石峁黄土剖面(图3)位于陕西省神木市高家堡镇石峁村, 由秃尾河支沟切出, 上游集水面积约0.7 km²。剖面上层堆积约4 m厚黄土, 未见钙质结核; 中夹棕黄色沙卵石层, 为冲洪积物, 厚1 m, 次圆状(次棱角状), 中见河沙透镜体; 下层为黄色细沙层, 属河流沉积物, 见水平层理, 向下未见底。为确定石峁黄土的潜在源区, 结合剖面信息以及前人研究成果, 采集了石峁黄土(SM01)、石峁卵石(SM02)、石峁基岩(SM02')、石峁古河沙(SM03)和石峁现代河沙(SM04)沉积物样品进行分析, 并收集中宁、巴彦、亿利、腾格里、巴丹吉林和红墩界砂岩等6个点位的沉积物样品资料(Nie et al., 2015), 具体信息见表1。

图3

Fig.3

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	图3 黄土高原— 毛乌素交界区石峁剖面特征 a— 石峁剖面岩性柱; b— 石峁剖面野外照片Fig.3 Characteristics of Shimao section in Loess Plateau-Mu Us junction area

表1

Table1

表1(Table1)

表1 黄土高原— 毛乌素交界区石峁剖面及其他对比点位样品信息 Table1 Sample details of Shimao section in Loess Plateau-Mu Us junction area and other points for comparison 样品名称 经纬度 样品性质 SM01 38.5606° N 110.3068° E 末次冰期黄土 SM02 38.5606° N 110.3068° E 河流卵石, 沙透镜体 SM02' 38.5606° N 110.3068° E 基岩, 三叠纪砂岩 SM03 38.5606° N 110.3068° E 倒数第2次冰消期河沙 SM04 38.5606° N 110.3068° E 石峁现代河沙 红墩界砂岩 (Nie et al., 2015) 37.9922° N 108.8701° E 地表出露的白垩纪砂岩 中宁(Nie et al., 2015) 37.5220° N 105.6667° E 现代黄河沉积物 巴彦(Nie et al., 2015) 39.9250° N 106.7238° E 现代黄河沉积物 亿利(Nie et al., 2015) 40.5861° N 108.7700° E 现代黄河沉积物 腾格里(Nie et al., 2015) 38.5700° N 105.4778° E 沙漠风成沙 巴丹吉林(Nie et al., 2015) 41.9520° N 102.2737° E 沙漠风成沙

表1 黄土高原— 毛乌素交界区石峁剖面及其他对比点位样品信息 Table1 Sample details of Shimao section in Loess Plateau-Mu Us junction area and other points for comparison

3.2.1 锆石U-Pb测年

本研究所采集锆石样品均由武汉上谱分析科技有限责任公司进行碎屑锆石的挑选及U-Pb同位素定年。共测试了3个样品, 每个样品测试150个点。处理时, 首先依次进行淘洗、重液分选和电磁仪挑选, 后在双目镜下不分颜色、形状和大小, 随机选出约500颗锆石。将挑选出的锆石样品利用双面胶粘在载玻片上, 浇注环氧树脂与固化剂, 随后利用砂纸打磨使之露出1/3~1/2再抛光。主检设备为安捷伦电感耦合等离子体质谱仪(Agilent 7900)与相干193 nm准分子激光剥蚀系统(GeoLas HD)。激光剥蚀时设置激光能量80 mJ, 频率5 Hz, 激光束斑直径32 μ m, 对于较小的锆石颗粒设置激光直径为25 μ m。利用He做载气, 每次分析包括20 s的空白信号与60 s的样品信号(Liu et al., 2008)。测得 ²⁰⁶Pb/²³⁸U和 ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb值并分别计算年龄, 舍弃年龄不和谐的测年结果。考虑到放射性Pb含量的影响, 对于小于1.0 Ga的锆石年龄采用 ²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄; 而对于不小于1.0 Ga的锆石年龄采用 ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb 年龄值(He et al., 2013)。核密度(Kernel Density Estimator, KDE)可以根据样本值绘制出光滑、连续的年龄图谱(Vermeesch, 2018), 因此, 本研究绘制了所有样品碎屑锆石年龄的KDE曲线。

3.2.2 光释光测年

光释光测年(Optical Stimulated Luminescence Dating, OSL)共采集石峁剖面中的黄土(SM01)、卵石层(SM02)和古河沙(SM03)3个样品。其中, 在石峁卵石层采样时, 取其中的河沙透镜体做测年。样品采集时, 将长30 cm、直径5 cm、一端密封的钢管水平打入取样位置。采样完成后用锡纸缠绕以避免曝光, 并用黑色塑料袋密封防止水分散失。

在OSL测年中, 常用矿物主要是石英和钾长石, 石英由于其释光信号晒退快且饱和剂量低的特点, 广泛应用于小于50 ka的测年; 而钾长石红外信号饱和剂量高, 可应用在50~200 ka的沉积物定年。对于样品, 先测试石英光释光信号, 如果石英光释光信号饱和, 再对钾长石进行测试, 所有样品的测年在泰山学院完成。3个样品中, 石峁黄土的OSL年龄由石英获得, 而石峁卵石和石峁古河沙的OSL年龄由钾长石获得。所测试的石英(长石)颗粒粒径, 石峁黄土和石峁古河沙为90~125 μ m, 而石峁卵石层中的河沙为64~90 μ m。

3.2.3 粒度分析

首先称取0.2~0.3 g的样品, 置于烧杯中, 加入10 mL浓度10%的双氧水, 水浴加热4 h, 以去除有机质, 重复上述步骤至完全去除有机质且保证水溶液呈中性。后加入浓度10%的盐酸溶液, 水浴加热4 h, 用以去除碳酸钙, 重复该步骤直至碳酸钙被完全去除, 重复步骤至水溶液呈中性。在烧杯中加注清水, 静置12 h, 吸管吸出上层清液, 重复步骤至水呈中性。在溶液中加入1%浓度的(NaPO₃)₆, 对样品超声波振荡, 用Mastersizer2000型粒度分析仪上机测试, 粒度测试范围为0.01~2000 μ m, 重复3次测量, 误差控制在2%。

3.2.4 基于碎屑锆石年龄的物源定量计算

Sundell和Saylor(2017)开发的基于碎屑锆石年龄的逆蒙特卡罗模型, 可用于确定混合物的物源贡献, 该模型不需要任何源区的先验信息就可以估算各源的贡献。其通过生成一组随机的百分比贡献(和为1)来缩放物源, 并将这些随机比例求和, 以形成单一的分布模型。使用包括相关系数(R²)在内的多种方法进行检验, 与混合物进行定量比较, 从而确定出各源的最优组合。目前, 在第四纪黄土(Zhang et al., 2021)、河流泥沙(Shang et al., 2021)的物源分析中, 该模型已被用于源区贡献的定量计算。因此, 本研究选用该模型来定量计算源区的贡献。

石峁剖面中, SM01、SM02和SM03的OSL年龄分别为16.30± 1.20 ka、137.20± 8.30 ka和137.50± 7.60 ka(表2)。由OSL年龄可知, 石峁黄土(SM01)大致沉积于末次冰消期, 而石峁卵石(SM02)、石峁古河沙(SM03)则沉积于倒数第2次冰消期, 在剖面上存在120 ka的沉积间断。

表2

Table2

表2(Table2)

表2 黄土高原— 毛乌素交界区石峁剖面OSL测年结果 Table2 OSL dating results of Shimao section in Loess Plateau-Mu Us junction area 样品名称 距顶/m U/10-6 Th/10-6 K/% 含水量/% 等效剂量/Gy 剂量率/Gy· ka-1 年龄/ka SM01 3.70 2.70± 0.05 11.10± 0.05 1.88± 0.03 11.00 49.55± 3.22 3.04± 0.12 16.30± 1.20 SM02 4.00 2.04± 0.50 8.69± 0.30 1.77± 0.03 6.60 453.30± 16.95 3.31± 0.16 137.20± 8.30 SM03 5.00 1.47± 0.05 6.72± 0.05 1.87± 0.02 1.10 465.70± 14.75 3.39± 0.15 137.50± 7.60

表2 黄土高原— 毛乌素交界区石峁剖面OSL测年结果 Table2 OSL dating results of Shimao section in Loess Plateau-Mu Us junction area

石峁黄土的粒径分布结果见图4, 中值粒径为60.1 μ m, 为典型风成沉积。相对与其他L1黄土(刘东生, 1985), 粒径偏粗; 其中, 大于40 μ m的部分占63%, 40 μ m以下占37%。

图4

Fig.4

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	图4 黄土高原— 毛乌素交界区石峁剖面黄土粒度分布Fig.4 Particle size distribution of Shimao section loess in Loess Plateau-Mu Us junction area

石峁黄土(SM01)、石峁基岩(SM02')和石峁现代河沙(SM04)的部分碎屑锆石CL图像见图5, 在三者CL图像上出现振荡环带的锆石颗粒较多; 同时, 大多数锆石Th/U> 0.3, 均印证三者锆石的岩浆成因。此外, 在锆石的CL图像上, 可以看出, 石峁黄土(SM01)粒径较小、磨圆好, 表示其经过了长距离的搬运磨蚀。石峁基岩(SM02')锆石磨圆差、棱角明显, 与砂岩的就地破碎堆积相关; 石峁现代河沙(SM04)的锆石形态特征则介于两者之间。

图5

Fig.5

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	图5 黄土高原— 毛乌素交界区石峁剖面锆石CL图像 a— 样品SM02'(石峁基岩); b— 样品SM04(石峁现代河沙); c— 样品SM01(石峁黄土)Fig.5 CL images of zircon from Shimao section in Loess Plateau-Mu Us junction area

在锆石U-Pb年龄图谱中(图6), 9个样品大致存在着4个主峰。石峁剖面的黄土以及小流域内的现代河流沉积物出现190~300 Ma、1700~1900 Ma和2300~2600 Ma等年龄值段为主峰, 次峰在300~600 Ma; 周边的基岩— — 石峁基岩和红墩界砂岩主峰在190~300 Ma, 次峰为2300~2600 Ma和1700~1900 Ma, 但两者在2300~2600 Ma与1700~1900 Ma年龄值段上的比值却不同。

图6

Fig.6

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	图6 黄土高原— 毛乌素交界区石峁剖面及其他对比点位碎屑锆石U-Pb年龄图谱 a— 石峁剖面样品SM01(石峁黄土); b— 石峁剖面样品SM02'(石峁基岩); c— 红墩界砂岩; d— 石峁剖面样品SM04(石峁现代河沙); e— 腾格里沙漠风沙; f— 巴丹吉林沙漠风沙; g— 中宁黄河河沙; h— 巴彦黄河河沙; i— 亿利黄河河沙。灰色阴影为核密度分布(KDE); 空心矩形为年龄直方图; n为谐和年龄个数。c、e~i数据来自于Nie et al., 2015Fig.6 Detrital zircon U-Pb age spectra of Shimao section in Loess Plateau-Mu Us junction area and other points for comparison

黄河河沙与戈壁沙漠的样品表现出完全不同的分布模式: 代表中源的中宁、巴彦和亿利3个现代黄河河沙样品, 其主要的峰值在190~300 Ma和300~600 Ma, 次峰为800~1000 Ma、1700~1900 Ma和2300~2600 Ma; 而代表远源的腾格里沙漠和巴丹吉林沙漠的2个风成沙样品, 其年龄只有190~300 Ma, 其余年龄峰值几乎不可见。

锆石主要峰值(图7)指示出石峁黄土(SM01)来自多个源区。在190~300 Ma段上, 近、中和远源对石峁黄土都有贡献; 而1700~1900 Ma和2300~2600 Ma 2个较老的年龄峰, 近源砂岩似乎占据重要地位, 现代黄河河沙次之, 沙漠风沙则完全没有这2个年龄峰值; 在另一个重要的峰值300~600 Ma内, 黄河河沙显示更大的优势, 沙漠风沙似乎影响甚微。因此, 石峁黄土的潜在源区可大致划分为: 近源(当地基岩碎屑, 0~150 km)、中源(黄河河沙, 150~400 km)和远源(阿拉善高原沙漠风沙, 400~1000 km)3个区域。

图7

Fig.7

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	图7 黄土高原— 毛乌素交界区石峁剖面源区锆石U-Pb年龄图谱Fig.7 Zircon U-Pb age spectra of source of Shimao section in Loess Plateau-Mu Us junction area

在石峁黄土的源区考虑中, 近源未采用秃尾河支流的河流泥沙, 而是采用沟道出露的中生代砂岩, 是因为河流泥沙终来源于流域内黄土和基岩的侵蚀, 且可能存在着多次搬运。另外也未采用毛乌素沙地风沙, 是因为毛乌素沙地与研究区黄土可能存在物源上的相似(Stevens et al., 2013; Nie et al., 2015), 进而影响物源的计算。研究区地质图(图2)显示, 石峁一带基岩以中生代砂岩为主, 因此, 石峁黄土的近源选择了中生代砂岩。

野外考察发现石峁现代河沙多卵石, 表明了河流对于基岩的强烈侵蚀; 而在锆石年龄图谱上, 石峁现代河沙(SM04)在190~300 Ma、1700~1900 Ma和2300~2600 Ma年龄值段上与基岩和黄土相似; 在300~600 Ma值段, 显示仅有黄土的贡献。这意味着, 秃尾河支流的沉积物物源可能包括了局地的基岩侵蚀与黄土侵蚀, 因此表现出与石峁剖面黄土相似的锆石U-Pb年龄谱特征。故对石峁现代河沙, 其不止源于基岩的侵蚀, 流域内黄土的侵蚀也是其泥沙的重要物源。

基于以上分析, 石峁黄土作为风成沉积, 考虑远源、中源和近源三者为潜在源区。石峁现代河沙为河流沉积, 考虑流域内的石峁基岩和石峁黄土为潜在物源。

在逆蒙特卡罗模型中, 设置核密度(KDE)图谱带宽为30, 每次分析进行10 000次模拟, 使用相关系数(R²)作为评价。结果显示(图8), 石峁黄土(SM01)中近源碎屑贡献71%, 中源贡献21%, 而远源贡献占比为8%。在石峁现代河沙(SM04)计算结果中, 石峁基岩和石峁黄土分别贡献14%和86%的泥沙物源。

图8

Fig.8

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	图8 黄土高原— 毛乌素交界区沉积物来源逆蒙特卡罗模型模拟结果Fig.8 Inverse Monte Carlo model simulation results of source of sediments in Loess Plateau-Mu Us junction area

由石峁剖面的OSL测年结果可知, 在河流冲洪积物与风成沉积物之间有着120 ka的沉积间断, 我们推断在此期间发生了1次明显的侵蚀事件。

石峁剖面冲洪积层的年代约为137 ka, 属于气候由干冷向暖湿转换的倒数第2次冰消期。卵石层的存在标志着较强的水力侵蚀, 而卵石层之上缺少沙质河流相沉积或漫滩相沉积。卵石层之上的黄土沉积于16 ka之后, 这表明剖面缺失了末次间冰期和末次冰期的沉积。结合周边环境演变过程, 我们推测, 进入末次冰期, 气候干旱, 风力强劲, 这可能导致在该区域出现强烈风蚀, 并使得卵石层之上的河滩物质被侵蚀, 从而该点位形成了潜在的局地尘源。毛乌素沙地与黄土高原的过渡带出现风成沙堆积, 这也代表了当时气候干冷、风沙活动强烈(Xu et al., 2015)。另一方面, 随着末次冰消期气候由干冷向暖湿转变, 也可能导致更多的水力侵蚀, 从而使得卵石层以上的河滩沉积物被逐渐侵蚀。而抗侵蚀能力较强的沙卵石层得以保留, 并保护下覆沉积物免受侵蚀。同时, 河流的下切侵蚀逐渐替代侧向侵蚀, 下切侵蚀的发展, 一方面使得大量基岩碎屑进入河流, 并在沟道两岸的漫滩上大量暴露; 另一方面使得洪水无法淹没卵石层。因此在16 ka之后, 迅速沉积的粉尘颗粒覆盖在河流沉积物之上。

由此推测, 在末次冰期至冰消期, 随着气候由干冷向暖湿转变, 在秃尾河流域可能发生了强烈侵蚀, 并导致剖面中出现沉积间断(邓成龙和袁宝印, 2001; Zhang et al., 2001; 伍铁牛, 2010)。发生在石峁剖面的侵蚀事件, 气候的剧烈变迁可能是其侵蚀的主要原因。当然, 对于石峁剖面所在的毛乌素沙地与黄土高原东北缘交界一带, 末次冰期至冰消期的侵蚀事件是否普遍存在, 还需要更多详细的工作以及其他剖面验证。

结合锆石的CL图像(图5)及Th/U值, 可知本研究的锆石多为岩浆成因, 这也代表着锆石的年龄峰值反映了不同的地质构造时期。190~300 Ma在所有样品中均为主峰, 这一时段华北板块和华南板块碰撞拼接, 即印支运动(Qiu et al., 2000)。1700~1900 Ma和2300~2600 Ma 2个最老的锆石峰, 分别对应于吕梁和五台构造运动(Qiu et al., 2000; 杨蓉等, 2010), 此期间初始地台开始形成, 常见于华北克拉通, 故在石峁现代河沙和近源基岩中占比大, 黄河河沙中也可见, 但在远源的巴丹吉林和腾格里沙漠却几乎没有。300~600 Ma对应华力西和加里东运动(杨朝, 2015)。在加里东期间古祁连海消失, 而在祁连山一带多出露该期火山岩。黄河河沙中加里东的主峰源于其输移了藏北高原的物质, 而黄土中加里东的主峰表征了中远源的可能贡献。晋宁运动(800~1000 Ma)主要发生在扬子克拉通(杨蓉等, 2010), 在松潘甘孜地体具有一定比例。黄河上游在流经松潘甘孜地体后, 使得黄河河沙含有晋宁期锆石(约10%)。晋宁期锆石在黄土中有一小的峰, 而潜在源区中只有黄河河沙含晋宁期锆石, 指出黄河河沙对黄土的贡献。而逆蒙特卡罗模型的计算结果(图8), 近、中、远源分别贡献71%、21%、8%, 这与锆石年龄所反映的地质解释向一致。

对于石峁黄土的近源成分, 华北克拉通基底在剖面下风向的吕梁山出露(图1), 而石峁剖面附近及上风向基岩主要为中生代砂岩(Stevens et al., 2013; 图2), 应作为近源的主要贡献者。石峁附近风成沉积物的大量覆盖, 使得基岩主要在沟道出露。基于秃尾河的侵蚀事件判断, 在末次冰消期, 水力侵蚀使得沟道内的基岩得以破碎并被大量暴露, 而颗粒的就地吹拂沉积则为黄土贡献了物源, 并在黄土高原的东北缘出现1700~1900 Ma和2300~2600 Ma 2个老的年龄峰, 使得黄土在物源上产生了异质性以及空间变异性(Stevens et al., 2013; Bird et al., 2015)。因此, 秃尾河流域内的基岩应理解为石峁黄土的一级源区, 河流侵蚀沉积的漫滩物质则是石峁黄土的二级源区, 漫滩作为“ 中转站” 为石峁黄土贡献大量近源颗粒。颗粒的近地吹拂沉积, 使得石峁黄土的粗颗粒组分增多(> 40 μ m), 这与粒径分布相符。在锆石的CL图像上, 则反映为多棱角、较大粒径锆石的出现。

黄河河沙作为青藏高原碎屑物质的中转, 为黄土的形成提供了尘源(Jiang et al., 2007; Zheng et al. 2007; Smalley et al., 2009; Stevens et al., 2013; Nie et al., 2015; 林旭等, 2021)。但定量计算表明, 黄河河沙贡献石峁黄土21%的颗粒物质。与黄河漫滩所起的作用类似, 当地河滩提供的近源基岩碎屑则成为石峁黄土的重要物源, 甚至超过了黄河的贡献, 这与Nie等(2015)对毛乌素东的黄土来源于黄河和当地基岩共同贡献认识一致。需注意的是, 应将河流漫滩物质作为二级尘源考虑(Sun et al., 2020), 从而建立完整的石峁黄土源汇关系。

基于本研究计算结果, 远源沙漠并未贡献太多的物质。但需纠正的是, 本研究的计算基于碎屑锆石分析, 所分析的锆石粒径一般在40 μ m以上, 而较细的、搬运较远(< 20 μ m)的成分难以通过本研究方法计算(Xiao et al., 2012), 虽然本研究中黄土的中值粒径为60.1 μ m, 但小于40 μ m的部分仍占37%。因此, 关于黄土高原源区的研究需要多种指标方法综合考虑。此外, 本研究仅分析了一个剖面, 还有很多不确定性。下一步需要研究更多的剖面, 并通过对比各自的差异, 进一步揭示风成来源的空间异质性。