作为风成沉积物，黄土的粒度组成是了解其搬运和沉积过程的重要依据，也是深入研究大气环流格局演化、区域构造变动、剥蚀和风化作用等的重要物理指标^{[1, 2]}。就中国黄土而言，粒度分析在黄土研究初期即已开展，一个重要的发现即为黄土颗粒的空间变化规律。20世纪50年代初，熊毅和文启孝^[3]分析了陕北和陇东黄土区的表层土壤粒度组成，观察到从西北到东南粒度变细的现象；随后，刘东生等^[4]通过野外观察，在编制的黄土分布图中勾画出山西、陕西一带砂黄土和黄土的大致界限。

1958年至1959年间，刘先生先生组织了数十人的研究队伍，对黄河中游黄土区十条大断面(六纵四横)徒步进行了野外考察^[5]。每条考察路线长达500~1000km，网格状覆盖了40多万平方公里的黄土高原；同时，对黄土高原以外的黄土也做了大量调查。此项大规模野外考察系统调查了黄土的分布、厚度、地层、下伏基岩地形、区域地貌和侵蚀状况等，收集了大量的第一手资料，采集和分析了大量样品，编制了“黄河中游黄土分布图”^[5]和“中国黄土分布图”^[6]，撰写了《黄河中游黄土》^[5]、《中国的黄土堆积》^[6]和《黄土的物质成分和结构》^[7]等3本专著。

在该阶段的研究中，最为重要的一项室内分析是用显微镜法^[8]和移液法^[9]分析了大量黄土样品的粒度组成，证实了从西北到东南黄土粒度逐渐变细的现象，并自西北向东南划分出砂黄土、黄土和粘黄土带^{[7, 10]}。此外，刘东生等^{[5, 6]}还在黄土高原西北部的剖面中识别出风成砂，并且发现靠近沙漠的剖面砂层数量多，愈向东南层数愈少，颗粒也相对变细^[6]。黄土粒度大范围方向性变化以及戈壁、沙漠和黄土的带状排列为黄土风成说的确立提供了有力证据^{[9, 11, 12]}，亦为黄土物质来源勾画了大致的方向^{[3, 5~7, 9, 10]}；同时，刘先生还注意到黄土从老(午城黄土)到新(马兰黄土)粒度逐渐变细的现象^[12]、黄土-古土壤层交替有粒度粗细的规律性变化^{[6, 7]}。这些发现为后人通过黄土粒度分析深入探讨构造、轨道甚至千年尺度古气候古环境演化历史及其机制奠定了基础。从此，黄土粒度成为黄土研究最基本、最重要的物理指标之一，也因此而产出了海量的研究论文。

刘先生将马兰黄土粒度从西北到东南变细的现象解释为风力逐渐减弱^[5]，但是也强调了黄土沉积区距沙漠远近对黄土粒度的影响^[6]。他在《中国的黄土堆积》^[6]第170页中写到：“可见黄土颗粒自西北而东南逐渐变细，完全用区域气候条件差异来解释并不一定合适，在一定程度上是与黄土所在地区距沙漠远近有关，主要反映其原始颗粒成分自西北而东南的变化(主要是指黄河中游地区)”。由于马兰黄土中发育两层弱土壤，其粒度组成与典型黄土层的差异很大，只有在同一个层位采样才能准确地重建粒度空间分异格局。限于当年的研究程度和实验条件，前辈们未能从岩石地层学的角度进一步细分马兰黄土并在一个等时面上观察黄土的粒度空间变化。

时至今日，黄土粒度的古气候意义依然存有争议，一些研究认为黄土颗粒的粗细变化主要受控于其搬运风力的强弱变化，故将其作为冬季风强度的指标^{[13, 15]}，也有研究者提出粒度的变化，尤其是粗颗粒的变化主要受控于粉尘源区到沉积区的距离^{[16, 18]}，因而是沙漠界线推移的指标。由此看来，明确粒度指标的气候意义有待更为深入的分析。在前辈们研究的基础上，我们对黄土粒度的时空变化做了进一步分析，从中获得一些粗浅理解，谨借此纪念专辑就正于同仁，也以此纪念刘东生院士诞辰一百周年。

我们曾对黄土高原53个剖面进行了详细的调查和粒度分析^[18]。在此基础上，我们又对黄土高原东南缘黄河南岸的潼关、灵宝、偃师和荥阳剖面(图 1)进行了采样和分析，粒度分析流程见Ding等^[19]。大部分剖面的全新世土壤(S₀)的顶部不同程度地受到人类活动的干扰。黄土层L₁、L₂和古土壤层S₁、S₂在野外均较易识别。以宁县剖面为例(图 2)，马兰黄土L₁从顶到底可以分为5个部分，分别命名为L_1-1、L_1-2、L_1-3、L_1-4和L_1-5^[19]，其中，L_1-1、L_1-3和L_1-5为3层冰阶堆积的黄土，L_1-2和L_1-4为间冰阶弱发育的古土壤；L_1-1对应于深海氧同位素阶段(MIS)2，L_1-2、L_1-3和L_1-4合起来对应于MIS 3，L_1-5则对应于MIS 4^[20~23]。末次间冰期发育的古土壤S₁对应于MIS 5^[20~23]。S₁可分为3层，但这仅在黄土高原北部沉积速率较高的剖面中才能分辨出来，倒数第二次冰期沉积的黄土层L₂对应于MIS 6^{[20, 22, 23]}。与马兰黄土一样，L₂从顶到底亦可以分为5个部分，分别命名为L_2-1、L_2-2、L_2-3、L_2-4和L_2-5^[19]，其中，L_2-1、L_2-3和L_2-5为冰阶堆积的黄土，L_2-2和L_2-4为间冰阶沉积的弱发育的古土壤；倒数第二次间冰期发育的古土壤S₂对应于MIS 7^{[20, 22, 23]}。S₂由两层土壤组成，分别命名为S_2-1和S_2-2^[19]，本文只讨论S₂中的第一层土壤S_2-1。

图 1(Fig. 1)

图 1 黄土高原研究点和年均降雨量(mm，虚线)分布 Fig. 1 Schematic map showing the study sites and mean annual precipitation isohyets(mm, dashed lines)in the Chinese Loess Plateau

图 2(Fig. 2)

图 2 宁县黄土剖面中值粒径(Md)、磁化率(SUS)记录及其与深海氧同位素(δ18O)[24]记录对比 黑三角为粒度等值线样品挑选层位 Fig. 2 Changes in median grain size(Md)and magnetic susceptibility(SUS)in the Ningxian loess section, and correlation with a stacked benthic δ18O record[24] The stratigraphic positions of the selected samples used in grain size contour maps are indicated by solid triangles

我们从57个剖面中分别挑选黄土层L_1-1和古土壤层S₁两个层位的典型样品(图 2)，这两个层位分别对应于MIS 2和5。具体方法为：根据黄土轨道^[22]和千年尺度^[23]时间标尺，黄土层挑选颗粒最粗的层位(约18ka；MIS 2)，古土壤层挑选颗粒最细的层位(约125ka；MIS 5e)；每个层位挑选3000年时间内的沉积段落，每个段落视沉积速率不同选取3~20个相邻样品，将其粒度参数取平均值，以构建粒度等值线图(图 3)。该挑样方法基于一个假设，即黄土颗粒最粗的层位代表了最寒冷的冰期，古土壤颗粒最细的层位代表了最温暖的间冰期。最近的研究^[25]显示黄土层L_1-1颗粒最粗层位胡敏素的放射性碳年龄为约19.74cal.ka B.P.，与Clark等^[26]有关末次冰盛期时间(约26.5~19.0ka)的认识完全一致，说明这一假设是合理的。

图 3(Fig. 3)

图 3 黄土高原末次冰盛期黄土(L1-1)和末次间冰期古土壤(S1)中值粒径(Md)、砂含量(>63μm/ %)等值线及中值粒径等值线法向量分布 Fig. 3 Grain-size contour maps for the Last Glacial Maximum loess unit(L1-1)and the last interglacial soil unit(S1), and the normal vectors of the median grain size contour for the two time intervals

黄土高原北部黄土和古土壤的颗粒明显较粗(图 3)，黄土层L_1-1的中值粒径大于40μm，砂含量大于20 %，古土壤层S₁的中值粒径为14~20μm，砂含量可达7 % ~14 %；而在黄土高原南部，黄土层L_1-1的中值粒径为14~20μm，砂含量小于5 %，古土壤层S₁的中值粒径小于9μm，砂含量接近0。一个例外的现象是：黄土高原东南部黄河南岸的潼关、灵宝、偃师和荥阳剖面颗粒较粗，其黄土层L_1-1的中值粒径可达25~45μm、砂含量达10 % ~30 %，古土壤层S₁的中值粒径可达16~25μm、砂含量达3 % ~7 %，远粗于同纬度的关中盆地黄土沉积，和黄土高原北部剖面的粒度接近。

总体上看，黄土层L_1-1和古土壤层S₁的中值粒径和砂含量等值线呈现出4个特点(图 3)。首先，无论是黄土还是古土壤，其粒度等值线整体上呈现近东西向展布；第二，黄土高原北缘的粒度参数等值线略向南凸出，大致平行于毛乌素沙漠边界分布；第三，黄土和古土壤的粒度整体上呈现近南北向分异，且黄土高原北部的空间分异梯度大于南部，这在粒度等值线的法向量分布图上可以清楚地观察到；第四，冰期和间冰期粒度等值线的一个显著差别表现在粒度等值线的移动，比如末次冰盛期(L_1-1)14~20μm中值粒径等值线和3 % ~6 %砂含量等值线出现在黄土高原南部，而在末次间冰期(S₁)的时候出现在黄土高原北部。

Ding等^{[16, 17]}分析了榆林-渭南、子长-蓝田、洪德-杨凌3个南北向断面(图 1)的砂含量变化。结果显示(图 4)，典型冰期黄土(MIS 2和MIS 4) 的砂含量在离开现代毛乌素沙漠南界200km的范围内迅速降低，在200km至400km范围内砂含量逐渐减少到5 %以下；典型间冰期古土壤(MIS 5) 的砂含量在离开现代沙漠边界200km的范围内逐渐减少至2 %以下。

图 4(Fig. 4)

图 4 黄土高原3个南北向黄土断面典型冷暖时期(L1-1，L1-4，L1-5和S1)砂含量(>63μm/ %)与距毛乌素沙地南界距离的关系(据文献[17]改编) Fig. 4 Changes in the content of sand-sized particles(>63μm/ %)southward from the southern border of the Mu Us Desert for L1-1, L1-4, L1-5 and S1 along three north-south loess transects(adapted from reference[17])

按照传统认识，黄土砂含量自北向南的迅速降低指示了风力的迅速衰减^{[5, 13~15]}。作为中国黄土的主要搬运营力，冬季风爆发过程分为3个阶段^[27]：首先，来自巴伦支海、喀拉海和大西洋的冷气流到达西伯利亚西部；接下来，冷空气在西伯利亚停留并加强，形成强的冷高压；最后，冷空气向南爆发。冬季风爆发时，冷气团可以抵达我国华南、东海、南海地区，甚至穿越赤道变为澳大利亚夏季风的一部分。显然，东亚冬季风是半球尺度的大气环流，很难想像冬季风在黄土高原北部200km的小范围内风力迅速衰减。现代气象观测^[27]表明，东亚冬季风最为强盛的时期是冬季，而我国北方降尘季节主要为春季，这是西伯利亚高压减弱、行将解体的时候。此外，黄土高原东南部黄河南岸潼关、灵宝、偃师和荥阳4个剖面的黄土和古土壤层粒度均显著粗于同纬度的关中盆地剖面，甚至与黄土高原北部的剖面粒度组成接近(图 3)。如果解释为黄土高原风力从北到南迅速降低，然后在黄河南岸又突然增加，显然很牵强。因此，黄土高原黄土的粒度空间分异很难用风力变化来解释。

从黄土粒度研究历史的角度看，提出将粒度变化作为冬季风强度变化的指标，主要基于两方面的考虑：一是从20世纪60年代的研究结果看^{[7, 10]}，马兰黄土粒度等值线的分布形状为南西西至北东东，由此推测搬运黄土的主风向为北北西，这与冬季风的主风向相吻合；二是从动力角度看，冬季风风力越强，从北到南输送粉尘的能力越强，其搬运的粉尘颗粒应越粗。第一方面的考虑有地质证据支持^{[7, 10]}，而第二方面的考虑则还需深入探讨。现代气象观测表明，我国北方沙尘暴多和蒙古气旋的活动密切相关^[28~30]。气旋是地面受热后形成的低压中心，从统计数据^[31]看，蒙古气旋型沙尘过程中气旋中心气压平均值从12月开始逐渐减小，4月达到最低，即从3月开始整个春季蒙古气旋强度显著加强，这与春季沙尘天气频发的时间是吻合的。由此可见，沙尘暴天气在冬季风最为强盛的冬季一般较少出现，而主要发生在地面解冰、土壤变得松软的春季。春季地面增温导致暖空气活跃，一方面使得蒙古气旋的发生更为频繁，同时也为沙尘扬升提供了有利的动力和热力条件^{[31, 32]}。当然，在冰期条件下，冬季风增强是完全可以理解的，但由于冰期温度低，地面解冻的日期理论上讲亦会相应推迟，那个时候的冬季风是否比现代春季的冬季风强度大则尚难肯定。

无可讳言，将粒度作为风力强度的指标是受到了深海风成沉积研究的影响。在深海风成沉积研究中，围绕与粒度有关的研究有3个主要结论^[33]：一是深海沉积粉尘粒度是风力强度的替代性指标；二是沉积物中粉尘通量变化是粉尘源区干旱程度的指标，即粉尘通量越大，表明源区气候越干旱；三是粉尘堆积量与粉尘粒度是独立变化的，二者没有相关性，也就是风力强的时期并不一定对应源区干旱时期。但是这3个结论有一个基本前提，即在离开物源区1000~2000km后，大气粉尘粒度与搬运风力达到平衡。深海粉尘为高空远源搬运^{[29, 33]}，对诸如北太平洋的粉尘堆积，这个条件是能满足的。

中国黄土区位于沙漠外围，与戈壁、沙漠呈紧密的带状分布。根据Ding等^[34]的研究，黄土的粒度和堆积量变化是共变的，即粒度变粗的时候总是对应于堆积量较高的时期，粒度变细的时候总是对应于堆积量较小的时期。黄土的这一特点和深海远源粉尘沉积^[33]有显著差异。现代尘暴观测^[29]表明，中国及其邻区有两个主要的粉尘源区，一个是中国北方及蒙古的戈壁、沙漠地区，粉尘仅能被低空搬运( < 3000m)到黄土高原、我国东南及近海地区；另一个是塔克拉玛干沙漠，粉尘可被吹扬到5000m以上的高空并被西风环流搬运到数千公里的北太平洋地区。中国黄土的矿物、元素和同位素组成也显示^[35]，黄土高原黄土主要来自我国北方及蒙古地区的戈壁、沙漠地区，而北太平洋粉尘主要来自塔克拉玛干沙漠。由此，我们可以推断，作为近源低空搬运的中国黄土，其粉尘搬运体系是非平衡体系，风力和粉尘颗粒并没有达到平衡状态，和远源高空搬运的深海粉尘沉积有本质区别。这是黄土高原从北到南黄土厚度迅速变薄、粒度迅速变细^[7](图 3)的根本原因。

既然中国黄土是近源低空搬运的粉尘沉积物，其粒度组成必然受到粉尘源区范围变化的影响，即沙漠进退的影响^{[17, 19]}。前人研究^{[18, 36~39]}表明，第四纪冰期-间冰期旋回我国北方的沙漠范围有大幅度的变化。依据地质记录重建的古沙漠边界分布^[39](图 5)显示，目前中国北方贺兰山以东的沙地在末次冰盛期时均为流沙环境，毛乌素沙地相对全新世适宜期往南推进了数百公里，东部沙地的东界亦抵达大兴安岭西麓和东北平原一带；而在全新世气候适宜期，贺兰山以东地区沙漠环境基本消失，贺兰山以西腾格里沙漠的东南部也呈现草原环境。可以设想，如此大幅度的干旱区范围变化对下风向黄土粒度的影响是非常大的。在风力不变的情况下，对某个特定的沉积点而言，如果干旱区范围扩张，沙漠距沉积区的距离缩短，在粉尘颗粒和风力没有达到平衡状态的搬运条件下，较粗颗粒将在重力作用下首先沉降到地面，由此导致黄土颗粒变粗。

图 5(Fig. 5)

图 5 中国北方末次冰盛期和全新世适宜期沙地东南边界分布(据文献[39]改编) Fig. 5 Distribution of the southeastern desert margins in Northern China during the Last Glacial Maximum(red dotted lines) and the Holocene Optimum(blue dotted line)(adapted from reference[39])

在黄土高原的一些沉积完整的剖面中可以观察到全新世土壤(S₀)上覆一薄层典型黄土层，被命名为全新世黄土(L₀)^{[21, 40]}。如图 6所示，末次冰盛期是冬季风风力强盛的时期，也是沙漠扩张的时期，该时期沉积的黄土(L_1-1)粒度较粗；全新世适宜期冬季风风力减弱，沙漠环境也向西北方向撤退，该时期发育的古土壤(S₀)颗粒较细。从这些现象看，风力和源区距沉积区距离两个因素对黄土颗粒粗细影响的相对大小不好判别。晚全新世，由于人类活动破坏了毛乌素沙地的植被，末次冰盛期的沙丘翻新活化，导致现代毛乌素沙地的范围和东南边界与末次冰盛期非常类似^{[36, 41]}。相应地，晚全新世黄土(L₀)的粒度也变粗，其中值粒径和>20μm颗粒含量甚至和末次冰盛期黄土非常接近。从全球气候状况看，全新世气候和末次冰盛期相比还是非常稳定的^{[42, 43]}，全新世内部冬季风风力变化不会达到冰期-间冰期的变化幅度。

图 6(Fig. 6)

图 6 甘泉、洛川、耀县L1-1~L0段落中值粒径(Md)和>20μm颗粒含量(%)变化(据文献[18]改编) 阴影区为晚全新世黄土(L0) Fig. 6 Changes in median grain size(Md)and >20μm particle content(%)for the L1-1~L0 portion at Ganquan, Luochuan and Yaoxian(adapted from reference[18]) The shaded zones indicate the Late Holocene loess(L0)

因此，末次冰盛期至晚全新世黄土粒度的变化用沙漠进退解释是比较合理的。此外，潼关以东黄河南岸黄土沉积粒度变粗也是因为其主要来自就近的物源，即黄河河岸的泥沙堆积^[44]，而非黄土高原以北的干旱区。由此可见，对于中国黄土而言，沉积区距物源区的距离对黄土粒度变化的影响是第一位的，冬季风风力变化的影响是第二位的。从古气候变化角度论，冬季风强度变化同沙漠推移在动力上可能有一定的联系，但沙漠移动，尤其是黄土高原外围沙漠界线的移动从本质上论，是受季风降水条件所控制的，因此同夏季风雨带推移的联系更为紧密。因此，依据黄土粒度重建的古沙漠进退幅度可以近似地理解为东亚夏季风雨带推移的幅度^[18]。

Pye及其合作者^{[45, 46]}曾提出粉尘粒径和搬运距离、风力状况的数学关系：

其中，L为粉尘的最大搬运距离(m)；为水平风速(m /s)、ε为垂直大气紊流交换系数(m² /s)，二者分别代表了空气在水平方向的运动速度和垂直方向上的迁移强度；K=ρg/18μ，ρ为粉尘颗粒密度，g为重力加速度，μ为空气的动力粘度(海平面上15℃时石英球粒的K值为8.1×10⁷m^-1 s^-1)；D为粉尘粒径(m)。

从这一公式变量之间的数学关系看^{[45, 46]}，风力状况(Ū2ε)和距离(L)对粉尘粒径的影响程度是一样的，但是风力状况包含两个变量，一个是风力的水平运动速度(Ū)，另一个是风力在垂直方向上的迁移强度(ε)。由此可见，仅冬季风水平风速大或者垂直大气紊流交换程度强都可能被另一个因素抵消掉，这与沙尘暴既要有冷锋活动也要有地面热气团上升的配合才能发生的气象观测是完全一致的。鉴于现代沙尘暴大多发生在春季地表回暖的时候，是否意味着冰期和间冰期干旱区地表转暖的热力条件都要达到同样的程度才能导致粉尘的吹扬和传输？如果是，则冰期和间冰期降尘季节冬季风风力状况可能是差不多的。这一点应该在今后的研究中予以重视。

在空间上的57个剖面中，洪德-杨凌南北向大断面采样点密度较大(图 1)，因此我们选取该断面进一步探讨黄土粒度与搬运距离的关系。鉴于前人的研究已经明确了末次冰盛期毛乌素沙地的南界位置^{[36, 39]}(图 5)，且黄土粒度主要呈现出南北向分异特征(图 3)，我们将采样点至毛乌素沙漠南界的垂直距离视为沉积区距源区的最小距离，建立了黄土中值粒径随沉积区距源区最小距离变化的模型(图 7)，得到了一个幂函数拟合方程ln(Y)=。

图 7(Fig. 7)

图 7 风尘沉积中值粒径(Md)-沉积区距源区最小距离模型 Fig. 7 Median grain size(Md)versus minimum transport distance for aeolian sediments

如图 7所示，在距沙漠边界约400km的范围内，黄土沉积的中值粒径由52μm迅速下降到14μm。从中值粒径-距离的外推拟合线中可以看出，在距源区400km到1000~2000km间，中值粒径从14μm缓缓减小到6~3μm；而在2000km以外直至5000km，中值粒径基本变化不大，集中在1~3μm间。据此，我们将黄土中值粒径-距离关系的拟合曲线划分为三段(图 7)：第一段为距源区0~400km间，该段内粉尘沉积的粒度随搬运距离增加而迅速变细，我们将其称为粉尘沉积的“快速分异区”；第二段为距源区400~2000km间，该段粉尘沉积的粒度随搬运距离的增加缓缓变细，我们将其称为粉尘沉积的“缓慢分异区”；第三段为距源区2000km以外，该段粉尘沉积的粒度随搬运距离的增加变化很小，我们将其称为粉尘沉积与搬运风力的“平衡区”。事实上，粉尘动力学的理论研究和实际观测已经表明，粉尘在搬运1000~2000km以上后其颗粒与风力达到平衡状态^[47~51]，这与我们构建的黄土粒度-距离模型(图 7)完全吻合。

显然，黄土高原黄土为快速分异区的粉尘沉积。新近纪红粘土中值粒径为3~8μm^[52]，属于缓慢分异区的粉尘堆积，推测红粘土沉积区距离源区的最小距离为700~2000km。无论是地质历史时期的深海粉尘沉积还是现代北太平洋的降尘，其典型样品的中值粒径约为2~4μm左右^{[33, 53, 54]}。因此，深海粉尘沉积应处于粉尘沉积的平衡区中。但是，黄土高原粉尘沉积与深海粉尘沉积的搬运方式有很大区别，黄土高原粉尘的搬运方式主要为低空搬运，而深海粉尘沉积主要为高空搬运。依据低空搬运的粉尘沉积学特征建立的模型能否适用于高空搬运的粉尘沉积尚不敢肯定。但是，根据粒度-距离模型推测的粉尘搬运2000km以上的粒度与深海粉尘沉积的粒度比较吻合。这似乎表明这个模型可能仍然适用于高空搬运的粉尘沉积。因此，该模型可能反映了风力这样一种地质营力的搬运和沉积的本质特征，与其搬运方式关系不大。当然，其有效性和适用范围尚需进一步研究。

黄土高原黄土粒度的空间分异也为研究中国黄土物源提供了独特视角。早在20世纪60年代，刘先生及其同事们归纳出中国黄土的基本沉积学特征：黄土和沙漠、戈壁呈带状分布，黄土的主要粒级组分为粉砂，从西北向东南黄土粒度变细、厚度减薄，早更新世以来黄土分布范围逐渐扩大形成连续的超覆等^[5~7]，并据此对黄土物源做了方向性的判断，即与黄土高原毗邻的沙漠和戈壁为黄土的主要物源区^{[6, 7]}。从黄土粒度等值线的结果(图 3)看，黄土高原黄土以北向物源为主，主要来自毛乌素沙地及其北部的广袤干旱区。从最近的一些锆石U-Pb年龄数据^{[55, 56]}看，西毛乌素沙地可能为黄土高原提供了大量物源，这与黄土南北向粒度分异的特征是吻合的。近年来，随着黄土矿物学、地球化学等物源示踪手段的发展，涌现出大量新数据，诸如石英电子自旋共振信号强度和结晶度^[57]、石英氧同位素组成^{[58, 59]}、重矿物组合^{[55, 60]}、锆石U-Pb年龄^{[55, 56, 60~62]}、Nd-Sr同位素组成^{[63, 64]}、Pb同位素组成^[65]等。这些新手段和新数据使得黄土物源的研究得以进一步深化，同时也引发了新的疑惑和思考。限于矿物学和地球化学指标的多解性，如果这些数据能和黄土的基本沉积学特征有效结合起来，多学科、多指标交叉验证，则有望获得更为清晰的认识。中国黄土的基本沉积学特征是刘东生先生在20世纪60年代的工作精华，其著作的字里行间在今天依然闪耀着思想的火花和智慧的光芒。因此，学习并继承刘先生的治学精神，沿着刘先生开辟的黄土与环境方向继续前进是对刘先生最好的缅怀和纪念。

致谢: 孙继敏、熊尚发、王旭、侯圣山、丁峰和周彬在野外工作中提供了大力帮助，黄晓芳绘制了部分图件，在此深表谢忱!本研究由中国科学院战略性先导科技专项(B类)培育项目(批准号：XDPB05) 和国家自然科学基金项目(批准号：41672175) 共同资助。