渭河隴西段第七級階地年代的確定及其構造意義①

劉小豐,劉洪春,高紅山,潘保田,李保雄,范 兵

(1.中國地震局蘭州地震研究所,甘肅蘭州 730000;2.蘭州大學西部環境教育部重點實驗室,甘肅蘭州 73000)

渭河隴西段第七級階地年代的確定及其構造意義①

劉小豐1,2,劉洪春1,高紅山2,潘保田2,李保雄1,范 兵1

(1.中國地震局蘭州地震研究所,甘肅蘭州 730000;2.蘭州大學西部環境教育部重點實驗室,甘肅蘭州 73000)

昆黃運動是發生在中更新世時期青藏高原及其鄰區一次重要的構造抬升事件,河流階地及地層記錄能夠較好地反映這次構造事件。渭河隴西段第七級階地沉積了 104.5 m厚的黃土,通過對其上覆黃土剖面的古地磁、粒度研究表明,此級階地形成年代為距今 870 ka,階地拔河高度說明自中更新世以來地面至少抬升了 205 m,其抬升速率約為 0.2 m/ka。這次構造事件在時間上與昆黃運動相一致,是對青藏高原強烈抬升的響應。

渭河;階地;昆黃運動;隴西;年代測定

Abstract:Various evidences of terrace and stratigraphy show thatQinghai-Tibet plateau and its adjacent region experienced an intensive tectonic uplift during the middle Pleistocene,namely the Kunlun-HuangheMovement.The deepth of 104.5 m loess had been deposited on the 7th terrace ofWeihe River in Longxi segment.Through the studing on dating approaches such as palaeomagnetic and grain size,the 7th terrace is estimated to form in about870 ka before.The height above the river indicates that the uplift amount is at least 205 m from Pleistocene to today,and the move rate is about 0.2 m/ka.The time of this uplift eventwas same with Kunlun-Huanghe Movement,and was a response to intensive uplift of Qinghai-Tibet plateau.

Key words:W eihe River;Terrace;Kunlun-HuangheM ovement;Longxi;Dating

0 引言

中國西部的新生代構造運動中最主要的是以青藏高原隆升變形為代表的喜馬拉雅運動。多年來研究者除對青藏高原隆升的時間、幅度、形式等進行詳細討論外,還對青藏高原隆升到不同高度時的環境效應展開了大量研究[1-4]。其中中更新世是喜馬拉雅運動的一個重要時段,這個時期的構造運動導致青藏高原強烈抬升達到了 3 000～3 500 m,高原進入了冰凍圈[5],并對周邊環境產生了重大影響,導致全球氣候的變化。深海氧同位素記錄表明在 0.9 Ma左右同位素值忽然增加了 0.29‰;氣候主導周期從 41 ka轉為 100 ka;全球冰量增加了 15%;氣候向干冷方向發展。這些事件被稱為中更新世氣候轉型[6-8]。在我國,孢粉、風成砂及黃土等均記錄了這次干旱化事件[9]。導致這次重大事件的直接原因可能就是 0.8Ma左右的青藏高原的強烈隆升,被稱為“昆侖 -黃河運動”,簡稱昆黃運動。

層狀地貌面 (夷平面,剝蝕面和河流階地)能夠很好地反映地面的構造抬升,被認為是構造抬升的直接證據[10-11]。河流階地是在構造運動和氣候變化共同作用下形成的。構造抬升為河流的下切提供了一個垂直空間[12],階地面能夠代表原始地形面的大體情況,較忠實的記錄了地面抬升的歷史。因此可以認為多級階地的形成是第四紀構造運動的一種表現形式,階地是研究區域構造環境的一種重要手段[13]。本文通過對西秦嶺北麓隴西附近的渭河第七級階地上覆黃土沉積特征及年代的研究,探討中更新世時此區域的構造運動特征。

1 研究區概述及剖面描述

研究區所在的隴中盆地屬于青藏高原的前陸盆地,在大地構造上位于祁連山褶皺系和秦嶺褶皺系中。中生代以來印度板塊強烈向北俯沖歐亞板塊,致使青藏高原隆升變形,導致高原內部及周邊地區形成大量的擠壓逆沖及走滑斷層和新生代盆地,形成盆山相間的地貌格局,吸收了碰撞的能量[14-15]。第三紀初喜馬拉雅運動開始后,受一系列 NWW和NNW向大型活動斷裂的控制和影響,周圍山地強烈抬升,中強地震頻繁發生[16-17],區域構造應力場主應力方向總體位于 NE到近 EW向[18],與此同時隴中盆地大面積沉降,并開始接受來自周邊山地的物質堆積,沉積了巨厚的湖相沉積和第三系紅層[19]。

渭河發源于甘肅省渭源的鳥鼠山,屬于黃河的一級支流,全長約 455 km,流至潼關進入黃河。渭河谷地從上游到下游由一系列的山間盆地串聯而成。在隴西盆地渭河共發育了 7級階地,T1,T3,T4,T5,T6,T7階地在渭河的南岸保存較好,而 T2階地則保存于河流的北岸 (圖 1)。T1為堆積階地;T2～T7階地為基座階地,具有典型的二元相結構,河漫灘上堆積了不同厚度的黃土。

圖 1 渭河隴西段階地分布及剖面位置圖Fig.1 Map of the terraces ofWeihe river in Longxi basin and the profile location.

研究剖面位于梁家坪村附近,為渭河的第七級階地 (圖 1)。本階地為基座階地,以第三系紅層為基座,紅層頂海拔 1 977 m,高出現代河床 205 m。河床相礫石層厚約 5 m,最大礫徑達 40 cm,礫石以青灰色粉砂巖和紅色砂巖為主,含一定量的礫巖及石英巖;礫石層頂部為一層 20 cm的紅色粗沙層;向上為 3 m的具有水平層理的河漫灘相物質;上覆風成黃土厚度為 104.5 m。黃土剖面描述如下 (自下而上):

0～3 m:河漫灘水成黃土,極堅硬。內夾大量的CaCO3結核,呈卵狀。具水平層理。

3～5 m:棕紅色古土壤,較堅硬,含 CaCO3斑點。古土壤內含有青灰色物質及銹色斑跡。

5～7.5 m:粉沙質黃土。

7.5～10 m:棕紅色古土壤,含 CaCO3結核。

10～13 m:粉沙質黃土與粘土的混雜堆積,內含少量 CaCO3斑點。

13～18 m:含兩層古土壤,中間被 1 m黃土分開。古土壤發育程度較高,呈紅棕色,含大量的 Ca-CO3斑點。其中下層古土壤含有 CaCO3結核,呈塊狀分布。

18～31 m:粉沙質黃土,質地均一。

31～39 m:發育程度較高的古土壤,含有少量的CaCO3斑點,棕紅色。明顯由三層古土壤組成。

39～44.5 m:黃土 ,較緊實。

44.5～48 m:棕紅色古土壤,孔隙度大,含有蟲孔及少量草根。

48～51 m:黃土,顆粒相對較細。

51～53 m:紅色古土壤,含有少量的 CaCO3結核,土質較堅硬。

53～55.5 m:粉沙質黃土。

55.5～60.5 m:紅色古土壤,中間加一層厚約 1 m的黃土。

60.5～65 m:粉沙質黃土。

65～80 m:三層古土壤復合而成,紅棕色,具有團粒狀結構,含有 CaCO3結核。

80～84.5 m:粉沙質黃土,疏松。

84.5～96 m:由三層發育程度較弱的古土壤組成,孔隙度較大,顏色較深,含少量 CaCO3結核。

96～104.5 m:粉沙質黃土,其中在黃土頂部為30 cm的現代耕作土。

2 樣品的采集和測試

粒度樣品是指對黃土散樣的采集。黃土粒度組成中不同粒級組分的古氣候意義不同,并且各粒級組分界線隨著研究區域的不同而發生變化,但總體上能夠進行區域上的對比。研究表明粗顆粒部分(>19μm,>30μm,>40μm)通常被用來反映冬季風的變化,細顆粒含量可以作為夏季風良好替代指標[20-21]。由于側重點不同,本文并沒有對沉積環境進行詳細的分析,粒度測量主要為作者劃分黃土地層提供參考。

為了保證粒度數據能夠很好的反映地層特征,本文對渭河第七級階地上覆黃土按照 10 cm的間隔進行高密度采樣,共取得 1 045個粒度樣品。粒度測量采用英國 Malven公司產的 Mastersizer2000型激光粒度儀 (測量范圍為 0.02～2 000μm)進行測量。樣品的處理與測量步驟:(1)將樣品稱重 0.2～0.3 g左右放入燒杯內;(2)加入 10 ml濃度為10%的雙氧(H2O2)水后加熱煮沸至沒有或有微小氣泡為止,目的是去除黃土樣品中的有機質;(3)向燒杯中加入約 10 ml濃度為 2:1的鹽酸溶液直到沒有氣泡為止,目的是去除樣品中的碳酸鹽;(4)用蒸餾水注滿后靜置 12小時以上,目的是使黃土顆粒沉淀到杯底;(5)用吸管抽取蒸餾水,加入 10%六偏磷酸納溶液 10 ml,將燒杯放入超聲波中進行震蕩,使樣品充分均勻。前處理結束,用儀器進行測量。

古地磁樣品采集時必須保證樣品取自新鮮的、很少受風化的巖石或黃土塊體。本文采用人工挖掘深槽,深度視剖面具體情況而定。野外古地磁樣品的定位本文采用水平定向法:將采樣點地層進行水平處理,然后用羅盤定出北方向。為了避免采集及室內處理的誤差,采集的樣品一般為 10 cm×10 cm×10 cm,室內加工成 3塊 2 cm ×2 cm ×2 cm的立方體樣品,此時樣品即可進行古地磁測量。為了保證古地磁測定的結果盡量捕捉到小的地磁事件,按不同的間隔在剖面上采樣。剖面下部 (0～16 m)按0.5 m的間隔,中部 (17～60 m)按 1 m的間隔,上部(61～104.5 m)按 2 m的間隔采樣。共采的古地磁年代樣品 97組 291個樣品。每個古地磁樣塊被切割成 3個標準古地磁樣品,在中科院地質與地球物理研究所古地磁實驗室低溫超導磁力儀上測定。熱退磁按照 50℃的步長,退磁梯度范圍為 0～550℃。大多數樣品在 250～300℃左右剩磁矢量強度和角度發生了大的轉變,說明粘滯剩磁被除去,到了 350℃以后剩磁強度穩定的指向原點,代表了原生剩磁的方向 (圖 2)。

3 樣品結果分析與階地年代的確定

將測量結果與標準古地磁年表進行對比,可以發現距底部 5 m處屬于正負極性轉換的B/M界限,年代為距今 780 ka[22](圖 3),結合粒度數據可知該位置在巖石地層上位于 L8,與黃土高原其它地區磁性地層學研究得到的 B/M界限位置一致[23]。在距底 1.5～3 m為正極性時,基于粒度指標可知在距底3～5 m之間只存在一個古土壤 S8,下部的河漫灘及礫石層應屬于冰期的產物[24]。可以認為位于 L9中距底 1.5～3 m這個短暫的極性事件為后賈亞米洛事件[25],在六盤山以東也有記錄,被稱為藍田事件[26]。因此 T7剖面底部年齡大約為 S8的年齡,S8的底部年齡約為 865 ka B.P.[20],第七級階地的形成年代約為 870 ka B.P.。

圖 2 部分代表性樣品的熱退磁曲線與逐步熱退磁結果Fig.2 Progressive thermal demagnetization and orthogonal projecting plots of some samples.

圖 3 渭河隴西段 T7上覆黃土磁性地層學Fig.3 Loess stratigraphy and palaeomagnetism of T7ofWeibe river in Longxi.

4 結論與討論

渭河作為黃河最大的一條支流,其階地和地貌演化過程自上個世紀中葉就受到了廣泛的關注。陳云通過渭河寶雞段調查發現此地區渭河共發育了 5級階地,形成年代分別為 1.2 Ma B.P.、0.8 Ma B.P.、0.5 Ma B.P.、0.13 Ma B.P.和 0.09 Ma B.P.,階地形成的主要驅動力為在構造運動[27]。關于渭河寶雞段階地的形成年代,也有不同的研究結果,最新的研究表明渭河在寶雞發育的五級階地分別形成于 2.6 Ma B.P.、1.2 Ma B.P.、0.9 Ma B.P.、0.65 Ma B.P.和 0.15 Ma B.P.,認為階地的形成主要是新生代印度板快向歐亞板快俯沖的結果[28-29]。渭河在天水地區共發育了 7級階地,形成年代分別為1.5 Ma B.P.、1.2Ma B.P.、0.87Ma B.P.、0.62Ma B.P.、0.4 Ma B.P.、0.13 Ma B.P.和 0.01 Ma B.P.[30]。可以看出,渭河在不同地段出現的時間有所差異,但都存在著 0.8 Ma B.P.時期形成的階地,說明在 0.8 Ma B.P.左右整個渭河流域經歷了一次強烈的抬升。這次構造運動不僅僅體現在渭河流域,地貌證據顯示黃河在蘭州、三門峽也普遍存在著 0.8Ma B.P.階地,正是這次的構造抬升導致黃河切穿三門峽東流入海[31-33]。祁連山東段沙溝河階地年代測定結果表明,其最高階地形成于 0.83 Ma B.P.[34];對青藏高原內部湟水河階地研究表明,第五級階地形成于中更新世[35-36]。說明 0.80 Ma B.P.前后在青藏高原及其周緣地區普遍發生了一次強烈的構造抬升,此事件被稱為“昆黃運動”。除了河流地貌學的證據外,還有其他證據的支持。如在河西走廊西端老君廟背斜開展的工作表明,祁連山地構造運動可以分為兩幕,第二幕構造運動發生在 0.93～0.84 Ma B.P.,造成了走廊地區酒泉礫巖和玉門礫巖區域性不整合[37];在青藏高原內部的若爾蓋盆地,湖泊演化歷史也記錄到了這次構造事件[38]。渭河 870 ka階地正是對青藏高原“昆黃運動”的響應。

河流階地是古地形面的殘余,忠實地記錄了地面抬升的歷史,其下切速率能夠大體反映地面的抬升速率。渭河隴西段第七級階地高出現代河床 205 m,表明中更世以來的地面抬升速率約為 0.2 m/ka,但是其活動性明顯低于秦嶺內部地區 (乾佑河和岷江下切速率分別為 0.31 m/ka和 1.5 m/ka)。薛祥煦[39]通過對南洛河溶蝕洞穴的研究也得到了秦嶺的抬升資料,并認為秦嶺的抬升趨勢與青藏高原相似。表明青藏高原隆起的整體性中存在不同地區的差異性。本文關于渭河階地研究提供了“昆黃運動”在西秦嶺北麓表現的新證據。

[1] 李吉均,方小敏,潘保田,等.新生代晚期青藏高原強烈隆起及其對周邊環境的影響[J].第四紀研究,2001,21(5):381-391.

[2] Paul T,Xu ZQ,Francoise R,et al..Oblique stepwise rise and growth of the Tibet Plateau[J].Science,2001,294:1671-1677.

[3] Molnar P E.Late Cenozoic uplift of mountain ranges and global climate change:chicken or egg[J].Nature,1990,346:29-34.

[4] An Z S,John E K,Warren P,et al..Evolution of Asian monsoons and phased uplift of the Himalayan-Tibetan Plateau since lateMiocene times[J].Nature,2001,411:62-66.

[5] 施雅風.第四紀中期青藏高原冰凍圈的演化及其與全球變化的聯系[J].冰川凍土,1998,32(3):197-208.

[6] MudelseeM,SchulzM.TheMid-Pleistocene climate transi-tion:onset of 100 ka cycles lags ice volume build-up by 280 ka[J].Earth Planet Sci.Lett.,1997,151:117-123.

[7] BergerW H,Yasuda M K,Bickert T,et al..Quaternary timescale for the Ontong Java Plateau;Milankovitch template forOcean Drilling Program site806[J].Geology,1994,22:463-467.

[8] RaymoM E,Oppo D W,CurryW.The mid-Pleistocene climate transition:A deep sea carbon isotope perspective[J].PaIeoceanography,1997,12:546-559.

[9] 褚娜娜,潘保田,王均平,等.汾渭河盆地黃土剖面 0.9Ma前后的粒度突變及其環境意義[J].中國沙漠,2008,28(1):50-56.

[10] 潘保田,李吉均,李炳元.青藏高原地面抬升證據討論[J].蘭州大學學報(自然科學版),2000,36(3):100-111.

[11] 潘保田,高紅山,李吉均.關于夷平面的科學問題 --兼論青藏高原夷平面[J].地理科學,2002,22(5):520-526.

[12] Pan Baotian,Liu Xiaofeng,Gao Hongshan,et al..Dating and genesis of the upperWeihe River terraces in Longxi basin,China[J].Progress in Natural Science,2007,17(11):1334-1440.

[13] Starkel L.Climatically controlled terraces in uplifting mountain areas[J].Quaternary Science Reviews,2003,22:2189-2198.

[14] 康來迅,張新基,石雅镠.西秦嶺北緣斷層氣的基本特征[J].中國地震,1998,14(4):85-92.

[15] 袁道陽,張培震,劉百篪,等.青藏高原東北緣晚第四紀活動構造的幾何圖像與構造轉換[J].地質學報,2004,78(2):270-278.

[16] 劉海明,陶夏新,孫曉丹,等.馬銜山北緣斷裂西段 6.5級地震對蘭州市及周邊地區的影響[J].西北地震學報,2008,30(3):227-244.

[17] 梁明劍,袁道陽,劉百篪,等.蘭州馬銜山北緣斷裂地震潛勢評估[J].西北地震學報,2008,30(4):337-343.

[18] 陳永明,石玉成.蘭州地區現代應力場的構造解析[J].西北地震學報,2007,29(1):84-93.

[19] Lin Aiming,Yang Zhenyu,Sun Zhiming,et al..How and when did the Yellow river develop its square bend[J].Geology,2001,29(10):951-954.

[20] Ding ZL,E Derbyshire,SLYang,et al..Stacked 2.6Ma grain size record from the Chinese loess based on five sections and correlation with the deep-seaδ18O record[J].Paleoceanography,2002,17(3):1-21.

[21] An Z S,Kukla G,Porter SC,et al..Magnetic susceptibility evidence ofmonsoon variation on the loessplateau ofChina over last 130,000 Years[J].Quaternary Research,1991,36:29-36.

[22] Cande S C,Kent D V.Revised calibration of the geomagnetic polarity timescale for the late Cretaceous and Cenozoic[J].Journal of Geophysical Research,1995,100:603-609.

[23] RutterN.W,Ding Z.L,EvansM.E,et al..Magnetostratigraphy of Baoji loess-paleosol section in north central China Loess Plateau[J].Quaternary International,1991,7:97-102.

[24] Porter S C,An Z S,ZhengH B,et al..CyclicQuaternaryAlluviation and Terracing in a Nonglaciated Drainage Basin in the North Flank of the QinlingShan,Central China[J].Quaternary Research,1992,38:157-169.

[25] 陳發虎,張維信.甘青地區黃土地層學與第四紀冰川問題[M].北京:科學出版社,1993:24-34.

[26] 岳樂平,薛祥煦.中國黃土古地磁學[M].北京:地質出版社,1995:38-41.

[27] 陳云,童國榜,曹家棟,等.渭河寶雞段河谷地貌的構造氣候響應[J].地質力學學報,1999,5(4):49-56.

[28] Sun Jinmin.Long-ter m fluvial archives in the Fenwei Graben,central China,and their bearing on the tectonic history of the India-Asia collision system during the Quaternary[J].Quaternary Science Reviews,2005,24(10-11):1279-1286.

[29] 孫繼敏,許立亮.汾渭地塹的河流階地對第四紀時期印度 -歐亞板塊碰撞帶的構造響應[J].第四紀研究,2007,27(1):21-26.

[30] 張猛剛.渭河中下游河流階地的演化模式[D].西安:西北大學.

[31] 潘保田,蘇懷,劉小豐,等.蘭州東盆地最近 1.2Ma的黃河階地序列與形成原因[J].第四紀研究,2007,27(2):172-180.

[32] 蘇懷,王均平,潘保田,等.黃河三門峽至扣馬段的階地序列及成因[J].地理學報,2008,63(7):744-750.

[33] 潘保田,王均平,高紅山,等.從三門峽黃河階地的年代看黃河何時東流入海[J].自然科學進展,2005,15(6):700-705.

[34] 潘保田,鄔光劍,王義祥,等.祁連山東段沙溝河階地的年代與成因[J].科學通報,2000,45(24):2669-2675.

[35] 何生胤.西寧盆地湟水河流階地與高原演化特征分析[J].水利與建筑工程學報,2007,5(3):81-86.

[36] 鹿化煜,安芷生,王曉勇,等.最近 14Ma青藏高原東北緣階段性隆升的地貌證據[J].中國科學 (D輯),2004,34(9):855-864.

[37] 趙志軍,史正濤,方小敏,等.祁連山北麓早更新世新構造運動的地層記錄[J].蘭州大學學報 (自然科學版),2001,37(6):92-98.

[38] 薛濱,王蘇民,王云飛,等.湖泊深鉆揭示的中更新世以來中國環境的區域分異及其亞洲季風的關系[J].湖泊科學,1998,10(1):1-4.

[39] 薛祥煦,李虎侯,李永項,等.秦嶺中更新世以來抬升的新資料及認識[J].第四紀研究,2004,24(1):82-87.

Age of the 7th Terrace ofW eihe River in Longxi Segment and Its Tecton ic I mplication

L IU Xiao-feng1,2,L IU Hong-chun1,GAO Hong-shan2,PAN Bao-tian2,L IBao-xiong1,FAN Bing1
(1.Lanzhou Institute of Seismology,CEA,Lanzhou 730000,China;2.Key Laboratory of W estern China’s Environmental Systems,M inistry of Education,Lanzhou University,Lanzhou 730000,China)

P546

A

1000-0844(2010)02-0144-06

2009-01-05

國家科技支撐項目“汶川地震斷裂帶科學鉆探”;國家創新研究群體科學基金(40721061)

劉小豐 (1976-),男 (漢族),河北唐山人,助理研究員,第四紀地質及地震地質.