福建漳浦砖红壤磁学特征及其环境意义

吕 镔 ，刘秀铭 ,

1.湿润亚热带生态地理过程教育部重点实验室，福建师范大学 地理科学学院，福州 350007

2.福建师范大学 地理研究所，福州 350007

磁性矿物广泛存在于各类自然介质中，其生成、转化、运移与保存与环境条件密切相关，因此通过磁性特征可以反演环境变化，交叉学科环境磁学应运而生（Thompson and Oldfield，1986；Liu et al，2012；胡鹏翔和刘青松，2014）。土壤是环境磁学的重要研究对象，其磁性矿物与五大成土因素（母质、气候、生物、地形和成土时间）关系密切，其中的气候因素尤受关注（Liu et al，2007；胡鹏翔和刘青松，2014）。近几十年来，环境磁学广泛应用于古气候研究中，发挥了不可替代的作用。中高纬度地区的风成黄土-古土壤序列具有分布广、沉积连续、时间跨度长等优势，是土壤环境磁学最重要的研究对象。中国黄土高原第四纪黄土-古土壤（邓成龙等，2007；Liu et al，2007；Maher，2016）、新近纪晚期的红黏土（聂军胜等，2012）、中新世风尘沉积（Hao et al，2008，2009，2012）以及中国南方第四纪红土（卢升高，2007）环境磁学研究在冰期—间冰期气候变化、亚洲内陆干旱化等科学问题上取得了重要认识。

风成沉积序列属于沉积型或加积型土壤，受到广泛而深入的研究。另一类残积型或风化壳型土壤则较少受到关注。中国南方的黄棕壤、红壤、赤红壤和砖红壤以直观的颜色特征命名，其红色程度依次递增，分别是北亚热带、中亚热带、南亚热带和热带地区的纬度地带性土壤。红壤、黄红壤和黄壤是中亚热带垂直地带性土壤。针铁矿（α-FeOOH）和赤铁矿（α-Fe2O3）含量及两者比例是这些土壤颜色的直接控制因素，而气候则是其根本影响因素。目前，风化壳型土壤的系统环境磁学研究还较少（Lu et al，2008；吕镔等，2014；Su et al，2015；郑兴芬等，2019），风化壳型与沉积型土壤的磁学对比研究处于起步阶段（杨立辉等，2015；张培枫等，2018）。开展风化壳型土壤环境磁学研究有利于更全面理解磁性矿物特征与气候等成土因素的内在联系。

在对南方土壤的野外考察采样过程中，发现处于南亚热带的福建南部漳浦地区出露有良好的砖红壤。砖红壤按中国土壤系统分类为铁铝土，漳浦是中国砖红壤分布较北的地区，最北边的分布点纬度接近25°N（龚子同等，2014）。以南亚热带地区现代的水热条件，难以发育为砖红壤，因此初步推测该地砖红壤为古土壤，发育于更加湿热的地质时期。本研究通过系统的环境磁学分析，结合漫反射光谱、色度和常量地球化学元素，类比漳浦砖红壤和热带地区的现代砖红壤磁学特征的异同，探讨其环境指示意义。

1 剖面概况与实验方法

1.1 剖面概况

漳浦砖红壤剖面（ZP剖面）位于福建省南部漳州市漳浦县前亭镇，经纬度为24°14′24″ N，117°59′24″E；海拔为2.2 m。ZP剖面所在气候带为南亚热带，气候总体特征为湿热、雨热同期。该地现代年均气温21.3℃，年均降水量1605.1 mm。用于对比的徐闻砖红壤剖面（XW剖面）位于中国大陆最南端的广东省雷州半岛徐闻县城北，经纬度为20°24′34″N，110°08′19″E；海拔为75.2 m。XW剖面所在的气候带为边缘热带，气候总体特征也是湿热、雨热同期。该地现代年均气温23.8℃，年均降水量1428.4 mm（中国气象数据网，http://data.cma.cn/）。

漳州市漳浦和龙海沿海地带分布着新生代佛昙群玄武岩，最近的一项研究认为该区玄武岩分四期喷发：渐新世晚期、中新世早期、中新世中晚期和更新世早期（孙东霞等，2019）。玄武岩之上发育多种类型土壤，分布面积较广的是一类暗色黏质的变性土（陈志强和陈健飞，2007）。砖红壤分布和出露极为有限。事实上，该地砖红壤于1948年之前就被发现（宋达泉，1948），在自然水土流失和人为影响下，其分布面积减小。雷州半岛和海南岛北部广泛分布着第四纪玄武岩（汪苗和鹿化煜，2019），砖红壤是雷州-琼北地区的主要土壤类型和纬度地带性土壤。

ZP剖面出露厚度1 m，剖面照片如图1a所示。表层10 — 15 cm由于受现代植物影响，质地疏松多根系，颜色暗红；表层之下的部分，质地致密均一，颜色为砖红色，富含黏粒胶膜。整个剖面以黏粒为主。采样当天，剖面土壤水分含量低，质地坚硬。以10 cm间距进行采样，获得样品10个。XW剖面出露厚度2.5 m，剖面照片如图1c所示。表层20 cm内含有大量植物根系，质地疏松，颜色暗红；表层之下的部分，质地黏重均一，颜色也为砖红色。整个剖面以黏粒为主。采样前一天，该地有一次持续约2 h的强降水。采样时，剖面土壤水分含量高。以10 cm间距进行采样，获得样品26个。两个剖面的母岩都是玄武岩，半风化母岩如图1b、图1d所示，ZP剖面玄武岩具有明显的气孔构造，XW剖面玄武岩为块状构造。采集半风化母岩样品各1块。

图1 漳浦砖红壤剖面（a）、半风化玄武岩母岩（b）和徐闻砖红壤剖面（c）、半风化玄武岩母岩（d）照片（冰镐长度为75 cm）Fig. 1 Photos of Zhangpu latosols section (a) and partly weathering basalt parent rock (b), photos of Xuwen latosols section (c) and partly weathering basalt parent rock (d) (the length of ice axe is 75 cm)

1.2 实验方法

磁学前处理与实验方法：样品在室内自然风干后磨成粉末，用塑料薄膜包紧装入磁测专用样品盒，分别测量下述各项磁学参数：

（1）使用Bartington MS2B型磁化率仪测量低频磁化率（χlf，频率为470 Hz）和高频磁化率（χhf，频率为4700 Hz），计算出百分比频率磁化率：

（2）使用Molspin Minispin旋转磁力仪测量各类剩磁。使用ASC D-2000交变退磁仪获得非磁滞剩磁（ARM），交变场峰值为100 mT，直流场值为50 μT，计算出非磁滞磁化率：

（3）使用IM-10-30强磁仪对样品施加强磁场，获得等温剩磁（IRM），定义1 T磁场下的IRM为饱和等温剩磁（SIRM），剩磁矫顽力（Bcr）由反向磁场下等温剩磁IRM−XmT线性内插获得。硬剩磁（HIRM）和S-ratio计算公式如下：

（4）使用VFTB（Variable Field Transition Balance）居里秤测量代表性样品的磁滞回线和磁化强度随温度变化曲线（M—T曲线），使用卡帕桥MFK1-FA磁化率仪和CS-4加热装置测量磁化率随温度变化曲线（κ—T曲线），温度范围为室温到700℃。

漫反射光谱（DRS）前处理与实验方法：取研磨至200目的干燥样品3 g左右，均匀铺在装有硫酸钡的测试皿底部并压平。采用岛津UV-2600 + ISR-2600PLUS紫外/可见光分光光度计测量，波长范围为400 — 700 nm，步长为1 nm。对结果进行一阶导数处理，用特征峰高来估算赤铁矿和针铁矿的含量。

色度前处理与实验方法：取研磨至200目的干燥样品5 g左右，均匀铺满在测试皿底部并压平，采用美国Hunter Lab公司生产的Color Flex®EZ型分光色度仪进行色度测试，随机选测3个表面平整的区域，采用国际照明委员会CIELAB色度表达系统，测量亮度（L*），红度（a*），黄度（b*）。测量过程中使用仪器自带标准测试白板与黑板对仪器进行校正。

常量地球化学元素前处理与实验方法：取研磨至200目的干燥样品5 g左右，置于压片机内，以硼酸作为黏合剂压成表面光滑的圆片，利用帕纳科Epsilon3台式能量色散X射线荧光光谱仪测量，得到常量化学元素百分含量。化学蚀变指数（CIA）的计算公式如下：

式中：CaO是指硅酸盐中的钙含量，式中氧化物均为摩尔比，具体计算方法见McLennan（1993）。

以上实验均在福建师范大学湿润亚热带生态地理过程教育部重点实验室完成。

2 结果

2.1 常温磁学参数

ZP剖面常温磁学参数随深度变化如图2所示。χlf与样品中的磁性矿物种类、含量和颗粒大小有关，是磁性特征的总体反映（Thompson and Oldfield，1986）。其变化范围为370.50×10−8— 700.75×10−8m3∙ kg−1，平均值为455.33×10−8m3∙ kg−1。除0.8 m深度样品，其余样品变化范围较小。SIRM具有与χlf相同的变化趋势，表明磁性矿物含量是控制这两个参数变化的主要因素。磁颗粒大小可以用磁畴来表示，由细到粗依次为超顺磁（SP）、单畴（SD）和多畴（MD）。指示SD颗粒和硬磁性矿物（主要为赤铁矿）绝对含量的χARM和HIRM，具有随深度增加的趋势。χfd%指示SP颗粒的相对含量，ZP剖面的χfd%介于5.88% — 13.94%，均值为9.36%，变化范围较大（图2e），总体上含有较多的SP颗粒。χARM/χlf指示SD颗粒的相对含量，介于3.80 — 8.21，均值为6.65，表明SD颗粒含量较高。Bcr和S-ratio通常用来指示软磁（如亚铁磁性矿物）和硬磁（反铁磁性矿物）的比例。前者的Bcr为数十mT，S-ratio接近100%；后者的Bcr可达数百mT，S-ratio接近或小于0。如图2g、2h所示，这两个参数随深度变化不大，其数值表明亚铁磁性矿物主导样品的磁学性质。总体而言，各常温磁学参数随深度变化并没有显示出明显的规律，这可能与剖面出露厚度较小有关。在下文把ZP剖面作为一个整体，通过对比XW剖面相应的常温磁学参数数值，探讨两个剖面间磁性特征的异同。

图2 漳浦剖面常温磁学参数Fig. 2 Room temperature magnetic parameters of Zhangpu section

磁滞回线可以直观地指示磁性矿物的种类及含量等信息。ZP剖面和XW剖面代表性样品归一化处理的磁滞回线如图3所示。总体而言，两个剖面的磁滞回线具有相似的特征：（1）在100 mT左右，磁滞回线即闭合；具有较细的腰，即矫顽力（Bc）较小，表明样品中的磁性矿物以亚铁磁性为主。（2）300 mT到1000 mT区间，磁化强度随着磁场增加而增加，表明样品中存在着顺磁性矿物。两个剖面的不同之处在于：（1）ZP剖面三个样品的Bc和Bcr数值相当，与剖面深度无关；而XW剖面样品的Bc和Bcr数值随深度增加而增加，具有规律性。（2）ZP剖面的Bc和Bcr大于XW剖面，说明ZP剖面磁性矿物颗粒更粗或/和反铁磁性矿物含量更高。

图3 漳浦剖面（a、b、c）和徐闻剖面（d、e、f）代表性样品磁滞回线Fig. 3 Magnetic hysteresis loops of typical samples from Zhangpu section (a, b, c) and Xuwen section (d, e, f)

2.2 高温M — T曲线和κ — T曲线

热磁分析，包括高温磁化强度（M—T）和高温磁化率（κ—T），是根据热磁曲线转折的温度（居里点、尼尔点或相变点）鉴定样品中磁性矿物种类的有效方法（Thompson and Oldfield，1986；刘秀铭等，2013）。由于磁化率随温度变化过程中磁性矿物的磁畴壁移动，因此κ—T曲线也可以判断磁性矿物的颗粒大小（Deng et al，2001）。M—T和κ—T曲线测量仪器在是否封闭、能否在测量中通入惰性气体等方面存在差异；土壤样品中存在或多或少的有机质，在加热过程中氧化还原程度不同。这两方面导致加热反应产物不同，给磁性矿物鉴定带来困扰，单一的M—T或κ—T曲线可能造成误判，对比分析两类曲线有助于更准确地鉴定磁性矿物种类（刘秀铭等，2013；吕镔等，2014）。

M—T曲线在氧化条件下测得，两个剖面代表性样品的测定结果如图4所示。ZP-0.1 m样品加热和冷却曲线均显示出580℃的居里点，样品冷却后变黑，磁化强度增加，表明生成了强磁性矿物磁铁矿（Fe3O4）。其余样品加热冷却后均变得更红，冷却曲线位于加热曲线下方，表明部分强磁性矿物转化为弱磁性矿物赤铁矿。ZP-0.5 m和ZP-0.8 m样品的加热曲线显示出明显的645℃的居里点，指示存在着磁赤铁矿（γ-Fe2O3）或铝替代赤铁矿。磁滞回线（图3b、3c）表明两个样品以亚铁磁性矿物为主。再者，加热后两个样品失去了部分磁化强度，具有热不稳定性，而赤铁矿具有热稳定性。综上分析，645℃的居里点指示存在着磁赤铁矿。ZP-0.5 m和ZP-0.8 m样品的冷却曲线显示出约620℃的居里点，可能指示一种热稳定的磁赤铁矿。XW剖面三个样品的加热曲线均显示出580℃的居里点，但在580℃之后随温度升高磁化强度继续下降，表明以磁铁矿为主，但还含有其他种类的磁性矿物。

图4 漳浦剖面（a, b, c）和徐闻剖面（d, e, f）代表性样品M — T曲线Fig. 4 M — T curves of typical samples from Zhangpu section (a, b, c) and Xuwen section (d, e, f)

κ — T曲线在封闭环境下测得，样品中的有机质在加热过程中不完全燃烧而处于相对还原的条件。ZP剖面的三个样品加热曲线的居里点分别为570℃、585℃和625℃（图5a、5b、5c），与M —T曲线的结果不一致。这说明在相对还原的条件下，部分Fe3+被还原成Fe2+而形成磁铁矿。ZP-0.8 m样品在相对还原条件下仍显示出625℃的居里点，说明该居里点并不是细粒磁铁矿在实验加热过程中快速氧化形成，反映的不是加热过程中新生成的磁性矿物信息，而是原始磁性矿物的特征。κ — T曲线进一步证明了ZP剖面中下部含有磁赤铁矿。该磁赤铁矿在相对还原条件下，在加热过程中部分转化为磁铁矿而使得居里点降低。XW剖面加热曲线显示出580℃和618℃两个居里点，前者为主，后者为次。表明XW剖面下部以磁铁矿为主，含有少量的磁赤铁矿；而剖面中上部则以磁铁矿为主。这一结果与基于M —T曲线的推论基本一致。综合分析两个剖面的M —T和κ — T曲线，可以得出以下结论：（1）两类曲线主要反映样品中亚铁磁性矿物信息，未见明显针铁矿（α-FeOOH）转化点和赤铁矿的尼尔点。（2）ZP剖面中下部以磁赤铁矿为主；XW剖面下部以磁铁矿为主，含有少量磁赤铁矿。整体而言，指示了ZP剖面形成时期处于更加氧化或更加高温的状态。

图5 漳浦剖面（a、b、c）和徐闻剖面（d、e、f）代表性样品κ — T曲线Fig. 5 κ — T curves of typical samples from Zhangpu section (a, b, c) and Xuwen section (d, e, f)

2.3 漫反射光谱（DRS）

针铁矿在DRS一阶导数曲线显示出535 nm的主峰和435 nm的次峰，当样品中同时存在赤铁矿时，主峰通常被掩盖；赤铁矿的主峰在575 nm，当含量小于1%，主峰在555 — 575 nm（季峻峰等，2007）。如图6所示，两个剖面435 nm的次峰极弱，而575 nm的主峰很强，表明针铁矿含量很低，而赤铁矿含量很高。DRS一阶导数曲线与福建沙县白垩系红层非常相似（吕镔等，2019）。两个剖面0.1 m样品的575 nm的峰高均较低，这与土壤表层有机质含量较高有关：相对还原的条件不利于赤铁矿的生成与保存。ZP剖面575 nm的峰高整体稍大于XW剖面，表明ZP剖面赤铁矿含量较高。

图6 漳浦和徐闻剖面代表性样品DRS一阶导数曲线Fig. 6 DRS first derivative curves of typical samples from Zhangpu section and Xuwen section

3 讨论

3.1 漳浦砖红壤和徐闻砖红壤磁学特征对比

综合分析上述常温磁学参数、热磁曲线可以准确地判断土壤中磁性矿物种类、半定量地描述磁性矿物含量和颗粒大小等基本磁学特征。常温磁学参数通常受多个方面磁学特征影响，难以达到完全定量的程度。因此在实际应用中，多通过磁学参数数值对比进行类比研究。如中国黄土高原黄土-古土壤序列同一剖面不同时段、不同剖面同一时段的对比（Wang et al，2006；Liu et al，2007；郭雪莲等，2012；Maher，2016）。

风化壳型（残积型）土壤与沉积型土壤存在着明显的区别。通过年代学研究，可以将后者的深度序列转化为时间序列；而前者各土壤层次作为一个整体受其形成时期气候的影响。因此可以将ZP剖面视为一个整体，通过磁学参数数值对比方法，与其他剖面进行类比研究。如表1所示，ZP剖面和XW剖面的常温磁学参数数值差异明显。亚铁磁性矿物含量是影响χlf大小的最主要的因素。XW剖面磁化率较高，说明其含有更多的亚铁磁性矿物。HIRM指示赤铁矿的绝对含量，以平均值计算，ZP剖面的HIRM是XW剖面的3.94倍，而其χlf是XW剖面的72.90%，即两个剖面亚铁磁性矿物含量差异不大，而ZP剖面赤铁矿含量更高。χfd%和χARM/χlf分别指示SP、SD颗粒的相对含量。XW剖面的χfd%均值高达16.61%，表明磁颗粒基本以SP状态存在。当样品中基本不存在SP和SD颗粒时，χARM/χlf的数值小于2，如干旱区的新疆博乐黄土（吕镔等，2012）；当样品中存在较多量SD颗粒时，χARM/χlf的数值可达7，如黄土高原南部古土壤（Wang et al，2006）。ZP剖面具有更高的SD含量。SIRM /χlf可以反映磁畴或软硬磁比例。SD颗粒具有较大的SIRM和较小的χlf，SIRM /χlf高值指示较高的SD含量。硬磁性矿物（如赤铁矿）的SIRM /χlf可达200 kA ∙ m−1。因此SIRM /χlf数值指示亚铁磁性矿物主导两个剖面的磁学性质，ZP剖面的SD含量更高。Bcr和S-ratio表明ZP剖面的硬磁比例更高。

表1 漳浦剖面和徐闻剖面常温磁学数值范围和平均值Tab. 1 Room temperature magnetic parameters of Zhangpu section and Xuwen section: value range and average

为深入理解磁学特征差异，进一步对比两个剖面的色度和常量元素。这两类指标本身也是环境变化的代用指标。两个剖面的L*差异较小、a*非常相近；XW剖面b*较高。a*和b*与赤铁矿和针铁矿含量有关，既反映次生成因，也与母岩原始的铁元素含量有关。比值b*/a*可有效减少原始铁含量差异的影响，反映针铁矿与赤铁矿比值；从高纬到低纬，土壤的b*/a*规律性下降，表明赤铁矿含量相对升高，该参数是温度的良好代用指标（郑兴芬等，2020）。该比值受母岩/母质的影响较小（郑兴芬等，2019）。ZP剖面具有较高的赤铁矿相对含量。两个剖面的SiO2和Al2O3含量相当，Fe2O3含量差异较大。通过对磁学、色度和Fe2O3含量分析，可以得出如下两个推论：（1）从质量分数上看，铁元素主要赋存在赤铁矿中。（2）ZP剖面赤铁矿的颗粒较XW剖面的粗。推论（1）的理由如下：亚铁磁性矿物具有强磁性，如磁铁矿的χlf为50000×10−8m3∙ kg−1，磁赤铁矿为40000×10−8m3∙ kg−1（Thompson and Oldfield，1986），以此估算两个剖面亚铁磁性矿物含量均不到2%，而Fe2O3含量平均达20.18%和14.17%，因此铁元素主要存在于赤铁矿中。亚铁磁性矿物磁化率比赤铁矿高3个数量级，所以含量虽少，但主导剖面的磁学性质。推论（2）的理由如下：相同质量的情况下，颗粒越细，比表面积越大，染色能力也越强。赤铁矿含量较高的ZP剖面却没有相应更高的a*，这说明其颗粒更粗。化学蚀变指数（CIA）可以用来衡量化学风化强度。两个剖面的CIA相当，且接近最大值100，表明其受到强烈的化学风化作用。南亚热带与中亚热带界线附近的福建福州红壤和泉州红壤CIA均值约为90（吕镔等，2016）、雷州半岛砖红壤CIA为93.8 — 99.1（杨艳芳等，2010）、海南岛北部砖红壤CIA为97 — 99（Long et al，2011）。CIA可以作为亚热带热带地区土壤类型的良好指示。需要指出的是，CIA不宜作为比较本文两个剖面风化强度的参数，因为约1.5%的差异与X荧光光谱仪的测量误差相当。

综合分析磁学、漫反射光谱、色度和常量元素地化指标，可以准确地描述研究对象的磁学性质。总体而言，两个剖面的铁元素含量均较高、亚铁磁性矿物主导剖面磁学性质、含有较多的赤铁矿、磁颗粒以细小的SP和SD颗粒为主。这些特征反映了湿热气候条件下强烈的风化成壤作用。相比较而言，ZP剖面铁元素含量更高、亚铁磁性矿物含量稍低且以磁赤铁矿为主（XW剖面以磁铁矿为主）、赤铁矿绝对含量和相对含量均较高，磁颗粒较粗。

表2 漳浦剖面和徐闻剖面色度指标、地球化学元素指标数值范围和平均值对比Tab. 2 Chroma indexes, geochemical element indexes of Zhangpu section and Xuwen section: value range and average

3.2 漳浦砖红壤磁学特征的环境指示意义

低频磁化率（χlf）是最易测量和应用最广的磁学参数。热带亚热带地区玄武岩上发育土壤的磁化率通常较高，数值可从小于100×10−8m3∙ kg−1到将近10000×10−8m3∙ kg−1（Lu et al，2008；Long et al，2015；Ouyang et al，2015；Su et al，2015；Liu et al，2017）。一方面，成土作用过程中生成了大量的强磁性矿物；另一方面，玄武岩本身可能具有较高的磁性。磁化率是原生和次生磁性矿物的综合反映。本研究ZP和XW剖面半风化母岩χlf分别为11.1×10−8m3∙ kg−1和386.5×10−8m3∙ kg−1（χfd%分别为1.85%和1.42%）。因此，磁化率不能用来反映气候。磁学参数比值反映次生亚铁磁性矿物的颗粒度和次生反铁磁性矿物相对比例，可以很好地反映湿热气候（Su et al，2015；吕镔等，2016）。磁性矿物种类方面，ZP剖面（磁赤铁矿+赤铁矿）/磁铁矿的比例较XW剖面高，即Fe3+/ Fe2+比例更高。针铁矿指示冷湿条件，两个剖面均基本不存在针铁矿，表明土体总体处于干热状态。亚铁磁性矿物颗粒方面，ZP剖面的磁颗粒更粗。气候条件是这些差异的主要因素。从空间范围上看，低纬度地区的现代土壤中赤铁矿相对比例更高（郑兴芬等，2020）；从时间序列上看，白垩纪至今总体为降温过程，相应地，沉积物/土壤主导磁性矿物由赤铁矿逐渐变为磁铁矿，即Fe3+/ Fe2+比例降低（Ma et al，2018）；白垩纪高温状态下，赤铁矿总体为SD颗粒（吕镔等，2019）。从理论上讲，赤铁矿指示干热环境，针铁矿指示冷湿环境。在高气温条件下，蒸发旺盛而使得土体总体处于相对干燥状态，这就可以解释为什么中国南方在湿润的条件下仍然可以存在大面积的红色土壤。降水量对土壤磁性矿物差异的影响反而不是那么重要。因此，本文认为气温是影响两个剖面磁性差异的主要因素，即漳浦砖红壤形成时期的年均气温高于徐闻现代年均气温。ZP剖面纬度为24°14′24″ N，年均温为21.3℃；XW剖面纬度为20°24′34″N，年均温为23.8℃。纬度相差约4°，气温相差2.5℃。那么可以推断漳浦砖红壤形成时期的年均气温较现今高2.5℃以上，热带范围扩大、北移至少4个纬度。开展雷州半岛以南现代砖红壤系统环境磁学研究，有望找到磁学性质与ZP剖面更为接近的“相似型”。

遗憾的是，风化壳型土壤难以较为准确地定年。母岩的年龄只能提供土壤年龄的限定。即便如此，风化壳型古土壤研究仍可以为全球气候变化提供重要的土壤学实证。有别于沉积型土壤，风化壳型土壤总体上处于被侵蚀的状态，形成后如无沉积物或火山喷发物覆盖其上形成盖层，则难以长时间保存。据深海氧同位素曲线，末次间冰期（5阶段）全球气温比现代高（Lisiecki and Raymo，2005），推测ZP砖红壤可能形成于末次间冰期。一项基于生物化石的哺乳动物群分布范围与气候变化研究显示深海氧同位素5e阶段（约133 — 114 ka）中亚热带北移约3°，年均温约高3℃（李志文等，2015）。这与本研究推测相近。另一种可能的情况是，ZP砖红壤形成后被覆盖，而后在某个时期盖层又被破坏，那么其年龄可能更为古老。广州东北方向、广西南宁周边也有砖红壤零星分布。这一区域砖红壤气候方面的研究还非常薄弱，但可以确定的是砖红壤形成于暖期。研究表明，网纹红土与砖红壤理化性质差异大，指示了不同的形成环境（尹秋珍等，2006）。那么，闽粤地区的网纹红土（或称“花斑黏土”）（李保生等，2008；琚琛琪等，2019）、类黄土沉积（Wang et al，2018）、沿海老红砂（李志文等，2011）和砖红壤等古气候载体，在形成年代上有何区别与联系？在对气候变化响应上有何差异？地貌地形等因素与其形成有何关联？这些都是值得深入研究的科学问题。

4 结论

（1）漳浦砖红壤中的磁性矿物以亚铁磁性的磁赤铁矿和反铁磁性的赤铁矿为主。赤铁矿含量高于磁赤铁矿，磁赤铁矿主导剖面的磁学性质。磁颗粒以细粒的SP和SD为主。针铁矿含量极低。（2）与位于热带地区的广东徐闻现代砖红壤相比，漳浦砖红壤中的磁性矿物具有更高Fe3+/ Fe2+比例、赤铁矿相对含量更高、磁颗粒更粗的特点。这些磁学特征表明漳浦砖红壤形成时期气温更高。（3）漳浦砖红壤是古土壤，其形成时期的年均气温较现今高2.5℃以上，热带范围扩大、北移至少4个纬度。

致谢：郑兴芬、陈梓炫、刘鑫和杜佳昊参与了野外采样和室内实验，在此一并致谢。