黃土高原西部風成沉積底界的認識

亞洲的內部變動是肯塔基人代環境變化的一個重要事件（ludiman等人，1989）。對事件的理解對于更深入地理解世界環境變化的過程和機制非常重要。風成沉積往往是干旱化的直接記錄。在對黃土高原黃土-古土壤風成序列研究取得了重大成就后,研究者將目光轉向了其下伏的紅色土狀堆積物(俗稱三趾馬紅黏土)。目前對于這套沉積在六盤山以東的黃土高原中東部基本取得了共識,即以風成沉積為主,形成時代約為7～8Ma(孫東懷等,1997;SunDHetal.,1998a,1998b;DingZLetal.,1999;宋友桂等,2000;QiangXKetal.,2001;薛祥煦等,2006)。對于六盤山以西隴中地區這套沉積的研究主要集中在臨夏盆地、天水盆地和蘭州盆地,然而在沉積相和風成沉積起始年代兩個方面仍存在很大爭議。李吉均等(1995)通過對臨夏盆地沉積學、年代學等研究,認為該區在29～1.7Ma間一直處于古湖狀態,在15Ma(王建力等,2000)或8.6Ma(方小敏等,2007)或7.4Ma(徐先海等,2008)才有風成物質的加入,然而Garzione等(2005)根據Nd同位素示蹤臨夏盆地物源,推測該區風成沉積始于29Ma。Guo等(2002)通過對天水QA-Ⅰ剖面的野外觀察和礦物學、粒度、石英表面形態等研究認為這套沉積以風成為主,從而提出亞洲季風和亞洲內陸干旱化至少自22Ma開始,然而Alonso-Zarza等(2009)認為天水盆地沒有中新世風成沉積。因此,對隴中其他地區諸如蘭州地區的風成沉積研究,可能會成為解決新生代風成沉積問題的關鍵。1蘭州地區第三系樹形地層及環境沉積成礦蘭州盆地位于青藏高原東北緣和黃土高原西緣,是廣義的隴中盆地的次級盆地。盆地被黃河由西北至東南橫切,黃河南、北岸分布著不同時代的地層。20世紀30年代,楊鐘健等(1937)在蘭州地區新生代地層中發現了一批哺乳動物化石,并建立了長川子系、咸水河系、觀音寺系、五泉山系等一系列巖石地層單元。20世紀80年代以來許多學者對蘭州地區第三系開展了大量的野外調查和古生物地層研究(甘肅省地質局區域地質調查隊,1984;邱占祥等,1988,1997a,1997b,1998,1999;頡光普,1999,2004;李麒麟,2000;王伴月等,2000a,2000b;邱鑄鼎,2000,2001a,2001b;耿寶印等,2001;QiuZXetal.,2001;孫柏年等,2004)。依據甘肅省區域地質調查隊(1984)的劃分意見,蘭州地區白堊系河口群以上的第三系依據巖性自下而上分為4個組:西柳溝組、野狐城組、咸水河組和臨夏組。根據岳樂平等(2000)對蘭州地區第三系永登剖面的磁性地層研究,西柳溝組頂界年齡約51Ma,野狐城組為31.5～51Ma,咸水河組(未見頂)頂界年齡大約為15Ma,底界年齡約為31.5Ma。西柳溝組為一套磚紅色塊狀砂巖,部分層位具交錯層理,屬三角洲沉積相(岳樂平等,2003)。野狐城組由含石膏夾層的紫紅、灰綠色泥巖與砂巖互層組成,石英電鏡掃描顯示其為一套河流相沉積(宋春暉等,2009)。臨夏組底部為紅色砂巖與紅色砂、礫、黏土混合層互層,中上部為大段紅色泥巖與薄層紅色或灰白色砂巖互層。最新的磁性地層和環境指標研究顯示(SunDHetal.,2011),該套沉積為風成紅黏土與河湖-沖積相沉積,其時代不晚于8.3Ma,其中紅黏土沉積始于7.2Ma。咸水河組主要為土黃色、黃紅色、紅色粉砂質、砂質泥巖夾灰色、白色、淺黃色砂礫巖。該組含化石豐富,包含了5個地方哺乳動物群,即早漸新世晚期的南坡坪動物群、晚漸新世的峽溝動物群、早中新世早期的張家坪動物群、早中新世晚期的對亭溝動物群和中新世晚期的泉頭動物群(邱占祥等,1997),時代較為可靠。其沉積相一般被認為是河湖相(邱占祥等,1997;岳樂平等,2003),或是以湖相和沖積相為主、偶夾風成沙丘的沉積(顧延生等,2000)。筆者等人從2005起,對這套沉積進行了細致地野外觀察,并在室內進行了巖石磁學、粒度、成份分析和電鏡等多種分析,發現咸水河組不能一概地歸入河湖相,其中很大一部分黏土為風成相沉積。這套風成沉積也是目前在蘭州地區新生代地層中發現的最老的風成沉積。從咸水河組這套多沉積相的沉積中識別風成沉積,了解其沉積環境與沉積過程,可為新生代內陸干旱化研究提供科學證據。2沉積相與巖性鳳凰山剖面(圖1)位于蘭州市黃河以北的安寧區,沙井驛北,從蘭州市出發乘坐46路公交車至沙井驛站即到。該剖面厚約916m,出露良好,沉積連續穩定,層序清楚,是個天然露頭大剖面(圖2)。剖面處于大背斜的兩翼,從鳳凰山至大沙坪地層由新至老,均為咸水河組。剖面上覆第四紀黃土;底部厚達25m的黃砂巖與野狐城組平行不整合,界限非常清晰。整個剖面由多層粉砂質或砂質黏土與砂層或砂礫石層互層組成,僅上半段就可以在野外明確地判別出19層砂層或砂礫石層。對鳳凰山剖面巖性簡要描述如下。上段:0～263.4m以大段灰黃色粉砂質泥巖和多層砂層或砂礫石層互層為特點。黃紅色泥巖成分均一,結構致密,成巖好,常伴有次生石膏,絕大多數無層理,只有很少薄層可見水平層理。砂層顏色較淺,多為灰白色,膠結不好,層理不明顯。砂礫石層多為淡黃色或灰白色,膠結不好,易破碎,礫石往往位于中下部,礫石直徑一般小于3cm。此外,地層中往往夾有薄層深紅色瓦片狀黏土,其物質成分均一,結構致密,無層理,在全剖面中均有分布。中段:263.4～523.9m該段巖性變化大、快,整體上以黃紅色泥巖與砂礫石層、紅色泥巖、灰黃色泥巖和片狀深紅色泥巖互層為主。黃紅色泥巖結構致密,成巖好,幾乎不見水平層理。砂礫石層多為混雜堆積,與上段區別不大。下段:523.9～約916m該段以大段紅色泥巖與薄層砂層互層為特點,與下伏的野狐城組呈整合接觸。紅色泥巖結構致密,成巖好,不見層理;砂層顏色以白色、淡黃色為主。此外,該層上段分布具水平層理的黃紅色泥巖,底部厚層紅色泥巖和黃砂巖即為峽溝動物群和南坡坪動物群的產出層位(邱占祥等,1997)。對上述蘭州盆地新生代咸水河組地層序列從頂部至底部黃砂巖以1m視間距(局部加密)系統采取粉末樣品,共獲得樣品950塊。樣品粗略地分為黏土樣和砂層樣兩類。3x-熒光分析粒度測量前對樣品采用了較徹底的前處理方法(鹿化煜等,1997),以除去與成壤作用有關的有機質、碳酸鹽和次生黏土礦物等。粒度測量儀器選用英國Malvern公司生產的Mastersizer2000全自動激光粒度儀。該儀器的基本原理是激光衍射,當激光照射到細小微粒上時會發生衍射,根據衍射環的寬窄來確定顆粒的大小。其測量范圍為0.02～2000μm,測量結果將給出每一粒度組分的百分含量,從0.02～2000μm共可獲得100個粒級的百分含量。磁化率在BatingtonMS-2B磁化率儀上完成,獲得0.47kHz頻率下的常溫磁化率值。X-熒光分析只對黏土進行,均勻挑選48個樣品,進行烘干后,用球磨機研磨,過200目篩,秤取4g左右過篩后的粉末,壓樣備測。測試儀器為荷蘭Philip公司生產的PANalytical-PW2403。以上實驗均在蘭州大學西部環境教育部重點實驗室完成。掃描電子顯微鏡實驗在蘭州大學磁學與磁性材料教育部重點實驗室完成,電鏡為日本日立公司生產的S4800。4結果4.1粒度4.1.1砂層結構特征結果統計表明不同沉積物類型具有不同的粒度頻率分布曲線和粒度概率累積曲線,所以在沉積相判別中常以粒度分布曲線和粒度概率累積曲線作為判別依據(成都地質學院陜北隊,1976)。通過對鳳凰山剖面第三系咸水河組粒度的分布特征分析,有如下發現。①黏土樣的粒度分布模式主要有兩種:一是兩峰態(圖3a),兩峰分別出現在0.4～1μm和8～32μm,此類分布模式占了黏土樣品總數的絕大多數,是最主要的分布模式;二是三峰態(圖3b),三峰分別出現在0.4～1μm,8～32μm和250～500μm,即有少量中砂含量。②砂層樣及多數黏土與砂層過渡層樣品的粒度分布模式主要為三峰態(圖3c),三峰分別出現在0.4～1μm,8～32μm和125～1000μm。本文粒度對比數據均引自孫東懷等(2001)。研究表明(孫東懷等,2000),典型的風成黃土(圖3d)第一個眾數粒徑在16～32μm之間,第二個眾數粒徑一般出現在2～4μm之間。鳳凰山剖面大多數的黏土樣品(圖3a)與這一特征相符,也與其他典型風成物粒度特征相符(圖3e,f),反映了他們具有相同的成因。鳳凰山剖面少數黏土樣品(圖3b)有細尾存在,但與河流沉積差別較大(圖3h)。經野外觀察,這類樣品往往出現在黏土與砂層過渡帶,或出現在具有水平層理的黏土中,所以屬于先風成、后經流水改造的沉積,或者是湖相沉積。砂層粒度分布(圖3c)與河流沉積粒度分布極其相似,而與現代風成砂粒度特征(圖3g)相差很大。所以,鳳凰山剖面砂層主要為河流相沉積,但較典型河流沉積物分選要差。在概率累積曲線上(圖4),絕大多數黏土和黃土、古土壤、紅黏土多為單段型,而砂層為明顯的兩段型或三段型,與河流沉積物的累積曲線吻合(成都地質學院陜北隊,1976)。4.1.2砂層樣品的組分組成為了弄清鳳凰山剖面的粒度組成特征,以進一步探討和肯定黏土與砂層的成因,我們對全部樣品進行了數學方法上的分離。本文采用孫東懷等(2001)所探討的古環境中沉積物粒度組分分離的數學原理和方法。把鳳凰山剖面樣品粒度數據分為四個組分:超細粒組分(0～2μm),細粒組分(2～10μm),粗粒組分(10～100μm)和砂組分(100～2000μm),對其進行擬合分離。分離后各粒級擬合值與實測值的殘差很小,精度較高,誤差小。部分粒度數據分離結果如圖5。其中,圖5(a～c)為黏土樣品的分離結果,其擬合殘差分別為0.19,0.04和0.64;超細粒組分的中值粒徑均為0.8μm,含量分別為2.4%,2.3%和2.4%;細粒組分的中值粒徑分別為2.7μm,5.9μm和3.4μm,含量分別為5.4%,31%和9%;粗粒組分的中值粒徑分別為16.7μm,含量分別為92.7%,67%和69.5%;砂組分的中值粒徑分別為0,1005.7μm和105.8μm,含量分別為0%,0.1%和18.4%。圖5(d)為砂層樣品的擬合結果,其殘差為1.17,超細粒組分的中值粒徑為0.9μm,含量1.6%;細粒組分的中值粒徑為3.7μm,含量0%;粗粒組分的中值粒徑為12.8μm,含量24.5%;砂組分的中值粒徑為344μm,含量74.1%。將分離后的數據加以統計,即可清楚地看出粒度組成的特征。①絕大多數黏土樣品(圖5a,圖5b)不含砂組分或含極少的砂組分。粗粒組分平均含量高達80%,是這類紅色黏土的主要組成組分。此外還有一定含量的細粒和超細粒組分。②少量黏土樣品(圖5c)含有少量的砂組分,平均為7%左右。但粗粒組分仍然在80%以上。③砂層樣品粒度的砂組分含量相當高(圖5d),平均達72%,是砂層的主要組分。此外還有約26%的粗粒組分和少量的細粒組分、超細粒組分。④全剖面細粒組分、粗粒組分和砂組分的平均眾數粒徑分別為4.5μm、21.67μm和396.8μm。超細粒組分的中位數粒徑很接近,在黏土層中平均眾數粒徑為0.76μm。在黃土中該組分被認為可能與成壤作用有關(孫東懷,2006)。由此可以看出,粗粒組分是鳳凰山黏土樣品的主要組分。大量粒度組分的分離結果顯示(孫東懷等,2000),黃土粗粒組分含量一般在70%～90%之間,鳳凰山黏土樣品與之十分相似,支持了該黏土的風成成因。4.2不同立地條件下表土磁化率的變化由于不同成因沉積物的環境磁學機制不同,磁化率可以粗略判別沉積物的成因。鳳凰山剖面磁化率平均為14.6×10-8m3/kg(圖6),其中黏土樣品變化范圍為10×10-8～35×10-8m3/kg,平均在20×10-8m3/kg以上。九州臺黃土剖面的磁化率值范圍為10×10-8～45×10-8m3/kg(陳發虎等,1992),靈臺剖面第四紀黃土-古土壤序列的磁化率變化范圍為20×10-8～310×10-8m3/kg,紅黏土的磁化率值范圍為30×10-8～250×10-8m3/kg(孫有斌等,2001)。可見鳳凰山剖面黏土樣品的磁化率值更接近典型風成粉塵的磁化率值,支持了該黏土的風成成因。在黃土高原,黃土和古土壤的磁化率變化與成壤作用有關,成壤越強,磁化率值就越高,降水和溫度起了關鍵作用(劉秀銘等,1990;旺羅等,2000;強小科等,2003;夏敦勝等,2006)。而在緯度大體一致的黃土序列中,位于干旱區的蘭州就較半濕潤區的靈臺磁化率值低很多。鑒于這一關系,九州臺和鳳凰山黏土磁化率值的比較也就有意義了。鳳凰山剖面黏土的磁化率值和九州臺黃土比較接近,這就很有可能說明鳳凰山剖面在降水條件上和第四紀蘭州接近,甚至更干旱。相比之下,青海湖和岱海湖相沉積物的磁化率值分別平均為6.33×10-8m3/kg和96.15×10-8m3/kg(吳瑞金,1990),都與鳳凰山剖面黏土磁化率相差很大。因此鳳凰山剖面的黏土全為湖相沉積的可能性較小,推測其絕大多數為風成沉積。4.3成因上的一致性在第四紀黃土組成研究中,元素地球化學作為重要的指標得以廣泛研究與應用(劉東生等,1985;文啟忠,1989)。盡管在沉積后會發生很大變化,沉積物的元素含量的一致性在某種程度也能反映成因上的一致性。鳳凰山剖面黏土樣品的主要氧化物含量(表1)與九州臺黃土和西峰紅黏土非常接近,反映了它們在成因上的相似性,支持了該黏土的風成成因。鳳凰山剖面黏土樣品幾種穩定微量元素(表2)如Ti、Ba、Rb、Cs等的含量與九州臺黃土、西峰紅黏土相當,顯示了它們在成因上的一致性,支持了該黏土的風成成因。鳳凰山剖面黏土樣品Rb/Sr平均值為51.2%,九州臺黃土Rb/Sr平均值為48.3%,而西峰紅黏土的Rb/Sr平均值為106.4%,鳳凰山剖面黏土與九州臺黃土相當,推測其沉積時環境和第四紀蘭州的干旱程度接近,為低溫干旱的地質環境。4.4不同濃度臨床樣品的應用由于沉積時的摩擦和撞擊作用,石英顆粒表面可記錄沉積作用類型,因而可用于判別沉積物的成因。掃描電鏡是觀察和研究石英表面微結構的有效工具,并在沉積相和沉積環境的研究中得到了廣泛應用(王穎等,1985)。鳳凰山剖面黏土的無明顯層理、色調從略發黃到微紅等沉積特征與黃土高原第四紀黃土和古土壤具有相似性。將該剖面黏土的微形貌與已經公認的風成黃土高原第四紀古土壤作對比,也可作為判斷該剖面黏土成因的一個證據。從鳳凰山剖面紅色黏土的微形貌(圖7a,b)可以看出石英顆粒的粒徑相當、形狀不規則、磨圓度差、有斷口,與靈臺S8古土壤(圖7d)沒有太大差別。鳳凰山剖面黏土石英單顆粒的形貌(圖7c)具有明顯的撞擊蝶形坑,屬風成沉積物。5墨水河組的砂層蘭州地區新生代地層咸水河組的成因存在很大的爭議(邱占祥等,1997b;岳樂平等,2003;顧延生等,2000)。本文通過對鳳凰山剖面詳細的野外調查以及系統的室內實驗,發現該套沉積的粉砂巖和泥巖主要為風成沉積,而夾于其中的砂層則為河流相沉積。首先,鳳凰山剖面大部分粘土不具有水平層理,部分甚至具有土壤結構,這些是有別于湖相沉積的特征。其次,鳳凰山剖面粘土的粒度概率分布與典型河流相沉積明顯不同,而與典型的黃土、古土壤和紅粘土具有相似的形態。進一步的粒度數據分離表明,能夠代表風作用力的粗組分是粘土粒度的主要組分;此外,黃土中具有的細組分和超細組分在咸水河組的粒度上也均有分布。然而部分粘土的粒度具有一個含量較小的砂組分,這可能與地層中含有較多的砂層有關。這些砂層的野外特征和粒度分布與典型的河流相沉積相同,是一套河流相沉積。粘土中砂組分的出現可能是河流改造的結果。第三,鳳凰山剖面的磁學性質與第四紀黃土具有相似的特征。第四,鳳凰山剖面粘土樣品的主要常量元素含量、穩定微量元素的含量與九州臺黃土和西峰晚第三紀風成紅粘土非常接近。第五,鳳凰山剖面紅色粘土的微形貌特征與典型的古土壤相似,尤其是其明顯的撞擊蝶形坑是風成沉積的典型特征。以上證據均表明蘭州地區新生