青藏高原东北缘河流阶地晚新生代红色土状沉积物特征

青藏高原东北缘河流阶地晚新生代红色土状沉积物特征

亚洲内陆的干旱过程是验证亚洲干旱过程的重要组成部分。根据研究，中国西北地区广泛分布的连续风沉淀是来自北风的尘土中的沉积物。其生存的条件是，为了提供可持续的粉末，有必要在干旱的背景下建立可持续的粉末。因此，中国西北部的风沉淀是研究亚洲干旱过程的良好地质记录。在黄土高原,很多黄土剖面下伏有厚度不等的第三纪红色粉砂-黏土沉积,因其中产出三趾马化石而被称为“三趾马红土”.后来,刘东生等将其命名为红黏土.对红黏土大量的磁性地层研究表明其大致开始堆积于7～8MaBP[5,7～10].甘肃秦安的风成堆积将中国北方风成堆积的底界年龄追溯到22MaBP,从而指示亚洲内陆干旱化至少在中新世早期已经开始,但是,这套中新世粉尘沉积的分布范围还不清楚.青藏高原东北缘湟水流域沉积了厚层的黄土,其下下伏有厚层的红色土状堆积物,野外观察发现,这套沉积与黄土高原新近纪红黏土堆积的结构和构造相似,推测其可能是风成起源,从而可能在区域上把中国新近纪的风成堆积记录扩展到黄土高原以外的地区,为研究中新世以来中国自然环境格局的变化和认识青藏高原东北地区的古气候演化提供了良好的地质记录.本文从地层与地貌、沉积特征、土壤微结构和地球化学等方面综合分析这套沉积物的成因.在此基础上,根据对红色土状沉积序列中古气候与古环境替代性指标的测试和分析,探讨中中新世-晚中新世期间亚洲内陆的干旱化演化过程.1结构松茸的土壤研究剖面位于青海省互助县蔡家堡乡后湾村古河流阶地之上(图1),为一厚度约70m的黄土堆积和下伏35m红色土状堆积物的沉积序列.在剖面深约70m左右是明显的不整合面,上部是浅黄白色黄土和浅红色的弱发育的古土壤,整体颗粒较粗,结构疏松;下部35m厚的红色土状堆积物是固结较好的红棕色到黄褐色的粉砂质黏土,有土壤团粒结构;无任何层理,没有流水作用的痕迹;具有直立柱状结构整个剖面几乎都具有土壤化特征,不具有残积剖面的明显分层现象,有些层位还可见下部土层比上部土层风化更强烈的特点;具有条带状结构,野外可分出25套发育较弱的黄褐色(7.5YR6/4)土壤和发育较强的红棕色(2.5YR5/4)古土壤组合;其底部为厚约0.3m的钙板.野外观察表明,这套偏红色的风成粉砂质黏土与黄土高原晚新生代红黏土堆积的地层特征、结构和构造[5～8]相似,应该是晚第三纪的风成堆积物.红色土状堆积物下覆约1m厚的黄灰色次生黏土,具水平层理,其下为约1m厚的青灰色河漫滩相泥岩.剖面最底部为6m厚的砾石层,其下可见砖红色阶地基座.2磁化率和粒度测量对阶地上厚约35m的红色土状堆积物,在修理出的新鲜剖面上以间距为10cm从顶部到底部采集粉末样品354个.同时在修理干净的新鲜剖面上以间距为10cm取下标有正北方向的定向块样.同时采集了12块大块样,磨制成3cm×5cm土壤薄片12块,在显微镜下观察其微结构特征.对所有粉末样品测量了粒度和磁化率.磁化率测量用英国Bartington公司生产的MS2磁化率仪;粒度测量用英国的Malvern公司生产的Mastersize-S激光粒度仪,采用了较为彻底的前处理方法.古地磁测试在中国科学院地质与地球物理研究所古地磁实验室的2G公司生产的超导磁力仪上完成,结果已经发表.按地层控制从上到下选择了16个样品以及西宁地区末次冰期-间冰期的黄土和古土壤各两个样品进行了主要化学元素和微量化学元素(包括稀土元素)丰度的测试.常量元素的测试在南京大学现代分析中心X射线荧光光谱仪(VF-320)上完成,微量元素(包括稀土元素)的测试在南京大学内生成矿作用国家重点实验室进行,仪器为1100+2000型电感耦合等离子直读光谱仪(ICP-AES).所有这些测试均用标样控制,测试结果的误差为±2%(主要元素)和±15%(微量元素).3湾红色土状堆积物的特征后湾红色土状堆积物样品在光学显微镜下特征是:黏土质结构,粒径在粗粉砂以上的颗粒含量很少;没有发育典型的光性黏土胶膜,但在孔洞和裂隙中常见黏土聚集形成的黏土团块和条带,有一定的定向排列;碳酸盐颗粒含量很少,见少量孔洞和裂隙中发育的晶形较好的次生碳酸盐微细颗粒的集合体,局部有一定的定向;见少量黑色-棕红色铁锰质无定向胶膜,极少量棕红色胶膜有一定的定向;镜下特征表明后湾红色土状堆积物与半干旱条件下发育的土壤特征相似(图2),而非湖相堆积.红色土状堆积物的微结构特征从粗颗粒组分物相、基质物相和隐晶质物相都显示了其是风成成因的:(1)镜下为黏土质结构.粗颗粒组分(>10µm)主要包括石英(50%～60%)、钾长石和云母(>30%),也有少量辉石、角闪石,这些粗颗粒矿物组分与黄土有很好的可对比性;所有矿物颗粒都呈似棱角-棱角状,粒径都小于63µm.Pye和Sperling认为,这种棱角状的颗粒形态是风成颗粒的特有的特征.(2)镜下观察中没发现任何水成的砂质碎片和土壤碎屑.(3)次生碳酸钙结核存在与周围基质混合的边界,基质都是连续的,没有任何破碎的特征,基质都被碳酸盐微晶均匀浸染.指示了原地堆积发育的黏土土壤结构(4)基质细颗粒中包含大量铁的氧化物和氢氧化物显示出与更新世古土壤一样的特征.4红色土状堆积物的粒度特征与环境关系图3中可以看出,这套红色土状堆积物的磁化率变化没有黄土-古土壤的磁化率变化幅度大.细颗粒含量的大小一定程度上能反映土壤化的强度.从图3中细颗粒(<5µm)含量变化曲线同磁化率变化曲线的对比反映出磁化率的值同细颗粒的含量,即与其所反映的成壤强度似乎不存在必然的联系,特别是在剖面深度13.2～14.2m和7.1～9.6m细颗粒含量与磁化率呈现明显的负相关.从大的阶段(图3(a)～(e)段)来看,磁化率值的大小甚至与粗颗粒含量和平均粒径的大小呈现相同的变化趋势.这个现象可能说明,在黄土高原第四纪黄土-古土壤堆积中由于成壤化作用而导致的磁化率增强的模式,在后湾中新世红色土状堆积物中并不是完全适用.近源(高原原面等)输入的碎屑磁性颗粒物质的多少也可能影响着剖面磁化率值的波动.对青藏高原东北缘晚第四纪黄土堆积的磁学研究表明风力强弱变化会导致搬运到堆积区粗颗粒磁性矿物含量的变化,这个模式可能解释了红色土状堆积物的磁化率变化.由图3可知,整个红色土状堆积物序列的颗粒成分总体上偏细,平均粒径集中分布在7.1～14.8µm之间,主要组分为粉砂和粘粒,砂(>63µm)粒级含量在整个剖面中几乎为零,各粒级的含量是有比例的分布.这些粒度特征表明其应为风成起源.这套沉积物的粒度与该地区晚第四纪黄土-古土壤相比其颗粒粒径偏细,剖面纵向上的粒度变化幅度也没有黄土-古土壤那么大,可能指示了沉积期间(中新世中晚期)源区干旱化程度或(和)搬运风动力与第四纪相比较弱和相对稳定.从平均粒径看,后湾红黏土堆积粒径大于黄土高原南部的红黏土堆积的粒径,可能指示了其物质来源相对较近,推测干旱的高原原面可能提供了一部分粉尘物质.另外,将这套红色土状堆积物与黄土-古土壤的粒度分布曲线和概率累计曲线进行对比(图4),可以看出其粒度分布曲线、概率累积曲线与黄土-古土壤的较为相似,不同于河流相沉积物的特征,反映了风成物质搬运形式相对简单,以悬浮搬运为主.图5为综合了各种粒度统计参数的环境判别函数,可以用来区分沉积物的不同环境.图中显示,青藏高原东北缘红色土状堆积物与典型风成堆积物(黄土-古土壤、黄土高原东部红黏土)的环境判别函数为负值,而河流相、湖相(湖相样品环境判别函数值为920～8080)基本为正值,进一步证明了红色土状堆积的风成成因.5红色土壤积层的地球化学元素分布5.1红山灰土状堆积物和晚东南角-红树莓原原区图6是后湾红色土状堆积物与该地区晚第四纪黄土与古土壤的常量化学元素的对比.后湾红色土状堆积物的主要化学组分有SiO2,Al2O3,CaO,Fe2O3MgO和K2O等,主要成分与黄土、古土壤相同,经烧失量校正(去除易挥发组分)后各常量组分与该地区第四纪黄土和古土壤中有极好的可对比性(如图6(a)(b)).烧失量在红色土状堆积物、黄土和古土壤中有较大的变化,主要是由于碳酸盐含量、黏土矿物含量和有机质含量的变化引起的[22～24].青藏高原东北缘红色土状堆积物常量元素的含量在剖面上从上到下的一致性及其高度混合性,进一步证明了这套红色沉积应为风成成因,也证明红色土状堆积物与该地区晚第四纪以来的风成堆积有着相近的物源.5.2红色土状堆积物与黄土-古土壤的联系图6(c),(d)是后湾红色土状堆积物微量元素含量的平均值与该地区晚第四纪黄土-古土壤的微量元素含量的比较,可以看出,两者也有较好的一致性,证实了红色土状堆积物与其上覆的黄土-古土壤有着相近的物源,应该为风成堆积.红色土状堆积物中元素Sr,Zr和Hf与黄土、古土壤相比稍微偏低,可能是由于红色土状堆积物经受了较强的化学风化和较强的土壤化作用,这与野外观察是相符的.从上到下的16块红色土状堆积物样品的各微量元素的含量也基本保持一致,再次证明了这套堆积物的风成成因和有相对稳定的源区.5.3红色土状堆积物与lear/hree的关系ΣREE在末次间冰期古土壤中的平均含量为174µg/g,在末次冰期黄土L1中的平均含量为163µg/g,在红色土状堆积物中含量161～196µg/g变化(平均值为175µg/g,且REE在各样品间丰度的差别很小)可以看出红色土状堆积物中REE的丰度与末次冰期旋回古土壤和黄土中REE的丰度有较好的可对比性和高度的混合性,同样证明了其风成成因.如图6(e)表示,红色土状堆积物和末次冰期旋回黄土、古土壤样品的稀土元素的分配模式具有高度的一致性:曲线的斜率为负值,LREE富集(黄土中LREE/HREE平均值为9.15,古土壤中LREE/HREE平均值为9.64,红色土状堆积物中各样品LREEHREE值较集中,为8.10～10.34,平均值为9.52)LREE段曲线较陡(黄土中LaN/SmN的平均值为3.94古土壤中LaN/SmN平均值为4.11,红色土状堆积物中LaN/SmN值较集中,为3.67～4.37,平均值为4.09)HREE段较平缓(黄土中GdN/YbN平均值为1.89,古土壤中GdN/YbN平均值为1.79,红色土状堆积物中GdN/YbN值较集中,为1.72～2.23,平均值为1.87);明显的Eu负异常(黄土中Eu/Eu*平均值为0.57,古土壤中Eu/Eu*平均值为0.56,红色土状堆积物中Eu/Eu*值较集中,为0.56～0.63,平均值为0.61).以上的这些特征与上部陆壳的特征(UCC)一致,表明红色土状堆积物是地表物质高度混合的产物.所有样品中稀土元素特征与UCC高度一致,而且这些特征在红色土状堆积物、黄土和古土壤之中没有明显的区别,表明这些特征可能是从源区继承过来的,后期沉积作用(风化成壤作用等)并未改变这些信息,这与黄土高原风成堆积物的研究结果是一致的,同时也表明西宁地区风成物质与黄土高原风成堆积物一样,是来源于大范围的高度混合的沉积母岩(经过了多次上地壳沉积分异循环过程)[22～25].但值得注意的是,所有20块样品都表现出Er负异常,而以前黄土高原的黄土-古土壤、红黏土研究中未发现Er明显负异常[22～24],青藏高原东北缘Er的负异常原因还不清楚,可能与西宁地区风成堆积物的另一个源区——青藏高原原面的物质特性有关,有待进一步证实.6讨论6.1化学元素特征的对比后湾红色土状堆积物与该地区晚第四纪黄土-古土壤在常量元素、微量元素和稀土元素含量和特征的一致性,表明它们有着相似的物源区.西宁地区风成沉积物质的高度混合特征是其风成起源的证据之一.研究证实,中国黄土高原风成堆积物的源区是其西北的干旱地区.那么青藏高原东北缘的风成堆积物的源区和黄土高原区风成堆积物的源区有什么关系呢?图7是青藏高原东北缘末次冰期黄土与黄土高原末次冰期黄土常量元素与微量元素丰度的对比,可以看出两个地区常量元素和微量元素(包括稀土元素)丰度都有较好的相似性,但也有细微的差异,如青藏高原东北缘黄土中Al2O3,Na2O,K2O,TiO2,Sr,Pb,Th相对黄土高原丰度稍微偏高.成壤过程中化学风化可能导致古土壤中某些活动性元素相对于黄土淋失[24,26～28],但风化淋失很难解释青藏高原东北缘与黄土高原相比既有活动性元素如Na2O和Sr的相对富集,又有稳定元素如Al2O3,TiO2,Pb和Th的相对富集的现象.两地区黄土化学元素丰度的细微差异,可能是由于青藏高原东北缘风成堆积物的物源较为复杂,除有亚洲内陆干旱地带的粉尘外,还有一部分来源于青藏高原内部(如高原中部和西北部的干旱地区).从图1研究区的地貌位置和大气环流型式来看,高原东北缘风成堆积物的上述来源是可能的.Taylor发现REE与Th元素在地球表面过程中有相似的性质,并以细颗粒中La/Th的平均值(2.8±0.2)作为UCC的特征值.Ding发现中国黄土高原风成堆积样品的La/Th比值集中分布在2.8左右,表明黄土高原的物质是在源区经过多次沉积演化后由风力搬运沉积的.西宁地区20块风成堆积样品La/Th比值集中分布在1.6左右,也从另一方面表明西宁地区风成堆积的源区与黄土高原地区风成堆积也有不同之处.常量化学元素的丰度、微量元素(包括稀土元素)的同位素特征和比值、沉积物矿物特征等可以为分析沉积物的物源提供重要的信息.Sun分析了柴达木盆地、塔里木盆地、准噶尔盆地和黄土高原地区的黄土堆积中一些微量元素的比值和同位素特征及矿物组成,发现四个地区黄土的上述特征值都有自己特定的分布区域,表明了它们的不同物质来源区.对本文研究区(青藏高原高原东北缘)风成堆积物LREE/HREE-Eu/Eu*,Eu/Yb-Ce/Yb和Zr-Sr的分析发现,这些特征值既有落在柴达木盆地特征区域的点又有落在黄土高原特征区域的点,表明高原东北缘风成堆积除了有来源与亚洲内陆干旱区的物质,也可能有一部分来源于青藏高原内部的风化细粒物质.要说明的是,在Sun的论文中,这些元素特征所反映的是<20µm颗粒的化学元素特征,而本文分析的是全岩样.从前人的研究[22～24]来看,微量元素(包括稀土元素)在黄土、古土壤、红黏土中有较好的可对比性,反映了颗粒大小的变化对其没有明显的影响.因此,上述的对比还是有一定的意义.6.2源区干旱化程度的变化后湾红色土状堆积序列磁性地层结果表明,这套风成堆积物的底界年龄是约11～12Ma,证明中新世风成堆积不仅在黄土高原,而且在青藏高原东北缘也开始堆积.因此,后湾红色土状堆积物的存在也表明了至少在中新世中晚期,其源区——亚洲内陆和(或)高原中部和西北部已经较为干旱,从而可能表明青藏高原已达到了有意义的高度,使亚洲内陆成为雨影区,亚洲内陆干旱化程度加剧,从而形成了大面积的粉尘源区.亚洲干旱区的粉尘物质不仅在中国北方有堆积,它也通过北半球的西风环流带到北太平洋.中国晚中新世和上新世红黏土的颗粒粒径与地球化学特征的关系表明,沉积后的成壤作用对红黏土的粒径变化影响很小,基本记录了原始的粒径变化;风成堆积序列粒径变化与北太平洋粉尘通量的变化也有较好的可对比性,表明中国北方的风成堆积物的粒度参数可以作为反映粉尘源区干旱程度和(或)搬运风动力强弱的替代性指标.即在干旱化程度加剧时,风成堆积物的颗粒较粗.从图2可以看出,在青藏高原东北缘,源区干旱加剧导致沉积物的粒径变粗,同时由近源输入的碎屑磁性颗粒物质也较多.后湾红色土状堆积物的颗粒粒径与该地区晚第四纪黄土-古土壤堆积相比其颗粒偏细(图2),剖面纵向上的粒度变化幅度也较小.后湾红色土状物的沉积速率为0.07～3.68cm/ka,小于西宁盆地第四纪黄土-古土壤沉积速率(10cm/ka),指示了在沉积时间内(中新世中晚期)源区干旱化程度和(或)搬运风动力与第四纪相比较弱和较稳定.粗颗粒含量和U值(Σ16～44µm/Σ5～16µm)等在黄土高原风尘堆积物中重要的气候代用指标在红色土状堆积物剖面上的变化表明,源区的干旱化或(和)搬运风动力有一定的波动(图3中划分了(a)～(e)五个变化带).如在11～9.91MaBP(年龄基于古地磁界线点线性内插得到)之间的代用指标的波动,可能代表了一次干旱化事件在约9.91～9.61MaBP代用指标的快速波动,可能指示了一次加剧的干旱化事件.对应这两次事件,后湾红色土状堆积的沉积速率也有显著的变化(图8).同时值得注意的是,在7.5MaBP前后,后湾红色土状堆积物的沉积速率显著增大,可能指示了源区的又一次干旱化加剧事件.黄土高原晚中新世-上新世红黏土堆积的沉积速率为0.7～3.3cm/ka,而后湾红色土状堆积物的沉积速率在上述两个干旱程度加剧时间段分别为2.45和3.68cm/ka,其他时间段均小于0.5cm/ka,可能表明了中中新世中国北方粉尘堆积源区干旱程度总体上比晚中新世-上新世比源区的干旱程度弱,但是在上述两个干旱加剧时间段内,源区的干旱程度已达到了晚中新世-上新世的程度,甚至达到了早上新世(3.6Ma)源区急剧干旱的程度.后湾红色土状堆积物沉积速率和粒度参数揭示的亚洲内陆和高原内部10和7～8MaBP两次加剧干旱化事件,在以往的研究中也有体现:对柴达木盆地和塔里木盆地等区域的生物学研究表明,中新世中晚期咸水介形类Cyprideis爆发,广泛出现Cyprideis占绝对优势的半咸水浅湖环境和含膏砂泥岩沉积;根据青藏高原次生方解石裂变径迹年代分布的研究,10Ma以后化学沉积不发育;日本北部中中新世期到早上新世海相沉积物的地球化学元素、Sr同位素和矿物特征表明在10MaBP左右日本海中源自亚洲内陆的风尘物质含量增加等都指示了也约10Ma左右亚洲内陆的干旱事件.7～8MaBP源自亚洲内陆的北太平洋粉尘的风尘通量显著的增加、秦安风成堆积物的沉积速率明显增大、以及南中国海有孔虫组合的变化,以及7～8MaBP黄土高原大面的红黏土开始堆积,都指示了7～8MaBP亚洲内陆的干旱事件的存在.两次干旱时间发生的时段内,全球冰量增加、气候变冷[42～44],可能表明了青藏高原已达到有意义的高度,同时全球气候变冷、冰量的增加减少了进入亚洲内陆的水汽,导致了亚洲干旱区的干旱化程度加剧.更为重要的是,在剖面深度25m左右,即约10.4MaBP后湾红色土状堆积物古气候代用指标由高频高幅波动转变为较为较低频低幅的变化(图3)可能表明了源区的环境条件在10.4MaBP前后发生了明显的转化.喜马拉雅山南麓西瓦利克群沉积特征土壤中碳酸盐结核、双壳类化石的碳、氧同位素等的研究指示亚洲西南季风(印度季风)在约10.5MaBP有一次明显的加强;海洋沉积中有孔虫氧同位素