磁化率、色度常作为重要的气候代用指标，被广泛用于古气候环境的恢复。磁化率是沉积物自身所含磁性物质在外加磁场作用下产生的磁化强度与外磁场强度的比值，主要与磁性矿物的类型、含量及粒径相关。在地表环境下，气候决定了母岩风化及其风化产物搬运、沉积、成壤等过程的磁性矿物性质，因而，不同气候环境背景下物质的磁性矿物特征不同，磁化率的变化机制及其气候环境意义比较复杂（Thompson and Oldfield，1986；吕厚远等，1994；刘青松和邓成龙，2009；Zan et al.，2011；李平原等，2012；宋扬等，2012；Dai et al.，2016）。大多数情况下，温暖湿润的气候条件有利于生成超顺磁和单畴的磁性矿物，从而使磁化率增强（Heller and Liu，1986；Maher et al.，1994）。这在中国黄土高原的黄土—古土壤系列中尤其明显，由成土作用产生的细粒磁性矿物主导着土壤磁性，因而可以用中国黄土高原的黄土—古土壤序列的磁化率指示东亚夏季风的强弱（An et al.，1991；刘秀铭等，1993；安芷生等，2006；郭雪莲等，2011）；而在其他沉积物中的变化机制及气候意义还尚不明确。现代表土磁化率与气候因子关系的研究发现，磁化率与气温和降水的关系在不同地区表现迥异：在黄土高原及其以东地区，表土磁化率和年均降水量、年均气温呈明显的正相关关系，在长江流域以南地区为负相关关系，显示中国东部季风区表土磁化率与降水量的关系存在一个阈值，大概在1 100~1 500 mm时亚铁磁性矿物增多，二者呈正相关关系（Thompson and Oldfield，1986；Maher et al.，1994；Balsam et al.，1999；Long et al.，2011），而在此之上亚铁磁性矿物转变为顺磁性（纤铁矿）和反铁磁性（针铁矿）等矿物，二者呈负相关关系（华南地区）（刘秀铭等，2012）；在东部沿海地区，频率磁化率与降水量的关系更为敏感（邱世藩等，2014）。在黄土高原以西地区，新疆及其周边地区表土磁化率变化则复杂多样（Thompson and Oldfield，1986），祁连山以北的戈壁沙漠地区，在年降水量小于200~300 mm时，表土磁化率与降水量没有明显的关系，但大于200~300 mm时呈正相关关系（李平原等，2013），频率磁化率表现得更为明显（魏海涛等，2008）；在塔里木盆地南部，表土磁化率与年均气温和年均降水量无明显关系（Zan et al.，2011），在天山地区主要与风力强弱（搬运的外来磁性颗粒的多少）有关（郭雪莲等，2011；Zan et al.，2012）。而磁化率与海拔的关系，仅对塔里木盆地南部表土做过探索，显示磁化率随海拔的升高而减小（Zan et al.，2011）。

色度是度量沉积物颜色的指标，主要与所含有机质、矿物质、水分以及生物活动等有关。从全国土壤的规律分布可以看出，色度具有明显的区域性，降水、气温不同，土壤的颜色也存在很大差异（杨胜利等，2001；苗运法等，2013；严永耀等，2017）。20世纪60年代以前已经开始研究土壤颜色定量化及其与致色矿物、环境的关系，特别是土壤颜色与铁氧化物、有机质的关系，以及土壤颜色和气候关系。色度指标包括红度（a^*）、黄度（b^*）和亮度（L^*）：红度主要受控于赤铁矿，赤铁矿可以在过量的水（或湿度高）、热环境中由铁的水合物氧化而成（Torrent et al.，1983；Fernandez et al.，1988；Sun et al.，2011），较高的红度值一般指示蒸发量大于降水量的干燥温暖气候；黄度主要受针铁矿影响（潮湿的环境中经强磁性矿物还原而成）（Chen et al.，2010），较高的黄度值常指示易于针铁矿形成的湿润气候；亮度反映沉积物的明亮程度，主要受碳酸盐和有机质含量影响，随着碳酸盐（易形成于干旱气候环境）含量增加而变亮，随有机质（温度湿润环境）含量增加而变暗（Fernandez et al.，1988；Balsam et al.，1999；Giosan et al.，2002；吴艳宏和李世杰，2004；Sun et al.，2011；田庆春等，2012；苗运法等，2013）。根据前人研究，在半湿润—湿润地区，红度与降水、气温表现出良好的正相关关系，在西北干旱—半干旱地区红度对于气候变化不敏感（杨胜利等，2001）；而在对新疆青海地区表土色度研究中发现红度、黄度、亮度与降水呈负相关关系，与气温无明显关系（苗运法等，2013）。与磁化率一样，色度也存在地区迥异性，由于成壤环境、母岩类型等的差异，色度对不同区域的敏感性也不同。

综上所述，磁化率、色度作为气候代用指标，它们与气候环境因子之间的关系需更多的研究资料来分析。祁连山因其独特的地理位置和地形地貌，是开展表土磁化率和色度变化机制研究的理想地区。前人已用树木年轮（Gou et al.，2005）、孢粉（Zhang et al.，2018）、冰芯（Yao et al.，1996）、粒度（艾丽等，2010）、有机碳（邬光剑，2001）等指标积累了祁连山地区大量的降水、气温、湿度等近现代气候变化研究资料，为开展磁化率、色度指标变化提供了参考资料。本文通过对祁连山西段表土样品进行磁化率、色度测量，结合该区域的年均降水量、年均气温和海拔资料，尝试构建磁化率、色度指标与气候因子、海拔之间的关系，为祁连山西段及青藏高原周边地区的气候环境变化研究提供参考，也可为研究过去气候环境变化提供依据。

祁连山地处青藏高原东北边缘地区（35°50′~39°19′ N，94°10′~103°04′ E），东西长约800 km，南北宽200~400 km，平均海拔4 km以上，与河西走廊相比，相对高差平均在2 600 m以上，整体呈北西—南东走向。祁连山位于东部季风区与西部干旱区的过渡地带，冬季盛行西北寒冷气流，夏季盛行东南暖湿气流，气候类型主要包括温带大陆性气候、高原大陆性气候和高寒半干旱气候，年均气温低于4 ℃，年降水达400 mm，由东向西气温逐渐降低、降水逐渐减少。

研究区域主要在祁连山西段，该地区长期受青藏和内蒙古两大高原荒漠气候以及西风环流的影响，对气候的变化敏感，属于高寒半干旱气候（车宗玺等，2018）。祁连山西段年均气温多在-3 ℃以下，几乎没有无霜期（张卫国，2023）；降水量（低于100 mm）远低于祁连山东部地区，年蒸发量则大于东段（张军周，2018）。降水量的空间差异造成草原、草甸植被覆盖东多西少。研究区由北向南主要包括走廊南山、托勒山、托勒南山、大雪山、野马南山、党河南山等山系；由黑河谷地、托莱河谷地、疏勒河谷地、哈拉湖盆地、喀克吐郭勒谷地、肃北盆地、党河盆地等形成了盆谷相间的地貌格局；分布着石羊河、黑河、托来河、疏勒河、党河、哈尔腾河、鱼卡河、塔塔棱河、阿让郭勒河等多条水系。研究区土壤类型多样，主要包括山地棕钙土、山地栗钙土、山地草原土、山地灰褐土、山地草甸土，局部分布有高山荒漠石质土和高山冰沼土，且北坡主要分布有棕荒漠土带—山地灰钙土带—山地栗钙土带—高山寒漠土带，南坡主要分布有灰棕荒漠土带—高山棕钙土带—高山寒漠土带（陈慧等，2018；杨海江，2023）。祁连山西段植被分布有高原河谷灌丛（主要优势种有肋果沙棘（Hippophaeneurocarpa）、具鳞水柏枝（Myricaria squamosa）、西北沼委陵菜（Potentilla salesonviana）等）、高寒草原（紫花针茅（Stipapurpurea）是主要优势种）、高寒草甸（优势种以蒿草为主）等（陈桂琛等，1994）。

采样点位于北祁连西段及山前的嘉峪关、玉门等地和南祁连党河南山的清水沟、乌里沟等地区（图 1a），地理范围为38°~40° N、95°~98° E，海拔1 500~4 300 m。样品采集时选择人类活动影响较小、地形稳定平坦、潜育化作用或水流扰动影响较弱的地区，首先对样点周边的环境进行观察，开挖采坑后去除地表1.0~1.5 cm的土壤，用不锈钢铁锹采集1.5~10 cm的土壤装入布袋内，样品为混合样品，重约3 kg，由3个子样混合而成。表土采集环境多为荒漠和戈壁，样品多沿山坡按照一定的海拔（50~100 m；图1b，c）和距离（平坦地域20~100 km；图1c）采集，保证了样品的空间分布代表性，共采集样品53个。本文通过ArcMap进行克里金插值得到了祁连山西段表土分布的年均气温（图2a）、年均降水量（图2b）、海拔（图 2c）的等值线图。

图  1  祁连山西段表土采样点分布图

Figure 1.  Distribution of surface soil sampling points in the western Qilian Mountains

图  2  祁连山西段表土采样点年均气温（a）、年均降水量（b）和海拔（c）等值线分布图

Figure 2.  Contour map of mean annual temperature (a), mean annual precipitation (b), and elevation (c) in the western Qilian Mountains

将每个样品与孟塞尔比色卡对比，结果显示51个样品呈黄棕色、2个样品呈深灰色，样品颜色深浅不一。根据土纲（中国科学院南京古土壤所中国土壤信息系统土壤分类数据）分类标准，样品中6个属于漠土，2个属于水成土，14个为半水成土，31个为高山土。各采样区表土特征分述如下。

（1） 嘉峪关地区，共采集4个样品，均为黄棕色漠土。样品颗粒分选中等，粒度以粉砂级颗粒为主，粗砂和细砾级颗粒次之，粗砂级颗粒磨圆度以次圆状为主，细砾磨圆为次棱角—棱角状。采样点所处地貌为山前平原，荒漠环境，土壤生产力差，植被稀疏，发育零散低矮灌木，气候干燥（图3a，b）。

图  3  采样点环境特征

Figure 3.  Environmental characteristics of the sampling points

（2） 玉门地区，共采集17个样品，均为黄棕色高山土。样品颗粒分选良好，以粉砂级颗粒为主，细砂级颗粒次之，少量样品含细砾，砾石磨圆度主要为次圆状。采样点所处地貌为山前平原或坡地，荒漠环境，土壤生产力差，植被稀疏，发育少量低矮灌木，气候干燥（图 3c，d）。

（3） 北祁连西段地区，共采集13个样品，多为黄棕色高山土。样品颗粒分选良好，粉砂级颗粒含量占绝大多数，细砂级颗粒次之；个别样品以细砂级颗粒为主，采样点所处地貌为山前坡地或山间河谷，荒漠环境，土壤生产力差，植被稀疏，发育稀疏低矮灌木，气候干燥（图 3e，f）。

（4） 党河南山地区，其中清水沟共采集4个样品，均为黄棕色高山土，样品颗粒分选中等，粒度以粉砂级颗粒为主，粗砂和细砾级颗粒次之，粗砂级颗粒磨圆度以次圆状为主，细砾级颗粒以次棱角—棱角状为主，地貌为山前坡地，戈壁环境，毗邻雪山，土壤生产力很差，无植被分布，有大量砾石，气候干燥，环境荒凉。乌里沟共采集15个样品，基本为黄棕色半水成土，样品分选差，半数粒度以粉砂级颗粒为主，粗砂级颗粒次之，个别含细砾级颗粒；剩余样品粒度均以粗砂级颗粒为主，细砾、细砂级颗粒次之，粗砂级颗粒磨圆度以次圆状—圆状为主，细砾级颗粒以次棱角—棱角状为主，地貌为山坡，戈壁环境，无植被分布，分布有大量砾石（图 3g，h）。

磁化率测量步骤：（1）样品经自然晾干后，去除明显的植物残体和砾石，称取约8 g，装入2 cm×2 cm×2 cm的磁学专用样品盒，并称重；（2）使用Bartington磁化率仪（MS2）测量，测量前先测背景值，校验仪器精度，然后测量样品的低频体积磁化率（470 Hz）、高频体积磁化率（4 700 Hz），每个样品测量3次，取平均值；（3）最后计算出样品的低频质量磁化率（χ_lf）、高频质量磁化率（χ_hf）和频率磁化率百分比χ_fd%=（χ_lf-χ_hf）/χ_lf×100。

色度测量步骤：（1）样品经自然晾干并去除明显的植物残体和砾石后，称取5~7 g，置于玛瑙研钵研中磨至200目；（2）保证背景光源恒定，称取2~3 g样品放于白色参照板上压实压平，使用SPDA-503型色度仪进行测量，每个样品测量5次后取平均值，获得色度值（红度、黄度、亮度）。以上实验在兰州大学地质科学与矿产资源学院地球物理实验室完成。

由于研究区没有气象站，利用美国气候诊断中心（CDC）网站的祁连山西段1981—2012年间气温与降水格点数据，并处理得各点的年均降水量（MAP）与年均气温（MAT）数据。气候数据具体处理方法：运用Excel软件，MAP=∑α=1m[∑β=1n(MAPd×31)]；MAT=∑α=1m(∑β=1nMATd)/12-273.15（MAP为某采样点年均降水量；MAP_d为日均降水量；MAT为某采样点年均气温；MAT_d为日均气温；α为年数；β为月数；12≥n≥1，n为整数；33≥m≥1，m为整数。）。

运用回归分析方法建立气候因子（年均降水量、年均气温）、海拔与磁化率、色度之间的关系：首先在Excel中进行数据处理，然后运用Origin软件进行回归分析。

祁连山西段表土的磁化率值空间变化较大，低频磁化率值（χ_lf）介于5.90×10^-8~91.8×10^-8 m³kg^-1，平均值为31.18×10^-8 m³kg^-1；高频磁化率值（χ_hf）介于6.07×10^-8~91.36×10^-8 m³kg^-1，平均值为30.95×10^-8 m³kg^-1；频率磁化率百分比（χ_fd%）均低于5.92%，平均值为0.57%（忽略两个偏差较大值）（表1）。与黄土高原及其周边地区（χ_lf平均值为92.83×10^-8 m³kg^-1，χ_fd%平均值为6.9%）（宋扬等，2012）、青藏高原东部表土磁化率值（χ_lf平均值为54.88×10^-8 m³kg^-1，χ_fd%平均值为6.62%）（陈慧等，2018）、川西高原西南部（χ_lf平均值为42.32×10^-8 m³kg^-1）（陈梓炫等，2019）相比，祁连山西段表土的磁化率值明显较低。

祁连山西段表土磁化率值空间上由北祁连向南祁连呈减小趋势（图4）。其中，嘉峪关地区表土样品磁化率平均值最高，为65.93×10^-8 m³kg^-1；玉门地区为33.14×10^-8 m³kg^-1；北祁连山西段为29.96×10^-8 m³kg^-1；党河南山表土样品磁化率平均值最低，为22.95×10^-8 m³ kg^-1。

图  4  祁连山西段表土磁化率柱状图

Figure 4.  Surface soil magnetic susceptibility in the western Qilian Mountains

主要运用CIE 1976（L^*，a^*，b^*）表色系统，该系统由红度（a^*）、黄度（b^*）、亮度（L^*）三个参数组成（Robertson，1977；Bureau central de la CIE，1978）：亮度（L^*）表示沉积物的明暗程度，受土壤湿度、粗糙度、有机质、碳酸盐含量、铁氧化物等因素影响，其值介于0（黑）~100（白），数值越大颜色越浅；红度（a^*）主要受沉积物中铁的氧化物影响，特别是致色矿物赤铁矿，其值介于-60（绿）~60（红），数值越大颜色越红；黄度（b^*）主要受沉积物中致色矿物针铁矿影响，其值介于-60（蓝）~60（黄），数值越大颜色越黄（杨胜利等，2001；Sun et al.，2011；Robertson，1977；高鹏坤等，2015）。

祁连山西段表土色度参数红度（a^*）值介于2.13~10.13，平均值为7.57；黄度（b^*）值介于15.17~32.43，平均值为24.54；亮度（L^*）值介于45.77~61.77，平均值为55.34（表1）。与青藏高原中南部（a^*平均值为5.1，b^*平均值为16.1，L^*平均值为55.4）（宋瑞卿等，2016）、青藏高原东部（a^*平均值为5.95，b^*平均值为16.07，L^*平均值为47.22）（陈梓炫等，2022）表土色度值相比，研究区表土a^*值和b^*值较高，L^*值相对较复杂。

研究区表土色度值在空间上变化不明显（图5），去除个别偏差较大的样品，嘉峪关地区表土的a^*值和b^*值低于其他地区。

图  5  祁连山西段表土色度柱状图

Figure 5.  Surface soil chroma in the western Qilian Mountains

本文尝试用线性回归、多项式回归、对数回归、S型曲线模型回归方法建立磁化率、色度与气候因子、海拔的关系（吕厚远等，1994），最终根据曲线的拟合效果选择拟合度较好、拟合方程较简单、相关性较好的线性回归和多项式回归（表2）。

经过低频磁化率与年均气温、年均降水量、海拔间的回归分析（图6），选择相关系数较大、回归离差较小的回归关系，如下：

图  6  祁连山西段表土磁化率与年均降水量（a）、年均气温（b）、海拔（c）的回归分析曲线

Figure 6.  Regression analysis curve of surface soil magnetic susceptibility with mean annual precipitation (a),mean annual temperature (b) and altitude (c) in the western Qilian Mountains

RMAP2=0.37，F=51.29>F_0.05(1,51)=3.41

RMAT2=0.36，F=19.00>F_0.05(1,51)=3.41

R_H=-0.49，F=51.01>F_0.05(1,51)=3.41

式中：χ_lf为低频质量磁化率，MAP为年均降水量（mm），MAT为年均气温（℃），H为海拔（m）。经F检验得到式（1）、式（2）、式（3）的函数关系均高度显著，拟合曲线详见图6。

研究区表土磁化率与年均降水量（MAP）、年均气温（MAT）、海拔（H）的复相关系数分别为0.64、0.52、-0.49。其中，磁化率与MAP、MAT的关系存在一个阈值（约0 ℃和300 mm），低于阈值磁化率与MAP、MAT呈负相关关系，反之呈正相关关系（图6a，b）。磁化率与海拔呈负相关关系，为更好地观察磁化率与海拔的关系，通过拟合发现样品点在海拔1 600~3 300 m（R=-0.53），磁化率与海拔呈较显著负相关关系；分布在海拔3 700~4 300 m，相关关系较弱（R=-0.21）（图6c），但整体趋势一致。

低频磁化率是物质在外部磁场作用下的磁化能力，与物质所含磁性矿物的种类、含量及粒径有关。土壤的低频磁化率能反映样品的总磁性特征及亚铁磁性矿物含量，是磁性矿物含量的粗略反映（二者数值呈正相关关系）（刘青松和邓成龙，2009；邱世藩等，2014；崔红佳，2023）。祁连山西段表土的磁化率与年均降水量、年均气温的关系和吕厚远等（1994）（MAP=1 100 mm，MAT=15 ℃）研究黄土高原及其周边地区表层土壤与气候关系的结果都存在一个阈值，但阈值不同。这可能与祁连山西段复杂的地形条件或影响该区的气候格局与东边黄土高原明显不同有关，需进一步扩大采集范围、增加采集数量。研究区表土的磁化率与海拔呈线性负相关关系，且1 600~3 300 m、3 700~4 300 m海拔内磁化率变化趋势一致，海拔升高，温度降低，表土成壤程度减弱，样品所含磁性矿物减少或强磁性矿物被还原为弱磁性矿物（Dearing et al.，1996），磁化率值减小。综上，在祁连山西段，表土磁化率的变化原因需要综合考虑气候和地形因素。

前人常用红度（a^*）、黄度（b^*）分别表征沉积物中赤铁矿、针铁矿的相对含量（Torrent et al.，1983；Fernandez et al.，1988；Sun et al.，2011；李超和杨守业，2012；冯力威等，2015；陈杰等，2018；陈梓炫等，2020）。通常针铁矿与赤铁矿共存，但针铁矿普遍存在于任何气候条件下的土壤中（Childs et al.，1979）。通过对祁连山西段表土的亮度（L^*）与红度（a^*）、黄度（b^*）进行相关分析发现：L^*与b^*有较显著相关关系（R=0.67），表明研究区b^*对L^*影响较大，土壤中针铁矿相对含量较赤铁矿多，这与土壤颜色整体呈黄棕色所对应（宋瑞卿等，2016；陈杰等，2018；吴开钦，2022）（图7）。

图  7  祁连山西段表土亮度与红度（a）、亮度与黄度（b）的相关分析图

Figure 7.  Correlation analysis of brightness and redness (a), brightness and yellowness (b) of surface soil in the western Qilian Mountains

经过祁连山西段表土色度（a^*、b^*、L^*）和年均降水量（MAP）、年均气温（MAT）、海拔（H）的回归分析得到：a^*与MAP、MAT、H的复相关系数分别为0.39、0.36、0.32（图8a1~a3），b^*与MAP、MAT、H的复相关系数分别为0.57、0.61、0.41（图8b1~b3），L^*与MAP、MAT、H的复相关系数分别为0.07、0.13、0.22（图8c1~c3）。

图  8  祁连山西段表土红度、黄度、亮度与年均降水量、年均气温、海拔的回归曲线

Figure 8.  Regression curves of redness, yellowness, and brightness of surface soil with mean annual precipitation, mean annual temperature, and altitude in the western Qilian Mountains

前人研究认为沉积物的a^*指示温度变化，b^*表示土壤发育程度，L^*指示东亚夏季风强度（李越等，2014；李杨等，2018；马永法等，2021），但干冷的干旱—半干旱区a^*对降水、温度的响应不敏感，b^*通常与a^*变化一致（杨胜利等，2001）。祁连山西段表土色度与年均降水量、年均气温的关系整体较复杂，这可能是因为研究区的土壤形成受气候和地形的综合影响。为更好地观察祁连山西段地形对色度的影响，拟合发现色度与海拔的回归关系整体不明显，但海拔分段后的关系较整体明显：海拔1 600~3 300 m表土色度与海拔的关系较海拔3 700~4 300 m显著（图8a3，b3，c3）。其中，表土L^*与海拔的线性负相关关系比较明显，且对低海拔区域更敏感（R=-0.94），亮度随海拔升高而减小。在祁连山西段，随着海拔升高，降雨及空气中水汽增多，土壤所含有机质增加，土壤颜色变暗，L^*变小（严永耀等，2017）。

磁化率和色度常作为重要的气候代用指标，广泛用于古气候重建。沉积物磁化率的主要贡献者磁铁矿、磁赤铁矿氧化形成赤铁矿或还原形成针铁矿或纤铁矿，赤铁矿能使土壤变红、针铁矿或纤铁矿能使土壤变黄（Singh and Gilkes，1992）。为了更好地进行古气候研究，前人将综合两个指标进行分析（杨胜利，2001）。

进行表土磁化率与色度的相关分析得出磁化率与a^*、b^*、L^*的相关系数分别为-0.47、-0.41、0.31，红度、黄度与磁化率的相关关系更加明显（图9），且祁连山西段表土磁化率值低于青藏高原东部、南部等地区，这是因为祁连山复杂的气候与地形，影响磁化率的磁性矿物同时影响着a^*、b^*（李浩等，2021）。

图  9  祁连山西段表土磁化率与红度（a）、黄度（b）、亮度（c）的相关曲线

Figure 9.  Correlation curves of surface soil magnetic susceptibility with redness (a), yellowness (b), and brightness (c) in the western Qilian Mountains

相较于色度（a^*、b^*、L^*），研究区所有样品（1 600~4 300 m）的磁化率与海拔关系更显著；样品分布在1 600~3 300 m时，L^*与海拔呈显著负相关关系，b^*、χ_lf次之；样品分布在3 700~4 300 m时，a^*和L^*与海拔的关系更显著（图6c、图8a3，b3，c3、表3）。

我国地域广阔、气候复杂，不同气候带环境不同，沉积物的磁化率与色度也存在差异（表4）。

吕厚远等（1994）研究黄土高原、华南以及新疆地区表土磁化率与气候参数关系时发现：磁化率与温度、降水量的关系存在一个阈值（约11 ℃和1 110 mm），低于阈值时磁化率与气候参数呈正比、成之呈反比（吕厚远等，1994）。而祁连山西段表土磁化率与气候参数也存在一个阈值（约0 ℃和300 mm），低于阈值时二者呈反比、反之呈正比。与黄土高原相比，祁连山西段表土磁化率较低，与气候因子关系更复杂，这与两地气候及地形地貌差异有关，青藏高原海拔较高，温度较低，减少了水分的蒸发，同时也抑制了成壤作用。陈慧等（2018）研究青藏高原东部川西高原表土磁化率发现磁化率与气候参数呈正比关系，与本研究结果存在差异。这可能源于祁连山西段长期受西风影响，而川藏高原地处青藏高原以东、南接云贵高原物源丰富，地理位置与所受风系的不同决定了磁化率的差异。

杨胜利等（2001）对全国表土色度研究发现L^*与气候参数无明显关系；温热地区a^*随降水、温度增加而显著增大、干冷地区a^*与气候参数无明显关系。而祁连山西段气候干冷，表土色度与年均降水量、年均气温的关系不明显，这进一步验证了其研究认识。苗运法等（2013）对新疆天山地区表土色度的研究表明a^*与b^*关系密切，受制于相同气候因子，但a^*、L^*与气候参数的关系均不显著。这与本文的研究结果相近，祁连山与天山地区同处西北内陆干旱区，气候环境相似。

研究区样品测量结果显示，土壤水热条件良好时，成壤速率越快，所含细磁性矿物越多，磁化率值越高，颜色越深。随着环境变化，土壤中的磁性矿物也会发生转换，进一步导致磁化率与色度的变化，在一定程度上决定了磁化率、色度的指示意义（郭雪莲等，2011；李平原等，2012，2013）。现代土壤作为古土壤的延续，研究它的磁化率、色度与气候参数间的关系也能很好地还原古气候变化。迄今为止，磁化率、色度与海拔间的关系研究较少，本文研究揭示出磁化率与海拔呈负相关关系、亮度（L^*）与海拔关系较显著，但仍需进一步研究与验证。

（1） 表土磁化率值变化幅度较大，由北祁连向南祁连呈减小趋势。磁化率与年均降水量、年均气温的关系低于阈值（约0 ℃和300 mm）时呈负相关，反之呈正相关。磁化率与海拔呈负相关，且在低海拔区域（1 600~3 300 m）更显著。

（2） 表土色度与年均降水量、年均气温无明显关系；亮度与海拔呈较显著负相关，在低海拔区域（1 600~3 300 m）更敏感。

（3） 表土磁化率与红度、黄度关系较显著，这与磁化率和色度均受沉积物中铁氧化物影响有关。整体而言，相较于色度，磁化率能更好地反映研究区气候变化；在低海拔区域（1 600~3 300 m），亮度与海拔的关系更明显，黄度、磁化率次之；在高海拔区域（3 700~4 300 m）红度、亮度与海拔的关系更显著。需要说明的是，要在祁连山西段建立单一指标与气候因素的变化关系，还需考虑局地气候、地形甚至原岩对磁化率、色度指标的影响。