镇江下蜀土剖面的化学风化强度与元素迁移特征

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第 ６２ 卷 第 １１ 期 ２００７ 年 １１ 月

地 理 学 报
ＡＣＴＡ ＧＥＯＧＲＡＰＨＩＣＡ ＳＩＮＩＣＡ

Ｖｏｌ．６２， Ｎｏ．１１ Ｎｏｖ．， ２００７

镇江下蜀土剖面的化学风化强度与元素迁移特征
李徐生 １， ２， 韩志勇 １， 杨守业 ３， 陈英勇 １， 王永波 １， 杨达源 １

（１． 南京大学地理与海洋科学学院 ， 南京 ２１００９３ ； ２． 中国科学院地球环境研究所黄土与第四纪地质国家重点实验室 ， 西安 ７１００７５ ； ３． 同济大学海洋地质国家重点实验室 ， 上海 ２０００９２）

摘要： 对镇江下蜀土剖面的化学风化强度及元素迁移特征进行了研究， 结合与黄土高原第四 纪黄土、古土壤、晚第三纪红粘土以及安徽宣城风成红土等典型风成堆积剖面的对比分析， 得出如下结论： （１） 镇江下蜀土剖面经历了中等强度的化学风化， 明显强于洛 川 黄 土 以 及 古 土 壤， 显著弱于宣城风成红土， 而与西峰晚第三纪红粘土非常接近。下蜀土的化学风化过程及 其与其他风成堆积剖面风化强度的差异主要受气候条件的控制， 气候条件通过年平均温度和 年 降 水 量 对 化 学 风 化 的 地 球 化 学 环 境 起 重 要 的 影 响， 其 中 降 水 因 素 在 化 学 风 化 过 程 中 可 能 起 着更为重要的制约作用。 （２） 镇江下蜀土剖面风化过程中， 绝大部分常量元素 的 地 球 化 学 行 为 表 现 为 迁 移 淋 失 ， 仅 Ｆｅ 和 Ｔｉ 轻 微 富 集 ， 元 素 的 活 动 性 由 强 至 弱 依 次 为 ： Ｐ ＞ Ｎａ ＞ Ｃａ ＞ Ｍｇ ＞ Ｋ ＞ Ｆｅ２＋ ＞ Ｓｉ ＞ Ｍｎ ＞ Ａｌ ＞ Ｔｉ ＞ Ｆｅ３＋； 常 量 元 素 的 迁 移 特 征 揭 示 下 蜀 土 的 化 学 风 化 已 经 完 成 初级阶段的去 Ｃａ 、 Ｎａ 过程， 并初步进入到去 Ｋ 风化的中级阶段； 微量元 素 除 Ｓｒ 、 Ｇａ 迁 移 淋 失外， Ｔｈ 、 Ｂａ 、 Ｃｕ 、 Ｚｎ 、 Ｃｏ 、 Ｎｉ 、 Ｃｒ 、 Ｖ 等均表现出富集特征， 这可能与下蜀土风化成壤过 程中的生物地球化学过程以及粘粒、有机质对微量元素的吸附作用有关。 （３） 元 素 迁 移 在 剖 面 中 的 变 化 特 征 揭 示 ， 在 ０．２４ Ｍａ 之 前 的 中 更 新 世 早 、 中 期 ， 该 区 气 候 较 为 暖 湿 ， 兼 有 干 湿 交 替的特征； 中更新世晚期气候偏干凉， 风化淋溶最弱； 至晚更新世早期则又出现一段明显暖 湿的成壤时期， 形成下蜀土剖面中的 Ｓ１ 古土壤层。总之， 中更新世以来本区气候整 体 上 向 干 凉的方向发展。 关键词： 下蜀土； 化学风化； 元素迁移； 镇江

下蜀土广泛发育于长江中下游地区， 这套分布广泛的风尘堆积体 ， 曾引起许多学者 的关注。作为一种典型的陆相沉积物， 下蜀土经历了风尘物质的堆积和沉积后的次生变 化 （ 风化成壤 ） 过程。化学风化是大陆地表层圈相互作用的主要形式， 是元素表生地球化 学循环的重要环节， 也是古气候、古环境变化过程的记录 ［１］。而土壤发生的实质是各种元 素的重新组合及其迁移 ［２］。 以 往 对 下 蜀 土 的 研 究 多 集 中 于 下 蜀 土 的 成 因 、 时 代 及 物 源 方 面， 对下蜀土剖面的风化过程及其元素迁移特征研究得相对较少 ［３］。本文以长江下游地区 典型的下蜀土剖面—镇江大港剖面为例 ， 采用元素地球化学的方法研究下蜀土风尘物质 堆积后经历的化学风化程度， 探讨下蜀土剖面风化成壤过程中元素的迁移、富集规律。

１ 材料与方法
镇江大港剖面位于镇江市以东的大港开发区， 地理位置 ３２ｏ１３＇１４＂Ｎ ， １１９ｏ４１＇１２＂Ｅ 。大 港剖面由两部分组成， 上部 ０￣１８．５ ｍ 为人工露头剖面， 下部 ４１ ｍ 为钻孔剖面， 整个下
收稿日期： ２００７－０５－１２； 修订日期： ２００７－０８－１２ 基金项目： 国家自然科学基金 （４０４０１００６）； 黄土与第四纪地质国家重点实验室开放基金 （ＳＫＬＬＱＧ０３０４）； 南京大学测试

基金项目资助 ［Ｆｏｕｎｄａｔｉｏｎ： Ｎａｔｉｏｎａｌ Ｎａｔｕｒａｌ Ｓｃｉｅｎｃｅ Ｆｏｕｎｄａｔｉｏｎ ｏｆ Ｃｈｉｎａ， Ｎｏ．４０４０１００６； Ｏｐｅｎ Ｆｏｕｎｄａｔｉｏｎ ｏｆ Ｓｔａｔｅ Ｋｅｙ Ｌａｂｏｒａｔｏｒｙ ｏｆ Ｌｏｅｓｓ ａｎｄ Ｑｕａｔｅｒｎａｒｙ Ｇｅｏｌｏｇｙ， Ｎｏ．ＳＫＬＬＱＧ０３０４； Ｅｘｐｅｒｉｍｅｎｔａｌ Ｆｏｕｎｄａｔｉｏｎ ｏｆ Ｎａｎｊｉｎｇ Ｕｎｉｖｅｒｓｉｔｙ］
作 者 简 介 ： 李徐生 （１９７２－）， 男， 博士， 副教授， 主要从事地表过程与环境演变研究。Ｅ－ｍａｉｌ： ｌｉｘｕｓｈｅｎｇ＠２６３．ｎｅｔ

１１７４－１１８４ 页

１１ 期

李徐生 等： 镇江下蜀土剖面的化学风化强度与元素迁移特征

蜀 土 剖 面 厚 度 近 ６０ ｍ ， 是 迄 今 对 下 蜀 土 进 行 系 统 采 样 、 测 试 分 析 的 地 层 厚 度 最 大 的 剖 面。之前， 我们对该剖面进行过磁化率地层 ［４］、粒度 ［５］以及稀土元素 ［６］等测试分析， 对下蜀 土的成 因 及 物 源 有 了 初 步 的 认 识 。 该 剖 面 上 部 两 个 样 品 的 光 释 光 年 代 测 试 结 果 分 别 为 ： Ｌ１ 黄土层底部为 ５９．６ ± ｋａ ， Ｌ２ 黄土层下部为 １３５．８ ± ｋａ ［４－６］。根据该剖面磁化率地 ２．７ ８．０ 层与黄土高原黄土地层以及深海氧同位素阶段 （ＭＩＳ） 对比， 初步推测下蜀土堆积最早始 于中更新世早期 ［４－６］。 对大港剖面自顶至底不等距采得下蜀土分析样品 ５４ 块， 用于常量元素及微量元素分 析。常量元素样品自然风干后， 每个样品取约 ５ ｇ 置于玛瑙研钵中磨至 ２００ 目以下， 在南 京大学现代分析中心 ＶＦ－３２０ 型 Ｘ 射线荧光光谱仪上进行测试。微量元素测试为了消除粒 度效应影响， 选择小于 ６３ !ｍ 粒级进行分析。用高纯度去离子水浸泡样品， 洗盐， 再运 用沉降法提取小于 ６３ "ｍ 粒级， 样品在 ６０ ｏＣ 低温下烘干， 在南京大学成矿作用国 家 重 点实验室采用 ＩＣＰ－ＡＥＳ 方法进行微量元素组成测试， 所用仪器为 ＪＹ３８Ｓ 单道扫瞄型 ＩＣＰ 直读光谱仪。测试结果经标样控制和对照实验， 得出相对标准偏差为： 常量元素小于 ２％ ， 微量元素小于 ５％ 。
表 １ 镇江下蜀土剖面常量元素含量 （％ ） 及其与其他风成沉积物等的比较 Ｔａｂ． １ Ｔｈｅ ｍａｊｏｒ ｅｌｅｍｅｎｔ ｃｏｎｔｅｎｔｓ （％ ） ｏｆ ｔｈｅ Ｘｉａｓｈｕ ｌｏｅｓｓ ａｎｄ ｔｈｅｉｒ ｃｏｍｐａｒ ｉｓｏｎ ｗｉｔｈ ｔｈａｔ ｏｆ ｏｔｈｅｒ ａｅｏｌｉａｎ ｄｕｓｔ ｄｅｐｏｓｉｔｓ
/m 105 303 502 706 907 1306 1505 1906 2107 2506 2801 3208 3503 3803 4008 4509 4804 5206 5503 5701 n = 54 1.5 3.3 5.2 7.6 9.7 13.6 15.5 19.6 21.7 25.6 28.1 32.8 35.3 38.3 40.8 45.9 48.4 52.6 55.3 57.1 SiO Al O TFe O 5.43 5.38 5.25 5.55 5.24 5.18 5.07 5.28 5.03 5.11 5.09 5.31 5.39 5.82 5.56 5.59 5.41 5.57 4.19 5.49 4.19 6.63 5.30 0.07 4.81 5.12 5.28 6.52 5.00 7.22 KO Na O 0.95 0.95 0.76 0.73 1.00 1.06 1.14 0.97 1.13 0.95 0.78 1.07 0.86 0.82 0.92 1.04 1.05 0.67 0.71 0.81 0.64 1.17 0.92 0.15 1.66 1.41 1.16 0.14 3.90 1.20 CaO 0.92 0.92 0.75 0.83 1.06 1.08 1.16 1.07 1.20 1.00 0.86 1.05 1.04 1.05 1.05 1.09 1.06 0.91 0.79 1.03 0.75 1.20 1.00 0.11 1.02 0.83 0.90 0.11 4.20 1.30 MgO 1.84 1.76 1.50 1.62 1.71 1.73 1.75 1.77 1.76 1.55 1.42 1.65 1.58 1.46 1.52 1.89 1.83 1.52 1.15 1.59 1.15 1.89 1.61 0.10 2.29 2.21 2.89 0.54 2.20 2.20 MnO 0.10 0.10 0.09 0.09 0.09 0.09 0.09 0.09 0.09 0.09 0.05 0.08 0.13 0.10 0.15 0.07 0.09 0.09 0.08 0.12 0.05 0.17 0.09 0.23 0.07 0.08 0.08 0.04 0.06 0.11 TiO 67.52 68.20 67.92 67.66 68.50 69.63 69.94 68.08 68.91 68.39 67.91 68.30 67.77 66.99 66.79 67.52 67.52 67.38 70.51 66.16 64.77 70.51 68.07 0.02 66.40 65.18 63.75 68.77 66.00 62.80 13.62 13.44 13.48 13.85 13.29 13.13 12.87 13.26 12.97 13.22 13.87 13.13 13.31 13.29 13.53 13.50 13.56 14.10 12.27 13.94 12.09 14.10 13.32 0.04 14.20 14.79 15.05 13.71 15.2 18.9 2.36 2.38 2.33 2.33 2.41 2.47 2.48 2.47 2.36 2.37 2.52 2.45 2.34 2.24 2.19 2.46 2.41 2.32 2.00 2.49 2.00 2.52 2.35 0.06 3.01 3.15 3.00 1.38 3.4 3.7 0.81 0.84 0.87 0.85 0.8 0.80 0.78 0.82 0.79 0.82 0.85 0.81 0.77 0.79 0.78 0.81 0.82 0.82 0.82 0.81 0.77 0.89 0.81 0.03 0.73 0.75 0.76 1.06 0.50 0.16

  (n = 12)  (n = 13)  (n = 5)   (n = 64) !"# (UCC) "$%&

?

?? ?? ? ?
１１７５
PO CIA 0.16 0.17 0.13 0.14 0.23 0.23 0.22 0.19 0.21 0.18 0.17 0.22 0.18 0.13 0.21 0.21 0.24 0.14 0.08 0.20 0.08 0.25 0.18 0.23 0.15 0.11 0.15 0.06 0.5 1.0 70.55 70.19 72.83 73.75 69.24 68.04 66.64 69.31 67.38 69.88 72.35 68.00 71.26 72.15 71.46 68.91 69.08 74.91 73.14 72.20 66.12 75.78 70.45 0.04 63.73 67.36 69.11 87.55 47.92 70.36

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地 理 学 报
表 ２ 镇江下蜀土剖面微量元素含量 （!ｇ ｇ－ １） 及其与其他风成沉积物等的比较 Ｔａｂ． ２ Ｔｈｅ ｔｒ ａｃｅ ｅｌｅｍｅｎｔ ｃｏｎｔｅｎｔｓ （!ｇ ｇ－ １） ｏｆ ｔｈｅ Ｘｉａｓｈｕ ｌｏｅｓｓ ａｎｄ ｔｈｅｉｒ ｃｏｍｐａｒ ｉｓｏｎ ｗｉｔｈ ｔｈａｔ ｏｆ ｏｔｈｅｒ ａｅｏｌｉａｎ ｄｕｓｔ ｄｅｐｏｓｉｔｓ
/m 105 303 502 706 907 1306 1505 1906 2107 2506 2801 3208 3503 3803 4008 4509 4804 5206 5503 5701 n = 54  ?  (n = 12)  (n = 13)  (n = 5)   (n = 1) !"# (UCC) "$%& 1.5 3.3 5.2 7.6 9.7 13.6 15.5 19.6 21.7 25.6 28.1 32.8 35.3 38.3 40.8 45.9 48.4 52.6 55.3 57.1 Th 16.24 17.62 16.65 18.00 16.01 15.04 16.22 16.05 16.85 17.90 18.51 18.97 18.76 19.85 17.33 18.68 17.27 19.61 13.00 17.32 13.00 19.85 17.18 0.08 13.20 13.70 13.50 14.50 10.70 14.60 Ga 19.45 20.03 19.43 19.09 19.73 19.52 19.41 20.53 22.01 21.57 23.12 22.19 21.90 21.99 15.23 15.83 15.23 17.56 12.52 15.79 12.52 23.12 19.14 0.14 17.90 18.80 13.40 17.00 20.00 Sr 108.0 113.8 99.26 89.89 117.0 112.1 130.1 115.6 126.7 105.7 104.4 119.9 101.5 98.57 115.3 125.8 121.0 94.75 96.4 108.6 86.31 130.1 108.78 0.09 127 115 115 37.2 350 200 Ba 452.3 458.3 470.8 433.7 476.4 430.2 470.1 457 474.9 490 530.6 525.5 482.7 469.6 612 563.1 546.3 528.2 474.1 585.8 396.40 631.80 492.46 0.10 445 465 433 293.9 550 650 Cu 34.4 36.85 41.65 38.64 31.17 30.15 32.76 33.79 39.92 40.05 37.03 37.34 34.86 31.1 32.14 40.9 44.76 41.77 26.4 41.16 26.40 52.89 36.85 0.12 26 30 33.4 35.4 25 50 Zn 94.51 92.69 90.55 100.8 83.42 79.84 98.24 90.05 89.11 89.96 93.41 92.06 81.66 80.81 91.93 94.98 98.32 101.7 84.17 110.5 77.47 139.8 95.32 0.12 79 83 90 87.9 71 85 Co 10.97 11.3 11.55 11.13 10.62 10.35 10.87 11.52 11.83 11.66 10.2 11.59 9.693 9.225 10.51 12.2 11.42 12.14 9.226 13.37 9.01 16.05 11.29 0.11 14.9 15.4 16.9 11.2 10 23 Ni 36.46 38.84 38.05 36.85 38.75 34.36 35.89 38.74 52.4 46.8 41.7 44.94 45.25 40.11 43.1 43.7 42.34 46.75 31.82 48.99 30.82 52.40 41.15 0.12 38 41 43.8 47.2 20 55 Cr 74.65 73.4 75.33 82.91 63 62.97 66.33 75.67 72.26 75.94 83.08 78.44 83.36 81.37 86.8 87.09 82.52 100 79.15 88.07 62.97 121.80 80.69 0.16 51 58 51.2 83.8 35 110 V

６２ 卷

109.0 116.1 112.6 113.9 109.6 101.9 108.9 112.3 114.8 121.0 125.6 126.4 122.0 121.3 123.3 127.8 127.7 128.5 88.32 125.8 88.32 134.60 117.32 0.08 96 100 105 100 60 150

’() 1 *) 2 +,-./012$345[7],./012$345[8],6 . 789:;<=>?@A;B,CD6ED78 FGHHIJK .CDLM/01 2$345[9],78FGHHIJ,NEDLM78OPQ RSTUVW,9XY678ZJO[\ED LM78]S^KUCC-"$%&/012$345[10]_

２

分析结果

表 １ 和表 ２ 分别给出了镇江大港剖面下蜀土的常量元素和微量元素的组成数据 （ 限于 篇幅， 仅给出其中 ２０ 个样品的原始数据 ） ， 并列出陕西洛川黄土 ［７］、洛川古土壤 ［７］、甘肃 西峰晚第 三 纪 红 粘 土 ［８］、 安 徽 宣 城 风 成 红 土 ［９］ 等 典 型 风 成 堆 积 物 以 及 上 部 陆 壳 ［１０］ （ＵＣＣ） 、 陆源页岩 ［１０］ （ 为典型的 ＵＣＣ 风化产物 ） 的平均组成含量进行比较。 分析结果表明， 镇 江 下 蜀 土 的 化 学 成 分 与 北 方 典 型 风 成 沉 积 物 具 有 较 好 的 相 似 性 。 同时， 下蜀土本身各元素含量的变异系数 ＣＶ 值都非常低， 表明其无论是常量元素还是 微量元素的组成均具有高度的一致性， 这应该是下蜀土风成成因的另一个重要证据。主 要 化 学 成 分 为 ＳｉＯ２、 Ａｌ２Ｏ３ 和 ＴＦｅ２Ｏ３ （ＴＦｅ２Ｏ３ ＝ Ｆｅ２Ｏ３ ＋ ＦｅＯ） ， 三 者 的 平 均 含 量 之 和 均 达 ８５％ 左右。与上部陆壳 （ＵＣＣ） 平均化学成分的对比表明 （ 图 １） ， 下蜀土除 Ｎａ 、 Ｃａ 、 Ｐ 以 外的常量元素以及除 Ｓｒ 以外的微量元素的分布曲线近于平坦线型且靠近 ＵＣＣ 分布曲线，

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李徐生 等： 镇江下蜀土剖面的化学风化强度与元素迁移特征

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表 明 下 蜀 土 与 ＵＣＣ 的 化 学 组 成 是 比 较 接近的， 表明下蜀土来源广泛， 并经过 充分混合， 使之趋近上部陆壳平均化学 成 分 。 Ｎａ 、 Ｃａ 、 Ｐ 和 Ｓｒ 元 素 的 数 据 点 则显著偏离了上部陆壳的平均组成， 与 ＵＣＣ 相比表现出较明显的亏损特征， 这 可能是大陆化学风化的效应。不同地区 的风成沉积物相比， 下蜀土与北方黄 土 － 古土壤以及红粘土之间的化学组成 相似程度要高于与宣城风成红土之间的 相似程度， 宣城红土显示了更显著的 Ｎａ 、 Ｃａ 、 Ｋ、 Ｍｇ、 Ｍｎ 、 Ｐ 以及 Ｓｒ 的 亏 损。

10.00

洛川黄土


 UCC

Sample/UCC

1.00

0.10
A.

0.01 Si Al Fe K Na Ca Mg Mn Ti P
(a) 

10.00

Sample/UCC

３ 化学风化强度
３．１ ＣＩＡ 指数和 Ｎａ／Ｋ 比值 化学蚀变指数 （ＣＩＡ） 作为一个判断

1.00
洛川黄土

0.10



UCC 化学风化程度的地化指标被广泛应用。 0.01 在上部陆壳遭受化学风化过程中， 长石 Ga Th Sr Ba Cu Zn Co Ni Cr V 矿物是最重要的母岩矿物， 风化作用的 (b)  地球化学过程在很大程度上受长石蚀变 作用的控制。长石蚀变过程中 ， 碱金属 图 １ 镇江下蜀土剖面常量及微量元素的 ＵＣＣ 标准化 曲线分布图 元素以离子形式随流体大量流失， 同时 Ｆｉｇ． １ ＵＣＣ－ｎｏｒｍａｌｉｚｅｄ ｐａｔｔｅｒｎ ｏｆ ｍａｊｏｒ （ａ） ａｎｄ ｔｒａｃｅ （ｂ） 形成粘土矿物， 风化产物中主要成分 ｅｌｅｍｅｎｔｓ ｏｆ ｔｈｅ Ｘｉａｓｈｕ ｌｏｅｓｓ ｉｎ Ｚｈｅｎｊｉａｎｇ Ａｌ２Ｏ３ 的摩尔分数将随化学风化的强度而 变化 ［１１］。据此， Ｎｅｓｂｉｔｔ 等人 ［１２］提出 ＣＩＡ 指数反映化学风化程度， ＣＩＡ 值表示为：

ＣＩＡ ＝ ［Ａｌ２Ｏ３／（Ａｌ２Ｏ３ ＋ ＣａＯ＊ ＋ Ｋ２Ｏ ＋ Ｎａ２Ｏ）］×１００ 式中： 均为氧化物分子摩尔数， 其中 ＣａＯ＊ 为硅酸盐矿物中的摩尔含量， 不 包 括 碳 酸盐和磷酸盐中的 ＣａＯ 含量。由于硅酸盐中的 ＣａＯ 与 Ｎａ２Ｏ 通常以 １：１ 的比例存在， 所 以 Ｓ．Ｍ． ＭｃＬｅｎｎａｎ 认 为 当 ＣａＯ 的 摩 尔 数 大 于 Ｎａ２Ｏ 时 ， 可 认 为 ｍＣａＯ＊ ＝ ｍ Ｎａ Ｏ ， 而 小 于
２

Ｎａ２Ｏ 时则 ｍＣａＯ＊ ＝ ｍＣａＯ［１３］。本文中所有 ｍＣａＯ＊ 值的计算即据此方法获得。 ＣＩＡ 指数有效地指示了样品中长石风化成粘土矿物的程度， 与样品中粘土矿物 ／ 长石 比值呈正比， 故可以很好地定量表示硅酸盐矿物的化学风化强度。未风化的长石 ＣＩＡ 为 ５０ ， 伊利石和蒙脱石为 ７５￣８５ ， 高岭石和绿泥石则接近 １００ 。化学风化越强， 则 ＣＩＡ 值越
大。 镇江下蜀土全剖面 ５４ 个样品的 ＣＩＡ 值在 ６６￣７６ 之间， 平均值为 ７０．４５ （ 表 １） ， 远高 于 上 陆 壳 （ＵＣＣ） 的 平 均 值 ４７．９２ ， 明 显 高 于 洛 川 黄 土 的 ６３．７３ ， 略 高 于 洛 川 古 土 壤 的 ６７．３６ ， 与西峰晚第三纪红粘土的 ６９．１１ 以及陆源页岩平均值 ７０．３６ 非常接近， 而远小于宣 城风成红土剖面的 ８７．５５ 。可以判定， 以上几种典型的风成沉积物及 ＵＣＣ 经历的化学风 化强度变化依次为： 上陆壳 ＵＣＣ ＜＜ 洛川黄土 ＜ 洛川古土 壤 ＜ 西 峰 红 粘 土 ≈ 陆 源 页 岩 ≈ 镇江下蜀土 ＜＜ 宣城风成红土。 一般地， ＣＩＡ 值介于 ５０￣６５ 之间， 反映寒冷干燥的气候条件下低等的化学风化程度； ＣＩＡ 值介于 ６５￣８５ 之间， 反映温暖、湿润条件下中等的化学风化程度 ； ＣＩＡ 介于 ８５￣１００

１１７８
2.0

地 理 学 报

６２ 卷

UCC

1.5     

Na/K

1.0

         

    

0.5
    

0.0 40

50

60

70

80

90

100

CIA 图 ２ 镇江下蜀土化学风化参数 ＣＩＡ 与 Ｎａ／Ｋ 关系散点图 Ｆｉｇ． ２ Ｓｃａｔｔｅｒ ｄｉａｇｒａｍ ｏｆ ＣＩＡ ｖｓ． Ｎａ／Ｋ ｍｏｌａｒ ｒａｔｉｏ ｏｆ ｔｈｅ Ｘｉａｓｈｕ ｌｏｅｓｓ ｉｎ Ｚｈｅｎｊｉａｎｇ

之间， 反映炎热、潮湿的热带、亚热带条件下的强烈的化学风化程度［１１］。 ＣＩＡ 值的分布情 况显示 （ 图 ２） ： ＵＣＣ 平均值反映了基本未受化学风化的状态 ； 西北洛川黄土的风化作用 处于干冷气候条件下的低等化学风化阶段， 洛川古土壤则基本进入了中等化学风化阶段； 与洛川黄土相比， 镇江下蜀土经历了明显较强的化学风化过程 ， 比洛川古土壤的风化强 度也更强一些， 达到了暖湿条件下的中等化学风化强度 ； 而宣城风成红土剖面则遭受了 强烈的化学风化作用， 为炎热、潮湿气候条件下化学风化的产物。值得注意的是 ， 镇江 下蜀土与甘肃西峰晚第三纪红粘土遭受的化学风化强度十分相近 ， 表明中更新世以来长 江下游地区的古气候环境可能与晚第三纪时的黄土高原地区较为类似。镇江下蜀土与陆 源页岩的平均化学风化程度也基本一致， 而陆源页岩被认为是典型的大陆化学风化产物， 从这个角度也可认定镇江下蜀土遭受的化学风化作用为中等强度。 Ｎａ／Ｋ 比 （ 分子摩尔比 ） 是衡量样品中斜长石风化程度的指标， 同样可以用于表征堆积 物的化学风化程度。长石特别是斜长石富含 Ｎａ ， 而钾长石、伊利石和云母富含 Ｋ ； 由于 斜长石的风化速率远大于钾长石， 因此， 风化剖面中的 Ｎａ／Ｋ 比值与其风化程度呈反比 ［８］。 将 ＣＩＡ 值以及 Ｎａ／Ｋ 比值投点到坐标系中 （ 图 ２） ， 镇江下蜀土样品的 Ｎａ／Ｋ 比与 ＣＩＡ 指数 的变化特征呈明显的负相关关系 （ 相关系数 Ｒ ＝ －０．８９ ， ｎ ＝ ５４） ； 同时， Ｎａ／Ｋ 比值指示的 各 类 风 成 沉 积 物 的 风 化 强 度 变 化 为 ： 从 ＵＣＣ→ 洛 川 黄 土 → 洛 川 古 土 壤 → （ 西 峰 红 粘 土 、 镇江下蜀土、陆源页岩 ）→ 宣城风成红土， Ｎａ／Ｋ 比值依次降低， 指示的化学风化强度依次 增强， 这与 ＣＩＡ 值揭示的情况也完全吻合。 ３．２ Ａ－ ＣＮ－ Ｋ 图解 Ｎｅｓｂｉｔｔ 等根据质量平衡原理， 长石淋溶实验和矿物稳定性的热力学计算提出大陆化 学风化趋势预测的 Ａ－ＣＮ－Ｋ （ 即 Ａｌ２Ｏ３ － ＣａＯ＊ ＋ Ｎａ２Ｏ － Ｋ２Ｏ） 三角模型图， 此模型可以反 映化学风化趋势以及化学风化过程中主成分和矿物学变化。陆源页岩是典型的大陆上部 陆壳 （ＵＣＣ） 的风化产物， ＵＣＣ 指向陆源页岩的方向代表了典型的大陆风化趋势。图 ３ 显 示， 镇江下蜀土与西北风尘堆积物的数据点均集中分布于 ＵＣＣ→ 陆源页岩的化学风化趋 势线上， 这一特征说明了镇江下蜀土风尘物质有可能与西北风尘堆积物同样起源于广泛 的上部陆壳。北方风尘堆积物的风化趋势线大致与 ＣＮ — Ａ 边平行， 说明剖面中的斜长石 最先风化分解， Ｃａ 、 Ｎａ 迅速流失， Ｃａ 、 Ｎａ 的丢失率从洛川黄土 → 洛川古土壤 → 西峰红 粘土逐渐增大， 而钾长石相对稳定。与洛川黄土、古土壤相比 ， 镇江下蜀土的数据点一 方面有更向 Ａ— Ｋ 连线靠近的趋势， 反映下蜀土化学风化时硅酸盐矿物如长石经历了更 强的风化过程， 斜长石的 Ｃａ 、 Ｎａ 丢失程度更为显著； 另一方面， 下蜀土的数据点比西北

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李徐生 等： 镇江下蜀土剖面的化学风化强度与元素迁移特征

A 风 尘 堆 积 物 有 更 偏 向 ＣＮ— Ａ 100 ? 连线的趋势， 说明下蜀土的 钾长石也有了初步的风化。 80 总的来说， 下蜀土数据点的 分布范围与西北风尘堆积物 60 比较靠近， 风化产物的矿物 成 分 依 旧 是 以 伊 利 石 和 蒙 脱 CIA 40 石为主， 尚未达到以高岭石 UCC 为主的程度。而宣城风成红 20 土的数据点则远离镇江下蜀 土 ， 已 靠 近 Ａ— Ｋ 连 线 ， 表 明其剖面中斜长石几乎风化 0 K CN 贻尽， 风化趋势线 （ 图 ３ 中短 图 ３ 镇江下蜀土的 Ａ－ＣＮ－Ｋ 化学风化趋势图 箭头 ） 平行于 Ａ— Ｋ 连线且向 （ 箭头指示化学风化趋势 ） Ａ 点趋近， 呈现了明显的脱 Ｆｉｇ． ３ Ａ－ＣＮ－Ｋ ｔｅｒｎａｒｙ ｄｉａｇｒａｍ ｏｆ ｔｈｅ Ｘｉａｓｈｕ ｌｏｅｓｓ ｉｎ Ｚｈｅｎｊｉａｎｇ （ａｒｒｏｗｓ ｉｎｄｉｃａｔｉｎｇ ｗｅａｔｈｅｒｉｎｇ ｔｒｅｎｄ） Ｋ 特 征 和 较 强 的 富 Ａｌ 化 趋 图中： Ａ ＝ Ａｌ２Ｏ３； ＣＮ ＝ ＣａＯ＊ ＋ Ｎａ２Ｏ ； Ｋ ＝ Ｋ２Ｏ 势， 表明进一步的风化作用 已导致其含 Ｋ 矿物 （ 黑云母、伊利石和钾长石 ） 的分解， 次生粘土矿物以高岭石为主。 ３．３ 化学风化的控制因素 在化学风化过程中， 母岩的成分对风化过程的速度和强度起着根本性的影响 ， 而外 界条件如地形、排水条件和气候条件等均是重要的制约因素 ， 其中， 气候条件是决定风 化方向和强度的基本因素。前文研究的各种风成沉积剖面均为大气粉尘沉积所致 ， 组成 物质可能均来源于范围广泛的上陆壳， 且经过高度的混合， 故母岩成分对风化过程的影 响差异不会太大。地形对于风化作用的控制主要通过影响水、热条件的重新分配 ， 从而 影响风化的强度。前文研究的各种风成堆积剖面一般都分布于岗地上 ， 地形和排水条件 的差异不致对化学风化过程造成重大影响。气候条件则主要通过年平均温度和降水量对 化学风化的地球化学环境起重要的控制作用 ， 温度往往控制了化学风化的反应速度， 尤 其是有机物质的分解速度， 而降水则提供这些反应的液体介质。同时， 气候条件还控制 着植 物 的 数 量 和 类 型 ， 在 不 同 的 气 候 条 件 下 ， 发 育 与 之 相 适 应 的 植 物 种 类 和 植 物 群 落 ， 造成不同气候地带中生物化学风化强度的巨大差异。 西峰晚第三纪 红 粘 土 剖 面 的 化 学 风 化 强 度 与 镇 江 晚 第 四 纪 下 蜀 土 剖 面 的 非 常 接 近， 均明显强于洛川第四纪黄土剖面。这说明西峰晚第三纪时的气候与镇江晚第四纪时的气 候具有一定的相似性， 而这样的气候明显不同于洛川第四纪的气候 ， 前者的降水与温度 应当均高于后者。对于不同地区气候与风化强度的关系 ， 我们可以将今论古， 根据现代 的气候状况作初步的比较。陕西洛川属于暖温带半湿润大陆性季风气候， 年均温 ９．２ ｏＣ ， 年降水量 ６２２ ｍｍ 。甘肃西峰年均温 ９．７ ｏＣ ， 年降水量 ５５６ ｍｍ 。西峰与洛川的气候接近， 地质历史时期也应如此。镇江属于北亚热带季风气候区， 年均温 １５．４ ｏＣ ， 年降水量 １０６６ ｍｍ 。与西峰及洛川相比， 无论是年均温还是年降水量均存在较大差异， 而这一差异正是 镇江下蜀土与洛川黄土风化强度显著不同的原因。西峰红粘土与镇江下蜀土的风化强度 接近， 而与洛川黄土风化强度差异明显， 显示晚第三纪到第四纪气候发生过显著的变化， 而这个变化幅度可能大致相当于镇江与洛川之间现代气候的差异。由此可以非常粗略地 估计， 黄土高原的气候从晚第三纪到第四纪可能发生过约 ５ ｏＣ 的降温和近 ５００ ｍｍ 年降 水量的减少， 气候环境总体上向干冷方向发展。安徽宣城地区属中亚热带季风气候 ， 年 均温 １５．６ ｏＣ ， 与 镇 江 地 区 差 异 不 大 ； 年 降 水 量 在 １３５０ ｍｍ 左 右 ， 高 出 镇 江 约 ３００ ｍｍ 。

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前文研究的结果表明宣城风成红土剖面的风化强度远强于镇江下蜀土剖面 ， 由此可以看 出， 两者风化强度的差异似乎与年均温度关系不大， 而主要是由于降水量的差异造成的， 即降水因素在化学风化过程中可能起着更为重要的制约作用。

４

元素的活动性与迁移特征

４．１ 元素的活动性与迁移顺序

元素的绝对含量 变 化 往 往 并 不 能 真 实 地 反 映 风 化 成 壤 过 程 中 元 素 的 地 球 化 学 行 为 ， 因为在化学风化的过程中， 活动性元素的淋失会直接造成样品中稳定性元素的浓度增加 （ 残留富集 ） ， 从而掩盖了这一过程中元素迁移或者富集的真实面目 ［１］。为消除这 种 影 响 ， 往往采用某一种稳定性元素 （ 如 Ｋ、 Ｔｉ 、 Ａｌ 等 ） 作为参照， 计算样品中其他元素的变化率 来获知元素的迁移与富集程度。计算公式为：

! （％） ＝ ［（Ｘｓ ／ Ｉｓ）／（Ｘｐ ／ Ｉｐ） － １］×１００％

式中 Ｘｓ、 Ｉｓ 代表样品中元素 Ｘ 和参比元素 Ｉ 的含量； Ｘｐ、 Ｉｐ 为上述元素在原始母质中的 含量。显然， 若 " ＜ ０ ， 则反映元素 Ｘ 相对参比元素迁出； 若 # ＞ ０ ， 反映元素 Ｘ 相对 富集 ［１］。由于下蜀黄土风化前的原始母质成分事实上是不可能获知的， 只能以剖面中风化 最弱的地层近似代表。根据剖面地层的颜色以及磁化率变化特征 ［４］， 可判断大港剖面上部 的 Ｌ２ 层底部 （ 对应剖面深度 １４．８ ｍ￣１７．４ ｍ） 风化最弱， 故以此层近似代表风化母质， 选
(a)
Fe

Ti Al Mn Si Fe K Mg Ca Na P -25 -20 -15 -10 /% -5

图 ４ 镇江下蜀土剖面常量元素 （ａ） 和微量元素 （ｂ） 相对于 Ａｌ 元素的迁移率 Ｆｉｇ． ４ Ｍｉｇｒａｔｉｏｎ ｒａｔｉｏ ｏｆ ｍａｊｏｒ （ａ） ａｎｄ ｔｒａｃｅ （ｂ） ｅｌｅｍｅｎｔｓ ｏｆ ｔｈｅ Ｘｉａｓｈｕ ｌｏｅｓｓ ｃａｌｃｕｌａｔｅｄ ｒｅｌａｔｉｖｅ ｔｏ ｔｈｅ ｓｔａｂｌｅ ｅｌｅｍｅｎｔ Ａｌ

用 Ａｌ 作为参比元素， 计算剖面元素含量的变化率百分数 （ 图 ４） 。 计算结果表明， 常量元素中绝大部分元素的 △ 值 ＜ ０ ， 表明在化学风化过程中发生了 迁移淋失 ， 其中 Ｐ２Ｏ５、 Ｎａ２Ｏ、 ＣａＯ、 ＭｇＯ 等 △ ＜ ０ 且 ｜△｜ ＞ １０％ ， 说 明 发 生 了 显 著 的 迁 移， 具有强活动性元素的特征； Ｋ２Ｏ、 ＦｅＯ 、 ＳｉＯ２ 和 ＭｎＯ 的 △ 值在 ０ 和 － １０％ 之间， 表明 这些元素相对于 Ａｌ 元素也发生了一定的迁移， 但分异不甚明显， 元素的活动性中等。以 上元素均属于活动性元素， 在剖面中以迁移淋失为主。常量元素中仅有 Ｆｅ２Ｏ３ 和 ＴｉＯ２ 的 △ 值略大于 ０ ， 相对于 Ａｌ 元素表现为轻微富集的特征， 表明 Ｆｅ２Ｏ３ 和 ＴｉＯ２ 非常稳定， 是 剖面中典型的不活动性元素， 以淀积为主。由此可得到它们在黄土化学风化过程中的活 动性与迁移能力有如下的顺序： Ｐ２Ｏ５ ＞ Ｎａ２Ｏ ＞ ＣａＯ ＞ ＭｇＯ ＞ Ｋ２Ｏ ＞ ＦｅＯ ＞ ＳｉＯ２ ＞ ＭｎＯ ＞ Ａｌ２Ｏ３ ＞ ＴｉＯ２ ＞ Ｆｅ２Ｏ３。此序列中， ＦｅＯ 的情况与其他组分有所不同， 它的变化主要体现为 价态的转化， 即由 Ｆｅ２＋ 转化为 Ｆｅ３＋， 而 Ｆｅ 元素本身并未发生迁移。 Ｎｅｓｂｉｔｔ 等 ［１４］根据元素活动性顺序将化学风化过程划分为早期去 Ｎａ 、 Ｃａ 阶段、中期去 Ｋ 阶段和晚期去 Ｓｉ 阶段。 Ｃａ 主要赋存于易风化的斜长石和暗色矿物辉石中， 因此在化学

?? ?
地 理 学 报 ６２ 卷
(b)
Cr Cu Ba Ni V Th Zn Co Ga Sr 0 5 -15 -10 -5 0 5 10 15 20 /%

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李徐生 等： 镇江下蜀土剖面的化学风化强度与元素迁移特征

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风化的初始阶段就会遭受强烈的淋滤 ； Ｎａ 赋存在长石 （ 主要为斜长石 ） 、云母等矿物中， 在风化过程中伴随这些矿物的分解而淋失。陈骏等 ［１］对洛川黄土剖面进行风化程度的地球 化学研究后认为， 洛川黄土经历了早期初级的化学风化 ， 按地球化学标志判断应处在脱 Ｃａ 、 Ｎａ 风化阶段， 但尚未进入去 Ｋ 风化阶段， 反映了黄土高原第四纪可能长期处于比较 干冷的气候环境。从镇江大港剖面的元素迁移分析结果看 ， 下蜀土的化学风化过程既发 生了显著脱 Ｃａ ， Ｎａ 的分异变化， 也出现了一定程度的 Ｋ 元素迁移淋失和初步的 Ｓｉ 元素 丢失。据此， 我们可以认为镇江下蜀黄土的化学风化已基本完成早期阶段的去 Ｃａ 、 Ｎａ 风 化过程， 并初步进入到了中期的去 Ｋ 风化阶段。 微量元素的计算结果显示， Ｓｒ 的 △ 值为 － １３．２％ ， 表明发生 了 显 著 的 迁 移 。 Ｓｒ 和 Ｃａ 的地球化学性质相似， 表生环境中 Ｓｒ 常分散在含 Ｃａ 的矿物中， 并随碳酸盐矿物的风化 发 生 迁 移 。 Ｇａ 的 △ 值 为 － ４．９４％ ， 呈 轻 微 亏 损 。 其 余 的 微 量 元 素 如 Ｔｈ 、 Ｂａ 、 Ｃｕ 、 Ｚｎ 、 Ｃｏ 、 Ｎｉ 、 Ｃｒ 、 Ｖ 等 △ 值均 ＞ ０ ， 即下蜀土中微量元素大多没有发生迁移， 而以淀积富集为 主。按其活动性确定的元素迁移序列由强至弱依次为 Ｓｒ ＞ Ｇａ ＞ Ｃｏ ＞ Ｚｎ ＞ Ｔｈ ＞ Ｖ ＞ Ｎｉ ＞ Ｂａ ＞ Ｃｕ ＞ Ｃｒ ； 此序列中， 从左至右， 元素的富集程度依次增加。微量元素在风化过程中 的迁移与聚集不仅与黄土母质中的矿物成分、粒度有关 ， 而且与其形成后的气候环境和 生物地球化学过程有关。研究表明 ［１５］， 风化成壤过程中生物活动特别是植物的生长需要吸 收部分微量元素 （ 如 Ｃｕ 、 Ｚｎ 等 ） ， 可以造成微量元素在土壤表层发生一定程度的聚集； 同 时， 游离的 Ｚｎ 、 Ｃｕ 、 Ｃｏ 、 Ｎｉ 等微量元素又易被粘土矿物、有机质等吸附。分布 于 长 江 下游的下蜀土粘粒级组分含量较高， 风化成壤过程中植物生产量较大 ， 所以有机质含量 也较高， 这些可能是造成大多数微量元素在大港剖面中淀积富集的主要原因。 ４．２ 元素迁移在剖面中的变化特征 关于元素迁移在剖面中的变化情况， 我们选择 ４ 个代表性的元素进行讨论： 即最稳 定的不活动性元素 Ｆｅ 、活动性中等的元素 Ｓｉ 以及强活动性元素 Ｍｇ 和 Ｎａ 。这 ４ 个代表性 元素相对于稳定元素 Ａｌ 的迁移率在剖面中的变化见图 ５ 。其中， Ｆｅ 的迁移率变化大致以 ２３ ｍ 深度为界 （ 该剖面磁化率地层与深海氧同位素 ＭＩＳ 的对比研究表明此界限附近下蜀 土堆积年龄大约为 ０．２４ Ｍａ［４］） ， 剖面上、下段表现出明显不同的特征 ， 剖面上段 Ｆｅ 的迁 移率变化不大， 且基本维持在 ０％ 附近， 说明剖面上段 Ｆｅ 元素基本上没有发生迁移富集， 剖面下段 Ｆｅ 的迁移率出现较大幅度的波动， 且整体上表现出富集特征。这种变化一方面 说明剖面下段的风化及淋溶作用程度要强于剖面上段， 使得活动性元素大量分解、淋失， 而稳定性元素 Ｆｅ 得以相对富集； 另一方面又说明剖面下段在整体暖湿的背景下， 伴有较 明显的 干 湿 交 替 变 化 的 特 征 。 这 与 我 们 对 剖 面 地 层 岩 性 的 仔 细 观 察 结 果 也 是 相 吻 合 的 。 剖面上段以均质的棕黄、褐黄色粘土质粉砂为主， 质地疏松， 仅在局部层位可见不明显 的铁锰胶膜。而剖面下段的灰黄色粘土质粉砂地层中则出现较多褐色或黑色的点状甚至 豆状铁 锰 结 核 ， 形 成 多 层 的 铁 锰 聚 集 层 ， 其 中 可 见 有 较 细 密 的 灰 白 色 网 纹 或 胶 膜 发 育 ， 从发育程度看， 虽然远未达到南方典型网纹红土的的发育程度 ， 但明显显示了比剖面上 段更强的风化与淋溶作用。剖面下段含细密灰白色网纹的铁锰聚集层与均质的褐黄色粉 砂层交替出现， 显示出干湿交替的风化作用过程。 活动性依次增强的 Ｓｉ ， Ｍｇ 和 Ｎａ 元素在整个剖面中基本上均表现为淋溶迁移的特征 图 ５） ， 且剖面下段的迁移程度较剖面上段更强， 波动的幅度也更大， 这与 Ｆｅ 元素揭示 （ 的情况以及剖面地层的岩性变化也是相一致的。同时， 从 Ｓｉ ， Ｍｇ 和 Ｎａ 的迁移程度来看， 剖面下段自下而上活动性元素的迁移程度有逐渐减弱的趋势 ， 揭示气候的暖湿程度也逐 渐减弱。值得注意的是， 剖面上段的活动元素迁移虽整体较弱， 但在 距 地 表 深 度 约 ４￣７ ｍ 间的地层却显示了较强的活动元素迁移淋失特征 （ 图 ５ 中阴影部分 ） ， 这一段地层大致 相当于北方的 Ｓ１ 古土壤层 （ 据以往我们所做的光释光测年并结合磁化率地层对比， 得出

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-20%

Ｆｅ 迁移率 0% 20% 40% -20%

Si -10% 0

0%

10% -40%

Mg -20% 0

Na 0% 20% -60% -20% 0 20% 0 4.5

LOI 6.5

/% 8.5

0

S1
10 10 10 10 10

20

20

20

20

20

0.24Ma
30 30 30 30 30

40

40

40

40

40

50

50

50

50

50

m/60

m/60

m/60

m/60

m/60

(a)

(b)

(c)

(d)

(e)

图 ５ 镇江下蜀土剖面 Ｆｅ， Ｓｉ， Ｍｇ， Ｎａ 元素的迁移率变化以及烧失量 （ＬＯＩ 含量 ） 变化图 Ｆｉｇ． ５ Ｍｉｇｒａｔｉｏｎ ｒａｔｉｏ ｖａｒｉａｔｉｏｎｓ ｏｆ ｅｌｅｍｅｎｔｓ Ｆｅ （ａ）， Ｓｉ （ｂ）， Ｍｇ （ｃ）， Ｎａ （ｄ） ａｎｄ ｌｏｓｓ ｏｎ ｉｇｎｉｔｉｏｎ （ＬＯＩ） ｃｏｎｔｅｎｔ （ｅ） ｖａｒｉａｔｉｏｎ ｉｎ ｔｈｅ Ｘｉａｓｈｕ ｌｏｅｓｓ ｐｒｏｆｉｌｅ

地层年代约为 ０．１ Ｍａ ， 为末次间冰期的地层 ） 。该层古土壤在镇江、南京一带的下蜀土剖 面中普遍存在且地层颜色明显偏棕红， 在野外露头剖面中非常容易辨别出来， 是下蜀土 剖面中的一个标志性地层。以上分析表明， 在 ０．２４ Ｍａ 之前的中更新世早、中期， 下蜀 土分布区域的气候较为暖湿， 兼有干湿交替的特征； 中更新世晚期气候偏干凉， 风化淋 溶最弱； 至晚更新世早期则又出现一段明显暖湿的成壤时期， 形成厚近 ３ ｍ 的 Ｓ１ 古土壤 层。烧失量 （ＬＯＩ） 的变化也可间接验证这一点。一般认为， ＬＯＩ 含量变化主要反应的是沉 积物中有机质含量的高低。暖湿气候条件下成壤作用较强， 地表植被发育， 有机质累积 增加； 相反， 气候相对干凉条件下有机质含量降低。镇江下蜀土剖面中 ＬＯＩ 含量的变化 曲线自剖面底部向上逐渐降低， 趋势明显， 且在 ２３ ｍ 深度以下地层中呈较大幅度的波动 特 征 ； 至 晚 更 新 世 早 期 Ｓ１ 古 土 壤 层 ， ＬＯＩ 含 量 则 显 著 增 高 ， 形 成 一 个 明 显 的 峰 值 ； 另 外， 近地表层 ＬＯＩ 值较高可能与全新世或现代地表植物生长及有机质的累积有关。

５

结论
（１） 镇江下蜀土剖面经历了中等强度的化学风化作用， 明显强于黄土高原的洛川黄土

以及古土壤， 显著弱于安徽宣城的风成红土， 而与甘肃西峰晚第三纪红粘土的风化程度 较为相近。镇江下蜀土的化学风化过程及其与其他风成堆积剖面风化强度的差异主要受 气候条件的控制， 气候条件通过年平均温度和年降水量对化学风化的地球化学环境起重 要的影响， 其中降水因素在化学风化过程中可能起着更为重要的制约作用。 （２） 镇江下蜀土剖面风化过程中 ， 绝 大 部 分 常 量 元 素 如 Ｓｉ 、 Ｋ、 Ｎａ 、 Ｃａ 、 Ｍｇ、 Ｍｎ 、 等的地球化学行为均表现为迁移淋失， Ｆｅ 和 Ｔｉ 则呈轻微富集特征， 常量元素的活动性 Ｐ 及迁移顺序依次为： Ｐ ＞ Ｎａ ＞ Ｃａ ＞ Ｍｇ ＞ Ｋ ＞ Ｆｅ２＋ ＞ Ｓｉ ＞ Ｍｎ ＞ Ａｌ ＞ Ｔｉ ＞ Ｆｅ３＋； 元素迁移 特征表明下蜀土剖面的化学风化作用已完成初级阶段的去 Ｃａ 、 Ｎａ 过程， 并初步进入到去 Ｋ 的中级阶段。微量元素除 Ｓｒ 、 Ｇａ 迁移淋失外， Ｔｈ 、 Ｂａ 、 Ｃｕ 、 Ｚｎ 、 Ｃｏ 、 Ｎｉ 、 Ｃｒ 、 Ｖ 等

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李徐生 等： 镇江下蜀土剖面的化学风化强度与元素迁移特征

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均表现出淀积富集特征； 微量元素的淀积富集可能与下蜀土风化成壤过程中生物地球化 学过程以及粘粒、有机质的吸附作用有关。 （３） 元素迁移在剖面中的变化特征揭示， 在 ０．２４ Ｍａ 之前的中更新世早、中期， 下蜀 土分布区域的气候较为暖湿， 兼有干湿交替的特征； 中更新世晚期气候偏干凉， 风化淋 溶最弱； 至晚更新世早期 （ 末次间冰期 ） 则又出现一段明显暖湿的成壤时期， 形成 Ｓ１ 古 土壤层。总之， 中更新世以来本区气候整体上具有向偏干凉方向发展的趋势。 参考文献 （Ｒｅｆｅｒ ｅｎｃｅｓ）
［１］ Ｃｈｅｎ Ｊｕｎ， Ｊｉ Ｊｕｎｆｅｎｇ， Ｃｈｏｕ Ｇａｎｇ ｅｔ ａｌ． Ｇｅｏｃｈｅｍｉｓｔｒｙ ｏｆ ｔｈｅ ｃｈｅｍｉｃａｌ ｗｅａｔｈｅｒｉｎｇ ｉｎｔｅｎｓｉｔｙ ｏｆ ｔｈｅ ｌｏｅｓｓ ｐｒｏｆｉｌｅ ｉｎ Ｌｕｏｃｈｕａｎ， Ｓｈａａｎｘｉ Ｐｒｏｖｉｎｃｅ． Ｓｃｉｅｎｃｅ ｉｎ Ｃｈｉｎａ （Ｓｅｒｉｅｓ Ｄ）， １９９７， ２７（６）： ５３１－５３６． ［ 陈 骏 ， 季 峻 峰 ， 仇 纲 等 ． 陕 西 洛 川 黄 土化学风化程度的地球化学研究 ． 中国科学 （Ｄ 辑 ）， １９９７， ２７（６）： ５３１－５３６．］ ［２］ Ｄｉａｏ Ｇｕｉｙｉ， Ｗｅｎ Ｑｉｚｈｏｎｇ． Ｔｈｅ ｍｉｇｒａｔｉｏｎ ｓｅｒｉｅｓ ｏｆ ｍａｊｏｒ ｅｌｅｍｅｎｔｓ ｄｕｒｉｎｇ ｌｏｅｓｓ ｐｅｄｏｇｅｎｅｓｉｓ． Ｇｅｏｌｏｇｙ－Ｇｅｏｃｈｅｍｉｓｔｒｙ， １９９９， ２７（１）： ２１－２６． ［ 刁桂仪 ， 文启忠 ． 黄土风化成土过程中主要元素迁移序列 ． 地质地球化学 ， １９９９， ２７（１）： ２１－２６．］ ［３］ Ｙａｎｇ Ｓｈｏｕｙｅ， Ｌｉ Ｃｏｎｇｘｉａｎ， Ｌｉ Ｘｕｓｈｅｎｇ ｅｔ ａｌ． Ｇｅｏｃｈｅｍｉｃａｌ ｒｅｃｏｒｄｓ ｏｆ ｃｈｅｍｉｃａｌ ｗｅａｔｈｅｒｉｎｇ ｏｆ ｔｈｅ Ｘｉａｓｈｕ Ｌｏｅｓｓ ｉｎ ｔｈｅ ｌｏｗｅｒ ｒｅａｃｈｅｒｓ ｏｆ ｔｈｅ Ｃｈａｎｇｊｉａｎｇ Ｒｉｖｅｒ． Ｇｅｏｃｈｉｍｉｃａ， ２００１， ３０（４）： ４０２－４０６． ［ 杨 守 业 ， 李 从 先 ， 李 徐 生 等 ． 长 江 下 游 下 蜀黄土化学风化的地球化学研究 ． 地球化学 ， ２００１， ３０（４）： ４０２－４０６．］ ［４］ Ｌｉ Ｘｕｓｈｅｎｇ， Ｙａｎｇ Ｄａｙｕａｎ． Ｍａｇｎｅｔｉｃ ｓｕｓｃｅｐｔｉｂｉｌｉｔｙ ｆｅａｔｕｒｅｓ ａｎｄ ｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔａｌ ｒｅｃｏｒｄｓ ｏｆ ｔｈｅ Ｘｉａｓｈｕ Ｌｏｅｓｓ ｉｎ Ｚｈｅｎｊｉａｎｇ， Ｊｉａｎｇｓｕ Ｐｒｏｖｉｎｃｅ． Ｊｏｕｒｎａｌ ｏｆ Ｄｅｓｅｒｔ Ｒｅｓｅａｒｃｈ， ２００２， ２２（１）： ２７－３２． ［ 李徐生 ， 杨达源 ． 镇江下蜀 黄 土 － 古 土 壤 序 列 磁 化 率 特征与环境记录 ． 中国沙漠 ， ２００２， ２２（１）： ２７－３２．］ ［５］ Ｌｉ Ｘｕｓｈｅｎｇ， Ｙａｎｇ Ｄａｙｕａｎ， Ｌｕ Ｈｕａｙｕ． Ｇｒａｉｎ－ｓｉｚｅ ｆｅａｔｕｒｅｓ ａｎｄ ｇｅｎｅｓｉｓ ｏｆ ｔｈｅ Ｘｉａｓｈｕ Ｌｏｅｓｓ ｉｎ Ｚｈｅｎｊｉａｎｇ． Ｍａｒｉｎｅ Ｇｅｏｌｏｇｙ ＆ Ｑｕａｔｅｒｎａｒｙ Ｇｅｏｌｏｇｙ， ２００１， ２１（１）： ２５－３２． ［ 李 徐 生 ， 杨 达 源 ， 鹿 化 煜 ． 镇 江 下 蜀 黄 土 的 粒 度 特 征 及 其 成 因 初 探 ． 海 洋 地质与第四纪地质 ， ２００１， ２１（１）： ２５－３２．］ ［６］ Ｌｉ Ｘｕｓｈｅｎｇ， Ｈａｎ Ｚｈｉｙｏｎｇ， Ｙａｎｇ Ｄａｙｕａｎ ｅｔ ａｌ． ＲＥＥ ｇｅｏｃｈｅｍｉｓｔｒｙ ｏｆ Ｘｉａｓｈｕ Ｌｏｅｓｓ ｉｎ Ｚｈｅｎｊｉａｎｇ， Ｊｉａｎｇｓｕ Ｐｒｏｖｉｎｃｅ． Ａｃｔａ Ｐｅｄｏｌｏｇｉｃａ Ｓｉｎｉｃａ， ２００６， ４３（１）： １－７． ［ 李 徐 生 ， 韩 志 勇 ， 杨 达 源 等 ． 镇 江 下 蜀 黄 土 的 ＲＥＥ 地 球 化 学 特 征 研 究 ． 土 壤 学 报 ， ２００６， ４３（１）： １－７．］ ［７］ Ｃｈｅｎ Ｊｕｎ， Ａｎ Ｚｈｉｓｈｅｎｇ， Ｌｉｕ Ｌｉａｎｗｅｎ ｅｔ ａｌ． Ｖａｒｉａｔｉｏｎｓ ｉｎ ｃｈｅｍｉｃａｌ ｃｏｍｐｏｓｉｔｉｏｎｓ ｏｆ ｔｈｅ ｅｏｌｉａｎ ｄｕｓｔ ｉｎ Ｃｈｉｎｅｓｅ Ｌｏｅｓｓ Ｐｌａｔｅａｕ ｏｖｅｒ ｔｈｅ ｐａｓｔ ２．５Ｍａ ａｎｄ ｃｈｅｍｉｃａｌ ｗｅａｔｈｅｒｉｎｇ ｉｎ ｔｈｅ Ａｓｉａｎ ｉｎｌａｎｄ． Ｓｃｉｅｎｃｅ ｉｎ Ｃｈｉｎａ （Ｓｅｒｉｅｓ Ｄ）， ２００１， ２００１， ３１ （２）： １３６－１４５． ［ 陈骏 ， 安 芷 生 ， 刘 连 文 等 ． 最 近 ２．５Ｍａ 以 来 黄 土 高 原 风 尘 化 学 组 成 的 变 化 与 亚 洲 内 陆 的 化 学 风 化 ． 中 国科学 （Ｄ 辑 ）， ２００１， ３１（２）： １３６－１４５．］ ［８］ Ｃｈｅｎ Ｙａｎｇ， Ｃｈｅｎ Ｊｕｎ， Ｌｉｕ Ｌｉａｎｗｅｎ． Ｃｈｅｍｉｃａｌ ｃｏｍｐｏｓｉｔｉｏｎ ａｎｄ ｃｈａｒａｃｔｅｒｉｚａｔｉｏｎ ｏｆ ｃｈｅｍｉｃａｌ ｗｅａｔｈｅｒｉｎｇ ｏｆ ｌａｔｅ Ｔｅｒｔｉａｒｙ ｒｅｄ ｃｌａｙ ｉｎ Ｘｉｆｅｎｇ， Ｇａｎｓｕ Ｐｒｏｖｉｎｃｅ． Ｊｏｕｒｎａｌ ｏｆ Ｇｅｏｍｅｃｈａｎｉｃｓ， ２００１， ７（２）： １６７－１７５． ［ 陈 旸 ， 陈 骏 ， 刘 连 文 ． 甘 肃 西 峰 晚 第三纪红粘土的化学组成及化学风化特征 ． 地质力学学报 ，， ２００１， ７（２）： １６７－１７５．］ ［９］ Ｌｉ Ｘｕｓｈｅｎｇ， Ｙａｎｇ Ｄａｙｕａｎ， Ｌｕ Ｈｕａｙｕ． Ｏｘｉｄｅ－ｇｅｏｃｈｅｍｉｓｔｒｙ ｆｅａｔｕｒｅｓ ａｎｄ ｐａｌｅｏｃｌｉｍａｔｉｃ ｒｅｃｏｒｄｓ ｏｆ ｔｈｅ ａｅｏｌｉａｎ－ｄｕｓｔ ｄｅｐｏｓｉｔｉｏｎａｌ ｓｅｑｕｅｎｃｅ ｉｎ ｓｏｕｔｈｅｒｎ Ａｎｈｕｉ Ｐｒｏｖｉｎｃｅ． Ｍａｒｉｎｅ Ｇｅｏｌｏｇｙ ＆ Ｑｕａｔｅｒｎａｒｙ Ｇｅｏｌｏｇｙ， １９９９， １９（４）： ７５－８２． ［ 李 徐 生 ， 杨 达 源 ， 鹿 化 煜 ． 皖 南 风 尘 堆 积 序 列 氧 化 物 地 球 化 学 特 征 与 古 气 候 记 录 ． 海 洋 地 质 与 第 四 纪 地 质 ， １９９９， １９（４）： ７５－８２．］ ［１０］ Ｔａｙｌｏｒ Ｓ Ｒ， ＭｃＬｅｎｎａｎ Ｓ Ｍ． Ｔｈｅ Ｃｏｎｔｉｎｅｎｔａｌ Ｃｒｕｓｔ： Ｉｔｓ Ｃｏｍｐｏｓｉｔｉｏｎ ａｎｄ Ｅｖｏｌｕｔｉｏｎ． Ｌｏｎｄｏｎ： Ｂｌａｃｋｗｅｌｌ， １９８５， ２７７． ［１１］ Ｆｅｎｇ Ｌｉａｎｊｕｎ， Ｃｈｕ Ｘｕｅｌｅｉ， Ｚｈａｎｇ Ｑｉｒｕｉ ｅｔ ａｌ． ＣＩＡ ａｎｄ ｉｔｓ ａｐｐｌｉｃａｔｉｏｎｓ ｉｎ ｔｈｅ Ｎｅｏｐｒｏｔｅｒｏｚｏｉｃ ｃｌａｓｔｉｃ ｒｏｃｋｓ． Ｅａｒｔｈ Ｓｃｉｅｎｃｅ Ｆｒｏｎｔｉｅｒｓ， ２００３， １０（４）： ５３９－５４４． ［ 冯 连 君 ， 储 雪 蕾 ， 张 启 锐 等 ． 化 学 蚀 变 指 数 （ＣＩＡ） 及 其 在 新 元 古 代 碎 屑 岩 中的应用 ． 地学前缘 ， ２００３， １０（４）： ５３９－５４４．］ ［１２］ Ｎｅｓｂｉｔｔ Ｈ Ｗ， Ｙｏｕｎｇ Ｇ Ｍ． Ｅａｒｌｙ Ｐｒｏｔｅｒｏｚｏｉｃ ｃｌｉｍａｔｅｓ ａｎｄ ｐｌａｔｅ ｍｏｔｉｏｎｓ ｉｎｆｅｒｒｅｄ ｆｒｏｍ ｍａｊｏｒ ｅｌｅｍｅｎｔ ｃｈｅｍｉｓｔｒｙ ｏｆ ｌｕｔｉｔｅｓ． Ｎａｔｕｒｅ， １９８２， ２９９： ７１５－７１７． ［１３］ ＭｃＬｅｎｎａｎ Ｓ Ｍ． Ｗｅａｔｈｅｒｉｎｇ ａｎｄ ｇｌｏｂａｌ ｄｅｎｕｄａｔｉｏｎ． Ｊｏｕｒｎａｌ ｏｆ Ｇｅｏｌｏｇｙ， １９９３， １０１： ２９５－３０３． ［１４］ Ｎｅｓｂｉｔｔ Ｈ Ｗ， Ｍａｒｋｏｖｉｃｓ Ｇ， Ｐｒｉｃｅ Ｒ Ｃ． Ｃｈｅｍｉｃａｌ ｐｒｏｃｅｓｓｅｓ ａｆｆｅｃｔｉｎｇ ａｌｋａｌｉｓ ａｎｄ ａｌｋａｌｉｎｅ ｅａｒｔｈｓ ｄｕｒｉｎｇ ｃｏｎｔｉｎｅｎｔａｌ ｗｅａｔｈｅｒｉｎｇ． Ｇｅｏｃｈｅｍ Ｃｏｓｍｏｃｈｉｍ Ａｃｔａ， １９８０， ４４（１１）： １６５９－１６６６． ［１５］ Ｐａｎｇ Ｊｉａｎｇｌｉ， Ｈｕａｎｇ Ｃｈｕｎｃｈａｎｇ， Ｚｈａｎｇ Ｚｈａｎｐｉｎｇ． Ｐｂ， Ｃａ， Ｚｎ， Ｃｄ， Ｍｎ ｅｌｅｍｅｎｔｓ ａｎｄ ｃｌｉｍａｔｉｃ ｃｈａｎｇｅ ｉｎ ｔｈｅ ｌｏｅｓｓ－ｐａｌｅｏｓｏｌ ｐｒｏｆｉｌｅ ａｔ Ｑｉｓｈａｎ， Ｓｈａａｎｘｉ Ｐｒｏｖｉｎｃｅ． Ｊｏｕｒｎａｌ ｏｆ Ｄｅｓｅｒｔ Ｒｅｓｅａｒｃｈ， ２００１， ２１（２）： １５１－１５６． ［ 庞 奖 励 ， 黄 春 长 ， 张占平 ． 陕西五里铺黄土微量元素组成与全新世气候不稳定性研究 ． 中国沙漠 ， ２００１， ２１（２）： １５１－１５６．］

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地 理 学 报

６２ 卷

Ｃｈｅｍｉｃａｌ Ｗｅａｔｈｅｒ ｉｎｇ Ｉｎｔｅｎｓｉｔｙ ａｎｄ Ｅｌｅｍｅｎｔ Ｍｉｇｒ ａｔｉｏｎ Ｆｅａｔｕｒ ｅｓ ｏｆ ｔｈｅ Ｘｉａｓｈｕ Ｌｏｅｓｓ Ｐｒ ｏｆｉｌｅ ｉｎ Ｚｈｅｎｊｉａｎｇ
ＬＩ Ｘｕｓｈｅｎｇ１，２， ＨＡＮ Ｚｈｉｙｏｎｇ１， ＹＡＮＧ Ｓｈｏｕｙｅ３， ＣＨＥＮ Ｙｉｎｇｙｏｎｇ１， ＷＡＮＧ Ｙｏｎｇｂｏ１， ＹＡＮＧ Ｄａｙｕａｎ１
（１． Ｓｃｈｏｏｌ ｏｆ Ｇｅｏｇｒａｐｈｉｃ ａｎｄ Ｏｃｅａｎｏｇｒａｐｈｉｃ Ｓｃｉｅｎｃｅｓ， Ｎａｎｊｉｎｇ Ｕｎｉｖｅｒｓｉｔｙ， Ｎａｎｊｉｎｇ ２１００９３， Ｃｈｉｎａ； ２． Ｓｔａｔｅ Ｋｅｙ Ｌａｂｏｒａｔｏｒｙ ｏｆ Ｌｏｅｓｓ ａｎｄ Ｑｕａｔｅｒｎａｒｙ Ｇｅｏｌｏｇｙ， Ｉｎｓｔｉｔｕｔｅ ｏｆ Ｅａｒｔｈ Ｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔ， ＣＡＳ， Ｘｉ＇ａｎ ７１００７５， Ｃｈｉｎａ； ３． Ｓｔａｔｅ Ｋｅｙ Ｌａｂｏｒａｔｏｒｙ ｏｆ Ｍａｒｉｎｅ Ｇｅｏｌｏｇｙ， Ｔｏｎｇｊｉ Ｕｎｉｖｅｒｓｉｔｙ， Ｓｈａｎｇｈａｉ ２０００９２， Ｃｈｉｎａ）

Ａｂｓｔｒ ａｃｔ： Ｔｈｅ ｃｈｅｍｉｃａｌ ｗｅａｔｈｅｒｉｎｇ ｉｎｔｅｎｓｉｔｙ ａｎｄ ｅｌｅｍｅｎｔ ｍｉｇｒａｔｉｏｎ ｆｅａｔｕｒｅｓ ｏｆ ｔｈｅ Ｘｉａｓｈｕ ｌｏｅｓｓ ｐｒｏｆｉｌｅ ｉｎ Ｚｈｅｎｊｉａｎｇ ａｒｅ ｓｔｕｄｉｅｄ ｉｎ ｔｈｉｓ ｐａｐｅｒ． Ｂａｓｅｄ ｏｎ ｔｈｅ ｃｏｍｐａｒｉｓｏｎ ｗｉｔｈ ｏｔｈｅｒ ａｅｏｌｉａｎ－ｄｕｓｔ ｄｅｐｏｓｉｔｓ， ｉ．ｅ． Ｑｕａｔｅｒｎａｒｙ ｌｏｅｓｓ－ｐａｌｅｓｏｌ ａｎｄ ｌａｔｅ－ｔｅｒｔｉａｒｙ ｒｅｄ－ｃｌａｙ ｐｒｏｆｉｌｅｓ ｉｎ ｔｈｅ Ｌｏｅｓｓ Ｐｌａｔｅａｕ， ａｎｄ ａｅｏｌｉａｎ ｄｕｓｔ ｒｅｄ ｅａｒｔｈ ｉｎ Ｘｕａｎｃｈｅｎｇ ｏｆ Ａｎｈｕｉ ｐｒｏｖｉｎｃｅ， ｗｅ ｄｒａｗ ｔｈｅ ｆｏｌｌｏｗｉｎｇ ｃｏｎｃｌｕｓｉｏｎｓ： （１） Ｔｈｅ Ｘｉａｓｈｕ ｌｏｅｓｓ ｐｒｏｆｉｌｅ ｕｎｄｅｒｗｅｎｔ ｍｏｄｅｒａｔｅ ｃｈｅｍｉｃａｌ ｗｅａｔｈｅｒｉｎｇ， ｗｈｉｃｈ ｗａｓ ｓｔｒｏｎｇｅｒ ｔｈａｎ ｔｈａｔ ｏｆ ｔｈｅ ｌｏｅｓｓ ａｎｄ ｐａｌｅｓｏｌ ｉｎ Ｌｕｏｃｈｕａｎ， ｍｕｃｈ ｗｅａｋｅｒ ｔｈａｎ ｔｈａｔ ｏｆ ｔｈｅ ａｅｏｌｉａｎ ｄｕｓｔ ｒｅｄ ｅａｒｔｈ ｉｎ Ｘｕａｎｃｈｅｎｇ， ａｎｄ ｓｉｍｉｌａｒ ｔｏ ｔｈａｔ ｏｆ ｌａｔｅ－ｔｅｒｔｉａｒｙ ｒｅｄ－ｃｌａｙ ｉｎ Ｘｉｆｅｎｇ． Ｔｈｅ ｃｈｅｍｉｃａｌ ｗｅａｔｈｅｒｉｎｇ ｄｉｆｆｅｒｅｎｃｅｓ ａｍｏｎｇ ｔｈｅ ｓｔｕｄｉｅｄ ａｅｏｌｉａｎ－ｄｕｓｔ ｄｅｐｏｓｉｔｓ ｗｅｒｅ ｍａｉｎｌｙ ｉｎｄｕｃｅｄ ｂｙ ｔｈｅ ｄｉｓｔｉｎｃｔｉｏｎ ｏｆ ｔｈｅ ｃｌｉｍａｔｅ ｃｏｎｄｉｔｉｏｎ， ｗｈｉｃｈ ｉｍｐｏｓｅｄ ｉｍｐｏｒｔａｎｔ ｉｎｆｌｕｅｎｃｅ ｏｎ ｔｈｅ ｇｅｏｃｈｅｍｉｃａｌ ｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔ ｔｈｒｏｕｇｈ ｔｈｅ ｍｅａｎ ａｎｎｕａｌ ｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ ａｎｄ ａｎｎｕａｌ ｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎ． Ｉｔ ｓｅｅｍｓ ｔｈａｔ ｔｈｅ ａｎｎｕａｌ ｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎ ｈａｓ ｍｏｒｅ ｉｍｐｏｒｔａｎｔ ｉｎｆｌｕｅｎｃｅ ｏｎ ｔｈｅ ｃｈｅｍｉｃａｌ ｗｅａｔｈｅｒｉｎｇ ｐｒｏｃｅｓｓ． （２） Ｔｈｅ ｍａｊｏｒ ｅｌｅｍｅｎｔｓ ｓｕｃｈ ａｓ Ｓｉ， Ｋ， Ｎａ， Ｃａ， Ｍｇ， Ｍｎ ａｎｄ Ｐ ｗｅｒｅ ｍｉｇｒａｔｅｄ ａｎｄ ｌｅａｃｈｅｄ， ｗｈｉｌｅ ｔｈｅ ｅｌｅｍｅｎｔｓ Ｆｅ ａｎｄ Ｔｉ ｗｅｒｅ ｓｌｉｇｈｔｌｙ ｅｎｒｉｃｈｅｄ ｄｕｒｉｎｇ ｔｈｅ ｃｈｅｍｉｃａｌ ｗｅａｔｈｅｒｉｎｇ ｐｒｏｃｅｓｓ． Ａｃｃｏｒｄｉｎｇ ｔｏ ｔｈｅ ｍｉｇｒａｔｉｏｎ ａｂｉｌｉｔｙ， ｔｈｅ ｍａｊｏｒ ｅｌｅｍｅｎｔｓ ａｒｅ ｒａｎｋｅｄ ｉｎ ｔｈｅ ｆｏｌｌｏｗｉｎｇ ｏｒｄｅｒ： Ｐ ＞ Ｎａ ＞ Ｃａ ＞ Ｍｇ ＞ Ｋ ＞ Ｆｅ ２＋ ＞ Ｓｉ ＞ Ｍｎ ＞ Ａｌ ＞ Ｔｉ ＞ Ｆｅ３＋． Ｔｈｅ ｍｉｇｒａｔｉｏｎ ｆｅａｔｕｒｅｓ ｏｆ ｔｈｅ ｍａｊｏｒ ｅｌｅｍｅｎｔｓ ｒｅｖｅａｌ ｔｈａｔ ｔｈｅ Ｘｉａｓｈｕ ｌｏｅｓｓ ｆｉｎｉｓｈｅｄ ｔｈｅ ｐｒｉｍａｒｙ ｐｒｏｃｅｓｓ ｏｆ ｃｈｅｍｉｃａｌ ｗｅａｔｈｅｒｉｎｇ ｃｈａｒａｃｔｅｒｉｚｅｄ ｂｙ ｌｅａｃｈｉｎｇ ｏｆ Ｃａ ａｎｄ Ｎａ， ａｎｄ ａｌｍｏｓｔ ｒｅａｃｈｅｄ ｔｈｅ ｓｅｃｏｎｄａｒｙ ｐｒｏｃｅｓｓ ｃｈａｒａｃｔｅｒｉｚｅｄ ｂｙ ｌｅａｃｈｉｎｇ ｏｆ Ｋ． Ｅｘｃｅｐｔ ｔｈｅ ｅｌｅｍｅｎｔｓ Ｓｒ ａｎｄ Ｇａ， ｏｔｈｅｒ ｔｒａｃｅ ｅｌｅｍｅｎｔｓ ｓｕｃｈ ａｓ Ｔｈ， Ｂａ， Ｃｕ， Ｚｎ， Ｃｏ， Ｎｉ， Ｃｒ ａｎｄ Ｖ ｗｅｒｅ ｅｎｒｉｃｈｅｄ ｄｕｒｉｎｇ ｔｈｅ ｃｈｅｍｉｃａｌ ｗｅａｔｈｅｒｉｎｇ ｐｒｏｃｅｓｓ． Ａｎｄ ｔｈｉｓ ｅｎｒｉｃｈｍｅｎｔ ｍｉｇｈｔ ｂｅ ｃａｕｓｅｄ ｂｙ ｂｏｔｈ ｔｈｅ ｂｉｏｇｅｏｃｈｅｍｉｃａｌ ｐｒｏｃｅｓｓ ａｎｄ ｔｈｅ ａｄｓｏｒｐｔｉｏｎ ｏｆ ｔｒａｃｅ ｅｌｅｍｅｎｔｓ ｂｙ ｃｌａｙ ｍｉｎｅｒａｌ ａｎｄ ｏｒｇａｎｉｃ ｍａｔｅｒｉａｌｓ ｄｕｒｉｎｇ ｔｈｅ ｃｈｅｍｉｃａｌ ｗｅａｔｈｅｒｉｎｇ． （３） Ｔｈｅ ｄｉｆｆｅｒｅｎｃｅ ｏｆ ｅｌｅｍｅｎｔ ｍｉｇｒａｔｉｏｎ ｄｏｗｎ ｔｈｅ Ｘｉａｓｈｕ ｌｏｅｓｓ ｐｒｏｆｉｌｅ ｒｅｖｅａｌｓ ｔｈａｔ ｔｈｅ ｃｌｉｍａｔｅ ｗａｓ ｗａｒｍ ａｎｄ ｗｅｔ ａｔ ｔｈｅ ｅａｒｌｙ－ｍｉｄｄｌｅ ｓｔａｇｅ ｏｆ ｔｈｅ Ｍｉｄｄｌｅ Ｐｌｅｉｓｔｏｃｅｎｅ （ｂｅｆｏｒｅ ０．２４ Ｍａ）， ｈｏｗｅｖｅｒ， ｂｅａｒｉｎｇ ｔｈｅ ｆｅａｔｕｒｅ ｏｆ ａｎ ａｌｔｅｒｎａｔｅ ｄｒｙ ａｎｄ ｗｅｔ ｆｌｕｃｔｕａｔｉｏｎ． Ａｔ ｔｈｅ ｅｎｄ ｏｆ ｔｈｅ Ｍｉｄｄｌｅ Ｐｌｅｉｓｔｏｃｅｎｅ， ｉｔ ｂｅｃａｍｅ ｄｒｙ ａｎｄ ｃｏｏｌ， ｗｈｉｃｈ ｒｅｓｕｌｔｅｄ ｉｎ ｔｈｅ ｗｅａｋｅｓｔ ｗｅａｔｈｅｒｉｎｇ ａｎｄ ｅｌｅｍｅｎｔ ｍｉｇｒａｔｉｏｎ． Ａｔ ｔｈｅ ｅａｒｌｙ ｓｔａｇｅ ｏｆ ｔｈｅ Ｌａｔｅ Ｐｌｅｉｓｔｏｃｅｎｅ， ｔｈｅ ｐａｌｅｏｃｌｉｍａｔｅ ｂｅｃａｍｅ ｗａｒｍ ａｎｄ ｗｅｔ ａｇａｉｎ， ｗｈｉｃｈ ｌｅｄ ｔｏ ｒａｔｈｅｒ ｓｔｒｏｎｇ ｐｅｄｏｇｅｎｅｓｉｓ ａｎｄ ｔｈｅ ｆｏｒｍａｔｉｏｎ ｏｆ ｔｈｅ ｐａｌｅｏｓｏｌ Ｓ１ ｉｎ ｔｈｅ Ｘｉａｓｈｕ ｌｏｅｓｓ ｐｒｏｆｉｌｅ． Ａｓ ａ ｗｈｏｌｅ， ｔｈｅ ｐａｌｅｏｃｌｉｍａｔｅ ｇｅｎｅｒａｌｌｙ ｂｅｃａｍｅ ｄｒｉｅｒ ａｎｄ ｃｏｏｌｅｒ ｉｎ ｔｈｉｓ ｒｅｇｉｏｎ ｆｒｏｍ ｔｈｅ ｂｅｇｉｎｎｉｎｇ ｏｆ ｔｈｅ Ｍｉｄｄｌｅ Ｐｌｅｉｓｔｏｃｅｎｅ． Ｋｅｙ ｗｏｒ ｄｓ： Ｘｉａｓｈｕ Ｌｏｅｓｓ； ｃｈｅｍｉｃａｌ ｗｅａｔｈｅｒｉｎｇ； ｅｌｅｍｅｎｔ ｍｉｇｒａｔｉｏｎ； Ｚｈｅｎｊｉａｎｇ



  本文关键词：镇江下蜀土剖面的化学风化强度与元素迁移特征，由笔耕文化传播整理发布。