李世乾，李志文,2，周萬蓬，杜丁丁，黎武標(biāo)

（1. 東華理工大學(xué) 地球科學(xué)學(xué)院，南昌 330013；2. 佛山科學(xué)技術(shù)學(xué)院 環(huán)境與化學(xué)工程學(xué)院，廣東 佛山 528225；3. 中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所，北京 100029）

粒度可以反映沉積物在形成過程中受到的風(fēng)吹、搬運、懸浮和沉積等非線性作用（張存勇，2015）。傳統(tǒng)粒度參數(shù)如平均粒徑（MZ）、標(biāo)準(zhǔn)偏差（σ）、偏度（SK）、峰態(tài)（KG）等在描述粒度組成和揭示環(huán)境變化規(guī)律等方面被廣泛應(yīng)用（孫有斌等，2003；王昕梅 等，2019），是古氣候環(huán)境研究的重要指標(biāo)。端元分析模型（Weltje et al., 2003）是基于高精度粒度結(jié)構(gòu)組份的有效分析工具，可以分離不同沉積動力作用下沉積物的粒度結(jié)構(gòu)組分，提取相關(guān)的敏感粒級反演環(huán)境變化，揭示沉積環(huán)境的動力組合和物源信息，在研究黃土沉積（王兆奪等，2020）、湖泊沉積（Dietze et al., 2012; Toonen et al., 2015；鐘寧 等，2020）、海洋沉積（張曉東等，2015）等方面取得良好的效果。

位于中國東部亞熱帶濕潤地區(qū)的鄱陽湖，廣泛分布著一系列由沙丘砂等沉積相組成的晚第四紀(jì)沉積序列，是研究該區(qū)域氣候變化的良好載體。已有研究探討這些沉積序列的年代（Jia et al., 2012）、物質(zhì)來源（龍進(jìn) 等，2015）與環(huán)境變化（王志剛 等，2018）等科學(xué)問題，取得豐碩的成果。然而，前人主要對風(fēng)沙沉積開展相關(guān)研究，較少涉及湖相及其與風(fēng)成沙疊覆堆積。因此，本文基于鄱陽湖星子縣蓼花剖面的湖相、沙丘砂和古土壤沉積序列，以粒度分析結(jié)果為依據(jù)，運用端元分析模型探討蓼花剖面沉積物的粒度組分結(jié)構(gòu)，并與該剖面的黏粒體積分?jǐn)?shù)、分選系數(shù)、Mz值、重慶YZ 洞石筍氧同位素作對比，討論其氣候環(huán)境意義，以期為鄱陽湖地區(qū)末次冰期沉積對東亞季風(fēng)乃至全球的響應(yīng)提供基礎(chǔ)數(shù)據(jù)。

1 研究區(qū)概況

星子縣（29°08′—29°36′ N、115°48′—116°10′ E）地處江西省北部九江市，東臨鄱陽湖，西為廬山，地勢西北高東南低。氣候類型為亞熱帶季風(fēng)氣候，夏季炎熱濕潤而冬季寒冷干燥，年均日照時數(shù)為1 920 h，年均有風(fēng)天數(shù)約250 d，多年平均氣溫為15～18℃，多年平均降水量為1 400 mm。冬季盛行強勁的偏北風(fēng)，由于鄱陽湖毗鄰的長江以北是北東向郯廬斷裂帶形成的寬廣平原（韓志勇 等，2010），缺少地形阻擋，偏北氣流呈Y 形吹至鄱陽湖（Jia et al., 2012），在湖岸兩側(cè)地形“狹管效應(yīng)”的影響下，風(fēng)速加大，將因干涸而裸露的風(fēng)沙物質(zhì)吹至湖濱地區(qū)，堆積成風(fēng)沙地貌（賈玉芳，2012）。區(qū)域內(nèi)廣泛分布著第四系地層，其中晚更新世期間因風(fēng)沙活動在地表堆積了許多沙山，上部多為灰黃色的全新世沉積，下部為紅色-棕紅色的晚第四紀(jì)風(fēng)沙沉積序列（黨淑青，2013），形成一系列與風(fēng)向平行的“沙山”，亦被稱為縱向沙壟（任黎秀 等，2008）。

蓼花剖面位于九江市星子縣蓼花村，東臨鄱陽湖，出露厚度約為9.9 m，自上而下可分成10 個地層單元，未見底。各地層的深度、沉積特征和采樣間距見表1。在LH3 頂部、LH5 頂部、LH5 底部和LH10 下部各采集1 個光釋光（OSL）測年樣品，LH9 底部采集1 個AMS-14C 測年樣品。根據(jù)年代測試情況，選擇LH3～LH10作為研究對象。

表1 九江市蓼花剖面地層特征描述Table 1 Description of stratigraphic characteristics of the Liaohua section in Jiujiang city

圖1 江西九江星子縣區(qū)位Fig.1 Location of Xingzi County, Jiujiang City, Jiangxi Province

2 實驗方法

2.1 年代測試方法

4個OSL 年代樣品在河北正定縣國土資源部地下水礦泉水及環(huán)境監(jiān)測中心完成，儀器為美國Daybreak 2200 的光釋光測定儀，測年方法為石英簡單多片再生法，測年結(jié)果、參數(shù)及采樣深度見表2所示。AMS-14C年代測試由美國Beta實驗室完成，為全樣品有機質(zhì)的測年結(jié)果，該樣品位于LH9 底部，深度約為744 cm，實測年齡為35.01±0.25 ka，校正后年齡為39.5±0.655 ka。

表2 蓼花剖面的光釋光測年結(jié)果Table 2 OSL ages of the Liaohua section

2.2 粒度測試方法

按照2 或1 cm 間距共采集527 個樣品，粒度實驗在東華理工大學(xué)核資源與環(huán)境國家重點實驗室完成，儀器為Mastersizer 2000型粒度儀（測量范圍為0.02～2 000 μm），測量誤差控制在2%以內(nèi)（雷國良 等，2006）。實驗步驟為：稱取適量樣品放入燒杯中，加入濃度為10%的雙氧水（H2O2）以去除有機質(zhì)，再加入鹽酸（HCl）以去除碳酸鹽；然后加入1mol/L的六偏磷酸鈉（NaPO3）6分散劑并用超聲波清洗機震蕩樣品10 min待測。每個樣品測試3遍并取其平均值。粒徑分級依據(jù)Udden-Wenetworth的分類標(biāo)準(zhǔn)（Wentworth, 1992），將粒度組分分為黏粒（<2 μm）、粉砂（2～63 μm）、極細(xì)砂（63～125 μm）、細(xì)砂（125～250 μm）、中砂（250～500 μm）、粗砂（500～1 000 μm）和極粗砂（1 000～2 000 μm）7 個類別，并根據(jù)Folk 等（1957）公式計算平均粒徑（Mz）、標(biāo)準(zhǔn)偏差（σ）、偏度（SK）、峰度（KG）等粒度參數(shù)。公式為：

式中：Mz指示沉積物的粒徑粗細(xì)和集中趨勢；σ表示顆粒大小的均勻程度，即沉積物粗、細(xì)顆粒的分選情況；SK 可以判別粒度分布的不對稱程度，對于了解沉積物的成因具有一定的意義；KG是用于判別粒度頻率曲線的尖銳程度，即衡量粒度分布中間部分與粗細(xì)兩端粒徑的展性之比，對于沉積環(huán)境具有較好的判斷意義。

2.3 端元分析

端元分析方法最早由Weltje（1997）提出，該方法認(rèn)為在某一因子的影響下，其粒度分布曲線符合統(tǒng)計學(xué)的分布規(guī)律，可以通過粒度數(shù)據(jù)非參數(shù)化的形式劃分為若干個端元組分，每個端元對應(yīng)不同的動力條件。此后，該方法被不斷修改完善。本文采用Paterson等（2015）設(shè)計的AnalySize插件，利用Matlab R2018b 的AnalySize-masters 分析包，將粒度實驗數(shù)據(jù)導(dǎo)入軟件并分析。為確保端元模型的穩(wěn)定，刪除樣品中全部體積分?jǐn)?shù)為0的粒級，利用粒度端元分析的Weibull 函數(shù)非參數(shù)化方法提取端元組分。假設(shè)端元數(shù)為1～10對LH剖面的粒度數(shù)據(jù)進(jìn)行端元分解，對比不同端元數(shù)的線性相關(guān)性、角度偏差，然后選擇適合的端元數(shù)量。線性相關(guān)程度越高，角度偏差越小，說明粒度端元的頻率曲線與樣品粒度曲線的擬合程度越好（李越 等，2019；周聲芳 等，2021）。圖2-a顯示，當(dāng)端元數(shù)由1增加到3 時，直線斜率值較大，相關(guān)系數(shù)R2增長快，達(dá)到0.98（一般認(rèn)為＞0.8 即可滿足擬合要求），指示擬合程度較好。當(dāng)端元數(shù)≥4 時，R2增長速率并不明顯。圖2-b顯示，當(dāng)端元數(shù)由1至3時，角度偏差值θ迅速下降；當(dāng)端元數(shù)量≥4時，角度偏差值降低的速度變慢。端元數(shù)為4 時，角度偏差＜5°，是理想的端元數(shù)值。但端元數(shù)為3 時，R2達(dá)到0.98，擬合程度非常高。因此，結(jié)合端元數(shù)和角度偏差盡量取小的原則（李越 等，2019；周聲芳 等，2021），將LH剖面的粒度數(shù)據(jù)分解為3個端元并進(jìn)行分析。為表述方便，將3個端元組分分別命名為EM1、EM2和EM3。

圖2 蓼花剖面各端元擬合參數(shù)的相關(guān)性（a）及角度偏差（b）Fig.2 Correlation (a) and angle deviation (b) of fitting parameters of end members in Liaohua section

3 結(jié)果分析

3.1 年代學(xué)框架

根據(jù)年代樣品的深度及其測試結(jié)果（見表1、2），發(fā)現(xiàn)深度與年代二者之間有良好的對應(yīng)關(guān)系，年代隨著深度增加而增大，線性關(guān)系式為：Y=0.207 7X-0.438 9，相關(guān)系數(shù)為0.981 6（圖3，Y為深度，X為地質(zhì)時代）。根據(jù)表2 可知，蓼花剖面LH10 下部的測年結(jié)果為47 ka，與深海氧同位素（Lisiecki et al., 2005）末次冰期中MIS3b 階段的開始時間接近；剖面上部LH3頂部的OSL年代為17.1 ka，處于MIS2 階段的年代區(qū)間內(nèi)，其上覆地層LH2為淺棕紅色的沙質(zhì)沉積。因此認(rèn)為，蓼花剖面LH3—LH10層位的年代區(qū)間為17.1—48.8 ka，屬于末次冰期中晚期的沉積物?；谝陨蠈崪y年代數(shù)據(jù)，利用分段沉積速率內(nèi)插法推測各層的年代，建立星子縣蓼花剖面的年代—深度框架（圖3）。

圖3 蓼花剖面地層序列與深度-年代框架Fig.3 Ages-depth relationship of the Liaohua section in the Last Glacial Period

3.2 粒度組分

蓼花剖面的粒度組成以粉砂、中砂和細(xì)砂為主，三者平均值之和為81.49%。其中粉砂為5.45%～82.36%（平均值為48.46%），中砂為1.33%～56.43% （23.56%） ， 細(xì) 砂 為 0.31%～22.78%（9.47%），粗砂為0.13%～53.20% （8%），黏粒為0.88%～13.52% （7.13%）， 極 細(xì) 砂 為0～11.04%（3.25%）。不同層位的各粒級的體積分?jǐn)?shù)存在較大區(qū)別，如黏粒在沙丘砂層中較低（平均值為4.8%），在古土壤或湖相層中較高（平均值分別是8.89%和7.92%）；粗砂在沙丘砂層的體積分?jǐn)?shù)最高（平均值為12.87%），古土壤次之（平均值為5.03%），湖相層中最低（平均值為4.32%）。各組分在剖面上的體積分?jǐn)?shù)見圖4所示。

圖4 蓼花剖面各粒級組分體積分?jǐn)?shù)Fig.4 Contents of each fraction of the Liaohua section

3.3 端元分析結(jié)果

粒度頻率分布曲線能反映粒徑的分布區(qū)間，可以直觀對比不同沉積相的粒度組成差異，便于判斷沉積物的形成環(huán)境。選取各沉積相的代表性樣品繪制粒度頻率分布曲線（圖5-a）。粒度頻率曲線為雙峰態(tài)，主眾數(shù)位于200～800 μm 的中砂-粗砂區(qū)間，次眾數(shù)位于3～70 μm的粉砂-極細(xì)砂區(qū)間，代表2種不同的動力環(huán)境。不同沉積相的粒度分布存在較大差異，湖相和古土壤中的粉砂體積分?jǐn)?shù)較高，中-粗砂體積分?jǐn)?shù)較低，沙丘砂與之相反。

根據(jù)參數(shù)化后的端元數(shù)據(jù)繪制端元頻率分布曲線（圖5-b），3 個端元代表不同的動力組分，均呈現(xiàn)單峰的形態(tài)，EM1、EM2 和EM3 的峰值范圍分別是2～90、140～700和280～1 000 μm，峰值區(qū)正好對應(yīng)粒度頻率分布曲線的2個眾數(shù)區(qū)間，說明參數(shù)化得到的3個端元組分是合適的。各端元組分的參數(shù)中，EM1、EM2和EM3的平均粒徑分別為12.15、270.02 和485.87 μm，分別屬于粉砂、中砂、中砂的范疇；分選系數(shù)分別為3.62，2.89，2.39，均屬于分選差的等級；EM1 偏度為-0.21，屬于負(fù)偏，EM2 和EM3 分別為-0.47、-0.42，屬于極負(fù)偏；EM1 的峰度為0.98，屬于中等峰態(tài)，EM2 為3.20，屬于非常窄的峰態(tài)，EM3 為2.98，屬于很窄的峰態(tài)。

圖5 粒度頻率曲線（a）和端元頻率曲線（b）Fig.5 Particle size frequency curve (a) and member frequency curve (b)

各地層的端元組分體積分?jǐn)?shù)列于表3中。各端元組分在古土壤和湖相沉積中的體積分?jǐn)?shù)基本一致，EM1 體積分?jǐn)?shù)高而EM2 和EM3 體積分?jǐn)?shù)低；在沙丘砂中EM2的體積分?jǐn)?shù)明顯增加，說明不同沉積環(huán)境中搬運動力存在較大差異。

表3 各層組的端元組分體積分?jǐn)?shù)Table 3 Content of end-member components in each layer group

4 討論

蓼花剖面在末次冰期形成湖相、古土壤以及沙丘砂的交替沉積，構(gòu)成氣候的沉積旋回，氣候指標(biāo)也發(fā)生明顯的峰谷值交替（圖6）。根據(jù)實驗結(jié)果，并與重慶YZ 洞石筍氧同位素（Wu et al., 2020）和格陵蘭冰心（Grootes et al., 1993）記錄對比，對末次冰期中晚期的氣候特征論述如下。

階段Ⅰ：地質(zhì)時代為48.8—39.5 ka，包括地層LH10，為沙丘砂。該階段相當(dāng)于深海氧同位素記錄的MIS3b階段（Lisiecki et al., 2005）。Mz較粗，為2.96Ф，明顯低于全剖面的平均值（4.41Ф），σ值為2.38，低于全剖面的平均值（2.65），說明該階段分選較好。EM1 的平均體積分?jǐn)?shù)為21.95%，是全剖面的最低值。EM2 和EM3 呈現(xiàn)峰值，平均體積分?jǐn)?shù)分別為51.09%和26.96%，前者體積分?jǐn)?shù)由低變高，后者則由高逐漸減少。表明此階段冬季風(fēng)勢力加強，氣候寒冷干燥，導(dǎo)致沉積物中粗顆粒組分的體積分?jǐn)?shù)劇增，沉積相為沙丘砂。其西南方位相隔僅數(shù)10 km 的南昌市厚田沙地也顯示該地區(qū)為冬季風(fēng)強勢期，發(fā)育為沙丘砂（王志剛 等，2018；詹江振等，2020），同時也對應(yīng)重慶YZ洞石筍氧同位素（Wu et al., 2020）的谷值以及格陵蘭冰心（Grootes et al., 1993）的峰值，這些指標(biāo)記錄說明該階段屬于夏季風(fēng)減弱而冬季風(fēng)強勢的寒冷時期。

階段Ⅱ：地質(zhì)時代為39.5—28.1 ka，包括地層LH9—LH6，為湖相和古土壤沉積，相當(dāng)于MIS3a階段。Mz平均值為4.76Ф，明顯高于全剖面MIS3b的平均值。σ值為2.84，高于剖面的平均值，說明該階段分選較差，粒度組成更為復(fù)雜。圖6 和表3顯示，EM1體積分?jǐn)?shù)前期穩(wěn)定而中后期的峰谷頻繁交替，整體上保持較高的體積分?jǐn)?shù)，平均為59.36%。EM2 和EM3 呈現(xiàn)明顯下降趨勢，平均體積分?jǐn)?shù)分別為34.42%和6.32%。端元體積分?jǐn)?shù)的變化特征說明該階段的氣候變得溫暖濕潤，降水增加，風(fēng)化—成壤作用加強，早期發(fā)育湖相（LH9—LH7）而晚期發(fā)育古土壤（LH6），使沉積物中的細(xì)顆粒組分體積分?jǐn)?shù)增加，粒度組成更加復(fù)雜。該階段在厚田沙地發(fā)育砂質(zhì)古土壤，指示夏季風(fēng)增強（王志剛 等，2018；詹江振 等，2020）。同時也對應(yīng)于YZ 洞石筍氧同位素的峰值（Wu et al., 2020）和格陵蘭冰心（Grootes et al., 1993）的低值，在黃土高原也顯示為冬季風(fēng)較弱期（安芷生 等，2000）。說明該階段氣候溫暖濕潤，夏季風(fēng)增強，降水增加，導(dǎo)致風(fēng)沙活動減弱。

圖6 蓼花剖面各階段端元體積分?jǐn)?shù)、平均粒徑、分選系數(shù)與其他氣候記錄對比Fig.6 Comparison of percentage content, average particle size and sorting coefficient of endmembers in different stages of Liaohua section with other climatic records

階段Ⅲ：地質(zhì)時代為28.1—17.1ka，包括地層LH5—LH3，為沙丘砂、湖相和古土壤沉積，相當(dāng)于MIS2 階段。Mz 平均值為4.99Ф。根據(jù)圖6 和表3，EM1 體積分?jǐn)?shù)呈現(xiàn)為先減少，后升高的趨勢，在LH5層中平均體積分?jǐn)?shù)為25.9%，在LH4和LH3中則快速增加至約70%；EM2體積分?jǐn)?shù)趨勢與EM1相反，在LH5 中平均體積分?jǐn)?shù)為68.74%，在LH4和LH3 中迅速降低，變?yōu)?7.68%和24.81%；EM3體積分?jǐn)?shù)無明顯變化，在5%左右波動。這些變化特征說明該階段氣候在早期和晚期的氣候寒冷干燥，發(fā)育沙丘砂，冬季風(fēng)強盛。而在中間變得溫暖濕潤，發(fā)育湖相和古土壤，降水增加，風(fēng)化—成壤作用加強。該階段在厚田沙地晚期發(fā)育沙丘砂，中期發(fā)育砂質(zhì)古土壤的變化規(guī)律吻合（王志剛 等，2018；詹江振 等，2020）。在東亞季風(fēng)區(qū)的薩拉烏蘇流域（張成君 等，2017），在29—23 ka 和20—17 ka有2次明顯的湖沼相和古土壤，也分別對應(yīng)石筍記錄（Wu et al., 2020）的峰值到谷值和冰心記錄（Grootes et al., 1993）的谷值到峰值的變化，說明LH剖面在MIS2階段總體上是由冬季風(fēng)控制的寒冷干燥期，但存在氣候變?yōu)榕瘽竦牟▌印?/p>

5 結(jié)論

通過對江西省九江市星子縣蓼花剖面末次冰期中晚期（48.8—17.1 ka）沉積物的粒度端元分析，并與前人的研究進(jìn)行對比，得出以下主要結(jié)論：

1）端元粒度模型分析將粒度數(shù)據(jù)分解為3個端元，其中EM1代表粉砂組分，指示弱動力環(huán)境和強成壤作用，在湖相和古土壤沉積中為峰值，沙丘砂中為谷值；EM2和EM3代表中砂-粗砂組分，指示強搬運作用，在沙丘砂中為峰值，在古土壤和湖相沉積中為谷值。

2）萬年尺度上表現(xiàn)為LH10（48.8—39.9 ka）和LH3—LH5（28.1—17.1 ka）的冬季風(fēng)強盛時期，氣候寒冷干燥，分別對應(yīng)深海氧同位素的MIS3b和MIS2 階段。LH6—LH9（39.9—28.1 ka）為溫暖的夏季風(fēng)時期，對應(yīng)MIS3a 階段。與重慶YZ 洞石筍氧同位素和格陵蘭冰心的記錄有良好的對應(yīng)關(guān)系，說明其氣候記錄與區(qū)域乃至全球氣候變化基本一致。

致謝：感謝審稿專家和編輯部對論文提出的寶貴意見和建議。