黃土高原風(fēng)沙堆積及其潛在源區(qū)

黃土高原風(fēng)沙堆積及其潛在源區(qū)

沙漠廣泛分布于內(nèi)陸，南北干旱嚴(yán)重（圖1）。沙漠主要由第四紀(jì)黃土（0.2.6ma）引起，（hellingandli，1982；m，1985；曾方明等，2007；秦曉光等，2011；夏干等，2011；夏干、上海、上海、上海和其他城市的第三階段和第六位馬紅色粘土（2.6ma約8ma，主要分布在六盤山以東）（diang等人，1999；a和al.，2001），晚新世黃土（約3.5ma約25ma，分布在六盤山以西）（guetal.，2002；haoandgu，2004；haoandgu，2011；zan等人，2011；geetal。2012）沉積物的沉積過程通常是平坦的高地上的沉積，這對下伏土壤的結(jié)構(gòu)變化非常敏感，容易被侵蝕。這也是研究青藏高原高度更新和地形發(fā)展的理想沉積物（zhan等人，2011）。此外，調(diào)查清除沙量物質(zhì)來源對理解中國西北沙漠的形成機(jī)制和預(yù)防具有重要意義。黃土高原風(fēng)塵堆積物源研究取得了眾多成果,存在的爭議也較大.迄今為止,前人對黃土高原風(fēng)塵堆積的物質(zhì)來源開展了大量研究(Liuetal.,1994;Chenetal.,2007;張小曳,2007;陳洪云和孫有斌,2008;ChenandLi,2011;Lietal.,2011;Pullenetal.,2011;陳駿,2012;Xiaoetal.,2012),主要采用了以下方法:(1)地球化學(xué)方法(同位素地球化學(xué)、元素地球化學(xué)、碎屑鋯石U-Pb年齡);(2)礦物學(xué)方法(白云石、重礦物);(3)物理學(xué)方法(釋光靈敏度、電子自旋共振信號、環(huán)境磁學(xué));(4)其他方法(現(xiàn)代氣象觀測與模擬、地貌分析).早年,劉東生等(1985)依據(jù)黃土高原第四紀(jì)黃土的粒度從西北往東南方向變細(xì),宏觀上推測它們主要來自上風(fēng)向地帶的西北內(nèi)陸荒漠和戈壁地區(qū).通過對比黃土高原黃土和潛在源區(qū)沉積物的Sr同位素和微量元素組成,Sun(2002)認(rèn)為塔里木盆地、準(zhǔn)噶爾盆地和柴達(dá)木盆地均不是黃土高原黃土的主要源區(qū);通過對比黃土高原黃土與北方各大沙漠的Sr、Nd同位素組成特征,Chenetal.(2007)認(rèn)為黃土主要來自巴丹吉林沙漠、騰格里沙漠和柴達(dá)木沙漠;依據(jù)黃土碎屑鋯石的U-Pb年齡譜,Pullenetal.(2011)認(rèn)為柴達(dá)木盆地可能是黃土高原第四紀(jì)冰期黃土的主要源區(qū).顯然,在具體到某一區(qū)域(如柴達(dá)木盆地)能否作為黃土高原風(fēng)塵堆積的主要源區(qū)存在完全不同的認(rèn)識.此外,自晚中新世以來,關(guān)于黃土高原風(fēng)塵堆積的源區(qū)的穩(wěn)定性也存在不同的看法(Sun,2005;Wangetal.,2007).因此,黃土高原風(fēng)塵堆積的物源研究十分復(fù)雜,它們的源區(qū)在哪里?源區(qū)自新近紀(jì)以來是否發(fā)生過重大變化?黃土高原不同部位和不同時期(如冰期、間冰期)的風(fēng)塵堆積的來源是否相同?這些都是物源研究中存在的重要問題.本文綜述了黃土高原風(fēng)塵堆積物源研究的主要成果,對存在的問題進(jìn)行了分析.1化學(xué)方法1.1中國北方表現(xiàn)Sr、Nd、Pb同位素組成在不同成因和年齡的巖石礦物中存在明顯差異,且在地球表生環(huán)境的遷移過程中被認(rèn)為基本不發(fā)生改變,從而可以有效地示蹤沉積物的來源(Biscayeetal.,1997;Faure,1998),被廣泛應(yīng)用于各類粉塵沉積物的物源示蹤研究(Nakaietal.,1993;Liuetal.,1994;Jahnetal.,2001;Sun,2005;Raoetal.,2006;Chenetal.,2007;Wuetal.,2011).1.1.1Sr-Nd同位素(1)第四紀(jì)黃土.Sr-Nd同位素示蹤是風(fēng)塵堆積物源研究的重要手段(Liuetal.,1994;Galletetal.,1996;Chenetal.,2007;Raoetal.,2008;Lietal.,2009).黃土高原中部洛川黃土的同位素組成(８７Sr/８６Sr:0.715147~0.716150;εＮｄ(0):-11.2~-10.9)與塔里木盆地西南部黃土/黃土狀沉積(８７Sr/８６Sr:0.712293~0.715915;εＮｄ(0):-12.0~-9.11)接近,但與天山北部的黃土/黃土狀沉積(８７Sr/８６Sr:0.711270;εＮｄ(0):-5.31)存在明顯差別,從而表明黃土高原的黃土可能來自塔里木盆地,但明顯不是來自天山北部(Liuetal.,1994).受所處構(gòu)造部位的約束,中國北方十大沙漠/沙地表層砂(上部30cm,<75μm)硅酸鹽組分的Sr-Nd同位素組成具有空間分異特征:1受中亞造山帶影響的中國北部邊界沙漠區(qū)(西部的古爾班通古特沙漠,東部的呼倫貝爾沙地、渾善達(dá)克沙地、科爾沁沙地),８７Sr/８６Sr:0.710587~0.713653,εＮｄ(0)>-7.0;2青藏高原北緣沙漠區(qū)(塔克拉瑪干沙漠、柴達(dá)木沙漠、巴丹吉林沙漠和騰格里沙漠),８７Sr/８６Sr:0.713214~0.720709,εＮｄ(0):-11.9~-7.4;3鄂爾多斯高原沙漠區(qū)(庫布齊沙漠和毛烏素沙漠),8７Sr/８６Sr:0.714824~0.719218,εＮｄ(0)<-11.5(Chenetal.,2007).對比研究(Chenetal.,2007;ChenandLi,2011)顯示黃土高原環(huán)縣、西峰和洛川末次冰期黃土(８７Sr/８６Sr:0.718258~0.718417;εＮｄ(0):-10.0~-9.2)的主要源區(qū)為巴丹吉林沙漠、騰格里沙漠和柴達(dá)木沙漠,而不是鄂爾多斯高原.青藏高原東北部的黃土、河床沉積物和湖底沉積物樣品以及蒙古國南部二連浩特的沙漠砂樣品的Sr-Nd同位素組成(Yangetal.,2009)支持上述結(jié)論.青藏高原東北部的河流碎屑沉積和中亞造山帶的沙漠砂Sr-Nd同位素研究結(jié)果表明,青藏高原北部和中亞造山帶西段的高山剝蝕物質(zhì)共同對黃土高原風(fēng)塵堆積提供物質(zhì)貢獻(xiàn);最近15Ma以來,隨著青藏高原北部的不斷隆升,來自該區(qū)的剝蝕物所占的比例相對于中亞造山帶逐漸增高(Lietal.,2011).東秦嶺造山帶地區(qū)的第四紀(jì)黃土(Zhangetal.,2012),除了來自遠(yuǎn)源地區(qū)外,還有一部分物質(zhì)直接來自東秦嶺(圖2).(2)三趾馬紅粘土.Sun(2005)對8Ma以來的涇川剖面風(fēng)塵堆積(由第四紀(jì)黃土和三趾馬紅粘土組成)<20μm硅酸鹽組分的Sr-Nd同位素組成進(jìn)行了研究,發(fā)現(xiàn)第四紀(jì)黃土的８７Sr/８６Sr平均值為0.724730(n=66),εＮｄ(0)平均值為-10.88(n=28);三趾馬紅粘土的８７Sr/８６Sr平均值為0.725106(n=96),εＮｄ(0)平均值為-10.55(n=15).Sr-Nd同位素(Sun,2005)和２０７Pb/２０４Pb比值(SunandZhu,2010)在約2.6Ma時期存在拐點(圖3),表明黃土高原風(fēng)塵堆積的源區(qū)在約2.6Ma可能發(fā)生重大變化,可能是氣候變冷和晚新生代造山帶隆升造成了冰蝕作用加強(qiáng),從高處的造山帶帶來了更多年輕的長英質(zhì)地殼物質(zhì)(SunandZhu,2010).然而,Wangetal.(2007)對7Ma以來的靈臺剖面風(fēng)塵堆積(位于涇川剖面東南部約30km)的Sr-Nd同位素組成進(jìn)行了研究(圖3),發(fā)現(xiàn)同位素組成變化在儀器引起的誤差范圍內(nèi),認(rèn)為在整個沉積階段風(fēng)塵堆積的源區(qū)穩(wěn)定不變.(3)新近紀(jì)黃土.甘肅天水-秦安地區(qū)的QA-I剖面(Guoetal.,2002)、QA-III剖面(HaoandGuo,2007)及ML-V剖面(孫斌,2006;Guoetal.,2008)新近紀(jì)黃土的Sr-Nd同位素組成與黃土高原第四紀(jì)黃土具有一致的特征(梁美艷,2009;ChenandLi,2011;曾方明,2011),表明黃土高原新近紀(jì)黃土與第四紀(jì)黃土具有相似的源區(qū).本文綜合了前人采用Sr-Nd同位素手段示蹤黃土高原風(fēng)塵堆積物源的部分研究結(jié)果(圖2),發(fā)現(xiàn)青藏高原東北部、阿拉善高原、塔里木盆地、柴達(dá)木盆地沉積物與黃土高原風(fēng)塵堆積的Sr-Nd同位素組成較為一致,表明上述區(qū)域可能是黃土高原風(fēng)塵堆積的重要源區(qū);東北沙地、準(zhǔn)噶爾盆地、鄂爾多斯高原沉積物與黃土高原風(fēng)塵堆積的Sr-Nd同位素存在顯著差異.黃土高原風(fēng)塵堆積的Sr-Nd同位素分布范圍較寬的原因除了受到自身的物質(zhì)成分以及沉積區(qū)域的造山帶物質(zhì)(Zhangetal.,2012)的影響以外,還受到測試樣品粒徑的選取和前處理方法的影響,將在下文進(jìn)一步予以討論.1.1.2Pb同位素李鋒(2007)對北方沙塵源區(qū)風(fēng)成砂(表層以下30cm)的Pb同位素組成進(jìn)行了研究,發(fā)現(xiàn)它們具有空間分異特征,毛烏素沙漠的２０６，２０７，２０８Pb/２０４Pb比值最低,而塔克拉瑪干沙漠的２０６，２０７，２０８Pb/２０４Pb比值最高;發(fā)現(xiàn)黃土高原第四紀(jì)黃土的Pb同位素比值(Biscayeetal.,1997)與塔克拉瑪干沙漠相似,而與毛烏素沙漠存在明顯差異,從而認(rèn)為黃土高原黃土的主要源區(qū)可能是塔克拉瑪干沙漠,而不是毛烏素沙漠.Wuetal.(2011)對西峰剖面黃土和古土壤層(L15-S0共9個層位)4個粒級組分(<1μm,<2.5μm,<10μm,<30μm)的Pb同位素組成進(jìn)行了研究,發(fā)現(xiàn)蒙古國南部的戈壁和沙漠區(qū)域是西峰黃土的主要源區(qū),而且西峰剖面各層位樣品的Pb同位素組成沒有明顯的變化,表明約1.26Ma以來(L15黃土層底部)(Dingetal.,2002)在冰期和間冰期時間尺度上黃土的源區(qū)是穩(wěn)定的.1.1.3分粒級和去除碳酸鹽對同位素組成的影響由于Sr、Nd、Pb同位素比值受沉積物粒度效應(yīng)引起的礦物分異的影響,并且沉積后期階段形成的碳酸鹽礦物會對物源示蹤產(chǎn)生干擾,所以樣品測試粒徑的選取以及去除碳酸鹽是關(guān)鍵的環(huán)節(jié).沉積物中細(xì)顆粒組分中含有更多的富Rb粘土礦物和云母,從而導(dǎo)致８７Sr/８６Sr比值在細(xì)粒組分中最高(圖4a),受粒度效應(yīng)影響顯著(Asaharaetal.,1995;Chenetal.,2007).相對于８７Sr/８６Sr比值,１４３Nd/１４４Nd比值受粒度效應(yīng)影響要小一些(Chenetal.,2007;Fengetal.,2009).但是,現(xiàn)代塵暴樣品(WJ-1)和藍(lán)田第四紀(jì)黃土樣品(LT-25)各粒級的εＮｄ(0)的變化值分別達(dá)到2.77和1.18ε單位(Fengetal.,2009),表明粒度對１４３Nd/１４４Nd比值具有一定的影響(圖4b).黃土高原第四紀(jì)黃土樣品(LH1-3)的Pb同位素比值(２０６，２０７，２０８Pb/２０４Pb)在各粒級組分中不相同(圖4c),表明Pb同位素比值受粒度效應(yīng)影響比較明顯,而且沒有特定的規(guī)律(Fengetal.,2010).涇川剖面風(fēng)塵堆積在約2.6Ma時期存在的２０７Pb/２０４Pb比值變化(SunandZhu,2010)可能就受到了粒度效應(yīng)的影響.過去在選擇粒徑方面,主要有全巖(Liuetal.,1994)、<20μm(Sun,2005)和<75μm(Chenetal.,2007)等方法.由于選取的粒徑不同,風(fēng)塵堆積Sr-Nd同位素組成特征會產(chǎn)生較大差異(圖3a,3b,圖4).此外,樣品前處理去除碳酸鹽采用的試劑主要為鹽酸(HCl)和醋酸(HOAc),它們的濃度對于去除結(jié)果有重要的影響.采用鹽酸時,1mol/LHCl不僅溶解碳酸鹽組分,而且溶解一部分硅酸鹽礦物(如斜長石)(劉連文等,2002;Yangetal.,2007);2mol/LHCl不僅淋洗出碳酸鹽礦物(如方解石)中的Sr,而且淋洗出粘土礦物中的Sr(Galletetal.,1996);2.5mol/LHCl處理黃土樣品20h后,樣品中的粘土礦物等碎屑礦物硅酸鹽組分中的Rb遭到一定程度的溶解(Asaharaetal.,1999).采用醋酸時,0.5mol/LHOAc可以有效去除黃土中的碳酸鹽礦物方解石,而對碎屑礦物白云石以及硅酸鹽組分的破壞程度可以忽略不計,酸洗后的不溶組分基本代表了粉塵物質(zhì)的原始信息(Yangetal.,2000);1mol/L的醋酸可以完全溶解碳酸鹽,對非碳酸鹽組分(如硅酸鹽、鐵的氧化物)中的Sr的溶解非常微弱,可以忽略不計(Quadeetal.,1997;劉連文等,2002;Wuetal.,2009),但是記錄了風(fēng)塵堆積源區(qū)信息的碎屑白云石礦物也會被溶解.因此,在去除風(fēng)塵堆積樣品的碳酸鹽時,0.5mol/LHOAc溶液可能是較好的選擇.綜上所述,在開展同位素地球化學(xué)手段示蹤風(fēng)塵堆積的物源研究時,樣品測試粒徑的選取以及前處理去除碳酸鹽是一個不應(yīng)忽略的重要環(huán)節(jié).1.2土壤地球化學(xué)特征沉積物的某些元素在風(fēng)化、搬運和沉積階段通常保持穩(wěn)定,保留了沉積母巖的信息,從而可以用于物源研究(BhatiaandCrook,1986;Liuetal.,1993;McLennanetal.,1993;Sun,2002;Haoetal.,2010).能用于風(fēng)塵堆積物源示蹤的常量元素地球化學(xué)指標(biāo)有Al２O３/Fe２O３比值(程燕等,2003)、TiO２/Al２O３值(SheldonandTabor,2009;Haoetal.,2010)和K２O/Al２O３值(Haoetal.,2010)等.微量元素(如Zr、Ti、Hf、Nb)和稀土元素的地球化學(xué)行為表現(xiàn)為惰性,遷移較弱,也常用于風(fēng)塵堆積的源區(qū)示蹤(Sun,2002;Haoetal.,2010;Ferratetal.,2011).Sun(2002)研究了內(nèi)陸三大盆地(準(zhǔn)噶爾盆地、塔里木盆地和柴達(dá)木盆地)和黃土高原黃土沉積物(<20μm組分)的微量、稀土元素組成,并結(jié)合Sr同位素組成,發(fā)現(xiàn)它們具有不同的組成特征,認(rèn)為內(nèi)陸三大盆地都不是黃土高原黃土的主要源區(qū).第四紀(jì)黃土-三趾馬紅粘土(西峰剖面)和中新世黃土(QA-I剖面)的元素組成特征(Liangetal.,2009)基本一致,表明它們具有相似的源區(qū);但是與第四紀(jì)黃土相比,中新世黃土的K２O、Fe２O３和MgO含量稍高,Na２O含量較低,且中新世黃土的化學(xué)風(fēng)化指數(shù)CIA平均值(68.73)高于第四紀(jì)黃土-古土壤序列的CIA平均值(65.30),可能與中新世時期較暖濕的氣候有關(guān).黃土高原藍(lán)田、天水、定西剖面的S1古土壤層的Al-Ti-Zr比值接近,La/Th和Ce/Pb比值以及稀土元素配分模式均與上地殼接近,表明黃土高原S1古土壤的來源物質(zhì)在沉積之前就經(jīng)歷了多次的物質(zhì)循環(huán),從而具有均一性(汪海斌等,2011).沙漠表層砂(塔克拉瑪干沙漠、柴達(dá)木沙漠、騰格里沙漠和巴丹吉林沙漠)、黃土高原黃土-紅粘土、青藏高原泥炭土(若爾蓋紅原)的全樣和不同粒級組分(如<4μm,16~32μm,>63μm)的常量和微量元素組成研究表明:Y/ΣREE,La/Er和Eu/Eu＊等比值基本不受粒度效應(yīng)影響,可以用于沉積物物源示蹤;各類樣品的La/Gd、Sc/Y比值等指示青藏高原可能是黃土高原黃土的重要源區(qū)(Ferratetal.,2011).然而,由于黃土高原風(fēng)塵堆積源巖經(jīng)歷過多次的循環(huán)和混合過程造成其元素地球化學(xué)組成均一化(Tayloretal.,1983;Galletetal.,1998),所以常量、微量和稀土元素較難示蹤出中國北方風(fēng)塵堆積及其潛在源區(qū)的細(xì)微差別(ChenandLi,2011).1.3黃土和干克拉瑪干沙漠的年齡關(guān)系鋯石(ZrSiO４)含有長壽命的放射性元素U和Th,其U-Th-Pb同位素體系具有極高的封閉溫度,通常大于900℃(Leeetal.,1997).碎屑鋯石在沉積物中分布廣泛、穩(wěn)定性極強(qiáng),保存了大量初始源區(qū)(巖漿巖和變質(zhì)巖)的信息,記錄了源區(qū)巖石的年齡和演化信息,其U-Pb年齡譜是研究風(fēng)塵堆積物源的重要手段(謝靜等,2007).Stevensetal.(2010)對黃土高原北部環(huán)縣末次冰期黃土和周邊沙漠/沙地(騰格里、毛烏素沙漠,科爾沁、渾善達(dá)克沙地)表層砂的碎屑鋯石的U-Pb年齡和形態(tài)進(jìn)行了研究,發(fā)現(xiàn)科爾沁、渾善達(dá)克沙地和毛烏素沙漠含有中生代(252.2~66.0Ma)的鋯石顆粒,而環(huán)縣黃土和騰格里沙漠樣品中沒有發(fā)現(xiàn)這一時期的鋯石顆粒(圖5).黃土和塔克拉瑪干沙漠的鋯石年齡中均存在中元古代(1600~1000Ma)的譜峰,黃土鋯石中廣義的加里東時期的組分可能與祁連山和柴達(dá)木盆地出露的結(jié)晶巖有關(guān),從而認(rèn)為祁連山地區(qū)、塔克拉瑪干沙漠可能是黃土高原黃土的主要源區(qū).柴達(dá)木盆地沉積物(第四紀(jì)洪積物,上新世-更新世湖積物)和青藏高原北部沉積物(三疊紀(jì)砂巖)和黃土高原黑木溝剖面冰期黃土(L1,L9,L15和L33)的碎屑鋯石的U-Pb年齡譜具有相似性,從而認(rèn)為在冰期柴達(dá)木盆地和青藏高原北部是黃土高原黃土的主要粉塵源區(qū),這兩個地區(qū)空間上的地貌特征也指示了在全新世之前碎屑物質(zhì)在西風(fēng)急流作用下往東遷移(Pullenetal.,2011).黃土高原西部(西寧)、中部(西峰)和東南部(渭南)末次冰期黃土(L1)和間冰期古土壤(S0,S1)樣品的碎屑鋯石U-Pb年齡表明至少在最后一個冰期-間冰期旋回相同地點冰期和間冰期的風(fēng)塵堆積的來源不同,而且黃土高原不同部位黃土的來源也存在差別,從而揭示出黃土高原黃土的源區(qū)是復(fù)雜多樣的,并存在空間上的變化(Xiaoetal.,2012).黃土高原黃土及其潛在源區(qū)碎屑鋯石的U-Pb年齡綜合結(jié)果(圖5)表明:在200~350Ma的鋯石年齡組分中,青藏高原北部、騰格里沙漠和蒙古戈壁、毛烏素沙漠、科爾沁沙地的年齡譜與黑木溝和環(huán)縣的黃土相似;在400~500Ma的年齡組分中,柴達(dá)木盆地、青藏高原北部的年齡譜與黑木溝和環(huán)縣黃土相似.上述結(jié)果表明青藏高原北部、騰格里沙漠、柴達(dá)木盆地和蒙古戈壁可能是黃土的重要源區(qū).毛烏素沙漠和黑木溝、環(huán)縣黃土均存在250~300Ma的年齡譜峰,表明毛烏素沙漠對黃土高原黃土可能有一定的貢獻(xiàn).2礦物學(xué)方法2.1從洛川、環(huán)縣、西峰、干沙漠、干克拉瑪干沙漠、干克拉瑪干沙漠、干克拉瑪干沙漠、干克拉瑪干沙漠、干克拉瑪干沙漠、干克拉瑪干沙漠、干克拉瑪干沙漠、干沙漠、干沙漠、干加爾、新能源的區(qū)域中去研究Lietal.(2007)對中國北方風(fēng)塵堆積及其潛在源區(qū)(北方干旱-半干旱區(qū))的碎屑成因白云石礦物開展了研究,東部沙地(呼倫貝爾、渾善達(dá)克、科爾沁沙地)、古爾班通古特沙漠、庫布齊沙漠、毛烏素沙漠、烏蘭布和沙漠以及我國東北黃土樣品均沒有檢測到白云石.在洛川、環(huán)縣、西峰和曹峴第四紀(jì)黃土樣品中檢測到了白云石,在青藏高原東北緣(包括柴達(dá)木沙漠、三江源、河西走廊、巴丹吉林沙漠、庫姆塔格沙漠和塔克拉瑪干沙漠)樣品中檢測到白云石,主要與這一區(qū)域出露的白云巖有關(guān),認(rèn)為青藏高原東北緣的碎屑物質(zhì)可能對黃土高原黃土有重要貢獻(xiàn).此外,Maheretal.(2009)在蒙古國戈壁樣品中也檢測到了白云石,表明該區(qū)域可能對黃土高原黃土有貢獻(xiàn).洛川、西峰、環(huán)縣和曹峴剖面中末次盛冰期的L1黃土層位均檢測到白云石,但是對于全新世時期S0古土壤層只在位于西北方向的環(huán)縣和曹峴剖面檢測到白云石(Lietal.,2007).位于南部的洛川和西峰剖面S0古土壤層沒有檢測到白云石的原因可能是強(qiáng)烈的夏季風(fēng)帶來的降水(年降水量超過540mm)(Liuetal.,2006)引起碳酸鹽礦物的淋溶.2.2礦物成巖模式重礦物(比重大于2.9g/cm３)可以用來恢復(fù)源巖礦物組成,當(dāng)風(fēng)化、搬運和成巖等作用對重礦物組成的影響較小時也可以作為沉積物源區(qū)示蹤的有效指標(biāo)(XieandDing,2007).石榴子石、電氣石、白云母、鋯石等是示蹤沉積物源區(qū)的重要礦物(Belousovaetal.,2002;XieandDing,2007;JeongandLee,2010).JeongandLee(2010)在黃土高原第四紀(jì)黃土樣品中發(fā)現(xiàn)了黑云母礦物中的微包裹體(重晶石和天青石),可能是疏松沉積物與高鹽度溶液相互反應(yīng)形成的產(chǎn)物,推測祁連山、柴達(dá)木盆地可能是黃土高原第四紀(jì)黃土的重要源區(qū).3物理方法3.1熱釋光靈敏度與源區(qū)示蹤的關(guān)系石英顆粒的釋光靈敏度信號受源巖類型和當(dāng)?shù)芈癫貤l件的影響,可以提供粉塵源區(qū)物質(zhì)的相關(guān)信息(LaiandWintle,2006).LüandSun(2011)對中國北方現(xiàn)代沙丘砂、靖邊剖面的第四紀(jì)黃土和三趾馬紅粘土的釋光靈敏度進(jìn)行了研究,發(fā)現(xiàn)不同區(qū)域沙丘砂的石英顆粒(90~125μm)中110℃熱釋光峰靈敏度和光釋光靈敏度不同,具有空間分異特征,從而具有源區(qū)示蹤的潛力.根據(jù)釋光靈敏度將中國北方沙漠劃分為4個區(qū)域,但是IV區(qū)(塔里木盆地和柴達(dá)木盆地)完全包含在II區(qū)(阿拉善高原和鄂爾多斯高原)內(nèi).此外,在64~90μm的石英顆粒中,靖邊剖面三趾馬紅粘土的釋光信號比第四紀(jì)黃土高,認(rèn)為新近紀(jì)和第四紀(jì)之交風(fēng)塵堆積的源區(qū)物質(zhì)發(fā)生了改變.然而,將靖邊第四紀(jì)黃土與北方沙丘砂樣品的釋光靈敏度進(jìn)行比較,發(fā)現(xiàn)黃土樣品的釋光靈敏度與準(zhǔn)噶爾盆地(III區(qū))、塔里木盆地和柴達(dá)木盆地(IV區(qū))、阿拉善高原和鄂爾多斯高原(II區(qū))基本一致,與之前采用元素地球化學(xué)方法排除內(nèi)陸三大盆地(塔里木盆地、準(zhǔn)噶爾盆地和柴達(dá)木盆地)作為黃土高原黃土主要源區(qū)的結(jié)論不相吻合(Sun,2002).該研究選擇的靖邊剖面位于黃土高原北緣,沒有對黃土高原中部和南部的樣品開展研究,而且石英釋光信號的影響因素復(fù)雜(鄭辰鑫和周力平,2012),采用釋光靈敏度示蹤風(fēng)塵堆積的物源還需要開展更進(jìn)一步的工作.3.2不同生境和地區(qū)的石英顆粒esr信號強(qiáng)度風(fēng)成細(xì)顆粒(≤20μm)石英晶體E1′中心(氧原子空位中的1個電子)電子自旋共振(ESR)信號強(qiáng)度數(shù)值記錄了源區(qū)石英的形成年齡,中國北方各大沙漠和戈壁的石英ESR信號強(qiáng)度具有空間分異特征,從而具有物源指示意義(Onoetal.,1998;Sunetal.,2007).值得注意的是,樣品的石英顆粒ESR信號強(qiáng)度具有顯著的粒度效應(yīng),≤20μm石英顆粒的ESR信號強(qiáng)度要高于>20μm的強(qiáng)度(Onoetal.,1998).我國北方和蒙古國南部的戈壁沙漠的表層樣品石英顆粒(<16μm)的ESR信號強(qiáng)度表明在同一個沙漠內(nèi)部信號強(qiáng)度較穩(wěn)定,但是不同沙漠和戈壁的信號強(qiáng)度存在明顯的變化(Sunetal.,2007).進(jìn)一步地,Sunetal.(2008)對西峰和渭南剖面晚第四紀(jì)黃土石英(<16μm)的ESR信號強(qiáng)度進(jìn)行了研究(圖6),認(rèn)為西峰和渭南細(xì)粒粉塵堆積主要來自巴丹吉林沙漠、騰格里沙漠、庫布齊沙漠和蒙古國南部的戈壁地區(qū),至少從末次間冰期以來不是來自塔克拉瑪干沙漠,還認(rèn)為晚第四紀(jì)黃土的物源在冰期和間冰期存在變化,冷期主要來自蒙古國南部的戈壁,而暖期則主要來自巴丹吉林沙漠和騰格里沙漠.需要說明的是,東北沙地的ESR信號強(qiáng)度與第四紀(jì)黃土的十分接近,與采用Sr-Nd同位素手段得出的結(jié)果存在明顯差異(Chenetal.,2007).3.3晚東南角黃土的源區(qū)和年代學(xué)Maheretal.(2009)發(fā)現(xiàn)蒙古國南部戈壁表層樣品(<38μm)和黃土高原末次冰期黃土的磁化率存在顯著的差異,主要表現(xiàn)為戈壁表層樣品的磁化率變化很大,而末次冰期黃土的磁化率變化很小,從而推測黃土源區(qū)物質(zhì)在黃土高原沉積前就經(jīng)歷了充分的混合過程,黃土高原晚第四紀(jì)黃土的來源應(yīng)該是多源和廣域的,某個特定的沙漠區(qū)域不太可能是其主要源區(qū).這一推測得到了最近碎屑鋯石U-Pb年齡研究結(jié)果的印證(Xiaoetal.,2012).4其他方法4.1氣溶膠模式在2003年3月4日發(fā)生于拉薩的一次塵暴事件過程中,上升氣流將不同粒徑的沙塵顆粒提升到不同的高度,并在西風(fēng)急流的作用下,往東運輸至黃土高原西部地區(qū),較粗顆粒的物質(zhì)基本下落在青藏高原東部并以黃土的形式堆積(Fangetal.,2004),從而暗示青藏高原可能是黃土高原黃土的一個重要源區(qū).Zhangetal.(2003)利用區(qū)域氣溶膠模式NARCM和地面氣象站點數(shù)據(jù)對過去43年(1960-2002年)亞洲粉塵釋放進(jìn)行了模擬,發(fā)現(xiàn)蒙古國沙漠和塔克拉瑪干沙漠、巴丹吉林沙漠對總的粉塵釋放貢獻(xiàn)量約為70%(其中塔克拉瑪干沙漠貢獻(xiàn)量為21%),上述區(qū)域也可以被視為黃土高原風(fēng)塵堆積的主要源區(qū)(張小曳,2007).ShiandLiu(2011)從區(qū)域氣候模擬的角度,以現(xiàn)代氣候為邊界條件,對粉塵濃度、風(fēng)力方向和大小以及粉塵的沉積通量進(jìn)行模擬,揭示鄰近的北方沙漠是黃土高原物質(zhì)的主要源區(qū)(貢獻(xiàn)量為83.7%),而塔克拉瑪干沙漠對黃土高原黃土的貢獻(xiàn)較小(貢獻(xiàn)量僅為6.4%).氣候模擬在評估塔里木盆地對于黃土高原粉塵沉積的貢獻(xiàn)量時結(jié)果不一致(Zhangetal.,2003;ShiandLiu,2011).4.2物質(zhì)被水平堆積,為風(fēng)蝕過程提供了物質(zhì)條件和工具柴達(dá)木盆地位于黃土高原的西北方向,南北被昆侖山和祁連山圍限,氣候極其干旱,年降水量僅為25mm(Bowleretal.,1987).在這種干旱條件下,高海拔山系通過冰川和冰緣作用產(chǎn)生的細(xì)粒碎屑物質(zhì)被搬運至地勢較低的河流沖積平原,為風(fēng)蝕過程提供了物質(zhì)條件,粉砂和粘粒物質(zhì)被風(fēng)力往東搬運出柴達(dá)木盆地;柴達(dá)木盆地雅丹區(qū)域的下風(fēng)向廣泛分布縱向沙丘和新月形沙丘,而且青海湖周邊地區(qū)分布的黃土沉積底界年齡為全新世,未見全新世以前的黃土沉積,可能是柴達(dá)木盆地經(jīng)過脫粉砂過程,其物質(zhì)往東輸送,從而被認(rèn)為是黃土的主要源區(qū)(Bowleretal.,1987).重建的風(fēng)力格局和風(fēng)塵搬運的數(shù)值模擬表明風(fēng)力作用下從柴達(dá)木盆地搬運出的物質(zhì)總量(32000km３)占黃土高原第四紀(jì)沉積物總量(60000km３)的一半多,從而表明柴達(dá)木盆地是黃土高原黃土的主要源區(qū)(Kappetal.,2011).5討論5.1從物源區(qū)的角度考察通過實驗分析和數(shù)值模擬獲得黃土高原風(fēng)塵堆積的主要源區(qū)位置是風(fēng)塵堆積物源研究的重要目標(biāo).根據(jù)近地面盛行風(fēng)向,普遍認(rèn)為黃土高原風(fēng)塵堆積的主要源區(qū)位于高原上風(fēng)向(西邊和北邊)的戈壁和荒漠地區(qū),但是具體到哪個戈壁和沙漠區(qū)域可以作為黃土高原風(fēng)塵堆積的主要源區(qū)存在爭議.多數(shù)證據(jù)表明阿拉善高原和青藏高原東北部可能是黃土高原最重要的源區(qū),但是對于其他一些潛在源區(qū)存在不一致的看法(表1).鄂爾多斯高原的毛烏素沙漠位于黃土高原以北.現(xiàn)代沙塵暴分析(Sunetal.,2001)、元素地球化學(xué)(Sun,2002)和粒度特征(YangandDing,2008)表明這一區(qū)域可以作為黃土高原黃土的主要源區(qū).然而,毛烏素沙漠的Sr-Nd、Pb同位素組成與黃土高原風(fēng)塵堆積存在很大的差異(Chenetal.,2007;李鋒,2007),而且毛烏素沙漠所在的鄂爾多斯高原沒有大型山脈,缺乏高山物質(zhì)風(fēng)化剝蝕形成碎屑細(xì)顆粒物質(zhì)條件,不能提供足夠的粉塵物質(zhì)(李高軍,2010),從而表明毛烏素沙漠對黃土高原風(fēng)塵堆積的貢獻(xiàn)較小,不是主要的源區(qū).但是一項最新的研究成果認(rèn)為黃河泛濫可對毛烏素沙漠進(jìn)行物質(zhì)補(bǔ)給,并為黃土高原持續(xù)提供物源(Stevensetal.,2013).塔里木盆地的塔克拉瑪干沙漠是中國面積最大的沙漠.Sr-Nd同位素(Liuetal.,1994;Raoetal.,2006;Yangetal.,2009)、Pb同位素(李鋒,2007)、碎屑鋯石U-Pb年齡(Stevensetal.,2010)、數(shù)值模擬(Zhangetal.,2003)等物源示蹤手段表明塔里木盆地是黃土高原風(fēng)塵堆積的主要源區(qū).但元素地球化學(xué)(Sun,2002)、石英顆粒ESR信號強(qiáng)度(Sunetal.,2008)表明塔里木盆地不是風(fēng)塵堆積的主要源區(qū),理由是塔里木盆地的粉塵在西風(fēng)急流作用下被抬升至海拔5000m以上的高空,往東遠(yuǎn)距離輸送至太平洋,從而對黃土高原粉塵的貢獻(xiàn)較弱.對于柴達(dá)木盆地,Sun(2002)根據(jù)元素地球化學(xué)組成推測其不是黃土高原風(fēng)塵堆積的主要源區(qū),但是地貌(Bowleretal.,1987)、風(fēng)蝕模型(Kappetal.,2011)、Sr-Nd同位素(Chenetal.,2007;楊杰東等,2007)、黑云母微包裹體(JeongandLee,2010)以及碎屑鋯石U-Pb年齡(Stevensetal.,2010;Pullenetal.,2011)等證據(jù)都支持柴達(dá)木盆地是黃土高原黃土的重要源區(qū).不同的源區(qū)示蹤手段在判別黃土高原風(fēng)塵堆積的主要源區(qū)上存在的分歧和爭論,可能與示蹤手段本身存在的弱點有關(guān),也可能是研究分析所選擇的樣品受到了局地因素的影響而不具備較好的區(qū)域代表性,需要將來進(jìn)一步地研究.5.2驗證了晚晚不同時代黃土的物源區(qū)冰期和間冰期以及構(gòu)造尺度上黃土高原風(fēng)塵堆積的源區(qū)是否發(fā)生重大改變?黃土高原不同部位(如西部、東部)風(fēng)塵堆積的物質(zhì)來源是否相同?以上兩個問題是黃土高原風(fēng)塵堆積源區(qū)穩(wěn)定性研究最核心的問題.以往在這方面開展了較多的研究,存在不同的觀點.黃土高原風(fēng)塵堆積的源區(qū)在冰期和間冰期沒有發(fā)生變化,具有較好的穩(wěn)定性.800ka以來洛川剖面的Sr-Nd同位素組成(８７Sr/８６Sr:0.715~0.719;εＮｄ(0):-10.5~-9.2)基本上沒有變化,表明最近0.8Ma以來黃土源區(qū)可能是非常均一和穩(wěn)定的(Galletetal.,1996).約1.26Ma以來,西峰剖面黃土-古土壤序列的Pb同位素數(shù)據(jù)在冰期和間冰期沒有明顯變化,表明在冰期和間冰期尺度上黃土的源區(qū)是穩(wěn)定的(Wuetal.,2011).黃土高原風(fēng)塵堆積的源區(qū)在冰期和間冰期發(fā)生變化.石英顆粒ESR信號強(qiáng)度表明晚第四紀(jì)黃土的物源在冰期和間冰期存在變化,冰期主要來自蒙古國南部的戈壁,而間冰期主要來自阿拉善高原(Sunetal.,2008).黃土高原風(fēng)塵堆積在冰期和間冰期存在變化,而且黃土高原西部、中部和東南部的物質(zhì)來源也不相同,已經(jīng)被樣品中的碎屑鋯石U-Pb年齡所證實(Xiaoetal.,2012).依據(jù)黃土高原中西部Sr-Nd同位素組成與東部不同,Raoetal.(2008)推測東部黃土高原的主要源區(qū)可能為鄂爾多斯高原,表明黃土高原中西部和東部的物源不同.在構(gòu)造尺度上,對于2.6Ma時期黃土高原源區(qū)物質(zhì)是否發(fā)生重要變化,也存在爭議(Sun,2005;Wangetal.,2007).最近的研究表明,黃土高原風(fēng)塵堆積主要來自青藏高原造山帶和中亞造山帶西段所產(chǎn)生的風(fēng)化剝蝕物質(zhì),自中中新世以來伴隨著青藏高原北部造山帶的隆升,源區(qū)物質(zhì)成分發(fā)生相應(yīng)的變化,也說明黃土高原風(fēng)塵堆積的源區(qū)物質(zhì)發(fā)生變化(Lietal.,2011).綜上所述,黃土高原風(fēng)塵堆積源區(qū)的穩(wěn)定性研究對于理解我國西北地區(qū)過去的環(huán)境演變模式和規(guī)律具有十分重要的意義.觀點上存在的分歧需對現(xiàn)代過程和地質(zhì)記錄開展更加深入的研究.6不同方法的聯(lián)立研究黃土高原風(fēng)塵