宜昌第四纪砾石层钾长石主、微量元素物源研究及其地质意义

林 旭刘海金吴中海刘维明张 洋陈济鑫

1.三峡大学土木与建筑学院,湖北 宜昌 443002;

2.东华理工大学地球科学学院,江西 南昌 330013;

3.中国地质科学院地质力学研究所,北京 100081;

4.中国科学院、水利部成都山地灾害与环境研究所,四川 成都 610041

0 引言

大型河流冲积扇的形成是地球大气圈、水圈、岩石圈等圈层之间相互作用的产物 (Takahashi et al., 2001; 向芳, 2004; 范代读等, 2006; 杨守业,2006; 陈静等, 2007; 张玉芬等, 2008; Zheng et al., 2013; 王强, 2019; 林旭等, 2021)。位于长江三峡出口的宜昌地区分布着一套巨厚的第四纪松散砂砾石层,详细记录了区域内古环境变迁以及长江的形成与演化 (李庭等, 2010; 张玉芬等,2014; 郑洪波等, 2017; Xiang et al., 2020), 引起众多学者的广泛研究。这些研究多集中在重矿物组合 (向芳等, 2006a; 康春国等, 2014; 刘一鸣等, 2018; Wei et al., 2020)、全岩稀土 (向芳等,2006b)和微量元素(袁胜元等, 2012)、锆石UPb年龄(向芳等, 2011; Wang et al., 2018; 李亚伟等, 2019)、岩石环境磁学(张勇等, 2009; 张玉芬等, 2014)、石英ESR分析上(魏传义等, 2020;Wei et al., 2020),对三峡以西的长江物质出现在江汉盆地西部的时间,主要存在中新世、上新世、1.2 Ma和0.7 Ma等不同的观点,因而要继续开展相关工作厘定这一分歧。

正长石和微斜长石通常都叫做钾长石(K2O·Al2O3·6SiO2),是地壳中最主要的造岩矿物之一(Tyrrell et al., 2006; 林旭, 2011; Alizai et al.,2011)。在不同的温度和压力条件下,钾长石的主微量元素组成存在显著差异 (Bea et al., 1994;Adam et al., 1997; Bureau et al., 2003; Tulloch and Palin, 2013; Xu and Jiang, 2017)。相比于锆石能经历多期次的沉积循环不同,钾长石经历的沉积期次少,进行物源对比研究更有效(Flowerdew et al., 2012; Johnson et al., 2018)。近年来,国内外研究者越来越多地利用激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICP-MS)对钾长石开展微区原位(in situ)元素地球化学分析,在河流物源对比研究方面取得良好效果 (Tyrrell et al., 2006; Alizai et al., 2011;林旭等, 2020a, 2020b)。所以,基于上述问题,文中对宜昌砾石层开展钾长石原位主微量元素分析,结合沉积地层的形成时代,综合区域内已有研究结果,系统判别宜昌砾石层的物质来源及其形成机制,为长江三峡的演化提供新的地球化学证据。

1 江汉盆地地质背景

江汉盆地位于华南陆块北缘的中扬子地区,夹持于秦岭-大别造山带与江南造山带之间,具有清晰的盆山边界(林旭和刘静, 2019; 图1)。自白垩纪开始,江汉盆地开始断陷;晚始新世初和渐新世末,盆地内部出现若干箕状凹陷或地堑后,盆地进入萎缩发展阶段。进入新近纪,江汉盆地周围的断块运动明显减弱,山地和缓抬升,江汉盆地内地势经夷平后,保留了以河流相、湖泊相为主的披盖式沉积,基本形成现代江汉平原的雏形。宜昌第四纪砾石层位于江汉盆地西部,以宜昌为顶点,分布区总体上呈三角形的区域,面积近100 km2(向芳等, 2006a; 康春国等, 2014; 陈立德和邵长生, 2015),可以划分为早中新统云池组和中更新统善溪窑组(向芳, 2004)。研究比较成熟的剖面主要分布在机场路剖面、卢演冲剖面、善溪窑剖面、云池剖面、李家院子剖面和白洋剖面 (向芳等, 2011; 康春国等, 2014; Wei et al.,2020; Xiang et al., 2020)。

长江全长6300 km,宜昌以上到源头为其上游,长4504 km,流域面积1×106km2;长江上游的主要支流有金沙江、岷江、嘉陵江等。金沙江长3464 km,流域面积为5×105km2。岷江全长735 km,流域面积1.3×105km2。嘉陵江全长1119 km,流域面积1.6×105km2。长江流域的河流以雨水补给为主,流量变化基本反映流域降雨量变化。流域多年平均降水量为1067 mm,受起源于太平洋及印度洋的亚热带季风控制(Luo et al., 2012)。

a—江汉盆地和采样位置分布图;b—宜昌砾石层主要研究地点位置图;c—李家院子和机场路柱状剖面图(据康春国等, 2014修改;地层年龄引用自Xiang et al., 2020和Wei et al., 2020)图1 研究区位置图Fig.1 Location map of the study area(a) Distribution diagram of the Jianghan Basin and the sampling location; (b) Location map of the main study site in the gravel layers in Yichang; (c) Columnar profile of Lijiayuanzi and Jichang Road (modified after Kang et al., 2014; Stratigraphic ages were cited from Xiang et al., 2020 and Wei et al., 2020)

2 样品来源及分析方法

2.1 样品来源

对长江干支流边滩和宜昌李家院子剖面和机场路剖面进行样品采集,每个点大约采集3～5 kg样品。在宜宾采集金沙江干流样品(28°44′36″N;104°35′50″E)。岷江样品采自乐山市下游的岷江干流边滩(29°37′44″N;103°45′11″E)。嘉陵江干流边滩样品采自嘉陵江汇入长江干流前(29°47′36″N;106°28′25″E)。长江干流样品采自丰都干流河漫滩(29°52′30″N;107°27′33″E)。李家院子 (30°28′22″N;111°27′11″E) 和机场路 (30°33′10″N;111°27′39″E)两个剖面采样点对应的沉积年龄分别为1.15～1.12 Ma(魏传义等, 2020; Xiang et al., 2020) 和0.75 Ma(Xiang et al., 2020)。

2.2 实验方法

将野外采集回来的碎屑样品经重砂分析、磁性分选等一系列过程,将钾长石分离出来,并在双目显微镜下进行人工挑选提纯,随机挑选＞300颗制成环氧树脂靶,并对靶片进行表面抛光处理。然后对所有样品进行背散射图像拍摄,选择某一颗粒的分析位置,避开包裹体和裂隙部位,提高分析精度。钾长石微区原位主微量元素含量在武汉上谱分析科技有限责任公司利用 LA-ICP-MS 完成。激光剥蚀系统和仪器型号与锆石样品一致。此次分析的激光束斑和频率分别为44 μm和5 Hz。单矿物微量元素含量处理中采用玻璃标准物质BHVO-2G、BCR-2G和BIR-1G进行多外标无内标校正(Liu et al., 2008)。分析数据的处理采用软件 ICPMSDataCal 完成。

主成分分析 (Principal Component Analysis:PCA)作为一种最常用的数据降维算法,同时也可看作是一种掌握事物主要矛盾的多元统计分析方法,是最为常用的特征提取方法。它通过对原始数据进行加工处理,使得问题处理的难度和复杂度大大简化,可以提高数据的信噪比,以改善原始数据的抗干扰能力(陈佩, 2014)。主成分分析主要运用Origion 9软件完成。

3 实验结果

钾长石颗粒的背散射图像如图2所示。来自宜昌以上长江干支流、机场路和李家院子的钾长石颗粒以棱角和次棱角为主,说明这些钾长石没有经历多期次的沉积循环过程。钾长石主、微量元素分析结果见表1。

图2 钾长石背散射图像(圆圈为样品分析点)Fig.2 Representative and backscatter images of K-feldspar grains (Circles indicate analytical spots for major and trace elementsdating)

表1 宜昌砾石层和长江上游碎屑钾长石LA-ICP-MS数据统计表Table 1 Descriptive statistics of LA-ICP-MS data for K-feldspar grains from the fluvial sands from gravel layers in Yichang and upper reaches of the Yangtze River

在Na2O和K2O、SiO2和K2O二维散点图中(图3a、3b),机场路和李家院子的样品彼此间形成重叠区域,与金沙江、岷江、嘉陵江以及长江干流相比,二者均与上述区域重合。在CaO和P2O5二维散点图中(图3c),机场路和李家院子的磷灰石有部分重叠在一起,但在纵向和横向上又分别出现特征分布区。在B和Li元素形成的二维散点图中(图3d),机场路与李家院子的样品有部分重叠在一起,但也了形成各自的分布区域,后者与金沙江、岷江、嘉陵江以及长江干流形成的分布区重叠。在Sc和Sn、Zn和Sc二维散点图中(图3e、3f),机场路与李家院子的样品分布区有部分重合,但大部分样品彼此间形成了自身的分布区域。同样可以看到,李家院子的样品主要与金沙江、岷江、嘉陵江以及长江干流形成的分布区重叠。

a— Na2 O和K 2 O;b—SiO2和K2 O;c—CaO和P2 O5;d—B和Li;e—Sc和Sn;f—Zn和Sc含量二维散点图图3 钾长石元素组成二维散点图Fig.3 Two-dimensional scatter plots of K-feldspar(a) Na2 O and K 2 O; (b) SiO2 and K 2 O; (c) CaO and P2 O5; (d) B and Li; (e) Sc and Sn; (f) Zn and Sc

在主成分分析结果中(图4),可以看到机场路与李家院子样品有少量磷灰石颗粒混合在一起,但整体上二者各自形成特定的分布区域。机场路的样品部分与金沙江和岷江重合,而李家院子的样品则主要集中在金沙江、岷江、嘉陵江以及长江干流形成的重叠区域内。

图4 宜昌砾石层和长江上游碎屑钾长石主、微量元素主成分判别图Fig.4 Principal and trace component determination diagram of detrital K-feldspar in gravel layers in Yichang and the main tributaries of the upper Yangtze River

4 讨论

通过对比碎屑钾长石原位地球化学组成变化,结合宜昌砾石层的地质年代,可判别其何时与宜昌以上的河流物质发生物源联系。钾长石中Na和K元素的含量变化较大(Rhodes, 1969; Tulloch and Palin, 2013; Xu and Jiang, 2017),可作为物源对比研究的指标之一。林旭等(2020a)对环渤海湾的主要河流进行碎屑钾长石原位地球化学分析,发现Na2O和K2O在河流和海砂样品中的组成差异明显,能很好区分不同物源区的物质。此外,在颗粒结晶过程中Si4+和K+离子共同进入钾长石中,成为其主要成分,不同源区的钾长石的SiO2和K2O含量二维散点图会呈现出空间变化(Tulloch and Palin, 2013;Xu and Jiang, 2017; 林旭等, 2020b),通常也可以用来区分不同源区的物质。除了Na2O、K2O、SiO2等这些主量元素外,在不同的温度和压力条件下,钾长石的其他主、微量元素组成也存在显著差异(Patterson and Tatsumoto, 1964; Rhodes, 1969;McCarthy and Hasty, 1976; Bureau et al., 2003),因而记录的物源信息更为全面。

在碎屑钾长石颗粒原位Na2O和K2O、SiO2和K2O含量二维散点图中(图3a、3b),宜昌砾石层中李家院子和机场路的样品与宜昌以上长江干支流的样品重合。在CaO和P2O5、B和Li、Sc和Sn、Zn和Sc二维散点图中(图3c—3f),机场路样品除了部分与李家院子样品重合外,又形成了独特的分布区域。结合主成分(PCA)分析结果,可以看到李家院子的样品主体上与宜昌以上长江干支流的物质重合,而机场路的部分样品偏离这一重合区域。区域内以往通过重矿物进行的物源对比结果表明,宜昌砾石层与长江上游干支流物质在1.1 Ma左右具有物源联系(康春国等, 2014;Wei et al., 2020),这与环境磁学和石英ESR得出的物源对比结果一致(张勇等,2009; 张玉芬等,2014;Wei et al., 2020)。另外,长江三峡在1.16～0.01 Ma发育多级河流阶地 (Li et al.,2001)。因此,宜昌砾石层李家院子(1.15 Ma)的物质主要来自宜昌以上长江干支流的物质。在0.75 Ma时,机场路砾石层除了可以看到金沙江的物质信号外,还可以看到新物源区出现的现象,导致其与0.75 Ma以前的宜昌砾石层物质出现差异。重矿物(向芳等, 2006a)、微量元素和稀土元素(向芳等, 2006b)、锆石U-Pb年龄物源对比研究结果表明,在0.7 Ma时宜昌砾石层中出现长江中上游物质(向芳等, 2011)。与此同时,在江汉盆地内部详细的物源示踪结果说明,在1.2 Ma时主要受长江上游物质的影响 (张玉芬等, 2008; 康春国等,2009; 杨建等, 2009; 袁胜元等, 2012),并在0.8～0.73 Ma出现金沙江源头的年轻碎屑锆石年龄(王节涛等, 2009; Sun et al., 2018),说明随着长江上游水系的不断拓展,新的物源区物质进入长江会引起下游沉积区的响应。因此综合考虑,宜昌砾石层机场路剖面的物质除了来自上述采样分析的长江干支流物质外,也存在尚不能判别的新物源区。

从宜昌砾石层的砾石以磨圆度、分选度极好为主要特征来看(康春国等, 2014),说明这些砾石经历较强的水动力搬运,遇到江汉盆地西部开阔的地势后,瞬间卸载堆积而成(向芳等, 2004;李庭等, 2010; 康出国等, 2014; 魏传义等, 2020)。无论是南海和黄海钻孔 (Wan et al., 2007; 叶芳等, 2007;Kim et al., 2020)、川西甘孜和黄土高原的黄土—古土壤序列(Yan et al., 2001; 刘冬雁等, 2009; Sun et al., 2010; Meng et al., 2018)、内陆塔里木盆地钻孔的地球化学指标 (Liu et al.,2020),还是宜昌砾石层和巫山黄土 (Xiang et al.,2020)、长江流域广发分布的网纹红土 (Qiao et al., 2003; Yin and Guo, 2006; Liu et al., 2012) 均记录在1.2～0.7 Ma时,东亚地区整体处于暖湿气候阶段(Fang et al., 2020),这与王婷等(2017)对全球24个典型海洋、黄土和湖泊钻孔数据的综合分析结果一致(图5)。另外,攀枝花附近的长江在1.3 Ma东流 (Kong et al., 2009; Deng et al.,2021),导致金沙江上游快速下切(董铭等, 2018;刘芬良等, 2020),以及长江三角洲多个钻孔在1.2 Ma和0.78 Ma出现物源变化和大套砾石层(Yang et al., 2006; 贾军涛等, 2010; 黎兵等,2011; 赵希涛等, 2017; Yue et al., 2018),都反映了长江流域此时受东亚和南亚夏季风的影响,水动力搬运能力较强的现象。此外,攀枝花以上的金沙江和龙门山内部岷江的河流阶地年龄和物源示踪结果表明,成熟的河流体系至少在3.6～2 Ma已经出现(李勇等, 2005;赵希涛等, 2006, 2008;Sun et al., 2020);系统的物源对比研究结果表明,长江上游物质进入江汉盆地的时间(2.0～1.7 Ma;杨达源, 1988; Shao et al., 2012; 杨建等, 2014;Li et al., 2021)和进入长江三角洲的时间 (3.2～2.5 Ma, 范代读等, 2006; 贾军涛等, 2010) 要比宜昌砾石层底部物质堆积时间早(1.15～1.12 Ma;Wei et al., 2020; Xiang et al., 2020),因此,宜昌砾石层李家院子和机场路两个剖面的物源示踪结果,主要体现了1.2～0.7 Ma期间长江流域受东亚和南亚夏季风的影响发生的物源变化现象。

图5 江汉盆地和长江三角洲第四纪钻孔地球化学指标与南海、黄土高原和塔里木盆地气候变化指标综合对比图(江汉盆地数据参考张玉芬等, 2008; 康春国等, 2009; 袁胜元等, 2012;长江三角洲数据参考黎兵等, 2011;南海气候指标引自Wan et al., 2007;黄土高原气候指标引自Meng et al., 2018;塔里木盆地气候指标引自Liu et al., 2020)Fig.5 A comprehensive comparison map of the Quaternary borehole geochemical index of the Jianghan Basin (Zhang et al., 2008;Kang et al., 2009; Yuan et al., 2012) and Yangtze River Delta(Li et al., 2011) with the climate change index of South China Sea(Wan et al., 2007), Loess Plateau (Meng et al., 2018) and Tarim Basin (Liu et al., 2020)

5 结论

通过对宜昌砾石层的碎屑钾长石原位地球化学分析,结合地层已报道的沉积时代,将其与长江干支流的碎屑钾长石原位地球化学结果进行对比,综合主成分分析结果表明,宜昌砾石层在1.15 Ma时和长江干支流存在物源关系;0.75 Ma时随着长江上游水系的拓展与调整,有新物源区的物质进入长江,从而影响了宜昌砾石层的物质组成。这些物源变化现象,主要体现了1.2～0.7 Ma期间长江流域受东亚和南亚夏季风的气候影响出现的沉积过程。