土壤磁学是环境磁学的重要组成部分，广泛应用于古气候、 土壤分类以及环境污染等研究领域^{[1, 2, 3, 4, 5]}。在古气候研究方面，土壤磁学最重要的贡献在于发现中国黄土高原黄土-古土壤序列磁化率曲线所代表的气候变化与深海氧同位素变化曲线反映的第四纪气候变化可以很好地对比^{[6, 7]}，在此基础上，针对黄土-古土壤磁性进行了大量的研究，在磁化率增强机制、 古季风演变、 古降水量重建及亚洲内陆干旱化等方面取得了重大进展（见相关论文^{[2, 3]}及其参考文献）。广泛分布于长江以南地区的红土是第四纪以来中国南方古环境演化与气候变迁的载体之一，基于中国北方黄土环境磁学的研究成果，许多研究者对中国南方热带亚热带地区的红土进行了磁学研究，探讨南方第四纪环境变化过程及规律^{[8, 9, 10, 11, 12, 13, 14, 15, 16, 17, 18, 19, 20, 21, 22, 23]}，以期获得环境变迁信息^{[23, 24]}。在南方红土环境磁学研究中，大部分工作主要集中在探讨磁学参数的指示意义，并在此基础上结合其他指标对地区古气候、 古环境变迁进行了初步的研究。研究发现某些南方第四纪红土剖面磁化率呈现相似的变化规律^[23]，但是对于磁化率的古气候意义存在着不同的观点，有研究揭示南方红土的磁化率作为降水的代用指标存在较大的局限性^{[13, 25]}。

事实上，包括磁化率在内的磁学参数只是反映磁性矿物总体特征，与古气候并无本质关系。即使是风成黄土沉积，不同地区的黄土磁学参数也具有不同的环境指示意义^[26]。磁性矿物的生成、 保存、 转化和迁移过程与诸多环境因素密切相关，因此明确磁性矿物在成土过程中生成和转化机制及其与环境因素的响应关系，是土壤环境磁学研究的理论基础^[27]。磁性与成土因素均有关系，因此相比于北方风尘沉积，南方红土的磁性矿物组成具有更为明显的区域差异^[12]，其磁学解释也更为复杂； 另一方面，磁学参数具有多解性，极大限制了岩石磁学方法在中国南方古环境变化研究中的应用。所以多种磁学参数和非磁学参数的对比研究显得十分必要。胡鹏翔和刘青松^[27]系统总结了不同成土条件下磁性矿物生成与转化机制，从中可以看出湿热成土条件下的土壤磁学研究仍较为薄弱。最近的一项土壤磁学研究表明，在年均降水量高达3000mm的区域，针铁矿与赤铁矿比值仍可很好指示湿度变化，说明该磁学参数在湿热地区具有明确指示意义，可作为古环境研究的代用指标^[28]。因此，开展不同地区红土磁性矿物生成转化机制具有重要意义。

我们前期选择亚热带地区两个发育于花岗岩风化壳上的红土剖面为研究对象，通过系统的岩石磁学测量，初步明确该地区这一类型红土的岩石磁学特征和湿热气候条件下土壤中磁性矿物的转化规律，但对于磁性矿物生成转化与环境因素关系尚不清楚^[29]。本文在前期岩石磁学研究的基础上，利用常量地球化学元素、 粒度、 色度非磁学指标指示土壤风化程度，综合分析磁学特征与土壤风化程度的关系及其对环境变化的响应，进而探讨亚热带湿热气候条件下红土中磁性矿物转化途径及机制。

研究区位于我国东南沿海，属于中、 南亚热带海洋性季风气候。气候总体特征为雨热同期，盛行风季节变化明显，年均温度与降水量较高。福建省绝大部分地区的年降水量在1200-2000mm，年均温度介于17-24℃之间。降水量由沿海向内陆递增，温度变化趋势相反。红壤为该区地带性土壤，广泛发育于第四纪沉积物和基岩之上，红壤层厚薄不一。在福州和泉州选择两个局部地形相近的发育于花岗岩之上的红土剖面，自上而下采集粉末样品，供室内实验分析。

福州（FZ）剖面位于福州市晋安区北郊北峰（26°13.938′N，119°21.622′E），海拔58m，剖面厚1.9m，以5cm间距（1.3m处开始以10cm间距采样，最后一个样品为30cm间距）采集土壤样品31个。该剖面可以划分为3层：A层（0-12cm），含有较多有机质，颜色较黑，有较多植物根系； B层（12-125cm），土壤粒度较细、 质地均一、 颜色为砖红色； C层（125-190cm），粒度较上两层粗，可观察到少量粗颗粒的石英。C层以下为花岗岩。福州地区多年平均降水量约为1400mm，市区年均温24.7℃。泉州（QZ）剖面位于泉州市西北部的永春县（25°22.801′N，118°10.096′E），海拔291m，为三泉高速公路建设所开挖形成。 剖面厚2.85m，以20cm间距采集土壤样品15个。该剖面可以划分为3层：A层（0-45cm），颜色为浅黄色，质地均一，有较多植物根系； B层（45-163cm），颜色为砖红色、 质地均一、 粒度较细； C层（163-285cm），母质层，粒度较粗，肉眼可见较大颗粒石英和片状黑云母。该区多年平均降水量约为1400mm，年均温约21℃。

常量地球化学元素测量： 将干燥后的样品放进球形磨土机中进行研磨，研磨时间设置为30秒，然后将研磨后的样品（约4g）倒入压片机的压样孔中间，用小勺取适量的无水硼酸放在样品的上部，并将样品覆盖，样品周围也加入适量的硼酸，且所加硼酸与内部相平或略高于内部，加压至30t左右，并设置时间30秒，压制成直径约4cm的圆饼。压制好后将样品放在Thermo Scientific公司生产的ARL Perform' X射线荧光光谱仪上进行元素的测定。测试过程中加入标样进行质量控制，测量精度≥95％。常量元素测试结果以元素氧化物质量百分比表示。

图1(Fig.1)

图1 福州（FZ）和泉州（QZ）红土剖面地理位置示意 Fig.1 Location of Fuzhou（FZ）and Quanzhou（QZ）red soil sections

色度测量： 采用美国Hunter Lab公司生产的Color Flex EZ型分光色度仪进行色度测试，测试前先将干燥样品研磨至200目以下。之后称取样品约5g，均匀铺满在测试皿底部，压平不起皱，随机选测3个表面平整的区域，仪器采用CIELAB色度表达系统，测量的样品亮度（L^*）、 红度（a^*）、 黄度（b^*）各3次，并自动求取平均值。测量过程中使用仪器自带标准测试白板与黑板对仪器进行校正。

粒度测量： 使用Malvern Instrument公司生产的Mastersizer2000 激光粒度仪进行粒度参数测量，测量范围为0.02-2000μm。干燥样品过2mm筛以除去植物根系和粗粒物质。粒度前处理步骤如下： 取每个样品约0.3g放入烧杯中，加入浓度为10％的过氧化氢溶液10ml，煮沸约30分钟以上以除去有机质，无反应后加入浓度为10％ 的HCl溶液10ml以消除或减小可能存在的肉眼不可见的铁锰结核/胶膜的影响，无反应后再加入蒸馏水至烧杯满（不溢出），静置24小时后用橡皮管抽去上层水，加入10ml浓度为0.05mol/L的六偏磷酸钠（（NaPO₃）₆）作为分散剂，在超声波振荡器上振荡7-8分钟，之后放入激光粒度仪进行测量。

岩石磁学测试、数据处理方法及结果见文献^[29]。

对所有样品进行了上述常量地化元素、 粒度和色度测试。常量地化元素在信阳师范学院分析测试中心完成； 粒度和岩石磁学测试在兰州大学西部环境教育部重点实验室完成； 色度测试在福建师范大学湿润亚热带教育部重点实验室完成。

元素组成及其比值可以指示土壤元素的淋溶富集，进而反映土壤风化程度^[30]。SiO₂、 Al₂O₃和Fe₂O₃为含量最高的组分，三者合计平均值为85.56％（FZ剖面）和86.54％（QZ剖面）。其中SiO₂含量最高，均值为58.86％（FZ剖面）和60.63％（QZ剖面）； Al₂O₃含量次之，均值为20.27％（FZ剖面）和20.58％（QZ剖面）； Fe₂O₃含量第三，均值为6.43％（FZ剖面）和5.23％（QZ剖面）。两个剖面中SiO₂含量低于上地壳均值66％，Al₂O₃和Fe₂O₃含量高于上地壳均值15.2％和4.5％（上地壳元素均值采用1985年Taylor和McLennan^[31]的标准）。其他常量元素除K₂O含量略高于1％，其余均不足1％，可见易溶组分碱金属和碱土金属元素被大量溶解带出土体，表明两个剖面红土均经历了较强的风化淋溶，处于脱硅富铝化成土阶段。

SiO₂、 Al₂O₃和Fe₂O₃含量随剖面深度变化情况如图2所示。从图2中可以看出SiO₂含量在剖面顶部和底部（土壤A层和C层）高于中部（B层），Al₂O₃和Fe₂O₃含量随剖面变化规律大致相同，且与SiO₂含量变化相反。两个剖面三者随剖面变化情况也非常相似。由于两个剖面母质中元素含量存在差异，单纯依靠元素含量变化不足以比较两者风化程度的差异。化学蚀变指数（CIA）是元素含量的比值，可以衡量长石类矿物风化成粘土矿物的程度，作为反映源区化学风化程度的指标： 当CIA值在50-65之间时，表示干冷气候条件下土壤经历弱的化学风化； 65-85表示土壤经历中度化学风化； 85-100表示热带亚热带湿热气候条件下土壤经历强烈的化学风化^[30]。其计算公式CIA=Al₂O₃/（Al₂O₃＋CaO^*＋Na₂O＋K₂O）×100，其中CaO^*是指硅酸盐中的钙含量，具体计算方法见McLennan^[32]。两个剖面CIA随剖面深度变化情况如图2d和2h所示，FZ剖面CIA介于83.69到93.06之间，平均值为90.76； QZ剖面CIA介于81.56到94.75之间，平均值为90.34，略高于纬度稍高的金衢盆地红土^[33]。CIA值与亚热带湿热气候条件吻合。CIA高值均出现在土壤淀积层（B层），低值出现在淋溶层（A层）和母质层（C层）。A层位于土壤最顶部，受水热影响程度较高，理论上应该获得最高的CIA值，但实际情况并非如此。这应该与A层中风化形成的细粒物质向下淋溶或机械迁移并在B层淀积有关。C层位于土壤底部，因此具有较低的CIA值。

图2(Fig.2)

图2 福州（a-d）和泉州（e-h）红土元素组成和化学蚀变指数CIA的剖面变化 Fig.2 Sequential variations in chemical composition and chemical index alteration（CIA）of Fuzhou（a-d）and Quanzhou（e-h）red soil

为全面对比两个剖面风化程度差异，计算了表1中4个指示风化程度的地球化学指标。硅铝率和硅铝铁率用来衡量相对不稳定的SiO₂和相对稳定的Al₂O₃及Fe₂O₃的相对比例，其值越低，则风化程度越高。FZ剖面的两个指标稍低于QZ剖面，但在数值上非常接近。风化淋溶指数（ba指数）是易溶组分碱金属和碱土金属元素与相对稳定元素Al的比值（ba指数=（K₂O＋Na₂O＋CaO＋MgO）/Al₂O₃），其值越低，则风化程度越高。与前两个指标相似，FZ剖面的ba稍低于QZ剖面，但数值非常接近。

表1(Table 1)

表1 福州与泉州剖面地化参数（平均值）对比*Table 1 Comparison between geochemical parameters （on average） of Fuzhou and Quanzhou red soil 剖面（样品数） 地化参数 CIA 硅铝率SiO2/Al2O3 硅铝铁率SiO2/（Al2O3＋Fe2O3） ba指数 FZ剖面（N=31） 90.76 4.98 4.14 0.14 QZ剖面（N=15） 90.34 5.03 4.33 0.16 *参数均为摩尔比

表1 福州与泉州剖面地化参数（平均值）对比* Table 1 Comparison between geochemical parameters （on average） of Fuzhou and Quanzhou red soil

CIELAB表色系统是目前主要的颜色描述和测量系统之一，近年来被广泛应用到土壤和湖泊研究中^{[34, 35, 36, 37, 38, 39]}。在该表色系统中L^*代表亮度，变化于黑（0）与白（100）之间； a^*代表红度，变化于红（60）与绿（-60）之间； b^*代表黄度，变化于黄（60）与蓝（-60）之间。彩度Ca^*b^*是红度和黄度的综合反映，计算公式为：Ca^*b^*=[（a^*）²＋（b^*）²]^1/2[40]。

图3显示了色度随剖面深度变化情况。FZ剖面的L^*介于60.62-65.86，均值为64.33，C层值较低，A和B层变化不明显； a^*介于12.3-18.89，均值为17.57，A层值较低，B和C层变化不明显； b^*介于22.73-33.75，均值为31.17，除顶部外，总体上随深度增加而减小； Ca^*b^*介于28.84-38.17，均值为35.82，变化趋势与b^*十分相近； b^*/a^*可用来衡量黄色与红色物质的相对比例，该参数随深度增加而减小。QZ剖面L^*介于62.55-70.57，均值为66.65； a^*介于7.65-13.93，均值为11.07； b^*介于15.76-28.96，均值为22.73； Ca^*b^*介于18.85-30.63，均值为23.87。QZ剖面除L^*在A层获得最低值外，其余色度参数随深度变化情况与FZ剖面相似。与地化指标不同，FZ剖面和QZ剖面在色度数值上显示出较大的差异，表明FZ剖面总体上偏红、 偏黄。

图3(Fig.3)

图3 福州（a-e）和泉州（f-j）红土色度参数的剖面变化 Fig.3 Sequential variations in chroma parameters of Fuzhou（a-e）and Quanzhou（f-j）red soil

两个红土剖面粒度组成主要受母岩性质和后期风化作用影响。抗风化的石英是花岗岩的重要组成矿物，土壤中粗颗粒组份主要反映母岩中抗风化部分； 而细粒部分（如粘土级颗粒）则主要指示化学风化强度。本文对粒度组成随深度变化进行分析，并对两个剖面的结果进行对比。中值粒径d（0.5）可以反映样品总体粒径大小。如图4a所示，FZ剖面包括母质层在内的所有样品d（0.5）均小于20μm，最小值为4.23μm，均值为7.01μm，总体而言，粒度较细。除A层3个样品外，粒度具有随深度增大而增大的特征。FZ剖面小于10μm的含量较高，最高可达75.22％，均值为61.96％。大于100μm的粗颗粒含量较小，均值为7.21％。各粒级组分具有一致的变化特征。相比之下，QZ剖面粒度较粗，d（0.5）变化范围为16.00-99.95μm，均值为42.91μm，是FZ剖面均值的6倍多（图4e和4a）。小于10μm的含量介于12.08％-38.48％，均值为25.7％，同样远小于FZ剖面。大于100μm的粗颗粒含量较大，均值为34.39％，最高可达49.99％。QZ剖面粒度随深度变化的规律与FZ剖面相同。Liu和Deng^[41]发现南方第四纪红土的粒度参数可以有效反映风化程度，强风化作用会导致细粒组分含量增加和砂粒级组分的减少。土壤自上而下受水热作用影响逐渐减弱，深层土壤风化强度较弱，因此粒径较粗。与元素地球化学指标不同，两个剖面粒度差异很大，FZ剖面粒径远远小于QZ剖面，似乎可以说明FZ剖面土壤成熟程度更高。

图4(Fig.4)

图4 福州（a-d）和泉州（e-h）红土粒度参数的剖面变化 Fig.4 Sequential variations in grain size parameters of Fuzhou（a-d）and Quanzhou（e-h）red soil

FZ剖面和QZ剖面具有较高的CIA值，较低的ba指数、 硅铝率及硅铝铁率。 上述地球化学元素参数表明两个剖面都经历的较强的风化作用，处于脱硅富铝化阶段，对应着区域的湿热气候条件。两个剖面常量地球化学元素组分随剖面深度变化的规律相同，与粒度、 色度的垂向变化也具有较好的一致性。指示风化强度的地化参数在数值上非常接近（表1），似乎说明了两个剖面风化强度一致。然而从野外土壤特征来看，两个剖面存在着明显的差异（见1.1剖面描述），进一步的粒度和色度分析表明：FZ剖面粘粒含量显著高于QZ剖面，整体粒径远小于QZ剖面； FZ剖面的a^*和b^*也显著高于QZ剖面。野外土壤特征和粒度、 色度的结果共同说明了FZ剖面经历了更强的后期风化作用，地化结果似乎与这个结论存在矛盾。事实上，常量地球化学元素组分变化作为衡量后期风化强度的指标在温带地区具有较好的指示意义^{[42, 43]}，而在热带地区，常用的风化发育指标如CIA、 ba指数、 硅铝率及硅铝铁率等难以指示土壤的风化程度^[44]。因此结合野外土壤特征，综合分析不同理化指标可以更准确地描述土壤风化强度^[45]。基于常量地化、 粒度、 色度结果的综合分析，我们认为FZ剖面较QZ剖面经历了更为强烈的后期作用； 粒度、 色度可以较好指示不同土壤层次的风化差异。此外，两个剖面均处于亚热带地区，年均降水量和年均温度非常接近，其他成土因素如母质、 地形、 生物也十分相似（详见下文分析），可以推测风化程度的差异并非这些因素造成，而可能是由成土时间不同引起。

我们前期的工作通过系统的岩石磁学测量，分析了这两个红土剖面的磁学性质、 变化规律及两个剖面的异同^[29]。现将之前研究的结论总结如下： 总体上，两个剖面的主要强磁性矿物为磁铁矿、 磁赤铁矿； 弱磁性矿物为赤铁矿和针铁矿，QZ剖面滞水土层中含有纤铁矿。花岗岩具有较强的磁性，在其上发育的红土也因此具有较强的磁性。两个研究剖面的主要磁性矿物存在差异：1）福州红土强磁性矿物为磁铁矿和磁赤铁矿，也含有弱磁性矿物赤铁矿和针铁矿，泉州红土以磁铁矿为主，磁赤铁矿含量很低，顶部含有纤铁矿； 2）福州红土强磁性矿物颗粒既有超顺磁（SP）、 单畴（SD），也有多畴（MD），而泉州红土的磁铁矿为MD； 3）在磁性矿物含量方面，泉州红土比福州红土高一个数量级。相似之处在于： 两个剖面表层磁化率均减小，与温带地区土壤磁化率变化不同，其主要原因是亚热带地区温暖湿润的气候条件，过多的水分使得强磁性矿物溶解或转化为弱磁性矿物导致磁化率降低； 更高的温度加快磁铁矿低温氧化速率而生成颗粒更粗的磁赤铁矿。

根据土壤发生学理论，在土壤形成过程中，其性质主要受五大成土因素（母质、 气候、 地形、 生物和时间）控制^[46]。在这几个成土因素的影响下，土壤的物质组成、 形态及颜色等性质均发生变化，因此可以说土壤的磁性变化与五大成土因素密切相关^[27]。本文从成土因素与磁性特征关系的角度探讨亚热带地区红土的磁性矿物转化机制。

母质主要通过两个方面影响土壤磁性： 第一，母质中的磁性矿物是土壤磁性变化的本底，直接影响土壤中原生磁性矿物的含量和种类； 第二，母质中铁元素含量以及铁元素的赋存形式一定程度上影响土壤次生磁性矿物的性质^[27]。对比FZ剖面和QZ剖面母质层和母岩的磁学参数可以发现两者亚铁磁性矿物含量差异较大：QZ剖面亚铁磁性矿物含量较FZ剖面高一个数量级^[29]。虽然母质同为花岗岩，但是不同地区的花岗岩石磁性矿物存在着差异，因此母质控制原生磁性矿物的差异。此外，两个剖面的母质层Fe₂O₃含量均高于4％（图2c和2g），表明原始铁元素含量并非是限制磁化率增强的因素。气候（主要为温度、 降水及水热配置）与土壤磁性的关系是最受关注的一个方面，降水量及季节分配是控制铁元素的表生地球化学行为的重要因素，与细粒强磁性矿物生成、 转化及溶解密切相关^{[5, 27]}。温度一方面直接影响化学反应的速率，一般高温条件下土壤中含有更多的赤铁矿^{[47, 48]}； 另一方面通过蒸发量间接决定土体中的有效水分从而影响磁性矿物生成及转化。地形因素与水分在土体中的留存时间有关，影响铁离子的析出^[49]。生物的作用包括几个方面： 第一，生物活动形成的有机质对于强磁性矿物具有保护的作用，阻止其老化^[50]； 另一方面，生物（如磁细菌）直接参与磁性矿物的合成^[51]，植被可改变根际间的微环境，进而影响磁性矿物生成和转化。此外，生物的扰动可改变磁性矿物的分布^[27]。两个剖面均位于亚热带地区，具有相似的气候条件（年均温度和年均降水量非常相近，水热搭配模式一致）、 区域植被，采样剖面的局部地形也一致。因此，上述3个成土因素（气候、 生物和地形）均不是两个剖面之间土壤磁性差异的主导因素。成土时间是影响土壤磁性的重要因素： 在土壤发育过程中，母质风化释放出铁离子进而形成磁性矿物，在几百到几千年内，土壤磁性矿物可能已经达到峰值，随着成土时间的增加，强磁性矿物逐步转化为“最终产物”赤铁矿^{[27, 52, 53, 54, 55]}。FZ剖面各土壤发生层的赤铁矿相对含量高于QZ剖面对应层位，表现为更高的B_cr、 更低的S-ratio^[29]和更高的红度（图3b和3g）。粒度、 常量元素地化和色度说明了FZ剖面具有更长的成土时间。因此，成土时间是造成两个剖面次生磁性矿物性质差异的主要原因。

图5显示了FZ剖面和QZ剖面磁学、 地化、 粒度和色度参数的对比： 在同一个剖面内对比，两个剖面各自的CIA、 Ca^*b^*和B_cr随深度变化规律相同，表明随着风化程度的增强，母质中的强磁性矿物低温氧化、 含铁硅酸盐析出铁离子，进而形成赤铁矿/针铁矿，表征这两者的色度指标Ca^*b^*和磁学指标B_cr随之相应增加。剖面之间的差异主要体现在数值上，FZ剖面具有较高的Ca^*b^*和B_cr值，与野外观察吻合，说明经历更长成土时间的土壤剖面中弱磁性矿物相对富集。从另一个角度来看，色度和磁学矫顽力指标可以较好地反映赤铁矿/针铁矿这类次生磁性矿物的含量。常量地球化学、 色度、 磁学指标可以相互印证，说明了这些指标可以较好地指示亚热带花岗岩风化壳上发育土壤的后期风化程度。然而，反映磁性矿物总体特征的磁化率与上述各指标变化规律不太一致，这是由于磁化率是原生磁性矿物和次生磁性矿物的综合反映，而CIA、 Ca^*b^*和B_cr这些参数是衡量后期作用程度的指标。FZ和QZ剖面磁化率与CIA、 Ca^*b^*和B_cr的对应关系存在着一定的差别，可能说明不同剖面中原生磁性矿物（如粗粒磁矿物）的含量及其受后期风化改造的程度不同。如果剖面中含有较多原生磁性矿物（如QZ剖面C层磁化率达1000×10^-8m³/kg以上），则掩盖了次生磁性矿物的信号。因此，讨论磁性矿物与环境条件关系需要从原生和次生磁性矿物两个方面入手。

图5(Fig.5)

图5 福州（a-e）和泉州（f-j）红土各参数对比 Fig.5 Comparison on parameters of of Fuzhou（a-d）and Quanzhou（e-h）red soil

研究表明在某一临界年均降水量以上，土壤中强磁性矿物溶解导致了磁化率降低^{[56, 57, 58]}。目前高温湿润地区土壤磁学的研究还相对较少，不同地区的不同剖面也具有不同的变化规律^{[21, 59, 60]}，因此深入理解磁性矿物转化机制显得十分重要。基于上述的分析，我们认为在高温湿润的地区土壤磁性矿物性质随剖面深度的变化主要受控于气候条件： 总体而言，虽然这一地区降水量可达1400mm，但由于温度也较高，蒸发量较大，植被蒸腾作用也较强，土体仍处于较强的氧化状态，所以次生磁性矿物以三价铁化合物为主。较高的降水量使得强磁性矿物转化为弱磁性矿物，较高的温度加速了红化作用，生成了更多的赤铁矿，使得磁化率降低。越靠近地表，土体受到水热影响也就越强，因此在剖面上表现出随深度增加磁性降低的规律。气候（降水和温度）对于亚热带地区平坦地形上土壤磁性矿物的影响可以概括如下：1）在磁性矿物种类方面，高温高湿的气候条件一方面使含铁硅酸盐风化释放出铁离子，并进一步形成赤铁矿/针铁矿，另一方面加快了原生强磁性矿物低温氧化的速率，使磁铁矿外表氧化为磁赤铁矿甚至赤铁矿； 2）在磁性矿物粒径方面，高温高湿的气候条件更利于化学风化作用的进行，原生磁性矿物随着风化程度的增强而变细，新生成的次生磁性矿物更是以细粒为主。由于这一地区的水热条件还不足以产生铁质淋溶，因此也不会产生粒径较大的铁质结核； 3）在磁性矿物含量方面，总体而言，由于可溶物质的淋失，磁性矿物相对富集。具体到不同磁性矿物种类，由于存在着强磁性矿物向弱磁性矿物转化的趋势，磁铁矿/磁赤铁矿含量下降； 而赤铁矿/针铁矿含量增加，这可从Ca^*b^*和B_cr的变化规律得到印证。

FZ和QZ剖面磁学特征随深度变化规律相同，但在磁性矿物种类、 含量和粒径方面存在着较大的差异。我们认为这些差异主要受土壤母质和成土时间共同影响： 土壤磁性继承了部分母质中的原生磁性矿物特征； 成土时间影响了土壤中弱磁性矿物（如赤铁矿）的相对含量。具体而言，在其他成土因素相对一致的情况下，土壤母质磁性矿物的性质对整个土壤层的磁性起决定性作用，FZ剖面C层磁化率较QZ剖面C层低一个数量级，因此整体磁化率也低得多。此外，原生磁性矿物颗粒大小气候因子响应速率存在的差异： 细小的磁颗粒由于具有较大的比表面积，在相同的外界条件下，溶解/转化速率更快。经历更长成土时间的土壤中强磁性矿物的含量减少和颗粒变细，而弱磁性矿物含量增强，颗粒变粗。随着时间的堆移，土壤不同发生层次的磁学性质趋向一致。不同剖面磁性矿物特征与成土因素密切相关，磁性矿物与环境条件变化保持着动态平衡。需要指出的是，高温湿润地区土壤磁性矿物转化途径有别于温带地区： 首先，原生磁性矿物发生了程度较高的低温氧化，部分转化为磁赤铁矿/赤铁矿，表现为具有更高的居里点^[29]； 其次，两个剖面中基本不存在如中国黄土高原成土过程中形成强磁性SP和SD颗粒（这些颗粒主要由原生MD颗粒外围溶解形成）^[29]，说明含铁硅酸盐风化释放出的铁离子并没有转化为细小的强磁性矿物，而可能直接形成弱磁性矿物，如针铁矿和赤铁矿。此外，与加积型土壤不同，亚热带风化壳上发育的土壤可经历更长的风化成土时间，这也使得这一类型的土壤中含有更多的三价铁化合物。

本文在前期系统的岩石磁学参数测试和分析的基础上，结合常量元素地球化学、 粒度和色度指标，分析了亚热带地区花岗岩风化壳上发育的两个红土剖面磁性矿物变化及其与环境条件的关系，探讨了该地区这一类型红土中磁性矿物转化机制，得出以下结论：

（1）常量地球化学元素含量及比值表明两个剖面土壤均处于脱硅富铝化的成土阶段，结合色度和粒度分析，认为福州剖面由于成土时间较长而经历了更强的后期风化作用。

（2）在亚热带地区，高温高湿的气候影响着土壤磁性的各个方面（如磁性矿物种类、 含量、 颗粒大小），是土壤磁性随剖面深度变化规律的主导因素； 土壤母质和成土时间则是不同红土剖面之间磁性矿物特征差异的主控因子； 土壤磁性矿物转化途径不同于温带地区： 高温高湿气候条件对原生磁性矿物改造作用更为明显，并且影响次生磁性矿物的转化途径、 转化速率和赋存形式。

致谢 感谢审稿专家、 编辑的意见和建议。