山西平陸黃底溝三門峽水庫黃土階地形成時代的確定

黃河的起源和發展在地理學界引起了人們的注意。它不僅與過去和現今人類的生活息息相關,而且與青藏高原、黃土高原、華北平原和黃、渤海陸架的演變有著緊密的成因聯系,是綜合反映東亞構造地貌和自然環境變遷的重大地質問題。晚上新世,受青藏高原劇烈隆升的影響,黃河中上游地區發育了一系列斷陷盆地,這些盆地匯水成湖,當時的古湖有共和古湖、銀川古湖、河套古湖、汾河古湖、渭河地塹古湖和三門峽古湖等,黃河是在貫通一系列古湖的基礎上形成的。根據黃河中上游階地,流域巖相古地理、地層、盆地構造演化和古生物及黃河下游邙山黃土,黃、渤海陸架沉積物等的研究,對黃河東流時代的認識主要有以下幾種觀點:始新世;早更新世;1.2~1.1MaB.P.;0.86MaB.P.;0.15MaB.P.[1,12,13,14,15,16,17,18];更新世末或全新世初。造成如此大的差異的原因,主要是不同研究者研究的地區和研究的角度不同。三門峽地區位于黃河中游末端,其上黃河流經一系列山地(構造抬升區)和盆地(構造沉陷區),其下則進入平坦的平原,是流域形態發生明顯轉折的關鍵地段。三門峽段基巖山地曾是黃河東流入海的最后一道關隘,地質歷史時期曾使晉豫陜之間的汾渭下游平原及三門峽地區匯水形成古三門湖,并發育“三門系”河湖相沉積。最近的磁性地層研究表明,山西平陸縣黃底溝剖面是已知記錄三門古湖起始時間最早、結束時間最晚的地層剖面。王蘇民等、王書兵等參照該剖面磁性地層建立的年代序列,通過該剖面的巖性、地層、構造及孢粉、碳酸鹽、總有機碳等環境指標的分析,對三門系地層、構造、環境變化及古三門湖演變與黃河東流問題等進行了研究,依據湖相沉積頂部湖濱砂及附近黃河階地上覆黃土的熱釋光測年結果,認為黃河切穿三門峽東流入海、古三門湖消亡的時間約為0.15MaB.P.。這與鄭州附近的邙山黃土自古土壤層S1以來的高沉積速率所揭示的黃河東流時代相吻合。但對邙山黃土地層的劃分一直存有異議。最近的研究認為,邙山黃土沉積速率劇增的層位是自古土壤S2發育以來。顯然,以邙山黃土沉積速率突增層位佐證黃河貫通三門峽的時代的結果是不一致的,階地是河流發育演化的最直接的地貌證據。前人對平陸黃底溝剖面的研究,側重于古三門湖沉積和環境的演化,對黃底溝入三門峽水庫附近階地的研究較少。本文在前人工作的基礎上,對這一地區的階地做了細致的野外和室內工作,進一步探討該地區階地發育演化與古三門湖消亡、黃河貫通三門峽的時代等問題。1地域的層序古土壤層理黃底溝位于山西省平陸縣東約5km的黃河三門峽水庫北側(34°50′N,111°17′E)(圖1)。經流水侵蝕,黃底溝深約百米,兩側近直立的峭壁出露古三門系河湖相沉積。研究區位于黃底溝與三門峽水庫的交匯處,距三門峽水電站西約7km。根據野外觀察結果,黃底溝入三門峽水庫處由北向南發育有一級湖濱階地(T3)和兩級黃河階地(T2和T1)(圖2)。各級階地的特征如下。湖濱階地T3:基座階地。下部為古三門湖湖相沉積,湖相沉積最高層位為厚約36m,灰白、灰黃、淺紅黃色的湖濱中、粗砂。湖濱砂從黃底村向東尖滅,向西增厚,砂層中可見礫石透鏡體、粘土夾層(厚約20cm)和泥礫(約10~20cm),發育交錯層理。湖濱砂上為厚約12m的黃土沉積,黃土的底部和距頂部約2m處發育兩層古土壤。底部為一復合古土壤層,由兩層紅褐色粉砂質粘土夾一層灰黃色粘土質粉砂組成,厚約4.5m。上部古土壤厚約1.8m,發育鈣質結核,結核大小約3cm。黃河階地T2:堆積階地,具有典型的河流階地二元結構。階地下部為厚約20m的礫石層與粉砂層互層;上部為河漫灘粉細砂沉積;砂層之上為厚約11m的黃土沉積。黃土中部發育一層厚約2.4m的古土壤層,土壤團粒結構明顯,鈣質膠結較硬,含較多碳酸鹽白色菌絲體和鈣結核,結核大小約3cm,多蟲孔。黃土底部為一弱發育古土壤層。黃河階地T1:堆積階地。下部未出露礫石層,上部為厚約11m的黃土沉積,未見明顯發育古土壤層。東延村及其主要耕地位于此階地上。上述3級階地均位于黃底溝西側,黃底溝東側也發育有同等階地,但侵蝕破壞較為嚴重,僅湖濱階地T3保存較好。由于T3階地上覆黃土開始沉積的時間對確定古三門湖消亡的時代有重要意義,為了與黃底溝西側的T3階地上覆黃土地層進行對比,進一步確定T3階地上覆黃土底部的年代,我們對黃底溝東側階地的上覆黃土也做了野外和室內工作,為論述方便,將該階地稱為湖濱階地T′3。湖濱階地T′3:位于黃底溝東側,與其西側的黃河階地相距近千米,成一舌狀向三門峽水庫突出,地勢略高于其西側。由于侵蝕作用,該側階地破壞較嚴重,僅湖濱階地上覆黃土保存較好,在階地層位關系上與湖濱階地T3相當。T′3向南,可見零碎的河流礫石沉積及上覆黃土,相當于河流階地T2。T′3剖面黃土沉積厚約27m,發育多層古土壤,其中底部為復合古土壤層,由兩層古土壤和一層黃土組成,厚約8m。距頂部約10m處發育一古土壤層,含有較多蝸牛化石、蟲孔和鈣質結核,結核大小約3cm。頂部為一厚約0.5m的古土壤層。2測試結果及分析野外觀測T1,T2和T3頂部均沒有發現古土壤層,T′3頂部發育有一厚約0.5m的古土壤層,根據中國黃土-古土壤序列,推測為古土壤S0。T2中部古土壤層、T3上部古土壤層和T′3距頂部約10m處的古土壤層巖相特征極為相似,均發育有3cm左右的鈣質結核,推斷為同一古土壤層S1。T3和T′3底部古土壤層推斷為S2。黃土的磁化率不僅可以作為東亞季風演化的一個代用指標,而且也是區分黃土、古土壤及進行地層對比、劃分的一個重要的手段。為了驗證野外階地上覆黃土地層劃分的正確性,確定階地上覆黃土地層的序列,對T2,T3和T′3階地上覆黃土地層按10cm等間距采樣,在中國科學院地球環境研究所進行磁化率測量。磁化率的測試結果如圖3所示。T2階地磁化率最高值達170×10-8m3/kg,顯然該層為古土壤。這層古土壤的上、下部黃土中最高磁化率值120×10-8m3/kg,為黃土中的弱發育古土壤。T3階地磁化率最高值在120×10-8~140×10-8m3/kg之間,正對應于底部和中上部的兩個古土壤層。T′3階地底部和距頂部約10m處的古土壤層的磁化率值大于120×10-8m3/kg。將階地上覆黃土地層的磁化率曲線與研究程度較高的藍田段家坡剖面S2以上的磁化率曲線對比,進一步確定T2,T3和T′3階地上覆黃土地層的序列。如圖3所示,T′3黃土地層的磁化率曲線與段家坡剖面S2以上地層的磁化率曲線極為相似。S0磁化率值較高;L1中間磁化率較高,兩邊較低,為一峰兩谷;S1為一發育很好的古土壤層;L2黃土中間夾兩層弱發育的古土壤,對應的磁化率值也較高;S2由兩層古土壤夾一層弱發育古土壤組成,磁化率曲線表現為三峰兩谷。通過與段家坡剖面的對比,可以確定T′3上覆黃土地層包含S0,L1,S1,L2和S2。T3上覆黃土地層的磁化率曲線與T′3和段家坡剖面S2以上地層也非常相似,但T3的S1以上地層有明顯的缺失,這可能與T3階地上覆黃土發育的地貌和人類活動的改造有關。T1,T2和T3階地的黃土沉積頂部均為耕地,普遍缺失古土壤層S0,而T3階地上的馬蘭黃土L1也顯然有缺失。野外觀測T3的頂面方圓不足百米,頂部由于人類的耕種被推平,形成梯田,因此,S0及L1的部分沉積可能已被人為破壞。只有T′3黃土沉積為一個大的塬面,S0發育且保存較好。根據野外觀測、室內磁化率的測量結果及與藍田段家坡已知黃土地層的對比,初步認為T1上覆黃土為馬蘭黃土L1;T2上覆黃土地層包括L2,S1和L1;T3上覆黃土地層包括S2,L2,S1和L1;T′3上覆黃土地層包括S2,L2,S1,L1和S0。3黃土-古土壤序列的年齡及我國地層劃分的科學性光釋光樣品是在階地上覆黃土陡坡表面挖進30cm左右避光采集,用鋁罐或鋁紙包裝。采樣位置如圖2所示,T1剖面兩個樣品的采集位置分別位于距頂部3m和10m處;T2剖面的兩個樣品的采樣位置分別位于距頂部3m和6m處;T3剖面采集3個樣品,分別位于距頂部1.2m,6.2m和10.2m處。樣品的測試在香港大學地球科學系完成,實驗所用儀器為automatedRis?TL/OSLreader,型號OSL/TL-DA-15。用再生劑量法(SAR)獲得石英的等效劑量。沉積環境中鈾、釷及鉀的含量所用儀器分別為LowLevelAlphaCounter7286和XRF。提取樣品中>63μm的石英顆粒進行藍光釋光測年。黃土中石英的光釋光信號在T3下部的兩個樣品中已經飽和,不能得到有效的年齡,其余5個樣品的實驗結果如表1所示。T1階地上覆黃土底部年齡為49.2±3.8kaB.P.,顯然為馬蘭黃土L1。T2階地上覆黃土中古土壤的年齡為79.9±6.1kaB.P.,根據黃土-古土壤序列的年齡,為古土壤S1。T3階地上覆黃土距頂部1.2m處的年齡為53.7±4.0kaB.P.,為馬蘭黃土L1,其下面的兩個古土壤層為S1和S2。光釋光測年的結果證實了本次階地上覆黃土地層劃分的正確性。中國黃土沉積具有連續性和區域可對比性,記錄了陸地過去兩百多萬年的冰期-間冰期旋回的古氣候演化歷史。前人在古地磁年齡控制點下,用不同的方法建立了黃土-古土壤的時間序列,使得不同地區同一層位或同一地區不同層位的黃土、古土壤層有了較確切年齡。因此,只要能確定黃土沉積的序列,就可以確定其年代。這對于黃土沉積厚度較小,缺乏有效的古地磁年齡控制點(如B/M界限),但其年代又超出常規測年技術(14C以及光釋光測年等)的黃土沉積年齡的確定非常有用。黃河中游及其眾多支流在第四紀發育有多級河流階地,且階地上多為黃土覆蓋。由于風成黃土堆積的連續性,階地一旦形成,就開始接受黃土沉積。因此,階地上覆黃土最底部的年代與階地形成的年代相近。山西平陸黃底溝T3和T′3階地上覆黃土地層最底部為古土壤S2,對應于深海氧同位素第7階段,其底界的天文調協年齡為245kaB.P.;T2階地上覆黃土最底部為L2中上部弱發育古土壤層L2-2,對應的年代為149kaB.P.;T1階地上覆黃土最底部為L1中下部弱發育古土壤層,根據本文光釋光年齡測試結果,年代約為50kaB.P.。因此,三門峽平陸黃底溝的3級階地分別在245kaB.P.,149kaB.P.和50kaB.P.前形成。4黃河貫通三組地區古三門湖沉積廣布于晉豫陜間黃河及渭河谷地,東起三門峽,西至寶雞一帶,南緣為秦嶺北麓,北迄禹門口—龍門山一帶。王書兵等對該區域不同地區剖面及鉆井資料的分析,表明古三門湖相沉積自西向東遷移,西部消失較早,東部較晚。前人研究多認為,三門峽未被貫通前,古三門湖是一個封閉的內流體系,以三門系沉積終結為標志的古湖消亡,是東流黃河得以形成的前提,并認為黃河貫通三門峽、東流入海的時代為晚更新世。平陸黃底溝剖面是已知最東部的古三門湖沉積,湖濱階地T3和T′3上覆黃土形成于古土壤S2發育時,年代約為245kaB.P.,這一時期為暖濕的間冰期,降雨量增大,會使古三門湖擴張,如果此時古三門湖沒有外瀉,湖相沉積頂部的白砂層應處于湖水的作用下,粉塵在這種沉積環境下不會原地保存并發育形成古土壤。所以,湖濱白砂層上覆黃土開始沉積的時間,代表了古三門湖開始外瀉、消亡的時間。導致古三門湖水外瀉的原因,推測與黃河切穿或部分切穿三門峽段基巖山地有關,東流入海的黃河可能已經形成。T2階地為典型的河流階地,其形成時代為149kaB.P.。T2階地河床礫石層與河漫灘粉砂層交錯,沉積厚度約20m,橫向穩定出露的長度約700m,應為黃河形成的階地。潘保田等以黃河中上游現存的一些河湖并存現象為例,認為在三門峽地區,湖泊的消失與黃河貫通三門峽、東流入海之間并沒有必然的聯系,三門峽地區現存的最老的階地的年代,代表了黃河形成年代的上限,并根據三門峽地區和河南堰師市扣馬附近黃河現存最老階地的古地磁年代,認為黃河東流入海的格局分別在0.865MaB.P.和1.165MaB.P.前就已形成。Sun等根據黃河流域眾多古湖消失、河流階地及上覆黃土開始發育的時代,認為黃河在1.1MaB.P.前東流入海。黃河貫通三門峽,必定在其下游的沉積地層中有所記錄。通過三門峽地區與孟津以東地區地層的對比研究,對于確定黃河貫通三門峽的時代有重要意義。河南黃河沖積平原與汾渭、三門峽盆地更新統介形類化石組合的對比研究表明:早更新世早期汾渭和三門峽盆地的介形類組合在三門峽以東的河南平原地區的下更新統中是見不到的;至早更新世晚期,汾渭盆地的介形類組合中的多數份子在河南平原地區也有出現,但到中更新世,兩地介形類組合面貌具有明顯的相似性。這表明汾渭盆地與河南平原之間的水系聯系在早更新世晚期已經基本出現。這一觀點支持黃河在1.1MaB.P.前貫通三門峽、東流入海。然而,對三門峽地區和孟津以東地區中更新統的沉積物的研究表明,這兩個地區沉積物的成因類型和巖性的明顯不同,表明三門峽地區和孟津地區在中更新世是互不連通的。這一結論與三門峽地區和河南黃河沖積平原介形類化石組合的研究結果相矛盾。由于黃河下游河南平原區的地層多被全新世沖積物覆蓋,導致河南平原區的研究較少,已有的研究也很少關注黃河貫通三門峽時代的問題。因此,通過黃河中下游地層、古生物等的對比,確定黃河貫通三門峽的時代,需要進一步加強黃河下游平原的研究工作。鄭州附近屬砂黃土的邙山黃土,被認為是黃河貫通三門峽、東流入海的一個有力的證據。邙山黃土-古土壤層S2以下的黃土、古土壤的厚度與黃土高原相近,而S2以來的沉積速率和粒度突然增大,說明直到S2發育時,三門峽才被切開,導致黃河中游地區的侵蝕基準面下降,大量的侵蝕物質在孟津以東的寬闊平原地區堆積,形成巨大的沖積扇,為S2以來的邙山黃土沉積提供了豐富的近源粉塵物源,并在冬季偏北風吹揚下,就近堆積,形成邙山黃土S2以來的巨厚沉積。這一結論與平陸黃底溝古三門湖消失、最老階地T3