第四纪研究  2017, Vol.37 Issue (3): 597-611   PDF    
山西河曲地区新近纪砾石层的磁性地层年代与成因
刘运明     
( 安庆师范大学资源环境学院, 安庆 246133)
摘要:晋陕峡谷北部地区新近纪砾石层的成因不同学者有不同的解读,本文以晋陕峡谷北部山西河曲地区为重点,对分布于河曲地区的新近纪砾石层进行详细的野外考察和磁性地层采样工作。野外考察发现,自河曲县大埝墕村开始向东至黄柏村,新近纪砾石层受黄河及其支沟切割广泛出露。在该区自东向西依次选取的4个地点,即黄柏村、桃山村、巡镇和榆岭村北,GPS测得的砾石层的海拔高度分别为1012m、998m、1002m和998m,海拔高度均在1000m左右,表明该组砾石层基本上分布在一个水平面上。对4个地点砾石层之上的河漫滩相沉积和红粘土地层以10~20cm的间隔系统地采集了古地磁定向样品,共获得定向样品1481块。古地磁测年结果显示,黄柏村、桃山村、巡镇和榆岭村4个剖面底部的形成年代分别为8Ma、8Ma或稍年轻、5.8Ma和4.8Ma,形成年代自东向西逐渐变晚。年代数据、砾石特征和海拔高程数据揭示了该区砾石层的形成是一个大致南北流向的新近纪河流逐渐西侧向侵蚀并逐渐废弃原先河道的过程。
主题词磁性地层     河流演化     新近纪     砾石层    
中图分类号     P534.62;P318.4;P539.3                     文献标识码    A

位于晋陕峡谷北部地区红粘土之下的新近纪砾石层是否为古黄河沉积物是我国地学界分歧较大的问题。目前多数学者的看法是,流经晋陕峡谷的现代格局的黄河是在第四纪早中期形成的[1~13]。但仍有不少学者认为,黄河在新近纪已经在晋陕峡谷地区出现了。早在20世纪50年代,我国地貌学家王乃樑先生就指出,晋陕段黄河及其支流河道覆盖红色粘土,具有上新统的寿命[14];袁宝印等[15, 16]也认为晋陕段“雏形期黄河”在上新世已经存在,甚至可能出现于中新世,在保德地区形成宽阔的河流平原,并且河流的上游甚至可能到达现今青铜峡一带;Li等[17]也在陕西佳县枣树条村周边发现了上新世古黄河沉积物;根据黄河及其支流渭河古河湖沉积物的调查研究,Lin等[18]认为现今围绕鄂尔多斯地块的黄河出现于中新世末或上新世初;刘运明等[19]通过对神木邱家墕一带的野外考察、地层对比和磁性地层研究,也曾提出过晋陕峡谷段黄河可能在6.8Ma之前出现的观点;王小燕等[20]通过对保德-府谷地区9个唐县期沉积物露头剖面的岩性和砾石磨圆分析,认为该组沉积物为古黄河沉积物,黄河在该区形成年代早于8Ma。可见,持黄河形成于新近纪观点的学者,其根基在于认为分布在晋陕峡谷北部地区黄河两岸的新近纪砾石层为古黄河沉积物[15~19]。然而,对于晋陕峡谷北部的这套新近纪砾石层,也有学者持有不同的见解。朱照宇[11]认为,位于保德地区的新近纪砾石层并非古黄河沉积物,而是当时准平原化过程中东西流向的分散水系沉积,原因在于本区新近纪砾石层中砾石的岩性与黄河流域其它地区的相比存在较大差异;李建星等[21]则将晋陕峡谷段的新近纪沉积物解读为吕梁山抬升导致的冲积扇沉积;Pan等[22]也认为晋陕段黄河在上新世主要以夷平过程为主,位于保德和河曲一带的新近纪河湖相地层是以保德为中心的区域性内陆水系沉积,并非古黄河沉积。

纵观不同学者对晋陕段黄河是否出现于新近纪这一问题,一个关键点是不同学者对位于晋陕峡谷北部地区的新近纪砾石层的成因具有不同的解读。为探究这一砾石层的形成原因,不同学者从砾石的岩性统计、磨圆度以及扁平砾石的倾向统计等沉积学特征来判断该区砾石层可能的来源及水系流向[19, 20, 22~24]。这些研究工作对于揭示该砾石层的演化是非常必要的,特别是扁平砾石倾向这一指标对流向指示非常灵敏,统计结果具有较高的可信度,但这些研究工作并未能使学者们形成一致的意见,主要原因在于,利用沉积学方法研究河流的演化也具有一定的不确定性[1, 19, 20, 22~24]。例如,对砾石的磨圆度的判读就具有一定的主观性,扁平砾石的倾向统计研究虽然可以较准确地指示古河流流向,但如果统计地点过少,也难以还原真实的河流流向,因为河流不可能总是笔直的,不可避免地存在弯曲的河段,在曲流的不同部位进行统计,扁平砾石指示的河流流向必然不同。基于这种考虑,本文不再对晋陕峡谷北部地区的新近纪砾石层进行详尽的沉积学特征讨论,而是以晋陕峡谷北段河曲地区的新近纪砾石层为研究对象,对其在河曲地区的分布以及形成年代进行了研究,力图从砾石层的时空演变方面解释新近纪砾石层的成因。

1 研究区域与剖面介绍

黄河自托克托县向南流入崖壁陡立、长约700km的晋陕峡谷(图 1a)。自峡谷入口至河曲县城以北,河流流经区的基岩主要是奥陶系下统石灰岩,进入河曲县后,受黄河及其支流切割,中生代二叠系和三叠系下统的砂页岩出露[25],河道在河曲地区形成一个向西凸出的弯曲,本文选取的4个研究剖面(图 1b)就位于这个弯曲的南缘(约39°20′N,111°15′E)。研究区的晚新生代地层主要是陆相红色土状堆积,部分地区堆积了河湖相砂砾石层[26]。红粘土地层包括静乐红土和保德红土上下两组,保德红土由师丹斯基[27](Zdansky)命名,将保德冀家沟和河曲盛产三趾马化石的红色土状堆积称为三趾马层,归为上新统,其下河湖相沉积为芦子沟系,归为中新统;静乐红土颜色深红,由德日进(Teilhard)和杨钟健[28]首先提出,典型剖面位于山西省静乐县贺丰村。保德红土和静乐红土原都归为上新统,随着磁性地层研究的深入,现一般认为静乐红土形成于上新世,而保德红土形成于中新世,地层界限的年龄在5.3Ma左右[29, 30]

图 1 研究区位置与研究地层横断面 (a)研究区域位置;(b)研究区的放大(黑色长方形);(c)由西向东榆岭村至黄柏村的断面 Fig. 1 The study area and transection of the studied stratigraphy

由于黄河及其支谷地切割,研究区的新近纪砾石层在河曲地区的大埝墕村一带开始出现,并平铺在二叠系砂页岩之上,向东绵延直线距离约7km(图 1b),最东部的砾石层露头在黄柏村一带,再向东由于支沟切割深度不够,未见砾石层出露。砂页岩之上的砾石层厚度自西向东逐渐变厚,厚度从西部地区约4~5m到东部黄柏村一带变为约15m。砾石层内多存在大型砾石斜层理,砾石具有明显的分选(图 2),与区域内穿插于保德红土中的砾石层堆积明显不同,为大河流水作用所致。砾石层中灰岩砾石所占比重最高,其次是砂岩砾石,这与野外观察的本区黄河低阶地上砾石岩性组成类似,而与黄河上游如兰州等地区砾石的岩性组成存在较大差异[1]。袁宝印认为,黄河上游的砾石在河流流经宁夏地堑和河套地堑后,多沉积下来,因此本区新近纪河流沉积多为黄河进入晋陕峡谷后侵蚀搬运而来的,物源相对较近(与袁宝印交流)。砾石的磨圆度较好,粒径以2~8cm为主,粒径大于10cm的砾石主要存在于砾石层的底部。

图 2 河曲地区野外红粘土剖面与砾石层 Fig. 2 Field pictures of red clay sections and conglomerates in Hequ area

砾石层之上覆盖河漫滩相沉积与新近纪红粘土,红粘土的厚度变化与砾石层厚度变化趋势一致,也是自西向东逐渐变厚,西部的榆岭村附近,红粘土的厚度不足35m,至东部的黄柏村,红土与河漫滩相沉积最厚处达91m,厚度相差1倍以上(图 1c)。在野外考察时,自河曲县大埝墕村开始向东至黄柏村,精心选择了4个剖面进行古地磁样品采集,以获取其形成的年代数据。4个剖面自东向西依次是黄柏村剖面、桃山村剖面、巡镇剖面和榆岭剖面(图 1b),自黄柏村剖面至榆岭剖面,剖面与剖面间直线距离分别为800m、1.4km和2.3km。用随身携带的GPS测量,4个剖面底部砾石层基座的海拔高度分别为1012m、998m、1002m和998m,相差不大,海拔高度均在1000m左右,与野外观察到的整个砾石层基本位于一个水平面上的结果一致(图 2)。现将4个红粘土剖面详细介绍如下。

黄柏村剖面(HB):位于黄柏村后的沟谷内,砾石层出露厚度约15m,砾石层之上覆盖约22m的河漫滩相沉积,河漫滩相沉积主要由淤泥层和沙层所组成,与底部砾石层构成河流沉积的二元结构。河漫滩相沉积之上覆盖厚度约70m的红粘土,分为两组(图 2),位于下部的年代较老、颜色浅红的红土为保德红土,保德红土内存在多层厚度不一的钙结核层,其中底部与河漫滩相沉积界限偏上的钙结核层厚度最大,约1.2m,这层钙结核在附近的桃山村剖面中也存在,可以作为区域内地层对比的标志层。保德红土主体是风成红土,但个别层位,特别是一些靠近钙结核的层位,有流水作用带来的粒径小于1cm的小砾石和薄层沙层。位于保德红土之上的是相对年轻、颜色深红的静乐红土,厚度约35m,静乐红土内无流水作用痕迹。两组红土之间界限分明,为一层厚度约60cm的钙结核层分割(图 2)。静乐红土之上为红土与黄土的过渡层(Transitional Unit)[29],颜色浅红,过渡层以上为第四纪黄土。从河漫滩相沉积到过渡层,整个黄柏村剖面厚度约91m。

在距离黄柏村采样剖面东北方向约100m的支沟内,针对保德红土,笔者后期采集了一个小型的平行(补充)剖面,以作为对黄柏村主剖面保德红土的补充。采样剖面底部开始于标志层——1.2m的钙结核层,向上采样至保德红土与静乐红土的界限。采样时发现,平行剖面下部与主剖面可以对应,剖面中上部不易对应,如平行剖面在距顶部约5m的位置,出现了一层厚约1.5m的松散沙层,而主剖面中则不可见。仔细追索,发现主剖面保德红土顶部的红粘土层向平行剖面方向厚度逐渐变薄,钙结核层逐渐汇聚,最后红粘土完全尖灭消失,而钙结核层合并为一层。

桃山村剖面(TS):位于桃山村以东的沟谷内,由于距离黄柏村剖面距离较近,砾石层的厚度与黄柏村剖面相似,约为15m。砾石层之上为河漫滩相沉积,厚度约17m,比黄柏村剖面略薄。河漫滩相沉积与红土的界限之上,同样存在1.2m的厚层钙结核层。仔细对比发现,保德红土中,桃山村剖面钙结核层的数量比黄柏村少,意味着桃山村剖面中保德红土的某些层位缺失。相应地,保德红土的厚度也降至23m。桃山村剖面静乐红土的厚度约35m,与黄柏村剖面中静乐红土的厚度一致。静乐红土的最上部存在黄土与红土的过渡层,采样时发现,过渡层内存在一些小型斜层理,说明此处可能受到后期流水改造。过渡层之上仅覆盖约30cm厚的黄土。

巡镇剖面(XZ):位于巡镇以北的谷坡上。巡镇剖面中,砾石层、河漫滩相沉积层和保德红粘土的厚度都明显变薄,其中,砾石层的厚度约6m,不及黄柏村剖面和桃山村剖面砾石层厚度的一半,长期出露在外的砾石发生钙质胶结。河漫滩相沉积的厚度更薄,仅4m,主要由河流相沙层组成。保德红土的厚度约8m,红土中钙结核层的厚度都不大,最大厚度不过30cm。与上述两个剖面相比,静乐红土厚度没有太大变化,也约35m。静乐红土上部与过渡层由于坡度较陡,没有进行采样测量。

榆岭剖面(YL):位于小榆岭村西北一支沟中。河流砾石层的厚度约5m,主要由磨圆较好的灰岩砾石和砂岩砾石组成。河漫滩相沉积在4个剖面中厚度最薄,厚约2m,河漫滩相沉积中的沙层,由于受周期性氧化还原作用,沙层变成棕红色。保德红土在该剖面中完全消失,薄层河漫滩相沉积之上直接覆盖静乐红土(图 2)。静乐红土的厚度约30m,比其它3个剖面静乐红土的厚度少5m左右。红土与黄土的过渡层在此剖面保存完整,其上为棕红色的第四纪黄土。

2 样品的采集与测试

对黄柏村剖面、桃山村剖面、巡镇剖面和榆岭剖面进行了系统的古地磁定向样品采集。采样时,首先将表层风化土层清理干净,在出露的原生剖面上用无磁刀整理出一水平面,用地质罗盘仪测量并标记具体的方向后,再用无磁刀将带有标记的样品切割下来。为方便携带,在野外就将样品处理成2×2×2cm的立方体并编号。样品的采样间隔为10~20cm不等,有钙结核层存在的地方,相邻样品跨越钙结核层,采样间隔相应大一些。考虑到古地磁定向样品的采样间隔已足够小,因此野外并没有再单独采集测量磁化率的粉末样品,磁化率数据是通过测量定向样品的磁化率各向异性(Anisotropy of Magnetic Susceptibility,简称AMS)提取的。5个剖面(包括黄柏村剖面的平行剖面)共采集古地磁样品1481块。

所有样品均带到挪威卑尔根大学地球科学系古地磁实验室进行测量。在进行古地磁退磁前,首先用捷克AGICO公司生产的MFK1-FA磁力仪测量样品的磁化率各向异性,以提取样品的磁化率数据。虽然样品按2cm的立方体进行采样,但每块样品存在差异,磁化率测试完成以后,将所有样品进行称重,以矫正磁化率数据。样品在测量完室温条件下的天然剩磁(NRM)后,再将样品进行热退磁处理。所有样品都是采用MM60自动控温热退磁仪进行退磁,以30~60℃的间隔进行退磁,部分样品一直加热到680℃,共进行了17步系统热退磁。剩磁在磁屏蔽空间(低于2μT)内用美制2G755型低温超导磁力仪进行测量。

3 磁性地层结果 3.1 磁化率测试结果

黄土和红粘土的磁化率通常被用作夏季风强弱的替代指标[31~35]图 3将河曲5个采样剖面的磁化率曲线进行了对比,并对两个野外标志性地层界限在地层中的位置用较粗的线加以强调(图 3)。剖面中静乐红土的磁化率曲线简单易相互比较,其中黄柏村主剖面静乐红土保存最完整,在剖面深度约8m、14m、19m、25m和38m处出现了5个磁化率峰值带,代表了上新世重要的夏季风气候适宜期[33]。桃山村剖面静乐红土的厚度虽与黄柏村主剖面静乐红土的厚度类似,但从曲线上看,桃山村静乐红土底部地层有缺失,中部层位厚度较黄柏村剖面相应层位厚度更大;巡镇剖面静乐红土缺失不明显,基本可与黄柏村主剖面相应层位一一对应,只是剖面顶部因采样原因造成曲线缺失;榆岭剖面仅保存静乐红土,曲线显示剖面上部完整,底部则因沉积较晚的原因缺失。与静乐红土相比,保德红土的磁化率对比要难得多,除个别层位外,黄柏村主剖面、黄柏村补充剖面与桃山村剖面的保德红土磁化率曲线很难一一对应。实际上,在黄土高原北部,不同地区保德红土的磁化率曲线相互之间都很难精确对比[29, 32]。在剖面底部,4个剖面河漫滩相沉积物的磁化率值都陡然降低,且不同层位曲线波动幅度都不是很大,明显不同于其上的红土地层。

图 3 河曲地区磁化率曲线对比 Fig. 3 Correlation of magnetic susceptibility curves of five sections in Hequ area
3.2 古地磁测年结果

所有样品都采用卑尔根大学古地磁实验室提供的IAPD(Automatic Line-find Interactive Program)软件进行分析。图 4给出了河曲地区研究剖面中比较典型的样品的退磁曲线和正交投影。多数样品的正交投影包含一个次生向量和一个原生特征向量,次生向量在温度为250~310℃时被清洗掉,说明该向量为次生粘滞剩磁。此后,原生特征剩磁出现并随退磁温度升高稳定趋向原点。从退磁曲线上看,采自静乐红土的多数样品在温度580℃已完全清洗掉,表明样品中的磁性矿物主要是磁赤铁矿和磁铁矿。多数采自保德红土和河漫滩相沉积的样品在退磁温度达到580℃时,剩磁还没有完全清洗掉,与常温时相比,部分样品如XZ20等仅退掉了30 % (图 4),说明该部分剩磁主要由赤铁矿所携带,这部分样品一直加热到680℃才将剩磁完全清洗掉。最后将分析得到的5个剖面的古地磁结果与标准的极性年表[36, 37](Geomagnetic Polarity Timescale,简称GPTS)进行了对比(图 5~8),其中包含了样品的磁偏角、磁倾角和虚地磁极(Virtual Geomagnetic Pole,简称VGP)等数据。

图 4 典型样品的退磁曲线及其正交投影 Fig. 4 Typical demagnetization curves and orthographic projections

图 5 黄柏村主剖面及补充剖面磁性地层及与标准极性柱[37]的对比 Fig. 5 Magnetostratigraphy of Huangbai section and its supplementary section and their correlations to GPTS

图 6 桃山村剖面磁性地层及与标准极性柱[37]的对比 Fig. 6 Magnetostratigraphy of Taoshan section and its correlation to GPTS

图 7 巡镇剖面磁性地层及与标准极性柱[37]的对比 Fig. 7 Magnetostratigraphy of Xunzhen section and its correlation to GPTS

图 8 榆岭剖面磁性地层及与标准极性柱[37]的对比 Fig. 8 Magnetostratigraphy of Yuling section and its correlation to GPTS
3.2.1 黄柏村主剖面及补充剖面的古地磁结果

黄柏村主剖面的极性柱共出现了12段正极性亚时和12段反极性亚时。图 5中可见,松山反极性时与高斯正极性时的界限(M/G界限)出现于深度约5m的黄土与红粘土之间的过渡层中,即黄柏村主剖面极性柱最上部约5m的反极性亚时为松山反极性时的一部分,与黄土高原其他地区的M/G界限出现的位置一致[29, 32],可以作为一个极性对比的标志。高斯正极性时起始深度约19m,结束于深度5m的位置,其中包含两段小的反极性亚时,自上而下对应着极性年表的C2An.1r和C2An.2r反极性亚时[36]。吉尔伯特反极性时的起始深度为47m,结束于深度19m的位置,共包含4段正极性亚时,自上而下对应着极性年表的C3n.1n、C3n.2n、C3n.3n和C3n.4n等4段正极性亚时。在极性年表内,吉尔伯特反极性时之下为C3An.1n和C3An.2n两段持续时间近似的正极性亚时[37],然而,黄柏村主剖面的磁性地层显示,与C3An.1n亚时对应的地层非常薄,与极性年表对比存在一定的困难,为了检验黄柏村主剖面古地磁结果的可靠性,笔者对比了补充剖面,从补充剖面的结果来看,正极性亚时C3An.1n确实存在,而且在补充剖面中,C3An.1n厚度要大的多。主剖面与补充剖面磁性地层存在差异的原因可能是地层的个别层位不整合引起的,如在补充剖面中,存在厚度1.5m的松散沙层,但在主剖面中则没有记录到,仅在相应层位存在一些灰岩砾石。主剖面中,与C3r对应的地层厚度很大,约5m,但在补充剖面中,与C3r对应的地层仅包含了3块样品,厚度不超过1m,从这里也不难理解为何不同剖面间保德红土磁化率曲线较难对比的原因。在正极性亚时C3An.2n之下,黄柏村主剖面和补充剖面都记录了3段正极性亚时和3段反极性亚时,3段正极性亚时对应于极性年表的C3Bn、C4n.1n和C4n.2n,极性年表中两段持续时间短的正极性亚时在黄柏村剖面中没有记录到。位于主剖面最底部的正极性亚时对应极性年表的C4n.2n,地层厚度近30m,主要原因为剖面底部是河漫滩相沉积,沉积速率更快。

3.2.2 桃山村剖面的古地磁结果

桃山村剖面的M/G界线也位于过渡层中,图 6中可以看出,在过渡层最上方出现了3块正极性样品,而在黄柏村剖面和榆岭剖面都没有这一现象,原因可能是前述该层位被后期流水作用改造所致。包含C2An.1r和C2An.2r的高斯正极性时在剖面的位置从深度约23m开始至深度4m结束,厚度约19m,这比黄柏村剖面高斯正极性时对应的地层厚度大5m。吉尔伯特反极性时在桃山村剖面只出现了两段正极性亚时和3段反极性亚时,位于深度42m起至深度约23m的地层中,与极性年表相比,至少丢失了两段正极性亚时和两段反极性亚时。根据磁化率曲线的对比结果(图 3)和黄柏村的磁性地层结果,丢失的两段正极亚时很可能是C3n.3n和C3n.4n。从剖面深度约60m的标志层——1.2m厚层钙结核层至深度42m的吉尔伯特反极性时底部,磁性地层无规律可循,很难与极性年表进行一一对应。1.2m钙结核层以上约50cm及其以下厚度近20m的地层为正极性,由于该地层之上的磁性地层无法与极性年表对比,因此,桃山村剖面底部厚度约20m的正极性地层只能以1.2m钙结核层这一标志层为依据,与黄柏村剖面一样,对应极性年表的C4n.2n极性亚时。

3.2.3 巡镇剖面的古地磁结果

由于巡镇剖面上部坡度陡立,剖面的采样并未达到黄土与红粘土的过渡层(图 7),因此,本剖面的极性柱中也未出现M/G界限。根据图 3的磁化率对比结果以及本剖面的古地磁结果,剖面顶部厚约12m的静乐红土中出现的3段正极性亚时和两段反极性亚时即为高斯正极性时。高斯极性时之下,出现了5段正极性亚时和6段反极性亚时,都是吉尔伯特反极性时的组成部分。与极性年表相比,这里多出了1段正极性亚时,笔者推测其中的一段可能是一次极性漂移事件或样品污染原因导致的,因为这里的两段正极性亚时和1段反极性亚时都是由两块样品构成的,可信度较低。剖面底部约14m的反极性亚时跨越了静乐红土的底部、保德红土和河漫滩相沉积3种不同类型的沉积物,按次序对应于极性年表的C3r亚时。

3.2.4 榆岭剖面的古地磁结果

由于榆岭剖面采样穿过了黄土与红粘土之间的过渡层,一直到达黄土地层中,剖面顶部非常完整,M/G界限位于剖面深度约5m的过渡层中(图 8)。整个剖面共出现了5段正极性亚时和6段反极性亚时,其中,厚度约17m且包含凯纳反极性亚时(C2An.1r)和马莫斯反极性亚时(C2An.2r)的高斯正极性时起始于深度约22m的位置,结束于深度5m的M/G界限。由于剖面开始沉积年代较晚,高斯正极性时之下的吉尔伯特反极性时只残留了两段正极性亚时和3段反极性亚时,按照沉积次序,其上部的正极性亚时对应着极性年表的C3n.1n,下部的正极性亚时对应着C3n.2n,因而,榆岭剖面最底部地层对应的反极性亚时只能是C3n.2r。

4 讨论 4.1 河曲地区剖面形成年代及河流地貌演化

根据磁性地层的结果,黄柏村剖面最底部的正极性亚时对应于极性年表的C4n.2n,因此黄柏村剖面的底部年代可以锁定在7.65Ma至8.072Ma之间[37]。由于该极性时在黄柏村剖面跨越了保德红土和河漫滩相两种不同的沉积物,而河漫滩相的沉积速率无法获取,根据黄柏村保德红土的沉积速率计算的保德红土底部的年代约为8.05Ma,也就是黄柏村剖面的底部年代可界定在8.05Ma至8.072Ma之间,考虑到平均沉积速率可能带来的误差,本文将黄柏村剖面的底部年代估计为8Ma左右。根据地层对比,桃山村剖面的磁性地层与黄柏村剖面的大体类似,也对应于C4n.2n,考虑到该剖面河漫滩相沉积厚度比黄柏村剖面的薄,因此桃山村剖面的底部形成年代与黄柏村剖面底部的年代相近,约为8Ma或稍年轻;巡镇剖面底部厚度14m的地层对应着C3r,剖面底部的形成年代位于5.23Ma至5.894Ma之间[37],这一极性时跨越静乐红土、保德红土和河漫滩相3种不同的沉积物,无法根据平均沉积速率来计算剖面底部年代,考虑到地层厚度很大,以C3r的起始年代作为该剖面底部的形成时代,即约为5.8Ma;榆岭剖面底部厚度约5m的地层对应着极性年表的C3n.2r,形成年代位于4.62Ma至4.8Ma之间[37],利用静乐红土的平均沉积速率,剖面底部的形成时代约为4.8Ma。由于采样穿过了砾石层之上的河漫滩相沉积,因此,每个剖面底部年代基本就是砾石层形成的年代。

研究区自东向西,黄柏村剖面、桃山村剖面、巡镇剖面以及榆岭剖面等4个剖面依据磁性地层界定的砾石层形成的年代分别是8Ma、8Ma或稍年轻、5.8Ma和4.8Ma;此外,根据Pan等[22]的研究结果,白鹿泉剖面和大塔剖面(图 1b)的形成年代分别为3.7Ma和4.9Ma,这样,在河曲地区的新近纪砾石层有6个地点有较为确切的年代。位于大塔以东的仁义村附近(图 1b),发现有保德红土覆盖的砾石层,其形成时代较大塔剖面早。考虑到新近纪砾石层在河曲地区覆盖在东部稍高西部稍低的基岩平面上,可以看出河曲地区新近纪砾石层的时空分布具有一定的规律性,即地势稍高的东部地区砾石层形成年代早,地势稍低的西部地区砾石层形成年代晚。黄柏村剖面与榆岭剖面直线距离不过5km左右,但年代却相差约3.2Ma。

在过去,由于缺乏年代学数据,晋陕峡谷北部地区的新近纪砾石层曾被认为是发源于吕梁山的东西流向的分散性水系或冲积扇残存[11, 21]。但本文的研究结果表明,河曲地区新近纪砾石层形成年代东早西晚,不支持东西流向这一解释。本文将河曲地区砾石层形成年代的东早西晚现象解释为古河流侧向迁移的结果,其形成过程如图 9所示,8Ma左右,古河流流经现今黄柏村一带,5.8Ma向西迁移至巡镇一带,4.8Ma流经大塔和榆岭一带,3.7Ma流经白鹿泉一带。当时古河流的流向并非东西方向,而是近南北方向。

图 9 河曲地区新近纪河流演化过程 虚箭头为新近纪河流迁移方向,实箭头表示第四纪河流迁移方向 Fig. 9 River migration process during Neogene in Hequ area(arrows demonstrate the migration direction)
4.2 晋陕峡谷北部地区新近纪河流流向

对砾石岩性组成和偏平砾石倾向的研究可以很好地分析砾石来源、水流方向以及河流演化等信息[19, 23, 24, 38, 39]。通过对河曲地区和保德地区[38]砾石层的时空分布规律研究,基本上确定了位于晋陕峡谷北部地区基岩之上的砾石层是近南北走向的古河流的沉积物。对该区砾石层进行的砾石岩性和粒径统计,显示新近纪砾石层中,最主要的灰岩砾石具有自北向南所占比重减少、粒径变小的趋势,被认为是南流的古黄河搬运过程中不断沉积、磨蚀又无新物源补充所致[19, 23]。而潘保田等[24]对保德和河曲地区的新近纪砾石层进行了详细的岩性、特别是扁平砾石倾向的统计工作,将晋陕峡谷北段的河流演化分为3个阶段,即8.3~3.7Ma北流河湖水系阶段、3.7~1.2Ma水系重组阶段和1.2Ma后的黄河阶段。对应于新近纪,保德和河曲地区的古水系是向北流的,注入河套盆地。

潘保田等从沉积学的角度对新近纪砾石层所做的工作无疑是详尽的、有说服力的,但问题依然没有完全解决。如果河流是向北流的,不考虑后期构造抬升的因素,那么河流沉积物的分布在地势上应该是南部的沉积物海拔高、北部的河流沉积物海拔低。笔者仔细分析了潘保田等[24]在晋陕峡谷北部地区所绘制的5个河谷横剖面图,即自北向南分别是喇嘛湾、万家寨、关河口、河曲和黄雨崖。5个河谷横剖面存在两套新近纪的河流砾石层,并将海拔较低的一套砾石层命名为G1,较高的一套命名为G2。5个剖面中都存在G1,而G2则仅出现于万家寨和河曲两个河谷横剖面中。对于G1,在内蒙古喇嘛湾的海拔高度为1050~1060m,在万家寨的海拔高度为1020~1030m,在关河口出现的海拔高度为990~1000m,在河曲地区的出现的海拔高度为950~960m左右,在黄雨崖横剖面中出现的海拔高度为930~960m。这组数据表明,G1从北部地区的喇嘛湾向南至黄雨崖,海拔高度从约1050m降低到了930m,而且是逐次降低,也就是从地势上来说,是北高南低的,高差超过120m。对于G2来说,在万家寨地区的海拔高度为1040~1050m左右,在河曲地区的海拔高度为970~980m左右,地势上来讲,也是北高南低的。由此看来,无论是G1还是G2,自北向南,海拔高度逐渐降低。此外,河曲以南的保德、神木邱家墕、佳县以及吴堡等地区的新近纪砾石层的海拔高度同样是北高南低。从晋陕峡谷入口的喇嘛湾至中段的吴堡,新近纪砾石层北部较中部海拔高度高出300m左右。

基于上述分析和高程数据,如潘保田等[24]的扁平砾石统计结果正确地揭示了古河流流向,晋陕峡谷地区在G1形成之后,也即3.7Ma以后,必定发生过掀斜抬升,导致原先地势较低的北部地区被抬升,地势较高的南部地区相对下降,从而形成现在我们看到的这种沉积物北高南低的地势格局。事实上,作为吕梁山隆升重要证据、穿插于红粘土中的砾石层,主要出现在保德组地层中[40, 41],也即中新世,在静乐红土和黄土地层中均不存在;其次,青藏高原在3.7Ma以后发生过多次较大规模的构造抬升,距今1.2Ma左右的黄河运动也是一次较为公认且抬升幅度较大的构造事件[42~47],但这些构造事件的起因都与印度板块与欧亚板块碰撞驱动的青藏高原隆升有关,碰撞主要发生在青藏高原的东北缘与鄂尔多斯地块的交界地带[48];再次,黄河的下切主要受禹门口龙门山正断层控制,晋陕峡谷南部属于该断层的抬升盘[49]。可见,从构造的角度看,晋陕峡谷地区在3.7Ma之后、1.2Ma之前似乎并不利于北升南降的掀斜抬升的发生,在此发育的古水系向北注入河套的结论值得商榷。

5 结论

晋陕峡谷北部山西河曲县大埝墕村开始向东至黄柏村,新近纪砾石层受黄河及其支沟切割广泛出露。本文以河曲地区黄柏村剖面、桃山村剖面、巡镇剖面和榆岭剖面为重点,对分布于河曲地区的新近纪砾石层进行了详细的野外考察和磁性地层研究,并获取其形成的年代数据。结果如下:

(1) 通过对4个剖面的海拔高度测量,新近纪砾石层自东部黄柏村至西部榆岭村基本上分布在海拔高度约1000m的二叠系砂页岩平台上,东西方向上海拔高度差异极小。砾石层之上红粘土的磁化率结果表明,地层保存较完整的黄柏村剖面中,静乐红土存在5个磁化率峰值带,其余剖面中静乐红土虽有部分地层缺失,但各剖面间磁化率容易互相比较,而保德红土的磁化率不同剖面中差异较大,难以一一对应。

(2) 古地磁结果显示,自东向西的4个剖面即黄柏村剖面、桃山村剖面、巡镇剖面和榆岭剖面其底部砾石层的形成年代分别为8Ma、8Ma或稍年轻、5.8Ma和4.8Ma,自黄柏村至榆岭村,东西方向直线距离不过5km左右,年代差距达3.2Ma。结合前人研究的大塔剖面和白鹿泉剖面的年代数据以及仁义村的红土地层,河曲地区的新近纪砾石层具有东部地区形成年代早、西部地区形成年代晚的时空分布规律性。

(3) 基于砾石层的时空分布规律,新近纪砾石层的成因不可能是东西向古分散水系沉积,而是古河流自东向西侧向侵蚀逐渐迁移并废弃原先河道形成的,当时河流的流向近南北走向。晋陕峡谷地区新近纪砾石层现在的海拔高度是北部地区高,南部地区海拔低,从构造的角度看,目前没有足够的证据能够证明晋陕峡谷新近纪砾石层现在的地势格局是北升南降的差异抬升造成的,因此,推测古水系更可能向南流,与现今晋陕峡谷段黄河的流向一致。

致谢 谨以本文纪念挪威卑尔根大学已故Reidar Lvlie教授。笔者在2010年受国家留学基金资助赴卑尔根大学地球科学系做访问学者,Reidar教授是笔者古地磁学方向的合作导师,在古地磁退磁技术以及数据分析方面给予笔者莫大指导。2013年7月25日,笔者将本文所用的古地磁数据全部测试完毕,同年8月,Reidar教授因心脏病去世。本文的写作一拖再拖,深感愧疚。笔者的研究生孙强一起参与野外工作,在卑尔根大学测样期间,地球科学系博士研究生李斌给予笔者帮助,匿名审稿专家和编辑部杨美芳老师提出了非常宝贵的修改意见,在此一并表示感谢。

参考文献(References)
1
潘保田, 王均平, 高红山等. 河南扣马黄河最高级阶地古地磁年代及其对黄河贯通时代的指示. 科学通报, 2005, 50(3): 255-261.
Pan Baotian, Wang Junping, Gao Hongshan et al. Paleomagnetic dating of the topmost terrace in Kouma, Henan and its indication to the Yellow River's running through Sanmen Gorges. Chinese Science Bulletin, 2005, 50(7): 657-664.
2
岳乐平, 雷祥义, 屈红军. 黄河中游水系的阶地发育时代. 地质论评, 1997, 43(2): 186-192.
Yue Leping, Lei Xiangyi, Qu Hongjun. The age of terrace development in the middle reaches of the Yellow River. Geological Review, 1997, 43(2): 186-192.
3
邢成起, 丁国瑜, 卢演俦等. 黄河中游河流阶地的对比及阶地系列形成中构造作用的多层次性分析. 中国地震, 2001, 17(2): 187-201.
Xing Chengqi, Ding Guoyu, Lu Yanchou et al. Comparison of river terraces in the middle reach valleys of the Yellow River and analysis on the multi-gradational features of tectonic action in the formation of terrace series. Earthquake Research in China, 2001, 17(2): 187-201.
4
程绍平, 邓起东, 闵伟等. 黄河晋陕峡谷河流阶地和鄂尔多斯高原第四纪构造运动. 第四纪研究, 1998(3): 238-248.
Cheng Shaoping, Deng Qidong, Min Wei et al. Yellow River and Quaternary tectonic movements of the Ordos Plateau. Quaternary Sciences, 1998(3): 238-248.
5
苏怀, 王均平, 潘保田等. 黄河三门峡至扣马段的阶地序列及成因. 地理学报, 2008, 63(7): 744-750.
Su Huai, Wang Junping, Pan Baoian et al. Sequences and genesis of Yellow River terrace from Sanmen Gorge to Kouma. Acta Geophysica Sinica, 2008, 63(7): 744-750. DOI:10.11821/xb200807008
6
傅建利, 王书兵, 蒋复初等. 垣曲盆地最高阶地风尘堆积形成时代及其构造意义. 第四纪研究, 2008, 28(5): 841-853.
Fu Jianli, Wang Shubing, Jiang Fuchu et al. Age of aeolian deposit on the highest terrace in Yuanqu basin and its tectonic significance. Quaternary Sciences, 2008, 28(5): 841-853.
7
Hu Zhenbo, Pan Baotian, Guo Lianyong et al. Rapid fluvial incision and headward erosion by the Yellow River along the Jinshaan gorge during the past 1.2Ma as a result of tectonic extension. Quaternary Science Reviews, 2016, 133(1): 1-14.
8
Pan Baotian, Hu Zhenbo, Wang Junping et al. The approximate age of the planation surface and the incision of the Yellow River. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2010, 356-357(15): 54-61.
9
Sun Jimin. Long-term fluvial archives in the Fen Wei Graben, Central China, and their bearing on the tectonic history of the India-Asia collision system during the Quaternary. Quaternary Science Reviews, 2005, 24(10-11): 1279-1286. DOI:10.1016/j.quascirev.2004.08.018
10
张珂, 蔡剑波. 黄河黑山峡口最高阶地宇宙核素的初步年龄及所反映的新构造运动. 第四纪研究, 2006, 26(1): 85-91.
Zhang Ke, Cai Jianbo. Preliminary result of the dating by TCN technique of the highest terrace of the Heishanxia Gorge Mouth, Northeast margin of Tibetan Plateau and its expression of Neotectonic movement in that area. Quaternary Sciences, 2006, 26(1): 85-91.
11
朱照宇. 黄河中游河流阶地的形成与水系演化. 地理学报, 1989, 44(4): 429-440.
Zhu Zhaoyu. The formation of river terraces and evolution of drainage system in the middle Yellow River. Acta Geographica Sinica, 1989, 44(4): 429-440.
12
潘保田, 苏怀, 刘小丰等. 兰州东盆地最近1.2Ma的黄河阶地序列与形成原因. 第四纪研究, 2007, 27(2): 172-180.
Pan Baotian, Su Huai, Liu Xiaofeng et al. River terraces of the Yellow River and their genesis in eastern Lanzhou Basin during last 1.2Ma. Quaternary Sciences, 2007, 27(2): 172-180.
13
Craddock William, Kirby Eric, Harkins Nathan et al. Rapid fluvial incision along the Yellow River during headward basin integration. Nature Geoscience, 2010, 3(3): 209-213. DOI:10.1038/ngeo777
14
王乃樑. 对于张伯声先生"从黄土线说明黄河河道的发育"一文的意见. 科学通报, 1956(7): 67-72.
Wang Nailiang. Objection on the paper "Development of the Yellow River channel on the basis of the loess line" by Mr. Zhang Bosheng. Chinese Science Bulletin, 1956(7): 67-72.
15
袁宝印, 王振海. 青藏高原隆起与黄河地文期. 第四纪研究, 1995(4): 353-359.
Yuan Baoyin, Wang Zhenhai. Uplift of the Qinghai-Xizang Plateau and the Yellow River physiographic period. Quaternary Sciences, 1995(4): 353-359.
16
袁宝印, 汤国安, 周力平等. 新生代构造运动对黄土高原地貌分异与黄河形成的控制作用. 第四纪研究, 2012, 32(5): 829-838.
Yuan Baoyin, Tang Guo'an, Zhou Liping et al. Control action on the geomorphic differentiation in Loess Plateau and the formation of Yellow River by Cenozoic tectogenesis. Quaternary Sciences, 2012, 32(5): 829-838.
17
Li Rongquan. Relationship between developments of the Huanghe and Yongding rivers and the evolution of the fossil lakes of the Cenozoic Era in the drainage area. Chinese Geographical Sciences, 1991, 1(3): 234-247. DOI:10.1007/BF02664518
18
Lin Aiming, Yang Zhenyu, Sun Zhiming et al. How and when did the Yellow River develop its square bend?. Geology, 2001, 29(10): 951-954. DOI:10.1130/0091-7613(2001)029<0951:HAWDTY>2.0.CO;2
19
刘运明, 李有利, 吕红华等. 黄河山陕峡谷保德-克虎段高阶地砾石层的初步研究. 北京大学学报(自然科学版), 2007, 43(6): 808-815.
Liu Yunming, Li Youli, Lü Honghua et al. Preliminary study of alluvial pebbles on high terraces of the Yellow River from Baode to Kehu in Shanxi-Shaanxi Gorge. Acta Scientianum Universitatis Pekinensis, 2007, 43(6): 808-815.
20
王小燕, 邱维理, 张家富等. 晋陕峡谷北段保德-府谷地区唐县面上冲积物的特征及其地貌意义. 第四纪研究, 2013, 33(4): 715-722.
Wang Xiaoyan, Qiu Weili, Zhang Jiafu et al. Features of the alluvium on Tangxian surface near Baode-Fugu and its geomorphologic implications in the northern Jinshaan Gorges, Yellow River. Quaternary Sciences, 2013, 33(4): 715-722.
21
李建星, 岳乐平, 徐永等. 从山前砾石看黄河形成与吕梁山隆升. 地理科学, 2009, 29(4): 582-586.
Li Jianxing, Yue Leping, Xu Yong et al. Uplift of Luliang Mountains and evolution of Huanghe River——Evidence from gravel beds in piedmont. Scientia Geographica Sinica, 2009, 29(4): 582-586.
22
Pan Baotian, Hu Zhenbo, Wang Junping et al. A magnetostratigraphic record of landscape development in the eastern Ordos Plateau, China:Transition from Late Miocene and Early Pliocene stacked sedimentation to Late Pliocene and Quaternary uplift and incision by the Yellow River. Geomorphology, 2011, 125(1): 225-238. DOI:10.1016/j.geomorph.2010.09.019
23
刘运明, 李有利, 吕红华等. 从阶地砾石的统计特征看保德至克虎段河流演化. 地理科学, 2007, 27(4): 567-572.
Liu Yunming, Li Youli, Lü Honghua et al. Implication of statistical features of terrace pebbles to river evolution from Baode County to Kehu Town. Scientia Geographic Sinica, 2007, 27(4): 567-572.
24
潘保田, 胡振波, 胡小飞等. 晋陕峡谷北段晚新生代河流演化初步研究. 第四纪研究, 2012, 32(1): 111-121.
Pan Baotian, Hu Zhenbo, Hu Xiaofei et al. Time-slice of the fluvial evolution of in the Northern Jinshaan Gorge during Late Cenozoic. Quaternary Sciences, 2012, 32(1): 111-121.
25
马丽芳. 中国地质图集. 北京: 地质出版社, 2002, 1-348.
Ma Lifang. Geological Atlas of China. Beijing: Geological Publishing House, 2002, 1-348.
26
山西省地质矿产局. 山西省区域地质志. 北京: 地质出版社, 1989, 237-241.
Geological Prospecting Bureau of Shanxi Province. Regional Geological Annals of Shanxi Province. Beijing: Geological Publishing House, 1989, 237-241.
27
Zdansky O. Fundorte der Hipparion-Fanna um Pao-Te-Hsien NW-Shansi. Bulletin of the Geological Survey of China, 1923(5): 69-81.
28
Teilhard de Chardin, Yang C C. Some correlations between the geology of China proper and the geology of Mongolia. Bulletin of the Geological Society of China, 1930, 9(2): 119-125.
29
Zhu Yanming, Zhou Liping, Mo Duowen et al. A new magnetostratigraphic framework for Late Neogene Hipparion red clay in the eastern Loess Plateau of China. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2008, 268(1-2): 47-57. DOI:10.1016/j.palaeo.2008.08.001
30
岳乐平, 邓涛, 张云翔等. 保德阶层型剖面磁性地层学研究. 地层学杂志, 2004, 28(1): 48-51.
Yue Leping, Deng Tao, Zhang Yunxiang et al. Magnetostratigraphy of stratotype section of the Baode Stage. Journal of Stratigraphy, 2004, 28(1): 48-51.
31
陆浩, 贾佳, 夏敦胜等. 黄土高原记录的MIS 6.5期东亚夏季风信号及其古气候意义. 第四纪研究, 2015, 35(6): 1402-1411.
Lu Hao, Jia Jia, Xia Dunsheng et al. East Asian summer monsoon evolution during MIS 6.5 record in Chinese Loess Plateau and its implications. Quaternary Sciences, 2015, 35(6): 1402-1411.
32
Qiang X K, Li Z X, Powell C et al. Magnetostratigraphic record of the Late Miocene onset of the East Asian monsoon, and Pliocene uplift of northern Tibet. Earth and Planetary Sciences, 2001, 187(1-2): 83-93. DOI:10.1016/S0012-821X(01)00281-3
33
安芷生, 孙东怀, 陈明扬等. 黄土高原红粘土序列与晚第三纪的气候事件. 第四纪研究, 2000, 20(5): 435-446.
An Zhisheng, Sun Donghuai, Chen Mingyang et al. Red clay sequences in Chinese Loess Plateau and recorded paleoclimate events of the Late Tertiary. Quaternary Sciences, 2000, 20(5): 435-446.
34
丁仲礼, 孙继敏, 朱日祥等. 黄土高原红粘土成因及上新时北方干旱化问题. 第四纪研究, 1997(2): 147-157.
Ding Zhongli, Sun Jimin, Zhu Rixiang et al. Eolian origin of the red clay deposits in the Loess Plateau and implications for Pliocene climate changes. Quaternary Sciences, 1997(2): 147-157.
35
An Zhisheng, John Kutzbach, Warren Prell et al. Evolution of Asian monsoons and phased uplift of the Himalaya-Tibetan Plateau since Late Miocene times. Nature, 411(6833): 62-66. DOI:10.1038/35075035
36
Cande Steven, Kent Dennis. A new geomagnetic polarity time scale for the Late Cretaceous and Cenozoic. Journal of Geophysical Research, 1992, 97(B10): 13917-13951. DOI:10.1029/92JB01202
37
Cande Steven, Kent Dennis. Revised calibration of the geomagnetic polarity timescale for the Late Cretaceous and Cenozoic. Journal of Geophysical Research, 1995, 100(B4): 6093-6095. DOI:10.1029/94JB03098
38
刘运明. 保德府谷地区晚第三系砾石层的分布与成因. 池州学院学报, 2016, 30(3): 70-72.
Liu Yunming. Distribution and its factors of Late Tertiary conglomerates in Baode-Fugu region. Journal of Chizhou University, 2016, 30(3): 70-72.
39
温振玲, 胡小飞, 潘保田等. 金塔南山河流砾石特征指示的青藏高原东北缘地貌演化. 第四纪研究, 2016, 36(4): 907-916.
Wen Zhenling, Hu Xiaofei, Pan Baotian et al. The fluvial gravels features of Jinta'nanshan Mountains and its implication on the landform evolution in the NE Tibetan Plateau. Quaternary Sciences, 2016, 36(4): 907-916.
40
徐永, 李建星, 潘峰等. 吕梁山西麓红粘土的起始堆积时间及沉积过程. 第四纪研究, 2016, 36(5): 1114-1124.
Xu Yong, Li Jianxing, Pan Feng et al. The basal ages and deposit process of the red clay in the west piedmont of the Lüliang Mountains. Quaternary Sciences, 2016, 36(5): 1114-1124.
41
李建星, 岳乐平, 刘池洋等. 中新世以来吕梁山及邻区构造-沉积演化. 地层学杂志, 2013, 37(1): 93-100.
Li Jianxing, Yue Leping, Liu Chiyang et al. The tectonic-sedimentary evolution of the Lüliang Mountains since the Miocene. Journal of Stratigraphy, 2013, 37(1): 93-100.
42
Li Jijun, Fang Xiaomin, Song Chunhui et al. Late Miocene-Quaternary rapid stepwise uplift of the NE Tibetan Plateau and its effects on climatic and environmental changes. Quaternary Research, 2014, 81(3): 400-423. DOI:10.1016/j.yqres.2014.01.002
43
Zhang Yueqiao, Mercier Jacques, Vergely Pierre. Extension in the graben systems round the Ordos(China), and its contribution to the extrusion tectonics of South China with respect to Gobi-Mongolia. Tectonophysics, 1998, 285(1-2): 41-75. DOI:10.1016/S0040-1951(97)00170-4
44
陈晓龙, 范天来, 张复等. 鄂尔多斯高原周缘黄河阶地的形成与青藏高原隆升. 地理科学进展, 2013, 32(4): 595-605.
Chen Xiaolong, Fan Tianlai, Zhang Fu et al. Formation of the Yellow River terraces around the Ordos Plateau and its relationship with uplift of Qinghai-Tibet Plateau. Progress in Geography, 2013, 32(4): 595-605. DOI:10.11820/dlkxjz.2013.04.012
45
李吉均. 青藏高原的地貌演化与亚洲季风. 海洋地质与第四纪地质, 1999, 19(2): 1-11.
Li Jijun. Studies on the geomorphological evolution of the Qinghai-Xizang(Tibetan)Plateau and Asian monsoon. Marine Geology & Quaternary Geology, 1999, 19(2): 1-11.
46
刘运明, 李有利, 周葆华. 晋陕峡谷北部盘塘-黑峪口地区黄河阶地序列及其形成时代. 北京大学学报(自然科学版), 2016, 52(2): 257-264.
Liu yunming, Li Youli, Zhou Baohua. Terrace sequences and their formation ages in Pantang-Heiyukou area, northern Shanxi-Shaanxi Groge, China. Acta Scientiarum Naturalium Universitatis Pekinensis, 2016, 52(2): 257-264.
47
鹿化煜, 安芷生, 王晓勇等. 最近14Ma青藏高原东北缘阶段性隆升的地貌证据. 中国科学(D辑), 2004, 34(9): 855-864.
Lu Huayu, An Zhisheng, Wang Xiaoyong et al. Geomorphologic evidence of phased uplift of the northeastern Qinghai-Tibet Plateau since 14 million years ago. Science in China(Series D), 2004, 34(9): 855-864.
48
李小强, 任金卫, 杨攀新等. 六盘山东西两侧第四纪以来构造差异隆升速率递变性. 第四纪研究, 2015, 35(2): 445-452.
Li Xiaoqiang, Ren Jinwei, Yang Panxin et al. Regularity of tectonic differential uplifting rates of both the east and west sides of Liupanshan Mountain since the Quaternary. Quaternary Sciences, 2015, 35(2): 445-452. DOI:10.11928/j.issn.1001-7410.2015.02.19
49
中国科学院自然地理编辑委员会. 中国自然地理——地貌. 北京: 科学出版社, 1980, 95-103.
Editorial Committee of Physical Geography, Chinese Academy of Sciences. Physical Geography of China——Geomorphology. Beijing: Science Press, 1980, 95-103.
MAGNETOSTRATIGRAPHY AND ORIGIN OF NEOGENE CONGLOMERATE IN HEQU, SHANXI PROVINCE
Liu Yunming     
( School of Environment and Resources, Anqing Normal University, Anqing 246133)

Abstract

Although there are quite different views on the formation and evolution of the Yellow River, the interpretation of the Neogene conglomerates lying on bedrock of modern Yellow River banks in northern Jinshaan Gorge is a key point to understand whether the ancient Yellow River formed in Neogene in this area. Based on detailed field investigation, Hequ area(bend), which locates in northern Jinshaan Gorge, is carefully selected to study the continuously exposed Neogene conglomerate and its relationship with the evolution of the Yellow River for its huge thickness of overlapped datable red clay deposits. Four sections in the southern margin of Hequ bend(39°20'N, 111°15'E) from east to west, namely, Huangbai section, Taoshan section, Xunzhen section and Yuling section, were measured their thicknesses of conglomerate, floodplain deposits and red clay deposits. The thickness of the conglomerate in Huangbai section is about 15m and declines to 5m to Yuling section and the conglomerate is mainly composed of limestone pebbles and sandstone pebbles. The thickness of the floodplain deposits and red clay has the same declination trend from Huangbai section to Yuling section, that is, from 91m to about 35m. The altitudes of the conglomerate in four sections measured with portable GPS are about 1012m, 998m, 1002m and 998m separately from Huangbai section to Yuling section. These altitude data show that the Neogene conglomerate practically tiles on a slightly slant plane in eastern Hequ area. Oriented samples were collected at intervals of 10~20cm from the floodplain deposits and red clay on the conglomerate, and 1481 samples were collected in total. These samples were treated in two operation steps. Firstly, all samples were performed anisotropy of magnetic susceptibility measurement to obtain magnetic susceptibility data. Secondly, demagnetization was carried out in a low field room in Bergen University and remnant magnetization was measured using 2G Enterprises made 755 type cryogenic magnetometer. Magnetic susceptibilities of Jingle Formation in different sections can be easily correlated and include five magnetic susceptibility peaks, while magnetic susceptibilities of Baode formation are a bit complicate and difficult to correlate among sections. Results of magnetostratigraphy show that the subchrons corresponding to bottom strata of four sections are C4n.2n, C4n.2n, C3r and C3n.2r correlated to Geomagnetic Polarity Timescales respectively. Inception ages of the sections, i.e., formation ages of the conglomerate in four sites, calculated according to average sedimentary rates of adjacent subchrons are about 8Ma, 8Ma or slightly younger, 5.8Ma and 4.8Ma in turn from Huangbai section to Yuling section. The formation ages of four sections indicate a distribution rule of the Neogene conglomerate, that is, the conglomerate in eastern part of Hequ bend formed firstly and becomes younger and younger to west. The formation ages and the altitude data indicate that the formation of the conglomerate in Hequ area was a lateral migration result of an almost south-north direction Neogene river. The river located in Huangbai section in about 8Ma B.P. and migrated to Yuling in about 4.8Ma B.P.
Key words: magnetostratigraphy     river evolution     Neogene     conglomerate