黄土是记录第四纪环境变迁、新构造运动、人类演化和全球气候变化综合信息的重要载体^[1~4]。黄土粒度特征受到源区物质、搬运介质和沉积环境等因素的控制和影响，因此，常作为古环境重建中重要的替代性指标^[5~12]。然而，沉积物基本都是多种物源和沉积动力过程的混合物，用全样的粒度数据(如平均粒径、中值粒径、标准偏差、峰态、偏度等)只能近似地作为沉积物环境的代用指标^[13~17]，而且这些指标在研究受多种物源和不同沉积动力影响的古环境方面还存在很多不确定性。黄土具有多组成特征，在粒度频率曲线上表现为多峰的光滑曲线，不同的粒度组分通常具有不同的古环境意义^[18~20]。因此，如何从复杂的粒度数据中分离出单一组分的粒度特征来探讨各组分所指示的古环境意义显得尤为重要。环境敏感粒度组分分析是一种从多峰态的频率分布曲线中分离出单一粒度组分，进行沉积动力研究的方法^[21]。运用粒级-标准偏差法提取环境敏感粒级组分的方法，可以更深入地了解沉积物的搬运、沉积过程和环境演变。

东海岛屿广泛分布着厚度不等的风尘黄土。与中国西北地区黄土地层相比，东部黄土具有沉积厚度小、成因复杂、次生作用强烈等特点，它记录了我国晚更新世以来东部沿海地区的古气候变化历史^[22~24]。嵊山岛黄土剖面中没有发现显著的黄土-古土壤地层序列，加之黄土沉积受到海平面升降的影响，因此，传统的地层对比方法并不能获得准确的地层年龄框架，这在一定程度上制约着东海岛屿黄土的深入研究。近年来随着光释光测年技术(Optical stimulated luminescence，简称OSL)的发展，东海岛屿黄土在第四纪古环境研究中又逐渐得到关注，相关研究着力于运用光释光测年技术为岛屿黄土的古环境演化研究建立数字年代标尺。然而，这方面的研究还相对较少^[25~26]。本文以东海岛屿嵊山岛风尘黄土剖面为研究对象，利用光释光测年法对其堆积年龄进行精确测定，进一步运用粒级-标准偏差法提取环境敏感粒级组分，再结合磁化率等数据，以探讨中国东部黄土环境敏感粒度组分的环境指示意义。

研究区域嵊山岛是东海海域舟山群岛最外缘的岛屿之一(图 1)，面积约4.22 km²，海岸线总长度约19.26 km，呈北西-南东走向，地势东部高、西南低。该岛属典型的亚热带海洋季风气候，盛行东亚季风，夏季以东南风为主，冬季改为西北风，夏、秋两季受到台风的影响频繁。岛上冬季均温为6 ℃，夏季为25 ℃，历年平均温度在15~17 ℃范围内，多年最高温度达36.7 ℃，日照率达到48 %，年降水量可达1072 mm。该岛屿主要由花岗岩基岩组成，陈钱山为岛屿的最高峰(海拔约200多米)。岛屿大部分地区基岩直接出露地表，在山坡、山谷及一些低凹地带可见少量坡积、残积和风积等第四纪松散堆积物^[22]，黄土地层呈片状覆盖在山麓地带，且厚度自上而下逐渐增大。由于黄土沉积范围大，质地均匀，没有见到人为堆积的痕迹，因此可以断定为自然沉积物。

图 1(Fig. 1)

图 1 嵊山岛陈钱山黄土剖面地理位置图(据文献[26]) Fig. 1 The location map of Chenqianshan section in the Shengshan Island(after reference[26])

研究剖面位于舟山群岛北部的嵊山岛(SSI)最高峰的陈钱山东北坡处(30°44′N，122°49′E)，海拔150 m，以下称为嵊山岛黄土剖面(SSIS)，剖面厚约2.75 m(图 2)，未见底。将剖面地层划分为3层，从上往下依次为：第一层为现代耕作层(0~30 cm)，该层呈黑灰色，结构疏松，植物根系发达，无层理构造；第二层为黄土层(30~265 cm)，该层呈棕黄色，颗粒较细，多孔隙，土质松散，夹杂大量白色钙质结核，块体表面被少量棕红色铁锰质胶膜侵染，含较少的植物根系；第三层为花岗岩基岩风化层(265 cm以下)，该层与上覆黄土呈不整合接触，可明显见到花岗岩风化颗粒混杂。

图 2(Fig. 2)

图 2 嵊山岛黄土剖面以及光释光样品S1、S2、S3和S4的采样位置 Fig. 2 The Shengshan Island loess section with the thickness of about 2.75 m and the sampling sites of the OSL dating samples of S1、S2、S3 and S4

野外采集样品垂直深度为2.75 cm，整个剖面以1 cm为间隔采样，共采集275个样品用于沉积粒度与环境磁学分析。为了确定黄土堆积年代，分别在剖面0.1 m、1.0 m、1.5 m和2.5 m处采集了4个光释光样品S1、S2、S3和S4(图 2)。

光释光测试实验在南京大学地理与海洋科学学院光释光年代实验室完成。在暗室条件下，采样管两端曝光部分，用来测定样品的U、TH、K含量。对于中间未见光的部分，依次经过10 %的盐酸和30 %的双氧水浸泡，除去碳酸盐和有机质，湿筛，提取90~150 μm的石英颗粒，然后经过40 %氢氟酸溶蚀40 min，确保去除长石。然后经红外检验，确保石英中无长石污染，最后过干筛。所有石英样品采用单片再生剂量法(SAR)在Riso TL/OSL-20C/D全自动释光仪测试等效剂量^[27~29]。所有样品U、Th、K含量均以中子活化法(NAA)测试。样品含水量为实测含水量，考虑到地质时期含水量变化，给定绝对误差7 %。利用Prescott和Hutton^[27]提供的参数以及公式计算宇宙射线剂量率，最后以Aitken^[28]的公式和参数计算剂量率。

10 cm处的样品采用Minimum age model^[30]计算等效计量值，但由于该样品距离地表太近，不符合光释光样品的采样深度要求，因此所得结果仅供参考，不使用。

粒度测试在华东师范大学地理科学学院Mastersizer 2000激光粒度仪上测量，测量范围为0.02~2000 μm，测量误差 < 2 %。称取0.1 g左右自然风干的样品，依次加入10 ml左右10 %的双氧水与10 %的盐酸除去有机质与碳酸盐，再加入10 ml浓度为0.05 mol/L的六偏磷酸钠((NaPO₃)₆)溶液作分散剂，并用超声波清洗仪振荡10~15 min使样品彻底分散，上机测量。数据分析内容包括各粒级百分含量、平均粒径(Mz)、中值粒径(Md)、标准偏差(σ_I)、偏度(Sk_I)和峰态(K_G)等粒度参数。

粒级-标准偏差法是Boulay等^[31]提出的分离方法。该方法的原理是，通过研究激光粒度仪给出的每一粒级所对应含量的标准偏差变化而获得粒度组分的个数和分布范围。标准偏差是反映数据离散趋势最常用的一个重要指标，它是方差的平方根。标准偏差越大，说明个体的变异程度越大，对环境变化的响应越敏感，对古环境变化信息具有较好的指示意义；标准偏差越小，说明测量值的离散程度越小，均数的代表性就越好。以粒级为横坐标，以标准偏差为纵坐标作图，就可以了解各粒级的变异程度的大小。

磁化率测量在华东师范大学河口海岸科学研究院磁性测量分析实验室进行。采用英国Bartington仪器公司生产的MS2磁化率仪测量所有样品的低频磁化率(0.46kHz)和高频磁化率(4.6kHz)。磁化率测量主要测定样品的质量磁化率，即低频质量磁化率(χ_lf)、高频质量磁化率(χ_hf)和频率磁化率(χ_fd)，计算公式为：χ_fd % =(χ_lf-χ_hf)/χ_lf×100 %。

基于光释光测年结果见表 1，得到嵊山岛黄土剖面底部2.5 m处的年龄为约51±4 ka，顶界1.0 m处的年龄为35±3 ka，野外考察中没有发现剖面中存在明显的侵蚀-沉积间断，因此，初步推测该厚约2.75 m的黄土地层是晚更新世的风尘堆积，并且堆积过程是连续的。这一年代结果为嵊山岛剖面黄土沉积特征提供了时间标尺。

表 1(Table 1)

表 1 嵊山岛黄土光释光测年结果 Table 1 OSL dating data of the Shengshan Island loess section 样品编号 深度(m) U(×10-6) Th(×10-6) K(%) 剂量率(Gy/ka) 等效剂量(Gy) 年龄(ka) S1 0.1 2.83±0.10 14.3±0.39 1.49±0.05 3.05±0.20 1.2±0.3 0.4±0.1 S2 1.0 2.98±0.11 15.1±0.39 1.69±0.06 3.34±0.24 117±4 35±3 S3 1.5 2.94±0.11 14.4±0.39 1.56±0.05 3.23±0.24 137±8 42±4 S4 2.5 2.93±0.11 14.3±0.39 1.62±0.05 3.00±0.20 152±5 51±4

表 1 嵊山岛黄土光释光测年结果 Table 1 OSL dating data of the Shengshan Island loess section

粒度频率分布曲线可以直观准确地表示各粒度组分所占的百分含量，沉积物众数值的分布、峰值的个数以及在峰值两侧颗粒物的分布状况等，可以判别各沉积组分相应的物质来源及搬运方式^[32~35]。如图 3a所示，嵊山岛黄土的频率分布曲线与我国西安马兰黄土的标准双峰分布曲线^[36]不同，呈“三峰分布”，与郑祥民^[22]、刘飞^[25]和张岩^[26]对嵊山岛黄土粒度的研究结果一致。嵊山岛黄土粒度分布范围为0.2~150 μm，曲线的主峰都向粗颗粒一侧偏，总体呈现负偏态非对称分布，第一众数值偏粗。粒度曲线在20~35 μm粒级组分之间存在主峰，属于第一众数组；在2~10 μm粒级组分之间存在一个次峰，为第二众数组；在0.5~2.0 μm粒级组分之间存在一个明显的上凸，即在这一区间存在一个特殊的超细粒众数组，应该是由黄土的成壤分化作用产生的超细颗粒形成的^[37~39]。孙东怀等^[36]认为我国黄土风尘沉积的双峰分布中两个峰值的粒径大致在2~4 μm与16~32 μm之间(图 3a)，嵊山岛黄土的主峰和次峰的峰值大约在2~10 μm与20~35 μm的区间内，结果一致。粒度累积频率曲线是反映沉积物的搬运方式和不同搬运方式下分选性的好坏^[40]。如图 3b所示，嵊山岛黄土粒度累积曲线呈近60°的“S”型分布，该累积曲线为只有一个拐点的平滑曲线，拐点主要在10 μm附近，小于拐点的粒度主要是粘粒组分和次生组分，大于拐点的粒度主要以悬浮粒组为主^[41]。西安马兰黄土的拐点约在15 μm附近^[36]，比嵊山岛黄土的拐点偏右。初步表明嵊山岛黄土堆积与西北黄土的粒度特征相似^{[26, 36]}，具有典型风尘沉积特征，但嵊山岛黄土比西北黄土粒度组成的颗粒更细。

图 3(Fig. 3)

图 3 嵊山岛剖面典型黄土与西北马兰黄土[36]的粒度频率分布曲线(a)和频率累积曲线(b) Fig. 3 The grain size distribution and cumulative curves of the eolian loess of Northwest China[36] and the Shengshan Island loess section

为了定量理解嵊山岛黄土样品的粒度组成，选取粘粒(< 5 μm)，细粉砂(5~10 μm)，粗粉砂(10~50 μm)，砂粒(> 50 μm)4个颗粒组分含量作为粒度参数。图 4显示了嵊山岛黄土剖面粒度各组分含量变化，且各粒度组分含量与刘飞^[25]在此研究区域的测试结果基本一致。粗粉砂组分(10~50 μm)含量的变化范围是40.97 % ~57.15 %，平均含量为51.26 %，是嵊山岛黄土的主要粒径，含量较高，与浪岗山黄土^[42]和下蜀黄土^[43]含量基本一致(表 2)，比洛川马兰黄土^[44]含量(53.3 %)略低。该粒径组分的高值可以反映风力强劲的冷气候事件，而低值则表示风力条件较弱，搬运能力较低，为气候变暖阶段^[25]。砂粒组分(> 50 μm)含量分布在0.80 % ~24.45 %之间，平均值为7.27 %，与西北洛川黄土的砂粒含量(6.8 %)相当^[44]。嵊山岛屿是东海海域舟山群岛最外缘的岛屿之一，因而冬季风不可能把如此高含量的砂粒直接搬运到大陆的东部，推测砂粒含量高的原因可能是嵊山岛黄土中含有一部分近源的沉积物。细粉砂组分(5~10 μm)含量分布在11.50 % ~24.34 %之间，平均值为16.06 %。粘粒组分(< 5 μm)含量在14.49 % ~33.89 %之间变化，平均含量为25.39 %。按照沉积物的三因分类法^[45]，即粘粒(< 5 μm)、粉砂(5~50 μm)和砂粒(> 50 μm)三大组分来分析，嵊山岛黄土粉砂组分的含量最高，平均可达68.42 %，粘粒组分次之，砂粒组分为最少，属于粘土质粉砂质黄土。粗粉砂(10~50 μm)和砂粒(> 50 μm)两个粒组在剖面上表现为明显的负相关，这可能说明它们在成因或者物源上有所不同。

图 4(Fig. 4)

图 4 嵊山岛黄土剖面粒度各组分含量变化 Fig. 4 Vertical variation of the grain size contents of the Shengshan Island loess section

表 2(Table 2)

表 2 嵊山岛黄土、下蜀黄土和西北黄土粒度组成的比较 Table 2 The compare of size composition of the Shengshan Island loess, Xiashu loess and the eolian loess of Northwest China 样品来源 粘粒组分比例(%) 粉砂组分比例(%) 砂组分比例(%) 胶粒 < 1μm 粘粒1~5μm 细粉砂5~10μm 粗粉砂10~50μm 砂 > 50μm 嵊山岛屿黄土(本文) 4.86 20.53 16.06 51.26 7.27 嵊山岛屿黄土[26] 25.4 16.1 51.2 7.30 浪岗山岛屿黄土[42] 4.9 13.5 48.3 13.9 下蜀黄土[43] 32.72 11.4 50.97 4.91 洛川马兰黄土[44] 14.5 12.9 12.5 53.3 6.8

表 2 嵊山岛黄土、下蜀黄土和西北黄土粒度组成的比较 Table 2 The compare of size composition of the Shengshan Island loess, Xiashu loess and the eolian loess of Northwest China

对嵊山岛黄土剖面的粒度参数采用矩值法进行计算^[46]。运用Gradistat软件计算粒度各参数值(图 5)。粒度参数能够反映物源和沉积物的形成环境^[47~50]，主要包括平均粒径、中值粒径、标准偏差(σ_I)、偏度(Sk_I)和峰态(K_G)。嵊山岛黄土的平均粒径范围为11.24~28.37 μm，平均值为19.66 μm，在整个剖面中，平均粒径的变化相对较大，反映了搬运动力在整个黄土地层的堆积过程中的波动大小。中值粒径的范围在8.03~24.90 μm之间，平均为13.82 μm。中值粒径值的范围在一定程度上表明嵊山岛黄土的均一性。标准偏差(σ_I)反映沉积物的分选程度，它与物质搬运过程中的动力条件密切相关^[51]。嵊山岛黄土的标准偏差变化在1.53~1.99之间，平均为1.78，分选较差。对同一源区的物质而言，随着搬运距离的增加，沉积物粒度的分选性会越好。偏度(Sk_I)是判明粒度分布对称性的指标^[51]，嵊山岛黄土的Sk_I变化范围在0.15~0.34之间，属于正偏态。峰态(K_G)通常用来说明与正态分布曲线相比较时峰的宽窄尖锐程度^[51]。嵊山岛黄土剖面的峰态值波动范围在0.84~1.31，属于中等宽峰态。峰态值较低，说明沉积物未经改造就进入新环境，而新环境又对它的改造不明显，因而代表几种物质的混合^[52]。综合分析以上各指标，嵊山岛黄土粒度总体具有颗粒偏细，呈正偏态，分选较差，中等宽峰态的特征。

图 5(Fig. 5)

图 5 嵊山岛黄土剖面粒度各参数的垂向变化 Fig. 5 Vertical variation of the grain size parameters of the Shengshan Island loess section

图 6显示出用粒级-标准偏差的方法^[31]获得的嵊山岛黄土样品中每个粒级组分的标准偏差随粒级的变化规律，其中横坐标采用对数表示，图 6中较高标准偏差值所对应的粒级即为沉积环境敏感的粒度众数。结果表明，该剖面粒级-标准偏差曲线呈现出“双峰分布”，大约以23 μm为界限，表示嵊山岛黄土有两个环境敏感的粒度组分，其峰值分别为12 μm和48 μm，所对应的环境敏感粒度范围分别是细颗粒组分(< 23 μm)和粗颗粒组分(> 23 μm)。就粗颗粒敏感粒级组分(> 23 μm)来说，嵊山岛黄土剖面的粗颗粒敏感粒级组分的标准偏差比细颗粒组分的大，这表明粗颗粒组分的含量更能反映沉积环境的变化，是对沉积环境最为敏感的粒度指标^{[18, 53]}。

图 6(Fig. 6)

图 6 嵊山岛黄土剖面粒级-标准偏差曲线图 Fig. 6 Grade-standard deviation curves of the gain size of the Shengshan Island loess section

图 7显示嵊山岛黄土的细颗粒组分(< 23 μm)、粗颗粒组分(> 23 μm)、< 5 μm和> 63 μm粒级组分含量和平均粒径的变化。从图 7可以看出，细颗粒组分含量的变化范围在50.07 % ~89.74 %，平均含量是70.59 %，大部分样品的含量超过60 %，是嵊山岛黄土剖面的主要粒径组成部分。粗颗粒组分含量与细颗粒的变化正好相反，变化范围在10.26 % ~49.93 %，平均含量是29.41 %。从整个剖面来看，细颗粒组分与粗颗粒组分在剖面中具有显著的阶段性，分别与 < 5 μm和> 63 μm组分含量具有相同或者相似的变化趋势。嵊山岛黄土剖面的平均粒径与粗颗粒组分含量的变化几乎完全一致，而与细颗粒组分含量的变化正好相反。这表明，粗细颗粒组分可以用于指示黄土沉积的阶段性特征。

图 7(Fig. 7)

图 7 嵊山岛黄土细颗粒组分、粗颗粒组分含量与平均粒径的变化 Fig. 7 Vertical variation of the fine particle fraction contents, coarse particle contents and mean particle size of the Shengshan Island loess section

图 8显示嵊山岛黄土粗细颗粒组分含量与磁化率的变化。嵊山岛黄土剖面风尘沉积的χ_lf和χ_hf波动范围相对较小，变化范围分别为18.46×10^-8~ 115.41×10^-8 m³/kg和17.97×10^-8~ 101.14×10^-8 m³/kg，平均值分别为73.10×10^-8 m³/kg和65.46×10^-8 m³/kg。χ_fd %介于1.10 % ~16.93 %之间，平均值为7.80 %。嵊山岛黄土剖面在表层到80 cm之间的变化不大，磁化率值也相对较低，80 cm之下，磁化率随着剖面的增加逐渐增大。利用粒级-标准偏差法提取环境敏感粒度组分表明，细颗粒组分(< 23 μm)含量大部分在70 % ~80 %之间(见图 7)。说明，细颗粒环境敏感组分与磁化率存在一定的相关性。

图 8(Fig. 8)

图 8 嵊山岛黄土细颗粒组分、粗颗粒组分含量与磁化率的变化 Fig. 8 Vertical variation of magnetic susceptibility and grain size for samples of the Shengshan Island loess section

从表 3可以发现：χ_lf、χ_hf和χ_fd %与 < 2 μm的粒级含量基本不相关，与 < 23 μm的细组分颗粒呈现正相关，而与> 23 μm的粗组分颗粒正好呈现负相关。这表明，嵊山岛黄土剖面中两个主要环境敏感粒度组分对磁化率的影响并不相同，细颗粒组分有利于χ_lf、χ_hf和χ_fd %值的增加。在嵊山岛黄土整个剖面中，粗细粒敏感组分的波动要远高于χ_lf和χ_hf的波动。这说明，粗细粒敏感组分在各自的粉尘堆积过程中对磁化率产生一些微弱的影响。

表 3(Table 3)

表 3 嵊山岛粗细颗粒组分与磁学参数的相关关系(n=264) Table 3 The relationship between the different grain size particles and the magnetic parameters of the Shengshan Island loess section(n=264) < 23μm > 23μm < 2μm 2~6μm 6~18μm 18~23μm 23~33μm 33~92μm χlf 0.593** -0.593** -0.203 0.468 0.717** 0.409 -0.567** -0.601** χhf 0.589** -0.589** -0.208 0.462 0.715** 0.408 -0.568** -0.598** χfd% 0.536** -0.536** -0.145 0.428 0.633** 0.362 -0.487 -0.541** * *在0.01水平(双侧)上显著相关

表 3 嵊山岛粗细颗粒组分与磁学参数的相关关系(n=264) Table 3 The relationship between the different grain size particles and the magnetic parameters of the Shengshan Island loess section(n=264)

东海岛屿黄土的中值粒径的范围在8.03~24.90 μm之间，比黄土高原的黄土颗粒要细，具有典型的风成特性，明显表现出风力对粉尘的分异作用^{[22, 25, 36]}。但这些粉尘可能是由多种风动力系统搬运、沉积的，它们存在不同的大气环流路径和强度，并且在时间尺度上也进行轮回调整^[54]。结果使得粉尘沉积区域的黄土物质出现多个沉积过程，进而表现为黄土粒度组成的多组分特征^[55]。利用粒径-标准偏差法对嵊山岛黄土剖面提取出的细颗粒组分(< 23 μm)和粗颗粒组分(> 23 μm)(图 6)具有不同的搬运、沉积过程，代表了该地区同时存在两种主要的风力系统。它们搬运的粉尘在此混合沉积并构成了研究区黄土组成的大部分颗粒，受这两种风力系统影响最大的粒径分别为12 μm和48 μm附近。

黄土沉积粒度主要受源区范围、风力强度和风化作用3个因素的控制^[56]。源区范围和风力强度对我国东部黄土的沉积影响相对较大。粗颗粒敏感粒级组分(> 23 μm)是对沉积环境最为敏感的粒度指标。嵊山岛黄土中的粗颗粒组分含量不可能由风力悬浮搬运的。根据风洞试验结果^[41]，不同粒级的颗粒传输方式及传输的距离是有差别的。粒径大于70 μm的粉尘主要通过跃移和蠕移的方式被搬运，而小于70 μm的粉尘主要是通过悬移的方式被搬运，其中，较粗的粒级(20~70 μm)组分可以短期悬浮于大气中，而较细的粒级(< 20 μm)组分可以长期悬浮在大气中。造成东海岛屿黄土粗颗粒含量增多的原因可能有两个，一是青藏高原的隆升使得黄土堆积区随之向南推进^[25]，黄土堆积区与物源区之间的距离缩短，在强烈的冷干冬季风的作用下，先前沉积区的黄土就会作为新一轮的粉尘物源，被冬季风带到东部沉积区。另一方面，末次冰期时东海大陆架最低海面位于现今海面之下约150 m深度^[57]，海岸线向东推进800~1000 km^[58]，长江河床得以向东延伸^[59]，东海大陆架广大面积位于海平面之上^[60]。海退后的陆架平原与我国西北地区一样，处在相对干旱的环境，且富含盐分的海退平原植被稀少，以裸露滩地或沙地为主^[61]。这无疑会为风尘堆积提供近源物质。

就细颗粒敏感组分而言，嵊山岛黄土剖面的粒径-标准偏差曲线上的最大粒径在12 μm附近(图 6)，可能指示了一般尘暴或者冬季风的强度。细颗粒的搬运和形成机制较为复杂，搬运过程中的研磨和碰撞、沉积后的成壤作用等都可以产生细颗粒，而且细颗粒可以附着在粗颗粒或者细颗粒聚合为团聚体一起搬运。但是嵊山岛黄土剖面中较低的χ_lf、χ_hf和χ_fd %变化幅度表明沉积时期降水量小，成壤作用弱，磁性矿物主要来自粉尘堆积。张小曳^[62]认为，2~20 μm粒级组分通常是粉尘输入的结果。黄土的粒级-标准偏差曲线的双峰形态就是两种不同距离物源沉积物相互叠加导致的^[63~64]。岛屿黄土细颗粒组分含量增多的原因可能是长江下游地区处于西风带搬运风尘的通道上^[44]，在干冷气候条件下，风所携带的风尘物质普遍在整个苏北、苏南平原和海底陆架区堆积下来^[61]。自西北到东南存在着黄土堆积物厚度逐渐变薄、粒度逐渐变细的趋势，反映随风力减弱而携带风尘颗粒变细的规律。因此，在末次冰期气候干冷、西北风强劲的条件下，来自我国西北荒漠和黄土高原的细颗粒物质有可能被搬运到我国东部地区^{[22~23, 61]}。

在粗细粒环境敏感组分的变化或搬运动力、途径的变化过程中，该地区的环境也发生冷暖干湿的变化。降水量的变化对粉尘堆积的理化性质影响颇为重要^[54]。黄土和古土壤的磁化率反映了黄土沉积和土壤发育时期的气候环境，特别是降水量的大小^[44]。对比黄土高原相当层位发现，黄土高原榆林、定边等剖面L₁的磁化率变化范围约为10×10^-8~ 90×10^-8 m³/kg^[65]，本地区的磁化率值明显偏大，波动幅度也较大。吕厚远等^[66]在全国范围内采集了166个不同类型的无工业污染的现代耕作土壤样品，通过对磁化率与当地气候参数(多年平均温度和多年平均降水量)分析表明，在高温多雨的气候条件下(年均温大于15 ℃，年降水量大于1100 mm)有利于强磁性的磁铁矿向弱磁性的磁铁矿转化，或者在水分充分饱和的土壤中磁性矿物被分解和还原，从而使得南方地区表层土壤磁化率随着温度、降水量的增高而降低。嵊山岛黄土剖面表层到80 cm之间的土壤磁化率值偏低(图 8)，可能是因为高温多雨气候的影响下，较多的亚铁磁性矿物转化为磁铁矿的缘故。已有研究表明，< 1 μm的极细小颗粒是黄土-古土壤磁化率信号的主要载体，磁化率的主要贡献者是磁铁矿和磁赤铁矿^[67]。冬季风盛行时，堆积粗颗粒为主的粉尘，相应的磁化率值较低；夏季风盛行时，堆积细颗粒为主的粉尘，相应的磁化率值较高^[25]。嵊山岛黄土的各粒度参数的特征反映了沉积物既有西风气流带来的西部粉尘物质，又有近源沉积的物质，是两种物质的混合。利用粒级-标准偏差法提取环境敏感粒度组分表明(图 6)，细颗粒组分(< 23 μm)含量大部分在70 % ~80 %之间，说明嵊山岛黄土的主要物质来源为西风带携带的粉尘物质，部分粗颗粒组分主要来源于东海陆架平原通过低空风力搬运而来的较粗的陆相沉积物颗粒。

根据OSL测年，其结果分别为35±3 ka B.P.、42±4 ka B.P.和51±4 ka B.P.，可以看出嵊山岛黄土地层形成于晚更新世末次冰期，是一典型的快速风尘沉积。可以推断该地区黄土处于较弱的成壤作用过程。不同时段，沉积的粗细组分含量互为消长(图 8)：根据该地层的沉积速率，可以计算出，该地层的210 cm处形成于约49 ka时期，200 cm处形成于约47 ka时期。在250 cm附近，即约51 ka开始，粗颗粒组分降低，细颗粒组分增加，气候处于相对暖湿的特征；而在约49 ka附近(剖面深度为210 cm)时，粗颗粒组分含量开始显著增加，细颗粒组分含量则显著降低，> 63 μm组分含量也大幅增加，表明此时期风力搬运开始增强，干旱化程度也相应增强。但这一干旱化过程大约在47 ka(剖面深度为200 cm)时结束，气候呈现相对暖湿的特征，表现在粗颗粒组分含量开始急剧减少，细颗粒含量逐渐增加；而在大约42 ka时(剖面深度为150 cm)时，粗颗粒组分含量又开始增加，但细颗粒组分含量减少，表明气候转为相对干旱的气候条件，一直持续到约35 ka左右(剖面深度为100 cm)结束。晚更新世以来该地区黄土中环境敏感组分至少经历了两次黄土沉积模式的轮回调整，指示粉尘搬运动力、途径的变化，反映了区域气候的变化及对全球变化的响应。

据施雅风等^[68]和Zheng等^[69]对中国东部第四纪古气候和古环境研究结果表明，在晚更新世晚期，我国内陆形成大规模、大幅度的黄土沉积。在末次冰盛期，中国东部海平面下降到现在海面的-150~-160 m处的大陆架前缘，整个黄海和东海的大部分陆架暴露地表，处于气候干冷^{[61, 70]}。因此，在晚更新世冰期干冷气候条件下，强劲的西北风所携带的风尘物质，由西北地区及黄河中下游腹地向东南方向扩散，零星分布在长江中下游地区、东海岛屿及东海陆架的第四纪黄土堆积物。东海嵊山岛黄土地层的发现和研究，为我国东部第四纪黄土沉积模式、区域古气候、古环境演变及人类生存等方面的研究提供重要的事实依据，对深入理解第四纪风尘堆积及其演变具有重要的理论意义。

(1) 粒度特征分析显示，嵊山岛黄土的频率分布曲线与我国西北黄土的标准双峰分布曲线不同，呈现“三峰分布”，总体呈现负偏态非对称分布。

(2) 运用粒级-标准偏差法对嵊山岛黄土剖面粒度敏感组分进行提取，即细颗粒组分(< 23 μm)和粗颗粒组分(> 23 μm)，分别代表了该地区两种主要的粉尘搬运与沉积风力系统，受这两种风力系统影响最大的粒径分别为12 μm和48 μm附近。发现粗颗粒组分(> 23 μm)是对沉积环境最为敏感的颗粒组分。粗细粒两个敏感粒级组分所代表的两种风力系统所搬运的粉尘在东海岛屿地区混合沉积并构成了研究区黄土组成的大部分颗粒，细颗粒组分(< 23 μm)主要来源于我国西北荒漠和黄土高原的细颗粒物质；粗颗粒组分(> 23 μm)主要来源于东海陆架平原通过低空风力搬运而来的较粗的陆相沉积物颗粒。

(3) 嵊山岛黄土低频磁化率χ_lf和和高频磁化率χ_hf的变化范围分别为18.46×10^-8~ 115.41×10^-8 m³/kg和17.97×10^-8~ 101.14×10^-8 m³/kg。频率磁化率χ_fd %介于1.10 % ~16.93 %之间。与西北黄土相比，本地区的磁化率值明显偏大，波动幅度也较大，磁性矿物主要来自粉尘堆积。

(4) 光释光年代结果表明，嵊山岛黄土剖面沉积始于约51 ka，该地层形成于晚更新世末次冰期。根据嵊山岛黄土沉积粒度和磁化率变化特征并结合OSL测年结果，重建了该地区晚更新世49~47 ka和42~35 ka两段逐渐干旱化的气候历史，在此干旱化的基础上，存在着51~49 ka和47~42 ka期间的气候复杂波动，揭示了东海岛屿地区晚更新世末次冰期以来的古地理环境演变过程。

致谢: 感谢审稿专家和编辑部杨美芳老师、赵淑君老师建设性的修改意见；感谢张岩同学提供的嵊山岛磁化率数据；感谢南京大学地理与海洋科学学院王晓勇副教授和弋双文高级工程师在光释光测年实验方面给予的帮助；感谢徐洪阳同学在论文修改过程中提供的帮助；感谢课题组同学在实验过程中给予我的帮助。