青海湖地區(qū)不同海拔黃土磁化率環(huán)境指示意義

史運坤 ，鄂崇毅 , ，張 晶 ，孫滿平 ，李 萍 ，彭 強 ，徐春霞 ，謝麗倩 ，張兆康

1. 青海師范大學 青藏高原地表過程與生態(tài)保育教育部重點實驗室，西寧 810008

2. 青海師范大學 地理科學學院 青海省自然地理與環(huán)境過程重點實驗室，西寧 810008

3. 青海省人民政府-北京師范大學 高原科學與可持續(xù)發(fā)展研究院，西寧 810008

青藏高原作為全球環(huán)境變化的驅(qū)動機與放大器（潘保田等，1995），對全球氣候變化響應極其敏感。青藏高原東北部廣泛分布的風成黃土是重要的環(huán)境載體，眾多學者對此進行了大量的研究，在年代學、物源、環(huán)境演變等方面取得了諸多進展（Sun et al，2007；Lu et al，2011；Yu et al，2012；Liu et al，2013；Lu et al，2015；Stauch，2015；曾方明，2016；安慶等，2017）。借助黃土進行區(qū)域氣候重建時，研究者常使用沉積物中的粒度和磁化率指標，其中粒度是沉積物最基本的物理特征，受源區(qū)范圍、沉積動力和風化作用等因素控制（劉東生，1985；Kong et al，2021），在黃土高原地區(qū)常用粗顆粒含量反映冬季風變化（張小曳，2001；Ueno et al，2019；Kang et al，2020）：冬季風強盛時攜帶粗顆粒多，衰弱時攜帶粗顆粒少。磁化率簡單定義為物質(zhì)磁化后所產(chǎn)生磁化強度大小的量，可以指示沉積環(huán)境的變化過程，具有連續(xù)性強、穩(wěn)定性好、分辨率高、野外采集方便、室內(nèi)處理簡便等特點（鄧成龍等，2007；劉青松和鄧成龍，2009），黃土高原中部地區(qū)黃土中磁化率能夠有效指示夏季風的強弱變化：夏季風強，降水多，古土壤發(fā)育，磁化率高；夏季風弱，降水少，黃土堆積，磁化率低（Heller and Liu，1984；Balsam et al，2005；Sun et al，2006；Maher，2016；Thomas et al，2016；Peng et al，2018）。在青藏高原地區(qū)，特別是海拔3000 m以上的高原面，氣候環(huán)境與黃土高原差異顯著，黃土中磁化率的指示意義是否與黃土高原一致尚不清晰。

青海湖位于青藏高原東北部，受中緯度西風和亞洲季風的交互影響，是對氣候變化響應敏感的天然試驗場。青海湖地區(qū)的風成黃土（以下稱黃土）主要源地為柴達木盆地，受青海湖周圍河流沉積物和湖相沉積物的影響較?。ㄔ矫?，2016），表明該地區(qū)黃土物源較一致，因此青海湖地區(qū)的黃土中粒度指標意義簡單明確。本文選用青海湖地區(qū)7個黃土剖面，對不同粒徑組分含量與低頻質(zhì)量磁化率（0.47 kHz，χlf，以下稱磁化率）進行分析，探究青海湖地區(qū)黃土中磁化率的意義，為明確青藏高原地區(qū)黃土中磁化率的環(huán)境指示意義提供思路。

1 研究區(qū)概況與采樣

青海湖位于青藏高原東北部，是我國最大的內(nèi)陸封閉咸水湖，湖泊面積4260 km2，流域面積29660 km2（Yang et al，2015），湖面高程3194 m，湖泊平均水深21 m，最大水深約27 m（Liu et al，2014）。青海湖東抵日月山、西連橡皮山、北接大通山、南部與共和盆地由青海南山相隔，是在早、中更新世新構(gòu)造斷陷盆地的基礎上經(jīng)中、晚更新世演化而成的構(gòu)造斷陷湖（中國科學院蘭州地質(zhì)研究所，1979）。湖區(qū)地處東亞季風、印度季風和西風急流三者的交匯處，屬于全球氣候變化的敏感區(qū)和生態(tài)系統(tǒng)的脆弱帶（周篤珺等，2004），是研究第四紀環(huán)境變化的熱點區(qū)域。

經(jīng)過考察，根據(jù)野外新鮮剖面的顏色、粒度、層理等沉積結(jié)構(gòu)進行判別，結(jié)合實驗數(shù)據(jù)對比驗證，選用7個典型的風成黃土沉積剖面（圖1），分別為青海湖西岸的石乃亥（SNH）剖面、青海湖西南側(cè)的黑馬河（HMH）剖面、橡皮山頂1（XPSD1）、橡皮山頂2（XPSD2）剖面、青海湖南側(cè)的江西溝1（JXG1）剖面和青海湖東南側(cè)的日月山1（RYS1）、日月山2（RYS2）剖面。共采集散樣301個，具體采樣信息見表1。

圖1 研究區(qū)與剖面點Fig. 1 Research area and sections

表1 剖面信息Tab. 1 Information of sections

SNH剖面位于青海湖西岸石乃亥鄉(xiāng)西面，剖面出露約250 cm，黃土層和古土壤層交互發(fā)育，表層25 cm為高山草原植被覆蓋下的現(xiàn)代土壤，25 — 76 cm發(fā)育古土壤，76 — 176 cm為厚層黃土，黃土層以下為湖積層與沖積層，兩層層理構(gòu)造含礫石，礫石直徑約5 mm（趙亞娟，2017）。

HMH剖面位于青海湖西南部的黑馬河鄉(xiāng)附近，剖面厚度為260 cm，上覆植被為矮生嵩草、芨芨草。剖面頂部35 cm為高寒草甸植被覆蓋下的現(xiàn)代土壤層，以暗棕或淺棕色粗粉砂為主；35 — 80 cm為弱土壤發(fā)育層，80 — 153 cm為古土壤，顏色略偏紅，質(zhì)地堅硬，具有緊實的團塊狀結(jié)構(gòu)，含較多孔隙和少量假菌絲體；153 — 260 cm為黃土，質(zhì)地逐漸疏松；260 cm以下為礫石層，礫石磨圓度較高（張晶等，2018）。

XPSD1剖面位于橡皮山頂埡口的南坡上，剖面土層薄，約45 cm，剖面分層不明顯，表層20 cm為現(xiàn)代土壤層，上覆植被為線葉嵩草，草根根系發(fā)達，20 — 45 cm為弱土壤發(fā)育層，45 cm以下為礫石層（Zhang et al，2020）。

XPSD2剖面位于橡皮山頂埡口G109公路南側(cè)，剖面約130 cm，土壤剖面分層明顯，0 — 30 cm為現(xiàn)代土壤層，上覆植被為小嵩草，30 — 92 cm是弱土壤發(fā)育層，92 — 115 cm為黃土層，115 cm以下為礫石層，礫石磨圓度極差，為尖棱狀冰川角礫（Zhang et al，2020）。

JXG1剖面位于青海湖南岸的江西溝鄉(xiāng)，剖面出露約500 cm，植被為西北針茅、短花針茅草原。自地表至深度43 cm為高山草原植被覆蓋下的現(xiàn)代砂質(zhì)土壤層，含較多草根，43 — 90 cm為暗棕色古土壤層，較為致密，呈團塊狀；90 — 160 cm為砂質(zhì)黃土；160 cm以下為風成砂堆積，未見底（鄂崇毅等，2013）。

RYS1剖面位于日月山埡口東側(cè)，剖面約230 cm，表層30 cm為現(xiàn)代土壤層，上覆植被以矮嵩草為主，草根根系發(fā)達，有白色假菌絲體，30 — 190 cm為弱土壤發(fā)育層，土層為褐色，質(zhì)地為砂粉土，190 — 230 cm為黃土層，土壤呈粒狀結(jié)構(gòu)，稍緊實，土壤層230 cm下為分選較差呈棱角狀的礫石（Zhang et al，2020）。

RYS2剖面位于日月山埡口G109公路北側(cè)，整體深度為80 cm，顏色較為均一呈棕色，分層不明顯，表層30 cm的現(xiàn)代土壤層存在植被根系，30 — 72 cm的弱土壤發(fā)育層顏色為棕色，土樣較松散，72 cm以下含尖棱狀礫石（Zhang et al，2020）。

2 實驗方法

土壤粒度測量和磁化率測試實驗在青海師范大學的青海省自然地理與環(huán)境過程重點實驗室和青藏高原地表過程與生態(tài)保育教育部重點實驗室內(nèi)完成。

使用Mastersizer 2000型粒度儀進行粒度測試，粒度儀測量范圍為0.02 — 2000 μm。樣品采用比較成熟的前處理方法（鹿化煜和安芷生，1997）：將自然風干樣品混合均勻后采用四分法取樣（0.3 — 0.5 g）至小燒杯中，加入10 mL濃度為10%的H2O2，置于150℃加熱板上充分反應去除有機質(zhì)，加蒸餾水稀釋剩余的H2O2，防止與HCl反應生成Cl2；然后將加熱板溫度降至80℃，加入10 mL濃度為10%的HCl，充分反應去除碳酸鹽；待反應完全后，將燒杯注滿蒸餾水，靜置一夜；隔日抽掉上清液，并注入5 mL濃度為0.05 mol · L-1的(NaPO3)6分散劑，超聲震蕩后上機測試。

使用Bartington公司的MS2型磁化率儀測量黃土磁化率，測量步驟如下：首先對自然風干的樣品進行碾壓過篩，將樣品裝入圓柱形樣品盒，壓實、稱重；將儀器調(diào)至低頻測量狀態(tài)，測量背景值（空1），將樣品盒放入樣品槽，測試三次（lf1、lf2、lf3），取出樣品盒再次測量背景值（空2），由下式得到磁化率：

根據(jù)常用的粒徑分組方法把粒度分為＜4 μm（黏粒）、4 — 63 μm（粉砂）和＞63 μm（砂）三個部分，將301組粒度和磁化率數(shù)據(jù)使用SPSS 25.0進行相關性處理。

3 實驗結(jié)果與討論

3.1 各剖面粒度和磁化率指標的環(huán)境意義

經(jīng)過室內(nèi)粒度測試，所有剖面粒度組成皆以粉砂為主（圖2）。結(jié)合其他指標確定各剖面為風成黃土序列，與野外觀察一致。

圖2 粒度三角圖Fig. 2 Ternary diagram of GS

結(jié)合各剖面底部的年代結(jié)果（鄂崇毅等，2013；趙亞娟，2017；張晶等，2018；Zhang et al，2020），7個黃土剖面都形成于末次冰消期之后，早全新世有黃土堆積，中全新世發(fā)育弱土壤發(fā)育層和古土壤層，晚全新世有古土壤層、弱土壤發(fā)育層和黃土層發(fā)育（圖3）。因此這7個剖面可以反映該區(qū)域的氣候和成壤強度的變化過程，古土壤層和弱土壤發(fā)育層形成于氣候濕潤期的強成壤作用，黃土層和風砂層形成于氣候干燥期的弱成壤作用。

圖3 各剖面磁化率與粒度曲線Fig. 3 MS and grain size curve of each section

對比青海湖地區(qū)7個黃土剖面的砂粒、黏粒和磁化率的變化曲線，各剖面指標曲線存在明顯不同。

在全部剖面的現(xiàn)代土壤層中，粒度與磁化率的關系呈現(xiàn)多樣性，SNH粒徑粗、磁化率低，XPSD1、XPSD2粒徑粗、磁化率高，RYS1、RYS2粒徑細、磁化率低，JXG1粒徑細、磁化率高，彼此差異較大，可能與人類擾動有關。

JXG1、HMH、SNH三個剖面中，黃土層、風成砂層的粒徑粗、磁化率低，古土壤層、弱土壤發(fā)育層的粒徑細、磁化率高，磁化率和粒度曲線對比明顯，磁化率與黏粒含量趨勢相同但與中值粒徑、砂粒含量趨勢相反；RYS1、RYS2兩個剖面中弱土壤發(fā)育層粒徑細、磁化率較高，黃土層粒徑粗、磁化率低，磁化率和粒度曲線對比不明顯；XPSD1、XPSD2中，弱土壤發(fā)育層粒徑細、磁化率低，黃土層粒徑粗、磁化率高，磁化率和粒徑曲線對比明顯，磁化率與中值粒徑、砂粒含量趨勢相同但與黏粒含量趨勢相反。除XPSD1和XPSD2剖面，其他剖面土壤發(fā)育越強，粒徑越細，磁化率越高，與黃土高原黃土一致。

結(jié)合黃土高原粒度的環(huán)境意義（Ueno et al，2019；Kang et al，2020），可說明青海湖地區(qū)黃土粒度與氣候環(huán)境的關系：當氣候溫暖濕潤時，地表植被覆蓋度增加，植被發(fā)育較好，能夠接收更多的粉塵顆粒，積累有機質(zhì)，成壤作用強，發(fā)育土壤，土壤中的黏粒增多；當氣候寒冷干燥時，植被生長受到抑制，接收的粗顆粒較多，有機質(zhì)積累減少，成壤作用弱，土壤發(fā)育緩慢，成壤作用形成的黏粒減少。類似的情況在其他青海湖地區(qū)的風成記錄中也有體現(xiàn)，相對溫暖濕潤的中全新世細顆粒含量高，粗顆粒含量低，而寒冷的末次冰消期粗顆粒組分顯著增加，細顆粒明顯降低（Lu et al，2011；Lu et al，2015；E et al，2019）。

黃土中黏粒和磁化率可以指示成壤強度（An et al，1991；E et al，2019），三者呈正相關。青海湖地區(qū)黃土剖面中粒度指示意義明確，但XPSD1和XPSD2剖面中磁化率指標出現(xiàn)異常，說明磁化率的指示意義在該地區(qū)存在局限性。

結(jié)合前人的物源研究（曾方明，2016），本文排除物源對磁化率的影響，分析剖面其他信息（表1、表2），發(fā)現(xiàn)各剖面平均磁化率數(shù)值與海拔有一定聯(lián)系，黃土中磁化率指標異?？赡芘c海拔因素有關。

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

3.2 磁化率的海拔差異

通過對青海湖地區(qū)7個剖面中粒度和磁化率指標進行分析，該地區(qū)黃土中粒度指標意義較為明確，但高海拔黃土中磁化率指標異常，為進一步分析磁化率與粒度的關系，探求磁化率異常的原因，本文對剖面中的磁化率和不同粒度組分進行相關性分析（表3）。

表3 各剖面中低頻質(zhì)量磁化率與不同粒徑組分相關分析Tab. 3 Analysis of the composition of MS and different grain-size in each section

3.2.1 低海拔黃土剖面中的磁化率

在青海湖地區(qū)的較低海拔湖濱平原上3個黃土- 古土壤剖面（HMH、SNH、JXG1剖面）中磁化率—黏粒組分含量呈強正相關關系，說明磁化率的貢獻以黏粒為主，即細顆粒含量越高，磁化率數(shù)值越高。青海湖地區(qū)其他風成剖面也表現(xiàn)了類似的特征，即磁化率高值對應于高有機質(zhì)含量，高Rb / Sr，高化學蝕變指數(shù)（CIA）和低平均粒徑（Lu et al，2011；鄂崇毅等，2013；Lu et al，2015；E et al，2019）。磁化率和成壤作用關系密切，土壤中磁化率信號升高主要因為成壤作用增強導致的磁性礦物增加（Liu et al，2004；Deng et al，2005；Liu et al，2007；Nie et al，2010），青藏高原東北部黃土中的磁性礦物以磁鐵礦、磁赤鐵礦和赤鐵礦為主（王曉勇，2003），與黃土高原一致（Verosub et al，1993）。氣候濕潤的條件有利于成壤作用，地表土壤和掩埋土壤的磁性通常隨成壤過程中微米尺寸磁鐵礦和納米級磁赤鐵礦的形成而增強（Nie et al，2010；Torrent et al，2010a，2010b），在排水良好的有氧條件下，大顆粒的含鐵礦物會風化形成微米級的磁鐵礦和納米級磁赤鐵礦，且磁鐵礦易被氧化成磁赤鐵礦，增加磁化率信號（陳天虎等，2003；Nie et al，2010；Torrent et al，2010a，2010b；Liu et al，2013；Nie et al，2017），因此古土壤層中的磁化率會高于黃土層。考慮黃土高原中部黃土磁化率能夠有效指示夏季風變化，可間接說明青海湖低海拔黃土磁化率增強機制：氣候暖濕期時，成壤過程強，大顆粒的含鐵礦物會風化形成微米級的磁鐵礦和納米級磁赤鐵礦，磁鐵礦進一步氧化成強磁性的磁赤鐵礦，磁化率信號增強，磁化率值升高，磁鐵礦顆粒納米化過程導致黃土細顆粒（黏粒）增加；同時風力搬運的細顆粒會增加含鐵礦物的表面積，有利于風化、氧化形成磁性更高的磁赤鐵礦，磁化率信號增加。雖然青海湖地區(qū)比黃土高原中部平均海拔高，氣溫低，成壤作用弱，但在合適的氣候條件下依然有可能會發(fā)生上述過程，使土壤中的磁性物質(zhì)成分、狀態(tài)和結(jié)構(gòu)發(fā)生變化，磁赤鐵礦含量增加（Deng et al，2005；Liu et al，2005；Nie et al，2010），磁化率升高。

HMH、SNH、JXG1剖面中磁化率—中值粒徑呈強負相關而磁化率—砂組分呈現(xiàn)負的弱相關，即粗顆粒含量越高，磁化率值越低，由于青海湖地區(qū)砂組分含量指示風沙活動強度（Lu et al，2011；Chen et al，2016；E et al，2019），所以當氣候干燥時，風沙活動強烈，地表多裸露，生物作用減弱，不利于成壤作用，抑制黏粒生成，不利于磁性物質(zhì)的增加，同時風沙活動較強，沉積區(qū)接收物質(zhì)多為粗顆粒，雖然粗顆?？赡艽嬖谖镌磪^(qū)的磁鐵礦顆粒（Deng et al，2005；滕曉華等，2013），但沉積通量較大，對土壤中的磁化率具有一定的稀釋作用，同時快速沉積也增加成壤所需時間，黏粒增加變慢，磁化率信號降低。

此外，SNH、JXG1剖面中黃土磁化率 — 粉砂組分表現(xiàn)為中等正相關，而HMH剖面呈極弱負相關，存在差異，可能與磁性礦物的輸入有關，但缺乏具體的地球元素化學數(shù)據(jù)，無法進行解釋，擬在后期通過元素分析等手段進一步探究原因。

3.2.2 高海拔黃土剖面中的磁化率

海拔較高地區(qū)的RYS1、RYS2、XPSD1、XPSD2剖面中磁化率—粒度相關性差。RYS1、RYS2剖面磁化率—中值粒徑呈負相關，磁化率 —黏粒呈正相關，相關性都較低，表明此兩個剖面的磁化率可以反映一定程度環(huán)境變化過程和成壤作用，但是不敏感。XPSD1、XPSD2剖面磁化率 — 中值粒徑呈正相關，磁化率 — 黏粒呈負相關，相關性都較低，對環(huán)境變化和成壤作用信息反映不明確，與其他剖面對比明顯。

導致磁化率指標異常的原因較多，比如物源（Deng et al，2005；滕曉華等，2013）、溫度、降水（Nie et al，2010；Torrent et al，2010a；Liu et al，2013；Nie et al，2017）等。因為柴達木盆地是青海湖地區(qū)黃土的主要物源區(qū)（曾方明，2016），青海湖地區(qū)物源一致性較高，便可以排除物源的影響，所以導致磁化率指標異?？赡芘c海拔差異引起的溫度、降水、土壤含水量等不同有關，不妨稱這種現(xiàn)象為“磁化率的海拔效應”。青海湖地區(qū)“磁化率的海拔效應”的分界線在3300 — 3400 m，“磁化率的海拔效應”不僅影響磁化率對環(huán)境變化的指示意義，同時磁化率的數(shù)值也會隨海拔變化而改變（表2）：未達到分界線時磁化率隨海拔升高而增加，超過分界線時磁化率隨海拔升高而減少。

3.2.3 磁化率的海拔效應

“磁化率的海拔效應”可能與海拔引起的環(huán)境不同有關。一方面可能由于高海拔地區(qū)氣候相對寒冷，化學風化作用和成壤作用弱，成壤過程中產(chǎn)生黏粒組分較少，抑制含鐵礦物向磁鐵礦和磁赤鐵礦的轉(zhuǎn)化。另一方面，在青海湖流域，高海拔地區(qū)降水多（劉磊等，2017），并且3400 m以上生長著具有良好持水能力的高寒草甸（趙新全，2009），土壤含水量高（趙新全，2009；劉磊等，2017），土壤凍結(jié)時間長，經(jīng)常隨季節(jié)凍融變化而發(fā)生潛育化過程，在缺氧的條件下易處于還原環(huán)境，土壤中Fe3+向Fe2+轉(zhuǎn)化，土壤中的強磁性磁赤鐵礦溶解形成磁性相對較弱的磁鐵礦和較穩(wěn)定的弱磁性赤鐵礦（呂厚遠等，1994；Liu et al，2010；Torrent et al，2010b；Long et al，2011），甚至有可能被改造成針鐵礦等含有Fe2+的不完全反鐵磁性礦物（郭雪蓮等，2011），磁化率信號降低；同時鐵錳氧化物被溶解形成大量鐵、錳元素，F(xiàn)e2+、Mn2+因還原作用增多，F(xiàn)e2+和Mn2+易在土壤表面或土壤裂隙中形成氧化鐵膠膜和氧化錳膠膜，導致強磁性礦物向弱磁性礦物轉(zhuǎn)化（閆雪嬌等，2021），使得土壤磁化率降低，出現(xiàn)“磁化率的海拔效應”。

谷永建等（2019）對中國東部現(xiàn)代表層土壤進行磁化率分析，發(fā)現(xiàn)在年均溫12℃和年降水量1000 mm以下范圍時，磁化率隨著溫度和降水的增加而增加，而超過此范圍時，磁化率隨著溫度和降水的增加而減小，原因可能是磁性礦物之間相互轉(zhuǎn)化，即鐵的不同價態(tài)發(fā)生不同氧化 — 還原反應所導致（Long et al，2011；郭雪蓮等，2012）。同理，阿拉斯加和西伯利亞黃土在間冰期形成的古土壤中磁化率信號低，可能是因為還原環(huán)境導致磁性礦物被破壞，從而引起鐵不同價態(tài)轉(zhuǎn)化導致（Liu et al，1999；劉秀銘等，2007）。實驗表明，極端還原和氧化條件都會導致磁化率降低（顧兆炎等，2000；Balsam et al，2011），兩者呈類高斯分布關系，與降水量—磁化率關系圖（圖4）十分相似。

圖4 降水與亞鐵磁性礦物生成關系圖（改自Liu et al（1999））Fig. 4 Relationship between precipitation and formation of ferromagnetic minerals (modified form Liu et al (1999))

在青海湖地區(qū)，隨著海拔的變化，降水量、溫度、植被類型也發(fā)生改變，導致土壤含水量存在差異，所以土壤環(huán)境并不相同。雖然青海湖地區(qū)在年均溫12℃和年降水量1000 mm以下，但是由于區(qū)域氣溫較低，蒸發(fā)量較少，土壤凍融時間較長和土壤含水量較高，土壤的氧化還原環(huán)境不同，土壤磁化率會隨著海拔增加出現(xiàn)類高斯分布的情況（圖5），磁化率—海拔進行高斯擬合，發(fā)現(xiàn)拐點出現(xiàn)在3300 — 3400 m：低于3300 m地區(qū)的溫度、降水和土壤含水量適中，凍融時間較短，海拔升高有利于形成強磁性礦物，磁化率隨海拔升高而增加，磁化率和粒度（特別是黏粒）對古環(huán)境變化的指示意義明確；而高于3400 m的地區(qū)溫度較低，降水相對較多，蒸發(fā)量低，高寒草甸發(fā)育，土壤含水量較高，土壤凍融時間較長，土壤可能處于濕冷缺氧的還原環(huán)境，磁性礦物被破壞溶解，強磁性礦物減少，弱磁性礦物增加，磁化率隨海拔升高而降低，所以磁化率對環(huán)境的指示作用受到制約，表現(xiàn)出對氣候變化的不敏感。

圖5 降水、溫度、土壤體積含水量（改自劉磊等（2017））和磁化率與海拔關系圖Fig. 5 Relationship between altitudes and precipitation, temperature, VWC (modified from Liu L et al (2017)) and MS

該情況在青藏高原其他地區(qū)也可能存在，所以借助青藏高原的黃土中磁化率指標進行古氣候重建時，要考慮土壤含水量、植被等因子的影響。

4 結(jié)論

本文以青海湖地區(qū)7個典型的黃土剖面中301組數(shù)據(jù)作為研究對象，通過分析磁化率和各粒徑組成成分，探討磁化率和粒度之間的關系。

經(jīng)過分析，本文認為青海湖地區(qū)黃土中的磁化率指標存在“海拔效應”，出現(xiàn)海拔效應的高度為3300 — 3400 m。海拔低于3300 m的黃土中磁化率和粒度指標有良好的環(huán)境指示意義：氣候暖濕時，成壤作用強，黏粒增加，風力搬運的細顆粒多，磁性礦物積累，磁化率值上升；氣候干冷時，風力搬運粗顆粒多，砂含量增加，黏粒含量降低，成壤作用被制約，不利于磁性礦物的積累，磁化率值降低。海拔3400 m以上的黃土中粒度指標依然可以反映氣候變化，但磁化率指標出現(xiàn)異常，可能由海拔不同引起環(huán)境差異所致。

在青海湖地區(qū)，海拔低于3300 m的區(qū)域降水、溫度和土壤含水量適中，凍融時間較短，海拔升高有利于強磁性礦物增加，磁化率隨海拔升高而增加，磁化率和粒度對環(huán)境變化的指示意義明確；海拔高于3400 m的地區(qū)溫度較低，降水相對較多，蒸發(fā)量低，高寒草甸發(fā)育，土壤含水量較多，土壤凍融時間較長，土壤可能處于濕冷缺氧的還原環(huán)境，磁性礦物被破壞溶解，強磁性礦物減少，弱磁性礦物增加，磁化率隨海拔升高而降低，所以磁化率對環(huán)境指示作用受到制約，表現(xiàn)出對氣候變化響應不敏感的特征。

綜上，在青海湖地區(qū)，風成黃土的磁化率指標可能存在“海拔效應”，借助磁化率進行古氣候重建時要慎重，應該綜合考慮土壤含水量、植被等因子的影響。

致謝：感謝審稿人和編輯老師提出的寶貴修改意見和建議，感謝閆文亭碩士、楊龍碩士和趙亞娟碩士對野外工作的幫助。