2017, Vol.37
② 福建师范大学地理研究所, 福州 350007;
③ Department of Environmental Sciences, Macquarie University, Sydney NSW 2109, Australia;
④ 中国科学院西北生态环境资源研究院, 沙漠与沙漠化重点实验室, 兰州 730000)
印度德干高原(Deccan Plateau)位于印度中西部(图 1)，地势西高东低，面积达50×104km2，是世界上最大的陆地熔岩高原之一。深谷切开了晚白垩纪徳干溢流玄武岩至南方的前寒武纪岩浆岩和变质岩[1]；整个高原由约1500m厚的玄武岩组成，它是由白垩纪末期65Ma以前多次玄武岩熔浆喷发形成[1]。每次喷发后都经历了长期风化剥蚀过程，于是在喷发层顶面形成褐红色-褐黄色的强风化和半风化红土层；下一次玄武岩喷发则覆盖在以前形成的风化红层之上。如此反复，形成了千米多厚由许多层状玄武岩喷发旋回组成的壮观玄武岩高原(图 2a)。玄武岩的层状产出更是地质奇观：它就如同沉积岩一般可以近水平地平行延伸几十公里。在地形比较平整的德干高原玄武岩的顶部，普遍存在厚约25m的砖红壤(图 2b)，这些砖红壤在广大印度南方地区也有大面积分布，如南方的果阿(Goa)和远离德干高原东部的孟加拉邦[2]，因此砖红壤分布的面积比徳干高原玄武岩要宽广得多。该砖红壤广泛覆盖在不同时代各种岩性的地层之上[3]。根据古地磁极特征研究，砖红壤形成于白垩纪的65Ma以来[4]，最新的砖红壤形成于海边沙丘，时代为全新世[3]。由于早期形成的砖红壤会被风化成为后期砖红壤发育的物质，因此砖红壤有了原生和次生砖红壤之分[2]。
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图 1 德干高原、果阿以及采样点的范围(据文献[1]修改) 德干高原采样范围如图中方框所示；圆点代表城市，三角形代表山峰 Fig. 1 Sketch map of Deccan Plateau (shaded area), Goa and sampling sites (rectangular area), modified from reference[1], circles: cities, triangles: mountain peaks |
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图 2 德干高原1500多米厚由许多层状玄武岩喷发旋回组成(a)；德干玄武岩高原顶部的大约25m厚的砖红壤铁壳层(b)；砖红壤蠕虫状结构(c)；喷发间歇风化形成了玄武岩风化红土层，从顶到底玄武岩由强到弱被风化为褐红色、褐黄色土层，并渐变为深灰色玄武岩母质层(d)；Goa海边砖红壤(e)；德干高原顶部的砖红壤台地(f)；德干高原砖红壤及其下伏的红土(g)；徳干高原一岩洞显示砖红壤铁壳层基底(h)，照片来自文献[1] Fig. 2 Over 1500 meters thick of the Deccan Plateau is composed of many layered basalt eruption cycles (a); About 25 meters of laterite built up a iron cap in the plateau (b); Vermiform or worm-like holes in laterite (c); The red soil shows various weathering development, from red to yellow brown soil, gradual down to basalt parent material layer (d); Laterite in Goa seaside (e); Laterite in top of the Deccan Plateau (f); Laterite and underlying red soil of the Deccan Plateau (g); A cave at the base of the ferricrete cap in the Deccan Plateau (h), and the picture is from reference[1] |
砖红壤是富含铁铝质的硬壳，普遍发育蠕虫状结构，是热带气候形成的典型地表土壤[3, 5]。由于气候和地形的差异，各地砖红壤所含铁质和铝质(高岭土)有所不同。铁质高度富集的砖红壤可以作为铁矿石出口，而没有达到铁矿石标准的砖红壤，在当地则被加工成规则的块状，长期被用为地砖墙砖等建筑材料。德干高原顶部的砖红壤由于发育在玄武岩之上，长期被认为是由最顶层玄武岩原地风化形成[1, 6, 7]。但是野外考察发现，砖红壤的结构构造与玄武岩风化红层存在明显差别：玄武岩喷发间断所发育的风化红层一般厚2~3m，均匀块状，没有砖红壤的蠕虫状结构，而且风化红层从顶到底存在风化程度由强到弱的明显变化，比如从顶部褐红色土往下变成褐黄色土层，最后过渡到母质玄武岩；但是砖红壤却没有这种现象。因此，也有学者不赞同徳干高原砖红壤是玄武岩原地风化形成，他们认为该砖红壤的铁质具有侧向迁移特点，提出了可能是古河道形成了砖红壤，后来由于长期风化使得地形倒置，造成今日之现象[1]。
最近在德干高原考察时还发现：玄武岩高原残存的平坦台地或者平顶山(Panchgini Tableland)之上的砖红壤顶部的洼地之中，还局部保留着厚约1m的典型风积黄土[8]。玄武岩高原风化表面生长着苔藓地衣以及草的根部，都明显存在被拦截的风积物。这些风积物是否与砖红壤的形成有什么联系？或者砖红壤确是从玄武岩风化形成？本文对印度德干高原玄武岩风化红土、德干高原砖红壤和南部海岸果阿(Goa)地区砖红壤分别进行采样测量，以求获得证据澄清上述疑问。
2 研究区概况及实验方法德干高原位于印度半岛中西部，主要属于热带地区，为热带季风气候。高原经纬度大约在15°27.281′~22°18.835′N，72°34.686′~79°49.903′E (图 1)。徳干高原海拔高度约1500m，东西两侧山脉分别称为东高止山(Eastern Ghats)和西高止山(Western Ghats)。西高止山山顶的年降雨量平均可达6000mm[7]，高原内部受东西两侧山脉的阻挡，年降雨量从两侧向高原内部减少，高原内部年降水量在800~1200mm (http://www.worldweather.cn/zh/city.html?cityId=1586)，高原内部的纳西克(Nasik)、浦那(Pune)、马哈拉施特拉邦(Maharashtra)等城市的年降雨量均小于1000mm (http://www.worldweather.cn/zh/city.html?cityId=1611)。高原缺乏高大茂密的森林，以灌木和高草为主；热季印度各地气温可高达40℃，德干高原可高达49~50℃[9]，西高止山脉将果阿(Goa)与德干高原分隔开来，Goa气温较德干高原稍低，但是近海边降雨更多[10]，年降水量可高达3000mm，且80 %的降水主要来自于夏季的西南季风[3]，化学风化作用更强。砖红壤除了发育在德干高原玄武岩顶部，在南方各地缺少玄武岩的地方也普遍发育，如位于德干高原(图 1，采样方框)正南方的果阿(Goa)海边现代地表就发育着砖红壤(图 2e)。
本研究共采集18个样品，均为地表露头所采，按照岩性分为玄武岩、玄武岩风化红土和砖红壤三类(图 2和3)。玄武岩采得样品3个，编号为A1、A2和A3；玄武岩风化红土样品6个，编号为B1、B2、B3、B4、B5和B6，其中B1~B4样品为连续风化剖面。玄武岩风化红土层上部显示褐红色，而下部渐变为褐黄色，进而过渡到深灰色玄武岩母质层(图 2d)；砖红壤样品共9个，包括果阿(Goa)砖红壤4个(图 2e)，编号为C1、C2、C3和C4，德干高原顶部的砖红壤5个(图 2a和2f)，编号为D1、D2、D3、D4和D5。Goa海岸采样范围的经纬度为(15°27.281′N，73°48.565′E) (图 1)。砖红壤为富含铁铝质的硬壳层，从新鲜面可见，砖红壤发育土壤蠕虫状结构(图 2e)，块状，物质分布不均匀，一般含红色和黄白色两种颜色(图 2c和2e)，红色为铁质富集和铁质胶结的部分，黄白色则以高岭土(白色)和褐铁矿(黄色)为主(图 2c)。随着成土强度增加，白色高岭土渐少，蠕虫状结构发育，红色铁质更加富集。此外，在砖红壤25m深处的基底和玄武岩之上，还发育着一层红土层(图 2g和2h)。
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图 3 砖红壤、玄武岩及其风化红土的常温磁学特征 Fig. 3 Room temperature magnetic properties of laterite, basalt and weathered basalt |
需要强调的是，本文砖红壤特指普遍发育在印度徳干高原和Goa海岸普遍发育蠕虫状结构红色富含铁铝质的硬壳，通常被称为砖红壤[2, 4, 6, 7]，但是有的学者认为将它称为铁壳层更合适，因为它与澳大利亚豆粒状的砖红壤不一样[1]。不论是蠕虫状铁壳层或是豆粒状砖红壤，都曾经历了热带条件下地表成土铁铝质高度富集过程，是热带特定干湿交替气候条件下砖红壤的高级发育阶段[5, 11, 12]。为了方便表达与玄武岩喷发间歇所形成的风化红土区别，本文仍然称红色铁壳层为砖红壤，称玄武岩风化形成的红土为玄武岩风化红土或者玄武岩红土。
将样品放置于实验室自然晾干，用玛瑙研钵研磨，使用电子天平称重，后用塑料薄膜包紧压实，放入无磁性样品盒。分别测量下述各项磁学参数：使用Bartington MS2型磁化率仪先后测量低频(470Hz)体积磁化率(κlf)和高频(4700Hz)体积磁化率(κhf)，然后进行质量归一，得到高低频质量磁化率(χhf，χlf)，并计算出百分比频率磁化率χfd %=(χlf-χhf)/χlf×100 %；使用D-2000交变退磁仪和Molspin Minispin旋转磁力仪测量非磁滞剩磁(ARM)，交变场峰值为100mT，直流场为100μT，根据公式ARM/H (H为直流场值)计算出非磁滞磁化率(χARM)；等温剩磁(IRM)是由ASC IM-10-30强磁仪按一定方向对样品外加一个瞬时磁场，之后用Molspin小旋转磁力仪测量样品获得的剩磁；本文将磁场强度为1T时所得到的IRM视为饱和等温剩磁(SIRM)，磁化系数F300是外加磁场为300mT时的等温剩磁(IRM300mT)与饱和等温剩磁(SIRM)的比值：F300=IRM300mT/SIRM；样品获得SIRM后再以10mT的步长施加反向磁场同时测量其剩磁，直至剩磁为零或负值，并由IRM-XmT线性内插获得剩磁矫顽力(Bcr)；使用卡帕桥MFK1-FA磁化率仪和CS-4加热装置测量磁化率随温度变化曲线(κ-T曲线)，温度从室温到700℃，加热速率为8~10℃/分，测试在空气环境下进行；利用VFTB (Variable Field Transition Balance)测量样品的磁滞回线和磁化强度随温度变化曲线(M-T曲线)，其中磁滞回线的最大外加场为1T，M-T曲线在空气中测试，温度范围为室温到700℃，其外加磁场强度为350mT。
3 实验结果 3.1 常温磁学参数常温磁学参数主要包括磁化率(χlf)、百分比频率磁化率(χfd %)、非磁滞剩磁(ARM)、饱和等温剩磁(SIRM)、磁化系数(F300)、剩磁矫顽力(Bcr)以及各磁学参数之间的比值，可以通过这些定量的数据反映磁性矿物的种类、含量以及粒径的相关信息。
3.1.1 χ、χARM与SIRM磁化率(χ)用来衡量物质被磁化的难易程度[13, 14]。Goa和德干高原地区的砖红壤样品的磁化率(χlf)为12.33×10-8~353.70×10-8m3/kg，均值为91.77×10-8m3/kg；玄武岩风化红土样品的磁化率(χlf)值介于253.27×10-8~2547.18×10-8m3/kg，均值为1184.75×10-8m3/kg；玄武岩样品的磁化率(χlf)值介于551.17×10-8~1317.77×10-8m3/kg，均值为1044.06×10-8m3/kg，总体而言，玄武岩系列样品的磁化率高于砖红壤(图 3a)，说明玄武岩及其风化红土中的强磁性矿物含量高于砖红壤。玄武岩风化红土B2样品的磁化率稍高于玄武岩样品，可能是因为母岩中的其他含铁矿物，比如辉石等在风化过程中，释放出铁离子，形成强磁性矿物，从而导致其磁化率的升高；也可能是由于该样品的母质磁化率本身就较高所致。
非磁滞磁化率(χARM)常用于鉴别样品中的单畴(SD)颗粒含量[15, 16]，Goa和德干高原地区的砖红壤样品χARM(图 3b)，均值为234.03×10-8m3/kg；玄武岩风化红土均值为1949.94×10-8m3/kg；玄武岩均值为2733.41×10-8m3/kg，玄武岩系列样品大于砖红壤。表明玄武岩及其风化半风化红土样品中SD颗粒含量高于砖红壤。
等温剩磁主要由亚铁磁性和不完全反铁磁性矿物贡献[17]。本实验将最高外加磁场1T的等温剩磁(IRM)定义为SIRM，其值主要受亚铁磁性矿物的含量、类型及其磁性矿物的磁晶粒度影响，并认为其大小主要来源于亚铁磁性矿物中SD以及多畴(MD)颗粒的贡献[18]。Goa和德干高原地区的砖红壤的SIRM均值为1816.94×10-5Am2/kg (图 3c)，变化范围在556.84×10-5~3223.61×10-5Am2/kg之间；玄武岩风化红土和半风化红土SIRM范围为2785.35×10-5~32118.20×10-5Am2/kg，均值为10282.41×10-5Am2/kg；玄武岩母质SIRM的值均大于9193.45×10-5Am2/kg (图 3c)，与χARM一样，显示出玄武岩系列样品大于砖红壤。表明玄武岩及其风化红土样品所含亚铁磁性矿物高于砖红壤样品。
3.1.2 χfd %、χARM/ χ、χARM/SIRM与SIRM/ χ百分比频率磁化率(χfd %)值的变化可以来反映样品中超顺磁(SP)颗粒的存在及其相对含量[17~21]。Dearing[22]提出应用χfd %半定量估计SP颗粒含量的模式，当χfd % < 3 %时，样品基本不含SP颗粒(其值可能只是Bartington磁化率仪测量时的噪声)；3 %≤χfd %≤10 %时，样品中同时含有SP颗粒和粗颗粒；当10 %≤χfd %≤14 %时，说明样品中主要为SP颗粒(含量≥75 %)[18]。砖红壤样品的χfd %均值为6.21 %，玄武岩风化红土χfd %均值为7.21 %，玄武岩样品的均值为0.95 % (图 3d)。砖红壤样品和风化半风化玄武岩样品的值比较相近，它们均高于玄武岩，说明砖红壤和玄武岩风化红土样品中同时含有SP颗粒和粗颗粒。
χARM/χ(图 3e)和χARM/SIRM (图 3f)在以磁铁矿为主的样品中表示SD颗粒对磁化率和剩磁的整体贡献[23]，如果样品中含有一定量的高矫顽力矿物，往往使结果变得复杂。砖红壤χARM/χ均值为1.65×10-3，χARM/SIRM均值为0.13×10-3m/A；玄武岩风化红土χARM/χ均值2.58×10-3，χARM/SIRM均值为0.30×10-3m/A；玄武岩χARM/χ均值2.69×10-3，χARM/SIRM均值为0.14×10-3m/A。
SIRM/χ(图 3g)指示磁性矿物颗粒大小和类型，高值代表SD浓度高[13]，但是如果样品中含有大量的赤铁矿，会导致该比值升高。砖红壤的均值为53.28×103A/m，风化半风化玄武岩的均值为13.46×103A/m，玄武岩的均值为29.22×103A/m，总体显示出砖红壤>玄武岩>玄武岩风化红土。
χARM/χ(图 3e)和χARM/SIRM (图 3f)显示玄武岩及其风化半风化样品的SD大于砖红壤，而SIRM/χ(图 3g)却表明砖红壤大于玄武岩和玄武岩风化红土样品，说明砖红壤中含有大量的赤铁矿而使得SIRM/χ增大。
3.1.3 F300与Bcr磁化系数F300表示为IRM300mT与饱和等温剩磁SIRM的比值，可以反映样品中亚铁磁性矿物的比例，亚铁磁性矿物越多，其比值越接近100 % [24]。砖红壤的F300的平均值为44.98 %；玄武岩风化红土变化在79.04 %~97.38 %范围，均值为91.97 % (图 3h)，玄武岩变化范围小，均值为97.68 %。总体表现为玄武岩>玄武岩风化红土>砖红壤。由此可知，玄武岩样品中的亚铁磁性矿物相对含量普遍高于砖红壤，随着风化增强，部分亚铁磁性矿物转化为反铁磁性矿物，因此玄武岩风化红土样品中亚铁磁性矿物比例下降，砖红壤所含亚铁磁性矿物比例低，而含较高比例反铁磁性矿物。
Bcr表示样品从获得饱和等温剩磁SIRM后剩磁降低到零所需施加的反向磁场的强度[11]。Bcr的大小反映了样品中软硬磁性矿物的比例。软磁性矿物(比如磁铁矿、磁赤铁矿)的Bcr较小，而硬磁性矿物(比如赤铁矿、针铁矿)的Bcr较大。砖红壤样品的Bcr均值为399.24mT，为最大，总体趋势表现为砖红壤大于玄武岩系列样品，与F300结果一致；玄武岩风化红土样品Bcr均值为52.94mT (图 3i)，玄武岩的均值为46.46mT，可见后两者以软磁性矿物为主，在磁性矿物种类方面与砖红壤(以硬磁性矿物为主)存在很明显差别。说明砖红壤在成土过程中形成了较多的硬磁性矿物，而玄武岩风化红土样品与玄武岩接近，含有较多的软磁性矿物，与F300(图 3h)所反映磁性矿物类型吻合。
3.1.4 磁滞回线图 4是未进行顺磁校正的样品的磁滞回线，它大致显示了样品中磁性矿物的软硬组分的相对比例，以及磁化强度(Ms)、剩余磁化强度(Mrs)、矫顽力(Bc)等重要磁性信息。砖红壤系列C1、C2、C3、D1、D2和D3样品(图 4a~4f)的磁滞回线，显示了磁性矿物组成从硬磁性占优势，渐变为软磁性矿物的变化过程。图 4a~4c形态相近，呈“粗腰”型，各样品曲线在1T磁场下还尚未完全闭合，说明硬磁性矿物在样品中占绝对优势[25]。尤其4a和4b样品的磁滞回线粗腰形态一致，表明硬磁矿物在该样品中占优势。图 4c的磁滞回线仍以硬磁矿物占优势，但是已经显示了近原点处低磁场条件下的发生软磁“扭曲”，变成了“蜂腰”形态。蜂腰形态所呈现的扭曲程度不同，则反映了样品中软磁和硬磁性矿物的相对含量不同[25]。图 4c的磁滞回线形态表明，C3样品除了硬磁性矿物之外，已经含微量软磁性矿物，即同时含有硬磁性和软磁性矿物。D1样品磁滞回线显示了更加明显的软磁性矿物的扭曲(图 4d)，表明该样品的软磁性矿物的含量又稍高于C3样品(图 4c)。磁滞回线除了低磁场扭曲程度可以判别是否存在软磁性矿物，以及软磁性/硬磁性矿物的相对比例之外，磁滞回线的高场磁化率也可以大体表征这样信息[25]。高场磁化率通常指300mT以上磁场下，所加的磁场与所获得的磁化强度比值，它可以直观形象地表示为磁滞回线>300mT部分的斜率[26]。斜率大，则硬磁性组分高，如图 4a斜率明显比图 4d高。由于所加的磁场不能使硬磁性矿物如赤铁矿和褐铁矿饱和，因此硬磁性矿物在磁滞回线测量中无法与顺磁性矿物区分开来，即高场磁化率既有硬磁性矿物也有顺磁性矿物的贡献。
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图 4 各样品磁滞回线 Fig. 4 Magnetic hysteresis loops of selected samples |
砖红壤D2和D3样品的磁滞回线形态则显示含有更高比例软磁性矿物，形态也更接近亚铁磁性矿物。但是根据其微弱的“蜂腰”(图 4e和4f)形态特征，可以判别它们样品中的软磁性矿物的相对含量较D1样品(图 4d)更高些，图 4e的D2样品的高场磁化率比图 4f的D3稍平缓些，表明后者样品含软磁性矿物的比例更高些。从总体看，砖红壤样品磁滞回线形态从“粗腰”变为“蜂腰”，再变为近似亚铁形态，显示了砖红壤样品中软、硬磁性矿物相对含量存在很大的变化。
玄武岩系列样品，包括玄武岩和玄武岩风化红土，它们的磁滞回线(图 4g、4h和4i)形态高而瘦，矫顽力(Bc)较小，在外加场为500mT左右曲线开始闭合，表明其主要的载磁矿物为亚铁磁性矿物。玄武岩母质样品与其风化红土样品的曲线形态没有明显差别。但是玄武岩的高场部分具有稍高的斜率(图 4g)，说明玄武岩比其风化红层含稍高比例的顺磁性/或硬磁性矿物。由于玄武岩风化红土是从玄武岩风化形成的，因此可以判断，玄武岩风化红土中较多的亚铁磁性矿物可能是在风化成土过程中增加形成的。
3.2 高温磁学特征热磁分析包括磁化强度随温度的变化(M-T曲线)和磁化率随温度的变化(κ-T曲线)测量。根据样品加热过程中磁性矿物的相变所反映出来的居里温度或尼尔温度来鉴别磁性矿物种类[27, 28]。磁化率还受到磁性矿物颗粒大小的影响，因此κ-T曲线还反映样品加热过程中磁性矿物磁畴的变化[29]。
图 5a、5b、5c、5g、5h和5i分别是砖红壤C1、C2、C3、D1、D2和D3样品M-T曲线，图 5d、5e、5f、5j、5k和5l是与之对应的κ-T曲线。砖红壤C1的尼尔温度为650℃左右(图 5a)，是曲线唯一转折，表明样品存在单一磁性矿物赤铁矿，结合室温条件下测量的磁滞回线(图 4a)“粗腰”型特征及砖红壤C1的Bcr(图 3i)大于600mT以及38.32 %左右的F300(图 3h)，可确认该磁性矿物是硬磁性的赤铁矿，可能是由于砖红壤形成过程中强烈的风化作用造成Fe、Al富集，导致赤铁矿晶格中的Fe部分被Al替代，造成其尼尔温度的略为降低[30]。砖红壤样品C2与样品C1大体相似，加热曲线的尼尔温度点约为675℃，说明主要磁性矿物也为赤铁矿。但是该冷却曲线与加热曲线不可逆，冷却曲线的尼尔温度约为645℃，表明加热过程中部分赤铁矿被改变成为磁赤铁矿，使得磁化强度增加。同样的C2号样品在κ-T曲线测量时也表现出磁铁矿、磁赤铁矿和赤铁矿同时存在，甚至基本可逆(图 5e)。但是我们根据热磁分析判别磁性矿物，是为了了解该样品在室温条件下的矿物情形，加热过程的氧化作用，可能会产生矿物变化，因此需要结合其常温条件下测量的磁滞回线特征来综合考虑。由于C2号样品的磁滞回线显示了硬磁性特征(图 4b)，较高的矫顽力及较低的F300(图 3h)，因此可以确认赤铁矿是该样品主导磁性矿物。砖红壤样品C3、D1、D2和D3的M-T曲线(图 5c、5g、5h和5i)均在300~400℃之间存在微弱的降低，可能指示着热不稳定的磁赤铁矿在加热过程中转变为赤铁矿所致，这一现象在它们的κ-T曲线(图 5f、5j、5k和5l)反映的更加明显。在这4个样品中，样品C3的M-T曲线在320℃前后有个轻微转折，在650℃转折显著(图 5c)，而它的κ-T曲线也显示为近650℃转折，结合该样品常温测量的磁滞回线特点(图 4c)可知，该样品磁性矿物以赤铁矿为主，含微量磁赤铁矿；但是它们加热曲线的尼尔温度都比675℃低，这是因为加热过程中磁性矿物发生了一定程度的改变，可能是由于赤铁矿在加热过程中晶格中更多的Fe被Al替代，造成其尼尔温度的降低[30]。另外D1、D2和D3砖红壤样品的M-T曲线均显示着620~630℃居里温度(图 5g、5h和5i)，但是它们κ-T曲线除了D2有所表现(含少量磁赤铁矿，更多为磁铁矿，见图 5h)，而其它两样品的κ-T测量则无磁赤铁矿，只显示含磁铁矿。同样的样品在测量κ-T曲线和M-T曲线所反映出不同的磁性矿物种类，很可能与测量仪器的加热环境有关[31]。
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图 5 6个砖红壤M-T和κ-T曲线 Fig. 5 M-T and κ-T curves of 6 laterite samples |
图 6a、6b和6c分别是玄武岩母质样品A3、玄武岩弱风化层B3和玄武岩强风化层样品B2的M-T曲线，6d、6e和6f是与之对应的κ-T曲线。玄武岩母质样品A3的M-T及κ-T加热曲线，均清楚地显示了近570℃居里温度，说明磁铁矿是母质玄武岩主要含铁矿物。玄武岩风化红土B3号和B2号样品分别是玄武岩弱风化层和玄武岩强风化层样品，它们的M-T曲线特点与中国第四纪黄土古土壤[32]十分相似，曲线从室温至120℃轻微下降(图 6b和6c)，可能与针铁矿存在有关(与野外观察褐黄色一致)；在350℃附近有个比较明显转折，表明受热不稳定磁赤铁矿转变成为赤铁矿[31]。曲线显示居里温度约620℃，磁化强度大幅降低，接近于零，暗示着样品中含有大量的磁赤铁矿，或者磁赤铁矿化的磁铁矿。但是磁化强度依然还没有降低到零，而是仍保留一定的磁化强度并随温度增加渐渐降低，表明可能还仍然有赤铁矿的存在。
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图 6 玄武岩风化红土及玄武岩母质M-T和κ-T曲线 Fig. 6 M-T and κ-T curves for samples of weathered basalt and parent material basalt |
图 7a和7b分别是徳干高原砖红壤D1、D2和D3(图 2g底部红土)和玄武岩风化红土B2、B3和B6(图 2d红土)的粒度分布曲线。砖红壤样品显示3个粒度峰值(图 7a)，分别大致在0.5μm、6μm和100μm，而且细粒组分的含量要比粗粒组分高许多。中国黄土高原样品同样有3个粒度组分，即0~2μm超细组分、2~10μm细组分和10~100μm粗组分，它们分别代表成壤过程生成、西风环流高空远距离搬运和相对近距离的东亚冬季风搬运3种形成方式[33~36]。砖红壤样品的粒度分布较中国黄土相比存在明显差别，或者“相反”的特征：中国黄土3个粒度峰值，通常粗粒组分百分含量最高，细粒成土组分百分含量最低[33~36]，而印度砖红壤底部红土恰好相反，0~2μm超细组分的含量百分比为最高(图 7a)说明其粒度总体偏细，可能暗示着其受到了更强的原地成土风化作用，导致 < 2μm组分的含量大幅度升高。玄武岩风化红土样品显示两个粒度峰值(图 7b)，主要集中在大于100~1000μm的粒径范围，少量在30μm附近，相比于砖红壤，玄武岩风化红层的粒径明显较粗大，是风动力无法高空远距离搬运的粒径范围。这些粒度特点展示了徳干高原原地风化形成的玄武岩风化红土与它之上砖红壤铁壳层存在明显的差异。
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图 7 砖红壤(a)和玄武岩风化红土(b)粒度分布曲线图 Fig. 7 Grain size frequency distribution curves of laterite (a) and red soil weathered from basalt (b) |
上述磁学分析的3组样品分别是玄武岩、玄武岩风化红土和砖红壤。玄武岩是基性岩，磁铁矿是其主要磁性矿物(图 6)；玄武岩风化红土含磁赤铁矿(或磁赤铁矿化磁铁矿)为主，以及少量褐铁矿(图 6)。这两类样品均以软磁性矿物为主要特点，磁滞回线为瘦高型，具有较低的剩磁矫顽力，较高的磁化率和F300(图 3)。
玄武岩风化红土发育在上下玄武岩喷发间断，它从顶部向下到母质玄武岩，其风化成土程度由强到弱(图 2d)，磁性矿物均以磁赤铁矿为主(图 6)。从风化颜色来看，上部为褐红色，下部为褐黄色(图 2d)，表明存在透水性差别：上部透水性好，下部湿润，上部为赤铁矿呈褐红色，下部为针铁矿呈褐黄色。虽然褐红色表明样品存在赤铁矿，但由于赤铁矿的强度要远远低于磁赤铁矿，因此在两者同时共存的情况下，赤铁矿的信号会被磁赤铁矿压制，就可能难以体现出来。如果仔细观察，该样品600℃之上的磁化强度，不象玄武岩样品直接为零(图 6a)，而是慢慢趋向零(图 6b和6c)，显示着赤铁矿的存在。该磁赤铁矿磁化强度随温度变化曲线与中国黄土古土壤的曲线很相似，可能也是磁颗粒表面被磁赤铁矿化的磁铁矿。因此，这类型磁赤铁矿的居里温度与磁铁矿被氧化程度有关，于是它的居里温度介于磁铁矿和赤铁矿之间(570~670℃)[37]。
磁性矿物在成土过程中的生成转化与环境因素密切相关[38]。砖红壤6个样品显示了磁学性质存在很大变化，事实上它们来自两类不同样品。当样品采自具有蠕虫状结构的铁壳层砖红壤，热磁测量则显示样品主要含赤铁矿，甚至含微量磁赤铁矿。这些矿物导致了砖红壤的磁滞回线显示出“粗腰”或者“扭曲蜂腰”的形态(图 4)，这类样品中无软磁组分，或者只含微量软磁组分、而硬磁性赤铁矿含量占绝对优势，故磁滞回线显示“粗腰”或者“扭曲蜂腰”(图 4a、4b和4c)。另外一组样品显示硬磁性矿物的相对含量少，而软磁性多的特征，其样品是采自德干高原砖红壤之下的红土(图 2g)，它们磁滞回线形态近似高而瘦(图 4d、4e和4f)，具有低磁化率、低剩磁矫顽力以及相对高的F300(图 3h)。
具有蠕虫状结构的砖红壤是铁铝质胶结的硬壳层，难以分离做粒度分析。砖红壤粒度分析样品也是采自德干高原砖红壤之下的红土(图 2g)。这些样品粒度显示存在3个峰，它们的峰值主要集中在小于100μm的范围内。而玄武岩风化红土的粒度较大，峰值则主要集中在100~1000μm之间(图 7)。不同的粒度分布曲线特征可能显示了不同物源。
这里的砖红壤之下红土层(图 2g)位于Arthur's Seat (1347m)玄武岩之上，位于玄武岩顶层和砖红壤底部之间，与徳干高原Panchgini Tableland (1334m)一岩洞显示砖红壤铁壳层基底处均质红土(图 2h)一样层位。这一层红土被认为是来自砖红壤风化形成[1, 9]。为了方便以下讨论，这里把这层红土称为砖红壤红土。砖红壤具有蠕虫状土壤结构，磁性矿物以赤铁矿为特点，而砖红壤红土以磁赤铁矿为特征，并且滴盐酸产生微弱汽泡。该红土中出现的软磁性矿物磁赤铁矿是在风化成土过程中形成。同样是风化红土，玄武岩风化红土颜色略带紫色，而砖红壤红土带土红色(图 2)，图 7显示的粒度方面存在明显差别，砖红壤红土粒度细小，主要分布在100μm以下，而玄武岩风化红土粒度粗一些，以大于100μm粒径为主，这可能可以作为它们来自不同母质的证据。
4.2 玄武岩原地风化形成砖红壤的可能性印度南方热带气候广大地区地表普遍发育着砖红壤，而且覆盖在各种年代各种岩性之上，通常被认为砖红壤是从母岩原地风化形成[3]。徳干高原由岩性单一的玄武岩组成，喷发间歇时期，地表玄武岩就被原地风化形成了红土层。玄武岩顶部之上发育着厚约25m的砖红壤，不同学者对该砖红壤的成因存在不同看法。根据砖红壤和下伏玄武岩地球化学特点的相似性，Widdowson与Cox[7]认为德干高原砖红壤是由下伏顶层玄武岩原地风化形成，但是Ollier和Sheth[1]不赞同，首先质疑25m厚砖红壤没有明显残积特征；其次质疑如此厚(25m)的富铁硬壳层需要多厚的母质层才能满足，他们研究认为德干高原砖红壤的铁铝质的富集具有侧向移动特征，并非垂直向下。他们提出该砖红壤可能是沿着过去古河道形成的，而今风化作用将古地形倒置，即过去的谷底现在成为了山峰[1]，于是砖红壤就出现在现在的山顶。
显然，如果认为砖红壤是由顶层玄武岩原地风化形成，那么这25m厚的砖红壤应当是可以找到从上而下不同风化程度的成土层次，这种原地残积形成过程就会形成由上而下风化程度由强变弱，土壤发育由强到弱而产生的不同土壤层次。如同玄武岩喷发间断所形成的3m厚风化红土层，自上而下发育了不同土壤层次(图 2d)。3m厚的玄武岩风化层尚且分异出不同程度的成土层次，25m厚的砖红壤如果真的是原地风化形成，那么玄武岩就可能会观察到由上而下所形成的风化程度差别，以及风化不均匀而残留的玄武岩碎块。而且处在25m的底部，降雨到达较少，风化程度应当较弱，而会出现渐渐变多的残积半风化玄武岩母质碎屑。但事实是我们的野外并没有观察到这些特征。德干高原25m厚的砖红壤(图 2b、2f和2h)似乎发育得比较均匀，没有明显自上而下由于风化程度差异而形成的不同颜色或不同层次；即使在25m的砖红壤基底深处(图 2h)，依然看到颜色均匀，发育着赤铁矿红色为主的砖红壤。赤铁矿鲜艳红色显示着强风化特征，与它所处的25m深处弱风化位置不相吻合。如此现象说明，25m厚德干高原砖红壤不太可能是由顶层玄武岩原地自上而下风化形成。
此外，在砖红壤25m深处之基底还发育着一层砖红壤红土层(图 2g和2h)，而且认为该红土层是从砖红壤进一步风化形成的[1, 10]。那么，不论是原地残积风化还是侧向迁移的说法都遇到了难题：如何解释25m深处砖红壤的形成？按照原地残积风化解释，25m底部风化程度应当很弱，很弱的风化条件又怎能形成砖红壤？更难以解释的是，在很弱的风化条件下砖红壤形成后，却能够将砖红壤进一步风化成为红土？按照侧向迁移的说法，同样难以解释砖红壤和砖红壤之下红土层怎么侧向迁移形成了砖红壤和红土不同的两层？
以上讨论说明，徳干高原砖红壤成因的两种假说，原地残积风化假说和侧向迁移的假说都遇到了难以解释的科学问题，或许我们需要换个角度来思考，以求得到更合理的解释。
4.3 风积物加积成土形成砖红壤可能性25m厚的砖红壤具有上下均匀发育特点[1]，反映了砖红壤可能是在加积过程中形成。尤其是在玄武岩和砖红壤之间，还发育着砖红壤红土。它是在玄武岩喷发结束后，砖红壤形成之前的红土发育。这层红土具有风积物粒度( < 100μm)特征，明显比玄武岩风化红土粒级(>100μm)更细。据此推测，晚白垩纪结束玄武岩喷发之后，冬季风就给德干高原带来了粉尘堆积。因为只要存在海陆差别，就可能存在季风。该红土粒度分布曲线显示(图 7a)，在3个峰之中，其中细粒成土 < 2μm组分为最主要的峰，其余两峰均较弱。这种情况恰与中国黄土古土壤[35, 37, 39, 40]相反(表现为 < 2μm成土组分低；而>1μm风积两组分百分比高)，由此得知，当时冬季风较弱，降尘输出量少，因此风积物沉积速率低(表现为>1μm两组分百分比低)，但是相比之下风化成土却很强( < 2μm成土组分显示百分比高)，它使得降尘在地表成土过程中，细粒组分在该成土环境下得到不断发展增强。
该红土层与上覆的砖红壤存在明显差别，最明显差别是外貌上胶结程度差别，砖红壤为铁铝质胶结，而其下伏红土似为泥质胶结(图 2g和2h)。可能说明了当时的气候还不是现代热带条件那么湿热，而是大体继承了发育玄武岩风化红土时的气候条件。但是玄武岩红土发育针铁矿(图 2d、图 6b和6c)，而砖红壤红土(图 2g、图 5h和5i)没有，据此推测砖红壤红土发育时期与其温度相近(或者更高)，而降雨量稍低些(或者蒸发量增强)，因此主要形成磁赤铁矿和赤铁矿(针铁矿不明显)。随后，气候有个明显转折，更接近现代显著的热带特征，温度、降雨量以及蒸发量三者之间形成一种新的、相对稳定的搭配，最终在地表不是形成红土，而是形成了铁质高度富集的砖红壤(铁壳层)。这个形成过程是风积物成土过程，是从下而上持续不断进行——从玄武岩喷发结束的晚白垩纪开始[1]，一直到现在都在慢慢地持续进行着。在热带气候合适的水热条件下，沉积物不断地加入，同时不断地风化成土形成，于是土层不断地加高，不断地增厚，大约经历了65Ma[1, 4]，终于在德干高原玄武岩顶部累积形成了25m厚的砖红壤。
中国黄土-古土壤序列就是在风积物不断地加入过程中形成的，而形成过程中的气候冷暖差别造成了黄土和古土壤层之间的反差[37, 41~44]。这种黄土和古土壤之间的成土差别在黄土高原得到明显体现，向东南方向随着温度和降雨量增加，风积物成土增强均变成以红色为主[45~47]，或这种红色-黄色差别渐渐模糊，形成了南京下蜀土[48]和安徽宣城网纹红土[49]，或者类似于甘肃新近纪红粘土[50]，均为褐红色，虽有深浅变化，但层与层之间的颜色反差变小。合适的气候条件最终可以导致形成的热带砖红壤均匀发育，缺乏明显的层次。上述粒度研究显示了德干高原砖红壤与中国黄土古土壤存在同样的风积与成土粒径特征，它可以作为一个证据证明砖红壤红土可能来自风积物，支持着这种砖红壤加积形成的可能性。因为只有风积物的加积成土过程，才能够自下而上发展；只有不断地加积不断地成土，才可能导致德干高原25m厚的砖红壤剖面自上而下不能发现由强变弱的风化特征，以及在25m砖红壤中找不到残留的玄武岩母岩碎屑。
印度德干高原存在这种不断提供风积物的来源。德干高原西北方向就是印度和巴基斯坦交界的印度沙漠，首都新德里就位于印度沙漠不远的边缘。在喜马拉雅山南坡早有黄土报道[51, 52]；最近在德干高原残留的玄武岩台地(平顶山)砖红壤铁壳层之上，发现了风积黄土[7]，说明风积物确实沉积在德干高原之上；此外，野外观察到德干高原遍地树木和草丛根部所拦截的风积物[1]，都是风积物沉积在徳干高原的实际证据。印度每年多次沙尘暴报道[53]则说明，在砖红壤发育的地质时期，沙尘暴同样也会提供着风积物来源。
中国第四纪以来风积物堆积了100多米厚的黄土高原，而且风积物至少可以追索到中新世[54~58]。甘肃西峰约6Ma以来堆积的风积物厚220m[50]，甘肃秦安6~22Ma之间堆积了250m厚的风积物[54]，即在黄土高原22Ma以来共堆积风积地层470m。那么，在喜马拉雅山南坡的印度广大地区，这些时代的风积物也没有理由完全缺失，只是在不同气候条件下风积物被改造为不熟悉的地质外貌，不易被人们所认识。Ollier和Sheth[1]曾质疑德干高原25m厚硬壳砖红壤需要多少母质才能够带来足够的铁来富集；如果以中国黄土高原为参考，22Ma以来可能就有470m厚的风积物的铁可供富集，那么如果参考同样的风积速率，在22~65Ma之间的33Ma中，也会有相应厚度(>470m厚)的风积物沉积下来，提供25m厚砖红壤成土母质和铁质富集。
以上这些分析说明，印度德干高原顶部砖红壤存在一种可能性：它是在热带气候条件下由不断添加的风积物逐渐风化形成的。而且新生代风积物可以覆盖在早期存在的不同岩性之上，砖红壤风积成因可能为理解印度热带地区广泛分布砖红壤的原因提供一种新的思路。
尽管在德干高原平顶山洼地发现了厚约1m现代黄土，但是风积物加积的解释同样也面临着一个问题需要验证：热带多雨条件下风积物可以得到保存和成土吗？
5 结论本文通过对印度德干高原的砖红壤、玄武岩及其风化红土的结构性质及其磁学、粒度等参数进行了详细的分析与探讨，得到以下结论：
(1) 详细的环境磁学及岩石磁学数据表明，砖红壤、玄武岩及玄武岩风化红土的主导磁性矿物存在很大的差别：玄武岩的磁性矿物为磁铁矿，玄武岩风化红土磁性矿物为磁赤铁矿和赤铁矿，而玄武岩顶部发育着的砖红壤主要磁性矿物是赤铁矿，还有少量针铁矿和微量磁赤铁矿，在玄武岩和砖红壤之间发育的砖红壤红土，其磁性矿物以磁赤铁矿为主。
(2) 在粒度分布方面，砖红壤红土的颗粒较细，粒度组成与中国黄土相似，粒径分布主要区间比中国黄土偏细，即成土组分比例显著更高，而风积组分比例低。玄武岩风化层颗粒粒径相对较粗，粒度主要分布在100~1000μm。这些差异可能指示着它们的形成环境及母质来源不同。
(3) 德干高原顶部砖红壤的成因存在玄武岩原地风化残积形成与侧向迁移形成的假说。但是面对25m厚砖红壤却没有显示自上而下风化程度由强变弱的明显变化，以及没有发现残留玄武岩碎屑，这两种假说都难以解释。因此本文提出一种新的假说：这些砖红壤极有可能是在热带气候条件下由于风积物不断加积成土形成的，而最近在砖红壤顶部发现的残留黄土堆积为这一假说提供了直接的证据，且其西北方向的印度沙漠可能提供了风积物的来源。
致谢: 感谢吴海斌、吉金平指导实验测量，感谢庄诗易和马春玲协助实验室测量；特别需要感谢的是审稿专家和编辑部杨美芳老师提出的建设性修改意见。
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② Institute of Geography, Fujian Normal University, Fuzhou 350007;
③ Department of Environmental Sciences, Macquarie University, Sydney NSW 2109, Australia;
④ Key Laboratory of Desert and Desertification, Northwest Institute of Eco-Environment and Resources, CAS, Lanzhou 730000)
Abstract
Deccan Plateau (15°27.281'~22°18.835'N, 72°34.686'~79°49.903'E) located in the mid-western India is comprised by many layers of basalt erupted by Late Cretaceous. These basalt layers are interbedded with red soils (about 2~3m) weathered from basalt (or RSB, red soils basalt). Laterite is commonly developed in the top of the plateau and large area of South India. The thickness of laterite in top of plateau is about 25m, which is thought to be formed by basalt in situ weathering. However it was questioned by some investigators due to its missing weathering horizons from top to bottom. On the contrary, the RSB with thickness of 3m shows obviously weathering differences with depth. In this study, 18 samples (9 laterite; 3 basalt, and 6 RSB) in Deccan Plateau were collected. Detailed measurements for grain size and magnetic parameters were carried out. The results show that (1) The main magnetic minerals of laterite are hematite, and may contain a little maghemite as well; while the dominant magnetic minerals in basalt soils are magnetite and maghemite; (2) The basalt contains magnetite only, therefore, maghemite and hematite detected from weathered basalt soil were formed during pedogenic process. This probably suggests that maghemite is the intermediate product in the transformation of magnetite to hematite; (3) Clear differences are observed between RSB and laterite, not only in their magnetic properties, but also in their particle-size distribution. In addition, strong weathering characteristics is detected throughout all the depth of 25m, it therefore is hard to support the hypothesis of laterite formed by basalt in situ weathering. The feature of thick laterite required a pedogenic process developing from the bottom up to top gradually, inputting material and developing soils step by step. Thus laterite formed by dust deposits is put forward:aeolian aggrading and laterizing gradually generates finally 25m thickness of laterite since Late Cretaceous. This hypothesis is supported by (1) recently loess discovered on top of laterite in the plateau, (2) wind blown silt grain size of laterite, and (3) Indian desert in the northwestern providing dust every year.