新疆昭苏黄土剖面色度变化特征及古气候意义

李 越，宋友桂，王千锁

（1.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 710075；2.中国科学院大学，北京 100049；3.南京师范大学 地理科学学院，江苏省环境演变与生态建设重点实验室，南京 210046）

新疆昭苏黄土剖面色度变化特征及古气候意义

李 越1,2，宋友桂1，王千锁3

（1.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 710075；2.中国科学院大学，北京 100049；3.南京师范大学 地理科学学院，江苏省环境演变与生态建设重点实验室，南京 210046）

对受西风影响的伊犁盆地南缘的昭苏波马剖面进行色度指标分析后发现，在黄土堆积期间，亮度L*在很大程度上受控于颜色分量a*、b*，同有机质含量关系密切。在S0中亮度L*与碳酸钙有较好的相关性，而在L1中相关性极低。红度a*受赤铁矿含量的影响最大，其较好的正相关关系可以很好地反映气候变干的过程。而黄度b*与针铁矿相关性较差，易受到多方面因素的影响，对气候转变的敏感性不高。

昭苏剖面；黄土−古土壤；色度；气候变化

土壤颜色是土壤在可见光波段的反射光谱特征，其与土壤有机质含量、氧化铁含量、质地和粘粒含量、水分、粘土矿物类型等理化性状密切相关。由于沉积物的颜色主要反映矿物组成及其特征，而自然风化成壤作用往往会引起沉积物物质成分的变化。因此，沉积物颜色（色度）的变化能反映气候变化的信息。在黄土高原千年尺度和万年尺度的黄土–古气候研究中土壤颜色能很好地反映亚洲季风和全球气候变化的特征（Fang et al，1999；杨胜利等，2001；Yang et al，2003；Sun et al，2011）。但对于色度是否能应用于新疆干旱区黄土古气候的研究尚未见报道，本文以位于新疆伊犁盆地南缘的昭苏波马黄土剖面（ZSP）为研究对象，探讨伊犁黄土色度指标的古气候意义，为研究西风带影响下的伊犁地区的环境变迁研究提供重要依据。

1 地理背景与采样

1.1 地理背景

伊犁盆地地处78°10′～ 84°50′E、42°30′～44°35′N，东部位于我国新疆天山山脉的西段，西部在哈萨克斯坦共和国境内。地貌轮廓是一个开口向西的喇叭形山间谷地，地势东高西低，盆地西侧是中亚戈壁沙漠区（图1）。伊犁地区地处新疆西部的天山深处，具有中温带大陆性湿润气候特征。冬季，地面为蒙古高压所控制；夏季，蒙古高压对新疆的控制消失，代之以北上的印度热低压（叶玮，1999） 。虽地处远离海洋的亚欧大陆中心地带， 但受到上述地貌形态的影响，来自北冰洋及地中海的水汽可直接从伊犁谷地西口进入本区，在受到北、东、南三面的山体阻挡后，于山麓地带形成丰沛的降水。该区年平均气温2.6～9.2℃，随着由西向东海拔高度与水热条件的变化，植被逐渐由荒漠草原变为干草原，土壤则由灰钙土变为栗钙土。

图1 伊犁地区地理环境状况及采样点位置图（据宋友桂和史正涛（2010） 修改）Fig.1 Geographical environment and sampling site in the Ili Basin (modif ed from Song and Shi (2010) )

1.2 剖面概况与采样

昭苏波马剖面（ZSP）（80.25°E，42.69°N，1875 m）邻近中哈边界波马古城遗址，位于伊犁盆地南缘的特克斯河流阶地上（图1）。该黄土剖面厚6.9 m，上部全新世土壤厚约0.9 m，下部为0.3 m的古土壤沉积，底部为河流砂砾石层。对剖面自上而下以5 cm间距共采集了138个粉末样品，用于磁化率、CaCO3含量、有机质含量和色度等代用指标的测试。相关的岩石磁学（宋友桂等，2010；Song，2012），粒度（李传想等，2011）、矿物学（曾蒙秀和宋友桂，2013）和年代学（李传想和宋友桂，2011；Song et al，2012）结果已发表。据光释光年代（Song et al，2012）外推，其底部年龄为73 ka。

2 样品测试与表色系统

2.1 测试方法

色度在柯尼卡美能达公司生产的CM-700d分光测色计进行，其中测试参数为CIE D65标准光源（色温为6500 K），观察视野为10°，孔径为8 mm。仪器采用镜面反射光和漫反射光（SCI）测量模式，光谱反射率标准偏差小于0.1%，色度值的标准差值ΔE*ab小于0.04。色度测试的具体步骤如下：①用玛瑙研钵将烘干的样品碾磨至200目以下；②使用零校正盒CM-A182进行仪器零位校准后，取样品0.5 g左右放于载玻片凹槽中压实、压平，然后放在CM-700d分光测色计自带的CM-A177白色校正板上；③随机选择三个表面平整的区域测试三次，获得L*、a*、b*以及400～700 nm反射光谱数据，然后分别取平均值。磁化率由英国Bartington公司生产的MS2B型磁化率仪测量（Song et al，2010）。CaCO3含量采用Bascomb国际标准碳酸盐法测量。有机质含量利用水合热重铬酸钾氧化−比色法获得。上述指标均在黄土与第四纪地质国家重点实验室完成测量。

2.2 CIELAB表色系统

CIELAB表色系统是目前最主要的颜色描述和测量系统之一。该表色系统使用L*、a*、b*这三个参量描述任何均匀连续的颜色空间。其中：L*代表明度，变化于黑（0）与白（100）之间；a*代表红度，变化于红和绿之间（+a*为红色方向，–a*为绿色方向）；b*代表黄度，变化与黄与蓝之间（+b*为黄色方向，–b*为蓝色方向）。下文采用该表色系统以上三个参数来描述土壤的颜色变化。

3 结果

3.1 红度特征

图2中显示a*值的变化范围为2.9 ～ 4.7，平均值为3.8，变化幅度为62.07%，红度值的最大值出现在545 cm处。从大到小的剖面层序为L1L1（3.95）＞ L1L2（3.88）＞ L1S1（3.68）＞ S1（3.62）＞S0（3.48）。L1L1变化于2.91 ～ 4.51；L1L2比L1L1红度值要低，波动变化于3.31 ～ 4.7； L1S1的变化范围3.19 ～ 4.44。S1古土壤层红度值变化于2.97 ～3.99，而全新世S0古土壤层是剖面中红度值最低的，波动范围2.9 ～ 4.3。

3.2 黄度特征

黄度值曲线变化没有红度曲线变化明显（图2），在古土壤层中变化异常，如自约10 ka以来就表现出明显的急剧下降趋势。而在黄土层中除了弱发育古土壤层有低频高幅的振动外，其余地层均相对较为稳定。b*值的变化范围为8.36～17.63，平均值为14.28，最大值出现在680 cm处。剖面层序从大到小为S1（16.25）＞ L1L1（14.70） ＞L1L2（14.65）＞ L1S1（14.36）＞ S0（11.71）。S1波动变化于13.5～17.63，变化幅度为30.59%；L1L1波动范围是12.8～16.18；L1L2波动变化于13.39～15.54；L1弱古土壤层L1S1的变化范围13.65～15.49；S0波动范围8.36～14.83。

3.3 亮度特征

亮度值的变化特征和趋势与a*、b*是相反的（图2），其值在黄土−古土壤序列中的差异程度不如a*显著。整个剖面的变化范围为53.21～72.06，平均值为67.22，最大值出现在325 cm处。其值从大到小变化顺序依次为S1（69.83） ＞ L1S1（68.48） ＞ L1L2（68.20） ＞ L1L1（67.47） ＞ S0（62.01）。S1变化于69.15 ～ 70.82；L1S1弱古土壤层亮度值变化于64.96 ～ 71.22；L1L2黄土层的亮度值波动范围是65.59 ～ 70.73；L1L1黄土层黄度值波动变化于63.63 ～ 72.06，变化幅度为13.25%；S0古土壤层的亮度值是该剖面中最低的，其变化范围53.21 ～ 70.47。

图2 昭苏剖面黄土−古土壤序列及亮度(L*)、红度(a*)、黄度(b*)、磁化率变化特征Fig.2 Variations of lightness(L*), redness(a*), yellows(b*) and magnetic susceptibility of loess-paleosol section in Zhaosu County

3.4 磁化率与碳酸钙、有机质百分含量变化特征

图2中显示剖面质量磁化率与频率磁化率变化趋势基本一致，两者都为在古土壤层大于黄土层，前者变化于35.68×10−8～ 88.98×10−8m3·kg−1，后者变化于−3.10% ～ 8.40%。如图3所示，该剖面碳酸钙含量变化于3.37% ～ 19.20%，黄土层的含量明显大于古土壤层；有机质含量变化于0.22% ～ 5.72%，在S0中急剧增加。

4 讨论

4.1 亮度的意义

色度指标中的亮度是指土壤的明暗程度。前人普遍认为碳酸钙和有机质是影响土壤亮度的主要因素（彭淑贞和郭正堂，2003；何柳等，2010），同时a*和b*也会影响L*（颜色深浅）的变化（石培宏等，2012）。鉴于此，现对亮度L*分别与碳酸钙、有机质含量以及a*、b*进行相关性分析（图4）。结果显示亮度L*与碳酸钙、有机质含量的相关系数R2分别为0.442（图4a）和0.542（图4b），与b*的为0.462（图4d），而与a*的相关系数R2只有0.006（图4c）。

从相关性分析结果（图4）来看，似乎是整个剖面中有机质含量对亮度L*的影响程度最大，碳酸钙的影响比有机质小；黄度b*的增加也会显著地使亮度L*增大，而红度a*与亮度L*不相关。但值得注意的是图4中大部分样品都分布比较集中，认为通过对剖面整体做相关性分析会掩盖一部分重要信息。如图3所示，全新世发育的古土壤与下伏地层无论是在色度参数还是成分上都有较明显的变化，因此认为有必要将S0与下伏地层分开来研究。S0中，亮度L*与碳酸钙含量的相关系数R2为0.636，与有机质的为0.508；与b*的相关系数高达0.792，而与a*的仅为0.034。S0以下的地层中，对应的相关系数为0.010、0.001、0.022和0.595。

S0中L*与碳酸钙、有机质存在较为显著的相关性。有机质、腐殖质等对反射光谱有较强的吸收能力，从而决定了相对富含有机质的古土壤具有较低的光谱反射值（徐琳琳和季耿善，1987）。而碳酸钙的影响高于有机质，这可能与两者质量分数的明显差异有关。S0中L*与b*呈最为显著的正相关（R=0.89），可能是由于CIELAB系统是一个立体颜色空间系统，不同颜色分量会相互影响（石培宏等，2012）。下伏地层中亮度L*与有机质、碳酸钙不相关，这一点与苗运法等（2013）的研究结果一致，而a*却成为影响L*的主要因素，与L*呈明显的负相关关系（R= − 0.77），这与石培宏等（2012）的结果相同，而且相关系数也相近。通过以上内容可以看出，亮度L*在很大程度上受a*、b*颜色分量的影响。而与有机质的相关程度取决于有机质的丰度，因为从图3来看，下伏地层有机质含量比S0要小得多，并且其变化基本没有超过一个数量级（图3），如此小幅度的变化即使可以引起亮度L*的改变，也是很微弱的。亮度L*与碳酸钙也并不总具有相关性，其相关系数可能受控于红度a*，并且进而可能与影响红度a*的物质相对含量有关，所以不能只用碳酸钙含量来解释这种相关性。亮度L*与碳酸钙之间的相关性机理有待进一步研究。

图3 昭苏剖面黄土色度、碳酸钙、有机质、针铁矿百分含量随深度的变化Fig.3 Changes in yellows value and percentages of calcium carbonate, organic matter and goethite with depth

图4 昭苏剖面黄土−古土壤序列L*与碳酸钙、有机质含量以及a*，b*之间的线性关系Fig.4 Linear Relationships among L*, organic matter, carbonate, a* and b* in Zhaosu loess-paleosol sequence

4.2 红度和黄度的意义

表面上红度和黄度是反映沉积物在特定条件下的颜色变化，实质上是土壤内在成分的反映。黄土与古土壤的颜色差异主要与碳酸盐、有机质、铁氧化物的含量变化有关（徐琳琳和季耿善，1987；彭淑贞和郭正堂，2003；季峻峰等，2007；何柳等，2010），其中铁氧化物主要指是针铁矿（明亮黄色）和赤铁矿（赤红色）（Ji et al，2001；Chen et al，2002；Balsam et al，2004；Torrent et al，2006）。不同铁氧化物矿物铁元素的轨道电子的晶体场不同导致形成不同的特征反射光谱（Scheinost et al，1998），据此特征可以鉴定样品中的各类铁氧化矿物，特别是赤铁矿和针铁矿（季峻峰等，2007）。昭苏剖面各样品在可见光范围内的反射率变化曲线比较平滑，无明显的峰值（图5a），但反射率谱的一阶导数（图5b）可以检验赤铁矿和针铁矿的存在与否。

昭苏样品的一阶导数曲线明显具有多峰分布的特点（图5），其中贡献最大的三个高峰区间位于在425～ 450 nm、500～525 nm和550 ～575 nm的波长范围。研究表明针铁矿有两个反射峰，主峰位于535 nm，次峰位于435 nm，而赤铁矿只有一个显著的反射峰，位于565～575 nm（季峻峰等，2007）。图5位于550～575 nm区间的反射峰可以与赤铁矿的反射峰对应起来，说明样品中一定有赤铁矿的存在。然而425～450 nm和500～525 nm区间的反射峰不能很好地区分主峰、次峰，只有425～450 nm的反射峰可以对应针铁矿435 nm的次峰，本文认为其原因是：（1）样品中虽然存在针铁矿，但含量很少。一般认为，随着针铁矿含量的增加，矿物特征峰会向着长波方向移动（季俊峰等，2007）。而本文得到的针铁矿特征峰向短波方向偏移，说明其含量相对较少；（2）针铁矿反射峰受到其他与之颜色相近的物质成分的干扰，即存在强烈的基体效应（Deaton and Balsam，1991）。在昭苏地区黄土中，无论是全岩样品还是分粒级样品，绿泥石的含量均较高，其中在全岩样品中绿泥石的平均含量达12%（曾蒙秀和宋友桂，2013），而粘土矿物中的伊利石和绿泥石在440 nm处也有特征峰存在，很容易与针铁矿在435 nm处的特征峰叠加，从而干扰正常的检测（Balsam and Damuth，2000），这样也就造成主次峰不能很好区分的现象。

图5 昭苏剖面样品在可见光范围内的各波长光谱反射率变化曲线及部分一阶导数曲线Fig.5 Spectral ref ectance curves of each wavelength in visible region for all the samples and the f rst derivative curves deduced from parts of the former

为了确定该剖面中赤铁矿、针铁矿与色度指标的相关关系，需要得到两者的含量。由于伊犁黄土中的主要矿物组成与黄土高原的较为一致（曾蒙秀和宋友桂，2013；Song et al，2014），故尝试使用季峻峰等（2007）的方法来求得赤铁矿和针铁矿的相对含量。

将a*分别与碳酸钙、有机质以及赤铁矿作相关性分析（图6），结果发现其与赤铁矿有显著的相关性（图6e），相关系数R2为0.455，而受碳酸钙和有机质的影响十分微弱（图6a，b），尤其是在L1层中，由此证明赤铁矿作为一种铁氧化物是影响该地区黄土剖面红度变化的主要因素，而红度a*与碳酸钙、有机质含量变化基本无关，这与何柳等（2010）的结论一致，而与苗运法等（2013）的结果不同。

在黄土−古土壤序列中，蒸发量大于降雨量的干旱温暖的氧化环境有利于赤铁矿的形成，而湿润的环境则有利于磁铁矿的形成。尽管波马剖面所在的昭苏县现在的年平均降雨量为500 mm （李新新和宋友桂，2013），然而特殊的地形以及较差的水热组合条件使得现代的成壤作用较弱（李传想和宋友桂，2011）。对于黄土−古土壤序列，频率磁化率（χfd）可以作为成壤作用强度的一项指标（Zhou et al，1990）。由图2可以看出，剖面各层位的频率磁化率（χfd）值基本都要小于现今的值，所以剖面发育期间成壤作用一直不如现今，在这样的沉积环境中，磁铁矿的形成受限。岩石磁学研究（Song et al，2010；宋友桂等，2010）表明昭苏地区磁化率增强机制除了成壤作用的模式外，还存在阿拉斯加风速论模式的特点，这样昭苏磁化率的古环境意义变得较为复杂，例如在L1S1层中，磁化率曲线看不出波动。然而红度a*在该层上部（350 ～ 400cm）却显示有更加干旱的记录，并且下部还有3次低频振动（图2），因此红度具有比磁化率更加明确的气候意义。当然使用红度a*来反演古环境也不是十分完善，比如频率磁化率（χfd）曲线上230 ～ 270 cm处大幅度千年尺度的波动在红度曲线上却没有显著记录。另外对于古土壤层红度a*的平均值小于黄土层的情况，还有待进一步研究。综上所述，红度a*可以有效地反映古气候演变，但如果只用单一的红度a*来解释气候变化，可能会造成信息的不完整。

将黄度b*与针铁矿作相关性分析（图6c，d，f），发现其相关性（R2= 0.196）明显要比碳酸钙（R2= 0.297）和有机质（R2= 0.587）的差。本文认为其原因可能是该区自末次冰期以来的沉积环境存在高亚洲风成沉积物的碳酸盐含量变化特点（Zan et al，2013）。当气候变得相对比较湿润时，不但有针铁矿的形成（Balsam et al，2004），而且碳酸钙的含量会升高，但这并不能说明外观为白色的碳酸钙是引起黄度值变化的矿物成分。另外如图3所示，在170 ～ 200 cm处，碳酸钙含量存在一个千年尺度的减小过程，而在这期间黄度值的变化较为缓和；在470 ～ 560 cm处碳酸钙含量经历了一次明显的大幅度波动，然而黄度b*的变化却始终同针铁矿含量的波动相一致。由此认为在黄土发育阶段，碳酸钙与黄度b*只是通过降水量这一中间变量来联系起来，从而具有了较为显著的相关性。而对于黄度b*与有机质之间更显著的负相关关系，认为其作用机制与碳酸钙相同，而且只是表现在0～65 cm处（图3），因为该处地层中黄度b*与有机质的相关系数R2=0.827，有机质含量急剧增加到之前的12倍左右，从而抑制了该层位黄色的表现。而在65 cm以下的地层中，其相关系数R2仅为0.008，这可能是其有机质含量极少的缘故，从而对黄度影响很小。

由于以上原因，黄度b*就不能很好地表现出针铁矿含量的波动，造成两者的相关性不太显著。当然针铁矿含量少以及在求针铁矿含量时公式的适用性可能也是其中的原因。由于容易受到碳酸钙和有机质等多方面的影响和制约，因此黄度b*不能对气候变化作出很好的响应。

图6 昭苏剖面黄土−古土壤序列a*、b*分别与碳酸钙、有机质、赤铁矿以及针铁矿之间的关系Fig.6 Relationship among a*、b*and calcium carbonate, organic matter, hematite as well as goethite in Zhaosu loess-paleosol sequence

5 结论

昭苏波马黄土剖面色度指标的分析表明，亮度L*受颜色分量a*、b*的影响较大，进而可能受控于铁氧化物的含量，而与有机质含量关系密切。在S0中亮度L*与碳酸钙有较好的相关性，而在L1中则不相关。亮度L*与碳酸钙的关系还有待进一步研究。红度a*主要与沉积物中的赤铁矿有关，其值随着赤铁矿含量的增加而增大。在昭苏地区a*反映环境演变的能力明显要好于磁化率，但在剖面某些地方对气候的敏感性较差，只用单一的红度值来重建古环境可能会造成结果的不完整性。由于容易受到多方面因素的影响，所以黄度b*与针铁矿的相关性较差，也就造成其对气候变化的响应在三个指标中最差。以色度作为干旱区的气候代用指标仍然需要更多剖面来加以验证。

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Chroma characteristics in the Zhaosu loess section and its paleoclimatic signif cance

LI Yue1,2, SONG You-gui1, WANG Qian-suo3
(1.State Key Laboratory of Loess and Quaternary Geology, Institute of Earth Environment, Chinese Academy of Sciences, Xi′an 710075, China; 2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China; 3. Key Laboratory of Environmental Evolution and Ecological Construct of Jiangsu Province, College of Geography Science, Nanjing Normal University, Nanjing 210046, China)

Chromatic proxies of loess section at the Zhaosu County in the southern Ili Basin are analyzed in this paper. The f ndings show that correlation between lightness L*, to a large extent, controlled by color components, a* and b*, and it is close to organic content. In the interval S0, lightness L* correlates well with calcium carbonate, while either none or less relates to that in the interval L1. Redness a* is mainly affected by hematite content, namely, a* value increases with the increase of hematite content, suggesting that it can well indicate the process of drying. But yellows b* has less relation with goethite content, with lower sensitivity to climatic shift due to the effects of several different factors.

Zhaosu; loess-paleosol sequence; soil color; environmental evolution

P532

：A

：1674-9901(2014)02-0067-09

10.7515/JEE201402003

2014-01-08

国家重点基础研究发展规划项目（2013CB955904）；国家自然科学基金项目（41172166）；中国科学院科技创新团队及自主布署项目（ZZBS1301）

宋友桂，E-mail: syg@ieecas.cn