摘 要 【目的】黃土高原在冰期—間冰期沉積的黃土物源變化特征存在較大爭議，仍需進一步研究?！痉椒ā窟x取黃土高原中南部的洛川、靈臺黃土—古土壤剖面，分別采集黑壚土（S0）、馬蘭黃土（L1）、第二層黃土（L2）、第二層古土壤（S2）及洛川黃土—古土壤剖面的第一層古土壤（S1）共9個樣品，進行碎屑鋯石U-Pb年代學研究。通過對比不同層位之間以及潛在物源區(qū)的鋯石U-Pb年齡組合，并利用非矩陣多維標度統(tǒng)計分析（Multi-Dimensional Scaling，MDS）技術分析數(shù)據(jù)的相關性?！窘Y果】發(fā)現(xiàn)兩個黃土—古土壤剖面樣品的鋯石U-Pb年齡分布特征與青藏高原東北部、阿拉善區(qū)域以及西毛烏素沙漠鋯石U-Pb年齡分布特征更為相似；代表冰期的黃土與代表間冰期的古土壤之間，碎屑鋯石U-Pb年齡分布特征基本一致?！窘Y論】綜合研究認為，受青藏高原隆起以及東亞季風增強的影響，亞洲內(nèi)陸干旱區(qū)持續(xù)擴大，六盤山以東黃土高原的粉塵物質(zhì)主要來源于青藏高原東北部、阿拉善區(qū)域及西毛烏素沙漠的混合物質(zhì)，且冰期—間冰期內(nèi)的季風演化并未造成黃土物源發(fā)生分異。

關鍵詞 黃土高原；第四紀黃土；鋯石U-Pb年齡；物源示蹤

第一作者簡介 范永超，男，1999年出生，碩士研究生，第四紀地質(zhì)學，E-mail： 3124233808@qq.com

通信作者 弓虎軍，男，教授，博士生導師，第四紀地質(zhì)學，E-mail： gonghujun@nwu.edu.cn

中圖分類號 P597.3 文獻標志碼 A

0 引言

黃土高原沉積了巨厚的黃土—古土壤風塵沉積序列，記錄了第四紀以來多尺度的氣候變化及環(huán)境信息[1?6]。黃土粉塵來源和搬運機制的研究，對了解第四紀以來亞洲季風乃至全球氣候的演化具有重要意義。

關于黃土物源，前人利用多種手段進行了研究[7?28]。劉東生[7]依據(jù)黃土高原周圍的地形和現(xiàn)代季風方向以及粒度變化，認為黃土主要來自西北三大內(nèi)陸盆地及周邊戈壁沙漠；Sun[9]通過對比多個樣品的Sr-Nd同位素、稀土元素等特征，認為黃土主要來自蒙古國南部以及附近的戈壁沙漠地區(qū)，而非內(nèi)陸三大盆地；陳駿等[10]通過黃土中的Sr-Nd同位素以及碳酸鹽等特征，認為黃土主要來自青藏高原北部和中亞造山帶以及中間的沙漠地帶。Stevens et al.[13]對末次冰期黃土進行鋯石年代學分析，認為塔克拉瑪干沙漠和祁連山可能是黃土的潛在物源區(qū)。Xiao etal.[14]通過多剖面的鋯石年代學研究，認為黃土物源具有一定的時空差異性。第四紀以來氣候波動頻繁，冬、夏季風的循環(huán)交替伴隨了冰期—間冰期旋回的出現(xiàn)。有學者認為，黃土粉塵來源可能隨冰期—間冰期近地面季風強度及方向的周期性演化而改變[10?11，29?31]；另一部分學者通過黃土中Sr-Nd同位素以及礦物學特征的研究，認為物源在軌道尺度上并未發(fā)生變化[32?35]；Pullen et al.[15]通過碎屑鋯石U-Pb年代學的研究，認為黃土物源在冰期—間冰期發(fā)生了變化；Xiao et al.[14]則進一步指出西風風暴路徑在冰期和間冰期之間發(fā)生變化，冰期黃土來自柴達木盆地，間冰期則來自更北的地區(qū)；而Fenn et al.[36]通過對北郭塬碎屑鋯石U-Pb年代學和石榴子石礦物學研究，認為軌道尺度上物源并未發(fā)生變化，次峰的分布差異是由人為挑選造成的；Bird et al.[19]則認為冰期—間冰期內(nèi)黃土鋯石U-Pb年齡的差異是由古氣候的變化造成的，這一觀點與Nie et al.[37]基于重礦物組合的分析結果相同。筆者注意到上述研究存在的不足之處，例如Pullen et al.[15]在洛川采集的黃土樣品，年代跨度較大、缺少部分間冰期古土壤層位的信息，且部分層位鋯石年齡數(shù)量較少。此外，部分研究中鋯石年齡譜中的差異，可能是由于人為挑選以及樣本數(shù)量偏少造成的，不能完全確定物源是否發(fā)生變化[36，38]；基于石英釋光靈敏度的研究，則未能完全排除沉積速率以及礦物風化的影響[31]；同時有學者提出Sr-Nd同位素比值的差異，是風力的分選作用以及風化作用造成的，而非物源變化導致[17]。因此，黃土高原黃土物源在軌道尺度上是否發(fā)生變化仍需進一步研究。

與傳統(tǒng)全巖物源示蹤方法相比，碎屑鋯石U-Pb年代學，能夠更好地避免源區(qū)信息的均一化、體現(xiàn)混合源區(qū)特征，同時反映源區(qū)多階段的造巖信息[24，39?43]。因此，基于上述研究中存在的問題，本文選取靈臺—任家坡及洛川—黑木溝兩個研究程度高、層序完整的典型剖面，進行鋯石U-Pb定年學研究。通過與潛在物源區(qū)數(shù)據(jù)進行對比，分析黃土的主要物源區(qū)域以及可能存在的時間變化，并結合前人的研究成果，探討軌道尺度內(nèi)冰期、間冰期沉積物物源是否發(fā)生變化。

1 樣品采集及實驗方法

選取黃土高原中南部、六盤山以東的洛川—黑木溝和靈臺—任家坡剖面為研究對象（圖1）。黑木溝剖面位于陜西省洛川縣以南約5 km的黑木溝（35°45′N，109°25′ E），總厚度約140 m，其中130 m為第四紀黃土沉積層，下部為新近紀紅黏土；靈臺剖面位于甘肅省靈臺縣以南約13 km的任家坡（35°04' N，107°39'E），晚新生代以來共沉積了約300 m的風成沉積，其中第四紀風成黃土厚為170 m。

利用前人劃分的地層成果[13，15，44?45]，在兩個研究剖面分別采集黑壚土（S0）、馬蘭黃土（L1）、第二層黃土（L2）、第二層古土壤（S2）及洛川黃土—古土壤剖面的第一層古土壤（S1）共9個樣品（圖2），每個層位的采樣重量大于10 kg。將采集到的樣品送至河北省廊坊地質(zhì)大隊進行鋯石挑選作業(yè)，每個樣品挑選出500粒以上的鋯石。為避免因鋯石統(tǒng)計數(shù)量的原因造成數(shù)據(jù)誤差，隨機選擇約120粒碎屑鋯石進行試驗[46]。

鋯石U-Pb年齡的測定在西北大學大陸動力學國家重點實驗室進行，采用激光剝蝕—電感耦合等離子體質(zhì)譜儀（LA-ICPMS），激光光束直徑30 μm，頻率10 Hz，剝蝕物載氣采用He。鋯石U-Pb 年齡采用29Si為內(nèi)標，NIST610為外標，Harvard鋯石91500為元素分餾效應的外部矯正標準。鋯石U-Pb年齡協(xié)和度的計算采用Isoplot4.5。鋯石數(shù)據(jù)采用直方圖、概率密度圖（Probability Density Plot，PDP）以及核密度估計圖（Kernal Density Estimate，KDE）呈現(xiàn)[47]。因數(shù)據(jù)量大，采用非矩陣多維標度統(tǒng)計分析（Multi-Dimensional Scaling，MDS）對數(shù)據(jù)進行相關度分析以期確定黃土物源[48?49]。

2 鋯石U?Pb年齡結果

洛川黃土—古土壤的鋯石U-Pb年齡分布圖（圖3）顯示，洛川剖面5個樣品的主要年齡分布在200～600 Ma，呈雙峰分布，峰值主要分布在300 Ma 和450 Ma左右。其中第一峰值（300 Ma）占比略低于第二峰值（450 Ma），第二峰值（450 Ma）為優(yōu)勢峰值；次要年齡分布在900～1 200 Ma、1 800～2 100 Ma、2 400～2 700 Ma，除S2層位的樣品次要年齡主要分布在1 800～2 100 Ma外，其他層位在三個次年齡段的分布較為均勻。

靈臺黃土—古土壤剖面的碎屑鋯石U-Pb年齡分布圖（圖4）顯示，4個樣品的主要年齡分布在200～600 Ma年齡段，呈雙峰分布，峰值主要分布在270 Ma和450 Ma左右，其中第一峰值（270 Ma）占比略低于第二峰值（450 Ma），第二峰值（450 Ma）為優(yōu)勢峰值。次要年齡主要分布在900～1 200 Ma、1 800～2 100 Ma以及2 400～2 700 Ma，其中S0～L1的主要分布在600～900 Ma，而L2～S2 則主要分布在900～1 200 Ma，2 100 Ma以后分布較少。盡管在600～2 700 Ma的年齡分布存在一定差異，但4個樣品的主要年齡（200～600 Ma）的分布較為一致。

3 黃土物源分析

3.1 黃土物源示蹤

黃土作為風力作用的結果，其潛在物源區(qū)應該是黃土高原周邊的造山帶、戈壁沙漠以及河流階地沉積物[14?15，19?21]。為了更好地研究黃土高原洛川與靈臺剖面黃土—古土壤沉積物質(zhì)的來源，選擇了一些潛在物源區(qū)，包括發(fā)源于祁連山的弱水河下游沖積扇樣品（RSH）[38]、東西毛烏素沙漠樣品[13]、黃河河床沉積物樣品（YR）[16]、阿爾泰山脈沖積扇樣品（GAM）[20，38]、騰格里沙漠樣品（TD）[13，20]和柴達木盆地樣品（QB）以及松潘甘孜樣品（SP）[15]等（圖5）。

利用MDS進行數(shù)據(jù)的相關性分析，繪制出樣品與各潛在物源區(qū)的相似/相異圖，圖中實線連接相近樣品，虛線連接次相近樣品。結果表明（圖6），本次采集的9個樣品與弱水河下游沉積物、西毛烏素沙漠、黃河以及松潘、柴達木盆地的樣品具有更好的相關性。

通過對比樣品與潛在物源區(qū)域的鋯石U-Pb年齡分布特征（圖7），發(fā)現(xiàn)弱水河下游沖積扇（RSH）、西毛烏素沙漠（W-MUS）以及黃河（YR）三個物源區(qū)的樣品在主要及次要年齡的分布上均與黃土—古土壤樣品較為一致。洛川和靈臺各樣品的主要年齡分布在200～600 Ma且呈雙峰分布，其中第一峰值（250～300 Ma）略低于第二峰值（350～600 Ma）；次要年齡分布在900～1 200 Ma、1 800～2 100 Ma。而柴達木盆地及東毛烏素沙漠（E-MUS）的主要年齡分布與本研究的數(shù)據(jù)存在一定差異：東毛烏素沙漠樣品的優(yōu)勢峰值分布在200～360 Ma，且明顯具有更多的1 800 Ma 以后的碎屑鋯石。柴達木盆地樣品的主要年齡分布在200～600 Ma，但其第一峰值（250～300 Ma）與第二峰值（350～600 Ma）占比差異較大，且大于900 Ma的年齡分布占比過小，與本次研究采集樣品的鋯石年齡分布存在較大差異。同時，有研究認為第四紀以來柴達木盆地沒有足夠的碎屑物質(zhì)輸送到黃土高原[50]，而東毛烏素沙漠兩段不同的年齡分布代表著不同的沉積物來源，其中較年輕的沉積物來自中亞造山帶，較老的沉積物來自基底的華北克拉通[13，51?52]。因此，東毛烏素沙漠以及柴達木盆地并不是黃土高原的主要物源區(qū)域。

由于弱水河流經(jīng)祁連山至阿爾泰山中間的阿拉善區(qū)域，且在MDS圖中與騰格里沙漠樣品（TD）表現(xiàn)出較好的相關性（圖6），因此將弱水河下游沉積物樣品（RSH）與騰格里沙漠樣品（TD）共同作為阿拉善區(qū)域的混合沉積物代表。黃河發(fā)源于青藏高原并流經(jīng)黃土高原西北部的中央沙漠地帶。且西毛烏素沙漠樣品（W-MUS）和黃河樣品（YR）的碎屑物質(zhì)與青藏高原東北部的松潘甘孜（SP）在鋯石年齡的分布上表現(xiàn)出較好的一致性，因此推論前者的碎屑物質(zhì)同樣來自青藏高原東北部。綜上，研究區(qū)內(nèi)黃土的粉塵物質(zhì)來自青藏高原東北部、阿拉善區(qū)域以及西毛烏素沙漠。

3.2 冰期—間冰期物源分析

本次研究采集的黃土—古土壤樣品的鋯石U-Pb年齡（圖3，4）顯示，黃土層位L1、L2與古土壤層位S0、S1、S2之間，鋯石年齡的分布較為一致，均為雙峰分布，且優(yōu)勢峰值為360～600 Ma。盡管在靈臺剖面的S0、L1與L2、S2之間在900～1 200 Ma分布存在一定差異，但這種差異可能是因為在L2沉積過程中，弱水河流域以及松潘甘孜貢獻了更多的粉塵物質(zhì)，在潛在物源區(qū)域的鋯石U-Pb年齡圖（圖7）中，只有這兩個樣品在900～1 200 Ma分布較多。而反映冰期—間冰期物源的黃土—古土壤層位S0、L1、S1與L2、S2之間，鋯石U-Pb年齡的分布則較為一致，指示軌道尺度內(nèi)物源并未發(fā)生改變。

有學者認為鋯石的統(tǒng)計數(shù)目會影響鋯石年齡譜所反映的各年齡組分的真實豐度[40，53]。因此，將采集的各層位的數(shù)據(jù)按黃土、古土壤分為兩個單元整理，根據(jù)鋯石U-Pb年齡特征（圖8）對黃土—古土壤的主要年齡進行統(tǒng)計。統(tǒng)計結果（表1）顯示，鋯石年齡主要分布在200～360 Ma、360～600 Ma、750～1 200 Ma、1 800～2 100 Ma以及大于2 400 Ma五個年齡段。在黃土與古土壤兩個單元之間，年齡的分布較為一致，200～360 Ma、360～600 Ma兩個年齡段占總體年齡的50%以上，且優(yōu)勢峰值位于360～600 Ma。為更直觀地呈現(xiàn)黃土與古土壤鋯石年齡的分布特征，繪制了鋯石年齡的累計分布圖（Cumulative Age Distribution，CAD），結果顯示黃土與古土壤兩個數(shù)據(jù)集的累計增長趨勢基本一致，甚至在部分年齡段出現(xiàn)重合（圖9）。反映黃土與古土壤的鋯石U-Pb年齡組成較為一致，指示冰期—間冰期內(nèi)黃土物源未發(fā)生變化。

3.3 物源形成機制的探討

黃土高原是青藏高原隆升和東亞季風系統(tǒng)演化的協(xié)同產(chǎn)物[54]。中更新世氣候轉型事件（Mid-Pleistocene Transition，MPT）以來，全球冰量增加、CO2濃度降低，亞洲內(nèi)陸的干旱化進一步加劇[2]。同一時期黃土粉砂層中的沉積速率以及粉塵通量的急劇增加[55?56]，表明黃土的沉積需要大量的碎屑物質(zhì)。

1.2 Ma左右，青藏高原進入快速隆升的“昆—黃運動”

階段[57]，在構造運動以及風化作用的影響下，周圍的造山帶產(chǎn)生了大量的碎屑物質(zhì)。而東亞冬季風的增強以及河流侵蝕作用的加劇為粉塵的搬運創(chuàng)造了良好的外部條件。黃土樣品、西毛烏素沙漠以及黃河的鋯石年齡分布特征均與青藏高原東北緣表現(xiàn)出一定的相似性[16，18，37]，說明大量的碎屑物質(zhì)首先被搬運到鄰近的山前沖洪積扇以及戈壁沙漠，而后在季風以及河流的共同搬運作用下運輸至黃土高原（圖10）。前人基于亞洲風塵系統(tǒng)的源—匯系統(tǒng)研究，認為中亞造山帶與青藏高原東北部之間的干旱區(qū)既是黃土的物源區(qū)域，也是粉塵物質(zhì)搬運的周轉區(qū)域[58?59]。因此，黃土高原粉塵物質(zhì)的形成是青藏高原東北部、阿拉善區(qū)域、黃河流域以及西毛烏素沙漠的多源混合的結果，是“山脈—河流—沙漠”的復合產(chǎn)物[60]。

在冰期—間冰期尺度上，此次研究的結果表明，黃土在冰期—間冰期內(nèi)的粉塵物源保持穩(wěn)定。黃土高原的粉塵物質(zhì)主要受東亞季風以及西風的搬運作用[61]。近緣的粗粒粉塵搬運受近地面的西北風（冬季風）影響，而遠距離的細粒粉塵搬運則主要由高空西風完成[62?63]。孫東懷等[55]對洛川黃土粒度的研究表明，約1.2 Ma以來高空西風環(huán)流對黃土高原風塵貢獻減少，低空季風環(huán)流的貢獻逐漸增多。而東亞季風產(chǎn)生的主要原因在于亞洲與太平洋之間的海陸熱力差異。在冰期和間冰期，因為蒙古西伯利亞高壓與阿留申低壓和海洋大陸低壓的位置大致穩(wěn)定，且黃土高原周圍地形相對穩(wěn)定，東亞冬季風的風向是相似的。盡管高緯度氣團擴張下的高低壓系統(tǒng)對比增加，東亞冬季風在冰期增強，但總體而言，冰期—間冰期交替期間冬、夏季風的形成過程和大氣環(huán)流在整個華北高原大致保持不變[64?65]。而樣品數(shù)據(jù)的部分差異可能是因為季風風場的轉變造成了個別源區(qū)對黃土高原提供碎屑物質(zhì)的貢獻差異。除此之外，黃土與古土壤之間較為一致的重礦物組合（Nie et al.[37]以及本文未發(fā)表數(shù)據(jù)）進一步支持古土壤是黃土在間冰期經(jīng)歷較強的風化、成壤作用的繼承產(chǎn)物[1，66]。綜上，黃土高原的粉塵物源在冰期—間冰期內(nèi)來源一致。

4 結論

（1） 0.2 Ma以來，六盤山東部黃土高原的粉塵物質(zhì)來自青藏高原東北部、阿拉善區(qū)域、黃河流域及西毛烏素沙漠，表明黃土高原的粉塵堆積是西北向多源混合的產(chǎn)物。

（2） 樣品的各層黃土與古土壤之間并未發(fā)現(xiàn)明顯的鋯石U-Pb年齡分布差異，指示冰期—間冰期內(nèi)粉塵來源較為穩(wěn)定。

致謝 審稿專家和編輯老師在百忙之中對本文進行了嚴格而細致的審理，并提出了許多建設性的意見，在此表示衷心的感謝。

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基金項目：國家自然科學基金項目（41372036）