哈爾濱荒山巖芯黃土-古土壤的化學風化特征*
——對古土壤形成環境指示

張 曼，謝遠云，2?，康春國，遲云平，2，吳 鵬，魏振宇，張月馨，劉 璐

（1. 哈爾濱師范大學地理科學學院，哈爾濱 150025；2. 哈爾濱師范大學寒區地理環境監測與空間信息服務黑龍江省重點實驗室，哈爾濱150025；3. 哈爾濱學院地理系，哈爾濱 150086）

化學風化是地球表層系統中的一個重要過程，通過強迫和反饋機制，與全球氣候變化及生物地球化學循環密切相關[1]。沉積物的化學風化在許多地表過程中起到重要作用，例如，通過消耗大氣CO2和控制陸地營養物質進入海洋的數量從而調節全球碳循環和改變生態系統結構[1-3]。同時，化學風化也可以改變土壤的微形態、礦物和地球化學組成[4]。因此，重建沉積物化學風化過程和歷史對理解大氣CO2濃度變化、全球碳循環、陸地氣候環境變化以及海洋物質平衡等具有重要意義[1-3]。此外，沉積物的化學風化對于評估風塵物源貢獻、侵蝕速率、源到匯的沉積物質平衡以及構造-氣候-風化的耦合關系等也具有重要意義[5]。

中國黃土被認為是最有價值的陸相古氣候古環境地質檔案，記錄了亞洲內陸干旱化、北半球風塵源區、古大氣環流模式以及全球古氣候變化等重要信息[6-7]。黃土-古土壤序列反映了第四紀冰期-間冰期的氣候旋回變化，已有的研究顯示，黃土層是冰期干冷氣候條件下冬季風的產物，而古土壤層是間冰期夏季風盛行的暖濕氣候條件下成壤作用的產物[8-13]。

中國黃土-古土壤序列記錄了長期的化學風化和氣候演化歷史[3，14-16]，迄今為止，黃土-古土壤序列的化學風化研究主要集中在黃土高原。然而，由于缺乏保存良好的長時間尺度的黃土堆積，本文對東北地區，特別是位于歐亞黃土帶最東端的哈爾濱地區長期的化學風化歷史和氣候演化了解很少。黑龍江黑土母質大多數為黃土性黏土，土壤質地較黏，透水性較差，哈爾濱古土壤成土環境與黑土形成環境是否有必然聯系，目前還沒有此類相關研究。為此，本文對哈爾濱荒山巖芯的黃土-古土壤序列進行了元素地球化學、磁化率和重礦物分析，揭示哈爾濱地區502 ka以來黃土-古土壤序列的化學風化特征，并對古土壤形成的氣候環境與黑土進行了對比。此項研究對于理解成壤作用對區域氣候的響應具有重要指示意義。

1 材料與方法

1.1 研究區概況

哈爾濱（44°04′～46°40′N、125°42′～130°10′E），該區域屬于中溫帶大陸性季風氣候，呈明顯的半濕潤性、半干旱性，冬季受蒙古西北氣流控制，同時也受鄂霍次克寒流影響，年均氣溫4.2 ℃，年主導風為西南風，平均風速3.6 m·s-1，全年平均降水量569.1 mm，夏季占全年降水量的60%。哈爾濱荒山（現稱之為天恒山）巖芯（45°47′N，126°47′E）位于哈爾濱市道外區團結鎮東郊，距離哈爾濱市約25 km，處于松花江沖積平原第二階地，南部為丘陵區，南部緊臨松嫩平原，西面為阿什河，北部為松花江[17]。圖1為哈爾濱荒山巖芯位置及剖面圖。

1.2 樣品采集與實驗

使用雙管單動內襯塑料套管取芯技術鉆取一根101.11 m長的沉積物巖芯，該巖芯已打穿整個第四紀直至白堊系基巖，回收巖芯93.21 m，取芯率在92%以上（本文主要研究30.4 m以上風塵黃土部分），隨后按照2.5 cm間距對巖芯進行分割。基于巖芯沉積物的顏色、巖性、沉積結構特征及磁化率變化特征，巖芯的巖性自上而下依次為：

（1）0～0.98 m：呈暗褐色-褐黑色，現代土壤，含較多蟲孔和植物根系，受人類活動和生物擾動明顯。

（2）0.98～30.4 m：存在5個黃土-古土壤互層，白色菌絲體發育。其中S0-S4古土壤層為深灰褐色-灰黑色砂質黏土，結構致密。L1-L5黃土層為淺黃褐色粉砂，結構疏松層理發育，其中L2黃土層含青灰色淤泥質團塊。

（3）30.4～101.11 m：河湖相沉積物，含細砂、黏土、粗砂，局部具有亞砂土-亞黏土夾層，鐵染明顯，其中，65.08 m以下粒度逐漸變粗，為砂質黏土和泥質砂（亞砂土），70.34 m粒度開始變粗，為黃白色粗砂。

磁化率樣品分析間隔為10 cm，送至中國科學院地球環境研究所黃土和第四紀地質國家重點實驗室，在遠離干擾磁場的情況下，采用英國Bartington儀器公司生產的MS2型磁化率儀對荒山巖芯樣品在470 Hz的低頻下進行質量磁化率的測定。

常量、微量元素樣品間隔40～60 cm，在中國地質大學（武漢）地質過程與礦產資源國家重點實驗室完成。常量元素使用荷蘭帕納科XRF光譜儀，采用壓片法完成，測量誤差＜3%，微量元素使用電感耦合等離子體質譜儀MAT完成測定。

在黃土層L2（14.05 m）、L3（17.75 m）、L4（22.25 m）和古土壤S3層（20.15 m）分別采取了三個樣品作重礦物分析。在河北省廊坊誠信地質服務公司進行重礦物處理和鑒定。鑒定過程如下：將樣品烘干稱重，加入離散劑淘洗，之后用永久性磁鐵將樣品磁選出強磁性礦物、電磁性礦物和無磁性礦物。

1.3 年代標尺的建立

在荒山剖面3 m處取OSL樣品，單片再生劑量法測得OSL年齡為7.4 ka，此外，在L5黃土層底部（剖面深度約27.6 m）的ESR年齡數據為482 ka，說明哈爾濱荒山黃土-古土壤系列反映的冰期與間冰期旋回周期約為100 ka，與黃土高原及深海氧同位素一致[18-19]。因此，本研究年代標尺的建立是采用深海氧同位素堆棧記錄[18]的MIS階段轉折（即冰期向間冰期轉化的中間點）以及7.4 ka作為控制點，采用線性外推的方式獲取（圖2）。這個方法已被普遍應用于黃土高原和赤峰黃土剖面[19]。其中，MIS1/2控制點年齡為11 ka，MIS5/6控制點年齡為130 ka，MIS7/8控制點年齡為243 ka，MIS9/10控制點年齡為337 ka，MIS11/12控制點年齡為424 ka。

1.4 化學風化指數

本研究采用度量化學風化程度的參數有：元素遷移指數：αAlE=[Al/E]sample/[Al/E]UCC、化學蝕變指數（CIA）[Al2O3/（Al2O3+K2O+Na2O+CaO*）]、化學蝕變指標（CPA，Chemical Proxy of Alteration）[Al2O3/（Al2O3+Na2O）]、退堿指數（Bc）[（CaO*+Na2O）/Al2O3]、風化淋溶系數（BA）[（K2O+Na2O+CaO*+MgO）/Al2O3]、化學風化指數（CIW，Chemical Index of Weathering）[Al2O3/（Al2O3+Na2O+CaO*）]和風化指數（WIP，Weathering Index）[100×（CaO*/0.7+2Na2O/0.35+2K2O/0.25+MgO/0.9）]。上述式中：各元素采用摩爾分數，CaO*為硅酸鹽主峰中的CaO。本文采用McLennan[20]提出的校本方法估算硅酸鹽組分中的CaO含量：首先消除磷灰石中的CaO，即CaOR=mol CaO-（10/3×mol P2O5）。假如CaOR≤Na2O，則CaOR值=CaO*；假如CaOR＞Na2O，則CaO*=Na2O。

αAl指數[21]反映的是樣品中的穩定元素Al和任意元素E比值與其在UCC（Upper Continental Crust）中相比較，αAlE＞1，E元素相對于UCC表現為虧損；αAlE=1，E元素不富集也不虧損；αAlE＜1，E元素相對于UCC呈現為富集狀態。CIA值主要反映硅酸鹽礦物（主要是長石礦物）的風化程度[22-24]，通常情況下，CIA指數介于50～100之間[25]，其中80～100反映炎熱潮濕條件下的強烈風化程度；60～80屬于溫暖濕潤氣候條件下的中等風化程度；50～60代表寒冷干燥氣候條件下的低等化學風化程度[26-27]。一般情況下，CIW指數在50～60之間屬于未經過風化的巖石，CIW＞70，表明該樣品經過較強烈的化學風化[28-29]。隨著化學風化和再循環的增強，WIP指數降低。CPA為反映鈉長石淋溶強度的適宜指標[30]，BA主要反映鹽基的淋溶情況，與化學風化呈反比[31]，Bc值越大，沉積環境越干旱，越小越暖濕[32]。

2 結果與討論

2.1 元素特征

荒山巖芯黃土層的主量元素以SiO2（61.02%）、Al2O3（19.51%）、Fe2O3（4.19%）和K2O（3.03%）為主，四者平均含量之和可達87.75%；古土壤層的主量元素以SiO2（65.85%）、Al2O3（19.33%）和Fe2O3（4.23%）為主，三者之和可達89.41%。其中，SiO2變化范圍為58.15%～66.70%（平均值為63.44%，下同）；Al2O3變化范圍為 16.98%～20.59%（19.42%）；Fe2O3變化范圍為 3.03%～4.58%（4.21%）；MgO變化范圍為1.56%～2.07%（1.87%）；CaO變化范圍為0.72%～0.96%（0.87%）；Na2O變化范圍為1.62%～2.45%（1.84%）；K2O變化范圍為2.80%～3.19%（2.99%）；MnO變化范圍為0.001%～0.74%（0.46%）；TiO2變化范圍為0.15%～0.80%（0.39%）；P2O5變化范圍為0.001%～0.22%（0.08%）。

荒山巖芯元素隨深度表現出一定程度的變化（圖3），各元素有明顯的波峰曲線，其中，SiO2、K2O、Na2O、TiO2元素含量在古土壤S1和S3中表現出明顯的峰值，Al2O3、Fe2O3、CaO、MgO、P2O5元素含量有明顯的低谷。相對于UCC平均含量[33]，荒山巖芯的SiO2、MgO、CaO、Na2O、K2O、P2O5含量明顯偏低，Ca、Na元素虧損較多，Al2O3、MnO元素含量較高，Fe2O3、TiO2含量與UCC基本一致。

2.2 元素遷移αAl指數特征

元素的化學風化分異規律取決于其表生環境中的地球化學行為[20，33]。在化學風化過程中，元素的遷移能力通常依次為：Ca＞Sr＞Na＞Mg＞K＞Si＞（Fe、Ti、Al）[34]，荒山巖芯黃土-古土壤序列的αAl指數在0.59～6.87之間變化，其中，αAlFe變化范圍為1.32～1.8（1.53）；αAlCa變化范圍為 5.55～6.87（6.20）；αAlMg變化范圍為1.36～1.71（1.51）；αAlK變化范圍為1.31～1.79（1.46）；αAlNa變化范圍為1.78～3.73（2.75）；αAlTi變化范圍為0.73～1.04（0.91）；αAlRb變化范圍為1.09～1.43（1.23）；αAlSr變化范圍為1.70～2.46（2.03）；αAlCs變化范圍為0.59～0.91（0.75）；αAlBa變化范圍為1.07～1.58（1.28）。荒山巖芯中，Fe、Ca、Mg、K、Na、Rb、Sr、Ba元素較為虧損（圖4），Ti、Cs元素相對富集，按反應的化學風化強度，哈爾濱荒山巖芯元素遷移αAl指數可排序為αAlCa＞αAlNa＞αAlSr＞αAlFe＞αAlMg＞αAlK＞αAlBa＞αAlRb＞αAlTi＞αAlCs，其中，在黃土層αAl指數 序 為 αAlCa＞αAlNa＞αAlSr＞αAlFe＞αAlMg＞αAlK＞αAlBa＞αAlRb＞αAlTi＞αAlCs，在 古 土 壤 層 中，αAl指 數 序 為αAlCa＞αAlNa＞αAlSr＞αAlFe＞αAlMg＞αAlK＞αAlBa＞αAlRb＞αAlTi＞αAlCs。αAl指數在黃土層-古土壤層排序一致，可見黃土-古土壤形成環境的相似性。

2.3 化學風化程度

荒山巖芯黃土-古土壤序列的CIA值變化范圍為67.6～76.5之間，平均值為71.6；CIW指數變化在77.2～85.3之間，平均值為81.4。在古土壤層（S0～S4）中，CIA范圍分別為73.0～73.9（73.4）、67.6～71.8（69.8）、71.3～72.8（72.2）、69.6～73.9（72.3）、72.0～72.9（72.3）；黃土層（L1-L5）變化范圍分別為71.0～73.6（72.2）、71.1～74.1（72.7）、71.3～73.1（72.2）、71.1～73.3（72.3）、71.8～74.5（73.0）。CIA值在荒山巖芯黃土-古土壤序列中沒有明顯變化，相對于黃土層，古土壤層也未表現出更高的化學風化強度，甚至在古土壤S1和S3層中有明顯的低值（圖5）。WIP與CIA曲線變化趨勢相對一致，即可排除鉀的交代作用的影響。W（Weathering）指數[35]和WIP的值也常用來反映礦物的風化程度，未風化母巖的W值一般在0～15[36]，荒山巖芯W變化范圍為45.0～56.5（51.7），遠大于未風化母巖的W值，綜上所述可確定該巖芯經歷了中等化學風化強度。

如圖5所示，CPA曲線、BA曲線和Bc曲線表現為波動起伏，CPA與BA和Bc曲線呈現出明顯的對稱性，體現為負相關性特征。從曲線變化特征上看，CPA同CIA一樣在S1和S3古土壤層也呈現出明顯的最低值，而BA和Bc在此處表現為明顯的最高值，表明該處化學風化程度較弱。從平均值上看，在黃土層（L1-L5）中，CPA平均值為86.4，BA平均值為0.4，Bc平均值為0.1；在古土壤（S0～S4）中，CPA平均值為86.7，BA平均值為0.3，Bc平均值為0.1。CPA、BA、Bc在黃土與古土壤層沒有明顯的差異，表示黃土與古土壤形成過程中氣候差異不大，但其在古土壤中，BA、Bc平均值略小于黃土，表明古土壤形成環境較濕潤。

在由Nesbitt和Young[26]提出的大陸風化的Al2O3-（CaO*+NaO）-K2O三角模型，即A-CN-K三角圖解中（圖6），荒山巖芯數據點全部位于斜長石、鉀長石上方，且與PAAS（Post-Archern average Australian Shale，代表典型的大陸初期風化趨勢）較為接近，數據投點基本平行于A-CN連線，表明斜長石已經風化分解，Ca、Na流失，鉀長石穩定。數據點沒有向A-K連線靠近的趨勢，說明還沒有進入脫K過程。各數據點緊緊聚集團簇，說明哈爾濱黃土經歷了一個穩定狀態的化學風化。風化指數WIP常用于估算沉積物的化學風化程度甚至可以區分初次沉積和再沉積循環[37]，即使在風化程度很強地區，初次循環沉積物的CIA/WIP比值也很少超過10，而多次循環沉積物的CIA/WIP比值通常大于10，甚至達到100左右[37]，荒山巖芯中，CIA/WIP比值在1.74～2.34之間，表明荒山巖芯至少經歷了一次沉積循環。K2O/Al2O3與Na2O/Al2O3二元圖解常被用來解釋沉積物的化學風化程度及循環再沉積[38]。結合圖6的A-CN-K三角圖和K2O/Al2O3與Na2O/Al2O3二元圖解表明，荒山巖芯黃土-古土壤經歷了中等程度的化學風化和再循環過程。

2.4 磁化率與重礦物特征

黃土磁化率由沉積物中鐵磁性礦物濃度決定[42]，古土壤層通常經歷了磁性礦物的富集較其原生黃土有相對較高的磁化率值[43-45]。荒山巖芯磁化率曲線如圖5所示，地表受人類活動的影響，有一個明顯的最高值，其次，在黃土-古土壤層呈現出了高低性周期變化，黃土層出現了明顯的較高值，在古土壤層磁化率較低，與黃土高原磁化率有相反的變化規律，與阿拉斯加和西伯利亞較為相似[46]。

從圖5磁化率曲線變化趨勢上看，磁化率在古土壤層有明顯的低值，在黃土層磁化率相對較高。荒山巖芯重礦物主要包括磁鐵礦、磁赤褐鐵礦、角閃石、綠簾石、輝石、石榴子石、電氣石、赤褐鐵礦、鈦鐵礦、獨居石、榍石、白鈦石、銳鈦石、金紅石、磷灰石、鋯石等，其中磁鐵礦和磁赤褐鐵礦為鐵磁性礦物。由圖7重礦物含量可知，哈爾濱古土壤不含磁鐵礦，鐵磁性礦物為磁赤褐鐵礦且含量僅為3.09%，黃土層磁性礦物為磁鐵礦，為強磁性礦物，在L2、L3、L4層含量分別為9.17%、10.09%、15.48%，表明鐵磁性礦物含量差異是導致磁化率高低變化的基本原因。

黃土磁化率增強機制有多種解釋，碳酸鈣溶解作用[43]、自然條件下的植被燃燒[47]、成壤作用[44，48]、植物殘體分解[49]、磁通量稀釋模式[50]、物源物質的影響[51]、風力作用[52]、成壤過程中發生的磁性礦物的溶解作用[46]。荒山巖芯CIA、CIW、CPA、W指數與磁化率具有相同的變化特征，在古土壤層低于黃土層，且BA、Bc指數表征哈爾濱古土壤形成氣候較為濕潤。荒山巖芯古土壤的磁化率解釋可歸因于磁性礦物的溶解作用。黃土高原大部分地區，蒸發量大于降水量，地表長期處于一種干旱氧化環境，適當的水分有利于細小的磁鐵礦和磁赤鐵礦形成，使得磁化率與古氣候呈正比；哈爾濱地區所處緯度較高，氣候較為寒冷，蒸發作用較弱，每年10—5月份均會有冰雪覆蓋，降水量大于黃土高原地區，寒冷濕潤氣候為該地區的主要特征。間冰期濕潤環境導致該地區地表趨于還原環境，喜氧化的強磁性礦物磁鐵礦和磁赤鐵礦還原為弱磁性礦物褐鐵礦等。

2.5 古土壤形成環境

我國黑土分布于四季分明的北溫帶，主要分布于遼寧省、吉林省、黑龍江省中東部，地處溫帶半濕潤氣候區，黑土分布區氣候條件較為濕潤，年降水量一般為500～800 mm左右，大多數集中于暖季，占全年降水量1/2以上，東北地區廣泛存在的季節性冰融交替現象大幅度提高了土壤團聚體的水穩定性[53]，凍融作用可使土壤中水分發生遷移，由水勢高的下部遷移至上部，隨著凍融循環周期的增加，土壤含水量逐漸增大[54]，凍融作用和冰雪融化是土壤容重、土壤結構和含水率的重要因素[55]。

以往研究表明黑土是溫帶草原草甸條件下形成的土壤，其自然植被為草原化草甸植物，母質絕大多數為黃土性黏土，土壤質地較黏，透水較差，且有季節性凍土，容易形成上層滯水，夏季溫暖多雨，植物生長茂盛，有機物年積累量非常大，秋季霜期較早，植物殘體易存于地表和地下，隨之冬季氣溫急劇下降而使殘枝落葉等有機質得不到較好分解，第二年夏季土溫升高，微生物作用迫使植物殘體轉化為腐殖質在土壤中積累，從而形成深厚的腐殖質層。在夏季多雨時期，在臨時性滯水和有機質分解產物的影響下，產生還原條件，使土壤中的鐵元素發生還原，這也是導致上述古土壤層磁化率低的重要因素。可見，黑土成土過程是一種特殊的草甸過程，主要包括腐殖質積累過程和物質的遷移與轉化過程[56]。

其次，黑土區冬季較為寒冷，降雪量較少，土壤凍結深度較大，持續時間較長，季節性凍層明顯，凍層的存在對黑土團粒結構的形成具有重要意義[57]，土的凍脹作用會使土壤顆粒進一步變細，粉粒、黏粒含量增多[58]。土壤冰凍狀態保持時間的長短，凍土一般可分為短時凍土、季節凍土以及多年凍土3種類型。短時凍土難以形成持續的還原環境，多年凍土在長期低溫下，有機質難以進行礦化分解，因此，黑土多分布于季節凍土區[57]。

哈爾濱古土壤不同于赤峰地區的紅色古土壤[59]及黃土高原乃至其他地區的棕紅色古土壤[59]，哈爾濱古土壤為灰褐色-灰黑色黏土，結構致密，粒間孔隙度較小，透水性差，通氣性差，熱容量大，溫度不易上升，為冷性土，古土壤的此種地域性差異可追溯為氣候差異。

赤峰地區地處內陸，屬于溫帶半干旱大陸性氣候區，年平均氣溫為7.5℃，年均降水量365 mm。哈爾濱年均降水量529 mm，氣候較為寒冷（年平均氣溫為4.5℃），且持續時間較長。一年中，表土溫度最低值出現在1月份，之后溫度開始緩慢升高，到3月末地溫開始變為零上，到6月中旬凍土全部消融，夏季多雨短暫，降水量大于赤峰及黃土高原地區，蒸發量小于赤峰及黃土高原地區，氣溫較低、濕度較大為本區的主要氣候特點。

荒山巖芯中，低的化學風化程度（CIA、CIW、CPA、W表現為低值，而BA、Bc、WIP體現出明顯的高值）表明了哈爾濱古土壤冷濕氣候條件下的成壤環境，蒸發量小于降水量，致使地表長期處于濕潤氣候環境，古土壤層質地較黏，透水性較差，水分在不透水層或透水速度較慢層容易造成缺氧環境及還原環境，這種條件下鐵磁性礦極易發生溶解作用，強磁性礦物磁鐵礦還原為弱磁性礦物褐鐵礦等。哈爾濱古土壤的這種滯水潛育成壤機制與黑龍江黑土的形成過程類似，故可稱之為古黑土。盡管哈爾濱古土壤為間冰期氣候條件下的產物，其水熱配置成壤條件應為冷濕環境。黃土為風力搬運沉積而形成，是冰期冷干氣候條件下的產物。

3 結 論

（1）荒山巖芯的黃土層中常量元素以SiO2、Al2O3、Fe2O3和K2O為主，四者之和可達87.75%；古土壤層中以SiO2、Al2O3和Fe2O3為主，三者之和可達89.41%。表征元素遷移能力的αAl指數在化學風化過程中Ca、Na、Sr、Fe、Mg、K、Ba和Rb元素的相對虧損，Ti和Cs元素的相對富集，在黃土-古土壤序列中的排序依次為αAlCa＞αAlNa＞αAlSr＞αAlFe＞αAlMg＞αAlK＞αAlBa＞αAlRb＞αAlTi＞αAlCs。（2）荒山巖芯的BA指數平均值為0.4；Bc指數平均值為0.1，Rb/Sr比值在古土壤中比值均大于其在下伏黃土，表明古土壤形成時氣候較為濕潤。CPA（86.5）CIA（71.6）CIW（81.4）和W（51.7）均體現出該巖芯屬于中等化學風化強度。黃土-古土壤的化學風化強度沒有明顯差異，且在古土壤S1和S3層中表現為最低程度的化學風化。（3）與洛川和赤峰黃土磁化率對比，哈爾濱地區黃土-古土壤序列磁化率特征體現出了明顯的地域性差異，古土壤層磁化率低于黃土層。從重礦物組成上看，哈爾濱古土壤不含磁鐵礦，且鐵磁性礦物為磁赤褐鐵礦，含量僅為3.09%，黃土層中鐵磁性礦物為磁鐵礦，為強磁性，在L2，L3，L4層含量分別為9.17%、10.09%和15.48%，磁性礦物種類及含量是影響磁化率高低變化的基本原因。黑龍江地區緯度高，氣溫低，降雨量大，蒸發量小，荒山巖芯古土壤的磁化率解釋機制可歸因于磁性礦物的溶解作用。（4）哈爾濱古土壤S1和S3層，磁化率、CIA、CIW、CPA、W均體現出明顯的低值，BA、Bc、WIP體現出明顯的高值，表明哈爾濱古土壤是冷濕條件下成壤作用的產物，與黑龍江黑土形成環境相似。盡管哈爾濱古土壤為間冰期氣候條件下的產物，但成壤環境與其他地區有較大的差異性，其水熱配置應為冷濕環境。

致 謝：地球化學組成得到中國地質大學（武漢）地質過程與礦產資源國家重點實驗室黃俊華研究員的大力支持，碩士研究生杜慧榮、孫磊和王嘉新參加了部分野外取樣和實驗室樣品處理工作，在此一并表示感謝。