四川成都地區(qū)第四紀紅土磁學特征及其環(huán)境意義

杜佳昊,呂 鑌，3

(1.福建師范大學濕潤亞熱帶-生態(tài)地理過程教育部重點實驗室，福建 福州 350007；2.福建師范大學地理科學學院，福建 福州 350007；3.福建師范大學地理研究所，福建 福州 350007)

我國長江以南廣泛分布的紅土分布面積達230萬km2[1].第四紀紅土發(fā)育于各類第四紀松散沉積物之上，記錄了形成時期的氣候變化，是研究我國熱帶亞熱帶第四紀氣候演變和構造運動的重要材料.典型的第四紀紅土剖面由現(xiàn)代紅壤層、均質層、網(wǎng)紋層、礫石層或基巖層組成，基巖與上部沉積物存在沉積間斷[2].

環(huán)境磁學是獲取土壤中氣候變遷記錄的重要手段.土壤中磁性礦物種類、含量和粒度等磁學特征與成土因素條件密切相關，而氣候是其中最受關注的成土因素.因此，研究磁性礦物的特征來構建氣候演化歷史具有可行性[3-4].中國黃土高原黃土-古土壤序列環(huán)境磁學研究取得了豐碩的成果，磁化率作為夏季風強弱的良好代用指標，被廣泛應用于古氣候研究中[5-7].

第四紀紅土，特別是風成加積型的第四紀紅土，與北方的黃土在成因上有相似之處[8-9].不少學者也對第四紀紅土的磁學特征及其環(huán)境意義、黃土高原氣候代用指標是否在第四紀紅土中還能適用等方面展開研究和討論，并產(chǎn)生了不同的看法：有學者研究安徽宣城風成紅土剖面的紅土磁化率曲線，發(fā)現(xiàn)其記錄了中更新世以來的8次氣候旋回，與黃土高原磁化率曲線、深海氧同位素曲線都能很好地對比，認為第四紀紅土的磁化率具有明確的環(huán)境意義[10].但上述判斷的正確性也被質疑，主要因為：進一步的實驗結果證實，宣城紅土剖面中網(wǎng)紋紅土層的成土強度高于上部的均質紅土層，但是磁化率卻低于后者，與黃土有異[11].部分學者還認同：雖然網(wǎng)紋層的低磁化率和高成土強度出現(xiàn)了對應異常，但是風化成土作用中形成的超順磁(SP)顆粒對剖面上層未網(wǎng)紋化的紅土磁性增強具有重要作用，加積型紅土磁化率仍具有一定的環(huán)境指示意義[12-14].也有看法認為：高溫多雨的氣候環(huán)境導致第四紀紅土中強磁性礦物向弱磁性礦物，成土作用強度和磁性之間耦合復雜，磁化率沒有明確的古氣候意義，不適宜作為氣候代用指標[15].此外，一些專家還提出，第四紀紅土的頻率磁化率(χfd)比磁化率更有作為指示氣候變化的代用指標的潛力[13, 16-17].

第四紀以來南方氣候溫暖濕潤，第四紀紅土受到后期改造作用強度明顯大于北方地區(qū)，磁性礦物的轉變程度更大，受到影響因素更多，使得磁學參數(shù)的環(huán)境意義更為復雜.從以往研究來看，對于第四紀紅土主要研究集中于長江中下游地區(qū)，對其他地區(qū)的紅土關注度較少.本文選取了中國紅土分布的最西處的四川盆地成都市的一個第四紀紅土剖面，利用環(huán)境磁學和色度方法研究紅土的磁性特征，并結合常量地球化學元素揭示紅土的成土強度，探尋成都第四紀紅土磁學特征的環(huán)境意義，討論適用的氣候代用指標.本研究有助于加深南方第四紀紅土磁學特征與古氣候意義等相關研究的區(qū)域對比，理解第四紀古環(huán)境演化的區(qū)域差異.

1 剖面概況與實驗方法

1.1 剖面概況

紅河剖面位于四川省成都市雙流區(qū)紅河村，地理坐標為30.54°N，103.96°E，海拔高度約為492 m.雙流區(qū)地處成都平原東南邊緣，龍泉山脈中段西側(見圖1)，所屬氣候為亞熱帶季風性氣候.現(xiàn)代年均氣溫16.2 ℃，年均降水量921 mm.剖面因建設公路開挖而成，出露良好.該剖面厚12.2 m，可劃分為兩層.弱網(wǎng)紋層：0～2 m，網(wǎng)紋弱發(fā)育，并含有較多鐵錳質總體呈雜色，主要顏色為黑色、紅色和白色；典型網(wǎng)紋層：2～12.2 m，為典型的網(wǎng)紋紅土層.總體上，顏色較長江下游的網(wǎng)紋紅土偏黃.在野外，以10 cm間距進行采樣，共獲得樣品123個.前人研究證明，成都平原第四紀紅土是風成成因、風塵堆積后成土作用形成，風塵來源于盆地周緣及青藏高原地區(qū)[18-19].紅河剖面沉積厚度大、顏色偏黃、土壤顆粒細黏、分布均一，顯示出風成的特性(見圖2).

圖2 紅河剖面照片F(xiàn)ig.2 The photo of Honghe profile

1.2 實驗方法

按等間距選取一半的樣品進行下列項目的實驗測試.

磁學參數(shù)的測量：樣品置于室內(nèi)自然風干，將干燥后的樣品輕輕研磨成粉末，用塑料薄膜包緊裝入專用樣品盒.使用Bartington MS2B型磁化率儀測量低頻磁化率(χlf)和高頻磁化率(χhf)，頻率分別為470 Hz和4 700 Hz，計算出百分比頻率磁化率χfd%=100%×(χlf﹣χhf)/χlf；使用IM-10-30強磁儀對樣品施加正反向強磁場，等溫剩磁(IRM)、飽和等溫剩磁(SIRM=IRM1T)在MolspinMinispin旋轉磁力儀上測量，剩磁矯頑力(Bcr)由IRM-χmT線性內(nèi)插獲得，計算S-ratio=-IRM-300 mT/SIRM，HIRM=(IRM-300 mT+SIRM)/2.因磁性太弱，無法進行非磁滯剩磁(ARM)的測量.選取若干代表性樣品進行熱磁、低溫磁學和磁滯回線測量.磁化強度隨溫度變化曲線(M-T曲線)和磁滯回線由VFTB(Variable Field Transition Balance)居里稱測量.樣品在空氣環(huán)境中加熱至700 ℃隨即冷卻至室溫[19].

常量地球化學元素測量：將干燥后的樣品放進球形磨土機中進行研磨，研磨時間設置為30 s，然后將研磨后的樣品(約4 g)倒入壓片機的壓樣孔中間，用小勺取適量的無水硼酸放在樣品的上部，并將樣品覆蓋，樣品周圍也加入適量的硼酸，且所加硼酸與內(nèi)部相平或略高于內(nèi)部，加壓至30 t左右，并設置時間30 s，壓制成直徑約4 cm的圓餅.壓制好后將樣品放在Thermo Scientific公司生產(chǎn)的ARL Perform X射線熒光光譜儀上進行元素的測定.測試過程中加入標樣進行質量控制，測量精度≥95%.常量元素測試結果以元素氧化物質量百分比表示[20].

色度測量：采用美國Hunter Lab公司生產(chǎn)的Color FleX?EZ型分光色度儀進行色度測試，測試前先將干燥樣品研磨至200目以下.之后稱取樣品約5 g，均勻鋪滿在測試皿底部，壓平不起皺，隨機選測3個表面平整的區(qū)域，儀器采用CIELAB色度表達系統(tǒng)，測量的樣品亮度(L*)、紅度(a*)、黃度(b*)各3次，并自動求取平均值.測量過程中使用儀器自帶標準測試白板與黑板對儀器進行校正[20].

地球化學元素實驗在信陽師范學院測試中心完成，環(huán)境磁學和色度實驗在福建師范大學濕潤亞熱帶生態(tài)-地理過程教育部重點實驗室完成.

圖3 紅河剖面常溫磁學參數(shù)Fig.3 Room temperature magnetic parameters of Honghe profile

2 結果

2.1 常溫磁學參數(shù)

圖3為紅河剖面的常溫磁學參數(shù)及參數(shù)間的比值.如圖3所示，剖面的磁化率(本文提及的磁化率皆為低頻磁化率)出現(xiàn)明顯的分層現(xiàn)象，上層弱網(wǎng)紋層的磁化率波動較大，磁化率的值比下層的磁化率高，最大值為27.25×10-8m3·kg-1，最小值為5.92×10-8m3·kg-1，平均值為9.13×10-8m3·kg-1.下層典型網(wǎng)紋層磁化率值普遍較低，介于5.25×10-8～10.58×10-8m3·kg-1，平均值為7.14×10-8m3·kg-1，且波動不大.飽和等溫剩磁(SIRM)的最大值為134.2×10-5Am2·kg-1，最小值為23.42×10-5Am2·kg-1，平均值為53.83×10-5Am2·kg-1，其趨勢在弱網(wǎng)紋層與磁化率的變化趨勢較為一致，說明該層粒徑在穩(wěn)定單疇(SD)以及多疇(MD)顆粒的亞鐵磁性顆粒對磁性貢獻是主要的，而下層某些樣品有相對低的磁化率和高的SIRM，說明這些樣品的磁性信號里、弱磁性礦物的貢獻比重較大.

與長江中下游地區(qū)的第四紀網(wǎng)紋土相比[17]，紅河剖面的整體磁化率、SIRM較低，說明剖面的強磁性礦物含量較低，可能是因為:(1)母質物源與前者不同，相比之下，強磁性礦物本底較低.(2)剖面普遍發(fā)育網(wǎng)紋，而網(wǎng)紋化是母質紅土化之后又一個階段[21]，需要在高溫高濕的外界環(huán)境下進行，并伴有劇烈的水分活動，導致強磁性礦物分解變?yōu)槿醮判缘V物，甚至隨水淋失，因此土壤的磁性偏低[22].

HIRM指示反鐵磁性礦物的絕對含量，由數(shù)據(jù)可以看出剖面上層HIRM的最大值為55.39×10-5Am2·kg-1，最小值為4.85×10-5Am2·kg-1，平均值為15.16×10-5Am2·kg-1，絕對值比較小，反映網(wǎng)紋紅土的鐵氧化物的淋失.HIRM上層與下層的值相差不大，但是在剖面中部，大概深度為6 m存在突變點，反鐵磁性礦物的含量是平均值的近4倍，相應地，該處的SIRM也是高值.S-ratio與Bcr可以指示反鐵磁性礦物在磁性礦物中的相對含量，S-ratio值越接近0，Bcr越大，表明相對含量越大.剖面弱網(wǎng)紋層S-ratio的最大值為78.79%，最小值為5.68%，平均值為46.96%.典型網(wǎng)紋層剖面S-ratio的最大值為58.35%，最小值為16.96%，平均值為37.15%.Bcr值介于40～260 mT之間.S-ratio的值整體偏低，Bcr值偏高說明了、剖面中反鐵磁礦物絕對含量較高.S-ratio的值隨深度增加而呈現(xiàn)下降趨勢，表明隨深度的增加，反鐵磁性礦物相對含量增加、亞鐵磁性礦物則相對下降.Bcr值在底部的值有所回落，與S-ratio的表征結果似乎相矛盾，可能是因為下層的反鐵磁性顆粒粒徑較大，導致了Bcr值的偏低.

百分比頻率磁化率(χfd%)通常用來衡量樣品中超順磁顆粒(SP)亞鐵磁性礦物相對含量.紅河紅土弱網(wǎng)紋層剖面的χfd%平均值為6.13%，最大值為9.3%.典型網(wǎng)紋層的χfd%平均值僅為2.94%，最大值為5.88%.可見上下層的χfd%差異明顯，按照Dearing提出用χfd%半定量估計SP顆粒含量的模式[23],剖面上層含有數(shù)量較少的SP細顆粒，值相對高處的層位含有一定量SP顆粒.深度2 m以下磁性顆粒變粗，基本不含有SP的細磁性顆粒，也支持了上文Bcr值在典型網(wǎng)紋層有所回落主要是受反鐵磁性顆粒影響的猜測.

SIRM/χ是飽和等溫剩磁與磁化率的比值，SIRM/χ影響因素較為復雜.一般可利用反鐵磁性礦物SIRM/χ相對亞鐵磁性礦物值較高等結論，來判斷磁性礦物的種類與含量.紅河剖面中弱網(wǎng)紋層和典型網(wǎng)紋層上部，即剖面深度直至3 m，SIRM/χ都表現(xiàn)較低，說明剖面上部的亞鐵磁性礦物相對下部來說，相對較高.

磁滯回線可以直觀地指示磁性礦物的種類及含量等信息.成都第四紀紅土剖面代表性樣品的歸一化處理的磁滯回線如圖4所示，虛線代表順磁校正后的磁滯回線.總體而言，在300 mT磁場以上，所有樣品磁滯回線均未閉合，表明樣品磁性礦物中反鐵磁性礦物所占含量高.磁化強度(Ms)經(jīng)過順磁校正，反應的是亞鐵磁性礦物的磁化強度.Ms經(jīng)過校正處理后，Ms的值大幅度下降，僅剩余原來的10%～20%，說明了Ms的主要貢獻者為順磁性礦物和/或反鐵磁性礦物.不同深度的樣品處理過后的Ms在19.3～42.4×10-4Am2·kg-1之間、屬于同一個數(shù)量級上.根據(jù)人工合成實驗純假單疇(PSD)粒徑的磁鐵礦的Ms為90 Am2·kg-1左右[24-25]，可見紅河剖面的亞鐵磁性礦物含量是極低的.

2.2 高溫M-T曲線

磁性礦物的性質會隨著溫度的改變而發(fā)生變化，不同樣品會有不同的變化特征[24-26].根據(jù)曲線轉折的溫度(居里點、尼爾點或相變點)鑒定樣品中磁性礦物種類是最常見的一種方法.紅河剖面不同深度的代表性樣品的M-T曲線如圖5所示.4個樣品加熱及冷卻曲線的形態(tài)基本一致，說明樣品熱穩(wěn)定，是反鐵磁性礦物和順磁性礦物的特征.深度在1.9 m的樣品加熱冷卻后，磁化強度略微升高，可能是加熱過程中，有少量鐵化合物被還原生成強磁性礦物.所有樣品均為向坐標系原點方向下凹，這是典型的順磁性礦物的特征.幾個樣品的M-T曲線均沒觀察到明顯的表明居里點、尼爾點，說明剖面中亞鐵磁性礦物和反鐵磁性礦物占比不大.M-T曲線主要體現(xiàn)了剖面中順磁性礦物的變化.

圖5 紅河剖面代表性樣品M-T曲線Fig.5 M-T curves of representatives samples from Honghe profile

2.3 色度

反鐵磁性礦物是土壤中普遍存在的磁性礦物.反鐵磁性礦物的準確識別和精確定量是從提取環(huán)境、氣候信號的關鍵.土壤中的反鐵磁性礦物主要包括赤鐵礦、針鐵礦；次生反鐵磁性礦物含量越高，反映成土作用越強.次生赤鐵礦和針鐵礦組成比例具有明確的環(huán)境指示意義：反鐵磁性礦物中赤鐵礦含量越高，指示環(huán)境越偏溫暖炎熱；反之，針鐵礦含量高指示相對寒冷濕潤的環(huán)境[27].研究發(fā)現(xiàn)，對于南方紅土來說，次生的赤鐵礦、針鐵礦對外界氣候更為敏感.因此反映次生赤鐵礦、針鐵礦的信息的相關參數(shù)有可能作為研究南方紅土古氣候的代用指標[28-30].而磁學方法提取的反鐵磁性信號往往已經(jīng)是最小的一個整體：難以繼續(xù)區(qū)分其中赤鐵礦、針鐵礦的構成.色度方法利用反鐵磁礦物的光學性質，可以半定量化測量赤鐵礦、針鐵礦信息[31-33].本文采用CIELAB表色系統(tǒng)，其由3個參數(shù)構成，可以對顏色定量測量和描述：亮度(L*)、紅度(a*)、黃度(b*).L*變化于白和黑間(0～100)，a*變化于綠和紅之間(-60～60)，b*變化于藍和黃之間(-60～60).L*主要受到有機質的影響，a*主要受赤鐵礦的影響，和赤鐵礦含量正相關；b*主要受針鐵礦的影響，和針鐵礦含量正相關，黃紅度比值b*/a*反映針鐵礦與赤鐵礦相對含量的關系.

紅河剖面色度指標如圖6所示：剖面的L*介于54和70.9之間，均值為66.03；a*介于5.59和19.83之間，均值為10.14；b*介于22和38.51之間，均值為32.18；b*/a*介于1.90至4.90之間，均值為3.36.a*和b*總體上隨深度增加而增大，說明隨著深度的增加，反鐵磁性礦物的含量上升，赤鐵礦、針鐵礦的含量整體都呈現(xiàn)增加的趨勢，反映下層的成土強度高于上層.典型網(wǎng)紋層的a*、b*值變化幅度大于弱網(wǎng)紋層，這可能與網(wǎng)紋發(fā)育的程度有關.網(wǎng)紋化會產(chǎn)生紅色基質和白灰色網(wǎng)紋，造成同一深度的樣品顏色分異，網(wǎng)紋化程度越深、這種分異就更明顯.在取樣環(huán)節(jié)，無法保證基質與網(wǎng)紋物質的配比關系的穩(wěn)定，導致了所測量的全樣樣品出現(xiàn)了色度參數(shù)的波動.a*、b*均值和浙江金衢盆地的第四紀網(wǎng)紋紅土[34]相比，a*偏低、b*偏高，土壤顏色更顯黃紅色.b*/a*大體隨著深度的減少而增加.說明了深度淺的土壤中反鐵磁性礦物里次生針鐵礦的比重大，指示了自沉積以來，氣候有逐漸變冷或/和變濕潤的趨勢.

2.4 地球化學元素

Si、Al、Fe等元素在地殼中常見，被稱為常量元素.在母質較為一致的情況下，土壤中常量元素的各含量的變化與風化程度密切相關，所以，地球化學常量元素可以判斷單一來源沉積物的風化強弱，從而推測古氣候環(huán)境的變化[35-37].

化學蝕變指數(shù)(CIA)，是常量元素方法中半定量風化強度與氣候關系的最常用的一個公式，公式為： CIA=ω(Al2O3)/(ω(Al2O3)+ω(CaO*)+ω(Na2O)+ω(K2O))×100，其中ω(CaO*)是指硅酸鹽中的鈣含量，公式中元素含量均為摩爾百分比.上部陸殼(UCC)的CIA平均值為47.92，處于基本未受風化的階段.當CIA的值在50～60之間，指示干冷氣候下的化學弱風化；65～85之間，指示溫暖濕潤氣候下中度的化學風化；85～100之間，指示熱帶亞熱帶的炎熱潮濕的氣候條件下經(jīng)歷了強烈的化學風化[38].

測試結果如圖7所示，常量元素測試結果以元素氧化物質量百分比表示.紅河剖面的SiO2的質量百分比均值為67.99%；Al2O3的質量百分比均值為13.94%；Fe2O3均值為6.32%.和處于長江中下游的宣城第四紀紅土等剖面[39]相比，F(xiàn)e含量較低.Al2O3、Fe2O3含量隨深度變化的趨勢大致相同，且和SiO2的表現(xiàn)相反.表明剖面的紅土均經(jīng)歷了風化淋溶作用后，處于脫硅富鋁鐵化的成土階段.剖面的CIA介于73.81到84.5之間，平均值為80.11.剖面的土壤經(jīng)歷了溫暖濕潤的中強度的化學風化過程.CIA整體隨深度的增加而增加，同樣指示了第四紀以來逐漸變冷的趨勢.紅河剖面的CIA均值，明顯高于洛川黃土的64.40[40]并低于江西第四紀紅土九江剖面的84.8[41]、安徽宣城剖面的87.68[42]、浙江金華湯溪剖面的87.67[43]，反映了成都平原第四紀古溫度、降水水平低于緯度相近的長江中下游地區(qū).

圖7 紅河剖面地球化學元素指標Fig.7 Geochemical element indexes of Honghe profile

3 討論

3.1 四川成都地區(qū)第四紀紅土的磁性特征和環(huán)境意義

磁性礦物可分為強磁性的亞鐵磁性礦物和弱磁性的反鐵磁礦物，兩者都能攜帶剩磁.亞鐵磁性礦物磁化率和飽和磁化強度均高于反鐵磁性礦物3個數(shù)量級，飽和等溫剩磁高兩個數(shù)量級.在兩者含量相當?shù)那闆r下，亞鐵磁性礦物是樣品磁性的主要體現(xiàn)者.

紅河剖面整體磁化率(χlf)、飽和磁化強度(Ms)的值都較低，并且在熱磁曲線中難以觀察到亞鐵磁性礦物的信號，SIRM和HIRM變化相似，以上都說明剖面的整體的亞鐵磁性礦物的絕對含量、相對含量都處于一個極低水平.比較而言，弱網(wǎng)紋層磁化率高于典型網(wǎng)紋層，亞鐵磁性礦物在弱網(wǎng)紋層土壤的磁性信號中占一定比重，隨著深度的增加，亞鐵磁性礦物的磁性貢獻也逐步下降.反鐵磁礦物相對含量高，這點可從Bcr、S-ratio得到佐證.那么，反鐵磁性礦物的絕對含量高嗎？從相關參數(shù)HIRM來看，其實反鐵磁性礦物絕對含量整體較低，加之根據(jù)熱磁分析，反鐵磁性礦物加熱性質變化的信號同樣不明顯，所以剖面中的反磁性礦物絕對含量不高.

磁性顆粒的粒徑方面，由χfd%值可推測：剖面中磁性顆粒以PSD、MD粗顆粒為主，只有在弱網(wǎng)紋層存在數(shù)量有限的SP顆粒存在；而典型網(wǎng)紋層的土壤則基本不含有SP的細磁性顆粒.成巖因素生成的原生磁性礦物顆粒一般較大，伴隨成土作用的進行，原生磁性礦物粒徑逐漸減小.黃土高原的研究發(fā)現(xiàn)，較為溫暖時期形成的古土壤，因為成土強度高，χfd%明顯高于黃土[44]，且古土壤的χfd%可以達到8%、9%左右，說明含有相當?shù)某赏脸梢蛏傻募毚判灶w粒.雙流區(qū)的氣候暖濕于黃土高原，剖面成土強度更大，紅河剖面的χfd%應大于黃土高原的土壤剖面，但是實驗結果顯示：紅河剖面的χfd%整體達不到黃土剖面的值大小，并且成土作用程度深的下層紅土，其SP磁性顆粒含量甚至還不及黃土-古土壤序列中的黃土水平，但是兩者的真實的成土強度卻相差甚大，說明χfd%的環(huán)境指示意義在不同地區(qū)的土壤中要具體討論.

紅河剖面的整體磁性礦物的絕對含量偏低，χfd%值偏低，這是由什么因素造成的呢？可能的猜測如下：在成土初始階段，原生粗顆粒磁性礦物粒徑部分溶解、母質中含鐵硅酸鹽風化生成磁鐵礦、磁赤鐵礦等亞鐵磁性礦物，從而使得SP顆粒含量升高；亞鐵磁性礦物不是鐵氧化物化學性質最穩(wěn)定的形態(tài)，隨著成土作用的進行，細粒亞鐵磁性礦物轉變?yōu)榉磋F磁礦物的赤鐵礦、針鐵礦.亞鐵磁性礦物絕對、相對含量都隨之減少、SP顆粒減少；在南方溫暖濕潤的氣候條件持續(xù)作用下，反鐵磁性礦物中顆粒較細的部分組分遷移出土體，導致剖面整體反鐵磁性礦物的絕對含量下降.紅河剖面普遍發(fā)育網(wǎng)紋，根據(jù)前人研究，普遍認為網(wǎng)紋紅土的形成時期是一個夏季風環(huán)流強勁、氣候濕熱的時期[17, 45].紅河剖面在水熱充沛的時期，土壤中SP細顆粒的反鐵磁礦物會慢慢淋失，χfd%降低.可見，對于黃土高原剖面和紅河剖面來說，兩者的低χfd%內(nèi)涵不同：前者是成土作用弱，SP磁性細顆粒未大量產(chǎn)生；后者是成土作用強，土壤網(wǎng)紋化，已經(jīng)產(chǎn)生大量SP磁性顆粒，但大部分流失，導致低值.還需要說明的是，從實驗結果來看，典型網(wǎng)紋層的反鐵磁性礦物含量高于上層，表明細顆粒的反鐵磁礦物的流失，影響更體現(xiàn)在剖面整體磁性礦物的含量不斷減少；對于每一個層次的土壤而言，隨著成土風化，亞鐵磁性礦物轉化為反鐵磁礦物的生成量是大于細顆粒反鐵磁性礦物的流失量.

如上所述，第四紀紅土中亞鐵磁性礦物分解、Fe元素流失的程度應該與成土作用成正相關.從CIA上來看，成都剖面的CIA弱于長江中下游地區(qū)的系列剖面，表明成都地區(qū)第四紀古氣候不如長江中下游地區(qū)溫濕，成土強度有所不及.但是磁性也同樣弱于上述剖面.Fe2O3的質量百分比為6.32%，僅略高于上地殼均值4.5%剖面[46].普遍低于同樣處于脫硅富鋁化階段的其他地區(qū)的南方紅土，同樣Fe的含量少于上述長江中下游地區(qū)第四紀紅土剖面，表明造成紅河剖面磁性偏弱還有母質的因素.成都第四紀紅土的風成堆積母質來源與長江中下游地區(qū)的第四紀紅土物源不同，相比較而言，成都第四紀紅土的母質的Fe含量較低、原生磁性礦物含量低.

3.2 四川成都地區(qū)第四紀紅土的代用指標探討

中國黃土高原的典型剖面研究表明磁化率、頻率磁化率差異主要是因為后期不同程度成土作用下形成的磁赤鐵礦的含量、顆粒度不同，且磁化率等參數(shù)大小與成土作用強度成正相關，而氣候較溫暖濕潤有利于成土作用的推進.故在黃土高原地區(qū)，建立了以磁化率為核心的系列磁學參數(shù)作為代用指標，能較為定量地反映區(qū)域的氣候的變化[5].

圖8 紅河剖面磁學參數(shù)相關散點圖Fig.8 Correlation scatter plot of magnetic parameters of Honghe profile

通過前文實驗結果和分析、雖然表征模式與黃土高原有異，但紅河剖面的磁性礦物的種類、大小、含量等在弱網(wǎng)紋層和典型網(wǎng)紋層中存在著差異，與成土過程密切相關.相關磁學參數(shù)如：磁化率、χfd%、HIRM有作為代用指標的可能.本文以CIA定量化土壤的成土強度，圖8分別是磁化率、χfd%、HIRM(忽略6.1m深度處樣品的HIRM值，此值發(fā)生了突變)和CIA對應散點圖、回歸擬合方程.如圖7所示：磁化率、χfd%與CIA的相關性極低，這兩個指標不能作為成都地區(qū)第四紀紅土的氣候代用指標.因為剖面里亞鐵磁性含量、SP細顆粒含量的絕對值都很低，使得測量誤差的比重就上升，這些誤差不影響初步的定性判斷，可是對進一步尋找代用指標，對古氣候變化狀況定量化工作就產(chǎn)生了極大的干擾，導致相關性很差.HIRM與CIA的R2的值為0.534，相關性要顯著高于前兩者，表明與亞鐵磁性礦物、粒度相比，成都地區(qū)第四紀紅土的反鐵磁性礦物記錄氣候更有優(yōu)勢，和HIRM一樣，色度系列參數(shù)雖然是非磁學參數(shù)，但同樣反映反鐵磁礦物的信號，且分辨率程度更高，能進一步區(qū)分反鐵磁性礦物中的組分構成，因此也有作為代用指標的潛力.

圖9分別是a*、b*、b*/a*與CIA對應散點圖以及回歸擬合方程.可以看出：a*、b*、b*/a*三者與CIA的R2分別為0.809、0.884、0.616，均明顯大于前文3個參數(shù)，尤其是b*與CIA對應關系最為良好，R2達到0.884，有顯著的相關性.說明成都地區(qū)第四紀紅土反鐵磁性礦物赤鐵礦、針鐵礦對于環(huán)境最為敏感.南方第四紀紅土中的a*、b*、b*/a*等色度參數(shù)可以作為反映古氣候變化的代用指標.

圖9 紅河剖面色度參數(shù)相關散點圖Fig.9 Correlation scatter plot of chroma parameters of Honghe profile

4 結論

(1)成都地區(qū)第四紀紅土剖面具有網(wǎng)紋發(fā)育、經(jīng)歷了亞鐵磁性礦物轉化分解、細磁性顆粒部分流失后，剖面整體呈低磁性、磁性礦物主要為反鐵磁性礦物、磁性顆粒以PSD、MD的粗顆粒為主.

(2)剖面上層弱網(wǎng)紋層成土強度較弱、亞鐵磁性礦物含量較高、磁性較強、磁性礦物粒徑較細；下層典型網(wǎng)紋層成土強度較高、磁性較弱、磁性顆粒較粗.

(3)剖面土壤發(fā)育序列的磁學特征變化指示了，自母質沉積風化以來，當?shù)貧夂蜈呌诶涓桑c第四紀晚期中國南方趨于干冷的大環(huán)境趨勢一致.且當?shù)氐臍夂虿患巴瑫r期的長江中下游地區(qū)般暖濕.

(4)磁化率、χfd%等磁學參數(shù)不適宜作為第四紀紅土的氣候代用指標.而反映剖面反鐵磁性礦物的赤鐵礦、針鐵礦信息的色度系列參數(shù)與CIA對應良好，可以作為南方地區(qū)古氣候變化定量化研究的代用指標.