黏土矿物普遍存在于各种沉积物和沉积岩中, 其组成特征受源岩类型和气候环境变化的影响较大(陈涛等, 2005; 洪汉烈, 2010), 尤其是在较大的空间和较长的时间尺度上, 黏土矿物的种类与气候有较强的相关性(刘志飞等, 2003, 2004)。研究表明, 在很多地质体中, 黏土矿物种类所反映的古环境与孢粉、碳氧同位素等所反映的古气候一致(Singer, 1984; Thiry, 2000)。黏土矿物分布广泛、取样方便, 特别是在古生物、孢粉以及同位素地球化学等方法难以应用的情况下, 黏土矿物组成及含量均可被用来作为主要的气候环境标志(Singer, 1984; Deconinck et al., 2000; Thiry, 2000)。近年来, 以黏土矿物为指标来恢复古气候的方法受到普遍关注, 并广泛应用于土壤风化产物、冰碛物及风力、河流、湖泊和海洋等沉积物的研究中(Singer, 1980; 何良彪, 1992; 徐昶, 1993; 范德江等, 2001; 蓝先洪, 2001; 师育新等, 2005), 时间跨度从寒武纪到第四纪(Chamley, 1980; Blaise, 1989)。

很多学者对长江、黄河两大流域沉积物进行了黏土矿物组成与气候环境关系的研究。杨作升(1988)分析了黄河、长江、珠江下游沉积物中的黏土矿物, 划分出黄河型、长江型和珠江型3种黏土矿物组成, 认为源区气候条件是区分3条河流黏土矿物组成的基础; 范德江等(2001)对长江和黄河沉积物中的黏土矿物地球化学成分进行了研究, 得出长江沉积物以伊利石/蒙脱石值大于8为特征, 黄河沉积物以伊利石/蒙脱石值小于6为特征, 其差别主要受流域地质背景、气候条件和生物面貌等因素制约。师育新等(2005)对中国不同纬度和气候带的黄土剖面中的黏土矿物组成和空间分布进行了对比分析, 发现黄土中的黏土矿物组成具有明显的地带性特征。程捷等(2003)利用沉积物中的黏土矿物组成探讨了黄河源区全新世的古气候变迁。这些研究说明了长江、黄河流域沉积物受地质背景、气候条件等因素的影响有不同的黏土矿物组成, 但对于在地质时间尺度上这两大流域沉积物的黏土矿物组成变化是否可以反映气候变化没有定论。要讨论地质时间尺度上黏土矿物组成对气候变化的响应, 应选择流域内混合较好、地质记录长的沉积物进行研究。

在前人研究的基础上, 笔者系统采集了长江、黄河流域中新世以来的沉积物进行黏土矿物组成分析。在此基础上, 结合前人的研究成果, 讨论了中新世以来长江、黄河流域沉积物黏土矿物组成的时空变化与源岩及气候的关系, 以探求中新世以来长江、黄河流域沉积物黏土矿物组成对物源、气候的指示意义及在地质时间尺度上黏土矿物组成的气候意义。

文中选取的剖面分布在长江下游地区和黄河中上游的黄土高原(图 1)。

图1

Fig.1

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	图1 长江下游和黄土高原地区采样剖面和钻孔位置分布Fig.1 Location of sample sections and borehole in lower reaches of Yangtze River and Chinese Loess Plateau

2.1.1 长江流域

长江流域地质构造背景复杂, 跨越华南造山带、扬子板块、秦岭— 大别山造山带、三江古特提斯造山带等构造单元, 流域面积广阔, 流域内岩性多样, 沉积物来源复杂。上游地区岩性以碎屑岩和碳酸盐岩为主, 中酸性火山岩和变质岩多有出露; 中下游地区岩性也以碎屑岩和碳酸盐岩为主, 花岗岩、片岩、片麻岩也有较多分布(中国地质科学研究院, 1975)。

南京附近中新世河湖沉积物分布广泛, 并由于玄武岩的覆盖而保存较好, 笔者在南京六合唐公山、桂子山、小盘山、灵岩山, 浦口区江浦砂矿, 江宁区方山等地采集中新世河湖相沉积物样品27个(图1)。在南京浦口泰山新村附近的剖面以1m为间距采集12个下蜀土样品, 时代为更新世。

上新世以来的样品采自位于长江三角洲南翼的DY03孔。该孔(30° 58.2'N, 121° 25.8'E; 图1)位于上海市奉贤区, 孔深249.15m, 晚新生代沉积层厚222.20 m(图 2), 已通过古地磁测试建立了DY03孔年代框架(黄湘通等, 2008)。DY03孔全新统(0~4.80m)主要是粉细沙和黏土, 为三角洲相沉积。上更新统(24.80~61.80m)以中细沙和粉沙互层为主夹黏土层, 为三角洲相沉积; 中更新统(61.80~103.70m)底部见薄层砾石层, 往上由中细沙逐渐过渡为细粉沙, 为河流相沉积; 下更新统上部(103.70~140.20m)以细沙、粉沙为主, 往上黏土含量逐渐增多, 属河流相沉积; 下更新统下部(140.20~157.30m)以含砾中细沙为主, 顶部有薄层黏土层, 为河流相沉积。上新统上部(157.30~166.00m)为硬质黏土层, 属湖相沉积; 中部(166.00~206.40m)以泥质粉沙和细沙互层为主, 为河流相沉积; 下部(206.40~222.20m)沉积物粒度较粗, 由杂色砾石与泥质混杂而成, 具冲积扇沉积特征。本研究对DY03孔剖面以2m的间距进行采样, 共获得样品82个。

图2

Fig.2

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	图2 长江三角洲南翼DY03孔综合柱状图(据贾军涛等, 2010, 有修改)Fig.2 Comprehensive column of Borehole DY03 in the south limb of Yangtze Delta(modified from Jia et al., 2010)

2.1.2 黄河流域

黄河上游银川至河口镇段除零星分布古生界、中生界以及新生界的砂泥岩外皆为第四纪松散沉积物; 银川以上的流域地区出露大片中生界砂砾岩和少量加里东期花岗岩。中游流经黄土高原, 该地区黄土松散且节理发育, 易受侵蚀, 是黄河泥沙的主要源区。黄土地层之下为中生界三叠系、侏罗系、白垩系及新生界胶结很弱的砂砾岩, 它们广泛出露于黄河干、支流的河谷中, 也容易受到侵蚀, 成为黄河沉积物的物质来源(中国地质科学研究院, 1975)。

黄土高原发育的黄土— 古土壤— 红黏土序列是晚新生代以来保留最完整的陆相地层剖面, 记录了晚新生代以来东亚古气候、古环境及其他地质信息。研究表明, 90%以上的黄河沉积物来自中游的黄土高原(叶青超, 1994)。由于黄土进入黄河之后, 组成上没有发生根本性变化, 黄河沉积物很大程度上继承了黄土的特征(范德江等, 2001), 因此黄土高原沉积物特征在一定程度上能够反映黄河流域的沉积演化历史。

本研究在黄土高原西峰剖面采集样品83个, 分别是中新世红黏土样品36个, 上新世红黏土样品19个, 更新世黄土— 古土壤样品28个; 在灵台剖面共采集样品63个, 分别是中新世红黏土样品16个, 上新世红黏土样品41个, 更新世黄土— 古土壤样品6个; 在宝鸡剖面共采集样品22个, 分别是更新世黄土— 古土壤样品8个, 全新世黄土— 古土壤样品14个。

采样地点如图1所示。

X射线衍射分析结果表明, 中新世以来长江下游、黄土高原地区沉积物的黏土矿物都为伊利石、绿泥石、高岭石和蒙脱石, 各地质时期不同剖面的沉积物有不同的黏土矿物组成。

图3

Fig.3

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	图3 中新世以来长江下游和黄土高原地区各沉积剖面沉 积物黏土矿物伊利石— 蒙脱石— 高岭石+绿泥石端元图（A— 灵台剖面; B— 西峰剖面; C— 南京附近中新世河湖沉积物及DY03孔沉积物）Fig.3 Triangular map with clay minerals of illite, smectite, and kaolinite+chlorite of different sections since the Miocene in lower reaches of Yangtze River and Chinese Loess Plateau

图3为长江下游、黄土高原地区各沉积剖面沉积物的伊利石、蒙脱石、高岭石+绿泥石端元图(ISKC图)。从图3可以看出, 中新世以来长江下游、黄土高原地区沉积物的黏土矿物组成从蒙脱石端(图 3-A、3-C)或高岭石+绿泥石端(图 3-B)向伊利石端演化; 灵台剖面自老至新蒙脱石含量逐渐降低, 伊利石含量增加, 高岭石+绿泥石含量无明显变化(图 3-A); 西峰剖面则是高岭石+绿泥石含量减少, 伊利石含量增加, 而蒙脱石含量无明显变化(图 3-B); 长江流域则是蒙脱石含量显著减少、伊利石含量明显增加、高岭石含量有所增加(图 3-C)。中新世以来长江下游、黄土高原地区黏土矿物组成都存在伊利石含量逐渐增加的变化趋势。

中、上新世长江下游、黄土高原地区沉积物中的蒙脱石含量较第四纪高。长江下游沉积物中的蒙脱石平均含量中新世为65.9%, 上新世为18.3%, 更新世为11.4%, 全新世为9.8%; 黄土高原灵台剖面中的蒙脱石平均含量中新世为18.3%, 上新世为17%, 更新世为0.6%; 西峰剖面蒙脱石平均含量中新世为16.6%, 上新世为15.7%。

图4为中新世以来长江下游、黄土高原地区各地质时期沉积物的黏土矿物端元图。从图4可以看出, 各地质历史时期黄土高原地区黏土矿物较长江下游地区黏土矿物更靠近伊利石端, 中新世以来相同地质历史时期黄土高原地区黏土矿物伊利石平均含量高于长江下游地区, 而蒙脱石含量反之, 尤其是中新世更为明显(图 4-D)。

图4

Fig.4

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	图4 中新世以来长江下游和黄土高原地区各地质时期不同沉积剖面沉积物的黏土矿物端元图（A— 全新世; B— 更新世; C— 上新世; D— 中新世）Fig.4 Triangular map with clay minerals of illite, smectite, and kaolinite+chlorite in different geological stages since the Miocene in lower reaches of Yangtze River and Chinese Loess Plateau

更新世期间, 南京下蜀土伊利石平均含量为73.4%, 宝鸡黄土— 古土壤为94.8%; 南京下蜀土高岭石平均含量为10.8%, 宝鸡黄土— 古土壤为2.3%; 南京下蜀土绿泥石平均含量为12%, 黄土高原黄土— 古土壤为1.6%; 南京下蜀土蒙脱石平均含量为3.8%, 宝鸡黄土— 古土壤为1.3%。更新世南京下蜀土和黄土高原黄土— 古土壤黏土矿物组成均以伊利石为主(图 4), 高岭石和绿泥石次之, 蒙脱石含量最少。

长江、黄河流域气候和地质背景差异是导致中新世以来长江、黄河流域各地质时期不同剖面的沉积物具有不同黏土矿物组成(图 4)的主要因素。其中, 两大流域地质背景差异是导致它们的黏土矿物组成存在差异的首要因素, 文中选取的长江下游、黄土高原地区沉积物物源都相对稳定, 且各剖面沉积物黏土矿物都存在向伊利石端演化(伊利石逐渐增加)的趋势(图 3), 这可能意味着在地质时间尺度上, 气候在一定程度上影响着黏土矿物组成的变化。

伊利石是在气温稍低、弱碱性条件下, 由长石、云母等硅酸盐矿物在风化脱钾的情况下形成的, 其主要阳离子为Si⁴⁺、Al³⁺和K⁺。若晶格层间的K⁺继续淋湿, 则伊利石可向蒙脱石演化。如果气候变得湿热, 化学风化进行得彻底, 碱金属(主要是K⁺)被带走, 伊利石将进一步分解为高岭石。因此气候干冷、淋滤作用弱, 对伊利石的形成和保存都有利(陈涛等, 2003, 2005; 洪汉烈, 2010)。由中新世以来长江下游、黄土高原地区沉积物中伊利石含量均逐渐增加的趋势可知, 中新世以来两个地区气候逐渐变冷。

图5

Fig.5

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	图5 中新世以来长江下游和黄土高原地区黏土矿物伊利石/高岭石值、伊利石/(蒙脱石+高岭石)值随时间变化曲线(氧同位素曲线改自James et al., 2001)Fig.5 Ratio of illite to kaolinite(Ill/Kao)and illite to smectite plus kaolinite(Ill/(Sm+Kao))since the Miocene in lower reaches of Yangtze River and Chinese Loess Plateau(the global deep-sea oxygen isotope records modified from James et al., 2001)

蒙脱石一般由火成岩或变质岩中不稳定的富Fe、Mg、Ca的矿物风化而成, 形成于水溶液流通性较差的碱性环境中, 当土壤中有较高的硅含量和二价金属阳离子浓度时, 有利于蒙脱石的形成和保存(蓝先洪, 2001; 陈涛等, 2005; 洪汉烈, 2010)。黄土高原红黏土与上覆黄土— 古土壤黏土矿物组成存在差别, 黄土高原灵台、西峰剖面中、上新世红黏土蒙脱石含量均较第四纪黄土— 古土壤蒙脱石含量高(图 3), 且灵台剖面红黏土中的蒙脱石含量普遍要高于西峰剖面, 这与郑洪汉等(1994)的研究结果相同。红黏土是在连续暖— 湿大背景中气候小幅波动条件下的沉积物(刘东生等, 1985), 根据红黏土中普遍存在蒙脱石的特征, 认为红黏土是在温度较高、蒸发较强烈的气候条件下形成的, 且红黏土中土壤溶液的流通性比黄土差, 使蒙脱石得以形成并保存下来。据此推测, 长江流域南京附近中新世河湖沉积物及长江三角洲南翼DY03孔沉积物中较高的蒙脱石含量, 可能是在当时较暖湿的气候环境下形成的。

灵台、西峰第四纪黄土— 古土壤较中新世和上新世的红黏土有较高的伊利石含量和相对较低的蒙脱石和高岭石含量, 反映气候由中新世和上新世的相对暖湿转变到第四纪的相对冷干。伊利石是更新世南京下蜀土和黄土高原黄土— 古土壤的主要黏土矿物(图 4-B), 而南京下蜀土具有更高的蒙脱石、高岭石含量, 反映了更新世长江下游地区较黄土高原暖湿。

温度和湿度是构成气候的两个基本要素, 从黏土矿物的成因来看, 其也是控制黏土矿物形成的两个重要因素。由上述讨论可知, 伊利石指示弱化学风化作用发育的相对干冷的气候条件; 高岭石与蒙脱石组合指示强化学风化作用发育的相对暖湿气候条件; 绿泥石是否完全可以作为干冷气候的标志还值得进一步讨论(程捷等, 2003)。考虑到黏土矿物物源区的不同和黏土矿物之间的稀释效应, 一般不采用单个黏土矿物含量指标来指示古气候或洋流的变化, 而是使用几种矿物相对含量的比值来研究古气候或洋流的变化(刘志飞等, 2003, 2004)。文中采用伊利石/高岭石值、伊利石/(蒙脱石+高岭石)值作为气候变化的标志, 其中相对较大的比值对应相对干冷气候, 相对较小的比值对应相对暖湿气候。图5是中新世以来长江下游、黄土高原地区沉积物黏土矿物的伊利石/高岭石值、 伊利石/(蒙脱石+高岭石)值变化曲线及James等(2001)总结的深海氧同位素曲线。从图5可以看出, 伊利石/高岭石值、伊利石/(蒙脱石+高岭石)值及深海氧同位素值中新世以来都呈现出逐渐增大的趋势, 具有相似的变化趋势。中新世以来长江下游、黄土高原地区沉积物的伊利石/高岭石值和伊利石/(蒙脱石+高岭石)值均呈增大趋势, 说明中新世以来这两个地区气候逐渐变干冷, 与James等(2001)根据深海氧同位素比值得出中新世以来全球气候朝干冷方向发展的结论一致。

1)中新世以来长江下游、黄土高原地区沉积物中的黏土矿物都为伊利石+绿泥石+高岭石+蒙脱石, 两个地区各剖面沉积物黏土矿物均存在伊利石含量逐渐增加的趋势, 各地质时期不同剖面的沉积物有不同的黏土矿物组成。

2)中新世以来长江下游、黄土高原地区沉积物中伊利石含量均逐渐增加, 反映气候逐渐变冷。

3)伊利石/高岭石值、伊利石/(蒙脱石+高岭石)值可作为反映气候暖湿— 干冷演化的矿物学标志。

(责任编辑 张西娟)