Progress and prospect in the study of Aeolian Loess in the Yangtze River Basin
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摘要:
中国黄土是第四纪古气候–古环境研究的重要载体，除黄土高原外，中国其他地区还零星分布有风成黄土堆积。在长江流域，从上游到下游，分布有川西、金沙江、巫山和下蜀黄土，探讨这些湿润区风成黄土的风尘来源、动力传输过程以及沉积后土壤化过程等可为研究长江流域东亚季风环流特点提供证据，对探究过去湿润区风尘风化固碳过程和效益也具有重要意义。虽然对长江流域各地区黄土已有较多的研究，但是不同地区黄土物源、物质传输过程等方面的相互联系及其在风化固碳中的作用还不清楚。本文在综述了川西、金沙江、巫山、下蜀风尘黄土的形成年代、物源等最新研究进展的基础上，提出川西、巫山、下蜀三地黄土的发育与青藏高原在青藏运动B幕、昆仑-黄河运动和共和运动3个阶段的隆升有重要对应关系；并且发现在冰期和间冰期，长江流域风成黄土的风化程度均比黄土高原黄土强，且在古土壤发育期更强；认为长江流域黄土风化过程对陆地固碳的影响及其与古气候变化的相互关系是今后湿润区黄土研究的重点。
Abstract:The loess deposition in China is an important archive of the Quaternary paleoclimate-paleoenvironmental signals. Other than the Loess Plateau, loess brough by wind deposited in the upper, middle, and lower Yangtze River basin during the Quaternary. Understanding the provenance, transportation dynamics, and post-depositional weathering processes of loess in these humid regions is important for the study of the past changes of the East Asian monsoon in the Yangtze River Basin, and is also of great significance for investigating the carbon sequestration effect during the chemical weathering process of the fine-grained loess in the humid regions. Although much studies have been conducted on loess deposition in various regions of the Yangtze River Basin, the material transport processes in different regions of the Yangtze River Basin, their interconnections, and their roles in carbon sequestration are still unclear. Here, we overviewed the latest understanding of the formation age, sources, and paleoclimatic records of the loesses in the western Sichuan, Jinsha River, Wushan, and Xiashu in the Yangtze River Basin. we found that the formation of loess in the west Sichuan, Wushan and Xiashu regions were tightly linked to the three uplift phases of the Tibetan Plateau, namely the Tibetan Movement B, the Kunlun and Yellow River Movement and the Gonghe Movement. In addition, the weathering degree of loess depositions in the Yangtze River Basin are stronger than that of loess on the Loess Plateau both during the glacial and interglacial periods. We proposed that the influence of the chemical weathering process of loess on terrestrial carbon sequestration and its correlation with paleoclimate changes are the focus of future research on loess in humid regions, e.g., the Yangtze River Basin.
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中生代-新生代之交，西太平洋地区发生了大的构造板块调整，比如印度板块向欧亚板块的楔入、太平洋板块向东后撤以及太平洋板块运动方向由北北西向转变为北西西向(50 Ma左右)等，这些综合效应导致了西太平洋区域形成了巨大的沟-弧-盆体系[1-5]。菲律宾海板块是西太平洋地区在此期间形成的最大的边缘海之一（图1），其形成和演化对其邻近区域的岩浆活动和构造演化产生了深远的影响。过去的几十年里，以大洋钻探计划为首的众多航次(包括DSDP （深海钻探计划）6、31、58、59、60, ODP （大洋钻探计划）195, IODP （综合大洋钻探计划）331, IODP (大洋发现计划) 350—352航次)对菲律宾海板块开展了详细的钻探取样工作，获得了大量的底质（沉积物和岩石）样品和地质地球物理资料，取得了一系列重要的研究成果[6-11]。但仍有一些关键的科学问题亟待解决，比如，（1）俯冲是如何启动的[12]？科学家提出了2种俯冲初始的模型，一种是由于相邻板块的密度差引起的自发过程，另一种观点认为俯冲初始是邻近板块的横向驱动力所导致的一个诱发过程[12]。（2）弧后盆地的成因机制？对于西菲律宾海盆的成因目前共有3种模型，包括弧后扩张成因、捕获的洋壳片段成因以及弧后扩张和地幔柱共同作用成因[10, 13-15]。（3）菲律宾海板内岩浆作用的动力学机制？目前存在两种认识，一种是过量残余岩浆成因，另一种是地幔柱成因[10, 14-16]。（4）俯冲过程中的物质循环[11]？
菲律宾海板块由一系列的弧后盆地和残余弧脊及活动岛弧组成，自西向东分别为西菲律宾海盆、四国海盆、帕里西维拉海盆和马里亚纳海槽以及九州-帕劳脊、西马里亚纳脊和伊豆-小笠原-马里亚纳（IBM）弧。其中的帕里西维拉海盆与其北侧的四国海盆以及南海和日本海等均为西太平洋第二扩张幕形成的弧后盆地。DSDP 6和DSDP 59等航次对帕里西维拉海盆开展了详细的调查，取得了一系列重要的认识[11, 17]。研究表明，帕里西维拉海盆在地形上具有东西不对称的特征，其基底熔岩具有类似于弧后盆地玄武岩（BABB）的微量元素特点和印度洋型MORB的同位素特征[6, 18]。然而，帕里西维拉海盆还存在一系列的科学问题亟待解决，比如，帕里西维拉扩张动力学过程、深部地幔源区性质，扩张后海山及核杂岩成因机制，以及该海盆的沉积过程与古海洋古气候演化等，还不是很清晰。本文在总结前人对于该海盆研究成果的基础上，提出了目前尚存在的重要科学问题以及未来可能的钻探位置建议。
1. 主要单元地质与地球物理特征
菲律宾海是西太平洋最大的边缘海之一，面积约为540万km2，位于欧亚板块、印度-澳大利亚板块和太平洋板块的交互处（图1），构造背景非常复杂，地质现象丰富，是研究和观测现代海底俯冲带过程的天然实验室[6, 11]。菲律宾海板块的东部和南部依次为伊豆-小笠原-马里亚纳海沟、雅浦海沟、帕劳海沟和阿玉海槽，菲律宾海板块的北部边界为东侧的南开（Nankai）海槽和西侧的琉球海沟，该板块西侧为菲律宾海沟[19]。基于构造重建，Hall[20]阐述了菲律宾海板块自50 Ma以来的构造演化。菲律宾海板块最初位于赤道附近，自新生代早期以来逐渐向北运动，在运动的过程中形成了西菲律宾海盆并伴随原（proto）伊豆-小笠原-马里亚纳岛弧的裂解作用。30～15 Ma，原伊豆-小笠原-马里亚纳岛弧发生裂解形成了帕里西维拉海盆和四国海盆。11 Ma，伊豆-小笠原-马里亚纳岛弧的岩浆活动再次活跃。5 Ma左右，随着伊豆-小笠原-马里亚纳海沟向太平洋板块方向的继续后撤，导致了马里亚纳海槽的打开，并活动至今[20-21]。
帕里西维拉海盆是菲律宾海板块的重要组成部分，位于九州-帕劳脊的东部，以索夫干断裂与北侧的四国海盆分开，南部边界为马里亚纳弧和雅浦岛弧，东界为西马里亚纳脊（图2）。帕里西维拉海盆呈狭长型，南北长约1 900 km，东西宽700 km，平均水深为4500～5 500 m，盆地中部为已经停止活动的帕里西维拉裂谷，水深最深处超过7 500 m。前人研究指出帕里西维拉海盆与四国海盆、马里亚纳海槽类似，是原伊豆-小笠原-马里亚纳俯冲带向海一侧后撤诱发的弧后扩张所形成的[11, 13, 25]。帕里西维拉海盆的扩张历史可以分为两个阶段，分别为第一阶段的东西向裂谷作用和海底扩张作用（开始于26 Ma左右），全扩张速率约为8.8 cm/a；第二阶段发生了逆时针的旋转，扩张轴的延伸方向由南北向变为北西-南东向，全扩张速率约为7.0 cm/a[26-29]。靠近帕里西维拉裂谷破碎带区域分布有一系列雁列式较短的一级构造片段，扩张停止的时间约为12 Ma[28]。
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基于地质与地球物理学特征，本文将帕里西维拉海盆分为4个区域，分别为东区、西区、南区和裂谷区（图2）。其中，西区为帕里西维拉海盆中央裂谷以西至九州-帕劳脊的区域，东区为帕里西维拉海盆中央裂谷以东至西马里亚纳脊，裂谷区为帕里西维拉海盆的遗迹扩张中心区域，南区范围为北雅浦陡崖（North Yap Escarpment）以南至雅浦弧（图2）[30]。下面分别阐述这4个区域的地质与地球物理特征。
1.1 帕里西维拉海盆西区
帕里西维拉海盆西区的沉积物厚度较薄，大约为110 m，沉积物类型主要为远洋黏土、放射虫软泥和超微化石软泥。西区的地形比较复杂，有大量南北向排列的海山和深谷相间分布，在靠近九州-帕劳脊附近呈现凹陷的裂谷地形（图2）。帕里西维拉海盆的扩张速率约为7.7～8 cm/a[30]。西区中可以观测到振幅极小的磁异常，通常小于150γ，磁异常条带为5D-10（17～30 Ma），其中7-10号磁异常比较明显（7-10磁异常条带的波长较长不容易被后来的侵入体或者磁化的地形所掩盖），5D或5E的磁异常条带存在不确定性，这可能与扩张末期靠近扩张轴的洋脊跳跃有关[31-32]。DSDP449站位位于该区（图2），钻取了151.1 m，共获得岩心93.4 m，其中上部110 m为沉积层（远洋黏土、放射虫软泥和超微化石软泥），下部41.1m为枕状玄武岩和玄武岩熔岩流[17]。该区域的海底熔岩为玄武岩，具有类似于弧后盆地玄武岩（BABB）的微量元素特征和类似于印度洋型MORB的同位素特征[6, 33-34]。
1.2 帕里西维拉海盆东区
帕里西维拉海盆东区的沉积物较厚，厚度从西马里亚纳脊附近的3 500 m向西递减到100 m左右，沉积物主要为远洋黏土和晚渐新世—晚中新世的火山碎屑，这些火山碎屑物质可能为西马里亚纳脊的火山活动的产物[32]。东区的地形比较平滑，未能识别出明显的磁异常，可能与沉积层较厚有关，水深约为4 500～5 500 m[11, 32]。东区现有3个钻孔站位（DSDP 53、54、450）和一个拖网站位（DM-1398）获取到了底质样品（图2）。DSDP 53站位的底部（约193 m）为侵入的火山岩体，上覆有远洋黏土、放射虫软泥和火山灰；DSDP 54站位在海底之下292 m处发现了玄武岩熔岩流，上覆有火山灰层。DSDP 450站位成功钻到了海水-沉积物界面之下340 m，上部33 m为沉积层，包括远洋黏土、玻屑凝灰岩以及细粒的玻屑凝灰岩，最下部7 m为枕状玄武岩，中部为火山玻璃凝灰岩[17]。基于底部玄武岩和上覆沉积物的接触关系的情况，说明仅有DSDP 54站位最下方的玄武岩可以代表基底。DM-1398站位获得了大量的海底熔岩样品，它们均为亚碱性玄武岩和辉长岩[22]。东区的海底熔岩具有类似于弧后盆地玄武岩（BABB）的微量元素特征和类似于印度洋型MORB的同位素特征[6, 33-34]。
1.3 帕里西维拉海盆南区
帕里西维拉海盆南区的构造特征比较复杂（图2），海山、裂谷、丘陵等海底地貌单元相间分布，根据构造形态前人将其分为5个次级单元（A、B、C、D、E）[35]。A单元靠近雅浦岛弧，广泛分布有北西-南东向的丘陵，可能是帕里西维拉海盆第二阶段海底扩张的产物；B单元位于A单元西侧，与帕里西维拉海盆主体相连，该单元存在大量南北向展布的深海丘陵，可能是第一阶段海底扩张的产物；C单元位于B单元东南侧，广泛发育北东东-南西西向展布的深海丘陵，可能是海底扩张与裂谷体系相互作用的产物；D单元位于帕里西维拉海盆最南端，广泛分布有线性和圆锥形的海山；E单元位于B单元西南侧、靠近九州帕劳脊的位置，该单元分布有两个半月形深水裂谷，深度分别为6100和5 500 m[35]。南区未能识别出磁异常条带，水深范围为5200～500 m，水深从北向南逐渐变浅[35]。KH05-1-D1拖网站位取到了风化的枕状熔岩，可能为玻安岩或者岛弧拉斑玄武岩[35-36]。2019年自然资源部第一海洋研究所执行的CJ09航次对帕里西维拉海盆进行了电视抓斗取样，获得了多个站位的玄武岩样品。结果表明，帕里西维拉海盆南部玄武岩具有类似于N-MORB和IAB之间的微量元素特征和印度洋型MORB的同位素特征，其地幔源区中具有较高的含水量和氧逸度[18]。帕里西维拉海盆南部的东半部已缺失，其缺失的原因仍存在争议，目前有两种观点，一个是通过转换断层迁移到现今西马里亚纳弧西侧[31, 35]，另一个观点认为是由于东侧卡罗琳板块的碰撞，导致了盆地东侧部分仰冲到雅浦弧地壳之上[30, 37]。
1.4 裂谷区
帕里西维拉海盆裂谷区是指已经停止活动的扩张中心区域（图2），其沉积物较薄，小于100 m。裂谷区的水深相对较深，最深处超过了7 500 m。裂谷区地形比较复杂，分布了大量的拆离断层、裂谷片段和核杂岩。每一个裂谷段都可以识别出窗棂构造，被解释为岩浆供给不足环境下大洋拆离断层的下盘[28]。在北纬16°附近发现了一个巨大的窗棂构造，被称为哥斯拉（Godzilla）窗棂构造（图2），它是世界上已知的最大的窗棂构造，比中大西洋中脊窗棂构造大了十多倍[28]。前人通过拖网和ROV（Remote Operated Vehicle，遥控无人潜水器）等取样技术在帕里西维拉裂谷获得了大量的蛇纹石化橄榄岩和辉长岩样品。这些橄榄岩分为3种类型，分别为F型（方辉橄榄岩）、P型（含斜长石的方辉橄榄岩和纯橄岩型的方辉橄榄岩）和D型（纯橄岩）[28, 38]。帕里西维拉裂谷橄榄岩最突出的特征是小尺度的肥沃型橄榄岩和难熔型橄榄岩的混合，其中肥沃型的橄榄岩是地幔橄榄岩经历低程度部分熔融（4%）的残余，纯橄岩和含斜长石的橄榄岩是不同比例熔体-地幔相互作用的产物[28, 38]。
2. 科学问题及钻探建议
尽管前人对帕里西维拉海盆进行了相应的研究，但是相较于菲律宾海板块中研究程度较高的西菲律宾海盆和马里亚纳海槽，帕里西维拉海盆的研究程度较浅，样品数量较少[39]。因此，帕里西维拉海盆仍存在如下几个亟待解决的关键科学问题：
（1）帕里西维拉海盆扩张动力学过程。帕里西维拉海盆扩张停止的时间也存在争议，一部分学者基于磁异常条带认为帕里西维拉海盆海底扩张停止的时间为17 Ma[31]，一部分学者基于磁异常条带和扩张速率认为海底扩张停止的时间为12 Ma[28]，另一部分学者基于帕里西维拉裂谷的核杂岩数据推断扩张停止的时间为7.9 Ma[23]。上述观点都是基于地球物理资料得到的，缺少相应的基底玄武岩的K-Ar/Ar-Ar等高精度年龄数据。因此，建议在帕里西维拉海盆布置D-1、D-2、D-4站位来获取相应的基底岩石样品（图2）。这3个站位都是在帕里西维拉海盆西半部分靠近扩张轴的位置，这些位置的样品代表了帕里西维拉海盆弧后扩张活动晚期的产物，同时这些位置远离西马里亚纳脊，其沉积层较薄（明显低于东半部分的沉积物厚度），比较容易钻取到基底岩石样品。同时分别在靠近九州-帕劳脊和西马里亚纳脊处布置D-5和D-6站位，通过获取的基底岩石样品来限定帕里西维拉海盆开始扩张的时间。
（2）海盆之下的地幔源区性质探讨。由于基底岩石样品缺乏，帕里西维拉海盆的地幔源区性质不清楚，帕里西维拉海盆的地幔是否存在不均一性仍不清楚。我们建议布置D-1、D-2、D-4站位来研究帕里西维拉海盆活动晚期的地幔性质及其地幔性质在纬度上是否存在不均一性（图2）。D-2、D-5、D-6站位的设置，主要是为了研究帕里西维拉海盆海底扩张从早期到晚期演化过程中地幔源区性质的变化，以及受俯冲组分影响程度是否与距离扩张中心距离有关。其中D-5和D-6的位置远离扩张轴，钻取的样品代表弧后扩张早期的产物；D-2靠近扩张轴，钻取的样品代表弧后扩张晚期的产物。
（3）帕里西维拉海盆轴部少量海山的成因机制。帕里西维拉海盆属于西太平洋第二扩张幕的弧后盆地，其扩张时代与四国海盆、南海、苏禄海、日本海和鄂霍次克海相一致。在同时代的弧后盆地中南海和四国海盆的扩张中心处也分布有一系列的海山，但是它们的成因和形成年龄有较大的差别[29, 40-42]。南海扩张轴附近的海山是在南海停止扩张之后5 Ma出现的，其成因机制与海南地幔柱有关；四国海盆轴部的Kinan海山链是在海底扩张停止之后马上就形成的，可能是受到了EM1组分的影响[29, 40-42]。帕里西维拉海盆轴部海山的成因是类似于四国海盆的Kinan海山链还是南海扩张期后的海山还需要进一步研究。因此，D-3站位选定在帕里西维拉海盆轴部最大的一个海山上（图2），该海山顶部相对平坦，水深较浅（约为2 060 m），有利于获得更多的海山样品来研究其成因机制。
（4）帕里西维拉海盆内核杂岩的成因机制。大洋核杂岩是指在构造拉张应力的作用下，地壳深部和上地幔物质发生去顶、抬升而形成的穹隆状构造岩石组合[43-44]。与拆离断层和大洋核杂岩有关的洋脊不对称扩张模式丰富和完善了海底扩张的新模式。大洋核杂岩和拆离断层主要分布于岩浆供给不充足的慢速和超慢速扩张脊，例如大西洋中脊、中印度洋中脊、东南印度洋脊和西南印度洋脊。Akizawa等[24]在四国海盆发现了玛多（Mado）窗棂构造和核杂岩，并指出在该窗棂构造处的大洋核杂岩在岩性和成分上类似于慢速-超慢速扩张洋中脊[24，45-48]。前人通过高精度的测深学研究，在帕里西维拉裂谷中部发现了巨大的哥斯拉（Godzilla）窗棂构造和核杂岩，出露的岩石类型主要为蛇纹石化橄榄岩和辉长岩[21]。帕里西维拉裂谷处的哥斯拉窗棂构造是全球已发现最大的窗棂构造，同时帕里西维拉扩张中心是少数中等扩张速率的洋中脊，对完善海底扩张理论具有重要的研究意义[21, 28]。但是目前仅有少量的拖网和ROV站位对该区域进行了调查取样，缺少相应的海底钻探站位来研究大洋岩石圈的组成和演化过程。同时，由于拆离断层的存在，帕里西维拉海盆的洋壳直接暴露在海底，有利于取样。因此，我们建议在哥斯拉窗棂构造处布置2个钻探站位（D-7和D-8站位），来获取帕里西维拉海盆洋壳的岩心样品（图2），通过研究获取的样品来探讨该核杂岩的成因机制。
（5）沉积过程及古海洋古气候演化。帕里西维拉海盆是一典型边缘海盆，以IBM弧与开放大洋分割开来，其沉积物记录了丰富的地质作用信息，具有独特的地质意义。对上述建议钻探位置获取的沉积物样品开展研究，有助于理解该海盆的沉积过程、物源信息以及周围地质单元的岩浆活动规律，并可恢复古海洋、古环境及古气候演化历史。
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图 1 中国黄土分布及研究区分布图
参考自文献[23- 24]。底图来自自然资源部标准底图服务系统；世界底图审图号：GS（2016）665号；中国底图审图号：GS(2023)2765号。
Figure 1. The distribution of loess in China and the locations of the study areas (starred)
References from [23- 24]. The base map is taken from the standard base map service system of the Ministry of Natural Resources. World regional Base map No. GS (2016) No. 665; China regional base map review No. GS(2023)2765.
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图 2 川西黄土剖面分布、成因、海拔/沉积厚度及其形成年代
a：川西黄土典型剖面分布图，b：甘孜附近黄土分布。黄色数字代表该剖面黄土的沉积年龄，黑色数字代表海拔/沉积厚度。
Figure 2. Distribution of loess profiles, origination, elevation/depositional thicknesses, and ages of formation in the western Sichuan Province
a: Information and distribution of typical loess profiles in the western Sichuan, b: distribution of loess near Ganzi. The yellow numbers represent the depositional age of loess in the profile, and the black numbers represent the elevation/depositional thickness.
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图 3 巫山黄土剖面分布、成因、海拔/沉积厚度及其形成年代
a：三峡库区范围图，b：巫山黄土典型剖面分布图，c：秭归地区黄土分布黄色数字代表该剖面黄土的沉积年龄、黑色字体代表：海拔/沉积厚度。
Figure 3. Distribution, genesis, elevation/depositional thickness and age of the Wushan Loess
a: The range of the Three Gorges Reservoir area, b: distribution of typical profile of Wushan Loess, c: distribution of loess at Zigui. The yellow number represents the depositional age of loess in the profile, and the black fonts represent the elevation/depositional thickness.
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图 4 下蜀黄土剖面分布、成因、海拔/沉积厚度及其形成年代
a：长江下游下蜀黄土典型剖面信息以及分布图， b：黄土分布密集区。黄色数字代表该剖面黄土的沉积年龄，绿色数字代表海拔/沉积厚度。
Figure 4. Distribution, genesis, elevation/depositional thickness, and age of the Xiashu Loess
a: Information and distribution of Xiashu Loess in the lower reaches of Yangtze River, b: Enlarged view of the dense distribution area of loess. The yellow numbers represent the depositional age of loess in the profile, and the green numberts represent the elevation/depositional thickness.
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图 5 川西黄土、巫山黄土、下蜀黄土形成过程模式图
Figure 5. The formation processes of the western Sichuan loess, Wushan Loess, and Xiashu Loess
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图 7 长江流域与黄土高原黄土-古土壤风化指标数据
a：化学风化指数，b：频率磁化率百分数。
Figure 7. Data of loess-paleosols weathering indexes in the Yangtze River basin and the Loess Plateau
a: Chemical weathering index,b: percentage of frequency magnetization.
表 1 长江流域黄土成因及物源
Table 1 Genesis and provenance of loess in the Yangtze River Basin
剖面 海拔/沉积厚度/m 方法 成因 物源 参考文献 川西地区 甘孜剖面 3480/86 粒度分析、REE 风成黄土 近源高原内部堆积 [71] 甘孜满地剖面 / 粒度、孢粉、冰楔构造分析 风成黄土 近源高原内部堆积 [38] GZ-1-2 3431 微量元素和稀土元素分析 风成黄土 近源高原内部堆积 [72] 甘孜五级阶地剖面 3455/14.5 环境磁学、地球化学元素 风成黄土 近源高原内部堆积 [73] Garze A /28.5 微量元素、REE和Sm-Nd同位素 风成黄土 近源高原内部堆积 [56] 甘孜寺剖面 3538/15.3（见底） 石英颗粒表面形态分析 风成黄土 近源高原内部堆积 [74] 九寨沟荷叶黄土剖面 / 矿物成分及石英砂表面结构分析 冰川黄土 近源堆积 [75] / 粒度、REE、微量元素分析等 风成黄土 有多源性特征 [59] 可尔因剖面 / 黄土粒度分析、石英表面形态观察 风成黄土 近源堆积 [76] 叠溪剖面 2394 /（见底） 粒度分析、稀土和微量元素 风成黄土 远源堆积 [62] SC剖面A, X剖面, LBZ剖面 / 粒度、常量元素与稀土元素特征
分析等风成黄土 近源堆积 [36] 唐克索克藏寺剖面 3445/ 粒度组分、石英砂的表面结构、冰楔构造、孢粉 风成黄土 近源堆积 [77] 佳山剖面 2060/ 粒度、矿物组成\常量元素与稀土元素特征 风成黄土 近源堆积 [7] 巫山地区 巫山师范学校剖面/秭归楚王台剖面 / 粒度、重矿物、化学成分和石英电镜扫描分析 多成因 近源堆积 [78] 双堰塘 /3.7 粒度分析、常量元素组分分析 多成因 混合堆积 [58] 望天坪剖面 1350/3.1 粒度特征 风成沉积物 混合堆积 [79] 粒度参数特征 风成成因 混合堆积 [80] 粒度特征 风成成因 远源堆积 [35] 巫山博物馆剖面 258/5 分析Sa、CIA、Na/K、铁游离度等风化指标 风积成因 来源复杂 [81] 江东嘴剖面 /3.6 粒度特征 多成因 近源堆积 [35] 势大岭剖面 /8.2 粒度特征 多成因 / [67] 圣泉剖面/客运港剖面 248/15 REE分析 风积成因 混合成因 [82] 常量元素分析 风积成因 / [83] 元素地球化学特征 风积成因 远源堆积 [84] 分析Sr和Nd同位素组成 风积成因 远源堆积 [67] 稀土元素特征值 风积成因 远源堆积 [24] 分析Sr和Nd同位素组成 风积成因 近源堆积为主 [85] 粒度特征 风成沉积 近源河谷风成沉积 [35] 下蜀地区 大港剖面 26.5/59.5 粒度分析 风成堆积 混合堆积 [41, 86-87] 周家山剖面 65/51 粒度组成分析 风成堆积 混合堆积 [11,85,88-89] 老虎山剖面 50/30 粒度、矿物化学成分 混合成因 远源堆积 [90] 仙林剖面 / 环境磁学、地球化学特征 风成堆积 混合堆积 [91] 燕子矶剖面 26/23 / / 远源堆积 [92] 地球化学元素 风成堆积 远源堆积 [66] 青山剖面 36/20 粒度分析 风成堆积 / [26] 下蜀地区 Mufushan剖面 / 锆石U-Pb年龄和同位素地球
化学示踪多成因说 混合堆积 [93] 下蜀黄土
（9个采样点）/ 粒度成分、主元素和微量元素组成的分析结果 风成堆积 近源堆积 [53] 宣城剖面 / 元素地球化学 风成堆积 近源来源 [94] / 风成堆积 近源堆积 [95] 注：“/”表示在对应的文章内未提及。 
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表 2 长江流域黄土沉积年龄
Table 2 Sedimentary age of loess in the Yangtze River Basin
地区 剖面 海拔/沉积厚度/m 测年方法 年龄/ka 可靠性证据 参考文献 川西
地区甘孜寺剖面 3538/15.3（见底） OSL&古地磁 1160
1150热退磁（−620°C）、有退磁结果的剩磁矢量正交投影图；存在B/M倒转以及贾拉米洛正极性亚时的2个界限点年龄、2个OSL样品（样品A：12 ka；样品B：
79 ka）（一共存在5个绝对年龄值）[45, 102] 新市区剖面, 满地剖面 3390/23.7
3470/26
（两剖面综合得到的深度为30.2 m）古地磁&TL 120 热退磁、热释光两剖面各存在2个(新市：4.2 m、11 m；满地：3.2 m、13.1 m) [103] 甘孜六级阶地剖面 3480/32（见底） 1130
1150交变退磁为主与不稳定样的热退磁
（0～690°C）为辅、L1底部热释光年龄为
(74±5) ka[104-105] 叠溪剖面 2394 /（见底） 14C&OSL 62 14C一个、OSL两个（3个控制点都集中于380～450 cm） [62] 九寨沟荷叶黄土剖面 / 14C&ESR 321 14C两个控制点、ESR存在4个控制点 [75] 甘孜A剖面 3483/32.5（见底） 古地磁 1160 热退磁（100～675°C）、存在B/M倒转、有退磁结果的剩磁矢量正交投影图 [56,106] 金川角木牛剖面 3538/46.2 2840 热退磁（存在B/M和M/G两个倒转界限） [107-108] 甘孜剖面 3480/86（见底） 800
766热退磁、存在B/M界限 [30, 71] 金川马厂剖面 2480/19.4 200 热退磁、未出现B/M界限 [109] 茂县三级阶地黄土 ERS 62 3个阶地的样品、1个黄土样品 [110] 可尔因剖面 / 206～145 6个控制点 [76] 唐克索克藏寺剖面 3445/ 128 2个样品控制点 [77] 布瓦剖面 1990/ OSL 23.1±1.8 2个样品控制点 [7] 佳山剖面 2060/ 43.3±1.9 2个样品控制点 喇嘛寺剖面 1995/ 9.3±0.9 2个样品控制点 汪布顶剖面 /8 128 / [29] 巫山
地区漳腊剖面 3030/9.5 磁化率年龄模型 157.6±1.18 / [110] 圣泉剖面/客运港剖面 /15(见底) 14C 12.1 / [111] OSL 100 / [82] /10 44.4 4个样品控制点 [10] 下蜀
地区大港剖面
青山剖面26.5/59.5
36.3/17.3
（见底）OSL&古地磁 900 3个OSL测年样品（青山2个，大港1个）；热退磁（−620°C）、有退磁结果的剩磁矢量正交投影图、大港存在B/M倒转 [26, 41] 周家山剖面 /50.7（见底） 880 1.4 m的OSL年龄（>50 ka）和B/M边界年龄（0.78 Ma），基于该堆积速率推得底部年龄约为880 ka [11, 85] 青山剖面 36/20（见底） 900 6个OSL测年样品（25.4～270.9 ka）； 热退磁（680°C）存在B/M倒转 [40] 大港剖面 26.6/59.5 古地磁测年 700～800 2个OSL测年样品(根据剖面磁化率旋回 ,与北方黄土地层以及深海氧同位素阶段 ( M IS)对比 ,推算大港剖面的下限年代约为700～ 800 ka) [40] 燕子矶剖面 /23 220 交变退磁；从 0到22.5 m T逐步退磁 [112] 新生抒剖面 /33（见底） 红外释光 500 6个红外释光样品 [113] 仙林剖面 45/7.1 OSL 139.7±14.8 2处OSL年龄 [91] 周家山剖面 /6.1 ESR测年 350 / [88] 燕子矶剖面 /26.5 563.6 / [92] 宣城剖面 /11 700
850/ [27, 114]
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