|
| |
|
中国科学D辑SCIENCE IN CHINA2000 Vol.30 No.2 P.148-158 |
|
泥河湾层内易溶盐沉积及其环境意义
李容全 乔建国 邱维理 翟秋敏 李永良
摘要 通过泥河湾古湖盆区4个地层剖面中易溶盐类沉积物的观察与实验分析,对泥河湾古湖的性质、演化阶段及其在地层划分和古环境复原上的意义有了新认识.泥河湾古湖至少是微咸水-半咸水湖,属于半干旱区的内陆湖泊.湖相层下段夹石膏层和石膏微薄层,易溶盐以SO42-和Ca2+离子为主,代表古湖向硫酸盐湖阶段演化的趋向；上段易溶盐中Cl-和K＋,Na＋离子占优势,证明古湖已向氯化物湖方向发展,虽未出现盐岩沉积,却代表本地区向更干旱的方向发展.
关键词 泥河湾层 易溶盐沉积 古环境 半咸水湖
1 泥河湾古湖的研究现状
自1924年Barbour[1]把河北省阳原县泥河湾村附近地区的河湖相沉积层命名为Nihowan
Beds以来,就以它分布广、内含丰富的哺乳动物化石而倍受考古界和地质界的广泛关注,使得泥河湾层很早就闻名于世.20世纪40年代以前,有关泥河湾层研究的主要成就可归纳为3个方面：(1) 对盆地东部出露的地层剖面进行了自下而上的系统分层：红土层、砾石和砂层、砂土层、白色泥灰岩[2];
(2) 研究了这里的大量哺乳动物化石,并把这个化石动物群称为泥河湾动物群[3]; (3)
根据生物化石特征认为红土层属于上新世沉积,其余3层相当于欧洲的Villafranchian[2],地文学上对应于三门期堆积[4].1949年之后我国地质界根据1948年第18届国际地质大会关于第三纪与第四纪界线划分的原则,确定泥河湾层为中国华北地区早更新世的标准地层[5].
1972年,盖培等人[6]在泥河湾村附近的砂层里发现一件旧石器,从此开始了泥河湾地区古人类化石和旧石器遗址的研究.著名的遗址如：许家窑古人类化石、哺乳动物化石和旧石器遗址[7]、小长梁旧石器遗址[8].70～80年代有了关于泥河湾地区微体古生物学研究的大量成果.其中,黄宝玉等人[9]根据介形类化石的研究,推断泥河湾层中段以及上段堆积时期古湖水是微咸或半咸水的.根据古地磁研究,程国良等人[10]认为小渡口泥河湾沉积堆积于3～1.6
MaBP期间；此后,李华梅等人[11]则认为整个泥河湾层堆积于3.1～0.3或0.2 MaBP.90年代以来,李容全等人[12]率先描述了虎头梁剖面上段更新世叠层石,夏正楷等人[13]鉴定出同一地点两层叠层石中的藻类化石和它们的生存年代：9.4×104和13.2×104aBP.袁宝印等人[14]根据综合地层划分方法,把泥河湾层分为3段:Ⅰ段的古地磁年代为3.40～2.48 Ma;Ⅱ段为2.48～0.97
Ma；Ⅲ段为0.97～0.13 Ma.从而建立了泥河湾组地层划分的最新框架.
此外,泥河湾层和泥河湾盆地,还有50年代关于盆地新构造运动的研究[15,16]、80年代对盆地新生代古地理的研究[17]和系统的地层学研究[18].但是,有关泥河湾沉积中的易溶盐特征及其所反映的古湖性质、发育与演化阶段和环境特征等方面的问题,尚待补充.
2 剖面观察
为系统观察泥河湾层易溶盐沉积及其分布情况,比较湖滨区与湖心区易溶盐沉积的差异性,选择了井儿洼剖面和虎头梁雪儿沟剖面代表湖心区沉积,北水泉铺路剖面与红崖南沟剖面代表湖滨区沉积.在此仅将雪儿沟剖面和红崖剖面的特征作一描述.
2.1
虎头梁雪儿沟剖面
剖面出露厚度70 m,底部为小水库占据,实际自上而下描述的剖面厚度为55.7 m,岩性特征为：
17 马兰期黄土
0.3 m
16 泥黄-黄灰色钙质胶结角砾层,成分单一,为硅质灰岩,属洪积层 0.5 m
15 上部为砾石混亚粘土,下部为灰绿-黄绿色粉砂及砾石 1.3 m
14 灰白色砾石层,砾石以白云质灰岩及硅质灰岩为主,约占98％; 其次为侏罗纪紫色页岩,未见玄武岩砾石; 圆度和扁平度很高的砾石约占1/2～1/3；粗大砾石(5～8
cm)呈次棱角状；砾石表面为碳酸钙淀积；具等斜板状斜层理
1.3 m
13 黄-灰绿色粉砂与亚砂土互层,夹薄层细砂 1.1 m
12 灰绿色粉砂与亚粘土互层,底部有1薄层砾石层 1 m
11 上部为棕黄色亚粘土,下部为灰绿色粉砂.向东渐变为砾石层,顶底各有1层钙板层 0.6 m
10 灰色砾石层,砾石表面有少量碳酸钙淀积
1.3 m
9 黄色粉砂与灰绿色亚粘土及粘土互层,近底部有钙板层 2.4 m
8 灰绿-暗灰绿色粘土夹粉细砂薄层.底部有2层钙板层 5.8 m
7 黄色粉细砂层,具波痕,近于水平层理.顶面之下有交错层理 4.5
m
6 砾石层,具板状等斜层理,砾石圆度和球度均高,砾石成分以硅质灰岩和侏罗纪火山岩为主,未见玄武岩.顶面以下约1 m处有许多透明石膏晶体散布于露头表面,底部为钙板层
4 m
5 灰黄色粘土与黄色粉砂薄层互层 2.6 m
4 粉砂层,具交错层理 0.5 m
3 灰黄色粘土与黄色粉砂薄层,具缟纹状层理,顶面以下约1.7 m之下夹6层石膏薄层 9.8 m
2 灰黄-灰绿色薄层粘土与粉砂互层,局部有具交错层理的粉砂透镜体,本层顶部产Pungitius
6.3 m
1 暗灰绿色粘土,夹薄层粉砂层 11.4
m
2.2
红崖南沟剖面
剖面厚度为94.40 m,河湖相层总厚度为90.26 m,地层自上而下顺序为：
43 砾石层,具等斜板状斜层理,底部有1层灰绿色亚粘土层 1.8 m
42 砾石层,具等斜板状斜层理,砾石表面有白色钙质沉淀物 4.1 m
41 灰绿色亚粘土 0.92 m
40 灰绿色亚粘土与棕黄色亚粘土互层 1.2 m
39 灰绿色钙质粉砂与亚粘土互层 1.17 m
38 棕黄色亚粘土 0.9 m
37 灰色砾石层,顶部与底部各有1层钙板层 0.6 m
36 橙黄色亚粘土,中夹2层钙板层 2.25 m
35 含砾粗砂 0.6 m
34 灰绿色粉砂与亚粘土互层 1.5 m
33 砾石层,夹灰绿色亚粘土及1层钙板层 3.1 m
32 橙黄色粉细砂层,底部为厚0.45m的砾石层 1.12 m
31 灰绿色粉砂,底部为灰绿色亚粘土与粉砂互层,底为钙板层 0.9 m
30 灰色亚粘土与粉砂互层 1 m
29 棕黄色亚粘土 0.8 m
28 灰绿色粉砂与亚砂土互层 0.89 m
27 褐黄色亚粘土,底部有钙板层 1.21
m
26 砾石层 1 m
25 褐黄色粉砂层,中部及底部各有1层钙板层 4.0 m
24 灰绿色粉砂夹棕黄色亚粘土与粘土层,底部为钙板层 3 m
23 灰绿色粉砂与褐黄色亚粘土互层,底部有钙板层
3.6 m
22 灰绿色粉砂层,底部有钙板 0.8
m
21 灰绿色粉砂与亚粘土互层.底部有钙板层
0.8 m
20 灰绿色粉砂夹褐黄色粘土层.层内有3层钙板层 2.15 m
19 砾石层 0.5 m
18 灰白色钙质亚粘土夹砾石层,底部有1层钙板层 1.75 m
17 灰绿色粉砂与粘土互层,底部有1层钙板层 0.4 m
16 钙质亚粘土层,夹薄层砾石 1.25
m
15 灰绿色与棕黄色亚粘土互层,夹1层细砾层和3层钙板层 5.15 m
14 灰绿色亚粘土与黄色亚砂土互层,中部夹0.1
m厚的钙板层 7.7 m
13 砾石层,下部0.7 m为等斜板状斜层理；上部0.7 m内有明显卷曲现象,卷曲幅度0.4 m 1.4 m
12 灰绿色亚粘土与粉砂及亚砂土互层 0.6 m
11 砾石层,夹灰绿色粉砂层,砾石扁平度高,底部与顶部有钙板层 0.7
m
10 粉、细砂互层,以粉砂为主 1
m
9 灰绿色亚粘土与亚砂土互层,底部为黄棕色亚粘土
4.8 m
8 砾石层 2.1 m
7 黄棕色粉砂,向西北部变粗,并出现岩屑,顶部为钙板层 6.9 m
6 黄绿色-灰绿色粉砂层 9.5 m
5 砾石层,具等斜板状斜层理 1.6
m
4 黄绿色-灰绿色粉砂层 2.5 m
3 灰色粘土层,富含芒硝,和胶足类化石 1 m
2 黄棕-棕色粘土层,含Lamprotula,化石种类较铺路剖面复杂,向东南相变为黑色淤泥层 2 m
1 红色粘土层(N2)含角砾,与下伏安山质砾岩呈侵蚀接触 4.14 m
井儿洼剖面与雪儿沟剖面在岩性方面相似,剖面下部存在石膏,上部有多层钙板；铺路剖面与红崖南沟剖面在岩性方面相近,剖面底层都有湖滨沼泽淤泥,向上演变为含Lamprotula的湖滨相、湖相层,差别是铺路剖面下部存在石膏,红崖剖面下部只见芒硝,但两者均属硫酸盐类沉积.由于以上4个剖面的下部都有同生易溶盐-硫酸盐矿物沉积,上部均有多层碳酸盐(钙板)沉积,在野外可初步建立它们之间对应段落的对比关系.根据实验得出的易溶盐主要离子含量变化及沉积物的相变特征,将各剖面分为上下两段：雪儿沟剖面上段为0.80～21.10 m,下段为21.10 m以下；红崖剖面上段为0～32.06 m,下段为32.06～90.26 m.
若用累计厚度比(表1)分别比较这4个剖面的上段与下段,铺路和红崖两剖面下段的A值对应为0.32和0.55,反映湖滨沉积特点.这与该两剖面的位置邻近湖盆边缘山地与基岩以及同一侵蚀基准面无明显局部差异构造运动情况下剖面厚度大于浅湖区的这一湖泊沉积规律是符合的.雪儿沟下段A=0.13,表明它受湖滨区地质过程的影响程度远不及铺路和红崖两处.井儿洼剖面则位于浅湖区.
表1 4个剖面的A和L值比较a) |
| 剖面名称 |
红崖 |
铺路 |
雪儿沟 |
井儿洼 |
A |
L |
A |
L |
A |
L |
A |
L |
| 上段 |
0.48 |
0.52 |
0.22 |
0.78 |
0.50 |
0.50 |
0.11 |
0.89 |
| 下段 |
0.55 |
0.45 |
0.32 |
0.68 |
0.13 |
0.87 |
0 |
1 |
a)
A=hg+s/hn,L=hl/hn,其中hg+s为粉细砂层和砾石层累计厚度,hl为湖相层累计厚度,hn为上段或下段地层累计厚度
红崖和铺路剖面上段A值比下段减小,L值比下段明显增大,这是湖面上升扩张的结果.雪儿沟剖面上段A值骤增,L值减少,可能是上段沉积时期雪儿沟一带湖盆底部抬升致使它更靠近湖滨或成为湖滨区的一部分.井儿洼剖面上段A＝0.11,可能说明此时期湖泊总体变浅(图1(b)).
图1 平均含盐量(a)及A/L比值(b)的变化
1示井儿洼剖面,2示雪儿沟剖面,3示红崖剖面,4示铺路剖面
3 微观观察
为检测石膏沿雪儿沟和井儿洼剖面下段的分布情况,我们进行了近距摄影和扫描电镜及X射线能谱分析.
3.1
近距摄影
跟据切片及近距摄影对雪儿沟剖面和井儿洼剖面下段纹层的观察,它们都具有典型的缟纹状沉积构造,由暗色层和浅色层交替组成.其中浅色层中相隔几十对暗与浅色层组之后出现由介形类残体和粉砂构成的较厚浅色层(图2(a)).石膏微层出现在浅色层之下暗色层顶部所代表的旱季.每一纹层的厚度在0.3～1.5 mm之间,层理以平行水平层理为主(图2(a)),也有由纯粉砂构成的交错层理(图2(b)),反映偶有入湖水流的干扰.此外,还有微型波痕(图2(c)),波高0.2 cm,波长2 cm,前坡缓(约5°),后坡陡(18°).切过波峰线的断面上不见前组斜层理,断定为波浪作用所成.
图2 (a)井儿洼浅湖相纹层, (b)井儿洼浅湖相交错层理,
(c)井儿洼浅湖相层中
的微型波痕, (d)铺路湖滨相沉积中的石膏, (e)石膏纹层中的燕尾双晶,
(f)扫描
电镜观察到的井儿洼石膏纹层
3.2 扫描电镜观察
我们利用扫描电镜观察了石膏的存在形式和晶形.这里的石膏几乎都是全晶质的,成层的石膏呈片状或板状晶体(图2(d)),局部见有燕尾双晶(图2(e)).微薄层石膏为针状集合体(图2(f)),在晶簇中呈粒状、片状集合体.板状、片状和纤维状石膏均为无色透明的透石膏.
在纹层中石膏的存在形式有：(1) 以石膏微薄层形式成为纹层组的一部分,(2)
包裹在砂粒外表面上,(3) 充填在孔隙中,(4)
附着在孔隙壁上的粒状石膏和晶簇.前3种为原生沉积石膏.第4种则可以上下层都不存在溶蚀和沉淀现象,证明它不是沉积期后的充填物,而是准同生结晶析出的物质.它与覆盖裂隙顶面的沉积纹层应是同时形成的.
3.3 X射线能谱分析
为检验扫描电镜下形态观察结果的正确性,我们对各种存在形式的石膏进行了X射线能谱分析.结果显示,含石膏的纹层S和Ca的重量百分比均高,且两者有很接近的原子数百分比,与上下沉积纹层Si含量较高有着明显的区别(表2).含石膏层的原子数百分比则与石膏的存在形式和含量多少有关.
表2 X射线分析结果 |
|
重量百分比/％ |
原子数百分比/％ |
|
板状石膏层 |
上层沉积纹层 |
石膏纹层 |
下层沉积纹层 |
板状石膏层 |
上层沉积纹层 |
石膏纹层 |
下层沉积纹层 |
Na |
|
1.45 |
1.80 |
1.00 |
|
1.39 |
1.74 |
1.71 |
Mg |
|
6.18 |
2.21 |
4.68 |
|
5.61 |
2.10 |
4.20 |
Al |
|
5.90 |
2.85 |
7.79 |
|
5.64 |
2.34 |
6.29 |
Si |
0.58 |
19.87 |
7.07 |
22.47 |
0.47 |
15.61 |
5.58 |
17.43 |
S |
23.59 |
1.54 |
16.54 |
1.34 |
16.62 |
1.06 |
11.43 |
0.90 |
K |
|
2.37 |
0.82 |
2.51 |
|
1.34 |
0.46 |
1.40 |
Ca |
28.48 |
13.54 |
20.54 |
8.90 |
16.06 |
7.51 |
11.08 |
4.95 |
Fe |
|
4.53 |
2.04 |
5.70 |
|
1.79 |
0.81 |
2.22 |
O |
47.34 |
43.52 |
45.54 |
44.77 |
66.86 |
60.04 |
64.46 |
60.98 |
| 4 化学分析 按2 m左右等间距和变层加取的原则在3个剖面中系统地采集土样,进行易溶盐分析.
4.1 浅湖相层中的易溶盐
以井儿洼剖面为代表的浅湖相沉积层中易溶盐的离子含量明显分为上下两段,剖面上段(0.40～24.22m)Cl－含量(表3)平均为134.63
mmol/L,是下段Cl－平均含量的4.69倍；SO42－与Cl－分布规律相反,下段SO42－平均含量是上段的3.57倍.所以,剖面上段以SO42－/Cl－＜1为主,下段该比值则大于1.阳离子在剖面上段以K++Na+含量占优势,是下段K++Na+平均含量的4.16倍；剖面下段Ca2+与Mg2+的平均含量分别是上段的3.76和3.20倍.所以,K++Na+/Ca2+＋Mg2+在剖面上段＞1,在剖面下段小于或等于1.以8大离子之和代表湖相层的易溶盐含量,则剖面上段沉积层的易溶盐平均含量为50.3
mg/g,下段为41.0 mg/g.
表3 各剖面主要离子及易溶盐平均含量a) |
|
|
CO32- |
HCO3- |
Cl- |
SO42- |
K++Na+ |
Ca2+ |
Mg2+ |
含盐量 |
| 井儿洼 |
上段 |
5.45 |
2.15 |
134.63 |
26.95 |
141.45 |
12.74 |
15.05 |
50.3 |
| 下段 |
2.34 |
2.87 |
28.69 |
96.13 |
33.99 |
47.85 |
48.16 |
41.0 |
| 平均 |
3.42 |
2.62 |
65.54 |
72.07 |
71.37 |
35.63 |
36.64 |
44.3 |
| 雪儿沟 |
上段 |
4.5 |
5.42 |
15.00 |
20.20 |
35.37 |
6.00 |
3.20 |
14.9 |
| 下段 |
3.41 |
2.51 |
4.57 |
82.44 |
23.23 |
27.41 |
35.61 |
27.9 |
| 平均 |
3.90 |
3.80 |
9.20 |
54.78 |
28.63 |
17.90 |
21.21 |
22.1 |
| 红崖 |
上段 |
7.09 |
5.30 |
11.40 |
10.35 |
25.87 |
4.62 |
3.60 |
11.0 |
| 下段 |
3.30 |
3.76 |
52.29 |
20.37 |
59.64 |
8.79 |
11.29 |
24.3 |
| 平均 |
5.33 |
4.58 |
30.42 |
15.01 |
41.57 |
6.56 |
7.17 |
17.2 |
| 铺路 |
下段 |
2.9 |
3.29 |
19.43 |
32.01 |
26.00 |
15.57 |
16.08 |
17.9 |
a) 各离子含量为mmol/L,含盐量为mg/g,2价离子含量按2倍计
在雪儿沟剖面,Cl－仍是剖面上段(0.80～21.10 m)平均含量大于下段,相差2.28倍；SO42-含量下段多于上段,相差3.08倍；K++Na+,Ca2+,Mg2+有与井儿洼剖面相似的规律.但各种离子的含量均比井儿洼少,所以易溶盐平均含量上段仅为14.9 mg/g,下段27.9
mg/g.从沉积记录看,雪儿沟剖面上、下段均存在多层薄砂层和多层砾石层,入湖淡水的影响可能是沉积物中各种离子含量减少、易溶盐平均含量降低的主要原因.井儿洼剖面沉积记录中反映这种入湖淡水的影响几乎不存在,所以它的易溶盐分布更能代表古湖易溶盐的聚集与演变特征(图1(a)).
图 1 平均含盐量(a)及A/L 比值 (b)的变化
1 示井儿洼剖面, 2 示雪儿沟剖面, 3 示红崖剖面, 4 示铺路剖面
4.2 湖滨相层中的易溶盐
红崖南沟剖面代表了湖滨相沉积.该剖面上段(0～32.06 m)阴离子的平均含量CO32-有所增高,Cl－仅为下段的1/4.59,截然不同于井儿洼剖面；SO42-为下段的1/1.97,趋势与雪儿沟和井儿洼剖面相同,但上段和下段中的平均含量均较少,即在上段为雪儿沟剖面的1/1.95,为井儿洼剖面的1/2.6；下段对应的仅为1/4.05和1/4.72.K++Na+离子在剖面上段的平均含量也低于剖面下段；Ca2+,Mg2+离子的平均含量都低于雪儿沟和井儿洼剖面,但却有与这两个剖面相似的规律,即剖面上段的平均含量低于剖面下段的平均含量.红崖南沟剖面上段沉积物的易溶盐平均含量为11.0 mg/g,下段是24.3 mg/g,低于雪儿沟剖面的易溶盐平均含量.
为何出现各种离子含量均低,且Cl－和K++Na+在剖面上下段分布出现反常现象呢？其一,红崖剖面处在古湖滨区,沉积颗粒总体偏粗,吸附盐分的能力差.该剖面下段有湖滨沼泽,易出现H2S释放,SO42－离子总量因而下降.再者,旱季湖滩显露,强烈的蒸发使湖滩表层盐渍化,雨季湖滩表层盐分被冲洗并携至浅及深湖区聚集,如此年复一年地重复,不利于盐分尤其是氯盐的累积和原位封存.其二,从累计比和易溶盐平均含量对比图上看(图1),红崖南沟剖面附近河、湖作用几乎参半,淡水的冲淡及盐分向浅湖方向运移是不容忽略的.盐分聚集在湖心区的井儿洼方向是这一现象的间接证据.王苏民等人[19]在对岱海的研究中,已经揭示了河流作用对湖泊沉积物中元素分布的类似影响.
5 讨论
5.1 古湖性质与演化
化学分析结果揭示：(1) 雪儿沟和井儿洼剖面下段易溶盐离子成分以SO42－,Ca2+,Mg2+为主；(2)
这3种离子各自的含量在水平方向上从红崖向雪儿沟和井儿洼递增；(3)
铺路和红崖剖面下段的阳离子中,K++Na+的含量高于Ca2+,也高于Mg2+,而Ca2+＋Mg2+的含量在铺路高于K++Na+,在红崖低于K++Na+的含量；(4)
剖面下段的易溶盐含量井儿洼最高(41.0mg/g).由此可见,泥河湾古湖在下段沉积时期古湖水的性质已是以SO42--Ca2+-Mg2+为主.根据地层和微观观察,在古湖滨沉积层中,铺路剖面下段有部分层位出现石膏夹层,红崖剖面下段局部层位有芒硝沉积出现.在湖心区沉积剖面下段的大部分层段里夹有石膏薄层和微薄层.从而判断,古湖水不仅已达到以SO42--Ca2+-Mg2+为主的程度,而且在旱季湖心区湖水易溶盐浓度能够达到石膏结晶析出的水平.这标志着古湖已发展到碳酸盐湖和硫酸盐湖的临界状态.所以,在剖面下段沉积时期古湖至少属于微咸水-半咸水湖性质.黄宝玉等人[9]关于泥河湾地层软体动物化石的研究结果、汪品先等人[20]对本地区有孔虫研究的结论都能佐证这一推论.
在各剖面上段,化学分析结果显示湖滨相沉积中的易溶盐变化最为复杂,受河川影响和湖水位年内与年际变化影响最深刻,难以反映古湖性质与演化,而只能选用浅湖相沉积剖面的易溶盐分析结果反映古湖性质.在剖面上段沉积时期,铺路和红崖附近虽然受湖面扩张以及蔚县古湖与泥河湾古湖沟通的影响,湖相层所占的厚度比重有所增加,但河流相堆积仍占较大比重,并未完全脱离湖滨区.雪儿沟剖面上段河、湖作用参半,已成为湖滨区.所以,仅有井儿洼剖面上段的易溶盐分析结果能够用来恢复古湖的性质与演化.在井儿洼剖面上段,易溶盐的离子构成中Cl－和K++Na+是主要成分,Cl－含量为其余3种阴离子之和的3.9倍；K++Na+含量是Ca2++Mg2+的5.1倍.这表明湖水已由下段的SO42--Ca2+-Mg2+为主的环境转变成为以Cl-- K++Na+为主的环境,沉积物中的易溶盐平均含量也由下段的41.0mg/g增至上段的50.3mg/g.按溶解度,KCl,NaCl和MgCl2均比CaSO4和K2SO4和Na2SO4的迁移能力强,易在内陆湖泊中聚集.这时的古湖水应属于向氯化物湖过渡的半咸水湖.但在野外未观察到盐岩沉积的现象,所以推测此阶段只是古湖水中氯盐不断累积的阶段.
红崖剖面和雪儿沟剖面的顶部,均有河流砾石层出现.在泥河湾湖盆的广大地区,除湖滨相沼泽层外见不到古湖消亡阶段普遍发育的沼泽层,而是湖相层顶部突然为河流相砾石层覆盖.这标志着泥河湾古湖的消亡具有突变性.
由以上分析可知,泥河湾古湖早期是微咸-半咸水湖,晚期为半咸水湖.这样的特征理论上为内陆湖泊所特有,与岱海、黄旗海和青藏高原等地区的一些内陆湖泊在性质上是相似的.
5.2
地层对比问题
根据前述,泥河湾第四纪沉积是在微咸水-半咸水以及半咸水环境条件下湖盆中堆积的.前人的研究忽视了泥河湾层的这种特定沉积环境,而依据岩性地层学和古生物化石划分地层的原则,把本地区N2地层以后的泥河湾湖滨区的地层划分为上下两层[1].在湖滨区,相变和岩性变化都远比湖心区复杂.对湖滨区地层的划分结果,很难用以对比湖心区的地层.所以,沉积环境及环境变化事件、同生矿物、生物化石并结合年代学手段等进行综合对比,才是克服这一困难的途径.
在泥河湾地区,铺路古湖滨相剖面下段有同生石膏层和Lamprotula化石；红崖南沟也是湖滨相沉积剖面,下段有芒硝和Lamprotula化石,两剖面下段沉积层是相同的湖水环境条件下沉积的,可断定两剖面下段属同期地层.雪儿沟剖面下段位于由湖滨向湖心并偏于湖心区的过渡地带,它也含有石膏层.井儿洼剖面位于湖心区,下段沉积以纹层为主,同样夹多层石膏.可见,这4个剖面的下段是同一个硫酸盐古湖环境中不同沉积部位的同期沉积,彼此之间可以对比(图3).化学分析结果支持这一判断,即把泥河湾层分成上段和下段,上下段沉积时期湖水化学环境及其所反映的古气候是截然不同的.这种划分与对比的结果与袁宝印等人[14]利用古地磁和孢粉对泥河湾层的最新划分结果基本上是一致的.这里的上段大致相当于他们划分的Ⅲ段,下段相当于其Ⅱ段.
图3 剖面对比图
A 井儿洼剖面, B 雪儿沟剖面, C 红崖南沟剖面, D 铺路剖面.
1 示黄土, 2 示砾石, 3 示砂, 4 示粉砂, 5 示亚粘土, 6 示粘土, 7
示N2 粘土, 8 示石膏
5.3 环境变化
5.3.1 古气候环境 微咸水-半咸水内陆湖泊和半咸水内陆湖泊表明蒸发作用超过降水的补给.蒸发与降水的变化改变着Cl－,SO42－,HCO3－,CO32－,K+,Na+,Ca2+和Mg2+的构成关系以及盐分含量的变化[21].在泥河湾地区,这种变化是十分明显的(图4),它反映了半干旱区湖面蒸发与补给对比关系的变化.
从易溶盐离子沿剖面的变化看,除湖滨的红崖剖面外,CO32－和HCO3－均为反映气候变化的迟钝型离子.各种离子含量沿剖面的变化与湖的演化阶段有关.在剖面下段湖水为SO42－-Ca2+-Mg2+型,因此SO42－,Ca2+和Mg2+离子含量变化十分显著.它们有5峰5谷的变化,与易溶盐分含量变化一致.在各种离子含量的比值中,只有SO42－/Cl－有与SO42－,Ca2+和Mg2+相似的变化,它们的变化曲线共同反映着泥河湾地区在剖面下段沉积时期的气候变化.在剖面上段,湖水已向Cl--K+-Na+型过渡,或已成为Cl--K+-Na+型,说明气候的进一步干旱化.此时
SO42－,Ca2+,Mg2+和SO42－/Cl－沿剖面变化已不显著,Cl－,K++Na+和K++Na+/Ca2+＋Mg2+的变化曲线则清楚地反映本地区降水的变化.在纵向上,上段沉积时的气候更加干旱,降水量更小,这种气候变化趋势与洛川黄土剖面的一致.刘东生等人[22]对洛川黄土剖面的研究显示,离石黄土的平均粒度组成比午城黄土粗,CaCO3的平均含量比午城黄土高；午城黄土中SiO2,Fe2O3和Al2O3的相对积聚程度及CaO的相对淋溶程度均比离石黄土高,SiO2/Al2O3,FeO/Fe2O3和CaO/MgO比值则比离石黄土小,说明离石黄土堆积时期的平均气候状况比午城黄土堆积时更为干旱,结果才有冬季风作用的增强和离石黄土较午城黄土堆积范围的扩大.泥河湾层的主体为下更新统.因此,各剖面的下段对应午城黄土堆积时期,上段相当于离石黄土堆积的早期和中期.
各剖面下段易溶盐含量沿剖面的变化曲线,显示出5峰5谷,反映古气候变化存在干与湿的5个气候变化旋回.干旱阶段出现峰值,降水相对增多的湿润阶段出现谷值.在红崖剖面下段的上部,有2个湖水被淡化的短暂时段,倒数第1个淡化时段持续得可能略长一些(图4),此刻湖水已被淡化,变为淡水.由于湖滨是河湖交互作用的地段,所以这里反映环境变化可能比湖心区更敏感.
图4
各剖面主要离子易溶盐含量及离子比值曲线
(a) 井儿洼, (b) 雪儿沟, (c) 红崖南沟. A 为K++Na+/Ca2++Mg2+,各离子含量为mmol/L
剖面上段的易溶盐含量沿剖面的变化,在红崖有4峰5谷的特征,而在雪儿沟和井儿洼变化幅度略大一些,但频度低,只有3～4个旋回.其原因可能是由于这两个剖面上段处于极易迁移的氯盐累积区,并且与后期聚集特征有关.
5.3.2 新构造运动 在剖面上段,开始出现湖泊深浅和湖面范围的变化.这一变化的分界点在红崖附近(见图1).在分界点以南以东,湖水加深,湖面扩展,剖面表现是湖滨相沉积层被较厚的湖相层覆盖；在分界点以北以西,湖水变浅,造成湖相层被流水堆积的砾石层覆盖,使雪儿沟剖面下段的浅湖相堆积层变为上段的湖滨区堆积层.同一个湖泊同一时期不同部分的这种明显变化,可能是新构造运动的结果.也就是在红崖至雪儿沟甚至更西一些的湖盆底部相对抬升,使以西以北的湖水变浅.这一构造运动发生的起始时间大约在早更新世末～中更新世初,和青藏高原的再次隆升是同步的.
5.3.3 古水系变迁 微咸水-咸水是封闭的内陆湖泊所特有的特征之一.桑干河穿流本地区,在泥河湾盆地东南隅的石匣流出,这是个众说不一的问题.有人通过阶地位相对比,得出中更新世初河流穿越石匣而出的说法[23].殊不知阶地缺少物质的对比而作长距离的形态对比是很不可靠的.既然通过前述已判定泥河湾古湖早期的微咸水-半咸水内陆湖和晚期的半咸水内陆湖的属性,那么桑干河在泥河湾古湖存在时期是汇入湖盆而不穿越湖盆的内流河.湖盆周围的水系自然也不像今日这样汇入桑干河,大部分是独立汇入湖盆的内流河,只有桑干河上游支流是通过桑干河干流汇入湖盆的.
桑干河流过石匣可能有3种原因：(1)
湖盆底部新构造抬升引起湖水骤然从石匣缺口外逸,切出石匣峡谷,这种想法的根据是红崖-雪儿沟之间盆地底部的抬升迹象；(2)
突发性暴雨洪水引起湖水位猛涨,造成湖水逸出石匣,此推想的依据是红崖和雪儿沟剖面顶部出现的厚层河流相砾石层；(3)
下游河流溯源侵蚀的结果.石匣被切穿,泥河湾古湖立即泄水消亡.
致谢 刘增森副教授参加了野外考察与样品采集,并且进行了全部的化学分析,仅在此致以衷心的感谢.
李容全(北京师范大学资源与环境科学系,北京 100875)
乔建国(山西师范大学教务处,临汾 041004)
邱维理(北京师范大学资源与环境科学系,北京 100875)
翟秋敏(北京师范大学资源与环境科学系,北京 100875)
李永良(北京师范大学分析测试中心,北京 100875)
参考文献
1，Barbour G B.Preliminary
observation in the Kalgan Area.Bull Geol Soc China,1924,3(2):153～168
2，Barbour G B,Licent E,Teilhard de Chardin P.Geological study of the deposits of the San
Kan Ho Basin.Bull Geol Soc China,1927,5(3-4):263～278
3，Teilhard de Chardin P,Piveteau J.Les mammifères fossiles de Nihowan
(Chine).Annales de palèontologie,1930,19:3～119
4，Black D,Teilhard de Chadin P,Young C C,et al.Fossil man in China.Mon Geol Surv China
(Ser.A),1933,(11):1～166
5，杨钟健．上新统更新统的分界．科学,1949,31(11):332～334
6，盖培,卫奇．泥河湾更新世初期石器的发现．古脊椎动物与古人类,1974,12(1):69～74
7，贾兰坡,卫奇,李超荣．许家窑旧石器时代文化遗址1976年发掘报告．古脊椎动物与古人类,1979,17(4):277～288
8，尤玉柱．河北小长梁旧石器遗址的新材料及其时代问题．史前研究,1983,(1):46～50.
9，黄宝玉,郭书元．从软体动物化石讨论泥河湾地层划分、时代及岩相古地理．中国地质科学院天津地质矿产研究所所刊,1981,(4):17～30
10，程国良,林金录,李素玲,等．“泥河湾层”的古地磁学初步研究．地质科学,1978,(3):247～252
11，李华梅,王俊达．泥河湾层的磁性地层学研究．中国科学院地球化学研究所年报(1982～1983).贵阳：贵州人民出版社,1983.182～184
12，李容全,袁宝印．泥河湾地区更新世叠层石的发现．地质科学,1992,(1):97～99
13，夏正楷,张昀,杨德军,等．泥河湾层中叠层石的发现及其古环境意义.中国科学,B辑,1993,23(8):874～879
14，袁宝印,朱日祥,田文来,等．泥河湾组的时代、地层划分和对比问题．中国科学,D辑,1996,26(1):67～73
15，曹家欣．大同盆地东南部的新构造运动与火山活动．中国第四纪研究,1959,2(2):60～68
16，杨景春．大同盆地东部地貌与第四纪地质．北京大学学报(自然科学版),1961,(1):87～100.
17，周廷儒,李华章,刘清泗,等．泥河湾盆地新生代古地理研究．北京：科学出版社,1991．1～162
18，陈茅南．泥河湾层的研究．北京：海洋出版社,1988．1～145
19，王苏民,余源盛,吴瑞金,等．岱海――湖泊环境与气候变化．合肥：中国科学技术大学出版社,1990．1～191
20，汪品先,闵秋宝,林景星,等．我国东部新生代几个盆地半咸水有孔虫化石群的发现及其意义．地层古生物论文集,1975,(2):1～36
21，Лукашев К И,Лукашев В
К著．表生带地球化学.曾志远译．北京：科学技术文献出版社,1992．1～237
22，刘东生,等．黄土与环境．北京：科学出版社,1985．191～302
23，宋津生,王宪瑜．泥河湾石匣里桑干河峡谷的地貌分析．第3届全国第四纪学术会议论文集．北京：科学出版社,1982.311 |
|
