黃河源區土壤風成母質年代學研究

李 萍, 鄂崇毅, 吳成永, 張 晶, 呂順昌, 閆文亭

(1.青海師范大學 地理科學學院, 青海 西寧 810008; 2.青海省自然地理與環境過程重點實驗室, 青海 西寧 810008)

黃河流域是全球水土流失最嚴重區域之一，維系該區土壤安全對于流域生態安全、水土安全和可持續發展意義重大[1-2]。以往的研究多集中在黃河中下游土壤的水土保持，而對于上游土壤研究甚少[3]，特別是黃河源區土壤。該區土壤的健康是保證黃河“一江清水向東流”的關鍵，也是維系當地農、牧民生計的重要條件。該區土壤顯著特點是土層較薄、土壤發生層發育不明顯，多數土壤剖面僅發育表土有機質層和下部母質層，指示其成土時間較短，但其具體形成時代尚不清楚，其形成發育的氣候背景也無從談起。黃河源區因其平均海拔高、強風頻繁、寒冷干燥、植被稀疏導致土壤發育強度較弱，土壤母質以風成黃土和風成砂為主，而母質作為土壤發育的起點，系統研究其年代學特征對于理解土壤的形成、發育具有重要意義。

鑒于高原植被以草本植物為主，生物量主要集中在地下根系，根系隨時間在微生物的作用下以土壤有機質的形式持續的輸入和分解，因此運用傳統的碳十四測年法對有機質含量較高的草甸土進行定年會導致土壤年代偏年輕。光釋光測年法的測年材料以石英、長石為主，是沉積物中占土壤總重量95%以上的礦物[4]，豐富易得。根據已有的研究發現，青藏高原土壤主要以風塵加積型為主[5]，在搬運過程中石英易于曬退，非常有利于光釋光測年。因此，運用光釋光測年技術測定該區土壤風成母質的年代具有較大的優勢。本文擬通過光釋光測年法對黃河源區河南縣不同海拔10個不同類型土壤剖面中的風成母質進行測年，進而確定該區土壤的發育年代，進而討論土壤發育的氣候背景，為區域可持續發展提供科學依據。

1 研究區概況與樣品采集

1.1 研究區概況

研究區位于青海省黃南州河南縣(34°35′23″N，101°51′0″E)，屬于黃河源區，平均海拔3 600 m左右，該區屬高原亞寒帶濕潤氣候區。該縣多年平均氣溫-4 ℃，平均降水量為350 mm，年平均潛在蒸發量為1 415 mm，年平均風速2.3 m/s，日照時間長，總輻射量大。境內草地類型以高山草甸類和沼澤化草甸類為主[6]。采樣區主要位于河南縣的賽爾龍鄉與柯生鄉，10個剖面共采集13個釋光樣品。該區土壤類型豐富多樣，除面積較廣的草甸土外，還有黑鈣土，栗鈣土等類型(見表1)，土壤母質多以風塵加積型發育為主，土壤發育強度較弱，無明顯的淋溶淀積層，腐殖質層直接披覆在母質層或母巖之上，根據土壤發生學理論，對采集的土壤剖面進行了土壤發生層的劃分[7],主要分為草氈層，腐殖質層，過渡層，和母質層。其相關的海拔、地形、植被等詳細信息見表1。

表1 黃河源區各采樣點基本信息

1.2 樣品采集

光釋光的樣品需要保證在采集時不被曝光，首先，將剖面周圍松散的沉積物清除干凈，至少剝除表面30～50 cm可能曝光的部分。用長約35 cm，直徑5 cm的不銹鋼鋼管，水平打入新鮮剖面，當鋼管充滿樣品時取出，兩頭塞入棉花用不透明膠帶將兩頭迅速密封，確保樣品不曝光，水分不散失，最后在管子上標記樣品編號。

2 研究方法

2.1 粒度與有機質

粒度與有機質試驗均在青海省自然地理與環境過程重點實驗室進行。粒度試驗采用馬爾文公司制造的Malven 2000型儀器進行(該粒度儀測量范圍為0.02～2 000 μm)。樣品的前處理采用鹿化煜等[8]的前處理方法：稱取過2 mm方孔標準篩樣品0.3～0.5 g，分別用足量的10%雙氧水、10%稀鹽酸在加熱條件下與樣品充分反應去除樣品中的有機質和碳酸鹽，最后加超純水靜置12 h后抽掉上清液，加入六偏磷酸鈉溶液(防止樣品凝結)上機測試。

有機質試驗采用重鉻酸鉀—硫酸消化法[9]。稱取過60目篩的樣品0.1～0.5 g，加入0.4 mol/L的K2CrO710 ml，放入溫度為185～190 ℃油浴鍋5 min后取出。加鄰菲羅啉指示劑，最后用0.2 mol/L的Fe2SO4溶液滴定。

2.2 光釋光年代測定

2.2.1 光釋光樣品預處理 本研究的13個光釋光樣品的測試工作在青海省自然地理與環境過程重點實驗室—釋光年代學室(暗室弱紅光，中心波長約為655±30 nm)進行。首先，將鋼管兩端3～5 cm厚的可能曝光的樣品取出，在40 ℃下烘干后用于環境劑量率的測量；選取中間未曝光的部分用于等效劑量測量。用濕篩法分選出38～63 μm的顆粒，加入10%的HCl去除碳酸鹽以及石英表面可能包裹的鐵氧化物，純水清洗3遍，然后少量多次加入30%的H2O2去除有機質后用純水清洗3遍。再用H2SiF6浸泡2周左右，除去樣品中的長石和其他礦物。最后，純水清洗3遍后加入10%的HCl溶液，除去樣品反應過程中產生的氟化物，超純水清洗3次，烘干備用。

釋光測年的計算公式為：

Age(ka)=Dose/Dose Rate

式中：Dose——等效劑量(Gy)； Dose Rate——環境劑量率(Gy/ka)。

等效劑量率(Dose)的測定在Riso TL/OSL-DA-20-C/D型熱/光釋光儀上完成，輻照源為人工β源90Sr/90Y，每秒輻照劑量率為(0.129±0.002) Gy。環境劑量率(Dose Rate)的測定用中子活化分析法，測定元素U，Th，K為代表的放射性元素含量。樣品的中值粒徑集中分布在20～40 μm之間，因此采用中顆粒(38～63 μm)石英材料進行等效劑量測試。在測等效劑量Dose值之前需進行石英純度檢測，分別用紅外(波長830 nm)、藍光(470±20 nm)激發，若樣品的IR LED信號較高，需重新用氟硅酸浸泡，直至紅外信號達到較低(IRSL/OSL<5%)的水平。具體流程采用石英單片再生劑量法(single-aliquot-regenerative-dose protocol, SAR)[10-11](詳見表2)。

表2 單片再生劑量法測量步驟

2.2.2 樣品光釋光預熱坪檢驗 由黃河源區10個剖面的代表樣品WMH1和JKR1的光釋光信號生長衰減曲線(見圖1)，可知石英曬退充分，適合用SAR法對該區樣品進行Dose值的測試。為了消除實驗室人工輻照產生的不穩定OSL信號，獲得相對可靠的等效劑量Dose值，檢驗SAR程序預熱溫度條件適宜性的可靠方法之一是預熱坪試驗。采用JGS2樣品進行試驗，以20 ℃為間隔測試180～300 ℃不同溫度的等效劑量，通過試驗可以發現預熱溫度在180～240 ℃時Dose值較一致，有一個明顯的坪區(見圖2)。當溫度為200 ℃時，等效劑量誤差較小，因此最終選擇200 ℃為預熱溫度，并對所有樣品采用該預熱條件。

圖1 WMH1和JKR1樣品衰減曲線和生長曲線

圖2 JGS2樣品預熱坪實驗

3 結 果

3.1 黃河源區粒度與有機質

土壤粒度形態以3峰為主(見圖3a—c)，其中主峰峰值粒徑分布在45 μm左右，次峰峰值粒徑分布在500 μm左右，中值粒徑分布在20～40 μm之間。且各采樣點粒徑分布規律有基本一致的趨勢。通過粒度組分圖(見圖3d)，可知該區沉積物中土壤黏粒組分體積含量只占土壤總體積的10%～20%，粉砂體積含量占總體積的80%～90%，砂體積含量占總體積的10%～40%。

圖3 采樣區土壤的粒徑分布和粒徑組分體積含量

土壤有機質含量介于13.1～41.1 g/kg之間，平均含量為27.2 g/kg。通過土壤有機碳濃度、土壤深度與土壤容重可以計算土壤有機質碳儲量[12-13]。假設黃河源區土壤容重為1.5 g/cm3，計算可知本研究區有機碳儲量最大為35.36 kg/m2，最小為3.69 kg/m2，平均儲量為18.05 kg/m2，高于全國土壤的平均有機碳密度[14]。該地區土壤有機碳含量較高，這與黃河源區高寒氣候影響下的土壤水分含量大、溫度較低、生物分解作用微弱等因素有關。

3.2 采樣區光釋光年代結果

表3是計算黃河源區石英年代的相關要素的匯總，包括樣品號、深度、環境放射性元素含量、含水量(采用實測含水量)、石英劑量率及年代結果。由13個年代結果可以看出，土壤母質年代大多數集中在晚全新世以來，7個年代集中在2 ka左右，說明土壤發育時代非常年輕。

表3 黃河源區各采樣點的樣品信息、環境劑量率及年代結果

4 討 論

4.1 測年的可靠性

光釋光測年物質在被埋藏前信號是否歸零是測年結果可靠的前提條件之一。由樣品的生長衰退曲線(圖1)可知在前2 s釋光信號快速衰減到背景值，表明石英信號以快組分為主，曬退充分。此外對所有獲得的等效劑量進行了劑量恢復試驗，發現測定劑量與給定劑量的比值集中分布在0.9～1.1之間，進一步說明獲取的等效劑量是準確和可靠的。

獲取可靠釋光年代的另一個前提是樣品具有長期穩定的環境劑量率。考慮到該區土壤淋溶淀積微弱，U與Th元素遷移微弱，加之土壤母質為均一的黃土，因此，樣品的環境劑量率是穩定的，獲得的光釋光年代結果是可靠的。

4.2 黃河源區粉塵堆積年代

對于青藏高原粉塵堆積集中在末次冰消期(16～11.5 ka)和全新世以來的現象，前人有大量研究和討論[15]。青藏高原黃土的堆積可能是一種間冰期/間冰階現象，在間冰期由于氣候相對溫暖濕潤，植被發育較好，高原上豐富的風塵物質在植被的作用下被固定下來；在冰期由于氣候寒冷，植被發育很差，風力強勁，風蝕顯著，相對顆粒較細的黃土物質很難保存下來，在冰期青藏高原很可能是黃土高原重要的物源區[16-19]。黃河源區的風塵堆積年代集中在全新世，表現出與青藏高原整體相似的特征。

與青藏高原整體風塵堆積年代不同的是本文研究的10個剖面年代大多數集中在晚全新世，這一方面與采樣剖面所處地形有關，另一方面與氣候背景相關。本文剖面大多數位于山地坡面，處于正地形中，易于遭受侵蝕，發育年代較輕，而谷地的剖面中，由于所處地形為負地形，易于沉積，土壤年代較老。由氣候背景分析發現：該區全新世有3個大的波動階段[20]：早全新世升溫期(10.4～7.5 ka)，全新世大暖期(7.5～3.5 ka)，3.5 ka至今氣候逐漸變干冷。研究區大多數土壤年代集中在2 ka以后，說明現存的土壤主要是在干冷氣候背景下發育的。這可能是由于干冷氣候背景下周緣區域風塵大量釋放，高海拔山地氣候相對冷但降雨量高于周圍盆地，有效濕度較高，山地上低矮的高山草甸植被和高山草原植被扮演了風塵“捕獲器”的角色，風塵堆積速率在此期間增強，為土壤形成、發育提供了充足的母質條件，土壤邊發育邊接受風塵堆積，以典型的風塵加積型發育模式為主。因此在全新世階段，相對干冷的氣候有利于風塵堆積。鑒于土壤是在這些風成母質上發育的，土壤的年代應略年輕于黃土母質年代。

所有剖面中較為特殊的個例為WMH2土壤剖面，該剖面26 cm處年代為(1.1±0.18) ka，38 cm處的年代則跳躍至(10.2±1.5) ka，出現了一個較大的沉積間斷，一些土壤是在較早沉積的風成沉積物上發育而來的，說明研究區土壤在地質歷史時期經歷了不同程度的侵蝕作用，特別是山地土壤由于其海拔較高、凍土廣泛發育，在經歷較暖濕的全新世大暖期時，隨著凍土融化而深度下限增加，加之山地有一定坡度，下部融化的土體很容易形成滑動面，導致大范圍的凍融侵蝕，其中土層較厚的土體遭受部分侵蝕，而土層較薄或直接披覆在基巖上的土壤很容易遭受整體侵蝕，這些土壤有可能隨溝谷支流搬運至黃河，最終通過黃河搬運至下游地區。

4.3 黃河源區土壤累積速率

利用年代與深度數據可以計算該地區土壤累積速率，假設表層土壤的年代為0 ka，不同深度采樣點的年代結果(見表3)，通過對光釋光年代結果和土壤厚度計算，得到黃河源區10個剖面的土壤累積速率。最大的累積速率出現在TL2剖面為26 cm/ka，最小的累積速率出現在WMH1剖面為10 cm/ka，平均累積速率為16 cm/ka，以土壤容重為1.5 g/cm3計算，得到黃河源區土壤平均沉積速率為24 g/(cm2·ka)。該結果與Hetzel等[21]測得祁連山黃土剖面全新世的堆積速率，9～16 cm/ka相一致。總體來看，全新世晚期青藏高原上的黃土堆積速率略高于同期黃土高原的粉塵堆積速率，例如：黃土高原渭南黃土剖面全新世黃土沉積速率為16.2 g/(cm2·ka)[22]，遠高于5～6 g/(cm2·ka)的全新世黃土高原平均沉積速率[23]。如該區植被不發生明顯退化，該區土壤的加積很可能持續進行。河南縣山地土壤剖面年代集中于晚全新世，早中全新世土壤年代缺失是否普遍存在，是否與當時的氣候背景有關等問題尚不清楚未來將采集更多剖面，探討該問題的成因與機制。

5 結 論

本文利用中顆粒(38～63 μm)石英SAR法對黃河源區河南縣10個土壤剖面的風成母質進行了系統的光釋光年代學研究，發現其年代結果主要集中在2.5～1.1 ka，指示黃河源區現存土壤主要是晚全新世以來發育的。通過對土壤母質進行粒度組成和有機質分析，發現土壤顆粒組成以粉砂為主，中值粒徑分布在20～40 μm之間；土壤有機質含量介于13.1～41.1 g/kg，有機碳平均儲量為18.05 kg/m2，高于全國平均水平。該區土壤剖面平均厚度為(0.46±0.05) m，土層厚度較薄，晚全新世以來，風塵堆積速率平均為(16±0.07) cm/ka，高于同期黃土高原沉積速率。但該區土壤主要是全新世晚期發育的，有待更多剖面的深入研究和分析。