时伟, 蒋汉朝. (2022). 青藏高原东缘湖相沉积和黄土高原黄土沉积磁化率与粒度相关性对比* [J]. 古地理学报, 24(3): 599-610.
Shi Wei, Jiang Han-Chao. (2022). Comparison of correlation between magnetic susceptibility and grain size for lacustrine sediments in eastern Tibetan Plateau and loess deposits in Chinese Loess Plateau[J]. Journal Of Palaeogeography, 24(3): 599-610.   
Doi: 10.7605/gdlxb.2022.03.050
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青藏高原东缘湖相沉积和黄土高原黄土沉积磁化率与粒度相关性对比*
时伟1,2, 蒋汉朝1
1 中国地震局地质研究所地震动力学国家重点实验室,北京 100029
2 中国科学院大学地球与行星科学学院,北京 100049

通讯作者简介 蒋汉朝,男,1973年生,研究员,博士生导师,主要从事新生代地质环境事件与孢粉植物群研究以及湖沼地震学研究。E-mail: hcjiang@ies.ac.cn。

第一作者简介 时伟,男,1989年生,博士研究生,主要从事湖相沉积古地震研究。E-mail: jzxshiwei@163.com。

收稿日期:2020-06-12 修回日期:2022-03-30
基金资助:*国家重点基础研究发展计划项目(编号: 2017YFC1501000)和中国地震局所长基金重点项目(编号: IGCEA1906)联合资助
摘要

为探讨构造稳定地区(如黄土高原)和构造活跃地区(如青藏高原东缘)粉尘沉积物中磁化率( SUS)与粒度的相关性及其对环境事件的指示意义,本次研究分析了黄土高原蓝田剖面黄土—古土壤样品和青藏高原东缘湖相沉积样品的粒度和磁化率记录。黄土高原黄土—古土壤沉积 SUS与 2~10 μm粒度组分最强正相关,青藏高原东缘湖相沉积的 SUS与 2~10 μm粒度组分最强负相关,反映 2~10 μm粒度组分为黄土高原和青藏高原乃至亚洲干旱—半干旱地区连续稳定敏感的背景沉积组分。黄土高原黄土—古土壤沉积的 SUS与 32~63 μm粒度组分最强负相关,青藏高原东缘湖相沉积的 SUS与 32~63 μm粒度组分最强正相关,反映 32~63 μm粒度组分不仅是黄土高原尘暴事件沉积的敏感指标,也是青藏高原东缘湖相沉积记录的地震事件敏感指标。 SUS与粒度组分的相关性在青藏高原东缘地区地震事件层开始部分高于结束部分,也较好地反映地震事件为研究区添加新鲜沉积物后随地形地貌恢复逐步减少的过程。 SUS与粒度组分相关性也受当地物源的影响。

关键词: 磁化率与粒度相关性; 黄土沉积; 湖相沉积; 青藏高原东缘; 尘暴事件; 地震事件
中图分类号:P318.5;X141 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2022)03-0599-12
Comparison of correlation between magnetic susceptibility and grain size for lacustrine sediments in eastern Tibetan Plateau and loess deposits in Chinese Loess Plateau
Shi Wei1,2, Jiang Han-Chao1
1 State Key Laboratory of Earthquake Dynamics,Institute of Geology,China Earthquake Administration,Beijing 100029,China
2 College of Earth and Planetary Sciences,University of Chinese Academy of Sciences,Beijing 100049,China

About the corresponding author Jiang Han-Chao,born in 1973,is a professor and doctoral supervisor. He is engaged in research of Cenozoic geological and environmental events,evolution of Cenozoic palynoflora,and paleoearthquake events recorded by lacustrine sediments. E-mail: hcjiang@ies.ac.cn.

About the first author Shi Wei,born in 1989,is a Ph.D. candidate in Institute of Geology,China Earthquake Administration. He is engaged in research of paleoearthquake events recorded by lacustrine sediments. E-mail: jzxshiwei@163.com.

Fund:Co-funded by the National Key Research and Development Program of China (No.2017YFC1501000),and the Key Projects of Director's Fund, China Earthquake Administration (No. IGCEA1906)
Abstract

To explore the correlation between magnetic susceptibility(SUS)and grain size of the dust deposits from the tectonically stable and active regions and its implications for environmental events,the grain size and SUS records from the Lantian loess sediments-paleosol of the Chinese Loess Plateau(CLP)were analyzed and compared with that of the lacustrine sediments from the eastern margin of the Tibetan Plateau(TP). Results indicate that the SUS of the loess sediments has the strongest positive correlation with the loess sediments of 2~10 μm grain size in the Chinese Loess Plateau(CLP) and strongest negative in the Tibetan Plateau,respectively,indicating that the 2~10 μm grain size of dust sediments were continuous and stable,which were deposited in the background of the arid to semi-arid regions in the CLP and TP and even in Asia. On the other hand,SUS showed the strongest positive correlation with the 32~63 μm grain size of the loess sediments in the Tibetan Plateau and strongest negative in the Chinese Loess Plateau(CLP),respectively,indicating that the 32~63 μm grain size of the dust sediments were the sensitive indicator not only for the dust storms in the CLP, but also for the seismic events in the eastern margin of the TP. The correlation between SUS and grain size during the beginning period of the seismic event in the eastern part of TP was higher than that of the ending period,indicating that the seismic event brings the fresh sediments in the study area and then decreases due to the gradual recovery of the landscape. The correlation between SUS and grain size is also influenced by the local provenance.

Key words: correlation of SUS and grain size; loess sediments; lacustrine sediments; eastern margin of the Tibetan Plateau; dust storm event; seismic event

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黄土高原黄土— 古土壤沉积中, 风化强的古土壤磁化率总体高于风化弱的黄土磁化率(Heller and Liu, 1982)。因此, 黄土— 古土壤中磁化率值的高低变化可以较好地反映冰期— 间冰期气候波动, 可以与深海氧同位素记录实现较好地对比(Heller and Liu, 1984; Kukla et al., 1988)。关于这种较好对比揭示的磁化率变化机制的解释目前还存在不同认识, 主要有碳酸盐淋滤(Heller and Liu, 1984)、粉尘加速堆积引起的稀释(Kukla et al., 1988, 1990; Kukla and An, 1989)、成壤作用(Zhou et al., 1990; Maher and Thompson, 1991; Hao and Guo, 2005; Hao et al., 2008; Balsam et al., 2011)以及植物有机组分的降解(Meng et al., 1997; Sun and Liu, 2000)等。有趣的是, 这些解释都认为磁化率的主要贡献来自背景粉尘的粒级组分, 一般小于20 μ m。但是, 后来的研究证明, 贡献磁化率的主要粒度组分也可能为区域粉尘(20~63 μ m), 甚至当地风成沉积(> 63 μ m)(Sun and Liu, 2000; Jiang et al., 2014, 2017)。最近的研究表明, 青藏高原东缘的湖相沉积主要为风力搬运和提供(Jiang et al., 2014, 2015, 2017), 但沉积速率(1.4 m/ka, Jiang et al., 2014)远高于黄土高原(0.06 m/ka, Ding et al., 1994)。黄土高原地区为构造稳定地区, 而青藏高原东缘为构造活跃地区, 这2个构造背景不同、沉积速率不同的地区, 沉积物中的磁化率会有怎样的表现?其表现出来的特征及其揭示的环境意义值得开展深入研究。

作者以构造活跃地区青藏高原东缘新磨村和理县湖相沉积以及构造稳定地区黄土高原蓝田晚更新世黄土沉积的粒度和SUS为研究对象, 利用SPSS软件进行SUS与粒度组分相关性分析, 结合区域地质背景和地貌特征, 分析构造活跃地区和构造稳定地区磁化率与粒度相关性特征, 探讨不同构造背景下粉尘沉积中磁化率变化的控制因素。

1 概况

青藏高原东缘新磨村(XMC:32.07° N, 103.71° E, 2219.81 m)和理县(LX:31.44° N, 103.16° E, 1867 m)湖相沉积地区, 构造上主要受控于龙门山断裂带(包括茂县-汶川断裂等3条断裂)、岷江断裂和松坪沟断裂(图 1-A)(Jiang et al., 2016; 钟宁等, 2020)。频繁的构造活动导致地震、滑坡等地质灾害事件频繁发生(Zhang et al., 2003; Jiang et al., 2014; 李艳豪等, 2015)。区域地层主要以志留系千枚岩、石英片岩和三叠系千枚岩、变质砂岩为主, 并存在大量花岗岩侵入体(图 1-A)(Zhang et al., 2006; Zhong et al., 2017)。其中, 理县附近的中生代马尔康带花岗岩体铁含量较高(平均值: FeO, 2.95%; Fe2O3, 0.80%)(四川省地质矿产局, 1991)。新生界地层主要分布于四川盆地, 以灰黄色砂层、砂砾层、砾石层为主(图 1-A)(李永昭和郭兵, 2008)。新磨村湖相沉积剖面厚约11 m(图 1-B), 主要由灰色黏土、粉砂质黏土和黏土质粉砂组成, 块状结构和水平层发育。剖面顶部覆盖杂色砾石层, 厚2~3 m(Jiang et al., 2014)。理县湖相沉积剖面位于县城边上, 野外出露好, 厚23.4 m(图 1-C), 主要由灰色黏土、粉砂质黏土和黏土质粉砂组成, 类似于新磨村湖相沉积剖面(Jiang et al., 2017)。理县湖相剖面的水平层清晰, 可能是湖面波动变化引起。

图 1 青藏高原东缘2个湖相沉积剖面和蓝田剖面岩性柱
A— 岷江上游流域地质简图(据Zhang et al., 2006); B— 新磨村湖相沉积剖面; C— 理县湖相沉积剖面; D— 蓝田黄土剖面B和C中的白框与数字代表样品位置与采样深度Fig.1 Two profiles of lacustrine deposits in eastern margin of the Tibet Plateau and lithology column of Lantian section

青藏高原东缘主要受高原冬季季风、南亚夏季风和西风环流交替控制(毛雪等, 2011; Jiang et al., 2014; Shi et al., 2020)。区域年平均降水量为500~850 mm, 雨季(5月份-10月份)的降水占主导地位(> 75%)(丁海容等, 2014)。岷江上游河道纵跨青藏高原东缘(图 1-A), 由于向高原腹地溯源侵蚀, 形成了沟谷纵横的山地侵蚀地貌。河谷通常陡峭狭窄, 切口深度为800~3000 m(李勇等, 2005; 张岳桥等, 2005)。由于受深切河谷地形的挟持导向作用, 河谷内风向大致与河谷走向一致(SSW、NNE向), 现场实测最大瞬时风速可达21 m/s(刘明, 2014)。

黄土高原连续的黄土堆积受到流水和风力的持续侵蚀作用, 形成了塬、梁、峁为主的地貌特征。蓝田黄土剖面(34.15° N, 109.27° E, 1720 m a.s.l.)位于黄土高原的最南端, 距离西安市约40 km, 其南侧紧邻秦岭山脉。蓝田剖面的红褐色古土壤S1、黄色黄土L1以及暗褐色全新世古土壤S0分层清楚, 区域上容易对比。其中, L1黄土层可细分为5层: L1-1, L1-2, L1-3, L1-4和L1-5(图 1-D)。L1-2和L1-4为弱发育古土壤层。黄土高原主要受到东亚夏季风和东亚冬季风控制(Wang et al., 2005)。区域年平均气温为13 ℃, 年平均降水量为720 mm(Jiang and Ding, 2005)。

2 材料和方法

为了探讨湖相沉积中事件层和非事件层粒度的变化特征、磁化率变化特征及它们之间的相关性, 作者仔细分析了这2个剖面的粒度和磁化率变化数据, 分别在新磨村剖面和理县剖面的上部和下部选取2段连续的代表性特征事件样品(图 1-B, 1-C), 同时在陕西蓝田剖面的黄土和古土壤样品中挑选一部分代表性特征样品(图 1-D)作对比分析。最后对挑选出来的样品开展粒度和磁化率测量。

根据新磨村湖相沉积剖面的粒度变化特征(Jiang et al., 2014), 在剖面下部挑选的样品深度为7.3~8.4 m(16.1~15.1 ka, 冰消期), 样品号XMC758-770, XMC777-785和XMC817-826分别对应事件10、事件9和事件8, 共32个样品(图 2-A)。这3个事件层相邻的非事件层样品一共挑选了78个。剖面上部样品深度为1.71~3.10 m(13.3~12.1 ka, 冰消期), 样品号XMC180-236, XMC254-260, XMC272-292分别对应事件20、事件19和事件18, 一共85个样品(图 2-A)。这3个事件层相邻的非事件层样品一共挑选了55个。

图 2 青藏高原东缘湖相沉积和蓝田黄土剖面的粒度分布和SUS记录
A— 新磨村剖面; B— 理县剖面; C— 蓝田剖面; 灰色条带代表古地震事件层Fig.2 Grain-size distribution and SUS records of the lacustrine sediments of eastern Tibet Plateau and loess sediments of Lantian

根据理县湖相沉积剖面的粒度和磁化率变化特征(Jiang et al., 2017), 在剖面下部挑选的样品深度为15.71~17.40 m(15.4~14.7 ka, 冰消期), 样品号LX1591-1627、LX1671-1682、LX1688-1698、LX1709-1718和LX1729-1738分别对应事件层25到事件层29共5个事件层, 共80个样品(图 2-B)。其中, 事件层29为厚层事件。这些事件层相邻的非事件层样品共计挑选了90个。剖面上部深度为3.01~5.00 m(9.0~8.6 ka, 全新世), 样品号LX317-331、LX345-371、LX382-400、LX421-452和LX471-490分别对应事件57到事件61共5个事件层, 共挑选113个样品(图 2-B)。其中, 事件58和事件60为厚层事件。这些事件层相邻的非事件层样品共挑选了87个。

根据蓝田黄土— 古土壤剖面粒度和磁化率变化特征(Jiang and Ding, 2005), 在蓝田剖面上部依次挑选了S0(28个)、L1(100个)和S1(52个)3组样品(图 1-D, 图 2-C), 共180个, 进行了粒度和磁化率测量。

粒度实验利用马尔文3000激光粒度仪在中国地震局地质研究所地震动力学国家重点实验室完成。取0.2 g样品, 用20 mL的30%H2O2预处理去除有机物, 然后用10 mL的10%HCl去除碳酸盐。加入约2000 mL去离子水, 并将样品溶液保持24h以冲洗酸性离子。在进行粒度测量之前, 加入10 mL的0.05 mol/L(NaPO3)6分散剂并超声波震荡10 min, 使样品充分分散。粒度分析仪自动输出中值粒径(Md)和相应的粒度组分的百分比, 相对误差小于1%。对测量的粒度数据进行更加详细的粒度组分划分(0~2 μ m, 2~10 μ m, 10~20 μ m, 20~32 μ m, 32~63 μ m, 63~125 μ m, > 125 μ m)。

磁化率的测量使用英国Bartington MS2型磁化率仪和MS2B双频探头(低频为0.47 kHz), 测试工作在中国地震局地质研究所地震动力学国家重点实验室完成。实验中称取约10 g样品, 为确保测试精度, 放入样品之前, 先测量背景值, 低频背景不超过0.3× 10-8 m3/kg。对所有样品进行低频测试3次, 然后计算平均值, 获得该样品的磁化率值。

最后, 运用统计学软件SPSS中的Pearson相关系数, 对3个剖面的SUS和不同粒级的粒度组分开展相关性分析。

3 结果
3.1 黄土粒度组分和磁化率特征

蓝田剖面古土壤和黄土均表现为以细颗粒(< 20 μ m)为主的粒度组分特征(图 2-C, 3-A)。其中, 2~10 μ m组分含量(Φ 2-10)最高, 在古土壤和黄土中分别为24.9%~33.6%(平均30.4%)和27.3%~34.9%(平均30.5%)。0~2 μ m组分含量(Φ 0-2)次之, 在古土壤和黄土中平均分别为22.8%和20.7%(图 3-A), > 10 μ m不同粒度组分含量(Φ 10+)随粒度变粗呈显著降低的趋势。其中, > 63 μ m组分含量(Φ 60+)极低, 古土壤和黄土的平均值分别仅为1.50%和1.35%。有趣的是, 在各粒度组分含量降低过程中, 32~63 μ m组分含量(Φ 32-63)增加(图 3-A)。在古土壤和黄土中, 其含量分别为9.4%~20.3%(平均13.8%)和11.5%~17.7%(平均14.2%)。另外, 在蓝田剖面中, SUS在古土壤中略高于黄土(图 3-A)。具体来说, 古土壤SUS变化于(62.0~345.6)× 10-8m3/kg之间, 平均220.5× 10-8m3/kg。黄土SUS变化于(143.9~234.4)× 10-8m3/kg之间, 平均196.8× 1 0-8m3/kg。

图 3 蓝田剖面末次冰期以来黄土— 古土壤粒度特征分布图
A— 黄土和古土壤全部样品的粒度组分统计; B, C— 代表性样品的粒度组分统计和频率累计曲线; D— 磁化率与粒度组分相关系数变化曲线Fig.3 Characteristics of grain-size distribution of loess sediments-ancient soil in Lantian section since the last glacial period

图 3-B以蓝田剖面单个特征古土壤和黄土样品为例, 其频率累计曲线均表现为单峰分布模式(图 3-C)。古土壤小于 2 μ m和2~10 μ m组分含量明显高于黄土。相比之下, 大于 10 μ m的几个粗颗粒组分在古土壤中的百分含量明显低于黄土。由于同一粒度组分高、低含量在全部样品统计过程中相互平均抵消, 所以全部样品粒度组分统计并未表现出上述特征(图 3-A), 可能是成壤作用所致。蓝田特征古土壤的磁化率略高于黄土(图 3-B)。可见, 成壤作用对磁化率的贡献普遍存在。

3.2 新磨村湖相沉积物的粒度组分和磁化率特征

新磨村剖面在事件层和非事件层中均以细颗粒组分(2~20 μ m)为主(图 4-A)。其中, 2~10 μ m组分含量最高, 在事件层和非事件层中分别为19.9%~51.4%(平均35.6%)和24.5%~59.5%(平均47.6%)。10~20 μ m组分含量次之, 在非事件层和事件层中平均分别为24.6%和19.9%。类似于蓝田黄土剖面粉尘颗粒的变化(图 3-A), 新磨村的湖相样品随粒度变粗, 粗颗粒各组分(> 20 μ m)含量呈现显著降低的趋势(图 4-A)。此外, 小于 20 μ m组分含量在非事件层明显高于事件层, 尤其是2~10 μ m。相应地, 大于 20 μ m组分呈相反的含量变化特征。这一点类似于黄土剖面中古土壤小于 20 μ m组分含量高于黄土(图 3-B)。值得注意的是, 32~63 μ m组分含量在事件层中显著增加, 以至于与非事件层中的含量差值明显高于其他的粗粒组分(图 4-A)。具体来说, 其在非事件层中平均含量为3.6%(0.3%~24.6%), 而在事件层中的平均含量高达12.4%(1.1%~29.8%)。这可能由于强烈的构造剥蚀产生了大量粗颗粒区域和局地碎屑物源(Jiang et al., 2014), 其相对含量随时间推移呈逐渐减少的趋势(图 2-A)。新磨村剖面事件层中SUS值(平均8.0× 10-8m3/kg)略高于非事件层(平均7.1× 10-8m3/kg), 并且SUS在事件层中的波动幅度明显大于非事件层。

图 4 青藏高原东缘湖相沉积粒度组分统计和频率累计曲线
A, D— 全部样品的粒度组分统计; B, E— 代表性事件层中单个样品的粒度组分统计; C, F— 代表性样品的频率累计曲线Fig.4 Statistical diagram of different grain-size fractions and frequency accumulation curve of the lacustrine sediments of eastern Tibet Plateau

新磨村剖面单个特征事件层样品(事件9, XMC769)和非事件层样品(XMC745)对比发现, 各粒度组分在事件层和非事件层的特征变化在单个样品记录中得到了放大(图 4-A, 4-B)。非事件层XMC745样品小于20 μ m细粒组分含量高达91.4%, 而大于20 μ m粗粒组分仅为8.6%。事件层XMC769样品的粗颗粒组分得到显著提高, 尤其是32~63 μ m(25.1%)和63~125 μ m(10.9%)组分, 在频率累计曲线表现为粗的尾部(图 4-C)。此外, 事件层样品中SUS值(11.4× 10-8m3/kg)明显高于非事件层样品(8.7× 10-8m3/kg)。值得注意的是, 无论是全部挑选的样品还是单个特征样品, 事件层沉积的32~63 μ m含量, 要么没有延续粗颗粒组分逐步减少的趋势, 要么显著增加; 而在非事件层中32~63 μ m组分的含量都延续粗颗粒逐步减少的趋势, 反映总体上以细颗粒的区域背景粉尘沉积为主。

3.3 理县湖相沉积物的粒度组分和磁化率特征

就非事件层来说, 理县湖相沉积剖面整体表现为与新磨村剖面相似的粒度组分变化特征(图 4-A, 4-D), 主要以2~20 μ m组分为主。其中, 2~10 μ m含量最高为16.3%~50.4%, 平均37.6%。10~20 μ m组分含量次之(15.3%~30.3%, 平均25.3%)。图 4-D显示随粒度变粗(> 20 μ m), 粗颗粒组分也呈显著降低的趋势, 但其含量明显高于新磨村剖面(图 4-A), 尤其是20~32 μ m(9.2%~21.7%, 平均13.8%)和32~63 μ m(2.9%~29.9%, 平均11.6%)组分, 可能受区域粉尘影响更大。

就事件层来说, 在理县剖面中, 湖相沉积物主要以2~10 μ m和32~63 μ m组分为主, 分别为6.7%~50.8%(平均26.3%)和2.3%~40.3%(平均21.8%)(图 4-D)。相对于新磨村剖面, 理县剖面32~63 μ m组分在非事件层(11.6%)和事件层(21.8%)中的差值更大, 尽管前者延缓了降低的趋势而后者显著增大(图 4-A, 4-D)。理县剖面非事件层SUS值(7.3~34.9, 平均值为11.2)明显小于事件层(7.6~38.3, 平均值为18.9)。值得注意的是, 理县非事件层SUS远高于新磨村剖面事件层SUS值。这可能由于理县周边大量出露的花岗岩体为湖相沉积提供了更多的磁性矿物所导致(图 1-A)。图 4-A和4-D显示理县剖面事件层中大于 20 μ m组分含量明显高于新磨村剖面。

理县剖面单个特征事件层样品(LX1626)和非事件层样品(LX1588)整体表现为与图 4-B呈相似的粒度组分变化特征(图 4-E)。非事件层LX1588样品以2~10 μ m(35.1%)和10~20 μ m(26.3%)组分为主, 20~32 μ m(16.3%)和32~63 μ m(12.7%)含量次之。事件层LX1626样品中32~63 μ m(25.3%)和2~10 μ m(24.2%)组分含量最高, 10~20 μ m(18.3%), 20~32 μ m(15.5%)和63~125 μ m(11.2%)组分含量次之。理县非事件层样品(LX1588)呈单峰分布模式(图 4-F), 与新磨村非事件层样品(XMC745, 图 4-C)相一致, 其峰值约为10 μ m。事件层样品(LX1626)呈弱的双峰模式, 其峰值约为40 μ m(图 4-F)。事件层样品SUS值(10.0× 10-8m3/kg)呈略高于非事件层样品(8.7× 10-8m3/kg)的特征。

4 讨论
4.1 相关性分析

4.1.1 蓝田黄土剖面

陕西蓝田剖面古土壤(N=80)和黄土(N=100)中SUS与各个粒度组分的相关性分析显示, SUS与小于 2 μ m(R2=0.61, 0.57)、2~10 μ m(R2=0.76, 0.62)和10~20 μ m(R2=0.51, 0.42)3个组分均呈现显著的正相关关系(图 3-D)。SUS与20~32 μ m(R2=-0.48, -0.53)、32~63 μ m(R2=-0.85, -0.76)和63~125 μ m(R2=-0.65, -0.52)3个组分均呈现颇为明显的负相关关系。其中SUS与大于125 μ m 组分呈现弱的负相关关系(R2=-0.14, -0.34)。图 2-C中 SUS也表现为与细颗粒组分(< 10 μ m)呈相同的波动趋势, 与粗颗粒组分(> 20 μ m)呈相反的波动趋势。值得注意的是, SUS与各粒度组分的相关性, 无论是正相关还是负相关, 在古土壤中明显优于黄土。很明显, SUS与2~10 μ m组分的正相关性最强; 与32~63 μ m组分的负相关性最强。此外, 随着粒度组分变粗, SUS与粒度组分的负相关关系逐渐减弱(图 3-D)。

4.1.2 新磨村剖面

新磨村剖面中SUS与不同粒度组分的相关性分析显示, 事件层中的相关性明显优于非事件层(图 5-A), 尽管SUS总体都与粗颗粒(> 20 μ m)组分显示正相关, 与细颗粒组分(< 20 μ m)显示负相关。

图 5 青藏高原东缘湖相沉积中磁化率与粒度组分相关性系数变化曲线Fig.5 Correlation coefficient between magnetic susceptibility and grain-size fractions of the lacustrine sediments of eastern Tibet Plateau

就事件层(N=133)来说, SUS与20~32 μ m(R2=0.59)、32~63 μ m(R2=0.59)2个组分均呈现显著正相关关系。随着粒度组分变粗, SUS与粒度组分的相关性呈显著的降低趋势(图 5-A)。图 2-A中SUS随大于20 μ m组分的突然升高缓慢降低波动特征尤为明显。SUS与2~10 μ m(R2=-0.52)和10~20 μ m(R2=-0.43)2个组分均呈现显著的负相关关系, 与小于2 μ m(R2=-0.27)的负相关性较弱。图 2-A中SUS与小于20 μ m组分呈相反的波动特征。

就非事件层(N=117)来说, SUS与各个粒度组分整体表现为相对较弱的相关性。其中与小于 20 μ m组分呈负相关关系(R2=-0.42~-0.05), 与大于 20 μ m组分呈正相关关系(R2=0.25~0.39)。

新磨村剖面特征事件20和图 5-A呈相似的SUS与各个粒度组分的相关性的变化特征(图 5-D)。其中, 事件开始阶段和事件结束阶段的SUS与2~10 μ m(R2=-0.57, -0.42)和10~20 μ m(R2=-0.55, -0.30)2个组分均呈颇为明显的负相关关系。SUS与20~32 μ m(R2=0.55, 0.60)、32~63 μ m(R2=0.72, 0.51)2个组分均呈现显著正相关关系。随着粒度组分变粗, SUS与粒度组分的相关性显著降低, 其中SUS与大于125 μ m(R2=-0.82, -0.49)的相关性降低为显著负相关关系。非事件层中表现为极弱的SUS与粒度组分相关性(R2=-0.11~0.18)。综合上述分析得到, 新磨村剖面事件层中SUS与32~63 μ m组分的正相关性最强; 与2~10 μ m细颗粒组分的负相关性最强, 然而非事件层呈较弱的相关性。此外, 当SUS与粒度组分的正相关系达到最高后, 随即呈现显著降低的趋势, 直至降为负相关关系(图 5-A, 5-D)。

4.1.3 理县剖面

理县湖相沉积剖面跨越冰消期和全新世2个时期。事件层在冰消期和全新世期间SUS与各个粒度组分呈相似的相关性特征, 而非事件层在冰消期和全新世期间的相关性存在显著的差别(图 5-B, 5-C)。

事件层在冰消期和全新世期间SUS与20~32 μ m(R2=0.91, 0.43)、32~63 μ m(R2=0.91, 0.79)和63~125 μ m(R2=0.71, 0.72)3个组分均呈现显著正相关关系, 与大于 125 μ m(R2=0.23, 0.40)的正相关性较弱。相反, SUS与小于2 μ m(R2=-0.88, -0.78)、2~10 μ m(R2=-0.81, -0.82)和10~20 μ m(R2=-0.83, -0.74)3个组分均呈现显著的负相关关系(图 5-B, 5-C)。图 2-B事件层沉积也显示SUS随粗颗粒组分(> 20 μ m)的增大而增大, 细颗粒组分(< 20 μ m)含量相应的减少。

冰消期非事件层中SUS与各个粒度组分呈相对较弱的相关性(R2=-0.47~0.49)。然而, 在全新世时期, 非事件层SUS与各个粒度组分的相关性显著增强, 与事件层呈现近一致的变化特征(图 5-C)。其中, SUS与20~32 μ m(R2=0.76)、32~63 μ m(R2=0.76)和63~125 μ m(R2=0.52)3个组分均呈现显著正相关关系。SUS与< 2 μ m(R2=-0.70)、2~10 μ m(R2=-0.81)和10~20 μ m(R2=-0.51)3个组分均呈现显著的负相关关系。冰消期和全新世时期非事件层中SUS与粒度组分相关性存在的显著差异, 可能与全新世温湿条件的改善导致了磁性矿物的增加有关(Jiang et al., 2017)。

在理县冰消期事件29中, 事件层开始阶段和结束阶段SUS与20~32 μ m(R2=0.78, 0.81)和32~63 μ m(R2=0.79, 0.72)均呈显著正相关关系, 随粒度变粗(> 63 μ m)相关性快速减弱(图 5-E)。SUS与小于 2 μ m(R2=-0.74, -0.71)、2~10 μ m(R2=-0.82, -0.78)和10~20 μ m(R2=-0.57, -0.51)3个组分均呈现显著的负相关关系。然而就非事件层来说, SUS与各个粒度组分的相关性和新磨村剖面冰消期呈相似的波动特征, 但是明显优于新磨村剖面(图 5-A, 5-E)。其中SUS与大于20 μ m组分呈显著正相关关系, 与小于20 μ m组分均呈现显著的负相关关系。

就理县全新世事件58而言, SUS与各个粒度组分相关性在事件层和非事件层中的变化特征与图 5-C呈现的特征完全相似(图 5-F)。其中, SUS与粗颗粒组分(> 20 μ m)呈显著正相关关系, 与细颗粒组分(< 20 μ m)呈现负相关关系。有趣的是, 从事件开始阶段到事件结束再到相邻非事件层, 事件58中 SUS与各个粒度组分相关性呈逐渐变弱的趋势(图 5-F)。

4.2 SUS与粒度相关性对事件沉积的启示

黄土高原相对于青藏高原东缘可以被认为是相对稳定区域, 构造活动少, 粉尘沉积速率慢(0.06 m/ka, Ding et al., 1994); 而青藏高原东缘构造活动多, 粉尘沉积速率快(1.4 m/ka, Jiang et al., 2014)。构造稳定区的黄土堆积以远距离搬运的背景粉尘为主, 粗颗粒当地物源组分相对较少。目前认为, 古土壤中磁化率的增强与成岩作用形成的细粒亚铁磁性颗粒的形成有关(Zhou et al., 1990; Verosub et al., 1993; Nie et al., 2010)。然而在青藏高原东缘, 活跃的构造运动加速对基岩的剥蚀, 这使得基岩中的磁性矿物加速释放, 并附着于相对较粗的碎屑颗粒搬运、沉积(Jiang et al., 2014, 2017)。因此构造活跃区湖相沉积中磁性矿物变化最主要反应了地震事件引起的局部物源变化(Jiang et al., 2017; 钟宁等, 2020)。黄土高原黄土— 古土壤沉积的SUS与小于20 μ m粒度组分显著正相关, 揭示黄土— 古土壤沉积中磁性矿物主要来自小于20 μ m这一背景粉尘沉积的粒度组分(Tsoar and Pye, 1987); 与2~10 μ m粒度组分最强正相关, 反映这一粒度组分为黄土高原连续稳定敏感的背景沉积组分。黄土高原黄土— 古土壤沉积的SUS与大于20 μ m粒度组分显著负相关, 特别是与32~63 μ m粒度组分最强负相关, 可能不仅反映黄土高原尘暴粉尘物质中磁性矿物的最为匮乏, 也为识别黄土高原沉积中的尘暴事件提供敏感指标。

通过粒度、扫描电镜和稀土元素分析, 证明青藏高原东缘广泛分布的湖相沉积物主要为风力搬运(Jiang et al., 2014, 2015; Liang and Jiang, 2017)。理县和新磨村湖相沉积物的SUS与大于 20 μ m粒度组分显著正相关, 反映区域和局地提供的粉尘物质为SUS增强做出了主要贡献。特别是, SUS与32~63 μ m粒度组分呈现最强正相关, 表明32~63 μ m粒度组分可以用作揭示青藏高原东缘地震事件的敏感指标。SUS与粒度组分的相关性在地震事件层开始部分高于事件结束部分, 也较好地反映地震事件为研究区添加新鲜沉积物随地形地貌恢复逐步减少的过程。值得注意的是, 理县湖相沉积剖面的SUS与各个粒度组分的相关性明显高于新磨村剖面。这不仅与理县湖相沉积的SUS整体偏高(Jiang et al., 2017)相一致, 也与锆石U-Pb年龄揭示的理县与新磨村湖相沉积具有不同物源(Zhong et al., 2017)相一致。这表明SUS与粒度组分相关性受当地物源影响。

对理县和新磨村湖相沉积物来说, SUS除了与32~63 μ m粒度组分呈现最强正相关, 也与2~10 μ m粒度组分呈现最强负相关(图 5)。这与黄土高原蓝田剖面黄土— 古土壤记录相反, 反映2~10 μ m组分在亚洲干旱— 半干旱地区可能连续稳定存在, 可以用作背景粉尘沉积的敏感指标。另一方面, 2~10 μ m与32~63 μ m粒度组分的相关性分析显示, 无论是构造稳定的黄土高原地区(黄土: 0.92; 古土壤: 0.89), 还是构造活跃的青藏高原湖相沉积(事件层: 0.93~0.99; 非事件层: 0.86~0.98), 都显示了很高的相关性(图 6)。这表明在亚洲干旱— 半干旱地区, 持续稳定沉积的2~10 μ m粒度组分与揭示事件性沉积的32~63 μ m敏感粒度组分形成了此消彼长的堆积关系。这对于认识亚洲粉尘堆积具有重要的理论意义和现实意义。

图 6 青藏高原东缘湖相沉积和蓝田黄土剖面中2~10 μ m和32~63 μ m组分含量线性关系图Fig.6 Linear relationship between 2~10 μ m and 32~63 μ m grain size of the lacustrine sediments of eastern Tibet Plateau and Loess section of Lantian

5 结论

黄土高原蓝田剖面黄土— 古土壤沉积物中的磁化率(SUS)与细颗粒组分(< 20 μ m)呈正相关关系, 其中与2~10 μ m粒度组分最强正相关; 与粗颗粒组分(> 20 μ m)呈负相关关系, 其中与32~63 μ m粒度组分最强负相关。青藏高原东缘理县湖相沉积呈现与蓝田剖面完全相反的相关性特征。结合区域气候和构造背景特征, 认为2~10 μ m粒度组分为黄土高原和青藏高原乃至亚洲干旱— 半干旱地区连续稳定敏感的背景沉积组分; 32~63 μ m粒度组分不仅是黄土高原尘暴事件沉积的敏感指标, 也是青藏高原东缘湖相沉积记录的地震事件敏感指标。

(责任编辑 郑秀娟; 英文审校 刘贺娟)

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