四川成都地区第四纪红土磁学特征及其环境意义

2022-05-12杜佳昊

福建师范大学学报(自然科学版) 2022年3期

杜佳昊,吕镔，3

(1.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，福建福州 350007；2.福建师范大学地理科学学院，福建福州 350007；3.福建师范大学地理研究所，福建福州 350007)

我国长江以南广泛分布的红土分布面积达230万km2[1].第四纪红土发育于各类第四纪松散沉积物之上，记录了形成时期的气候变化，是研究我国热带亚热带第四纪气候演变和构造运动的重要材料.典型的第四纪红土剖面由现代红壤层、均质层、网纹层、砾石层或基岩层组成，基岩与上部沉积物存在沉积间断[2].

环境磁学是获取土壤中气候变迁记录的重要手段.土壤中磁性矿物种类、含量和粒度等磁学特征与成土因素条件密切相关，而气候是其中最受关注的成土因素.因此，研究磁性矿物的特征来构建气候演化历史具有可行性[3-4].中国黄土高原黄土-古土壤序列环境磁学研究取得了丰硕的成果，磁化率作为夏季风强弱的良好代用指标，被广泛应用于古气候研究中[5-7].

第四纪红土，特别是风成加积型的第四纪红土，与北方的黄土在成因上有相似之处[8-9].不少学者也对第四纪红土的磁学特征及其环境意义、黄土高原气候代用指标是否在第四纪红土中还能适用等方面展开研究和讨论，并产生了不同的看法：有学者研究安徽宣城风成红土剖面的红土磁化率曲线，发现其记录了中更新世以来的8次气候旋回，与黄土高原磁化率曲线、深海氧同位素曲线都能很好地对比，认为第四纪红土的磁化率具有明确的环境意义[10].但上述判断的正确性也被质疑，主要因为：进一步的实验结果证实，宣城红土剖面中网纹红土层的成土强度高于上部的均质红土层，但是磁化率却低于后者，与黄土有异[11].部分学者还认同：虽然网纹层的低磁化率和高成土强度出现了对应异常，但是风化成土作用中形成的超顺磁(SP)颗粒对剖面上层未网纹化的红土磁性增强具有重要作用，加积型红土磁化率仍具有一定的环境指示意义[12-14].也有看法认为：高温多雨的气候环境导致第四纪红土中强磁性矿物向弱磁性矿物，成土作用强度和磁性之间耦合复杂，磁化率没有明确的古气候意义，不适宜作为气候代用指标[15].此外，一些专家还提出，第四纪红土的频率磁化率(χfd)比磁化率更有作为指示气候变化的代用指标的潜力[13, 16-17].

第四纪以来南方气候温暖湿润，第四纪红土受到后期改造作用强度明显大于北方地区，磁性矿物的转变程度更大，受到影响因素更多，使得磁学参数的环境意义更为复杂.从以往研究来看，对于第四纪红土主要研究集中于长江中下游地区，对其他地区的红土关注度较少.本文选取了中国红土分布的最西处的四川盆地成都市的一个第四纪红土剖面，利用环境磁学和色度方法研究红土的磁性特征，并结合常量地球化学元素揭示红土的成土强度，探寻成都第四纪红土磁学特征的环境意义，讨论适用的气候代用指标.本研究有助于加深南方第四纪红土磁学特征与古气候意义等相关研究的区域对比，理解第四纪古环境演化的区域差异.

1 剖面概况与实验方法

1.1 剖面概况

红河剖面位于四川省成都市双流区红河村，地理坐标为30.54°N，103.96°E，海拔高度约为492 m.双流区地处成都平原东南边缘，龙泉山脉中段西侧(见图1)，所属气候为亚热带季风性气候.现代年均气温16.2 ℃，年均降水量921 mm.剖面因建设公路开挖而成，出露良好.该剖面厚12.2 m，可划分为两层.弱网纹层：0～2 m，网纹弱发育，并含有较多铁锰质总体呈杂色，主要颜色为黑色、红色和白色；典型网纹层：2～12.2 m，为典型的网纹红土层.总体上，颜色较长江下游的网纹红土偏黄.在野外，以10 cm间距进行采样，共获得样品123个.前人研究证明，成都平原第四纪红土是风成成因、风尘堆积后成土作用形成，风尘来源于盆地周缘及青藏高原地区[18-19].红河剖面沉积厚度大、颜色偏黄、土壤颗粒细黏、分布均一，显示出风成的特性(见图2).

图2 红河剖面照片Fig.2 The photo of Honghe profile

1.2 实验方法

按等间距选取一半的样品进行下列项目的实验测试.

磁学参数的测量：样品置于室内自然风干，将干燥后的样品轻轻研磨成粉末，用塑料薄膜包紧装入专用样品盒.使用Bartington MS2B型磁化率仪测量低频磁化率(χlf)和高频磁化率(χhf)，频率分别为470 Hz和4 700 Hz，计算出百分比频率磁化率χfd%=100%×(χlf﹣χhf)/χlf；使用IM-10-30强磁仪对样品施加正反向强磁场，等温剩磁(IRM)、饱和等温剩磁(SIRM=IRM1T)在MolspinMinispin旋转磁力仪上测量，剩磁矫顽力(Bcr)由IRM-χmT线性内插获得，计算S-ratio=-IRM-300 mT/SIRM，HIRM=(IRM-300 mT+SIRM)/2.因磁性太弱，无法进行非磁滞剩磁(ARM)的测量.选取若干代表性样品进行热磁、低温磁学和磁滞回线测量.磁化强度随温度变化曲线(M-T曲线)和磁滞回线由VFTB(Variable Field Transition Balance)居里称测量.样品在空气环境中加热至700 ℃随即冷却至室温[19].

常量地球化学元素测量：将干燥后的样品放进球形磨土机中进行研磨，研磨时间设置为30 s，然后将研磨后的样品(约4 g)倒入压片机的压样孔中间，用小勺取适量的无水硼酸放在样品的上部，并将样品覆盖，样品周围也加入适量的硼酸，且所加硼酸与内部相平或略高于内部，加压至30 t左右，并设置时间30 s，压制成直径约4 cm的圆饼.压制好后将样品放在Thermo Scientific公司生产的ARL Perform X射线荧光光谱仪上进行元素的测定.测试过程中加入标样进行质量控制，测量精度≥95%.常量元素测试结果以元素氧化物质量百分比表示[20].

色度测量：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，测试前先将干燥样品研磨至200目以下.之后称取样品约5 g，均匀铺满在测试皿底部，压平不起皱，随机选测3个表面平整的区域，仪器采用CIELAB色度表达系统，测量的样品亮度(L*)、红度(a*)、黄度(b*)各3次，并自动求取平均值.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[20].

地球化学元素实验在信阳师范学院测试中心完成，环境磁学和色度实验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.

图3 红河剖面常温磁学参数Fig.3 Room temperature magnetic parameters of Honghe profile

2 结果

2.1 常温磁学参数

图3为红河剖面的常温磁学参数及参数间的比值.如图3所示，剖面的磁化率(本文提及的磁化率皆为低频磁化率)出现明显的分层现象，上层弱网纹层的磁化率波动较大，磁化率的值比下层的磁化率高，最大值为27.25×10-8m3·kg-1，最小值为5.92×10-8m3·kg-1，平均值为9.13×10-8m3·kg-1.下层典型网纹层磁化率值普遍较低，介于5.25×10-8～10.58×10-8m3·kg-1，平均值为7.14×10-8m3·kg-1，且波动不大.饱和等温剩磁(SIRM)的最大值为134.2×10-5Am2·kg-1，最小值为23.42×10-5Am2·kg-1，平均值为53.83×10-5Am2·kg-1，其趋势在弱网纹层与磁化率的变化趋势较为一致，说明该层粒径在稳定单畴(SD)以及多畴(MD)颗粒的亚铁磁性颗粒对磁性贡献是主要的，而下层某些样品有相对低的磁化率和高的SIRM，说明这些样品的磁性信号里、弱磁性矿物的贡献比重较大.

与长江中下游地区的第四纪网纹土相比[17]，红河剖面的整体磁化率、SIRM较低，说明剖面的强磁性矿物含量较低，可能是因为:(1)母质物源与前者不同，相比之下，强磁性矿物本底较低.(2)剖面普遍发育网纹，而网纹化是母质红土化之后又一个阶段[21]，需要在高温高湿的外界环境下进行，并伴有剧烈的水分活动，导致强磁性矿物分解变为弱磁性矿物，甚至随水淋失，因此土壤的磁性偏低[22].

HIRM指示反铁磁性矿物的绝对含量，由数据可以看出剖面上层HIRM的最大值为55.39×10-5Am2·kg-1，最小值为4.85×10-5Am2·kg-1，平均值为15.16×10-5Am2·kg-1，绝对值比较小，反映网纹红土的铁氧化物的淋失.HIRM上层与下层的值相差不大，但是在剖面中部，大概深度为6 m存在突变点，反铁磁性矿物的含量是平均值的近4倍，相应地，该处的SIRM也是高值.S-ratio与Bcr可以指示反铁磁性矿物在磁性矿物中的相对含量，S-ratio值越接近0，Bcr越大，表明相对含量越大.剖面弱网纹层S-ratio的最大值为78.79%，最小值为5.68%，平均值为46.96%.典型网纹层剖面S-ratio的最大值为58.35%，最小值为16.96%，平均值为37.15%.Bcr值介于40～260 mT之间.S-ratio的值整体偏低，Bcr值偏高说明了、剖面中反铁磁矿物绝对含量较高.S-ratio的值随深度增加而呈现下降趋势，表明随深度的增加，反铁磁性矿物相对含量增加、亚铁磁性矿物则相对下降.Bcr值在底部的值有所回落，与S-ratio的表征结果似乎相矛盾，可能是因为下层的反铁磁性颗粒粒径较大，导致了Bcr值的偏低.

百分比频率磁化率(χfd%)通常用来衡量样品中超顺磁颗粒(SP)亚铁磁性矿物相对含量.红河红土弱网纹层剖面的χfd%平均值为6.13%，最大值为9.3%.典型网纹层的χfd%平均值仅为2.94%，最大值为5.88%.可见上下层的χfd%差异明显，按照Dearing提出用χfd%半定量估计SP颗粒含量的模式[23],剖面上层含有数量较少的SP细颗粒，值相对高处的层位含有一定量SP颗粒.深度2 m以下磁性颗粒变粗，基本不含有SP的细磁性颗粒，也支持了上文Bcr值在典型网纹层有所回落主要是受反铁磁性颗粒影响的猜测.

SIRM/χ是饱和等温剩磁与磁化率的比值，SIRM/χ影响因素较为复杂.一般可利用反铁磁性矿物SIRM/χ相对亚铁磁性矿物值较高等结论，来判断磁性矿物的种类与含量.红河剖面中弱网纹层和典型网纹层上部，即剖面深度直至3 m，SIRM/χ都表现较低，说明剖面上部的亚铁磁性矿物相对下部来说，相对较高.

磁滞回线可以直观地指示磁性矿物的种类及含量等信息.成都第四纪红土剖面代表性样品的归一化处理的磁滞回线如图4所示，虚线代表顺磁校正后的磁滞回线.总体而言，在300 mT磁场以上，所有样品磁滞回线均未闭合，表明样品磁性矿物中反铁磁性矿物所占含量高.磁化强度(Ms)经过顺磁校正，反应的是亚铁磁性矿物的磁化强度.Ms经过校正处理后，Ms的值大幅度下降，仅剩余原来的10%～20%，说明了Ms的主要贡献者为顺磁性矿物和/或反铁磁性矿物.不同深度的样品处理过后的Ms在19.3～42.4×10-4Am2·kg-1之间、属于同一个数量级上.根据人工合成实验纯假单畴(PSD)粒径的磁铁矿的Ms为90 Am2·kg-1左右[24-25]，可见红河剖面的亚铁磁性矿物含量是极低的.

2.2 高温M-T曲线

磁性矿物的性质会随着温度的改变而发生变化，不同样品会有不同的变化特征[24-26].根据曲线转折的温度(居里点、尼尔点或相变点)鉴定样品中磁性矿物种类是最常见的一种方法.红河剖面不同深度的代表性样品的M-T曲线如图5所示.4个样品加热及冷却曲线的形态基本一致，说明样品热稳定，是反铁磁性矿物和顺磁性矿物的特征.深度在1.9 m的样品加热冷却后，磁化强度略微升高，可能是加热过程中，有少量铁化合物被还原生成强磁性矿物.所有样品均为向坐标系原点方向下凹，这是典型的顺磁性矿物的特征.几个样品的M-T曲线均没观察到明显的表明居里点、尼尔点，说明剖面中亚铁磁性矿物和反铁磁性矿物占比不大.M-T曲线主要体现了剖面中顺磁性矿物的变化.

图5 红河剖面代表性样品M-T曲线Fig.5 M-T curves of representatives samples from Honghe profile

2.3 色度

反铁磁性矿物是土壤中普遍存在的磁性矿物.反铁磁性矿物的准确识别和精确定量是从提取环境、气候信号的关键.土壤中的反铁磁性矿物主要包括赤铁矿、针铁矿；次生反铁磁性矿物含量越高，反映成土作用越强.次生赤铁矿和针铁矿组成比例具有明确的环境指示意义：反铁磁性矿物中赤铁矿含量越高，指示环境越偏温暖炎热；反之，针铁矿含量高指示相对寒冷湿润的环境[27].研究发现，对于南方红土来说，次生的赤铁矿、针铁矿对外界气候更为敏感.因此反映次生赤铁矿、针铁矿的信息的相关参数有可能作为研究南方红土古气候的代用指标[28-30].而磁学方法提取的反铁磁性信号往往已经是最小的一个整体：难以继续区分其中赤铁矿、针铁矿的构成.色度方法利用反铁磁矿物的光学性质，可以半定量化测量赤铁矿、针铁矿信息[31-33].本文采用CIELAB表色系统，其由3个参数构成，可以对颜色定量测量和描述：亮度(L*)、红度(a*)、黄度(b*).L*变化于白和黑间(0～100)，a*变化于绿和红之间(-60～60)，b*变化于蓝和黄之间(-60～60).L*主要受到有机质的影响，a*主要受赤铁矿的影响，和赤铁矿含量正相关；b*主要受针铁矿的影响，和针铁矿含量正相关，黄红度比值b*/a*反映针铁矿与赤铁矿相对含量的关系.

红河剖面色度指标如图6所示：剖面的L*介于54和70.9之间，均值为66.03；a*介于5.59和19.83之间，均值为10.14；b*介于22和38.51之间，均值为32.18；b*/a*介于1.90至4.90之间，均值为3.36.a*和b*总体上随深度增加而增大，说明随着深度的增加，反铁磁性矿物的含量上升，赤铁矿、针铁矿的含量整体都呈现增加的趋势，反映下层的成土强度高于上层.典型网纹层的a*、b*值变化幅度大于弱网纹层，这可能与网纹发育的程度有关.网纹化会产生红色基质和白灰色网纹，造成同一深度的样品颜色分异，网纹化程度越深、这种分异就更明显.在取样环节，无法保证基质与网纹物质的配比关系的稳定，导致了所测量的全样样品出现了色度参数的波动.a*、b*均值和浙江金衢盆地的第四纪网纹红土[34]相比，a*偏低、b*偏高，土壤颜色更显黄红色.b*/a*大体随着深度的减少而增加.说明了深度浅的土壤中反铁磁性矿物里次生针铁矿的比重大，指示了自沉积以来，气候有逐渐变冷或/和变湿润的趋势.

2.4 地球化学元素

Si、Al、Fe等元素在地壳中常见，被称为常量元素.在母质较为一致的情况下，土壤中常量元素的各含量的变化与风化程度密切相关，所以，地球化学常量元素可以判断单一来源沉积物的风化强弱，从而推测古气候环境的变化[35-37].

化学蚀变指数(CIA)，是常量元素方法中半定量风化强度与气候关系的最常用的一个公式，公式为： CIA=ω(Al2O3)/(ω(Al2O3)+ω(CaO*)+ω(Na2O)+ω(K2O))×100，其中ω(CaO*)是指硅酸盐中的钙含量，公式中元素含量均为摩尔百分比.上部陆壳(UCC)的CIA平均值为47.92，处于基本未受风化的阶段.当CIA的值在50～60之间，指示干冷气候下的化学弱风化；65～85之间，指示温暖湿润气候下中度的化学风化；85～100之间，指示热带亚热带的炎热潮湿的气候条件下经历了强烈的化学风化[38].

测试结果如图7所示，常量元素测试结果以元素氧化物质量百分比表示.红河剖面的SiO2的质量百分比均值为67.99%；Al2O3的质量百分比均值为13.94%；Fe2O3均值为6.32%.和处于长江中下游的宣城第四纪红土等剖面[39]相比，Fe含量较低.Al2O3、Fe2O3含量随深度变化的趋势大致相同，且和SiO2的表现相反.表明剖面的红土均经历了风化淋溶作用后，处于脱硅富铝铁化的成土阶段.剖面的CIA介于73.81到84.5之间，平均值为80.11.剖面的土壤经历了温暖湿润的中强度的化学风化过程.CIA整体随深度的增加而增加，同样指示了第四纪以来逐渐变冷的趋势.红河剖面的CIA均值，明显高于洛川黄土的64.40[40]并低于江西第四纪红土九江剖面的84.8[41]、安徽宣城剖面的87.68[42]、浙江金华汤溪剖面的87.67[43]，反映了成都平原第四纪古温度、降水水平低于纬度相近的长江中下游地区.

图7 红河剖面地球化学元素指标Fig.7 Geochemical element indexes of Honghe profile

3 讨论

3.1 四川成都地区第四纪红土的磁性特征和环境意义

磁性矿物可分为强磁性的亚铁磁性矿物和弱磁性的反铁磁矿物，两者都能携带剩磁.亚铁磁性矿物磁化率和饱和磁化强度均高于反铁磁性矿物3个数量级，饱和等温剩磁高两个数量级.在两者含量相当的情况下，亚铁磁性矿物是样品磁性的主要体现者.

红河剖面整体磁化率(χlf)、饱和磁化强度(Ms)的值都较低，并且在热磁曲线中难以观察到亚铁磁性矿物的信号，SIRM和HIRM变化相似，以上都说明剖面的整体的亚铁磁性矿物的绝对含量、相对含量都处于一个极低水平.比较而言，弱网纹层磁化率高于典型网纹层，亚铁磁性矿物在弱网纹层土壤的磁性信号中占一定比重，随着深度的增加，亚铁磁性矿物的磁性贡献也逐步下降.反铁磁矿物相对含量高，这点可从Bcr、S-ratio得到佐证.那么，反铁磁性矿物的绝对含量高吗？从相关参数HIRM来看，其实反铁磁性矿物绝对含量整体较低，加之根据热磁分析，反铁磁性矿物加热性质变化的信号同样不明显，所以剖面中的反磁性矿物绝对含量不高.

磁性颗粒的粒径方面，由χfd%值可推测：剖面中磁性颗粒以PSD、MD粗颗粒为主，只有在弱网纹层存在数量有限的SP颗粒存在；而典型网纹层的土壤则基本不含有SP的细磁性颗粒.成岩因素生成的原生磁性矿物颗粒一般较大，伴随成土作用的进行，原生磁性矿物粒径逐渐减小.黄土高原的研究发现，较为温暖时期形成的古土壤，因为成土强度高，χfd%明显高于黄土[44]，且古土壤的χfd%可以达到8%、9%左右，说明含有相当的成土成因生成的细磁性颗粒.双流区的气候暖湿于黄土高原，剖面成土强度更大，红河剖面的χfd%应大于黄土高原的土壤剖面，但是实验结果显示：红河剖面的χfd%整体达不到黄土剖面的值大小，并且成土作用程度深的下层红土，其SP磁性颗粒含量甚至还不及黄土-古土壤序列中的黄土水平，但是两者的真实的成土强度却相差甚大，说明χfd%的环境指示意义在不同地区的土壤中要具体讨论.

红河剖面的整体磁性矿物的绝对含量偏低，χfd%值偏低，这是由什么因素造成的呢？可能的猜测如下：在成土初始阶段，原生粗颗粒磁性矿物粒径部分溶解、母质中含铁硅酸盐风化生成磁铁矿、磁赤铁矿等亚铁磁性矿物，从而使得SP颗粒含量升高；亚铁磁性矿物不是铁氧化物化学性质最稳定的形态，随着成土作用的进行，细粒亚铁磁性矿物转变为反铁磁矿物的赤铁矿、针铁矿.亚铁磁性矿物绝对、相对含量都随之减少、SP颗粒减少；在南方温暖湿润的气候条件持续作用下，反铁磁性矿物中颗粒较细的部分组分迁移出土体，导致剖面整体反铁磁性矿物的绝对含量下降.红河剖面普遍发育网纹，根据前人研究，普遍认为网纹红土的形成时期是一个夏季风环流强劲、气候湿热的时期[17, 45].红河剖面在水热充沛的时期，土壤中SP细颗粒的反铁磁矿物会慢慢淋失，χfd%降低.可见，对于黄土高原剖面和红河剖面来说，两者的低χfd%内涵不同：前者是成土作用弱，SP磁性细颗粒未大量产生；后者是成土作用强，土壤网纹化，已经产生大量SP磁性颗粒，但大部分流失，导致低值.还需要说明的是，从实验结果来看，典型网纹层的反铁磁性矿物含量高于上层，表明细颗粒的反铁磁矿物的流失，影响更体现在剖面整体磁性矿物的含量不断减少；对于每一个层次的土壤而言，随着成土风化，亚铁磁性矿物转化为反铁磁矿物的生成量是大于细颗粒反铁磁性矿物的流失量.

如上所述，第四纪红土中亚铁磁性矿物分解、Fe元素流失的程度应该与成土作用成正相关.从CIA上来看，成都剖面的CIA弱于长江中下游地区的系列剖面，表明成都地区第四纪古气候不如长江中下游地区温湿，成土强度有所不及.但是磁性也同样弱于上述剖面.Fe2O3的质量百分比为6.32%，仅略高于上地壳均值4.5%剖面[46].普遍低于同样处于脱硅富铝化阶段的其他地区的南方红土，同样Fe的含量少于上述长江中下游地区第四纪红土剖面，表明造成红河剖面磁性偏弱还有母质的因素.成都第四纪红土的风成堆积母质来源与长江中下游地区的第四纪红土物源不同，相比较而言，成都第四纪红土的母质的Fe含量较低、原生磁性矿物含量低.

3.2 四川成都地区第四纪红土的代用指标探讨

中国黄土高原的典型剖面研究表明磁化率、频率磁化率差异主要是因为后期不同程度成土作用下形成的磁赤铁矿的含量、颗粒度不同，且磁化率等参数大小与成土作用强度成正相关，而气候较温暖湿润有利于成土作用的推进.故在黄土高原地区，建立了以磁化率为核心的系列磁学参数作为代用指标，能较为定量地反映区域的气候的变化[5].

图8 红河剖面磁学参数相关散点图Fig.8 Correlation scatter plot of magnetic parameters of Honghe profile

通过前文实验结果和分析、虽然表征模式与黄土高原有异，但红河剖面的磁性矿物的种类、大小、含量等在弱网纹层和典型网纹层中存在着差异，与成土过程密切相关.相关磁学参数如：磁化率、χfd%、HIRM有作为代用指标的可能.本文以CIA定量化土壤的成土强度，图8分别是磁化率、χfd%、HIRM(忽略6.1m深度处样品的HIRM值，此值发生了突变)和CIA对应散点图、回归拟合方程.如图7所示：磁化率、χfd%与CIA的相关性极低，这两个指标不能作为成都地区第四纪红土的气候代用指标.因为剖面里亚铁磁性含量、SP细颗粒含量的绝对值都很低，使得测量误差的比重就上升，这些误差不影响初步的定性判断，可是对进一步寻找代用指标，对古气候变化状况定量化工作就产生了极大的干扰，导致相关性很差.HIRM与CIA的R2的值为0.534，相关性要显著高于前两者，表明与亚铁磁性矿物、粒度相比，成都地区第四纪红土的反铁磁性矿物记录气候更有优势，和HIRM一样，色度系列参数虽然是非磁学参数，但同样反映反铁磁矿物的信号，且分辨率程度更高，能进一步区分反铁磁性矿物中的组分构成，因此也有作为代用指标的潜力.

图9分别是a*、b*、b*/a*与CIA对应散点图以及回归拟合方程.可以看出：a*、b*、b*/a*三者与CIA的R2分别为0.809、0.884、0.616，均明显大于前文3个参数，尤其是b*与CIA对应关系最为良好，R2达到0.884，有显著的相关性.说明成都地区第四纪红土反铁磁性矿物赤铁矿、针铁矿对于环境最为敏感.南方第四纪红土中的a*、b*、b*/a*等色度参数可以作为反映古气候变化的代用指标.