus hidens, M. brevis)、湖麂(Muntiacus aff. lacustris, M. sp.)、祖鹿(Cervavitus demissens)、南牛(Miotragocerus sp.)、高氏羚羊(Gazella gaudryi)、Bovinae、陆龟(Tesudo sp.). 在这些动物组合中林栖动物比前二组合的明显增多了, 如古猿、剑齿虎、象、爪兽等. 现代猿类全分布在亚热带相当湿热的森林环境中. 麂类是中、小体型的鹿科动物, 角分枝简单, 牙齿低冠, 现生麂类仅1属3种4亚种, 分别分布于中国南部及南亚, 多栖居于丘陵、平地及山岳的疏林、丛林近水地区[31~33,40]. 河南兽是一类牙冠比萨姆兽要低的长颈鹿, 该两种长颈鹿皆以高树的枝叶为食, 前者的食物可能要求更丰富更鲜嫩. 平齿三趾马的总体特征与一般三趾马的一样, 唯其四肢的掌、蹠骨比其他常见三趾马的要短粗, 这恐怕与其生活环境密切相关. 从距今500多万年的哺乳类化石综合分析得出: 当时黄土高原区的气候环境与其前各阶段的不同, 是相当温热、多雨湿润的森林, 或密林草原环境. 如果借鉴当今的气候环境, 当与中国东南部亚热带林灌草地相似. 中国东部属亚热带季风气候, 夏季炎热而潮湿, 冬季温凉而微干. 黄土高原动物群的这种变化必是受东亚季风影响所致.2.4 时代为早上新世的第四地层段(?MU4)年龄约为5.3~4.0 Ma B.P. 本层段中暂未见哺乳动物化石报道. 仅在旬邑剖面本层段中发现一小段残破鸟肢骨化石, 无法进行详细鉴定, 对判断气候环境的价值也不大. 本层段的时间跨度超过100万年,所有非生物气候代用指标揭示的气候特征, 均显示本阶段是约800万年以来最暖湿的时段[24~27]. 虽暂缺乏古生物资料, 仍应留一独立的地层段, 待将来采得化石后于以补充和完善.2.5 晚上新世早期含第五化石组合的第五地层段(MU5)第五地层段的年龄约在4.0~3.2 Ma B.P.之间. 任家坡动物群[41]可作为本层段的化石组合代表. 化石产在甘肃灵台任家坡红黏土-黄土剖面深度近200 m处的红黏土层中, 在古地磁极性柱Ga/Gi界线之上不远, 年龄为 3.4 Ma B.P. 所产哺乳动物化石有: 中华貉(Nyctereutes sinensis)、日进鼠(Chardinomys sp.)、嵌齿象(Gomphotheriidae)、犀(Rhinocerotidae)、贺风三趾马(Hipparion houfenense)、副骆驼(Paracamelus sp.)、步氏羚羊(Gazella blacki)、似榆社羚羊(G. cf. yu-sheense)、桑氏转角羊(Antilospira licenti). 该动物群的主要特点是: 前述各动物群中的较古老种类绝灭了, 生活在具有繁茂灌丛的草原、树林及水体边, 种类及数量繁多的鹿、猪、虎、犀等动物少了或消失了, 一些较进步的新属种, 如亚洲现生骆驼的祖先类型副骆驼, 外形似狼的貉都首次出现了. 整个动物群以偶蹄类为主, 偶蹄类中以高冠牙齿者为多, 这些事实反映了当时的气候环境较其前期的变得较干而凉, 树林退缩, 草原范围扩大, 甚至出现了小片沙漠. 其生态环境似乎界于温带草原和温带荒漠之间.2.6 时代为晚上新世晚期的第六地层段(?MU6)本段为跨3.2~2.6 Ma 的一段土状地层.目前该层段尚无哺乳类化石的报道.不过, 如考虑到一些河湖相地层中的哺乳类化石, 如古地磁年龄为3.15 Ma B.P. ±的沋河动物群[42], 年龄大约在3.0 Ma B.P.的静乐动物群[43,44]等, 都含有较多的属种和标本, 反映了当时的气候比较温暖湿润. 在风尘土状堆积中找到化石的可能应该是很大的. 因此, 本文作者认为给这一暂缺化石的地层段留一应有的位置, 待有化石资料364中国科学D辑地球科学第36卷后补充完善是较为合适的.2.7 早更新世早期含第七化石组合的第七地层段(MU7)年龄约在2.6~1.8 Ma B.P. 之间. 本层段的哺乳类化石, 种类及数量都较多, 分布也较广. 黄土剖面中的古土壤层在35层左右(S0-S35). 第七地层段包括了完整黄土剖面的最下部, 从M/G界线向上到S26. 其中的化石组合大致可分上下二部分, 下部层位中有龙担动物群[45], 该动物群产自甘肃临夏龙担黄土剖面午城黄土下部, 古地磁测定年龄分别为 2.55 Ma B.P.及2.16 Ma B.P.的两个黄土层中. 经邱占祥等研究, 该动物群无论化石属种, 或标本数量都非常丰富且保存完美,共有29属,31种:高冠松鼠(Aepyosciurus oreintalis)、旱獭(Marmota parva)、亻莫鼠(Mimomys cf. gansunicus)、灞河鼠(Bahomys)、丝绸兔(Sericolagus brachypus)、弥猴(Macaca cf. anderssoni)、副长吻猴(Paradolichopithecus gansuensis)、狐(Vulpes chikushanensis)、犬类(Canis teilhardi, C. longdanensis, C. brevicephalus)、震旦豺( Sinicuon cf. dubius)、貂鼬(Eirictis robusta)、狗獾(Meles teilhardi)、豹鬣狗(Chasmaporthetes progressus)、硕鬣狗(Pachycrocuta licenti)、斑鬣狗(Crocuta honanensis)、剑齿虎类(Homotherium crenatidens, Megantereon nihowanen-sis)、西瓦猎豹(Sivapanthera linxiaensis)、虎(Panthera palaeosinensis)、猫(Felis teilhardi)、猞猁(Lynx shan-sius)、三趾马(Hipparion (Proboscidipparion) sinensis)、马(Equus eisenmannae)、披毛犀(Coelodonta ni-howanensis)、黄昏爪兽(Hesperotherium sp.)、日本鹿(Nipponicervus longdanensis)、羚羊(Gazella cf. blacki)、丽牛(Leptobos brevicornis)、半牛(Hemibos gracilis). 其中食肉类种数约占动物群总种数的一半.没有食虫类代表, 缺少象、貉、熊等动物, 鹿、羚羊类等的化石数量很少. 原作者认为[45]在这些动物种类中, 爪兽是吃乔木树叶的; 松鼠、灞河鼠、猴类及日本鹿可能以乔木或灌木的树叶和浆果为食; 除爪兽外的奇蹄类及偶蹄类分别适应于草原边缘及草原生活; 而小猫、猞猁主要生活在灌丛地带. 动物群中没有生活于沙漠环境的动物, 也没有以林地为主要栖息地的动物代表. 龙担动物群的特征, 既反映了其生活地点的特殊性, 即化石产地处于青藏高原与黄土高原交界处的一个小型断陷盆地, 动物群中除黄土高原的属种外, 也包含了一些青藏高原和东洋动物区系的残存种类; 同时又反映了其生存时气候的特殊性, 即龙担化石产自黄土层中, 黄土是干冷冬季风的产物, 干冷气候使有些动物如马的体型变得巨大, 眶前长度大为增加. 但从它有那么丰富的物种及数量, 且大型动物占主导地位看, 在该小盆地中水草应该比较丰盛, 可能还有较多灌丛及小片稀树. 因之, 小盆地的气候环境可能并不是太冷、太干, 总体上至少是温凉半干或半湿的比较封闭的疏林草地, 只是在它受到黄土高原上冷干气候的较大影响, 可能会变的比较干冷.在黄土高原腹地如在洛川、旬邑、午城的本时段中也产有一些哺乳类化石, 但都不如龙担的那样丰富和集中, 层位可能比龙担动物群的靠上, 时代稍晚. 在洛川、旬邑黄土剖面的S31~S25及午城黄土剖面的下段有甘肃亻莫鼠(Mimomys gansuensis)、亻莫鼠(M. sp.)、艾克氏异仓鼠(Allicricetus ehiki)、奥米加鼢鼠(Yangia omegodon)、丁氏鼢鼠(Y. tingi)、鼠平鼢鼠(Allosiphnus arvicolinus)、赵氏鼢鼠(Myospalax chaoyatseni)、许家坪鼢鼠(M. hsuchiapingensis)、柯氏鼠(Kowalskia sp.)、达乌尔鼠兔(Ochotona davurica)、熊(Ursus sp.)、山西猞猁(Lynx shansius)、黄河马(Equus huangheensis)、犀(Rhinoceros sp.)、似真枝角鹿(cf. Euctenoceros sp.)、中国羚羊(Gazella sinensis)、牛类(Bovinae)及鸵鸟(Struthio sp.)等[2,3,7,22,44~46]. 其中一大半是干旱草原生活的鼠及兔类, 另一小半是体型较大的动物. 现代猞猁遍布于全世界林区, 在中国东北、新疆、西藏、云南等地常栖居于多岩的密林中, 犀、鹿也多是林栖动物, 除了这几类外, 其他的都是草原生活的动物. 仅从哺乳类化石就可分析得知, 当时黄土高原主体部分的气候环境是凉、干旱或半干旱的灌丛草原或干草原. 在这个大的气候环境背景下, 有较之稍暖湿或更冷干的多次交替变化.第4期薛祥煦等: 从哺乳动物化石看中国黄土高原红黏土-黄土系列的气候环境及演变 3652.8 早更新世中期含第八化石组合的第八地层段(MU8)巴家咀动物群1)[46,47]是一个很好的化石组合代表, 产于甘肃庆阳巴家咀黄土剖面下部. 目前虽尚无可靠年龄资料, 但化石层及化石组合对比都处于龙担和公王岭二动物组合及其层位之间的偏下部, 巴家咀动物群可作为早更新世中期动物组合的代表. 经初步鉴定研究, 共有11属22种: 鼢鼠(Myospalax )、锯齿虎(Homotherium crenatidens )、巨颏虎(Megan - therium )、直狼(Canis chihliensis )、拟豺(Cuon cf. dubius )、沙狐(Vulpes cf. corsac )、贾氏獾(Meles cf. chia )、猫(Felis )、中国鬣狗(Hyaena sinensis )、披毛犀(Coelodonta nihowanensis )、长鼻三趾马(Hipparion(Proboscidipparion ) sinensis )、几种真马(E. teilhardi , E. wangi 及E. qingyangensis )[48]、李氏猪(Sus lydek-keri )、真枝角鹿(Euctenoceros )、中国羚羊(Gazella sinensis )、?鹅喉羚(Gazella ? subgutturosa )、短角丽牛(Leptobus brevicornis )等. 巴家咀动物群与前述龙担动物群有某些相似的特点, 如二者的小型动物如鼠、兔类很少, 肉食类比较多, 缺乏象、熊、貉等动物. 与后者不同的是巴家咀动物群中没有生活在林中的猴类及生活在疏林中的爪兽等, 而草原生活的真马种类及标本数量以及羚羊的数量都比龙担的丰富得多, 这可能反映了巴家咀动物群在时代上比龙担动物群稍晚, 生存环境比龙担的要干凉, 是一个温凉半湿气候条件的开阔草原.2.9 早更新世晚期含第九化石组合的第九地层段(MU9)本地层段大约包括从L 15~S 8之间的地层, 其古地磁年龄约在1.2~0.78 Ma B.P.之间. 有两个层位明确的化石组合. 层位较下的一个是公王岭动物群[49], 产自陕西蓝田公王岭黄土剖面L 15中. L 15的古地磁年龄是1.15 Ma B.P.[50]公王岭动物群除有直立人类化石外, 由41个动物属种组成: 麝鼹(Scaptochirus mo-schatus )、蓝田金丝猴(Rhinopithecus lantianensis )、多种鼠类(Arvicola terrae-rubrae , Microtus epirat- ticeps , Myospalax tingi , M. fontanieri , M. sp ., Cricetu-lus cf. griscus , C. sp., Bahomys hyposodonta 、Gerbillus sp., Petaurista sp., Apodemus sp., Hystrix cf. sub-cristata )、两类兔(Ochotonoides complicidens , Ocho - tona cf. thibetana )、变异狼(Canis variabilis )、埃楚斯熊(Ursus cf. etruscus )、大熊猫(Ailuropoda melano - leuca fovealis )、獾(Meles cf. leucurus )、鬣狗(Hyaena sinensis )、虎(Panthera cf. tigris )、豹(P . pardus )、更新猎豹(Sivapanthera pleistocaenicus )、蓝田剑齿虎(Megantherion lantianensis )、东方剑齿象(Stegodon orientalis )、三门马(Equus sanmeninsis )、两种犀(Dicerorhinus lantianensis , D . cf. mercki )、两类獏(Megatapirus augustus , Tapirus sinensis )、爪兽(Nestoritherium sinensis )、李氏野猪(Sus lydekkeri )、毛冠鹿(Elaphodus cephalaphus)、葛氏斑鹿(Pseudaxis grayi )、公王岭大角鹿(Sinomegaloceros konwanlinen-sis )、短角丽牛(Leptobos brevicornis , L . sp.)、苏门羚(Capricornis sumatraensis qinlingensis ). 其中的金丝猴、大熊猫、东方剑齿象、 巨獏、貘、中国爪兽、毛冠鹿、苏门羚等不仅都是中国南方动物, 而且都是森林性动物, 这使公王岭动物群带有很浓的南方色彩, 很暖湿的环境性质. 原作者对此已作了一定解释. 本文作者认为这种大量南方动物北上的现象除与当时该地区的气候相当适宜这些动物生活外, 很大可 能与秦岭当时尚未抬升得很高, 形成足以阻挡这些大型动物北上的地理屏障也有关[51]. 如果暂不考虑那些南方分子, 动物群中的林栖动物只有松鼠类、熊、猪等动物, 林缘动物如鹿及草原栖居者如马、丽牛及多种鼠类. 这些动物反映当时该地区的气候环境就远不如有那么多南方林栖种类一起反映的气候那么暖湿了. 就公王岭动物群组成成分分析, 在距今约1.15 Ma 时该地区是相当暖热, 多雨湿润, 近山坡具有大片森林, 林外有灌丛草地. 但是, 这样的分析结论与许多非生物指标所揭示的化石产出层L 15为干冷气候条件的沉积相矛盾. 从越向西, 向北, L 15及其上下层位产出的化石, 如午城、旬邑及洛川等地[2,7,22,51]有多种鼢鼠(Myospalax tingi, M. chaoyatseni, M.1) 薛祥煦. 陕西关中、陕北及陇东地区第四纪哺乳动物石及其地质意义. 北京:中国第四纪研究委员会第二届学术会议论文摘要汇编，1964。
第四纪地质的主要研究进展
第四纪地质的主要研究进展摘要：本文主要从中国的黄土、红土以及冰川等方面来介绍第四纪地质在我国的研究中的进展概况。
随着各种新型的、精准的测年等技术的应用使得第四纪的研究迅速发展，并取得了一系列的成果。
关键词：第四纪红土黄土冰川测年技术从第四纪这门学科的发展史来追溯,大致经历了两个阶段,即萌芽期(古代到中世纪)和发展期(中世纪至今)。
第四纪这个名字是由法国学者德努瓦耶(J.Desnoyers)于1829年提出,1893年英国著名地质学家莱伊尔(C.Lyel)又提出更新世一名。
所以第四纪是一门较古老的学科。
尤其是北半球各国,在第四纪研究方面都程度不同地取得了一些成就。
六十年代初以来,由于与第四纪有关的学科深入发展,各种测试技术的应用及研究领域的扩大(如陆架区和深海区第四纪沉积物的研究),大大促进了第四纪学科的发展;经典的理论正在经受着考验和挑战,某些传统的内容也正在不断更新。
一、第四纪红土研究进展中国南方红土是我国秦岭—淮河以南、青藏高原以东广泛分布的第四纪土状堆积,是我国热带、亚热带地区第四纪以来季风气候环境下的产物,是中国南方古环境演化与气候变迁的重要陆相沉积载体.该红土沉积通常由三部分岩性层组成,一般包括上部的下蜀黄土,中部的网纹红土层以及下部的均质红土层。
近年来许多学者对我国南方第四纪红土的物质来源、地层学特征、土壤学特征、地球化学特征、磁学特征、生物特征等展开了广泛的探讨,对我国南方红土的成因、年代学、古气候学等进行了深入系统的研究,取得很多丰硕的成果。
1.红土的成因近年来很多学者致力于中国南方红土的成因研究,但我国南方红土的物质来源和成因类型至今尚未取得一致的认识.目前对我国南方红土物质来源有冲积、洪积、风积、坡麓堆积风化等不同看法。
一些学者在肯定红土水成说的同时,提出我国南方局部地区网纹红土可能与冰川、生物和砾石风化作用有关。
但是,我国亚热带南部和北部的红土物质来源可能是不同的.有的学者认为,我国南岭以南的第四纪红色粘土系全新世前的水成沉积物,是高处古土壤和古风化壳被流水冲刷而下在河谷或低平处的堆积物.很多学者认为,我国南部广东省、华南地区的红土母质主要是水成的。
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;强小科;符超峰;赵辉;陈艇【期刊名称】《东华理工大学学报（自然科学版）》【年(卷),期】2011(34)4【摘要】中国黄土沉积物很好地记录了第四纪以来丰富的地磁场和古气候信息,岩石磁学、环境磁学在第四纪古环境研究中扮演着及其重要的角色.通过回顾近年来中国黄土沉积物研究取得的一系列成果,总结黄土沉积物磁性增强的主导机制,并提出黄土研究中今后应注意的问题,如成土作用、埋藏、浅育化作用等对剩磁记录的影响和磁学信息的分离等.%The Chinese loess-paleosol sequences contain continuous geomagnetic field and paleoclimate records during the Quaternary. Rock magnetism and environmental magnetism play a very important role in the Quaternary paleoclimate study of Chinese loess-paleosol sequences. This review focuses on recent achievements in magnetic enhancement mechanism of loess-paleosol sequences. In addition, special attentions are also paid to the effect of pedogenic process and bury condition on magnetic remanence records, and separation of different magnetic signals.【总页数】7页(P359-365)【作者】徐新文;强小科;符超峰;赵辉;陈艇【作者单位】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;中国科学院研究生院,北京100049;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;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;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;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;中国科学院研究生院,北京100049;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;中国科学院研究生院,北京100049【正文语种】中文【中图分类】P318.4【相关文献】1.黄土沉积物中次生细粒强磁性矿物记录的古气候信息 [J], 贾佳;王友郡;夏敦胜;温仰磊;柳加波2.长江中下游第四纪沉积物发育土壤磁性增强的环境磁学机制 [J], 卢升高;俞劲炎;章明奎;俞立中;张卫国3.塔吉克斯坦,中国和匈牙利黄土磁性增强的路径 [J], Forst.,T;曲赞4.第四纪沉积物的磁性与中国黄土 [J], Helle.,F; 王俊达5.地质地球所研究进展:泥河湾盆地河湖相沉积物磁性变化的机制及其古气候意义[J],因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
黄土高原红粘土与黄土古土壤粒度特征对比_红粘土风成成因的新证据 鹿化煜99沉积学报
① 国家重点基础研究发展规划项目青藏高原项目和中科院“九五”重大项目资助收稿日期:1998202213文章编号:100020550(1999)022*******黄土高原红粘土与黄土古土壤粒度特征对比①———红粘土风成成因的新证据鹿化煜 安芷生(中国科学院黄土与第四纪地质国家重点实验室 西安 710054)摘 要 对黄土高原具有代表意义四个剖面的晚第三纪红粘土样品进行了粒度分析,并将结果与典型风成黄土古土壤样品的粒度特征进行详细对比,得到红粘土是风成成因的沉积学证据。
结果表明,黄土高原红粘土与其上覆第四纪古土壤形成环境相似,红粘土是在相对于黄土堆积搬运风动力变幅小的条件下沉积的,在沉积之后受到较强的风化成壤改造作用。
关键词 红粘土 粒度特征 成因 黄土高原第一作者简介 鹿化煜 男 1968年出生 博士 助理研究员 第四纪地质与颗粒分析中图分类号 P642.131 文献标识码 A1 引言最近的研究表明,中国黄土高原的红粘土堆积良好地记录的晚第三纪北方古气候变化〔1～4〕。
红粘土成因问题是古气候变化研究的基础,早在本世纪三十年代就开始了这方面的工作〔5〕,近来一些研究者通过野外观察和实验室初步分析得出红粘土风成成因的认识〔1～4,6～8〕,但还存在分歧〔9〕。
在这里,我们报导从黄土高原洛川、西峰、平凉和西安四个地区采得的红粘土样品的粒度分析结果,并通过与典型的风成黄土、古土壤和河流相沉积物样品粒度特征的详细对比,探讨红粘土的成因。
2 采样和测量采样点的位置见图1〔4〕。
其中在洛川取得红粘土样品12块(编号为1rc -2,1rc -2……)、黄土和古土壤样品12块(编号23909,23910……);在西峰取得红粘土样品12块(编号为RC -1509,RC -1519……)、黄土和古土壤样品12块(编号XF -710,XF -1320……),河流相堆积样品12块(编号为4522F ,4532F ……);在西安取得红粘土样品12块(编号为XA -1,XA -2……);在平凉取得红粘土样品12块(编号为PL -1521,PL1522……)。
中国黄土高原南北缘红黏土磁性特征对比研究
•国家自然科学基金项目简介•中国黄土高原南北缘红黏土磁性特征对比研究我校地理科学学院赵国永博士2016年获批国家自然科学基金青年项目：中国黄土高原南北缘红黏土磁性特征对比研究，项目编号：41602187.中国黄土高原黄土-红黏土序列把陆地-海洋-大气系统联系起来，蕴藏丰富环境演变信息.过去三十余年，许多学者利用不同方法研究黄土-红黏土序列，其中环境磁学（E n v i r o n m e n t a l m a g n e t i s m)是非常重要的手段之一.环境磁学在古气候研究方面取得最引人注目的成就是中国第四纪黄土，黄土环境磁学研究加深了对东亚古季风演化、亚洲内陆干旱化、青藏高原隆升及其与全球气候变化动力学联系等重要科学问题的理解.第四纪黄土-古土壤序列取得重大进展以后，学者把目光转移到晚第三纪红黏土.过去二十余年，学术界对红黏土的研究虽取得巨大进展，但也遇到一些问题：红黏土磁化率环境意义是什么？磁化率变化能否作为古夏季风代用指标？空间上红黏土磁性特征如何变化？这些问题极大地限制红黏土的研究进程，故需要加强对红黏土磁性特征的系统研究.该项目选取黄土高原南缘段家坡和北缘佳县红黏土序列作为研究对象，运用环境磁学、地球化学和光谱学等手段对段家坡和佳县红黏土磁性特征进行系统分析，从而揭示黄土高原南北缘红黏土磁性特征异同及其原因，探讨晚第三纪红黏土磁性矿物转化与环境条件之间关系.研究结果对于准确解释红黏土磁性参数的环境意义并将其用于重建古气候演化等具有重要科学意义.赵国永，毕业于兰州大学西部环境与气候变化研究院，获理学博士学位，主要从事气候变化和环境演变研究.近年来，发表学术论文20余篇，其中第一作者论文12篇，主持国家自然科学基金青年项目和河南省科技计划项目各1项，参与在研国家自然科学基金项目2项，参与完成国家自然科学基金项目2项、河南省教师教育课程改革项目1项.项目主持人：赵国永博士本刊编辑部。
川西高原黄土—古土壤序列环境磁学研究最新进展与展望
川西高原黄土—古土壤序列环境磁学研究最新进展与展望陈梓炫;杨军怀;王树源;吕镔;杨胜利;夏敦胜
【期刊名称】《山地学报》
【年(卷),期】2021(39)6
【摘要】川西高原堆积的黄土—古土壤序列是青藏高原东部地区良好的古气候记录载体,记录了不同时间尺度的古环境变化,对揭示印度季风和高原季风的演化历史及其驱动机制,理解青藏高原隆升效应与周边大气环流之间的关系具有重要意义。
相比黄土高原,川西高原黄土环境磁学研究相对薄弱,亟需厘清黄土的磁学性质、磁化率增强机制、成壤过程中磁性矿物的生成、转化机制及其与环境因子之间的响应关系,明确磁学参数的环境意义。
本文全面评述了川西黄土环境磁学进展,回顾和总结川西高原黄土的磁性矿物的类型、浓度、粒径等磁学特征及其影响因素和磁学参数的古环境意义,并对存在的问题进行讨论,以期推动青藏高原东部黄土的环境磁学研究及其在古环境和古气候中的应用。
【总页数】15页(P806-820)
【作者】陈梓炫;杨军怀;王树源;吕镔;杨胜利;夏敦胜
【作者单位】兰州大学资源环境学院;福建师范大学地理科学学院
【正文语种】中文
【中图分类】P318
【相关文献】
1.川西高原甘孜黄土-古土壤容重的特征及其古环境意义
2.川西高原可尔因地区黄土成因研究
3.川西高原水电开发对生态环境影响的研究——以甘孜州甘孜县麦玉隆水电站为例
4.川西高原牦牛酸奶加工厂房的室内热环境研究
5.川西高原甘孜黄土A剖面常量元素地球化学特征初步研究
因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
中国北方晚新生代红粘土研究的进展与问题
文章编号:10002694X (2005)0520722209中国北方晚新生代红粘土研究的进展与问题 收稿日期:2004203212;改回日期:2004205231 作者简介:张勇(1973—),男(汉族),河南南阳人,博士,主要研究方向为地貌环境与全球变化。
E 2mail :ldzyong @ 张勇1,李吉均1,2,赵志军2,张军1,张建明1(1.兰州大学地理科学系,甘肃兰州 730000;2.南京师范大学地理科学学院,江苏南京 210097)摘 要:中国北方地区晚第三纪以来沉积了一套以富含”三趾马”哺乳动物群为特征的红粘土,近年来倍受关注而逐渐成为我国北方晚新生代沉积环境演化研究的热点。
红粘土的研究从早期的简单地层划分对比发展到目前运用多种手段、从多个角度进行综合研究,并与青藏高原隆升乃至全球环境事件联系起来,把中国北方风尘沉积开始的时间一再提前。
但是,在研究过程中,对红粘土的成因、晚第三纪风尘沉积与青藏高原隆升的关系、代用指标的适用性等诸多问题还存有很多分岐,详细深入的系统研究还有待进一步开展。
笔者简要回顾了红粘土的研究历史,主要对近十几年来红粘土研究所取得的成果和研究中存在的一些问题进行讨论,希望对红粘土的研究有所裨益。
关键词:晚新生代;红粘土;三趾马中图分类号:P 534.6文献标识码:A 1 研究历史回顾黄土在中国北方的分布面积达到44万km 2,形成了蔚为壮观的“黄土高原”,是世界上黄土厚度最大的地区。
黄土沉积以其厚层、连续的特点而成为重建古环境、恢复古气候理想的信息载体。
大量的研究结果表明,黄土和深海沉积及极地冰芯一起成为全球变化研究中古气候对比的标准和经典。
在这套黄土古土壤沉积序列的底部是一套以富含”三趾马”动物群(Hip a r ion sp.)为特征的红色土状堆积(或称”红层”),故又称“三趾马红粘土”[1],是近年来古环境演化研究的热点,并被认为与其上覆的黄土古土壤一样同为风成成因,因而包含了大量古环境信息,亚洲内陆的干旱沙漠化构成了它们共同的物质来源[2～5]。
近40年黄土高原土壤侵蚀时空变化及其主控因子研究
近40年黄土高原土壤侵蚀时空变化及其主控因子研究近40年，黄土高原土壤侵蚀问题愈发严重，严重损害了地表环境和生态系统，甚至影响了人类的生存和发展。
因此，加强对黄土高原土壤侵蚀的研究在其有效治理和保护上具有重要的实践意义。
本文将就近40年黄土高原土壤侵蚀时空变化及其主控因子进行探讨。
一、近40年黄土高原土壤侵蚀的时空变化黄土高原是中国北方耕地和生态环境中最脆弱的地区之一。
黄土高原土壤侵蚀是一个长期的、广泛的生态问题，已成为严重制约经济、社会和生态发展的重要因素。
黄土高原的土壤侵蚀可以分为两大类：水土流失和风蚀。
近年来，土壤侵蚀受生态环境的恶化以及气候变化的影响逐渐加重。
近40年来，黄土高原的土壤侵蚀出现以下几个变化：1.增长速度加快由于人口增加、农业生产和工业发展等行为的干扰，黄土高原的土壤侵蚀前所未有的严重。
通过可持续使用土地指标对土地质量指标进行计算分析，发现黄土高原土地侵蚀面积呈不断上升之势。
2.空间分布格局明显土壤侵蚀的空间分布格局是与自然因素和人类活动密切相关的。
近40年来，土壤侵蚀的空间分布格局也有所改变。
第一，微侵蚀的区域面积不断缩小，微侵蚀区域主要可以分布在黄土高原的中心地带；第二，轻度侵蚀的区域面积增加。
特别是在黄土高原的东部以及部分中南部地区，轻度侵蚀的区域面积大幅增长。
二、黄土高原土壤侵蚀的主控因子1.自然因素（1）降雨量黄土高原是中国东部地区的降雨云团中心之一，受季风气候的影响，雨量可达到极高的峰值。
降雨量的多少和规律的变化是黄土高原土壤侵蚀的重要影响因素。
（2）浸积结构黄土高原受冰川与早期河流积淀、风蚀和水蚀等作用形成的浸积层，具有特有的土壤结构与性质。
土壤浸积结构的变化与黄土高原土壤侵蚀密切相关。
（3）土地类型由于黄土高原涝危风险大，从而对土地类型的要求较为严格。
土地类型的分布与黄土高原土壤侵蚀之间存在着重要的关系。
2.人类活动的影响（1）农业习惯农业生产的不合理技术和管理方式是影响黄土高原土壤侵蚀的重要因素之一。
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。
最近2.5Ma黄土高原环境变化研究进展——来自洛川黄土地层的证据
收 稿 日期 ： ０ ４２１ 修 回 日期 ：０ １３４ ． ２ １３－９； ０ ２０ ６ ７ ４ ４
基金项 目： 国家 自 然科学基金重大项 目” 中囤古季风 古环境演变机制及其与全球 变化的动力学联 系” 编 号：９９ １ ０ 资助 （ ４８４７ ） 作者简 介 ： 李玉梅 （９ ４ ） 女 ， １７ － ， 黑龙江人 ， 博士研究生 ． 主要从 事新生代地质与环境学研究． － ａｌ ・ ． ６ 毗 Ｅ ｍ ｉ 】 Ｙ ＠２ ３ ｎ ：
了重要 资料 。 关 键 词： 洛川 ； 土 ； 黄 古环境 ； 气候 ；全球 变化 古 文 献标识码 ： Ａ 中图分 类号 ：５ １ Ｐ ３
中国黄土以其分布广泛、 沉积连续、 环境信息丰
富而 与深海 沉积 物 、 地 冰芯并 称 全球 变化 研究 的 极 三大支柱 。作为 中 国黄 土 的标 准剖 面之 一 ， 洛川 黄 土一古 土壤 序列真 实 地记 录 了最 近 ２ ５Ｍ ． ａ的环 境 变迁 ， 是研究 亚 洲季 风一 沙漠 系统 的形成 和演
（ 和全新世沉 积 （ 。 Ｌ） Ｓ）
磁性地层学的成果提供 了部分黄土地层 （ 尤其 是早期 某些 层 位 ） 的确 切年 龄 ， 计 算 各 层 黄土 年 是
龄 的重 要标 尺和首选 参 照系 ， 后 期 的科 研工 作 奠 为
定 了坚实基 础。 ２ ２ 时 间标 尺 ．
显然 ， 古地 磁 极性 柱能 够 明确标 示 年龄 的黄土 层位是 非 常有限 的。为 了建 立精 细 、 可靠 、 用 的时 易
维普资讯
第 １ ７卷第 １期 ２ ０ 年 ２月 ０２
地球 科 学进展
ＡＤＶ ＡＮＣ Ｎ Ｅ Ｒｌ Ｃ Ｅ Ｅ Ｉ Ａ ｒ Ｓ Ｉ ＮＣ Ｓ Ｈ Ｅ
吕梁山西麓柳林地区晚中新世-上新世磁性地层学研究
吕梁山西麓柳林地区晚中新世-上新世磁性地层学研究黄土高原地区保存着连续完整的新近纪风成红粘土沉积序列,其蕴含着丰富的古气候与古环境信息,是了解亚洲内陆干旱化形成与发展和东亚季风发展演化的重要载体。
吕梁山位于黄土高原东侧,其西麓红粘土堆积序列中底部普遍存在砂砾石层和化石层等水成物质。
这些物质可以很好地指示出中新世-上新世内吕梁山隆升以及山前盆地演化阶段,红粘土上部未受到外部因素干扰的沉积序列则记录了黄土高原东部地区粉尘堆积变化、生态环境特征以及气候变化事件。
本文通过对吕梁山西麓地区柳林县复兴村红粘土剖面开展岩石磁学和古地磁学研究,获得了复兴剖面新的磁性地层学结果。
在此基础上整合之前学者的研究资料,对于中新世-上新世内吕梁山构造变化、柳林地区古环境演变有了新的认识,并对黄土高原六盘山东西部地区红粘土堆积起始时间差异原因进行探讨。
初步结果如下:1.系统岩石磁学结果表明,复兴红粘土剖面的磁性矿物主要为准单畴(PSD)磁铁矿和磁赤铁矿,且含有一定的赤铁矿;2.通过磁性地层学研究,确定了柳林复兴红粘土剖面记录了晚中新世和上新世C2An.2n-C3Bn的极性带序列,年代跨度约为7.2-3.1 Ma。
剖面涵盖了保德组(约7.2-5.33 Ma)和静乐组(5.33-3.1 Ma)两个地层单元。
通过磁性地层年代控制点,得出底部两层化石层年龄分别为6.4-6.3Ma和5.8-5.7Ma,这与周边地区红粘土剖面中哺乳动物化石层的年代较为吻合,同样也确保了本文古地磁年代的准确性;3.复兴剖面红粘土沉积序列中存在三层砾石层,分别为前人研究过的复兴剖面约37 m处较厚的砾石层,51.6 m处较厚的砾石层,以及17.6 m处存在间断的砾石层。
其年代分别约为6.25-6.2 Ma、5.75-5.5 Ma和3.9 Ma。
三层砾石层主要由灰岩和砂岩组成磨圆度较好。
通过研究分析我们认为底部6.25-6.2 Ma和5.75-5.5 Ma两层砾石层指示了在该时期吕梁山发生了两次快速隆升事件。
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. Climate extremes in loess ofChina coupled with the strength of deep-water formation in north Atlantic. Glob Planet Change, 1998, 18: 113—1285 Sun J M, Liu T S. Multiple origins and interpretations of the mag-netic susceptibility signal in Chinese wind-blown sediments. Earth Planet Sci Lett, 2000, 180: 287—2966 Maher B A, Thompson R. Paleoclimatic significance of the min-eral magnetic record of the Chinese loess and paleosols. Quat Res, 1992, 37: 155—1707 Banerjee S K, Hunt C P. Separation of local signals from the re-gional paleomonsoon record of the Chinese loess plateau: A rock magnetic approach. Geophys Res Lett, 1993, 20: 843—8468 Han J M, Jiang W Y. Particle size contribution to bulk magneticsusceptibility in Chinese loess and paleosol. Quat Int, 1999, 62: 103—1109 Liu Q S, Banerjee S K, Jackson M J, et al. Grain sizes of suscepti-bility and anhysteretic remanent magnetization carriers in Chinese loess/paleosol sequences. J Geophys Res, 2004, 109(B3), B03101, doi: 10.1029/2003JB00274710 Liu Q S, Banerjee S K, Jackson M J, et al. Mechanism of themagnetic susceptibility enhancements of the Chinese loess. J Geophys Res, 2004, 109, B12107, doi: 10.1029/2004JB00324911 Liu Q S, Jackson M J, Yu Y, et al. Grain size distribution of pe-dogenic magnetic particles in Chinese loess/paleosols. Geophys Res Lett, 2004, 31, doi: 10.1029/2004GL02109012 Hus J J, Han J M. The contribution of loess magnetism in China tothe retrieval of past global changes-some problems. Phys Earth Planet Inter, 1992, 70: 154—16813 Maher B A, Thompson. Paleorainfall reconstruction from pe-dogenic magnetic susceptibility variations in the Chinese loess and paleosols. Quat Res, 1995, 44: 383—39114 Vidic N J, Singer M J, Verosub K L. Duration dependence ofmagnetic susceptibility enhancement in the Chinese loess-paleo- sols of the last 620ky. Palaeogeogr Palaeoclimatol Palaeoecol, 2004, 211: 271—28815 Deng C L, Zhu R X, Verosub K L, et al. Mineral magnetic proper-ties of loess/paleosol couplets of the central loess plateau of China over the last 1.2 Myr. J Geophys Res, 2004, 109, B01103, doi:10.1029/2003JB00253216 Deng C L, Vidic N J, Verosub K L, et al. Mineral magnetic varia-tion of the Jiaodao Chinese loess/paleosol sequence and its bear-ing on long-term climatic variability. J Geophys Res, 2005, 110, B03103, doi: 10.1029/2004JB00345117 Wang X S, Løvlie R, Yang Z Y, et al. Remagnetization of Quater-nary eolian deposits: A case study from SE Chinese Loess Plateau.Geochem Geophys Geosyst, 2005, 6: 10.1029/2004GC00090118 Ding Z L, Yu Z, Rutter N W, et al. Towards an orbital time scalefor Chinese loess deposits. Quat Sci Rev, 1994, 13: 39—7019 Ding Z L, Rutter N W, Sun J M, et al. Re-arrangement of atomos-pheric circulation at about 2.6 Ma over northern China: evidence from grain size records of loess-paleosol and red clay sequences.Quat Sci Rev, 2000, 19: 547—55820 Lu H Y, Sun D H. Pathways of dust input to the Chinese loess pla-teau during the last glacial and interglacial periods. Catena, 2000, 40: 251—26121 Ding Z L, Derbyshire E, Yang S L, et al. Stacked 2.6 Ma grain sizerecord from the Chinese loess based on five sections and correla-tion with the deep-sea δ18O record. Paleoceanography, 2002, 17, doi: 10.1029/2001PA00072522 Liu T S, Ding Z L. Chinese loess and the palaeomonsoon. AnnRev Earth Planet Sci, 1998, 26: 111—14523 Dunlop D J, Özdemir Ö. Rock Magnetism: Fundamentals andFrontiers. New York: Cambridge University Press, 199724 Egli R, Lowrie W. Anhysteretic remanent magnetization of finemagnetic particles. J Geophys Res, 2002, 107(B10): 2209, doi:10.1029/2001JB0067125 Yu Y, Dunlop D J. Decay-rate dependence of anhysteretic rema-nence: fundamental origin and paleomagnetic applications. J Geophys Res, 2003, 108(B12): 2550, doi: 10.1029/2003JB002589 26 Worm H U. On the superparamagnetic-stable single domain transi-tion for magnetite, and frequency dependence of susceptibility.Geophys J Int, 1998, 133: 201—20627 Worm H U, Jackson M J. The superparamagnetism of YuccaMountain Tuff. J Geophys Res, 1999, 104: 25,415—25,42528 Bloemendal J, King J W, Hall F R, et al. Rock magnetism of LateNeogene and Pleistocene deep-sea sediments: Relationship to sediment source, diagenetic process and sediment lithology. J Geophys Res, 1992, 97: 4361—437529 Bloemendal J, Liu X M. Rock magnetism and geochemistry of twoplio-pleistocene Chinese loess-palaeosol sequences—implications第51卷第13期 2006年7月论文for quantitative palaeoprecipitation reconstruction. Palaeogeogr Palaeoclimatol Palaeoecol, 2005, 226: 149—16630 Liu Q S, Banerjee S K, Jackson M J, et al. Determining the cli-matic boundary between the Chinese loess and palaeosol: Evi-dence from aeolian coarse-grained magnetite. Geophys J Int, 2004, 156: 267—27431 Balsam W, Ji J F, Chen J. Climatic interpretation of the Luochuanand Lingtai loess sections, China, based on changing iron oxide mineralogy and magnetic susceptibility. Earth Planet Sci Lett, 2004, 223: 335—34832 Ji J F, Balsam W, Chen J. Mineralogic and climatic interpretationsof the Luochuan loess section (China) based on diffuse reflectance spectrophotometry. Quat Res, 2001, 56: 23—3033 Lu H Y, Liu X D, Zhang F Q, et al. Astronomical calibration ofloess-paleosol deposits at Luochuan, central Chinese Loess Plateau.Palaeogeogr Palaeoclimatol Palaeoecol, 1999, 154: 237—24634 Shackleton N J, Berger A, Peltier W R. An alternative astronomi-cal calibration of the Lower Pleistocene timescale based on ODPsite 677. Trans R Soc Edinb-Earth Sci, 1990, 81: 251—26135 Pillans B, Naish T. Defining the Quaternary. Quat Sci Rev, 2004,23: 2271—228236 Berger A, Loutre M F. Insolation values for the climate of the last10 million years. Quat Sci Rev, 1991, 10: 297—31737 Ruddiman W F, Raymo M E, Martinson D G, et al. Pleistoceneevolution: Northern hemisphere ice sheets and North Atlantic Ocean. Paleoceanography, 1994, 4: 353—41238 Raymo M E, Oppo D W, Flower B P, et al. Stability of North At-lantic water masses in face of pronounced climate variability dur-ing the Pleistocene. Paleoceanography, 2004, 19, PA2008, doi:10.1029/2003PA00092139 Heslop D, Dekkers M J, Langereis C G. Timing and structure ofthe mid-Pleistocene transition: records from the loess deposits of northern China. 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.。
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。
- 1、下载文档前请自行甄别文档内容的完整性，平台不提供额外的编辑、内容补充、找答案等附加服务。
- 2、"仅部分预览"的文档,不可在线预览部分如存在完整性等问题,可反馈申请退款(可完整预览的文档不适用该条件!)。
- 3、如文档侵犯您的权益，请联系客服反馈,我们会尽快为您处理(人工客服工作时间：9:00-18:30)。
位尽管发育有大量 的 粘 粒 胶 膜 和 铁 锰 胶 膜 （ 表明已 受到强 烈 的 风 化 ） ， 但 磁 化 率 值 却 并 不 高 的 现 象。 即对于高度发育的红粘土来说， 成壤作用越强， 其强 磁性的磁赤铁矿会 更 多 的 转 化 成 赤 铁 矿， 造成磁化 率值反而比较低； 而对于中等发育的古土壤来说， 其 磁化率值却相对比较高。 但是， 前述提及 的 磁 性 矿 物 转 化 路 径 只 在 实 验
４期
聂军胜等： 中国黄土高原红粘土环境磁学研究进展
５ ７ ７
着重对黄土高原红 粘 土 的 磁 学 特 征、 磁学参数的古 环境意义以及红粘土磁化率所揭示的晚中新世以来 东亚夏季风的演化历史和机制等问题进行评述和讨 论。最后， 对存在问题及研究方向进行探讨。
矿物， 是控制其色 调 变 化 的 关 键 性 矿 物。 但 目 前 对 于红粘土中赤铁矿 的 来 源 及 粒 径 的 分 布 仍 有 分 歧。
［ １ ２ ］
土中对于 磁 学 性 质 与 古 气 候 关 系 的 认 识 仍 然 不 系 环 境 变 化 的 认 识。 统， 直 接 制 约 着 对 新 近 纪 气 候－ 本文将在总结过去 红 粘 土 岩 石 磁 学 研 究 的 基 础 上，
；另一些学者则根据野外的岩性及古生物等证
据， 主张红粘土主要来自大气搬运来 的粉尘， 但在 一
１ ４ ］ １ ５ ］ １ ６ ］ 、 沉 积 学［ 、 古 生 物 学［ 以及综合地质 组 构［ １ ７ ， １ ８ ］ 学［ 等） 的运用， 大多数学者都认为约 ６ ０～ ２ ７ Ｍ ａ １ ４～ １ ８ ］ 沉积的红粘土来源为风成 ［ ， 而对 ６ Ｍ ａ以前的红 １ ９ ， ２ ０ ］ 粘土的成 因 还 存 在 争 议， 一 些 学 者［ 发现这段时
２ ２ ］ 性问题 ［ 。尽管 环 境 磁 学 研 究 在 第 四 纪 黄 土 中 取 ２～ ６ ， ２ ３～２ ９ ］ 得了巨大成功， 并得到广泛应 用 ［ ， 但在 红粘
， 甚至 １ １ Ｍａ ，
［ １ １ ］
是研究东亚季风演化以及亚洲内陆干旱化最为理 想 的连续的陆相沉积材料之一。关于这套红 色堆积 物 的成因不同的学者有不同的认识。一些 学 者认为 红 粘土 是 岩 石 就 地 剥 蚀、 风化堆积而成的红色风化 壳
。
赤铁矿作为红粘土中一种重要的高矫顽力磁性
图１ 黄土高原朝那剖面黄土 － 古土壤序列（ ｓ ｚ 开头的样品） 和红粘土序列（ ｃ ｎ开头的样品） 代表性样品热磁曲线（ 在氩气环境）
所有样品在加热到大约 ５ ８ ０ ℃ 时， 显示了磁铁矿的居里温度；３ ０ ０ ℃至 ４ ５ ０ ℃ 间磁化率的持续降低 都急剧降低， 可能表明亚稳态磁赤铁矿的存在；所有样品的冷却曲线远高于加热曲线， 表明加热过程中有新的亚铁磁性矿物生成
３ ７ ， ３ ８ ］ Ｈ ａ ｏ 等［ 通过对黄土高原 ２ ２ Ｍａ以 来 的 ３个 典 型
红粘土剖面 样 品 所 进 行 的 “ 沉降法” 分粒级提取工 ２ ｍ（ 成壤作用来源） 以 及＞ ８ ｍ（ 碎屑 作， 获取了 ＜ μ μ 来源） 的颗 粒 组 分， 并通过岩石磁学以及漫反射光 谱分析的方法对红粘土中的赤铁矿含量进行了定量 ２ ｍ的 颗 粒 组 分 的 赤 铁 矿 含 量 要 研 究。他 们 发 现 ＜ μ 显著高于 ＞ ８ ｍ 的颗粒组分（ 图７ ） ， 并且古土壤 中赤 μ 铁矿的含量也要明 显 高 于 临 近 的 黄 土， 他们进而指 出红粘土中的赤铁矿主要由成壤作用所产生。对于 成壤过程所产生大量的赤铁矿他们认为可以通过下 面的途径来实现， 即红粘土中的铁离子析出后， 首先 ｆ ｅ ｒ ｒ ｉ ｈ ｙ ｄ ｒ ｉ ｔ ｅ ） ， 之后在微氧环境下 形成水 合 氧 化 铁 （ 逐渐老化， 形成强磁性的磁赤铁矿 （ ｍ ａ ｇ ｈ ｅ ｍ ｉ ｔ ｅ ） 。当 磁性矿物的粒径超 过 一 定 限 度 后， 最终转化为赤铁
第３ ２卷 第 ４期 ２ ０ １ ２年 ７月
第 四 纪 研 究 Ｑ Ｕ Ａ Ｔ Ｅ Ｒ Ｎ Ａ Ｒ Ｙ Ｓ Ｃ Ｉ Ｅ Ｎ Ｃ Ｅ Ｓ
Ｖ ｏ ｌ ． ３ ２ ， Ｎ ｏ ． ４ Ｊ ｕ ｌ ｙ ，２ ０ １ ２
ｄ ｏ ｉ ： １ ０ ． ３ ９ ６ ９ ／ ｊ ． ｉ ｓ ｓ ｎ ． １ ０ ０ １ ７ ４ １ ０ ． ２ ０ １ ２ ． ０ ４ ． ０ ２
［ ７～ １ ０ ］
的红粘土沉积贡献了物质来源。 由于 ６ Ｍａ 以来沉积的红粘土与上覆的第四纪 黄土 － 古 土 壤 序 一 样 同 为 风 成 堆 积， 这为用黄土 古环境研究中比较成熟的分析指标来提取红粘土中 的古气候信息提供了可能。但是相对于上覆的第四 纪黄土来说， 目前对 红 粘 土 中 的 古 环 境 信 息 挖 掘 的 仍不充分， 对于一些 气 候 代 用 指 标 所 指 示 的 古 环 境 意义仍不是十分明 确， 直接造成了这些指标的适用
［ ３ ０～３ ６ ］
， 其中成壤作用形成的磁铁矿和磁赤
［ ３ ０～ ３ ４ ］ ［ ３ ４ ］
铁矿主导了红粘土的磁学性质 （ 图 １～ ３ ） 红粘土和黄土 系 统 进 行 的 岩 石 磁 学 研 究
。对
发现磁
化率（ ） 、 频率磁化率（ 和非磁滞剩磁磁化率 ｆ ｄ） （ 三者在红粘土和黄 土 － 古土壤序列中均呈极 Ａ Ｒ Ｍ） 图４ 和５ ） ， 说明成壤过程中 好的线性正 相 关 关 系 （ 生成的这些 小 于 １ ０ ０ ｎ ｍ的磁铁矿和磁赤铁矿颗粒 在黄土段和红粘土 段 没 有 本 质 上 的 区 别， 它们有着 几乎恒定的粒径分布。成土作用只是决定了新生成 的亚铁磁性颗粒含 量 的 多 少， 并不能影响其粒径分 布， 新生成的亚铁磁 性 颗 粒 含 量 是 控 制 红 粘 土 磁 化 率强弱的主要 原 因。 交 流 磁 化 率 测 量 （ Ａ Ｃｍ ａ ｇ ｎ ｅ ｔ ｉ ｃ ｓ ｕ ｓ ｃ ｅ ｐ ｔ ｉ ｂ ｉ ｌ ｉ ｔ ｙ ） 也进一步证实了这一观点（ 图６ ）
第一作者简介： 聂军胜 男 ３ ３岁 教授 第四纪地质学专业 Ｅ ｍ ａ ｉ ｌ ： ｊ ｎ ｉ ｅ ＠ ｌ ｚ ｕ ． ｅ ｄ ｕ ． ｃ ｎ 国家自然科学基金项目（ 批准号：４ １ １ ７ ２ ３ ２ ９ ４ １ １ ７ ２ １ ６ ６ ４ １ ０ ２ １ ０ ０ １和 ４ １ ０ ２ １ ０ ９ １ ） 、 教育部博士点基金项目（ 批 准 号：２ ０ １ １ ０ ２ １ １ １ １ ０ ０ １ ２ ） 、 教育 部新世纪人才项目（ 批准号：Ｎ Ｃ Ｅ Ｔ ０ ９ － ０ ４ ４ ３ ） 、 中央高校基本科研业务费和 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 开 Ｋ Ｌ Ｌ Ｑ Ｇ １ １ １ ６ ） 共同资助 放基金项目（ 批准号：Ｓ ２ ０ １ １ － １ １ － ３ ０收稿， ２ ０ １ ２ － ０ ２ － ０ ７收修改稿
３ ９ ］ 矿［ 。这一过程 可 以 解 释 为 什 么 红 粘 土 中 一 些 层
２ 红粘土中磁性矿物的种类和颗粒度 特征
红粘土的磁性 矿 物 与 黄 土 高 原 黄 土 － 古土壤序 列相似， 主要以低矫顽力的亚铁磁性矿物， 如磁铁矿 和磁赤铁矿， 以及高 矫 顽 力 磁 性 矿 物 如 赤 铁 矿 和 针 铁矿为主
文章编号 １ ０ ０ １ － ７ ４ １ ０ （ ２ ０ １ ２ ） ０ ４ － ５ ７ ６ － １ ２
中国黄土高原红粘土环境磁学研究进展
聂军胜
①②③
昝金波 宋友桂
②
③
（ 西部环境教育部重点实验室， 兰州 ７ ３ ０ ０ ０ ０ ；② 中国科学院青藏高原研究所大陆碰撞 ① 兰州大学西部环境与气候变化研究院， ０ ０ １ ０ １ ；③ 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， 西安 ７ １ ０ ０ ７ ５ ） 与高原隆升重点实验室， 北京 １
９ ， ２ １ ］ 升［ ， 加速隆升造成的快速岩石剥蚀很可能对附近
， 并成为用于海陆对比的标准古
气候代用指标之 一。 黄 土 － 古土壤序列也因此成为 可以与深海沉积物以及极地冰芯相媲美的全球变化 研究的三大载体之一。 第四纪沉积的黄土 － 古土壤序列之下是一套富含 “ 三趾马” 动物群的红色土状堆积— — —红粘土沉积序 列。由于红粘土含有丰富的古生物化石和古气候、 古 环境信息， 近年来对这套沉积物进行了大量的磁性地 层学研究。结果 发 现：六盘山以东 的 黄 土 高 原 红 粘 ８ Ｍａ 土底界年龄可以上溯到 ６～
与深海氧同位素记 录 进 行 对 比 以 来， 磁化率已被作 为一个东亚夏季风强度的代用指标在黄土高原地区 得到广泛应用
［ ２～６ ］
间沉积的红粘土的物质来源可能部分是通过流水或 者其他过程从六盘山搬运过来。这个推断很 可能 是 对 的， 因为 ８ Ｍａ前 后 六 盘 山 可 能 发 生 了 快 速 隆
１ ３ ］ 。近十 些地方有不同程度的再搬运或再沉积作用 ［
１ 引言
中国黄土高原 是 世 界 上 黄 土 沉 积 最 为 连 续、 分 布面积最为 广 泛、 厚 度 最 大 的 地 区。 自 从 Ｈ ｅ ｌ ｌ ｅ ｒ 和
［ １ ］ Ｌ ｉ ｕ 首次成功地将黄土 － 古土壤序列的磁化率曲线
几年来随着研究的深入， 特别是新的研究方法（ 如磁
摘要 黄土高原地区的红粘土沉积序列蕴含着晚新生代气候变化和高原隆升 的 信 息。 最 近 的 研 究 表 明， 红粘土 古土壤序列具有相似的磁学性质， 用环境磁学的方法可以成功地提取红粘土中 的 古 环 境、 古气候信 与上覆的黄土 － 息。文章评述了近年来红粘土环境磁学研究所取得的 一 系 列 进 展， 对 黄 土 高 原 红 粘 土 的 磁 学 性 质、 磁学参数的古 环境意义以及红粘土磁化率所记录的米兰科维奇气候周期和东亚夏季风的演化历史等问题进行了回顾和讨论。 主题词 黄土高原 红粘土 环境磁学 磁化率 东亚夏季风 中图分类号 Ｐ ３ １ ８ ． ４ １ ，Ｐ ５ ７ ８ ，Ｐ ９ ４ １ ． ７ ４ 文献标识码 Ａ