漢江上游階地黃土磁學特征研究*

閆雪嬌，周亞利，黃春長，龐獎勵，劉麗方，羊俊敏，孫曉巍，張岳敏

（陜西師范大學地理科學與旅游學院，西安 710062）

1 材料與方法

1.1 研究去概況

漢江是長江第一大支流，北有秦嶺山脈，南以大巴山為屏，其源頭位于陜西省寧強縣，自西向東經漢中盆地、安康盆地、鄖縣盆地，于武漢江口匯入長江（圖1）。漢江上游是指丹江口水庫以上河段，地處泰巴山區西段，屬于北亞熱帶邊緣濕潤性季風氣候區，年均溫15℃以上，近50 年來年均降水量863 mm，但因受季風氣候影響，降水多集中在6—9月。漢江上游河谷盆地發育1～4 級河流階地及河漫灘堆積，分別高出漢江平均水面5～15 m，28～40 m，60～110 m 以及130 m 左右，其中三級階地因出露地表時間長，受到后期的流水分割，大都被侵蝕為平緩長梁與孤立丘陵，僅有零星分布。本文選擇漢江上游的黃坪村剖面（HPC）（110.72°E，32.83°N，海拔 207 m）和高客站剖面（GKZ）（108.95°E，32.70°N，海拔310 m）作為研究對象，這兩個剖面均位于漢江左岸三級河流階地上，天然出露于三級階地前沿，階地面平坦且寬闊，高出漢江平均水位60～70 m，河漫灘二元結構之上覆蓋有風成堆積，界限明顯，層位清晰，具有典型的黃土-古土壤旋回。黃坪村剖面位于湖北省鄖縣柳陂鎮，年平均氣溫13～16℃，年平均降水量和蒸發量分別為824 mm 和1 520 mm，剖面厚25.2m，共發育8層古土壤，8 層黃土。高客站剖面位于陜西省安康市高速客運站附近，年均溫15～17℃，年均降水量1 050 mm，蒸發量1 287 mm，剖面厚16.1 m，共發育5 層黃土，4 層古土壤層。兩剖面地層沉積特征見表1，顏色描述采用標準比色卡。經古地磁年齡測定，HPC 剖面底部年齡為1.05 Ma，GKZ 剖面底部年齡不超過0.78 Ma（數據未發表），均是在早更新世晚期以后發育的，同屬一個地質時期，沉積環境基本相似，因此可以用它來作對比。

圖1 漢江上游地區概況圖Fig. 1 Map of the upper reaches of the Hanjiang River valley，China

表1 HPC、GKZ 地層沉積特征描述Table 1 Description of the stratigraphic sequences of HPC and GKZ Profile

續表

1.2 樣品采集與方法

以10 cm 間隔分別對黃坪村剖面和高客站剖面采集粉末樣品和古地磁樣品，用于沉積學、磁學特征和磁性地層學研究。在實驗室中，將樣品自然風干后，用Bartington MS2 型雙頻（470 Hz 和4 700 Hz）磁化率儀分別測量樣品的低頻和高頻磁化率，然后轉換為低頻質量磁化率（即磁化率，χ）和高頻質量磁化率（χ）。頻率磁化率（χ）根據公式：χ=χ-χ計算獲得。根據磁化率和野外地層沉積特征，兩個剖面各選取6 個代表性樣品，進行熱磁曲線、磁滯回線（LOOP）、等溫剩磁（IRM）獲得曲線的測量。熱磁曲線采用AGICO 公司生產的MFK1 FA 型卡帕橋及CS-3 溫度控制系統測量，為了防止發生氧化反應，整個測量過程在氬氣環境中進行，從室溫逐步加熱至700℃。磁滯回線、等溫剩磁獲得曲線及矯頑力曲線用MicroMag 3 900 振動磁力儀測試，外加最大場為 1.0T，儀器靈敏度為5×10Am，在去除了順磁性礦物的影響后，得到飽和磁化強度（Ms）、飽和剩磁（Mrs）和矯頑力值（Bc），剩磁矯頑力（Bcr）通過矯頑力曲線得到，以上試驗在中國科學院地球環境研究所環境磁學實驗室完成。地球化學元素采用荷蘭Panalytical 公司生產的X-Ray 熒光光譜儀PW2403 測定，整個實驗過程在陜西師范大學完成。

2 結 果

2.1 磁化率（χlf）和頻率磁化率（χfd）

磁化率與樣品中磁性礦物的含量、種類和粒徑有關，可以反映樣品中鐵磁性礦物的總體含量，土壤形成期間的氣候和降水量、成壤作用持續時間以及沉積物源區的性質，均會影響磁化率值的大小。圖2 顯示了HPC 剖面和GKZ 剖面磁化率值隨深度變化的特征，總體上來看，兩剖面存在一定的相似性，即不同于典型黃土地區，磁化率高值對應于古土壤層，低值對應于黃土層的特征，兩剖面均存在磁化率值與地層不對應的情況，具體表現在有的層位黃土磁化率值高于古土壤。就單個剖面而言，HPC 磁化率（圖2a）變化范圍為8.00×10～202.50×10m·kg，平均值為30.30×10m·kg，古土壤平均值為32.81×10m·kg，黃土平均值為25.10×10m·kg；GKZ（圖2c）最高值為67.70×10m·kg，最低值為 7.60×10m·kg，平均值為19.13×10m·kg，古土壤平均值為18.60×10m·kg，黃土平均值為19.45×10m·kg。HPC 剖面古土壤磁化率值高于黃土，而GKZ 剖面古土壤與黃土磁化率相差不大，且黃土略大于古土壤。此外，HPC 剖面無論是總體磁化率平均值還是黃土、古土壤磁化率平均值，均大于GKZ，表明HPC 剖面樣品中鐵磁性礦物總體含量高于GKZ 剖面，該地區黃土物源區的磁性較強，或者沉積后經受的風化和成土作用更為強烈。

頻率磁化率（χ）可以看作反映超順磁性（SP）顆粒含量的指標。HPC 剖面頻率磁化率（圖2b）變化范圍為0.2×10～21.0×10m·kg，平均值為2.27×10m·kg，GKZ 剖面（圖2d）變化范圍為0.03×10～8.20×10m·kg，平均值為0.92×10m·kg，遠低于HPC 剖面，表明GKZ 剖面相對于HPC 剖面樣品中SP 顆粒含量低，對磁化率的貢獻相對較小。此外，在GKZ 剖面中，古土壤的頻率磁化率要略高于黃土，說明在該地區頻率磁化率似乎較磁化率能更好地區分黃土與古土壤層。從兩剖面磁化率與頻率磁化率的相關關系圖看（圖3），HPC剖面相關系數為0.83，GKZ 剖面為0.87，兩剖面高度的相關性表明SP 顆粒對磁化率的貢獻顯著。

圖2 HPC、GKZ 剖面磁化率和頻率磁化率隨深度變化Fig. 2 Plot showing variation of susceptibility（χlf）and frequency-dependent susceptibility（χfd）with depth in Profiles HPC and GKZ

圖3 HPC、GKZ 剖面磁化率和頻率磁化率相關關系圖Fig. 3 Correlation between susceptibility（χlf）and frequency-dependent susceptibility（χfd）in Profiles HPC and GKZ

2.2 熱磁曲線

不同磁性礦物因其居里溫度不同，因而在加熱過程中表現出不同特征。利用熱磁曲線可有效識別磁性礦物的類型及其在加熱過程中的轉化規律。從圖4 可以看出，兩個剖面的代表性樣品均在加熱至磁鐵礦的居里點附近，即580℃左右時，磁化率值突然降低，表明磁鐵礦是主要的載磁礦物，580℃之后部分樣品的磁化率值仍然未變為零，說明樣品中也普遍存在一定量的赤鐵礦，這些赤鐵礦可能是在加熱過程中生成的。而所有樣品的冷卻曲線均位于加熱曲線之上，指示在加熱過程中有新的磁性礦物生成。在冷卻過程中，磁化率值在580℃左右急劇增加，表明新生成的磁性礦物仍以磁鐵礦為主。磁化率低的樣品（磁化率值：圖4a＞圖4b＞圖4c，圖4d＞圖4e＞圖4f）冷卻曲線更加高于加熱曲線，磁化率增加量更多，表明樣品中含有更多可以轉化為強磁性礦物的成分。

HPC 剖面中，磁化率高值樣品（HPC-1.1 m）（圖4a）從室溫加熱至260℃的過程中，加熱曲線緩慢升高，可能是由于樣品中含有針鐵礦或纖鐵礦，在加熱過程中脫水轉化為了磁赤鐵礦；加熱至300～450℃，磁化率快速下降，可能是由于強磁性、亞穩定的磁赤鐵礦轉化為了弱磁性、熱穩定的赤鐵礦；繼續加熱至580℃左右時，樣品的磁化率下降至最低，表明磁鐵礦是主要的載磁礦物。磁化率中值樣品（HPC-16.3 m）（圖4b）加熱曲線在100℃附近出現一個凹坑，指示樣品中存在針鐵礦；同時，加熱曲線和冷卻曲線在500～700℃之間基本重合，冷卻曲線在500℃以上逐漸升高，表明在加熱過程中生成了新的磁性礦物。磁化率低值樣品（HPC-8.8 m）（圖4c）在350℃之前隨溫度的升高加熱曲線緩慢下降，350℃之后磁化率逐漸升高，并在約410℃時達到一個峰值，之后又逐漸下降，可能是因為樣品中有機質因加熱而分解的原因。

GKZ 剖面樣品的加熱曲線比較相似（圖4d，圖4e，圖4f），均是在400℃之前，由于磁赤鐵礦受熱向赤鐵礦轉化，使得磁化率下降，400℃之后磁化率迅速上升，在510℃左右達到峰值，可能是因為一些非磁性物質（如黏土礦物、含鐵硅酸鹽礦物、含鐵水合物）在加熱過程中分解成了新的磁性較強的礦物。磁化率最高的樣品（GKZ-3.0 m）（圖4d）在400℃之前磁化率下降最快，但400～510℃之間峰值不明顯，說明該樣品中含有更多的磁赤鐵礦以及較少的能夠生成強磁性礦物的物質。同樣這些樣品的冷卻曲線在580℃迅速上升，在室溫下顯示較加熱前高幾倍的磁化率，也可證實加熱過程中形成了強磁性礦物。

圖4 HPC、GKZ 剖面代表性樣品的熱磁曲線Fig. 4 Thermomagnetic curves of the representative samples from Profiles HPC and GKZ

2.3 等溫剩磁獲得曲線及反向退磁曲線

軟磁性礦物（如磁鐵礦、磁赤鐵礦等）和硬磁性礦物（如赤鐵礦、褐鐵礦等）在常溫下達到飽和時所需要的磁場強度不同，軟磁性礦物易在較低磁場范圍內（0.3T）飽和，硬磁性礦物則在1T 甚至更高磁場下也很難飽和。根據磁性礦物在常溫下達到飽和時所需磁場強度的不同，可區分樣品中的軟磁性組分和硬磁性組分。在最大場強為1.0T 的連續可變外磁場中對代表性樣品做等溫剩磁獲得曲線（圖5a 和圖5c），結果表明：在0.3T 以下，隨著磁場的增加，所有樣品的等溫剩磁獲得曲線快速增長，0.3T 以后，曲線增長幅度減弱，但直至0.5T 仍未飽和，說明樣品中含有一定量的高矯頑力磁性礦物。如表2 所示，兩個剖面黃土樣品在0.3T 時的等溫剩磁所占比例均高于古土壤樣品，說明黃土較古土壤中富集了更多的軟磁性礦物。

對樣品施加反向磁場，將飽和等溫剩磁降低至零，得到反向退磁曲線（即矯頑力曲線），從而獲得剩磁矯頑力（Bcr）。由圖5b，圖5d 及表2 可以看出，GKZ 剖面黃土的剩磁矯頑力均小于古土壤，且與磁化率及0.3T 時等溫剩磁所占比例大致呈負相關，與等溫剩磁所反映的黃土中含有更多軟磁性礦物一致；而HPC 剖面則無此變化，剩磁矯頑力最高值與最低值均出現于古土壤（HPC-17.9 m 和HPC-16.3 m），與磁化率也無明顯相關關系，不能很好地反映黃土-古土壤中的軟硬磁組分。但總體而言，兩個剖面樣品的剩磁主要由低矯頑力的軟磁性礦物所貢獻，但同時也不能忽略高矯頑力的硬磁性礦物對剩磁的貢獻。

表2 HPC 和GKZ 剖面代表性樣品磁性參數比較Table 2 Comparison between the representative samples from Profiles HPC and GKZ in magnetic parameter

圖5 HPC、GKZ 剖面代表性樣品等溫剩磁獲得曲線和反向退磁曲線Fig. 5 IRM acquisition curves（a，c）and their reverse field demagnetization curves（b，d）of the representative samples from Profiles HPC and GKZ

2.4 磁滯回線和磁滯參數

磁性礦物的種類不同，所呈現出的磁滯回線的形狀也有差異。為便于對比，將0.5T 之前的磁滯回線部分放大，0.5T 之后的省略，來分析兩個剖面的磁滯回線特征。從圖6 可以看出，兩個剖面所有樣品的磁滯回線均呈S 型，線形瘦長，HPC 剖面樣品的磁滯回線（圖6a，圖6b，圖6c）均在0.5T 以內閉合，GKZ 剖面磁滯回線（圖6d，圖6e，圖6f）相較于HPC 表現出寬而緩的特征，到0.5T 以后才開始趨向閉合，說明HPC 剖面樣品中的磁性礦物主要為低矯頑力的磁鐵礦、磁赤鐵礦，但仍然含有部分高矯頑力礦物，而GKZ 剖面樣品以高低矯頑力礦物的混合為主要特征，且個別樣品以高矯頑力礦物占主導地位。HPC 剖面中弱發育古土壤（HPC-1.1 m）（圖6a）線形最細，黃土（HPC-18.5 m）（圖6c）次之，強發育古土壤（HPC-17.9 m）（圖6b）線形相對平緩；GKZ 剖面則黃土（GKZ-3.0 m）（圖6f）線形最細，強發育古土壤（GKZ-4.4 m）（圖6d）次之，弱發育古土壤（GKZ-6.2 m）（圖6e）最為平緩（此處強發育古土壤和弱發育古土壤依據表1 和表3 區分），說明黃土中含有更多的低矯頑力磁性礦物，與等溫剩磁曲線和剩磁矯頑力曲線得出的結論一致。

圖6 HPC、GKZ 剖面代表性樣品的磁滯回線圖Fig. 6 Hysteresis loops of the representative samples from Profiles HPC and GKZ

以樣品的Bcr/Bc 和Mrs/Ms 分別為坐標橫軸和縱軸做Day 圖，以此來反映樣品中磁性礦物的粒徑特征。根據 Thompson 和 Oldfield的定義：Mrs/Ms＞0.5 且 Bcr/Bc＜1.5 為單疇（SD）顆粒；Mrs/Ms＜0.1 且Bcr/Bc＞4 為多疇（MD）顆粒；介于這兩者之間的為準單疇（PSD）顆粒。從圖7 可以看出GKZ 剖面的所有樣品均落在準單疇（PSD）區域內，HPC 剖面除HPC-1.1 m 落在超順磁（SP）區域內，HPC-25.2 m 落在多疇區域內外，其余樣品均落在準單疇區域內。

圖7 HPC、GKZ 剖面代表性樣品的Day 氏圖Fig. 7 Day diagrams of the representative samples from Profiles HPC and GKZ

2.5 地球化學參數

Rb/Sr 比值，化學蝕變指數 CIA（AlO/（AlO+MgO+CaO+NaO）×100），硅鋁率 SA（SiO/AlO），硅鋁鐵率SAF（SiO/（AlO+FeO），風化淋溶指數（ba 指數=（KO+NaO+CaO+MgO）/AlO）以及殘積系數（（AlO+FeO）/（CaO+MgO+NaO））可以從不同角度反映黃土化學風化成壤強度，其中Rb/Sr 比值、CIA 值和殘積系數與風化成壤強度呈正相關，硅鋁率（SA）、硅鋁鐵率（SAF）與風化淋溶（ba）指數則與風化成壤強度呈負相關。由表3 可以看出，GKZ 剖面Rb/Sr 比值、CIA 值、殘積系數平均值均大于HPC 剖面，硅鋁率、硅鋁鐵率、ba 指數平均值則均小于HPC 剖面，說明GKZ剖面經歷了更為強烈的風化成壤作用。HPC 剖面各指標均顯示古土壤成壤作用強于黃土，GKZ 剖面除硅鋁率和硅鋁鐵率外，其余指標也顯示古土壤成壤作用更強。HPC 和GKZ 剖面四個代表性古土壤樣品（HPC-1.1 m，HPC-17.9 m，GKZ-4.4 m，GKZ-6.2 m）所在層位的地球化學參數表明，HPC 剖面15.3～18.3 m 處古土壤發育程度強于0.5～3.6 m 處古土壤，GKZ 剖面4.1～4.9 m 處古土壤發育程度強于5.9～8.7 m 處古土壤，與野外觀察到的地層沉積特征顯示結果一致。

表3 HPC 和GKZ 剖面地球化學參數比較Table 3 Comparison between Profiles HPC and GKZ in geochemical parameters

3 討 論

3.1 漢江上游黃土的磁學特征

已有的研究表明，在黃土高原地區，黃土-古土壤中的磁性礦物主要是磁鐵礦、磁赤鐵礦、赤鐵礦和針鐵礦，且主要載磁礦物為磁鐵礦、磁赤鐵礦。對漢江上游兩個剖面樣品進行磁學特征分析，結果表明黃土沉積物中既含有亞鐵磁性礦物（如磁鐵礦和磁赤鐵礦），也含有反鐵磁性礦物（如赤鐵礦），但以亞鐵磁性礦物為主，與黃土高原研究結果一致。兩個剖面的χ-T 曲線均出現580℃的居里溫度，表明黃土中的載磁礦物以磁鐵礦為主，但580℃之后部分樣品仍存在一定的值，說明樣品中含有一定量的反鐵磁性礦物。從兩個剖面樣品冷卻曲線高于加熱曲線的程度來看，均表現為磁化率低的樣品含有更多可以轉化為強磁性礦物的成分。但等溫剩磁曲線和磁滯回線均清楚地表明，HPC 剖面黃土和古土壤層載磁礦物差別不大，而GKZ 剖面黃土層中含有更多的亞鐵磁性礦物，這也可以從磁化率值、剩磁矯頑力中得到驗證。此外，從磁滯回線中也可以看出，GKZ 剖面較HPC 剖面含有更多的高矯頑力礦物。黃土高原地區大量的穩定單疇（SD）和超順磁性礦物顆粒（SP）被認為是古土壤磁化率增強的主要原因，從圖7 可以看出，漢江上游黃土樣品大部分落在準單疇（PSD）區域內，但磁化率和頻率磁化率的強相關性同時也表明SP 顆粒是樣品磁化率增強的主要貢獻者。這一方面表明漢江上游亞鐵磁性礦物的粒度較黃土高原粗，可能是由于漢江上游處于秦巴山區，河谷寬廣，部分風成物質來源于枯水期暴露的漢江河谷和河漫灘沉積物，以及山地基巖風化產物和周邊地區的其他早期堆積物，另一方面也說明該流域經歷了更為強烈的成土作用，使得土壤粒度變細。

3.2 漢江上游黃土的磁化率與成壤作用和降水的關系

漢江上游地區GKZ 和HPC 剖面Rb/Sr 比值平均值分別為1.24 和1.23，磁化率平均值分別為和19.13×10m·kg和30.30×10m·kg；洛川剖面Rb/Sr 比值平均值為 0.63，磁化率平均值為94.00×10m·kg。漢江上游較高的Rb/Sr 比值反映出該地區經歷了更為強烈的風化成壤作用，然而其磁化率平均值卻遠遠低于洛川。以往的研究表明，在黃土高原地區，磁化率與成壤強度存在顯著的正相關關系，即濕潤的氣候環境有利于成壤作用，在成壤過程中會形成大量新的細粒亞鐵磁性礦物，而這些礦物的存在是磁化率增強的主要原因，并且磁化率越高，代表成壤作用越強。但是，如果按照上述理論，顯然無法解釋漢江上游磁化率遠低于黃土高原的現象。根據已有的研究結果，磁化率與成壤強度的相關關系取決于有效降水量，當有效降水量過高時，成壤條件處于還原環境，強磁性鐵氧化物被溶解，轉化為弱磁性礦物，使得土壤磁化率降低。在黃土高原地區，年均蒸發量為年均降水量的3 倍，而在漢江上游，由于地處亞熱帶季風氣候區，季節性降水極為豐沛，年均蒸發量不足年均降水量的2 倍，這就使得漢江上游地區有效降水量遠遠高于黃土高原地區。季節性豐沛降水使土壤有效濕度增加，地表水分過飽和，土壤在成壤過程中容易處于還原環境，發生潛育化作用，高價的鐵錳氧化物被溶解，釋放出大量Fe、Mn，Fe被還原成Fe，Fe、Mn隨水分遷移，在土壤表面或土壤裂隙中形成鐵錳膠膜，造成強磁性礦物向弱磁性礦物的轉化，使得土壤磁化率降低。強磁性鐵氧化物轉化為弱磁性礦物，是成壤強的漢江上游地區磁化率低于成壤弱的黃土高原地區的原因。HPC和GKZ 剖面多數地層土壤表面和裂隙發育不同程度的鐵錳膠膜，這正是土壤排水不暢，發生潛育化的典型特征。

在中國亞熱帶地區，由于降水引起地下水波動，使均質紅土在網紋化過程中，強磁性礦物被溶解還原，轉化為弱磁性礦物，造成成壤強的網紋紅土磁化率降低。在寶雞地區，由于S5 古土壤形成時期，氣候暖濕，較大的土壤有效濕度（使土壤處于還原環境中）和較強的成土作用，使土壤中部分細粒強磁性鐵氧化物被溶解還原，轉化為弱磁性礦物，使成壤強的S5 古土壤磁化率低于成壤弱的S3 古土壤磁化率。在秦嶺南側洛南盆地，劉灣剖面和上白川剖面，同樣也因較高的有效降水量，使該區黃土在成壤過程中處于還原環境，發生潛育化作用，強磁性礦物被溶解，轉化為弱磁性礦物，造成土壤磁化率降低。

劉秀銘等認為，當成壤條件處于還原環境時，有效降水量越高，還原程度越強，強磁性鐵氧化物被溶解的越多，磁化率也越低。亞熱帶地區網紋紅土層中，上部網紋紅土成壤作用弱，但地下水波動使強磁性礦物向弱磁性礦物轉化的少，磁化率較高，而下部網紋紅土成壤作用強，但強磁性礦物向弱磁性礦物轉化的多，磁化率明顯降低。各項地球化學參數表明GKZ 剖面經歷了更為強烈的風化成壤作用，然而其磁化率卻遠低于HPC。參考網紋紅土層上下部分磁化率出現差異的原因，認為GKZ 剖面磁化率低是因為有更多的強磁性礦物轉化為了弱磁性礦物。進一步分析發現，GKZ 剖面所在地區年均降水量1 050 mm，年均蒸發量1 287 mm，年均蒸發量為年均降水量的1.23 倍；HPC 剖面所在地區年均降水量和蒸發量分別為824 mm 和1 520 mm，年均蒸發量為年均降水量的1.84 倍，GKZ 剖面有效降水量更多，由此，認為兩剖面磁性差異是由有效降水量引起的。當成壤條件處于還原環境中時，GKZ 剖面具有更高的有效降水量，使得土壤在還原環境中強磁性鐵氧化物被溶解的更多，更多的Fe被還原成Fe，形成新的弱磁性礦物。降雨量的差異造成在成壤過程中還原程度不同，進而使得兩剖面存在磁性差異。

兩剖面整體表現為古土壤成壤強度大于黃土，但均存在部分古土壤層磁化率低于其下伏黃土層的現象，這一方面與成壤時所處的濕潤的還原環境有關，另一方面可能存在Fe的垂直遷移。在局部濕潤環境中，由強磁性礦物溶解形成的Fe，部分被還原為Fe，形成新的弱磁性礦物，部分則順著土壤裂隙垂直遷移至下層黃土中，使黃土磁化率增強。GKZ 剖面僅最底層古土壤磁化率低于其下伏黃土，在野外采樣中發現，該層古土壤發育程度較強，厚度最厚，因此在長時間的成壤過程中，Fe被還原和垂直溶濾的更多，造成下層黃土磁化率高于古土壤。HPC 剖面磁化率異常層位無明顯規律，但均為古土壤層磁化率低于其下伏黃土層，原因之一可能也是Fe的垂直淋溶，此外，也可能與當時的風化成壤環境和物源有關，這需要之后進一步的研究。

4 結 論

漢江上游黃土沉積物中的載磁礦物為磁鐵礦、磁赤鐵礦、赤鐵礦和針鐵礦，但以亞鐵磁性的磁鐵礦和磁赤鐵礦為主。超順磁（SP）和準單疇（PSD）顆粒的磁鐵礦、磁赤鐵礦為磁化率增強的主要貢獻者。GKZ 剖面中低矯頑力亞鐵磁性礦物含量低于HPC 剖面，且黃土中含有更多的亞鐵磁性礦物，而HPC 剖面中黃土和古土壤中載磁礦物差別不大。兩剖面土壤表面和裂隙中大量鐵錳膠膜及灰綠色條帶的存在證明成壤過程處于局部滯水的還原環境，在還原環境中，大量強磁性鐵氧化物被溶解轉化為弱磁性礦物，磁性礦物種類的變化是該區域成壤作用較黃土高原強，但磁化率卻低于黃土高原的原因。GKZ 剖面成壤作用更強，但磁化率平均值卻低于HPC 剖面，這是因為GKZ 剖面所在地區有效降水量較HPC 剖面所在地區的高，當成壤條件處于還原環境中時，土壤有效濕度越大，還原程度越高，強磁性礦物被溶解的更多，磁化率也越低。兩剖面均存在磁化率與地層不對應的現象，一方面與成壤時所處的濕潤的還原環境有關，另一方面可能存在Fe的垂直遷移。

感謝強小科研究員在論文寫作中的指導與幫助，感謝符超峰教授和師姐王蕾彬在野外采樣中的幫助。