2021, Vol.41
2 重庆市荣昌中学校, 重庆 402460;
3 东华理工大学地球科学学院, 江西 南昌 330013)
玄武岩风化壳发育的红土是在特定地质、气候条件下形成的[1]，是研究热带亚热带地区基岩类风化土壤的重要载体。通过对其成土过程的研究，可以探索热带亚热带气候条件下母岩风化成土的演化进程。
磁性特征是研究成土过程演化的一项重要指标，母质发育型土壤的磁性特征受到母岩性质影响，同时与气候环境等因素密切相关，母质带来的原生磁性矿物及新生成的次生磁性矿物在成土过程中不停变化[2~4]。玄武岩风化发育而成的红土因其母岩的特殊性，其磁性特征区别于其他类型红土，揭示其磁性特征演化规律对研究土壤磁性和其发生机理具有重要作用[5]。
玄武岩属于基性喷出岩，SiO2含量约占45 % ~50 %，主要矿物成分为基性长石、辉石，颜色多为暗色，氧化铁的含量较高，磁性颗粒小，富集程度高[6]。玄武岩风化壳的磁学性质及其变化机制也受到学者的关注[7~9]。卢升高等[10]对浙江、云南等地玄武岩红土的研究发现玄武岩红土的磁化率高低受母岩和土壤发育程度影响，土壤磁性主要由原生和次生的磁铁矿和磁赤铁矿贡献；Lu等[11]对浙江玄武岩风化序列，饶志国等[12]对海南岛玄武岩风化红土的研究均发现χfd %对成土强度具有指示意义；Liu等[13]对海南岛北部的玄武岩风化红壤的研究表明，红壤中的强磁性矿物来自于火山灰和成土过程；Long等[14]对海南岛玄武岩风化红色铁铝土的磁学研究发现，玄武岩风化成土过程中生成了大量的次生磁性颗粒并部分转化为赤铁矿，SP-SD(超顺磁-单畴)磁性颗粒随赤铁矿含量的增加而富集；Ouyang等[15]对海南岛玄武岩风化壳的研究发现，湿热环境导致细粒磁性矿物的产生，玄武岩母质风化的最终产物为磁赤铁矿和赤铁矿；Su等[16]对我国花岗岩和玄武岩两种风化剖面的研究表明，磁性参数受母岩岩性、气候及氧化还原条件等因素的影响，风化强度可以通过磁性指标评价。
本文拟通过浙江玄武岩风化壳红土的磁学性质，并结合常量元素、漫反射光谱、有机质等指标，探讨亚热带地区玄武岩风化壳磁性特征及其对成土发育过程的响应。
1 研究区域与研究方法 1.1 研究区与剖面概况新宅(XZ)剖面(29°13′07″N，120°44′15″E；海拔516 m)位于浙江省磐安县尖山镇新宅村清河路旁(图 1a)，地处浙江中部的大盘山区，出露地层以火山岩为主，其中多为喷出岩，属于浙江嵊县-新昌新生代玄武岩系列，多为橄榄拉斑玄武岩，属于碱性玄武岩系列，岩层厚度大、分布广[17]。尖山镇位于磐安县东北部，地处玉山台地，受断裂构造影响，台地沿北东向分布，大量嵊县组玄武岩和砂砾岩地层出露。台地表面地形平坦，是磐安县最为平坦开阔的区域，平均海拔500 m以上，中间有个别小山丘出露，如后尖山等[18]。境内为亚热带季风气候，多年平均气温在3.9~17.4 ℃之间，平均降水量1409. 8~1527.8 mm。
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图 1 XZ剖面采样点位置(a)和剖面分层(b) Fig. 1 Location (a) of XZ section at Zhejiang Province and its stratigraphic (b) |
XZ剖面深度为390 cm，间隔5 cm取样，共获样品78个。根据其颜色、残留母岩颗粒大小及植物根系含量，剖面可分为3层(图 1b和图 2a)：
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图 2 采样剖面(a)和剖面残留母岩(b, c) (b)剖面层②小块母岩(采样深度215 cm); (c)剖面层①大块母岩(采样深度330 cm) Fig. 2 Photos taken during sampling and the parent rock remains in XZ section. (b)A mall parent rock contained at the middle section(depth 215 cm); (c)A big parent rock contained at the bottom section(depth 330 cm) |
层①，390~270 cm，土壤呈暗红色，残留大块母岩(图 2c)；
层②，270~90 cm，土壤呈砖红色，残留少量小块母岩(图 2b)；
层③，90 cm~0，土壤呈棕红色，不含有残留母岩，植物根系较多。
1.2 实验方法样品采回实验室后，去除样品中的异物杂质，40 ℃低温环境下烘干后备测。
磁性测量：样品在40 ℃低温环境下烘干后，取5 g左右样品装入样品盒内，依次测量：1)磁化率(低频磁化率χlf，0.47 kHz; 高频磁化率χhf，4.7 kHz)；2)非磁滞剩磁(χARM，交变磁场峰值为100 mT，直流磁场为0.04 mT)；3)饱和等温剩磁(SIRM，磁场强度为1 T)；4)具有饱和等温剩磁的样品在磁场强度分别为-100 mT、-300 mT环境中退磁后的等温剩磁(IRM-100 mT和IRM-300 mT)。磁化率用英国Bartington MS2磁化率仪测量，剩磁用Dtech 2000交变退磁仪，MMPM 10脉冲磁化仪和JR6旋转磁力仪获取和测量。完成以上测试后分别计算：百分频率磁化率χfd % =(χlf-χhf)/χlf×100；退磁参数S-100 mT=100×(SIRM-IRM-100 mT)/(2×SIRM)，S-300 mT=100×(SIRM-IRM-300 mT)/(2×SIRM)；硬剩磁HIRM-300 mT=(SIRM+IRM-300 mT)/2；L-ratio=HIRM-300 mT/HIRM-100 mT；以及比值参数χARM/χ和χARM/SIRM。另外选取典型样品，利用可变场平移磁天平(MMVFTB)进行磁滞回线和热磁分析。
漫反射光谱(DRS)测试：取适量样品烘干研磨后利用Perkin Elmer Lambda 950紫外-可见光分光光谱仪测试，测试波长范围400~700 nm，步长为1 nm。
常量元素测试：常量元素地球化学采用常规XRF元素分析法，运用岛津1800波长色散型X射线荧光光谱仪完成。
总有机碳(TOC)：采用重铬酸钾氧化外加热法来测定。以上实验均完成于华东师范大学河口海岸学国家重点实验室。
2 数据与分析 2.1 磁性特征剖面各层的磁性特征垂向变化如图 3所示，具体如下：
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图 3 XZ剖面磁性参数垂向变化 Fig. 3 Vertical variation of magnetic properties from XZ profile |
第①层(390~270 cm)：退磁参数S-100 mT、S-300 mT随着沉积物中亚铁磁性矿物比例升高而升高[19]。该层较高的S-100 mT、S-300 mT值显示磁性矿物主要由亚铁磁性矿物贡献(如磁铁矿、钛磁铁矿等)。J-T曲线(图 4)显示该层样品加热曲线上磁化强度在150 ℃附近开始大幅度下降，显示了钛磁铁矿的存在[20]，随着温度升高，磁化强度持续下降，在580 ℃附近降至0附近，显示了明显的磁铁矿居里温度信号。冷却曲线上磁化强度高于加热曲线，说明在加热过程中有新的强磁性矿物生成，可能为富含铁的硅酸盐或粘土矿物受热转化而成[21~22]。磁性参数χ、SIRM主要反映磁性矿物含量，但SIRM不受顺磁性和抗磁性矿物影响，主要反映亚铁磁性矿物的含量[23]。此外，这两个参数也受到磁性矿物颗粒大小的影响，χ对超顺磁性(SP)颗粒十分敏感，多畴(MD)颗粒次之，而SIRM对稳定单畴(SD)颗粒敏感[24]。χARM受到磁性矿物含量影响，同时与磁性矿物晶粒大小有关，单畴颗粒的亚铁磁性矿物χARM较多畴或超顺磁性颗粒高[19]。该层具有全剖面最高的SIRM值，χ和χARM也处于相对高值，显示该层磁性较强，亚铁磁性矿物含量高。χfd %主要反映细颗粒的超顺磁性(SP, < 0.03 μm)颗粒含量。比值参数χARM/χ可以指示亚铁磁性矿物颗粒的大小，较高的比值反映了SD颗粒，而较低的比值则指示了MD或SP颗粒[25]。χARM/SIRM的指示意义χARM/χ相似。整个XZ剖面的χARM/χ都小于1，显示剖面中几乎不存在SD颗粒。该层χfd %低于4 %，为全剖面最低，同时具有最低的χARM/SIRM，显示该层磁性颗粒较上部地层粗。
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图 4 XZ剖面典型样品热磁曲线(J-T)(粗线为升温曲线) Fig. 4 Thermomagnetic curves (J-T) of typical samples(thick lines represent heating curves) from XZ profile |
第②层(270~90 cm)：自该层底部向上，χ、SIRM和χARM呈现稳定的下降趋势，在200 cm处达到低值后保持稳定。总体该层χ、SIRM和χARM值均显著低于上覆和下伏地层，显示土壤磁性较弱。与层①相比，S-300 mT和S-100 mT均有所降低，显示不完全反铁磁性矿物(如赤铁矿、针铁矿等)比例有所上升。该层样品J-T曲线(图 4)显示在200 ℃前磁化强度较为稳定，后呈现下降趋势，在300~400 ℃附近表现出轻微下凹的特征，这可能是磁赤铁矿受热转化为赤铁矿所致[26~27]；后持续下降，在650~670 ℃磁化强度降低至0附近，显示了赤铁矿的奈尔温度。χfd %和χARM/SIRM较层①明显较高且随深度变浅而升高，说明细颗粒超顺磁性矿物含量逐渐增加。
第③层(90 cm~0)：从该层底部向上至75 cm处，χ、SIRM和χARM随深度减小迅速升高，后保持稳定高值。除表层个别样品外，该层S-300 mT和S-100 mT为全剖面最高，显示磁性矿物为亚铁磁性矿物主导。J-T曲线(图 4)上580 ℃的居里温度也指示了该层主导磁性矿物为磁铁矿。此外，该层位样品磁滞回线呈“S”形(如图 5)，相比层①和②，磁滞回线高而瘦，腰部相对较窄，表现出较低矫顽力的亚铁磁性矿物(如磁铁矿)的磁滞特征，且含有较多的超顺磁晶粒[6]。该层最明显的特点是具有显著较高的χfd %和χARM/SIRM，χfd %平均值为6.13 %，指示该层位含有大量细颗粒(SP)磁性矿物。
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图 5 XZ剖面典型样品磁滞回线 Fig. 5 Hysteresis loops of typical samples from XZ profile |
不完全反铁磁性矿物(赤铁矿、针铁矿等)是沉积物中非常重要的磁性矿物组分，具有重要的环境意义[6]。HIRM是不完全反铁磁性矿物含量的常用指标，但前提条件是L-ratio与HIRM不存在相关性[28]，XZ剖面L-ratio与HIRM显著正相关，表明HIRM不能作为不完全反铁磁性矿物含量的度量指标。因此，为表征该剖面赤铁矿、针铁矿的含量变化，我们进行了漫反射光谱(DRS)测试，详见下节。
2.2 漫反射光谱特征DRS分析可以对土壤中的赤铁矿和针铁矿进行鉴别[29]。赤铁矿(Hm)显紫红色调，通常可见光漫反射光谱一阶导数在555 nm(Hm低含量≤0.05 %)至575 nm(Hm高含量≥1 %)之间有特征峰，特征峰中心为565 nm[29~30]。针铁矿(Gt)显黄色调，一阶导数有两个特征峰，主峰位于535 nm，次峰位于435 nm[30~31]，但由于535 nm处的特征峰因基体的影响或与赤铁矿的特征峰重叠而变得不显著或向波长较小的方向(505 nm)偏移，因此常用435 nm处的特征峰来鉴别针铁矿[32~33]。
DRS分析结果(图 6)显示，XZ剖面各个深度的样品均存在明显的赤铁矿和针铁矿特征峰，其中层②赤铁矿和针铁矿特征峰尤为明显。赤铁矿与针铁矿一阶导数特征峰峰值的高低与赤铁矿和针铁矿的含量具有相关性，随着赤铁矿、针铁矿含量增加，漫反射光谱一阶导数的峰值升高[34]。如图 6所示，XZ剖面赤铁矿一阶导数峰值自剖面底部向上持续升高，在层②顶部达到最高值后呈现下降趋势，但仍高于层①；而针铁矿一阶导数峰值在层①保持稳定低值，自层②底部向上大幅度增加，200~90 cm保持稳定高值，层②顶部至表层呈现下降趋势，但仍高于层①。总体上，DRS结果显示剖面层②赤铁矿和针铁矿含量最高，其次为层③，层①最低。
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图 6 XZ剖面可见光漫反射光谱一阶导数曲线 (a)剖面样品的一阶导数图(虚线分别为435 nm和505 nm, 反映针铁矿; 实线为565 nm, 反映赤铁矿); (b)针铁矿一阶导数特征峰峰值垂向变化; (c)赤铁矿一阶导数特征峰峰值垂向变化 Fig. 6 First derivative cure of DRS for samples from XZ profile. (a)First derivative cure of DRS(the dotted lines are 435 nm and 505 nm respectively, reflecting goethite, and the solid line is 565 nm, reflecting hematite); (b)Vertical variation of the characteristic peaks of the first derivative of goethite; (c)Vertical variation of the characteristic peaks of the first derivative of hematite |
如图 7所示，Si元素在XZ剖面390~350 cm段保持稳定低值，后向上呈现明显的上升趋势，至200 cm附近达到剖面最高值后保持稳定高值；Al、Fe、Ti这3种元素含量变化趋势与Si元素相反；Ca和Mg两种元素自剖面底部向上呈现上升趋势，在100~70 cm达到最高值，后向上至表层呈现下降趋势；Na元素自剖面底部向上呈现持续稳定上升趋势。众所周知，风化壳的风化强度随着深度的增加而逐渐减小，玄武岩风化壳也不例外[35]。XZ剖面底部富Al、Fe、Ti，而贫Ca、Mg、Na；但是上部表现出相反的特点，这是由于在热带-亚热带地区高温高湿的环境下，在风化初期，土壤中易分解矿物被破坏，Na、Ca、Mg等易迁移元素具有很高的迁移率，而Fe、Al、Ti等稳定元素迁移率较低。而随着风化成土作用持续进行，Na、Ca、Mg变化趋缓，Fe、Al、Ti迁移率逐渐提高[1, 35]。TOC测试结果显示在剖面90 cm以下TOC含量较低且保持稳定，90 cm向上至表层呈现快速上升的趋势。
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图 7 XZ剖面主要元素和TOC垂向变化 Fig. 7 Vertical variation of the chemical elements and TOC from XZ profile |
硅铝系数(Sa=SiO2/Al2O3)和风化淋溶系数(Ba=(Na2O+K2O+CaO+MgO)/Al2O3)是两个常用的化学风化指数，通常数值越低，指示风化强度越大[36]。XZ剖面的硅铝系数和风化淋溶系数自底部向上持续升高，显示剖面底部风化强度最大，顶部最低，这与母岩风化壳自下而上风化强度逐渐增加的规律相矛盾。这可能与玄武岩风化壳SiO2和Al2O3的本底值有关，也可能是由于该剖面长期处于亚热带湿热气候条件下，气候变率较大，且土壤氧化还原环境长期处于动态变化，导致影响土壤发育的因素比较复杂，一方面使土壤中铁铝氧化物风化淋失，从而使SiO2相对富集[37]；另一方面土壤中的原生矿物被进一步分解和粘土化，形成了大量硅酸盐类的次生粘土矿物。杨艳芳等[35]、黄成敏和龚子同[38]对雷州半岛和海南岛北部玄武岩上发育的土壤的研究发现，CIA(化学蚀变指数)、Ba(风化淋溶指数)等常见化学风化指标与成土年龄之间的相关性不协调，难以反映热带地区强烈淋失阶段高发育土壤的成土风化强弱，只适用于判断成土风化早期的风化淋溶强度。XZ剖面Sa和Ba指数的变化同样显示地球化学元素比值不能指示该剖面的风化成土强度。
3 讨论土壤的磁性特征通常由土壤中所含磁性矿物的含量、类型以及晶粒大小共同决定[39]。XZ剖面底部(层①)土壤磁性较强，具有较高的χ和SIRM，较低的χARM/SIRM和χfd %，显示该层土壤磁性矿物的含量较高，颗粒较粗，以MD(多畴)颗粒为主。该层中保存的大颗粒残留碎屑母岩(图 2b和2c)以及Fe、Al、Ti等低迁移率稳定元素含量较高的特点(图 7)显示其风化成土作用较弱，这与风化壳发育土壤的风化强度随着深度的增加而逐渐减弱的规律是一致的[35]。因此，该层土壤的磁性特征可能主要继承了成土母质的特点。XZ剖面的风化母岩为玄武岩，玄武岩属于基性喷出岩，一般含有2 % ~6 %的氧化铁颗粒[6]。磁铁矿和钛磁铁矿是玄武岩中常见的磁性矿物，陆相玄武岩常受到高温氧化作用(>600 ℃)形成磁铁矿和钛铁矿以及钛赤铁矿，而温度稍低(400~600 ℃)的氧化作用往往形成钛磁赤铁矿[6]。这些磁性颗粒在玄武岩风化壳中具有较高的富集度，导致磁性很强。热磁分析显示该层中磁性矿物主要为磁铁矿和钛磁铁矿，进一步说明了该层土壤的磁性特征主要受控于成土母岩。Lu等[11]对中国东部玄武岩风化序列的研究发现在成土初期，土壤物理风化强烈，玄武岩母质逐渐分解为细小的碎屑物质残留在原地，弱风化土层保留了玄武岩母质的强磁性矿物，使土壤磁性在较短时间内达到一定高值，磁性主要由母质残留的原生磁铁矿和钛磁铁矿等贡献，这与XZ剖面层①一致。
XZ剖面层②磁性较弱并保持长期稳定，热磁、磁滞以及漫反射光谱均反映弱磁性矿物(赤铁矿和针铁矿)在该层土壤中具有很高比例，这是该层χ、SIRM较低的主要原因。野外观察结果和室内地化测试结果显示这一阶段土壤风化成土强度较层①增强。在亚热带高温高湿环境下，随着风化成土作用加强，土壤中的原生强磁性矿物磁铁矿逐渐风化分解为游离氧化铁，进而转化为弱磁性矿物赤铁矿、针铁矿[36]。该层χARM/SIRM、χfd %值升高显示细颗粒(如SP颗粒)磁性矿物逐渐增多，这可能是因为随着成土作用增强，一方面MD磁性颗粒逐渐风化破碎为细颗粒磁性矿物，另一方面成土成因细颗粒磁性矿物开始生成。吕镔等[36]研究亚热带花岗岩风化壳红土时也发现经历长时间的成土过程后，原生磁性矿物颗粒会溶解转化，强磁性矿物含量减少，弱磁性矿物增加，磁性颗粒变细。
层③是XZ剖面风化最强层位，自该层底部向上χ持续升高，并达到剖面最高值，明显较高的χfd %显示该层中有较高含量的细颗粒超顺磁性(SP)磁性矿物。该层样品的χ与χfd %、χARM/ SIRM呈线性正相关(图 8所示)，说明该层χ的大幅度增加是SP颗粒磁性矿物富集导致，这与黄土高原黄土-古土壤序列中古土壤层磁性增强机制相近[40]。该层SIRM也处于相对高值，但增加幅度没有χ明显，这是由于SIRM对SP颗粒的敏感度低于χ，造成χ和SIRM在层③变化趋势不完全一致。结合前人的研究成果，我们认为该层含量较高的SP颗粒主要来自于风化成土作用[41~42]。随着土壤发育进入强风化成土阶段，长时间的强风化作用导致MD原生亚铁磁性矿物外围溶解，同时有利于活性铁、活性铝产生，进而促进大量弱磁性的含铁矿物(如含铁硅酸盐矿物)转化为细粒次生强磁性亚铁磁性矿物(如磁铁矿和磁赤铁矿)，导致χfd %、χARM/SIRM数值继续升高[36]。此外该层细颗粒次生强磁性矿物生成还可能与较高的有机质含量有关，该层TOC与χ、χfd %、χARM、χARM/SIRM均呈显著正相关，暗示有机质的存在对磁性物质具有一定影响[43]，尤其是对较细的SP-SD磁性颗粒。研究表明有机质能通过生物作用，还原Fe3+，合成磁铁矿，尤其是SP-SD颗粒的磁铁矿[24]；此外风化成土过程中，有机质可以促进无定形铁氧化物生成细颗粒磁赤铁矿，同时生物活动形成的有机质对于强磁性矿物具有保护的作用，阻止其老化或向其他形式的磁性矿物转化[44]。
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图 8 XZ剖面0~75 cm样品χ与χfd %、χARM/SIRM的相关关系 Fig. 8 Correlation of samples(0~75 cm) with χ, χfd % and χARM/SIRM from XZ profile |
综上，XZ剖面土壤磁性由亚铁磁性矿物主导，自底部向上磁化率先变弱后变强，磁性矿物组合表现为粗颗粒亚铁磁性矿物磁铁矿和钛磁铁矿主导-亚铁磁性减弱不完全反铁磁性矿物赤铁矿或针铁矿增加-细颗粒亚铁磁性矿物磁铁矿和磁赤铁矿主导的变化序列。该磁性特征与风化成土过程密切相关。在玄武岩母质风化初期，土壤磁性较强，多畴颗粒的碎屑磁铁矿和钛磁铁矿主导土壤磁性特征，具有高χ低χfd %的特点，主要继承了母岩的特点；随着风化成土作用增强，强磁性矿物逐渐转化为弱磁性的针铁矿和赤铁矿，导致磁性显著减弱，但细颗粒磁性矿物逐渐生成富集，χfd %逐渐升高；而后随着风化成土强度不断增加，成土成因的SP颗粒磁性矿物大量生成富集，土壤具有高χ、高χfd %的特点，这一过程中还存在有机质的参与。
成土成因的SP颗粒磁铁矿、磁赤铁矿导致土壤磁性明显增加的现象在我国黄土高原地区被广泛发现证实[40, 45]。我国长江以南的热带-亚热带地区，大量研究也证实了成土作用对红土磁性特征具有显著影响[7, 12, 41~42, 46~47]。在长江中下游及其邻近地区，胡忠行等[41]对江西九江，杨立辉等[7]对江西南昌，吉茹等[42]对浙江金衢盆地界首等地区的加积型红土序列的磁性研究结果显示在剖面上部存在成土成因细颗粒磁性矿物导致土壤磁性增加的现象；王思源[46]对云南高原红土CBD处理前后磁化率及其损失量的研究结果显示云南高原红土中的磁性增强主要是由成土成因的超细磁性颗粒导致；而对于基岩风化壳上发育的红土剖面，吕镔等[47]对福建福州和泉州两个地区的花岗岩风化红土剖面的磁学研究发现风化成土强度更大的福州剖面具有较高的χfd %；杨立辉等[7]对浙江儒岙地区花岗岩风化红土剖面磁学研究也显示随着风化成土作用增强，χfd %逐渐增加。一般而言，相比花岗岩，玄武岩本身磁性较强，对发育其上的红土磁性特征影响更大，但主要表现在风化初期，在风化成土后期，成土成因磁性矿物对红土磁性特征影响逐渐显著[7]。杨立辉等[7]对浙江新昌玄武岩风化红土剖面的研究发现剖面上层氧化还原以及有机质作用的增强，使得土壤中磁赤铁矿、磁铁矿和赤铁矿含量增加，导致土壤磁化率大幅度增加；饶志国等[12]对海南文昌玄武岩风化壳剖面的磁化率分析发现，随成土强度增强，磁化率先降低后增加，磁化率受成土强度和氧化还原环境等影响。
如前文所述，常用以指示土壤风化强度的地球化学元素比值不能作为XZ剖面风化强度的指标。土壤磁性参数也常被用以作为风化成土强度的指标，我们发现XZ剖面土壤磁化率高低与玄武岩风化壳成土强弱并不完全对应，随成土强度的增加，χ先降低后升高。而χfd %值与土壤风化程度对应良好，随风化强度的增加而持续升高，指示该参数可以作为该区域内玄武岩风化红土成土强度的指示指标。这与前人研究结果具有较好的印证关系，饶志国等[12]对海南文昌玄武岩风化壳剖面的研究发现，χfd %在氧化还原环境及其他因素变化的情况下，仍随成土作用的增强而升高，显示这一趋势在很大的成土强度范围内均成立，是成土作用强弱的良好代用指标；卢升高等[10~11]对中国东部玄武岩风化序列磁性特征的研究也发现，SP磁性颗粒数量的变化可以反映玄武岩风化壳的成土发育阶段，χfd %可以为确定土壤相对年龄和研究亚热带-热带地区风化和土壤形成情况提供工具。海南[13]、福建[47]等地多个基岩类风化土壤剖面磁性特征也表现出同样的规律，χfd %随成土作用增强而波动增加。
4 结论玄武岩风化壳发育的红土是研究热带亚热带地区基岩类风化土壤的重要载体。由于该类土壤母岩的影响，其地球物理、化学硬质明显区别于其他类型红土，因此揭示该类型红土磁性特征及变化机制的特殊性，具有重要的环境意义。本研究对浙江玄武岩风化壳红土XZ剖面进行系统环境磁学测试，结合漫反射光谱、常量元素测量、有机质等分析，探讨该剖面磁性特征的变化规律和机制，主要得到如下结论：1)XZ玄武岩风化壳红土剖面的发育过程中，土壤磁性特征随土壤风化成土程度发生显著变化：在风化成土初期，土壤磁性较强，χ和SIRM均较高，磁性矿物以原生MD颗粒亚铁磁性矿物(磁铁矿、钛磁铁矿)为主，磁性特征主要继承了玄武岩母质的特点；随着风化成土作用增强，χ、SIRM、S比值降低，土壤中的原生强磁性矿物逐渐向次生弱磁性矿物(赤铁矿、针铁矿等)转化，导致土壤磁性降低，同时细颗粒磁性矿物增多；在强风化成土阶段，土壤χ、SIRM、S比值、χfd %持续升高，原生磁铁矿含量继续减少，大量成土成因的细颗粒次生强磁性矿物(SP颗粒磁铁矿、磁赤铁矿)逐渐生成富集，土壤磁性大幅度升高。2)本研究显示Sa和Ba指数等地球化学指标指示的玄武岩风化壳红土剖面的风化强度变化趋势与实际情况相矛盾，难以反映亚热带地区强烈淋失环境下发育的土壤的成土风化强度。而磁性特征的变化趋势与风化成土作用密切相关，表现为随着风化成土作用强度的增加，超顺磁性(SP)等细颗粒磁性矿物不断生成富集。磁性参数χfd %可作为反映亚热带地区玄武岩风化壳红土成土过程和成土强度的指示指标，这显示环境磁学方法在该研究领域内具有极大的潜力。
致谢: 感谢审稿专家和编辑部老师们建设性的修改意见。
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2 Chongqing Rongchang Middle School, Chongqing 402460;
3 College of Geosciences, East China Institute of Technology, Nanchang 330013, Jiangxi)
Abstract
Magnetic properties of red earth have been widely applied to establish paleo-climatic change. However, the influence factors of magnetic properties of red earth which developed on basalt have not been fully understood, which complicates the environmental interpretation. The profile of Xinzhai (XZ:29°13'07″N, 120°44'15″E; 516 m) located in the Dapan mountain area in central Zhejiang Province, the outlying strata are mainly volcanic rocks, most of which are extrusive rocks, belonging to the Xinchang Cenozoic basalt series in Shengxian, Zhejiang. It has a subtropical monsoon climate. The depth of XZ profile is 390 cm in thickness. Samples were collected at 5 cm intervals. A total of 78 samples are obtained. According to the particle size of residual parent rock and the content of plant roots, the profile can be divided into three layers: first layer, 390~270 cm; second layer, 270~90 cm; third layer, 90~0 cm. In this paper, we present the results of environmental magnetic, geochemical, granulometric, diffuse reflectance spectroscopy and organic matter analyses of sediments of XZ profile. The aim of the study was to assess the influence factor of magnetic properties and its environmental significance, as well as the relation between magnetic properties and weathering and pedogenesis processes.The results reveal that during the early stage of weathering and pedogenesis processes, sedimentary magnetic properties are dominated by multidomain (MD) ferrimagnetic minerals (i.e. magnetite, titanomagnetite) and characterized by higher χ and SIRM. In this stage, the magnetic properties of red earth mainly inherit the characteristic of parent rock. Then with the weathering and pedogenesis intensity increasing, the ferromagnetic mineral transformed into the sub-antiferromagnetic mineral (i.e. hematite, goethite), the χ and SIRM show an overall upwards-decreasing trend. However, the χfd% and χARM/SIRM show an overall upwards-increasing trend, demonstrated that the concentration of proportion of finer-grained magnetic minerals are increased. In the stage of intense weathering and pedogenesis, the main characteristic of magnetic properties characterized by the abundant postnatal magnetic minerals (SP particle) formed and lead to the highest χfd%, χARM/SIRM, χ, while the original magnetic minerals were decreased. It demonstrates that the weathering and pedogenesis has a significant effect on magnetic properties, exhibited by with the weathering and pedogenesis intensity of red earth which developed on basalt increasing, the pedogenesis postnatal finer-grained magnetic minerals increasing. This study revealed that the magnetic particle related parameters (e.g. χfd%) can be regarded as an indicator of the weathering and pedogenesis intensity in subtropical regions.