2020, Vol.40
2 泰山学院旅游学院, 山东 泰安 271000;
3 中国科学院地质与地球物理研究所, 中国科学院新生代地质与环境重点实验室, 北京 100029;
4 中国科学院生物演化与环境卓越创新中心, 北京 100044;
5 中国科学院大学地球与行星科学学院, 北京 100049;
6 中国科学院地球科学研究院, 北京 100029)
黄土是记录古环境演变的重要载体之一。我国黄土高原的黄土-古土壤序列在第四纪古环境变化研究中发挥了非常重要作用[1~5]。位于黄土高原以东的鲁中山地北麓的山间谷地及山麓地带也发育着一套厚度不一的黄土堆积[6~11]，厚度较大的剖面一般达到20~30 m，在野外多数剖面可以清楚地识别3~5层古土壤。由于该区位于黄河下游的海陆交接地带，属于暖温带半湿润季风气候区，鲁中山地北麓黄土-古土壤序列研究对重建我国东部冲积平原区冰期-间冰期古环境演化历史，以及进一步认识东亚季风时空差异特征等方面具有很大潜力。因此，近年来学界对鲁中山地北麓黄土的关注越来越多[11~16]。
目前，鲁中山地北麓黄土的研究主要集中在成因[6~9]、物源[6, 11~12]和年代学[10~14]等方面，古环境研究[9, 15~16]仍处于起步阶段。野外观察和沉积学研究[12]显示一些出露较好的剖面具有典型的风尘沉积特征。鲁中山地北麓黄土的物源一度存在较大争议，主要有远源[1, 6]和近源[7~8]两种观点。近年来，系统的沉积学和地球化学[9, 11~12]的研究表明鲁中山地北麓的黄土与黄土高原黄土不同，主要来华北平原的第四系松散沉积和黄河冲积物质。在年代学方面，磁性地层[11]显示鲁中山地北麓黄土最老可达中更新世；而较高分辨率的山东平阴黑山剖面光释光测年结果[13~14]表明在末次冰期L1与全新世古土壤S0和末次间冰期S1的界限年龄大致与黄土高原一致。上述研究为挖掘鲁中山地北麓黄土的古环境信息奠定了良好的基础。但对该套沉积记录已开展的沉积学和地球化学等指标的研究[7~9, 11~12]主要集中在沉积环境背景和风化强度等方面，其经历的风化成壤过程尚待系统开展。而且，对鲁中山地北麓黄土的物源示踪主要是采用沉积学和地球化学方法[7~9, 11~12]，还需要其他手段的进一步验证。上述的薄弱环节限制了区域冰期-间冰期古环境演变等信息的挖掘。因此，鲁中山地北麓黄土的一些基础性的研究工作还需要开展。
土壤或沉积物中的粘土矿物组成与结构变化在识别其风化成壤过程、重建古环境、示踪物质来源等[17~22]方面均发挥了重要作用。在陆相风尘堆积中，粘土矿物的古环境研究主要以黄土高原地区的第四纪黄土沉积最为系统，根据黄土-古土壤的粘土矿物组成的时空变化特征揭示了土壤形成发育过程以及不同时间尺度的古气候变化特征[23~27]，而其黄土沉积中的一些碎屑成因的粘土矿物组合变化则蕴含了物源变化的信息[1, 23~25, 28]。但目前对鲁中山地北麓黄土沉积粘土矿物的研究仅限于少数末次冰期样品的分析[11]。因此，为进一步挖掘该地黄土沉积记录的古环境信息，本文利用X射线衍射(XRD)技术，对鲁中山地北麓黑山剖面末次冰期黄土和间冰期古土壤样品的粘土矿物(< 2 μm)进行了定性及半定量分析，主要目的：1)对比分析黄土与古土壤样品的粘土矿物的组合特征、伊利石结晶度与绿泥石风化指数的变化，揭示末次间冰期古土壤经历风化成壤作用及古环境意义；2)与黄土高原末次冰期黄土粘土矿物组成进行比较，进一步探讨鲁中山地黄土的物源。
1 材料与方法 1.1 研究剖面概况鲁中山地位于山东省中部，地形主要为低山丘陵及其过渡地带，海拔一般在200~1500 m(图 1)。该地现代为暖温带大陆性半湿润季风气候区，冬季受西伯利亚高压影响，盛行西北风，而夏季主要受来自太平洋的暖湿气流影响，盛行东南风[12]。厚度较大的典型风成黄土剖面主要分布在鲁中山地北部的山间谷地和山麓地带。
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图 1 黑山剖面位置示意图 Fig. 1 Schematic map showing the location of the Heishan profile |
本文研究的黑山剖面(HS：36°10.05′N，116°20.63′E)位于鲁中山地西北麓，黄河下游南岸，在山东省平阴县东阿镇东黑山村附近(图 1)。该区年均温和年降水量分别为14.4 ℃和631 mm。剖面厚约12.3 m，顶部为现代耕作层，其下为全新世古土壤S0、末次冰期黄土L1和末次间冰期古土壤S1。详细的地层描述见表 1，其中代表性土层颜色通过与芒塞尔(Munsell)标准色卡[29]对比获得。光释光测年结果[13~14]显示末次冰期黄土L1与全新世古土壤S0和末次间冰期古土壤S1的界限年龄分别为10.9±0.6 ka和65.0±2.2 ka。
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表 1 1平阴黄土剖面土壤地层特征 Table 1 Pedological features of the loess in the Pingyin section |
在野外我们对黑山剖面进行了土壤地层的划分，并以2.5 cm的间隔采集粉末样品[13]。在实验室内将样品自然风干后，采用Bartington Instruments MS2磁化率仪进行了低频磁化率测量[13]。本研究根据地层结构、野外成壤特征及磁化率数值选取各层代表性样品12个样品进行了粘土矿物(< 2 μm)分析，其中末次间冰期古土壤S1层7个，末次冰期黄土L1层5个(表 2)。
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表 2 黑山剖面黄土和古土壤样品的粘土矿物含量(%)、伊利石结晶度(KI)与绿泥石风化指数(0.47/ 0.71 nm) Table 2 Clay mineral contents(%), illite crystallinity(KI)and chlorite ratio(0.47/ 0.71 nm) of the loess and paleosol samples from the Heishan section |
粘粒样品提取及定向薄片制作：1)将所选取的样品称取10 g，先后两次加入10 ml的10 %的双氧水去除有机质，再加入40 ml的1 mol/L的醋酸去除碳酸盐2~3次，直至去除干净为止；2)为使样品均匀分散，加入六偏磷酸钠((NaPO3)6)后在超声波仪器中采用功率70 Hz的条件超声分散10 min；3)根据Stokes沉降法提取 < 2 μm的粘粒样品；4)将提取出来的粘粒原液分为两份，分别用1 mol/L的氯化镁(MgCl2)溶液和1 mol/L的氯化钾(KCl)溶液进行饱和处理，去氯离子后浓缩制作成定向薄片待机测试。粘土矿物测试及数据处理：1)实验测试仪器采用PANalytical X′Pert Pro MPD粉末X射线衍射仪，设置参数为：电压45 kV，电流40 mA，Cu靶，扫描速度为0.1313/s，步长为0. 01313°2θ，扫描范围为3.7°~30°2θ。其中，镁饱和样品测试分为自然风干、乙二醇和甘油饱和处理薄片3种，而钾饱和样品薄片分别是自然风干、300 ℃和550 ℃分别加热2 h处理3种；2)粘土矿物的定性分析根据衍射峰的位置、强度、形状及宽度[30]。半定量数据处理在乙二醇处理衍射曲线上采用Ragaku软件自动拟合获得。粘土矿物相对含量根据相应衍射峰的积分面积的百分比获得[31]。为获得0.7 nm的叠加衍射峰的高岭石(001)和绿泥石(002)各自所占的积分面积，本文采用慢速扫描方法[31]通过拟合0.358 nm和0.354 nm峰的面积比获得。扫描速度为0.020516/s，步长为0. 0016413°2θ，扫描范围为24°~26°2θ。伊利石结晶度采用kübler指数(KI)，即伊利石1.0nm处衍射峰的半高宽[32]，相对较高的KI值指示伊利石结晶度较差，反之则结晶度较好。绿泥石风化指数是黄土-古土壤研究中新发展的风化指标，即0.47 nm峰与0.71 nm峰比值(0.47/ 0.71 nm)获得[33]。
3 结果 3.1 粘土矿物的定性分析黑山剖面代表性样品的X射线衍射图谱(图 2)显示，在黄土和古土壤中，镁饱和自然风干粘粒样品较为显著的衍射峰主要分布在1.4 nm(6.25°2θ)、1.0 nm(8.87°2θ)、0.71 nm(12.45°2θ)、0.5 nm(17.72°2θ)、0.47 nm(18.86°2θ)、0.35 nm(25.13°2θ)和0.33 nm(26.67°2θ)附近。上述衍射峰中1.0 nm、0.5 nm和0.33 nm这3个峰强度较大，经甘油、乙二醇处理、钾饱和及加热处理后，这3个衍射峰的位置保持不变，没有明显的位移，说明样品中含有伊利石。上述3个衍射峰则分别为伊利石(001)、伊利石(002)和伊利石(003)峰[30]。各种处理条件下的衍射曲线均在0.425 nm处呈现较弱的峰，表明样品中含有石英，此峰为石英(100)衍射峰[30]。由于石英在0.33 nm(101)衍射峰一般显著高于(100)衍射峰[30]。因此，样品中0.33 nm附近的衍射峰应为伊利石(003)和石英(101)的叠加峰。
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图 2 黑山剖面代表性粘粒样品(3HS127和4HS197)(< 2 μm)的X射线衍射曲线 Fig. 2 The typical XRD patterns of < 2 μm fraction from the Heishan section(3HS127和4HS197) |
在镁饱和自然风干样品中，1.4 nm衍射峰的存在表明样品中含有蒙脱石(001)、绿泥石(001)或者蛭石(001)。在镁饱和各种处理的样品中，在0.47 nm附近存在较为显著的峰，表明样品中含有一定量的绿泥石(003)[30]。蒙脱石是一种层间电荷低，又易膨胀的粘土矿物，在经过甘油或乙二醇处理后，层间距会膨胀至1.7 nm或1.8 nm[30]。在L1黄土样品中(图 2)，经甘油和乙二醇处理后，除了1.4 nm峰强度降低外，还在1.7~1.8 nm之间呈现一个比较宽缓的峰，表明在L1层的黄土中有一定量的蒙脱石(001)和少量无序伊蒙混层矿物(I/S，R=0)的存在。而在S1古土壤样品中，1.4 nm衍射峰变化不明显，甘油和乙二醇处理后，1.7~1.8 nm峰极为微弱，表明古土壤样品中含有极少量的蒙脱石[30]。
钾饱和所有样品的1.4 nm左右的衍射峰强度相对于镁饱和乙二醇曲线(图 2)显著减弱，而1.0 nm峰的峰强度相对增强，这种特征表明样品中含有蛭石类矿物[30]。古土壤样品与黄土样品相比减弱明显，表明古土壤含有较多的蛭石，同时说明古土壤样品中绿泥石含量相对较少。在加热300 ℃和550 ℃后，黄土样品1.4 nm峰显著减弱，而古土壤样品则基本消失，上述特征表明所有样品除了蛭石和绿泥石以外，还含有一定量的过渡性的层间羟基物矿物(Hydroxy-interlayered Minerals，简称HIM)[30]，并且古土壤样品的HIM含量高于黄土样品。
0.71 nm和0.35 nm附近的衍射峰一般为高岭石和绿泥石的叠加峰[30~31]。钾饱和样品的0.71 nm衍射峰在加热到300 ℃峰强度减弱，而加热到550 ℃后衍射峰消失，表明样品中含有高岭石(001)[30]。尽管此方法不能准确地鉴定出高岭石，但在0.35 nm附近可以辨识出0.358 nm和0.354 nm两个峰，0.358 nm峰的出现进一步表明样品中含有高岭石(002)，而后者则为绿泥石(004)[30~31]；另外，0.71 nm峰为高岭石(001)和绿泥石(002)衍射峰[30~31]。
3.2 粘土矿物相对含量表 2出示了黑山剖面黄土和古土壤样品粘土矿物的半定量结果。由表 2可见，剖面中样品主要以伊利石(39.6 % ~56.4 %，均值为47.1 %)和蛭石(+HIM)(21.8 % ~37.7 %，均值为29.3 %)为主，二者含量在70.9 % ~82.2 %之间；其他的粘土矿物如高岭石(3.6 % ~13.0 %，均值为8.6 %)、绿泥石(4.8 % ~15.4 %，均值为9.2 %)以及蒙脱石(0.6 % ~11.9 %，均值为5.8 %)含量相对较少。
按照土壤地层单元来看，古土壤S1的伊利石、蛭石(+HIM)、高岭石、绿泥石和蒙脱石这5种矿物的相对含量分别为39.6 % ~49.5 % (均值44.1 %)、26.3 % ~37.7 % (均值32.9 %)、10.4 % ~13.0 % (均值11.7 %)、4.8 % ~9.7 % (均值7.7 %)和0.6 % ~6.7 % (均值3.6 %)；而黄土L1中上述5种矿物的相对含量则分别为44.5 % ~56.4 % (均值51.4 %)，21.8 % ~28.2 % (均值24.2 %)，3.6 % ~4.9 % (均值4.2 %)，9.3 % ~15.4 % (均值11.3 %)和7.2 % ~11.9 % (均值8.8 %)。由对比可见，古土壤的蛭石(+HIM)和高岭石含量高于黄土，而伊利石、绿泥石和蒙脱石含量低于黄土(见表 2)。
3.3 伊利石结晶度与绿泥石风化指数表 2显示，鲁中山地黑山黄土和古土壤样品的伊利石结晶度(KI)在0.21°~0.377°Δ2θ(均值为0.288°Δ2θ)之间。其中，黄土L1的KI值的变化范围为0.21°~0.276°Δ2θ(均值为0.254°Δ2θ)，古土壤S1的KI值在0.287°~0.377°Δ2θ(均值为0.311°Δ2θ)之间。由此可见，古土壤的KI值明显高于黄土，表明黄土的伊利石结晶度较好，而古土壤的伊利石结晶度较差。
绿泥石是一种富Fe、Mg的硅酸盐矿物。绿泥石的化学成分的变化可以用1.4 nm、0.71 nm和0.47 nm衍射峰相对比例变化来表示，三者分别表示Mg-、Fe-和Al-绿泥石[34]。由图 3可见，黑山剖面中所有样品绿泥石化学组成均在Mg-和Fe-绿泥石两个端元波动，而Al-绿泥石相对含量几乎不变。并且，古土壤和黄土样品的绿泥石化学成分可以清楚的区分为两个端元，古土壤中Fe-绿泥石含量少，而黄土中Fe-绿泥石含量相对多。此前，我们采用该方法对黄土高原末次间冰期以来黄土和古土壤绿泥石化学成分进行了分析[33]。二者对比发现，黑山剖面黄土-古土壤样品的绿泥石化学成分变化呈现出与黄土高原相一致的变化特征[33]。并且，基于黄土高原地区末次间冰期以来，Al-绿泥石与Fe-绿泥石比值的时空变化特征，我们开发了一个能有效反映绿泥石化学风化的指标，即绿泥石风化指数(0.47/ 0.71 nm)[33]。由表 2可见，鲁中山地黑山黄土-古土壤样品的绿泥石风化指数(Ch)的变化范围为0.31~1.11(均值为0.61)。其中，古土壤S1的绿泥石风化指数变化范围为0.65~1.11(均值为0.80)，而L1黄土层为0.31~0.36(均值为0.34)，表明古土壤绿泥石风化指数高于黄土。
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图 3 Mg-，Fe-和Al-绿泥石相对含量三角图 Fig. 3 Ternary diagram of the relative percentages of Mg-, Fe-和Al-chlorite |
粘土矿物是地球表层各个圈层，即岩石圈、大气圈、水圈和生物圈相互作用所形成的层状硅酸盐矿物。在表生条件下，土壤或沉积物中粘土矿物组合受气候条件的影响，呈现出明显的地带性分布规律[35~39]。一般说来，在干冷的气候条件下，主要以碎屑成因的绿泥石和伊利石为主，二者常被称为高纬和干冷气候条件的指示矿物[31, 35~39]。在暖温带地区，随着水解作用的增强伊利石和绿泥石的含量逐渐降低，逐渐形成蛭石或蒙脱石，组合类型以伊利石-蛭石或蒙脱石为主；而在湿热的亚热带或热带气候条件下，强烈的化学风化作用可能形成蒙脱石-高岭石混层矿物，并最终形成高岭石或三水铝石[35~41]。因此，土壤或沉积物中的粘土矿物组成变化对其风化成壤特征及其记录的古环境信息具有很好的指示意义。
在我国北方沉积连续完整的黄土-古土壤序列中，黄土层一般形成于气候干冷的冰期，风化成壤作用较弱，而古土壤则形成在较为温暖湿润的间冰期，风化成壤作用较强[1]。已有年代学研究[13~14]表明，在鲁中山地北麓的黑山剖面黄土层L1和古土壤层S1分别对应于末次冰期和末次间冰期。由表 2可见，古土壤S1的粘土矿物组成以伊利石和蛭石为主，其他的矿物类型含量较少。根据地表土壤地带性分布规律来看，黑山剖面古土壤粘土矿物组合属于中等风化气候条件下的产物，指示了暖温带湿润-半湿润的气候环境。
与黄土层L1相比，古土壤S1高岭石和蛭石(+HIM)的相对含量较高，而伊利石、绿泥石和蒙脱石相对含量较低(表 2)。在表生风化条件下，高岭石是在湿热气候条件下，强烈化学风化作用的产物[35~41]。根据粘土矿物组合类型显示出的古土壤处于中等化学风化阶段来判断，研究剖面中的高岭石不是沉积后成壤形成的，主要继承了原始粉尘的物质成分，其相对含量的增加可能与其他粘土矿物，如伊利石和绿泥石的含量减少有关。
伊利石是黑山剖面含量最高的粘土矿物。在中等风化条件下，随着晶体结构中的K、Fe和Mg离子的淋失，水解作用增强，结晶度降低，并逐渐风化形成蛭石或蒙脱石[35~38]。伊利石结晶度指数KI值可以有效地反映伊利石的风化作用，该指标已被广泛应用在黄土或沉积物的风化成壤研究中[42~48]。由表 2可见，古土壤S1中的伊利石含量明显低于黄土L1，而且伊利石结晶度指数KI值亦显著低于黄土，表明黑山剖面古土壤伊利石经历了较强的水解作用。
绿泥石是干冷地区的指示性矿物，常分布在高纬寒冷或者高海拔地区[31, 35~39]。在水解中等的暖温带地区，绿泥石因水解作用晶体结构发生变化，如Fe、Mg等离子开始淋失、结晶度降低；随着水解作用增强，则降解为蛭石或蒙脱石等[31, 35~39]。在黑山剖面，古土壤S1绿泥石含量显著低于黄土(表 2)，绿泥石风化指数(0.47/ 0.71 nm)亦显著高于黄土(表 2)。在Mg-，Fe-和Al-绿泥石含量三角图上，古土壤Fe-绿泥石相对含量亦显著低于黄土(图 3)。上述特征表明，黑山剖面古土壤绿泥石比黄土经历了较强的化学风化作用，并且绿泥石的风化主要是Fe-绿泥石含量的减少。
蛭石是在中等温度降水气候条件下，可以由伊利石淋滤作用脱K，或绿泥石中Fe、Mg等离子的淋失而形成[35~37, 40]。黑山剖面中，古土壤S1中的蛭石及其过渡性的间层羟基矿物(HIM)显著高于黄土。因此，根据前面分析，黑山剖面古土壤中伊利石和绿泥石均经历较强的化学风化作用，其较高的蛭石(+HIM)可归因于伊利石、绿泥石的化学风化作用所致。以前对黄土高原北部的洛川、西峰等剖面晚更新世以来黄土-古土壤序列的研究表明粘土矿物主要包含伊利石、绿泥石、蒙脱石和高岭石，而蛭石的含量极少[25, 44, 46~48]，而位于黄土高原南部的淳化[45]、宝鸡[23]、武功[49]等剖面古土壤中的蛭石含量明显增加，并归因于相对暖湿的季风气候所致。在黑山剖面，古土壤S1的蛭石(+HIM)含量在26.3 % ~37.7 %之间，平均值为32.9 %，而对淳化等剖面研究显示古土壤S1的蛭石(+HIM)含量在25 %以下[45]，表明在末次间冰期黑山剖面所在鲁中山地北麓东亚夏季风的强度整体上高于黄土高原南部地区，这与现代东亚地区季风气候格局是相一致的。
4.2 粘土矿物组成对鲁中山地黄土物质来源的指示在土壤或沉沉积物中，碎屑成因的粘土矿物种类可以追踪物源[35~39]。在黄土-古土壤序列中，黄土层经历的后期风化成壤作用较弱，保留了更多源区物质特征的信息[1, 23~28, 43]。因此，本文利用黑山剖面L1的粘土矿物组成来探讨鲁中山地黄土的物源问题。黑山剖面L1黄土粘土矿物组成的突出特征之一是蛭石的含量比较高，蛭石(+HIM)含量在21.8 % ~28.2 %之间，平均值为24.2 %。从野外观察来看，黑山剖面末次冰期黄土L1层颜色呈现浅黄色，质地均一，以细粉砂为主，块状结构，虫孔、根孔较少，显示出成壤作用微弱的特征。很显然，这些蛭石及过渡性的矿物不是在粉尘沉积后形成的，而是碎屑成因的，在很大程度上反映了原始粉尘的组成。这与黄土高原黄土层的粘土矿物组成有显著的差别[1, 23~28, 45~49]。从已有的研究结果来看，黄土高原中北部的晚第四纪剖面，如环县[47~48]、洛川[1, 28, 43]、西峰[25, 46~48]等，其黄土几乎不含蛭石，即使在黄土高原的南缘，如宝鸡[23]、武功[49]和淳化[45]等剖面，黄土层蛭石含量亦极少。由此可见，鲁中山地北麓黑山末次冰期黄土与黄土高原末次冰期黄土原始粉尘矿物成分不同，表明二者的物源不同。
如前所述，鲁中山地北麓黄土主要有远源[1, 6]和近源[7~9, 11]两种观点。远源的观点主要是根据中国黄土空间分布和现代气象观测角度分析认为，鲁中山地黄土与黄土高原黄土物源相同，主要是来自西北内陆荒漠区的粉尘物质[1, 6]；近源的观点则根据鲁中山地黄土存有大量粗颗粒物质，不符合自西北向东南自然延伸的规律，推测主要来自华北平原的第四系松散沉积物[7~9, 11]。最近，我们在鲁中山地北麓自西向东选择了平阴、淄博和青州3个代表性的剖面，对末次冰期黄土进行了系统的沉积学和地球化学分析[12]。沉积学分析结果表明鲁中山地黄土含有大量的很难远距离输送的中-粗粉砂颗粒，而地球化学结果则显示鲁中山地黄土 < 20 μm和20~63 μm的稳定性元素比值(TiO2/Al2O3、K2O/Al2O3)与黄土高原黄土存有显著差异，进一步指出鲁中山地的黄土并不是直接来源于西北内陆的远源粉尘，而是来自沉积区以北华北平原的松散沉积物，支持近源说的观点。本文的研究结果则为近源说提供了粘土矿物证据。
从华北平原形成来看，黄河的侵蚀、搬运和堆积作用是其形成演化的主要动力之一，因此华北平原的松散沉积物则包含黄河携带来的大量流域侵蚀物质[50]。这些碎屑沉积物主要包括黄土高原的黄土侵蚀物质以及流域内基岩和其他沉积物质，但一些学者对黄河下游现代沉积物的粘土矿物分析表明[51~52]，黄河现代沉积物中蛭石(+HIM)的含量较少。由此可见，不仅是黄土高原的侵蚀物质，而且黄河流域的基岩和其他沉积物也不是造成黑山剖面的蛭石(+HIM)含量较高的直接原因。华北平原位于中国季风区的东部，东亚夏季风的强度总体上强于黄土高原的东南边缘[12]。在我们的研究结果中，末次间冰期古土壤S1的绿泥石和伊利石的化学风化以及较高含量的蛭石也表明了这一点。由此可以推断，在间冰期时期，华北平原各类冲积物，包括黄河所携带来的物质经受了较强的风化作用，形成了较多的蛭石；进入冰期后，气候干旱导致包含有较多蛭石的华北平原的部分沉积物质暴露，成为黑山剖面冰期黄土L1的直接物源提供者。
5 结论本文对鲁中山地北麓黑山黄土剖面黄土和古土壤代表性层位样品的粘粒(< 2 μm)进行X射线衍射分析，对粘土矿物组成、间冰期风化成壤特征和物源等方面得出以下认识：
(1) 鲁中山地北麓黑山剖面的黄土和古土壤的粘土矿物组成均主要以伊利石和蛭石(+HIM)为主，而高岭石、绿泥石和蒙脱石含量相对较少。
(2) 黑山剖面间冰期古土壤S1的粘土矿物组成以伊利石和蛭石为主特征表明，该区古土壤粘土矿物组合属于中等风化气候条件下的产物，指示了暖温带湿润-半湿润的气候环境。与冰期黄土L1对比发现，间冰期古土壤S1含有较高的蛭石(+HIM)和高岭石，而伊利石、绿泥石和蒙脱石的含量相对较低，并且伊利石结晶度KI值和绿泥石风化指数(0.47/ 0.71 nm)显著增高。因此，古土壤S1中的伊利石和绿泥石均经历较为显著的化学风化作用，形成蛭石或过渡性的间层羟基矿物(HIM)。
(3) 末次冰期黄土L1中含有较多的中等风化成壤强度才可能形成的蛭石(+HIM)，排除了鲁中山地北麓黄土与黄土高原黄土一样主要来自西北内陆荒漠区的可能，这进一步支持了鲁中山地北麓黄土主要来源于近源的华北平原多种沉积物的结论。
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,
Zhu Lidong1
,
Peng Shuzhen2,3,
Ding Min2,
Zhao Qiuyue2,
Zhang Wei2,3,
Hao Qingzhen3,4,5,6
2 School of Tourism, Taishan University, Tai'an 271000, Shandong;
3 Key Laboratory of Cenozoic Geology and Environment, Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029;
4 CAS Center for Excellence in Life and Paleoenvironment, Beijing 100044;
5 College of Earth and Planetary Sciences, University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049;
6 Innovation Academy for Earth Sciences, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029)
Abstract
The loess deposits in the northern piedmont of the Central Shandong Mountains(CSM) region are significant records of Quaternary paleoenvironmental changes in the eastern plains of China. At present, there is no systematic research on the weathering and soil formation process experienced by this set of sediments, which limits the interpretation of paleoenvironmental information. In this paper, the Heishan(36°10.05'N, 116°20.63'E) section, a typical eolian loess section in the northern piedmont of the CSM, was investigated. Annual temperature and precipitation are typically 14.4℃ and 631.0 mm in this region, respectively. The section has a thickness of 12.3 m, with yellow plough horizon(0~0.8 m), greyish black Holocene soil(S0:0.8~2.9 m), Malan loess(L1:2.9~7.5 m) and the last interglacial palaeosol(S1:7.5~12.3 m). The Optically Stimulated Luminescence(OSL) dating results indicate that the top and bottom ages of L1 are 10.9±0.6 ka and 65.0±2.2 ka, respectively(Zhao et al., 2019, 2020). Clay minerals were measured using the X-ray diffraction(XRD) on oriented mounts of clay-sized particles(< 2 μm). In this section, 5 and 7 samples were selected from the glacial loess(L1) and the last interglacial soils(S1), respectively. All samples for clay minerals analysis were disaggregated in deionized water and treated with 10% H2O2 and 1 mol/L HAC to remove organic materials and carbonate, respectively. XRD Analysis was carried out using a PANalytical X'Pert PRO X-ray Diffractometer with CuKα radiation, operating at 40 kV, 40 mA. Identification of clay minerals was made mainly according to the position of the (001) series of basal reflections on the XRD diagrams(Moore and Reynolds, 1989). Illite crystallinity(Kübler index, KI) was obtained from the full width half maximum of the 1.0 nm peak(Δ°2θ).Lower values indicate higher crystallinity, characteristic of weak hydrolysis under dry and cold climate conditions in continental environments. Chlorite ratio, an index for charactering the weathering of chlorite, was calculated as the ratio of the areas of the 0.47 nm and 0.71 nm peak of chlorite at 0.47 nm. Results indicate that the clay mineral composition of the Heishan loess deposition is mainly composed of illite and vermiculite(including hydroxyl-interlayered mineral(+HIM)) ranging from 70.9% to 82.2%. The contents of kaolinite, chlorite and smectite are relatively low. Compared with the glacial loess L1, the interglacial paleosol S1 contained higher levels of vermiculite(+HIM) and kaolinite, while the contents of illite, chlorite and smectite are relatively low. Moreover, the illite crystallinity(KI) and chlorite ratio(0.47/0.71 nm), which reflect the chemical weathering intensity indicators of illite and chlorite, are significantly higher in the paleosol S1 samples than in the loess L1 samples. The clay mineral assemblages and the higher illite crystallinity(KI) and chlorite ratio(0.47/0.71 nm) in the paleosol S1 indicate a warm temperate humid to sub-humid climatic environment during the interglacial period. In the last glacial period, the loess L1 from the CSM contains more detrital vermiculite(+HIM) than those of loess L1 from the Chinese Loess Plateau, which indicates the eolain deposits in the northern piedmont of the CSM are not derived from dust blown from the deserts in the northwest China. This further proves the conclusion that the loess in the northern piedmont of the CSM was mainly derived from various types of sediments in the North China Plain, as inferred by the geochemical and grain-size analysis(Peng et al., 2016).