龙宜澧 ，刘星星 ，王 婷 ，孙有斌 ,

1.中国科学院地球环境研究所 黄土与第四纪地质国家重点实验室，西安 710061

2.中国科学院大学，北京 100049

3.中国科学院第四纪科学与全球变化卓越创新中心，西安 710061

4.西安交通大学 全球变化研究院，西安 710054

渭河盆地也称关中盆地、关中平原，位于中国南北气候和生物群落的过渡地带，对东亚季风气候变化敏感（鹿化煜等，2018）。该盆地位于秦岭造山带和鄂尔多斯地块之间，属于正断层控制的断陷盆地。自中始新世约50 Ma以来，盆地汇集了流域内山地剥蚀的大量堆积，沉积了超过7000 m的河湖相沉积物，到中新世（约11 Ma）（Wang et al，2014），在东西凹陷区为湖相，西部以河流相为主，南北两侧以冲积扇、河流、三角洲沉积相为主，盆地边缘开始出现风尘堆积，呈现同期异相的沉积情况（岳乐平，1996；Han et al，1997；李智超等，2015），这些沉积物是研究新生代大陆气候环境演化的良好载体（王斌等，2013；鹿化煜等，2018）。作为典型的不对称盆地，渭河盆地形成了以西部西安鄠邑区（原户县）和东部渭南固市为中心的两大沉积凹陷中心（李智超等，2015）。相对南部秦岭和北部北山，两个凹陷中心除了能接受风尘沉积外，还同时接受了上游渭河和南部秦岭的多源物质输入，相对于传统的黄土古土壤序列而言，同期异相沉积可以提供更高分辨率的古气候演化信息，包括陆地（植被、土壤等）和大气圈（温度、降水、季风等）的演化过程（岳乐平，1996；王苏民等，2001；李智超等，2015；鹿化煜等，2018）。

前人针对渭河盆地沉积记录的的地貌（韩恒悦等，2001）、构造（张勤等，2012）、沉积（Rits et al，2016；孙文峰等，2017）、地层（王斌等，2013；王斌，2014；鹿化煜等，2018）、地球化学（雷昉等，2014）、古气候记录（孙文峰等，2017；鹿化煜等，2018）等开展了大量研究，在盆山耦合（邢作云等，2005；王斌，2014）、黄河演化（岳乐平等，1997；王斌，2014；杨鹏等，2018）、亚洲内陆干旱化（鹿化煜等，2018）、季风演化（鹿化煜等，2018；赵琳等，2018）等方面取得了丰硕的成果。例如：通过对渭河盆地沉积物中植硅体及现代植被气候数据分析研究，提出了上新世末期（距今约3 Ma前后）全球温度降低是控制季风强度的主要因素，这一结论为上新世末期气候变干还是变湿的争议提供了重要证据（Wang et al，2019）。此外，近期通过对渭河盆地内河湖相序列的研究发现，上新世温暖期亚洲季风的演化同时受到高纬和低纬变化的控制，为解释亚洲季风的长期变化机制提供了新的认识（Wang et al，2020）。渭河盆地第四纪以来的古环境研究主要集中在盆地周边的风尘序列（Kang et al，2011；Kang et al，2013；Kang et al，2018）和东固市凹陷北部的卤阳湖钻孔（Rits et al，2016；Rits et al，2017a；Rits et al，2017b；Zhang et al，2019）。其中，渭河盆地南部典型塬面上的黄土古土壤沉积，记录了第四纪东亚冬、夏季风的盛衰历史（Ding et al，995）。最近130 ka来的古气候变化研究主要集中在蓝田段家坡和渭南剖面，分别揭示了轨道尺度的温度变化（Gao et al，2012）和亚轨道尺度的化学风化变化（Guo et al，1996）。固市沉积中心北部的卤阳湖地区是古三门湖的遗留，近年来主要针对第四纪以来的沉积演化过程进行了一系列研究（Rits et al，2016；Rits et al，2017a）。相比之下，针对渭河盆地西部沉积中心 —— 西安凹陷的研究相对较为薄弱，值得进一步深入研究。

本文选取渭河盆地西部西安凹陷上部14 m沉积物，展开详细的沉积学特征分析，探讨不同组分粒度特征的古环境意义；试图通过与邻近的渭南黄土剖面（Kang et al，2011；Kang et al，2013；Kang et al，2018）对比，重建了渭河盆地西部末次间冰期以来的沉积环境演化历史。

1 材料和方法

渭河盆地位于黄土高原南缘，南靠秦岭造山带，北邻鄂尔多斯高原，是新生代以来形成的断陷盆地（图1）。盆地地势表现为南北高且长，东西低且窄，海拔从300 m到2000 m不等，渭河由西向东横贯整个盆地。该盆地属暖温带半干旱—半湿润气候，同时具有大陆性季风气候的特征，夏季温暖湿润、冬季干燥寒冷，降水主要集中在夏季，年降雨量在600 mm左右（鹿化煜等，2018）。本研究采用自主研发的静力液压钻机，在渭河盆地西部鄠邑正庄村（ZZC孔：34°08′20″N，108°42′26″E；海拔382 m）进行钻探取芯。由于地层松散原因，取芯过程使岩心在6 — 14 m受到不同程度的压缩，实际进尺14 m，共获岩心长度10.2 m；由于在钻取过程中采取干压的方式，不存在岩心磨损、掉落等液压取芯过程中的缺失情况，压缩岩心校正后，取芯率为100%。

图1 渭河盆地及采样点位置、ZZC剖面位置示意图Fig. 1 Location illustration of ZZC core and the sampling site of contrasting samples in the Weihe Basin

为了对比判断岩心的沉积相变化，同时在邻近ZZC剖面的沣河流域分别在河流、河漫滩、河流阶地采集现代表层样品2个，在渭河盆地南部黄土塬露头采集了S0、L1、S1及S2的黄土样品，在北部卤阳湖区采集了湖泊样品2个。

岩心运回实验室后，利用切割机一分为二，以1 cm间距分样获得1020个样品，分别测量粒度与磁化率。粒度测试：称取0.3 — 0.5 g烘干粉末样品，放入烧杯后添加10 mL浓度为30%双氧水，静置12 h充分反应后加入10 mL浓度为10%的盐酸煮沸，充分反应以除去有机质、碳酸盐和铁氧化物，完成后添加200 mL蒸馏水静置12 h以上，抽去上层蒸馏水后加入10 mL浓度为10%的六偏磷酸钠作为分散剂，使用超声波机振荡10 min后用Mastersizer 2000激光粒度仪进行上机测试。质量磁化率测试：称取低温烘干样品10 g，装入无磁性塑料盒内，如样品块体较大，需要碾碎到合适的大小装入盒中，使用Bartingtong MS2型磁化率仪进行低频（0.47 kHz）磁化率测试。粒度和磁化率测量均在中国科学院地球环境研究所公共技术服务中心完成。

完成试验后进行数据处理过程中，采用威布尔（Weibull）（Sun et al，2002）方法对粒度数据进行分解，以分析这些样品的粒度端元及对应的动力特征。自然界中大多沉积物表现为多组分、多模态粒度分布特征，在频率曲线上表现为多峰光滑曲线（Sun et al，2002；Weltje and Prins，2003）。在搬运介质和搬运方式一定、并且介质动力大小稳定时，搬运的沉积物粒度总体是一个单因子控制的单组分分布（孙东怀等，2001），多峰曲线表示沉积物受到几种不同的搬运方式、动力类型控制。因此，全样的粒度参数只能够近似地反映平均沉积环境（Syvitski，1991）。近年来，多种数学方法引入到了粒度分析中来，如正态分布拟合（Xiao et al，2009；Xiao et al，2013；Xiao et al，2015）、威布尔分布拟合（孙东怀等，2001；Sun et al，2002；Sun et al，2004；Sun et al，2008）、端元分析模型（Prins et al，2007；Liu et al，2018）等。相比之下，Weibull函数可以通过参数的调整符合任意倾斜度分布，与沉积物的残差更小，对黄土、荒漠沙土、粉尘、河流和湖泊等都具有较好的适用性。因此采用Weibull函数拟合（Sun et al，2002）对不同类型沉积物的粒度结果进行组分分离，进一步探讨ZZC孔不同组分的古环境意义。

2 结果

2.1 钻孔的岩性及粒度、磁化率特征

沉积岩心的颜色呈现出浅黄、棕褐和灰绿色的交互变化，粒度整体较为均一，以粉砂为主，平均粒径在10.0 — 35.8 μm。岩心颜色变化特征与粒度变化特征相对统一，自上而下可划分为4个阶段（图2）：（1）0 — 1.6 m：深棕褐色粉砂，平均粒径先变细后；1.0 — 1.6 m较0 — 1.0 m的岩心颜色加深，粒度缓慢变粗；（2）1.6 — 9.8 m：整体为红棕色粉砂，平均粒径较为稳定，均值为17.1 μm；其中1.6 — 5.6 m以红棕色粉砂为主，夹杂黄褐色粉砂；5.6 — 7.0 m为较均一的红棕色粉砂，7.0 — 8.7 m颜色相对较浅，8.7 — 9.8 m颜色加深且夹杂深褐色粉砂；（3）9.8 — 12.8 m：整体以灰绿色粉砂为主，平均粒径为整段岩心最小阶段，在13.1 μm附近小幅度波动；9.8 — 11.0 m浅灰绿色粉砂夹杂深棕褐色粉砂；11.0 — 12.0 m深棕褐色粉砂与红棕色粉砂交替，12.0 — 12.5 m以浅灰绿色粉砂为主，砂质颗粒开始增加；（4）12.5 — 14.0 m主要为浅黄色粉砂，存在灰绿色粉砂层，含有极少量砂质颗粒，约5%，12.5 — 14.0 m平均粒径在13.9 — 35.8 μm大幅度波动，平均约为21.9 μm，为整段岩心最粗阶段，在13.0 — 13.2 m夹有深棕褐色薄层。

磁化率的变化同样呈现出4个明显的阶段变化（图2），但与岩性及粒度的变化趋势并不同步：（1）0 — 1.0 m磁化率快速下降；（2）1.0 — 5.0 m相对稳定，保持较低值，呈现小幅度波动；（3）5.0 — 7.0 m磁化率在较高值波动；（4）7.0 — 14.0 m稳定在低值，约为14.0×10−8m3∙ kg−1。

图2 ZZC孔岩心、磁化率、粒度随深度变化及其与渭南黄土和LR04对比Fig. 2 The mean grain size and magnetic susceptibility of ZZC core variation with depth comparison with Weinan loess section and LR04

2.2 不同类型沉积物的粒度分布特征

根据ZZC典型样品（表1）的粒度频率分布曲线（图3），可将ZZC钻孔沉积物分为三类：（1）双峰分布（图3a、图3b），呈负偏态非对称分布，分选较差，分布在以浅红棕色 — 红棕色粉砂为主的地层中，与渭南典型黄土-古土壤（图3i、图3j）的粒度频率分布类似；（2）准单峰正态分布（图3c），包括一个超细组分和一个细组分，其中以细组分（8 μm左右）占绝对主导，分选相对较好，与典型湖泊样品（图3h）相似，主要分布在ZZC钻孔中的9.8 m以后以灰绿色为主的地层中；（3）多峰分布（图3d），与第二类双峰分布样品相比，在100 — 1000 μm仍有一个小峰分布，分选较差，主要分布在ZZC钻孔的以浅黄色为主的12.5 — 14.0 m处。

图3 ZZC钻孔典型样品与不同沉积相样品的粒度频率分布及Weibull分解结果对比Fig. 3 Comparison of grain size frequency distribution and Weibull distribution results between typical samples of ZZC core and samples of diあerent sedimentary facies

表1 典型样品Weibull分解结果Tab. 1 Weibull decomposition results of typical samples

2.3 威布尔（Weibull）分布拟合及结果

根据Weibull函数（Sun et al，2002）对粒度进行分解进一步了解ZZC钻孔粒度所代表的环境意义，结果表明ZZC钻孔沉积样品由2 — 4个单峰组成，由细到粗分别分用C1、C2、C3、C4表示（图4）。其中C1的模态粒径基本小于2 μm，C2和C3是主要组分，有部分重叠，模态粒径分别处于1.92 — 9.04 μm和9.03 — 22.54 μm，C4的模态粒径大于100 μm。

图4 ZZC岩心粒度的Weibull分布拟合分析结果Fig. 4 Fit analysis results of Weibull distribution of ZZC samples grain size distribution

根据4个组分的组成特征，可以将14 m岩心分为3个阶段：（1）0 — 9.8 m：存在C1、C2、C3三个组分，相对稳定，其中C1约占6%，平均模态粒径约为0.82 μm，C2和C3为主要组分，分别为38%和56%左右，模态粒径分别约3.13 — 8.53 μm和14.96 — 23.02 μm，平均约为5.52 μm和20.09 μm；（2）9.8 — 12.5 m：C2、C3的波动范围加大、频率加快，模态粒径约为1.96 — 9.42 μm和9.27 — 22.54 μm，但平均模态粒径均有所减小，分别约为5.06 μm和14.76 μm，这一时期与上部0 — 9.8 m的沉积动力存在明显差异；（3）12.5 —14.0 m：C4组分出现在此部分地层中，同时，C1的波动幅度加大，C2、C3波动频率降低。

2.4 年代框架的建立

通过对比渭南黄土剖面和ZZC钻孔的粒度指标，发现两者的变化形式、幅度均可比，因此，依据可靠OSL年龄的渭南剖面（Kang et al，2011；Kang et al，2013）的粒度序列，选取6个明显的快速变化点作为年代控制点，通过粒度模型（Porter and An，1995）来建立ZZC年代框架（图2）。年代结果表明，ZZC钻孔14 m的岩心记录到了末次间冰期以来完整的气候环境变化。

3 讨论

3.1 ZZC钻孔的沉积相变化

沉积物的粒度主要受到源区物质、搬运介质及沉积环境等的影响，沉积相的变化使沉积过程中的搬运介质、沉积环境发生变化，相应地体现在沉积物的粒度分布特征中。

从粒度分布范围来看，ZZC样品可以分成两类：（1）以黏土和粉砂为主要成分，在整个岩心序列中广泛分布并占主导，无论是上部的浅红棕色 — 红棕色沉积物（图3a、图3b），还是下部浅灰绿色沉积物（图3c），相较而言，下部灰绿色沉积物粒度整体偏细；（2）含有少量砂质颗粒的浅黄色沉积物和浅灰绿色沉积物（图3d），主要分布在12.5 — 14.0 m阶段。

不同沉积相的粒度分布范围有所不同，对于黄土-古土壤沉积而言，其粒度组成与源区距离密切相关，从西北到东南粗粒组分模态粒径减小（从70 μm到20 μm），中粒组分百分比含量增加（殷志强等，2009）。其中，黄土层中通常以粗粒组分为主，含量在70% — 90%，在古土壤层中为50% — 70%，平均粒径约在20 — 70 μm，这一组分分选较好，粒度分布较窄且多具粗偏态；细粒组分在黄土中约占10% — 30%，在古土壤中约30% — 50%，平均粒径约2 — 6 μm，这一组分分选较差粒度分布范围宽且有对称性（孙东怀等，2000）。本文中黄土-古土壤典型样品主要来自渭南地区（如图1所示），以悬浮组分范围内的碎屑颗粒为主，中值粒径分布在20 — 30 μm，相对较细；与ZZC钻孔岩心上部样品中特征明显的样品，如图3a、图3b，相比较，图3a与古土壤S1层（图3k）类似，图3b与黄土L1层（图3j）类似，即ZZC岩心上部样品的粒度组成与风成沉积类似。

ZZC岩心下部样品中存在典型的还原条件下形成的灰绿色河湖相沉积（9.8 — 12.5 m）。湖泊相与河流相沉积的粒度分布特征存在一定差距。湖泊样品在不同区域粒度分布差异较大，但自湖滨向湖心的过渡趋势一致，自湖滨向湖心，粗粒组分减少，细粒组分增加。大部分湖泊样品的粒度组成表现为两个大部分重叠细粒组分和一个模态粒径大于200 μm的粗粒组分（Sun et al，2002）。而河流沉积样品最大的粒度特征是不连续性，由一定粒度范围的粗、细粒组分叠加，两组分比例稳定，粗组分分选好，细组分分选差（Sun et al，2002）。如图3c所示，ZZC钻孔中灰绿色沉积样品的粒度组成以细粒组分为主，几乎不含粗粒组分，与湖泊样品（图3l）相似；下部12.5 — 14.0 m浅黄色沉积样品含有少量砂质颗粒，砂质颗粒难以通过风力运输，主要经由水力输送，此部分样品主峰特征与灰绿色沉积样品差别不大，相较而言，河漫滩样品（图3k）更为类似，岩心颜色以浅黄色为主，表明主要在氧化条件下沉积，由此可以判断此部分样品主要在浅水环境下沉积，可能为河漫滩相或湖滨过渡相。

ZZC钻孔在岩心颜色上有明显的变化，岩心下部（9.8 — 12.8 m）出现的灰绿色沉积是湖相沉积的显著特征，上部浅红棕 — 红棕色沉积（0 — 9.8 m）与黄土-古土壤序列粒度分布基本特征相符。如上文所述，与典型湖泊、黄土样品对比发现，上部典型样品与黄土样品粒度分布曲线类似，下部典型样品与河湖相样品粒度分布曲线更为相近，说明在钻取所得的14 m岩心中，至少记录到了1次区域从河湖相向风成相的沉积转变，而具体的沉积相变化时间仍需进一步分析确定。

根据Weibull函数将ZZC钻孔沉积样品组成划分为由细到粗C1、C2、C3、C4共4个组分，如图4所示。不同组分通常代表了不同的沉积动力，在不同成因下，同一组分代表的沉积动力也会发生变化。在风成成因下，模态粒径小于2 μm的C1组分可能与土壤作用相关（孙东怀，2006），C2是细粉砂颗粒，可以通过高空长期悬浮运输到远离源区的位置（Sun et al，2002；An et al，2012）；C3是粗粉砂颗粒，主要依靠短期的低空悬浮机制进行近距离运移；C4属于风力难以驱动的组分，若存在于风成物质中考虑通过尘暴事件由近源区域携带到沉积区。而在水动力条件下，极细的C1组分可能与湖泊中的生物或化学作用相关（Sun et al，2002），C2和C3组分都可以进行长期悬移，通常认为与降雨相关（朱筱敏，2008），在干旱地区的湖泊中，可能与风尘输入相关（An et al，2018）。以50 — 2000 μm范围内颗粒为主的C4主要通过跳跃方式进行短距离搬运（沈吉等，2010）。在湖泊沉积环境中，由于沉积分异作用，从湖滨到湖心，碎屑物质由粗到细呈近同心圆分布，越远离湖滨黏土含量越高，C1、C2、C3可以在湖泊中进行远距离搬运在湖心区域沉降，而C4主要在湖泊中进行跳跃前进，易搬运、易沉积，当水深增加，不受到波浪扰动，不能提供颗粒启动的动力时，C4组分在沉积物中消失，即C4组分指示了强水动力环境。

从粒度分解结果来看，沉积动力在9.8 m处（80 ka）左右可能发生了改变。在较短时间内，地质构造和地表地貌相对稳定，沉积物源区和搬运动力基本稳定的情况下，可以判断在9.8 m（80 ka）左右沉积环境发生了变化，上部0 — 9.8 m（80 ka至今）以风成沉积环境为主，而下部9.8 — 14 m（145 — 80 ka）则可能处于水成环境。9.8 — 12.5 m的沉积物与上部的粒度组成差距不大，C2、C3代表的悬浮组分相对风成物质较粗，类似的湖泊沉积物在中国北方的湖泊中多有发现，是经流水改造的风尘物质，由于水较大的密度和黏滞系数使得水的搬运能力较强，同时在流水搬运过程中，碎屑颗粒的粒度在水动力作用下变的更小（朱筱敏，2008，殷志强等，2009）。12.5 — 14.0 m范围内C4组分的出现说明了较强的水动力条件，有可能是强降水引起的强动力水流入湖，也可能是相对干旱条件下，湖泊面积减小，沉积点相对靠近湖滨，使得水动力增强而带入的粗粒碎屑物质，由于缺少下部岩心，难以定论。

综上所述，ZZC地区的沉积环境在145 —80 ka（14.0 — 9.8 m）期间为水成环境，80 ka左右，随着末次冰期的来临，水体逐渐缩小至消失转向风成沉积。

3.2 沉积相变化对气候指标的影响

沉积相发生变化时，不同气候代用指标的意义相应发生变化。对于粒度而言，不同沉积环境中粒度所代表的气候意义和变化特征均有一定差别。季风区风尘沉积物的粒度主要受到冬季风的影响，在冬季风强盛时，较强的风力搬运导致沉积物粒度偏粗；反之，冬季风减弱时，粒度较细。湖泊沉积阶段的粒度变化复杂，可能受到湖平面高低和水文动力的影响。在湖泊沉积环境中，沉积粒度主要是受到沉积分异作用的影响，降水增加，湖泊水体扩大，沉积点远离湖滨，粒度较细；而其气候转干，湖泊缩小，粒度加粗（Qiang et al，2007；殷志强等，2009）。

对于研究区ZZC钻孔而言，在晚期（80 ka以来）地形较为稳定的情况下，钻孔沉积来源与邻近的渭南剖面一致，主要以风为介质将来自源区的粉尘搬运到渭南地区。而在早期（145 — 80 ka）受到湖泊的影响，ZZC区域有水覆盖，风力搬运而来的粉尘经过了湖泊机械作用的二次分选，无论是受到湖平面高低还是地表径流动力的影响，均与晚期的纯风成沉积不同，属于水成沉积。总之，ZZC孔平均粒径及粒度分布上与WN剖面的黄土-古土壤序列存在一定差别，但仍存在可比性。因此位于附近渭南黄土塬上的黄土剖面的OSL年龄（Kang et al，2011；Kang et al，2013）可以作为ZZC钻孔的年代参考，重建ZZC钻孔年代。

沉积相的变化通常也会反映在磁化率-粒度的关系变化上。在季风区的风成沉积中，夏季风增强时，成壤作用发育，气候的暖湿程度增加，细粒的铁磁性矿物形成，使铁磁性矿物浓度升高，磁化率增强（安芷生等，1990；刘秀铭等，1990；Kukla et al，1990），间冰期时磁化率值可达冰期时的3倍左右（刘东生，1985）；冬季风增强时，粒度较粗，而磁化率值对应较低。作为季风区的风成沉积序列渭南剖面样品的磁化率和粒度在数值上呈现出明显的反相关关系。在ZZC岩心0.2 —9.8 m（0 — 80 ka）的样品中，磁化率值波动较大（20×10−8— 200×10−8m3∙ kg−1）（图5），粒 度和磁化率呈现出反向变化的趋势，与典型的WN风尘沉积表现出明显的一致性，表明此时沉积物已经脱离了水环境，进入以风成沉积为主的阶段，但相较于渭南剖面的粒度-磁化率而言，ZZC孔整体粒度偏细且磁化率值较低。考虑渭河盆地湖泊完全消失较晚，从上新世起，大范围湖泊开始消亡，逐渐萎缩成大量小面积积水洼地（鹿化煜等，2018）；同时ZZC区域地势低洼，易积水，在适宜的水热条件下，可能出现表面被浅水覆盖的氧化环境，此种情况下接受风尘沉积时，磁化率和粒度受到间接性水动力的改造，与渭南黄土的磁化率及粒度特征出现小范围的偏离。

图5 ZZC钻孔与渭南剖面（Kang et al，2011；Kang et al，2013）磁化率 — 粒度投点Fig. 5 ZZC and Weinan section (Kang et al, 2011; Kang et al, 2013) magnetic susceptibility and mean grain size drop point

在湖泊沉积中，气候较温暖湿润时，湖泊稳定存在，沉积速率较低即埋藏速度较慢，在沉积后还原条件下部分磁性颗粒被分解（王心源等，2008；沈吉等，2010），同时在硫酸盐还原条件下，常见碎屑磁性矿物溶解和磁铁矿向胶黄铁矿或黄铁矿的转变（沈吉等，2010），磁化率相对较低。在ZZC钻孔中河湖相沉积的9.8 — 14 m岩心样品中磁化率始终保持低值，根据粒度特征差异可以划分出两个不同阶段（图5）：（1）12.5 — 14 m（145 — 121 ka），平均粒径波动较大（14 —34 μm）而磁化率保持低值（20×10−8m3∙ kg−1），两者没有明显的相关性，较强的水动力使得粒度变化较大而长期的水下环境导致沉积物磁化率一直处于低值；（2）9.8 — 12.5 m（121 — 80 ka）内平均粒径波动相对较小，主要接受风尘物质沉积，而磁化率值仍然维持在较低值。岩心上部处于冷期的1.8 — 2.5 m（11 — 19 ka）范围内磁化率与下部河湖相样品的磁化率相差不大，表明ZZC地区在成壤作用弱或不发生的条件下，磁化率值偏低；在下部河湖相样品中，磁化率在还原条件下部分分解对磁化率值降低可能有一定贡献。

3.3 钻孔记录的末次间冰期以来环境演变

选取全球深海LR04（Lisiecki and Raymo，2005）和石笋氧同位素（Cheng et al，2016）以及临近的渭南黄土的平均粒径及磁化率（Kang et al，2011；Kang et al，2013）同研究区进行对比（图6）。对比结果表明，ZZC钻孔粒度对于全球其他气候指标仍具有较好的可对比性。对于粒度而言，与渭南黄土剖面相比较，除145 — 121 ka阶段内ZZC处于特强水动力环境外，两者的平均粒径变化趋势与变化幅度相近，且ZZC钻孔平均粒径整体较WN剖面更细。121 — 80 ka，ZZC、WN黄土平均粒径与深海氧同位素和石笋氧同位素表现一致，在126 ka、104 ka和83 ka记录了三个峰值，分别与葫芦洞石笋和LR04记录的MIS5e、5c、5a（深海氧同位素阶段）相对应。值得注意的是，ZZC粒度可能是湖泊水动力作用对碎屑沉积进行了二次分选，导致平均粒径波动较渭南剖面小；80 ka以来，ZZC粒度指标与WN剖面粒度变化趋势一致，说明总体进入了风成环境。

图6 末次间冰期以来不同记录对比Fig. 6 Comparison of diあerent records since the last interglacial

对于磁化率来说，ZZC孔和渭南磁化率变化出现了明显的错相位和不同步关系，也说明了ZZC钻孔中记录了水文条件变化对沉积过程的复杂影响。

水文条件改变对沉积相可能造成一定影响，且对磁化率的影响较大，而根据数据结果与渭南黄土剖面数据对比来看，粒度在沉积相受到水文变化的前提条件下，受到的影响较小，粒度变化仍主要受到气候因素变化的影响。在研究渭河盆地末次间冰期以来的沉积过程中，粒度较粗时反映了相对冷干的气候条件，较细时气候暖湿，未因沉积相发生变化而变化，保持了前后一致的气候指示意义。与其他载体的气候代用指标对比说明粒度所指示的气候意义是可靠的。即在ZZC地区复杂的沉积相变化中，粒度可作为可靠的气候指标使用。

4 结论

通过对西安凹陷鄠邑地区ZZC钻孔14 m岩心进行粒度和磁化率等研究发现ZZC沉积物粒度频率分布曲线表现为双峰、准单峰和多峰分布三种类型，沉积相变化使得古气候代用指标的解释较为复杂。对比分析纯风成黄土、河流和湖泊样品可知，ZZC钻孔包括了风成相和湖泊相等不同成因的沉积相，水力作用对磁化率影响较大。进一步利用威布尔函数分解对ZZC沉积物敏感组分提取了C1、C2、C3、C4四个组分，在风成沉积阶段，C1、C2、C3是风力输入的远源组分；在湖泊沉积阶段，C1、C2、C3可以通过悬移进行长距离搬运，而粗粒组分C4主要为水力搬运的近距离跃移组分，仅出现在岩心底部。通过粒度分析可知ZZC下部14 — 9.8 m（145 — 80 ka）为（河）湖相沉积水成环境，上部9.8 — 0 m（80 ka以来）转为风成沉积环境。ZZC钻孔与临近渭南黄土对比说明，ZZC钻孔粒度可以作为古环境代用指标，在不同沉积相中粒度数值的指示意义保持一致，粒径较粗时主要指示气候相对干冷，较细时指示相对暖湿的气候条件；但粒径与磁化率的对应关系差异说明ZZC钻孔在沉积过程中始终未脱离水的影响。ZZC钻孔揭示的末次间冰期以来沉积相变化和沉积相变化对于粒度、磁化率的影响，对于后续扩展到整个渭河盆地新生代沉积于环境演化研究有一定启示。