2015-青藏高原及其邻区晚更新世高湖面事件的年代学问题-以柴达木盆地和腾格里沙漠为例

中国科学: 地球科学 2015年 第45卷 第1期: 52 ~ 65

《中国科学》杂志社

SCIENCE CHINA PRESS

http://wendang.chazidian.com http://wendang.chazidian.com 论 文

青藏高原及其邻区晚更新世高湖面事件的年代学问题——以柴达木盆地和腾格里沙漠为例

隆浩

①②?

, 沈吉

①?

① 中国科学院南京地理与湖泊研究所湖泊与环境国家重点实验室, 南京 210008; ② 中国科学院地球环境研究所黄土与第四纪国家重点实验室, 西安 710075 * 联系人, E-mail: longhao@http://wendang.chazidian.com ? 联系人, E-mail: jishen@http://wendang.chazidian.com

收稿日期: 2014-04-23; 接受日期: 2014-09-25; 网络版发表日期: 2014-12-23

国家自然科学基金项目(批准号: 41271002, 41430530)、黄土与第四纪国家重点实验室开放基金项目(编号: SKLLQG1101)、中国科学院南京地理与湖泊研究所“一三五”重点项目(编号: NIGLAS2012135004)、湖泊与环境国家重点实验室开放基金项目(编号: 2012SKL002)和中国博士后基金项目(编号: 2012M520061, 2013T60567)资助

摘要 青藏高原及周边地区第四纪古湖泊演化时空序列已有诸多研究, 然而对于晚更新世高湖面出现的时间框架还存在争议. 可靠的测年技术是厘清这一科学问题的关键所在. 基于14C和光释光(OSL)两种测年手段, 以取自柴达木盆地和腾格里沙漠的两套湖相沉积序列为研究对象, 开展了系统的沉积物定年工作. 其研究结果如下: (1) 柴达木盆地的湖相沉积岩芯的据显示, 老于30 ka的OSL和

14

14

14

C年代数

C年代可能存在低估; (2) 腾格里沙漠地区的全新世湖相沉积物样品的

关键词 青藏高原 高湖面 湖相沉积 14

C测年 OSL测年

C测年结果在误差范围内一致, 但对于较老(>30 ka)的地层, 两种测年技术产生了较大

偏差, 即OSL年龄远老于14C年龄; (3) 两个地区的测年结果揭示了同一个现象: 对于老于30 ka的湖相沉积物(尤其是来自干旱-半干旱区), 14C测年技术很可能会低估其沉积年龄; (4) 以往基于

14

C数据建立的氧同位素三阶段晚期的高湖面事件年代框架可能存在低估, 最新的OSL测年结果

表明, 该高湖面事件的真实年代很可能老于80 ka. 因此, 对接近或老于30 ka的14C年代, 我们需要谨慎对待, 而对现有的较老的14C年代数据的可靠性进行科学系统的评估, 将有助于我们重新认识和厘清诸多科学问题和争议.

自20世纪80年代以来, 在青藏高原及其周边地区, 国内外学者开展了大量的基于湖泊沉积和古湖泊演化记录的晚第四纪古气候环境变化研究(An等, 2000; Lehmkuhl和Haselein, 2000; Shi等, 2001; Yang等, 2004; Herzschuh, 2006; 陈发虎等, 2008; Mischke

等, 2008; Daut等, 2010; Long等, 2010, 2012; Mügler等, 2010; Yang和Scuderi, 2010; Wischnewski等, 2011; Yang等, 2011; 沈吉, 2012). 晚更新世高湖面事件发生的时间及其古气候意义研究是其中较为突出的热点问题, 取得了丰硕的研究成果, 然而也存在诸多争

中文引用格式: 隆浩, 沈吉. 2015. 青藏高原及其邻区晚更新世高湖面事件的年代学问题——以柴达木盆地和腾格里沙漠为例. 中国科学: 地球科学, 45:

52–65

英文引用格式: Long H, Shen J. 2015. Underestimated 14C-based chronology of late Pleistocene high lake-level events over the Tibetan Plateau and adjacent areas:

Evidence from the Qaidam Basin and Tengger Desert. Science China: Earth Sciences, 58: 183–194, doi: 10.1007/s11430-014-4993-2

中国科学: 地球科学 2015年 第45卷 第1期

议. 常规或加速器质谱(Accelerator Mass Spectrometry, AMS)14C定年技术是以往研究中主要的测年手段. 青藏高原及其邻区多个湖泊的(指示)高水位古湖岸堤或湖相地层遗存14C年代结果显示, 在约40~25 ka期间该地区存在高湖面事件, 对应于深海氧同位素三阶段晚期, 即Marine Isotope Stage 3a(MIS 3a; Martinson等, 1987). MIS 3a高湖面证据(其研究点如图1(a)所示)不仅在整个青藏高原存在, 而且在高原周边的广大沙漠地区(腾格里沙漠、巴丹吉林沙漠和塔卡拉玛干沙漠)也有大量的报道(Lehnkuhl和Haselein, 2000; Shi等, 2001; Yang等, 2004; Yang等, 2011).

例如, 在青藏高原东北部的柴达木盆地, Chen等(1986)早期发现了高出现在察尔汗盐湖中心约30 m的贝壳堤(包含大量淡水或微咸水环境下形成的贝壳), 并利用常规14C技术测定了贝壳堤剖面上部、中部和下部3个贝壳样品的年代, 分别是(28650±670), (35100±900)和(38600±680) a BP1), 指示了柴达木盆地的高湖面形成于约39~28 ka BP(贝壳堤的位置如图1(b)所示). Zhang等(2008)采用AMS技术对贝壳堤进行了更为详细的14C测年工作, 获得了与早期研究相似的年代范围, 同样指示了柴达木盆地在MIS 3a时期存在高湖面. 此外, 该时期的高湖面事件也在青藏高原中部和西部很多湖泊(图1(a))均有发现, 如甜水海(李炳元等, 1991)、龙木错(李炳元, 2000)、班公错(郑绵平等, 1989; 李炳元等, 1991)、扎布耶湖(郑绵平等, 1996)和色林错(李炳元, 2000)等. 来自周边沙漠地区的许多湖泊地貌年代学研究也指出了MIS 3a的高湖面事件. 以腾格里沙漠(图1(c))为例, 尽管该地区现在仅存在一些低洼地丘间湖泊, 但高出现在湖盆中心的湖相地层或湖岸线遗迹指示了在地质历史时期该地区曾出现过大范围的水体. 通过对取自高水位湖相沉积或湖岸堤的全样有机质或壳体样品的14

C测年, Pachur等(1995)和Zhang等(2004)认为腾格里沙漠在35~30 ka BP存在古大湖. 来自巴丹吉林沙漠北部的居延海古湖(Wünnemann等, 1998)以及新疆地区的玛纳斯湖(Rhodes等, 1996)、巴里坤湖(于革等, 2001)和艾丁湖(李秉孝等, 1989)的14C测年工作也都支持MIS 3a时期出现高湖面的观点(这些湖泊位置如图1(a)所示).

然而, 随着新测年手段, 如光释光(Optically Sti- mulated Luminescence, OSL)测年技术等, 在湖相沉积物测年中的广泛应用, 许多新的测年结果与已有的青藏高原及周边地区古湖泊演化的年代框架(尤其是晚更新世高湖面事件发生的年代范围)存在着很大差异(Madsen等, 2008, 2014; Liu等, 2010; Rhode等, 2010; Long等, 2012). 例如, 青海湖周围高出现代湖面20~60 m的湖相地层的OSL测年结果表明该湖高水位出现于约100~90 ka(Madsen等, 2008), 与相邻的柴达木盆地早期报道的MIS 3a出现高湖面(Chen和Bowler, 1986; Zhang等, 2004)的结果相悖; 青藏高原北缘的罗布泊古湖的释光测年结果也指示高湖面形成于约130~85 ka, 甚至更老(王富葆等, 2008); 在腾格里沙漠潴野泽古湖, 湖相地层或湖岸堤的石英OSL测年结果指示高湖面形成于约100~70 ka(Long等, 2012), 而不是以往普遍认为的MIS 3a时期; 此外, U/Th测年结果也表明青藏高原的纳木错古湖在130~75 ka形成了高湖面(朱大岗等, 2004).

综合比较如上所述的各个湖泊高湖面的测年数据(包括14C, OSL以及U/Th年代, 如图2所示), 可以看出, 测年范围相对较小的14C技术和测年范围较大的测年技术(如OSL, U/Th测年等)所获的年龄结果存在明显的差异, 基于14C技术建立的高湖面年代明显要晚于OSL等技术测定的年代. 查明青藏高原及周边地区大范围的高湖面形成时代是利用古湖泊记录重建过去特征时期气候环境变化以及亚洲季风和西风环流系统演化的关键议题之一(Shi等, 2001). 如前所述, 晚更新世高湖面的形成时间的争议可能是不同测年手段的局限性所导致. 因此, 对相同的湖相沉积序列, 采用不同的测年技术进行年代交叉检验, 有助于深入理解这一科学问题. 本研究选取了来自柴达木盆地和腾格里沙漠的两套湖相沉积样品进行了14

C和OSL测年比较研究.

1 研究区域与材料

柴达木盆地(36.6°N~37.2°N, 93.7°E~96.3°E)位于青藏高原东北部(图1(a)), 为封闭的内陆盆地. 其四周高山环绕, 南接昆仑山, 北抵祁连山, 西北是阿尔金

1) 文中14C年代单位一般为a BP或ka BP(已校正), 光释光年代单位一般为ka, 在千/万年尺度上, 均可表示距今多少年, 可以直接进行对比.

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隆浩等: 青藏高原及其邻区晚更新世高湖面事件的年代学问题

图1 青藏高原及周边地区晚更新世高湖面事件研究点位(a)以及柴达木盆地(b)和腾格里沙漠(c)区域图

(a) 圆圈指示MIS 3a高湖面事件的点位, 主要依据14C年代数据(图2); 实心方块指示>70 ka高湖面事件的点位, 主要依据OSL或U/Th测年数据; 大小虚线方框分别示意柴达木盆地和腾格里沙漠的位置. (b) 虚线示意察尔汗盐湖的范围; 红色三角形示意ISL1A钻孔的位置; 黑色 实心圆示意贝壳堤的位置. (c) 方框示意古潴野泽范围; 实心圆点分别示意三个湖相沉积地层BJ-S1, BJ-S2和QTL剖面(Long等, 2011) 54

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图2 青藏高原及周边地区不同湖泊高湖面湖相地层的测年数据

实心圆指示14C测年数据(左边阴影区域指示40~25 ka BP的年代范围); 实心方块指示OSL或U/Th测年数据(右边阴影区域指示老于70 ka

的年代范围)

山(图1(b)). 盆地略呈三角形, 北西西-南东东方向延伸, 东西长约800 km, 南北宽约300 km, 面积约2.6× 105 km2, 盆地内的平均海拔为2700 m. 察尔汗盐湖位于柴达木盆地中东部, 处于盆地第四纪沉积中心, 海拔约2766 m, 为东西向延伸的干盐湖, 东西长约168 km, 南北宽20~40 km, 面积约5860 km2. 年降水量24~40 mm, 年蒸发量3250 mm, 是世界上罕见的干旱地区之一. 取自察尔汗盐湖西北部的ISL1A孔岩芯(37°3′50″N, 94°43′41″E; 图1(b)), 钻孔深约105 m, 岩芯长度约为100 m, 岩芯直径为0.1 m. ISL1A岩芯的岩性大致上分为两部分(图3): 0~52 m主要蒸发岩盐沉积, 其间夹杂着厚度不等多层湖相粉砂质粘土或粘土质粉砂碎屑沉积层; 52 m以下不含蒸发岩盐沉积, 主要是粘土或粉砂组成的湖相碎屑沉积. 由于ISL1A岩芯沉积物中不含植物残体或壳体, 因而选取了11个全样有机质样品用于AMS 14C测年. 腾格里沙漠有很多干湖盆, 古潴野泽就是其中一个. 潴野泽古湖是发源于东祁连山北麓的石羊河的终端湖泊(图1(c)). 由于受气候变化和人类活动的双重影响, 现在潴野泽已基本干涸. 湖盆中心海拔约1281 m, 年平均气温约7℃, 年平均降水和蒸发量分别是48和2600 mm. 本研究在该湖区选择了两个湖相沉积剖面(分别是BJ-S1和BJ-S2, 位置如图1(c)所示)进行OSL测年和14C测年的对比研究. 其中, BJ-S1剖面取自潴野泽最高水位湖相沉积阶地的前缘地带. 我们先前的研究提取沉积物中的中粒径(38~ 63 ?m)石英组分作为测年材料(Long等, 2012), 初步建立了两个剖面的OSL年代框架(图4). 本研究重新选择了这两个剖面中的三个代表性样品(BJ-S1-5, BJ-S1-6和BJ-S2-4), 分别提取了粗粒径(90~150 ?m)的石英组分, 采用小片技术(样品直径2 mm)进行OSL测年, 以此检验样品沉积前的曝光问题, 进一步

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隆浩等: 青藏高原及其邻区晚更新世高湖面事件的年代学问题

图3 柴达木盆地ISL1A岩芯的地层与14C年代

实心三角示意14C样品采样位置

确认之前中粒径石英颗粒测年的可靠性. 同时, 分别在BJ-S1和BJ-S2两个剖面中各采集了软体动物壳体样品用于AMS 14C测年, 采样位置如图4所示.

2 研究方法

2.1 14C测年

采集古湖岸堤或湖相沉积剖面中壳体作为14C测年材料时, 要严格避免再搬运或再沉积的影响. 腾格里沙漠潴野泽古湖的BJ-S1和BJ-S2两个剖面中用作14

C测年的壳体样品均取自壳体含量丰富的原生沉积层(图4), 而且所采壳体完整、光亮、无破碎, 可以排除再搬运或再沉积带来的年代误差. 用于14C测年的壳体样品在实验室采取了H2O2超声和人工清除的方

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法, 去除壳体表面附着的碳酸盐沉积和有机质. 柴达木盆地的ISL1A岩芯的所有14C测年样品均提取全样有机质, 且采用常规的酸-碱-酸处理方法进行前处理, 然后提取纯碳、制靶在加速器测试完成. 本研究中14

C样品测试在北京大学14C实验室完成测试. 所得14

C年代采用CALIB6.1.0矫正程序(http://calib.qub.ac. uk/calib/)以及IntCal09矫正曲线(Reimer等, 2009)矫正成日历年代(a BP), 其矫正结果可以直接与OSL(ka)年代进行比较.

2.2 OSL测年

OSL测年主要应用到腾格里沙漠的三个湖相沉积样品(BJ-S1-5, BJ-S1-6和BJ-S2-4). 首先, 分别用盐酸(HCl)和双氧水(H2O2)去除样品中的碳酸盐和有机质. 然后, 采用重液(多钨酸锂)提取密度介于2.62~ 2.75 g cm?3的矿物组分(主要是石英). 接着, 将提取的组分利用40%的氢氟酸(HF)刻蚀1 h左右, 主要目的是去除残留的长石以及石英矿物表层受?离子影响的部分, 然后用10%稀盐酸洗去残留的氟化物, 烘干样品. 使用红外信号(Duller, 2003)和热释光信号特征(Li等, 2002)检测是否有长石污染, 如果长石信号较强, 则重复上述刻蚀过程, 以保证石英颗粒的纯度. 最后, 用硅油把石英颗粒的样品平铺在直径为12 mm的铝杯中测试(样品直径约2 mm). OSL年代样品的前处理及上机测试在德国拜罗伊特大学释光实验室完成. 本研究使用了单片再生剂量(single-aliquot regenerative-dose, SAR)测试流程(Murray和Wintle, 2000)来测量样品的等效剂量(equivalent dose, De). 所使用仪器为Risø TL/OSL DA-15释光仪, 其测试石英释光信号的蓝光激发光源波长为(470±20) nm, 检验长石组分所用的红外激光波长为830 nm; 9235QA光电倍增管前放置7.5 mm的Hoya U-340滤光片, 人工?辐射源为90Sr/90Y. 蓝光测试OSL信号时, 样品加热到130℃时激发40 s; 采用前0.64 s信号累积减去背景值经过试验剂量校正后建立生长曲线. 每个样品均获得15~18个有效样片用于计算等效剂量. Long等(2012)已经对这些样品的中粒径石英做了预热温度坪实验和不同预热温度的剂量恢复实验, 证实了天然剂量或再生剂量的预热温度(即preheat, 260℃)和实验剂量的预热温度(即cutheat, 220℃)的组合是适合测试中粒径石英的等效剂量的. 考虑到本研究中的湖相沉积物中细颗粒和粗颗粒组分具有相同的物