巴基斯坦Bahawalpur黄土岩石磁学特征及磁化率变化机制研究

2021-03-08何玲珊刘秀铭马明明毛学刚Tabrez吕镔綦昕瑶师永辉

地球物理学报 2021年3期

何玲珊，刘秀铭，马明明，毛学刚， A.R.Tabrez，吕镔，綦昕瑶，师永辉

1 福建师范大学湿润亚热带山地国家重点实验室培育基地，福州 350007 2 福建师范大学地理科学学院，福州 350007 3 福建师范大学地理研究所，福州 350007 4 Department of Environment and Geography， Macquarie University， Sydney NSW 2019， Australia 5 COMSATS Institute of Information Technology， Islamabad， Islamic Republic of Pakistan

0 引言

黄土是地球上分布最为广泛的沉积物之一，其产生、搬运、沉积以及堆积后成土过程与地球各圈层间紧密相连，是一份丰富的地质档案记录了各种古环境和古气候信息(孙继敏, 2020).磁化率被证明是黄土地层研究中指示古环境与古气候变化的重要参考指标，利用磁化率等磁学参数可以将不同地区的黄土-古土壤序列进行对比(Rutter et al., 2003; Maher, 2016; 任翌成等, 2020)，从而研究过去气候变化.但不同气候环境条件的磁化率与成壤作用的关系可能不同，研究者也为此提出了多种磁化率变化机制.如温带干旱半干旱的黄土高原地区磁化率在黄土层中获低值，古土壤层获高值(Heller and Liu, 1982; Zhou et al., 1990)，可以用“成壤说”很好地解释，表明成土过程中生成的细颗粒磁赤铁矿是土壤磁性增强的主要原因(Liu et al., 2007)，但此模式有一定的适用范围.高纬湿冷的阿拉斯加和西伯利亚地区(Begét and Hawkins, 1989; Zhu et al., 2000)磁化率与成壤强度呈现反相关关系，Begét(1990)将此归因于“风速论”，认为磁化率受风速作用的影响，冰期风力大粗颗粒强磁性矿物多，导致黄土层磁化率增高；Liu等(2008)则用“湿润性成壤模式”来解释这种反相关关系，即过多水分造成的湿润环境使强磁性矿物转变为弱磁性矿物而导致古土壤层磁化率降低.可见，磁化率变化机制受不同环境不同气候的影响，可能存在着巨大的差异.

巴基斯坦的黄土早有报道，但主要针对北部山区，包括波特瓦尔高地(Potwar Plateau)和西部低山区，涉及磁学特征(Akram et al., 1998)、粒度特征(Din and Yoshida, 1997)、年代学(Warwick and Wardlaw, 2007; Rendell and Townsend, 1988)及古环境变化(Bibi et al., 2020)等方面.磁学研究表明北部山区磁化率与成壤强度之间的关系不明确，上部地层磁化率与成土作用呈反相关关系，下部地层则呈正相关关系，但未解释其磁化率变化机制(Akram et al., 1998).位于巴基斯坦和印度间的印度河—恒河平原一直被认为由恒河、印度河长期冲积而成，最近已有研究报道了印度恒河平原的风成黄土的存在(Liu et al., 2017)，但还未见巴基斯坦印度河流域的报道.不难发现巴基斯坦大部分地区的黄土研究仍较为薄弱，且磁学特征可能与黄土高原地区存在差异.因此，本文对采集于巴基斯坦印度河平原黄土状沉积物的典型剖面进行系统的磁学参数研究，并结合粒度参数和漫反射光谱(DRS)，探讨其磁学特征及磁化率变化机制，以期为该地区的古气候研究提供新线索.

1 研究区概况与实验方法

1.1 研究区概况及样品采集

巴哈瓦尔布尔(Bahawalpur)地区位于巴基斯坦东北部旁遮普省，属上印度河平原地区，境内约三分之二的面积被乔利斯坦沙漠(Cholistan Desert)覆盖.乔利斯坦沙漠是印度大沙漠(Great India Desert，又称塔尔沙漠)的延伸部分.其气候类型为亚热带沙漠气候，一年分为4—6月的热季、7—9月的季风季、10—11月的转换季和12—3月的冬季四个季节.1月平均气温为13 ℃，6月最高平均温可达40 ℃以上.平均年降水量约为150～300 mm，以夏雨为主，多是暴雨，雨量集中在7—9月的西南季风季，占全年降雨量的60%～80%，印度大沙漠降水量在100 mm以下.

研究选取的Bahawalpur剖面(以下简称BH剖面)位于巴哈瓦尔布尔以南约2 km处(29°19′56″N，71°42′65″E，图1a)，海拔62 m，处于印度河与乔利斯坦沙漠的过渡地带.剖面厚6.55 m，未见底.地层基本呈稳定的水平层状，古土壤层发育良好，可见数层黄土与古土壤交互层(图1b).根据沉积物特征，将BH剖面划分为7层，包括4层黄土层和3层古土壤层，其中PS(paleosol)代表古土壤层，LE(loess)代表黄土层：

①黄土层LE1，厚2.8 m，土黄色，细砂土，结构疏松，无层理，地表有现代植物根系.

②古土壤层PS1，厚0.5 m，褐黄色-褐棕色，粉砂-亚砂土，表面有锈黄色虫孔和白色钙膜.

③黄土层LE2，厚0.7 m，浅黄色-深黄色，亚砂土，质地均匀、疏松，无层理.

④古土壤层PS2，厚1.0 m，褐黄色-褐色，黏土，多虫孔、根迹，表面可见白色钙膜.

⑤黄土层LE3，厚0.8 m，浅黄色，粉砂土，结构疏松，表面有锈黄色及灰色斑块.

⑥古土壤层PS3，厚0.65 m，深黄色-褐黄色，黏土，黄色物质呈斑状分布.

⑦黄土层LE4，厚0.1 m，灰黄色，细砂土，质地粗，结构疏松.

本研究的主要地层段为LE1—PS3段，对该剖面按5 cm间距进行连续采样，共获样品132个，并选取6个与其邻近的印度大沙漠表土样品作为对比.分别在1.8 m、3.9 m、5.5 m系统采集了3个光释光样品，测得年龄在0.5～42.5 ka之间(表1).根据前人研究(Akram et al., 1998；Rendell and Townsend, 1988)与地层年代对应，推测PS1对应于中国黄土-古土壤序列的S0和MIS 1，PS2对应于L1S和MIS 3，PS3对应于S1和MIS 5.

1.2 实验方法

称取适量研磨后的样品用保鲜膜包紧后置于磁学测试专用聚乙烯样盒中，低频(470 Hz)磁化率(lf，如无特别说明，本文的为低频磁化率)和高频(4700 Hz)磁化率(hf)采用 Bartington MS2磁化率仪测量，并由公式：fd%=(lf-hf)/lf×100%计算得到百分比频率磁化率(fd%).非磁滞剩余磁化强度(ARM)使用D-2000型交变退磁仪(设定交变场峰值为100 mT，直流场为100 μT)测量，之后在Molspin Minispin小旋转磁力仪测量并由公式：ARM=ARM/100 μT计算得到非磁滞磁化率(ARM).不同场强的等温剩磁(IRM)及饱和等温剩磁(SIRM，SIRM=IRM1T)利用ASC IM-10-30脉冲磁力仪和Molspin Minispin小旋转磁力仪测量，并由公式：S-ratio=-IRM-300 mT/SIRM×100%计算出S-ratio以及通过IRM-XmT线性内插获得剩磁矫顽力(Bcr).典型样品的磁化强度随温度变化曲线(M-T曲线)和磁滞回线由VFTB居里秤在空气环境中测得，温度变化为室温至700 ℃.

表1 BH剖面OSL年龄Table 1 OSL age of BH section

图1 研究区地理位置(a)及剖面图(b)Fig.1 Location of study area (a) and the photo of the profile (b)

加热前后的漫反射光谱使用岛津UV-2600紫外/可见光分光光度计测试，测试波长范围为400～700 nm，扫描间隔为1 nm，并对结果进行一阶导数处理.样品前处理及实验流程见吕镔等(2019).

粒度参数采用Mastersizer 3000激光粒度仪测试，测试范围为0.02～1000 μm.测试前对样品进行前处理以去除碳酸盐和有机质，粒度前处理步骤见马兴悦等(2019).

以上实验均在福建师范大学湿润亚热带山地生态重点实验室完成.

2 实验结果

2.1 常温磁学参数特征

常温磁学参数及其比值可反映样品磁性矿物的基本特征.如图2a所示，BH剖面的磁化率()介于8.06×10-8m3·kg-1至38.42×10-8m3·kg-1之间，平均值为20.86×10-8m3·kg-1，与黄土高原相比偏低(郭雪莲等, 2012)，但与南亚其他地方相差不大(Dar and Zeeden, 2020).磁化率与地层关系和中国黄土高原典型黄土剖面相反，表现在黄土层磁化率高，平均值为24.52×10-8m3·kg-1，古土壤层磁化率低，平均值为13.73×10-8m3·kg-1.且以PS2为界，在此下部磁化率低于上部，PS2为剖面磁化率最低值，说明样品中亚铁磁性矿物的含量偏低，尤其是古土壤层.图2b为饱和等温剩磁(SIRM)变化曲线，数值在38.52×10-5Am2·kg-1到352.20×10-5Am2·kg-1之间变化，与磁化率曲线呈现出良好的正相关关系，表明磁性矿物含量变化主导了磁化率变化(Thompson and Oldfield, 1986).非磁滞剩磁(ARM)对单畴(SD)颗粒的变化敏感，ARM均值仅为33.96×10-8m3·kg-1(图2e)，数值整体较小，说明SD颗粒亚铁磁性矿物含量总体不多.百分比频率磁化率(fd%)能估算超顺磁(SP)颗粒的相对含量(刘青松和邓成龙, 2009)，当fd%<3%时，基本无SP颗粒存在.如图2f所示，fd%均值小于2%，表明基本不含有SP颗粒的亚铁磁性矿物.由于古土壤层磁化率大多低于20×10-8m3·kg-1，古土壤层fd%反映的可能是测量的误差，不能用来说明黄土与古土壤之间SP颗粒相对含量的差异.剩磁矫顽力(Bcr)与S-ratio常用做判断磁性矿物软硬程度的指标.S-ratio平均值为80.22%，其中黄土层平均值为87.08%，古土壤层平均值为66.18%(图2c).BH剖面Bcr介于32.50～146.52 mT(图2d)，Bcr在LE1最低，平均值为37.12 mT，在PS2最高，平均值为75.98 mT.S-ratio形态与Bcr的变化趋势表明，古土壤层比黄土层含有更高比例的硬磁性矿物.

图2 BH黄土剖面常温磁学参数随深度变化曲线Fig.2 Room temperature magnetic parameter curves plotted against depth of BH section

图3为BH剖面不同地层典型样品与印度大沙漠表土样品的磁滞回线，大部分样品经顺磁校正后的曲线在300 mT磁场时基本闭合，但当磁场继续增加，曲线形态波动，表明样品中含有亚铁磁性矿物，但含量偏少，磁性偏弱.黄土样品(图3a、3c、3e)和沙漠样品(图3g、3h)的磁滞回线都呈“S”型.上部黄土样品LE1、LE2和沙漠样品相似，磁滞回线呈陡直形态，显示有较多亚铁磁性矿物主导其磁性变化，而下部黄土样品LE3磁滞回线形态显示样品所含铁磁性矿物甚少，顺磁性矿物对其影响较大.古土壤样品除PS1(图3b)有较明显磁铁矿特征外，PS2、PS3(图3d、3f)校正后的磁滞回线基本呈直线，表明古土壤层，尤其是下部古土壤层顺磁性矿物含量多，只含有少量的亚铁磁性矿物.

图3 BH剖面典型样品与沙漠样品磁滞回线(实线为原始曲线，虚线为顺磁校正后曲线)Fig.3 Magnetic hysteresis loops of BH section representative samples and desert samples (solid lines represent original curves, dashed lines represent curves after paramagnetic correction)

2.2 高温磁学特征

利用磁化强度随温度变化曲线(M-T曲线)可以判断样品中磁性矿物的种类(Liu et al., 2005; 敖红和邓成龙, 2007).图4为BH剖面不同地层典型样品和沙漠表土样品的M-T曲线.M-T曲线显示：黄土样品(图4a、4c、4e)和古土壤样品PS1(图4b)的加热和冷却曲线的居里点均为580 ℃，指示了磁铁矿的存在，PS2、PS3(图4d、4f)则无明显的居里点，说明以顺磁性矿物为主.LE1和LE2加热曲线位于冷却曲线之上，可能与加热过程中磁赤铁矿转化为赤铁矿有关(Liu et al., 1999).而PS2和PS3冷却曲线位于加热曲线之上，说明加热过程中有弱磁性矿物(如含铁硅酸盐)向强磁性矿物转化.黄土样品LE2、LE3和古土壤样品PS1、PS2加热曲线从室温到120 ℃下降，120～300 ℃升高，可能是由于针铁矿在加热过程中转化为磁赤铁矿造成磁化强度增强.沙漠样品(图4g、4h)也显示出580 ℃的居里点，表明存在磁铁矿，与LE1相差不大，说明LE1阶段可以代表现今印度大沙漠边缘地区的磁学信号.所有样品的磁化强度在温度达到磁铁矿居里点之后仍未降至0，反映出样品中可能还含有其他硬磁性矿物(如赤铁矿).

图4 BH剖面典型样品与沙漠样品M-T曲线(黑线表示加热曲线，灰线表示冷却曲线)Fig.4 M-T curves of BH section representative samples and desert samples (black lines represent heating curves, grey lines represent cooling curves)

2.3 漫反射光谱特征

热磁曲线受多种磁性矿物影响，导致针铁矿、赤铁矿等弱磁性矿物信号可能被掩盖，漫反射光谱的一阶导数可以有效识别针铁矿和赤铁矿并进行定量或半定量分析.通常情况下，赤铁矿一阶导数特征峰位于565～575 nm，针铁矿则为535 nm的主峰和435 nm的次峰，特征峰随其含量的增加而升高且向高波长方向移动(周玮等, 2007; 刘力等, 2020).BH剖面代表性样品的漫反射光谱一阶导数曲线如图5所示，黄土和古土壤样品主要显示出435 nm和520 nm的针铁矿特征峰，针铁矿主峰偏离535 nm，且次峰高于主峰.可能是由于剖面中黏土矿物含量高，其产生的基体效应导致针铁矿主峰向低波长方向移动(季峻峰等, 2007)，同时黏土矿物440 nm的特征峰也会对针铁矿的次峰产生增强效应，导致次峰高于主峰.为减少黏土矿物对针铁矿漫反射光谱的干扰，对样品加热300 ℃后进行测量.加热后样品的一阶导数曲线针铁矿特征峰消失，取而代之的是440 nm的黏土矿物特征峰和565 nm的赤铁矿特征峰，表明样品中含有针铁矿，在加热过程中转变为赤铁矿，并且加热前435 nm的特征峰也确有黏土矿物的贡献.加热前古土壤层针铁矿主峰峰高高于黄土层，与黄土高原相反，峰位也出现在更大的波长位置，显示出古土壤层针铁矿的含量高于黄土层.我们用针铁矿对应的一阶导数主峰的峰高(h(Hm))来半定量针铁矿的相对含量，BH剖面针铁矿相对含量与磁化率的比值如图6所示.比值在古土壤层高，黄土层低，说明针铁矿在古土壤层对磁化率的相对贡献高.

图5 BH剖面代表性样品的漫反射光谱一阶导数曲线(ori代表加热前样品，300 ℃代表300 ℃加热后样品)Fig.5 First derivative curves of diffuse reflectance spectra of typical samples from BH section (ori represents pre-heating sample, 300 ℃ represents sample heated by 300 ℃)

图6 BH剖面针铁矿一阶导数主峰峰高(h(Hm))与磁化率()比值随深度变化曲线Fig.6 Goethite based on peak height of first derivative (h(Hm)) to magnetic susceptibility () ratio in BH section

2.4 粒度特征

粒度可以用来指示沉积物的搬运动力、沉积环境和成壤作用(Li et al., 2018; 杨石岭和丁仲礼, 2017).如图7a所示，BH剖面中值粒径d(0.5)总体介于7.55～104.88 μm之间，平均值为59.92 μm.黄土层与古土壤层的d(0.5)差异大，黄土层颗粒平均值为78.13 μm，整体较粗，而古土壤样品的平均值为21.06 μm，不到黄土层粒径的三分之一.古土壤层以粉砂为主，2～63 μm组分平均含量为76.29%，而黄土层以粉砂和极细砂为主，>63 μm组分平均含量为61.97%(图7c、7d)，与野外考察发现黄土层粗颗粒组分含量多较为符合.细颗粒组分(<2 μm)与粗颗粒组分(>63 μm)表现出明显的反相关关系，反映了BH剖面粒度组分变化趋势可能与黄土高原相同，粗颗粒组分和细颗粒组分分别受风力和成壤作用的影响(鹿化煜和安芷生, 1998).BH剖面<2 μm组分含量黄土层(平均为2.54%)明显少于古土壤层(平均为8.25%)(图7b)，说明古土壤层颗粒细，成壤作用强.曲线总体趋势与黄土-古土壤地层对应良好，古土壤层颗粒相比黄土层颗粒更细.

图7 BH剖面粒度参数随深度变化曲线Fig.7 Particle size parameter curves plotted against depth of BH section

3 讨论

3.1 巴基斯坦黄土的沉积环境

磁性特征与沉积物来源存在着密切的关系，因此在研究磁学特征及其变化之前需要对沉积环境进行分析.BH剖面的粒度参数与地层对应良好，黄土层粗颗粒含量多，古土壤层细颗粒含量多(图8)，与典型黄土剖面一致，暗示了气候旋回对黄土沉积和沉积后成壤作用的深刻影响.图8a、8b分别为巴基斯坦黄土和古土壤样品的粒度频率分布曲线，显示其粒度分布范围在0～350 μm，众数粒径集中在15～95 μm.分布形态呈现多峰偏负态非对称分布，全部样品都在1～2 μm有一个小峰，主峰偏向粗颗粒一侧，与西峰样品(图8c、8d)相似，指示着BH剖面沉积物的风成成因.

图8 BH剖面(a，b)和西峰剖面(c，d)黄土-古土壤粒度频率分布曲线Fig.8 Particle-size frequency distribution curves of loess-paleosol from BH section (a, b) and Xifeng section (c,d)

古土壤样品除PS1含有少量粗颗粒外，其他样品的主峰出现在10～30 μm，与西峰古土壤样品相差不大.但与西峰黄土样品相比，巴基斯坦黄土样品的粒度偏粗，其LE1、LE2样品的主峰达到了100 μm.Vandenberghe(2013)认为粗粉砂和细砂在向沙地或沙丘带过渡的边缘黄土地区占主导地位，例如，在黄土高原北部沙漠边缘地区，沉积黄土的主要粒度组分为细砂(丁峰等, 2017)，与黄土高原南部黄土明显不同(丁仲礼等, 1998).印度Jaipur附近风成黄土的中值粒径可达48～68 μm(Liu et al., 2017).Pye(1987)提出>63 μm的砂级颗粒组分以跃移方式搬运，只能在几厘米到几米的垂直高度和水平方向上移动.LE1中>63 μm的组分约占70%，为砂黄土，沉积速率快.LE2粒度较西峰黄土粗以及PS1含有粗颗粒，表明含有更多的近源粗颗粒物质，可能是由于采样地处于印度大沙漠边缘(图1a)的缘故.

3.2 巴基斯坦黄土-古土壤磁学特征差异

BH剖面磁化率值总体低于黄土高原，磁化率最大的LE1均值也仅为28.37×10-8m3·kg-1，与黄土高原西北部最不发育的黄土层相差不大(刘现彬等, 2012)，但典型剖面如西峰强发育古土壤层磁化率可达300×10-8m3·kg-1以上，BH剖面与其相比相差一个数量级.对6个印度大沙漠表土样品的磁化率测量显示，均值为37.09×10-8m3·kg-1.低于与黄土高原相邻的腾格里沙漠边缘表土样品的磁化率(均值为63.80×10-8m3·kg-1)(李平原等, 2012)，源区的亚铁磁性矿物含量较少造成BH剖面黄土沉积物的磁性偏低.但沙漠样品磁化率与BH剖面黄土层相差不大，说明黄土层基本没有明显的成壤作用.与物源的影响相比，黄土高原成壤作用是磁化率增大的重要原因，成壤生成的细颗粒磁赤铁矿使得古土壤层磁化率比黄土层增大近十倍.而BH剖面黄土层磁化率出现高值，古土壤层磁化率值低，与黄土高原典型剖面磁化率与地层的关系相反.

磁性矿物种类和含量方面，对比黄土与古土壤的磁学特征，可以发现黄土层的M-T曲线与沙漠样品相似，都显示了580 ℃的居里点，表明以磁铁矿为主.除此之外，还含有少量磁赤铁矿.古土壤层除PS1显示出居里点外，其余都只表现出顺磁性矿物的特征，表明样品中磁铁矿含量少，或者几乎不含磁铁矿.而DRS结果(图5、图6)显示了古土壤层针铁矿含量高于黄土层，对磁化率的相对贡献程度也高于黄土层，说明黄土层与古土壤层所含的磁性矿物种类和含量不完全一致，黄土层以磁铁矿为主，还含有少量磁赤铁矿和针铁矿，古土壤层则是以针铁矿为主，含有顺磁性矿物和极少量的磁铁矿.

图9 BH剖面黄土样品和沙漠样品Dearing图Fig.9 Dearing plots of BH section loess samples and desert samples

3.3 巴基斯坦黄土-古土壤磁化率变化机制

目前解释磁化率与成壤强度呈反相关关系的主要机制有“风速论”和“湿润性成壤模式”.“风速论”强调磁化率受风速作用的影响，直观地表现为粒度与磁化率的正相关关系(Zeng et al., 2019).BH剖面粒度特征在黄土层粗，在古土壤层细，似乎符合“风速论”模式.然而，“风速论”的应用前提应当是以物理风化为主，至少没有明显化学变化的黄土-古土壤剖面.磁性矿物一旦被成土改变，不同于沉积时受风力影响的原始磁性矿物，那么“风速论”就失去了应用前提(刘秀铭等, 2011).巴基斯坦BH剖面可以直观地观察到黄土-古土壤的交互层，且存在根迹、虫孔、白色钙膜等古土壤特征，黄土层和古土壤层的磁性矿物种类和含量也不完全一致，说明风积物降落后已经受到改造.因此，“风速论”可能不适合整个BH剖面磁性特征的解释.

图10 BH剖面磁化率与其它磁学参数相关关系(黑色圆点代表>12.8×10-8m3·kg-1样品，灰色圆点代表<12.8×10-8m3·kg-1样品)Fig.10 Relationship between magnetic susceptibility and other magnetic parameters of BH section (black notes represent samples with >12.8×10-8m3·kg-1, grey notes represent samples with <12.8×10-8m3·kg-1)

Liu等(2017)对印度恒河平原风成黄土的研究表明黄土主要是由印度夏季风从沙漠搬运而来，与中国及西伯利亚地区主要由冬季风搬运而来完全不同，夏季风带来沉积物的同时也带来更多的降水.BH剖面位置与之相似，都位于夏季盛行风的下风向，黄土可能也由西南季风搬运而来.野外观察也发现巴基斯坦的古土壤呈现褐色-褐黄色，不同于黄土高原古土壤的红褐色，说明与黄土高原的沉积环境不同.因而，BH剖面黄土-古土壤地层可能蕴含着印度西南季风的信息，磁化率与黄土-古土壤地层的对应关系也不能单纯的套用已有的各种模式，值得以后进一步探究.