晚更新世长江中下游沙山和黄土物质来源研究

2022-11-15刘海金陈济鑫李玲玲胡程伟张玉芬李长安

地球环境学报 2022年5期

关键词：江汉平原沙山碎屑

林旭，刘海金，陈济鑫，李玲玲，胡程伟，张玉芬，李长安

1.三峡大学土木与建筑学院，宜昌 443002

2.三峡库区地质灾害教育部重点实验室（三峡大学），宜昌 443002

3.东华理工大学地球科学学院，南昌 330013

4.中国地质大学（武汉）地球物理与空间信息学院，武汉 430078

5.中国地质大学（武汉）地理与信息工程学院，武汉 430078

沙漠、黄土的沉积过程是地球各圈层相互作用的产物（An et al，2001；孙继敏，2020；Sun et al，2020）。晚更新世末次冰期（75 — 10 ka）是离人类最近的一次持续时间长、气候波动频繁的时期（Hou et al，2017；Xie et al，2018；Windler et al，2021），对保存良好的沙漠或黄土开展从源到汇的研究，限定这些粉尘的源区，重建它们的搬运路径，从而了解这个时期的气候特征，对人类社会未来发展具有重要的地质历史借鉴意义。

长江中下游是我国经济发达、人口密集的区域，从“人地关系论”的角度出发，气候的波动变化直接影响到该区域的社会经济发展。2021年3月15日，发源于蒙古国南部的沙尘暴扩散到我国内蒙古、河北西北部一带（Filonchyk，2021；Yin et al，2021；Liang et al，2022）。在2017年5月5日，沙尘暴波及范围甚至达到长江流域（图1），对区域内的工农业生产造成直接危害，由此形成的沙尘气溶胶通过多种途径对环境、生态、气候和人体健康等多方面造成滞后、持续、长期的间接危害（杨晓军等，2021；Han et al，2021）。晚更新世末次冰期时，长江中下游广泛分布沙山和黄土，它们是否和蒙古、我国北方的戈壁、沙漠和黄土有物源联系？从以往的研究结果来看，有研究者认为这些风成沉积物属于远源成因（刘东生，1985；李徐生等，2001），即来自我国北方，也有人认为是近源成因（杨勇等，2008；Hao et al，2010）。因而，限定长江中下游晚更新世沙山和黄土的物源区，是厘定上述争论的关键，也是从“将古论今”的角度讨论长江流域现今人地关系发展的重要步骤。

图1 2017年5月5日沙尘暴天气预报图（根据中央气象台（http://www.nmc.cn/）发布数据绘制）Fig. 1 Sandstorm weather forecast on May 5, 2017(modified from China Central Meteorological Observatory (http://www.nmc.cn/))

碎屑锆石是沙山和黄土沉积物中广泛存在的矿物，同时也是开展原位U-Pb定年的理想矿物，被广泛用于我国北方风成沉积物的物源示踪研究（Zhang et al，2016；Sun et al，2018；Fan et al，2019；林旭等，2021a；Zhang et al，2021）。长江中下游黄土的碎屑锆石U-Pb年龄研究见于镇江下蜀黄土（Liu et al，2014；Wang et al，2018）、长江三角洲下蜀黄土（Qian et al，2018；Wu et al，2021）。而长江中游江汉盆地、下游鄱阳湖周围的沙山和黄土的碎屑锆石U-Pb年龄研究目前未见报道。因而，本文选择长江中下游分布连续、出露良好的末期冰期沉积的青山沙山、九江黄土、定山沙山、红光黄土开展碎屑锆石U-Pb年龄分析，同时系统搜集蒙古国和我国北方戈壁、沙漠和黄土，以及长江流域、江汉平原的碎屑锆石U-Pb年龄，用于潜在物源区对比研究，系统判定这些沙山和黄土的物源区，与长江下游镇江和三角洲已开展的黄土碎屑锆石U-Pb年龄物源示踪结果进行对比，重建末次冰期以来长江中下游的地貌演化格局。

1 研究区概况

江汉平原位于湖北省中南部，西起宜昌、东迄武汉，北抵钟祥、南临洞庭湖畔（图2a），介于东经111°45′ — 114°16′、北纬29°26′ — 31°10′，面积约3.2 × 104km2。江汉平原内水系发育，长江自西向东在宜昌进入江汉平原，汉江自北向南在钟祥进入江汉平原，这两条河流是江汉平原最主要的输沙河流（林旭和刘静，2019）。晚更新世时（126 — 10 ka），江汉平原自下而上沉积了沙砾层、沙 — 粉沙、黏土质粉沙 — 粉沙质黏土，颜色以灰黄、褐黄为主（顾延生等，2018）。此时江汉平原受全球冰期-间冰期气候变化的影响，经历了寒冷（早期）→ 温湿（中期）→ 寒冷（晚期）的气候旋回（张玉芬等，2016）。与此同时，我国东部陆架海的海平面发生大幅度下降，导致大陆架大面积出露，出现沙漠化现象（赵松龄，1996）。在江汉盆地、鄱阳湖盆地，以及湖口以东的长江沿岸则分布面积广大的沙山和黄土（杨达源，1986）。这些沙山的高度一般在10 —70 m，最高可达140 m（林承坤，1959；景存义和邱淑彰，1980；杨达源，1985）。

图2 长江中下游沙山和黄土分布图（a），典型沙山和黄土柱状图（b）Fig. 2 Distribution of sand hills and loess in the middle and lower reaches of Yangtze River (a),typical sand hill and loess histogram (b)

2 样品采集

武汉市青山镇江边的沙山呈条带状与长江近似平行展布，沙层厚10 — 50 m。此次开展采样的剖面高约20 m（114°24′56″E，30°39′20″N），位于长江河道二级阶地上。采样点位于杨勇等（2008）开展粒度分析的沙山顶部深约2.8 m的沙层中。所在层位的年龄根据和同期湖口柘矶沙山（吴艳宏等，2000 ；桑亚伟，2020）、定山沙山（贾玉芳，2012）进行对比，确定为末次冰期。定山镇沙山剖面位于长江南岸214省道旁（116°26′00″E，29°51′23″N），高度在 60 m左右，未见底。采样点位于贾玉芳（2012）开展粒度分析的剖面顶部，沉积时代为末次冰期（17.9 ka）。九江黄土剖面位于长虹大道北部的南湖公园内（116°00′38″E，29°42′27″N），采样点位于剖面顶部约2 m处，属于褐黄色泥质粉沙黄土，固结程度较好，块状构造，含少量铁锰胶膜，其沉积特征与蒋复初等（1997）的描述相似，确定沉积时代为末次冰期（49 ka）。红光黄土剖面位于彭泽县定山镇红光小学以东2 km公路旁（116°26′02″E，29°50′38″N），采样点位于剖面中部，地层沉积时代介于56 — 67 ka（Lai et al，2010）。剖面中的黄土具有块状构造，垂直节理发育，质地致密。

3 实验方法

首先将3 kg左右的样品经过淘洗、电磁仪分离后，在双目镜下随机挑选出约1000粒锆石颗粒。然后将约200颗锆石用环氧树脂固定并抛光，露出锆石晶面。再经过反射光和透射光照相后，进行阴极发光（CL）照相，以了解锆石的外部情况和内部结构。锆石U-Pb同位素定年在南京宏创地质勘查技术服务有限公司微区分析实验室使用激光剥蚀-电感耦合等离子体质谱仪（LA-ICPMS）完成。激光剥蚀平台采用Resolution SE型193 nm深紫外激光剥蚀进样系统，配备S155型双体积样品池。质谱仪采用Agilent 7900型电感耦合等离子体质谱仪。采用5个激光脉冲对每个剥蚀区域进行预剥蚀（剥蚀深度约0.3 μm），在束斑直径30 μm、剥蚀频率5 Hz、能量密度2 J · cm-2的激光条件下分析样品。锆石91500作为校正标样，GJ-1作为监测标样，每隔10 — 12个样品点分析2个91500标样及1个GJ-1标样。通常采集20 s的气体空白，35 — 40 s的信号区间进行数据处理。以NIST 610作为外标，91Zr作为内标计算微量元素含量。选择206Pb /238U（年龄＜1000 Ma）或207Pb /206Pb（年龄＞1000 Ma）谐和度在90% — 99%的年龄结果。锆石U-Pb年龄频率分布图采用DensityPlotter软件完成（Vermeesch，2012）。使用IsoplotR软件可以有效实现多维尺度（MDS）判别，实现样品的相似/相异分析（Vermeesch，2018）。根据输出图中相似样品紧密聚集在一起，而不同样品相距很远，结合锆石U-Pb年龄谱对比结果，可以辅助判别物源区。

4 实验结果

此次分析的锆石主要为长柱状、棱柱状和半自形短柱状。阴极发光图像清晰显示锆石的内部结构，主要以具有典型震荡环带的岩浆锆石为主。此外，锆石中的Th、U含量及Th / U比值与锆石的成因有关。一般而言，岩浆锆石中Th、U含量较高，Th / U值＞0.4；变质锆石中Th、U含量低，Th / U值＜0.1。此次分析的锆石有346颗，除6颗锆石的Th / U值＜0.1外，其余锆石大都是岩浆来源。

青山沙山的碎屑锆石U-Pb年龄出现212 Ma、427 Ma、786 Ma、915 Ma和1855 Ma 5个主要峰值（图6a）。九江黄土碎屑锆石U-Pb年龄组成由中生代（204 Ma）、早古生代（434 Ma）、新元古代（778 Ma和958 Ma）、古元古代（1719 Ma和1841 Ma）和新太古代（2530 Ma）组成。定山沙山的碎屑锆石U-Pb年龄出现晚中生代（126 Ma）、早中生代（219 Ma）、早古生代（449 Ma）、新元古代峰值（822 Ma和980 Ma），以及不显著的古元古代峰值（1891 Ma）。红光黄土的碎屑锆石U-Pb峰值年龄包含：140 Ma、211 Ma、420 Ma、807 Ma、980 Ma，其古元古代（1755 Ma）和新太古代（2466 Ma）峰值年龄不显著。

图6 锆石U-Pb年龄组成分布图Fig. 6 Zircon U-Pb age composition distribution diagram

图3 野外样品采集照片Fig. 3 Photos of field sample collection

图4 锆石阴极发光图（圆圈代表样品测试点）Fig. 4 Cathodoluminescence pictures of zircon grains (circles representing sample analysis points)

5 讨论

5.1 长江中下游沙山和黄土在末次冰期来自近源物质

通过对比可以发现：青山沙山（图7a）、九江黄土（图7c）和江汉平原的碎屑锆石U-Pb峰值年龄组成相似（He et al，2013；Liang et al，2018；图7b）。塔里木盆地中的塔克拉玛干沙漠的碎屑锆石U-Pb峰值年龄（谢静等，2007；Rittner et al，2016；图7h）存在明显的晚古生代（283 Ma）和早古生代（449 Ma）峰值年龄，这与我国北方戈壁的碎屑锆石U-Pb峰值年龄组成相似（Che and Li，2013；Zhang et al，2016），但二者的新元古代和古元古代峰值年龄不显著（图7i）。包括巴丹吉林沙漠（Zhang et al，2016）、腾格里沙漠（Zhang et al，2016；Fan et al，2019）、毛乌素沙漠（Stevens et al，2010）、库布齐沙漠（杨利荣等，2017）和科尔沁沙地（Stevens et al，2010；Xie et al，2012）在内的我国北方沙漠（图7j）的碎屑锆石U-Pb峰值年龄组成和黄土高原相似（Stevens et al，2010；Pullen et al，2011；Nie et al，2014；图7k），但中生代峰值年龄均不是二者的主导峰值，这与青山沙山和九江截然不同。华北平原位于华北克拉通内部，其锆石U-Pb年龄组成（图7l）与上述所有地区相比，最大的特征是新元古代峰值年龄不显著（林旭等，2021b）。结合MDS判定结果（图8），可以发现青山沙山、九江黄土与江汉平原的距离较近，而与塔里木盆地、我国北方戈壁、沙漠和黄土高原的距离较远。这进一步说明青山沙山、九江黄土与江汉平原的锆石具有物源联系。定山沙山（图7e）和红光黄土（图7g）的碎屑锆石U-Pb年龄组成与江汉平原（图7b）和湖口到铜陵段长江（He et al，2013）相比（图7d），其具有晚中生代峰值年龄（126 Ma和140 Ma），同时古元古代和新太古代峰值年龄不显著。赣江是鄱阳湖最大的输沙河流，其下游碎屑锆石U-Pb年龄无论是频率分布形态还是峰值组成（He et al，2013；李小聪等，2016；图7f），都与定山沙山和红光黄土具有相似性。在更大的区域上对比，可以发现定山沙山和红光黄土的碎屑锆石U-Pb年龄组成和塔里木盆地、我国北方戈壁、沙漠和黄土高原相比，最主要的特征在于其出现中生代峰值年龄。因此，二者之间不具有物源联系。在MDS判定图中（图8），定山沙山、九江黄土与赣江的距离相近，而与江汉平原和长江的距离较远，进一步说明定山沙山、九江黄土与赣江之间的锆石具有物源联系。

图5 锆石U-Pb年龄与Th / U比值散点图Fig. 5 Scatter plot of zircon U-Pb age and Th / U ratio

图7 锆石U-Pb年龄Fig. 7 Zircon U-Pb ages

图8 锆石U-Pb年龄MDS判定图Fig. 8 Zircon U-Pb age MDS determination diagram

粒度分析结果表明：青山沙山（杨勇等，2008）和九江黄土（李敬卫等，2009）、定山沙山（贾玉芳，2012）和红光黄土（胡亚萍等，2013）都属于风成沉积物。青山沙山的物源示踪结果至今未有报道，但全岩地球化学物源示踪结果表明九江黄土的物质主要来自近源的长江物质（凌超豪等，2018；Zhang and Jia，2019）。定山沙山（张智，2013）和红光黄土（Jia et al，2012）的物源示踪结果表明其主要受长江和赣江的物质影响。林承坤（1959）通过详细的野外剖面考察后，发现长江和赣江自中更新世以来存在多次河道摆动现象。尽管现在定山沙山和红光黄土位于长江干流南岸，但在晚更新世长江干流位于其现在河道更北面，而赣江河道位于现今长江的位置（林承坤，1959）。所以，晚更新世末次冰期时，受干冷气候的影响，江汉平原内的长江和汉江，以及鄱阳湖平原内的赣江等河流水位下降，导致江汉平原和鄱阳湖平原内水体面积和水位大幅度减小和下降，而松散的河床碎屑沉积物广泛出露。因而，在东亚冬季风的吹拂下，青山沙山和九江黄土、定山沙山和红光黄土的碎屑锆石在末次冰期分别来自近源的江汉平原和赣江。

全岩地球化学物源示踪和粒度分析结果表明：长江下游北岸的晚更新世黄土来自近源的淮河河漫滩（Han et al，2019；Jiang et al，2020），而长江南岸宣城则主要受长江干涸河床松散物质的影响（Hao et al，2010；Qiao et al，2011）。锆石U-Pb年龄（Liu et al，2014；Wu et al，2021）、全岩Sr-Nd（Zhu et al，2021）和微量元素（綦琳等，2020）物源示踪结果揭示长江下游南京附近的晚更新世黄土以近源长江河漫滩物质为主，蒙古和我国北方沙漠、戈壁和黄土的影响居于次要位置。全岩地球化学和碎屑锆石U-Pb年龄物源示踪结果证实长江三角洲的晚更新世黄土以近源长江河漫滩物质为主（Qian et al，2018）。因而，长江中下游晚更新世广泛分布的沙山和黄土沉积物主要来自近源物源区。

5.2 晚更新世长江中下游沙山和黄土堆积的地质意义

大面积和厚层风成沉积物的出现应同时具备三个主要条件（刘东生，1985）：（1）松散的碎屑物质供给区，（2）强劲的地表风，（3）良好的地形条件。首先，晚更新世末次冰期以来，全球气候特征以冰期-间冰期交替变化为主要特征，引起全球海平面大规模升降变化。在末次冰盛期我国东部陆架海的海平面下降了130 — 150 m（Yokoyama et al，2000），而在末次冰期时也下降了60 — 80 m（Waelbroeck et al，2002）。受此影响，类似现今东海海水顶托长江口河水的现象不复存在（赵松龄，1996；图9）。一方面，长江深入我国东部陆架海的距离要比间冰期长，甚至发生海退现象；另一方面，受流域内东亚夏季风减弱的整体影响，长江河床内的水位显著下降（甚至发生断流），这导致长江中下游平原先前被河水覆盖的地表开始大面积裸露（林承坤，1959；杨达源，1985）。其次，晚更新世末次冰期时，北极的冰盖体积明显增大，并不断向南部低纬地区推进，导致极地高压南推，增强了西伯利亚和蒙古高压，从而使东亚冬季风处于显著增强阶段（刘东生，1985）。再者，长江下游的水文地貌特征与黄河下游出三门峡后可以向南或向北自由摆动不同，其主要流动在大别山和九华山之间，河道被严格约束。大别山和江南造山带在中生代和新生代经历强烈的隆升后，第四纪时其基本的地貌轮廓已奠定（林旭和刘静，2019），平均海拔超过1000 m，这一高度可以有效拦截近地表的风沙搬运。另外，来自我国北方的东亚冬季风在越过秦岭-大别山后，由于远离起风地（西伯利亚和蒙古），其风力势必减弱（图10）。因而，在末次冰期时来自北方的东亚冬季风吹拂江汉平原、鄱阳湖平原和长江下游河道内的碎屑物质堆积在附近造山带的北坡山麓前。这综合体现了大气圈、水圈和岩石圈的共同作用，导致这些风成沉积物的广泛出现。

图9 长江中下游晚更新世沙山和黄土形成模式图Fig. 9 Formation patterns of Late Pleistocene sand hills and loess in the middle and lower reaches of Yangtze River

尽管现今来自蒙古和我国北方的沙尘暴物质可以搬运到我国华南地区，但这部分碎屑物质主要以细颗粒（＜5 μm）悬浮式搬运为主（孙继敏，2020），而青山沙山（杨勇等，2008）和九江黄土（李敬卫等，2009）、定山沙山（贾玉芳，2012）和红光黄土（胡亚萍等，2013）的粒度分析结果显示：沙山（＞100 μm）和黄土（10 —60 μm）的粒度组成明显比北方沙尘暴悬浮物质的粒度粗。所以，蒙古国和我国北方的沙尘暴物质并不是长江中下游沙山和黄土的主要物源区。因此，长江中下游的沙山和黄土发育过程（模式）为：早期河流搬运的大量碎屑物质堆积于盆地和河道中，后期这些碎屑物质在东亚冬季风的吹拂下就近堆积在造山带迎风坡山麓地带。我国是世界上广泛分布沙漠和黄土的国家，这一风成沉积物发育与演化模式还可以在我国西北天山北麓（Li et al，2020）、西昆仑山北麓（Fang et al，2002）和祁连山北麓（Nottebaum et al，2015）出现，此外在胶东半岛和鲁中山区的北麓（林旭等，2021a）及松嫩平原（Xie et al，2018）也可以发现这一黄土发育模式（图10）。但这些山麓黄土的分布面积较小，一般与造山带的走向大致平行。因而在同等地质条件下，源区碎屑物质的面积、近地表风力的强弱、适合风成沉积物堆积的场所面积都会对风成沉积物的发育规模起到重要影响。