九江紅土的磁學特征及其環境意義

劉 磊 ，殷 科，朱宗敏，木呷古布，段正綱, 楊云淇，劉振東，王朝文，洪漢烈

(1. 河南省地質礦產勘查開發局 第一地質環境調查院， 河南 鄭州 450054； 2. 中國地質大學 地球科學學院，湖北 武漢 430074； 3. 中國地質大學 珠寶學院， 湖北 武漢 430074)

古土壤是地質歷史時期表生風化成土作用形成的陸地沉積物，直接記錄了成土時期的氣候環境信息(席承藩, 1990; Catt, 1991; Vogtetal., 2010)。近年來，隨著全球變化研究的興起，陸地第四紀氣候變化的研究引起了地質學家的廣泛關注，而利用古土壤作為載體來研究全球變化問題，已成為當前地球科學研究的熱點課題(Costantinietal., 2009; May and Veit, 2009)。環境磁學作為揭示陸地沉積物氣候信息的經典方法，有效揭示了中國北方黃土沉積物成土過程與環境變遷的關系(劉東生, 1985; 安芷生等, 2006; 鄧成龍等, 2007)。傳統觀點認為，黃土沉積物的低磁化率值對應干冷期，而高磁化率值對應相對暖濕期(劉東生, 1985)?；谏鲜龃呕蕷夂驅W意義所揭示的古氣候變化信息與深海氧同位素研究結果的絕佳對比性，使得黃土沉積物成為可與深海沉積物和極地冰芯相媲美的三大氣候載體之一(鄧成龍等, 2007; 盧升高, 2007)。

在中國南方，廣泛發育與黃土沉積物類似的紅土沉積物，為熱帶、亞熱帶地區濕熱氣候下多期成土改造的陸地沉積物，同樣也記錄了第四紀以來對全球氣候變化響應的信息(席承藩, 1990; 盧升高, 2007)。前期的Sm-Nd同位素對比研究表明，長江中下游地區的紅土源自近源長江沉積物的風化改造(Hongetal., 2013b)。然而，與中國北方的黃土沉積物相比，南方紅土沉積物磁化率不僅受更為濕熱的熱帶-亞熱帶氣候條件的影響，還與成土后期地下水的淋濾作用、微生物改造作用等密切相關(Huetal., 2009; Hongetal., 2016)。因此，環境磁學在中國南方紅土沉積物的古氣候信息解譯中，引起了極大的爭議(楊浩等, 1995; 黃鎮國, 1996; Huetal., 2003; 劉育燕等, 2003)。一種觀點認為，南方紅土跟北方黃土-古土壤沉積物一樣，在成土過程中會形成強的磁性礦物，其磁化率的波動能有效揭示成土過程中的氣候旋回(楊浩等, 1995; 劉育燕等, 2003)。如楊浩等通過對長江中下游宣城紅土剖面的磁化率研究，認為紅土磁化率的變化特征與北方黃土-古土壤沉積物的磁化率特征及深海氧同位素具有很好的對比性(楊浩等, 1995)。而另外一種觀點認為，南方紅土形成于更為溫暖潮濕的氣候條件，高溫多雨的氣候環境導致強磁性礦物向弱磁性礦物轉化，尤其網紋紅土成土期后的地下水波動可以導致強磁性礦物的溶解或轉化(Huetal., 2003， 2009; 盧升高, 2007)，認為磁化率不能作為記錄第四紀紅土形成時期的氣候代用指標(黃鎮國, 1996; Huetal., 2003)。目前南方紅土沉積物的環境磁學研究方法及思路都是借鑒黃土沉積物磁學的傳統觀點，忽視了紅土沉積物與黃土沉積物形成環境及物質來源的差異性，限制了環境磁學在南方紅土沉積物中的應用(盧升高, 2007)。

基于以上原因，本次研究將通過土壤磁學與礦物學及地球化學相結合的分析方法，對中國南方典型紅土剖面磁性變化的礦物學機理進行深入研究，并查明紅土磁性變化與風化成土作用及氣候變化的關系。

1 材料和方法

1.1 樣品采集

九江紅土剖面位于江西九江南湖新村(29°42′40.27″N，116°00′13.7″E)，總厚度約為14.0 m，為一垂直天然剖面(圖1)。該地區地形以低山丘為主，上覆常青灌木類植物，第四紀紅土沉積物通常出現在第三紀侵蝕平原及河流階地上(Hongetal., 2013a)。九江剖面位于長江的二級階地上，海拔約為41 m。根據紅土沉積物顏色及結構特征可將九江剖面分為2段：上部為灰黃、褐黃色及(淺)紅色亞砂土層，蟲管及植物根系較為發育，局部可見黑色Fe-Mn質薄膜及結核，偶見細礫石，厚約3.9 m(0～3.9 m)；下部為紅色-棕紅及棕紅-絳紫色亞粘土層，局部出現Mn質薄膜和結核，發育灰黃色、灰白色網紋，從下往上網紋寬度逐漸變小且稀疏，厚約10.1 m(3.9～14.0 m)(圖1)。關于紅土中網紋的成因目前還存在爭議，目前主要存在微生物成因說(與植物根系有關)和地下水活動說之爭(Huetal., 2009; Hongetal., 2016)，具體成因還待進一步研究。九江剖面主要可分為3個巖性段，即上部下蜀黃土(0～2.3 m)、中部均質紅土(2.3～3.9 m)及下部網狀紅土(3.9～14.0 m)。根據顏色及網紋特征，進一步可分為12個層位，現將12個層位巖性特征從上至下詳述如下：

第1層： 灰黃色亞砂土層，根系豐富，表層見白色物質結晶，柱狀結構局部夾灰褐色團塊，厚約55 cm (0～55 cm)。

圖 1 九江紅土剖面照片Fig. 1 Photo of Jiujiang sectiona—九江剖面全貌圖； b—紅土中的稀疏網紋(引自Hong et al., 2013)； c—紅土中的密集網紋(引自Hong et al., 2013)a—an overall view of Jiujiang section; b—sparse net-like veins in red earth (from Hong et al., 2013); c—dense net-like veins in red earth (from Hong et al., 2013)

第2層： 褐黃色亞砂土層，柱狀結構，可見根系和蟲管，厚約90 cm (55～145 cm)。

第3層： 褐黃色亞砂土層，可見棱角狀小礫石，大小約5 mm×4 mm×3 mm，磨圓度較差，蟲管發育，土表見黑色Fe-Mn質薄膜，可見Mn結核，厚約90 cm (145～235 cm)。

第4層： 灰紅色亞砂土層，粒狀結構，土體表面可見黑色Fe-Mn質薄膜和灰白色蟲管和根系(20%)，厚約80 cm (235～315 cm)。

第5層： 淺紅色亞砂土層，柱狀結構，土質表面見黑色鉆質薄膜，可見少量白色蟲管和根系，含少許Mn結核(5%)，偶見1%細礫石(石英質)，厚約75 cm (315～390 cm)。

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第6層： 紅色-淺紅色亞粘土層，含稀疏灰黃色網紋(20%～30%)，呈樹枝狀，土體表面可見Mn質薄膜和結核，局部可見灰白色蟲管和根系，網紋長1～20 cm，寬為1～2 cm，厚約50 cm (390～440 cm)。

第7層： 棕紅色亞粘土層，發育垂向稀疏粗大網紋，長10～25 cm，寬約1～2 cm，含量約20%，局部見灰白色網紋，網紋中心可見植物根系，厚約80 cm (440～520 cm)。

第8層： 棕紅色亞粘土層，塊狀結構，發育灰黃色、灰白色網紋(40%～50%)，網紋產狀垂向為主，長10 cm，寬1～1.5 cm，厚約100 cm (520～620 cm)。

第9層： 棕紅-絳紫色亞粘土層，發育灰黃、灰白色粗大網紋(40%～50%)，產狀亂，長8～12 cm，寬2～4 cm，局部可見蟲管構造，厚約70 cm (620～690 cm)。

第10層： 棕紅-絳紫色亞粘土層，發育較稀疏(20%～30%)，灰白色網紋，產狀較亂，接近700 cm處多見垂向網紋，長10 cm，寬0.5～1.5 cm不等。局部灰白色網紋中可見蟲管構造，偶夾灰黃色團塊，厚約110 cm (690～800 cm)。

第11層： 棕紅-絳紫色亞粘土層，含20%左右白色網紋，網紋產狀較亂，9m附近以水平方向為主，局部含1%左右的礫石，礫石次圓狀，大小不等(2 mm×5 mm～2 cm×3 cm)，厚約300 cm (800～1 100 cm)。

第12層： 棕紅-絳紫色亞粘土層，含20%左右白色網紋，網紋產狀較亂，9 m附近以水平方向為主，局部含1%左右的礫石，礫石次圓狀，大小不等(2 mm×5 mm～2 cm×3 cm)，厚約300 cm (1 100～1 400 cm)。

1.2 測試方法

將待測紅土樣品在室溫下烘干，手動輕磨成適宜粒徑即可用于磁化率的測試。紅土磁化率的測定在中國地質大學(武漢)巖石磁學實驗室完成，測試儀器為MFK1-FA型磁化率儀，低頻磁化率(χlf)和高頻磁化率(χhf)均為質量磁化率，頻率磁化率(χfd/%)采用計算公式χfd=(χlf-χhf)/χlf×100%計算。測試條件： 室溫，磁場強度為200 A/m，低頻磁化率和高頻磁化率的測試頻率分別為976 Hz和15 616 Hz。

強磁性礦物的微觀形貌分析首先采用磁鐵(1T)磁選獲得磁性粉末樣品，然后用Quanta200型環境掃描電子顯微鏡(SEM)分析。對磁性粉末樣品采取噴碳導電處理，采用背散射模式拍照，加速電壓為20 kV，束流大小在1～2 nA。

將代表性紅土樣品研磨成微米粒級粉末進行主量元素的測試，實驗在中國地質大學( 武漢) 生物地質與環境地質教育部重點實驗室的XRF-1800型X熒光光譜儀(XRF)上完成，X 光管電壓60 kV，電流30 mA，分析精度和檢測限分別為<1%和0.01%。首先，將樣品在105℃下加熱烘烤2 h，用于燒失量(LOI)的測定。然后，混合 Li2B4O7+LiBO2+LiF 混合熔劑、NH4NO3和 LiBr在高頻熔融爐1 000℃下熔融，制成熔片后直接上機測試。

2 測試結果

2.1 磁化率分析

磁化率分析結果表明，九江剖面紅土的χlf在3.15×10-8～1.32×10-6m3/kg間變動，平均值為2.21×10-7m3/kg；χhf在2.78×10-8～1.12×10-6m3/kg間變動，平均值為1.87×10-7m3/kg；χfd在11%～18%間變動，平均值為15%。上部黃色砂土的χlf在1.01×10-7～1.32×10-6m3/kg間變動，平均值為4.77×10-7m3/kg；χhf在8.82×10-8～1.12×10-6m3/kg間變動，平均值為4.02×10-7m3/kg；χfd%在12%～17%間變動，平均值為15%。下部網紋紅土的χlf在3.15×10-8～2.7×10-7m3/kg間變動，平均值為1.19×10-7m3/kg；χhf在2.78×10-8～2.23×10-7m3/kg間變動，平均值為1.02×10-7m3/kg；χfd在12%～18%間變動，平均值為14%(圖2)。

圖 2 九江紅土磁化率的變化特征Fig. 2 The variation of the magnetic susceptibility of Jiujiang red earth

χlf、χhf和χfd等在黃色砂土中變化波動比較明顯，而χlf和χhf在網紋紅土中比較穩定，χfd在網紋紅土中存在輕微的波動變化。χlf、χhf和χfd等沿著剖面向上均呈現明顯的增大趨勢，其中，χlf和χhf變化波動趨勢基本相同(圖2)。相關性分析表明，整個剖面的χlf和χfd的相關性較差(R2=0.223 4)，相關性較差的樣品均來自砂土層(0～3.9 m)(圖3a)。然而，將整個剖面分為0～1.3 m、1.3～3.9 m、3.9～14.0 m等3個深度范圍，這3個深度范圍內樣品的χlf和χfd的相關性較高(R2=0.673 1、R2=0.529 5、R2=0.606 2)(圖3b、3c、3d)。3個深度范圍內的χlf和χfd呈現出明顯的正相關，表明整個紅土剖面磁性的增強與超順磁性顆粒(SP顆粒)含量的增加密切相關。由圖3明顯可以看出，在χfd大小相同時，來自砂土層樣品的χlf明顯高于網紋紅土的樣品(圖3a)，表明砂土層中的磁性礦物種屬及含量可能與網紋紅土存在較大的差異。

2.2 微觀形貌分析

由于鐵礦物中核心元素的原子序數高于硅酸鹽，因此，在掃描電子顯微鏡的背散射模式下，鐵礦物的亮度明顯高于硅酸鹽(圖4a～4i)。掃描電子顯微鏡下，大部分鐵礦物發育殘缺的外觀(圖4c、4g、4i)，少數發育特征的八面體或五角十二面體晶形(圖4b、4d、4f)，粒徑多在1～30 μm之間，在磁學中屬于多疇顆粒。樣品中出現具有明顯八面體或五角十二面體晶形的鐵礦物，這種晶形特征說明該鐵礦物應為磁鐵礦。大部分發育殘缺外觀的鐵礦物亮度跟磁鐵礦基本相同，說明這種鐵礦物也可能為磁鐵礦。其他呈現深灰色的粒狀或片狀外觀的礦物，可能為石英、長石、針鐵礦、赤鐵礦等礦物。由圖4明顯可以看出，從上部砂土層到下部網紋紅土層，磁鐵礦的含量依次降低，并且磁鐵礦的粒徑逐漸減小(圖4a、4e、4h)。晶形完整的磁鐵礦僅出現在上部砂土層中，而在網紋紅土層中未發現晶形完整的磁鐵礦，并且磁鐵礦含量較低。在掃描電子顯微鏡下，代表性樣品中磁化率強度與磁鐵礦含量表現出顯著的正相關，說明紅土磁化率的強度與多疇磁鐵礦的含量密切相關(圖4a、4e、4h)。值得注意的是，磁性樣品中大顆粒的磁鐵礦都是以單獨的形式存在，而小顆粒的磁鐵礦被包裹于硅酸鹽礦物中(圖4b～4d、4f、4g、4i)。

圖 3 九江紅土低頻磁化率和頻率磁化率的相關分析圖Fig.3 The correlation analysis of the low frequency magnetic susceptibility and frequency magnetic susceptibility of Jiujiang red earth

2.3 主量元素分析

主量元素分析結果表明，九江紅土的化學組成以SiO2、Al2O3、Fe2O3、K2O、MgO、Na2O、TiO2和CaO為主，并含有少量的MnO和P2O5(表1)。由表1明顯可以看出，上部砂土層中的K2O、MgO、Na2O、CaO、MnO和P2O5的含量明顯高于網紋紅土，而TiO2的含量低于網紋紅土。SiO2、Al2O3、Fe2O3等在剖面中呈現波動性的變化，無明顯的上升或下降趨勢(表1)?；瘜W蝕變指數(CIA)能反映難遷移元素Al2O3的相對富集和易遷移元素K2O、Na2O和CaO等的虧損，可以指示土壤剖面的風化強度(Nesbitt and Young, 1982; Nedachietal., 2005)。九江紅土的CIA值在74.8%～88.6%間變動，平均值為84.8%，指示了熱帶-亞熱帶濕熱地區中-強的風化條件(Fengetal., 2003; Chenetal., 2008)。然而， 在上部砂土層中CIA值均小于85%，而在網紋紅土的CIA值基本都大于85%，說明網紋紅土層形成時期的風化強度高于砂土層。從下部強網紋紅土到上部黃色砂土，CIA值呈現明顯逐漸減小的趨勢，說明中更新世到晚更新世九江紅土的成土作用逐漸減弱。九江紅土中CIA值的這種變化特征與安徽宣城紅土(Hongetal., 2009)極為相似，說明這兩個地區的紅土經歷了相同的成土過程。TiO2和Al2O3通常被認為是風化過程中常見的難遷移組分，在原地風化的剖面中，TiO2/Al2O3值在不同風化程度的層位中保持不變(Nesbitt and Young, 1982)。在九江紅土剖面中，TiO2/Al2O3值在0.064%～0.108%間變化(平均值為0.082%)，并且TiO2含量變化幅度較小(0.90%～1.22%)(表1)，表明九江紅土各層位可能具有相同的物質來源，與前人關于南方紅土物源的研究結果十分一致(Hu and Gong, 1999; Huetal., 2005, 2008)。

圖 4 磁選強磁性樣品中磁鐵礦的微觀形貌圖Fig. 4 Morphology of magnetite in magnetic samplesa～d—樣品JJ-011， 來自黃色砂土層的樣品(～0.85 m)， χlf=1.50×10-6 m3/kg； e～g—樣品JJ-067， 來自紅色砂土層的樣品(～3.65 m)，χlf=5.14×10-7m3/kg； h～i—樣品JJ-145，來自強網紋層的樣品(～7.55 m)， χlf=1.17×10-7m3/kga～d—sample JJ-011 from yellow sandy clay with χlf=1.50×10-6m3/kg(～0.85 m); e～g—sample JJ-067 from red sandy clay with χlf=5.14×10-6m3/kg (～3.65 m); h～i—sample JJ-145 from net-like red earth with χlf=1.17×10-7m3/kg (～7.55 m)

3 討論及結果

磁化率可有效揭示中國北方黃土-古土壤沉積區的氣候變化(Anetal., 1991; Zhuetal., 1995; Sunetal., 2006; Liuetal., 2010)，其研究結果與深海氧同位素具有很好的相關性(Heller and Liu, 1982)。黃土-古土壤中的磁性礦物主要是磁鐵礦和磁赤鐵礦，黃土層中以碎屑的多疇磁鐵礦為主，而古土壤層由于經受較強的風化成土作用，導致碎屑的多疇磁鐵礦向超順磁性磁赤鐵礦轉化，使古土壤層的磁化率高于黃土(陳天虎等, 2003)。因此，在黃土-古土壤沉積物中高的磁化率值指示溫暖潮濕的氣候條件，而低的磁化率值反映相對干燥寒冷的氣候環境。基于北方黃土中磁化率與氣候環境的這種關系，磁化率被廣泛用于黃土-古土壤沉積物的古氣候學研究中，并取得了一系列突破性的成果(Anetal., 1991; Zhuetal., 1995; Sunetal., 2006; Liuetal., 2010)。近年來眾多研究者發現不同地區黃土-古土壤沉積物的磁化率與成土強度存在著截然的差別，如在高緯高寒地區的阿拉斯加和西伯利亞黃土-古土壤沉積物中，指示成土作用較弱的黃土層中出現磁化率高值，而在成土作用較強的古土壤層中出現磁化率低值(Liuetal., 1999; Matasovaetal., 2001; 劉秀銘等, 2007; 劉青松等, 2009)；新西蘭和阿根廷黃土-古土壤的磁化率與成土作用強度沒有明顯的相關性(Jretal., 2010)；而新疆伊犁地區不同的黃土剖面，其磁化率與成土強度表現出不同的相關性(夏敦勝等, 2010)。劉秀銘等(2012)通過塞爾維亞地區黃土的磁學研究表明，磁化率與成土強度的關系與濕度、氧化還原環境密切相關，二者在不同氣候區關系有所不同。因此，中國南方紅土磁性特征與成土強度的關系，不能完全照搬傳統黃土-古土壤沉積物的理論，需要采用多指標相互印證的方法對南方紅土的磁性特征與成土強度的關系進行深入研究，繼而揭示南方紅土磁化率特征與成土期氣候環境變化的關系。

從圖2的磁化率曲線可以明顯看出，九江紅土中低頻磁化率(χlf)和高頻磁化率(χhf)波動變化趨勢基本相同。兩者在砂土層中呈現明顯的波動性，但在網紋紅土層中沒有明顯的波動性，也未顯示中更新世以來的8次氣候旋回(楊浩等, 1995)。從剖面下部往上，χlf和χhf曲線呈現明顯逐漸增大的趨勢。按照傳統黃土磁化率值與成土強度的理論，這種現象表明九江紅土從中更新世到晚更新世成土作用逐漸增強，氣候向溫暖潮濕轉變。然而，這種氣候演化規律與前人關于紅土氣候學的研究結論相矛盾(胡雪峰等, 1999; Hongetal., 2009; Zhaoetal., 2017)。以上分析表明，九江紅土磁化率變化與成土作用及氣候變化的關系，與中國北方黃土可能有所不同。在代表性紅土樣品CIA和χlf的相關分析圖(圖5a)中，CIA與χlf呈現明顯的負相關(R2=0.615 3)，說明紅土的成土作用越強磁化率值越低。然而，上部砂土的CIA值與χlf相關性較差(R2=0.233 2)(圖5b)，表明上部砂土中磁性礦物的形成與成土作用關系不大，其主要磁性礦物可能來自原始母質，在弱風化成土作用中得以保留。因此，上部砂土層的磁性強度，可能反映的是紅土母質中原生殘余磁性礦物的含量，磁化率越大，說明紅土中原生磁性礦物含量越多，反之含量越低。掃描電子顯微鏡下磁鐵礦較為完整的八面體和五角十二面體晶形(圖4b、4d)也說明上部砂土層經歷的風化作用較弱，與其較低的CIA值也十分吻合(表1)。網紋紅土樣品的CIA與χlf的相關性較強(R2=0.763 0)(圖5c)，說明網紋紅土的磁性變化受風化成土作用影響較大。在掃描電子顯微鏡下，網紋紅土中磁鐵礦均發育殘缺的外觀(圖4i)，也說明網紋紅土經歷了較強的風化成土作用，與其較高的CIA值特征是一致的(表1)。從九江紅土主量元素的分布特征來看，上部砂土層與下部網紋層Fe2O3的含量相差不大(表1)，但上部砂土層的磁化率值明顯高于下部網紋紅土層(圖2)，說明砂土層和網紋紅土層中主要的磁性礦物種屬、含量可能存在差別，與上述χfd和的χlf相關性分析所揭示的結果及掃描電子顯微鏡的觀察結果十分吻合(圖3a、圖4a～4i)。

圖 5 九江紅土中低頻磁化率與化學蝕變指數的相關分析圖Fig. 5 Correlation analysis of magnetic susceptibility and chemical alteration index of Jiujiang red earth

湖南祁陽紅土的磁學研究表明，上部砂土層的主要磁性礦物為磁赤鐵礦和磁鐵礦，而下部網紋紅土層的主要磁性礦物為赤鐵礦和針鐵礦；在較強的風化成土作用下，磁赤鐵礦向赤鐵礦的轉化導致網紋紅土層磁性的降低(王思源, 2014)。本次研究的九江紅土剖面CIA變化特征也表明，下部網紋紅土層的風化成土強度明顯高于上部砂土層(表1)。掃描電子顯微鏡分析結果表明，九江紅土剖面中的主要磁性礦物為磁鐵礦，從上部砂土層到下部網紋層，其含量逐漸減少，并且晶體形態逐漸變差(圖4a～4i)。前期采用漫反射光譜對九江剖面中的致色鐵礦物進行了研究，發現下部網紋紅土層中的赤鐵礦含量高于砂土層，而針鐵礦含量低于砂土層(Yinetal., 2018)。因此，九江地區網紋紅土層中磁化率的明顯降低現象(圖2)，可能主要與其形成期較強風化條件下磁鐵礦向赤鐵礦的轉化密切相關。同時發現一個比較有意思的現象：當磁鐵礦含量較高時，χlf-χfd相關分析趨勢線的斜率較高；而當磁鐵礦含量逐漸降低時，其趨勢線的斜率隨之降低(圖3b、3c、3d)。因此，χlf-χfd相關分析趨勢線斜率的不同，可能指示對土壤磁性有貢獻的磁性礦物種屬或含量有所不同。中國北方黃土-古土壤磁性的增強主要跟成土過程中形成的磁鐵礦或次赤鐵礦有關，二者為風化成土過程中形成的自生礦物，所以黃土-古土壤的磁性變化特征可以反映其形成時期的氣候環境變化(鄧成龍等, 2007)。而形成于熱帶-亞熱地區的紅土沉積物，濕熱氣候主導的強化學風化導致強磁性礦物向弱磁性礦物轉化，其磁性變化機理不同于北方的黃土-古土壤。主導紅土磁性的是原生磁鐵礦，磁化率的高低指示原生磁鐵礦的殘留量或轉化程度，不能反映紅土成土作用的強度。因此，后續工作需要對紅土中的磁性礦物進行富集，獲取紅土剖面不同層位中磁性礦物的種屬及含量變化，并對風化成土過程中磁性礦物的轉化過程及機理進行深入研究。

4 結論

九江紅土剖面的磁化率從下往上呈現明顯的增大趨勢，χlf和χfd在0～1.3 m、1.3～3.9 m、3.9～14.0 m等3個深度范圍分別呈現出明顯的正相關，表明整個紅土剖面磁性的增強與超順磁性顆粒含量的增加密切相關。掃描電子顯微分析表明，九江紅土剖面中的多疇級別磁鐵礦從下往上逐漸增多，并且晶形逐漸變好，含量越來越高，表明剖面從下往上的磁性增強與多疇級別磁鐵礦的含量也密切相關。因此，超順磁顆粒和多疇磁鐵礦的同步增加，是九江紅土磁性增強的主要原因。九江紅土磁性強度與化學風化指數(CIA)呈現明顯的負相關性，表明紅土中的磁性顆粒并不是形成于風化成土過程中的自生礦物，可能源自紅土母質的風化殘留。因此，磁化率并不能作為反映紅土成土過程中氣候變化的有效指標。當風化強度加劇，將會導致紅土中強磁性礦物向弱磁性礦物轉化，致使紅土磁性強度降低，這也是網紋紅土磁性強度低于砂土的主要原因。