郎溪剖面石英粒度和沉积物粒度特征对比与意义分析

翟天成

(安徽师范大学 地理与旅游学院， 江淮流域地表过程与区域响应安徽省重点实验室， 安徽 芜湖 241003)

粒度作为反映土壤重要物理性特征的参考标准之一，同时也被广泛地应用到第四纪沉积的范畴中来。由于原始沉积物粒度组分的高度原生性和还原性特征以及沉积物中主要的矿物组分石英颗粒物SiO2具有沉积稳定、受外力作用影响小、能够在地质体中长期保存的特征，进而通过对原始沉积物以及石英颗粒物粒度的测定，在探讨第四纪红土剖面中沉积物的组成、沉积动力、物质来源等因子中具有重要的参考价值，对于恢复整个沉积环境下颗粒物的自然成土作用、风尘物质搬运特征以及近源水动力的迁移具有很好的判别意义，能够对网纹红土形成时期的沉积环境进行有效的反演，为近年来众多学者研究长江中下游地区网纹红土形成时期物源与沉积动力提供了很好的反馈，在恢复第四纪古气候波动与演进下的地理环境特征具有重要的研究价值[1-3]。目前在长江中下游地区第四纪沉积物的研究中对于诸多的古环境替代性指标例如地球化学元素、磁化率、色度等研究广泛[4-6]，但鉴于红土沉积物在形成过程中受到了强烈风化因素的影响[7-8]，所以各类指标在具体应用上受到了一定的局限，信息量的减少使得第四纪红土沉积物不能和北方黄土在相同指标的应用上进行很好的比拟，所以对于其物源的探讨仍然存在争议[9-10]。鉴于此，将原始沉积物粒度与石英颗粒物粒度二者在古环境意义判别中进行对比，分析其异同，从而为更好地指示郎溪第四纪红土的沉积动力和沉积环境提供确凿证据。

1 研究区概况与样品采集

剖面选址位于宣城郎溪境内(119°9′34″E，30°58′39″N)(图1)，周边地形以低山丘陵为主，多起伏岗地，坡度<5°，地势平缓。采样点位于北亚热带季风型湿润气候区，温和多雨、雨热同期、日照充足、无霜期长、季风性显著。境内河流交错，水网密集，位于郎溪盆地内的河流水系流入水阳江，而位于郎溪盆地外的河流水系则流入太湖，最终汇聚于长江。采样点四周分布有密集的茶树林，由此可推断出周边土壤的偏酸性特征。剖面位于人工开采的矿坑内，整体呈月牙弧状一字排开，总体深度约10 m，出露完整，剖面下部有大量砾石层分布，且磨圆度较差，基岩为颗粒较粗的泥质砂岩和粉砂岩，倾角近似90°，土层为倾斜产状。剖面上部则是有<1 m的现代表土沉积层分布，故均不作为最终采样目标。由于整体剖面未有一处自上而下在垂直距离上分布完整，所以为了保证样品采集的完整性与可靠性，故依据现场剖面的分布状况与出露土层层组的差异性，综合选取其中4个不同部分的剖面作为最终的采样方案，自下而上共采集了171个沉积物样品，每个样品间隔5 cm，将第1个样品定义为剖面高度0.00 m，共计采样高度为8.55 m。

图1 郎溪剖面地理位置

剖面1(P1)为强网纹红土层，土质较软，自下而上基质由深黄色向深红色过渡，网纹密集，形态规则，分布于0～315 cm处，样品编号为LX01-LX63；剖面2(P2)为弱网纹红土层，土质较硬，自下而上基质由浅红色向红褐色过渡，网纹由密集转向稀疏，形态相对规则，分布于315～530 cm处，样品编号为LX64-LX106；剖面3(P3)为均质红土层，土质为均质，红褐色，基本无网纹，泥质土壤，表层松散而内部紧实，分布于530～645 cm处，样品编号为LX107-LX129；剖面4(P4)为下蜀黄土层，土质较软，棕黄色，基本无网纹，形态规则，分布于645～855 cm处，样品编号为LX130-LX171。

2 实验方法

全部实验均采用10 cm等间距法对所有单数编号样品粒度进行测试。

1)石英颗粒提取。采取焦硫酸钾-氟硅酸K2S2O7-H2SiF6熔融法对红土沉积物中的石英矿物进行提取。具体操作步骤为：取2 g自然风干的沉积物样品放入烧杯中，加入10 mL浓度为30%的过氧化氢H2O2静置24 h，去除有机质；再加入30 mL浓度为36.5%的盐酸HCL在230 ℃电热板上加热1 h，去除碳酸盐；将样品转移至离心管中，加入10 mL去离子水在4 000 r/min的转速下离心10 min，倒出去离子水并反复清洗3次以上，直至固液完全分离后移入烧杯中用70 ℃烘箱烘干；随后取1 g处理样品置于坩埚中，加入10 g K2S2O7并混合均匀，用马弗炉650 ℃高温熔融45 min，将熔块移至烧杯中加入100 mL去离子水冷却并使其完全溶解，静置后去除上层纯水，移入离心管中依照上述步骤离心以去除固体药品残留；随后再移至烧杯中用20 mL浓度为30%的H2SiF6浸泡72 h，每8 h搅拌一次，随后再次离心去除液体药品残留，清洗后待完全风干即可得到石英颗粒物[11]。

2)石英粒度测定。取0.2 g石英颗粒置于烧杯中，加入10 mL浓度为5.1%的六偏磷酸钠(NaPO3)6超声振荡15 min，使颗粒完全分散，随后上机测试，每个样品测试两次，测试结果取平均值。

3)沉积物粒度测定。取0.2 g沉积物样品置于烧杯中，加入10 mL浓度为30%的H2O2在230 ℃下加热3 h，待气泡完全消失后加入10 mL浓度为36.5%的HCL在230 ℃下加热1 h，待颗粒物和溶液完全变色后自然冷却，并加入100 mL去离子水静置24 h，随后去除上层纯水，加入与上述同等剂量的分散剂超声振荡15 min，待颗粒完全分散后进行上机测试[12]，每个样品测试两次，测试结果取平均值。

石英粒度和沉积物粒度的测试均采用美国贝克曼公司生产的COULTER LS230激光粒度分析仪，采用手动加样模式，粒度测试区间为0.04～2 000 μm，运行软件为LSv.3.29，在安徽师范大学江淮流域地表过程与区域相应安徽省重点实验室中完成。

3 结果与比较

将石英粒度与沉积物粒度的粒度组成、粒度参数进行对比分析，在粒度随深度变化的机理、粒度分布和粒度特征，以及石英粒度与沉积物粒度二者在反映红土沉积动力与沉积环境的鉴别上作用显著，对于古气候与古环境指示具有重要意义。在第四纪研究中，众多学者采用粒径分级法和粒度参数法对沉积物的粒度特征进行探讨[13-16]，并在此基础上结合样品的中值粒径和众数粒径进一步展开描述，具备了更加丰富的对比和参考价值。

3.1 粒度组成

鉴于红土自身强风化的特性，特别引入10～50 μm“风尘基本粒组”作为粒度分级的主要参考标准[17]，故引入了刘东生等所使用的粒径分级法[18]，将粒度组成分为4类，分别为黏粒(<5 μm)、细粉砂(5～10 μm)、粗粉砂(10～50 μm)、砂砾(>50 μm)。由表1和图2可以看出，石英颗粒的均值粒径含量只有粗粉砂部分随着剖面高度的不断增加而上升，而在黏粒、细粉砂和砂砾中则呈现稳步减小的趋势，在风尘基本粒径含量最低的强网纹红土层中，其最小比重也达到了48.03%，而均值粒径则达到了55.87%，说明了郎溪剖面石英颗粒的粒度组分中，10～50 μm“风尘基本粒组”是其沉积物质的主体，在下蜀黄土层中达到了最高值76.23%。反观沉积物的均值粒径组成，在P1、P2、P3构成的由红土为主要沉积物质的剖面中，黏粒组分比重逐渐增大，砂砾组分比重逐渐减小，而细粉砂和粗粉砂的比重在不同层组中的变化程度很小，基本保持稳定，分别在17%～18%和39%上下，粗粉砂仍然占据着最高比重，分布范围在31.92%～50.34%，而黏粒组分的分布范围则在18.10%～48.76%，成为红土沉积物物质组分的次要来源。与前者不同的是，在P4下蜀黄土层中，沉积物的均值粒径变化与P1～P3层组没有显著相关性，粗粉砂的平均比重达到47.25%，黏粒次之，也体现了风尘基本粒径在该层组中的贡献。由此可得，在郎溪剖面的粒度基本组成中，石英和沉积物均可佐证风尘基本粒组在物质组分中的主体地位，但二者贡献度具有显著差别，石英中的贡献度达到了48.03%～76.23%，而沉积物中的贡献度则仅有31.92%～54.47%；此外，在黏粒组分中，随着剖面高度增加，石英粒度总体呈现减小态势，且分布范围在5.31%～25.15%，而沉积物粒度则总体呈现增加态势，分布范围在18.10%～48.76%，二者不仅在含量上具有截然不同的占比，而且随时间序列的变化态势也具有显著性差异；再次，沉积物粒度在不同层组规律变化的不同与石英粒度形成了可视化对比，揭示了其可能的形成原因以及相同沉积动力影响下的差异性。

表1 石英粒度组成与沉积物粒度组成的特征值

图2 石英粒度组成与沉积物粒度组成的剖面变化

3.2 粒度中值粒径与众数粒径

粒度中值粒径对应粒度累积频率曲线上含量达到50%时的粒径，在鉴别沉积动力上具备一定参考价值[19]；而粒度众数粒径则在混合物质组分的研究中较为有效，可以间接反映样品的沉积环境[20]。通过表2和图3对比二者中值粒径可以看出，石英中值粒径偏大，分布范围在10.71～17.62 μm，总体上均大于沉积物中值粒径；细看则发现随着剖面高度不断增加，石英中值粒径呈现缓慢递增的态势，而沉积物中值粒径则在加积型红土中不断变细[21]，在P4层中值粒径的平均含量达到了整个剖面最高值13.85 μm，但仍不及P4层的石英中值粒径，这与上述的研究结论较为相似。在众数粒径对比中，二者差异较小，主要印证了在同一沉积环境和沉积动力的影响下，二者峰值粒径的分布呈现出较为明显的一致性，反映了众数粒径在众多参照指标中相关度最为明显，并能进行很好的验证；细观二者众数粒径分布不难发现，众数粒径分布区间较小，石英为12.99～18.86 μm，沉积物为12.99～17.18 μm，总体而言依旧呈现出石英粒径较大的趋势。

3.3 粒度参数

不同粒度参数可以从不同角度对物质的沉积条件和粒度特征做出鉴定，采用Folk等的粒度参数法[22]，使用平均粒径(Mz)、分选系数(Sd)、偏度(Sk)和峰态(Kg)这4种粒度参数对石英和沉积物样品进行了描述，计算公式为

Mz=1/3(Φ16+Φ50+Φ84)

(1)

表2 石英粒度与沉积物粒度中值粒径与众数粒径的特征值

图3 石英粒度与沉积物粒度中值粒径与众数粒径的剖面变化

Sd=1/4(Φ84-Φ16)+5/33(Φ95-Φ5)

(2)

Sk=1/2(Φ84-Φ16)(Φ16+Φ84-2Φ50)+

1/2(Φ95-Φ5)(Φ5+Φ95-2Φ50)

(3)

Kg=25/61(Φ75-Φ25)(Φ95-Φ5)

(4)

式中，Φ=log2D，D为颗粒直径。

观察表3和图4可以发现，石英平均粒径明显高于沉积物平均粒径，石英平均粒径变化范围为3.33Φ～4.13Φ，随着剖面高度增加而缓慢递增，而沉积物平均粒径变化范围为2.18Φ～3.98Φ，在加积型红土层中随着剖面高度增加而减少，而在下蜀黄土层组中平均粒径达到了整个剖面的最高值3.26Φ，反映出与10～50 μm粗粉砂的粒度组成、粒度中值粒径近乎相同的变化趋势，说明了具有主导作用的粒度组分能够更大程度地鉴别不同粒度参数的实际意义。而在引入中值粒径后发现，虽然在粒度频率曲线中央点数值的计算精度略逊于平均粒径，但依然具有参考价值。对比二者分选系数得知，石英粒度分选系数明显优于沉积物，其分选性在1.95～2.90，总体呈现较好的分选；而沉积物粒度的分选性在3.39～5.22，总体呈现较差的分选。二者随剖面高度增加，分选性都呈现逐渐变好的趋势，反映了下蜀黄土形成时期的沉积作用明显增强，而结合加积型红土形成时期多网纹发育的特征，初步推断这可能是由于红土的强风化性使得原生土体中大量信息流失所致的[23-25]。观察二者偏度，石英粒度偏度范围在-0.18～0.14，大多为近对称型分布，而反观沉积物粒度偏度范围是在-0.32～-0.04，大多为负偏型分布；在各个层组上，石英和沉积物的偏度均值都随着剖面高度的上升而减少，即粒度频率曲线从近对称态逐渐转向负偏态。石英粒度峰态总体在0.92～1.42波动，而沉积物粒度峰态则在0.87～1.35波动，石英峰态略高于沉积物峰态，且在除去沉积物粒度峰态在下蜀黄土层组中出现的高值以外，其他层组上二者都呈现峰态逐步下降的趋势，峰态随剖面高度不断增高，峰形变趋于平缓。总体而言，石英粒度峰态较沉积物粒度峰态尖锐，表明了单一物质对沉积动力组分的鉴别度较高，而混合类物质对沉积动力组分的还原性较好，二者虽有一定差距但都能做出合理解释。

表3 石英粒度参数与沉积物粒度参数的特征值

图4 石英粒度参数与沉积物粒度参数的剖面变化

综上，反观石英和沉积物粒度在各项粒度参数指标上的异同，可以得出石英粒度平均粒径偏大，分选性较好，偏度多为近对称态分布，峰态相对较尖锐；而沉积物粒度平均粒径偏小，分选性较差，偏度多为负偏态分布，峰态相对较平缓。且在分选系数、偏度和峰态上，二者随剖面高度的变化趋势近乎一致，总体都呈现下降趋势；而在平均粒径组成上，二者则存在较大差异，石英平均粒径随着剖面高度上升而增加，而沉积物平均粒径则恰恰相反；此外，沉积物粒度参数仅在P4下蜀黄土层的平均粒径和峰态均值中出现与整体规律较为不一致的最大值，其具体形成原因还有待进一步研究。

4 结论与意义

通过对粒度组成进行分类以及对多种粒度参数进行比较，已经初步观察出石英粒度与沉积物粒度二者之间既有密不可分的联系，也存在一定程度的差别。现通过粒度频率曲线和累积频率曲线、粒度端元分解等方法可以对二者异同做出合理解释，对探讨郎溪剖面形成时期古环境与气候演变、沉积动力组分变化与不同沉积环境鉴别有着明确的指示意义[26-28]。

4.1 粒度频率曲线与累积频率曲线

引入粒度频率曲线主要可以观察出各层组剖面主要的粒径范围、峰态、以及众数粒径的分布态势。在P1强网纹红土层组中(图5)，石英粒度呈现单峰态分布，而沉积物粒度则在主峰粒径处与前者分布相似，但很明显在30～36 μm处粒径含量为[0.98,2.89]，相对邻近粒径而言出现了一隐峰，且在粗粒端的砂砾组分中也出现了一个低矮而缓平的峰，而这一特征在石英粒度中虽有表现但不明显；观察二者在P2弱网纹红土层组中的变化，石英粒度和沉积物粒度在总体上呈现单峰态，但大致在27～36 μm处都存在一个隐峰，沉积物粒度隐峰分布较为明显但分选性不及石英粒度，且二者在粗粒端都存在一个低平峰，总体而言沉积物粒度分布范围始端远小于石英粒度，而在终端粒径结点处却大致相同；在P3均质红土层中，二者依然在30～36 μm粒径处存在一隐峰，相比较发现沉积物粒度在0.18～3.21 μm处分选性要明显差于对应粒径区间的石英粒度，说明了沉积物作为一种混合物质来源较石英单一矿物，由于在均质红土层形成过程中曾历经不同强度的风化，导致保留在红土层中的长石、铁镁矿物等在沉积过程中受到了不同程度的改造作用，使得同一时期在同一搬运动力和沉积环境下形成的不同矿物组分已经不能完全准确地恢复沉积时期沉积物的原始粒度信息，所以呈现出粒径含量波动明显的特征[29-32]；在P4下蜀黄土层组中，大致特征与前三层基本相似，但仔细观察后发现，该层的沉积物粒度分选性要明显好于前三层，主要表现在0.24～5.11 μm细粒端黏粒组分含量的波动范围大大缩小为[0.27,1.74],且在主峰粒径和隐峰粒径处对应的粒径范围也大大缩小，反映了每个沉积物粒度样品之间的沉积环境差异受到其他干扰因素的来源减少，增加了沉积物粒度判别的准确性，而这正是由于下蜀黄土层组与加积型红土的形成环境不同所导致的，依据前人的研究结论可以大致推断出下蜀黄土形成时期化学风化较弱，而加积型红土形成时期粒径偏细且风化作用强，水热条件的充沛与搬运动力的混合导致了沉积环境的复杂性[33]，体现在粒度频率曲线上与黄土产生了较大差别，这一点也恰好能够解释前面研究所发现的P4下蜀黄土层中曾出现与P1～P3层组分布规律明显不一致的现象。

图5 P1～P4层组石英粒度频率曲线与沉积物粒度频率曲线

图6 石英粒度累积频率曲线与沉积物粒度累积频率曲线

粒度累积频率曲线可以较易观察出粒径分布的优势区间、分选性，以及搬运粒度组分[34]。通过二者对比不难看出(图6)，石英粒度和沉积物粒度的累积频率曲线在整体分布上具有相似性，可将其划分为<50 μm长距离搬运的悬浮组分以及>50 μm短距离搬运的跳跃组分。依据曲线斜率划分，二者在10～50 μm“风尘基本粒径”段粒径累积含量较<10 μm和>50 μm段斜率明显增大，甚至某些区间接近90°，反映了粗粉砂是粒径分布的优势区间，也是主要的粒度组成物质；沉积物粒度在同一累积含量上，粒径分布区间明显大于石英粒度，反映了其分选性较石英粒度差；石英粒度悬浮组分总体占有86.92%～99.82%，而跳跃组分仅占有0.18%～13.08%；而沉积物粒度的悬浮组分占有80.44%～99.78%，跳跃组分则仅有0.22%～19.56%，二者共同揭示远距离粉尘搬运的悬浮物质占据了主导，可能由于盛冰期冬季风的显著增强，进而导致西北干旱地区沙尘天气增多，许多介于5～10 μm之间的细粉砂物质历经强劲冬季风的空中搬运，在长江中下游地区动力减弱后沉积[35-36]；而形成于10～50 μm的粗粉砂物质则通常被认为是进行了近距离风尘沉积的搬运作用[37-38]，这一粒径区间只能历经几百公里的风力搬运，所以在季风控制下的风向路径中，排除在此搬运距离之外的黄土高原地区也只能归功于长江中下游的河漫滩地区，而郎溪地区恰好位于冬季风吹拂长江后的下风向上，所以粗粉砂来源很有可能是盛冰期时长江河漫滩近乎裸露的条件下，近距离风力搬运形成的[39]。另一方面，跳跃组分含量很低，而这一组分通常被认为是在近距离物质迁移中形成的[40]。与上述不同的是，>50 μm的砂砾物质粒径偏大，进而不会被认为是冬季风吹拂河漫滩物质所形成的二次沉积组分，而是在间冰期相对温暖湿润的气候环境下，经夏季风搬运而成[41-42]。结合郎溪地区东南方向的水系图和地形图可推断，跳跃组分的沉积物质很有可能来源于江南丘陵和浙闽丘陵一带，由于搬运距离较短且在剖面形成的不同时期历经风化强弱的不同，进而导致沉积速率也不同，而后经过不同程度的成壤改造作用，所以呈现出最粗粒端粒径区间较大且含量分布较不稳定的现象。

4.2 粒度端元分解与指示意义

由于物质组成和来源的复杂性，通过上述研究尚不能对剖面整体形成时期的沉积动力和环境意义做出明确推断，因此在结合前人研究成果的基础上，引入了Weltje提出的粒度端元分解法来作为研究的基本方法之一[43]。该方法相对其他数学方法而言，其优势在于能够对复杂搬运动力来源的粒度组分进行很好的分离，从而通过对单一搬运动力的粒度组分分析，来解决传统粒度分析方法在复杂物质沉积环境判别中的模糊性问题[44]。在MATLAB软件中运行AnalySize工具箱，在综合运用了Non-Parametic End Members非参数化端元分解法和Lognormal、Weibull、Gen.Weibull、SGG这4种Parametic End Members参数化端元分解法之后，并结合郎溪剖面自身特征与适用性，综合选取了SGG偏斜广义高斯参数化端元分解法作为粒度端元分解的基本方法(图7)。选取依据主要为拟合数据集相关系数R2>0.99，对粒度原始数据拟合效果好；各端元间相关性EMR2<0.3，各端元相互独立，不会存在过度拟合；角度差<7°，分解后的端元曲线能够对原始粒度频率曲线进行可接受范围内的误差分离[45]。所以综合上述条件和在同等条件下端元数量选取应少尽少的原则，最终将原始粒度数据进行了4个端元的分解，分解结果如下。

图7 石英粒度与沉积物粒度SSG端元分解的相关系数与角度差

图8 石英粒度与沉积物粒度4个端元分解

可以看出，整体而言4个端元虽然在粒径范围存在明显交集，但4个特征峰的分布态势十分明显且排列有序，通过对应每个端元曲线的众数粒径在原始粒度数据中求得每个样品的平均值可知，石英粒度经过4个端元分解后，EM1含量占有19.39%，EM2占有48.41%，EM3占有28.89%，EM4占有3.31%；将沉积物粒度经过4个端元分解，得到EM1含量占有19.34%，EM2占有45.91%，EM3占有27.02%，EM4占有7.73%。观察图8，不难发现，4个端元曲线的起始点有着明显不同，主要表现为沉积物粒度的EM1和EM2分布着较多的超细粒组分，这可能与不稳定矿物在沉积过程中曾遭遇强风化作用有关；二者4个特征峰虽然在峰形上存在一定差异，但究其平均含量后发现，整体呈现同一规律，即EM2组分在沉积过程中占主导，含量在45%以上，而EM2对应粒径区间大部分属于5～10 μm的细粉砂，通常认为是来自几千米的高空悬浮颗粒物在经过长距离风力搬运后自然沉积而成，故很有可能来源于盛冰期时强劲冬季风挟带的北方黄土[46]；EM3组分次之，含量在27%以上，而EM3对应粒径区间大部分属于10～50 μm的粗粉砂，通常认为是在中等风暴条件下进行近距离搬运后形成的，而结合“风尘基本粒组”的形成背景可知，这一组分很有可能来源于距离郎溪地区较近的长江河漫滩沉积物，在冰期河漫滩物质显露地表，经冬季风二次搬运后在此处沉积形成[47]；含量再次的是EM1组分，整体在19%以上，粒径区间大部分位于<5 μm的黏粒且众数粒径<5 μm，通常认为是沉积物在自然成壤作用下形成的，这种作用常常伴随着黏土矿物的生成，历经成壤改造作用后形成黏粒[48-49]；而含量最低的EM4组分，整体在3%以上，粒径区间大部分位于>50 μm的砂砾且众数粒径>50 μm，通常认为是跃移组分在历经近距离搬运后沉积形成，不过这种沉积动力与EM3大不相同，主要体现在更粗粒物质受到间冰期气候较温暖时期的夏季风从郎溪地区东南方向丘陵地带经地形作用逐渐搬运至地势较平坦处形成，通过该部分也能较清晰得知剖面形成时期水热条件的变化[50]。

5 总结

通过在郎溪剖面全样中提取石英矿物与原始沉积物粒度组分做对比，在充分论述二者具有相同指示性的同时，也阐明了二者各自特征的不同和应用性的差异，对于验证郎溪剖面形成时期的沉积动力和沉积环境、以及恢复古环境影响下的气候信息具有更为丰富的参考价值。在对石英粒度和沉积物粒度二者在粒度组成上的对比后发现，粉砂类物质含量最高，黏粒组分上沉积物明显大于石英，砂砾含量最少；在对石英粒度和沉积物粒度二者在中值粒径和众数粒径上的对比后发现，沉积物中值粒径明显小于石英，而二者众数粒径相差甚小；在对石英粒度和沉积物粒度二者在粒度参数上的对比后发现，石英平均粒径大于沉积物，石英分选系数优于沉积物，石英偏度呈现近对称分布，而沉积物偏度呈现负偏分布，石英峰态比沉积物更加尖锐。种种迹象表明，二者在不同粒度特征属性的应用中各有千秋，尚不能通过对单一评价标准好坏来评述石英粒度与沉积物粒度二者的优劣。鉴于此，本文引入粒度频率曲线说明了红土沉积物形成时期曾遭受强风化作用，搬运动力较为复杂，物质来源未能明确鉴定的现象；引入累积频率曲线初步断定了粉砂类和砂砾组分的可能搬运因子，并结合各粒度特征时间序列可以印证郎溪剖面形成时期气候波动的旋回性变化；引入粒度端元分解法最终验证了黏粒形成可能来源于自然成壤改造，细粉砂形成可能来源于盛冰期时期冬季风远距离搬运的沙漠黄土物质，粗粉砂形成可能来源于盛冰期时期冬季风近距离搬运的河漫滩物质，而砂砾形成则可能来源于间冰期时期夏季风近距离搬运的跃移粗粒组分。通过对石英粒度和沉积物粒度二者相同的环境指示意义证明了郎溪剖面形成时期曾经历过多种搬运动力的综合影响，沉积环境较为复杂。

研究中也存在明显的不足，首先，单一粒度指标对比尚不能对郎溪剖面的物质来源做出较为精准的回应，今后还需引入诸如地球化学元素指标CIA化学蚀变参数、相关常量元素与微量元素加以佐证[51]；其次，缺乏年代数据的支撑，不能精确定年，从而定量化地分析高分辨率气候背景下的旋回波动状况[52]；再次，对于全样中稳定矿物石英的提取，在分析粒度特征的同时尚未对其表明形态特征做出观察，进而没能形成更好的参照[53]；最后，单一地区剖面粒度数据所能反映的特征尚且匮乏，亟须通过将不同地区样品粒度做出综合对比与分析，才能更大程度地恢复和讨论不同时空尺度下的环境变化意义[54]。