鄱阳湖地区存在“类似沙漠景观”的土地沙漠化问题[1],朱震达[2]称其为“风沙化土地”.这些沙地的总面积达217.6 km2,其中环鄱阳湖地区面积为128.1 km2,赣江中下游为59.4 km2,抚河中下游为22.4 km2,信江中下游为7.7 km2[3].在其下部,埋藏着由中细砂层与古土壤交替组成的厚逾10 m的风沙沉积(当地称为红色“沙山”).对于沙山的物质来源和形成机制,早在1959年,林承坤[4]研究了鄱阳湖水系河口的第四纪沉积物,认为其物源来自赣江与抚河上游,星子沙山与破头山一带的沙层是寒冷气候下的风化堆积物,揭开了鄱阳湖地区风沙沉积研究的序幕.20世纪60-70年代,方鸿琪[5]通过野外考察和地层对比,探讨风沙沉积的地貌特征、地层组合特征与形成机制; 80-90年代,研究者利用 14C测年、钻孔对比、常量元素指标、粒度组成等手段,推测风沙沉积的地质时代、形成机制、物质来源和古环境变迁; 21世纪以来,人类利用释光测年、微量元素指标、土壤微形态特征等微观研究,建立了更加精确的年代框架、物源指示和演化机制,对地表气候变化做出区域响应.本文通过整理和研习前人的研究成果,综述了鄱阳湖地区晚第四纪风沙沉积的空间分布、沉积特征、地质时代、古地理环境等研究现状,通过对比相关领域的研究进展,初步展望了今后的工作重点,以期能对今后的进一步工作提供借鉴.

1 鄱阳湖地区风沙沉积的分布与形成

1.1 风沙沉积的分布

鄱阳湖周边断断续续分布着一系列风沙沉积体(图1),主要分布在鄱阳湖北部、中部,其中重点分布在湖口柘矶、都昌老爷庙及星子火焰山,亦广泛见于赣江、抚河和信江中下游[6].进一步调查其分布位置,认为主要分布在北部的湖口柘矶至彭泽芙蓉江滨一带,九江新港至梅家洲的江边,星子沙岭湖滨和白头村附近; 中部永修松门山岛、矶岛以及都昌老爷庙北的湖滨地带,南部赣江西侧的新建厚田附近等[7].这些广泛分布的沙地总面积达26.4万余亩,其中分布于鄱阳湖湖滨和赣江下游两岸的新建流湖镇、厚田乡、生米乡,南昌岗上镇、富山乡、广福镇,星子寥花镇、寥南乡,都昌多宝乡、徐埠镇,湖口三里乡,丰城小巷镇等地的沙地面积,每块在1万亩以上,面积最大的分布在新建县流湖镇、厚田乡为4.45万亩,其次是都昌县多宝乡,面积为3.8万亩[8].依据其分布位置与微地貌特征的研究,认为长江南岸的风沙沉积呈NNE-SSW方向沿赣江之滨鄱阳湖畔参差排列,且分布在河流的凸岸,出露高程为50～200 m[9],成为江南亚热带季风区晚第四纪特殊的风沙地貌景观.

1.2 风沙沉积的形成机制

关于鄱阳湖风沙沉积的形成机制有“水成说”和“风成说”之争.20世纪50年代末,林承坤[4]最先提出“水成说”,从沉积相角度为“水成说”提供了证据,认为“沙山”是流水携带的细砂在下沉区域堆积而成,后在构造运动的影响下被抬升并被流水切割成数级高度不等的阶地.之后王云飞[10]、朱海虹等[11-12]根据沙层中的水平层理、软体动物化石、淤泥层以及上下层位的接触关系等进一步从沉积构造、生物学角度为“水成说”补充了新的证据.但该成因不能确切说明沙层出露高度的动力机制以及风蚀作用对其出露高度的影响.

20世纪80年代初,根据物源、沉积构造和同时期沙层出露高度不同等现象,景存义[13]认为“沙山”是新构造运动抬升和风力作用搬运下的风成堆积体.依据沉积特征和地质时代,杨达源[7]认为末次冰期强劲的北方干冷气流南侵是主营力,因湖水下降而出露的河湖滩地是物质来源,进一步佐证了景存义的结论.通过进一步研究沙层的沉积构造,张兰庭[14]发现了沙层出露的高差与其中的风成斜层理,由此认为是受构造运动差异上升的影响,后被风力侵蚀,搬运沉积而成.在年代框架下依据沙层的粒度参数和无河流相正韵律构造的现象,吴艳红进一步认为沙层出露的高差是末次冰期受强劲风力短距离搬运,近源堆积,后经差异侵蚀而成[15].上述研究从地质构造、水体变化和风力侵蚀等角度为“风成说”补充了相关证据,在动力机制上一致认为五河搬运、长江倒灌挟带的泥沙入湖沉积后,在新构造运动抬升下,受风力搬运而堆积增高并向外扩展.对“沙山”物源的研究,众人看法不一,如左长清[11]认为星子、都昌、新建和南昌等地的“沙山”物源来自古赣江; 储茂东等[16]认为湖口-彭泽一线的物源为古长江.杨超等[17]研究了南昌梁家渡剖面石英砂颗粒的扫描电镜,发现其表面可见较模糊状的河流相沉积特征,如V形坑、断理等以及后期明显的风成特征,如上翻解理薄片、蝶形坑、撞击痕、不规则的小麻坑等.这一研究为推断其物源是古赣江、古抚河冲积而成的漫滩砂、河床砂,后经风扬作用搬运堆积而成提供了更为有利的证据.

图1 鄱阳湖地区风沙沉积分布图
Fig.1 Map of the aeolian deposition around Poyang Lake

2 鄱阳湖地区晚第四纪风沙沉积的沉积特征

2.1 沉积结构

鄱阳湖风沙沉积地貌的一个显著特点是发育近于平行排列的垄状地形,杨达源[7]称其为纵向沙垄.垄状地形分布特征似有一定规律性[18],走向沿盛行风方向延伸,其间多V或U形沟谷分布.在整体地貌形态上,鄱阳湖沙山上风向多为风蚀槽、沟与蝶形埪等侵蚀地貌类型,其下风向为纵向沙垄发育[19].垄状地形被认为是受风力侵蚀所形成的侵蚀地貌，依据其风蚀地貌形态和分布特征,受风力侵蚀的临湖陡坡最先形成风蚀坑,随后贯穿延伸成风蚀槽，其间发育风蚀垄,即垄状地形[20].

沙层内部通常发育为板状交错层理[21]、风成斜层理.斜层理向偏南方向倾斜,倾角小于30°[14].据相关研究,层理的倾向与风向密切相关.湖口柘机剖面存在薄层的斜层理现象,厚约3～10 cm,倾向西南,倾角为15°～20°.据此认为,这种斜层理现象的形成与本区常风向东北风有关[13].新建厚田沙地发现的板状交错层理,厚度不超过30 cm,倾向为N25°E.板状交错层理的形成意味着风积过程一次相对长时间的停止[22],其砂纹的倾向反映东北风的减弱.在性质上,该区晚第四纪风沙沉积主要包括黄棕色土和风成沙.黄棕色土层中夹有黏土质粉沙层,部分层理发育铁锰结核及胶膜[23-24].黄棕色土的剖面结构可分为两类,一类黄棕色土上覆于加积型红土顶部,剖面细分为2～3个层位,包括含胶膜黄棕色土、网纹黄棕色土、古土壤和含网纹古土壤等,如南昌进贤县、九江星子县、浔阳区以及彭泽黄花镇附近; 另一类黄棕色土之下为风成均质红土,如樟树新余一带的赣江支流、袁河阶地和鄱阳湖南缘地区[25].前人的研究显示,风成砂主要由分选良好的黄色砂层与其间夹有层数不一的弱风化黏土质粉砂层交替组成[17].如新港剖面(3.25～26.2 m)发育9个黏土质粉砂层; 梁家渡剖面发育10层古土壤; 在彭泽红光沙场、星子东屏山星析砖场、南昌横岗等地普遍存在红砂层、黄砂层、白砂层及黏土质粉砂层等[25].依据沙层的岩相及地层接触关系,新港、红光、沙岭、柘机、厚田等剖面属晚更新世晚期的“湖口组”,岩相为厚层状中细砂,其间夹黏土、泥炭层,呈不整合关系覆于中更新统网纹红土或“莲塘组”沙层之上[14]; 梁家渡、横岗、莲塘等地剖面属晚更新世早期的“莲塘组”,自上而下主要由棕红、棕黄、白色中砂、亚黏土和底部砾石组成,上覆现代流沙,下覆中更新统网纹红土[26].黄土和风成砂地层中的黏土质粉砂层代表了古气候多次由干冷向暖湿的转变.

2.2 粒度特征

风沙沉积的粒度自北向南表现为: 永修松门山(1.20 Φ)>南昌龙王庙(1.80 Φ)>丰城同田(1.88 Φ)>丰城电厂(6.85 Φ)>樟树临江镇(7.11 Φ)>新余打鼓岭(7.52 Φ)[27].呈现出逐渐变细的趋势(表1,图2).

图2 鄱阳湖地区风沙沉积的粒度示意图[28,33]
Fig.2 The diagram of aeolian deposition grain-size around Poyang Lake

首先,在北部,砂级粗颗粒占90%以上,以中砂为主.这可能与物源和搬运动力有关.末次冰期,强劲的冬季风近源搬运漫滩砂质粗颗粒在此堆积[28],而中砂组分(2～3 Φ)短距离跃移至此,叠覆形成“沙山”.其次,随冬季风搬运距离的增加而搬运能力相应减弱,在中部粒级偏向细砂级,如老爷庙沙山细砂级组分高达84.30%.粉砂、黏土比重的增加可能与20～70 μm粉砂粒组短距离悬移搬运有关[29].再次,南部呈现砂级百分含量明显递减、粉砂和黏土组分快速增加的趋势,如新余打鼓岭剖面粉砂和黏土组分高达99%.这一方面与细粒组分长距离悬移、被风携带至下风区沉积有关,另一方面是越往南气候越湿热,风化成壤作用加强,产生更多细粒物质[30],增加了细粒粉尘的含量.其实,在北部末次间冰期的砂层中粉砂和黏土的比重也大大增加.这些细粒层位恰恰佐证了气候环境越暖湿,越易促使风成砂强烈风化改造成细颗粒物质[25].在鄱阳湖东北部,贾玉连等[31-33]对湖口彭泽一线至怀玉山地的风沙-粉尘堆积体系进行了研究,粒度组成和常量化学元素显示其物源具有同源性.因而,在冬季风的搬运下,区域内剖面的粒度变化符合空间分选性规律.另外,区域内12个下蜀黄土剖面的粒度显示: 砂级组分(北27.29%,中4.5%,南1.12%)自北向南递减,粉砂组分(北68.23%,中84.4%,南72.29%)含量最高,黏土组分(北4.48%,中11.1%,南25.71%)自北向南递增.因此,赣北区域性风沙堆积系统中的粒度组合呈现自北向南的变化,依次呈沙黄土—黄土—黏黄土[28].

注 —表示相关数据缺少

综上认为,末次冰期鄱阳湖北部和中部风沙沉积的粒度组合以中砂和细砂为主,南部以粉砂和黏土为主,赣北区域性风沙-粉尘堆积体中的粒度组分也呈相似的变化规律.在末次间冰期,北部风化成壤作用的加强,使其呈现以粉砂、黏土组分为主,相似于末次冰期南部的粒度组分.因此,粒度组成是对区域气候的干湿变化、风力状况、沉积环境的确切响应[35-36].

2.3 常量化学元素特征

元素的迁移和富集是风化成壤作用的结果,其比值能反映土壤的风化程度[31].末次冰期以来,自北向南常量元素含量存在一定差异(表2).易迁移氧化物K2O、Na2O、CaO和可迁移氧化物SiO2随气温升高、降水增多发生淋溶而迁移出土壤层,含量降低,惰性氧化物Al2O3、Fe2O3和TiO2含量则相对富集.表2中,Na2O/K2O和SiO2/(Al2O3+Fe2O3)比值自北向南逐渐减小,风化淋溶作用逐渐增强.如定山剖面黄土层中Ca、Na、Mg、Mn、K、Si相对Al迁移亏损,Fe3+相对富集[37].脱硅富铝化特征反映了定山剖面风化过程中经历了较为暖湿的环境,但无法明了风化成壤的程度.利用CIA值可更好地判别风化程度[38],值越高,风化程度越强.北部湖口—彭泽一带的CIA值为70～80,反映温暖、湿润的气候下中等的化学风化程度; 南部丰城、打鼓岭剖面的CIA值>85,属于炎热、潮湿的气候下强烈的化学风化程度[31].Ca、Na、K、Si随水分淋失越多,风化程度逐渐增强,因而降水量可能是控制风化强度更为重要的气候因素.

Al、Ti在风化过程中较难迁移,根据其比值可推断沉积物的物源[39].Ti在不同岩石中含量差别大而Al相对稳定,若两者中的TiO2/Al2O3比值接近,可说明物源相似.如定山剖面黄土和沙山砂的TiO2/Al2O3比值接近,说明两者具有相似的物源区[37].再依据化学元素的组成特征,进一步确证其物源来自古长江[40].而比对北方黄土、长江中下游黄土,发现TiO2/Al2O3值都高于定山剖面黄土、沙山砂,说明两者非同源物质.近年来,相关研究表明,鄱阳湖地区风沙沉积的稳定元素含量与物源区距离呈规律性的函数变化关系[28,41].西南缘的厚田—打鼓岭系列剖面,自北向南粒度递减,TiO2/Al2O3递增,而赣东北缘下蜀黄土系列剖面也呈现相似的对数变化规律.由此,推测该区域沙山砂与下蜀土的物源具有相似性,均为上风向的河谷漫滩沉积物[26].这一结论进一步佐证了李徐生的观点,即南部的粉尘堆积体是末次冰期鄱阳湖湖滨系统的衍生沉积,两者是鄱阳湖风沙—风尘堆积的区域响应.

3 鄱阳湖地区风沙沉积的年代学研究

3.1 相对年代法

鄱阳湖滨、赣江与抚河下游的沙层堆积叠覆组成了不同高度的阶地,因而,依据沙层机械组成和各阶地与地层的覆盖关系,可以初步划分“沙山”阶地的时代[4].20世纪50年代末,阶地的时代已被用于推测“沙山”的年代.此外,根据沉积物接触关系来推导“沙山”堆积物时代的断年方法[4],对早期沙山地层的年代学研究有重要贡献.20世纪60-70年代,根据沙山堆积下覆地层年代和软体动物化石,初定其时代为中更新世末至晚更新世初,后又依据地形及沉积特征,进一步细分沙山上部属晚更新世晚期[42].20世纪80年代初,根据物质结构、层位关系、风化程度、古气候划分等方法推断其地质年代基本趋于一致,即棕黄色沙和黄土形成于晚更新世晚期[13].

3.2 间接年代法

20世纪80年代,定量测年已应用于鄱阳湖古环境的研究,提高了定年的精度.通过测定沙山上覆和下伏的泥炭层、碳质黏土或古土壤的 14C年龄为佐证其形成于晚更新世晚期提供了较为精确的年代数据.如依据沙层底部炭化木的年龄,获取湖口沙山年龄为26.96 kaBP[7],与赣北红光、柘机、梅家洲的 14C年龄(19.4～34.43 kaBP)[14]较为一致.永修松门山沙山的年龄则根据沙层中的泥炭层,推测为14.875 kaBP,结合底部亚黏土层 14C年龄(30.92 ka)[14],最终推测赣江下游砂质沉积物的年龄不早于30 kaBP[26].

3.3 绝对年代法

释光测年技术的发展[43-44]为鄱阳湖风沙沉积获取了更准确的年代框架.通过鄱阳湖地区风沙沉积的释光测年,以及前人的研究成果,认为沙山发育存在几个活跃阶段,即OIS5d-OIS5a、OIS4、OIS2阶段和全新世小冰期[40].在湖口柘机和彭泽红光剖面,14C和TL的测年结果显示风沙堆积集中在两个阶段:约67.7 kaBP和25.86-13.1 kaBP,分别对应MIS4和MIS2阶段[45].在南昌梁家渡剖面,TL测定沙丘底部和顶部年龄为36.16-16.47 kaBP,认为在MIS2阶段,砂质堆积物已经在鄱阳湖地区广泛沉积[46].彭泽红光剖面黄土层的OSL测年[47]为75-55 kaBP,认为其沉积年代可以提前至MIS4.星子沙岭沙山灰黄色沙层的OSL测年为288 kaBP[18],表明小冰期的近代沙山仍十分活跃.通过这些年代数据可以看出,末次间冰期以来,鄱阳湖地区的风沙沉积主要有四个时期:老红沙山期(95 kaBP)、红沙山期(46 kaBP)、黄沙山期(27～15 kaBP)和近代沙山期(250 aBP)[34].

4 鄱阳湖地区风沙沉积的古地理环境

据相关年代学研究,风沙沉积的发育始于末次间冰期晚期.将研究结果与δ18O[48]和海平面记录[49]对比,认为103-92 kaBP、75-60 kaBP、24-18 kaBP、0.4-0.1 kaBP是风沙活动的四个时期[19,34],与低海平面相对应,而129-103 kaBP[45]、30-24 kaBP[19]时期气候转暖,海平面上升,是其活动的间歇期.

众所周知,玉木冰期,海平面曾大幅下降,气候干冷,沙层堆积以风成砂和黄土为主.在早玉木冰期,东海海平面曾下降至-110 m[50],冬季风增强,前期气候凉干,风沙活动以黄土堆积为主,后期冷干,以风成砂堆积主.如九江一带的地层中发现黄土堆积层[45],湖口-彭泽一带则广泛堆积黄色风成砂层[15].由于晚玉木冰期较早玉木冰期更为干冷,东海海平面甚至比现在低约120～130 m[51],海退导致长江侵蚀基准面深切,河滩湖滩裸露,冬季风搬运大量的砂质粗颗粒堆积至下风方向的河滨或阶地上[7],沙层堆积以风成砂为主.在北部,湖口柘机剖面的地层中发育一套黄色粗砂砂层[45],粒度组合和年代数据对应末次盛冰期.在南部,新余打鼓岭剖面的相应地层中发育黄棕色黏土质粉砂层[28],这些细颗粒物质,被认为是受冬季风远距离悬移搬运至此的同源异相沉积[31].全新世小冰期,气温比现在低约1℃,虽不及末次冰期寒冷,但对应太阳黑子极小值时期,冬季风较强,风沙活动亦十分强烈,因而,在星子泊头李剖面仍以中粗颗粒的风成砂堆积为主[52].但在末次间冰期或亚间冰期,气候转为暖湿,海平面上升,使风沙活动有所减弱甚至局部中断.如129-103 kaBP的彭泽红光剖面,黄土层之上发育泥炭层,沙层中发育古土壤[45]; 30-24 kaBP的地层中淤泥层集中堆积[19].由此认为,气候暖湿的间冰期,夏季风增强,森林植被发育,风化成壤作用加强,形成湖沼相沉积、古土壤等[53].然而,末次间冰期或玉木亚间冰期也存在气候的干冷波动,诸如夏季风减弱、常绿植被消失等一些冷事件的出现,使得该时期也存在一定强度的风沙活动,但由于时间较短,风沙发育的规模较小.如OIS5b阶段,湖口柘机剖面发现了含Fe—Mn胶膜黄土层、砂层透镜体和粗粉砂含量增多的现象[45].老红沙山期就处于该时期,由较多的粉砂颗粒堆积形成老红沙.玉木亚间冰期早中期,气候较温干,以黄土沉积为主[15].红沙山期基本与该时期的OIS3b阶段相对应,冬季风增强,堆积颗粒较老红沙变粗.

总体上,末次冰期以来,该地区古环境向着偏干偏凉发展[27],风沙活动十分强烈.末次冰期以风成砂和黄土为主,风沙沉积发育规模增大,间冰期以泥炭层、古土壤为主,风沙沉积发育规模相对减小.

5 问题与展望

鄱阳湖晚第四纪风沙沉积的相关研究已取得了诸多成就,进一步确定了其主体为晚更新世风成沙丘堆积,并通过风沙环境形态学、沉积学和年代学信息,提取了相关风沙环境变化的证据[54],从而对古环境进行推测.受鄱阳湖地区风沙沉积分布较广而研究范围局限的影响,仍有一些问题值得进一步探讨.

(1) 近五十年来,以鄱阳湖北部湖滨和九江一带沙山沉积的研究较多,尤其集中于形成机制、年代学和古环境探索.20世纪90年代以来,在鄱阳湖南部,邹学勇[22]、胡亚萍[28]、李徐生等[27]通过年代学和微地貌特征、粒度、化学元素等理化指标的研究,探讨其形成机制和古环境变迁,认为该区域风沙-风尘堆积体系有衍生关系.然而,近年来,南部研究区的工作稍显沉寂,尚未建立精确而详细的年代学框架和较为完整的地层沉积序列,使得该区晚第四纪风沙沉积研究的精度和深度略显不足.在风沙活动强烈的末次冰期,鄱阳湖南部风尘堆积的沉积序列是如何叠覆组成的,能否在相应地层中找到与年代标尺对应的冷事件揭示气候变化,因此,宜进一步拓展研究区域,为了解鄱阳湖南部地区的风沙活动规律及其产生机制提供新的材料与认识.

(2) 当前的古环境研究中,粒度、磁化率、化学元素等理化指标和测年技术的发展愈加微观和精确,但受多种气候因子控制的影响,利用任一气候载体的代用指标[55]单独恢复古环境可能会存在争议[56],如选取不同的粒级指标反映古气候的意义不同[57],磁化率高低与古环境发育不能完全对应等.20世纪80年代以来,土壤颜色参数[58]作为新的代用指标在北方黄土沉积中取得了进展,无论是百年、千年乃至万年尺度的分辨率都具有较高可靠性[59].近年来,有学者利用土壤微形态的结构裂隙、色度和氧化铁含量等多种指标研究了赣北网纹红土的成土环境[60],获取了更加微观的气候信息.因此,采用更多微观化的研究手段综合比对反映古环境,可为鄱阳湖南部建立更为精确的时间—气候变化标尺.

(3) 虽然利用常量化学元素中的稳定元素组合特征进行物源示踪具有一定可行性,但物源具有高度混合性,若历经长距离风力搬运和分选,其地球化学元素组成也会产生分异,导致示踪无效[41].稳定Sr在砂和粉砂粒级中含量较高,Sr87/Sr86比值可反映源区矿物组成的变化[61],风化程度增强,粒度减小,Sr87/Sr86比值增大[62].稳定Sr在北方黄土和古土壤中的差异,可揭示出气候差异所造成的源区粉尘物质组成上的变化.前人的研究已经显示鄱阳湖区风沙沉积粒度和风化强度的渐变趋势,可以设想这套风沙-风尘系统中Sr87/Sr86比值可能会显现南北区域的变化特征.因此,增加微量元素为分析依据,可以提高化学示踪的准确性.

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