汉江上游阶地黄土磁学特征研究*

闫雪娇，周亚利，黄春长，庞奖励，刘丽方，羊俊敏，孙晓巍，张岳敏

（陕西师范大学地理科学与旅游学院，西安 710062）

1 材料与方法

1.1 研究去概况

汉江是长江第一大支流，北有秦岭山脉，南以大巴山为屏，其源头位于陕西省宁强县，自西向东经汉中盆地、安康盆地、郧县盆地，于武汉江口汇入长江（图1）。汉江上游是指丹江口水库以上河段，地处泰巴山区西段，属于北亚热带边缘湿润性季风气候区，年均温15℃以上，近50 年来年均降水量863 mm，但因受季风气候影响，降水多集中在6—9月。汉江上游河谷盆地发育1～4 级河流阶地及河漫滩堆积，分别高出汉江平均水面5～15 m，28～40 m，60～110 m 以及130 m 左右，其中三级阶地因出露地表时间长，受到后期的流水分割，大都被侵蚀为平缓长梁与孤立丘陵，仅有零星分布。本文选择汉江上游的黄坪村剖面（HPC）（110.72°E，32.83°N，海拔 207 m）和高客站剖面（GKZ）（108.95°E，32.70°N，海拔310 m）作为研究对象，这两个剖面均位于汉江左岸三级河流阶地上，天然出露于三级阶地前沿，阶地面平坦且宽阔，高出汉江平均水位60～70 m，河漫滩二元结构之上覆盖有风成堆积，界限明显，层位清晰，具有典型的黄土-古土壤旋回。黄坪村剖面位于湖北省郧县柳陂镇，年平均气温13～16℃，年平均降水量和蒸发量分别为824 mm 和1 520 mm，剖面厚25.2m，共发育8层古土壤，8 层黄土。高客站剖面位于陕西省安康市高速客运站附近，年均温15～17℃，年均降水量1 050 mm，蒸发量1 287 mm，剖面厚16.1 m，共发育5 层黄土，4 层古土壤层。两剖面地层沉积特征见表1，颜色描述采用标准比色卡。经古地磁年龄测定，HPC 剖面底部年龄为1.05 Ma，GKZ 剖面底部年龄不超过0.78 Ma（数据未发表），均是在早更新世晚期以后发育的，同属一个地质时期，沉积环境基本相似，因此可以用它来作对比。

图1 汉江上游地区概况图Fig. 1 Map of the upper reaches of the Hanjiang River valley，China

表1 HPC、GKZ 地层沉积特征描述Table 1 Description of the stratigraphic sequences of HPC and GKZ Profile

续表

1.2 样品采集与方法

以10 cm 间隔分别对黄坪村剖面和高客站剖面采集粉末样品和古地磁样品，用于沉积学、磁学特征和磁性地层学研究。在实验室中，将样品自然风干后，用Bartington MS2 型双频（470 Hz 和4 700 Hz）磁化率仪分别测量样品的低频和高频磁化率，然后转换为低频质量磁化率（即磁化率，χ）和高频质量磁化率（χ）。频率磁化率（χ）根据公式：χ=χ-χ计算获得。根据磁化率和野外地层沉积特征，两个剖面各选取6 个代表性样品，进行热磁曲线、磁滞回线（LOOP）、等温剩磁（IRM）获得曲线的测量。热磁曲线采用AGICO 公司生产的MFK1 FA 型卡帕桥及CS-3 温度控制系统测量，为了防止发生氧化反应，整个测量过程在氩气环境中进行，从室温逐步加热至700℃。磁滞回线、等温剩磁获得曲线及矫顽力曲线用MicroMag 3 900 振动磁力仪测试，外加最大场为 1.0T，仪器灵敏度为5×10Am，在去除了顺磁性矿物的影响后，得到饱和磁化强度（Ms）、饱和剩磁（Mrs）和矫顽力值（Bc），剩磁矫顽力（Bcr）通过矫顽力曲线得到，以上试验在中国科学院地球环境研究所环境磁学实验室完成。地球化学元素采用荷兰Panalytical 公司生产的X-Ray 荧光光谱仪PW2403 测定，整个实验过程在陕西师范大学完成。

2 结 果

2.1 磁化率（χlf）和频率磁化率（χfd）

磁化率与样品中磁性矿物的含量、种类和粒径有关，可以反映样品中铁磁性矿物的总体含量，土壤形成期间的气候和降水量、成壤作用持续时间以及沉积物源区的性质，均会影响磁化率值的大小。图2 显示了HPC 剖面和GKZ 剖面磁化率值随深度变化的特征，总体上来看，两剖面存在一定的相似性，即不同于典型黄土地区，磁化率高值对应于古土壤层，低值对应于黄土层的特征，两剖面均存在磁化率值与地层不对应的情况，具体表现在有的层位黄土磁化率值高于古土壤。就单个剖面而言，HPC 磁化率（图2a）变化范围为8.00×10～202.50×10m·kg，平均值为30.30×10m·kg，古土壤平均值为32.81×10m·kg，黄土平均值为25.10×10m·kg；GKZ（图2c）最高值为67.70×10m·kg，最低值为 7.60×10m·kg，平均值为19.13×10m·kg，古土壤平均值为18.60×10m·kg，黄土平均值为19.45×10m·kg。HPC 剖面古土壤磁化率值高于黄土，而GKZ 剖面古土壤与黄土磁化率相差不大，且黄土略大于古土壤。此外，HPC 剖面无论是总体磁化率平均值还是黄土、古土壤磁化率平均值，均大于GKZ，表明HPC 剖面样品中铁磁性矿物总体含量高于GKZ 剖面，该地区黄土物源区的磁性较强，或者沉积后经受的风化和成土作用更为强烈。

频率磁化率（χ）可以看作反映超顺磁性（SP）颗粒含量的指标。HPC 剖面频率磁化率（图2b）变化范围为0.2×10～21.0×10m·kg，平均值为2.27×10m·kg，GKZ 剖面（图2d）变化范围为0.03×10～8.20×10m·kg，平均值为0.92×10m·kg，远低于HPC 剖面，表明GKZ 剖面相对于HPC 剖面样品中SP 颗粒含量低，对磁化率的贡献相对较小。此外，在GKZ 剖面中，古土壤的频率磁化率要略高于黄土，说明在该地区频率磁化率似乎较磁化率能更好地区分黄土与古土壤层。从两剖面磁化率与频率磁化率的相关关系图看（图3），HPC剖面相关系数为0.83，GKZ 剖面为0.87，两剖面高度的相关性表明SP 颗粒对磁化率的贡献显著。

图2 HPC、GKZ 剖面磁化率和频率磁化率随深度变化Fig. 2 Plot showing variation of susceptibility（χlf）and frequency-dependent susceptibility（χfd）with depth in Profiles HPC and GKZ

图3 HPC、GKZ 剖面磁化率和频率磁化率相关关系图Fig. 3 Correlation between susceptibility（χlf）and frequency-dependent susceptibility（χfd）in Profiles HPC and GKZ

2.2 热磁曲线

不同磁性矿物因其居里温度不同，因而在加热过程中表现出不同特征。利用热磁曲线可有效识别磁性矿物的类型及其在加热过程中的转化规律。从图4 可以看出，两个剖面的代表性样品均在加热至磁铁矿的居里点附近，即580℃左右时，磁化率值突然降低，表明磁铁矿是主要的载磁矿物，580℃之后部分样品的磁化率值仍然未变为零，说明样品中也普遍存在一定量的赤铁矿，这些赤铁矿可能是在加热过程中生成的。而所有样品的冷却曲线均位于加热曲线之上，指示在加热过程中有新的磁性矿物生成。在冷却过程中，磁化率值在580℃左右急剧增加，表明新生成的磁性矿物仍以磁铁矿为主。磁化率低的样品（磁化率值：图4a＞图4b＞图4c，图4d＞图4e＞图4f）冷却曲线更加高于加热曲线，磁化率增加量更多，表明样品中含有更多可以转化为强磁性矿物的成分。

HPC 剖面中，磁化率高值样品（HPC-1.1 m）（图4a）从室温加热至260℃的过程中，加热曲线缓慢升高，可能是由于样品中含有针铁矿或纤铁矿，在加热过程中脱水转化为了磁赤铁矿；加热至300～450℃，磁化率快速下降，可能是由于强磁性、亚稳定的磁赤铁矿转化为了弱磁性、热稳定的赤铁矿；继续加热至580℃左右时，样品的磁化率下降至最低，表明磁铁矿是主要的载磁矿物。磁化率中值样品（HPC-16.3 m）（图4b）加热曲线在100℃附近出现一个凹坑，指示样品中存在针铁矿；同时，加热曲线和冷却曲线在500～700℃之间基本重合，冷却曲线在500℃以上逐渐升高，表明在加热过程中生成了新的磁性矿物。磁化率低值样品（HPC-8.8 m）（图4c）在350℃之前随温度的升高加热曲线缓慢下降，350℃之后磁化率逐渐升高，并在约410℃时达到一个峰值，之后又逐渐下降，可能是因为样品中有机质因加热而分解的原因。

GKZ 剖面样品的加热曲线比较相似（图4d，图4e，图4f），均是在400℃之前，由于磁赤铁矿受热向赤铁矿转化，使得磁化率下降，400℃之后磁化率迅速上升，在510℃左右达到峰值，可能是因为一些非磁性物质（如黏土矿物、含铁硅酸盐矿物、含铁水合物）在加热过程中分解成了新的磁性较强的矿物。磁化率最高的样品（GKZ-3.0 m）（图4d）在400℃之前磁化率下降最快，但400～510℃之间峰值不明显，说明该样品中含有更多的磁赤铁矿以及较少的能够生成强磁性矿物的物质。同样这些样品的冷却曲线在580℃迅速上升，在室温下显示较加热前高几倍的磁化率，也可证实加热过程中形成了强磁性矿物。

图4 HPC、GKZ 剖面代表性样品的热磁曲线Fig. 4 Thermomagnetic curves of the representative samples from Profiles HPC and GKZ

2.3 等温剩磁获得曲线及反向退磁曲线

软磁性矿物（如磁铁矿、磁赤铁矿等）和硬磁性矿物（如赤铁矿、褐铁矿等）在常温下达到饱和时所需要的磁场强度不同，软磁性矿物易在较低磁场范围内（0.3T）饱和，硬磁性矿物则在1T 甚至更高磁场下也很难饱和。根据磁性矿物在常温下达到饱和时所需磁场强度的不同，可区分样品中的软磁性组分和硬磁性组分。在最大场强为1.0T 的连续可变外磁场中对代表性样品做等温剩磁获得曲线（图5a 和图5c），结果表明：在0.3T 以下，随着磁场的增加，所有样品的等温剩磁获得曲线快速增长，0.3T 以后，曲线增长幅度减弱，但直至0.5T 仍未饱和，说明样品中含有一定量的高矫顽力磁性矿物。如表2 所示，两个剖面黄土样品在0.3T 时的等温剩磁所占比例均高于古土壤样品，说明黄土较古土壤中富集了更多的软磁性矿物。

对样品施加反向磁场，将饱和等温剩磁降低至零，得到反向退磁曲线（即矫顽力曲线），从而获得剩磁矫顽力（Bcr）。由图5b，图5d 及表2 可以看出，GKZ 剖面黄土的剩磁矫顽力均小于古土壤，且与磁化率及0.3T 时等温剩磁所占比例大致呈负相关，与等温剩磁所反映的黄土中含有更多软磁性矿物一致；而HPC 剖面则无此变化，剩磁矫顽力最高值与最低值均出现于古土壤（HPC-17.9 m 和HPC-16.3 m），与磁化率也无明显相关关系，不能很好地反映黄土-古土壤中的软硬磁组分。但总体而言，两个剖面样品的剩磁主要由低矫顽力的软磁性矿物所贡献，但同时也不能忽略高矫顽力的硬磁性矿物对剩磁的贡献。

表2 HPC 和GKZ 剖面代表性样品磁性参数比较Table 2 Comparison between the representative samples from Profiles HPC and GKZ in magnetic parameter

图5 HPC、GKZ 剖面代表性样品等温剩磁获得曲线和反向退磁曲线Fig. 5 IRM acquisition curves（a，c）and their reverse field demagnetization curves（b，d）of the representative samples from Profiles HPC and GKZ

2.4 磁滞回线和磁滞参数

磁性矿物的种类不同，所呈现出的磁滞回线的形状也有差异。为便于对比，将0.5T 之前的磁滞回线部分放大，0.5T 之后的省略，来分析两个剖面的磁滞回线特征。从图6 可以看出，两个剖面所有样品的磁滞回线均呈S 型，线形瘦长，HPC 剖面样品的磁滞回线（图6a，图6b，图6c）均在0.5T 以内闭合，GKZ 剖面磁滞回线（图6d，图6e，图6f）相较于HPC 表现出宽而缓的特征，到0.5T 以后才开始趋向闭合，说明HPC 剖面样品中的磁性矿物主要为低矫顽力的磁铁矿、磁赤铁矿，但仍然含有部分高矫顽力矿物，而GKZ 剖面样品以高低矫顽力矿物的混合为主要特征，且个别样品以高矫顽力矿物占主导地位。HPC 剖面中弱发育古土壤（HPC-1.1 m）（图6a）线形最细，黄土（HPC-18.5 m）（图6c）次之，强发育古土壤（HPC-17.9 m）（图6b）线形相对平缓；GKZ 剖面则黄土（GKZ-3.0 m）（图6f）线形最细，强发育古土壤（GKZ-4.4 m）（图6d）次之，弱发育古土壤（GKZ-6.2 m）（图6e）最为平缓（此处强发育古土壤和弱发育古土壤依据表1 和表3 区分），说明黄土中含有更多的低矫顽力磁性矿物，与等温剩磁曲线和剩磁矫顽力曲线得出的结论一致。

图6 HPC、GKZ 剖面代表性样品的磁滞回线图Fig. 6 Hysteresis loops of the representative samples from Profiles HPC and GKZ

以样品的Bcr/Bc 和Mrs/Ms 分别为坐标横轴和纵轴做Day 图，以此来反映样品中磁性矿物的粒径特征。根据 Thompson 和 Oldfield的定义：Mrs/Ms＞0.5 且 Bcr/Bc＜1.5 为单畴（SD）颗粒；Mrs/Ms＜0.1 且Bcr/Bc＞4 为多畴（MD）颗粒；介于这两者之间的为准单畴（PSD）颗粒。从图7 可以看出GKZ 剖面的所有样品均落在准单畴（PSD）区域内，HPC 剖面除HPC-1.1 m 落在超顺磁（SP）区域内，HPC-25.2 m 落在多畴区域内外，其余样品均落在准单畴区域内。

图7 HPC、GKZ 剖面代表性样品的Day 氏图Fig. 7 Day diagrams of the representative samples from Profiles HPC and GKZ

2.5 地球化学参数

Rb/Sr 比值，化学蚀变指数 CIA（AlO/（AlO+MgO+CaO+NaO）×100），硅铝率 SA（SiO/AlO），硅铝铁率SAF（SiO/（AlO+FeO），风化淋溶指数（ba 指数=（KO+NaO+CaO+MgO）/AlO）以及残积系数（（AlO+FeO）/（CaO+MgO+NaO））可以从不同角度反映黄土化学风化成壤强度，其中Rb/Sr 比值、CIA 值和残积系数与风化成壤强度呈正相关，硅铝率（SA）、硅铝铁率（SAF）与风化淋溶（ba）指数则与风化成壤强度呈负相关。由表3 可以看出，GKZ 剖面Rb/Sr 比值、CIA 值、残积系数平均值均大于HPC 剖面，硅铝率、硅铝铁率、ba 指数平均值则均小于HPC 剖面，说明GKZ剖面经历了更为强烈的风化成壤作用。HPC 剖面各指标均显示古土壤成壤作用强于黄土，GKZ 剖面除硅铝率和硅铝铁率外，其余指标也显示古土壤成壤作用更强。HPC 和GKZ 剖面四个代表性古土壤样品（HPC-1.1 m，HPC-17.9 m，GKZ-4.4 m，GKZ-6.2 m）所在层位的地球化学参数表明，HPC 剖面15.3～18.3 m 处古土壤发育程度强于0.5～3.6 m 处古土壤，GKZ 剖面4.1～4.9 m 处古土壤发育程度强于5.9～8.7 m 处古土壤，与野外观察到的地层沉积特征显示结果一致。

表3 HPC 和GKZ 剖面地球化学参数比较Table 3 Comparison between Profiles HPC and GKZ in geochemical parameters

3 讨 论

3.1 汉江上游黄土的磁学特征

已有的研究表明，在黄土高原地区，黄土-古土壤中的磁性矿物主要是磁铁矿、磁赤铁矿、赤铁矿和针铁矿，且主要载磁矿物为磁铁矿、磁赤铁矿。对汉江上游两个剖面样品进行磁学特征分析，结果表明黄土沉积物中既含有亚铁磁性矿物（如磁铁矿和磁赤铁矿），也含有反铁磁性矿物（如赤铁矿），但以亚铁磁性矿物为主，与黄土高原研究结果一致。两个剖面的χ-T 曲线均出现580℃的居里温度，表明黄土中的载磁矿物以磁铁矿为主，但580℃之后部分样品仍存在一定的值，说明样品中含有一定量的反铁磁性矿物。从两个剖面样品冷却曲线高于加热曲线的程度来看，均表现为磁化率低的样品含有更多可以转化为强磁性矿物的成分。但等温剩磁曲线和磁滞回线均清楚地表明，HPC 剖面黄土和古土壤层载磁矿物差别不大，而GKZ 剖面黄土层中含有更多的亚铁磁性矿物，这也可以从磁化率值、剩磁矫顽力中得到验证。此外，从磁滞回线中也可以看出，GKZ 剖面较HPC 剖面含有更多的高矫顽力矿物。黄土高原地区大量的稳定单畴（SD）和超顺磁性矿物颗粒（SP）被认为是古土壤磁化率增强的主要原因，从图7 可以看出，汉江上游黄土样品大部分落在准单畴（PSD）区域内，但磁化率和频率磁化率的强相关性同时也表明SP 颗粒是样品磁化率增强的主要贡献者。这一方面表明汉江上游亚铁磁性矿物的粒度较黄土高原粗，可能是由于汉江上游处于秦巴山区，河谷宽广，部分风成物质来源于枯水期暴露的汉江河谷和河漫滩沉积物，以及山地基岩风化产物和周边地区的其他早期堆积物，另一方面也说明该流域经历了更为强烈的成土作用，使得土壤粒度变细。

3.2 汉江上游黄土的磁化率与成壤作用和降水的关系

汉江上游地区GKZ 和HPC 剖面Rb/Sr 比值平均值分别为1.24 和1.23，磁化率平均值分别为和19.13×10m·kg和30.30×10m·kg；洛川剖面Rb/Sr 比值平均值为 0.63，磁化率平均值为94.00×10m·kg。汉江上游较高的Rb/Sr 比值反映出该地区经历了更为强烈的风化成壤作用，然而其磁化率平均值却远远低于洛川。以往的研究表明，在黄土高原地区，磁化率与成壤强度存在显著的正相关关系，即湿润的气候环境有利于成壤作用，在成壤过程中会形成大量新的细粒亚铁磁性矿物，而这些矿物的存在是磁化率增强的主要原因，并且磁化率越高，代表成壤作用越强。但是，如果按照上述理论，显然无法解释汉江上游磁化率远低于黄土高原的现象。根据已有的研究结果，磁化率与成壤强度的相关关系取决于有效降水量，当有效降水量过高时，成壤条件处于还原环境，强磁性铁氧化物被溶解，转化为弱磁性矿物，使得土壤磁化率降低。在黄土高原地区，年均蒸发量为年均降水量的3 倍，而在汉江上游，由于地处亚热带季风气候区，季节性降水极为丰沛，年均蒸发量不足年均降水量的2 倍，这就使得汉江上游地区有效降水量远远高于黄土高原地区。季节性丰沛降水使土壤有效湿度增加，地表水分过饱和，土壤在成壤过程中容易处于还原环境，发生潜育化作用，高价的铁锰氧化物被溶解，释放出大量Fe、Mn，Fe被还原成Fe，Fe、Mn随水分迁移，在土壤表面或土壤裂隙中形成铁锰胶膜，造成强磁性矿物向弱磁性矿物的转化，使得土壤磁化率降低。强磁性铁氧化物转化为弱磁性矿物，是成壤强的汉江上游地区磁化率低于成壤弱的黄土高原地区的原因。HPC和GKZ 剖面多数地层土壤表面和裂隙发育不同程度的铁锰胶膜，这正是土壤排水不畅，发生潜育化的典型特征。

在中国亚热带地区，由于降水引起地下水波动，使均质红土在网纹化过程中，强磁性矿物被溶解还原，转化为弱磁性矿物，造成成壤强的网纹红土磁化率降低。在宝鸡地区，由于S5 古土壤形成时期，气候暖湿，较大的土壤有效湿度（使土壤处于还原环境中）和较强的成土作用，使土壤中部分细粒强磁性铁氧化物被溶解还原，转化为弱磁性矿物，使成壤强的S5 古土壤磁化率低于成壤弱的S3 古土壤磁化率。在秦岭南侧洛南盆地，刘湾剖面和上白川剖面，同样也因较高的有效降水量，使该区黄土在成壤过程中处于还原环境，发生潜育化作用，强磁性矿物被溶解，转化为弱磁性矿物，造成土壤磁化率降低。

刘秀铭等认为，当成壤条件处于还原环境时，有效降水量越高，还原程度越强，强磁性铁氧化物被溶解的越多，磁化率也越低。亚热带地区网纹红土层中，上部网纹红土成壤作用弱，但地下水波动使强磁性矿物向弱磁性矿物转化的少，磁化率较高，而下部网纹红土成壤作用强，但强磁性矿物向弱磁性矿物转化的多，磁化率明显降低。各项地球化学参数表明GKZ 剖面经历了更为强烈的风化成壤作用，然而其磁化率却远低于HPC。参考网纹红土层上下部分磁化率出现差异的原因，认为GKZ 剖面磁化率低是因为有更多的强磁性矿物转化为了弱磁性矿物。进一步分析发现，GKZ 剖面所在地区年均降水量1 050 mm，年均蒸发量1 287 mm，年均蒸发量为年均降水量的1.23 倍；HPC 剖面所在地区年均降水量和蒸发量分别为824 mm 和1 520 mm，年均蒸发量为年均降水量的1.84 倍，GKZ 剖面有效降水量更多，由此，认为两剖面磁性差异是由有效降水量引起的。当成壤条件处于还原环境中时，GKZ 剖面具有更高的有效降水量，使得土壤在还原环境中强磁性铁氧化物被溶解的更多，更多的Fe被还原成Fe，形成新的弱磁性矿物。降雨量的差异造成在成壤过程中还原程度不同，进而使得两剖面存在磁性差异。

两剖面整体表现为古土壤成壤强度大于黄土，但均存在部分古土壤层磁化率低于其下伏黄土层的现象，这一方面与成壤时所处的湿润的还原环境有关，另一方面可能存在Fe的垂直迁移。在局部湿润环境中，由强磁性矿物溶解形成的Fe，部分被还原为Fe，形成新的弱磁性矿物，部分则顺着土壤裂隙垂直迁移至下层黄土中，使黄土磁化率增强。GKZ 剖面仅最底层古土壤磁化率低于其下伏黄土，在野外采样中发现，该层古土壤发育程度较强，厚度最厚，因此在长时间的成壤过程中，Fe被还原和垂直溶滤的更多，造成下层黄土磁化率高于古土壤。HPC 剖面磁化率异常层位无明显规律，但均为古土壤层磁化率低于其下伏黄土层，原因之一可能也是Fe的垂直淋溶，此外，也可能与当时的风化成壤环境和物源有关，这需要之后进一步的研究。

4 结 论

汉江上游黄土沉积物中的载磁矿物为磁铁矿、磁赤铁矿、赤铁矿和针铁矿，但以亚铁磁性的磁铁矿和磁赤铁矿为主。超顺磁（SP）和准单畴（PSD）颗粒的磁铁矿、磁赤铁矿为磁化率增强的主要贡献者。GKZ 剖面中低矫顽力亚铁磁性矿物含量低于HPC 剖面，且黄土中含有更多的亚铁磁性矿物，而HPC 剖面中黄土和古土壤中载磁矿物差别不大。两剖面土壤表面和裂隙中大量铁锰胶膜及灰绿色条带的存在证明成壤过程处于局部滞水的还原环境，在还原环境中，大量强磁性铁氧化物被溶解转化为弱磁性矿物，磁性矿物种类的变化是该区域成壤作用较黄土高原强，但磁化率却低于黄土高原的原因。GKZ 剖面成壤作用更强，但磁化率平均值却低于HPC 剖面，这是因为GKZ 剖面所在地区有效降水量较HPC 剖面所在地区的高，当成壤条件处于还原环境中时，土壤有效湿度越大，还原程度越高，强磁性矿物被溶解的更多，磁化率也越低。两剖面均存在磁化率与地层不对应的现象，一方面与成壤时所处的湿润的还原环境有关，另一方面可能存在Fe的垂直迁移。

感谢强小科研究员在论文写作中的指导与帮助，感谢符超峰教授和师姐王蕾彬在野外采样中的帮助。