北京黄土沉积环境与成因研讨

第四节　关于黄土沉积环境与成因的研讨

一、关于斋堂黄土的沉积环境

斋堂马兰黄土中夹1～2层灰褐色埋藏土壤层，离石黄土中夹3～4层埋藏土壤层或埋藏风化层。一般看来黏化层比较发育，淋溶现象也比较明显，但其成壤作用程度不如黄河中游南部地区那么好，黏化层也不如那么发育。这种特征表明，斋堂盆地黄土形成时，古气候环境也曾有过多次干寒与湿暖的交替，但在湿暖阶段其温暖和湿润程度远不如黄河中游南部地区。

马兰黄土大孔隙发育，主要为接触式胶结，富含碳酸盐，但铁锰质集合体含量相对较少（图4.1），这反映马兰黄土形成时古气候环境比较干燥和寒冷。

离石黄土中大孔隙不发育，多为基底式胶结，碳酸盐含量少，铁锰质集合体及黏粒含量较高，反映离石黄土形成时古气候环境较为湿润和温暖。

值得提出的是，斋堂不同时代黄土的构造、组织结构类型要比洛川和午城等地的黄土更为复杂。在马兰黄土中，褶曲构造、平流构造、散流构造和分流构造等相当发育；而在离石黄土中，丸粒构造、十字构造、斑晶构造等却占绝对优势。平流构造、散流构造、分流构造等的最大特点是柱状矿物排列有方向性。根据以往对冰碛物和泥石流沉积构造与结构的研究（康永仪，1990；方小敏等，1991），柱状矿物的定向排列与流体运动方向是一致的。由此可见，黄土中柱状矿物的定向排列，也应当视为土层流动的一种表现形式。但是，上述诸多构造类型并非是在各层黄土中都有存在，因而，这反映颗粒流动作用可能较为局限。

在马兰黄土中可以看到一些褶曲构造。这些褶曲构造个体小，形状不规则，在形貌上很像融冻褶曲。因此，推测在马兰黄土堆积过程中，某些阶段气温较低，可能达到0～5℃。这比过去推算的10℃（刘东生等，1975）还要低得多。最近几年接连在东灵山、百花山、斋堂盆地及雁翅永定河谷等地发现了不少冰缘现象（郭旭东等，1991，1992，1993）。这也从另一个侧面证明了马兰黄土在形成时气温属于较寒冷的冰缘低温。不过从冻融现象出现的数量和规模看，似乎还比较局限，说明当时的冰缘气候还存在着阶段性变化。在具有冰缘结构的黄土中＜6粗粒组的含量相对增多，沉积速率偏大（李虎候，1990），反映黄土沉积时风力更强，古气候环境进一步恶化，属于比较干冷与多风的冰缘气候。

离石黄土结构类型很不均匀。丸粒构造、十字构造、斑状构造等都比较发育。这些构造均与黄土再搬运有关。搬运较大的矿物颗粒或土团，往往需要有较强的地表散流。由此可见，离石黄土形成时古气候环境是相当温暖和湿润的。只是在离石黄土堆积后或形成过程的某些阶段会出现寒冷的气候穿插，以致产生较大的冰楔和冰缘卷曲。这些冰缘现象也是当时永久冻土的标志。在融冻阶段地表散流较强。

二、关于斋堂黄土的成因

根据以往研究，许多人都认为黄河中游黄土是风成的（奥勃鲁切夫BA，1958；刘东生等，1965；王永焱等，1966；朱显漠，1958），但是黄河中游以外地区的黄土是否也是风成的？它们形成的环境与形成过程同黄河中游地区的黄土有哪些不同，至今还不清楚。研究这些问题不仅有助于了解中国黄土的形成过程，而且对于查明中国北方古地理和古气候也有重要意义。

关于斋堂盆地原生黄土的成因，早在20世初期，叶良辅和安特生（叶良辅，1920；Andersson JG，1939）均认为是风成的。建国后，杨杰在研究清水河及其他地区的黄土后，认为中国北方黄土是水成的（杨杰，1956）。赵希涛等（1981）研究斋堂和雁翅地区的黄土后，也认为马兰黄土和离石黄土都是风成的，只是离石黄土在形成过程中曾受到坡面流水的干扰。

我们研究斋堂盆地的黄土之后，认为该地马兰黄土的原生物质是风成的，而现在剖面上看到的马兰黄土，除了风成因之外，还包含有坡积和融冻泥流堆积。其证据有：

（1）斋堂盆地马兰黄土分布在不同高度，不同地貌单元及不同的基岩地形面上，如大墩台的唐县面上，灵岳期和东灵期的夷平面上等；

（2）粒度成分同山西、陕西、甘肃等地区的马兰黄土相类似；(www.xing528.com)

（3）重矿物成分较复杂；同附近基岩没有直接关系；

（4）无层理，大孔隙和柱状节理较发育；

（5）主要以接触式胶结，骨架矿物排列紊乱，缺乏方向性；

（6）富碳酸盐；

（7）含少量角砾；

（8）含粗显的和显微的冰缘作用遗迹；

（9）发现有原生的黄土团块。

关于离石黄土的成因，除了与马兰黄土有些相似外，其主要特点是：

（1）原生碎屑碳酸盐含量少，铁锰质集合体含量多；

（2）颗粒成分上，＞10粒组含量高，4～5粗粒组含量低，偏倚系数和峰凸系数均同马兰黄土有较大差别；

（3）剖面上部有较大型的冰楔和冰缘卷曲；

（4）剖面下部含细小的层理和砂砾夹层及砂砾透镜体。所有这些特征都表明，斋堂盆地的离石黄土，其下部已不属于一般的黄土，而是属于融冻泥流型的黄土状土沉积。