云南熱帶亞熱帶發(fā)育于弱磁性砂巖的土壤磁性特征及其環(huán)境意義

陳宇東，李海俠，張小凌，胡 金，李剛強(qiáng)，胡靜遠(yuǎn)

（1. 昆明理工大學(xué) 國(guó)土資源工程學(xué)院，昆明 650093；2. 玉溪師范學(xué)院，云南 玉溪 653100）

磁性礦物廣泛存在于各類自然介質(zhì)中，其生成、轉(zhuǎn)化、運(yùn)移和保存與環(huán)境條件密切相關(guān)，因此天然樣品的磁學(xué)特征可反演環(huán)境變化（Thompson,1986; Liu, 2007；胡鵬翔 等，2014）。土壤是環(huán)境磁學(xué)的重要研究對(duì)象，土壤磁性礦物與成土因素（母質(zhì)、氣候、生物、地形和成土?xí)r間）關(guān)系密切，土壤的磁學(xué)性質(zhì)對(duì)氣候變化的響應(yīng)在古氣候?qū)W研究中被廣泛關(guān)注（Liu, 2007；胡鵬翔 等，2014）。已有研究主要集中在溫帶干旱區(qū)、半干旱區(qū)和半濕潤(rùn)區(qū)。磁學(xué)參數(shù)作為氣候代用指標(biāo)在中國(guó)黃土-古土壤已取得較具代表性成果，在中國(guó)黃土-古土壤地區(qū)磁化率被認(rèn)為是夏季風(fēng)強(qiáng)度的替代性指標(biāo)，并用頻率磁化率等磁學(xué)參數(shù)作為古降水的評(píng)價(jià)指標(biāo)（Hao, 2008；周鳴亮 等，2023）。許多研究顯示，在黃土地球磁化率等磁學(xué)參數(shù)與古降雨直接的關(guān)系可以定量或半定量地反映古氣候的變化（Liu et al.,2007; Hao, 2008; Maher, 2016; Obreht et al., 2019）。

中國(guó)南方熱帶—亞熱帶廣泛發(fā)育的紅土是濕熱氣候環(huán)境下經(jīng)強(qiáng)烈風(fēng)化作用形成的產(chǎn)物（盧升高，2007），被認(rèn)為是中國(guó)南方古氣候變化的良好載體，關(guān)于其成因、氣候?qū)W意義、與全球變化關(guān)系等重要問題已有廣泛的探討（Lu et al., 2012; Lu et al.,2015），但對(duì)于熱帶亞熱帶地區(qū)土壤磁化率是否能反映氣候變遷問題仍存在爭(zhēng)議。相關(guān)研究指出，磁化率隨降水的變化存在閾值（宋揚(yáng) 等，2012；Long et al., 2016）。如蔡云鋒（2021）對(duì)云貴高原土壤研究發(fā)現(xiàn)，磁化率與溫度呈顯著的正相關(guān)關(guān)系，而與降水則表現(xiàn)為負(fù)相關(guān)。紅土磁學(xué)參數(shù)與氣候之間的關(guān)系存在復(fù)雜性。同時(shí)，也有學(xué)者指出中國(guó)南方地區(qū)母質(zhì)對(duì)土壤磁性有較大的影響。如饒志國(guó)等（2007）對(duì)南方發(fā)育于不同母巖上的土壤磁化率研究發(fā)現(xiàn)，母質(zhì)對(duì)土壤磁性影響遠(yuǎn)超其他因素；呂鑌等（2014）指出即使均發(fā)育于花崗巖的土壤，其磁化率在后期風(fēng)化成土作用的影響下也呈現(xiàn)較大差異；邱世藩等（2014）也指出不同類型母巖發(fā)育的土壤磁學(xué)性質(zhì)有顯著的差異，與氣候參數(shù)之間的關(guān)系也呈現(xiàn)復(fù)雜的特征。一些研究顯示，次生磁性礦物針鐵礦和赤鐵礦可作為氣候代用指標(biāo)（龍曉泳，2011；鄭興芬 等，2019；蔡云鋒，2021），其性質(zhì)受母質(zhì)影響較小，更多受控于后期成壤作用。因此，有必要選擇不同氣候區(qū)地質(zhì)背景相近且母巖類型相同的土壤進(jìn)行對(duì)比，進(jìn)一步厘清氣候因素對(duì)土壤磁性的影響。

因此，本文選取位于云南熱帶和亞熱帶地區(qū)的不同土壤剖面（其母巖均為弱磁性的砂巖），對(duì)比不同氣候帶土壤剖面的磁性差異，探討磁學(xué)參數(shù)、赤鐵礦和針鐵礦含量與氣候因素的關(guān)系。以期為研究亞熱帶地區(qū)氣候變化尋求適合的代用指標(biāo)。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

在云南省內(nèi)選擇位處不同氣候區(qū)的峨山（EF）、普洱（PF）和景洪（F）3個(gè)樣地，分別屬于中亞熱帶、南亞熱帶和熱帶3 種氣候帶。為了更好地降低母巖的影響，在對(duì)研究區(qū)多次詳細(xì)考察后，選定3個(gè)剖面作為研究對(duì)象。其母巖均為弱磁性的砂巖，每個(gè)樣地采集未經(jīng)人為擾動(dòng)的1 個(gè)森林土壤剖面，采樣點(diǎn)坡度均＜5°。

EF 剖面（24°09′13.27″ N、102°16′56.77″ E），采樣點(diǎn)海拔高度為2 200 m，屬中亞熱帶高原季風(fēng)氣候類型，多年平均氣溫為16.2℃，多年平均降水量為925.8 mm，土壤類型為黃棕壤，剖面自上而下為：1）腐殖質(zhì)層，0～28 cm，呈黑棕色，植物根系較多；2）全風(fēng)化土壤層，深度28～80 cm，黃紅色土壤含有少量草根；3）半風(fēng)化層，80～140 cm，黃紅色，可見未風(fēng)化完全的巖石碎塊。

PF 剖面（22°38′13.93″ N、101°00′37.72″ E），采樣點(diǎn)海拔高度為1 091 m。地處北回歸線附近，屬南亞熱帶高原季風(fēng)氣候，多年平均氣溫為19.3℃，多年平均降水量為1 507.7 mm，垂直氣候帶明顯，土壤類型為紅壤，剖面自上而下為：1）腐殖質(zhì)層，0～35 cm 含有較多有機(jī)質(zhì)，顏色較黑，有較多植物根系；35～140 cm；2）全風(fēng)化土壤層，深度35～140 cm，紅色土壤，含有少量草根，下部含有少量巖石碎屑。

F 剖面（22°21′20.13″ N、100°55′50.94″ E），采樣點(diǎn)海拔高度為1 351 m。屬北熱帶氣候，多年平均氣溫為22.6℃，多年平均降水量為1 136.6 mm，土壤類型為紅壤，剖面自上而下為：1）腐殖質(zhì)層，0～17 cm，暗棕色，植物根系較多；2）全風(fēng)化土壤層，17～85 cm，紅色土壤，含有少量草根；3）半風(fēng)化層，85～140 cm，紅色，下部可見未風(fēng)化完全的紫紅色砂巖。

1.2 土壤樣品采集及預(yù)處理

每個(gè)樣地設(shè)置未受人為擾動(dòng)的森林土壤剖面1條，剖面位置如圖1所示。土壤樣品沿垂直剖面采集，剖面深度140 cm，0～80 cm 采樣間隔為10 cm，80～140 cm采樣間隔為20 cm，每條剖面共取土壤樣品11 個(gè)，從表層至底層樣品依次編號(hào)為A（0～10 cm）、B（10～20 cm）……K（120～140 cm）。每層使用木鏟采集樣品200 g，自然風(fēng)干，并使用瑪瑙研缽稍加研磨后，放入2 cm×2 cm×2 cm的無(wú)磁立方盒稱重并計(jì)算密度（ρ）后進(jìn)行磁學(xué)分析測(cè)試。剩下樣品裝入密封袋用于其他指標(biāo)的分析測(cè)試。

圖1 峨山（EF）、普洱（PF）和景洪（F）土壤剖面地理位置Fig.1 Location of Ershan (EF), Puer (PF) and Jinghong (F) soil profile

2 實(shí)驗(yàn)方法

土壤樣品磁化率的測(cè)量使用捷克Agico 公司生產(chǎn)的MFK1-FA多頻磁化率儀分別在低頻（976 Hz）和高頻（15 616 Hz）磁場(chǎng)中測(cè)量樣品的磁化率，測(cè)量磁場(chǎng)為200 Am-1，得到其高頻與低頻體積磁化率（кlf和кhf），然后將磁化率除以樣品的密度（ρ），獲得樣品的質(zhì)量比磁化率（χlf和χhf）。并計(jì)算得出百分比頻率磁化率（χfd%），為了與Dearing（1996）提出用來估算SP（超順磁顆粒）顆粒的模式進(jìn)行對(duì)比，根據(jù)（Hrouda, 2011） 給出的公式：χfd=χmfdln10/[ ln（fmhf）-ln（fmlf）]，將所測(cè)得頻率磁化率χfd的值重新計(jì)算到Bartington 儀器使用的頻率比（1∶10）中，得到換算之后的頻率磁化率。選取9件代表性樣品，使用MicroMagTM3900 VSM Magnetometer 儀器測(cè)得磁滯回線及等溫剩磁曲線（IRM），使用MFK1-FA 多頻磁化率儀獲得磁化率隨溫度變化曲線（κ-T曲線，測(cè)量環(huán)境為氬氣，溫度從室溫到700℃）。以上實(shí)驗(yàn)均在中國(guó)地震局地球物理研究所古地磁實(shí)驗(yàn)室完成。

在每條剖面上選取特征樣品進(jìn)行漫反射光譜測(cè)量，用以估算赤鐵礦（Hm）和針鐵礦（Gt）的相對(duì)含量。將干燥土壤樣品用瑪瑙研缽研磨至200目，稱取樣品2～3 g，利用UV3600 日本島津紫外/可見光分光光度計(jì)測(cè)試漫反射光譜，測(cè)試波長(zhǎng)范圍300～700 nm，低速掃描，掃描間隔為1 nm，重復(fù)掃描3次取平均值。漫反射光譜測(cè)量在四川大學(xué)分析測(cè)試中心完成。

3 實(shí)驗(yàn)結(jié)果

3.1 磁學(xué)性質(zhì)

3.1.1 熱磁曲線 熱磁曲線是分析樣品中主要磁性礦物的方法，磁化率隨溫度變化曲線（κ-T）通過加熱和冷卻過程中磁性礦物的轉(zhuǎn)折溫度（相變點(diǎn)、居里點(diǎn)或者尼爾點(diǎn)）鑒定磁性礦物的種類（Thompson, 1986; Deng et al., 2001）。

從圖2 可以看出，所有剖面中上層在加熱至200℃過程中磁化率微弱上升，可能是鐵的氫氧化物轉(zhuǎn)化為磁鐵礦（Thompson, 1986）。PF-A、PF-D、F-A、F-B熱磁曲線升溫過程中在200 ℃左右出現(xiàn)峰值，隨后下降，然后在280 ℃再次出現(xiàn)小峰，呈明顯的駝峰特征。而280 ℃出現(xiàn)的峰值可能是磁性顆粒內(nèi)部應(yīng)力釋放形成超順磁顆粒，從而使得磁化率增大（Oches et al., 1996）。所有樣品均在280～450 ℃磁化率出現(xiàn)明顯降低，通常認(rèn)為是磁赤鐵礦（γ-Fe2O3）轉(zhuǎn)變?yōu)槿醮判猿噼F礦（α-Fe2O3）所導(dǎo)致的（Stacey et al., 1974; Deng et al., 2001；劉志鋒等，2013）。EF-A、EF-D、EF-K、PF-A、F-A、FB 加熱曲線，居里點(diǎn)均出現(xiàn)在580 ℃，說明樣品中有磁鐵礦存在（Thompson, 1986；王濤 等，2015）。PF-D、PF-K、F-K 加熱曲線在670 ℃左右顯著降低，指示樣品中存在赤鐵礦（?zdemir, 1990; Van et al., 1999）。

圖2 土壤剖面代表性樣品熱磁曲線Fig.2 κ-T curves of the representative samples

3.1.2 等溫剩磁獲得曲線（IRM） 等溫剩磁獲得曲線（IRM）是辨別磁性礦物種類的重要途徑之一（Thompson, 1986），通過等溫剩磁曲線可在一定程度上分離某一磁性礦物的相對(duì)含量（Carmichael,1961；王濤 等，2015）。本文基于MAX UnMix 對(duì)特征樣品磁性組分進(jìn)行分離（Maxbauer et al., 2016）（圖3、表1）。

表1 IRM曲線分解結(jié)果Table 1 IRM curve decomposition results

圖3 土壤剖面代表性樣品IRM曲線分解示意Fig.3 Schematic diagram of IRM curve decomposition of representative samples of soil profile

其中，B1/2（類似于Bcr）表示當(dāng)矯頑力組分達(dá)到1/2SIRM 時(shí)的外加磁場(chǎng)強(qiáng)度，即平均矯頑力（Robertson et al., 1994）；DP為離散系數(shù)，即該組分矯頑力的離散程度，不代表磁性礦物的含量（Robertson et al., 1994）；IRMtotal表示某一矯頑力組分的含量，即該組分對(duì)樣品SIRM的貢獻(xiàn)值。EF、PF剖面土壤和F剖面表層土壤（F-A、F-B）組分一和組分二B1/2值在5～38 mT，指示為成土成因磁赤鐵礦/磁鐵礦（何玲珊 等，2021）。PF-A 樣品組分三B1/2值73 mT 為碎屑組分磁性信號(hào)（Liu et al., 2005）。EF-K、PF-D、PF-K 組分三和F-K 組分二、組分三B1/2值在159～334 mT，屬于高矯頑力礦物赤鐵礦（Thompson, 1986）。3條剖面IRMtotal%均指示低矯頑力磁性礦物——磁赤鐵礦/磁鐵礦為主要組分，且隨深度增加所占比例減小。

3.1.3 磁滯回線 圖4為EF、PF和F剖面代表性樣品的磁滯回線，EF剖面磁滯回線各代表性樣品形態(tài)差異較小，磁滯回線整體呈標(biāo)準(zhǔn)型，特征表現(xiàn)為高而窄。各樣品在300 mT的磁化強(qiáng)度均已達(dá)到飽和。EF剖面飽和剩磁矯頑力均＜20 mT，飽和剩磁在10 mT 以下，表明樣品中主要的載磁礦物為亞鐵磁性礦物（Thompson, 1986）。PF 剖面和F 剖面的Bcr均隨著深度的增加而增加。PF剖面表層樣品（PF-A、PF-D）呈現(xiàn)明顯的“蜂腰”特征，底層樣品PF-K呈現(xiàn)“鵝頸型”特征，說明剖面樣品中亞鐵磁性礦物和反鐵磁性礦物共同存在。F 剖面表層樣品（FA、F-B）磁滯回線也表現(xiàn)出載磁礦物以亞鐵磁性礦物（如磁鐵礦）為主，底層樣品（F-K）矯頑力＞100 mT，且在500 mT 處為達(dá)到閉合狀態(tài)，說明含有大量的反鐵磁性礦物（如赤鐵礦、針鐵礦）。

圖4 EF、PF和F剖面代表性樣品磁滯回線Fig.4 Magnetic hysteresis loops of EF, PF and F representative samples

3.2 漫反射光譜

由于土壤中存在多種磁性礦物，針鐵礦（Gt）、赤鐵礦（Hm）等弱磁性礦物的磁信號(hào)難以在熱磁曲線中顯現(xiàn)（Heslop et al., 2002）。漫反射光譜（DRS）一階導(dǎo)數(shù)圖像可以快速、無(wú)損地識(shí)別土壤中的Gt 和Hm，并進(jìn)行半定量分析（Jiang et al.,2014）。一般情況下，Hm 的特征峰出現(xiàn)在565～575 nm，Gt 有2 個(gè)特征峰——535 nm 的主峰和435 nm的次峰，特征峰隨著Gt和Hm含量增加而升高，且會(huì)向高波長(zhǎng)方向移動(dòng)（季峻峰 等，2007）。本文用Gt 和Hm 的對(duì)應(yīng)的一階導(dǎo)數(shù)特征峰峰高代表Gt 和Hm的相對(duì)含量。從圖5可以看出，樣品中均存在Gt和Hm。3個(gè)剖面的Hm特征峰值都明顯高于Gt特征峰值，這與鄧黃月等（2015）在長(zhǎng)沙和岳陽(yáng)地區(qū)的研究一致，進(jìn)一步說明中國(guó)南方紅土中的不完整反鐵磁性礦物主要以Hm為主，Gt較少。Gt特征峰值和Hm 特征峰值的垂向變化特征基本一致，均隨著深度增加呈現(xiàn)增加趨勢(shì)，并在底部出現(xiàn)最高值。

3.3 常溫磁學(xué)參數(shù)剖面

如圖6所示，EF剖面χlf值在47.43×10-8～462.91×10-8m3/kg，均值為179.57×10-8m3/kg，母巖磁化率為3.78×10-8m3/kg， PF 剖面的χlf介于53.61×10-8～167.40×10-8m3/kg，均值為100.28×10-8m3/kg，母巖磁化率為5.11×10-8m3/kg，F(xiàn) 剖面χlf在16.42×10-8～183.15×10-8m3/kg，均值為76.20×10-8m3/kg，母巖磁化率為3.47×10-8m3/kg。EF 剖面χlf均值明顯高于PF 和F 剖面，表明EF 剖面含有相對(duì)較多的亞鐵磁性礦物（磁鐵礦和磁赤鐵礦）。

3 條剖面磁化率均隨深度增加呈減小趨勢(shì)，至80 cm 時(shí)磁化率變化趨于穩(wěn)定。百分比頻率磁化率（χfd%）可用于指示樣品中超順磁（SP）顆粒含量的比例，值越高表明整體磁顆粒越細(xì)（Dearing et al., 1996; Liu et al., 2007），根據(jù)Dearing提出的用于估算SP顆粒的模式，χfd%接近0時(shí)，樣品中磁性顆粒以大顆粒為主，不含SP 顆粒。當(dāng)χfd%＜5%表明樣品磁性顆粒的組合不以SP顆粒為主導(dǎo)，當(dāng)χfd%＞6%表明含有較高比例的SP 顆粒，當(dāng)χfd%＞10%表明樣品中含有大量的SP顆粒（Dearing, 1999）。EF、PF 和F 剖面χfd%均值分別為16.01%、14.58%和10.06%，指示所選剖面均含有大量SP/SSD（超順磁/穩(wěn)定單疇）顆粒。PF 和F 剖面的χfd%值在0～80 cm未出現(xiàn)明顯變化，至80 cm后隨深度增加減小。

4 討論

4.1 發(fā)育于不同氣候條件下的土壤剖面磁學(xué)特征對(duì)比

EF、PF 和F 樣地土壤分別發(fā)育于不同的氣候區(qū)，3 個(gè)剖面磁性礦物含量有所差異，磁性礦物含量在剖面的不同層位也存在差異。根據(jù)熱磁曲線，EF、PF和F剖面土壤中主要磁性礦物為磁赤鐵礦和磁鐵礦。由于在熱磁曲線中弱磁性礦物的信號(hào)常被強(qiáng)磁性礦物掩蓋，因此鑒定磁性礦物種類需結(jié)合多種方法。本文結(jié)合IRM獲得曲線與漫反射光譜，推斷3 條剖面均含有反鐵磁性礦物針鐵礦和赤鐵礦，隨深度增加針鐵礦和赤鐵礦含量均增加。

磁化率是磁性礦物性質(zhì)的綜合反映，與磁性種類、粒徑、含量有關(guān)，可以粗略指示磁性礦物含量（Thompson, 1986）。磁化率越高指示亞鐵磁性礦物磁鐵礦和磁赤鐵礦含量越高，EF剖面土壤磁化率最高可達(dá)462.91×10-8m3/kg，遠(yuǎn)高于PF 和F 剖面，表明EF剖面有相對(duì)較高的亞鐵磁性礦物含量。3條剖面磁化率均隨深度增加而減小，EF和F剖面深度增加至80 cm 半風(fēng)化層后磁化率基本趨于穩(wěn)定，比上覆全風(fēng)化層低了一個(gè)數(shù)量級(jí)。這與在云南、浙江地區(qū)，紅土剖面磁測(cè)結(jié)果（盧升高 等，2007）一致，也與福建、長(zhǎng)沙紅土剖面的磁測(cè)結(jié)果有很好的可比性（鄧黃月 等，2015；鄭興芬 等，2019；）。通常認(rèn)為成壤過程中生成的細(xì)粒磁性礦物是上層磁化率升高的原因（鄧黃月 等，2015）。EF 和PF 剖面所有樣品χfd%值均＞10%，指示土壤中含有大量SP顆粒。F 剖面χfd%值在0～80 cm＞10%，至80～140 cm＜10%且隨著深度增加而減小，指示F 剖面含有大量SP顆粒，且隨深度增加磁性礦物粒徑增大。

4.2 亞熱帶地區(qū)磁學(xué)特征與氣候參數(shù)關(guān)系探討

Heller（1984）、Liu（1998）、An（1991）和劉秀銘（1993）等提出磁化率可以作為反演黃土-古土壤氣候的代用指標(biāo)，并得到多方證實(shí)。部分學(xué)者嘗試把磁化率應(yīng)用于南方熱帶亞熱帶地區(qū)，但南方熱帶亞熱帶紅壤磁化率變化機(jī)理和指示意義都存在較大的爭(zhēng)議。如楊浩等（1995）對(duì)安徽紅土地區(qū)研究發(fā)現(xiàn)，磁化率曲線變化模式與黃土地區(qū)一致，波峰波谷分別對(duì)應(yīng)溫暖濕熱氣候和干燥寒冷氣候；劉育燕等（2003）對(duì)江西楊梅山紅土剖面研究發(fā)現(xiàn)，磁化率曲線和深海氧同位素曲線具有較好的一致性，說明磁化率具有氣候意義；胡雪峰（2003）和龍曉泳（2011）等認(rèn)為在熱帶亞熱帶高溫高濕的環(huán)境下，磁鐵礦和磁赤鐵礦可能氧化或還原轉(zhuǎn)化為弱磁性礦物，使得磁性礦物的生成轉(zhuǎn)化機(jī)制變得復(fù)雜，磁化率難以指示紅土風(fēng)化過程，同時(shí)也意味著磁化率難以作為紅土地區(qū)溫度和降水的代用指標(biāo)。

母質(zhì)、氣候、地形、時(shí)間和生物是影響土壤發(fā)育的五大因素，同時(shí)也影響土壤中的磁性礦物生成與轉(zhuǎn)化的主要因素（胡鵬翔 等，2014）。3 個(gè)剖面均位于未經(jīng)人為擾動(dòng)的森林，有相近的母巖、地形和坡度及生物條件。因此，可用于探討土壤磁性與氣候的關(guān)系。EF、PF和F剖面分別位于亞熱帶高原季風(fēng)氣候區(qū)、南亞熱帶高原季風(fēng)氣候區(qū)和熱帶濕潤(rùn)季風(fēng)氣候區(qū)，3個(gè)剖面均處于高溫強(qiáng)降水的環(huán)境。F剖面具有相對(duì)較高的年均溫度和年均降水量，PF剖面具有較高的年均降水，EF剖面年均溫和降水均相對(duì)較低（表2）。隨著土壤發(fā)育年齡的增加，反鐵磁礦物赤鐵礦為最終產(chǎn)物（Thompson, 1986；胡鵬翔等，2014）。本文所選剖面均為發(fā)育較為成熟的土壤剖面。EF 剖面磁化率遠(yuǎn)高于PF 和F 剖面，且后兩者剖面磁化率卻未出現(xiàn)明顯差異（表3）。在母質(zhì)、地形、成土?xí)r間和生物因素相近的情況下，3個(gè)剖面的磁化率變化與溫度和降水量不存在明顯相關(guān)性，可能是局部地區(qū)土壤環(huán)境因素對(duì)磁化率的影響超過水熱條件變化。因此，在云南熱帶亞熱帶地區(qū)，磁化率的影響因素較為復(fù)雜，難以作為溫度、降水變化的代用指標(biāo)。

表2 土壤剖面中反鐵磁性礦物參數(shù)和環(huán)境因素均值Table 2 Antiferromagnetic mineral parameters and environmental factors in soil profile

表3 土壤剖面磁性參數(shù)（平均值）Table 3 Magnetic parameters (in mean value) of soil profile

4.3 亞熱帶地區(qū)氣候代用指標(biāo)探討

特征樣品EF-D、PF-D、F-B所處土壤層在成壤過程中受外部因素?cái)_動(dòng)較小，因此選擇這些樣品反映土壤的地帶性特征。從表2 和圖7 可以看出，隨著年均溫度的升高Hm/Gt和Hm/（Hm+Gt）均呈現(xiàn)增大趨勢(shì)，且具有良好的相關(guān)性，與降水變化未表現(xiàn)出明顯聯(lián)系。相關(guān)研究表明，短暫雨季和長(zhǎng)期的干燥促使磁鐵礦轉(zhuǎn)化為赤鐵礦（Barrón et al., 2002;Torrent et al., 2006, 2010）。土壤溫度升高有利于磁赤鐵礦向赤鐵礦的轉(zhuǎn)化（Torrent et al., 2010），并通過脫水和鐵氫化物團(tuán)聚體內(nèi)的重排，直接促進(jìn)赤鐵礦的形成（Schwertmann, 1985）。因此，溫度可能是影響云南熱帶亞熱帶地區(qū)土壤中赤鐵礦形成的主要?dú)夂蛞蛩亍?/p>

圖7 Hm/Gt，Hm/（Hm+Gt）與MAT關(guān)系Fig.7 Relationship between Hm/Gt, Hm/(Hm+Gt) and MAT

赤鐵礦和針鐵礦作為反鐵磁性礦物，盡管具有較低的飽和磁化強(qiáng)度，但其在環(huán)境磁學(xué)中有重要的意義。Hm和Gt廣泛分布于寒帶至熱帶地區(qū)各類土壤中，記錄了豐富的古氣候信息（胡鵬翔 等，2014）。由于Hm 和Gt 對(duì)水熱條件變化十分敏感，如干燥的條件有利于Hm 的形成，潮濕的環(huán)境能促進(jìn)Gt 的發(fā)育。Hm 和Gt 的形成過程呈現(xiàn)競(jìng)爭(zhēng)的狀態(tài)，在相同的溫度條件下，濕度的變化會(huì)影響Hm和Gt 之間的相互轉(zhuǎn)變（姜兆霞 等，2016）。但Hm和Gt的含量受母巖磁性礦物差異的影響，因而Hm和Gt含量難以表征溫度或降水變化。相較之下，兩者的比值幾乎不受母質(zhì)的影響?；诖耍S多學(xué)者提出使用Hm/Gt 指示氣候變化。如季峻峰等（2007）對(duì)黃土高原北部黃土/古土壤剖面的研究發(fā)現(xiàn)，Hm/Gt可作為東亞季風(fēng)干/濕變化的敏感指標(biāo)；K?Mpf 等（1983）對(duì)巴西南部土壤剖面的研究發(fā)現(xiàn)，Hm/（Hm+Gt）比值隨氣候和成壤因素而系統(tǒng)變化。巴西南部（K?Mpf et al., 1983）、德國(guó)南部（Schwertmann et al., 1982）和中國(guó)中部黃土地區(qū)（Gao et al., 2018）的自然土壤研究均顯示，總體上土壤的赤鐵礦/針鐵礦比率與溫度之間存在正相關(guān)。Torrent等（2006）通過比較西班牙南部和巴西Cerrado地區(qū)土壤中的赤鐵礦含量發(fā)現(xiàn)，漫反射光譜法確定的赤鐵礦相對(duì)含量總體上隨MAT（年均溫度）的增加而增加。在云南砂巖地區(qū)眾多研究均顯示，Hm/Gt和Hm/（Hm+Gt）比值變化更多依賴于溫度的變化（龍曉泳，2011；蔡云鋒，2021），本研究也指示云南地區(qū)次生磁性礦物比值Hm/Gt 和Hm/（Hm+Gt）與溫度呈現(xiàn)良好的對(duì)應(yīng)關(guān)系，但其是否適合作為云南熱帶亞熱帶地區(qū)氣候代用指標(biāo)還需進(jìn)一步驗(yàn)證。

5 結(jié)論

文章通過對(duì)云南不同氣候帶砂巖風(fēng)化殼剖面進(jìn)行磁學(xué)及漫反射光譜測(cè)試分析，得出以下主要結(jié)論：1）所選用的3個(gè)風(fēng)化殼剖面中亞鐵磁性礦物為磁鐵礦、磁赤鐵礦；弱磁性礦物為針鐵礦和赤鐵礦。峨山（EF）、普洱（PF）和景洪（F）樣地所在地區(qū)土壤中主要載磁礦物為磁鐵礦和磁赤鐵礦，PF和F地區(qū)土壤含有相對(duì)較多的反鐵磁性礦物針鐵礦和赤鐵礦；3 個(gè)研究區(qū)磁性礦物均含有大量SP 顆粒，亞鐵磁性礦物含量EF 樣地所在地區(qū)遠(yuǎn)高于PF和F樣地所在地區(qū)。2）從發(fā)育于砂巖母質(zhì)上的土壤看，適用于溫帶黃土地區(qū)的磁化率難以作為該區(qū)域的氣候代用指標(biāo)，溫度和降水并不是土壤磁化率變化的主要影響因素，磁化率變化受多種因素影響，對(duì)于熱帶亞熱帶地區(qū)土壤磁學(xué)特征與環(huán)境的關(guān)系，還需要進(jìn)行大范圍、多剖面的比較研究。比值Hm/Gt和Hm/（Hm+Gt）與溫度有良好的對(duì)應(yīng)關(guān)系，但其是否能作為云南熱帶亞熱帶地區(qū)氣溫指標(biāo)還需進(jìn)一步驗(yàn)證。