沉积物中磁性矿物的种类、粒度及其相对含量往往与沉积物形成时的氧化还原环境及相应的温度、降水等气候条件相关。因此，运用沉积物的磁性特征来构建不同时间尺度下的全球气候演化历史和现代环境监测备受关注^{[1, 2, 3, 4, 5, 6, 7, 8, 9, 10, 11]}，环境磁学这一新学科也应运而生。目前，环境磁学已成为研究现代环境监测和古环境变迁的重要方法^{[11, 12, 13, 14, 15]}。

对我国北方黄土—古土壤序列的磁学特征研究发现，黄土地层的磁化率与深海氧同位素对比关系很好，并且与古气候变化的相关性也非常明显。因此，我国北方黄土磁化率可用作为反映夏季风强度变化的气候代用指标^{[3, 4, 5, 6, 16]}，并用于海陆对比，定量古气候(古降水)重建，以及古降雨量的分布再现^{[17, 18, 19]}。

与北方黄土相对应，在我国南方长江中下游地区广泛分布的第四纪红土，其详细记录了我国南方的古地理、古气候环境变迁信息。近年来，不少学者参照黄土磁学的研究方法对南方红土磁学特征进行了大量研究^{[20, 21, 22, 23]}，但大多集中于单一的磁化率上，并对磁化率的古气候意义分歧较大。杨浩等^[24]在研究安徽宣城红土剖面发现，其磁化率可以很好代表 2~8个大气候旋回，红土磁化率可作为良好的气候代用指标。南京雨花台红土剖面自下而上磁化率逐渐升高，也反映了气候由湿热向温凉转变的总体特征^[25]。然而，最新研究结果表明^{[26, 27, 28]}，磁化率与古气候(即成土关键因素温湿条件)并非简单的线性关系，磁化率与古气候温湿条件呈正相关有一定的临界值，当超过这个临界值，强烈的成土作用使得强磁性矿物被溶解被损耗还原成弱磁性的不完整反铁磁性矿物，此时磁化率与古气候呈反相关。吕厚远^[29]进一步指出这个临界值是在年均温15℃左右，年降水量在1 100 mm左右。由此可见，单一的磁化率指标很难反映我国长江中下游红土形成时的环境演化信息。鉴于此，本文拟通过对我国长江中下游多个红土剖面的多磁学参数测定以及分析，得出其磁性矿物的含量、粒度及其类型特征，并结合粒度数据，探讨长江中下游地区红土随深度变化的成土作用强弱以及网纹红土形成时期的古气候信息。

本文红土样品采自长江中下游湖南长沙、岳阳、江西南昌、新余以及浙江金衢盆地的高村共5个剖面的第四纪红土典型分布区，剖面分布见图 1。

图 1 我国长江中下游红土采样点分布图Fig. 1 Sampling sites of the study areas in Yangtze River Valley

图选项

长沙(CS)剖面位于长沙市城区华融湘江银行南侧500 m，处于湘江的二级阶地上 (28°07′25.45″ N，112°56′35.55″ E) ，主要由上部的黄棕色土和下部的网纹红土组成，网纹红土层多发育铁锰结核。岳阳(HN)剖面位于环洞庭湖地区(29°26′01.32″ N，112°59′42.51″ E)，剖面厚4.2 m，上覆下蜀黄土，厚度不均匀，约为0.7 m，但采样时该黄土层缺失。下部主要由三部分岩性层组成：顶部为黄棕色黏土层、中部红色网纹红土层及下部为深红色网纹红土，网纹层中富含大量的铁锰胶膜。南昌(NC)剖面位于南昌市新建省政府大楼对面，鄱阳湖湖滨地区(28°38′07.45″ N，115°48′49.32″ E)，岩性从上到下为均质红土和网纹红土，并且两者交界处发育了一层铁锰结核密集层。新余(XY)剖面位于南昌市西南方向约140 km，地处赣江一级支流袁水的左岸(27°48′31.33″ N，114°54′21.73″ E)，剖面厚2.7 m，由上覆均质红土和下部网纹红土层组成，底部含有砾石。高村(GC)剖面位于浙江金衢盆地金华高村北面高速公路旁(29°08.503′ N，119°38.128′ E)，剖面主体由上部薄层均质红土和下部网纹红土组成，交界处仍富集大量铁锰结核。见表 1。

对上述5个红土剖面(CS、HN、NC、XY、GC)进行了间距为10 cm的系统采样，分别采集分析样品25块、35块、28块、29块和27块。首先置于45°C烘箱烘干，然后各分别取两份样品进行不同的前处理。所有样品粒度测试所用仪器为英国Marvern 仪器有限公司生产的Mastersizer 2000，在华东师范大学地理系测试，测试精度为0.04~2 000 μm。

另一份样品烘干后过1 mm筛，并用保鲜膜包好放于圆柱形小盒中，用于磁学测试。磁性测量包括：①弱磁场中的低频磁化率(χ_lf)和高频磁化率(χ_hf)；②非磁滞剩磁(ARM)和饱和等温剩磁(SIRM)。根据测量结果计算了质量磁化率(χ=χ_lf)、频率磁化率(χ_fd，χ_fd%＝(χ_lf－χ_hf)／χ_lf ×100)、饱和等温剩磁(SIRM ＝IRM_1000MT)、硬剩磁(HIRM＝(SIRM＋IRM_-300MT)／2)，退磁参数S_-100(S_-100＝IRM_-100MT／SIRM )和S_-300(S_-300 ＝ IRM_-300MT／SIRM)^{[30, 31, 32, 33]}。磁化率测量选用英国Bartington MS2型双频磁化率仪测定，剩磁测量采用英国D2000交变退磁仪、MMPM10脉冲磁化仪和Minispin旋转磁力仪测定。以上所有磁学测试均在华东师范大学河口海岸国家重点实验室完成。

由表 2可以看出，CS、HN、NC、GC这4个红土沉积剖面各粒级百分含量均匀，变化幅度较小，粒度组成特征表现出较好的一致性，且均不含大于2 mm的砾石。首先，4个红土剖面的大多数样品含砂(63~2 000 μm)量均小于5%，平均值变化范围在0.05%~2.22%。其中上覆黄棕色土的砂含量最小，平均值在0.05%~0.46%之间，而均质红土和网纹红土的砂含量较大，其平均值在0.16%~2.22%之间；第二,粗粉砂组分(10~63 μm ) 是风尘的“基本粒组”^[34] 。由表 2可知，4个剖面中10~63 μm 粒级含量较高，富集最为明显，其含量的平均值变化范围在35.77%~43.98%之间。第三，4个红土剖面的黏粒(<2 μm)含量平均值变化范围为23.83%~26.31%。其中，下覆网纹红土的黏粒含量最高，平均值在15.43%~26.31%之间变化；而上覆棕黄色土和均质红土黏粒含量次之，其平均值分别变化在13.14%~20.07%和18.02%~19.84%之间。根据以上分析，笔者发现该4个红土沉积剖面的各级粒度组分含量及其粒度分布特征与前人研究的安徽宣城^[35]、江西九江红土^[36]以及南京周家山下蜀黄土^[37]有着很好的可比性，并且与北方灵台^[38]、洛川^[39]的黄土粒度特征也很相似。因此，笔者认为该4个红土剖面具有类似黄土的风积成因特性，这与席承藩研究结果一致^[40]。此外，叶玮等^[41]通过地球化学元素的方法同样表明，我国长江中下游网纹红土与北方黄土红黏土间存在着物源联系。

然而，江西新余(XY)剖面的粒度组成特征却表现出与上述四个剖面完全不同的性状。该剖面网纹红土中含有砾石(>2 mm颗粒)，砂(>63 μm)的平均含量10.58%；黏粒和细粉砂分别为14.87%和34.46%，粗粉砂(10~63 μm)平均含量为37.09%。新余剖面红土粒度粗颗粒含量较高，与其他四个剖面相比粒度略粗，与洛川和灵台黄土粒度组分含量缺乏可比性，但与胡雪峰等^[42]研究的具有典型冲、洪积相的泰和、赣州网纹红土粒度特征有很好可比性，属河流冲积相。

研究表明,土壤中<2 μm的黏粒组分与土壤成土作用强度有着很好的正相关关系^[43]，即黏粒含量就越高，表明成土作用越强。因此，表 2所反映的网纹红土黏粒含量明显高于上覆黄棕色土和均质红土，这可能说明了我国长江中下游地区的网纹红土形成时期气候较上覆黄棕色土与均质红土更加湿热，成土作用更强。

沉积物的磁化率(χ)和饱和等温剩磁(SIRM)可以用来粗略估量样品中磁性矿物含量多少，但也受到磁性矿物颗粒大小和类型的影响^{[23, 31, 44]}。对长江中下游5个剖面磁化率测量表明，上覆黄棕色土和均质红土与下部网纹红土磁化率相差明显，红土磁化率都随深度的增加逐渐减小，网纹红土磁化率值极低，且波动不大，比上覆黄棕色土或均质红土小了一个数量级。5个红土剖面的SIRM变化规律与χ随深度的变化基本一致，都是随深度的增加而降低。可见，在长江中下游红土剖面中，不同沉积层的磁化率发生了明显的分异。上述磁测结果与卢升高等人在云南、浙江西部以及钱塘江地区红土深剖面的磁测结果一致^[23]，也与安徽宣城^[35]、江西九江^[36]典型红土剖面的磁测结果有着很好的可比性。由此可以推测长江中下游广泛分布的红土上覆黄棕色土和均质红土的磁性矿物含量远高于下部网纹红土，且亚铁磁性矿物在均质红土与网纹红土层次间存在着差异，可能是因为均质红土主要以亚铁磁性矿物为主。

ARM值对样品中磁性矿物的数量和颗粒大小都很敏感，可以反映样品中SSD磁性矿物的含量。如图 2所示，ARM与χ和SIRM具有同样的变化趋势，即随深度增加而减小。且上述5个红土剖面上覆黄棕色土和均质红土ARM的平均值变化在48.51~370.62×10^-6 Am²/kg之间，下部网纹层ARM的平均值则在14.2~50.96×10^-6 Am²/kg之间变化，明显低于上覆黄棕色土和均质红土。由此表明，我国长江中下游红土剖面中的上覆黄棕色土和均质红土含有较多的SSD亚铁磁性矿物，而网纹红土层中却几乎不存在SSD亚铁磁性矿物。

图 2 长江中下游红土剖面各磁学参数随深度变化图Fig. 2 Vertical variations of magnetic parameters of the study areas in Yangtze River Valley

图选项

磁性矿物的粒度对环境极为敏感，因此也可作为环境问题研究的代用指标^[44]。研究表明，在风化成土过程中，成土作用产生的细颗粒磁性矿物逐渐取代了原生粗粒磁性矿物。频率磁化率(χ_fd%) 可作为土壤中SP颗粒浓度的量度。5个剖面红土频率磁化率如表 3所示，均质红土频率磁化率介于12.45%~15.00%之间，黄棕色土频率磁化率介于10.20%~13.64%之间，而网纹红土频率磁化率则介于4.07%~10.00%。由此可见，在我国长江中下游广泛分布的红土，其上覆黄棕色土与均质红土频率磁化率一般大于10%，而下部网纹层较低，一般小于10%。按照Fine和Singer^[45]提出的5%~6%作为SP颗粒存在与否的临界指标，则黄棕色土和均质红土层含有较多的SP颗粒，网纹红土含有一定数量的或几乎不含SP颗粒。进一步的上覆黄棕色土与均质红土的χ，χ_fd和χ_ARM相关分析显示，χ与χ_fd和χ_ARM呈显著相关，相关系数都在0.90以上^[21]，即SP与SSD颗粒是黄棕色土层与均质红土磁化率的主要载体。

Evan等^[46]研究表明，由于SP颗粒对非磁滞剩磁(ARM)和SIRM都没有贡献，因此为避免由于SP组分产生的不确定性，所以通常用χ_ARM/SIRM来反映亚铁磁性矿物粒度组成，其较低的比值则反映存在较粗的PSD+MD(假单畴与多畴)颗粒。

由表 3可知，所采5个红土剖面的均质红土χ_ARM/SIRM平均值介于113.70~204.96×10^-5 m/A，黄棕色土平均值介于116.25~177.78×10^-5 m/A，而网纹红土则介于61.44~117.86×10^-5 m/A，明显低于上覆均质红土和黄棕色土，由此说明网纹红土中含有较粗的磁性颗粒。这与Hu等^[47]研究结果一致。因此，长江中下游网纹红土磁性颗粒变粗是其磁化率低于上覆均质红土或黄棕色土的一个原因。 3.3 长江中下游第四纪红土氧化铁矿物学特征

磁性矿物的类型有多种判别方法。Thompson^[48]研究发现，SIRM 与χ的散点分布图能指示磁性矿物类型的变化。他认为，当样品中只含有一种磁性矿物或以一种磁性矿物为主时，SIRM 与χ具有较好的线性关系；但当样品中有多种磁性矿物存在时，SIRM 与χ则不具有明显的相关性。因此，笔者通过对CS、NC、XY红土剖面的SIRM 与χ的相关分析表明(图 3)，在红土剖面上部的黄棕色土或均质红土中，SIRM与χ高度线性相关，而到了下部网纹红土，SIRM 与χ无线性关系。因此推测，红土剖面上部的黄棕色土或均质红土主要以一种磁性矿物为主，而下部网纹红土则含有多种磁性矿物类型。为进一步确定矿物类型，计算了S_-300和HIRM。S_-300 通常用来反映不完整反铁磁性矿物与亚铁磁性矿物的相对比例。即当S_-300越小，则表明样品中不完整反铁磁性矿物浓度越大^[49]。硬剩磁(HIRM)则反映了不完整反铁磁性物如赤铁矿、针铁矿的含量。Nie等^[50]在研究黄土高原红黏土时进一步指出，可以通过HIRM的高低来反映沉积物中赤铁矿的含量。由图 2可以看出，5个红土剖面的S_-300都随深度的增加而减小，而HIRM随深度的增加而增加。再根据计算结果(如表 3)，长江中下游红土剖面上覆黄棕色土或均质红土S_-300几乎都在90%左右，说明其磁性颗粒主要以亚铁磁性矿物为主。而网纹红土S_-300明显降低，HIRM却大幅升高，说明下部网纹红土的不完整反铁磁性矿物含量大幅上升，特别是网纹红土中赤铁矿含量大量增加。

图 3 长江中下游红土剖面不同层段磁学参数相关关系Fig. 3 Relationships between magnetic parameters of Quaternary sediments in Yangtze River Valley

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中国长江中下游广泛分布的第四纪红土是在古湿热气候条件下风化作用的产物，是第四纪以来中国南方环境变化与气候变迁的最详细记录之一^{[40, 51]}。完整的第四纪红土剖面主要由具有不同沉积结构的均质红土、黄棕色土与网纹红土组成^[52]。但由于地形、新构造运动、侵蚀等原因，造成有的剖面缺失黄棕色土，而有些剖面缺失均质红土。Van^[53]通过古地磁方法结合古地理数据重建红土沉积物的相对古地理位置分布时，进一步提出第四纪红土主要分布在古赤道南北纬30°N之间，并表明这与热带—亚热带气候条件有着很大的相关性，特别是红土层中网纹红土(以红色和白色网纹镶嵌为特征的古土壤)的形成与中更新世中国南方古气候有着密切的联系，许多学者做了很多相关的研究^{[54, 55, 56]}。

土壤磁性取决于成土过程，而成土过程中的母岩风化和土壤发育两个过程都受温度、降水、微生物、植被等环境因子的影响。因此，近年来，环境磁学已被广泛应用于我国南北方沉积物记录古环境信息的提取。在我国北方黄土—古土壤以及现代表土的研究结果揭示，随着风化作用的增强，产生了大量的SP和SD亚铁磁性颗粒，导致磁化率增强。但是，磁化率与成土作用的强弱并不成简单的线性关系。当风化达到一定强度时，磁化率反而会降低，此现象在前人研究的江西九江红土、镇江下蜀黄土底部风化最强层次都有所表现。我国长江中下游广泛分布的红土位于亚热带地区，地理位置较北方黄土偏南，现代气候较黄土分布区湿润，风化作用强烈。因此，对我国南方红土磁学记录的解读不能简单套用黄土模式和单一地依靠磁化率指标。

如表 3所示，我国长江中下游红土中均质红土的χ比网纹红土大一个数量级，黄棕色土χ介于两者之间，说明均质红土的磁性矿物含量最多。就磁性矿物的类型而言，长江中下游黄棕色土的SIRM平均值介于1 858.13~4 587.35×10^-6 Am²/kg，S_-300平均值介于86.94%~94.42%；均质红土的SIRM平均值大都小于黄棕色土，介于1 161.56~1 328.41×10^-6 Am²/kg之间，S_-300平均值介于72.22%~87.71%，略小于黄棕色土；而网纹红土的SIRM和S_-300的平均值分别介于737.47~1 694.30×10^-6 Am²/kg和68.20%~86.25%之间，明显低于上覆黄棕色土和均质红土。进一步说明在黄棕色土和均质红土中亚铁磁性矿物占优势，而网纹红土中亚铁磁性矿物明显减少。另一方面，长江中下游各红土剖面网纹红土的HIRM平均值明显高于黄棕色土与均质红土，且约为黄棕色土的两倍，说明网纹红土中以不完整反铁磁性矿物为主。此外，卢升高^[57]通过中国南方红土的XRD衍射图谱研究表明，红土磁性的主要载体为磁铁矿、磁赤铁矿、赤铁矿和针铁矿，网纹红土低的磁化率值是因为含有较多高矫顽力的赤铁矿和针铁矿。胡忠行^[54]、刘彩彩^[55]和叶玮^[56]等对南方红土的热磁研究也得出相同的结论。即黄棕色土与均质红土的磁滞回线在300mT左右趋于闭合，网纹红土层有着较高的矫顽力和赤铁矿的居里温度，说明长江中下游红土剖面上覆黄棕色土层与均质红土层中含有较多的亚铁磁性矿物，如磁铁矿和磁赤铁矿；而网纹红土则以不完整反铁磁性矿物赤铁矿为主。

关于长江中下游网纹红土低磁化率的原因，纵说纷纭。早期学者认为红壤形成于潜育化过程^[58]，磁化率变化反应的是地下水波动的程度，并不是成土作用的强度，网纹红土低的磁化率是由于铁迁移、铁淋失引起的，红土磁化率不能作为古气候的替代指标^[59]。卢升高^{[11, 21, 22, 23, 57]}对中国长江中下游广泛分布的第四纪红土做了大量环境磁学的工作，他认为网纹红土磁化率降低的主要原因是中国南方高温湿热的气候条件使强磁性矿物向弱磁性矿物转化以及SP、SD磁性矿物的破坏淋失。后来，随着研究的深入，学者们找到了更为详细的解释。一些学者认为网纹红土红白网纹的形成与地下水的活动有关^{[47, 59]}。由于多水而具明显干湿交替的气候环境导致地下水位的季节性升降，使红土的氧化—还原、膨胀—收缩交替进行，为铁的迁移提供了条件，从而形成网纹特征。尹秋珍和郭正堂^[60] 通过对红土的土壤微形态学、黏土矿物学和土壤化学等方法研究表明，中国南方网纹红土中的铁几乎全部迁移且很少再次沉淀，说明它形成于降水更充沛，土壤淋滤作用更强，排水条件更好(网纹红土剖面下部砾石层)的气候和地形地貌条件下。因此单一潜育化土壤中的磁性矿物溶解机制不能解释具有地带性分布的我国南方红土，红土磁化率对我国南方古气候有一定的指示意义。Han等^[61]也认为在高温高湿的条件下，由于风化作用的加强，亚铁磁性矿物向反铁磁性矿物转化，从而可以导致磁性参数的降低。近年来，大量的红土热磁研究也得到同样的结果^{[20, 55, 56]}，即强烈的成土作用下使得强磁性的亚铁磁性矿物向赤铁矿转化。因此，网纹红土中大量高矫顽力的赤铁矿是造成其磁化率低的一个重要原因。

根据以上的分析，笔者认为长江中下游网纹红土磁化率异常降低一方面是与阿拉斯加古土壤^{[26, 27]}以及江苏镇江ZK剖面下部磁化率^[62]低值有着相似的成因机制，即都是处于还原环境中，由于铁的迁移、淋失，这时较强磁性的磁铁矿和磁赤铁矿被溶解从而导致磁化率与成壤作用强度呈负相关；另一方面，笔者认为单一的磁铁矿和磁赤铁矿被溶解难以解释网纹红土高的HIRM。Liu等^[49]提出，当L-ratio与HIRM不存在相关性时，HIRM可以用来反映样品中赤铁矿和针铁矿的含量。如图 4所示，长江中下游各红土剖面中的网纹红土L-ratio与HIRM相关性并不显著，因此，我国长江中下游网纹红土中高的HIRM值可以反映含有大量赤铁矿的存在。

图 4 长江中下游网纹红土HIRM与L-ratio的相关关系Fig. 4 Relationships between HIRM and L-ratio of Vermicular Red Earth in Yangtze River Valley

图选项

据此，我们可以认为网纹红土是在高湿或滞水还原条件下铁的迁移、淋失以及转化(即强磁性的亚铁磁性矿物还原成弱磁性矿物)共同形成的。首先，假潜育化满足了这种高湿或滞水的还原条件。但是假潜育化这一土壤过程并不具备地带性，它只与水文条件和局部地形有关，而我国长江中下游地区广泛分布的网纹红土则表现为一种强烈的地带性特征，说明高湿或滞水的现象应该是降水量增加所导致的。如果某个时期降水丰富，那么就可能造成这个时期的网纹红土中强磁性的亚铁磁性矿物溶解还原成弱磁性的不完整反铁磁性矿物，并且铁矿物发生强烈的迁移、淋失。因此，在这个意义上说，中国南方地区网纹红土中磁化率的降低和含量较高的高矫顽力矿物可能代表中国南方一个降水比较丰富的时期，此时网纹红土的成土作用强于上覆黄棕色土和均质红土，这与前文网纹红土中黏粒含量所反映成土作用强的结论是一致的。尹秋珍等^[60]也从地球化学元素和黏土矿物学方面证明的这一点，即中国南方网纹红土形成于东亚夏季风环流一个极端强盛期。并且这一气候事件在北半球其他地区也有相似的记录。例如：赤道印度洋有孔虫氧同位素^[63]也显示了当时强盛的非洲季风和印度洋季风；贝加尔湖在MIS 15a-11段存在连续的间冰期生物组合^[64]。

新余(XY)剖面位于南昌(NC)剖面西南140 km处，两剖面都位于鄱阳湖地区，年平均气温在17℃左右，年降雨量1 400 mm左右，都属亚热带湿润气候，温湿条件没有本质的区别，但是两者磁性特征却相差甚远。并且，XY红土剖面的磁化率与其他红土剖面的磁化率也具有明显的差异，其磁化率平均值也是最低的。如表 3所示，NC剖面均质红土磁化率介于66.87~260.40×10^-8 m³/kg之间，平均值为167.02×10^-8 m³/kg，网纹层磁化率介于16.97~62.10×10^-8 m³/kg，平均值为29.67×10^-8 m³/kg；新余剖面上覆黄棕色土磁化率介于11.6~31.3×10^-8 m³/kg之间，平均值为11.6~19.64×10^-8 m³/kg，下部网纹层磁化率介于6.3~10.65×10^-8 m³/kg，平均值为8.22×10^-8 m³/kg。可以看出，无论是均质红土层，还是下覆网纹层，新余红土磁化率都远小于比南昌红土。因此，我们初步判定可能有两个方面的原因：一是XY剖面上部无黄棕色土层，均质红土由于侵蚀而层次薄；二是因为XY剖面颗粒较粗，具有与NC不同的物质来源。当然，关于该方面的推论有待更加深入的地球化学元素指标的研究。

前人对中国南方红土的形成、地球化学以及环境变化等方面进行了研究，并取得了一些认识和成果。本文通过对我国长江中下游多个红土剖面的多磁学参数测定和分析，得出其磁性矿物的含量、粒度以及类型特征，以及同一红土剖面不同沉积结构所代表的环境意义。

(1) 5个红土剖面的粒度分析结果显示，长沙、岳阳、南昌和高村4个红土剖面的物质组成整体较细，“风尘基本粒组”富集，与洛川、灵台黄土以及江苏镇江下蜀黄土在组成上具有很好的相似性，是风成成因的红土。而位置偏南的新余剖面(27° N左右)，粗颗粒含量较高，含有大量砾石，具有流水作用的痕迹，是水成成因的红土。

(2) 5个红土剖面的岩石磁学结果显示，成土过程中产生的磁性矿物(包括磁铁矿、磁赤铁矿)是红土磁性的主要载体。同一红土剖面中，网纹红土磁化率比上覆黄棕色土或均质红土低一个数量级。

(3) 红土的多磁学参数及其相关关系表明，网纹红土磁化率低有两方面的原因。一是网纹红土在还原条件下铁的大量淋失和迁移；二是在高温湿热的条件下，较强磁性的亚铁磁性矿物被还原成弱磁性的赤铁矿(网纹红土中HIRM值较高)。这可能说明了我国长江中下游广泛分布的红土形成于一个东亚季风异常强盛的极端湿润期，较湿热的条件导致较强的成土作用使得强磁性磁赤铁矿向弱磁性赤铁矿转化，同时充沛的降水导致红土中铁大量迁移和淋失，从而导致网纹红土磁化率比上覆黄棕色土或均质红土低了一个数量级。

(4) 新余剖面磁学特征与其他具有风成成因的红土剖面相差甚大，特别是与其相近的南昌剖面。一方面是因为新余剖面无黄棕色土层，由于侵蚀等原因造成均质红土层薄的缘故；另一方面可能是因为新余具有不同的物质来源。因此磁化率可以作为新余红土与其他剖面具有不同物质来源的佐证，进一步的证明还需地球化学元素指标的研究。

致谢 感谢本文审稿专家和编辑提出的宝贵意见；感谢磁学测试过程中华东师范大学河口海岸所重点实验室给予的支持和帮助；感谢在成文和修改过程中课题组的其他同学提出的宝贵意见。