2020, Vol.40
2 哈尔滨师范大学, 寒区地理环境监测与空间信息服务黑龙江省重点实验室, 黑龙江 哈尔滨 150025;
3 哈尔滨学院地理系, 黑龙江 哈尔滨 150086)
大河流域的发育历史和沉积演化越来越引起国际地学界的关注，对世界主要河流贯通历史的研究是目前人们对过去全球变化中一些重要科学问题研究的基础[1~9]。近年来，对于东亚水系演化的研究多集中于长江和黄河一带，专家学者们通过地质地貌学、沉积学和地球化学等方面的研究已经建立起了一个相对完整的水系演化模式[7, 10~11]。松花江是中国七大水系之一，是东北地区最重要的一条河流。松花江水系演化与区域构造和地貌格局的演化密切相关，因此，研究松花江水系演化对于理解该区域的构造-气候-地貌具有重要意义。但松花江水系演化研究相对较为薄弱，特别是对于第四纪松花江中上游流向是否存在反转，一直存在争论[12~17]，也没有确切的证据。
河流沉积物是河流水系演化过程的产物，是研究水系演化的重要地质档案。重矿物(heavy mineral)是指相对密度大于2.86 g/cm3，在岩石中含量常小于1 %，化学性质稳定，抗风化能力较强的一些矿物；因其耐磨蚀、稳定性强，能够较多的保留其母岩的特征，而被广泛的应用到物源分析当中[18~22]。哈尔滨荒山(又名天恒山，隶属于哈尔滨道外区团结镇)位于东北平原东部，是松花江的二级阶地，其重矿物特征势必保存着松花江水系演化的重要信息，因此对该地区重矿物组成的研究对理解区域沉积物物质来源与松花江第四纪水系演化研究具有重要意义。本文主要对荒山岩芯沉积物中的重矿物为研究对象，拟通过对该第四纪岩芯进行磁化率、古地磁、重矿物特征进行分析，描述荒山岩芯沉积物中的重矿物组成随深度的变化，揭示了荒山岩芯沉积物源的变化，重建第四纪松花江中-上游的水系演化的历史。这项工作有助于理解松嫩平原松花江流域构造-气候-地貌变化的耦合过程。
1 研究区域概况哈尔滨地区属于温带半湿润、半干旱季风型大陆性气候，东倚长白山脉支脉张广才岭西麓滨东丘陵，西接东北平原腹地。荒山剖面(45°43′33″N，126°36′44″E)位于哈尔滨市东郊(图 1)，顶部海拔高度194 m，构造上处于松花江断裂和阿什河断裂的交接位置，由于构造运动的抬升作用，地层出露较好。剖面出露厚度约为54 m，约47 m被埋藏，是岩石地层单位荒山组和哈尔滨组的层型剖面。由于第四纪地层中大量的古生物化石和旧石器的发现，古冰缘现象的存在及新构造运动形成的特殊现代地貌，使其成为了东北地区第四纪研究的典型地点[23~25]。
|
图 1 哈尔滨荒山岩芯钻井位置及松花江水系图 Fig. 1 Location of the study area, also showing the present drainage pattern |
荒山钻孔(45°47′32.73″N；126°47′43.75″E)位于荒山剖面顶部，钻井深度101.11 m，取芯率92 %以上。综合岩芯沉积物的颜色、岩性、结构和构造特征以及垂向岩性关联和沉积模式[26~27]，对荒山岩芯的岩性与沉积环境描述如下(自上而下，图 2)：
(1) 0~0.98 m：现代土壤，暗褐色、褐黑色，见现代植物根茎，受生物扰动明显。
(2) 0.98~30.40 m：风尘黄土堆积序列。包括5个黄土层(L1~L5)和5个古土壤层(S0~S4)。其中，古土壤层为深灰褐色-灰黑色，致密，白色菌丝体发育；黄土层为浅黄褐色，结构疏松，无层理，垂直节理发育，均质块状构造，无粘性，含白色菌丝体。
(3) 30.400~57.088 m：浅黄褐色、灰褐色粉砂质泥，致密坚韧，有粘性，细微层理发育，铁染明显，铁锈颗粒发育(最大直径3 mm)，泥球、泥砾发育，部分层位局部有铁染层与深灰色微细层理相间发育。是洪泛平原曲流河河漫滩相堆积。
(4) 57.088~62.254 m：棕黄色极细-细砂，局部见不规则泥质夹层(厚度 < 1 mm)，铁染明显，结构疏松，杂砂结构，含适量的粉砂质和泥质成分。是洪泛平原曲流河河床相边滩亚相沉积。
(5) 62.254~66.130 m：青灰色粘土-亚粘土系列，铁染明显。65.08 m以下粒度逐渐变粗，为砂质粘土和泥质砂。这套浅湖相沉积通常与洪泛平原河流有联系，例如河漫湖泊相[27]。
(6) 66.130~73.391 m：青灰色、灰绿色中砂、粗砂，偶含砾石(a轴最大为8 mm)，铁染明显。66.65~67.71 m是亚粘土-亚砂土层，70.34 m开始粒度变粗，黄白色粗砂。粗砂，偶含砾石的沉积特征表明了较强的水动力条件，夹有细颗粒的亚粘土-亚砂土沉积，表明了较弱搬运能力水流的暂时侵入[27]，铁染颗粒的大量出现表明了短暂暴露的氧化环境[26]。为曲流河河道向河漫滩转换的过渡部分的边滩堆积。
(7) 73.391~95.182 m：灰黄、灰绿色、青灰色中砂、含砾粗砂，棕黄色含砾极粗砂，局部夹2层灰绿色、青灰色亚砂土-亚粘土，铁染明显。砾石粒径多集中于10~20 mm之间，最大粒径可达44 mm左右，砾石磨圆度以次棱角(62.6 %)为主，次圆(34.6 %)次之。该地层是岩芯中沉积粒度最粗的一套碎屑堆积，反映了很强的水动力条件，是洪泛平原曲流河靠近河流主流线附近的河床蚀余堆积[26~27]，例如：心滩堆积。
(8) 95.182~101.110 m：青灰、灰绿色细砂-极细砂，浅灰色粉砂质泥与灰黑色泥相间分布，微细层理发育。这套地层是在水动力条件相对较弱的浅湖环境中堆积形成[27]。
总之，沉积岩芯所反映的沉积环境经历了从湖泊(101.110~95.182 m)到河流(95.182~30.400 m)最后到风尘黄土(30.40~0.98 m)堆积的变化，其中河流环境进一步可以划分为两个旋回：95.182~62.254 m为第一个旋回，沉积环境依次为河床滞留堆积(95.182~73.391 m)、边滩(73.391~66.130 m)和河漫湖泊(66.130~62.254 m)；62.254~30.400 m为第二个旋回，沉积环境依次为边滩(62.254~57.088 m)和河漫滩(57.088~30.400 m)。
3 样品的采集与处理荒山岩芯的钻取，采用的是双管单动内衬塑料套管取芯技术。首先用链锯锯开岩芯外的塑料外壳，然后将其取出。岩芯的最外层被钻井泥浆污染，被移除。然后对岩芯进行岩性描述，并对古地磁样品进行定向取样。最后将岩芯切割成2.5 cm间距的大块样品，得到3673个样品。
磁化率样品测试间距为10 cm，共取样912个，用捷克Agico公司生产的KLY-3卡帕桥磁化率仪测量。古地磁样品测样间距为20~60 cm，共406个。剩磁测量采用安装在零磁空间(< 300 nT)的2G760三轴超导磁力仪上完成。对样品进行系统的交变退磁，采用不包括天然剩磁(NRM)的16步退磁，最大退磁场为80 ml。磁学实验均在中国科学院地球环境研究所完成。
共获得岩芯重矿物样品33个。为了更好分析岩芯沉积物源，还对现代河流冲积砂进行了取样，共获得样品10个，分别采自现今松原方向的嫩江、雅鲁河、库勒河、拉林河、松花江吉林段，以及现今依兰方向的蚂蜒河、岔林河、牡丹江、松花江三级阶地。荒山岩芯样品和现代河流样品，通过筛析获取73~125 μm和125~250 μm的粒级组分，送至河北省廊坊市诚信地质服务公司进行重矿物的处理和鉴定。过程如下：首先将样品烘干称重，加入离散剂初淘，得到的重部分用三溴甲烷(密度为2.89 g/cm3)精淘，待用酒精冲洗干净后，烘干(< 60℃)、称重(精度为0.1 mg)，随后用永久性磁铁对样品磁选，得到强磁、电磁、无磁颗粒后称重。最后将得到的各部分在双目镜和偏光镜下鉴定，每个样品鉴定的颗粒数在1000粒左右。因为矿物鉴定均为同一个粒级，所以可以用颗粒数的百分率来代表重矿物体积分数，进而得到其质量分数[31]。
4 结果 4.1 磁化率和古地磁磁化率和古地磁结果如图 2所示。荒山岩芯磁化率随深度的变化明显分成两个部分，62.3 m以下地层的磁化率(特别是62.254~95.182 m)几乎为零，没有波动变化，磁化率均值为3.47×10-8 m3/kg；而62.3 m以上地层的磁化率迅速增高且呈现周期性高低变化，最大值可达99.67×10-8 m3/kg。
与国际古地磁极性年表进行极性对比(图 2)确定了荒山岩芯的磁性地层年代框架，B/M界线(0.78 Ma)位于岩芯的51.4 m处。Jaramillo正极性亚时(0.99~1.07 Ma)、Cobb Mountain正极性亚时(1.201~1.211 Ma)和Glisa正极性亚时(1.567~1.575 Ma)分别位于岩芯的65.71~69.82 m、77.46~77.88 m和95.24~95.44 m处。我们采用B/M界线年龄(0.78 Ma)和Jaramillo正极性亚时的顶界年龄(0.99 Ma)作为两个年龄控制点，通过线性内插，获得岩芯62.3 m处的年龄约为0.94 Ma。
4.2 岩芯重矿物在垂向上的变化特征荒山岩芯检测出的重矿物共有29种(表 1和表 2)，分别是锆石、磷灰石、金红石、锐钛矿、白钛石、榍石、独居石、透闪石、角闪石、电气石、石榴石、绿帘石、辉石、钛铁矿、赤褐铁矿、磁钛铁矿、磁褐铁矿、磁铁矿、磁赤褐铁矿、海绿石、铌钽铁矿、蓝晶石、黄铜矿、黄铁矿、碳硅石、尖晶石、铬尖晶石、直闪石、方铅矿。其中以角闪石、绿帘石、榍石、钛铁矿为主占总含量78.75 %。海绿石、铌钽铁矿、黄铜矿、黄铁矿、碳硅石、尖晶石、铬尖晶石、直闪石、方铅矿为少见矿物，只在极个别样品中出现。
|
表 1 荒山岩芯73~125 μm粒级各样品中重矿物种类随深度变化对比*(%) Table 1 Comparison of heavy mineral species with depth in 74~125 μm grain size samples of Huangshan core(%) |
|
|
表 2 荒山岩芯125~250 μm粒级各样品中重矿物种类随深度变化对比(%) Table 2 Comparison of heavy mineral species with depth in 125~250 μm grain size samples of Huangshan core(%) |
从重矿物随深度变化曲线看出(图 3)，对于两个粒级组分(73~125 μm和125~250 μm)重矿物百分含量和部分重矿物含量在深度62.3 m处，发生了明显的变化。结合磁化率曲线(图 2)，以深度62.3 m为界，将岩芯分为上、下两段。
|
图 3 荒山岩芯主要重矿物含量随深度变化曲线 Fig. 3 The downcore variations of main heavy mineral content in Huangshan core sediments |
上段：73~125 μm粒级中重矿物平均百分含量为7.92 %，重矿物组合为角闪石+绿帘石+钛铁矿+赤褐铁矿+榍石(图 4a)，ZTR指数=锆石% +金红石% +电气石%，表示的是重矿物的成熟度，ZTR指数越大，矿物的成熟度愈高，系统的研究可以指示沉积物的搬运距离和物源方向[32~34]。ZTR指数为1.13 %，主要的稳定矿物为钛铁矿、赤褐铁矿和榍石等；125~250 μm粒级组分的重矿物平均百分含量为1.26 %，重矿物组合为角闪石+绿帘石+榍石+赤褐铁矿+白钛石，主要的稳定重矿物是榍石、赤褐铁矿、白钛石等(图 4e)，ZTR指数为0.45 %。
|
图 4 荒山岩芯和松嫩平原、依兰方向主要河流的重矿物比较 Fig. 4 Comparison of heavy minerals in the Huangshan core with the main rivers in the Songnen Plain and Yilan direction |
下段：相对于上段，下段73~125 μm粒级的重矿物平均百分含量较低，为2.02 %，重矿物组合为角闪石+绿帘石+榍石+钛铁矿+锆石(图 4b)，ZTR指数为4.16 %，稳定重矿物主要是钛铁矿、榍石、锆石、石榴子石和赤褐铁矿等；125~250 μm粒级组分的重矿物百分含量为1.36 %，重矿物组合为角闪石+绿帘石+榍石+钛铁矿+赤褐铁矿，稳定重矿物主要为榍石、钛铁矿、赤褐铁矿和石榴子石等(图 4f)，ZTR指数为0.92 %。
4.3 现代河流重矿物特征现代河流重矿物特征见表 3，松嫩平原现代河流样品，共检测出重矿物20种。在73~125 μm粒级中，嫩江干流样品的重矿物组合为绿帘石+角闪石+钛铁矿+赤褐铁矿+锆石，ZTR指数为2.67 %。雅鲁河样品重矿物组合为绿帘石+赤褐铁矿+钛铁矿+磁赤褐铁矿+榍石，ZTR指数为1.27 %。库勒河样品重矿物组合为绿帘石+赤褐铁矿+磁赤褐铁矿+角闪石+钛铁矿+榍石，ZTR指数为1.59 %。拉林河重矿物组合为角闪石+辉石+钛铁矿+绿帘石+榍石，ZTR指数为2.01 %。松花江吉林段样品的重矿物组合为角闪石+绿帘石+磁赤褐铁矿+钛铁矿+赤褐铁矿+榍石，ZTR指数为1.56 %；在125~250 μm粒级中，嫩江干流样品的重矿物主要为绿帘石、角闪石、赤褐铁矿、榍石、白钛石，ZTR指数为0.94 %。雅鲁河样品重矿物主要有绿帘石、赤褐铁矿、钛铁矿、角闪石、榍石，ZTR指数为0.26 %。库勒河样品主要重矿物为赤褐铁矿、绿帘石、钛铁矿，ZTR指数为0.21 %。拉林河样品主要重矿物有角闪石、绿帘石、锆石、钛铁矿，ZTR指数为1.27 %。松花江吉林段样品主要重矿物为赤褐铁矿、直闪石、绿帘石、角闪石、钛铁矿，ZTR指数为0.23 %。
|
|
表 3 现代河各样品中重矿物种类对比(%) Table 3 Comparison of heavy mineral species(%)in modern river samples |
总的来说，松嫩平原方向现代河流样品73~125 μm粒级重矿物平均含量为7.6 %，重矿物组合为角闪石+绿帘石+赤褐铁矿+钛铁矿+榍石(图 4c)，ZTR指数为1.82 %，主要的稳定矿物为赤褐铁矿、钛铁矿、榍石；125~250 μm粒级重矿物平均含量为1.87 %，重矿物组合为绿帘石+角闪石+赤褐铁矿+榍石+钛铁矿(图 4g)，ZTR指数为0.58 %，稳定矿物主要为赤褐铁矿、榍石和钛铁矿等。
依兰方向现代河流样品，共检测出重矿物25种。在73~125 μm粒级组分中，岔林河样品的重矿物组合为角闪石+钛铁矿+磁赤褐铁矿+榍石+绿帘石，ZTR指数为1.64 %。蚂蜒河样品重矿物组合为角闪石+榍石+绿帘石+钛铁矿+磁铁矿，ZTR指数为1.22 %。牡丹江重矿物组合为角闪石+绿帘石+石榴子石+榍石+钛铁矿，ZTR指数为3.34 %。松花江三级阶地样品重矿物组合为钛铁矿+磁铁矿+绿帘石+锆石+石榴子石，ZTR指数为8.18 %；在125~250 μm粒级中，岔林河样品重矿物主要为榍石和角闪石，ZTR指数为0.08 %。蚂蜒河的样品重矿物主要为角闪石、榍石、石榴子石、绿帘石，ZTR指数为0。牡丹江样品重矿物主要为角闪石、石榴子石、榍石、辉石，ZTR指数为0.19 %。松花江三级河流阶地样品重矿物主要为钛铁矿和白钛石，ZTR指数为6.13 %。
总的来说，依兰方向河流样品73~125 μm粒级重矿物平均含量为9.39 %，重矿物组合为角闪石+钛铁矿+绿帘石+榍石+石榴子石(图 4d)，ZTR指数为4.51 %，稳定矿物主要是钛铁矿、榍石、石榴子石、锆石和赤褐铁矿等；125~250 μm粒级组分的重矿物平均含量为2.28 %，重矿物组合为角闪石+钛铁矿+榍石+赤褐铁矿+石榴子石，稳定重矿物主要为钛铁矿、榍石、赤褐铁矿、石榴子石和白钛石等(图 4h)，ZTR指数为2.5 %。
5 讨论 5.1 水动力对岩芯重矿物的分选在水力搬运过程中，因为不同的矿物颗粒具有相异的密度、粒径和形状参数，因此，水流会对具有不同水利学行为的矿物颗粒进行分选沉积[35]。从表 1、表 2以及图 5可以发现，73~125 μm粒级中，重矿物以角闪石、绿帘石、钛铁矿为主，占重矿物总量的69.52 %，而在125~250 μm粒级中重矿物主要以角闪石、绿帘石、榍石为主，占重矿物总量的78.43 %。蓝晶石在73~125 μm粒级中为偶见，含量极少，而在125~250 μm粒级中稳定出现。独居石在73~125 μm粒级中偶见，而在125~250 μm粒级并未出现。在两个粒级中钛铁矿、锆石、磷灰石、绿帘石、角闪石、榍石的百分含量略有差异，但变化趋势基本一致。因此，水动力分选对重矿物类型、含量和组合特征等方面产生重要影响。
|
图 5 岩芯两个粒级重矿物百分含量对照(%) Fig. 5 Comparison of heavy minerals contents between two grain-sized fractions in cores |
沉积物的磁化率受到粒度、沉积后的蚀变以及沉积物源等因素的影响[36]。岩芯沉积物受沉积环境变化的影响，其粒度变化较大。一般而言，细颗粒沉积物的磁化率要高于粗颗粒沉积物[37]。然而，就本研究而言，粒度的变化对沉积物磁化率有很小的影响。理由如下：岩芯62.254~66.130 m段为细颗粒的亚粘土-粘土，但其磁化率与中粗砂(66.130~73.391 m)和含砾粗砂(73.391~95.182 m)等粗颗粒沉积物一样为低值；而同样为粗颗粒的57.088~62.254 m段(细砂)沉积物的磁化率则达到岩芯最大值，远高于其上覆30.400~57.088 m段(泥，粒度为岩芯最细)；岩芯66.130~73.391 m和73.391~95.182 m两段的粒度有明显差异，但它们的磁化率并没有差异，皆为低值。因此，岩芯磁化率的变化与粒度变化没有相关性，物源是影响沉积物磁学性质的绝对因素[38]，沉积物磁化率的变化能很好反映物源变化[38~39]。
磁化率在深度62.3 m附近发生明显变化(图 2)，62.3 m以上地层磁化率均值为20.7×10-8m3/kg，而62.3 m以下地层磁化率均值为3.47×10-8m3/kg，磁化率值的变化之大，用气候环境变化是难以解释的，可能与物源的变化有关[39]。磁化率是代表磁性矿物多少的指标，与沉积物中铁磁性矿物的含量的变化有关。铁磁性矿物主要分布在62.3 m以上地层(图 3)，平均含量为4.11 %，高出岩芯平均值3 %，铁磁性矿物含量的变化反映出沉积物源的变化。另外，岩芯62.3 m以上地层重矿物平均含量(7.92 %)也明显高于62.3 m以下地层(2.02 %)。重矿物类型也存在明显区别(图 3)：在73~125 μm和125~250 μm粒级组分中，磷灰石、绿帘石、赤褐铁矿、铁磁性矿物在上、下地层都存在显著的差异；锆石、榍石、辉石、石榴子石、电气石等也存在明显的差别；海绿石和尖晶石在下面层位中少见，但上面层位缺失。ZTR指数代表了稳定的透明重矿物组成，被很好地用于物源示踪[40]。ZTR指数在岩芯上下层位存在显著差别，特别是73~125 μm组分：62.3 m以上地层的ZTR指数偏小，在0.44 % ~1.82 % (均值1.13 %)之间，而62.3 m以下地层的ZTR指数显著偏大，在0.93 % ~30.88 % (均值4.16 %)之间。稳定重矿物组合也存在一定的区别(图 4)：岩芯上段以钛铁矿+赤褐铁矿+榍石(73~125 μm)和榍石+赤褐铁矿+白钛石(125~250 μm)为主要特征，而岩芯下段以榍石+钛铁矿+锆石(73~125 μm)和榍石+钛铁矿+赤褐铁矿(125~250 μm)为主要特征。因此，岩芯地层在62.3 m上下的重矿物类型、含量和稳定矿物组合存在明显的差异，而这种差异表明了沉积物源的变化。
岩芯62.3 m以上地层的两个粒级组分都表现出与松嫩平原方向现代河流样品的重矿物平均百分含量、ZTR指数、重矿物组合以及主要稳定矿物相近或相同的特征。例如，岩芯62.3 m以上地层73~125 μm组分的重矿物平均百分含量为7.92 %，ZTR指数为1.13 %，稳定重矿物组合为钛铁矿+赤褐铁矿+榍石。松嫩平原方向现代河流73~125 μm组分的重矿物平均含量为7.6 %，平均ZTR指数为1.82 %，稳定重矿物组合是赤褐铁矿+钛铁矿+榍石。又如，在125~250 μm粒级组分中，岩芯62.3 m以上地层和松嫩平原方向现代河流主要稳定重矿物相同，为榍石和赤褐铁矿；岩芯62.3 m以上地层ZTR指数为0.45 %，与松嫩平原方向现代河流重矿物平均ZTR指数0.58 %十分接近。由此可见，荒山岩芯62.3 m以上地层重矿物特征与松嫩平原方向河流相似。
岩芯62.3 m以下地层73~125 μm粒级稳定重矿物组合为榍石+钛铁矿+锆石，ZTR指数为4.16 %，与依兰方向河流同粒级稳定重矿物组合(钛铁矿+榍石)以及ZTR指数(4.51 %)相同或相近。在125~250 μm粒级中，岩芯62.3 m以下地层和依兰方向河流主要重矿物基本相同，主要为角闪石、榍石、赤褐铁矿、钛铁矿、石榴子石。更为重要的是，偶见矿物碳硅石、尖晶石、铬尖晶石仅在岩芯62.3 m以下地层和依兰方向河流样品中出现。由此可见，荒山岩芯62.3 m以下地层重矿物特征和依兰方向的河流重矿物特征相近。
因此，根据磁化率，以及荒山岩芯与松嫩平原方向河流、依兰方向河流的重矿物组合、ZTR指数、主要稳定矿物的对比。以62.3 m为界，荒山岩芯上、下地层的物源发生明显变化。62.3 m以上地层的沉积物来源于松嫩平原方向，62.3 m以下地层的沉积物来自依兰方向。
5.3 松花江水系演化松花江水系演化的研究可追溯到20世纪50~60年代[41~42]，较为“集中”在70~90年代初[12~14, 43~44]，2000年以后的文献较为稀少[16~17, 45~46]。早更新世松花江西流模式在《中国古地理图集》[47]和《中国自然地理图集》[48]上得到体现，并被大多数学者所接受，反转时间笼统地指向早更新世末或中更新世初[12, 43]或其他时间[13]；然而，裘善文等[14~16]认为在早更新世中-晚期和中更新世，松花江从松嫩湖盆的东北出口向东流向三江平原；近几年，裘善文等[17]根据依兰达连河煤矿钻井岩芯的沉积相分析认为，达连河和祥顺地区在古近纪和新近纪时为一古大湖，由此推断当时上松花江和牡丹江流向该大湖，松花江从来没有向西流向松嫩平原。对于松嫩平原松花江水系演化，虽然各家观点不同，但都承认松嫩古大湖、佳依分水岭和松辽分水岭的存在[14~17, 49~50]。
已有的研究已经证明，沉积物磁化率和重矿物的明显变化往往反映了物源的变化，进而指示水系的演化[38, 40]。荒山岩芯的磁化率及重矿物特征显示，荒山岩芯上、下地层的物源发生明显变化。岩芯62.3 m(0.94 Ma)以上地层的重矿物组合特征与松原方向现代河流重矿物相似，62.3 m以下地层的重矿物组合特征与依兰方向现代河流重矿物相近。因此，岩芯62.3 m上下地层的磁化率和重矿物的显著差异表明了古松花江水系曾发生了反转。在0.94 Ma B. P.以前，松花江肇源-依兰河段的水流来自依兰方向；0.94 Ma B. P.以后，松花江水流来自松嫩平原方向与现今松花江水流方向一致。
正如前述，荒山岩芯62.3 m处是河流沉积环境两个旋回的转折点。62.254~95.18 m段是河流环境的第一旋回，以河床相的粗颗粒含砾粗砂作为旋回的开始。在这个旋回中出现的砾石粒径多集中于10~20 mm之间，最大粒径可达44 mm左右。粗颗粒的砾石碎屑的产生往往与山体及山体的隆升有关[51~54]，哈尔滨以西地处松嫩平原，地势平坦开阔，发源于大兴安岭的嫩江无法将砾石远距离搬运至哈尔滨地区，这一点可以从齐齐哈尔、大庆、哈尔滨以及依兰现代河床及河流阶地沉积物的岩性特征[13]得到佐证。齐齐哈尔及其以上嫩江河床及河流阶地可见砾石堆积，而大庆和哈尔滨现代河床和河流阶地沉积物是中细砂，不见砾石堆积，但依兰地区现代河床和河流阶地见砾石堆积。所以岩芯底部出现的砾石不可能来自松原方向由嫩江和松花江搬运，只能来自与哈尔滨相距较近且地势较高山体广布的佳木斯-依兰方向。另外，62.254~95.180 m段粒度从下到上由粗变细，反映的是古水流水动力条件逐渐减弱的过程。一般而言，大规模的砾石堆积往往只出现在河流的上游[42]，依兰地区不断随着构造运动断被抬升[55]，导致其地势远高于松嫩平原，纵比降加大，水动力加强。大量的砾石被水流从依兰方向搬运到了哈尔滨甚至松嫩平原方向，造成了岩芯下部出现细小砾石的现象。河流上游的下蚀作用以及平原地区的堆积作用使得依兰地区和松嫩平原的河床相对高差不断减小，纵比降减小，水动力减弱，河流趋于平稳，沉积物粒度变小。河流的这种地质过程与岩芯粒度变化相吻合，佐证了松花江西流模式。
早更新世松嫩湖盆继承了白垩纪的地貌形态[56]，为半封闭不对称盆地，四周被大、小兴安岭和长白山包围，只有南面存在一缺口。因此，在早更新世佳依分水岭被切穿以前，水流应顺着地貌梯度，从四周汇入盆地中心，呈向心状水系，依兰方向为松花江的上游。更为重要的是，通河T3河流阶地很好地记录了松花江水系的演化。通河松花江T3阶地为堆积阶地(图 6a)，二元结构明显，上部为棕红色河漫滩相含砾粉砂质泥，厚度约2.6 m，下部为灰白色河床相砂砾石层，厚度约5.6 m。砾石磨圆度较好(图 6c)，定向排列良好，最大粒径可达到260 mm(图 6e)。砾石表现出弱-中等风化程度(图 6d)，以石英质和花岗质砾石为主，另外还有些变质岩(片麻岩和片岩)和沉积岩(灰岩和泥岩)砾石(图 6f)。这套粗砾石堆积只能是佳依分水岭被切穿之前河流上游的产物。原因如下：其一，从松嫩平原河流阶地的分布规律来看，这些砾石位于松花江的T3阶地上，只有受新构造抬升影响的河流上游的山区由于河流的持续下切侵蚀，才会形成三级阶地，而在地势平坦的哈尔滨地区由于松嫩平原的持续下降至多能形成河流的二级阶地[42]；其次，砾石的堆积是由于造山运动的山体隆升，河流持续下蚀将砾石向下游输送堆积而形成。如果这套砾石来源于哈尔滨方向，则位于上游的哈尔滨地区应该存在粒径更大的砾石堆积，实际上，由于受搬运距离的影响以及松嫩平原T2河流阶地形成于新构造运动平静期的晚更新世(大约在40 ka B. P.，未出版数据)的缘故，松原至哈尔滨一带的地表不见砾石堆积，而且荒山岩芯底部仅存在细颗粒的砾石，因此，这套砾石层的出现也证明了当时松花江的水流来自依兰方向；最重要的证据来自河流砾石的定向排列，大部分砾石ab面倾向东南，在120°~150°之间(图 6b)，说明了自东向西的古水流方向。因此，通河T3堆积阶地中的砾石来自完达山和小兴安岭余脉方向，且经历了长距离的搬运。
|
图 6 通河松花江T3阶地及砾石统计图 (a)通河T3阶地；(b)古流向玫瑰图；(c)砾石磨圆度统计图(%)；(d)砾石风化程度统计图(%)；(e)砾石a轴长度频率分布直方图；(f)砾石岩性统计图(%) Fig. 6 Gravel layer of T3 Songhua River terrace in Tonghe River. (a)T3 terrace in the Tonghe River; (b)Rose diagram of ancient flow direction; (c)Statistical diagram of gravel roundness; (d)Statistical diagram of gravel weathering degree; (e)Histogram of a-axis length frequency distribution of gravel; (f)Statistical diagram of gravel lithology |
综上所述，我们认为松花江水系演化模式如下(图 7)：早更新世早-中期，松花江中上游和下游并未贯通，以佳依分水岭为界，松花江中上游(肇源-依兰)水流来自依兰方向，自东向西流汇入松嫩古大湖，松花江下游(佳木斯-同江河段)向东流向三江平原。早更新世晚期，佳依分水岭不断抬升，松嫩平原和三江平原不断下降，河流纵比降不断增加，导致佳依分水岭两侧河流溯源侵蚀加剧，与此同时0.9 Ma中更新世转型时期，全球冰量增加，冬季风加强，海平面下降，加速了河流的溯源侵蚀[57~59]。在0.94 Ma，佳依分水岭被切穿，松花江中上游被下游袭夺，水流发生反转，自西向东流经佳依峡谷进入三江平原，松花江中上游与下游河段得以贯通。同时松辽分水岭隆起，迫使松花江吉林段迁移改道汇入松花江，现代松花江水系逐渐建立。
|
图 7 松花江水系演化示意图 1.嫩江；2.松花江中上游；3.松花江下游；4.牡丹江；5.西辽河；6.东辽河；7.辽河；8.松花江吉林段；9.拉林河 Fig. 7 Evolution pattern of the Songhua River System. 1. Nenjiang River; 2. Middle and upper reaches of Songhua River; 3. Lower reaches of Songhua River; 4. Mudan River; 5. West Liaohe River; 6. East LIaohe River; 7. Liaohe River; 8. Jilin section of Songhua River; 9:Lalin River |
(1) 荒山岩芯鉴定出的重矿物共有29种，分别为锆石、磷灰石、金红石、锐钛矿、白钛石、榍石、独居石、透闪石、角闪石、电气石、石榴石、绿帘石、辉石、钛铁矿、赤褐铁矿、磁钛铁矿、磁褐铁矿、磁铁矿、磁赤褐铁矿、海绿石、铌钽铁矿、蓝晶石、黄铜矿、黄铁矿、碳硅石、尖晶石、铬尖晶石、方铅矿、直闪石。
(2) 水流对重矿物具有一定的分选作用，73~125 μm粒级中重矿物以角闪石、绿帘石、钛铁矿为主，占重矿物总量的69.52 %，125~250 μm粒级中重矿物主要以角闪石、绿帘石、榍石为主，占重矿物总量的78.43 %，重矿物在两个粒级中的分布有明显差异。
(3) 荒山岩芯62.3 m(0.94 Ma)上下两段沉积物的磁化率存在明显差异。62.3 m以上地层的磁化率均值为20.70×10-8 m3/kg，62.3 m以下地层的磁化率均值为3.47×10-8 m3/kg。
(4) 62.3 m上、下地层重矿物特征也存在明显差异。62.3 m以上地层的重矿物特征与松原方向的现代河流的重矿物特征相似；62.3 m以下地层的重矿物特征和依兰方向的河流重矿物特征相近。磁化率及重矿物差异所反映的沉积物源变化指示了第四纪松花江中上游水系的变化。
(5) 早更新世早期，以佳依分水岭为界，松花江肇源-依兰河段的水流从依兰自东向西流经松嫩平原注入松嫩古湖，而佳木斯-同江段的水流从佳木斯向东流经三江平原；在0.94 Ma，由于佳依分水岭两侧河流的向源侵蚀，佳依分水岭被切穿，松花江肇源-依兰河段被佳木斯-同江河段袭夺，水流发生反转，水流方向与现今一致。
致谢: 非常感谢审稿专家和编辑部杨美芳老师的建设性修改意见，使论文得以完善。河北廊坊诚信地质公司的张佩萱、李鹏、王晓飞、周佳、张云丹、李必成和刘铮等做了大量的样品测试工作，张月馨、张曼和刘璐参与了样品的分粒级处理，在此一并表示衷心的感谢!
| [1] |
李四光. 峡东地质及长江之历史[J]. 中国地质学会志, 1924, 3(3/4): 351-391. Li Siguang. The geology of the east Three Gorges and the history of the Yangtze River[J]. Bulletin of the Geological Society of China, 1924, 3(3/4): 351-391. |
| [2] |
范代读, 李从先. 长江贯通时限研究进展[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2007, 27(2): 121-131. Fan Daidu, Li Congxian. Reviews on researches of timing of the Yangtze draining the Tibetan Plateau to the East China Sea[J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2007, 27(2): 121-131. |
| [3] |
李长安, 张玉芬. 中国主要水系贯通和洪灾形成的地学因素分析[J]. 大自然探索, 1997, 16(1): 61-65. Li Chang'an, Zhang Yufen. Geological factors analysis on the through cutting of main drainages and the formation of flood damage in China[J]. Exploration of Nature, 1997, 16(1): 61-65. |
| [4] |
杨达源. 长江三峡的起源与演变[J]. 南京大学学报(自然科学版), 1988, 24(3): 466-473. Yang Dayuan. The origin and evolution of the Three Gorges of the ChangJiang Yangtze River[J]. Journal of Nanjing University(Natural Science Edition), 1988, 24(3): 466-473. |
| [5] |
Li C Y. The development of the upper Yangtze River Valley[J]. Bulletin of the Geological Society of China, 1934, 3: 107-117. DOI:10.1111/j.1755-6724.1934.mp13001006.x |
| [6] |
任美锷. 长江三峡概况[J]. 地理知识, 1957, 8(3): 110-114. Ren Mei'e. Survey of Yangtze Gorges[J]. Geographical Knowledge, 1957, 8(3): 110-114. |
| [7] |
沈玉昌. 长江上游河谷地貌[M]. 北京: 科学出版社, 1965: 85-144. Shen Yuchang. The Valley Landform of the Upper Yangtze[M]. Beijing: Science Press, 1965: 85-144. |
| [8] |
向芳, 王成善, 李国忠, 等. 宜昌地区第四纪沉积物重矿物特征及其与三峡贯通的关系[J]. 成都理工大学学报(自然科学版), 2006, 33(2): 117-121. Xiang Fang, Wang Chengshan, Li Guozhong, et al. Character of heavy minerals in Quaternary sediments in Yichang area and its relationship with cut-through of the Yangtze Three Gorges, China[J]. Journal of Chengdu University of Technology(Science & Technology Edition), 2006, 33(2): 117-121. DOI:10.3969/j.issn.1671-9727.2006.02.002 |
| [9] |
刘一鸣, 向芳, 陈灼华, 等. 重庆-宜昌地区第四纪沉积物中重矿物特征及其对三峡演化的指示[J]. 成都理工大学学报(自然科学版), 2018, 45(2): 189-198. Liu Yiming, Xiang Fang, Chen Zhuohua, et al. Characters of heavy minerals in Quaternary sediments form Chongqing to Yichang and its implication to the evolution of the three Gorges of Yangtze River, China[J]. Journal of Chengdu University of Technology(Science & Technology Edition), 2018, 45(2): 189-198. DOI:10.3969/j.issn.1671-9727.2018.02.06 |
| [10] |
任美锷, 包浩生, 韩同春, 等. 云南西北部金沙江河谷地貌与河流袭夺问题[J]. 地理学报, 1959, 25(2): 135-155. Ren Mei'e, Bao Haosheng, Han Tongchun, et al. Geomorphology of the Jinsha River valley and its river capture in northwestern Yunnan[J]. Acta Geographica Sinica, 1959, 25(2): 135-155. |
| [11] |
张保升. 黄河河道地形的发育[J]. 科学通报, 1957, 2(8): 231-237. Zhang Baosheng. The development of the Yellow River channel topography[J]. Chinese Science Bulletin, 1957, 2(8): 231-237. |
| [12] |
杨秉赓, 孙肇春, 吕金福, 等. 松辽水系的变迁[J]. 地理研究, 1983, 2(1): 48-56. Yang Binggeng, Sun Zhaochun, Lü Jinfu, et al. The change of Songhua-Liao River system[J]. Geographical Research, 1983, 2(1): 48-56. |
| [13] |
初本君, 高振操, 杨世生, 等. 黑龙江省第四纪地质与环境[M]. 北京: 海洋出版社, 1988: 1-146. Chu Benjun, Gao Zhencao, Yang Shisheng, et al. Quaternary Geology and Environment of Heilongjiang Province[M]. Beijing: China Ocean Press, 1988: 1-146. |
| [14] |
裘善文, 孙广友, 李卫东, 等. 三江平原松花江古水文网遗迹的发现[J]. 地理学报, 1979, 34(3): 265-274. Qiu Shanwen, Sun Guangyou, Li Weidong, et al. The discovery of the fossil hydrographic net of Songhua Jiang in the Three-River Plain[J]. Acta Geographica Sinica, 1979, 34(3): 265-274. DOI:10.3321/j.issn:0375-5444.1979.03.007 |
| [15] |
裘善文, 夏玉梅, 李凤华, 等. 松辽平原第四纪中期古地理研究[J]. 科学通报, 1984, 29(3): 172-174. Qiu Shanwen, Xia Yumei, Li Fenghua, et al. Palaeogeography of the Songliao Plain in the Middle Quaternary period[J]. Chinese Science Bulletin, 1984, 29(3): 172-174. |
| [16] |
裘善文, 王锡魁, 张淑芹, 等. 松辽平原古大湖演变及其平原的形成[J]. 第四纪研究, 2012, 32(5): 1011-1021. Qiu Shanwen, Wang Xikui, Zhang Shuqin, et al. The evolution of the large paleolake in Songliao Plain and its formation[J]. Quaternary Sciences, 2012, 32(5): 1011-1021. DOI:10.3969/j.issn.1001-7410.2012.05.17 |
| [17] |
裘善文, 王锡魁, Makhinov A N, 等. 中国东北平原及毗邻地区古水文网变迁研究综述[J]. 地理学报, 2014, 69(11): 1604-1614. Qiu Shanwen, Wang Xikui, Makhinov A N, et al. Summary of the paleodrainage pattern changes in the Northeast China Plain and its neighboring areas[J]. Acta Geographica Sinica, 2014, 69(11): 1604-1614. DOI:10.11821/dlxb201411002 |
| [18] |
岳艳. 浅谈重矿物物源分析方法[J]. 科技情报开发与经济, 2010, 20(12): 138-146. Yue Yan. Introduction of the provenance analysis of the heavy mineral[J]. Sci-tech Information Development & Economy, 2010, 20(12): 138-146. DOI:10.3969/j.issn.1005-6033.2010.12.061 |
| [19] |
操应长, 宋玲, 王健, 等. 重矿物资料在沉积物物源分析中的应用:以涠西南凹陷古近系流三段下亚段为例[J]. 沉积学报, 2011, 29(5): 835-841. Cao Yingchang, Song Ling, Wang Jian, et al. Application of heavy mineral data in sediment source:A case study in the Paleogene lower submember of the third member of the Liushagang Formation Weinan depression[J]. Acta Sedimentologica Sinica, 2011, 29(5): 835-841. |
| [20] |
田豹, 李维锋, 祁腾飞, 等. 重矿物物源分析研究进展[J]. 中国锰业, 2017, 35(1): 107-109. Tian bao, Li Weifeng, Qi Tengfei, et al. A research progress in provenance analysis of the heavy minerals[J]. China's Manganese Industry, 2017, 35(1): 107-109. |
| [21] |
康春国, 李长安, 邵磊. 江汉平原主要河流沉积物重矿物特征与物源区岩性的响应[J]. 第四纪研究, 2009, 29(2): 334-342. Kang Chunguo, Li Chang'an, Shao Lei. Heavy mineral characteristics of river sediments in Jianghan Plain and its response to provenance rock types[J]. Quaternary Sciences, 2009, 29(2): 334-342. |
| [22] |
杨建, 李长安, 康春国, 等. 江汉平原沉积物中普通辉石的特征及物源示踪意义[J]. 第四纪研究, 2009, 29(5): 1000-1007. Yang Jian, Li Chang'an, Kang Chunguo, et al. Augite in Jianghan Plain sediments and its implication to source tracing[J]. Quaternary Sciences, 2009, 29(5): 1000-1007. DOI:10.3969/j.issn.1001-7410.2009.05.18 |
| [23] |
张序强. 哈尔滨荒山地区100万年来地理环境分析[J]. 哈尔滨师范大学自然科学学报, 1995, 11(3): 96-97. Zhang Xuqiang. The differentite on palaeoenvironment of Huang shan area since 100 million years[J]. Natural Science Journal of Harbin Normal University, 1995, 11(3): 96-97. |
| [24] |
叶启晓, 吴金城, 魏正一. 哈尔滨荒山近期的上升运动[J]. 地理科学, 1984, 4(4): 97-102. Ye Qixiao, Wu Jincheng, Wei Zhengyi. The tectonic uplift occurred in Huang Shan in the last thousands of years[J]. Scientia Geographica Sinica, 1984, 4(4): 97-102. |
| [25] |
裴文中. 研究工作成果在中国境内"冰滑作用"的初次发现[J]. 科学通报, 1956, 1(11): 51-53. Pei Wenzhong. The first discovery of "ice sliding" in China[J]. Chinese Science Bulletin, 1956, 1(11): 51-53. |
| [26] |
Pan B T, Chen D B, Hu X F, et al. Drainage evolution of the Heihe River in western Hexi Corridor, China, derived from sedimentary and magnetostratigraphic results[J]. Quaternary Science Reviews, 2016, 150: 250-263. DOI:10.1016/j.quascirev.2016.08.036 |
| [27] |
Reading H G. Sedimentary Environments:Processes, Facies and Stratigraphy[M]. Oxford: Blackwell Science, 1996: 1-231.
|
| [28] |
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(B4): 6093-6095. DOI:10.1029/94jb03098 |
| [29] |
Gradstein F G, Ogg J, Smith A. A Geologic Time Scale 2004[M]. Cambridge: Cambridge University Press, 2004: 1-589.
|
| [30] |
Laj C, Channell J E T. Geomagnetic excursions[M]//Kono M ed Treatise on Geophysics, Geomagnetism, vol. 5. Amsterdam: Elsevier, 2007: 373-416.
|
| [31] |
康春国, 李长安, 王节涛, 等. 江汉平原沉积物重矿物特征及其对三峡贯通的指示[J]. 地球科学——中国地质大学学报, 2009, 34(3): 419-427. Kang Chunguo, Li Chang'an, Wang Jietao, et al. Heavy minerals of characteristics sediments of Jianghan Plain and its indication to the forming of the Three Gorges[J]. Earth Science-Journal of China University of Geosciences, 2009, 34(3): 419-427. |
| [32] |
和钟铧, 刘招君, 张峰. 重矿物在盆地分析中的应用研究进展[J]. 地质科技情报, 2001, 20(4): 29-32. He Zhonghua, Liu Zhaojun, Zhang Feng. Latest progress of heavy mineral research in the basin analysis[J]. Geological Science and Technology Information, 2001, 20(4): 29-32. DOI:10.3969/j.issn.1000-7849.2001.04.006 |
| [33] |
王中波, 杨守业, 李萍, 等. 长江水系沉积物碎屑矿物组成及其示踪意义[J]. 沉积学报, 2006, 24(4): 570-578. Wang Zhongbo, Yang Shouye, Li Ping, et al. Detrial mineral compositions of the Changjiang River sediments and their tracing implications[J]. Acta Sedimentologica Sinica, 2006, 24(4): 570-578. DOI:10.3969/j.issn.1000-0550.2006.04.015 |
| [34] |
Morton A C, Hallsworth C. Identifying provenance-specific features of detrital heavy mineral assemblages in sandstones[J]. Sedimentary Geology, 1994, 90(3-4): 241-256. DOI:10.1016/0037-0738(94)90041-8 |
| [35] |
张建, 胡小飞, 耿豪鹏, 等. 钻孔及现代河流重矿物特征揭示的更新世以来酒东盆地水系演化历史[J]. 地理科学, 2016, 36(10): 1595-1604. Zhang Jian, Hu Xiaofei, Geng Haopeng, et al. Drainage evolution history in Jiudong Basin since the Pleistocene inferred from heavy mineral characteristics in cores and modern fluvial deposits[J]. Scientia Geographica Sinica, 2016, 36(10): 1595-1604. |
| [36] |
Hatfield R G, Maher B A. Fingerprinting upland sediment sources:Particle size-specific magnetic linkages between soils, lake and suspended sediments[J]. Earth Surface Process and Landforms, 2009, 34(10): 1359-1373. DOI:10.1002/esp.1824 |
| [37] |
Fan Y X, Mou X S, Wang Y D, et al. Quaternary paleoenvironmental evolution of the Tengger Desert and its implications for the provenance of the loess of the Chinese Loess Plateau[J]. Quaternary Science Reviews, 2018, 197: 21-34. DOI:10.1016/j.quascirev.2018.08.002 |
| [38] |
Liu X B, Chen J, Maher B A, et al. Connection of the proto-Yangtze River to the East China Sea traced by sediment magnetic properties[J]. Geomorphology, 2018, 303: 162-171. DOI:10.1016/j.geomorph.2017.11.023 |
| [39] |
张玉芬, 李长安, 王秋良, 等. 江汉平原沉积物磁学特征及对长江三峡贯通的指示[J]. 科学通报, 2008, 53(5): 577-582. Zhang Yufen, Li Chang'an, Wang Qiuliang, et al. Sedimentary magnetic characteristics of the Jianghan Plain and its indication for the connection of the Three Gorges of the Yangtze River[J]. Chinese Science Bulletin, 2008, 53(5): 577-582. DOI:10.3321/j.issn:0023-074X.2008.05.013 |
| [40] |
Yang C Q, Shen C B, Zattin M, et al. Provenances of Cenozoic sediments in the Jianghan Basin and implications for the formation of the Three Gorges[J]. International Geology Review, 2019, 61(16): 1980-1999. DOI:10.1080/00206814.2019.1576066 |
| [41] |
斯米尔诺夫A M. 东北平原地形与水文网的发育[J]. 中国第四纪研究, 1958(2): 159-162. Smirnov A M. The development of the landforms and drainage patterns in the North East China Plain[J]. Quaternaria Sinica, 1958(2): 159-162. |
| [42] |
孙肇春, 钟金岳, 胡俭彬, 等. 东北河流阶地与河流劫夺[J]. 吉林师大学报, 1964(2): 135-152. Sun Zhaochun, Zhong Jinyue, Hu Jianbin, et al. River terraces and river robberies in Northeast China[J]. Journal of Jilin Normal University, 1964(2): 135-152. DOI:10.16163/j.cnki.22-1123/n.1964.02.017 |
| [43] |
孙广友.松辽平原中部第四纪地壳运动与平原发育——兼论松辽分水岭的形成[M]//裘善文主编.中国东北平原第四纪自然环境形成与演化.哈尔滨: 哈尔滨地图出版社, 1990: 44-50. Sun Guangyou. The Quaternary crustal movement and the plain development in the central Songliao Plain, the formation of Songliao divide[M]//Qiu Shanwen ed. The Formation and Evolution of Quaternary Natural Environment in North East China Plain. Harbin: Harbin Map Press, 1990: 44-50. |
| [44] |
张庆云.松辽分水岭的形成及其演化[M]//裘善文主编.中国东北平原第四纪自然环境形成与演化.哈尔滨: 哈尔滨地图出版社, 1990: 30-33. Zhang Qingyun. The formation of Songliao divide[M]//Qiu Shanwen ed. The Formation and Evolution of Quaternary Natural Environment in North East China Plain. Harbin: Harbin Map Press, 1990: 30-33. |
| [45] |
刘祥, 孙文丽. 西辽河水系变迁[J]. 内蒙古水利, 2001, 86(4): 69-71. Liu Xiang, Sun Wenli. Changes of Xiliao River system[J]. Inner Mongolia Water Conservancy, 2001, 86(4): 69-71. |
| [46] |
赵福岳. 松辽平原第四纪地质历史演化规律研究[J]. 国土资源遥感, 2010, 86(S1): 152-158. Zhao Fuyue. A study of the regularity of Quaternary geological historical evolution in Songliao Plain based on geological remote sening survey[J]. Remote Sensng for Land & Resources, 2010, 86(S1): 152-158. DOI:10.6046/gtzyyg.2010.s1.32 |
| [47] |
王鸿帧. 中国古地理图集[M]. 北京: 地图出版社, 1985: 1-143. Wang Hongzhen. Altas of the Palaeogeography of China[M]. Beijing: Cartographic Publishing House, 1985: 1-143. |
| [48] |
焦北辰, 刘明光. 中国自然地理图集[M]. 北京: 地图出版社, 1984: 1-200. Jiao Beichen, Liu Mingguang. Atlas of Chinese Physical Geography[M]. Beijing: Map Publishing House, 1984: 1-200. |
| [49] |
刘祥, 候兰英. 长岭隆起与松辽水系变迁[J]. 内蒙古农牧学院学报, 1993, 14(4): 55-60. Liu Xiang, Hou Lanying. Changling rise and the Song Huajiang-Liaohe drainage system change[J]. Journal of Inner Mongolia Institute of Agriculture & Animal Husbandry, 1993, 14(4): 55-60. |
| [50] |
王庆. 现代松辽分水岭的地貌结构及第四纪以来松辽分水岭的演化[J]. 烟台师范学院学报(自然科学版), 1994, 10(2): 134-139. Wang Qing. Geomorphic structure of Songliao divide and evolution of the divide in Quaternary period[J]. Yantai Teachers University Journal(Natural Science), 1994, 10(2): 134-139. |
| [51] |
傅开道, 方小敏, 高军平, 等. 青藏高原北部砾石粒径变化对气候和构造演化的响应[J]. 中国科学(D辑), 2006, 36(8): 733-742. Fu Kaidao, Fang Xiaomin, Gao Junping, et al. Response of gravel size change to climate and tectonic evolution in the northern Qinghai-Tibet Plateau[J]. Science in China(Series D), 2006, 36(8): 733-742. |
| [52] |
Guo B H, Liu S P, Peng T J, et al. Late Pliocene establishment of exorheic drainage in the northeastern Tibetan Plateau as evidenced by the Wuquan Formation in the Lanzhou Basin[J]. Geomorphology, 2018, 303: 271-283. DOI:10.1016/j.geomorph.2017.12.009 |
| [53] |
姜大伟, 李明, 赵俊香, 等. 利用粒度分析青衣江河流地貌面的新老关系[J]. 第四纪研究, 2019, 39(2): 350-365. Jiang Dawei, Li Ming, Zhao Junxiang, et al. Distinguishing the Qingyijiang River's morphologic surfaces by grading analysis method[J]. Quaternary Sciences, 2019, 39(2): 350-365. |
| [54] |
陈殿宝, 陈进军, 胡小飞, 等. 祁连山北麓梨园河沉积物粒径的变化特征与分析[J]. 第四纪研究, 2018, 38(6): 1336-1347. Chen Dianbao, Chen Jinjun, Hu Xiaofei, et al. Characteristics and analysis on the sediment grain size along the Liyuan River on the north piedmont of the Qilian Shan[J]. Quaternary Sciences, 2018, 38(6): 1336-1347. |
| [55] |
孙肇春. 东北地区新构造运动及其在自然地理中的作用[J]. 地理学报, 1959, 25(6): 447-459. Sun Zhaochun. Neotectonic movement in northeast China and its implication for physical geography[J]. Acta Geographica Sinica, 1959, 25(6): 447-459. |
| [56] |
Feng Z Q, Jia C Z, Xie X N, et al. Tectonostratigraphic units and stratigraphic sequences of the nonmarine Songliao Basin, Northeast China[J]. Basin Research, 2010, 22(1): 79-95. DOI:10.1111/j.1365-2117.2009.00445.x |
| [57] |
Flavia S, Daniel D, David M A, et al. The effects of the "0.9 Ma event" on the Mediterranean ecosystems during the Early-Middle Pleistocene transition as revealed by dental wear patterns of fossil ungulates[J]. Quaternary Science Reviews, 2019, 210: 80-89. DOI:10.1016/j.quascirev.2019.020.027 |
| [58] |
王婷, 孙有斌, 刘星星. 中更新世气候转型:特征-机制和展望[J]. 科学通报, 2017, 33(62): 71-82. Wang Ting, Sun Youbin, Liu Xingxing. Mid-Pleistocene climate transition:Characteristic, mechanism and perspective[J]. Chinese Science Bulletin, 2017, 33(62): 3861-3872. |
| [59] |
王海粟, 党皓文, 翦知湣. 中更新世转型时期南海北部上层水体结构演化特征——ODP1146站浮游有孔虫稳定同位素记录[J]. 第四纪研究, 2019, 39(2): 316-327. Wang Haisu, Dang Haowen, Jian Zhimin. Structural evolution characteristics of the upper water body in the northern South China Sea during the Middle Pleistocene Transition Period:Stable isotope records of planktonic foraminifera at ODP116 Station[J]. Quaternary Sciences, 2019, 39(2): 316-327. |
2 Heilongjiang Province Key Laboratory of Geographical Environment Monitoring and Spatial Information Service in Cold Regions, Harbin Normal University, Harbin 150025, Heilongjiang;
3 Geography Department, Harbin Institute, Harbin 150086, Heilongjiang)
Abstract
The study on the evolution of Songhua River system is of great significance for understanding the evolution of structure-climate-landform in this area, but its research is relatively weak, especially for the reversal of the flow direction in the middle and upper reaches of the Songhua River in Quaternary, there has been controversy and no conclusive evidence. Fluvial sediment is the product of fluvial geological process and an important geological archive to study the evolution of river system. Thus, paleomagnetism, magnetic susceptibility and heavy mineral analysis were carried out on the core (depth in 101.11 m, bottom age in 1.68~1.70 Ma) sediments of Harbin Huangshan (45°47'32.73"N, 126°47'43.75"E). The results reveal the following:the magnetic susceptibility and heavy mineral characteristics of the upper and lower strata at 62.3 m depth of the core are obviously different. The average value of the magnetic susceptibility of the formation above 62.3 m is 20.70×10-8 m3/kg, and that of the formation below 62.3 m is 3.47×10-8 m3/kg. Apatite, epidote, hematite, ferromagnetic minerals, zircon, sphene, pyroxene, garnet and tourmaline are different in the upper and lower strata of 62.3 m core. The stable heavy minerals in the formation above 62.3 m of core are mainly ilmenite+hematite+sphene (73~125 μm) and sphene+hematite+leucotite (125~250 μm), while those below 62.3 m of core are mainly sphene+ilmenite+zircon (73~125 μm) and sphene+ilmenite+hematite (125~250 μm). The ZTR index of the stratum above 62.3 m is smaller, ranging from 0.44% to 1.82% (average value 1.13%), while the ZTR index of the stratum below 62.3 m is significantly larger, ranging from 0.93% to 30.88% (average value 4.16%). The heavy mineral characteristics of the strata below 62.3 m are similar to those of rivers in Yilan direction, while those of the strata above 62.3 m are similar to those of modern rivers in Songyuan direction. The change of sediment provenance reflected by magnetic susceptibility and heavy mineral assemblages indicates the reverse change of water system in the middle and upper reaches of Songhua River. Before 0.94 Ma B.P., the water flow in the middle and upper reaches of Songhua River came from Yilan direction and flowed into Songnen Lake Basin from east to west, and after 0.94 Ma B.P., the water flow in Songhua River reversed and flowed from west to east into Sanjiang Plain through Jiayi gorge. In the late Early Pleistocene, the Jiayi watershed continued to rise, and the Sanjiang Plain and Songnen Plain continued to decline, which led to the intensified headwater erosion of the rivers on both sides of the watershed. At 0.94 Ma, the Jiayi watershed was cut through, the rivers began to reverse, and the modern Songhua River system was gradually established.