論晚期共和古湖時代、演化過程及其與地殼運動和黃河發(fā)育的關系

趙希濤, 楊 艷, 賈麗云, 胡道功, 李維東, 張耀玲, 林 旭

1)中國科學院地質與地球物理研究所, 北京 100029; 2)中國地質科學院, 北京 100037;3)新構造運動與地質災害重點實驗室, 中國地質科學院地質力學研究所, 北京 100081;4)中國地質科學院全球礦產資源戰(zhàn)略研究中心, 北京 100037;5)三峽大學土木與建筑學院, 湖北宜昌 443002

共和盆地是青海省東部的一個中型斷陷盆地,夾于北面的青海南山和南面的鄂拉山之間。盆地呈北西西—南東東向延伸, 長約350 km, 西窄東寬,最寬處約 90 km, 略呈葫蘆狀, 總面積約為13 800 km2(圖1)。該盆地是青藏高原東北緣一系列的重要盆地——柴達木盆地、青海湖盆地、興海盆地、貴德盆地、循化盆地、西寧—民和盆地、臨夏盆地之一。

黃河自南部的尕瑪羊曲村附近出河卡南山及其下游規(guī)模很小的野狐峽、拉干峽進入共和盆地,兩岸的高臺地面, 約為海拔3 200 m, 黃河深切達600～700 m。在共和縣東南, 黃河折而東彎, 穿過龍羊峽, 進入貴德盆地。因龍羊峽西端水庫大壩的修建, 在共和縣東南部形成了巨大的龍羊峽水庫,匯水區(qū)遠抵尕瑪羊曲村附近。

2014 年9 月, 作者在考察青海湖之余, 順道考察了共和盆地西北部的茶卡鹽湖北岸小水橋地區(qū)和黃河流經的共和盆地東北部與貴德盆地北部。在從共和縣城到貴德縣城的途中路過夾于青海南山與瓦里關山之間的多隆溝時, 在這條注入黃河的小溝上游的西南側人工開挖的砂石場剖面中, 發(fā)現了厚層、層理清晰且成分復雜, 分選與磨圓良好的礫石層與砂層, 與溝對岸來自青海南山各沖溝的大小混雜、成分單調、分選與磨圓均很差的礫石層, 形成了鮮明的對照, 顯然是一種大河的河流相沉積。該砂礫層底部的海拔高度約為 2 935 m, 頂部已逾3 150 m, 高出附近龍羊峽谷中的黃河河床(2 385～2 390 m)760 m 以上。此后, 作者在2014 年10 月至2020 年9 月間, 曾8 度沿黃河谷地考察了興海盆地以下的黃河源頭段和整個黃河上、中游。其中, 重點考察了內蒙河套段(趙希濤, 2016; 趙希濤等,2018)和青海貴德—共和—興海段(2015 年9 月、2016 年8 月、2019 年12 月和2020 年8—9 月)。在該共和貴德段黃河河谷中, 不僅考察了第四紀不同時期高出黃河可達600 m 以上的20 多級階地(Jia et al., 2017), 也發(fā)現了新近紀不同時期的古黃河礫石層, 包括上新世中晚期連接共和古湖與貴德古湖現已被遺棄的黃河古河道——古多隆河(趙希濤等,2020), 還對晚期共和古湖演化與消亡的過程、特征和時代, 以及龍羊峽形成、黃河發(fā)育及其與恰不恰(共和)運動的關系等問題產生了許多新看法。這些正是本文所要討論的主要內容。

1 共和古湖研究簡史與恰不恰(共和)運動的提出

早在1936 年, 孫健初就將共和盆地內的晚第三紀和第四紀早、中期的紅色地層命名為共和統(tǒng)(王吉玉和張興魯, 1979)。1959 年, 青海省水文隊范錫朋和朱振才在水文地質普查時, 在共和群地層中,發(fā)現了一批脊椎動物化石。周本熊和劉后一(1959)鑒定了這批化石, 為中國鬣狗(Hyaenacf.sinensisOwen)、三門馬(Equus sanmeniensisTeilh. et Piv.)、犀?？?Rhinocerotidae indet)和象科(Elephantidae indet)。因三門馬和中國鬣狗為華北地區(qū)更新世初期和中期的典型屬種, 故推斷化石產地的層位應該是下、中更新統(tǒng)。該文所報道的化石地點, 為恰不恰鎮(zhèn)南 3.5 km 的恰不恰河岸階地, 階地頂面海拔2 850 m, 化石采集于深約25 m 的砂礫層中。

陳承惠和吳子榮(1964)將共和盆地中均由上部粗粒堆積和中下部細粒堆積所組成的平坦草原, 包括頭、二、三塔拉, 定為由湖積沉積物所組成的三級湖岸階地, 參考上述化石, 認為在更新世早、中期, 共和盆地曾經是一個大湖, 有過三次水量加大、湖面擴張的時期。

王吉玉和張興魯(1979)將出露于曲溝及茶卡北山等地的上第三系(中新、上新統(tǒng))稱為“曲溝組”, 為一套下部為紫紅色、上部為淺綠色及淺棕黃色的地層, 以泥巖為主夾粉砂巖, 含介形、腹足、輪藻、瓣鰓類等化石, 厚約800 m。他們描述了共和縣城附近的塔買—阿乙亥剖面的巖性及其所含的脊椎動物及介形類等化石, 將其作為早、中更新世河湖相地層(共和組)在盆地中心的代表, 厚249 m, 下伏曲溝組, 上覆上更新統(tǒng)沖積砂礫層(相當一塔拉)。他們還在大(達)連海剖面相當于共和組上部中, 發(fā)現了三門馬、 布氏鹿(Ectenoceros boulei) 和犀牛(Renocerossp.)化石, 認為二塔拉和一塔拉是晚更新世黃河的高階地, 全新世在黃河兩岸及恰卜恰河還發(fā)育有4 級低階地。

徐叔鷹等(1984)認為, 共和盆地主要斷陷發(fā)生于早第三紀之末, 在基底之上形成了一套湖相細碎屑巖, 時代為晚第三紀, 與西寧、貴德等盆地的貴德群相當, 稱曲溝組, 應屬淡水湖相沉積。他們推測, “古共和湖”與貴德、西寧—民和、青海湖及興海等古湖盆地相連, 青海南山和拉脊山只是伸入湖中的半島。曲溝組之上堆積的一套巨厚的早第四紀湖相沉積被稱為共和組, 據其中的脊椎動物化石和古地磁測定, 其時代被定為早—中更新世(徐叔鷹, 1987)。共和組地層的巖性巖相變化較大, 在盆地邊緣(特別南緣)為粗碎屑巖沉積, 如羊曲(即尕瑪羊曲)黃河兩岸的河卡灘和巴洛灘, 為厚達300 余m的礫巖。其礫石成分復雜, 但分選與磨圓較好, 系經過長距離運移的河流堆積。盆地北緣共和組為礫巖、砂礫巖和粗砂巖組成, 但礫石成分單調, 且分選與磨圓差。從盆地邊緣向盆地中心, 巖性逐漸變細, 厚度逐漸增大, 主要由細砂巖、粉砂巖、泥巖和砂質泥巖構成, 其中常夾多層細礫巖、礫狀砂巖和中粒粗砂巖。他們由此推論, 共和組在盆地南緣為古黃河河床相堆積, 北緣為山麓相堆積, 廣大盆地內部則為曲流充分發(fā)育的河流泛濫平原相和淺湖相交替堆積。據此, 共和盆地晚新生代構造運動可分為兩個階段: 自中新世至中更新世早期, 為以沉降為主的構造運動時期, 在盆地中形成曲溝組和共和組; 自中更新世晚期以來, 進入以強烈上升為主的構造運動時期, 共和組和其后的沉積物之間形成普遍的區(qū)域性不整合。上述兩大階段之間的構造運動, 他們稱之為“恰卜恰(共和)運動”。它是共和盆地地貌發(fā)育中關鍵性的一次構造變動, 不僅使盆地周圍山地進一步循斷裂上升, 并派生出沿共和組地層的褶皺和錯斷, 更對中更新世之后的盆地地貌發(fā)育起了重大的控制作用。他們將三塔拉作為共和高原一部分被夷平的最新地層共和組, 其形成時代約為中更新世晚期, 而一、二塔拉則是黃河的晚更新世階地。認為至中更新世末, 黃河在現今龍羊峽地區(qū)從瓦里貢山夷平面上下切, 形成高懸于峽谷之上的一個寬谷面, 相當于盆地內的共和高原面, 海拔3 000～3 100 m。而在此之前, 黃河是通過現今的尕海灘和東龍(多隆)溝流入貴德盆地的, 因為在瓦里貢山和加拉山之間的分水山口上目前還保存著時代相當于共和組的大片沖積相礫巖(可惜無詳細記錄)。他們還認為, 黃河及其支流恰卜恰河從一塔拉面上的下切, 應發(fā)生在更新世之后。全新世期間盆地的震蕩式上升是十分驚人的, 因而在龍羊峽上口恰卜恰河入黃河匯口處, 形成了多達11 級基座階地,連同晚更新世階地一、二塔拉亦計算在內, 共計有13 級之多, 高差達500 m 左右。

鄭紹華等(1985)對貴德與共和兩盆地含新生代哺乳動物化石的幾個剖面和更多地點進行了調查與發(fā)掘。其中, 共和盆地的化石地點集中在黃河及其支流恰卜恰河沿岸及大(達)連海、塘格木和英得海地區(qū)。共發(fā)現了?鼢鼠(Myospalax arvicolinus)、中華鼢鼠(M. fontanieri)、擬布氏田鼠(Microtus brandtioides)、簡田鼠(M. epiratticeps)、鼠(？Mimomyssp.) 、 河 貍(Castoridae indet.) 、 復 齒 擬 鼠 兔(Ochotonoides complicidens)、似西藏鼠兔(Ochotonacf.thibetana)、變異狼(Canis variabilis)、古菱齒象(Palaeoloxodonsp.)、三門馬、披毛犀(Coelodontaantiquitatis) 、 共 和 粗 壯 麗 牛(Leptobos crassus gonghenensissubsp. nov.) 、 伐 里 薩 尼 麗 牛(Leptobo.rnis)、麗牛、似中國羚羊(Gazellacf.sinensis)、短頭羊牛(Boopsis breviceps)、大角鹿(未定種)(Sinomegacerossp.)、直梳角鹿(cf.Euctenocerossp.)等, 其中共和縣城南的幾個層位和地點的地層屬于早更新世, 大連海等幾個地點的地層屬于中更新世。

徐叔鷹(1987)與唐領余和汪世蘭(1988)報道了達連海東岸和共和城東南克才村共和組兩個剖面的孢粉分析和磁性地層研究結果。由于共和組地層向東傾斜, 故認為前者地層為下部, 后者為上部。孢粉分析結果表明, 共和組中特別是其下部, 孢粉相當豐富, 兩剖面分別鑒定出117 和89 個屬/科, 內含不少水生植物花粉與藻類孢子。他們將兩剖面劃分為6 個孢粉組合帶, 即帶Ⅰ(達連海剖面170～125 m):Picea( 云 杉 屬)-Pinus( 松 屬)-Chenopodiaceae( 藜科)-Polypodiaceae(水龍骨科), 帶Ⅱ(125～78 m):Pinus-Picea-Ulmus(榆屬), 帶Ⅲ(78～50 m): Chenopodiaceae-Artemisia(蒿屬)-Ephedra(麻黃屬), 帶Ⅳ(50 m 以上):Picea+Pinus-Betula(樺屬)-Ulmus-Artemisia-Ephedra,帶 Ⅴ ( 克 才 剖 面 80 ～ 22 m):Pinus-Chenopodiaceae-Artemisia-Compositae(菊科), 帶Ⅵ(22 m 以上):Pinus-Picea-Betula-Ulmus-Polypodiumsp.2, 反映了自老至新為草原—森林草原—草原—森林草原—草原—森林草原—現今之草原的植被變化過程。從剖面下部孢粉含量豐富, 喜溫喜濕植物種類較多, 闊葉樹及少量第三紀孑遺分子(鐵杉屬、羅漢松屬、山核桃屬等)得到較好生長, 而上部木本植物花粉更少, 均以干旱草本為主, 反映了植被類型由暖溫帶向溫帶以及氣候數次冷熱和干濕的變化。他們還報道了磁性地層的測試結果, 共測出7 次正向和7 次反向的極性變化。他們參考共和組地層中所發(fā)現的哺乳動物化石, 將頂部一塔拉的黃河階地正極性層位, 確定為10 萬年, 以此與標準極性地層柱進行對比, 并推算出共和組地層的沉積速率(10 cm/ka), 從而將共和組底部確定為距今224 萬年, 頂部為10 萬年。施煒等(2006)也在共和縣城附近的沙有村剖面進行了磁性地層研究, 但剖面較短。

李吉均及其合作者(Li, 1991; 李吉均等, 1996,2015; 李吉均和方小敏, 1998; Li and Fang, 1999; Li et al., 2014)在討論青藏高原隆升對環(huán)境的影響時,將構造運動、氣候變化及黃河的溯源侵蝕聯系在一起, 認為蘭州及其以上地區(qū)黃河的階地提供了高原隆升的記錄。他們將青藏高原主夷平面形成的上限年齡定為3.6 Ma, 臨夏盆地新生代湖相沉積同時結束, 青藏運動開始, 分為A(3.6 Ma), B(2.6 Ma)和C(1.7 Ma)3 幕。A 幕現代亞洲季風形成, B 幕黃土開始堆積, C 幕黃河出現; 昆黃運動(1.2～0.6 Ma)使黃河干流切入青藏高原, 大面積山地進入冰凍圈, 可能導致中更新世之氣候轉型; 共和運動(10 或15 萬年前)造成黃河切穿龍羊峽, 青海湖孤立, 高原達到現代高度。在其蘭州以上黃河干流的地質年齡一圖中, 標明蘭州段黃河年齡為1 500 ka, 積石峽年齡為1 200 ka, 松巴峽為600 ka, 龍羊峽為150 ka, 更上游的軍功和Mads 分別只有(37 610±2 010) a 和(4 830±270) a。他們還特別指出, 1.2 Ma 和0.15 Ma的兩次運動, 即“黃河運動”和“共和運動”, 使黃河相繼切開了積石峽和龍羊峽, 產生了黃河最大幅度(700 m)的下切。

潘保田(1994)根據堆積于貴德盆地中厚逾千米的中中新世—上新世貴德群的湖相堆積和局部分布的早、中更新世共和組湖相堆積, 并參考了前述徐叔鷹等關于共和、貴德、青海湖和西寧—民和等盆地曾經相連的論述, 提出了“青東古湖”一詞, 還給出了貴德盆地與共和古湖相連的3 個通道: 龍羊峽、過馬營哇什灘和多隆溝?？上? 他們均未給出這些古湖連通的任何證據。潘保田認為, 是大約10 萬年前的“恰卜恰(共和)運動”或“共和運動”,才使共和盆地結束沉降歷史而轉為抬升, 也造成貴德盆地抬升, 且黃河切穿了貴德盆地東面的扎馬雜日山而使原內流的貴德水系外流。

張智勇等(2003)研究了共和盆地南緣羊曲至河卡灘等地的新生代地層與黃河階地, 認為盆地底部為晚第三紀貴德組紅層, 厚大于1 122.85 m, 由3 個巖段組成, 下部砂泥巖段厚606.26 m, 中部砂礫巖段厚408.03 m, 上部泥巖段厚108.56 m, 反映共和盆地貴德組主要由山前平原河流相紅色粗碎屑巖——辮狀河及湖相紅色含石膏細碎屑巖建造組成。中部為早更新世河湖相沉積, 又稱為共和組, 地層有 10°左右的傾斜, 與貴德組呈角度不整合接觸,剖面控制的地層厚度為273.42 m, 橫向上地層相變明顯, 從盆地邊緣向盆地中心逐漸變細。盆地邊緣主要為一套粗碎屑沉積物, 具河流沖積特征。在貴南巴曲、茫拉河一帶巖性主要為細粒砂礫石層、中粗粒砂層并夾湖相紋泥, 具湖相沉積特征。在該地層所采ESR 測年分別為1 323.9 ka(羊曲)、1 164.2 ka(茫拉)、1 055.9 ka(茫拉)、884.0 ka(唐乃亥北)、766.5 ka (唐乃亥北)。在共和盆地南部三塔拉距地表2 m 的灰-綠灰色具楔狀交錯層理含礫砂層夾黃色黏土透鏡中所測ESR 年齡為602.1 ka, 反映出共和盆地該套河湖相沉積的時代主要為早更新世。頂部為晚更新世沖洪積砂礫石層, 與下伏早更新世地層呈侵蝕接觸, 厚度大于217.83 m。距頂部150 m 處熱釋光測年為(82.5±4.1) ka。該套地層構成了共和盆地南緣的盆地面, 海拔約3 100 m, 在羊曲一帶黃河自該盆地面下切深約600 m。他們還報道羊曲附近黃河發(fā)育3 級階地及其熱釋光年齡測定結果, 從而得出黃河在0.03 Ma 才切開共和南山、黃河上游地貌演化過程是伴隨高原階段隆升而向上游階段性溯源侵蝕而發(fā)展的結論, 與李吉均等的觀點相當一致。

此外, 楊達源等(1996)、趙振明和劉百篪(2003,2005)、孫延貴等(2007), 也報道了共和地區(qū)黃河階地與黃河河谷發(fā)育的研究結果, 因非本文的主要討論內容, 茲不細述。

2 區(qū)域自然環(huán)境與地質背景

2.1 區(qū)域自然環(huán)境概況

共和盆地是青海省東部的一個中型斷陷盆地,夾于北面的祁連山系的青海南山和南面的昆侖—秦嶺山系的鄂拉山—河卡南山之間, 西起瓦洪山, 東迄西傾山。盆地呈北西西—南東東向延伸, 長約350 km, 西窄而東寬, 最寬處約90 km, 略呈葫蘆狀,總面積約為13 800 km2(圖1)。環(huán)繞共和盆地四周的山地, 大多在海拔4 000 m 以上, 而盆地底部的平均高度約為海拔3 000 m 左右, 而從盆地東南部橫穿盆地東部的黃河, 則從曾經的盆底下切了600～700 m。共和盆地北鄰青海湖盆地, 西鄰都蘭盆地,南與興海盆地和東與貴德盆地多以黃河相連。它是青藏高原東北緣一系列的重要盆地之一, 是研究青藏高原東北緣隆升和黃河源頭段河谷發(fā)育的關鍵地區(qū)之一。

按照區(qū)域地形與自然環(huán)境, 共和盆地自西北向東南, 可分為特征不盡相同的3 部分(圖1, 圖2):盆地西北部又稱茶卡盆地, 以石乃海與哇玉香卡之間的一條北東東—南西西方向低緩而平坦的橫梁,與東部狹義的共和盆地分開。該分水梁地由來自北面的大水河(烏水河)與南面的哇河在流向盆地所形成的洪積扇的中脊部位連接而成。茶卡盆地是一個小型的內流盆地, 以茶卡鹽湖著稱。茶卡鹽湖位于柴達木盆地的最東段, 是祁連山南緣新生代凹陷的山間自流小盆地, 流域面積為11 600 km2(本文注:面積可能有誤, 應不足3 000 km2)。茶卡地區(qū)年均降水量為197.6 mm, 年均蒸發(fā)量達2 074.1 mm。茶卡湖是一個鹽湖, 現有面積為100 km2左右, 水深在豐水季節(jié)為50 cm 左右, 枯水季節(jié)僅5 cm 左右。湖水的礦化度高達320 g/L, 目前處于氯化鈉析鹽階段(劉興起等, 2007)。據谷歌地球資料, 茶卡湖面的海拔高度為3 064 m。

圖1 共和盆地遙感地貌圖暨位置圖及某些地點照片Fig. 1 Location and geomorphological map of the Gonghe Basin and photos of some sites

圖2 共和盆地中軸剖面暨放大之黃河階地及其共和組與曲溝組基座剖面圖Fig. 2 The axial profile of the Gonghe Basin and the cross-section of terraces of the Yellow River after enlarging,Gonghe Formation and Qugou Formation

狹義的共和盆地又以共和縣西約15 km 的一條近南北或北東東—南西西方向斷續(xù)分布的松散沉積物長梁分成東西兩部分: 西為達連海湖洼地, 東為黃河谷地。該長梁是分布于共和縣西和西南的大片被稱為塔拉的臺地(自西南向東北按高程逐級降低分別稱為三塔拉、二塔拉和一塔拉), 由表層的河流相礫石層及其下伏共和組河湖相砂與少量黏土沉積組成, 其海拔高度多在3 200～2 900 m 之間, 普遍高出當地黃河谷底600～700 m。達連海湖在共和城西約30 km, 是該盆地中的一個間歇性小湖, 由南北兩個面積分別只有約2.5 km2和0.5 km2的同名湖泊組成, 湖面高程分別為海拔2 862.2 m 與2 858.1 m,只有洪水季節(jié)才能暫時積水。湖水和入湖的沙珠玉河河水, 或可通過湖底的松散沉積物排向黃河。達連海是共和盆地中最大的內流河——沙珠玉河的終極湖泊, 自20 世紀50 年代以來, 沙珠玉河中上游相繼有14 座水庫建成蓄水, 幾乎斷絕了下游水源補給, 北達連海于1937 年完全干涸, 湖底已為流沙掩埋; 1994 年南達連海完全干涸(程波等, 2010; 陳發(fā)虎等, 2012)。自西而東流入達連海的沙珠玉河又稱胃育渠, 其源頭段應為發(fā)源于西段青海南山主脊東北側的大水河。大水河在大水橋附近穿過青海南山西段主脊埡口進入共和盆地, 在盆地北側形成面積可達近400 km2的沖積扇。沖積扇西部的潛水流入茶卡鹽湖, 東部的潛水則流入沙珠玉河。因此,大水河在地貌學上是一條先成河, 暗示它的形成時代要比青海南山西段主脊的隆升要早些。達連海湖西偏南約20 km 處, 還有兩個以小溝相連的同名咸水小湖——更尕海, 西、東更尕海面積分別只有約2.6 km2和約3.3 km2, 湖面海拔分別為2 860.6 m 與2 857.3 m。西更尕海西部北約6 km 左右, 還有一個咸水小湖——英得海, 面積 1.6 km2, 湖面海拔2 886.5 m。

共和盆地東南部分面積最大, 約占全盆地的一半左右。在尕瑪羊曲附近, 黃河自北流轉而流向北東方向, 再在曲溝鎮(zhèn)東南, 轉而向東, 經龍羊峽流向貴德盆地, 從而將盆地劃分為東西兩部分。西北部主要由黃河間歇性地切割了曾經的古湖沉積而形成的多級階地, 而東南部則很好地保存了古湖面及其后部大面積的洪積臺地。由于古湖面相對平坦而黃河則有相對較大的縱比降, 因而從龍羊峽到尕瑪羊曲, 由古湖積物及其同期的古沖積、洪積物所組成臺地相對于黃河河面的高度即黃河的切割深度是不同的。在黃河進入共和盆地的尕瑪羊曲附近, 扇形的礫石臺地高出黃河河面只有600 m 左右, 而在龍羊峽南側, 湖積臺地與洪積臺地可高出黃河河面達700～750 m, 甚至其后緣達近1 000 m。因在龍羊峽西端修建大壩, 故在共和縣南和東南部, 形成了匯水面積巨大的龍羊峽水庫, 其匯水區(qū)遠達尕瑪羊曲村附近。

由于青海南山的阻隔, 共和盆地是現代夏季風的邊緣區(qū)。受東南季風、西南季風和西風環(huán)流三大氣候系統(tǒng)的共同影響, 氣候是以干燥寒冷為特點的高寒干旱半干旱大陸性氣候, 溫度較低, 年均溫在西部的0℃向東部的4℃過渡, 全年至少有4 個月月均溫在0℃以下, 全年日最低氣溫≤-20℃日數可達40～60 天。盆地內年降水量在西部不足200 mm, 東部約為300 mm 之間, 年平均相對濕度為40%～60%。降水集中在5—9 月, 占全年總量的80%～90%。共和盆地及其鄰近地區(qū)還是青藏高原平均風速最大、大風頻率最高的地區(qū)之一。西部茶卡大風(風速8 級或≥17.2 m/s)日數可達100 天左右, 東部共和為40～50 天。由于風力強勁, 加以有豐富的砂源, 因而盆地內有廣泛的流沙分布。沙丘主要展布在盆地的中東部, 即西起沙珠玉和達連海、英得海和更尕海等三湖濱岸地帶, 東迄貴南木格灘, 面積約860 km2(徐叔鷹等, 1982; 徐叔鷹, 1986)。

共和盆地現代植被組成屬草原類型, 以針茅、芨芨草、青海固沙草等為主, 草高僅幾十厘米?，F代土壤以栗鈣土和棕鈣土為主, 前者廣泛分布于山前平原及塔拉臺地, 后者主要分布在黃河及其支流恰不恰河及沙珠玉河谷地中(徐叔鷹等, 1982; 徐叔鷹, 1986)。

2.2 區(qū)域地質背景

徐叔鷹(徐叔鷹等, 1984; 徐叔鷹, 1986, 1987)認為, 共和盆地及其周圍山地在構造上是祁連、昆侖和秦嶺三大褶皺系之間的早期中生代地槽。海相三疊系是該區(qū)最高海相層位, 是構成環(huán)繞盆地四周山地的主要巖層, 以海相的灰?guī)r、砂巖和淺變質的板巖、片巖為主。在地槽強烈回返階段, 組成廣泛的印支期花崗巖和花崗閃長巖等侵入體。據1:1 000 000青海省地質圖及地質說明書(張雪亭等, 2007)資料,盆地北側的青海南山主脈, 主要由三疊紀早中期的隆務河組(T1-2l)碎屑巖夾灰?guī)r與局部火山巖, 石炭—二疊紀吐爾根大坂組(CP2t)碎屑巖夾中基性火山巖與灰?guī)r, 以及印支期二長花崗巖(ηγT)、鉀長花崗巖(ξγT)與閃長巖(δT)組成。其余脈瓦里關山則為印支期二長花崗巖組成。盆地東側的西傾山為隆務河組、三疊紀早中期的古浪提組(T1-2g)雜砂巖夾礫巖灰?guī)r、早白堊紀河口組(K1h)碎屑巖夾泥巖頁巖及石膏層, 以及印支期的花崗閃長巖、二長花崗巖與晚三疊紀鄂拉山組(T3e)中基-中酸性火山巖夾砂巖組成。而在盆地南側的鄂拉山、河卡南山及其它余脈、支脈的地層與巖性則要復雜得多, 不僅有與青海南山相同的地層及侵入巖體(CP2t、T1-2l、T1-2g、T3e、K1h、ηγT、δT、ξγT), 還有古元古代金水口巖群(Pt1J)麻粒巖、變粒巖與片麻巖, 寒武紀的灘間山群(∈OT)中基性火山巖、千枚巖、結晶灰?guī)r與砂巖, 上泥盆紀牦牛山組(D3m)中基-中酸性火山巖(下部)與碎屑巖(下部), 石炭紀早期城墻溝組(C1eq)灰?guī)r夾砂巖,石炭—二疊紀中吾農山群甘家組(CP2gj)礫巖、砂巖、灰?guī)r夾安山巖、板巖, 三疊紀早中期的古浪提組(T1-2g)雜砂巖夾礫巖灰?guī)r, 早中侏羅紀羊曲組(J1-2yq)含煤碎屑巖夾泥巖、石膏, 以及前興凱期二長花崗巖(ηγPt1)、加里東期基性巖類(vO)、印支期花崗閃長巖(γδT)、鉀長花崗巖(ξγT)等。

徐叔鷹等(1984)認為, 共和盆地是青藏高原東北部的一個斷陷盆地。早第三紀末期的構造運動造成現代盆地的基本格架。在早第三紀期間, 盆地曾上升遭受剝蝕, 主要斷陷發(fā)生在早第三紀之末, 在盆地基底上形成一套湖相細碎屑巖。他們將盆地中的這套上第三系稱曲溝組, 其巖性除在古湖盆邊緣為砂礫巖外在盆地中極大部分地區(qū)均為泥巖、砂質泥巖、粉砂巖和細砂巖, 并以前兩者為主, 所夾薄層砂礫巖中礫石粒徑細小, 多扁圓狀。盆地邊緣的砂礫巖分選不良, 磨圓度差, 顯示為短距離搬運堆積。曲溝組內含豐富的微古化石, 如介形類就有40 種之多,其中大部分為淡水種屬, 如土星介(Ilyocypris)、小玻璃介(Candoniella)和玻璃介(Candona)等; 腹足類亦以淡水種屬為主, 如蘿卜螺(Radixsp.)、盤螺(Valvatasp.)和旋螺(Gyraulussp.), 表明當時古共和湖為淡水湖泊, 反映當時地勢較低, 西風氣流和印度洋季風帶來充沛降水, 為古湖發(fā)育提供了優(yōu)惠條件。據此,他們將其時代定為晚第三系, 與西寧貴德等盆地的貴德群相當。從上述巖石特征或化石組合上看, 曲溝組應屬淡水湖相沉積。據湖相地層分布范圍推測, 當時古共和湖曾與貴德盆地、西寧盆地、青海湖盆地與興海盆地等古湖相貫通, 拉脊山、青海南山與河卡山則是伸向湖中的半島。他們還認為, 上新世晚期,古湖中開始出現化學沉積, 表現為上部地層中的石膏夾層。所在層位經孢粉分析, 以草本占優(yōu)勢的組合,主要草本有禾本科(Gramineae)、藜科、毛茛科(Ranunculaceae)、菊科和蒿屬, 少量的木本花粉如雪松(Cedrus)、松、樺木和櫟(Quercus)等屬。湖水中的介形類出現正星介(Cyprideis)和湖花介(Limnocythere)等微咸-半咸水種屬。上述跡像表明, 上新世晚期氣候趨向干旱, 湖水水質開始咸化。但曲溝組上部僅有數量較少的薄層石膏夾層, 具有向蒸發(fā)巖過渡的泥灰?guī)r也不多見。

3 地貌與沉積特征和共和古湖分期

3.1 盆地周緣的高山與極高山

分隔青海湖盆地與共和盆地的青海南山, 屬于祁連山系疏勒南山向南東方向延伸的余脈, 也將柴達木盆地與青海湖盆地分隔。它自北西向南東進入本區(qū), 向東稍稍轉向北西西—南東東方向。山脈中西段主脊, 海拔多在4 000～4 500 m 之間, 主要高峰則在海拔4 700 m 左右。山脈中東段略有降低, 主脊多在3 800～4 200 m 之間, 主要高峰則在海拔4 300 m 左右。山脈東段, 走向又稍稍轉向南東方向,主脊已相當寬緩, 海拔已降至3 600～3 800 m, 最后傾伏于發(fā)源于拉脊山的浪瑪河下游兩側的高大洪積臺地巴卡臺及過馬塘之下, 并構成后者的基座。青海南山大部分主脊僅有一列, 南坡陡峻而北坡較緩。雖多數地段主山脊高于海拔4 500 m, 與兩側盆地高差已超過1 000 m, 因而已屬于高山范疇。由于海拔高度不是很大, 且又位于降水稀少的干旱區(qū),這里的平衡線很高, 因而未能發(fā)育現代冰川。從谷歌地球上看, 主脊與山峰地形都較和緩, 只在黑馬河鄉(xiāng)南和共和城北的兩小段主脊, 顯示出類似刃脊與角峰的特點, 其兩側山坡也具有冰斗與U 谷狀地形, 可能與末次冰期冰川作用有關, 但其規(guī)模很小。在青海南山西段, 因大水河源頭段穿越主山脊而在主脊以北存在一條與青海湖之間的狹窄的分水嶺小脊。而在青海南山中東段, 黃河支流恰不恰河上游夏拉曲深深地切穿了山脈主脊而在其北形成了小小的河谷盆地, 因而東段主脊與中段主脊錯開并繞過夏拉曲源頭。因此, 我們認為, 大水河與夏拉曲的源頭段, 均屬于先成河范疇, 表明該段青海南山的隆起, 會比這兩條河流的形成要晚些。在青海南山西段北山脊、中段山脊北坡、東南段的部分主脊, 山勢較為寬緩, 三者海拔分別在3 700～ 3 950 m、3 900～4 300 m 與3 600～3 800 m 之間, 應是保存較好的夷平面, 其山麓還有紅土風化殼發(fā)育。青海南山東南端西南側的瓦里關山(3 816.1)及其向東南方向延續(xù)的緩丘, 穿過龍羊峽, 逐漸傾伏于黃河南岸的古湖盆沉積之下。瓦里關山可能是青海南山被斷裂錯開的一條支脈, 其主山脊東南段也相當平緩, 海拔在3 500～3 650 m 之間, 也應是保存較好的夷平面。它和青海南山各段的夷平面, 可能相當于青藏高原的主夷平面(main surface)。西傾山則是青海南山東南端和瓦里關山越過黃河河谷的南延部分, 其主脊狹窄而斷續(xù)相連。

共和盆地西南和東南邊界, 自西北向東南依次為瓦洪山、鄂拉山、河卡南山、貴南南山及鄂拉山與河卡南山之北的切吉山。其中, 鄂拉山海拔最高,其主山脊多在海拔4 700～5 000 m 之間, 主要高峰則在海拔5 100～5 300 m 之間, 應屬于極高山。而其他山脈的主脊與主要高峰, 主要在海拔4 000～4 500 m 與海拔4 500～5 000 m 之間, 屬于高山范疇。從谷歌地球上看, 主脊與山峰地形都較和緩,但夷平面發(fā)育不好。只在鄂拉山與河卡南山的兩小段主脊, 顯示出類似刃脊與角峰的特點, 其兩側山坡也具有冰斗與U 谷狀地形, 可能與末次冰期冰川作用有關, 但其規(guī)模也與青海南山一樣, 都很小。必須指出的是, 鄂拉山與河卡南山北面的一列山脈切吉山, 雖然中段主脊高達海拔3 700～5 059 m 之間, 向西北逐漸降低為3 800～4 400 m, 向東南進一步降為3 300～3 700 m, 但幾乎所有發(fā)源于鄂拉山和河卡南山、向北注入共和盆地中、西部的小河與溝谷, 均能穿過該山脈, 說明這些小河與溝谷都是先成河。

3.2 山前傾斜臺地、湖底平原與共和古湖分期

孫延貴等(2007)認為, 共和地區(qū)的層狀地貌系統(tǒng)由山麓剝蝕面、洪積扇面、盆地面和黃河階地面組成。由于洪積扇面與盆地面是在同一個當地的侵蝕基準面——共和古湖面的條件下所堆積的, 因而是同一個由山麓向湖盆傾斜的堆積面。根據我們的考察(趙希濤等, 2020)并參考徐叔鷹等(1984)的報道,共和盆地的晚新生代河湖相地層, 主要包括曲溝組與共和組兩套, 也就是存在曲溝組堆積時期的早期共和古湖與共和組堆積時期的晚期共和古湖。

3.2.1 曲溝組地層與早期共和古湖

根據徐叔鷹等(1984)和1:100 萬青海省地質圖(張雪亭等, 2007)的資料, 共和盆地中曲溝組或貴德群地層包括中新世咸水河組(N1x)泥巖夾礫巖、砂礫巖、石膏和上新世臨夏組(N2l)砂礫巖、泥巖夾泥灰?guī)r或二者的并組(N1-2x-l), 分別保存在瓦里關山西麓(N1x、N2l)、茶卡湖東北方大水河兩側的青海南山南麓(N1-2x-l)、尕瑪羊曲附近(N1-2x-l), 以及龍羊峽南側(N2l)等地。

作者對上述地點均進行過實地考察。例如, 在瓦里關山西坡與西、南山麓, 作者觀察到大面積、厚達300 m 以上、微微傾向盆地、半固結的曲溝組淺棕紅、淺灰黃夾灰色條帶的湖相砂、粉砂與砂質黏土互層地層(緊貼基巖處含較多巖屑), 從龍羊峽水庫北岸出露于基巖之上, 一直延伸到海拔3 000 m 以上的高度。龍羊峽土林國家地質公園的主要地質遺跡, 就是由這套地層所組成。這套地層還延伸到水庫西岸, 構成黃河T7、T8 等中、低級階地的基座。又如在尕瑪羊曲黃河兩岸, 可以看到曲溝組微紅與微黃色半固結的以湖相砂層或砂巖和河流相含礫砂巖為主的地層, 已明顯變位, 并已構成黃河兩岸厚逾400 m 的河流相礫石層所組成高臺地——河卡灘、哆灘貢瑪(三塔拉灣)—三塔拉、巴洛灘和木格灘的基座。再如在茶卡鹽湖東北岸小水橋以北, 曲溝組湖相淺紫、淺棕、灰黃、藍灰等色半固結的泥巖、砂巖互層地層, 其北端已從其原始的向湖傾斜, 已轉為半背湖(茶卡鹽湖)面山(青海南山主脊)的產狀(280 °∠ 32°), 并已在青海南山主脊南麓, 構成海拔高度已達3 790 m、高出周圍洪積扇150 m 以上的小丘陵, 并向南延伸。此外, 我們還在黃河支流恰不恰河上游、剛剛切過青海南山主脊的兩側臺地, 看到發(fā)育于基巖之上的磚紅色的風化殼紅土(圖1-1), 其成巖良好, 已呈塊狀(圖1-2)。而其向南即向盆地方向, 則變?yōu)橄蚺璧馗呓嵌葍A斜(149 °∠ 29°)的半成巖的微紅色礫石與泥沙互層(圖1-3), 顯然屬于小河流在山麓所堆積的洪積物。它們的海拔高度為3 300～3 400 m。

由上所述并結合徐叔鷹等(1984)所給出的有關資料, 可以看出: (1)曲溝組是一個從周圍山地的山麓包括風化殼的殘坡積、大小石塊、礫石、沙土的重力堆積與洪積、沖積, 向共和盆地變?yōu)橛缮暗[石及砂與黏土所組成的河湖相沉積的完整的沉積序列,地層由山向湖變新, 產狀由陡變緩, 地面坡度也相應變緩, 呈上凹形拋物線; 沉積物粒度則由山向湖相應變細。(2)曲溝組分布的最外緣與盆地和四周山地的邊界線一致, 但湖相沉積的最外緣與山邊線之間有一定距離, 即古湖范圍要明顯小于盆地范圍。(3)共和組地層疊覆于曲溝組地層之上, 二者呈不整合或假整合關系, 且曲溝組地層已明顯變位, 不僅說明了地層的新老關系, 表明由湖相曲溝組所組成的共和古湖與由湖相共和組所組成的共和古湖, 是共和盆地發(fā)育或共和古湖發(fā)育的兩個不同階段。這兩個階段的湖泊范圍、湖泊環(huán)境和所經歷的地殼運動強度, 也相差甚大。兩個階段間也存在切割關系和不同性質的地殼運動。(4)曲溝組山麓粗碎屑沉積(重力堆積, 含殘坡積)與周圍山地的分界線在盆地兩端及盆地西北部(茶卡鹽湖北、西、南三面的青海南山西北段和瓦洪山)和盆地東和東部(西傾山)最高, 大部在3 600～3 800m 之間; 而在盆地大部即青海南山中東部與切吉山麓, 卻只有3 400 m 左右。其中, 湖相地層在茶卡鹽湖東北部可分布到海拔3 700 m 以上的高度, 但地層已明顯變位。而在盆地東南部, 可能由覆于曲溝組湖相地層之上的面積巨大的茫拉河洪積扇——木格灘, 則在西傾山山麓沉積的外圍, 形成面積超過1 300 km2的平原, 其海拔高度在3 100～3 500 m 之間, 成為黃河右岸的高臺地。只在洪積扇前緣海拔較低處, 有共和組湖相地層分布, 而黃河形成的扇三角洲相礫石層則僅分布于其西緣窄窄的一條帶。因此可以判斷, 以湖相曲溝組沉積為代表的早期共和古湖, 其范圍要比以湖相共和組為代表的晚期共和古湖大得多。(5)主要根據地層中所發(fā)現的哺乳動物化石, 曲溝組被定為中新統(tǒng)至上新統(tǒng)(王吉玉和張興魯, 1979; 徐叔鷹等,1984; 鄭紹華等, 1985)。(6)由于時代較老, 因而經歷了比共和組更多的地殼運動, 從而發(fā)生了較多的地層變動, 包括褶皺、斷裂、地層產狀和海拔高度的變化。因未能深入研究, 曲溝組及其所代表的早期共和古湖不作為本文的主要討論對象。

3.2.2 共和組地層與晚期共和古湖

在1: 100 萬青海省地質圖中, 共和組被稱為Qp1g, 為砂巖、粉砂巖、砂質泥巖、底部礫巖, 共有6 片, 4 片分布于盆地中部的達連海亞盆地, 另兩片分布于盆地東部的黃河支流恰不恰河與沙溝河谷中。徐叔鷹等(1984)的共和組地層分布示意圖則更廣, 不僅包括前述的6 片地區(qū), 還包括黃河兩岸及茫拉河谷。實際上, 這兩張圖中的共和組, 都只是表示了湖相地層的出露范圍。后者在其文章中, 認為共和組地層的巖性巖相變化較大, 在盆地邊緣(特別南緣)為粗碎屑巖沉積, 如(尕瑪)羊曲黃河兩岸的河卡灘和巴洛灘, 為厚達300 余米的礫巖。其礫石成分復雜, 但分選與磨圓較好, 系經過長距離運移的河流堆積。盆地北緣共和組為礫巖、砂礫巖和粗砂巖組成, 但礫石成分單調, 且分選與磨圓差。從盆地邊緣向盆地中心, 巖性逐漸變細, 厚度逐漸增大, 主要由細砂巖、粉砂巖、泥巖和砂質泥巖構成, 其中常夾多層細礫巖、礫狀砂巖和中粒粗砂巖。由此推論, 共和組在盆地南緣為古黃河河床相堆積, 北緣為山麓相堆積, 廣大盆地內部則為曲流充分發(fā)育的河流泛濫平原相和淺湖相交替堆積。經過野外對達連海東(圖2-1, 2, 3)、共和城西(圖2-6)、尕瑪羊曲兩岸高臺地(圖1-5, 6)和下溝后(圖1-4)等剖面共和組及與其相當地層的認真觀察, 作者對于該地層巖性巖相成因及與黃河關系的上述觀點都相當認同, 只認為成巖作用程度達不到稱巖的標準, 均為比較松散的沉積, 至多半固結或半膠結。由于在共和組地層中發(fā)現了許多哺乳動物化石(周本熊和劉后一, 1959; 王吉玉和張興魯, 1979; 徐叔鷹等, 1984; 鄭紹華等, 1985), 因而其時代被定為早、中更新世。然而, 作者的研究卻獲得了不同的結果, 下文將會進一步加以報道。

3.3 黃河扇三角洲與黃河階地

3.3.1 黃河扇三角洲

共和盆地最大的地貌特征是黃河的深切谷地。盆地南側黃河兩岸的高臺地是它進入共和盆地與共和古湖所形成的沖積扇-三角洲, 而黃河在共和城東南流向由北東轉而向東的大拐彎及其在凹岸一側,則為多達20 級以上、以共和組與曲溝組地層為基座的寬廣的河流階地。該扇三角洲的特征前人已做過描述(徐叔鷹等, 1984; 張智勇等, 2003), 本文稍加補充。

黃河自南而北斜穿興海盆地, 在兩岸形成了一系列被黃河及其支流深深切割的高臺地, 包括右岸的胡列灘和左岸的吉浪灘、野馬臺灘、子科灘與馬棬塘。這些臺地非常寬平, 主要由厚約稍多于400 m的湖相礫石層及下部夾砂礫石層組成(王書兵等,2013), 因而臺面基本等高, 大部在海拔 3 230～3 300 m 之間。而根據作者的觀察, 這巨厚的礫石層應為黃河及其支流充填盆地的沖洪積物, 而非湖相沉積。該段黃河河面在海拔2 665 m(盆地下口加吾)與2 775 m(盆地上口多拉浪)之間, 故這些臺地要高出河面550～630 m。據王書兵等(2013)報道, 在黃河河谷中上部, 發(fā)育了拔河150～450 m、以湖相沉積為基座的高階地 T6 至 T9, 而河谷下部拔河150 m 以下的T1 至T5, 則以基巖為基座。

從興海盆地到共和盆地, 二者間的直線距離僅約18 km, 黃河在加吾附近穿過河卡南山—貴南南山, 在舊羊曲附近進入共和盆地。這段黃河曲折地流動在深深的基巖谷地之中, 但因較為開敞, 未被稱為峽谷, 且在其高高的谷肩之上, 仍有殘存的臺地存在, 將興海盆地與共和盆地黃河兩岸的高臺地銜接起來。因而可以判斷, 這兩個盆地似乎有著共同的發(fā)育歷史。

黃河自舊羊曲附近進入共和盆地, 在其兩岸所形成的高高的堆積臺地, 主要為不整合于曲溝組或早中三疊紀的古浪堤組基巖之上的總厚達 400～500 m 的兩套礫石層所組成。右側高臺地為巴洛灘和木格灘, 二者以茫拉河為界。河流成因的礫石層僅分布于這兩個高臺前部不很寬的范圍內。前緣高程在巴洛灘為海拔(3 200±5) m, 在木格灘西側為(3 180±10) m。礫石層露頭僅能追索到茫拉河下游康勇村附近的兩岸和黃河右岸原沙拉與托勒兩村之間, 這里頂面海拔為(3 150±10) m。在茫拉河右岸的格日村北, 可以看到兩套礫石層之上套, 為夾砂層較多的磨圓礫石層, 厚252 m, 與共和組湖相沉積及基巖呈明顯的不整合接觸關系。在黃河左岸,先后遇到的高臺為河卡灘與哆灘貢瑪(三塔拉灣)。北西西—南東東走向的河卡灘長約 58 km, 寬僅8 km 左右, 夾于河卡南山與其北的切吉山東南段余脈喬日胡與阿讓之間, 只有東南端10 km 左右由黃河礫石層組成。過基巖殘丘阿讓東端及只有寬2 km的礫石臺地之后, 為廣闊的哆灘貢瑪即三塔拉灣。三塔拉灣沿阿讓北麓向北西西方向延伸, 在塘格木以南與切吉灘相接; 東北面以一個超過100 m 的大陡坎與二塔拉為鄰; 在北偏西方向, 緩緩向更尕海、沙珠玉河及達連海方向緩緩傾斜, 但在海拔2 960 m 左右, 地形明顯轉折, 以一個逾百米的陡坎與共和盆地中段的盆底相接。由上所述可以設想,如果恢復到未被切割之前, 上述由黃河礫石層所組成的堆積地形, 應該是黃河注入晚期共和古湖的沖積扇-三角洲！然而, 由于受地形的限制, 這個扇-三角洲并非規(guī)則的半圓形或扇形, 而是稍有扭曲。在河卡南山特別是阿讓的影響下, 三角洲先向北東方向呈銳角狀展開, 繞過阿讓后, 則以鈍角向北偏西方向呈扇形展開。只是由于黃河的下切, 該三角洲東邊大部分被后期的黃河階地與河谷所取代, 僅留下了西邊的一小部分, 還被黃河階地挖走了凹形的一大塊。而在黃河右岸, 僅剩木格灘西緣的一小條。這樣, 被保存黃河三角洲包括水上和水下部分只有原面積的1/3 左右, 其它的2/3 則被黃河的階段性下切而成為了黃河的階地。

對于該扇三角洲的沉積結構, 除徐叔鷹等(1984)和張智勇等(2003)外, 人們關注甚少。在三角洲頂點尕瑪羊曲附近, 組成河谷兩側高臺地巨厚礫石層可分為不同特征的兩套, 各厚200 m 以上。其中的上套, 幾乎全為礫石層, 所夾砂層甚少, 顯然是三角洲的陸上部分。向北至三角洲中部, 如前述貴南縣芒拉鄉(xiāng)格日村北剖面, 該礫石層厚252 m,不整合于只有約10 m 的湖相共和組地層及基巖之上(圖1-7)。剖面中所夾砂層較多, 幾乎占整個地層的一半左右。而在遠離三角洲頂點的達連海東側3 047 高地, 小礫石層厚度大大減少, 只有10 m 左右(圖2-3), 而湖相沉積厚度則大大增加, 可見厚度已逾170 m(圖2-1, 2, 4)。

3.3.2 黃河階地

關于共和盆地的黃河階地, 人們研究的地點集中于龍羊峽水庫西岸和尕瑪羊曲村附近兩地。對于前者, 主要是因為這里的階地發(fā)育良好, 不但級數眾多, 結構清楚, 大多為十多米厚的礫石層及頂部的薄砂層而以共和組(高階地)或曲溝組(中階地)地層為其基座, 而且在遙感圖上表現得十分清晰。但其缺點是低階地已被龍羊峽水庫所淹沒。對于后者,人們對其低階地感到興趣, 是因為該地已出了水庫范圍, 他們將這里的階地作為黃河溯源侵蝕到此的證據。實際上, 在該地組成深切河谷兩岸高臺地的厚層扇三角洲相礫石層的岸坡之上, 也發(fā)育著多級黃河的中級與高階地, 只是沒有人認真觀察過而已。這些階地基本上可與龍羊峽西岸的典型階地對比。因本文主要討論晚期共和古湖發(fā)育, 主要涉及高階地, 故以龍羊峽西岸作為主要討論對象。

作者之一賈麗云等(Jia et al., 2017)和2015 年9月調查的共同參與者吳環(huán)環(huán)等(2019), 已報道了共和貴德地區(qū)黃河階地及其ESR 測年結果。其中, 黃河中、高級階地(T7～T19)主要依靠龍羊峽西岸共和縣鐵蓋鄉(xiāng)剖面, 低階地依靠貴德縣文昌閣、黃河清大橋和松巴盆地3 剖面(及在尕瑪羊曲村附近的觀察), 位于龍羊峽南岸的T20 未予詳細介紹或誤將其置于鐵蓋鄉(xiāng)剖面上。由于她們的報道已經十分詳細,本文的絕大多數樣品也是那次考察共同所采, 故對T19 以下階地的描述與討論從略, 只是討論和補充古湖岸階地與黃河的最高階地。

本文認為, 黃河三角洲頂面和湖相共和組頂面,應是晚期共和古湖的湖成階地。因古地面的自然傾斜, 我們不能將當地的黃河河面作為當時的侵蝕基準面, 建議以龍羊峽水庫建成前大壩附近的黃河河面高程2 460 m 作為起算點, 來確定湖成階地的拔湖高度。那么黃河三角洲頂點附近的階地拔湖高度約為740 m, 而以達連海東的3047 高地作為晚期共和古湖湖底殘存中脊的代表, 該地的湖成階地拔湖高度為587 m 左右。

在原報道的鐵蓋鄉(xiāng)剖面, T19 前緣陡坎的采樣礫石層的位置為100°34′58.09"E, 36°14′51.18"N, 海拔 2958 m(圖 2-5), 階地前緣地面高程為海拔2 963 m, 后緣高程以達連海東3047 高地東側陡坎底(海拔2 974 m)為準, 相應地以原扎布尕與上加什達之間的河面高程點2 474 m 為準, 則T19 的拔河高度為489～500 m。繼續(xù)向西, 一個小陡坎之上為T20 平臺, 其前后緣的高度分別為海拔2 985 m 與3 005 m, 則該階地的拔河高度為511～531 m。在其之上, 則保留幾個小礫石丘, 坐落于5 個大小不等的小臺地之上。這5 個小臺地即為T21, 其高程均在3 007～3 020 m 之間, 即高出河面533～546 m。包括T19 和T20 的二塔拉及包括T15 至T18 的一塔拉(圖2-6), 可從共和城西向南延伸到阿讓以北的三塔拉、三塔拉灣。在三塔拉灣東端, 保留著一片從其稍稍切割下來、面積近30 km2的小平臺, 海拔高度從南端的3 145 m(當地河面約2 550 m, 高差595 m),降至北端的3 100 m, 高出當地(要洛附近)黃河河面(2 534 m)566(北端)～611 m。而位于二塔拉南端哆灘哇兒瑪(二塔拉灣)的T20, 其階地面前緣海拔為3 086 m, 高出當地河面(2 534 m)552 m。對比阿讓東端的T20 和T21, 其拔河高度均稍大于鐵蓋鄉(xiāng)剖面, 表明緊靠進入共和盆地處的黃河, 現今的縱比降要比其下游為大, 而早期黃河從晚期共和古湖的下切, 則以下游為深。下面給出可較好地與晚期共和古湖中西部湖底對比的鐵蓋鄉(xiāng)剖面黃河的幾級高階地階地面的高程(拔河高度可由水庫修建前的扎布尕與上加什達之間的河面高程點2 474 m 算得),以便于后文的討論, 即T21、T20、T19、T18、T17與T16, 分別為3 007～3 320 m、2 985～3 005 m、2 963～2 974 m、約2 929 m、2 879～2 880 m 和2 850～2 865 m。

4 晚期共和古湖重建

4.1 晚期共和古湖最盛期的湖泊范圍和最高湖面

如何判斷晚期共和古湖最盛期的湖泊范圍和最高湖面的現今位置？我們主要從湖相共和組地層的分布范圍和現代高程、黃河入湖扇三角洲等方面來加以討論。

首先從湖相共和組地層的分布及湖相共和組地層所組成的湖岸階地的情況出發(fā)。作者考察過茶卡鹽湖以北的青海南山西段南麓、達連海北岸和東岸地區(qū)、青海南山東段南麓及共和城至河卡公路以東的幾乎整個盆地東半部。因茶卡以北的青海南山南麓新近紀山麓相地層已明顯變位, 雖作者已觀察到其海拔高度已達3 813 m, 但因難以確切地勾繪其分布范圍, 而無法作為當時古湖面的可靠位置。在青海南山東段南麓, 僅見兩套新近紀以洪積物為主的山前粗碎屑沉積, 未見湖相共和組地層出露于地表。唯一可參考的標志是夾于青海南山東段與瓦里關山西北端延伸部分之間的尕海與尕海灘洼地。

尕海是共和古湖東北端的一個干涸了的古湖汊。尕海底部的現今海拔高度在地形圖上標注為3 171 m, 而谷歌地球上只能搜索到的最低點為海拔3 180 m。由于徐叔鷹(1986)在其給出的尕海四周的5 個鉆孔(8107、8108、8109、8110 和8111)中, 上覆晚更新世和全新世礫石層的厚度分別為32 m、12 m、12 m、41 m 和27 m, 故共和組地層的現今頂板高度為海拔3 140～3 170 m 之間, 而加上當時的水深, 則當時的湖面現今海拔高度會比這一數字略高些。尕海曾被徐叔鷹等(1984)和潘保田(1994)認為是連接共和古湖與貴德古湖的重要通道或三大通道之一, 憾未給出任何具體依據。作者在該區(qū)的多次調查中, 發(fā)現并研究了這條從尕海東經多隆溝、橫穿曲乃亥小盆地, 貫通共和古湖與貴德古湖的古河道。它是由厚達200 m 以上和典型的大型河流相礫石層——曲乃亥組礫石層包含頂部砂層所組成。石英熱活化ESR 法測定其年齡為(3.79±0.34) Ma 與(2.95±0.25) Ma 之間的上新世中晚期。這是溝通共和古湖東北端的湖汊——尕海與貴德古湖之間的唯一通道——古多隆河。其上段從尕海東起, 沿青海南山與瓦里關山之間狹窄的通道, 穿過尕海與多隆溝源頭之間和緩的分水埡口, 流向東南, 并在支流加木浪匯入處附近呈扇形向南東東方向展開。不整合于曲乃亥組之下的淺磚紅色河流相砂礫石層, 為形成于ESR 年齡為(4.49±0.38) Ma 及更早的早、中上新世, 也是古黃河——早期古多隆河的堆積物(趙希濤等, 2020)。

達連海東至共和城四周的恰不恰河兩岸及其支溝中, 普遍在頂部洪積與黃河高階地的礫石層之下, 保存有厚100～250 m 的湖相共和組地層露頭。我們在達連海東的 3047 高地剖面所見, 除頂部10 m 左右的礫石層外, 均為湖相砂與粉砂沉積。在尕海灘西南的東巴村東, 在頂部的洪積礫石層之下,見到典型的湖相共和組地層, 其頂板高度為海拔3 110 m。而前人研究過的沙有、克才及塔買—阿乙亥等剖面, 均位于一塔拉的黃河T18 之下作為階地的基座, 其頂板的海拔高度多在2 650～2 700 m 之間。因此, 這些位于晚期共和古湖中偏東北部水深較大處位置的湖相共和組的頂板高度, 無法作為當時古湖面的標志, 只能判斷當時的古湖面現今高度,要明顯高于海拔3 100 m。

在共和盆地東半部, 夾于西傾山與貴南南山北麓的廣大平原, 是茫拉河形成的巨大沖積扇, 其絕大部分被稱為木格灘, 只有東南端扇頂部分稱為莫格灘。在端茫拉河左岸, 與黃河右岸及發(fā)源于貴南南山的若干支流聯合形成的巴洛灘, 位于木格灘西南端。而在木格灘以東, 則為黃河支流沙溝及其支流多在溝所形成的河谷沖積平原與沖積扇, 分別稱為扎弟灘和哇什灘, 后者被潘保田(1994)認為是連接共和古湖與貴德古湖, 與龍羊峽、多隆溝并列的三大通道之一。哇什灘長寬各約20 km, 其最大海拔達3 154 m。盡管哇什灘構成了現今共和盆地與貴德盆地的平坦分水嶺。哇什灘的西北、東北、東南和正南4 個方向均有基巖殘丘——3 373 高地、3 450 高地、尖俄(3704)和恰仟(3 906)分布, 應是古湖與貴德兩盆地的分水嶺。然而, 殘丘間的洼地已被龍羊峽南的幾條小沖溝的源頭所侵蝕。作者在龍羊峽南岸和西傾山地區(qū)考察時, 在木格灘前緣被黃河沖刷而形成的高逾500 m 的陡坡上, 見到高臺地由共和組湖相地層所組成, 未發(fā)現黃河扇三角洲的巨厚礫石層, 僅見到兩級由厚約10 m 礫石層組成的黃河高階地, 均以湖相共和組地層為基座。兩級階地面的高程分別為2 998～3 005 m 與2 885 m 左右, 分別高出當地黃河河面(2 512 m) 486～493 m和373 m, 故它們分別相當于黃河的T19 和T15。我們還在哇什灘西北部海拔3 143 m 的高平臺上,見到共和組湖相地層的露頭, 卻未在該灘地及其附近發(fā)現任何河流相的礫石層, 故否定其有溝通這兩個盆地的古河道存在, 或許有少量湖水能漫過共和古湖。由此可以判斷, 當時的古湖面位置, 會略高于木格灘前緣和哇什灘底部, 即略高于現今海拔3 150 m 的高度。

在尕瑪羊曲村附近向北展開的黃河入共和古湖的扇三角洲頂面, 是判斷晚期共和古湖最盛期范圍與高程的重要載體。該三角洲的分布、特征及其物質組成在前文已有介紹。這里主要討論其水上和水下部分的分界線高度問題。

在黃河左岸, 三角洲頂點為河卡灘東南端南側即河卡山麓的高臺地面, 其海拔在3 220～3 210 m 之間。河卡灘東北端即阿讓山麓高臺地面則在海拔3 220～3 190 m 之間。向南東東方向傾斜的河卡灘,在其東南端, 被組成黃河三角洲的上礫石層頂部(近黃河處的最高海拔為3 200 m)所堵塞, 故在其東南部形成了一個小小的洼地或小湖操什澄。在操什澄東, 地形圖標注其高程為海拔3 163 m, 在谷歌地球上搜索, 干涸的操什澄湖底為3 160 m。繞過阿讓山東南端的高臺地, 在阿讓以北形成一個向北西西和正北方向的大扇形地, 伸向更尕海、沙珠玉鄉(xiāng)和達連海方向。該扇形地在南半部即哆啦貢瑪(三塔拉灣)有一個坡度的明顯轉折, 即海拔3 160 m 左右及以上部分地面坡度較陡, 后者為以三趾紅土所組成的小丘。以下部分(三塔拉灣北部及三塔拉)較緩, 是否表明海拔3 160 m 等高線曾經是黃河三角洲水上及以外與水下兩部分的分界線？！三塔拉灣東端(白刺灘對岸)黃河切割三角洲之后所形成的最高階地T21 南端起點的高程為海拔3 145 m, 則表明, 最盛期共和古湖的最高湖面的現代高程, 不可能低于海拔3 145 m。

在黃河右岸, 巴洛灘前緣高臺地最高, 也只有海拔3 200 m 左右, 向外側略有降低。同樣, 木格灘前緣也比東側臺地面要高, 也只有海拔3 180 m 左右。在茫拉河下游、扇三角洲最內側的上礫石層厚252 m, 其頂板的高程為3 184 m。而向北, 該礫石層與后緣的茫拉河沖積扇及前緣的共和古湖平原均有一個坡折線, 前者約為海拔 3 190 m, 后者約為3 140～3 160 m。這也佐證了共和古湖所能達到的最高位置, 約為現今海拔(3 160±10) m 的判斷。

至此, 我們可以得出初步結論: 晚期共和古湖最盛期的最大范圍和現今的最高湖面位置, 大體在海拔(3 160±10) m 左右。也就是說, 晚期共和古湖的最大范圍, 大體以3 160 m 等高線所限(圖1)。由于共和盆地與青藏高原東北部地區(qū)及其鄰近在共和組地層堆積晚期, 地殼運動由差異性的盆山構造——山地間歇性上升和盆地相對下沉, 轉為整體性的上升, 只有很少的第四紀盆地(如銀川—河套盆地與汾渭盆地)得以繼續(xù)發(fā)育, 但不同地貌部位的上升幅度則不盡相同, 或許在盆地的不同部位, 古湖面遺跡的保存高度也會有少量的差別, 如茶卡鹽湖東北岸青海南山西段被抬升較高, 湖泊范圍較大,而哇什灘地區(qū)可能抬升較少。

4.2 晚期共和古湖最盛期的水深與湖底地形

既然我們已經確認, 晚期共和古湖最盛期的最高湖面為(3 160±10) m 左右, 那么, 我們就有可能來根據地形圖和谷歌地圖來重建當時古湖的水深與水底地形, 只有被現今黃河深深切割地區(qū)除外。

由地形圖和谷歌地圖可以看出, 共和盆地中西部, 是一個“內流盆地”, (但作者判斷, 達連海湖水或沙珠河水或許能通過地下暗河經恰卜恰河及其支溝排向黃河), 由西部的茶卡盆地與中部的“達連?！迸璧亟M成。由于盆地內部只有發(fā)源于周圍山地的間隙性小河與溝谷帶來的碎屑沉積物而無任何外流河流的侵蝕切割作用。因此, 盆地中西部的現代地形, 只能稍稍減少原始地形的高差而不是加大它,其基本面貌不會發(fā)生明顯的改變。故我們可以按照現代地形來恢復晚期共和古湖最盛期的面貌。由此推斷, 從晚期共和古湖最盛期的最高湖面的現代高程(3 160±10) m, 到盆地中西部水深最大處達連海與更尕海(均約2 860 m), 湖水深度達300 m 左右。如考慮后期的堆積作用, 達連海湖底1.5 萬年以來就堆積了40 m 厚的沉積物(陳發(fā)虎等, 2012), 則當時的水深至少在350 m 以上。顯然晚期共和古湖在盆地中部, 是一個深水湖。而茶卡鹽湖所在的盆地西北部, 古湖水深也應超過100 m。

在共和盆地東半部或東南半部, 由于黃河的近期深切作用, 在尕瑪羊曲附近向北呈不規(guī)則扇形展開的黃河三角洲, 已被黃河切割成為高懸于河谷之上高差達600 m 左右的高臺地, 包括左岸的河卡灘、三塔拉灣與三塔拉, 和右岸的巴洛灘與木格灘。由于組成高臺地的三角洲沉積物主要為松散的礫石層, 故臺地前緣斜坡均十分陡峻。類似地, 黃河的右岸支流茫拉河, 也在其中下游, 發(fā)育了規(guī)模相當大的沖積扇——木格灘, 但巴洛灘與木格灘前緣部分, 顯然是與黃河共同形成的。因茫拉河系黃河支流, 故其扇形地的切割深度, 要遠小于黃河。黃河流經共和盆地的絕大部分河段, 現已被龍羊峽水庫淹沒。在水庫西岸, 湖相曲溝組與共和組地層及來自黃河的三角洲沉積, 已深受后期黃河的侵蝕與切割, 黃河三角洲的東半部(包括水上與水下部分)已被切割殆盡, 其下伏的共和組地層也深受切割, 現已發(fā)展成為呈同心圓狀的一系列黃河的高級與中級階地。僅在達連海以東, 仍有少量水下三角洲礫石層的殘余, 從而形成了一條主要由以礫石為主的沉積物(被剝蝕后僅?；埠徒M湖相細粒沉積)所組成的緩崗, 這是古黃河沖積扇中軸部分的殘余。而在黃河北岸與東岸, 包括恰不恰河與沙溝及其一系列大小沖溝, 均形成陡峻的谷坡。只有遠離黃河的木格灘大部, 仍大體保持其切割前的基本面貌。盡管共和盆地東部已被黃河的深切作用失去了其被切割前的面貌, 但從湖相共和組地層已被切穿、露出其底板(海拔2 650～2 700 m)及其下伏曲溝組或基巖的情況看, 共和盆地東半部晚期共和古湖也應為一深水湖。

5 晚期共和古湖的演化過程及其ESR 年齡測定

5.1 年齡樣品采集與測試

為確定研究區(qū)以共和組河湖相沉積為代表的晚期共和古湖的時代, 我們采集了湖相共和組地層的 3 個樣品: 位于達連海東、3047 高地之下的160816-2 號樣品, 位于共和城西黃河T18 階地不同深度基座的B1856-2 與B1856-1 號樣品。位于尕瑪羊曲黃河兩岸組成高臺地、相當于共和組的兩套扇三角洲沉積中的上套頂部(B1863-1) 與下部(B1865-1)兩個樣品, 位于達連海東3047 高地頂部的水下三角洲相礫石層樣品(160816-2)及位于共和城北下溝后恰不恰河右岸與共和組相當的沖洪積臺地礫石層樣品(B1861-1)。為對比, 我們也與Jia et al.(2017)及吳環(huán)環(huán)等(2019)共同采集了切割晚期共和古湖、將古湖湖水逐步泄空的古黃河高階地, 特別是與殘留的盆地中、西部內流區(qū)不同階段的殘留古湖明顯有關的最高階地的樣品, 包括位于龍羊峽南岸位于瓦德棚東南2 km 處(B1866-1, 原定T20 本文改為 T21)、共和城西偏南約 10 km 的二塔拉(B1842-1, 2, 黃河的 T19)與共和城西的一塔拉(B1856-1, 黃 河 的 T18) 及 T17(B1855-1) 、T16 (B1854-1)等樣品。這些樣品的地理位置與有關地質地貌情況如表1、圖1 和圖2 所示。

表1 共和—興海地區(qū)ESR 樣品采樣表Table 1 ESR sampling situation in the Gonghe and Xinghai area

作者根據對黃河及其部分支流和長江及我國許多其它河流的長期調查和研究, 也實踐過用14C、TL、OSL、U 系、ESR、宇宙成因核素暴露和埋藏年齡(10Be、26Cl)及磁性地層等方法測試過河流、海洋、湖泊、冰川、地下水和風等各種成因沉積物與晚新生代不同時代地層的年代, 初步判斷本研究區(qū)所發(fā)現的晚期共和古湖、中高級黃河階地沉積及相關地層, 不太可能是中、晚更新世以來所形成, 因而采用石英熱活化ESR 定年法, 其原理、樣品條件、儀器設備、具體測試方法、流程及共振曲線等內容在另文(Jia et al., 2017; 趙希濤等, 2018)中已有介紹, 茲不贅述。上述樣品的年齡測試結果及有關參數如表2所示。測試工作由首次將此方法(梁興中, 1991; 梁興中等, 1993;梁興中和高均成, 1999)應用于我國地質研究的成都理工大學梁興中教授協助完成。

表2 ESR 年齡測定結果及有關參數Table 2 ESR dating results and related parameters

5.2 古湖的發(fā)育時代

由表2 可以看出, 在表中的13 個ESR 年齡數據中, 有 6 個屬于黃河高階地的樣品已由 Jia et al.(2017)和吳環(huán)環(huán)等(2019)發(fā)表。其余新公布的7 個年齡數據均與共和組有關。其中, 編號為180816-2樣品所在的達連海東剖面, 按照徐叔鷹(1986)與唐領余和汪世蘭(1988)的觀察, 其共和組地層的產狀傾向東、且傾角(5°～7°)大于其東、位于共和城東南的克才村剖面(1°～2°), 因而其層位在下, 故采用點應屬于共和組中下部, 而位于共和城南的T18 基座兩個樣品B1856-2 與B1856-4 所在的層位, 也應位于其上, 因為這3 個小剖面, 均在同一條剖面線上。因此, 位于湖相共和組中下部的180816-2 樣品與位于湖相頂部的樣品B1856-2 與B1856-4, 其年齡分別為(4.31±0.40) Ma、(2.58±0.20) Ma 和(2.54±0.20) Ma, 從層位上下看, 是符合地層學原理的。

位于尕瑪羊曲附近組成黃河兩岸高臺地的扇三角洲沉積的上礫石層, 其下部樣品B1865-1 和頂部樣品 B1863-1 的年齡分別為(3.15±0.30) Ma 與(3.07±0.30) Ma, 位于達連海東3047 高地頂部水下三角洲相礫石層樣品160816-1的年齡為(2.91±0.25) Ma,位于共和城北下溝后洪積臺地礫石層樣品B1861-1的年齡為(2.97±0.27) Ma, 4 者可很好地對比, 也與同期異相的湖相共和組地層相符合, 也早于各級黃河高階地, 符合河流切割與階地形成的規(guī)律。

由此可以認為, 除位于共和城南的T18 基座兩個湖相共和組地層樣品B1856-2 與B1856-4 或許略有偏新(大體在誤差范圍內, 或許為殘余古湖的后期堆積)外, 上述ESR 年齡數據是符合地質規(guī)律的, 也是可以接受的。由此可以得出結論: (1)共和組地層堆積于(4.31±0.40) Ma 與(2.54±0.20) Ma 之間的上新世早中期至晚期或幾乎整個上新世時期。(2)晚期共和古湖開始發(fā)育于(4.31±0.40) Ma 即上新世中期之前, 到(3.07±0.30) Ma 與(2.91±0.25) Ma 之間即上新世晚期, 達到其最盛期, 殘余的古湖或許能殘存到(2.54±0.20) Ma 的早更新世之初。

上述結論雖與哺乳動物化石的鑒定結果有所矛盾, 但與古地磁測量結果(徐叔鷹, 1987; 施煒等,2006)卻無根本性的沖突。因為14C、TL、OSL 等測年方法只能測定晚更新世甚至全新世的年齡, 因而僅根據黃河高階地作為年齡標定的地磁極性的正反向變化, 就可以有許多不同的解釋。因為達連海東與克才村兩剖面的聯合測定結果, 共和組就包含了7 次正向和 7 次反向的極性變化, 而沙有村僅84.5 m 的共和組上部, 也包含了4 次正向和3 次反向的極性變化。如果把克才村和沙有村一塔拉頂部的T18 的ESR 年齡(2.31±0.20) Ma 作為磁性地層柱的年代標定標志, 那么按照標準的古地磁的極性年表(Cande and Kent, 1995), 包括達連海東和克才村兩剖面的整個共和組地層, 將會涵蓋整個上新世,而沙有村的共和組上部地層, 也會包括上新世中晚期。

5.3 演化與消亡過程及環(huán)境特征

5.3.1 古湖發(fā)展期

由本文和前人的有關資料可以看出, 以湖相共和組地層所代表的晚期共和古湖, 是一個至少從(4.31±0.40) Ma 以前開始, 或持續(xù)了幾乎整個上新世時期的構造斷陷湖, 但黃河始終貫串其間——從尕瑪羊曲附近進入共和盆地與共和古湖, 從尕海以東流出盆地與古湖, 因而是一個外流湖。共和古湖的湖相碎屑沉積物, 主要來自黃河和盆地四周的山地。因在共和組湖相地層中, 除出現少量鈣質結核與鐵錳殼外, 未發(fā)現其它化學沉積, 因而晚期共和古湖應是一個淡水湖。而據徐叔鷹(1987)與唐領余和汪世蘭(1988)的孢粉分析結果, 在共和組地層中含有豐富的孢子花粉, 內含不少水生植物花粉與藻類孢子, 可以劃分出6 個孢粉帶, 反映了共和地區(qū)上新世時期經歷了草原—森林草原—草原—森林草原—草原—森林草原—現今之草原的植被變化過程。從剖面下部孢粉含量豐富, 喜溫喜濕植物種類較多, 闊葉樹及少量第三紀孑遺分子(鐵杉屬、羅漢松屬、山核桃屬等)得到較好生長, 而上部木本植物花粉更少, 均以干旱草本為主, 反映了植被類型由暖溫帶向溫帶以及氣候數次冷熱和干濕的變化。

由徐叔鷹(1986)的共和盆地第四系鉆孔剖面對比圖可以看出, 除個別位于山麓的鉆孔外, 以共和組地層為代表的“第四系”, 厚度普遍為 200～300 m(與達連海東岸及恰不恰河上下游兩岸出露的厚度約200 m 相當), 最深的7811 孔可達597 m。而在黃河進入盆地的尕瑪羊曲附近, 徐叔鷹等(1984)認為, 在盆地邊緣(特別南緣)為粗碎屑巖沉積, 如河卡灘和巴洛灘, 為厚達300 余米的礫巖。張智勇等(2003)則提出, 尕瑪羊曲附近的共和組, 地層有10°左右的傾斜, 與貴德組呈角度不整合接觸, 剖面控制的地層厚度為273.42 m。而據作者的觀察,組成尕瑪羊曲黃河兩岸的高臺地, 如巴洛灘、木格灘、河卡灘等, 扇三角洲相的地層厚逾400 m, 主要由上、下兩套礫石層組成, 各厚均超過200 m, 二者間以明顯侵蝕面分開。下套礫石層礫石稍小, 且含較多砂層, 顏色淺而有不同的色彩, 局部有所膠結。上套礫石層礫石較為粗大而純凈, 很少夾砂層,較為松散, 難以稱為“礫巖”。

由上所述可以看出, 黃河注入晚期共和古湖的扇三角洲相共和組地層與古湖中心地帶的湖相共和組地層, 在測年結果與地層厚度上, 大體都可以相互對比。然而, 迄今尚未發(fā)現湖相共和組地層中存在明顯的不整合或侵蝕面, 值得今后注意。

必須指出的是, 在晚期共和古湖達到其最高湖面之前, 古湖面已達到和超過了自瓦里關山向南延伸、分隔共和古湖與貴德古湖的基巖分水嶺的高度,從而在現今龍羊峽位置, 古黃河產生了一條新的河道——龍羊峽。它先與古多隆河同時外流, 由于地貌學河流截彎取直的原理, 古多隆河逐漸被廢棄。

5.3.2 古湖最盛期

前文已經給出了晚期共和古湖最盛期的時代最高湖面的現今位置, 分別為(3.07±0.30) Ma 與(2.91±0.25) Ma 之間即上新世晚期和海拔(3 160±10) m 左右。以此高程的等高線作為當時的古湖岸線, 可以大體勾繪出上新世晚期的最大湖泊范圍(圖1), 或許要考慮后期地殼隆升的區(qū)域不平衡性, 如西北端的隆升幅度會略高于東北端。由圖1 可以看出, 當時湖泊面積可達近7 000 km2。同理,若以達連海和更尕海的現今湖底作為當時的湖底而忽略其后期堆積的話, 晚期共和古湖中西部的最大水深, 就達300 m 以上。這一面積與水深, 要比中國現今最大咸水湖青海湖(面積4 583 km2, 最大水深32.8 m)和最大淡水湖鄱陽湖(面積3 583 km2, 最大水深16 m), 分別為約1.5 倍與約9 倍及約1.9 倍與約18.5 倍。東部古湖因黃河的下切而暫時難以判斷其當時的水深。由于黃河在尕瑪羊曲附近注入古湖而自尕海以東的多隆溝和龍羊峽流出, 水體的不斷交換保證了湖水鹽度不致升高。因此, 晚期共和古湖必然是一個大型、外流的淡水深湖。

由于黃河的深切, 切割了以尕瑪羊曲為頂點、以阿讓東北端向北延伸為中軸的不規(guī)則的黃河扇三角洲, 將晚期共和古湖分為東部和中西部兩大部分。其中東部古湖的西半部, 扇三角洲的東半部甚至大部已被黃河的侵蝕和深切, 而變?yōu)榇竺娣e的河流階地與深切河谷, 只有其東南部保留其具有高峻邊坡的平坦湖底即木格灘北緣的高臺地及其后部廣闊的湖濱平原——木格灘大部。而中、西部古湖, 則基本上保留其當時的古湖底地貌。其中, 西北部的茶卡地區(qū)為較淺的碟形盆地。中部為從南、西、北三面向東北角傾斜, 而以達連海為古湖的最大水深處。

5.3.3 古湖消亡期

在(3.07±0.30) Ma 與(2.91±0.25) Ma 之間的上新世晚期, 共和盆地和青藏高原東北部甚至中國第二、三大地勢階梯中的大多數盆地, 結束了其盆-山間歇性與差異性升降運動中盆地相對下沉的歷史,開始了大面積、整體性、間歇性的上升與河流下切的過程, 只有銀川—河套與汾渭等盆地仍繼續(xù)下沉。因此, 從晚期共和古湖最盛期到古湖因黃河下切而排干的時期, 稱為消亡期。這一時期又可按湖泊的消亡特征而分為幾個階段。第一階段, 為共和古湖西北端即茶卡古湖與晚期共和古湖大部脫離。因茶卡古湖與共和古湖大部的分水嶺橫梁最低處的海拔高度為3 081 m 左右, 這一高度低于黃河最高階地T21 在起點處的3 145 m 與龍羊峽上段的3 110 m, 但高于達連海東最盛期古湖原湖底中脊,因此茶卡古湖與晚期共和古湖分離的時間, 被定于T21 之后、T20 之前, 即略晚于 ESR 年齡(2.47±0.22) Ma 的早更新世初期。同理, 中部古湖與東部古湖的分離時間, 則取決于黃河扇三角洲中軸部分被保留的那套近南北向但有明顯扭曲的長梁的低洼部分。調查研究表明, 在達連海近北、東北和東南方向, 存在 3 處洼地, 其海拔高度均為2 970 m 左右。因此, 當黃河下切到該高度以下, 則共和古湖中湖必然要與東湖分離。這一高度, 正好與ESR 年齡為(2.36±0.20) Ma/(2.32±0.20) Ma 的黃河T19 階地面的高程2 963～2 974 m 相當, 故這一時期是晚期共和古湖中湖與東湖分離時期, 也就是晚期共和古湖消亡的第二階段。共和古湖消亡的第三階段是共和中湖的排干。由于共和盆地中部的最低洼處為達連海和更尕海, 其湖底高程為2 857～2 862 m 之間, 當共和盆地東部被黃河下切到此海拔高度之下, 中湖之水可因松散沉積物的滲透而排向黃河。因此階地面高程低于上述高程形成于(2.12±0.15) Ma 的T16(2 850～2 865 m), 是共和中湖的消亡階段, 很可能也是整個共和古湖的消亡階段。此后, 共和盆地隨著青藏高原的隆升與氣候在冷暖干濕的波動中日益干旱化, 殘留的中部小湖達連海、更尕海、英得海變?yōu)橄趟踔镣耆鸥? 西部的茶卡湖則發(fā)展為氯化鈉析鹽階段的鹽湖。

6 共和古湖演化、黃河發(fā)育與區(qū)域地殼運動的相互關系

前文已較詳細地介紹了徐叔鷹等(1984)關于共和盆地演化和所提出“恰不恰(共和)運動”的概念,也介紹了李吉均及其合作者(Li, 1991; 李吉均和方小敏, 1998; 李吉均等, 1996, 2015; Li et al., 2014)關于青藏運動和把龍羊峽和黃河源頭段的形成歸因于“共和運動”及其所導致的溯源侵蝕的概念, 茲不贅述。本節(jié)主要介紹作者對于共和盆地、共和古湖發(fā)育與地殼運動及黃河發(fā)育關系的一點看法。

作為青藏高原東北緣眾多盆地之一的共和盆地, 是晚新生代隨著四周山地的隆升和盆地的相對下沉而形成的。對于早期共和古湖的代表——湖相曲溝組地層的發(fā)育時代, 我們尚未研究, 但從共和組地層中下部被厘定為(4.31±0.40) Ma 之前的上新世早期, 而應將其時代由中新—上新世整個推前至中新世。該時段地殼運動的特征應當是山地的隆升和盆地的相對下降, 即差異性盆-山運動的發(fā)育時期。但因多處夷平面的存在, 表明地殼的升降運動并非是一成不變和處處相同的, 而是在強烈升降的過程中經歷過一段或多段相對穩(wěn)定的剝蝕和夷平時期——地殼運動具有間歇性。由于同樣的原因, 我們無法判斷該時期所發(fā)育的一系列古湖, 如興海古湖(？)、共和古湖、貴德古湖、循化古湖、古青海湖、西寧古湖等, 是否互相連通成為一個囊括整個青海省東部的古大湖或“青東古湖”, 也難以評論該時段黃河是否存在。

可能在中新世末或上新世初, 共和地區(qū)及鄰區(qū),發(fā)生了一幕較大的地殼運動。全區(qū)或僅是四周山地及其毗鄰山麓發(fā)生隆升, 使曲溝組發(fā)生抬升、斷裂或褶皺。如在后一種情況下, 盆地發(fā)生下沉, 使湖相共和組地層開始堆積, 并疊加于曲溝組之上(徐叔鷹等, 1984)。

在堆積湖相共和組的幾乎整個上新世時期, 共和盆地處于地殼相對下沉狀態(tài)。但從尕瑪羊曲附近組成黃河扇三角洲的礫石層分為上、下兩套的情況看, 在(3.15±0.30) Ma 之前的中、晚上新世之間, 曾發(fā)生過一次時間較短、規(guī)模較小的地殼抬升, 使得含較多砂層的下礫石層發(fā)生斷裂、變形和切割, 因而上覆的上礫石層與其呈現明顯的侵蝕面接觸。但因所研究的湖相共和組地層剖面(達連海東與克才、沙有等剖面)的上、下部之間, 尚未發(fā)現這一可能存在的不整合面, 希望在今后的研究中注意尋找。

當共和組地層堆積到(3.07±0.30) Ma 與(2.91±0.25) Ma 之間的上新世晚期時, 晚期共和古湖達到其演化歷史的最盛期, 其最大范圍與最高湖面位置達到了現今(3 160±10) m 位置。此后, 地殼運動的性質發(fā)生了根本性的變化。不僅是共和盆地,可能整個中國第一、二大地勢階梯, 包括黃河源頭與上、中游, 除了銀川—河套盆地與汾渭盆地兩地在第四紀時期仍繼續(xù)下沉外, 地殼運動由間歇性的差異性升降的盆-山運動進入了間歇性的整體隆升與河流切割的階段。在此時期, 由于湖面的升高,一旦超過了從瓦里關山向南延伸的基巖分水嶺, 則湖水將從這里向貴德盆地溢流, 從而在現今龍羊峽的位置黃河切割出一條新的河道, 這就是現今的龍羊峽。

由于分隔共和盆地與貴德盆地的龍羊峽在被黃河切割前的基巖分水嶺溝槽的海拔高度只有3 050～3 150 m, 而位于其北面平行位置的古多隆河的礫石層及砂層(曲乃亥組)的頂、底部高度分別為海拔3 150 m 和2 935 m, 表明在中上新世晚期溝通共和與貴德兩盆地的古黃河, 僅有古多隆河這一條河道, 只是在上新世晚期共和古湖湖面和古多隆河河床加積到超過龍羊峽基巖分水嶺高度時, 從而在現今的龍羊峽位置形成了一條新的河道。由于晚上新世晚期青海南山東南段南麓各支溝、沖溝及發(fā)源于拉脊山的浪瑪河的堆積物的填塞作用, 更因龍羊峽河道的截彎取直作用, 使得溝通共和古湖與貴德古湖的尕海東—多隆溝—曲乃亥河道即古多隆河被逐漸廢棄, 從而開啟了第四紀時期黃河在沿現今龍羊峽位置的切割和共和盆地段多達21 級黃河階地的形成(趙希濤等, 2020)。

由上所述可以看出, 徐叔鷹等(1984)對共和盆地區(qū)域地貌和晚新生代地層層序、特征與成因, 對共和古湖演化和黃河發(fā)育的觀察與研究, 是非常全面、細致和深刻的, 其大部分觀察、分析和結論已為本文所采納。本文與前人研究結果的不同之處主要在于: 對湖相共和組地層所代表的晚期共和古湖最盛期的湖泊范圍與最高湖面及黃河下切后的消亡過程, 對黃河在尕瑪羊曲附近進入共和古湖所發(fā)育的扇三角洲和對黃河的早期下切, 進行了較詳細研究, 并用石英熱活化ESR 測年方法對上述地層與地質過程的時代做出了新的厘定。盡管對于龍羊峽切割與黃河階地形成的時代因測年方法的不同而產生了差異和爭議, 但我們認為, 龍羊峽的形成應該是黃河截彎取直而不是斷裂活動或地殼運動所導致的溯源侵蝕的結果。因此, 將“共和運動”作為龍羊峽形成的原因的解釋是值得商榷的。作者建議取消“共和運動”一詞, 或回歸其徐叔鷹等(1984)原提出的“恰卜恰(共和)運動”的含義, 但發(fā)生的時間有所不同。同樣, 作為黃河形成原因的之一“黃河運動”、“昆侖-黃河運動”或“昆黃運動”的概念, 也是值得商榷的(趙希濤等, 2010)。

7 結論

(1)青藏高原東北緣的共和盆地, 是典型的晚新生代伴隨四周高山與極高山的隆升而下沉的北西西—南東東向的構造盆地。該盆地可分為西北部主要由茶卡鹽湖組成的小型內流盆地, 中部以達連海與更尕海等小型咸水湖(前者已干涸)為代表的非典型內流盆地(因其內的水體有可能通過滲漏排向黃河)和東南部被黃河及其支流深深切割的外流盆地三部分。

(2)共和盆地主要充填了由上、下兩套相互疊置的地層: 共和組與曲溝組。兩套地層的厚度普遍在200～300 m 間, 最厚部分可達500～600 m, 二者間為假整合或不整合接觸關系, 均具有從四周山地的粗碎屑沉積(殘坡積、重力堆積與沖洪積等成因)相變?yōu)榕璧刂行牟糠值暮嗉毩３练e的共同特征。其中, 后者比前者顏色稍紅、成巖較好且分布范圍更廣, 所經受的構造變動也更強烈。由這兩套湖相地層構成了共和盆地的兩個主要成湖期, 所重建的古湖, 被稱為共和古湖。其中, 由曲溝組湖相沉積所重建的古湖可稱為早期共和古湖, 相應地, 由共和組湖相沉積所重建的古湖為晚期共和古湖。

(3)晚期共和古湖發(fā)育期間, 共和盆地經歷了草原—森林草原—草原—森林草原—草原—森林草原—現今之草原的植被變化過程, 反映了區(qū)域氣候由暖溫帶向溫帶以及數次冷熱和干濕的變化和干旱化的總趨勢。在古湖發(fā)展的最盛期, 湖泊范圍及湖面高度達到其最大值——現今海拔(3 160±10) m 左右。這時的共和古湖面積近7 000 km2、深逾300 m,是一個古黃河在尕瑪羊曲附近注入, 并由盆地東北角的尕海以東流出, 經多隆溝與曲乃亥的古河道——古多隆河, 流入貴德古湖的大型外流淡水深湖。在古湖從發(fā)展期到最盛期, 黃河在尕瑪羊曲附近流出河卡南山進入共和盆地與共和古湖時, 以該地為頂點, 形成了兩套厚度均逾200 m 的礫石層所組成的一個巨大的、向北伸展、但形狀不甚規(guī)則的古沖積扇-三角洲。當湖面上升到超過瓦里關山南延部分共和與貴德兩盆地的基巖分水嶺時, 黃河在現今的龍羊峽產生了新的河道并隨之下切, 并因“截彎取直”而非“溯源侵蝕”, 拋棄其古多隆河河道, 導致晚期共和古湖進入消亡期, 并經歷了3 個階段,即黃河下切到T21 與T20 之間、湖面低于3 108 m時, 西北部的茶卡盆地開始與共和古湖主體分離;當黃河下切到T19 即湖面高程為2 963～2 974 m 時,中部湖區(qū)與東南部湖區(qū)分離; 當黃河下切到T16 即湖面為2 850～2 865 m 時, 中部湖區(qū)可能因滲漏而大部排干?；蛟S當黃河下切到海拔2 650～2 700 m時或更早, 東南部湖區(qū)已完全泄空。至今, 整個共和盆地僅剩達連海(現已干涸)、更尕海與英得海等小咸水湖, 茶卡鹽湖則發(fā)展為氯化鈉析鹽階段。

(4)ESR 年齡測定結果表明, 湖相共和組地層開始形成于(4.31±0.40) Ma 之前, 持續(xù)到(2.58±0.20) Ma/(2.54±0.20) Ma 之后即幾乎整個上新世時期。頂點附近的兩套古黃河扇三角洲相礫石層中之上礫石層, 形成于(3.15±0.30) Ma —(3.07±0.30) Ma 之間, 其前緣水下三角洲相礫石層為(2.91±0.25) Ma, 而來自北部山前的同期洪積礫石層則為(2.97±0.27) Ma, 表明晚期共和古湖在(3.07±0.30)—(2.91±0.15) Ma 之間的上新世晚期達到其最盛期。黃河 T21、T19、T18、T17 與T16 等高階地的年齡分別為(2.47±0.30) Ma、(2.36±0.20) Ma/(2.32±0.30) Ma、(2.31±0.20) Ma、(2.23±0.20) Ma 和(2.12±0.15) Ma。它們標志著共和古湖的消亡過程。

(5)在(3.07±0.30) Ma—(2.91±0.15) Ma 之間共和古湖達到其最盛期后, 區(qū)域地殼運動性質發(fā)生了明顯的變化。共和盆地及其黃河上、中游的鄰近盆地, 甚至包括中國第一、二大地勢階梯(銀川—河套盆地與汾渭盆地等極少數盆地除外), 都由間歇性和差異性升降的盆-山運動轉為了整體性和間歇性的抬升與切割。這一發(fā)生于共和盆地的地殼運動,被徐叔鷹等稱為“恰不恰(共和)運動”, 只是其所指的時代與本文有所不同。但這一名稱被李吉均等改稱為“共和運動”, 作為青藏運動的延續(xù), 意指黃河于10 或15 萬年前, 因該運動所導致的溯源侵蝕而切穿龍羊峽, 溯源至共和盆地和源頭地區(qū)?；诒疚牡难芯拷Y果, 作者建議舍棄“共和運動”一稱,而可保留原“恰卜恰(共和)運動”的名稱與基本含義, 而將該運動的發(fā)生時間的不同觀點, 留待今后進一步深入研究加以解決。