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 蒋汉朝

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

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。

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图1 青藏高原东缘2个湖相沉积剖面和蓝田剖面岩性柱Fig.1 Two profiles of lacustrine deposits in eastern margin of the Tibet Plateau and lithology column of Lantian section

1 概况

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(Wangetal.，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(Jiangetal.，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。

根据理县湖相沉积剖面的粒度和磁化率变化特征(Jiangetal.，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。

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。

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图3 蓝田剖面末次冰期以来黄土—古土壤粒度特征分布图Fig.3 Characteristics of grain-size distribution of loess sediments-ancient soil in Lantian section since the last glacial period

3 结果

3.1 黄土粒度组分和磁化率特征

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 μm和2～10 μm组分含量明显高于黄土。相比之下，大于 10 μm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。

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Fig.4 Statistical diagram of different grain-size fractions and frequency accumulation curve of the lacustrine sediments of eastern Tibet Plateau

3.2 新磨村湖相沉积物的粒度组分和磁化率特征

3.3 理县湖相沉积物的粒度组分和磁化率特征

就事件层来说，在理县剖面中，湖相沉积物主要以2～10 μm和32～63 μm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 μm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 μm组分含量明显高于新磨村剖面。

4 讨论

4.1 相关性分析

4.1.1 蓝田黄土剖面

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

4.1.2 新磨村剖面

就事件层(N=133)来说，SUS与20～32 μm(R2=0.59)、32～63 μm(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 μm组分的突然升高缓慢降低波动特征尤为明显。SUS与2～10 μm(R2=-0.52)和10～20 μm(R2=-0.43)2个组分均呈现显著的负相关关系，与小于2 μm(R2=-0.27)的负相关性较弱。图2-A中SUS与小于20 μm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 μm组分呈负相关关系(R2=-0.42～-0.05)，与大于 20 μm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 μm(R2=-0.57，-0.42)和10～20 μm(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 μm(R2=0.55，0.60)、32～63 μm(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 μm(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 μm组分的正相关性最强；与2～10 μm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)。

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

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，Dingetal.，1994)；而青藏高原东缘构造活动多，粉尘沉积速率快(1.4 m/ka，Jiangetal.，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(Zhouetal.，1990;Verosubetal.，1993;Nieetal.，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(Jiangetal.，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(Jiangetal.，2017;钟宁等，2020)。黄土高原黄土—古土壤沉积的SUS与小于20 μm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 μm这一背景粉尘沉积的粒度组分(Tsoar and Pye，1987)；与2～10 μm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 μm粒度组分显著负相关，特别是与32～63 μm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(Jiangetal.，2014，2015;Liang and Jiang，2017)。理县和新磨村湖相沉积物的SUS与大于 20 μm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 μm粒度组分呈现最强正相关，表明32～63 μm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(Jiangetal.，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(Zhongetal.，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 μm粒度组分呈现最强正相关，也与2～10 μm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 μm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 μm与32～63 μm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 μm粒度组分与揭示事件性沉积的32～63 μm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。

5 结论