风积地层中铁矿物随环境变化及其启示.pdf

书书书第３４卷第３期２０１４年５月第四纪研究ＱＵＡＴＥＲＮＡＲＹＳＣＩＥＮＣＥＳＶｏｌ．３４，Ｎｏ．３Ｍａｙ，２０１４ｄｏｉ１０．３９６９／ｊ．ｉｓｓｎ．１００１  ７４１０．２０１４．０３．０１文章编号１００１－７４１０（２０１４）０３－４４３－１５风积地层中铁矿物随环境变化及其启示  刘秀铭 ①②③ 吕镔 ① 毛学刚 ① 温昌辉 ① 俞鸣同 ① 郭雪莲 ④ 陈家胜 ③ 王涛 ① （ ①福建师范大学地理研究所，福建省湿润亚热带山地生态重点实验室省部共建国家重点实验室培育基地，福州３５０００７； ②ＤｅｐａｒｔｍｅｎｔｏｆＥｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔａｎｄＧｅｏｇｒａｐｈｙ，ＭａｃｑｕａｒｉｅＵｎｉｖｅｒｓｉｔｙ，ＳｙｄｎｅｙＮＳＷ２１０９，Ａｕｓｔｒａｌｉａ；③兰州大学西部环境教育部重点实验室，西部环境与气候变化研究院，兰州７３００００；④兰州大学地质与矿产资源学院，兰州７３００００）摘要铁在不同温度和湿度环境中形成不同铁的化合物，如铁的氧化物、氢氧化物、硫化物和碳酸盐等。这些不同种类含铁矿物可以通过磁学方法测量，根据它们含量与比例特征来分析过去地球环境变化。黄土是一种风积形成特殊成因的沉积岩，经过百余年不断争论，才有了“ 风成” 的定论。本文总结概括世界各地的黄土古土壤形成环境与铁矿物特征，得到如下认识红色古土壤只形成于干旱氧化环境中，但不是所有干旱条件都能够形成红色土；红色土壤中的磁赤铁矿和赤铁矿在湿润氧化和还原环境中不稳定，会渐渐转变成为氢氧化物（褐铁矿），甚至硫化物（黄铁矿／磁黄铁矿），导致红色褪去、黄色增加和磁化率降低。现代的河流、湖泊和海洋均为还原环境，沉积物也呈黄、灰、白、绿、黑等还原系列颜色与之对应。将今论古可以推理，过去红色地层极不可能形成于“ 水成” 环境，只能形成于地表透水性良好的干燥氧化环境中。沉积岩除了“ 水成” 和“ 风成” 两个大类环境之外，至少还有一种过渡交互类型需要得到特别认识，如干旱区山间盆地洪积类型（戈壁滩洪积与河流河漫滩等环境）。这类沉积物毫无疑问是洪水搬运形成，因此留下层理等特征；但是洪水消失后，沉积物实际上长期处于地表干燥氧化成土环境，因此兼有水成和成土两种特征。丹霞红层具有水成层理，并同时具有原生红颜色的就是在这样环境中形成的。张掖彩色丘陵，并非湖相水成地层，而主要是风积古土壤地层序列，在长期持续炎热半干旱环境条件下甚至还发育了特殊的厚层石膏土。黄土与环境的深入研究必将对地质学和地理学产生深远的影响，比如黄土研究已经带来地学一些基本概念变化，如古土壤层并不一定意味着沉积间断；层状沉积岩地层并不一定是“ 水成” 等等。主题词黄土古土壤含铁矿物磁性矿物成土环境氧化还原矿物变化中图分类号Ｐ５７４  １＋９，Ｘ１２３，Ｓ１５３  ２文献标识码Ａ第一作者简介刘秀铭男５８岁教授环境磁学与第四纪地质学专业Ｅ  ｍａｉｌｘｌｉｕ＠ｆｊｎｕ．ｅｄｕ．ｃｎ 国家自然科学基金项目（批准号４１２１０００２和４１０７２１２４）资助２０１４－０３－０６收稿，２０１４－０３－２６收修改稿通讯作者俞鸣同第四纪与地球环境变化研究Ｅ  ｍａｉｌｙｍｔ９０９＠１２６．ｃｏｍ１引言风积黄土广泛分布在地球干旱半干旱地区。由风动力搬运来的黄土的沉积物经过了充分混合，其物质组成基本上代表了地壳平均成分。铁元素是地表丰度最高和最常见的元素之一。铁在不同的条件下与其他元素结合形成不同的化合物，如铁的氧化物、铁的氢氧化物，以及铁的硫化物等不同形态产生和稳定于不同的地表环境中。人们通过测量样品中铁矿物的种类和含量等信息来分析过去的环境变化，于是产生了一门环境与磁学交叉的新学科环境磁学。过去３０多年来，中国黄土地层在第四纪古环境、古气候方面研究取得举世瞩目成就［１～８］。除了利用古地磁技术建立黄土地层形成年代［９～１１］，还利用环境磁学根据铁矿物信息来分析过去环境变化［３，１２～１５］。中国黄土研究应用磁学新技术有力地推动了黄土地层古气候、古环境的研究。而磁学方法在黄土和古气候中广泛的应用也极大地促进了环境磁学本身发展。中国黄土研究［１，９，１６］揭示了黄土地层在研究古气候、古环境中的科学价值，极大地促进了世界各地的黄土研究，如阿拉斯加［１７］、西伯利亚黄土［１８］等。中国第四纪科学家研究黄土铁矿物与环境变化关系的范围，渐渐从黄土高原扩大到川西［１９］、新疆［２０～２２］、西藏［２３］等地；而且根据国内积累的常规方法与经验，也慢慢扩大到国外，如阿拉斯加黄土［２４，２５］、西伯利亚黄土［２６，２７］、捷克黄土［２８］、塔吉克斯坦黄土［２９］、阿根廷黄土［３０］、塞尔维亚黄第四纪研究２０１４年土［３１］、罗马利亚黄土［３２］、澳大利亚黄土［３３］、新西兰黄土［３４］的研究。经过对比，发现上述世界各地风积物黄土的铁矿物种类基本相似，常见的含铁矿物都是磁铁矿、磁赤铁矿、褐铁矿（针铁矿）和赤铁矿，偶尔也有磁黄铁矿和黄铁矿，比如文献［２６］的报道。说明风积黄土的物质组成在发生明显化学变化（成土过程）之前，基本代表着地壳平均成分［３５］。在这些含铁矿物中，磁赤铁矿从一种不甚为人所熟知的铁氧化物，渐渐被黄土磁学研究关注，并发现它是一种地表干旱、半干旱环境下普遍存在的铁的化合物［３６，３７］，而且可能存在４种不同类型［３８］。风积物一旦被沉降，不再被吹走，便开始了地表成土过程。该过程与当地成土环境，尤其与湿度和温度条件密切相关。如果风积物在长期干旱环境下以物理风化为主，铁矿物基本上保持风积物原貌，这便是黄土层。如果风积物长期处在温暖湿润的条件下，其中所含的铁矿物就会随着环境发生变化。情况包括１）如果成土环境处于半干旱氧化条件，有利于促进形成铁氧化物，导致磁化率增高和颜色变红；２）如果成土环境处于湿润氧化条件，则有利于促进形成铁的氢氧化物，导致磁化率降低颜色变黄；３）如果成土环境处于湿润还原（潜育化）条件，则有利于促进形成铁的硫化物，导致磁化率降低，颜色变成灰白。以下将分别叙述黄土常见铁矿物本身化学性质，以及在不同成土环境中它们所发生的变化。２黄土中常见铁矿物及其性质２  １铁氧化物世界各地黄土地层中常见铁氧化物包括磁铁矿、磁赤铁矿和赤铁矿。它们不仅在黄土中常见，同时也是地表最常见的３种铁矿物。后两种矿物是岩石与地层中产生红颜色的最基本原因。磁铁矿（Ｍａｇｎｅｔｉｔｅ），化学成分Ｆｅ３Ｏ４，属强磁性，立方晶系尖晶石结构，黑色不透明矿物。磁铁矿居里温度为５８０ ℃，是磁铁矿从有序排列的亚铁磁性到无序的顺磁性的临界温度。多畴（粒径＞０  １ μ ｍ）磁铁矿在低温－１５０ ℃发生磁性转变，如磁化率和磁化强度发生明显转折，称之为Ｖｅｒｗｅｙ转换。该低温转变物理性质是鉴定多畴磁铁矿存在的重要判断依据。书书书表１黄土古土壤地层中常见铁矿物磁学性质Ｔａｂｌｅ１Ｔｈｅｍａｇｎｅｔｉｃｐｒｏｐｅｒｔｉｅｓｏｆｃｏｍｍｏｎｉｒｏｎ  ｂｅａｒｉｎｇｍｉｎｅｒａｌｓｉｎｌｏｅｓｓａｎｄｓｏｉｌｓ磁铁矿ＭａｇｎｅｔｉｔｅＦｅ３Ｏ４居里温度Ｔｃ＝５８０ ℃Ｄｕｎｌｏｐ和ｚｄｅｍｉｒ［４０］饱和磁化强度Ｍｓ＝９２Ａｍ２／ｋｇＯ  Ｒｅｉｌｌｙ［４１］体积磁化率＝大约１ＳＩＯ  Ｒｅｉｌｌｙ［４１］Ｖｅｒｗｅｙ转换１１０～１２０Ｋｚｄｅｍｉｒ等［４２］磁赤铁矿Ｍａｇｈｅｍｉｔｅ γ Ｆｅ２Ｏ３居里温度Ｔｃ＝５９０～６７５ ℃Ｄｕｎｌｏｐ和ｚｄｅｍｉｒ［４０］饱和磁化强度Ｍｓ＝７４Ａｍ２／ｋｇＤｕｎｌｏｐ和ｚｄｅｍｉｒ［４０］Ｖｅｒｗｅｙ转换被抑制ｓｕｐｐｒｅｓｓｅｄＤｕｎｌｏｐ和ｚｄｅｍｉｒ［４０］加热２５０→７５０ ℃被改变为 α Ｆｅ２Ｏ３Ｄｕｎｌｏｐ和ｚｄｅｍｉｒ［４０］根据加热可逆程度细分４种类型刘秀铭等［３８］赤铁矿Ｈｅｍａｔｉｔｅ α Ｆｅ２Ｏ３Ｎ ′ ｅｅｌｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ＝６７５ ℃Ｏ  Ｒｅｉｌｌｙ［４１］饱和磁化强度Ｍｓ＝０  ４Ａｍ２／ｋｇＯ  Ｒｅｉｌｌｙ［４１］体积磁化率＝大约１  ３１０－３ＳＩＯ  Ｒｅｉｌｌｙ［４１］Ｍｏｒｉｎ转换大约２５０～２６０Ｋ（粒径＞０．２ μ ｍ）Ｏ  Ｒｅｉｌｌｙ［４１］针铁矿Ｇｏｅｔｈｉｔｅ α ＦｅＯＯＨＮ ′ ｅｅｌｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ７０→１２５ ℃Ｏ  Ｒｅｉｌｌｙ［４１］饱和磁化强度Ｍｓ＝１０－３ →１Ａｍ２／ｋｇＯ  Ｒｅｉｌｌｙ［４１］体积磁化率＝大约１１０－３ＳＩＤｅｋｋｅｒｓ［４３］加热２５０→４００ ℃改变为赤铁矿ｈｅｍａｔｉｔｅ磁黄铁矿ＰｙｒｒｈｏｔｉｔｅＦｅ７Ｓ８单斜晶系，居里温度Ｔｃ＝大约３２５ ℃Ｄｅｋｋｅｒｓ［４４］六方晶系，居里温度Ｔｃ＝大约２７０ ℃Ｄｅｋｋｅｒｓ［４４］饱和磁化强度Ｍｓ＝０  ４～２０Ａｍ２／ｋｇＷｏｒｍ等［４５］体积磁化率＝大约１１０－３ →１ＳＩＣｏｌｌｉｎｓｏｎ［４６］和Ｏ  Ｒｅｉｌｌｙ［４１］大约３４Ｋ有个转换Ｄｅｋｋｅｒｓ［４４］六方晶系磁黄铁矿２００ ℃有个转换Ｒｏｃｈｅｔｔｅ等［４７］大约５００ ℃→磁铁矿Ｄｕｎｌｏｐ和ｚｄｅｍｉｒ［４０］黄铁矿ＰｙｒｉｔｅＦｅＳ２体积磁化率＝大约３０１０－８ＳＩＴｈｏｍｐｓｏｎ和Ｏｌｄｆｉｅｌｄ［４８］顺磁性矿物，无Ｔｃ大约３８０ ℃→磁铁矿；大约５３５ ℃→磁黄铁矿李海燕和张世红［４９］胶黄铁矿ＧｒｅｉｇｉｔｅＦｅ３Ｓ４密度＝４０７９ｋｇ／ｍ３Ｄｕｎｌｏｐ和ｚｄｅｍｉｒ［４０］居里温度Ｔｃ＝大约３３０ ℃Ｒｏｂｅｒｔｓ［５０］饱和磁化强度Ｍｓ＝大约２５Ａｍ２／ｋｇＳｐｅｎｄｅｒ等［５１］大约２７０～３５０ ℃→磁铁矿Ｒｏｂｅｒｔｓ［５０］磁赤铁矿（Ｍａｇｈｅｍｉｔｅ），化学成分 γ Ｆｅ２Ｏ３，褐红色，强磁性不透明矿物。它具有与赤铁矿相同的化学成分，却存在与磁铁矿相同的尖晶石晶体排列结构。因此，它具有与磁铁矿相似（略低）的磁性，却稳定于与赤铁矿相似的氧化环境。它通常被认为具有一种受热不稳定的特性当加热到３００ ℃以上时便转变成为赤铁矿。由于这种不稳定性，它的居里温度无法测量。但是后来发现，磁赤铁矿受热可以部分稳定［３９］，甚至完全稳定，并根据其受热稳定与否分成４种磁赤铁矿类型［３８］。因此，磁赤铁矿的居里温度通常被认为６４５ ℃，但是依磁赤铁矿氧化程度而不同实际上可能介于２５０～６７５ ℃（见表１）。４４４３期刘秀铭等风积地层中铁矿物随环境变化及其启示赤铁矿（Ｈｅｍａｔｉｔｅ），化学成分 α Ｆｅ２Ｏ３，刚玉族晶体结构，砖红色，弱磁性矿物。分布世界各地红色地层的颜色和磁性主要就是赤铁矿所携带。晶体结构使该矿物具有很高的稳定性。赤铁矿的奈尔温度为６７５ ℃。对于粒径＞０  ２ μ ｍ的赤铁矿颗粒，存在低温－１０ ℃的Ｍｏｒｉｎ转换。２  ２铁的氢氧化物岩石风化过程形成了一系列化合物，铁的含水氧化物或者氢氧化物就是该产物之一。这些矿物颗粒通常细小难以区分，被统称为褐铁矿，它主要是对隐晶质的针铁矿或纤铁矿的统称。土壤学家更倾向于将它称之为含铁水化物。针铁矿（Ｇｏｅｔｈｉｔｅ），化学成分 α ＦｅＯＯＨ，斜方晶系，颜色从黄褐色到红色，弱磁性，在气候潮湿的土壤环境中它是稳定的铁氧化物［４８］。针铁矿奈尔温度约１２０ ℃，在此温度下，针铁矿可以获得微弱稳定热剩磁。加热到３００ ℃以上则脱水形成赤铁矿。纤铁矿（Ｌｅｐｉｄｏｃｒｏｃｉｔｅ），化学成分 γ ＦｅＯＯＨ，褐色，斜方晶系。纤铁矿的奈尔温度为－１９６ ℃，常温条件下无法携带剩磁，加热到２５０～３５０ ℃之间先转变成磁赤铁矿，再变成赤铁矿。２  ３铁的硫化物除了铁的氧化物以外，对于古地磁而言，第二类重要磁性矿物就是铁的硫化物。而其中磁性最强的硫化物是磁黄铁矿。磁黄铁矿（Ｐｙｒｒｈｏｔｉｔｅ），化学成分Ｆｅ７Ｓ８，单斜晶系。是自然界中最常见的磁黄铁矿成分，大多数天然磁黄铁矿成分介于Ｆｅ７Ｓ８（单斜晶系）和Ｆｅ９Ｓ１０（六方晶系）之间［４８］。居里温度为３２０ ℃，Ｆｅ９Ｓ１０的居里温度稍低，约为２９０ ℃。黄铁矿（Ｐｙｒｉｔｅ），化学成分ＦｅＳ２，浅黄铜色，斜方晶系，属顺磁性矿物。胶黄铁矿（Ｇｒｅｉｇｉｔｅ），化学成分Ｆｅ３Ｓ４，立方晶系，亚铁磁性，居里温度３３０ ℃。２  ４其他成土有关的铁矿物铁的碳酸化合物菱铁矿（Ｓｉｄｅｒｉｔｅ），化学成分ＦｅＣＯ３，立方晶系，是铁的碳酸化合物，顺磁性矿物。菱铁矿通常被认为形成于海洋湖泊环境［５２］。但是许多菱铁矿形成结核状而且有如中国黄土钙结核一样成层分布，最近研究表明，菱铁矿主要形成于湿地土壤环境和相似环境沉积物中［５３］。３铁矿物与环境实例分析以上各类含铁矿物按照各自化学组成与不同水热（湿度与温度）环境之间存在较好的对应关系。从各类铁矿物的化学组成特点也能够略知大概。比如针铁矿（ α ＦｅＯＯＨ）、赤铁矿（ α Ｆｅ２Ｏ３）和磁赤铁矿（ γ Ｆｅ２Ｏ３），这３种矿物的铁同样为＋３价，都属于高价氧化铁，由于 α ＦｅＯＯＨ中的铁是与氢氧根结合，故其形成并稳定于湿润的氧化环境；而 α Ｆｅ２Ｏ３和 γ Ｆｅ２Ｏ３中的铁与氧离子结合，故赤铁矿磁和赤铁矿与针铁矿不同，需要干旱的氧化环境才能够形成和稳定。如果以铁的氧化物为例，它们３种矿物各自化学组成特点或许就能够说明它们之间化学行为存在一些本质差别。如赤铁矿（ α Ｆｅ２Ｏ３）和磁赤铁矿（ γ Ｆｅ２Ｏ３），它们都是Ｆｅ３＋与Ｏ２－氧离子的结合；而磁铁矿（Ｆｅ３Ｏ４）可以表达为Ｆｅ２＋Ｏ（Ｆｅ３＋）２Ｏ３，即磁铁矿分子式中既含Ｆｅ３＋也含Ｆｅ２＋，因此磁铁矿相对于磁赤铁矿和赤铁矿而言，有着更宽一些适应和稳定的环境范围。同样的道理，赤铁矿则更适应于极端干旱氧化环境中形成和保存，而磁铁矿却不能够。因为那样极端氧化条件下，磁铁矿中Ｆｅ２＋必然不稳定。磁赤铁矿（γ Ｆｅ２Ｏ３），具有赤铁矿（ α Ｆｅ２Ｏ３）一样的化学成分，同时具有磁铁矿一样的晶格排列。因此，有时可以将它看成是磁铁矿和赤铁矿之间的过渡类型。即，在干旱氧化条件下，磁铁矿可能先在颗粒表面被氧化成为许多细小磁赤铁矿斑点或者薄薄氧化膜，最后再变成赤铁矿［１２，３７］。风积黄土广泛分布在世界各地干旱、半干旱地区。黄土中的铁矿物在不同成土环境中也随之发生了相应的变化在特定的成土环境中，某些矿物能够适应该环境便得到增强；否则就会被削弱。并由此形成了各不相同的土壤类型。以下就黄土中常见磁性矿物在极端干旱、干旱－半干旱、湿润各种环境条件下的对应关系作个回顾和综述。３  １极端干旱区黄土古土壤兰州年降水量约３３０ｍｍ。兰州以西至新疆大部分区域，除了高山，大部分地区年降水量低于２００ｍｍ，是极端干旱的地区，其中包含了沙漠荒漠和戈壁滩，它们年降水量甚至低于１００ｍｍ。在天山北麓几条流出山口的河流阶地之上，常见黄土分布，如金沟河、宁家河等。山麓的黄土从林线之下的高山湿润草原（如鹿角湾，海拔约２２００ｍ）一直到５４４第四纪研究２０１４年海拔４５０ｍ、戈壁滩边缘的干旱草原（如东湾）均有分布。鹿角湾高山湿润黄土中能够见到颜色明显变红的数层古土壤，而在与戈壁滩接壤的低海拔干旱黄土中，由于缺少水分，落下的风积物以物理风化为主，没有见到其中发育明显红色的土壤层。从卫星图像可以观察到，天山北麓存在一个巨大的古洪积扇，并被后来的河流如金沟河、宁家河所深切，因此该洪积扇上发育了多级河流阶地。比较完整的黄土就堆积在这些断断续续的阶地之上，沿天山公路行进时可见。在鹿角湾高山湿润草原之下的黄土厚约８ｍ［２０］，而到低海拔戈壁滩边缘的干旱草原东湾镇附近黄土厚７０ｍ［２１］、博乐黄土约２０ｍ（未见底）［５４］、米东约３０ｍ（未见底）。其中，鹿角湾８ｍ黄土与东湾７０ｍ黄土均发育在天山北麓阶地上，可能具有一样的堆积年代和所经历一样的古气候冷暖旋回，但因为高海拔湿度大，鹿角湾清楚可见３层红色古土壤；而在低海拔极端干旱戈壁滩边缘的东湾以及博乐、米东黄土，并非没有经历暖期，可能只是因为过度干旱所导致土壤欠发育，即使间冰期也没有足够的有效湿度去发育植被形成土壤。根据这些现象分析可以推理如果没有适量的水分（以上三地现代年降雨量均在２００ｍｍ以下），即使外围环境再氧化也只能够进行物理风化，却难以形成红色土壤。图１ａ显示了新疆博乐极端干旱黄土，厚＞２０ｍ，没有像鹿角湾一样发育明显的红色古土壤。世界各地沙漠颜色，除了与温度和氧化干旱环境有关外，湿度可能也是重要影响因素之一。中国沙漠如腾格里沙漠、巴丹吉林沙漠、塔克拉玛干沙漠等都是极端干旱极端氧化的沙漠，可能由于水分太少，沙漠的颜色都是以黄色为主；而澳大利亚中部沙漠年降雨量可达２８０ｍｍ，是世界上最湿润的沙漠［５５］，故澳大利亚中部沙漠在干旱炎热条件下形成了世界上很有特点的红色沙漠。在这样的极端干旱氧化的黄土中，成分以风积物原始组分为特点，即磁性矿物以磁铁矿、磁赤铁矿和赤铁矿为主。磁颗粒粒度以假单畴多畴为主，低温磁化率存在明显的Ｖｅｒｗｅｙ转换。频率磁化率低于３％（为仪器噪音范围），几乎不含成土形成的超顺磁磁赤铁矿／磁铁矿。由于在磁铁矿的单畴多畴范围内，粒度越粗，单位质量磁化率也越高，因此在这样极端干旱（以物理风化为主）条件下，导致了博乐黄土磁化率与粒度中值粒径成正比（图２ａ），或者表现为黄土层的磁化率比古土壤层还更高［５４］。所以在这极端干旱环境中，黄土磁化率能够反映过去沉积时期风速的大小。３  ２干旱－半干旱区黄土－古土壤与含铁矿物黄土高原就是这样一片幅员辽阔的干旱－半干旱区。这个区域在中国位于极端干旱区的东部，风积物经过了更长距离的搬运，其粒度总体比中国西部极端干旱区要小一些。它的现代降水量分布也有着很大的不同。在西安宝鸡附件的关中盆地，年降水量大约达７２０ｍｍ，而西部的兰州年降水量仅达约３３０ｍｍ［３］。黄土高原从西北到东南，降雨存在明显增加的梯度，黄土层以及所含的古土壤层发育程度也随着降雨梯度增加而增强的趋势［６４］。这种古土壤成土增强在外观上表现为红色增强，可以用磁化率来半定量表示。因为环境磁学研究发现，在黄土高原中部磁化率增强主要是因为在成土过程中形成了许多细小的超顺磁（ＳＰ）磁赤铁矿／磁铁矿，频率磁化率在古土壤层中明显增高（达１２％以上）［３］就是其证据。不仅磁学参数是如此，磁化率与粒度也显示了极好的反相关（如渭南［６５］，图２ｂ）。尤其是在早期经典的洛川和西峰两剖面［６６］，相距１６０ｋｍ，两地磁化率曲线却可以得到十分完美对比（图３）。因此，过去气候温湿程度被记录成为古土壤的发育程度，我们通过磁学参数磁化率能够形象地重建起来。正是因为这个特点，在过去３０年中使得中国黄土古气候研究走向世界，被广大古气候学家所欣然接受。欧洲也存在类似的干旱与湿润区域之分，如塞尔维亚黄土［３１］和罗马利亚黄土［３２］就属于半干旱黄土，它们磁化率基本上是在古土壤层中获高值，在黄土中获低值。塞尔维亚多瑙河岸边Ｓ５层深褐红色（图１ｂ）以及与上下黄土层黄颜色的巨大反差［３１］，表明该区域经历了干旱、半干旱氧化环境。３  ３湿润区黄土－古土壤与含铁矿物３  ３  １黄土高原南缘湿润区黄土以上磁化率与成土强度成正比关系，其实只是黄土高原半干旱某种水热搭配条件下的一种特例。如果以西峰（现代年降水量５５４ｍｍ）为基点，向南约１００ｋｍ到宝鸡（年降水量７２０ｍｍ），显示出与前两者完全不同的磁化率变化特征。第五层古土壤Ｓ５是黄土高原发育最强的古土壤层，它在洛川和西峰获Ｓ５以来磁化率最高值，而在宝鸡获最低值（图３）［６６］。如果我们简单地以磁化率为夏季风代用指标，势必会得出宝鸡在Ｓ５发育时期古季风方向与现在大不相同的结论。仔细观察可以发现，宝鸡磁化率高的Ｓ１和Ｓ３层颜色与洛川、西峰的古土壤相似，是褐红色，而Ｓ５却不是褐红色，而是褐黄６４４３期刘秀铭等风积地层中铁矿物随环境变化及其启示图１不同水热环境下的黄土古土壤与铁矿物（ａ～ｆ）和其他红色地层（ｇ～ｌ）形成环境探讨（ａ）极端干旱下新疆博乐黄土难分辨出古土壤［５４］（秦小光摄）；（ｂ）干旱氧化条件下的塞尔维亚古土壤Ｓ５呈深褐红色［３１］（刘秀铭摄）；（ｃ）宝鸡Ｓ５黑褐色铁锰胶膜［５６］；（ｄ）湿润的西伯利亚Ｋｕｒｔａｋ黄土中铁锈［２７］（刘秀铭摄）；（ｅ）湿润环境中的阿拉斯加黄土中铁锈与潜育土［２５］（刘秀铭摄）；（ｆ）湿润环境中乌克兰黄土与灰白潜育土［５７］；（ｇ）甘肃永登红色“ 甘肃建造” ［５８］与披覆黄土（刘秀铭摄）；（ｈ）兰州西固区张家坪始新世野狐城组红层［５９］（刘秀铭摄）；（ｉ）天水喇嘛山黄土古土壤形成后曾经整体被水淹，之后又脱离水下环境（刘秀铭摄）；（ｊ）福建武夷山白垩纪红色地层［６０］（刘秀铭摄）；（ｋ）广东白垩纪红色丹霞地层［６１］（刘秀铭摄）；（ｌ）江西石城县白垩纪丹霞中红色泥裂［６２］（刘秀铭摄）；（ｍ）张掖彩色丘陵下沟组红色古土壤层［６３］（刘秀铭摄）；（ｎ）张掖彩色丘陵中沟组下部薄层状古土壤层和上部厚层状古土壤组成向斜核部［６３］（刘秀铭摄）；（ｏ）向斜核部厚层状石膏土古土壤近照［６３］（刘秀铭摄）Ｆｉｇ  １Ｌｏｅｓｓｐａｌｅｏｓｏｌａｎｄｉｒｏｎ  ｂｅａｒｉｎｇｍｉｎｅｒａｌｓｕｎｄｅｒｖａｒｉｏｕｓｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔｓｏｆｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅａｎｄｍｏｉｓｔｕｒｅ（ａ～ｆ），ａｎｄｉｎｖｅｓｔｉｇａｔｉｏｎｏｎｓｅｄｉｍｅｎｔａｒｙｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔｓｏｆｏｔｈｅｒｒｅｄｄｉｓｈｓｔｒａｔｕｍ（ｇ～ｌ）．（ａ）Ｄｉｆｆｉｃｕｌｔｔｏｄｉｓｔｉｎｇｕｉｓｈｓｏｉｌｆｒｏｍｌｏｅｓｓｕｎｄｅｒｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔｏｆｅｘｔｒｅｍｅｄｒｙ  ｏｘｉｄｉｚｅ（ＢｏｌｅｌｏｅｓｓｓｅｃｔｉｏｎｉｎＸｉｎｊｉａｎｇ）［５４］；（ｂ）ＤａｒｋｂｒｏｗｎｒｅｄｄｉｓｈｃｏｌｏｒｏｆＳｅｒｂｉａｓｏｉｌＳ５ｉｎｄｉｃａｔｅｓｄｒｙ  ｏｘｉｄｉｚｉｎｇｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔ［３１］；（ｃ）Ｆｅ  ＭｎｆｉｌｍｉｎｂｌａｃｋｂｒｏｗｎｏｆＢａｏｊｉｓｏｉｌＳ５［５６］；（ｄ）ＲｕｓｔｙｐａｒｔｓｉｎＴｕｒｔａｋｌｏｅｓｓ，Ｓｉｂｅｒｉａ［２７］；（ｅ）Ａｌａｓｋａｌｏｅｓｓｐａｌｅｏｓｏｌｓｈｏｗｉｎｇｒｕｓｔｙｐａｒｔｓａｎｄｇｌｅｙｉｎｇｓｏｉｌｕｎｄｅｒｍｏｉｓｔｕｒｅｃｏｎｄｉｔｉｏｎ［２５］；（ｆ）Ｌｏｅｓｓａｎｄｐａｌｅｏｓｏｌｄｅｖｅｌｏｐｅｄｕｎｄｅｒｍｏｉｓｔｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔ，ＮｏｖｙｊＭｙｌａｔｙｎｓｅｃｔｉｏｎ，Ｕｋｒａｉｎ［５７］；（ｇ）Ｔｅｒｔｉａｒｙｒｅｄｄｉｓｈ“ ＧａｎｓｕＦｏｒｍａｔｉｏｎ ”ａｎｄＱｕａｔｅｒｎａｒｙｌｏｅｓｓｏｎｔｈｅｔｏｐ，Ｙｏｎｇｄｅｎｇ，Ｇａｎｓｕ［５８］；（ｈ）ＲｅｄＥｏｃｅｎｅＹｅｈｕｃｈｅｎｇＦｏｒｍａｔｉｏｎｉｎＺｈａｎｇｊｉａｐｉｎｇ，Ｌａｎｚｈｏｕ［５９］；（ｉ）Ａｌｏｅｓｓｐａｌｅｏｓｏｌｓｅｑｕｅｎｃｅｗａｓｏｎｃｅｓｕｂｍｅｒｇｅｄ，ｓｏｉｌｓｔｉｌｌｉｎｒｅｄｃｏｌｏｒ（Ｌａｍａｓｈａｎ，Ｔｉａｎｓｈｕｉ，Ｇａｎｓｕ）；（ｊ）ＣｒｅｔａｃｅｏｕｓｒｅｄｂｅｄｓｉｎＷｕｙｉｓｈａｎ，Ｆｕｊｉａｎ［６０］；（ｋ）ＣｒｅｔａｃｅｏｕｓＣｈｉｎａＤａｎｘｉａｒｅｄｄｉｓｈｂｅｄｓｉｎＧｕａｎｇｄｏｎｇ［６１］；（ｌ）ＴｈｅｍｕｄｃｒａｃｋｓｏｆＣｒｅｔａｃｅｏｕｓＣｈｉｎａＤａｎｘｉａｉｎＳｈｉｃｈｅｎｇ，Ｊｉａｎｇｘｉ［６２］；（ｍ）ＲｅｄｄｉｓｈｐａｌｅｏｓｏｌｓｏｆＸｉａｇｏｕＦｏｒｍａｔｉｏｎｉｎＺｈａｎｇｙｅ，Ｇａｎｓｕ［６３］；（ｎ）ＴｈｅｔｈｉｎｃｏｌｏｒｆｕｌｐａｌｅｏｓｏｌｓｏｆｌｏｗｅｒｐａｒｔＺｈｏｎｇｇｏｕＦｏｒｍａｔｉｏｎｉｎＺｈａｎｇｙｅａｎｄｕｐｐｅｒｐａｒｔｔｈｉｃｋｒｅｄｄｉｓｈｇｙｐｓｕｍｓｏｉｌｏｆＺｈｏｎｇｇｏｕＦｏｒｍａｔｉｏｎ［６３］；（ｏ）Ｃｌｏｓｅｐｈｏｔｏｇｒａｐｈｙｆｏｒｔｈｅｔｈｉｃｋｒｅｄｄｉｓｈｇｙｐｓｕｍｓｏｉｌｓｉｎｔｈｅｃｏｒｅｏｆｓｙｎｃｌｉｎｅ［６３］７４４第四纪研究２０１４年图２不同水热环境下的黄土磁化率（ａ）在新疆博乐黄土磁化率与中值粒径成正比［５４］；（ｂ）在渭南黄土磁化率与粒度均值成反比［６５］Ｆｉｇ  ２Ｄｉｆｆｅｒｅｎｔｒｅｌａｔｉｏｎｏｆｍａｇｎｅｔｉｃｓｕｓｃｅｐｔｉｂｉｌｉｔｙｗｉｔｈｐａｒｔｉｃｌｅｓｉｚｅｍｅｄｉｕｍｄｉａｍｅｔｅｒｕｎｄｅｒｖａｒｉｏｕｓｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔｓｏｆｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅａｎｄｍｏｉｓｔｕｒｅ．（ａ）Ｔｈｅｍａｇｎｅｔｉｃｓｕｓｃｅｐｔｉｂｉｌｉｔｙｓｈｏｗｉｎｇｉｎｖｅｒｓｅｔｏｐａｒｔｉｃｌｅｓｉｚｅ（ｍｅｄｉｕｍｄｉａｍｅｔｅｒ）ｉｎＢｏｌｅｓｅｃｔｉｏｎ，Ｘｉｎｊｉａｎｇ［５４］；（ｂ）ＴｈｅｍａｇｎｅｔｉｃｓｕｓｃｅｐｔｉｂｉｌｉｔｙｓｈｏｗｉｎｇｄｉｒｅｃｔｐｒｏｐｏｒｔｉｏｎｔｏｍｅａｎｇｒａｉｎｓｉｚｅｉｎＷｅｉｎａｎｓｅｃｔｉｏｎ［６５］图３西峰、洛川和宝鸡黄土剖面磁化率变化对比图［６６］在西峰和洛川剖面磁化率在Ｓ５获最高值，Ｓ１获次高值，分别对应着土壤发育最强和次强土壤层；但在地理位置更南、年降水量更充沛的宝鸡，Ｓ５层的磁化率却是５层古土壤中最小一个，表明Ｓ５湿润条件已经毁掉大部分高磁化率的铁氧化物磁铁矿和磁赤铁矿Ｆｉｇ  ３ＣｏｒｒｅｌａｔｉｏｎｏｆｔｈｅｍａｇｎｅｔｉｃｃｕｒｖｅｓｆｒｏｍＸｉｆｅｎｇ，ＬｕｏｃｈｕａｎａｎｄＢａｏｊｉ［６６］．ＴｈｅｍｏｓｔｄｅｖｅｌｏｐｅｄｓｏｉｌＳ５ａｎｄｓｅｃｏｎｄｄｅｖｅｌｏｐｅｄｓｏｉｌＳ１ｇａｉｎｔｈｅｈｉｇｈｅｓｔａｎｄｓｅｃｏｎｄｈｉｇｈｅｓｔｖａｌｕｅｓｉｎｔｈｅｓｅｃｔｉｏｎｓｏｆＸｉｆｅｎｇａｎｄＬｕｏｃｈｕａｎ．ＷｈｉｌｅＢａｏｊｉｉｎｆｕｒｔｈｅｒｓｏｕｔｈｗｉｔｈｍｏｒｅｒａｉｎｆａｌｌｔｏｄａｙ，ｔｈｅｓｏｉｌＳ５ｇａｉｎｓｔｈｅｌｏｗｅｓｔｖａｌｕｅｏｆｔｈｅ５ｓｏｉｌｓ，ｉｎｄｉｃａｔｉｎｇｍｏｉｓｔｃｏｎｄｉｔｉｏｎｄｅｓｔｒｏｙｅｄｈｉｇｈｓｕｓｃｅｐｔｉｂｉｌｉｔｙｍｉｎｅｒａｌｍａｇｎｅｔｉｔｅ／ｍａｇｈｅｍｉｔｅ色并发育黑褐色铁锰胶膜（图１ｃ）［５６］。铁锰胶膜的存在说明Ｓ５经历了成土过程更强的淋溶作用。铁锰胶膜的铁和褐黄色针铁矿的铁都是来自风积物中的含铁矿物，换言之，宝鸡发育Ｓ５时期处于相当温暖湿润环境，尤其是土层中湿度过高，超过铁氧化物磁铁矿