青藏高原东北部察尔汗古湖高面形成年代的探讨

青藏高原东北部察尔汗古湖高面形成年代的探讨

柴达木盆地是青藏高原东北最大的山间盆地，面积1.2.105km2。盆地海拔约2800米。周围的昆山山脉、祁山脉和阿尔金山脉海拔超过40005000米。这座山陡峭而深，与盆地失去了联系。由于地质构造的发育受到青藏高原隆升过程的强烈影响，它具有==外部力量、外部力量和南部虚弱，形成南北带和东西分区的特点。构造演化过程的差异导致第三系在整个盆地内广泛分布,但此阶段不论是构造沉降中心还是沉积中心均在盆地西部;进入第四纪后构造沉降中心和沉积中心向盆地东部转移而成为第四纪沉积地层发育的地区,堆积了厚达2000～3000m的沉积地层。柴达木盆地第四纪气候演变受全球变化控制和影响,因而其气候变化记录在长周期、大尺度上与全球变化基本一致并可进行对比。就干湿变化情况来看总体趋势是冰期越来越干燥,但间冰期湿润程度却存在增加的现象,特别是中更新世(B/M界线)以来干湿变化幅度呈变大的趋势。位于青藏高原东北部的柴达木盆地是全球变化响应最敏感的地区之一。据气象资料统计结果,柴达木盆地1971～2000年的年、季平均气温值较1961～1990年标准对比时段平均偏高0.3～0.7℃,尤其是20世纪90年代增暖明显,降水量有所增加。近20多年来柴达木盆地气候变化的总趋势是气温升高、降水增多和地表蒸发增加。但由于降水是在很低的基础上微量增加,并未根本性地改变该区干旱环境的基本格局。柴达木盆地有盐湖多个,察尔汗盐湖(滩)是盆地中最大的盐湖,包括了达布逊湖和霍鲁逊湖等广大的区域(图1),是当前盆地内最低洼(海拔2675m)的汇水中心。区域地质调查和钻探结果揭示这里也是盆地第四纪沉积中心。区内气候干旱,年降水量24～40mm,年均蒸发量达3250mm,是世界上罕见的干旱地区之一,形成典型的高原荒漠景观。1剖面地质特征柴达木盆地察尔汗古湖贝壳堤是到目前为止在柴达木盆地发现的惟一大型贝壳堤(见图1剖面位置)。该贝壳堤位于南霍布逊湖东南约40km的察尔汗古湖东南缘,地理坐标为36°30′N,96°12′E。贝壳堤裸露地表且高出地面约2～3m,顶面海拔高度为2698～2702m,平均约2700m,最宽达140m,东西延伸约2130m(图2)。地层由湖相灰绿色含CaCO3粉砂及粉砂质粘土组成。它不但有空间分布清晰、厚度大、顶部有盐壳分布的特点,而且贝壳化石丰富,双壳闭合且保持直立的原生状态,壳体完整且未经明显再搬运和后期改造,相关生物化石(如介形虫)丰富。由于存在常见于腾格里沙漠和额济纳古湖区相应时段的瓣鳃类化石,因此,贝壳堤剖面是揭示和认识中国西部末次冰期间冰段气候环境、湖泊演化、大气环流和水文循环变化的一条重要区域地质记录。剖面除顶盖有厚达10cm的盐壳(主要为NaCl)外,从上至下总共可分为9层(图3),各层的特征为:第一段:以细粉砂为主,细分两层。第1层,0～55cm,以不同颜色的细粉砂为主,均匀的含有大量的成年贝壳化石,壳体完整,双壳基本未分离。在剖面顶部盐壳附近,出现大量壳套壳的现象(见图3),表明湖泊急速退缩过程中强烈蒸发导致生态环境恶化、生物灭绝的过程。本层没有明显的沉积层理,但不同深度的颜色发生变化。可进一步细分如下:0～27cm,灰绿色、棕褐色为主细粉砂;27～33cm,棕绿色,细粉砂;33～43cm,青灰色粉砂、带棕褐色斑点;43～49cm,棕褐色夹灰绿色粉砂,粒度较下部粗;49～55cm,灰绿色细粉砂夹棕褐色斑点第2层,55～112cm,灰黄色粉砂,无层理,含贝壳(瓣鳃类)及螺(腹足类)化石,与上层相比贝壳化石量较少,分布零散;壳体完整且双壳闭合,呈直立、半直立原生态,未经后期搬运。偶见直径达2cm左右砾石,磨圆较好第二段:以粉砂质粘土为主,可进一步细分第3,4,5,6,7,8和9层。第3层,112～127cm,青灰色粉砂质粘土,有褐色、黄色、棕褐色斑点。贝壳化石丰富,壳体完整且双壳闭合,呈直立、半直立原生态,未经后期搬运第4层,127～142cm,灰绿色粘土,较均匀第5层,142～149cm,青灰色粘土层,中间夹有双壳闭合,呈直立、半直立原生态贝壳化石第6层,149～185cm,青灰色粉砂质粘土,含有根植物根系的水平状棕褐色层理第7层,185～210cm,青灰色细粉砂贝壳层,有棕褐色斑点第8层,210～254cm,可进一步细分如下:210～216cm,浅青灰色粘土,中间夹棕褐色粉砂质条带;216～242cm,青灰色-浅褐色粉砂质粘土;242～248cm,棕红色细粉砂粘土;248～254cm,浅棕褐色粘土,质地较硬第9层,254～260cm,灰黄色、细粉砂,未见底通过野外观察和沉积结构分析、结合微体古生物(介形虫)在剖面中的分布与组合认为,整个剖面基本为连续的水下沉积,没有发现明显的沉积间断。这为开展深入的研究分析工作奠定了基础。2深度-年代关系的实验设计陈克造和Bowler曾对贝壳堤剖面进行过简单描述;黄麒和蔡碧琴进行过测年并和澳大利亚国立大学J.Head的测年进行过对比,分别获得埋深0.05～0.25m(No.1)处14C测年为28.7±0.7kaB.P.(J.Head的测年结果为31.8±0.75kaB.P.)、埋深1.1～1.2m(No.3)处为35.1±0.9kaB.P.(J.Head的测年结果为38.1±1.7kaB.P.)、埋深1.7～1.8m(No.4)处为38.6±0.7kaB.P.。但由于当时没有给出剖面位置和地层序列,且采样层位的间距较大(10～15cm),同一个样品测年结果之间存在约3ka的差别,故有必要进行进一步的研究。同时,由于对湖泊沉积地层年代序列的建立和环境意义的解释有赖于精确而可靠的测年结果,因此,获得连续的沉积剖面、深入地探讨地层的形成年代是解决问题的关键,是值得深入研究的重要课题。为此,我们在野外精确测定了贝壳堤的形态和空间展布,选取了适当的位置人工开挖了深2.6m的剖面并详细进行了地层描述。根据地层情况,以2～5cm为间距连续采样,共获样品90个进行年代学、元素地球化学(包括可溶和残渣部分的常量元素、微量元素、稀土元素)、分子化石、稳定同位素(包括有机质、无机碳稳定同位素、瓣鳃化石、86Sr/87Sr)、粘土矿物、粒度、总有机碳含量(TOC)、总无机碳含量(TIC)、总有机硫含量(TOS)、微体化石(介形虫)的分析和鉴定(研究结果已经或将分别陆续发表)。大量实验研究工作证明精确而可靠的测年是研究过去环境变化和重建古湖泊演化历史的基础工作,也是最困难的工作之一。为了获得可靠的年代数据,分别在不同的实验室,对贝壳堤剖面有机质、瓣鳃类化石、无机碳酸盐、现代沉积样品和顶部盐壳层中的石盐晶体进行了一系列的测年实验研究,以期探讨不同实验室测试结果之间的差异性和原因、不同测年材料的稳定性、可靠性和精确性以及建立察尔汗古湖高湖面形成时代与演化的年代序列。其中对石盐晶体在美国明尼苏达大学地质与地球物理年代学实验室利用U/Th方法进行测年;有机质、无机碳酸盐和瓣鳃类化石测年在兰州大学、德国汉洛威(Hannover)年代学实验室利用常规14C方法和基尔(Kiel)大学利用AMS方法测定。实验测试结果如表1～5。将表1～5的测年数据做图可以直观的看出这些测年结果在剖面上的分布与变化情况(见图3A和3B)。从表以及图和可以看出对于贝壳化石而言,德国汉洛威测年结果(见图3中A-1)和兰州大学的数值(见图3中A-2)具有相近的变化趋势,但前者结果系统老于后者数据,年代在剖面上部均随着深度的增加而减小见图中对这种结果我们在德国基尔大学AMS研究室进行过讨论,认为可能是由于样品处理过程中酸蚀(并不是完全均匀的面状溶蚀而是蜂窝状差异性溶蚀)并未完全清除贝壳表面后生CaCO3和有机质的结果。针对这种可能,德国基尔大学AMS实验室在贝壳样品处理中采取了H2O2超声波外加人工清除的方法,经过这些处理获得的加速器测年具有较理想的深度-年代关系,并可以与德国汉洛威所获无机碳酸盐测年结果比较(见图3中A-3和A-4)。考虑到河蚬生活习性个体移动范围小,主要生活在河床表层的泥沙中,并随着水位变化做缓慢移动的特性(张虎才等,2007年,待刊资料),以及剖面中化石壳体保持原生状态的事实,我们认为其测年结果在不考虑碳库效应的前提下是可信的。由于成年壳体一般具有4～5年的壳龄且不易做长距离的活动,瓣鳃壳体具有比体积微小、壳龄较短的介形虫更适合年代学研究的优势。样品有机质测年结果也十分复杂。被认为代表样品形成时代的碱性残留(酸不溶)组分的年代出现倒转和跳跃,特别是在剖面下部这种情况十分明显(见图3中B-2),这可能与高湖面形成早期水位波动较大、近源侵蚀和再沉积作用频繁,导致有较老有机组分的加入或较老沉积再次搬运沉积作用有关;酸可溶组分的年代以124.5cm为界,上部有随深度增加而变老,但以下却是随深度增加而出现线性变年轻的趋势(见图3中B-1)。对这种变化可能的原因是与携带溶解态有机质的水体自下而上运移有关,在贝壳堤西侧,分别有“大泉”和“顶上泉”的分布(见图2)可为佐证。同时,这种变化关系似乎与总有机碳(TOC)含量和δ13C变化存在某种联系,这些尚须进一步的分析探讨。在仔细分析上述测年数据的基础上,考虑到剖面中有机质主要来源与某种湖泊自生的菌藻类有关,我们认为德国基尔AMS测年(见表3)中位于剖面53cm处(酸不溶组分为22.11±0.19kaB.P.;酸可溶组分为20.22+0.36/-0.35kaB.P.)、124.5cm处(酸不溶组分年龄为28.98+0.51/-0.48kaB.P.;酸可溶组分为32.18+1.00/-0.89kaB.P.)、139cm处(酸不溶组分年龄为29.42+0.63/-0.59kaB.P.;酸可溶组分为31.03+0.46/-0.43kaB.P.)和152cm处(酸不溶组分为30.51+0.65/-0.60kaB.P.;酸可溶组分为27.89+0.38/-0.36kaB.P.;有机质测年兰州大学为30.47±0.40kaB.P.)的测年结果代表剖面形成过程中的可靠数据。这样,我们以剖面53cm处年龄为22.11kaB.P.、124.5cm处年龄为28.98kaB.P.139cm处年龄为29.42kaB.P.和152cm处年龄30.51kaB.P.为节点,利用内插和外推法计算获得剖面每一样品点的年代,重建了贝壳堤剖面的年代序列,获得剖面顶部(剖面深度0cm处)年代约为17.514CkaB.P.,剖面下部第8层底(剖面深度255cm处,代表连续高湖面形成的时代)年龄为39.714CkaB.P.,同时获得剖面线性深度-年代趋势(见图3中B-T2)。在兰州大学获得的TOC年代与此趋势比较接近并与德国汉洛威部分TOC年代一致。将贝壳样品加速器测年数据的回归趋势T1(见图3中B)与T2进行比较可以发现它们几乎平行并具有相同的斜率,因此,认为T2代表了贝壳堤剖面的年代变化趋势,可以获得样品的年代。考虑到有机组分和贝壳无机组分相异的碳库效应和目前还没有公认的对老于20ka年代进行校正的方法,就现有的资料来看贝壳化石老于同层位样品有机质未经校正14C年龄为15～18ka,其原因有待进一步深入讨论。有机质年代中的碳库效应是一个十分复杂的问题,不仅现代沉积环境条件下不同地区、不同湖泊中有机质的碳库效应各不相同,而且不同时期、不同环境条件下的的碳库效应也不相同。例如贝加尔湖中,原生藻类(authochonousalgal)碳库效应为1000±500年;柴达木盆地苏干湖无机碳酸盐(CaCO3)为2590年、总有机质碳库效应为2430年,而川蔓藻碳库效应为2200年;内蒙古半干旱地区湖泊中不论无机还是有机质都存在1000～2000年的碳库效应。最近,我们获得青藏高原中部兹格塘措现代沉积样品(湖水底部与沉积顶部1cm范围胶冻状沉积物)AMS年龄为1270±20年(胡敏酸AMS年龄为1148±24年)和1078+160/-157年(未发表资料);而察尔汗盐湖现代沉积样品AMS年龄为现代(见表4)。通过对现有资料的分析我们认为:在没有外源有机质输入的情况下,现代沉积样品仅受当地植物的影响,其碳库效应为零;在仅有湖内微生物影响的现代沉积样品中,有机质存在1100～1300年的碳库效应。就本研究剖面而言,由于当时的环境与现代很不相同,因此我们还不能用现代环境条件下的情况推估剖面形成时湖泊沉积中有机质年代的碳库效应。同时,考虑到有机质碳库效应使样品真实年龄小于测得年龄(500～3500年),而地质历史过程中由于14C的变化使得经碳库效应校正的年龄可能增加相当数量级的年龄,在此,我们保持测得的代表样品年龄的结果,并以此代表剖面的年代。3地层沉积和环境迁移的年代学依据及问题王靖泰等、E.德比希尔等对察尔汗盐湖区达1孔进行了古地磁研究(图4),认为厚达528m的沉积均属布容正极性期,从所记录的6次极性事件对比认为其底界年龄不超过50万年。通过对间距为5～15m、共计43组样品的测试,发现在孔深20～30m处的漂移事件其14C年代为9～15kaB.P.,为歌德堡事件(GothenburgEvent);孔深60～75m处的事件定为莫纳事件(MonoLakeExcursion);在孔深160～205m处的漂移事件为布莱克事件(BlackEvent),时代为105～114kaB.P.。在CK-6孔中,B/M界限出现在孔深850m的位置,通过14C年代和不平衡铀系法,结合古地磁界限年龄,得出CK-6孔上部盐层沉积速率较快(1.70mm/a),盐层下部的沉积物沉积速率较慢(1.0～1.2mm/a),平均沉积速率为1.14mm/a,并遵循:D(深度,m)=10.65+1.139T(年龄,103a)的规律。围绕察尔汗东西达布逊盐湖,对晚更新世中晚期以来的沉积地层进行了大量的钻孔岩芯提取、年代测试和对比(见图4和图5),这些测年数据是探讨该研究区沉积演化和环境变迁的主要年代学依据。从图4可以看出,达1孔穿透了整个末次间冰期并记录了歌德堡、莫纳和布莱克古地磁漂移事件,这个结果得到达布逊盐湖西侧CK-6孔研究结果的支持。在前人的对比中,普遍将位于达1孔、CK2022和CK1-81粘土层顶(箭头所指位置)的年代定在2414CkaB.P.。但是,对比CK2022和CK1-81两孔14C测年结果,我们可以看出年代数据存在倒转现象,尤其在图4中A和B所指的部位。如果这些测年数据本身是可靠的,那么我们可以推测这些所研究钻孔沉积地层中存在二次堆积或再沉积作用。由于这些测年材料可能均为总有机碳,并没有分别研究其中可溶和不溶组分的年代,我们还不能判断地层中由于地下水位波动导致可溶组分迁移对于测年结果的影响。事实证明,对于中国西部沉积地层来讲,这一点对于探讨测年结果的可靠性和精确性是十分重要的。柴达木盆地上部地层中存在大量的石盐矿物,黄麒和蔡碧琴、梁青生和黄麒、黄麒和陈克造以及Yang等进行过大量不平衡铀系法测年的实验研究。对比这些分析结果(见图5)可以明显的看出,虽然利用不平衡铀系法所获的测年结果在剖面上具有合理的年代–深度相关关系,但根据不平衡铀系法测年数据(图中箭头所指的粘土层顶部),年代均在50kaB.P.左右,这远大于2414CkaB.P.年龄(即使考虑可能的14C校正)的普遍认知。本研究中,我们对贝壳堤剖面顶部石盐晶体3个样品进行了U/Th平行样测年,其结果如表5所示。这些结果显示,石盐晶体样品未校正年代分别为158.4±18kaB.P.,158±15kaB.P.和119.3±16kaB.P.,这些数据远远大于下部样品(有机质和贝壳化石)14C年代。从分析结果来看样品中232Th含量很高(达3490～22220ppt),230Th/232Th比值(2.8×10-6～5.4×10-6,平均值约为4×10-6)甚至小于年代计算过程中230Th/232Th假定初始值(4.4×10-6),说明有大量非238U衰变成因的元素钍的存在,因此这些年代可能并不代表剖面石盐晶体的形成年代。由于U/Th测年理论上的要求和自然体系的开放性,其测年结果不足以否定14C测年结果。另一方面,从前面的讨论知柴达木盆地石盐沉积的U/Th测年结果与14C测年之间存在很大差别,因而我们认为利用U/Th测年结果进行年代讨论时应当进行全面的考虑和综合的分析。不仅如此,U/Th测年方法的可靠性还有进一步商榷的必要,是否可以利用U/Th测年技术对开放体系石盐晶体进行测