下蜀黃土參數(shù)化粒度端元分析及其物源示蹤

劉夢慧，李徐生，韓志勇，陳英勇，汪雨辰，苑曉康，任翌成

1.南京大學 地理與海洋科學學院，南京 210023 2.河南大學 環(huán)境與規(guī)劃學院，開封 475001

黃土是地質時期大氣粉塵活動的產(chǎn)物與記錄（劉東生，1985）。開展風塵黃土物源示蹤研究和源區(qū)特征分析，有助于追蹤風塵源區(qū)的環(huán)境狀況，揭示風塵物質的產(chǎn)生、釋放機制以及解讀風塵沉積古環(huán)境記錄，進而探討大氣環(huán)流格局變化。風塵黃土物源示蹤研究已成為過去全球變化研究中的一個重要方向和研究熱點（孫繼敏等，1995；鹿化煜和安芷生，1998；Guo et al，2002；Sun，2002；陳駿和李高軍，2011）。

下蜀黃土是晚第四紀以來長江中下游地區(qū)發(fā)育的風成黃土，位于我國風成黃土堆積的南緣和南方紅土發(fā)育的北界，是我國南方地區(qū)重要的第四紀地層，也是研究我國亞熱帶地區(qū)古氣候環(huán)境演變的重要載體（楊達源，1991；李徐生等，2018）。下蜀黃土的風塵物質來源于何處，眾多學者對此進行了大量研究，但仍存在爭議。早期研究認為下蜀黃土的堆積主體來自冬季風加強時北方干旱地區(qū)粉塵顆粒的遠距離輸送，是晚第四紀冰期大規(guī)?！包S土南侵”的結果（李吉均等，1983；吳標云，1985；邵家驥，1988；熊尚發(fā)等，1999；李徐生等，2001）。而近些年來，更多學者認為北方干旱區(qū)的遠源粉塵在下蜀黃土形成過程中的貢獻被高估了，并推斷下蜀黃土的粉塵堆積主要來源于長江流域附近的基巖剝蝕物、河漫灘、沖積平原、湖床等近源物質（Hao et al，2010；Qiao，et al，2011；Liu et al，2014；凌超豪等，2018；Wang et al，2018；Han et al，2019）。

目前下蜀黃土物源示蹤所采用的研究方法主要有兩種，一種是元素地球化學示蹤（Hao et al，2010；Qiao et al，2011，凌超豪等，2018），另一種是單礦物鋯石U-Pb年齡譜示蹤（Liu et al，2014；Wang et al，2018）。元素地球化學方法應用最廣泛，早期研究中大多基于成對元素比值在散點圖中的分區(qū)定性地分析黃土的粉塵來源，近年來一些研究將這種方法與其他示蹤手段相結合，在半定量和定量揭示粉塵物源方面也表現(xiàn)出了很大的優(yōu)勢（Li et al，2020a；Li et al，2020b；Wu et al，2021）。但在利用元素地化手段示蹤黃土物源時，許多常用的示蹤指標受粒級效應（風力分選）和沉積后次生作用（風化成壤）的干擾明顯，從而影響示蹤結果的可靠性；同時，雖然期望根據(jù)元素地球化學組成差異區(qū)分沉積物的潛在粉塵源區(qū)，但如果下蜀黃土是來自兩個（比如同時包含近源和遠源組分）或多個源區(qū)的混合粉塵沉積，要明確源匯之間的物質關聯(lián)性則非常困難，使得示蹤結果具有多解性和不確定性（陳駿和李高軍，2011；曹向明等，2020）。鋯石年齡譜示蹤黃土物源也有很大的局限性，作為比重大的重礦物，被挑選出來的鋯石本身就傾向于主要來自上風向的附近地區(qū)，樣品的局部性強而不能代表整個黃土的物源信息，對遠距離傳輸?shù)募毩７蹓m示蹤存在困難（陳駿和李高軍，2011）。

粒度是風塵沉積物最重要的物理指標之一。粉塵沉積物的粒度既受空氣流動狀態(tài)影響，也與粉塵搬運距離有關（Pye，1987；Tsoar and Pye，1987）。因此，黃土的粒度組成能直接反映粉塵沉積時的風力強弱和源區(qū)范圍的變化，研究黃土的粒度特征有助于揭示粉塵物質的來源及其變化、闡明大氣粉塵搬運與沉積機制以及解譯古氣候的變化過程。在重建古季風氣候的研究中，黃土的粒度組成是應用最早和最廣泛的環(huán)境指標之一（鹿化煜和安芷生，1997a；丁仲禮等，1999）。近年來，粒度端元分析法獲得較好發(fā)展，該方法默認沉積物的粒度分布是由不同物源或動力過程決定的，其實質是通過數(shù)學算法逆向從沉積物的粒度數(shù)據(jù)中分解出一定比例的粒級組合，即端元。粒度特征端元可揭示沉積物所蘊含的物源和沉積動力信息（Weltje，1997；Weltje and Prins，2007）。

黃土研究中常用的粒度端元方法主要分為兩大類，即函數(shù)曲線擬合法和非參數(shù)化分解法。函數(shù)曲線擬合法認為單一動力所搬運的沉積物粒度在數(shù)字特征上服從自然界的某種分布函數(shù)，對于多成因的沉積物，可通過函數(shù)擬合運算和參數(shù)設置將其粒度分解為連續(xù)的單峰分布，得到多個粒度組分，常用的兩種函數(shù)擬合方法為正態(tài)分布函數(shù)擬合（Qin et al，2005；殷志強等，2009；劉秀銘等，2017）和Weibull函數(shù)擬合（孫東懷等，2000；孫東懷等，2001；孫東懷，2006；Li et al，2014；Wang et al，2015）。孫東懷等（2000）根據(jù)粒度分布的對稱性和分布形態(tài)的自由度，推測黃土高原黃土更符合Weibull分布類型，且風場統(tǒng)計數(shù)據(jù)也證實某地確定方向上風的風速服從Weibull函數(shù)分布（張秀芝，1996）。在使用Weibull函數(shù)對黃土高原黃土的粒度數(shù)據(jù)進行擬合的過程中，以各粒級的粒度為自變量，以該粒級的百分含量為分布密度函數(shù)值，并以殘差平方和最小為擬合目標，計算出各個參數(shù)值，得到各個粒度組分的分布函數(shù)和百分含量。計算結果表明：Weibull函數(shù)分布的擬合效果優(yōu)于其他函數(shù)，且粒度組分個數(shù)為3時，擬合度最高，即黃土高原黃土可分解為超細組分、細組分和粗組分（孫東懷等，2001；孫東懷，2006）。使用函數(shù)曲線擬合法時，粒度組分的個數(shù)和分布函數(shù)的類型是通過觀察粒度頻率分布曲線上峰的個數(shù)和形態(tài)來設定的，可能會受到樣品偶然性和研究者主觀性的影響（Weltje and Prins，2007；Paterson and Heslop，2015），但其合理性可通過擬合殘差的計算進行最終檢驗，所以在風塵沉積研究中應用比較廣泛。非參數(shù)化分解法是基于特征空間分析對批量樣本中的粒度分布數(shù)據(jù)進行信息提取，把粒度分布分解到一個最優(yōu)序列的比例貢獻中。Weltje（1997）提出了粒度端元模型算法（end-member modelling algorithm，EMMA），通過主成分分析、因子旋轉、非負最小二乘法等運算過程將粒度數(shù)據(jù)分解為對應于不同動力的多個粒級端元，粒度端元的形態(tài)、位置和參數(shù)取決于數(shù)據(jù)集本身，不需人為設定，能同步對某一地區(qū)或一定深度的大批沉積物粒度數(shù)據(jù)進行信息提取，且在黃土高原和青藏高原東北部等地的黃土物源研究中得到應用（Vriend and Prins，2005；Prins et al，2007；Prins et al，2009）。隨后，該方法經(jīng)不同算法改進，優(yōu)化了數(shù)值計算過程和模型穩(wěn)定性（Dietze et al，2012；IJmker et al，2012；Yu et al，2016），但使用該方法分解混合程度較高的樣品時，某些組分可能跨越整個粒級，不具備指示特定沉積動力的意義；可能在粗粒末端出現(xiàn)多峰假象，或忽略細粒端的解釋，不能分離出黃土中＜1 μm的超細粒組分（孫東懷，2006；Sun et al，2011）。Paterson and Heslop（2015）提出了一種能結合上述兩種方法優(yōu)點的參數(shù)化EMA（end-member analysis）方法，隨后在黃土高原、新疆、黃河中游 — 淮河上游和長江北岸地區(qū)的風塵沉積物源研究中得到了廣泛應用（Jiang et al，2017；李帥等，2018；劉浩等，2018；王兆奪等，2018；Jiang et al，2020）。

黃土粉塵的搬運并不是一個統(tǒng)一的過程，而是根據(jù)源區(qū)條件、運輸高度以及搬運距離以不同的方式發(fā)生（Vandenberghe，2013）。采用粒度端元分析方法對于提取風塵黃土中不同組分的物質來源信息則具有明顯優(yōu)勢。本文采用參數(shù)化粒度端元分析方法，對長江下游地區(qū)兩個典型下蜀黃土剖面進行端元分離與提取，結合區(qū)域自然地理特征和沉積動力學原理判斷下蜀黃土中各粒度端元的來源，以期為下蜀黃土物源示蹤提供新的依據(jù)。

1 研究區(qū)域與剖面概況

1.1 下蜀黃土分布

下蜀黃土分布于宜昌以東的長江中下游兩岸，多沉積于沿岸地帶的河流階地、低山、丘陵和崗地等地貌單元上。在湖南、湖北的一些地方俗稱作“老黃土”，在江西有的地方被稱為“九江黃土”，江蘇的寧鎮(zhèn)揚（南京-鎮(zhèn)江-揚州）地區(qū)則是下蜀黃土分布最典型的地帶。厚層的下蜀黃土主要沉積于低山丘陵的山麓面及山前崗地上，厚度可達20 — 30 m或更厚（劉東生，1985；楊達源，1991；李徐生，2001）。

1.2 剖面概況

本文選取2個下蜀黃土剖面為研究對象 ——江蘇鎮(zhèn)江的大港剖面（簡稱DG）和江西九江的馬垱剖面（簡稱MD）。DG剖面（32°13′14″ N，119°41′12″ E）位 于 鎮(zhèn) 江 市 以 東 約20 km的 大 港鎮(zhèn)，頂部海拔26.5 m，是寧鎮(zhèn)揚地區(qū)下蜀黃土的代表性剖面之一（韓志勇等，2008；李徐生等，2018）。鎮(zhèn)江地處北亞熱帶季風區(qū)，年均溫15.7℃，年降水量1053 mm（中國氣象數(shù)據(jù)網(wǎng)中國地面累年值年值數(shù)據(jù)集（1981 — 2010年），http://data.cma.cn）。該區(qū)域下蜀黃土組成高低起伏的崗地，有的被溝谷切割成形狀各異的條塊，形成自然侵蝕或人工開挖的剖面。DG剖面位于長江南岸下蜀黃土崗地的北坡，地貌上為一個沉積盆地，西南側分布著寧鎮(zhèn)山脈。剖面總厚度59.5 m，經(jīng)古地磁年代約束，剖面底部年代早于0.78 Ma（李徐生等，2018），并基于地磁場相對古強度變化建立了該剖面的年代標尺（任翌成等，2020）。

MD剖面（29°59′29″ N，116°39′44″ E）位 于 江西省九江市彭澤縣馬垱鎮(zhèn)，距長江中、下游分界點的鄱陽湖湖口僅60 km。剖面所在的彭澤縣地處中亞熱帶季風濕潤區(qū)，年均溫17.1℃，年均降水量1485 mm（中國氣象數(shù)據(jù)網(wǎng)中國地面累年值年值數(shù)據(jù)集（1981 — 2010年），http://data.cma.cn）。彭澤地區(qū)主要以丘陵地形為主，海拔高度約30 — 60 m，黃土主要分布在20 — 50 m不等的崗地上，地勢由東南向西北逐漸降低，剖面東南部為贛東北中低山丘陵區(qū)，發(fā)育較多沖溝和河谷；中部為低山丘陵崗地，地形起伏較大；北部沿江一帶由沖積平原構成，平均海拔為20 m，沿江有長條狀的沙山分布；西北方向為大別山綿延分布。MD剖面位于山前地帶，地面高程超過30 m。MD剖面為人工開挖暴露的剖面，主體呈棕黃色，質地均一，厚度達20 m，上部0 — 13.2 m出露地表，下部13.2 — 20 m為鉆孔取樣。通過氣候地層對比并結合剖面上部的光釋光測年，建立了該剖面的沉積年代標尺，顯示剖面底部20 m深度的年齡約為430 ka（苑曉康，2017）。

圖1 長江中下游地區(qū)地形和采樣點分布圖Fig. 1 Shaded relief map of the middle and lower reaches of the Yangtze River and the sampling locations

為便于對比，DG剖面同樣取剖面上部約430 ka以來的樣品進行粒度分析，按照基于地磁古強度相對變化建立的DG剖面年代標尺，對應的地層深度為0 — 34 m（任翌成等，2020）。

2 研究方法

2.1 樣品采集與粒度測試

DG剖面0 — 34 m不同深度共取325個樣品進行粒度測試。MD剖面0 — 20 m不同深度共取332個樣品進行粒度測試。實驗流程如下：取約0.5 g樣品先加入10%雙氧水充分反應，再加入10%稀鹽酸。期間，使用電熱板對溶液加熱并煮沸，分別去除有機質、碳酸鹽。再往燒杯中注滿蒸餾水，靜置一夜后，倒掉上清液，加入10 mL六偏磷酸鈉（濃度為0.05 mol · L-1）作為分散劑，在超聲波震蕩儀振動15 min后上機測量（鹿化煜和安芷生，1997b）。儀器為英國Malvern Instruments Ltd.公司生產(chǎn)的Mastersizer 2000型激光粒度儀，測量范圍0.02 — 2000 μm，測量誤差＜2%。粒度測試在南京大學地表過程實驗室完成。

2.2 粒度端元分離

對粒度數(shù)據(jù)使用Paterson and Heslop（2015）提供的基于MATLAB軟件的AnalySize程序進行分析。AnalySize程序提供了非參數(shù)化EMA和四種參數(shù)化EMA方法，根據(jù)粒度數(shù)據(jù)特點和分析結果比較，本文選擇Gen.Weibull參數(shù)法進行EMA分解，這種方法在Weibull分布函數(shù)的基礎上增加了一個附加位置參數(shù)，可在形狀選擇上有更大的靈活性，能更好地控制偏度。確定端元數(shù)量的標準一般是結合R2（linear correlations：表示原始粒度數(shù)據(jù)集與擬合端元數(shù)據(jù)之間的相關性）、EMR2（end member correlations：表示端元之間的相關程度，數(shù)值過大表示存在過度擬合）、θ（angular deviation：端元數(shù)據(jù)與粒度曲線分布偏離角度）等參數(shù)，評估端元數(shù)量的簡約性和再現(xiàn)性，在擬合效果較好、且不存在過度擬合的前提下，選擇盡可能少的端元數(shù)量。

2.3 元素測試及CIA計算

為配合物源分析，需獲得代表剖面風化程度的化學蝕變指數(shù)（chemical index of alteration，CIA）。MD剖面不等距選取96個樣品進行常量元素分析，樣品自然風干后，每個樣品取約5 g置于瑪瑙研缽中磨至200目以下，在南京大學現(xiàn)代分析中心用X射線熒光光譜儀完成常量元素測試。并按公式計算：CIA = Al2O3/(Al2O3+ KO + Na2O + CaO*)×100，公式中的氧化物以物質的量為單位，CaO*為沉積物中的硅酸鹽礦物中的Ca含量，不包括碳酸鹽和磷酸鹽礦物中的Ca含量（Nesbitt and Young，1982）。大港剖面在0 — 34 m深度選取34個CIA數(shù)據(jù)，引自李徐生等（2007）。

3 結果

3.1 粒度組成特征

本文按伍登-溫德華（Udden-Wentworth scale）等比粒級方法劃分粒組（任明達和王乃梁，1981）：＜4 μm（黏土）、4 — 63 μm（粉砂）、＞63 μm（砂），并將粉砂劃分為極細粉砂（4 — 8 μm）、細粉砂（8 — 16 μm）、中粉砂（16 — 32 μm）和粗粉砂（32 — 63 μm）。DG和MD剖面粒度組成十分相似，粒度分布范圍分別為0.27 —126 μm和0.34 — 137 μm。粉砂（4 — 63 μm）是優(yōu)勢粒級，DG剖面粉砂含量68.7% — 79.6%（平均值75.7%），MD剖面為71.6% — 79.4%（平均值76.1%），眾數(shù)粒徑分別為30 μm和32 μm。DG剖面黏粒（＜4 μm）平均含量（22.1%）略高于MD剖面（19.5%），砂粒（＞63 μm）含量相對較低（DG 2.1%；MD 4.3%）。從平均粒徑看，DG剖面（9.9 μm）相對于MD剖面（12.2 μm）整體偏細。

3.2 端元分解特征

將粒度數(shù)據(jù)分解為3 — 5個端元時，各擬合參數(shù)值如表1和圖2所示：端元個數(shù)n= 3時，EMR2＜0.02，R2＞0.98，擬合效果較好，但兩剖面的θ值仍未趨于穩(wěn)定；端元數(shù)n=5時，DG剖面的EMR2值較高（0.5985），可能存在過度擬合；當端元數(shù)n=4時，兩剖面的R2更趨近于1，θ值較小且趨于穩(wěn)定，盡管MD剖面的EMR2值較n= 3時增大，但并不存在過度擬合的現(xiàn)象，即擬合趨于穩(wěn)定。綜合看來，兩個剖面的粒度數(shù)據(jù)在端元數(shù)n= 4時，擬合效果最好。如圖3所示，DG剖面4個端元的眾數(shù)粒徑分別為：EM1 = 0.7 μm、EM2 = 6 μm、EM3 = 25 μm、EM4 = 44 μm；MD剖面4個端元的眾數(shù)粒徑為：EM1 = 0.9 μm、EM2 = 6 μm、EM3 = 28 μm、EM4 = 45 μm。端元EM1、EM2、EM3分別與粒度頻率分布曲線中的三個眾數(shù)峰相對應，而EM4在頻率分布曲線中分布并不明顯，是通過程序運算得到的擬合端元。據(jù)此，本文將下蜀黃土分離為四個不同的粒度端元，分別命名為超細粒（EM1）、細粒（EM2）、中粒（EM3）和粗粒（EM4）組分以示區(qū)別。

圖2 各剖面 Gen.Weibull參數(shù)化端元擬合和端元數(shù)量選取Fig. 2 Gen.Weibull parametric EMA fitting and end member numbers choosing for each profile

圖3 Gen.Weibull 參數(shù)化端元眾數(shù)粒徑與含量分布Fig. 3 Distributions of modal grain sizes and contents of end members by Gen.Weibull parametric EMA in each profile

表1 大港剖面與馬垱剖面粒度Gen.Weibull擬合參數(shù)Tab. 1 Gen.Weibull fitting parameters of DG and MD profiles

3.3 各端元變化特征

各端元含量隨時間序列變化如圖4所示。DG剖面中，EM1的含量為6% — 17%，平均值9.88% ；EM2的含量為29% — 52%，平均值38.33%；EM3是DG剖面粒度的主要組成，含量為32% — 49%，平均值40.39%；EM4含量變化區(qū)間為0% — 27%，平均值11.40%。在MD剖面中，EM1組分含量占比6% — 13%，平均值為9.06%；EM2組分含量占比23% — 32%，平均值27.59%，約比DG剖面低10%；EM3組分也是MD剖面的主要組成成分，變化區(qū)間為47% — 65%，平均值達到56.62%，約比DG剖面高16%左右；EM4含量占比為0% — 15%，平均值6.73%。

圖4 各剖面Gen.Weibull 參數(shù)化端元含量隨時間序列變化Fig. 4 Contents of end members by Gen.Weibull parametric EMA varying with time series in each profile

4 討論

4.1 各端元的物源組分判定

4.1.1 EM1超細粒端元 —— 成壤組分

兩剖面的EM1組分粒徑、含量差別都不大，眾數(shù)粒徑均＜1 μm，含量9% — 10%（表2）。關于黃土中超細粒組分的來源，一種觀點認為是以吸附于粗顆粒或者以顆粒聚合體的形式被搬運沉積的（Pye，1987，1995；Derbyshire et al，1998；Qiang et al，2010；Vlaminck et al，2016）；另一種觀點則認為其形成與成壤作用有關（孫東懷，2006；Sun et al，2011）。風塵物質受成壤作用的改造而引起粒度變化的原因可能有兩方面，一是風塵沉積物中的不穩(wěn)定礦物經(jīng)化學風化后粒徑變小甚至被徹底分解；二是表生風化成壤過程中會有新的黏土礦物生成（孫東懷，2006）?；瘜W蝕變指數(shù)（CIA指數(shù)）可以有效指示化學風化程度，DG和MD剖面的CIA指數(shù)變化曲線分別與各自的EM1曲線同步變化且趨勢一致（圖5），證實EM1組分確與風化過程明顯相關。大港剖面和馬垱剖面的平均CIA值分別為70.5和72.8，與反映中等化學風化程度的溫暖、濕潤環(huán)境條件相對應，且這一環(huán)境條件下成壤過程較強，因此，下蜀黃土的EM1組分應主要來源于風化成壤作用形成的超細粒物質。相比Sun et al（2011）在黃土高原黃土研究中得到的超細組分眾數(shù)粒徑約0.37 μm、平均含量約6.4%（據(jù)Sun et al（2011）Fig. 2數(shù)據(jù)統(tǒng)計獲得），下蜀黃土的EM1組分含量更高（9% — 10%），可能是因為下蜀黃土地處亞熱帶季風濕潤區(qū)，熱量更充足且降水更豐沛，原始粉塵沉積后經(jīng)歷了更強烈的成壤改造。從這個意義上說，EM1組分含量的變化在一定程度上能夠反映研究區(qū)夏季風變化信息。值得注意的是，DG和MD剖面EM1組分的眾數(shù)粒徑略粗于黃土高原黃土超細組分的平均眾數(shù)粒徑，暗示下蜀黃土中2 μm以下的超細組分中可能除了成壤貢獻外，不排除有少量原生的超細粉塵以吸附態(tài)或聚合態(tài)從源區(qū)被搬運而至。

圖5 大港剖面和馬垱剖面CIA與各自EM1含量對比Fig. 5 Comparison of CIA with contents of EM1 in DG and MD profiles

表2 大港剖面和馬垱剖面各來源組分所占比重Tab. 2 Proportion of each provenance component in DG and MD profiles

4.1.2 EM2細粒端元 —— 遠源組分

兩剖面EM2的眾數(shù)粒徑一致，均為6 μm，屬于極細粉砂粒級，平均含量分別為38.33%和27.59%。Sun et al（2011）對黃土高原黃土進行粒度端元分解，第2個粒度端元的結果與本文EM2較為相近，其平均眾數(shù)粒徑為5.8 μm，平均含量為38.5%（據(jù)Sun et al（2011）Fig. 2 數(shù)據(jù)統(tǒng)計獲得），并將其解釋為常態(tài)存在的、西風氣流搬運的遠源粉塵?？諝鈩恿W模擬和衛(wèi)星觀測結果表明：這一粒徑范圍內的粉塵沉降速率低、能被風抬升到一定高度并保持懸浮狀態(tài)，進行長距離輸送（Pye and Zhou，1989；Pye，1995；Shao et al，2011；Vandenberghe，2013）。因此，EM2 組分滿足長期以懸浮狀態(tài)形式進行遠距離輸送的基本條件。已有研究也表明這一粒級組分為外來風塵組分，隨搬運距離增加其粒度大小變化不大，且很少受到成壤作用的影響（Lu et al，2001；Vandenberghe，2013）。

自從認識到黃土是大氣粉塵沉積物這一基本事實以來，現(xiàn)代降塵過程和特征及其氣候背景一直被視為追溯黃土風塵來源、了解黃土沉積過程及其古氣候狀況最直接的見證。本文兩剖面EM2組分中90%以上的顆粒都小于16 μm，其中4 — 16 μm 的平均含量均為60%。這與李徐生等（2009）研究的南京現(xiàn)代春季“泥雨”降塵（濕降塵）的結果十分相似（“泥雨”降塵眾數(shù)粒徑為7.68 μm，＜16 μm的組分占91.91%，4 — 16 μm組分占61.86%）。通過對“泥雨”降塵各項沉積特征的研究，結合天氣活動過程可以判定其主要來源于北方塵暴活動產(chǎn)生的遠源細粒粉塵，寒潮冷鋒的南侵為粉塵的遠源輸送提供了動力，長江下游暖濕氣流對細粒粉塵的清除則促使了濕降塵的發(fā)生（李徐生等，2009）。另外，對南京地區(qū)現(xiàn)代降塵的長期觀察發(fā)現(xiàn)，除春季“泥雨”濕降塵頻發(fā)外（圖6a、圖6b），遠源粉塵還能以“干降塵”的方式被長途輸送至長江下游地區(qū)沉降，例如：2010年3月19 — 20日前后北方大規(guī)模沙塵活動及伴有寒潮南侵背景下，南京地區(qū)發(fā)生了浮塵天氣及干降塵事件（圖6c、圖6d）。

圖6 南京2006年3月11日（a）、2007年4月15日（b）“泥雨”濕降塵和2010年3月20日浮塵天氣（c）、干降塵（d）Fig. 6 “Mud rain” (wet dust deposition) on March 11, 2006 (a), April 15, 2007 (b); floating dust weather (c) and dry dust deposition (d) on March 20, 2010 in Nanjing City

將今論古，來自西北沙漠—黃土區(qū)的遠源粉塵應當也是晚第四紀下蜀黃土的重要物源。而且即使在現(xiàn)代氣候條件下，這樣的粉塵釋放、遠源輸送和沉降過程依然以“塵暴活動+寒潮冷鋒南侵+干濕降塵”的模式在進行。綜上，本文認定下蜀黃土中的EM2組分主要為遠源風塵輸入。

4.1.3 EM3中粒組分 —— 近源組分

DG和MD剖面的EM3組分眾數(shù)粒徑分別為25 μm和28 μm，屬于中粉砂粒級，平均含量分別為40.39%和56.62%，是下蜀黃土的主要組成成分。粉塵動力學模型顯示，普通風暴條件下，＞20 μm的粉塵顆粒主要在100 m以下的低空范圍內搬運，強風暴條件下上升高度也不超過1 km；＞20 μm的粉塵一般運輸距離不超過30 km，在強對流條件下，輸送距離可達到500 — 1500 km（Tsoar and Pye，1987；Pye and Zhou，1989）。因此，該組分主要以短期懸浮形式在低空水平輸送，運輸距離取決于粉塵顆粒自身的重力作用和輸送粉塵的風暴強度。對各地黃土進行端元分析研究時，除Vriend et al（2011）將這一組分解釋為長期懸浮組分外，多數(shù)研究將這一粒度端元解釋為短距離低空懸浮搬運的粉塵物質（Sun et al，2004；Prins et al，2009；Nottebaum et al，2015；劉浩等，2018）。DG和MD剖面位于長江下游南岸，其冬季風上風向分布著廣闊的河湖灘地，冰期氣候條件下為風力吹蝕提供了充足的近源物質。MD剖面緯度較低，其近源物質可能主要來自于上風向的長江河谷以及長江北岸的湖泊淺灘，而DG剖面緯度更高，向北更靠近淮河流域，其粉塵來源除包括上述的長江河谷外，可能還有淮河流域粉塵的供給加入。綜上，下蜀黃土中EM3組分是低空近源物質組分，同時該組分也構成了下蜀黃土的主要來源。

4.1.4 EM4粗粒端元——局地源組分

在常規(guī)的粒度頻率分布圖上，EM1、EM2和EM3均呈現(xiàn)出較明顯的3個峰態(tài)，而EM4則隱藏在EM3的分布曲線內不易顯現(xiàn)。DG和MD剖面EM4組分的眾數(shù)粒徑分別為44 μm和45 μm，屬于粗粉砂粒級，粒度較EM3更粗且有砂粒成分的加入，平均含量分別為11.4%和6.73%。根據(jù)空氣動力學原理，＞30 μm組分的遷移距離一般只有幾十到幾百千米，一般將其解釋為沙塵暴爆發(fā)期間，近地面季風間歇性懸浮降落的產(chǎn)物，沉積區(qū)的鄰近區(qū)域提供的局地物質（Pye，1987；Prins et al，2007；Vriend et al，2011）。Sun et al（2004）利用Weibull函數(shù)分離出黃土高原北部黃土序列中粗粒組分眾數(shù)粒徑集中于40 — 50 μm，并將該粗粒組分解釋為區(qū)域冬季風作用下，塵暴前進或撤退時，在近地面高度搬運的間歇性懸浮組分。Vandenberghe（2013）認為粒度在25 — 65 μm范圍內的粉塵（即本文EM3和EM4組分）有相似的輸送模式，風力強度、局部地形環(huán)境和下墊面條件的影響造成了其粒度組成差異。較粗的粒度組成也反映了這一粗粒端元較其他組分有更快的沉積速率和更強的搬運動力（Gao et al，1997；Shao et al，2011）。粒度數(shù)據(jù)表明：DG和MD剖面中EM4組分含量與各自的＞63 μm砂粒含量變化趨勢一致，均呈極顯著的正相關（P＜0.001）（圖7）。砂粒物質由于粒徑較粗，通常只能以躍移和滾動的形式在近地面作短距離運輸，粉塵主要來源于沉積區(qū)附近，其輸送距離取決于源區(qū)物質的粒度大小、沉積面的坡度和風能的強弱等因素，多出現(xiàn)在河漫灘上方的不同高度（Tsoar and Pye，1987；Vandenberghe，2013）。基于此，本文認為EM4組分是局地源物質經(jīng)強勁風力吹蝕短距離搬運而至。在以往黃土高原黃土的研究中，局地源組分往往沒有被單獨分離出來，而是與近源組分合在一起討論（Sun et al，2004；Sun et al，2005）。

圖7 DG剖面和MD剖面EM4含量與＞63 μm 砂粒含量的相關關系 Fig. 7 Correlation between EM4 content and sand content of ＞63 μm in DG and MD profiles

4.2 區(qū)域內部的物源差異與聯(lián)系

根據(jù)以上分析，可以大致定量下蜀黃土中各來源組分所占的比重（表2）。整體而言，下蜀黃土以近源+局地源組分（EM3+EM4）為主，兩剖面的平均含量分別為51.79%（DG）和63.35%（MD）；其次為遠源組分（EM2），平均含量分別為38.33%（DG）和27.59%（MD）；再次為風化成壤組分（EM1），平均含量分別為9.88%（DG）和9.06%（MD）。各組分中，兩剖面的EM1成壤組分含量最為接近。DG和MD剖面雖然相差2個緯度，年均溫相差近2℃，年降水量相差約400 mm，但可能受剖面所在局地地形與水文條件等諸多因素的疊加影響，兩剖面的CIA指數(shù)平均值非常接近（分別為70.5和72.8），均處于中等化學風化水平，說明這兩個剖面的成壤強度整體也較為相近，這可能是兩者的EM1組分含量接近的原因。此外，兩剖面的EM1組分含量曲線的變化趨勢也較為相似，反映了長江中下游地區(qū)相似的區(qū)域化學風化強度和成壤背景（整體水熱條件相近）。當然，從長期演化來看，可以發(fā)現(xiàn)兩個剖面EM1端元組分含量時間序列峰谷對比有一定的錯位（圖5），雖然局地水文氣候條件的差異可能會對剖面的化學風化和成壤過程產(chǎn)生影響，但這一因素可能更多表現(xiàn)為兩曲線在形態(tài)上的細微差異，而不是峰谷的錯位，本文認為這種錯位主要還是兩個剖面年齡模型構建方法不同而存在的年代誤差所導致的。

黃土高原黃土主要為近源低空搬運的粉塵沉積物（楊石嶺和丁仲禮，2017）。下蜀黃土的粉塵也以低空搬運的近源+局地源組分為主，以近地面強勁的冬季風為搬運動力?；诜蹓m動力學模型（Tsoar and Pye，1987），估算黃土高原粉塵源區(qū)與沉積區(qū)的距離，發(fā)現(xiàn)間冰期源區(qū) — 沉積區(qū)距離約340 km，冰期時源區(qū) — 沉積區(qū)距離更小（約100 km）（董欣欣等，2016）。DG剖面和MD剖面雖同屬下蜀黃土，但兩者相距較遠（直線距離近400 km），鎮(zhèn)江和九江兩地的近源+局地源組分應當分別有各自獨立的源區(qū)。近源中—粗粒物質的沉積通量大小除受區(qū)域低空冬季風強度影響外，也會受到區(qū)域地形的影響（Tsoar and Pye，1987；Pye，1995），MD剖面地處郯廬斷裂帶南緣，是大別山和贛東山丘之間的風口地帶，近地面冬季風風速更大，這可能是造成MD剖面近源端組分（EM3+EM4）含量更高的原因。

對比端元變化序列，約400 ka以來DG剖面和MD剖面之間存在“異元相似”的現(xiàn)象（圖8），即DG剖面的近源組分（EM3）與MD剖面的遠源組分（EM2）的變化曲線相似，DG剖面的局地源組分（EM4）與MD剖面的近源組分（EM3）變化曲線相似（需要指出的是，兩剖面的年代標尺是采用不同的方法所建立，具體年代對比上難免存在一定的偏差）。地質記錄綜合對比顯示，沉積區(qū)距物源區(qū)的距離變化對黃土粒度的影響是第一位的（楊石嶺和丁仲禮，2017）。前文分析表明：中 — 粗粒端元（近源+局地源）的搬運動力和搬運方式為近地面短期懸浮或躍移輸送，主要動力為區(qū)域近地面盛行冬季風，且風成沉積物粒度通常沿順風方向，隨著距離源區(qū)距離的增加而變得更細（Tsoar and Pye，1987；Ding et al，2005；Vandenberghe，2013），造成有相似物源和運輸驅動動力的風塵，受風力大小和途徑環(huán)境的影響，最終沉積地點不同。現(xiàn)代近地面平均風場顯示（圖9a），受地球自轉偏向力等因素的影響，偏北冬季風到達長江下游地區(qū)逐漸轉為東北風向，在盛行東北冬季風的吹蝕下，粉塵物質順長江河谷從下游逆江向長江中游方向輸送。故從冬季近地面風向來看，DG剖面所在的寧鎮(zhèn)揚地區(qū)為上風方向，而MD剖面所在的九江彭澤地區(qū)處于下風方向。DG剖面與MD剖面距離接近400 km，這一距離處于粉塵沉積的“快速分異區(qū)”，粉塵沉積的粒度隨搬運距離增加迅速變細（楊石嶺和丁仲禮，2017）?？梢酝茰y，一次典型風暴過程中，來自寧鎮(zhèn)揚上風向源區(qū)的近源物質順風搬運，較粗的砂和粗粉砂在近地面懸浮過程中于鎮(zhèn)江大港一帶率先降落沉積，而更細的粉塵繼續(xù)懸浮輸送，最終以干、濕降塵的形式降落到地面，這一過程中可能有部分粉塵在輸送至長江中游的彭澤馬垱一帶時成為當?shù)氐倪h源粉塵物質沉積下來，從而形成上述的“異元相似”現(xiàn)象。綜上，下蜀黃土雖然總體以近源和局地源為主，但不同地點之間依然存在一定的物源聯(lián)系，而不能一概而論地認為各自有完全獨立的源區(qū)。

圖8 大港剖面（DG）和馬垱剖面（MD）“異元相似”對比圖（灰色折線為所有數(shù)據(jù)點，彩色折線為5點滑動平均）Fig. 8 Misplaced similarity of end members in DG profile and MD profile (Gray polylines represent all data points, and color polylines are 5-point moving average data)

圖9 1981 — 2010年長江中下游地區(qū)冬季近地面（10 m）風場分布圖（a）、850 hPa（1500 m）風場分布圖（b）Fig. 9 Mean near surface (10 m: as shown on the left) and 850 hPa (1500 m: as shown on the right) wind field of middle and lower reaches of the Yangtze River in winter from 1981 to 2010

如此看來，DG剖面遠源組分（EM2）的來源可能相對穩(wěn)定而單一，主要為來自于西北沙漠—黃土區(qū)的遠源粉塵供應（干、濕降塵）；而根據(jù)上述對“異元相似”的分析結果可以推測MD剖面的遠源組分除西北沙漠—黃土區(qū)的長途輸送外，還有一定比例的遠源粉塵可能來自于上風方向的長江下游寧鎮(zhèn)揚以北的江淮粉塵源區(qū)。兩地EM2遠源組分的含量相差了10%以上，DG剖面含量更高，主要還是西北干旱—半干旱地區(qū)遠源組分對兩地的供應差異較大所導致。位于MD剖面西北側的大別山對于北方沙漠—黃土區(qū)遠程輸送的粉塵有較明顯的阻擋作用，從現(xiàn)代冬季850 hPa高度（1500 m）的風場分布來看，由于西北—東南走向的大別山的阻擋，九江彭澤一帶的風速較寧鎮(zhèn)揚地區(qū)要小很多。

5 結論

鎮(zhèn)江大港和九江馬垱兩個剖面的下蜀黃土均可分解為4個粒度端元（分別為超細粒、細粒、中粒和粗粒端元），其中EM1組分（眾數(shù)＜1 μm）源于粉塵沉積后的次生風化成壤作用；EM2（眾數(shù)均為6 μm）主要為長距離搬運的遠源組分；EM3（眾數(shù)分別為25 μm和28 μm）是區(qū)域近地面冬季風搬運的近源粉塵；EM4（眾數(shù)分別為44 μm和45 μm）則來自于沉積區(qū)附近的局地源組分。

近源和局地源組分（EM3+EM4）構成了兩地下蜀黃土的主要來源，且馬垱剖面的比重更高，而大港剖面的遠源組分含量更高；兩剖面粒度端元的變化序列存在“異元相似”的現(xiàn)象，這是區(qū)域性粉塵在搬運過程中隨搬運距離的不同而產(chǎn)生的重力分選作用造成的。以上反映了區(qū)域內部下蜀黃土的物源組成既有差異，又存在一定的空間聯(lián)系。

長江下游地區(qū)的下蜀黃土是不同物質來源和沉積動力作用下形成的復雜的混合沉積物，既不能將其簡單解釋為北方沙漠—黃土區(qū)風塵物質南侵的結果，也不能限定其物源完全來自于我國南方區(qū)域性河湖灘地等近源物質。下蜀黃土的組成既有近地面冬季風帶來的區(qū)域性近源和局地源組分，也含有經(jīng)長距離懸浮輸送而至的遠源粉塵，還包括粉塵沉積后風化成壤作用形成的次生黏粒組分。

致謝：張肖劍副教授提供了風場數(shù)據(jù)，謹此致謝。