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苏皖玄武岩土壤中风尘的识别及风化特征

2023-01-06刘连文朱晓雨季峻峰

高校地质学报 2022年6期
关键词:风尘宝塔基岩

陈 辽,刘连文,朱晓雨,蔡 洁, 季峻峰

表生地球化学教育部重点实验室,南京大学 地球科学与工程学院,南京 210023

1 前言

风尘沉积在地表分布极为广泛。在构造剥蚀区,岩石经过长时间的物理化学风化成为细小的粉砂颗粒,并通过大气环流输送到其他区域(陈骏和李高军, 2011),最终沉降到陆地和海洋(Engelbrecht and Derbyshire, 2010)。在陆地,风尘可以通过直接提供植被所需营养成分(Swap et al., 1992)或改变土壤的酸碱度等物理化学性质(Von et al., 2013) 等影响生态系统和元素的生物地球化学循环。在风尘影响较大的地区,如广袤的西部和北部沙漠、戈壁为中国黄土沉积提供了充足的物质,他们构成了黄土高原第四纪土壤的主要成分。而在风尘通量较小的区域, 通过地球化学、同位素组成和矿物学等方法,诸多工作也在土壤和表层沉积物中识别出风尘信号(Derry and Chadwick,2007),如靠近撒哈拉的欧洲(Varga et al., 2016),远离大陆的夏威夷(Kurtz et al., 2001;Rex et al.,1969; Jackson et al., 1971)”,寒冷干燥的青藏高原(Lin and Feng,2015),美国山区(Reheis and Kihl 1995; Lawrence et al., 2011)等。

风尘来自于大面积地表物质的混合作用,与上部大陆地壳物质相似(陈骏和李高军,2001),难以与土壤基岩相区分,因此,许多研究聚焦于代表着地幔物质玄武岩形成的表土上。夏威夷远离大陆,由玄武岩组成,降雨梯度变化大,是研究玄武岩和风尘风化动力学机制的良好场所,Kurtz等(2001)通过元素、Sr、Nd同位素和石英等矿物的质量平衡分析,发现风尘是时代较老、风化强烈的土壤Si、P等元素的重要补给。Porder等(2007)通过质量平衡,计算了夏威夷不同降雨量和不同时代的土壤剖面的风化速率,发现风尘的输入量对风化通量有决定作用,与夏威夷相似,尽管海南岛是相对少尘的地区之一,但在海南玄武岩土壤中也发现了风尘的存在。Li等通过对海南多个不同时代的玄武岩剖面的元素与Nd、Sr同位素分析后发现,在最古老、风化最强烈的土壤中,风尘是元素Nd的主要来源,形成于180 ka和300 ka前两个玄武岩剖面的平均风尘累积率分别为14.90 mg cm-2ka-1和 12.39 mg cm-2ka-1(Li et al., 2013,2016)。尽管玄武岩风化剖面中风尘的影响研究已经比较深入,但还存在着明显不足, 主要的研究区域(如夏威夷、海南岛),均远离风尘源区,风尘通量较小,缺少对风尘通量较大的地区进行对比,而且地处热带季风区的海南玄武岩风化强烈,其风化剖面中元素变化可解释为元素迁移与再分配的结果(Ma et al.,2007),而Nd和Hf同位素组成的变化可能是强烈风化过程中分馏造成的(Ma et al., 2010), 同时风化剖面中Sr同位素组成受海洋成份输入的影响。 因此,需要更多的工作来揭示风尘对土壤发育的贡献。

苏皖玄武岩分布于江淮下游,其远离典型的风尘沉降区(黄土高原),但又在风尘沉降区的下风向,因此,理论上,其风尘通量要显著高于海南地区,而又远低于黄土高原,该区域中等的风化程度,为研究风化土壤中的粉尘贡献证据及所占比例提供了良好场所。

2 样品采集与分析方法

本文玄武岩风化土壤主要采集自苏皖边界的玄武岩台地上,位于江苏省盱眙县与安徽省明光市,地处北亚热带与暖温带过度地区,属季风性湿润气候。四季分明,春秋季气温回升快,降温早,昼夜温差大,夏季较炎热, 年平均温度14.7℃,年平均降水量1000 mm,年平均风速为3 m/s, 冬季风稍强为4 m/s,风向为西北方向(都凯等, 2012)。经薄片镜下鉴定(陈立辉等未发表数据),主要矿物有:橄榄石(20%)、单斜辉石(5%)、斜长石(50%)、玻璃质及显微隐晶质(20%)等。

本次研究样品包括分别位于玄武岩台地顶部和半山坡的两个风化剖面的土壤和两个玄武岩台地表层样品和1个发育于台地山脚的小溪流沉积物样品(图1;表1)。其中,最主要的研究剖面为一个台地顶部剖面,采自安徽省明光市梅花村北部胡头山顶,该台地地势平缓,视野开阔,表面长有杂草。剖面样品采自一人工挖掘的大坑,坑深约3 m,下部近2 m为手可捏碎的风化基岩,上部1.1 m为赤红色风化土壤,基岩与土壤界限不明显,土壤样品按20~30 cm间隔采集了5个样品,另采集风化基岩样品1个。作为对比,采集了一个半山坡的土壤剖面,该剖面位于江苏省盱眙县宝塔村南部化农水库边上的小山坡,为玄武岩台地至谷底过渡带,因修盘山公路而出露,地势变化显著。剖面上覆植被较为丰富,为高达数米的树木和低矮的草丛,土壤均呈现黄黑色,形体较为松散, 土壤与基岩界限清晰, 基岩基本未风化,土壤厚约60 cm,以5~15公分为隔,共采集5个土壤样品和1个基岩样品。2个表土样品采自化农水库附近的玄武岩台地,该台地顶部较为平缓,表面主要覆盖稀疏的草地,土壤颜色黑中泛黄,土壤厚度不足10 cm,且含有较多玄武岩碎屑。本次所采样品共计15个,采样地点注意远离城市和村庄等人类活动密集区,避免工业污染,农业耕作及灌溉影响, 也不受地下水的干扰。

图1 样品采集野外照片及编号Fig. 1 Field photos and numbers of the sample

表1 采样点信息Table 1 sample location information used in the study

为了区分和量化土壤中粉尘的贡献,本次研究主要从矿物、元素、同位素三种方面进行了系统的工作。矿物鉴定主要用XRD方法鉴定,包括测量岩石和土壤粉末XRD,土壤粘土矿物XRD。具体处理流程为先取适量烘干后的土壤和岩石样品研磨成200目的粉末,用于粉末XRD测试;再取适量烘干后未经研磨的土壤样品放入离心管,用0.1 mol/L的醋酸和30%双氧水分别去除有机质和碳酸盐,然后利用离心法提取<2 μm组分,再把提取出的黏土溶液浓缩,在薄片上制成定向片。粉末和定向片的XRD测试均使用南京大学地球科学与工程学院的Bruker D2 Phaser X-射线衍射仪,测试条件为Cu靶,粉末XRD扫射范围为5°~80°,黏土XRD扫面范围为均5°~45°,步长均为0.01°,电压35 kV,电流为15 mA。

元素分析测试由广州澳实矿物实验室(ALS)测得。其中主量元素采取X射线荧光光谱仪熔融法分析, 取适量研磨至200目的粉末样品经105℃烘干后,取一份用马弗炉1000℃有氧灼烧,冷却后再精确称重,灼烧前后的重量差即是烧失量(LOI)。另取一份样品先用高氯酸、硝酸、氢氟酸和盐酸进行消解;蒸至近干后,采用稀盐酸溶解定容,用等离子体发射光谱(ICP-AES)粗测S-Ca-Fe-Mn-Cr含量,以确认所选的XRF流程是适用的,同时测定次量元素含量。确认好合适的XRF方法后再取一份试样于105℃烘干后,精确称取要求重量,置入铂金坩锅,加入四硼酸锂-偏硼酸锂-硝酸锂混合熔剂,确认样品与熔剂充分均混后,于高精密熔样机1050℃熔融,熔浆倒入铂金模,冷却形成熔片,确认熔片质量合格(熔片不合格的须重新称样熔融),再用X射线荧光光谱仪测定主量元素。

同位素分析测试先用化学方法去除适量样品的有机质及碳酸盐并烘干,然后在超净实验室称取约50 mg烘干的样品放入溶样罐中,加入氢氟酸和硝酸在120℃加热板上消解约36 h。之后通过离子交换树脂分离出Sr和Nd(Zhang et al., 2015)。同位素比值用高分辨率多接收电感耦合等离子体磁式质谱仪(LR-MC-ICP-MS)测试。测试工作在南京大学表生地球化学教育部重点实验室完成, 测试校正质量歧视效应,试验流程空白Sr小于1 ng,Nd 小于60 pg。

3 结果

3.1 矿物XRD分析结果

粉末XRD分析结果表明(图2a),未风化的玄武岩(BTP-R1)样品的矿物质组成主要是辉石和斜长石,未检出对XRD分析敏感的石英矿物,其斜长石的XRD峰型也偏向于钙长石,显示为基性长石。风化的玄武岩(MHP-R1)样品中的辉石和斜长石都已消失,而以蒙脱石矿物为主。梅花村剖面不同深度的土壤样品粉末XRD结果高度相似,主要表现为伊利石/云母、石英、蒙脱石三种矿物组合,其中蒙脱石由于层状硅酸盐间距的可变化性,2θ角为5.5°至9°均可出现峰型,而与之结构相似的云母/伊利石也能在2θ为8.5°左右出现反射峰型。因此通过粉末XRD的反射强度数据来看,土壤剖面样品中既有蒙脱石也有云母/伊利石。在宝塔村地区,土壤粉末XRD峰图主要分为两种。其中土壤剖面样品 BTP-S1至BTP-S5基本相似,主要矿物种类为石英,钠长石,也有少量钾长石信号;小溪流沉积物样品BTS-S3与BTP土壤样品结果基本相同,只是在2θ角为8.7°时出现少量白云母信号。宝塔村表土样品BTS-S1和BTS-S2与土壤剖面样品差异较大,矿物组合介于BTP剖面样品和基岩BTP-R1样品之间,既有辉石、斜长石,也有石英的信号。

图2 苏皖玄武岩基岩、风化基岩和土壤的粉末Xrd (a)和土壤的粘土矿物定向片(b)Fig. 2 The powder XRD pattern of basalt, weathered basalt and soils (a) and clay minerals of soil (b) in Jiangsu and Anhui provinces

粘土矿物定向片XRD结果(图2b)表明各类土壤样品的矿物组合比较相似,也存在一定的差异,梅花村剖面土壤黏土矿物主要由伊利石、蒙脱石、高岭石/绿泥石组成。而宝塔村顶部表土、土壤剖面和小溪流沉积物中的粘土矿物基本一致,主要为伊利石、高岭石/绿泥石组成,而蒙脱石含量较少。

3.2 元素分析结果

元素的分析结果如表2所示。所有样品的主要成分为 SiO2、Al2O3、TFe2O3、CaO、 K2O、Na2O、MgO和TiO2等,其中,玄武岩基岩上述元素的含量分别为:49.05、15.72、12.84、6.10、0.98、2.35、6.82和1.93, 与都凯等(2012)的结果基本一致。风化后,上述元素的含量变为:48.29、16.58、16.52、2.05、0.09、0.04、2.69和3.26。宝塔村剖面基岩烧失量为3.5%,这与本区域前人研究者所测量的数据一致(Ma and Robinson 2016),但其余土壤样品的烧失量范围都远高于基岩,含量在7%~10%之间。值得注意的是梅花村剖面基岩岩石的烧失量为9.5%,与普通玄武岩烧失量差距巨大,但与其矿物组成(主要为蒙脱石组成)一致。梅花村剖面土壤与宝塔村土壤剖面在主量元素上有较为明显的差异,主要表现为:梅花村土壤剖面样品SiO2、K2O、Na2O和P2O5含量明显较宝塔村土壤剖面偏低,其元素含量平均值分别为SiO255%、K2O 0.8%、Na2O 0.1%、P2O50.08% ,而宝塔村剖面土壤的元素含量平均值则分别为SiO260%、K2O 1.6%、Na2O 1.6%、P2O50.2%。相对应的,宝塔村剖面土壤含量的Al2O3, TFe2O3相较于梅花村剖面土壤更低。宝塔村表土样品BTS-S1与BTS-S2整体元素含量分布与宝塔村岩石BTP-R1相似度更高,甚至SiO2含量略低于岩石样品为47%,但易失元素Ca和Mg相较于岩石有近50%以上的亏损。宝塔村小溪流沉积物拥有最高的SiO2含量,达65%,除TFe2O3(6%)较土壤剖面少,其余主量元素与土壤剖面相似。

表2 样品主量元素含量(%)与δEu和δCeTable 2 The content of major elements and the δEu and δCe of the samples

微量元素特点上,Rb、Sr、Nb、Ta、Th等元素主要体现在岩石与土壤的差别上,不同采样点剖面的差异较小。以宝塔村采样点为例,其中Rb、Nd、Nb等活动性相对较差的元素在各土壤样品中出现了不同程度的富集,Sr元素作为活动性较强的元素,在土壤中出现了超过50%的亏损。元素富集亏损规律在梅花村剖面相反,岩石MHP-R1在上述微量元素中均较土壤中元素高。

经球粒陨石标准化后(Boynton, 1984),大部分稀土元素特点与微量元素特点相似,差别主要体现在岩石与土壤上,不同采样点差异较小。梅花村风化基岩稀土元素含量高于上覆土壤,土壤表现为轻微的δEu负异常,值得注意的,该剖面最下部两个样品表现为Ce正异常,而上部三个样品则为δCe负异常。而在宝塔村,基岩的REE含量低于土壤剖面,而且剖面样品与小溪流样品都表现为显著的δEu负异常,而两个表土样品并没有明显的δEu异常(图 3)。

图3 宝塔村(a)和梅花村(b)土壤剖面稀土元素配分模式图(图中给出了图中海南玄武岩风化样品,西峰黄土样品)Fig. 3 REE distribution pattern of soil profiles in Baota Village (a) and Meihua Village (b)(Hainan basalt weathering sample and Xifeng loess sample are given in the figure)

3.3 同位素分析结果

本次研究所有样品的Sr同位素比值(86Sr/87Sr值)范围为0.704994至0.716119。未风化玄武岩的86Sr/87Sr值最低,约在0.704994,在梅花村剖面,风化基岩MHP-R1的86Sr/87Sr值比值为 0.707262,比基岩有显著提高,其余土壤同位素比值范围为0.711630至0.712130,差别不大。在宝塔村上覆土壤剖面86Sr/87Sr值为0.710029~0.710525,基本没有差异,顶部表土样品BTS-S1与BTS-S2 的86Sr/87Sr值分别为0.706478和0.705128,接近于基岩,而小溪流沉积物样品BTS-S3的86Sr/87Sr值最高为0.716119。为了直观展示,Nd同位素比值143Nd/144Nd通过公式(DePaolo and Wasserburg,1976)转为εNd, 宝塔村剖面BTP-R1与BTS-S1,BTS-S2,εNd值偏正,范围为-3.4至-4.3,其中基岩εNd值最高;土壤剖面样品与水沟土样品偏负,范围为-7.6至-10,水沟土样品为最小。梅花村剖面MHP-R1εNd值最大为0.1,上覆土壤εNd值范围为-4.9至-4.1。

4 讨论

4.1 土壤中风尘信号的识别

本次研究中梅花村剖面风化基岩(MHP-R1)基本保持了原岩的形貌,可以认为该样品为本地玄武岩风化的产物。从粉末和定向片Xrd结果来看,MHP-R1相对于上覆土壤缺少石英,而富有层间距为15Å的蒙脱石,这不仅说明了在当地气候条件下,玄武岩风化很难生成石英,而且风化后黏土矿物产物更多是蒙脱石而不是伊利石。这与前人对玄武岩风化研究结果一致(Eggleton et al., 1987; Nesbitt and Wilson, 1992),其它土壤样品中普遍存在的石英和伊利石并非来源于玄武岩风化,前人的研究也表明,玄武岩风化基本不会形成石英和伊利石(Kurtz et al., 2001; Simonson, 1995; Engelbrecht and Derbyshire,2010),而且土壤样品中的斜长石主要是钠长石,而非玄武岩原岩中的中基性斜长石,进一步表明了土壤不完全是玄武岩风化的结果。宝塔村剖面土壤样品更是检出了钾长石的信号,后者几乎不可能在研究区的玄武岩中出现,在宝塔村的两个表土样品,虽然仍含有较高的辉石等玄武岩特征矿物,但仍有较强的石英信号检出。

常量元素的分析结果反映了类似的情况,与原岩烧失量只有3.54%相比,风化基岩(MHP-R1)的烧失量达9.47,甚至高于其它土壤样品,反映了其高含量的蒙脱石,Ca、Na、K、Mg等元素显著下降,而Al和Fe等元素略有升高,Si含量变化不明显。而与风化玄武岩相比,土壤样品显著高Si、K等元素,这与土壤中较高的石英、伊利石一致。如果上覆土壤完全是由玄武岩风化来的,按照元素的迁移富集规律,结合梅花村近乎红土的较强风化特征,土壤应已进入强烈的脱Si阶段,K、Mg等元素应大部淋失,Si、K含量,特别是Si/Al、K/Al比值应大幅下降,事实与此相反(图4),两个剖面土壤样品中K、Si含量远高于原岩和风化后的玄武岩,而且Si/Al、K/Al比值不降反升,充分说明了玄武岩风化差异并不是风化剖面元素变化的主要原因。

图4 苏皖玄武岩风化的K/Al和Si/Al变化Fig. 4 Changes of K/Al and Si/Al during basalt weathering in Jiangsu and Anhui provinces

苏皖玄武岩风化土壤的矿物和元素地球化学结果表明,土壤并不完全是由玄武岩风化的结果,由于采样剖面位于玄武岩台地上,海拔较高(表1),不受河流和地下水影响,风尘的贡献应是最可能的原因。众多研究表明,风尘的成分显著区别于玄武岩,而类似于上部大陆地壳。以典型的黄土高原黄土为例,其矿物成分主要为石英、酸性斜长石、白云母,粘土矿物以伊利石、绿泥石为主(刘东生,1985),元素显著的富Si、K等,而这些成分正是玄武岩及其风化产物所缺少,也是研究区土壤与典型玄武岩风化产物的显著差别。苏皖玄武岩风化土壤相对于原岩及风化基岩在矿物学与常量元素间的差别,正是由于风尘的加入造成的。稀土元素的组成也可以进一步证实风尘的加入,δEu异常的计算结果表明,玄武岩原岩及风化玄武岩几乎没有δEu负异常,而其它样品都存在较显著的δEu负异常,而且负异常大小BTS-S3>宝塔村土壤土壤剖面>梅花村土壤剖面>表土。这与主量元素的结果吻合,由此可以说明几乎所有土壤样品均有不同程度的风尘混入,小溪流沉积物风尘信号强于土壤剖面强于表土,宝塔村剖面强于梅花村剖面。

同位素更进一步证实了风尘在风化土壤普遍存在,Nd同位素在表生风化过程中几乎不变,(Elderfield et al., 1981; Grousset et al., 1988; Kurtz et al., 2001; Zhang and Gong, 2013),而除了基岩和风化玄武岩的εNd同位素接近0,与前人对该区玄武岩同位素分析结果一致。虽然有研究表明,在强烈风化条件下,海南玄武岩风化产物的Nd同位素会发生负偏离,而且风化越强,负偏越显著(Ma et al., 2010),但从该研究结果可以看到,εNd最多也只偏离2个单位,而且海南玄武岩的风化程度也远高于苏鲁玄武岩。而研究区土壤样品的εNd都严重偏离了玄武岩的值(图5),其中小溪流沉积物(BTS-S3)为-10,已与风尘的εNd基本一致,其次是宝塔村土壤剖面。即使是εNd较偏正的梅花村剖面,与该地的风化基岩相比,其εNd也偏负近4个单位,这并不能用风化过程中Nd同位素分馏来解释。而表土样品BTS-S1与BTS-S2较为接近基岩,但也显著的偏负,显示风尘的贡献(图5)。

图5 Sr、Nd同位素两端元混合图(其中风尘端元为黄土高原平均值)Fig. 5 Mixing pattern of Sr and Nd isotopes (in which the data of the loess from Zhang et al., 2018)

因此,综合苏皖玄武岩风化土壤的矿物、元素、同位素的结果来看,风化土壤显著区别于玄武岩的风化产物,而带有明显的风尘信息,表明该区玄武岩风化成壤过程中,风尘有重要的贡献。第四纪以来,随着全球变冷,来自黄土高原和北太平洋的记录表明,风尘通量显著增高,在江淮下游地区堆积了下蜀黄土、巢湖黄土、大别山黄土等,这些黄土可能来源于中国北方干旱区,也可能来自于周边的河流沉积。不管是哪种成因,地处江淮下游的苏皖玄武岩地区,都很有可能接受大量的风尘,这些风尘与当地玄武岩风化产物一起,构成了该地区的土壤。

4.2 玄武岩风化土壤中风尘的贡献比例

虽然Sr同位素的变化与岩石的风化有关,特别是矿物差异性风化的存在,如斜长石的优先风化可能导致残余样品的Sr同位素产生较大变化(Li and Li, 2017)。本次研究所采集的样品,86Sr/87Sr值与εNd呈负相关关系,εNd偏负的样品,86Sr/87Sr值较高,这也可以反映出样品为二端元混合模式。风尘在土壤中的贡献计算方式主要通过样品的εNd值和Nd含量进行,因为其稳定性在本次研究的所有方法中最为可靠,计算方法参照(Kurtz et al., 2001)。

计算公式为:

图6 样品中风尘贡献率与δEu的关系Fig. 6 Relationship of the dust proportion and δEu in the samples

表3 依据Sr、Nd同位素以及主微量元素计算出的土壤中的风尘占比(%)Table 3 Percent of dust in soil calculated by Sr, Nd isotopes and elements (%)

4.3 苏皖玄武岩风化及土壤侵蚀特征

梅花村剖面是本研究从风化基岩到风化土壤较为完整的一个剖面,从下往上,我们可以发现该区域玄武岩风化特征。首先,该区玄武岩的最初风化产物以蒙脱石为主要矿物,而且蒙脱石化进行的相当彻底,随着风化的增强,风化剖面出现了高岭石。这与都凯等人(2012)的研究结果基本一致,都凯等分析了中国东部不同气候带的新生代玄武岩的粘土矿物和常量元素组成,发现随着气候条件由干冷向暖湿转化,粘土矿物组合呈现蒙脱石 + 伊利石 +高岭石→蒙脱石 + 高岭石→高岭石 + 三水铝石的转变,在苏皖地区,以蒙脱石为主,含有部分高岭石,而在海南地区,风化产物以高岭石和三水铝石为主(都凯等,2012;Ma et al., 2010)。其次,伴随着玄武岩最初风化由辉石、斜长石转化为蒙脱石,风化产物中Ca、Na大量淋失,Mg也被部分淋失,随着风化的进行,K、Si也应被淋失(Nesbitt and Young,1984),但由于风尘的加入,该剖面中K、Si等得以富集,体现了风尘对风化剖面的“补Si”“补K作用”,类似的结果在前人的研究中也有所揭示,在苏皖地区,风化剖面中Si 元素的淋失量开始小于粉尘输入量(都凯等, 2012)。稀土元素的结果表明,风化剖面上表层样品的Ce亏损,而在底部,Ce得以富集。这一结果,反映了在风化过程中,表层样品Ce容易氧化为Ce4+而迁移,而在剖面底部被高岭石等粘土矿物和铁锰氧化物吸附从而得以富集的特征(李艳丽等,2005)。最后,玄武岩上发育的土壤剖面具有分层不清晰,两个土壤剖面与下伏基岩界面清晰,B层和C层几乎没有过渡的玄武岩碎屑,而且土层较薄的特点。传统的土壤风化理论是自上而下的,即土壤从稳定的地表向下发育,但这个模型可能并不适用于被大量风尘输入的上部土壤,特别是玄武岩风化的土壤(Ma et al., 2007; Jacobs and Mason, 2007; Muhs et al., 1990)”,一般来说,风尘贡献土壤发育对土壤表层影响最大,在夏威夷,大多数粉尘都在土壤上方30 cm以上发现(Kurtz et al., 2001; Li et al., 2013;Babechuk et al., 2014; Porder et al., 2007),这些特点与本次研究的宝塔村风化剖面的Nd同位素特征有较大区别。从Nd同位素结果以及计算出的风尘比例来看,梅花村土壤剖面的风尘比例从底部土壤到顶部呈现逐渐增加的趋势(59%~67%),但差别不大,差别幅度小于10%。而宝塔村土壤剖面风尘比例从60%到近100%, 差别也不显著。风化剖面总体较薄,最厚的梅花村剖面,图层厚度也只有1.1 m,而发育于半山腰的宝塔村剖面,只有0.6 m,宝塔村台地顶部,土壤厚度更是不足0.1 m,这与该区相对温暖潮湿的气候,较长的土壤发育历史理应形成的较厚风化壳明显不符。

苏皖玄武岩风化土壤的上述特征为我们进一步理解玄武岩的风化机制提供了新线索。一般认为,类似玄武岩台地等风化壳,化学风化速率受气候变化影响较小,主要受控于物理剥蚀即新鲜岩石暴露的 “供应限制”,而非气候动力学因素(West et al.,2005), 但基于全球玄武岩风化数据显示风化速率与温度高度相关(Li et al., 2016), 特别是基于大火成岩省的研究发现,低剥蚀高地形地貌区化学风化在“供应限制”的情况下仍然与温度强烈相关(Chen et al., 2019),显示出明显的“动力学限制”特征,其化学风化主要受气温、降雨等气候要素控制。我们的结果表明,风化过程中,玄武岩完全蒙脱石化,加上苏皖玄武岩台地较大的相对高程,蒙脱石等风化产物和加积的风尘较易被降水等带走,其结果是在许多地方土壤层不发育(如宝塔村台地的表层土壤),在合适的地点(如宝塔村剖面点,小溪流沉积物),较粗的风尘得以沉积。在台地顶部,由于地势较为平缓,侵蚀作用相对较弱,经过一定时间,可发育类似梅花村剖面等土壤。

5 结论

来自苏皖玄武岩的宝塔村和梅花村发育的玄武岩土壤在矿物、元素、同位素特征上分别显现出清楚的风尘信号。Xrd分析结果表明,玄武岩风化表现为完全的蒙脱石化,而土壤普遍存在的石英、伊利石。土壤相对于基岩和风化基岩较高的Si、K、δEu负异常、εNd显著偏负、86Sr/87Sr升高。通过Nd同位素混合模式,可以得到风尘对于积累的土壤剖面的贡献达到了60%之多,部分层位土壤几乎全部都是风尘贡献。玄武岩风化表现为完全的蒙脱石化,表现为显著的去Ca、Mg作用,在风尘的加积作用,土壤的Si、K含量得以上升,受相对较大的高程差影响,玄武岩风化产物和风尘易被降水侵蚀,造成风化剖面较薄, 促使玄武岩风化处于“供应限制”模式。笔者的研究为进一步理解风尘在元素地球化学循环中的作用、玄武岩的风化机制提供了新的证据。

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