巴基斯坦Bahawalpur黃土巖石磁學特征及磁化率變化機制研究

何玲珊， 劉秀銘， 馬明明， 毛學剛， A.R.Tabrez，呂鑌， 綦昕瑤， 師永輝

1 福建師范大學濕潤亞熱帶山地國家重點實驗室培育基地， 福州 350007 2 福建師范大學地理科學學院， 福州 350007 3 福建師范大學地理研究所， 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

黃土是地球上分布最為廣泛的沉積物之一，其產生、搬運、沉積以及堆積后成土過程與地球各圈層間緊密相連，是一份豐富的地質檔案記錄了各種古環境和古氣候信息(孫繼敏, 2020).磁化率被證明是黃土地層研究中指示古環境與古氣候變化的重要參考指標，利用磁化率等磁學參數可以將不同地區的黃土-古土壤序列進行對比(Rutter et al., 2003; Maher, 2016; 任翌成等, 2020)，從而研究過去氣候變化.但不同氣候環境條件的磁化率與成壤作用的關系可能不同，研究者也為此提出了多種磁化率變化機制.如溫帶干旱半干旱的黃土高原地區磁化率在黃土層中獲低值，古土壤層獲高值(Heller and Liu, 1982; Zhou et al., 1990)，可以用“成壤說”很好地解釋，表明成土過程中生成的細顆粒磁赤鐵礦是土壤磁性增強的主要原因(Liu et al., 2007)，但此模式有一定的適用范圍.高緯濕冷的阿拉斯加和西伯利亞地區(Begét and Hawkins, 1989; Zhu et al., 2000)磁化率與成壤強度呈現反相關關系，Begét(1990)將此歸因于“風速論”，認為磁化率受風速作用的影響，冰期風力大粗顆粒強磁性礦物多，導致黃土層磁化率增高；Liu等(2008)則用“濕潤性成壤模式”來解釋這種反相關關系，即過多水分造成的濕潤環境使強磁性礦物轉變為弱磁性礦物而導致古土壤層磁化率降低.可見，磁化率變化機制受不同環境不同氣候的影響，可能存在著巨大的差異.

巴基斯坦的黃土早有報道，但主要針對北部山區，包括波特瓦爾高地(Potwar Plateau)和西部低山區，涉及磁學特征(Akram et al., 1998)、粒度特征(Din and Yoshida, 1997)、年代學(Warwick and Wardlaw, 2007; Rendell and Townsend, 1988)及古環境變化(Bibi et al., 2020)等方面.磁學研究表明北部山區磁化率與成壤強度之間的關系不明確，上部地層磁化率與成土作用呈反相關關系，下部地層則呈正相關關系，但未解釋其磁化率變化機制(Akram et al., 1998).位于巴基斯坦和印度間的印度河—恒河平原一直被認為由恒河、印度河長期沖積而成，最近已有研究報道了印度恒河平原的風成黃土的存在(Liu et al., 2017)，但還未見巴基斯坦印度河流域的報道.不難發現巴基斯坦大部分地區的黃土研究仍較為薄弱，且磁學特征可能與黃土高原地區存在差異.因此，本文對采集于巴基斯坦印度河平原黃土狀沉積物的典型剖面進行系統的磁學參數研究，并結合粒度參數和漫反射光譜(DRS)，探討其磁學特征及磁化率變化機制，以期為該地區的古氣候研究提供新線索.

1 研究區概況與實驗方法

1.1 研究區概況及樣品采集

巴哈瓦爾布爾(Bahawalpur)地區位于巴基斯坦東北部旁遮普省，屬上印度河平原地區，境內約三分之二的面積被喬利斯坦沙漠(Cholistan Desert)覆蓋.喬利斯坦沙漠是印度大沙漠(Great India Desert，又稱塔爾沙漠)的延伸部分.其氣候類型為亞熱帶沙漠氣候，一年分為4—6月的熱季、7—9月的季風季、10—11月的轉換季和12—3月的冬季四個季節.1月平均氣溫為13 ℃，6月最高平均溫可達40 ℃以上.平均年降水量約為150～300 mm，以夏雨為主，多是暴雨，雨量集中在7—9月的西南季風季，占全年降雨量的60%～80%，印度大沙漠降水量在100 mm以下.

研究選取的Bahawalpur剖面(以下簡稱BH剖面)位于巴哈瓦爾布爾以南約2 km處(29°19′56″N，71°42′65″E，圖1a)，海拔62 m，處于印度河與喬利斯坦沙漠的過渡地帶.剖面厚6.55 m，未見底.地層基本呈穩定的水平層狀，古土壤層發育良好，可見數層黃土與古土壤交互層(圖1b).根據沉積物特征，將BH剖面劃分為7層，包括4層黃土層和3層古土壤層，其中PS(paleosol)代表古土壤層，LE(loess)代表黃土層：

①黃土層LE1，厚2.8 m，土黃色，細砂土，結構疏松，無層理，地表有現代植物根系.

②古土壤層PS1，厚0.5 m，褐黃色-褐棕色，粉砂-亞砂土，表面有銹黃色蟲孔和白色鈣膜.

③黃土層LE2，厚0.7 m，淺黃色-深黃色，亞砂土，質地均勻、疏松，無層理.

④古土壤層PS2，厚1.0 m，褐黃色-褐色，黏土，多蟲孔、根跡，表面可見白色鈣膜.

⑤黃土層LE3，厚0.8 m，淺黃色，粉砂土，結構疏松，表面有銹黃色及灰色斑塊.

⑥古土壤層PS3，厚0.65 m，深黃色-褐黃色，黏土，黃色物質呈斑狀分布.

⑦黃土層LE4，厚0.1 m，灰黃色，細砂土，質地粗，結構疏松.

本研究的主要地層段為LE1—PS3段，對該剖面按5 cm間距進行連續采樣，共獲樣品132個，并選取6個與其鄰近的印度大沙漠表土樣品作為對比.分別在1.8 m、3.9 m、5.5 m系統采集了3個光釋光樣品，測得年齡在0.5～42.5 ka之間(表1).根據前人研究(Akram et al., 1998；Rendell and Townsend, 1988)與地層年代對應，推測PS1對應于中國黃土-古土壤序列的S0和MIS 1，PS2對應于L1S和MIS 3，PS3對應于S1和MIS 5.

1.2 實驗方法

稱取適量研磨后的樣品用保鮮膜包緊后置于磁學測試專用聚乙烯樣盒中，低頻(470 Hz)磁化率(lf，如無特別說明，本文的為低頻磁化率)和高頻(4700 Hz)磁化率(hf)采用 Bartington MS2磁化率儀測量，并由公式：fd%=(lf-hf)/lf×100%計算得到百分比頻率磁化率(fd%).非磁滯剩余磁化強度(ARM)使用D-2000型交變退磁儀(設定交變場峰值為100 mT，直流場為100 μT)測量，之后在Molspin Minispin小旋轉磁力儀測量并由公式：ARM=ARM/100 μT計算得到非磁滯磁化率(ARM).不同場強的等溫剩磁(IRM)及飽和等溫剩磁(SIRM，SIRM=IRM1T)利用ASC IM-10-30脈沖磁力儀和Molspin Minispin小旋轉磁力儀測量，并由公式：S-ratio=-IRM-300 mT/SIRM×100%計算出S-ratio以及通過IRM-XmT線性內插獲得剩磁矯頑力(Bcr).典型樣品的磁化強度隨溫度變化曲線(M-T曲線)和磁滯回線由VFTB居里秤在空氣環境中測得，溫度變化為室溫至700 ℃.

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

圖1 研究區地理位置(a)及剖面圖(b)Fig.1 Location of study area (a) and the photo of the profile (b)

加熱前后的漫反射光譜使用島津UV-2600紫外/可見光分光光度計測試，測試波長范圍為400～700 nm，掃描間隔為1 nm，并對結果進行一階導數處理.樣品前處理及實驗流程見呂鑌等(2019).

粒度參數采用Mastersizer 3000激光粒度儀測試，測試范圍為0.02～1000 μm.測試前對樣品進行前處理以去除碳酸鹽和有機質，粒度前處理步驟見馬興悅等(2019).

以上實驗均在福建師范大學濕潤亞熱帶山地生態重點實驗室完成.

2 實驗結果

2.1 常溫磁學參數特征

常溫磁學參數及其比值可反映樣品磁性礦物的基本特征.如圖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之間，平均值為20.86×10-8m3·kg-1，與黃土高原相比偏低(郭雪蓮等, 2012)，但與南亞其他地方相差不大(Dar and Zeeden, 2020).磁化率與地層關系和中國黃土高原典型黃土剖面相反，表現在黃土層磁化率高，平均值為24.52×10-8m3·kg-1，古土壤層磁化率低，平均值為13.73×10-8m3·kg-1.且以PS2為界，在此下部磁化率低于上部，PS2為剖面磁化率最低值，說明樣品中亞鐵磁性礦物的含量偏低，尤其是古土壤層.圖2b為飽和等溫剩磁(SIRM)變化曲線，數值在38.52×10-5Am2·kg-1到352.20×10-5Am2·kg-1之間變化，與磁化率曲線呈現出良好的正相關關系，表明磁性礦物含量變化主導了磁化率變化(Thompson and Oldfield, 1986).非磁滯剩磁(ARM)對單疇(SD)顆粒的變化敏感，ARM均值僅為33.96×10-8m3·kg-1(圖2e)，數值整體較小，說明SD顆粒亞鐵磁性礦物含量總體不多.百分比頻率磁化率(fd%)能估算超順磁(SP)顆粒的相對含量(劉青松和鄧成龍, 2009)，當fd%<3%時，基本無SP顆粒存在.如圖2f所示，fd%均值小于2%，表明基本不含有SP顆粒的亞鐵磁性礦物.由于古土壤層磁化率大多低于20×10-8m3·kg-1，古土壤層fd%反映的可能是測量的誤差，不能用來說明黃土與古土壤之間SP顆粒相對含量的差異.剩磁矯頑力(Bcr)與S-ratio常用做判斷磁性礦物軟硬程度的指標.S-ratio平均值為80.22%，其中黃土層平均值為87.08%，古土壤層平均值為66.18%(圖2c).BH剖面Bcr介于32.50～146.52 mT(圖2d)，Bcr在LE1最低，平均值為37.12 mT，在PS2最高，平均值為75.98 mT.S-ratio形態與Bcr的變化趨勢表明，古土壤層比黃土層含有更高比例的硬磁性礦物.

圖2 BH黃土剖面常溫磁學參數隨深度變化曲線Fig.2 Room temperature magnetic parameter curves plotted against depth of BH section

圖3為BH剖面不同地層典型樣品與印度大沙漠表土樣品的磁滯回線，大部分樣品經順磁校正后的曲線在300 mT磁場時基本閉合，但當磁場繼續增加，曲線形態波動，表明樣品中含有亞鐵磁性礦物，但含量偏少，磁性偏弱.黃土樣品(圖3a、3c、3e)和沙漠樣品(圖3g、3h)的磁滯回線都呈“S”型.上部黃土樣品LE1、LE2和沙漠樣品相似，磁滯回線呈陡直形態，顯示有較多亞鐵磁性礦物主導其磁性變化，而下部黃土樣品LE3磁滯回線形態顯示樣品所含鐵磁性礦物甚少，順磁性礦物對其影響較大.古土壤樣品除PS1(圖3b)有較明顯磁鐵礦特征外，PS2、PS3(圖3d、3f)校正后的磁滯回線基本呈直線，表明古土壤層，尤其是下部古土壤層順磁性礦物含量多，只含有少量的亞鐵磁性礦物.

圖3 BH剖面典型樣品與沙漠樣品磁滯回線(實線為原始曲線，虛線為順磁校正后曲線)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 高溫磁學特征

利用磁化強度隨溫度變化曲線(M-T曲線)可以判斷樣品中磁性礦物的種類(Liu et al., 2005; 敖紅和鄧成龍, 2007).圖4為BH剖面不同地層典型樣品和沙漠表土樣品的M-T曲線.M-T曲線顯示：黃土樣品(圖4a、4c、4e)和古土壤樣品PS1(圖4b)的加熱和冷卻曲線的居里點均為580 ℃，指示了磁鐵礦的存在，PS2、PS3(圖4d、4f)則無明顯的居里點，說明以順磁性礦物為主.LE1和LE2加熱曲線位于冷卻曲線之上，可能與加熱過程中磁赤鐵礦轉化為赤鐵礦有關(Liu et al., 1999).而PS2和PS3冷卻曲線位于加熱曲線之上，說明加熱過程中有弱磁性礦物(如含鐵硅酸鹽)向強磁性礦物轉化.黃土樣品LE2、LE3和古土壤樣品PS1、PS2加熱曲線從室溫到120 ℃下降，120～300 ℃升高，可能是由于針鐵礦在加熱過程中轉化為磁赤鐵礦造成磁化強度增強.沙漠樣品(圖4g、4h)也顯示出580 ℃的居里點，表明存在磁鐵礦，與LE1相差不大，說明LE1階段可以代表現今印度大沙漠邊緣地區的磁學信號.所有樣品的磁化強度在溫度達到磁鐵礦居里點之后仍未降至0，反映出樣品中可能還含有其他硬磁性礦物(如赤鐵礦).

圖4 BH剖面典型樣品與沙漠樣品M-T曲線(黑線表示加熱曲線，灰線表示冷卻曲線)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 漫反射光譜特征

熱磁曲線受多種磁性礦物影響，導致針鐵礦、赤鐵礦等弱磁性礦物信號可能被掩蓋，漫反射光譜的一階導數可以有效識別針鐵礦和赤鐵礦并進行定量或半定量分析.通常情況下，赤鐵礦一階導數特征峰位于565～575 nm，針鐵礦則為535 nm的主峰和435 nm的次峰，特征峰隨其含量的增加而升高且向高波長方向移動(周瑋等, 2007; 劉力等, 2020).BH剖面代表性樣品的漫反射光譜一階導數曲線如圖5所示，黃土和古土壤樣品主要顯示出435 nm和520 nm的針鐵礦特征峰，針鐵礦主峰偏離535 nm，且次峰高于主峰.可能是由于剖面中黏土礦物含量高，其產生的基體效應導致針鐵礦主峰向低波長方向移動(季峻峰等, 2007)，同時黏土礦物440 nm的特征峰也會對針鐵礦的次峰產生增強效應，導致次峰高于主峰.為減少黏土礦物對針鐵礦漫反射光譜的干擾，對樣品加熱300 ℃后進行測量.加熱后樣品的一階導數曲線針鐵礦特征峰消失，取而代之的是440 nm的黏土礦物特征峰和565 nm的赤鐵礦特征峰，表明樣品中含有針鐵礦，在加熱過程中轉變為赤鐵礦，并且加熱前435 nm的特征峰也確有黏土礦物的貢獻.加熱前古土壤層針鐵礦主峰峰高高于黃土層，與黃土高原相反，峰位也出現在更大的波長位置，顯示出古土壤層針鐵礦的含量高于黃土層.我們用針鐵礦對應的一階導數主峰的峰高(h(Hm))來半定量針鐵礦的相對含量，BH剖面針鐵礦相對含量與磁化率的比值如圖6所示.比值在古土壤層高，黃土層低，說明針鐵礦在古土壤層對磁化率的相對貢獻高.

圖5 BH剖面代表性樣品的漫反射光譜一階導數曲線(ori代表加熱前樣品，300 ℃代表300 ℃加熱后樣品)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 ℃)

圖6 BH剖面針鐵礦一階導數主峰峰高(h(Hm))與磁化率()比值隨深度變化曲線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

粒度可以用來指示沉積物的搬運動力、沉積環境和成壤作用(Li et al., 2018; 楊石嶺和丁仲禮, 2017).如圖7a所示，BH剖面中值粒徑d(0.5)總體介于7.55～104.88 μm之間，平均值為59.92 μm.黃土層與古土壤層的d(0.5)差異大，黃土層顆粒平均值為78.13 μm，整體較粗，而古土壤樣品的平均值為21.06 μm，不到黃土層粒徑的三分之一.古土壤層以粉砂為主，2～63 μm組分平均含量為76.29%，而黃土層以粉砂和極細砂為主，>63 μm組分平均含量為61.97%(圖7c、7d)，與野外考察發現黃土層粗顆粒組分含量多較為符合.細顆粒組分(<2 μm)與粗顆粒組分(>63 μm)表現出明顯的反相關關系，反映了BH剖面粒度組分變化趨勢可能與黃土高原相同，粗顆粒組分和細顆粒組分分別受風力和成壤作用的影響(鹿化煜和安芷生, 1998).BH剖面<2 μm組分含量黃土層(平均為2.54%)明顯少于古土壤層(平均為8.25%)(圖7b)，說明古土壤層顆粒細，成壤作用強.曲線總體趨勢與黃土-古土壤地層對應良好，古土壤層顆粒相比黃土層顆粒更細.

圖7 BH剖面粒度參數隨深度變化曲線Fig.7 Particle size parameter curves plotted against depth of BH section

3 討論

3.1 巴基斯坦黃土的沉積環境

磁性特征與沉積物來源存在著密切的關系，因此在研究磁學特征及其變化之前需要對沉積環境進行分析.BH剖面的粒度參數與地層對應良好，黃土層粗顆粒含量多，古土壤層細顆粒含量多(圖8)，與典型黃土剖面一致，暗示了氣候旋回對黃土沉積和沉積后成壤作用的深刻影響.圖8a、8b分別為巴基斯坦黃土和古土壤樣品的粒度頻率分布曲線，顯示其粒度分布范圍在0～350 μm，眾數粒徑集中在15～95 μm.分布形態呈現多峰偏負態非對稱分布，全部樣品都在1～2 μm有一個小峰，主峰偏向粗顆粒一側，與西峰樣品(圖8c、8d)相似，指示著BH剖面沉積物的風成成因.

圖8 BH剖面(a，b)和西峰剖面(c，d)黃土-古土壤粒度頻率分布曲線Fig.8 Particle-size frequency distribution curves of loess-paleosol from BH section (a, b) and Xifeng section (c,d)

古土壤樣品除PS1含有少量粗顆粒外，其他樣品的主峰出現在10～30 μm，與西峰古土壤樣品相差不大.但與西峰黃土樣品相比，巴基斯坦黃土樣品的粒度偏粗，其LE1、LE2樣品的主峰達到了100 μm.Vandenberghe(2013)認為粗粉砂和細砂在向沙地或沙丘帶過渡的邊緣黃土地區占主導地位，例如，在黃土高原北部沙漠邊緣地區，沉積黃土的主要粒度組分為細砂(丁峰等, 2017)，與黃土高原南部黃土明顯不同(丁仲禮等, 1998).印度Jaipur附近風成黃土的中值粒徑可達48～68 μm(Liu et al., 2017).Pye(1987)提出>63 μm的砂級顆粒組分以躍移方式搬運，只能在幾厘米到幾米的垂直高度和水平方向上移動.LE1中>63 μm的組分約占70%，為砂黃土，沉積速率快.LE2粒度較西峰黃土粗以及PS1含有粗顆粒，表明含有更多的近源粗顆粒物質，可能是由于采樣地處于印度大沙漠邊緣(圖1a)的緣故.

3.2 巴基斯坦黃土-古土壤磁學特征差異

BH剖面磁化率值總體低于黃土高原，磁化率最大的LE1均值也僅為28.37×10-8m3·kg-1，與黃土高原西北部最不發育的黃土層相差不大(劉現彬等, 2012)，但典型剖面如西峰強發育古土壤層磁化率可達300×10-8m3·kg-1以上，BH剖面與其相比相差一個數量級.對6個印度大沙漠表土樣品的磁化率測量顯示，均值為37.09×10-8m3·kg-1.低于與黃土高原相鄰的騰格里沙漠邊緣表土樣品的磁化率(均值為63.80×10-8m3·kg-1)(李平原等, 2012)，源區的亞鐵磁性礦物含量較少造成BH剖面黃土沉積物的磁性偏低.但沙漠樣品磁化率與BH剖面黃土層相差不大，說明黃土層基本沒有明顯的成壤作用.與物源的影響相比，黃土高原成壤作用是磁化率增大的重要原因，成壤生成的細顆粒磁赤鐵礦使得古土壤層磁化率比黃土層增大近十倍.而BH剖面黃土層磁化率出現高值，古土壤層磁化率值低，與黃土高原典型剖面磁化率與地層的關系相反.

磁性礦物種類和含量方面，對比黃土與古土壤的磁學特征，可以發現黃土層的M-T曲線與沙漠樣品相似，都顯示了580 ℃的居里點，表明以磁鐵礦為主.除此之外，還含有少量磁赤鐵礦.古土壤層除PS1顯示出居里點外，其余都只表現出順磁性礦物的特征，表明樣品中磁鐵礦含量少，或者幾乎不含磁鐵礦.而DRS結果(圖5、圖6)顯示了古土壤層針鐵礦含量高于黃土層，對磁化率的相對貢獻程度也高于黃土層，說明黃土層與古土壤層所含的磁性礦物種類和含量不完全一致，黃土層以磁鐵礦為主，還含有少量磁赤鐵礦和針鐵礦，古土壤層則是以針鐵礦為主，含有順磁性礦物和極少量的磁鐵礦.

圖9 BH剖面黃土樣品和沙漠樣品Dearing圖Fig.9 Dearing plots of BH section loess samples and desert samples

3.3 巴基斯坦黃土-古土壤磁化率變化機制

目前解釋磁化率與成壤強度呈反相關關系的主要機制有“風速論”和“濕潤性成壤模式”.“風速論”強調磁化率受風速作用的影響，直觀地表現為粒度與磁化率的正相關關系(Zeng et al., 2019).BH剖面粒度特征在黃土層粗，在古土壤層細，似乎符合“風速論”模式.然而，“風速論”的應用前提應當是以物理風化為主，至少沒有明顯化學變化的黃土-古土壤剖面.磁性礦物一旦被成土改變，不同于沉積時受風力影響的原始磁性礦物，那么“風速論”就失去了應用前提(劉秀銘等, 2011).巴基斯坦BH剖面可以直觀地觀察到黃土-古土壤的交互層，且存在根跡、蟲孔、白色鈣膜等古土壤特征，黃土層和古土壤層的磁性礦物種類和含量也不完全一致，說明風積物降落后已經受到改造.因此，“風速論”可能不適合整個BH剖面磁性特征的解釋.

圖10 BH剖面磁化率與其它磁學參數相關關系(黑色圓點代表>12.8×10-8m3·kg-1樣品，灰色圓點代表<12.8×10-8m3·kg-1樣品)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)對印度恒河平原風成黃土的研究表明黃土主要是由印度夏季風從沙漠搬運而來，與中國及西伯利亞地區主要由冬季風搬運而來完全不同，夏季風帶來沉積物的同時也帶來更多的降水.BH剖面位置與之相似，都位于夏季盛行風的下風向，黃土可能也由西南季風搬運而來.野外觀察也發現巴基斯坦的古土壤呈現褐色-褐黃色，不同于黃土高原古土壤的紅褐色，說明與黃土高原的沉積環境不同.因而，BH剖面黃土-古土壤地層可能蘊含著印度西南季風的信息，磁化率與黃土-古土壤地層的對應關系也不能單純的套用已有的各種模式，值得以后進一步探究.

4 結論

本文對巴基斯坦Bahawalpur黃土-古土壤剖面進行系統的環境磁學研究，并結合粒度和漫反射光譜綜合分析，是對印度河平原風成黃土在巴基斯坦境內的首次報道，主要得出以下結論：

(1)BH剖面黃土層主要的載磁礦物為磁鐵礦，同時含有少量磁赤鐵礦和針鐵礦，磁性顆粒以原生的MD和PSD顆粒為主.相對于黃土層，古土壤層則是以針鐵礦為主，含有順磁性礦物和少量磁鐵礦.表明古土壤層經歷了明顯的成土改造作用.

(2)黃土-古土壤磁化率的變化趨勢與中國黃土高原相反，磁化率的變化可能存在一個閾值12.8×10-8m3·kg-1，在閾值之上，強磁性礦物(磁鐵礦、磁赤鐵礦)占主導；閾值之下，以弱磁性礦物(主要是針鐵礦)為主，這種磁性礦物的轉變可能導致磁化率降低.