河流阶地是河流下切后残存的古河床, 是研究河流演化的最直接证据。通过对河流阶地的研究, 可以揭示河流的演化史。研究河流演化的关键问题是阶地的定年。地理学家通过广泛的野外调查并借助测年技术, 有关黄河中上游地区河流地貌演化的研究已经取得丰硕成果。部分学者以三门古湖的消失作为黄河形成的证据, 认为黄河形成于0.15 Ma左右^[1], 贯通三门峡, 并且导致邙山黄土快速堆积^[2-3]。多数地理学者依据其中上游的阶地年代, 认为黄河在第四纪的早中期已经形成^[4-8]。还有部分学者认为黄河形成的年代更早, 甚至可以追溯到第三纪的中新世晚期或上新世^[9-11]。目前用于阶地定年的方法发展很快, 种类繁多, 可以分为绝对定年和相对定年两类。其中, 研究黄河阶地的方法主要有光释光定年^[12-13]、电子自旋共振(ESR)定年、热释光定年^[14]、宇宙核素定年^[15]、砾石钙膜厚度法^[16]、古地磁定年和古土壤断代等。这些测年方法各有优缺点, 也有学者几种方法兼用。

黄河流经黄土高原, 黄土自第四纪以来基本上连续堆积。关于黄土的研究目前已经比较成熟, 因此利用河流阶地上的黄土序列来研究河流阶地的年代成为一种可靠的方法。目前, 利用黄土序列研究黄河阶地的工作目前主要集中在黄河上游的兰州地区、三门峡及其以东地区。这些地区的阶地上黄土堆积厚度大, 保存完整。黄河中游山西-陕西交界的晋陕峡谷段主要是深切峡谷, 峡谷内河流阶地保存不全, 甚至完全缺失。一些阶地虽然得以保存, 但残存阶地面积狭小, 黄土堆积很薄, 无法利用古地磁定年和古土壤断代, 因而这些地区的阶地研究主要采用光释光定年和热释光定年^[13]。由于不同学者采用不同的测年方法, 晋陕峡谷内阶地的测年结果差异较大。

1 区域概况与阶地序列

晋陕峡谷段黄河北起托克托县河口镇, 南至禹门口, 自北向南流经黄土高原, 全长近700 km。区域内主要为黄土地貌, 地表沟壑纵横, 水土流失严重。受禹门口断层控制, 晋陕峡谷南部相对高差超过260 m, 北部相对高差不足80 m, 具南部高差大北部高差小的特征。区域内黄土的堆积厚度也有相似的特征, 表现为南部厚北部薄。峡谷南部处于黄土高原的中心地带, 黄土最大堆积厚度超过100 m; 北部处于高原边缘地区, 黄土最大厚度约为60 m。

研究区位于黄土高原北部地区山西省兴县的黑峪口村和陕西省榆林市神木县境内的盘塘村(图 1), 两村隔河相望, 黄河自北向南蜿蜒流经该区。本区在构造上属于鄂尔多斯地块, 受河流切割, 黄河两岸广泛出露三叠纪砂岩, 岩层水平分布, 显示区域内没有发生差异构造抬升。在两村所在的黄河两岸, 共发现四级被黄土覆盖的第四纪河流阶地和两级晚第三纪阶地。盘塘村附近宽度约500 m的废弃古河床上覆盖薄层土壤, 经人工筑堤辟为农田, 农田与黄河平水期河面的高差仅有3 m左右, 本文将其视为河漫滩。图 2给出的河谷横剖面由四级第四纪阶地和一级晚第三纪阶地组成。有关晚第三纪阶地(T5)的形成年代, 相关成果已发表^[11], 考虑到之前的工作不够细致, 经重新采样, 与四级第四纪河流阶地一起讨论。五级阶地位于峡谷之内, 阶地前缘陡峭, 基座出露明显, 详细特征描述如下。

T1阶地:为基座阶地, 基座与河面高差约12 m, 在黑峪口村以北至寨滩村一带出露明显。阶地上砾石层厚约4 m, 粒径一般不超过20 cm。大粒径的砾石主要为砂岩, 中小粒径的除砂岩砾石外, 灰岩砾石也很多。砾石的磨圆度很高, 表面光滑, 说明经过较长距离的搬运, 与区域内其他较高的三级阶地上砾石的特征一致。砾石层之上覆盖马兰黄土, 出露厚度为20 m左右。由于修建公路, 阶地上覆盖的马兰黄土开挖后, 发现在砾石层之上约2 m的位置有一层古土壤, 厚约1 m。

T2阶地:为基座阶地, 基座距河面高度约50 m, 在陕西神木县盘塘村以北出露最为明显。砾石层厚3 m左右, 砾石的岩性、粒径和磨圆度等特征与T1阶地高度一致。砾石层上覆盖厚约33 m的黄土。在一个人工采砂开挖的黄土剖面上, 顶部出露4层弱古土壤; 剖面底部被上部崩塌下来的黄土掩埋, 没有见到古土壤。

T3阶地:为基座阶地, 基座拔河高度约为80 m, 在山西一侧的谷坡上保存较好。黑峪口村东, 阶地前缘的砾石层较薄, 仅保存几十厘米, 一些砾石散落在基座上; 阶地后缘砾石层厚度增至2 m, 上覆薄层黄土。砾石以砂岩和灰岩为主, 粒径一般小于20 cm, 但个别砂岩砾石的粒径可达45 cm。阶地不同位置黄土覆盖的厚度不一致, 沿该阶地向下游追索至张家湾村北, 发现厚37 m的黄土剖面, 剖面上出露厚薄不一的10条弱古土壤层。

T4阶地:为基座阶地, 基座拔河高度为130 m, 保存于黑峪口村东的谷坡上部。阶地上不同位置砂砾石层的厚度不一致, 一些地方仅出露薄层河流相砂层, 一些地方砾石层的厚度可达3 m。砾石磨圆度很高, 以灰岩和砂岩为主, 粒径一般不大于20 cm, 大粒径的砾石主要为砂岩。阶地面比其他三级阶地更宽, 宽度可达200 m以上, 是四级阶地中发育最好的阶地。阶地上覆黄土厚43 m以上, 遭受不同程度的切割, 在地貌上表现为一个个孤立的黄土峁和黄土梁。

T5阶地:为基座阶地, 基座拔河高度约为170 m, 砾石层的最大厚度超过25 m。特别是在唐家吉村, 流水作用致使大量粒径约5 cm的砾石组成大型斜层理。阶地上砾石磨圆度极高, 表面光滑, 以灰岩和砂岩为主, 与低阶地上砾石的特征一致。砾石层之上覆盖厚约18 m的风成红黏土层, 因此断定该阶地为晚第三纪阶地。

2 采样与实验方法

晋陕峡谷北部盘塘-黑峪口地区五级阶地保存完好, 且阶地面上覆盖厚层黄土和红黏土, 为阶地的相对定年带来方便。我们在T2阶地、T3阶地和T4阶地上的河流相细砂层内采集ESR测年样品。首先将表层砂土去除至少50 cm, 露出未受影响的新鲜剖面, 迅速将铁管插进河流相细砂层, 取出充满细砂的铁管并快速用铝箔纸裹口, 缠以胶带固定并编号, 带回实验室备测。考虑到T1阶地形成时代较晚, 不太适合用ESR定年, 因此没有采集ESR定年样品。所有ESR样品的测试在国家地震局地质力学研究所完成。

对T3阶地上覆盖的黄土采集粉末状磁化率样品, 对T3和T4阶地上的黄土采集古地磁定向样品。磁化率样品的采样间隔为10 cm。不同剖面及同一剖面的不同层段, 古地磁定向样品的采样间隔有所不同。对T3阶地上的黄土层试探性采集古地磁样品。剖面底部采样间隔小, 以10~20 cm为主, 保证不遗漏极性事件; 剖面顶部采样间隔较大, 最大为2 m。该剖面共获得古地磁样品33件。T4阶地分布面积较广, 黄土堆积时间长, 堆积厚度更大, 受流水侵蚀切割影响, 阶地上黄土支离破碎。对T4阶地上一个厚约43 m的黄土剖面进行系统的古地磁样品采集, 剖面中下部采样间隔为10~20 cm, 剖面顶部采样间隔增大到50 cm, 共获得定向样品116件。对T5阶地红黏土的磁化率和磁性地层, 我们曾做过研究^[11], 采样剖面位于大路梁村北。由于当时对古地磁样品的采集方法不熟练, 对红黏土之上的黄土层采样太少, 仅有一件样品, 缺乏说服力; 黄土与红黏土之间的过渡地层采样数量也较少; 样品退磁温度仅到600℃, 部分样品的剩磁并未完全清洗。2011年, 对该剖面进行重新采样, 主要是增加黄土层和过渡层的样品, 共获得有效古地磁样品77件。

T3阶地的粉末样品测试在西南大学地理科学学院利用AGICO公司生产的MFK1-FA完成。T3, T4和T5阶地的古地磁样品在挪威卑尔根大学地球科学系古地磁实验室完成。T4阶地的样品, 首先用MFK1-FA磁化率仪进行磁化率各向异性测试, 提取磁化率数据, 然后进行热退磁。所有样品的热退磁都采用MM60热退磁仪, 从室温开始, 进行系统热退磁。部分样品一直加热到680℃, 共18步热退磁。剩磁测量采用2G755型低温超导磁力仪。

3 阶地形成年代 3.1 T1阶地形成时代

由于没有测年数据, 该阶地的年代用古土壤断代确定。T1阶地上覆厚约20 m的黄土底部出露一条古土壤, 古土壤之上的黄土为灰白色, 为晚更新世的马兰黄土, 由此可以确定该古土壤层为S1, 其下界的形成时代约为0.129 Ma^[17], 可以断定T1阶地形成的时代应在0.129 Ma之前。

3.2 T2阶地形成时代

T2阶地上覆厚约33 m的黄土层, 在黄土剖面顶部可见4条弱古土壤层。我们对该剖面进行过磁化率采样, 由于剖面底部露头不好, 磁化率结果较差, 无法与黄土高原典型剖面(如洛川剖面)进行对比。ESR测年结果显示, T2阶地形成于0.609±61 Ma (表 1)。我们还在T2剖面的底部采集少量古地磁样品作为试探样品, 没有反极性样品出现, 也说明该剖面未到达B/M (Brunhes/Matuyama)界限。

3.3 T3阶地形成时代

黑峪口村东的黄河T3阶地出露河流相砂层, ESR测年结果显示, 阶地形成年代为0.876±0.71 Ma (表 1)。在黑峪口村以南约3 km处, 由于修路切坡, T3阶地上有厚约37 m的黄土出露。从该剖面采集的磁化率样品测试结果如图 3所示, 磁化率曲线存在4个较高的峰值区, 其中3个距离较近, 最后一个位于剖面底部, 此外还存在一些较小的磁化率峰值, 对应较弱的古土壤。对于这一剖面, 曹新光^[18]认为, 3个较高的峰值对应古土壤S1, 剖面底部的磁化率峰值区对应古土壤S2。考虑到该剖面存在多条古土壤, 我们认为, 剖面底部的年代应该更老一些。古地磁退磁结果(图 3)表明, 该剖面全部样品都为正极性时, 剖面底部未到达B/M界限(0.78 Ma)。这一结果与ESR测年结果略有差异, 原因可能有: 1)  剖面最底部的弱古土壤即为S8(如朱照宇^[19]认为黄河存在S8古土壤覆盖的阶地), 虽然B/M界限位于该古土壤内, 但由于该古土壤只残存顶部, 未到达B/M界限, 因此在该剖面没有采集到反极性时的样品; 2) 阶地形成后并没有立即堆积黄土, 后来由于地形改变等原因, 黄土才开始在该阶地上堆积, 导致黄土底部年龄小于阶地年龄; 3)  阶地形成时黄土即开始在阶地上堆积, 阶地本身年龄小于B/M界限, ESR测年结果偏差大。可见, T3阶地形成的时代存在不确定性, 本文以ESR测年结果为准。

3.4 T4阶地形成时代

T4阶地上也保存有河流相砂层, ESR样品测年结果显示, 阶地形成年代约为0.975±102 Ma。野外采样时发现, 距离剖面底部7~10m的位置, 黄土主要由粉砂层组成, 颗粒较其上下层位的黄土粗, 胶结程度低, 采集的定向样品极易破碎。粉砂黄土在黄土高原上主要有两层, 分别为L9或L15^[20], 该剖面为L9, 可以作为一个标志层。磁化率结果和古地磁结果如图 4所示。

T4剖面磁化率曲线至少出现9个磁化率峰值区, 剖面最上部峰值不明显。磁化率最高值出现在L9粉砂层底部对应的古土壤, 按次序该古土壤应为S9。L9之上共有7条古土壤层, 缺少一条古土壤, 原因可能是顶部黄土和古土壤堆积在黄土峁上, 边缘地层向下弯曲, 古土壤厚度变小或尖灭。将古地磁的退磁结果与标准极性柱(GPTS)^[21]进行对比, 结果表明, 该剖面出现3段正极性时和3段反极性时, 其中最顶部近30m的正极性时对应布容正极性时, 极性倒转发生于其下的古土壤内。黄土高原的古地磁研究结果表明, B/M界限多位于古土壤S8内^[22], 可以确定粉砂层之上的古土壤为S8, 而粉砂层为L9。在粉砂层L9之内, 出现厚度约4 m的正极性时, 在图 4中对应的极性柱用灰色表示。高分辨率古地磁研究表明, 黄土高原粉砂层L9内普遍出现正极性时。关于这一正极性时, 目前没有达成一致的观点, 部分学者认为是一次极性倒转事件, 也有学者认为是重磁化现象^[22]。在距剖面底部约2 m的位置出现厚约1 m的正极性时, 为贾拉米洛事件, 该事件的起始年龄为1.07 Ma, 结束年龄为0.99 Ma左右^[21]。由此, T4剖面的形成年代至少可以推至1.07 Ma, 这一结果虽然比ESR测年要老, 但也基本上位于ESR测年的范围之内。

3.5 T5阶地的形成时代

T5阶地的古地磁结果如图 5所示, 重新采集的红黏土和黄土样品得到的结果与之前的结果^[11]一致, 共出现3段反极性时和2段正极性时, 松山反极性时与高斯正极性时的界限(M/G)位于黄土与红黏土之间的过渡层中, 剖面底部的形成年代约在3.3 Ma左右, 表明T5阶地至少在3.3 Ma之前已经形成。

4 讨论与结论

根据以上结果, 晋陕峡谷北部盘塘-黑峪口地区的四级第四纪黄河阶地从低到高分别形成于0.129, 0.609, 0.876和1.07 Ma左右。四级阶地都位于现今晋陕峡谷之内, 说明黄河至少在1.07 Ma之前已经流经本区, 并在这4个时间节点开始发生下切, 形成四级河流阶地。虽然我们测得的最老的T4阶地形成于1.07 Ma左右, 但这一结果是在最高阶地的前缘测得的, 对于阶地面较为宽广的T4阶地来说, 如果采样剖面靠近阶地后缘, 考虑到河流的侧向侵蚀, 测年结果可能会更老一些。T5阶地形成年代约为3.3 Ma, 最近的研究表明, 保德和河曲也存在形成年代相近的黄河阶地^[23], 这就将黄河在晋陕峡谷的形成年代扩展至第三纪晚期。

与盘塘-黑峪口地区四级阶地相对应的阶地在其他地区也广泛发育, 如在兰州和三门峡及其以东峡谷地区, 都可以找到与四级阶地对应的阶地, 甚至在青海的湟水也可以找到相关阶地的踪迹^[23]。根据各级阶地之间的高差以及阶地开始下切的年代, 我们计算了盘塘-黑峪口地区阶地的平均下切速率, 并把位于大路梁村附近、形成于3.3 Ma左右的晚第三纪阶地T5考虑在内。表 2给出不同阶地间的高差、年代差和平均下切速率。计算表明, 从T4至T3阶地, 河流下切速率最快, 达到258 mm/ka; T3至T2阶地, 下切速率次之; T2阶地之后, 河流下切速率变化不大; 下切速率最慢的是从T5至T4阶地, 即从晚第三纪至1.07 Ma。由此可见, 黄河从晚第三纪至1.07 Ma期间经历了一个漫长的稳定期, 1.07 Ma以后, 受黄河运动的影响^[4], 发生急剧下切, 导致晋陕峡谷的形成, 其中又以1.07~0.6 Ma这一时段下切速率最快。

一般来讲, 阶地的形成与构造运动、气候变化和侵蚀基准面的升降有关。本研究区距离海洋较远, 且黄河流经汾渭地堑系等地质构造复杂区域, 阶地的形成不可能是由海面升降控制的侵蚀基准面的变化引起的。此外, 四级阶地既有形成于冰期的, 也有形成于间冰期的, 且阶地上沉积物未见沉积旋回, 因此也不大可能是气候原因造成的^[24-25]。因此, 四级阶地的形成基本上可以归结为构造运动的结果。研究区基底为三叠系砂页岩, 至今保持水平产状, 说明研究区内没有发生差异抬升, 阶地的形成可能与青藏高原阶段性隆升影响下鄂尔多斯地块的整体抬升有关^[26]。晋陕峡谷北部地区的四级阶地与兰州和三门峡等地区的阶地在形成时间上相近^[27-29], 不仅说明区域构造隆升的同时性, 也说明当时构造运动影响的广泛性。

致谢:

国家地震局地壳动力研究所尹功明研究员测试ESR样品, 挪威卑尔根大学地球科学系已故Reidar Lovlie教授生前在古地磁退磁技术和数据处理方面给予指导, 西南大学硕士研究生刘伟、孙强一参加野外考察和采样工作。在此一并致谢。