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地理科学进展 >

2022 , Vol. 41 >Issue 8: 1453 - 1466

DOI: https://doi.org/10.18306/dlkxjz.2022.08.009

研究论文

青藏高原东部黄河切开若尔盖湖盆的沉积证据与年代研究

  • 王娜 , 1 ,
  • 查小春 , 1, * ,
  • 黄春长 1 ,
  • 张玉柱 2 ,
  • 周亚利 1 ,
  • 庞奖励 1 ,
  • 戎晓庆 3 ,
  • 尚瑞清 1 ,
  • 柴佳楠 1
展开
  • 1.陕西师范大学地理科学与旅游学院,西安 710119
  • 2.陕西省地表系统与环境承载力重点实验室,西北大学城市与环境学院,西安 710127
  • 3.中国科学院地球环境研究所,西安 710075
* 查小春(1972— ),男,陕西汉中人,教授,博士生导师,主要从事资源开发与环境演变研究。E-mail:

王娜(1992— ),女,内蒙古赤峰人,博士生,主要从事资源开发与环境演变研究。E-mail:

收稿日期: 2022-01-20

  修回日期: 2022-03-16

  网络出版日期: 2022-10-25

基金资助

国家自然科学基金项目(41971116)

国家自然科学基金项目(41801060)

陕西师范大学博士自由探索项目(2020TS102)

收起

Sedimentary evidence and age of the Zoige Basin dissected by the Yellow River in eastern Tibetan Plateau

  • WANG Na , 1 ,
  • ZHA Xiaochun , 1, * ,
  • HUANG Chunchang 1 ,
  • ZHANG Yuzhu 2 ,
  • ZHOU Yali 1 ,
  • PANG Jiangli 1 ,
  • RONG Xiaoqing 3 ,
  • SHANG Ruiqing 1 ,
  • CHAI Jianan 1
Expand
  • 1. School of Geography and Tourism, Shaanxi Normal University, Xi'an 710119, China
  • 2. Shaanxi Key Laboratory of Earth Surface System and Environmental Carrying Capacity, College of Urban and Environmental Sciences, Northwest University, Xi'an 710127, China
  • 3. Institute of Earth Environment, CAS, Xi'an 710075, China

Received date: 2022-01-20

  Revised date: 2022-03-16

  Online published: 2022-10-25

Supported by

National Natural Science Foundation of China(41971116)

National Natural Science Foundation of China(41801060)

The Fundamental Research Funds for the Central Universities(2020TS102)

Fold

摘要

对青藏高原东部若尔盖盆地内外实地考察,在玛曲瓶颈段黄河二级阶地前沿陡坎,发现了含有古深湖相和古河床河漫滩相地层序列的典型沉积剖面。通过沉积物粒度特征分析和光释光(optically stimulated luminescence,OSL)测年,研究结果表明：① 剖面下部淡蓝灰色古深湖相沉积层为深水厌氧环境下形成的湖相沉积物,而覆盖其上的杂色卵石层夹淡黄橙色透镜状沙层则是古河床河漫滩相沉积物,指示了强动力流水作用过程。这2组地层的不整合接触关系,是黄河切开若尔盖湖盆导致古湖水外泄的直接证据。② 剖面古深湖相沉积层顶部和古滨浅湖相沉积层底部的OSL测年结果表明,古黄河在37 ka BP切开若尔盖湖盆,导致湖水外泄,35 ka BP湖水变浅消失,黄河沟通了若尔盖盆地水系。③ 晚更新世东昆仑大断裂强烈的新构造运动和37 ka 温暖湿润气候的综合影响使得尚处于玛曲断陷谷地草原的古黄河源溯源侵蚀加剧,由西向东在玛曲城南瓶颈段切开了若尔盖古湖盆,导致古湖水外泄,从而沟通了若尔盖湖盆的水系,使之成为黄河源。该研究结果对于深入理解青藏高原东北部河湖水系演变及黄河水系的形成具有重要的科学意义。

关键词： 沉积证据; OSL年代; 溯源侵蚀; 黄河; 若尔盖古湖

本文引用格式

王娜 , 查小春 , 黄春长 , 张玉柱 , 周亚利 , 庞奖励 , 戎晓庆 , 尚瑞清 , 柴佳楠 . 青藏高原东部黄河切开若尔盖湖盆的沉积证据与年代研究[J]. 地理科学进展, 2022 , 41(8) : 1453 -1466 . DOI: 10.18306/dlkxjz.2022.08.009

Abstract

Through extensive and detailed field investigation inside and outside the Zoige Basin in eastern Tibet Plateau, a typical sedimentary profile containing the stratigraphic sequence of paleolake facies and paleo-riverbed floodplain facies was found in the front of the second terrace of the Yellow River in the Maqu section at the outlet of the Zoige Basin. Through grain size characteristic analysis and Optically Stimulated Luminescence(OSL) dating, we found that: 1) The pale-blue-grey paleolake sedimentary layer in the profile indicates that the lacustrine sediment formed in the deep-water anoxic environment, while the mottled pebble layer covered by the pale-yellow-orange lenticular sand layer was a typical fluvial floodplain sediment, which indicates the process of strong dynamic flow. The unconformable contact relationship between the two layers indicates that the profile is a typical sedimentary evidence for studying the Zoige Basin dissected by the Yellow River. 2) The OSL dating results of the top boundary of the pale-blue-gray paleolake sedimentary layer and the bottom boundary of the paleoshore-shallow lake sedimentary layer show that the Yellow River dissected the Zoige Basin at 37 ka BP, resulting in the leakage of lake water. At 35 ka BP, the lake water became shallow and disappeared, and then the Yellow River connected the water system of the Zoige Basin. 3) The strong neotectonic movement of the East Kunlun fault in late Pleistocene and the warm and humid climate of the Tibet Plateau in 37 ka resulted in the aggravation of the headward erosion of the paleo-Yellow River source in the rift valley grassland, and the Zoige Basin was dissected by the paleo-Yellow River from the west to the east in the Maqu bottleneck reach, resulting in the discharge of the paleolake water through the Yellow River, thus connecting the water system of the Zoige Basin and making it the source of the Yellow River. The study results have important scientific significance for an in-depth understanding of the evolution of river-lake water system and the formation of Yellow River water system in northeastern Tibet Plateau.

Key words： sedimentary evidence; OSL dating; headward erosion; Yellow River; Zoige Basin

青藏高原东部若尔盖古湖消亡与黄河贯通,是黄河水系格局发展演变过程中标志性的地貌与水文事件,也是青藏高原东部水文环境变化的转折点[1]。已有学者对黄河贯通若尔盖湖盆的年代做了研究,但结果差异较大[2⇓⇓⇓-6]。而明确黄河贯通若尔盖湖盆之前,在何时、何地及如何切开若尔盖湖盆,则是准确研究黄河贯通若尔盖古湖年代、深入理解黄河源现代水系格局发展演变的前提。虽然有学者依据RH钻孔资料,认为获得了黄河袭夺古湖的沉积证据[5],但是该证据却是来自于黄河支流的黑河,缺乏来自黄河干流上最直接、最有效的沉积证据。
河流阶地以地貌和沉积物的形式记录了河流系统形成和演化的历史,是研究区域环境变化和河湖发育的重要信息载体[7]。近年来,本课题组对若尔盖盆地内外开展了多次大范围的实地考察,在基本掌握若尔盖盆地内外地质地貌概况情况下,重点调查了古湖岸阶地和盆地内外河流阶地的空间分布、阶地沉积相之间联系,以及局部性、短时性牛轭湖在盆地内的空间分布。特别是在玛曲黄河特大桥南、黄河左岸二级阶地前沿陡坎的天然沉积地层中,发现淡蓝灰色古深湖相沉积层之上覆盖着古河床河漫滩相沉积地层,构成了典型的不整合接触关系,这为研究黄河切开若尔盖湖盆提供了典型的、直接的沉积证据。为此,野外对沉积地层宏观特征详细观察后,系统采集沉积学和测年样品,通过沉积物粒度特征和光释光(optically stimulated luminescence,OSL)测年分析,获得了黄河切开若尔盖湖盆的年代,并从气候背景和地质构造条件,揭示了黄河切开若尔盖湖盆的机制。研究结果对于深入理解青藏高原东北部河湖水系演变及黄河水系的形成具有重要的科学意义。

1 研究区域概况

若尔盖盆地地处青藏高原东部,东临岷山,南倚邛崃山,西靠阿尼玛卿山,北依西倾山,平均海拔高度约3500 m,面积超过10000 km2 [8],为青藏高原抬升过程中形成的一个断陷盆地。盆地内宽谷缓丘相间分布,河流地貌、冰川地貌、湖泊沼泽地貌等景观发育。黄河从采日玛向东南流出峡谷进入若尔盖盆地后,环绕阿尼玛卿山东段,在索克藏寺附近转向西北,沿途贾曲、白河、黑河等支流汇入,经玛曲段流出盆地进入峡谷区(图1)。受地形、河床比降、含沙量变化等的影响,盆地内黄河干流蜿蜒曲折,河型多变,伴有众多牛轭湖和沼泽分布[9]。
图1 若尔盖盆地水系分布以及研究剖面位置

注：图中“■”为OQC剖面所在位置,“○”分别为文献[2⇓⇓⇓-6,24⇓⇓⇓⇓-29,31-32]研究剖面所在位置。

Fig.1 Distribution of drainage system in the Zoige Basin and the location of the profile

若尔盖盆地属高原寒温带湿润季风气候,年均气温为1.1~1.2 ℃,年降水量为600~650 mm且集中在5—7月。受亚洲季风与西风带的影响,盆地风向主要以东北、西南风为主,风力强劲,年平均风速为2.59 m/s,春季风速最大可达40 m/s,大风日数200 d左右,起沙风占全年风速记录的8.75%,致使盆地内约有4%的面积分布风沙地貌[10]。流动沙丘和风沙地占据黄河干支流高河漫滩地带,斑状流动沙丘和半固定沙丘分布于岩丘坡麓和若尔盖大草原面上。盆地内植被类型主要有沼泽植被、草甸植被、灌丛植被、寒漠植被以及少量的森林植被。近年来,受全球气候变暖与人类活动的影响,若尔盖盆地湿地持续萎缩[11],沙地面积不断扩大,生态环境受到严重威胁。

2 研究材料

对若尔盖盆地内外实地考察,发现盆地西北端的玛曲段黄河桥(简称老桥)与黄河特大桥(简称新桥)之间河槽比较狭窄,宽约270 m;而该河段以西则为沿东昆仑大断裂新构造运动活动带发育的长达90 km的断陷谷地草原,宽度稳定在5 km[1,12](图1),说明玛曲段为黄河流出若尔盖盆地、进入断陷宽谷草原的瓶颈河段,这里应当是研究黄河与若尔盖古湖发展演变的关键性地段。
详细调查该河段两岸,在欧强村附近新桥南的黄河左岸,高出平水位15~16 m的二级阶地前沿陡坎,发现一出露良好、未经人类活动扰动、沉积物层序清晰完整的天然沉积剖面(即OQC剖面)。剖面下部含有的淡蓝灰色古深湖相沉积层,与其上部的古河床河漫滩相沉积层,构成了典型的不整合接触关系。在对两岸大范围详细调查后,我们确认该阶地之上再没发现更高级别的河流阶地,说明该阶地的OQC剖面记录了若尔盖湖河环境演化的历史,是研究黄河切开若尔盖湖盆的典型沉积证据。
清理掉OQC剖面表层松散的风化物后,详细观察剖面中不同层位沉积物的颜色、结构、构造等宏观特征,将剖面自上而下划分为7层(图2),并在剖面的关键层位采集了沉积学样品和释光测年样品。OQC剖面各层位宏观特征描述如下：
图2 若尔盖盆地OQC剖面地层序列及各沉积地层照片

Fig.2 Stratigraphic sequence and sedimentary photos of the OQC profile in the Zoige Basin

(1) 现代草甸土层(OQC-1)：0~80 cm,灰棕色(7.5YR6/2①(① 根据《中国标准土壤色卡》对沉积物的颜色、色调进行标记,下文类似。)),湿润时为黑棕色(7.5YR3/1),细沙质粉沙质地,团粒—团块构造,疏松多孔,含有密集的植物根系。在75~80 cm采集释光测年样品OSL-1。
(2) 古土壤层(OQC-2)：81~160 cm,棕灰色(7.5YR6/1),细沙质粉沙质地,团粒—团块构造,含有大小孔隙,发育良好,下部含有锈黄色斑。在155~160 cm采集释光测年样品OSL-2。
(3) 风成沙层(OQC-3)：161~560 cm,淡黄橙色(10YR8/4),细沙质地,均匀松散,分选良好,向南侧坡麓方向很快过渡为古风成沙丘。在165~170 cm和545~550 cm分别采集释光测年样品OSL-3和OSL-4。
(4) 黄河古河床河漫滩相沉积层(OQC-4)：561~950 cm,杂色卵石层夹淡黄橙色(10YR8/4)透镜状沙层,卵石长径多在5~6 cm,磨圆度良好,成扁平状,多倾向东,显示为流出若尔盖盆地的黄河古河床相沉积物。在645~650 cm和895~900 cm分别采集释光测年样品OSL-5和OSL-6。
(5) 古滨浅湖相沉积层(OQC-5)：951~1000 cm,淡蓝灰色(10BG7/1),粉沙质粘土浅湖泥与淡浅黄色(2.5Y8/4)风成细沙薄纹层互层,呈透镜状,表明若尔盖古湖湖水逐渐变浅变干并接受风成沙沉积。在955~960 cm和990~995 cm分别采集释光测年样品OSL-7和OSL-8。
(6) 古深湖相沉积层(OQC-6)：1001~1100 cm,淡蓝灰色(10BG7/1),粉沙质粘土质地,均匀致密,含有锈黄色斑,有显著的H2S气体臭味,属于若尔盖古湖西北端稳定的深水湖泊环境下的沉积物。在1005~1010 cm与1045~1050 cm分别采集释光测年样品OSL-9和OSL-10。
(7) 古滨浅湖相沉积层(OQC-7)：1100 cm以下,淡蓝灰色(10BG7/1),粉沙质粘土浅湖泥与淡浅黄色(2.5Y8/4)风成细沙薄纹层互层,表明若尔盖古湖湖水曾出现波动变浅。在1110~1115 cm采集释光测年样品OSL-11。

3 研究方法

3.1 粒度测试方法

沉积物样品在室内自然风干后,称取适量样品放入烧杯,分别加入适量HCl(10%)和H2O2(10%),以去除样品中次生碳酸盐和有机质。待样品完全反应冷却后,加入蒸馏水静置72 h,多次清洗直至溶液为中性为止。然后加入10 mL (NaPO3)6经超声波震荡仪充分分散后,采用英国马尔文仪器公司生产的Mastersizer-2000激光粒度仪进行粒度测试。测试粒级范围为0.02~2000 μm,遮光度为8%~12%,相对误差<4%。每个样品连续测试3次,取其平均值进行数据处理。

3.2 OSL测年方法

野外用直径5 cm、长度20 cm的不锈钢钢管采集OSL样品。实验室内取采样钢管中部未曝光的OSL样品,先用HCl(10%)和H2O2(30%)溶液分别去除样品中的碳酸盐和有机质,湿筛法分选出90~125 μm的粒径组分,经HF(40%)溶液溶蚀后,再用适量HCl(10%)溶液去除溶蚀过程产生的氟化物,最后清洗、烘干,在陕西师范大学TL/OSL释光断代实验室,使用丹麦生产的Risø-TL/OSL DA-15型全自动释光仪,测定样品的等效剂量值(De)。
样品的U、Th、K含量在西安地质矿产研究所测得。宇宙射线采用Prescott等[13]提出的辐射剂量间转换系数方程,依据所在位置的经纬度、海拔高度、埋藏深度和样品密度等因素计算得到。含水量在实验室用烘干法实测的基础上,结合若尔盖盆地土壤水分研究结果进行矫正[14]。最后根据相关公式和转换系数计算光释光样品的环境剂量率[13]。

4 结果与分析

4.1 粒度特征分析

自然界中,由于沉积环境和沉积机制不同,沉积物中的粒度分布特征不同,因此粒度组成是判断沉积物物源、搬运动力,以及沉积环境的重要指标[15]。由图3可知,OQC-3和OQC-4的粒度频率曲线为典型的单峰分布曲线,极正偏,表明这2类沉积物具有单一的沉积动力过程;众数粒径介于120~300 μm之间,说明沉积物以细沙—中沙组分为主。其中OQC-3的粒度频率曲线峰态尖窄,众数粒径为133.70 μm,表明OQC-3质地为细沙,其中>63 μm的含量为68.72%,2~63 μm和<2 μm的含量分别为26.01%和5.27%,平均粒径为95.05 μm(表1),分选很好,野外观察到该沉积物质地均匀、松散,说明OQC-3应是在强劲风力搬运作用下堆积而成的风成沙。
图3 若尔盖盆地OQC剖面各地层沉积物粒度分布频率曲线

Fig.3 Sediment size distribution frequency curve of the OQC profile in the Zoige Basin

表1 若尔盖盆地OQC剖面各地层沉积物粒度特征值

Tab.1 Characteristic values of grain size for each stratum of the OQC profile in the Zoige Basin

地层
编号		 地层层位 黏粒
(<2 μm)/%		 细粉沙
(2~16 μm)/%		 粗粉沙
(16~63 μm)/%		 沙
(>63 μm)/%		 平均粒径
Mz/μm		 标准偏差 峰度 偏度
OQC-1 现代草甸土层 8.99 31.41 35.90 23.70 38.27 2.19 0.93 0.25
OQC-2 古土壤层 10.80 26.20 34.30 28.70 44.05 2.35 0.93 0.34
OQC-3 风成沙层 5.27 12.01 14.00 68.72 95.05 1.96 1.61 0.66
OQC-4 古河床河漫滩相沉积层 2.41 6.37 3.51 87.71 272.57 1.38 3.29 0.46
OQC-5 古滨浅湖相沉积层 12.40 36.65 38.05 12.90 25.62 2.16 0.96 0.25
OQC-6 古深湖相沉积层 18.50 53.30 24.00 4.20 12.92 2.02 0.98 0.05
OQC-7 古滨浅湖相沉积层 10.90 25.70 41.50 21.90 36.18 2.21 1.01 0.40
OQC-4粒度频率曲线极尖窄,主峰百分含量比OQC-3高,众数粒径为282.10 μm,表明OQC-4质地为中沙,>63 μm的含量为87.71%,为整个剖面含量最高,2~16 μm和<2 μm的含量很低,而且平均粒径为272.57 μm,沉积物分选好,说明OQC-4应与强动力的流水作用有关;野外采样发现该层含有较多磨圆度良好、长径多在5~6 cm的卵石,并夹有淡黄橙色透镜状沙层,构成二元结构,表明该层为古河床河漫滩相沉积物。
OQC-1和OQC-2粒度频率分布曲线相近,峰态中等,均呈多峰分布,众数粒径在40~55 μm之间,主峰百分含量接近,表明这2类沉积物以粗粉沙组分为主,并且OQC-1和OQC-2粒度频率分布曲线在8.94 μm和9.81 μm的细端处出现次峰,说明二者均有一定的成壤改造作用。虽然OQC-1的>63 μm含量为23.70%,平均粒径为38.27 μm,属细沙质粉沙质地,OQC-2的>63 μm含量为28.70%,平均粒径为44.05 μm,属粗粉沙质地,但是OQC-2的<2 μm含量为10.80%,比OQC-1的含量高。结合野外采样观察OQC-1疏松多孔,含有密集的植物根系;而OQC-2含有团粒—团块构造,大小孔隙,成壤发育良好,由此表明OQC-1为现代草甸土,OQC-2是成壤发育良好的古土壤。
OQC-5和OQC-7粒度频率分布曲线也相近,峰态宽平,分选性一般,呈双峰分布,众数粒径均为43.67 μm,说明沉积物以粗粉沙组分为主,但主峰百分含量略有差异,并且在7~10 μm的细粒端出现次锋。同时,从表1可见,OQC-5和OQC-7的16~63 μm含量在整个剖面中比较高,分别为38.05%和41.50%;而>63 μm的含量却在整个剖面中比较低,同时含有较高的<2 μm的含量,分别为12.40%和10.90%,表明OQC-5和OQC-7沉积物成分可能一致。结合野外采样考察发现,相对于其他层位,OQC-5和OQC-7均含有粉沙质粘土浅湖泥与淡浅黄风成细沙组成薄纹层互层,这与粒度成分中含有较低的>63 μm含量和较高的<2 μm的含量,以及相近的粒度频率分布曲线相对应,说明OQC-5和OQC-7是在若尔盖古湖水逐渐变浅变干的过程中,逐渐接受风力搬运的风成沙,形成薄纹互层。
OQC-6的粒度频率分布曲线也为峰态宽平的双峰分布,且众数粒径为7.42 μm,表明该沉积物以细粉沙组分为主,次峰出现在粗粒端的27.39 μm。粒度特征表明(表1),OQC-6的2~16 μm含量高达53.3%,<2 μm含量也高达18.50%,平均粒径是整个剖面最小,为12.92 μm,说明OQC-6为黏土质粉沙质地,与野外观察到OQC-6的胶泥状特征相对应。同时野外采样发现,OQC-6中含有锈黄色斑并有H2S气味特征,这与在大湖深水稳定环境、水动力较弱的条件下,因丰富的水生植物与微生物作用,沉积物中有机质和腐殖质较多[16],并表现为泥质物的特征相符合[17],说明OQC-6是在典型的深水厌氧环境下的湖相沉积物。
通过粒度特征和粒度频率分布曲线分析,说明位于黄河左岸二级阶地的OQC剖面是由不同来源的沉积物构成(图3、表1)。其中古河床河漫滩相沉积层OQC-4与其下覆古深湖相沉积层OQC-6构成了典型的不整合接触关系,记录了若尔盖湖河环境发育演化的历史。二者之间的OQC-5为古滨浅湖相沉积层,其沉积特征正好反映了古湖相环境向河流相环境转变过程中,古湖水泄流疏干的过程。
此外,古河床河漫滩相沉积层OQC-4中,形态扁平状、多倾向上游的卵石分布结构,指示了黄河由东向西的水流方向,而OQC剖面也正好位于黄河流出若尔盖盆地、由东向西进入断陷宽谷草原的瓶颈河段,由此综合说明了位于黄河二级阶地的OQC剖面为研究黄河切开若尔盖盆湖盆提供了典型的直接的沉积证据。

4.2 OSL测年分析

样品在测试等效剂量前,需要确定测试条件。OQC剖面是由不同类型的沉积物构成,为此选取OSL-1、OSL-5和OSL-10进行预热坪区实验。所选预热温度是否适合所测试的样品,常用剂量恢复试验(recycle ratio)来检验,并用循环比实验检验被测试石英的释光灵敏度校正情况[18]。同时选取OSL-1样品进行热转移实验。
测试结果表明(图4),预热温度选择180~300 ℃、间隔20 ℃、加热10 s,OSL-1和OSL-5在200~260 ℃之间出现一个温度坪区(图4a、4c),剂量恢复系数在200~260 ℃间变化范围为0.96~1.02,循环比在200~240 ℃间为1.00~1.08(图4b、4d),符合0.9~1.1的范围要求。OSL-10在200~240 ℃出现温度坪区,剂量恢复系数在200~240 ℃间变化范围为0.92~0.96,循环比在180~300 ℃之间为0.93~1.07,也符合0.9~1.1的范围要求(图4e、4f)。同时,从图4a可见,OSL-1的回收比率在180~300 ℃之间均小于3%,表明热转移剂量可忽略不计[16]。由此综合考虑误差的影响,选择预热温度Pre-heat 240 ℃、Cut-heat 200 ℃作为样品等效剂量的测试条件。另外,从图5可见, OSL-5样品自然释光信号比较强,辐照激发后在2 s内迅速衰退为本底值,生长曲线也几乎通过原点且未达到饱和状态,说明可通过内插法[19]得到准确的等效剂量(De)值。
图4 若尔盖盆地OQC剖面OSL-1的预热坪区和热转移实验(a)、剂量恢复和循环比实验(b),以及OSL-5和OSL-10的预热坪区(c, e)及剂量恢复和循环比实验(d, f)

Fig.4 Preheat plateau plot and thermal transfer (a) and dose recovery and recycling ratio (b) of sample OSL-1, preheat plateau plot (c, e) and dose recovery and recycling ratio (d, f) of sample OSL-5 and OSL-10 of the OQC profile in the Zoige Basin

图5 若尔盖盆地OQC剖面OSL-5的释光信号晒退曲线(a)与生长曲线图(b)

Fig.5 OSL decay curve (a) and growth curve (b) of sample OSL-5 of the OQC profile in the Zoige Basin

样品在最后一次完全晒退的自然信号离散度理论上与测试时的第一个再生剂量信号的离散度相近[20]。如果第一个再生剂量的离散度(即RSDR-OSL)与感应校正后的自然OSL信号离散度(即RSDN-OSL)越相近,说明样品晒退越彻底。图6表明,OSL-6的RSDN-OSL和RSDR-OSL分别为17.45%、21.27%(图6a),离散度值非常接近,等效剂量的频率直方图较集中(图6b),基本为正态分布,表明OSL-6在最后一次沉积埋藏前经历了充分晒退。而OSL-9的RSDN-OSL和RSDR-OSL分别为21.16%和41.69%(图6c),离散度值差距较大,等效剂量的频率直方图较为分散(图6d),说明OSL-9在最后一次埋藏前晒退不彻底。
图6 若尔盖盆地OQC剖面OSL-6和OSL-9等效剂量与校正后的自然OSL信号相关关系(a, c)与频率分布(b, d)

Fig.6 Correlation between equivalent dose value and corrected OSL (a, c) and frequency distribution of De (b, d) of samples OSL-6 and OSL-9 of the OQC profile in the Zoige Basin

由此,根据样品测试时等效剂量值的离散度和样品的晒退情况,应选择合适的年龄分析模型计算样品的年龄,以保证最终年龄的科学性[21]。对于现代草甸土、古土壤、风成沙和河流沉积物在埋藏之前经历了多次搬运,认为在最后一次埋藏前经历了充分晒退,等效剂量De值离散度较集中,故采用中值年龄模型[22-23]计算其最终De值。湖相沉积物因在搬运过程中,阳光下暴露时间短,晒退不完全,De值离散度较分散,故采用最小年龄模型[23]计算其最终的De值。
在实验室实测沉积物含水量基础上,结合若尔盖地区相关研究结果对含水量进行校正计算[14],确定误差为3%;根据选择不同年龄模型计算的每个样品的等效剂量值和环境计量率,采用DRAC v1.2在线软件计算获得了OQC剖面各OSL样品的年龄(表2)。从表2可见,OQC剖面沉积过程连续,年龄值由下向上逐渐减小,符合沉积学规律,说明样品的OSL测年结果合理可靠。
表2 若尔盖盆地OQC剖面OSL测年结果

Tab.2 OSL dating results for the OQC profile in the Zoige Basin

样品
编号		 深度
/cm		 地层层位 U
/10-6		 Th
/10-6		 K
/%		 含水量
/%		 环境剂量率
/(Gy·ka-1)		 等效剂量
/Gy		 OSL年龄
/ka
OSL-1 75~80 现代草甸土层底部 1.29±0.3 8.07±0.6 1.72±0.04 20±3 2.45±0.08 6.81±0.14 2.79±0.10
OSL-2 155~160 古土壤层底部 1.51±0.3 8.74±0.6 1.57±0.04 20±3 2.37±0.07 20.35±0.68 8.59±0.39
OSL-3 165~170 风成沙层顶部 1.42±0.3 8.94±0.6 1.54±0.04 21±3 2.31±0.07 19.68±0.43 8.60±0.38
OSL-4 545~550 风成沙层底部 1.43±0.3 8.14±0.6 1.58±0.04 21±3 2.20±0.07 20.29±0.32 9.24±0.32
OSL-5 645~650 古河床河漫滩相沉积层上部 1.01±0.3 5.82±0.6 1.47±0.04 22±3 1.86±0.06 24.57±0.92 13.20±0.67
OSL-6 895~900 古河床河漫滩相沉积层下部 1.73±0.3 9.45±0.6 1.81±0.04 22±3 2.44±0.07 81.25±0.96 33.35±1.06
OSL-7 955~960 古滨浅湖相沉积层顶部 3.35±0.4 11.23±0.7 1.64±0.04 23±3 2.67±0.08 94.00±5.41 35.15±2.30
OSL-8 990~995 古滨浅湖相沉积层底部 1.86±0.4 10.99±0.7 1.75±0.04 25±3 2.42±0.08 85.77±4.64 35.42±2.40
OSL-9 1005~1010 古深湖相沉积层顶部 2.37±0.4 14.99±0.7 2.43±0.04 25±3 3.30±0.09 122.64±9.39 37.17±3.03
OSL-10 1045~1150 古深湖相沉积层底部 2.15±0.4 10.71±0.7 1.97±0.04 25±3 2.65±0.08 105.97±6.56 40.01±2.77
OSL-11 1110~1115 古滨浅湖相沉积层顶部 1.41±0.3 9.22±0.6 1.67±0.04 25±3 2.17±0.07 100.27±7.40 46.29±3.70

5 讨论

5.1 关于黄河切穿若尔盖湖盆的沉积证据重要性分析

第四纪初期的若尔盖盆地,维持着湖泊环境,早、中更新世时古湖地跨甘肃、四川两省,面积超过10000 km2 [8]。但是,当黄河切开若尔盖湖盆后,逐渐贯通古湖,导致湖水泄流消失,原本内流水系转变为了外流水系。
梳理已有的研究成果发现,学者们对黄河贯通古湖或古湖水消失的年代研究较多。例如20世纪80年代初川西北地质调查队[24]在唐克渡口郎哲岩丘黄河一级阶地的中部沙层测得的TL年龄为11.47±1.03 ka,而其下部粉砂细沙层TL年龄为17.46±1.58 ka,表明黄河在距今17 ka已经穿过若尔盖盆地。宗冠福等[25]对黑河牧场发现的牛化石股骨测定的14C年龄为26620±600 a,同时又考察了四川索格藏寺附近黄河东岸一级阶地堆积之中的哺乳动物化石,化石14C年代为距今22650±300 a,推断古湖一直持续到晚更新世晚期。
1993年开展的国家攀登计划——青藏高原研究项目对若尔盖湖河演变有了进一步研究。王云飞等[4]发现黑河牧场西南RH钻孔岩芯12.40 m以下为泥炭、细粉沙和泥质沉积的湖沼相沉积物,而以上岩性突变为黄灰色或黄色的厚层沙,14C年龄为37630±1070 a BP,同时依据黑河口剖面中湖泊沉积在34830±1580 a BP(14C测年)为洪积—冲积物取代,认为38~35 ka BP黄河袭夺了若尔盖古湖。
李世杰等[5]发现RH钻孔顶部的DC剖面,其底部的青灰色砂层被上部黄色砂层所取代,青灰色泥层中木屑14C测年为20340±550 a;黑河口剖面底3 m处青灰色粉砂质淤泥层与黄色砂互层界限的14C测年龄为18745±360 a,由此综合认为距今2万年左右古湖泊消失。盛海洋等[26]测定盆地内黄河水系河流阶地年龄界于125.0±12.0~9.0±2.0 ka,得出黄河在若尔盖盆地区出现的最大年龄为125.0±12.0 ka。赵志中等[27]发现若尔盖盆地东部的班佑剖面、北部的墨溪剖面、西部的河曲剖面、中部的唐克剖面和南部的红原剖面中,均由灰黑色亚粘土层向下变化为灰绿色湖相层,再变化为砂、粘土层,由此认为距今1万年后黄河贯通若尔盖古湖形成草地沼泽环境。Chen等[28]对红原县瓦切乡RGQ剖面研究,发现在剖面5.7 m开始,湖相淤泥层转变为泥炭层,其14C年龄为12605 a BP,认为这就是该区域古湖消亡、泥炭沼泽开始发育的年龄。孙晓红等[29]对瓦切乡泥炭沼泽ZB10-C14钻孔研究表明,在深度8.62 m处湖相沉积物转变为泥炭层,其14C年龄为10300 a BP。陈莹璐等[30]在黄河玛曲段太吾若剖面2.8~4.2 m发现8~10个典型的古洪水滞留沉积物单层,OSL测年为12.89±1.09 ka~13.59±1.20 ka,说明黄河在此时期已经贯通若尔盖古湖。此外,王富葆等[31]依据瓦松剖面和红原泥炭二矿剖面的孢粉阐明了若尔盖30 ka BP来的古植被与古气候演化序列,认为若尔盖古湖最终消亡发生在早、中全新世。潘保田等[32]研究了若尔盖盆地演化与黄河发育关系,认为若尔盖古湖直到12 ka BP时才因盆地抬升,河流袭夺而消失,黄河在若尔盖盆地出现的年代最早在全新世初。
综上所述,目前对于黄河何时贯通若尔盖湖盆、导致古湖消亡的年代研究结果差异较大,对此黄春长[1]作了总结和分析。梳理学者们研究的剖面地点,发现多集中在盆地内的泥炭沼泽层、黑河与白河支流沿岸(图1),虽然有部分学者考虑了黄河阶地,但因对阶地级数、沉积相及其层位关系的判断不同,而使年代误差较大。为此,在黄河干流两岸寻找黄河贯通若尔盖湖盆之前切开湖盆的沉积证据,则是准确研究黄河贯通若尔盖古湖年代的前提。
近年来,通过对若尔盖盆地内外详细考察,发现河槽狭窄的黄河玛曲城南段,是黄河流出若尔盖盆地、进入西倾山与阿尼玛卿山之间的断陷谷地草原的瓶颈段,这里正是研究黄河与若尔盖古湖关系发展演变的关键性地段。位于新桥南、黄河左岸二级阶地前沿陡坎的OQC剖面,粒度沉积特征和野外地层宏观特征表明,剖面中淡蓝灰色古深湖相沉积层之上,覆盖着水平状古河床河漫滩相沉积地层,构成了典型的不整合接触关系,代表了2种截然不同的沉积环境,指示了湖河环境发生重大变化的历史,是研究黄河切开若尔盖湖盆典型直接的沉积学证据(图1、图2)。
OQC剖面的OSL测年结果表明(表2),位于淡蓝灰色古深湖相沉积层顶部1005~1010 cm的OSL测年结果为37.17±3.03 ka,古滨浅湖相沉积层底部990~995 cm 的OSL测年结果为35.42±2.40 ka,表明37 ka BP古黄河切开了若尔盖湖盆,导致古湖水泄流。古滨浅湖相沉积层顶部955~960 cm的OSL测年结果为35.15±2.30 ka,而古河床河漫滩相沉积层底部895~900 cm的OSL年龄为33.35±1.06 ka,说明35 ka BP古湖水已变浅消失,33 ka BP黄河古河床已经在盆地内稳定形成。

5.2 关于黄河切开若尔盖湖盆的机制分析

黄河切开若尔盖湖盆有其外在的气候背景和内在的地质构造条件。从气候背景来看,37 ka BP正处于MIS 3a(深海氧同位素第3阶段)的气候温暖湿润阶段。格陵兰冰芯GRIP温度变化曲线表现出明显的高值,西太平洋苏禄海深海岩芯δ18O在MIS 3a时期处于低值[33],大西洋LR04深海岩芯δ18O也表现出同样的变化特征[34],日本琵琶湖孢粉研究表明喜温湿的温带植物在MIS 3a时期明显发育[35],中国南方贵州董哥洞石笋和南京葫芦洞石笋δ18O在 MIS 3a时期明显低[36],说明当时气候温暖湿润。
此时期的青藏高原在MIS 3a也处于气候温暖湿润时期,气温比现在高约2~4 ℃,降水量更为充沛,被称为“高温大降水”事件[37]。西藏扎布耶盐湖沉积物碳酸盐含量由40%降低至15%,水质淡化,表明湖面扩张,气候转为潮湿[33]。班公错湖的孢粉分析表明,距今40~24 ka BP班公错湖地区古植物比现今丰富,气候较今要温湿[38]。青海湖在39~26.2 ka BP期间,乔木和中生草本植物明显增加,也反映了相对暖湿的环境[39]。青藏高原不同地区的10多个湖盆古湖岸线的对比研究表明[40],多数湖泊的大湖期出现于40~25 ka BP前后,与MIS 3阶段后期相当,表明此时期中高原气候特别湿润。
位于青藏高原东部的若尔盖盆地,RM钻孔岩芯的碳酸盐含量在此时期极低,有机质和自生碳酸盐氧同位素含量相对较高,表明此时期的若尔盖盆地气温较高,气候以温湿为主[41-42]。由此表明,37 ka BP气候温暖湿润,一方面降水量充沛,另一方面,温暖的气候也使若尔盖盆地周围的阿尼玛卿山、西倾山等积雪大量融化,大量的冰融水和降水汇入若尔盖盆地,致使若尔盖古湖水位不断上升,湖面扩张;同时发源于西倾山与阿尼玛卿山的众多河流来水量增大,汇入玛曲段以西的断陷宽谷草原古黄河中,增强了流水侵蚀动能。野外实地考察发现,如今的阿尼玛卿山和西倾山之间的断陷宽谷草原,均由来自两侧山地的巨大冰水扇—洪积扇联合构成,仅从欧拉乡—柯生乡间黄河两岸,分布的高出河水位60~70 m冰水扇—洪积扇直立陡崖可以获知,地质时期来自西倾山与阿尼玛卿山的河流,不仅来水量大,而且河流侵蚀动能巨大。
此外,黄河玛曲段以西长达90 km的断陷宽谷草原,正好沿东昆仑大断裂新构造活动带发育,晚更新世晚期以来大断裂的平均左旋走滑运动速率高达10.15±0.34 mm/a[43],而在全新世早期和晚期以来则为6.29~5.71 mm/a和4.19~4.03 mm/a[21]。可见强烈的新构造活动,深刻地影响着若尔盖盆地内外的构造地貌特征变化,如今沿断裂带断续线状分布有凹槽、洼地、泉眼、积水池沼和崖坎,尤其在卡尔科—曲合尔村之间,草原面的溪流水系被持续性断裂互动平移错开,错距达到400~600 m[1]。
由此可见,在新构造活动强烈的东昆仑大断裂和37 ka BP温暖湿润的青藏高原气候综合影响下,沿断裂带在断陷宽谷草原上发育的古黄河,因来水量增大,蜿蜒曲折沿着冰水扇—洪积扇之间洼地,由西向东不断地进行着强烈的溯源侵蚀和下切侵蚀,在玛曲县瓶颈段,也就是断陷谷地与湖盆衔接位置,切开了若尔盖湖盆。若尔盖古湖也因在此时期来水量增多,湖水位上升,湖面扩张,高涨的古湖水随即沿着切开的豁口,快速向西泄流,古黄河沟通了若尔盖盆地水系。对此,潘保田等[24]分析若尔盖盆地演化与黄河发育认为,若尔盖古湖被纳入黄河水系,是在溯源侵蚀作用下湖水外流、地面被切割所致;王云飞等[4]依据RH钻孔资料的分析,也认为处于盆地下游方向的古黄河源头水流强烈的溯源侵蚀,导致古湖盆被切穿,古湖水泄流消失。从目前黄河河型变化来看,黑河口以上至车洛曲段,河型为辫状水流,河槽相对比较稳定;但是黑河口以下,经黄河玛曲瓶颈段,直到拉加峡入口,河型却为下切曲流[9],流速增大,众多弯道凹岸古冰水扇—洪积扇沙砾石层坍塌后退,沿程若干地点的河道中央,出现有基岩残丘、岩岛和离堆山[1],说明此段河槽的下切过程仍然在持续进行着。
由此,依据若尔盖盆地连接断陷谷地瓶颈位置的OQC剖面的研究,可见处于玛曲段以西断陷谷地草原古黄河源溯源侵蚀,在新构造运动和气候变化综合下,37 ka BP切开若尔盖湖盆,古湖水泄流导致古湖变浅,最终古湖在35 ka BP消失,导致青藏高原面原本是内流水系的广大区域,转变为外流水系地区,由此黄河干流延长1000 km,流域面积增加约86000 km2而形成万里黄河,高山高原地区的冰雪融水与大气降水径流通过黄河东流入海。

6 结论

本文在对若尔盖盆地内外详细考察的基础上,结合黄河河谷地貌特征和地质构造特点,在黄河玛曲段新桥南的黄河左岸二级阶地前沿天然陡坎上的沉积剖面中,发现了典型的、含有古深湖相和古河床河漫滩相沉积序列的沉积剖面,通过粒度特征分析和OSL测年,得到以下主要结论：
(1) 粒度特征分析表明,剖面下部指示湖泊环境的淡蓝灰色古深湖相沉积层主要为粉沙质粘土,是在深水厌氧环境下形成的湖相沉积物,而覆盖其上的杂色卵石层夹淡黄橙色透镜状沙层则是典型的古河床河漫滩相沉积物,指示强动力流水作用过程。这2组地层构成显著的不整合接触关系,指示了湖泊环境转变为河流环境的历史过程,说明该剖面为研究黄河切开若尔盖湖盆、古湖相环境转变为河流相环境的直接证据。
(2) OSL测年结果表明,剖面下部淡蓝灰色古深湖相沉积层顶部为37.17±3.03 ka,古滨浅湖相沉积层(OSL-8)底部为35.42±2.4 ka,说明古黄河在37 ka BP溯源侵蚀切开若尔盖湖盆,古湖水外泄;35 ka BP古湖水变浅消失,黄河从此就彻底沟通了若尔盖古湖盆水系。
(3) 晚更新世活动强烈的东昆仑大断裂和37 ka BP温暖湿润气候综合影响,大大地加剧了尚处于玛曲以西断陷谷地草原古黄河溯源侵蚀过程,古黄河由西向东在玛曲两桥之间的瓶颈段切开了若尔盖古湖盆,导致古湖水通过黄河外泄,从而使得古黄河沟通了若尔盖盆地水系,使之成为黄河源。

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