下蜀黄土参数化粒度端元分析及其物源示踪

刘梦慧，李徐生，韩志勇，陈英勇，汪雨辰，苑晓康，任翌成

1.南京大学 地理与海洋科学学院，南京 210023 2.河南大学 环境与规划学院，开封 475001

黄土是地质时期大气粉尘活动的产物与记录（刘东生，1985）。开展风尘黄土物源示踪研究和源区特征分析，有助于追踪风尘源区的环境状况，揭示风尘物质的产生、释放机制以及解读风尘沉积古环境记录，进而探讨大气环流格局变化。风尘黄土物源示踪研究已成为过去全球变化研究中的一个重要方向和研究热点（孙继敏等，1995；鹿化煜和安芷生，1998；Guo et al，2002；Sun，2002；陈骏和李高军，2011）。

下蜀黄土是晚第四纪以来长江中下游地区发育的风成黄土，位于我国风成黄土堆积的南缘和南方红土发育的北界，是我国南方地区重要的第四纪地层，也是研究我国亚热带地区古气候环境演变的重要载体（杨达源，1991；李徐生等，2018）。下蜀黄土的风尘物质来源于何处，众多学者对此进行了大量研究，但仍存在争议。早期研究认为下蜀黄土的堆积主体来自冬季风加强时北方干旱地区粉尘颗粒的远距离输送，是晚第四纪冰期大规模“黄土南侵”的结果（李吉均等，1983；吴标云，1985；邵家骥，1988；熊尚发等，1999；李徐生等，2001）。而近些年来，更多学者认为北方干旱区的远源粉尘在下蜀黄土形成过程中的贡献被高估了，并推断下蜀黄土的粉尘堆积主要来源于长江流域附近的基岩剥蚀物、河漫滩、冲积平原、湖床等近源物质（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）。

目前下蜀黄土物源示踪所采用的研究方法主要有两种，一种是元素地球化学示踪（Hao et al，2010；Qiao et al，2011，凌超豪等，2018），另一种是单矿物锆石U-Pb年龄谱示踪（Liu et al，2014；Wang et al，2018）。元素地球化学方法应用最广泛，早期研究中大多基于成对元素比值在散点图中的分区定性地分析黄土的粉尘来源，近年来一些研究将这种方法与其他示踪手段相结合，在半定量和定量揭示粉尘物源方面也表现出了很大的优势（Li et al，2020a；Li et al，2020b；Wu et al，2021）。但在利用元素地化手段示踪黄土物源时，许多常用的示踪指标受粒级效应（风力分选）和沉积后次生作用（风化成壤）的干扰明显，从而影响示踪结果的可靠性；同时，虽然期望根据元素地球化学组成差异区分沉积物的潜在粉尘源区，但如果下蜀黄土是来自两个（比如同时包含近源和远源组分）或多个源区的混合粉尘沉积，要明确源汇之间的物质关联性则非常困难，使得示踪结果具有多解性和不确定性（陈骏和李高军，2011；曹向明等，2020）。锆石年龄谱示踪黄土物源也有很大的局限性，作为比重大的重矿物，被挑选出来的锆石本身就倾向于主要来自上风向的附近地区，样品的局部性强而不能代表整个黄土的物源信息，对远距离传输的细粒粉尘示踪存在困难（陈骏和李高军，2011）。

粒度是风尘沉积物最重要的物理指标之一。粉尘沉积物的粒度既受空气流动状态影响，也与粉尘搬运距离有关（Pye，1987；Tsoar and Pye，1987）。因此，黄土的粒度组成能直接反映粉尘沉积时的风力强弱和源区范围的变化，研究黄土的粒度特征有助于揭示粉尘物质的来源及其变化、阐明大气粉尘搬运与沉积机制以及解译古气候的变化过程。在重建古季风气候的研究中，黄土的粒度组成是应用最早和最广泛的环境指标之一（鹿化煜和安芷生，1997a；丁仲礼等，1999）。近年来，粒度端元分析法获得较好发展，该方法默认沉积物的粒度分布是由不同物源或动力过程决定的，其实质是通过数学算法逆向从沉积物的粒度数据中分解出一定比例的粒级组合，即端元。粒度特征端元可揭示沉积物所蕴含的物源和沉积动力信息（Weltje，1997；Weltje and Prins，2007）。

黄土研究中常用的粒度端元方法主要分为两大类，即函数曲线拟合法和非参数化分解法。函数曲线拟合法认为单一动力所搬运的沉积物粒度在数字特征上服从自然界的某种分布函数，对于多成因的沉积物，可通过函数拟合运算和参数设置将其粒度分解为连续的单峰分布，得到多个粒度组分，常用的两种函数拟合方法为正态分布函数拟合（Qin et al，2005；殷志强等，2009；刘秀铭等，2017）和Weibull函数拟合（孙东怀等，2000；孙东怀等，2001；孙东怀，2006；Li et al，2014；Wang et al，2015）。孙东怀等（2000）根据粒度分布的对称性和分布形态的自由度，推测黄土高原黄土更符合Weibull分布类型，且风场统计数据也证实某地确定方向上风的风速服从Weibull函数分布（张秀芝，1996）。在使用Weibull函数对黄土高原黄土的粒度数据进行拟合的过程中，以各粒级的粒度为自变量，以该粒级的百分含量为分布密度函数值，并以残差平方和最小为拟合目标，计算出各个参数值，得到各个粒度组分的分布函数和百分含量。计算结果表明：Weibull函数分布的拟合效果优于其他函数，且粒度组分个数为3时，拟合度最高，即黄土高原黄土可分解为超细组分、细组分和粗组分（孙东怀等，2001；孙东怀，2006）。使用函数曲线拟合法时，粒度组分的个数和分布函数的类型是通过观察粒度频率分布曲线上峰的个数和形态来设定的，可能会受到样品偶然性和研究者主观性的影响（Weltje and Prins，2007；Paterson and Heslop，2015），但其合理性可通过拟合残差的计算进行最终检验，所以在风尘沉积研究中应用比较广泛。非参数化分解法是基于特征空间分析对批量样本中的粒度分布数据进行信息提取，把粒度分布分解到一个最优序列的比例贡献中。Weltje（1997）提出了粒度端元模型算法（end-member modelling algorithm，EMMA），通过主成分分析、因子旋转、非负最小二乘法等运算过程将粒度数据分解为对应于不同动力的多个粒级端元，粒度端元的形态、位置和参数取决于数据集本身，不需人为设定，能同步对某一地区或一定深度的大批沉积物粒度数据进行信息提取，且在黄土高原和青藏高原东北部等地的黄土物源研究中得到应用（Vriend and Prins，2005；Prins et al，2007；Prins et al，2009）。随后，该方法经不同算法改进，优化了数值计算过程和模型稳定性（Dietze et al，2012；IJmker et al，2012；Yu et al，2016），但使用该方法分解混合程度较高的样品时，某些组分可能跨越整个粒级，不具备指示特定沉积动力的意义；可能在粗粒末端出现多峰假象，或忽略细粒端的解释，不能分离出黄土中＜1 μm的超细粒组分（孙东怀，2006；Sun et al，2011）。Paterson and Heslop（2015）提出了一种能结合上述两种方法优点的参数化EMA（end-member analysis）方法，随后在黄土高原、新疆、黄河中游 — 淮河上游和长江北岸地区的风尘沉积物源研究中得到了广泛应用（Jiang et al，2017；李帅等，2018；刘浩等，2018；王兆夺等，2018；Jiang et al，2020）。

黄土粉尘的搬运并不是一个统一的过程，而是根据源区条件、运输高度以及搬运距离以不同的方式发生（Vandenberghe，2013）。采用粒度端元分析方法对于提取风尘黄土中不同组分的物质来源信息则具有明显优势。本文采用参数化粒度端元分析方法，对长江下游地区两个典型下蜀黄土剖面进行端元分离与提取，结合区域自然地理特征和沉积动力学原理判断下蜀黄土中各粒度端元的来源，以期为下蜀黄土物源示踪提供新的依据。

1 研究区域与剖面概况

1.1 下蜀黄土分布

下蜀黄土分布于宜昌以东的长江中下游两岸，多沉积于沿岸地带的河流阶地、低山、丘陵和岗地等地貌单元上。在湖南、湖北的一些地方俗称作“老黄土”，在江西有的地方被称为“九江黄土”，江苏的宁镇扬（南京-镇江-扬州）地区则是下蜀黄土分布最典型的地带。厚层的下蜀黄土主要沉积于低山丘陵的山麓面及山前岗地上，厚度可达20 — 30 m或更厚（刘东生，1985；杨达源，1991；李徐生，2001）。

1.2 剖面概况

本文选取2个下蜀黄土剖面为研究对象 ——江苏镇江的大港剖面（简称DG）和江西九江的马垱剖面（简称MD）。DG剖面（32°13′14″ N，119°41′12″ E）位 于 镇 江 市 以 东 约20 km的 大 港镇，顶部海拔26.5 m，是宁镇扬地区下蜀黄土的代表性剖面之一（韩志勇等，2008；李徐生等，2018）。镇江地处北亚热带季风区，年均温15.7℃，年降水量1053 mm（中国气象数据网中国地面累年值年值数据集（1981 — 2010年），http://data.cma.cn）。该区域下蜀黄土组成高低起伏的岗地，有的被沟谷切割成形状各异的条块，形成自然侵蚀或人工开挖的剖面。DG剖面位于长江南岸下蜀黄土岗地的北坡，地貌上为一个沉积盆地，西南侧分布着宁镇山脉。剖面总厚度59.5 m，经古地磁年代约束，剖面底部年代早于0.78 Ma（李徐生等，2018），并基于地磁场相对古强度变化建立了该剖面的年代标尺（任翌成等，2020）。

MD剖面（29°59′29″ N，116°39′44″ E）位 于 江西省九江市彭泽县马垱镇，距长江中、下游分界点的鄱阳湖湖口仅60 km。剖面所在的彭泽县地处中亚热带季风湿润区，年均温17.1℃，年均降水量1485 mm（中国气象数据网中国地面累年值年值数据集（1981 — 2010年），http://data.cma.cn）。彭泽地区主要以丘陵地形为主，海拔高度约30 — 60 m，黄土主要分布在20 — 50 m不等的岗地上，地势由东南向西北逐渐降低，剖面东南部为赣东北中低山丘陵区，发育较多冲沟和河谷；中部为低山丘陵岗地，地形起伏较大；北部沿江一带由冲积平原构成，平均海拔为20 m，沿江有长条状的沙山分布；西北方向为大别山绵延分布。MD剖面位于山前地带，地面高程超过30 m。MD剖面为人工开挖暴露的剖面，主体呈棕黄色，质地均一，厚度达20 m，上部0 — 13.2 m出露地表，下部13.2 — 20 m为钻孔取样。通过气候地层对比并结合剖面上部的光释光测年，建立了该剖面的沉积年代标尺，显示剖面底部20 m深度的年龄约为430 ka（苑晓康，2017）。

图1 长江中下游地区地形和采样点分布图Fig. 1 Shaded relief map of the middle and lower reaches of the Yangtze River and the sampling locations

为便于对比，DG剖面同样取剖面上部约430 ka以来的样品进行粒度分析，按照基于地磁古强度相对变化建立的DG剖面年代标尺，对应的地层深度为0 — 34 m（任翌成等，2020）。

2 研究方法

2.1 样品采集与粒度测试

DG剖面0 — 34 m不同深度共取325个样品进行粒度测试。MD剖面0 — 20 m不同深度共取332个样品进行粒度测试。实验流程如下：取约0.5 g样品先加入10%双氧水充分反应，再加入10%稀盐酸。期间，使用电热板对溶液加热并煮沸，分别去除有机质、碳酸盐。再往烧杯中注满蒸馏水，静置一夜后，倒掉上清液，加入10 mL六偏磷酸钠（浓度为0.05 mol · L-1）作为分散剂，在超声波震荡仪振动15 min后上机测量（鹿化煜和安芷生，1997b）。仪器为英国Malvern Instruments Ltd.公司生产的Mastersizer 2000型激光粒度仪，测量范围0.02 — 2000 μm，测量误差＜2%。粒度测试在南京大学地表过程实验室完成。

2.2 粒度端元分离

对粒度数据使用Paterson and Heslop（2015）提供的基于MATLAB软件的AnalySize程序进行分析。AnalySize程序提供了非参数化EMA和四种参数化EMA方法，根据粒度数据特点和分析结果比较，本文选择Gen.Weibull参数法进行EMA分解，这种方法在Weibull分布函数的基础上增加了一个附加位置参数，可在形状选择上有更大的灵活性，能更好地控制偏度。确定端元数量的标准一般是结合R2（linear correlations：表示原始粒度数据集与拟合端元数据之间的相关性）、EMR2（end member correlations：表示端元之间的相关程度，数值过大表示存在过度拟合）、θ（angular deviation：端元数据与粒度曲线分布偏离角度）等参数，评估端元数量的简约性和再现性，在拟合效果较好、且不存在过度拟合的前提下，选择尽可能少的端元数量。

2.3 元素测试及CIA计算

为配合物源分析，需获得代表剖面风化程度的化学蚀变指数（chemical index of alteration，CIA）。MD剖面不等距选取96个样品进行常量元素分析，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用X射线荧光光谱仪完成常量元素测试。并按公式计算：CIA = Al2O3/(Al2O3+ KO + Na2O + CaO*)×100，公式中的氧化物以物质的量为单位，CaO*为沉积物中的硅酸盐矿物中的Ca含量，不包括碳酸盐和磷酸盐矿物中的Ca含量（Nesbitt and Young，1982）。大港剖面在0 — 34 m深度选取34个CIA数据，引自李徐生等（2007）。

3 结果

3.1 粒度组成特征

本文按伍登-温德华（Udden-Wentworth scale）等比粒级方法划分粒组（任明达和王乃梁，1981）：＜4 μm（黏土）、4 — 63 μm（粉砂）、＞63 μm（砂），并将粉砂划分为极细粉砂（4 — 8 μm）、细粉砂（8 — 16 μm）、中粉砂（16 — 32 μm）和粗粉砂（32 — 63 μm）。DG和MD剖面粒度组成十分相似，粒度分布范围分别为0.27 —126 μm和0.34 — 137 μm。粉砂（4 — 63 μm）是优势粒级，DG剖面粉砂含量68.7% — 79.6%（平均值75.7%），MD剖面为71.6% — 79.4%（平均值76.1%），众数粒径分别为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）含量相对较低（DG 2.1%；MD 4.3%）。从平均粒径看，DG剖面（9.9 μm）相对于MD剖面（12.2 μm）整体偏细。

3.2 端元分解特征

将粒度数据分解为3 — 5个端元时，各拟合参数值如表1和图2所示：端元个数n= 3时，EMR2＜0.02，R2＞0.98，拟合效果较好，但两剖面的θ值仍未趋于稳定；端元数n=5时，DG剖面的EMR2值较高（0.5985），可能存在过度拟合；当端元数n=4时，两剖面的R2更趋近于1，θ值较小且趋于稳定，尽管MD剖面的EMR2值较n= 3时增大，但并不存在过度拟合的现象，即拟合趋于稳定。综合看来，两个剖面的粒度数据在端元数n= 4时，拟合效果最好。如图3所示，DG剖面4个端元的众数粒径分别为：EM1 = 0.7 μm、EM2 = 6 μm、EM3 = 25 μm、EM4 = 44 μm；MD剖面4个端元的众数粒径为：EM1 = 0.9 μm、EM2 = 6 μm、EM3 = 28 μm、EM4 = 45 μm。端元EM1、EM2、EM3分别与粒度频率分布曲线中的三个众数峰相对应，而EM4在频率分布曲线中分布并不明显，是通过程序运算得到的拟合端元。据此，本文将下蜀黄土分离为四个不同的粒度端元，分别命名为超细粒（EM1）、细粒（EM2）、中粒（EM3）和粗粒（EM4）组分以示区别。

图2 各剖面 Gen.Weibull参数化端元拟合和端元数量选取Fig. 2 Gen.Weibull parametric EMA fitting and end member numbers choosing for each profile

图3 Gen.Weibull 参数化端元众数粒径与含量分布Fig. 3 Distributions of modal grain sizes and contents of end members by Gen.Weibull parametric EMA in each profile

表1 大港剖面与马垱剖面粒度Gen.Weibull拟合参数Tab. 1 Gen.Weibull fitting parameters of DG and MD profiles

3.3 各端元变化特征

各端元含量随时间序列变化如图4所示。DG剖面中，EM1的含量为6% — 17%，平均值9.88% ；EM2的含量为29% — 52%，平均值38.33%；EM3是DG剖面粒度的主要组成，含量为32% — 49%，平均值40.39%；EM4含量变化区间为0% — 27%，平均值11.40%。在MD剖面中，EM1组分含量占比6% — 13%，平均值为9.06%；EM2组分含量占比23% — 32%，平均值27.59%，约比DG剖面低10%；EM3组分也是MD剖面的主要组成成分，变化区间为47% — 65%，平均值达到56.62%，约比DG剖面高16%左右；EM4含量占比为0% — 15%，平均值6.73%。

图4 各剖面Gen.Weibull 参数化端元含量随时间序列变化Fig. 4 Contents of end members by Gen.Weibull parametric EMA varying with time series in each profile

4 讨论

4.1 各端元的物源组分判定

4.1.1 EM1超细粒端元 —— 成壤组分

两剖面的EM1组分粒径、含量差别都不大，众数粒径均＜1 μm，含量9% — 10%（表2）。关于黄土中超细粒组分的来源，一种观点认为是以吸附于粗颗粒或者以颗粒聚合体的形式被搬运沉积的（Pye，1987，1995；Derbyshire et al，1998；Qiang et al，2010；Vlaminck et al，2016）；另一种观点则认为其形成与成壤作用有关（孙东怀，2006；Sun et al，2011）。风尘物质受成壤作用的改造而引起粒度变化的原因可能有两方面，一是风尘沉积物中的不稳定矿物经化学风化后粒径变小甚至被彻底分解；二是表生风化成壤过程中会有新的黏土矿物生成（孙东怀，2006）。化学蚀变指数（CIA指数）可以有效指示化学风化程度，DG和MD剖面的CIA指数变化曲线分别与各自的EM1曲线同步变化且趋势一致（图5），证实EM1组分确与风化过程明显相关。大港剖面和马垱剖面的平均CIA值分别为70.5和72.8，与反映中等化学风化程度的温暖、湿润环境条件相对应，且这一环境条件下成壤过程较强，因此，下蜀黄土的EM1组分应主要来源于风化成壤作用形成的超细粒物质。相比Sun et al（2011）在黄土高原黄土研究中得到的超细组分众数粒径约0.37 μm、平均含量约6.4%（据Sun et al（2011）Fig. 2数据统计获得），下蜀黄土的EM1组分含量更高（9% — 10%），可能是因为下蜀黄土地处亚热带季风湿润区，热量更充足且降水更丰沛，原始粉尘沉积后经历了更强烈的成壤改造。从这个意义上说，EM1组分含量的变化在一定程度上能够反映研究区夏季风变化信息。值得注意的是，DG和MD剖面EM1组分的众数粒径略粗于黄土高原黄土超细组分的平均众数粒径，暗示下蜀黄土中2 μm以下的超细组分中可能除了成壤贡献外，不排除有少量原生的超细粉尘以吸附态或聚合态从源区被搬运而至。

图5 大港剖面和马垱剖面CIA与各自EM1含量对比Fig. 5 Comparison of CIA with contents of EM1 in DG and MD profiles

表2 大港剖面和马垱剖面各来源组分所占比重Tab. 2 Proportion of each provenance component in DG and MD profiles

4.1.2 EM2细粒端元 —— 远源组分

两剖面EM2的众数粒径一致，均为6 μm，属于极细粉砂粒级，平均含量分别为38.33%和27.59%。Sun et al（2011）对黄土高原黄土进行粒度端元分解，第2个粒度端元的结果与本文EM2较为相近，其平均众数粒径为5.8 μm，平均含量为38.5%（据Sun et al（2011）Fig. 2 数据统计获得），并将其解释为常态存在的、西风气流搬运的远源粉尘。空气动力学模拟和卫星观测结果表明：这一粒径范围内的粉尘沉降速率低、能被风抬升到一定高度并保持悬浮状态，进行长距离输送（Pye and Zhou，1989；Pye，1995；Shao et al，2011；Vandenberghe，2013）。因此，EM2 组分满足长期以悬浮状态形式进行远距离输送的基本条件。已有研究也表明这一粒级组分为外来风尘组分，随搬运距离增加其粒度大小变化不大，且很少受到成壤作用的影响（Lu et al，2001；Vandenberghe，2013）。

自从认识到黄土是大气粉尘沉积物这一基本事实以来，现代降尘过程和特征及其气候背景一直被视为追溯黄土风尘来源、了解黄土沉积过程及其古气候状况最直接的见证。本文两剖面EM2组分中90%以上的颗粒都小于16 μm，其中4 — 16 μm 的平均含量均为60%。这与李徐生等（2009）研究的南京现代春季“泥雨”降尘（湿降尘）的结果十分相似（“泥雨”降尘众数粒径为7.68 μm，＜16 μm的组分占91.91%，4 — 16 μm组分占61.86%）。通过对“泥雨”降尘各项沉积特征的研究，结合天气活动过程可以判定其主要来源于北方尘暴活动产生的远源细粒粉尘，寒潮冷锋的南侵为粉尘的远源输送提供了动力，长江下游暖湿气流对细粒粉尘的清除则促使了湿降尘的发生（李徐生等，2009）。另外，对南京地区现代降尘的长期观察发现，除春季“泥雨”湿降尘频发外（图6a、图6b），远源粉尘还能以“干降尘”的方式被长途输送至长江下游地区沉降，例如：2010年3月19 — 20日前后北方大规模沙尘活动及伴有寒潮南侵背景下，南京地区发生了浮尘天气及干降尘事件（图6c、图6d）。

图6 南京2006年3月11日（a）、2007年4月15日（b）“泥雨”湿降尘和2010年3月20日浮尘天气（c）、干降尘（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

将今论古，来自西北沙漠—黄土区的远源粉尘应当也是晚第四纪下蜀黄土的重要物源。而且即使在现代气候条件下，这样的粉尘释放、远源输送和沉降过程依然以“尘暴活动+寒潮冷锋南侵+干湿降尘”的模式在进行。综上，本文认定下蜀黄土中的EM2组分主要为远源风尘输入。

4.1.3 EM3中粒组分 —— 近源组分

DG和MD剖面的EM3组分众数粒径分别为25 μm和28 μm，属于中粉砂粒级，平均含量分别为40.39%和56.62%，是下蜀黄土的主要组成成分。粉尘动力学模型显示，普通风暴条件下，＞20 μm的粉尘颗粒主要在100 m以下的低空范围内搬运，强风暴条件下上升高度也不超过1 km；＞20 μm的粉尘一般运输距离不超过30 km，在强对流条件下，输送距离可达到500 — 1500 km（Tsoar and Pye，1987；Pye and Zhou，1989）。因此，该组分主要以短期悬浮形式在低空水平输送，运输距离取决于粉尘颗粒自身的重力作用和输送粉尘的风暴强度。对各地黄土进行端元分析研究时，除Vriend et al（2011）将这一组分解释为长期悬浮组分外，多数研究将这一粒度端元解释为短距离低空悬浮搬运的粉尘物质（Sun et al，2004；Prins et al，2009；Nottebaum et al，2015；刘浩等，2018）。DG和MD剖面位于长江下游南岸，其冬季风上风向分布着广阔的河湖滩地，冰期气候条件下为风力吹蚀提供了充足的近源物质。MD剖面纬度较低，其近源物质可能主要来自于上风向的长江河谷以及长江北岸的湖泊浅滩，而DG剖面纬度更高，向北更靠近淮河流域，其粉尘来源除包括上述的长江河谷外，可能还有淮河流域粉尘的供给加入。综上，下蜀黄土中EM3组分是低空近源物质组分，同时该组分也构成了下蜀黄土的主要来源。

4.1.4 EM4粗粒端元——局地源组分

在常规的粒度频率分布图上，EM1、EM2和EM3均呈现出较明显的3个峰态，而EM4则隐藏在EM3的分布曲线内不易显现。DG和MD剖面EM4组分的众数粒径分别为44 μm和45 μm，属于粗粉砂粒级，粒度较EM3更粗且有砂粒成分的加入，平均含量分别为11.4%和6.73%。根据空气动力学原理，＞30 μm组分的迁移距离一般只有几十到几百千米，一般将其解释为沙尘暴爆发期间，近地面季风间歇性悬浮降落的产物，沉积区的邻近区域提供的局地物质（Pye，1987；Prins et al，2007；Vriend et al，2011）。Sun et al（2004）利用Weibull函数分离出黄土高原北部黄土序列中粗粒组分众数粒径集中于40 — 50 μm，并将该粗粒组分解释为区域冬季风作用下，尘暴前进或撤退时，在近地面高度搬运的间歇性悬浮组分。Vandenberghe（2013）认为粒度在25 — 65 μm范围内的粉尘（即本文EM3和EM4组分）有相似的输送模式，风力强度、局部地形环境和下垫面条件的影响造成了其粒度组成差异。较粗的粒度组成也反映了这一粗粒端元较其他组分有更快的沉积速率和更强的搬运动力（Gao et al，1997；Shao et al，2011）。粒度数据表明：DG和MD剖面中EM4组分含量与各自的＞63 μm砂粒含量变化趋势一致，均呈极显著的正相关（P＜0.001）（图7）。砂粒物质由于粒径较粗，通常只能以跃移和滚动的形式在近地面作短距离运输，粉尘主要来源于沉积区附近，其输送距离取决于源区物质的粒度大小、沉积面的坡度和风能的强弱等因素，多出现在河漫滩上方的不同高度（Tsoar and Pye，1987；Vandenberghe，2013）。基于此，本文认为EM4组分是局地源物质经强劲风力吹蚀短距离搬运而至。在以往黄土高原黄土的研究中，局地源组分往往没有被单独分离出来，而是与近源组分合在一起讨论（Sun et al，2004；Sun et al，2005）。

图7 DG剖面和MD剖面EM4含量与＞63 μm 砂粒含量的相关关系 Fig. 7 Correlation between EM4 content and sand content of ＞63 μm in DG and MD profiles

4.2 区域内部的物源差异与联系

根据以上分析，可以大致定量下蜀黄土中各来源组分所占的比重（表2）。整体而言，下蜀黄土以近源+局地源组分（EM3+EM4）为主，两剖面的平均含量分别为51.79%（DG）和63.35%（MD）；其次为远源组分（EM2），平均含量分别为38.33%（DG）和27.59%（MD）；再次为风化成壤组分（EM1），平均含量分别为9.88%（DG）和9.06%（MD）。各组分中，两剖面的EM1成壤组分含量最为接近。DG和MD剖面虽然相差2个纬度，年均温相差近2℃，年降水量相差约400 mm，但可能受剖面所在局地地形与水文条件等诸多因素的叠加影响，两剖面的CIA指数平均值非常接近（分别为70.5和72.8），均处于中等化学风化水平，说明这两个剖面的成壤强度整体也较为相近，这可能是两者的EM1组分含量接近的原因。此外，两剖面的EM1组分含量曲线的变化趋势也较为相似，反映了长江中下游地区相似的区域化学风化强度和成壤背景（整体水热条件相近）。当然，从长期演化来看，可以发现两个剖面EM1端元组分含量时间序列峰谷对比有一定的错位（图5），虽然局地水文气候条件的差异可能会对剖面的化学风化和成壤过程产生影响，但这一因素可能更多表现为两曲线在形态上的细微差异，而不是峰谷的错位，本文认为这种错位主要还是两个剖面年龄模型构建方法不同而存在的年代误差所导致的。

黄土高原黄土主要为近源低空搬运的粉尘沉积物（杨石岭和丁仲礼，2017）。下蜀黄土的粉尘也以低空搬运的近源+局地源组分为主，以近地面强劲的冬季风为搬运动力。基于粉尘动力学模型（Tsoar and Pye，1987），估算黄土高原粉尘源区与沉积区的距离，发现间冰期源区 — 沉积区距离约340 km，冰期时源区 — 沉积区距离更小（约100 km）（董欣欣等，2016）。DG剖面和MD剖面虽同属下蜀黄土，但两者相距较远（直线距离近400 km），镇江和九江两地的近源+局地源组分应当分别有各自独立的源区。近源中—粗粒物质的沉积通量大小除受区域低空冬季风强度影响外，也会受到区域地形的影响（Tsoar and Pye，1987；Pye，1995），MD剖面地处郯庐断裂带南缘，是大别山和赣东山丘之间的风口地带，近地面冬季风风速更大，这可能是造成MD剖面近源端组分（EM3+EM4）含量更高的原因。

对比端元变化序列，约400 ka以来DG剖面和MD剖面之间存在“异元相似”的现象（图8），即DG剖面的近源组分（EM3）与MD剖面的远源组分（EM2）的变化曲线相似，DG剖面的局地源组分（EM4）与MD剖面的近源组分（EM3）变化曲线相似（需要指出的是，两剖面的年代标尺是采用不同的方法所建立，具体年代对比上难免存在一定的偏差）。地质记录综合对比显示，沉积区距物源区的距离变化对黄土粒度的影响是第一位的（杨石岭和丁仲礼，2017）。前文分析表明：中 — 粗粒端元（近源+局地源）的搬运动力和搬运方式为近地面短期悬浮或跃移输送，主要动力为区域近地面盛行冬季风，且风成沉积物粒度通常沿顺风方向，随着距离源区距离的增加而变得更细（Tsoar and Pye，1987；Ding et al，2005；Vandenberghe，2013），造成有相似物源和运输驱动动力的风尘，受风力大小和途径环境的影响，最终沉积地点不同。现代近地面平均风场显示（图9a），受地球自转偏向力等因素的影响，偏北冬季风到达长江下游地区逐渐转为东北风向，在盛行东北冬季风的吹蚀下，粉尘物质顺长江河谷从下游逆江向长江中游方向输送。故从冬季近地面风向来看，DG剖面所在的宁镇扬地区为上风方向，而MD剖面所在的九江彭泽地区处于下风方向。DG剖面与MD剖面距离接近400 km，这一距离处于粉尘沉积的“快速分异区”，粉尘沉积的粒度随搬运距离增加迅速变细（杨石岭和丁仲礼，2017）。可以推测，一次典型风暴过程中，来自宁镇扬上风向源区的近源物质顺风搬运，较粗的砂和粗粉砂在近地面悬浮过程中于镇江大港一带率先降落沉积，而更细的粉尘继续悬浮输送，最终以干、湿降尘的形式降落到地面，这一过程中可能有部分粉尘在输送至长江中游的彭泽马垱一带时成为当地的远源粉尘物质沉积下来，从而形成上述的“异元相似”现象。综上，下蜀黄土虽然总体以近源和局地源为主，但不同地点之间依然存在一定的物源联系，而不能一概而论地认为各自有完全独立的源区。

图8 大港剖面（DG）和马垱剖面（MD）“异元相似”对比图（灰色折线为所有数据点，彩色折线为5点滑动平均）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)

图9 1981 — 2010年长江中下游地区冬季近地面（10 m）风场分布图（a）、850 hPa（1500 m）风场分布图（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

如此看来，DG剖面远源组分（EM2）的来源可能相对稳定而单一，主要为来自于西北沙漠—黄土区的远源粉尘供应（干、湿降尘）；而根据上述对“异元相似”的分析结果可以推测MD剖面的远源组分除西北沙漠—黄土区的长途输送外，还有一定比例的远源粉尘可能来自于上风方向的长江下游宁镇扬以北的江淮粉尘源区。两地EM2远源组分的含量相差了10%以上，DG剖面含量更高，主要还是西北干旱—半干旱地区远源组分对两地的供应差异较大所导致。位于MD剖面西北侧的大别山对于北方沙漠—黄土区远程输送的粉尘有较明显的阻挡作用，从现代冬季850 hPa高度（1500 m）的风场分布来看，由于西北—东南走向的大别山的阻挡，九江彭泽一带的风速较宁镇扬地区要小很多。

5 结论

镇江大港和九江马垱两个剖面的下蜀黄土均可分解为4个粒度端元（分别为超细粒、细粒、中粒和粗粒端元），其中EM1组分（众数＜1 μm）源于粉尘沉积后的次生风化成壤作用；EM2（众数均为6 μm）主要为长距离搬运的远源组分；EM3（众数分别为25 μm和28 μm）是区域近地面冬季风搬运的近源粉尘；EM4（众数分别为44 μm和45 μm）则来自于沉积区附近的局地源组分。

近源和局地源组分（EM3+EM4）构成了两地下蜀黄土的主要来源，且马垱剖面的比重更高，而大港剖面的远源组分含量更高；两剖面粒度端元的变化序列存在“异元相似”的现象，这是区域性粉尘在搬运过程中随搬运距离的不同而产生的重力分选作用造成的。以上反映了区域内部下蜀黄土的物源组成既有差异，又存在一定的空间联系。

长江下游地区的下蜀黄土是不同物质来源和沉积动力作用下形成的复杂的混合沉积物，既不能将其简单解释为北方沙漠—黄土区风尘物质南侵的结果，也不能限定其物源完全来自于我国南方区域性河湖滩地等近源物质。下蜀黄土的组成既有近地面冬季风带来的区域性近源和局地源组分，也含有经长距离悬浮输送而至的远源粉尘，还包括粉尘沉积后风化成壤作用形成的次生黏粒组分。

致谢：张肖剑副教授提供了风场数据，谨此致谢。