2018, Vol. 42
文章信息
- 朱潇, 蒋富清. 2018.
- ZHU Xiao, JIANG Fuqing. 2018.
- 风尘石英在物源示踪和古气候研究中的应用
- Applications of aeolian quartz in provenance tracing and paleoclimatic research
- 海洋科学, 42(4): 141-152
- Marina Sciences, 42(4): 141-152.
- http://dx.doi.org/10.11759/hykx20170519001
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文章历史
- 收稿日期：2017-05-19
- 修回日期：2017-08-01
2. 青岛海洋科学与技术国家实验室海洋地质过程与环境功能实验室, 山东 青岛 266061;
3. 中国科学院大学, 北京 100049
2. Laboratory for Marine Geology, Qingdao National Laboratory for Marine Science and Technology, Qingdao 266061, China;
3. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
风尘是地球系统的重要组成部分, 每年大约有2 000 Mt的风尘从陆地干旱和半旱区被释放到大气中, 其中1 500 Mt沉积在陆地, 500 Mt沉积在海洋[1]。非洲、亚洲、大洋洲和美洲中纬度干旱和半干旱区是全球主要的风尘源区, 其中非洲和亚洲的风尘贡献量超过全球总量的77%[1], 这两大源区通过大气环流向周边的大陆及其遥远的大西洋和太平洋输送风尘[1]。风尘不仅记录了风尘源区的古气候变化[2], 而且能够通过改变太阳辐射量[3]和影响海洋生物地球化学循环[4]从而影响气候变化, 因此风尘在全球气候变化研究中占有重要的地位。
风尘的主要矿物组成包括石英、云母、长石、伊利石和高岭石[5-6]。石英是风尘的重要组成部分, 物理和化学性质稳定[7-10], 几乎不受风化作用的影响, 在经历搬运和沉积过程后, 仍旧保留了原始的性质, 所以可以用于风尘来源和风尘源区的古气候变化的研究[11-12]。
从沉积物中提取石英的方法在近几十年不断发展。Syers等[13]首次提出用焦硫酸钠-氟硅酸的方法从岩石、沉积物和土壤中提取石英后, 不断有学者在此基础上对石英的提取方法做出改进, 以期得到纯度较高的石英, 用于古气候和古环境的研究。Sridhar等[9]认同Syers提出的焦硫酸钠-氟硅酸的方法, 只是在去除非结晶硅质和氟酸盐的方面作出了改进, 从而提高了提取的石英的纯度。孙有斌[14]针对黄土中石英的提取提出了焦硫酸钾熔融-氟硅酸溶解法, 万世明等[12]提出南海海洋沉积物中石英的提取可采用硫酸氢钾-氟硅酸溶解的方法。石英提取方法的不断改进提高了提取石英的效率和纯度, 是利用石英相关指标进行古气候研究的重要前提。
对陆地沉积物中单矿物石英的研究主要集中于风尘源区和距离源区较近的风尘堆积区[7, 15-17]。研究表明, 不同风尘源区的石英氧同位素值(δ18O)[15, 18], 电子自旋共振(ESR)信号强度和结晶度指数(CI)[16-17, 19]具有不同的特征, 因此石英的这些指标可用于物源示踪, 这些方法已成功应用于黄土高原黄土-古土壤序列中石英的物源识别[10, 15-16, 20]。同时黄土中石英的粒度变化和沉积速率的变化指示了东亚地区大气环流的变化[7, 21-23], 因此对陆地沉积物中单矿物石英的研究有助于揭示该区域古气候变化规律。
随着深海钻探计划(DSDP)、大洋钻探计划(ODP)、国际大洋发现计划(IODP)的实施, 对深海沉积物的研究得以进一步拓展。深海沉积物中的石英主要是陆源的, 自生成因和海底火山来源的石英在绝大部分海底沉积物中可以忽略[24-25]。Rex和Goldberg[26]指出深海沉积物中的石英含量在南北半球中纬度地区达到最大值, 与风尘源区和风系所在的纬度位置一致[24], 因此深海沉积物中的石英主要是由风搬运而来, 可用于指示古气候的变化。
大量的研究表明, 在风尘石英组分的诸多物理、化学性质中, 石英的δ18O、ESR信号强度和CI是石英源区的可靠示踪指标[10, 15, 17, 20, 27-28]; 石英的粒度、含量和通量, 以及形貌特征可用于指示东亚地区古气候的演变[7-8, 11, 29-32]。沉积物中石英单矿物气候指标可为研究古气候的变化提供更可靠的信息, 下面将分别介绍石英在物源示踪和古气候示踪研究方面的重要进展。
1 风尘源区识别风尘研究首先要解决物源问题, 目前物源研究常基于以下3个假设: (1)风尘源区的组成是不变的; (2)风尘源区的性质可由其表层样的性质确定; (3)地质历史时期的大气环流模式与现代的相似[28]。在以上假设条件下, 石英的δ18O、ESR信号强度和CI已成功应用于风尘源区的识别。相对于黏土矿物、元素和同位素等物源示踪指标[33-35], 石英的ESR信号强度、CI和δ18O能够更有效、更准确地进行源区示踪, 以下分别介绍。
1.1 氧同位素石英氧同位素的分馏只受形成时温度的影响[36], 在没有重结晶的情况下, 石英的δ18O在风化、搬运和沉积过程中不会有很大的改变[9, 10, 37], 能反映石英形成时的环境, 从而可以用于物源示踪。石英δ18O通常用平均大洋海水进行标准化(SMOW), 即
| $ \begin{array}{l} \;\;\;\;\;\;\;\;\;\;{\delta ^{18}}{{\rm{O}}_{{\rm{SA - SMOW}}}}\left( ‰ \right) = \\ \frac{{{\delta ^{18}}{{\rm{O}}_{{\rm{SA - RE}}}} + {{10}^3}}}{{{\delta ^{18}}{{\rm{O}}_{{\rm{SA - RE}}}} + {{10}^3}}}\left( {{\delta ^{18}}{{\rm{O}}_{{\rm{SA - SMOW}}}} + {{10}^3}} \right) - {10^3} \end{array} $ | (1) |
式中, δ18OSA-SMOW表示样品相对于SMOW的δ18O值, δ18OSA-RE表示样品相对于参考O2的δ18O值, δ18OST-RE表示标准样品相对于参考O2的δ18O值, δ18OST-SMOW表示标准样品相对于SMOW的δ18O值。
研究表明, 不同岩石种类石英的δ18O有其特定的变化范围(表 1)。石英形成时的温度越高, δ18O越低。
Rex等[38]早在1969年研究夏威夷岛土壤时就发现, 其中的石英的δ18O(+17.51‰)与夏威夷岛基岩的δ18O(约32‰)相差较大, 但是和太平洋深海沉积物中的石英δ18O(约+17‰~+18‰)[38-39]相似。因此认为, 夏威夷岛土壤与北太平洋深海沉积物来源是一样的, 均来自于北半球干旱区和半干旱区的风尘。
东亚各风尘源区石英的δ18O是有差异的, 从蒙古戈壁到中国北部沙漠和柴达木盆地, 再到塔克拉玛干沙漠石英的δ18O是逐渐增加的[15], 根据 < 16 μm和16~63 μm石英的δ18O, 可以划分出3个风尘源区:蒙古戈壁、中国北方沙漠和塔克拉玛干沙漠。各风尘源区石英δ18O为确定风尘的源区提供了参考。
侯圣山[40]指出马兰黄土中石英(4~16 μm)的δ18O在15.7‰~20.5‰, 平均为18.73‰, 这是中国黄土高原石英δ18O的典型值。7 Ma以来, 黄土中石英的δ18O变化与全样磁化率的变化相关性小, 而黄土的磁化率会受环境影响, 说明在一定粒径范围内, 石英的δ18O变化指示的是源区的变化, 与环境变化无关[10]。约25 Ma以来灵台和庄浪黄土中石英(< 16 μm) δ18O的变化与黄土源区的变化有关[20]。因此黄土剖面中石英δ18O的变化反映了风尘源区的变化。
石英的δ18O随粒径的减小而增大, 由于石英的δ18O仅受温度的影响[36], 所以不同粒级的石英δ18O不同可能反映的是源区的不同[10, 15, 39]。对东亚不同风尘源区内16 μm和16~63 μm石英颗粒δ18O的调查显示, 同一源区内不同粒级石英的δ18O差异均大于分析误差0.2‰, 最大相差4.5‰[18], 但δ18O均在风尘石英δ18O的范围内, 指出源区内不同粒级的石英的最初来源是不同的。所以在使用石英氧同位素进行物源示踪时, 需分别对不同粒级的石英颗粒分别进行氧同位素的研究。目前对东亚风尘源区和黄土中细颗粒(< 16 μm)石英的δ18O已有较为系统的研究, 因此在今后风尘石英组分的研究中, 可结合已有的数据对细颗粒石英的物源和环境指示意义开展进一步研究。
1.2 ESR信号强度和结晶度石英的ESR信号强度和CI是物源示踪的重要指标。ESR信号强度与岩石形成的年龄成正比, 形成时间越长, ESR信号强度越强[41]。CI是由Murata给出的经验公式计算[42]:
| $ {\rm{CI = }}F\left( {a/b} \right) $ | (2) |
式中, a是X-射线衍射图中67.74°和67.85°的峰谷值之差, b是67.74°的峰值与背景线之差, F是校正因子, 需由标准样品测得[42-43]。石英的结晶度反映其形成时间和形成时的环境, 如温度和形成速率, 岩浆作用和变质作用下形成的石英CI高(> 8.4), 沉积作用下形成的石英CI低(< 2.0)[42]。
Nagashima等[27]对日本河流沉积物和中国沙漠中石英的ESR和CI进行了对比研究, 结果表明, 日本河流沉积物、中国东北部沙漠和中国东部沙漠具有明显不同的特征, 如图 1所示, 其中端元A为中国北部风尘源区, B为中国东北部风尘源区, C为日本本州岛河流, 中国北部风尘源区ESR信号强度最强, CI居中; 中国东北部风尘源区CI最大, ESR信号强度居中; 日本本州岛河流ESR信号强度和CI均最小。日本海沉积物中细颗粒石英(中值粒径3~4 μm)的ESR信号强度7.0~8.6, 结晶度指数为7.4~8.7, 与日本河流沉积物所代表的端元接近; 粗颗粒石英(中值粒径5.5~8 μm)的ESR为9.0~15.5, CI为8.5~9.8, 与中国东北部沙漠和中国北部沙漠两个端元接近, 是两个端元的混合, Nagashima等[27]认为日本海沉积物中石英的粗粒组分和细粒组分来源不同:粗粒组分来自东亚大陆的风尘, 细粒组分来自于日本河流沉积物。
对东亚主要风尘源区细颗粒(< 16 μm)石英的ESR信号强度和CI研究表明, 风尘源区不同沙漠都有其特有的ESR信号强度和结晶度特征, 所以细颗粒(< 16 μm)石英的两个指标结合可以对主要风尘源区进行更为细致的划分(图 2)[19], 图中的灰色区域是根据不同风尘源区中石英的ESR信号强度和结晶度指数确定的。石英的ESR信号强度和CI分别与石英的氧同位素值进行结合, 同样可以实现各风尘源区的划分, 如图 3所示[15]。
对黄土中细颗粒石英(< 16 μm)的ESR信号强度和CI的研究结果识别了黄土细粒组分的来源, 并且这两个指标在时间上的变化, 显示出黄土高原风尘源区呈现冰期-间冰期的波动[17]。
目前, 对东亚各风尘源区以及风尘沉积区域, 如黄土高原、日本海等的研究表明:通过石英的ESR信号强度和CI进行源区识别研究, 需要考虑粒级对这两个指标的影响, 因为不同粒级的石英可能来源于不同的母岩, 比如细颗粒的石英可能主要来自于被强烈风化的母岩, 这些母岩在风化和再循环过程中仍保留了CI较高的石英颗粒, 不同粒级的石英从母岩形成时经历了不同的风化和循环过程, 但是它们的ESR信号强度和CI仍与母岩的相关指标是一致的[19]。因此造成了不同粒级石英颗粒指标的差异。研究表明, < 16 μm的组分能够占到风尘的70%[44], 且可以进行长距离搬运[45], 因此, 细粒石英(< 16 μm)的ESR信号强度和CI可以更加有效地区分各风尘源区, 在今后的深海沉积物源示踪研究中有望得到进一步应用。风尘最终源区的性质保持不变这一假设只能应用于地质构造没有发生明显变化的时期, 当研究的时间尺度较长, 如构造尺度的古气候变化时, 我们还需要考虑构造事件引起的源区性质的变化。
2 古气候示踪指标 2.1 石英的粒度风尘颗粒的粒度组成可以反映其搬运和沉积过程[46]。与源区距离的差异可引起风尘粒径的变化, 随着与源区距离的增大, 风尘粒径逐渐减小, 这一变化可用于指示风尘的源区和搬运动力。黄土高原的黄土粒径由西北向东南逐渐递减, 说明黄土是由西北风从北部和西北部的干旱和半干旱地区搬运而来[47-49]; 大西洋东北部风尘石英粒径随着距源区撒哈拉沙漠距离的增大而呈现减小的趋势[50-51], 说明这一区域石英来自于撒哈拉沙漠; 大西洋北部石英粒径在2~ 6μm, 随着距美洲和非洲距离的减小, 石英粒度增大, 因此大西洋北部石英来自于美洲和非洲[52]。大西洋风尘石英粒度的空间分布特征不仅指示其可能的物源区, 也为该区域风尘石英搬运动力的研究提供了依据。距离风尘源区1 000~2 000 km外, 风尘粒径的变化很小[53], 风尘粒径与运输风的能量均衡, 因此这些风尘粒径的变化代表运输风力的强弱[46, 53-55], 这一部分风尘被称为背景气溶胶[56]。近几十年对东亚地区、太平洋和大西洋沉积物的研究, 证实了风尘粒径可以指示风强度的变化[7, 22-23, 53, 55, 57-59]。
另外石英的粒度也可以指示风强度的变化。黄土-古土壤序列中沉积物的中值粒径已用来指示冬季风强度的变化[7, 60]。但是沉积物的中值粒径只是一个近似指标, 因为黄土和古土壤样品中的物质不仅包含风尘物质, 还包括成壤作用形成的黏土[60], 这使得黄土-古土壤序列中沉积物的中值粒径不能单纯地反映冬季风强度的变化。而石英在风化和搬运过程中性质稳定, 粒径大小不易改变, 所以风尘石英的粒度能够更有效地指示风的强度变化。肖举乐[7]将洛川黄土-古土壤中石英中值粒径和最大粒径的变化与深海氧同位素对比发现, 石英的中值粒径可以反映冬季风的平均强度, 石英的最大粒径可以反映冬季风的最大强度; 石英的中值粒径和最大粒径增大时, 冬季风增强; 中值粒径和最大粒径减小时, 冬季风减弱。
东亚大陆风尘石英粒径的变化不仅记录了东亚地区的气候变化, 而且响应于全球气候的变化, 因此是全球气候变化的重要示踪指标。如末次冰期的Heinrich事件不仅在北大西洋沉积物中有所记录[61], 而且在全球很多区域的沉积记录中均有明显的响应, 因此是一个全球性的气候变冷事件[62-64]。Heinrich事件六个变冷时期(H1—H6)与中国洛川黄土中石英平均粒径的峰值对应(图 4), Porter等[59]认为这一全球变冷事件可能会导致的东亚季风增强, 使得风尘石英的粒径变粗。因此东亚黄土中的石英粒径对于全球性的变冷事件具有明显的响应, 可用于指示全球气候变化。
石英的不同粒度端元代表不同的搬运方式, 可以指示不同的环境变化。通过石英的粒度指标研究古气候变化时, 我们应先分离出可靠的风尘组分, 利用Weibull分布函数可将不同粒度端元进行定量分离[23, 66], 黄土中石英的细粒端元的粒度众数是3~ 6 μm, 代表由西风带搬运的风尘组分, 而众数粒径25~40 μm的粗粒代表了东亚季风搬运的组分。济州岛风尘石英组分的粒度分布特征与黄土的类似, 同样表现出双峰态的特征, Lim等[8]用Weibull分布函数拟合方法, 定量分离了沉积物中的粗、细颗粒石英(图 5), 得到的粗颗粒石英的中值粒径(~15 μm), 以及粗颗粒石英在粗颗粒沉积物中的颗粒组分百分比(~46%), 这个结果与黄土中由冬季风搬运组分的沉积物特征相似(中值粒径15~25 μm, 含量48%~65%); 得到的细颗粒石英的中值粒径(~3 μm), 以及细颗粒石英在细颗粒沉积物中的颗粒组分百分比(~12%), 这个结果与北太平洋中由西风搬运的风尘特征相似[5, 6, 23, 57, 66], 由此认为济州岛的粗颗粒石英是由冬季风从东亚大陆搬运而来, 细颗粒石英是由西风从东亚大陆搬运而来。Lim将不同粒级的石英与可能源区石英特征相比较得出不同粒级石英的搬运方式和来源这一研究方法, 为我们研究石英的搬运方式和来源提供了一种新的思路。
陆地[48, 59-60, 67]和海洋[26, 57, 68]沉积物的研究表明风尘的含量和通量可以指示源区干旱程度, 但是如何从海洋沉积物中准确地分离出风尘组分是一大难题。以太平洋为例, 在研究北太平洋中部风尘通量时, 通常假设其中的碎屑组分全部来自于风尘[68-70], 其中忽略了火山和其他陆源组分的影响。相比较而言, 风尘石英由于具备更明确的物源示踪属性, 因此通过石英的含量和通量指示源区古气候(如:干旱程度), 具有更高的可信度。
石英的含量和通量在空间上的变化用以指示古气候变化时, 需要结合多个站位的结果进行分析。对太平洋东部七个站位的研究显示, 石英含量在30°N呈现高值, 向南北方向均呈减小的趋势, 由于这一海域石英是风尘组分, 所以认为石英含量纬向上的分布与纬向上大气风量和干旱源区的分布有关[26]。石英空间上的分布特征这一研究方法也应用到了撒哈拉沙漠附近的海区, ODP 659钻孔位于现代撒哈拉空气层中风尘爆发区的中部, 石英堆积速率较高, 但是在4.0~4.6 Ma, 659孔石英累积速率降低, 而位于该孔北部的ODP 657孔石英堆积速率呈现高值, 指示了这一时期与热带辐合带相关的风尘爆发区的北移[71]。
风尘石英含量和通量在时间上的变化响应了古气候的变化。南极Dome C冰芯中石英含量在末次冰期时显著增加, 说明冷期时大陆风尘向南极的输送量加[72]。风尘石英含量与伊利石含量的比值也常应用于撒哈拉沙漠附近区域气候变化的研究。赤道东大西洋中的石英是由东北风从哈拉沙漠搬运而来, 伊利石来自于其他源区, 冷期时石英含量增加, 暖期时石英含量减小, 这引起了石英与伊利石含量比值的变化, 这一变化指示了风强度的变化, 由此可进一步讨论该区域风强度变化与气候波动的关系[73]。
不同时间尺度上石英含量和通量的变化为研究不同地质历史时期的古气候变化提供了依据。济州岛沉积物中不同粒级风尘石英通量的变化指示了6 500 a以来该区域不同粒级石英通量变化的独立性。Lim[8]根据Weibull函数对粗粒和细粒石英端元进行了定量分离, 获得了由西风搬运的细粒组分和由东亚季风搬运的粗粒组分的含量, 并进而获得了不同粒度端元石英的通量。结果显示, 粗颗粒石英的通量在6 500~ 4 000 a时处于低值, 4 000~2 000 a增加, 而2 000~ 1 000 a又减小的趋势。细粒石英与粗粒石英通量的变化截然不同, 呈现百年周期的波动, 说明由冬季风搬运的粗粒组分通量与由西风搬运的细粒组分通量变化是相互独立的。由于西北太平洋地区的风尘可由冬季风和西风分别从中国北部沙漠和塔克拉玛干沙漠搬运而来[74], 那么不同粒级石英的通量可以指示不同风尘源区的干旱历史, 这为我们研究不同风尘源区的干旱历史提供了新的方法和思路。
日本琵琶湖中风尘石英颗粒来自于中国黄土, 所以琵琶湖风尘石英组分通量的变化可以反映东亚风尘源区干旱程度的变化[29]。日本琵琶湖1.45万a以来风尘石英通量的变化与黄土中石英平均粒径的变化趋势是一致的:干冷期, 石英通量增大; 暖湿期, 石英通量减小。但是石英通量的变化相对黄土粒度的变化, 有频率低、幅度小的特点, 也存在通量变化滞后于平均粒径的变化的现象, 一方面说明通量对冬季风变化的响应不及粒度敏感[29], 另一方面说明风尘石英通量受源区干旱程度控制[29]。
深海沉积物可提供更长时间尺度的石英含量和通量的变化。西北太平洋576A孔和北太平洋LL44-GPC3孔记录了约66 Ma和72 Ma以来石英含量和累积速率的变化(图 6)。15 Ma之前, 石英含量和沉积速率处于低值且变化较小; 15 Ma以来, 石英的堆积速率逐渐增加, 由于这两个站位受到海底扩张的影响位置逐渐移动, 所以石英堆积速率的变化指示这两个站位在15 Ma时移动至西风影响的区域, 开始受到西风搬运的风尘的影响; 2.5 Ma时石英含量和沉积速率的增加响应了北极冰盖的形成[75-76]。长时间尺度石英含量和通量的变化为古气候对全球构造事件的响应提供了更多证据。
石英颗粒的形貌特征主要是指其形状和表面结构特征, 形貌特征提供了关于其运输过程的信息[77], 可以反映一系列的沉积过程[31]。石英颗粒的形状可用圆度表示, 圆度是指颗粒最弯曲边界的半径与颗粒最长半径的比值[78], 圆度与颗粒的磨蚀程度有关, 具体受搬运机制、搬运时间和搬运距离的影响[79]。在粒径小于1 000 μm范围内, 较粗颗粒石英的磨蚀机会比较细颗粒石英的磨蚀机会大, 圆度在500~ 1 000 μm时呈现高峰, 随着粒径的逐渐减小, 圆度逐渐减小。而大于1 000 μm的石英颗粒, 由于其主要为蠕动载荷式运动, 造成其磨蚀机会减小, 圆度反而随粒径的增大而减小[80]。Whalley等[81]的石英磨蚀实验证明, 较大的风尘石英颗粒经过磨蚀后, 磨圆度较好, 而磨蚀下来的细颗粒磨圆较差(图 7)。风尘石英被认为是从较大颗粒石英上磨蚀下来的, 呈棱角状, 如秦安黄土中的石英颗粒(图 8)[32]。
风尘石英经过长时间的搬运磨蚀后, 磨圆度逐渐变好, 表面形成碰撞凹坑[82]。尼日利亚沙漠中的石英颗粒表现出很好的磨圆(图 9 a)[81], 推测可能是经历了长时间的磨蚀, 并且受到很强的剪切力, 但是并不是所有的沙漠石英颗粒都有很好的磨圆度, 这与石英颗粒受磨蚀的时间和能量有关[81], 比如秦安黄土中的石英颗粒具有次棱角状的形貌特征。非洲南部的风尘石英同样呈现了较好的磨圆, 并且表面有明显的碰撞形成的新月形痕迹(图 9 b)[31]。洛川黄土和日本琵琶湖风尘石英同样呈现出较好的磨圆度, 并且表面都有碰撞形成的凹坑(图 9c, d, e)[29]。
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| 图 9 磨圆度好的石英颗粒 Fig. 9 Round quartz grains a.尼日利亚沙漠中的石英颗粒(磨圆度好)[81]; b.非洲南部的风尘石英(磨圆度好, 表面有较多新月形痕迹) [31]; c.洛川黄土石英颗粒(< 10μm)[29]; d.洛川黄土石英颗粒(> 20μm)(表面有明显的碰撞凹坑)[29]; e.琵琶湖风尘石英颗粒[29] a. quartz from Nigeria desert (rounded grain)[81]; b. aeolian quartz from South Africa (rounded grain with numerous crescent percussion marks)[31]; c. quartz from the Luochuan loess (< 10 μm)[29]; d. quartz from the Luochuan loess (> 20 μm)(pitted surface)[29]; e. aeolian quartz from the Biwa Lake[29] |
Vos等[31]对不同成因的石英及其形貌特征进行了数据统计, 发现石英颗粒的磨圆度较好, 表面有凹坑的形貌特征可以作为西北太平洋沉积物中风尘石英的典型特征。除上述特征外, 统计显示风尘石英还具有其他的一些特征, 如具有次棱角状外形, 新月状的碰撞标志等。但是其他搬运方式也可以使石英颗粒具备这样的形貌特征, 如河流和海流搬运可以产生次棱角状的石英。因此这些特征不能作为识别风尘石英的典型特征。
综上所述, 由于石英形成后, 在一般环境条件下不存在重结晶的情况, 相对于其他示踪指标, 石英的形貌特征能更直观地指示搬运方式。但是通过石英的形态特征判断其运输机制, 需考虑样品所经历的搬运时间、搬运机制、搬运距离和所受磨蚀力的大小, 才能对得出比较符合真实情况的结果。也正因此, 石英的形貌特征仅可作为古气候研究的辅助指标, 而不能独立地解释古气候的变化。
3 存在的问题尽管风尘石英在物源识别和古气候示踪方面已经取得了一些进展, 但是在风尘石英的分离, 应用风尘石英解释古气候变化时还存在一些问题。
对风尘源区石英氧同位素、ESR信号强度和CI的研究表明, 同一源区内不同粒级石英的相关指标存在差异, 这是由不同粒级石英最初的来源不同造成的, 所以使用这些指标判断石英的物源时, 需要分粒级进行讨论。同时还要考虑除风尘石英之外其他条件下形成的石英, 如自生石英的δ18O偏高, 会影响整个石英组分的氧同位素值[10]。所以判断物源时应排除其他条件下形成的石英的影响, 再讨论风尘石英的物源。另外, 构造运动和古气候的变化会引起源区性质和大气环流的变化, 所以在研究风尘源区, 特别是长时间尺度风尘源区的变化时, 需要考虑构造运动和古气候的变化。
风尘石英的粒度和通量变化可以反映古气候的变化, 但是所得到的石英组分可能含有除风尘石英之外的其他石英组分, 如上述的自生石英, 所以需要从中分离出可靠的风尘石英组分, 可以借助Weibull分布函数, 确定不同端元的来源和搬运方式。对于受到火山活动和热液活动的影响的研究区域(如西北太平洋), 沉积物中含有火山玻璃, 那么很难分离出纯的石英单矿物, 因为目前还没有有效的物理和化学方法可以分离或去除火山玻璃而又不影响石英单矿物[25]。对于这一问题, 笔者认为可以首先通过焦硫酸钠熔融-氟硅酸溶解法提取石英[9, 13], 然后在显微镜下的观察, 判断是否含有火山玻璃。由于风尘石英和火山玻璃来源不同, 而且搬运方式也不同, 因此二者在粒度组成上应该有所差异。如果分离出的石英中混有火山玻璃, 那么可以通过粒度分析结果, 同样利用Weibull分布函数进行石英和火山玻璃的定量分离。
在石英搬运机制的辨别方面, 需要考虑研究区域是否有河流或海流的影响, 如果存在河流或海流的影响, 如何将风尘石英从中分离出来, 是用风尘石英进行古气候解释的重要前提。对于这些区域的石英的研究, 需要在区域上对不同搬运方式输入的石英粒度组成、形貌特征和氧同位素等方面的特征进行系统研究, 对比其是否有异同点。
在时间尺度方面, 目前缺乏对连续的长时间尺度的风尘石英古气候示踪的研究。作为相对稳定的矿物, 风尘石英在指示长时间尺度古气候演变中具有独特的优势, 可以为古气候演变提供更多可靠的证据。西北太平洋是亚洲风尘的重要“汇”, 长时间连续的沉积记录[83]为东亚古气候的重建提供了很好的材料, 而沉积物中的风尘石英将会在东亚古气候重建中发挥重要作用。
利用沉积物中的风尘石英组分的相关指标指示古气候的变化是一个反演的过程, 而建立石英指标的意义需要借助正演的方法。一方面可以借助地面观测网, 从风尘源区到沉积区之间的不同站位进行采样, 对石英搬运过程中的特征进行研究; 另一方面, 可以通过数值模拟对风尘的源区、搬运路径和风尘的特征进行预测, 目前已有很多区域和全球的高分辨率风尘模型, 如COAMPS、ADAM、DEWAM等。结合地面观测网观测到的风尘源区分布、卫星观测数据以及土壤湿度等数据, 可以确定模型需要设置的参数, 从而可以模拟出风尘源区、风尘运输特征、风尘通量、垂直方向上风尘的含量等[44, 84-85]。现代观测和数值模拟的运用可以为风尘石英对古气候的指示提供依据, 提高风尘石英古气候指标的可信度。
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