基于U-Pb定年和單顆粒鋯石粒徑分析示蹤中國黃土高原黃土和紅粘土物源

李云，宋友桂，聶軍勝，孫博亞

1)中國科學(xué)院地球環(huán)境研究所黃土與第四紀(jì)地質(zhì)國家重點實驗室，西安， 710075；2)中國科學(xué)院大學(xué)，北京，100049；3)蘭州大學(xué)西部環(huán)境與氣候變化研究院，蘭州，730000

內(nèi)容提要：中國黃土高原的風(fēng)成沉積蘊含著豐富的大陸古氣候和大氣環(huán)流變化信息,但關(guān)于黃土和紅粘土物源是否有變化目前仍存在著爭論。近些年，鋯石的LA-ICP-MS定年被廣泛用于追蹤沉積物來源，本文把碎屑鋯石的U-Pb定年運用到紅粘土中，并結(jié)合前人的數(shù)據(jù)和碎屑鋯石粒徑分析對黃土和紅粘土物源進(jìn)行了重新的討論，認(rèn)為黃土高原黃土碎屑鋯石主要來源于黃土高原北部戈壁沙漠和附近的沙漠，極少量鋯石來源于青藏高原北部，而不是主要來源于青藏高原北部和柴達(dá)木盆地，紅粘土的鋯石物源受近緣的基巖影響較大，朝那6.2～3.6Ma紅粘土鋯石碎屑部分來源于附近的六盤山。而且在0.12 Ma、0.86 Ma、1.25 Ma之間，黃土碎屑鋯石物源較穩(wěn)定，存在少量變化，在2.6 Ma和3.6 Ma前后，黃土、紅粘土碎屑鋯石物源存在明顯變化，這可能和全球變冷導(dǎo)致近地面冬季風(fēng)增強有關(guān)。

中國黃土分布廣泛，沉積連續(xù)，蘊含環(huán)境信息豐富，與深海沉積物、極地冰芯并稱為全球變化研究的三大支柱。迄今為止,關(guān)于黃土高原風(fēng)塵堆積的研究內(nèi)容涉及多個方面,如黃土成因(劉東生等, 1985; Ding Zhongli et al., 1998)、物質(zhì)來源(Zhang Xiaoye et al., 1993; Sun Jimin, 2002)、傳輸動力和路徑(An Zhisheng et al., 1991; Sun Donghuai et al., 2004)、東亞季風(fēng)的形成與演化及其與青藏高原的隆升和全球氣候變化之間的聯(lián)系(An Zhisheng，2000; 2001; Liu Tungsheng and Ding Zhongli, 1998; Song Yougui et al.,2001，2005a,b,2007; Li Yun et al., 2013)等。但到目前為止，科學(xué)家對于黃土物源是哪里及物源在黃土—古土壤序列內(nèi)部及第四紀(jì)黃土和第三紀(jì)紅粘土中間是否有變化這個重要問題還沒有達(dá)成一致意見(Ding Zhongli et al., 1999; Sun Jimin，2005; Sun Youbin et al., 2008; Zhu Bingqi and Yang Xiaoping, 2009; 陳駿和李高軍, 2011)。例如，基于Nd同位素指標(biāo)，Sun Jimin(2005)指出黃土粉塵物源區(qū)在約2.6 Ma前后存在顯著變動,是由于晚新生代東亞地區(qū)的構(gòu)造運動造成了高海拔山地的冰蝕作用加強,因而產(chǎn)生了更多較年輕的地殼物質(zhì)被搬運到黃土高原地區(qū)沉降造成的。而Wang Yinxi等(2007)基于相同的Nd同位素卻得出晚第三紀(jì)的紅粘土和第四紀(jì)的黃土—古土壤序列具有基本相同的物源系統(tǒng)。Derbyshire等(1998)認(rèn)為祁連山北部巨大的山麓沖積扇是黃土高原西部黃土的主要源區(qū)。Yang Shiling和Ding Zhongli(2008)根據(jù)近南北向梯度的黃土粒度等值線，認(rèn)為中國黃土的主要物源區(qū)在黃土高原北部并且黃土的搬運路徑應(yīng)為近南北向。而通過Sr—Nd同位素、碳酸鹽礦物含量等指標(biāo)，陳駿和李高軍(2011)認(rèn)為中國黃土具有近緣性特征，搬運方向與近地表盛行風(fēng)向一致，最終物質(zhì)來源于青藏高原北緣和中亞造山帶。

目前，鋯石的LA-ICP-MS定年對沉積物物源的指示的研究方法已經(jīng)成熟，并應(yīng)用到黃土和沙漠當(dāng)中(Soreghan et al., 2002; Xie Jing et al., 2007; Stevens et al., 2010, 2013; Pullen et al., 2011; Xiao Guoqiao et al., 2012)。

Pullen等(2011)根據(jù)黃土高原黃土碎屑鋯石年齡光譜與可能物源區(qū)進(jìn)行對比，得出柴達(dá)木盆地和青藏高原北部是黃土高原黃土的物源區(qū)。Stevens等(2013)進(jìn)一步指出柴達(dá)木和青藏高原北部的碎屑鋯石是由黃河搬運到毛烏素沙漠和黃土高原，黃河的搬運作用對毛烏素沙漠和黃土高原粉塵的形成起著重要的作用。Xiao Guoqiao 等(2012)認(rèn)為，至少在冰期間冰期尺度上，黃土高原的粉塵物源不僅在黃土和古土壤發(fā)生變化，也在黃土高原東部、中部和西部存在變化。本文把單顆粒碎屑鋯石的U-Pb定年應(yīng)用于第三紀(jì)紅粘土中，并結(jié)合前人的黃土、沙漠等數(shù)據(jù)和黃土、紅粘土碎屑鋯石粒度特征來分析中國黃土—古土壤序列內(nèi)部、第四紀(jì)黃土和第三紀(jì)紅粘土的碎屑鋯石物源區(qū)別。

圖1 中國主要沙漠分布和黃土高原黃土—紅粘土剖面位置圖，實箭頭和虛箭頭分別指示近地面冬季風(fēng)和高空西風(fēng)急流Fig. 1 Location of loess—red clay sections in the Loess Plateau and main deserts in China, solid and dashed arrows indicate the near-surface northwesterly winter monsoon and the high-altitude westerly jet, respectively

1 采樣地點和實驗方法

圖2 洛川黃土中鋯石形態(tài)及粒徑測量Fig. 2 Zircon shape in Luochuan loess and size measuring

本次研究選取了位于甘肅省靈臺縣朝那鎮(zhèn)南約5km的鄭家什字村(107°21′E，35°7′N)的朝那紅粘土剖面和位于陜西省洛川縣黑木溝的洛川黃土剖面(圖1)，朝那剖面距離西側(cè)的六盤山僅70km，其底部紅粘土年代為8 Ma(Song Yougui et al., 2001)。六盤山地區(qū)主要出露白堊紀(jì)和第三紀(jì)地層(Burichfiel et al., 1991; Zhang Peizhen et al., 1991)，在朝那紅粘土剖面中上部分別采集了6.2～3.6 Ma(CN RC02)和3.6～2.7 Ma(CN RC01)的紅粘土樣品，每個樣品重量約10kg，鋯石樣品送到河北省區(qū)域地質(zhì)調(diào)查大隊地質(zhì)實驗室進(jìn)行分選，采用淘洗、重液、電磁儀等方法，從中挑選出1000顆以上的鋯石，并在雙目顯微鏡下不分形狀、顏色、大小任意挑出約500顆鋯石，將之粘于雙面膠上，澆注環(huán)氧樹脂，待其固化后，用砂紙將鋯石磨平，使鋯石出露1/3～1/2，然后拋光，再進(jìn)行鋯石的光學(xué)、CL顯微圖像以及LA-ICP-MS分析。鋯石的CL照片在德克薩斯大學(xué)地質(zhì)系Cameca電子探針儀器上完成。測定工作也在德克薩斯大學(xué)地質(zhì)系同位素地質(zhì)實驗室進(jìn)行。激光剝蝕利用Merchantek公司生產(chǎn)的New Wave LUV213進(jìn)行。激光束斑直徑設(shè)定為10 m，采用He作為剝蝕物載氣。同位素測量用IsoProbe multicollector ICP-MS完成。每完成5個測點，即加測標(biāo)樣一次。鋯石年齡采用國際標(biāo)準(zhǔn)鋯石PL(Sláma et al., 2008)作外標(biāo)，德克薩斯大學(xué)同位素實驗室內(nèi)部標(biāo)準(zhǔn)鋯石S97-19作內(nèi)標(biāo)(Nie Junsheng et al., 2010)，年齡計算及諧和圖繪制用Isoplot完成。概率分布圖用亞利桑那大學(xué)的excel軟件生成(http://www.geo.arizona.edu/alc/Analysis%20Tools.htm)。生成的年代都根據(jù)Andersen(2002)方法校正普通鉛(common Pb)。其中≥1.0 Ga的年齡，由于含大量放射性成因Pb而采用207Pb/206Pb的年齡值；<1.0 Ga的年齡，由于可用于測量的放射性成因Pb含量低和普通Pb校正的不確定性，因而采用更為可靠的206Pb/238U的年齡值。本次研究對每個樣品隨機選擇70～120粒進(jìn)行測試，盡量滿足最大樣品需求數(shù)量，保證數(shù)據(jù)的真實可靠，具有數(shù)理統(tǒng)計意義。而且在洛川(LC)剖面采集了L1、L9、L15、L33和紅粘土層位(2.6～3.2 Ma)的鋯石樣品，并在高倍顯微鏡下完成了對鋯石粒徑的測試(圖2)。

2 結(jié)果與討論

2.1 中國黃土高原黃土、紅粘土碎屑鋯石粒度變化

從圖3可以看出，無論是上部黃土還是下部紅粘土，20～60 μm鋯石粒徑都是其主要粒徑，其中40～50 μm是其所占比例最大的粒徑。同時20～60 μm粒徑又是洛川第四紀(jì)黃土—古土壤沉積物的眾數(shù)粒級，Pye(1987)指出平均粒徑為20～70 μm的粉砂組分，在一般的風(fēng)暴中可上升到近地表的幾百米以內(nèi)，最大高度一般不超過上千米的大氣邊界層，理論計算的一次性搬運距離大致在1000 km 以內(nèi)，它們很少在空氣中懸浮較長的時間, 即便是被大風(fēng)吹起也只能在低空做短時間的懸浮而被搬運較短的距離, 一旦風(fēng)速減弱便回到地面而沉降, 它搬運的方式是近地面短距離懸移，而且粒徑越大，搬運距離越短。同時Yang Shiling 和 Ding Zhongli(2008)指出黃土高原上從北向南，各層位黃土大于20 μm粒徑的百分含量逐漸減小，說明大于20 μm粒徑的黃土物源主要由冬季風(fēng)從西北部的沙漠帶來，但是從西到東，沒有發(fā)現(xiàn)大于20 μm粒徑有明顯的變化。

黃土、紅粘土碎屑鋯石小于20 μm的粒度百分含量均小于1%，這與第四紀(jì)黃土—古土壤及新近紀(jì)紅粘土特征完全不同，究其原因，由于碎屑鋯石在脫離母巖區(qū)后，經(jīng)歷物理、化學(xué)風(fēng)化的作用，使其分解為鋯石的最小單元——單顆粒鋯石晶體，而絕大部分巖漿巖、變質(zhì)巖及碎屑巖的鋯石單顆粒晶體都大于20 μm，這些母巖區(qū)鋯石在風(fēng)力搬運及其后的沉積成巖過程中，由于鋯石具有極為穩(wěn)定的地球化學(xué)特征和較大硬度的特點，盡管發(fā)生了一定的磨圓，但鋯石晶體顆粒仍然較好地保存下來，特別是沒有受到粉塵物質(zhì)沉積成巖過程中成壤作用的影響。所以黃土、紅粘土碎屑鋯石粒徑粗粒部分(20～60 μm)為主要粒徑，與黃土、紅粘土粗粒組分相似，而細(xì)粒組分(小于20 μm)含量很少，與黃土、紅粘土細(xì)粒組分不同，而且作為重礦物，黃土中鋯石可能來自上風(fēng)向附近地區(qū)，不能代表平均物源信息(陳駿, 2012)。所以黃土、紅粘土碎屑鋯石物源可部分代表黃土、紅粘土物源。

紅粘土碎屑鋯石20～60 μm粒級的百分含量為52.2%，同時大于60 μm粒級的百分含量達(dá)到36.78%，這與L33層碎屑鋯石粒徑形成鮮明地對比。Pye(1987)指出在一般的塵暴事件中, 砂和粉砂級粗粒組分(70～500 μm)每次啟動只能在上升到近地表的幾厘米到幾米的高度并在水平方向上躍移同樣量級的距離, 這一組分就近形成風(fēng)成砂。而且顯微鏡下觀察的鋯石形態(tài)看，大于60 μm的碎屑鋯石都為自形，磨圓度較低，分選性好，搬運痕跡不大明顯，所以只可能來源于近源。同時當(dāng)紅粘土(2.6～3.6 Ma)沉積時，周圍有很多三疊紀(jì)、白堊紀(jì)基巖出露(劉東生等，1985)，紅粘土碎屑鋯石的物源可能與周圍基巖有關(guān)(孫博亞等, 2011)。

從洛川黃土、紅粘土碎屑鋯石粒徑分布來看，上粉砂層L9、下粉砂層L15兩個層位的碎屑鋯石粒度分布特征較相似，鹿化煜等(1999)指出黃土高原中部L9和L15都存在冬季風(fēng)加強事件，且L15的冬季風(fēng)比L9時強。這和我們在L9和L15中碎屑鋯石粒度眾數(shù)粒徑40～50 μm所占比例逐漸增大相一致，但是大于60 μm的碎屑鋯石沒有增加，從此可以推測出，40～50 μm的碎屑鋯石粒徑可能和風(fēng)力大小相關(guān)性高，而大于60 μm的碎屑鋯石粒徑可能和物源區(qū)距離相關(guān)性高。從圖3可以看出，L9相對于L1來說，碎屑鋯石粒徑更加集中于40～50 μm，應(yīng)該是由于L9時冬季風(fēng)增強所造成的。而L15到L33和L33到E這兩階段，碎屑鋯石粒徑存在顯著變化，可能和當(dāng)時冬季風(fēng)的強弱和距物源區(qū)的遠(yuǎn)近有關(guān)，基于磁化率和粒度指標(biāo)，Sun Youbin等(2006)指出東亞季風(fēng)在0～1.25 Ma、1.25～2.72 Ma和2.72～3.4 Ma存在明顯的變化。

圖3 洛川剖面鋯石粒度頻率曲線Fig. 3 Distribution curve of zircon size in the Luochuan section

2.2 構(gòu)造尺度上黃土、紅粘土碎屑鋯石物源變化

從圖4、表1中可以看出，200～350 Ma和350～560 Ma為各層黃土的主要峰值。L1、L9、L15在其主峰值200～350 Ma、350～540 Ma表現(xiàn)出明顯相似性。首先我們比較了L1和L9，L1中次峰值860～1100 Ma、1820～1940 Ma和2460～2600 Ma在L9中表現(xiàn)很弱，0～150 Ma的鋯石在L1中較多，而50～200 Ma的鋯石在L9中較多。L15碎屑鋯石年齡分布與L1相比較，二者無論在主峰值(200～350 Ma和350～540 Ma)，還是在次峰值860～1100 Ma、1820～1920 Ma和2460～2600 Ma都表現(xiàn)出很好的相似性，小于200 Ma的峰值也較相似。所以L1、L9、L15碎屑鋯石物源主峰值一致，次峰值含量上有一定變化，結(jié)合3個層位碎屑鋯石粒徑分析，我們認(rèn)為黃土碎屑鋯石物源在L1、L9、L15 3個層位較穩(wěn)定，出現(xiàn)的變化可能和當(dāng)時冬季風(fēng)的強弱有關(guān)(Sun et al., 2006)。

表1 洛川黃土和朝那紅粘土碎屑鋯石主要年齡峰值所占比重(洛川黃土鋯石數(shù)據(jù)來自Pullen et al., 2011)Table 1 Main peak percentage of detrital zircon U-Pb ages of the Luochuan loess and Chaona red clay section (detrial zircon data of the Luochuan loess published by Pullen et al., 2011)

圖4 洛川黃土和朝那紅粘土碎屑鋯石年齡概率分布(洛川黃土鋯石數(shù)據(jù)來自Pullen et al., 2011)Fig. 4 Detrital zircon U-Pb ages of the Luochuan loess and Chaona red clay section(detrital zircon data of the Luochuan loess published by Pullen et al., 2011)

L33分析的碎屑鋯石數(shù)量較少，可能沒有統(tǒng)計意義，但是L33碎屑鋯石年齡的主峰值200～350 Ma、350～560 Ma表現(xiàn)出與L1、L9、L15明顯的相似性，但是沒有出現(xiàn)1820～1940 Ma和860～1100 Ma的兩個次峰值，而1200～1600 Ma的峰值出現(xiàn)較多。并結(jié)合L33層碎屑鋯石的20～60 μm粒級和大于60 μm粒徑相比于L1、L9、L15有明顯地減少和增加，我們初步認(rèn)為L15和L33之間，黃土碎屑鋯石物源有可能存在變化，可能和當(dāng)時冬季風(fēng)的強弱有關(guān)(Sun Youbin et al., 2006)，這還需要后續(xù)的工作加以證明。

洛川剖面和朝那剖面都屬于黃土高原中部，兩者相距大約200 km，朝那剖面距離六盤山僅70 km，這里我們對比了朝那紅粘土(CN RC01-02)與洛川黃土(L1-L33)碎屑鋯石年齡概率分布曲線，在L1-L33中200～340 Ma為主峰，所占比例為15.4%～27.9%，而在CN RC01-02中200～340 Ma已經(jīng)不是主峰，分別所占比例為2.6%～8.8%，在L33中1200～1800 Ma峰值有一定量出現(xiàn)，但是在CN RC01中則沒有。Xiong Shangfa等(2001)指出2.4～2.6Ma存在明顯的粒度增強、風(fēng)力增強事件，和北半球冰蓋快速擴(kuò)張事件有關(guān)(Shackleton et al., 1984, 1995)。在2.6～3.6 Ma期間，風(fēng)力較弱，朝那紅粘土可能受到近緣的六盤山和周圍的基巖影響較大，而且對朝那紅粘土碎屑鋯石粒徑分析也支持上面的結(jié)果。

在紅粘土內(nèi)部的CN RC01和CN RC02兩者之間存在明顯變化，在CN RC01和CN RC02中350～540 Ma峰值所占比例分別為18.4%和28.1%，為其主峰值，而且200～350 Ma已經(jīng)不是CN RC01的主峰，1600～1740 Ma成為CN RC01的次峰，但是在CN RC02中沒有。Wen Lingjuan等(2005)指出3.5～2.6 Ma紅粘土顆粒最粗，傳輸動力強度最大，而6.2～3.5Ma顆粒較細(xì)，傳輸動力強度較小，而且更容易受到近緣的影響，就造成了CN RC01和CN RC02鋯石物源的不同。

綜上所述，在L1、L9、L15之間，黃土碎屑鋯石物源較穩(wěn)定，存在少量變化，在2.6Ma和3.6Ma前后，黃土、紅粘土碎屑鋯石物源存在明顯變化。

2.3 黃土高原黃土主要物源區(qū)

圖5中顯示出洛川黃土、朝那紅粘土與可能物源區(qū)鋯石年齡的對比，由于毛烏素沙漠和騰格里沙漠位于蒙古荒漠戈壁的冬季風(fēng)下風(fēng)向，而且與前人(李舢等, 2010)做的蒙古荒漠戈壁的碎屑鋯石主要年齡進(jìn)行對比，發(fā)現(xiàn)毛烏素沙漠和騰格里沙漠碎屑鋯石年齡組合可以代表蒙古戈壁和附近沙漠的主要碎屑鋯石年齡。

從圖5中可以看出，洛川黃土碎屑鋯石主要峰值有0～200 Ma、200～350 Ma、350～560 Ma、740～1000 Ma、1820～1940 Ma、2460～2600 Ma。其中0～200 Ma的峰值雖然高，但是所占比例只有4.7%，含量非常少，不是黃土碎屑鋯石的主要年齡。雖然柴達(dá)木盆地和松潘—甘孜地塊的碎屑鋯石年齡可以滿足大部分黃土碎屑鋯石年齡(Pullen et al., 2011)。但是鋯石不應(yīng)該來自于柴達(dá)木盆地和青藏高原北部(Pullen et al., 2011；Stevens et al., 2013)的原因如下：① 雖然柴達(dá)木盆地里近地表為西北風(fēng)，但是柴達(dá)木盆地被高山包圍，從盆地西北部吹來的粉塵被下風(fēng)向廣闊的高山阻擋(海拔>4000 m)，而沉積在盆地的東南山麓(Sun Jimin, 2002)；② 從黃土碎屑鋯石粒度角度看，黃土碎屑鋯石的眾數(shù)粒級為40～50 μm，鋯石的比重較大，為4.4～4.8，風(fēng)塵中鋯石等重礦物可能來自于傳播路徑中相對臨近的物質(zhì)源區(qū)(陳駿和李高軍, 2011)；③ 雖然Stevens等(2013)所采集的黃河沙碎屑鋯石年齡與青藏高原北部和柴達(dá)木盆地，以及洛川第四紀(jì)黃土組合(Pullen et al., 2011)有較好的一致性，但是Zhang Fei等(2013)證明黃河上游黃土的風(fēng)化對黃河上游河水化學(xué)和沉積物的組成有一定的貢獻(xiàn)，同時Yang Jiedong等(2009)，基于Sr—Nd同位素，也認(rèn)為西寧黃土和瑪曲黃河沉積物有較好的一致性。所以我們認(rèn)為由于近緣侵蝕作用使黃河上游分布的黃土對黃河上游泥沙有一定的貢獻(xiàn)，黃河上游泥沙不可能完全來自松潘—甘孜地塊，由此想法，我們進(jìn)一步把西寧黃土L1的鋯石年齡數(shù)據(jù)(Xiao Guoqiao et al., 2012)與黃河沙(Stevens et al., 2013)進(jìn)行了對比(圖6)，兩者顯示出很好的一致性，除了黃河沙中1800～1900 Ma峰值。而且采集黃河沙的地點正好位于湟水與黃河交匯點的下游(圖1)，這更加認(rèn)證了黃河沙中包含很多近緣河水侵蝕的黃土，而不是主要代表黃河上游松潘—甘孜地塊的物質(zhì)。

圖5 綜合新數(shù)據(jù)和以前發(fā)表過的數(shù)據(jù)的碎屑和巖漿巖鋯石U-Pb年齡圖Fig. 5 Composite detrital and igneous zircon U-Pb age plots summarizing new date and previously published data祁連山數(shù)據(jù)來自徐學(xué)義等, 2008, 陳雋璐等, 2008 和雍擁等, 2008；毛烏素沙漠(Mu Us)、騰格里沙漠(Tengger)、松潘—甘孜(Songpan—Garze)數(shù)據(jù)來自Stevens et al., 2010; SKZ 4～7 Ma數(shù)據(jù)來自Wang et al., 2013Qilian zircon data derive from Xu Xueyi et al., 2008, Chen Juanlu et al., 2008 and Yong Yong et al., 2008; Mu Us, Tengger desert, Songpan—Garze data derive from Stevens et al., 2010 , and SKZ 4～7Ma detrial zircon date of the Sikouzi section published by Wang Weitao et al., 2013

圖6 西寧L1黃土與黃河沙鋯石年齡Fig. 6 Detrital zircon age of Xining L1 loess and Yellow River sand西寧L1黃土數(shù)據(jù)來自Xiao et al., 2012，黃河沙數(shù)據(jù)來自Stevens et al., 2013Xining loess L1 data from Xiao et al., 2012, Yellow River sand data from Stevens et al., 2013

從西北向的冬季風(fēng)風(fēng)向來看，祁連山的碎屑鋯石數(shù)據(jù)可以掩蓋住黃土中350～560 Ma和740～1000 Ma的峰值，毛烏素沙漠和騰格里沙漠的碎屑鋯石數(shù)據(jù)可以掩蓋住黃土中200～350 Ma、1820～1940 Ma和2460～2600 Ma的峰值，所以黃土高原的鄰近沙漠、戈壁和祁連山的碎屑鋯石年齡可以完全滿足黃土高原黃土的碎屑鋯石年齡主要峰值。根據(jù)黃土粒徑、黃土主要風(fēng)向、黃土碎屑鋯石粒徑分析，并結(jié)合黃土碎屑鋯石年齡光譜和可能的物源區(qū)碎屑鋯石年齡進(jìn)行對比，我們得出黃土碎屑鋯石主要來自黃土高原鄰近沙漠、戈壁和祁連山地區(qū)。至于黃土中0～200 Ma的鋯石，在黃土高原鄰近沙漠、戈壁和祁連山中確實很少出現(xiàn)，而青藏高原東北部有較多的小于50 Ma的火山活動(Pullen et al., 2011)，但是這部分鋯石年齡在洛川L33中沒有出現(xiàn)(可能是測試鋯石數(shù)量較少的原因)，在L1、L9、L15中有很少量的出現(xiàn)，可能是由于全球變冷(Shackleton et al., 1995)，導(dǎo)致在青藏高原東北部的冰川磨蝕和冰凍風(fēng)化作用增強(Sun Jimin and Zhu X, 2010)，致使青藏高原東北部的0～200 Ma的少量鋯石被吹到了黃土高原(Pullen et al., 2011)或者被黃河搬運到黃土高原(Stevens et al., 2013)。

紅粘土中200～350 Ma所占比例明顯比黃土中低，可能是由于6.2～2.6 Ma傳輸動力強度較小，致使黃土高原北部的200～350Ma碎屑鋯石沒有大量進(jìn)入到紅粘土中，而且從圖5中可以看出，SKZ 4～27 Ma砂巖碎屑鋯石年齡分布曲線(Wang Weitao et al., 2013)與CN 6.2～3.6 Ma的紅粘土有明顯的相似性，而SKZ 4～27 Ma砂巖是來寺口子剖面漸新世到上新世的沉積，可以代表六盤山地區(qū)的平均基巖鋯石年齡，所以紅粘土在6.2～2.6 Ma時期，黃土高原基巖出露較多，朝那紅粘土碎屑鋯石物源可能受到周圍基巖和六盤山碎屑鋯石的影響。通過鄂爾多斯盆地8.0 Ma以來紅粘土?xí)r空分布特征，Yue Leping等(2007)指出中新世晚期—上新世，鄂爾多斯地塊已完成由盆地向高原轉(zhuǎn)型，其明顯的環(huán)境效應(yīng)在地貌上表現(xiàn)為差異隆升造成的起伏地表，形成了遭受風(fēng)蝕的高地與接收紅色粘土沉積的洼地。同時，基于光學(xué)顯微鏡、粒度和主量、微量元素分析，Guo Zhengtang等(2001)認(rèn)為在6.2～3.6 Ma的紅粘土沉積明顯受地表水的擾動影響。這進(jìn)一步支持了紅粘土6.2～2.6 Ma可能受近緣基巖影響的結(jié)論。

3 結(jié)論

對比中國黃土高原黃土主要層位L1、L9、L15、L33、E之間，黃土、紅粘土和可能主要物源區(qū)的碎屑鋯石粒徑和年齡分布，揭示出黃土高原黃土碎屑鋯石主要來源于黃土高原北部戈壁沙漠和附近的沙漠，極少量鋯石來源于青藏高原北部，而不是主要來源于青藏高原北部和柴達(dá)木盆地(Pullen A et al., 2011)。而且在L1、L9、L15之間，黃土碎屑鋯石物源較穩(wěn)定，存在少量變化，在2.6 Ma和3.6 Ma前后，黃土、紅粘土碎屑鋯石物源存在明顯變化。