首页分享中温带气候区花岗岩风化剖面元素地球化学特征及其环境意义

中温带气候区花岗岩风化剖面元素地球化学特征及其环境意义

来源：花匠小妙招时间：2025-10-25 19:49

岩石风化作为地球表层重要的地质过程，对塑造地表形态，提供生态系统所需营养物质，调节全球气候起着关键作用（West et al.，2005）。其中硅酸类岩石风化作为全球CO2源—汇过程的重要环节，被认为是地球关键带（The Critical Zone）相互作用及其长期变化的记录者（Bataille et al.，2017；Mao et al.，2018）。花岗岩在地表出露的硅酸类岩石中占1/4，是组成地表岩石的关键，研究花岗岩风化剖面对了解地表风化过程，探究全球气候变化有着重要意义（Berner et al.，1983）。

花岗岩的风化常体现为元素浓度和矿物组成的变化。元素地球化学特征能够揭示元素的迁移富集规律、探究岩石风化程度，因而常被用于区域风化环境的重建（巫锡勇等，2016；顾涛等，2021）。色度受矿物颗粒颜色和组成的影响显著，可以作为气候代用指标反映古环境变化（杨胜利等，2001）。磁化率对岩石风化过程中磁性矿物含量的变化较为敏感。磁性矿物由于受温度、降水等影响，其在风化过程中有不同的组合形式。因此磁化率不仅能够对岩石风化程度进行指示，也能够响应其风化环境（刘秀铭等，1990；An et al.，1991；安芷生等，2006；Arikan et al.，2012）。

不同气候区岩石风化过程具有显著差异。目前国内对于花岗岩风化剖面的研究主要集中在热带、亚热带以及暖温带等气候区（Zheng et al.，1996；马英军等，1999；党丽丽等，2020），缺少对中温带花岗岩风化的研究。对于花岗岩风化的研究则多以化学风化研究为主，很少关注化学风化和物理风化对花岗岩风化的共同影响。我国中温带地区广泛出露不同地质历史时期的花岗类岩石，成因复杂，且具有其特殊性，研究则多以不同时期花岗类岩石成因为重点（李竞妍等，2014；牛延宏等，2016；陈会军等，2021），缺少对整个花岗岩剖面风化过程的系统性研究。

本研究以位于中温带气候区的哈尔滨英杰花岗岩风化剖面为研究对象，对其元素地球化学进行分析，揭示岩石风化程度及元素迁移富集规律，并结合磁化率和色度等指标，对区域风化环境进行探讨。这一研究也为理解中温带气候环境下花岗岩风化过程提供了新的思路。

1 研究区概况

哈尔滨位于亚欧大陆东北缘（图 1a），为典型的中温带大陆性季风气候，气温日较差和年较差均较大，寒暑变化剧烈。夏季，来自北太平洋的暖湿气流受东部山脉的阻挡无法深入，导致降水量少而不均；冬季受西伯利亚高压的影响，加之较高的纬度位置，气候异常寒冷。

图 1 东亚地区DEM图（a），东北地区花岗岩分布图（b. 据陈会军等，2021修改）和研究区地质图（c. 根据黑龙江省1∶500 000地质图修改）

Fig. 1 DEM map of East Asia(a), granite distribution map of NE China(b, modified from Chen et al., 2021)and geological map of study area(c, modified from 1∶500 000 geological map of Heilongjiang Province)

地质构造上，哈尔滨位于松嫩地块东南缘，张广才岭西侧（图 1b）。前寒武纪古亚洲洋与古陆块的拼贴形成松嫩地块，古元古代晚期松嫩地块西缘龙江地区受岩浆幔源底侵作用形成了花岗岩体，东南缘未出露前寒武纪基底岩系（张超等，2018）。早古生代古大洋俯冲作用使区域内沿牡丹江断裂发育大范围南北向带状展布的花岗岩体（图 1b），后期佳木斯地块和松嫩地块沿裂缝带拼合，出露典型的同碰撞和后碰撞型花岗岩岩体（Wang et al.，2012；许文良等，2012；陈会军等，2021）。晚古生代—中生代期间仍处于活动大陆边缘环境，受到东侧牡丹江洋的俯冲作用，区域富集二长花岗岩（Ge et al.，2017）。二叠纪进入太平洋构造域演化阶段，晚二叠世沿张广才岭岩浆岩带北段发育花岗岩体（图 1b），显示活动陆缘弧特征（葛茂卉等, 2019, 2020；李锦轶等，2019；李韶凯等，2020）。晚三叠世花岗岩形成于后碰撞伸展构造环境，此时大洋闭合、古亚洲洋与古陆块碰撞结束，岩石圈处于伸展阶段（耿雯等，2014）。早侏罗世受佳木斯地块和松嫩地块碰撞—拼合过程中弧后伸展作用的影响，区域内发育二长花岗岩体（赵越等，2012；冯光英等，2019）。中侏罗世（图 1b）在大洋板块的持续俯冲作用及后续的岩石圈拆沉效应下形成具有壳幔混合成因花岗闪长岩（任永健，2019）。晚三叠世—早侏罗世时，松嫩地块内部处于相对稳定的状态，哈尔滨地区的花岗岩主要为这一时期的侵入岩体（图 1c）。晚中生代到新生代区域内虽无大规模的构造运动，但在小范围内仍有构造抬升（王瑜等，1999）。

2 材料与方法

2.1 样品采集

样品采集自哈尔滨市宾县英杰村一处花岗岩风化剖面（127°21 ′E，45°43 ′N），厚度约为360 cm。剖面顶部发育灰黑色土壤，土壤表面覆盖植被，为避免人为因素以及植物根系的可能影响，从30 cm处自上而下间隔10~20 cm依次采样，采集至349 cm处，共采集新鲜风化岩石样品24个，命名为YJ-1~YJ-24；350~360 cm之间采集基岩样品（YJ-25），因其不属于风化剖面，故不在本文研究范畴。同时，为更好地对比风化前后岩石的变化差异，在剖面附近采集两块新鲜花岗岩样品，编号为YJ-26，作为未风化母岩代表。

根据英杰花岗岩风化剖面岩性特征，将其划分为3个明显不同的风化层（图 2）。

图 2 英杰花岗岩风化剖面岩性分层及采样位置图

Fig. 2 Lithological stratification and sampling location of Yingjie granite weathering profile

氧化土层（图中均用A层表示）（0~120 cm）：上部为灰白色—黄白色氧化土，厚约85 cm，夹碎石或小砾石，质地坚硬；85~120 cm为上部灰白色—黄白色层与下部紫红色腐泥岩的过渡层，深灰黄色，质地较坚硬。

腐泥岩层（图中均用B层表示）（120~280 cm）：整体表现为花岗岩风化形成的紫红色泥，其上部颗粒细腻，质地松散；从160 cm开始，随着深度的增加，颗粒逐渐增大，岩石沿节理风化明显；239 cm开始为紫红色泥质夹细砂及小块砾石。

半风化层（图中均用C层表示）（280~360 cm）：其上部280~350 cm为紫红色泥夹大块砾石，含细微节理；350~360 cm向下过渡为黄白色—灰白色基岩。

2.2 分析方法

将风干后的岩石风化样品筛选出小于63 μm的组分，以排除粒度组分对矿物的干扰。常量元素分析实验采用电感耦合等离子体发射光谱法（ICP-OES），为规避单一测定方法对元素含量造成影响，采用两种实验前处理分析方法，其中Si含量分析采用碱熔法，以排除Na离子对样品中Si元素含量的影响，其余主量元素采用酸溶法。酸溶法具有对元素提取更彻底，误差更小的优点（熊聪慧等，2020）。微量元素、稀土元素采用电感耦合等离子质谱仪（ICP-MS）测定，主量元素的相对标准差为0.01%，微量元素、稀土元素的相对标准差为0.01×10-6~0.05×10-6。烧失量（LOI）测试是将样品在1 000 ℃条件下加热一小时，分别对加热前后样品进行称重，并根据其重量差计算百分比含量。元素地球化学分析在兰州大学甘肃省西部矿产资源重点实验室完成。

磁化率测量使用英国BartingtonMS2B磁化率仪，将自然风干的样品研磨至无大块颗粒，置于弱磁性盒（2 cm×2 cm×2 cm）内，对样品称重后分别进行高频磁化率（χhf）和低频磁化率（χlf）的测试。为保证其准确性，对每个样品进行3次测试，计算平均值作为最终测试的质量磁化率值。在质量磁化率的基础上，计算样品的百分频率磁化率（χfd），以更好地衡量磁化率与气候环境的关系。频率磁化率计算公式（1）：

χfd=(χlf−χhf)/χlf∗100 (1)

为准确描述不同层位风化产物的颜色，对研究样品进行了色度测试。将样品置于玛瑙研钵中研磨至细腻无颗粒，使用美能达CM-700d分光测色仪对样品亮度L*、红度a*和黄度b*进行测试。为避免实验结果存在偶然性从而引起误差，对每件样品进行3次测试，取平均值代表样品的颜色属性。磁化率和色度实验均在哈尔滨师范大学寒区地理环境监测与空间信息服务黑龙江省重点实验室完成。

3 结果

3.1 主量元素特征

新鲜花岗岩母岩（YJ-26）样品分析结果显示，主量元素以SiO2、Al2O3、Na2O、K2O为主，其中SiO2含量最高，达67.26%；其次为Al2O3，含量为18.39%；Na2O与K2O含量接近，分别为5.80%和5.42%。在A/NK-A/CNK图解中显示母岩铝饱和指数A/CNK为1.58（图 3a），表明花岗岩具有过铝质花岗岩特征；在SiO2-K2O图解中表现出高钾钙特征（图 3b），属于钾玄岩系列（Peccerillo and Taylor, 1976；Rickwood，1989）；结合母岩元素地球化学特征（低Na/K比、高稀土浓度、A/CNK＞1.1），我们认为研究区花岗岩为S型花岗岩。

图 3 花岗岩母岩ANK-ACNK图解（a）和花岗岩母岩SiO2-K2O图解（b）

Fig. 3 ANK-ACNK plot of the granite parent rock(a)and SiO2-K2O plot(b)of the granite parent rock

对于剖面整体而言，以SiO2、Al2O3和Fe2O3元素为主（图 4a）。其中SiO2含量最高（59.27%~72.09%），且随着深度的增加，SiO2含量整体呈减小的趋势；Al2O3含量次之（14.72%~23.27%），Fe2O3含量相对较少（3.85%~7.69%），且Al2O3和Fe2O3的变化趋势与SiO2相反，整体呈现出增加的趋势（图 4a）。碱金属元素中，Na2O与K2O含量较高，CaO与MgO整体含量较少，在0.20%~1.20% 之间，二者呈现出相似的变化趋势。剖面中TiO2的含量相对较少，在0.20%~1.00% 之间；MnO和P2O5含量少，仅占剖面主量元素含量的0.04%~0.12%（图 4a）。与母岩相比，Fe2O3、CaO、MgO、MnO、P2O5、TiO2在剖面中相对富集，而Na2O与K2O在剖面中明显亏损。此外，通过剖面和母岩的LOI值对比可以看出，母岩样品中LOI值相对较低（1.42%），而剖面整体具有较高的LOI值（3.10%~22.2%）。

图 4 英杰花岗岩风化剖面主量元素/%（a）和微量元素和稀土元素/×10-6（b）随深度的变化

Fig. 4 Major elements/%(a)and trace and rare earth elements/×10-6 (b)in Yingjie granite weathering profile with depth change

从剖面纵向不同层位上看，主量元素含量变化较大，根据主量元素在整个剖面中的变化趋势，可将其划分为3个明显不同的层位（图 4a），这与野外岩性分层的结果相一致。下部的半风化层中，Al2O3、Fe2O3、K2O和P2O5含量较高；LOI值出现明显的高值，在349 cm处达到22.3%。中部的腐泥岩层中，SiO2、Al2O3、Fe2O3、K2O以及Na2O占主导地位，相比于半风化层Al2O3和Fe2O3含量明显下降，而SiO2呈现出一定程度的增加，且各主量元素在腐泥岩层中的波动较小。上部的氧化土层中，SiO2、CaO、MgO和TiO2含量达到3个层位中的最高值，而Al2O3、Fe2O3和K2O则达到最低值。

3.2 微量元素、稀土元素特征

在新鲜的花岗岩母岩（YJ-26）中，大离子亲石元素（LILEs）、高场强元素（HFSEs）以及稀土元素（REEs）含量相对较高。相对于花岗岩母岩，风化剖面中微量元素Ni、V、Cr和Co等重金属相对富集，且随深度变化与Fe2O3和MnO具有相似趋势（图 4b）。Rb元素浓度变化呈现出随深度减小而降低的特征，与K2O随深度的变化相一致，高场强元素Zr、Hf、Nb、Ta和Th等在剖面中的浓度变化具有较高的一致性（图 4b）。

风化剖面中稀土元素整体含量丰富，表现出较好的母岩继承性。但在不同层位总稀土元素（∑ REE）含量变化较大（231.24×10-6~780.85×10-6），且与岩性分层基本一致（图 5a）。其中，在半风化层含量最高，并在300 cm处达到整个剖面最大值（780.85×10-6）；在腐泥岩层波动较小且也具有较高的稀土元素含量；半风化层和腐泥岩层稀土元素含量均高于母岩；氧化土层稀土元素含量较低，越靠近地表的风化样品中稀土元素含量越低，且整体相对于母岩亏损。

图 5 英杰花岗岩风化剖面总稀土元素浓度（a），轻稀土元素浓度（b），重稀土元素浓度（c），LREE/HREE（d），LaN/YbN（e），Ce/Ce*（f）和Eu/Eu*（g）随深度变化Eu/Eu* = EuN/（SmN × GdN）1/2，Ce/Ce* = CeN/（LaN × PrN）1/2

Fig. 5 The concentration of total rare earth elements(a), the concentration of light rare earth elements(b), the concentration of heavy rare earth elements(c), LREE/HREE(d), LaN/YbN(e), Ce/Ce*(f)and Eu/Eu*(g)in the weathered profile of Yingjie granite varies with depth

在稀土元素中，轻稀土元素（LREEs）含量相对较高（204.68×10-6~708.98×10-6），且与总稀土元素具有一致的变化趋势（图 5a、图 5b）；而重稀土元素（HREEs）的含量相对较低（26.56×10-6~75.59×10-6），在腐泥岩层中重稀土元素含量相对较高，到腐泥岩层与氧化土层交界处达到最高值（图 5c）。LREE/HREE比值随着深度的减小逐渐增大（图 5d），最大值出现在腐泥岩层顶部，表明此处轻重稀土分异程度最大。LaN/YbN比值为6~13，表明轻重稀土元素之间存在明显分异（图 5e）。

对稀土元素进行球粒陨石标准化结果显示，在花岗岩母岩中存在明显的Eu负异常，Ce轻微正异常。剖面Ce异常不明显，δCe介于0.87~1.10之间，仅在剖面顶部出现轻微正异常（图 5f）。而δEu的变化范围相对较大，介于0.26~0.56之间，且表现出明显的负异常（图 5g）。在球粒陨石标准化分布型式图中，各层位稀土模式曲线变化不大，均为“右”倾型和倒“V”型的Eu负异常低谷（图 6）。

图 6 稀土元素球粒陨石标准化分布型式图（采用CI碳质球粒陨石的组成进行归一化）

（据Sun and McDonough, 1989）

Fig. 6 Chondrite-normalized rare-earth element patterns(compositions of the CI carbonaceous chondrite were employed for the normalization)(after Sun and McDonough, 1989)

3.3 色度、磁化率特征

色度测试结果显示，剖面中a*与b*值具有相似的变化趋势，L*值则呈现出完全相反的趋势（图 7a）。半风化层和腐泥岩层a*、b*值相对稳定，波动较小；而L*值在半风化层和腐泥岩层呈现较大的波动，具体表现为在半风化层随剖面深度减小而增大，在腐泥岩层随深度减小呈现先减小后增大再减小的趋势。

图 7 英杰花岗岩风化剖面色度（a）和磁化率（b）随深度的变化

Fig. 7 Yingjie granite weathering profile chroma(a)and the susceptibility(b)varies with depth

磁化率分析结果显示，χhf和χlf的变化范围在3.77×10-8~36.87×10-8 m3kg-1之间，整体值较低（图 7b），χfd在5.73~29.60之间，具有与χhf和χlf完全不同的变化趋势。相对于色度，磁化率曲线的变化幅度较大，在半风化层χhf、χlf均呈现先减小后增大的趋势，在腐泥岩层呈现先降低后增加的趋势，而χfd则呈现相反的表现（图 7）。

氧化土层a*、b*值与χhf、χlf均呈现随剖面深度减小而降低的趋势，并在剖面顶部达到最低值（图 7）。L*值与χfd氧化土层迅速增大（图 7），在剖面顶部达到最高值。

4 讨论

4.1 化学风化程度评价

化学风化指数是用来表征岩石风化程度的有效指标，学者们基于地球化学数据提出了诸多化学风化指标，其中化学蚀变指数（CIA）已被广泛应用于岩石化学风化程度的评估以及风化环境的重建（Nesbitt and Young, 1982）。其计算公式（2）：

CIA=Al2O3/(Al2O3+CaO∗+Na2O+K2O)∗100 (2)

式中，CaO*仅代表硅酸盐矿物中的Ca含量。对剖面化学蚀变指数计算结果显示，剖面的CIA值在56~68之间，属于中低等程度的化学风化（Nesbitt and Young, 1982）。CIA值在剖面上的变化表现为明显的3段式特征，与前述元素含量和野外岩性分层结果相一致（图 8）。

图 8 英杰花岗岩剖面化学风化指数随深度的变化

Fig. 8 The chemical weathering index of the Yingjie granite profile changes with depth

CIA值在半风化层中明显高于其他层位，在腐泥岩层中存在一定程度的波动；在氧化土层中表现为先随深度的减小递减的趋势，之后保持在较稳定的低值。这种纵向宏观上CIA值上低下高的变化趋势与岩石化学风化的一般规律不相符（杨社锋等，2009；散飞雪等，2013）。为更好地表明岩石剖面的化学风化程度，结合化学风化指数（CIW）、斜长石蚀变指数（PIA）、科尔曼风化指数（WIC）、花岗岩风化指数（WIG）等多指标进行分析（图 8）。其中，CIW计算公式：Al2O3/（Al2O3+CaO* +Na2O）*100，能够表明源区岩石风化程度（Harnois，1988）。PIA计算公式：（Al2O3-K2O）/（Al2O3+CaO+Na2O-K2O）*100，考虑了钾交代作用对岩石风化的影响，一般用于对斜长石风化进行评价（Fedo et al.，1995）。WIC计算公式：（[Na2O+K2O+CaO*+MgO）/（Al2O3+Fe2O3+TiO2）]*100，由于其采用7种氧化物进行计算，故对风化程度的反映更灵敏（Colman，1982）。WIG计算公式：（[Na2O+K2O+CaO-10/3P2O5）/（Al2O3+Fe2O3+TiO2）]*100，由于其不对长石和碳酸盐矿物中CaO进行区分，因此能够很好地衡量花岗类岩石的化学风化（Gong et al.，2013）。上述化学风化指数的计算表明，CIA、CIW和PIA具有一致的变化趋势，值越高代表剖面化学风化程度越大；而WIC、WIG具有与前者相反的变化趋势，值越小代表岩石分解越彻底，风化程度越高。在不同层位上，各风化指数指示的风化程度具有较好的一致性，因此上述风化指标能够很好地反映花岗岩剖面的化学风化程度。结合CIA值对剖面风化程度进行预测，显示剖面经历了Ⅲ、Ⅳ级风化（图 9a），这种较低的风化等级与风化产物的性状并不一致，腐泥岩层风化等级低，但风化产物为泥质结构，这表明风化剖面形成以后又遭受到了物理风化（Nesbitt et al.，1997；Riebe et al.，2004）。

Fig. 9 Weathering trend of ideal granite weathering profile and vertical distribution of clay minerals(a)and the A-CN-K ternary diagram for the analyzed samples(b, modified after Nesbitt et al., 1997)

此外，我们发现剖面中CIA值与LOI值变化趋势一致，LOI值是样品经过高温燃烧后的失水值，与粘土矿物中结构水和吸附水的形成有关（Ng et al.，2001），因此LOI值可以间接反映粘土矿物的总量（Mei et al.，2021）。在剖面半风化层中LOI值最高，表明粘土矿物含量最高。根据元素地球化学数据在Al2O3-（CaO* +Na2O）-K2O（A-CN-K）三元图解（图 9b）上的表现可以预测岩石风化趋势和风化程度（Nesbitt et al.，1997）。结果显示样品在A-CN-K三元图解上的投点基本平行于A-CN边，表明随着风化作用的进行，斜长石逐渐向蒙脱石转化。一般认为，粘土矿物的组合能指示风化类型和气候环境，蒙脱石的存在指示岩石风化时区域气候寒冷干旱，受物理风化影响显著（陈涛等，2003）。

综合上述分析，我们认为在岩石风化剖面形成以后，遭受了强烈的物理剥蚀，使原本形成的化学风化剖面被破坏改造。对剖面顶部氧化土层而言，其物理风化作用表现得最为强烈，使化学风化产物被破坏得最为严重；对于剖面中部腐泥岩层而言，表现出一定的物理风化作用；对于剖面底部的半风化层而言，物理风化作用对其影响相对较小。因此，使得剖面呈现出底部化学风化程度高，顶部化学风化程度低的趋势。这一认识也得到了野外证据的支持，野外观察发现剖面附近有很多碎屑砾石的存在，指示了剖面内存在较强的物理风化作用。同时，剖面内部存在较多裂隙，其中剖面顶部无明显裂隙，且仅存在风化后的细粒物质，这与前述物理风化对剖面顶部影响最显著，使顶部化学风化形成的岩石结构被破坏得最强这一认识是一致的；而在剖面中部腐泥岩层裂隙明显，这也能够证明腐泥岩层存在一定程度的物理风化，CIA等化学风化指标在腐泥岩层出现了一定程度的波动，这种现象可能与裂隙存在具有相关性；下部裂隙不明显，也印证物理作用影响较小。另外，此前有学者对青藏高原北部花岗闪长岩风化剖面的研究显示了在高原地形独特的气候背景下，物理风化占主导，化学风化相对较弱，其岩石内部节理发育也被认为是物理风化的结果，这与我们的认识是基本一致的，在一定程度上也体现了寒区的风化特点（Jian et al.，2019）。综上，我们认为在对哈尔滨地区岩石风化程度进行评价时，不但要考虑化学风化，更应该注意物理风化的强烈作用对岩石风化的影响，这其中包括物理风化本身的作用及对先成产物的破坏作用。

4.2 剖面元素迁移富集规律

岩石的风化过程中会发生元素的迁移富集，Si/Al和Ti/Al通常被用来表征岩石是否属于原位风化（Budihal and Pujar, 2018）。剖面不同位置Si/Al和Ti/Al比值计算结果显示，半风化层和腐泥岩层比值跟母岩比值相比相对稳定，氧化土层Si/Al和Ti/Al比值与母岩相比变化较大。在以往研究中表明，发生原位风化的岩石样品中Si/Al和Ti/Al比值相比母岩变化不大，因此，我们认为剖面半风化层和腐泥岩层更能代表花岗岩原位风化信息，即由花岗岩母岩风化而成；而氧化土层的不稳定变化指示了花岗岩风化过程中可能伴有外来物质的加入。在对剖面进行元素迁移富集规律的探讨时，考虑到A层可能受到外来物质的干扰，通过腐泥岩层和半风化层与母岩的对比更能代表原位风化过程中元素的迁移富集，故在本节讨论中重点对腐泥岩层和半风化层元素的活动性进行研究。

为衡量化学风化过程中元素的迁移富集规律，本文采用了物质平衡系数（%change）来计算整个风化剖面元素组成相对于母岩的变化（Nesbitt et al.，1979，1992）。YJ-26样品作为新鲜母岩样品，没有发生元素的损耗和富集，故选取其作为标准值用作对比元素在风化过程中的变化。物质平衡系数计算公式（3）：

%change=[(Xws/Yws)/(Xpr/Ypr)−1]∗100 (3)

式中，Xws和Xpr为风化样品（ws）和母岩（pr）中的元素浓度，Yws和Ypr为风化样品和母岩中的不变元素浓度。如果元素% change＞0，表示元素在风化过程中相对母岩富集；当%change = 0，表明元素既没有损耗也没有富集；而如果%change＜0，表示元素在风化过程中发生了亏损，接近-100则表明元素在风化过程中100% 损耗。

在计算物质平衡系数时通常选择Zr和Ti等相对稳定的元素作为不变元素，但在本研究中，Zr和Ti两种元素在剖面内均发生了一定程度的迁移，因此考虑采用风化稳定元素Al作为不变元素（Ji et al.，2000；Das and Krishnaswami, 2007），对不同层位元素的物质平衡系数计算结果如图 10所示。Si和Na在腐泥岩层和半风化层出现了轻微的亏损，且随着化学风化程度的增加出现了明显的亏损（图 10b、图 10c）。Si、Na主要赋存于易分解矿物如斜长石中，斜长石的含量随着风化程度的增加而减少，Si和Na的这种亏损是斜长石类矿物分解的结果。Ca在半风化层富集，一般认为，Ca主要赋存于长石类矿物中，随着风化作用的进行长石类矿物分解，Ca元素从剖面顶部向下淋滤，在半风化层中富集（图 10c）。K在整个剖面中出现了明显的亏损，且K的含量随着风化作用的进行而减小，这种现象是钾长石等长石类矿物的分解导致（Nesbitt et al.，1980）。Fe、Mn元素在剖面内表现为显著富集的特征，由于Fe、Mn元素均为变价元素，在风化作用后期发生氧化反应以氧化物的形式富集在剖面中，因此物质平衡系数表现为高值。P在剖面中富集，可能是由于风化作用导致磷酸盐类矿物或剖面有机质含量的增加所导致的（Banfield and Eggleton, 1989）。高场强元素如Zr、Nb、Hf和Ta在剖面风化过程中表现出一致的迁移富集规律，在腐泥岩（图 10b）和半风化层（图 10c）呈现出一定程度的亏损，这表明即使在轻微的化学风化程度下，稳定元素也能够发生迁移。大离子亲石元素Rb、Sr、Ba呈现出与Na、K一致的变化趋势，因其重要赋存于长石类矿物中，能够随着长石类矿物的分解而在剖面内发生一定程度的迁移。由此可见，元素的迁移富集受岩石风化的影响，同时，元素的迁移富集在一定程度上也能够反映岩石的风化程度。

图 10 氧化土层（a）、腐泥岩层（b）和半风化层（c）中主、微量元素物质平衡系数

Fig. 10 Mass balance coefficient plot of the major and trace elements of the oxidized soil layer(a), saprolite layer(b)and semi-regolith layer(c)

元素物质平衡系数表明，除Eu之外，剖面中稀土元素具有相似的变化规律（图 10）。但轻稀土元素的迁移富集程度明显高于重稀土元素，这表明在花岗岩风化中轻稀土元素相对活跃，并富集在风化剖面中下部。花岗岩稀土元素主要赋存于副矿物中，而不同轻稀土元素赋存于不同的副矿物中，轻稀土元素主要赋存于独居石中，重稀土元素主要赋存于磷灰石和锆石中，不同副矿物抗风化能力的不同，因此随着风化作用的进行，轻重稀土元素也会存在不同的迁移富集规律，这与轻重稀土元素的分异（图 5e）相一致（Middelburg et al.，1988；池汝安等，1995；马英军等，2004）。

值得注意的是，Eu具有完全不同的元素迁移率，表明其地球化学行为与其它稀土元素差异显著。目前对于Eu异常富集的原因尚不统一，一般认为Eu主要赋存于斜长石中，可能受斜长石风化分解的影响从剖面顶部向下淋滤，并在粘土矿物的吸附下富集在剖面中（马英军等，1999）。此外，Eu作为变价元素在氧化条件下也可能改变价态在剖面内富集（杨骏雄等，2016）。

4.3 岩石风化过程的环境意义

地表岩石风化作用受风化环境和母岩性质等因素的影响，并表现出不同的物理化学行为（Raymo and Ruddiman, 1992；Bluth and Kump, 1994）。本风化剖面为花岗岩原位风化的产物，母岩性质未发生改变，因此，岩石风化主要受区域风化环境的影响。

在本研究中，CIA值小于70，反映了寒冷干燥的气候条件（Nesbitt and Young, 1982）。A-CN-K三角图对风化趋势的预测中，蒙脱石的存在也支持干燥寒冷的气候条件（Riebe et al.，2017）。将岩石风化剖面与母岩进行对比能够有效重建风化环境，考虑到氧化土层可能受到外来物质的干扰，因此，重点选择半风化层和腐泥岩层进行研究。土壤或岩石的磁化率强弱取决于磁性矿物的种类及含量，能够指示区域气候环境。根据Olliver模型，磁化率与岩石类型有关，不同种类的岩石有不同的磁性特征，这取决于磁性矿物颗粒的类型和数量（Bhathal，1971）。在花岗岩中占据主导地位的磁性矿物为磁铁矿，因此在花岗岩母岩中具有相对较高的低频磁化率和高频磁化率值。低频磁化率和高频磁化率值在半风化层的表现与母岩相当，表明半风化层有明显的母岩继承性；在腐泥岩层磁化率值呈明显的下降趋势，且越靠近顶部，磁化率值越低，指示了气候逐渐变干（Chuman et al.，2014），这种下降趋势主要是因为在风化过程中，亚铁磁性矿物向反铁磁性矿物（如赤铁矿或针铁矿）转化所致。但低频磁化率和高频磁化率数值容易受剖面氧化还原条件的影响，因此在对风化环境进行推断时需考虑剖面内含铁矿物的氧化反应。研究表明，频率磁化率受氧化物氧化反应的影响相对较少，且不论在沉积岩中（如黄土）或岩浆岩中（如玄武岩）频率磁化率都与成壤作用有关，且与降水有良好的正相关性（饶志国等，2010；Preetz et al.，2017）。本研究中，腐泥岩层和半风化层χfd相对母岩较低，在腐泥岩层顶部达到低值，且呈现出较为明显的两段式变化特征，即在半风化层χfd整体表现为高值（平均值为15.53），腐泥岩层整体表现为低值（平均值为11.68），表明从剖面底部向上，降水逐渐减小，指示岩石风化过程中区域气候逐渐变干。

风化产物颜色能够灵敏地反映气候变化，因此各色度参数具有重要的环境意义。其中a*、b*值越高代表铁氧化物含量越高，同时也能够指示气候相对湿润（李拓宇等，2013；张亚云等，2019）。L*值的大小与有机质含量有关，并能够指示气候的变化，一般而言，L*值越高表明有机质含量越少，气候寒冷干旱；相反，L*值越低表明有机质含量越多，气候温暖湿润（杨胜利等，2001）。本研究中，半风化层L*整体表现为低值（平均值为56.99），腐泥岩层整体表现为高值（平均值为59.18），指示了在剖面风化过程中气候宏观变干的趋势，这与χfd揭示的气候信息具有很好的一致性。a*、b*值在半风化层和腐泥岩层整体波动较小，没有表现出明显的变化趋势，尽管如此，我们对a*、b*在半风化层和腐泥岩层的平均值进行了进一步的计算，发现a*的平均值在半风化层较高（平均值为11.36），在腐泥岩层较低（平均值为10.96），指示了气候整体趋于干旱，这与前述的认识是一致的，但b*平均值的变化不明显。

此外，通过对气候变化曲线进一步分析，发现气候在整体趋于冷干的大背景下，也存在一定的气候波动。其中，较为明显的是χfd曲线在半风化层和腐泥岩层两处明显的波动，均表现为χfd快速增加后又快速减少，指示了气候经历了两次短暂的湿润期。综上所述，岩石风化过程中本区气候宏观上表现为逐渐干冷的变化趋势，并叠加次一级的冷暖波动。

寒冷干燥的气候条件下物理风化作用显著，且主要表现为温差风化和冰劈作用。昼夜温差以及季节性温差导致岩石因内外受热不均产生裂隙。此外，岩石风化过程中存在裂隙水的冻胀作用，原有的裂隙被进一步扩大，加剧其物理风化作用（Halsey et al.，1998）。在裂隙发育的岩石剖面内部，机械侵蚀率高于化学风化率，在这种强烈的剥蚀作用下强风化剖面难以形成（Wilson，2004）。如前述，英杰花岗岩风化剖面在纵向上表现出与以往剖面完全相反的风化特征，这是由于物理风化的破坏改造导致的。寒冷干旱气候环境下的温差风化和冰劈作用导致裂隙的发育，使物理风化表现得更为明显，并最终改变了常规的化学风化模式，这也为解释中温带干冷环境下岩石风化提供了新的思路。