雅鲁藏布江大峡谷入口河段最近两期古堰塞湖事件的年龄

李翠平 王 萍* 钱 达2， 唐茂云

1)中国地震局地质研究所， 地震动力学国家重点实验室， 北京 100029 2)中国地质大学， 北京 100029

雅鲁藏布江大峡谷入口河段最近两期古堰塞湖事件的年龄

李翠平1)王 萍1)*钱 达2，1)唐茂云1)

1)中国地震局地质研究所， 地震动力学国家重点实验室， 北京 100029 2)中国地质大学， 北京 100029

在雅鲁藏布江大峡谷入口河段， 分布着多级含湖相沉积的阶地， 在河床下还埋藏有巨厚的河湖相覆盖层。通过对阶地沉积和河床覆盖层浅部沉积物的光释光和14C测年， 初步建立了河谷上部沉积的地层年代学框架， 揭示出雅鲁藏布江大峡谷入口河段在末次盛冰期以来至少发育2期古堰塞湖(古堰塞湖Ⅰ， 古堰塞湖Ⅱ)， 其沉积年龄分别为7～9ka、 20～30ka， 并形成2级连续的海拔高度分别为2,906～2956m、 3,100～3060m的堆积阶地(T1， T2)。古堰塞湖的沉积时间与青藏高原地区末次冰期冰盛期和全新世早期低温事件相对应， 推测是南迦巴瓦峰西坡的则隆弄冰川活动形成冰川堰塞坝堵塞河道的结果。古堰塞湖Ⅰ分布范围较小， 在大渡卡—米瑞发育湖相沉积， 湖尾大致在米林县城附近， 沉积厚度5～8m。古堰塞湖Ⅱ发育范围较广， 湖相沉积在大渡卡—卧龙均有出露， 湖尾大致在朗县附近， 最大沉积厚度超过100m。古堰塞湖Ⅱ被后期河流冲刷， 可形成1～3级次级阶地。

雅鲁藏布江 阶地 光释光测年 古堰塞湖 冰川堵江

0 引言

发源于青藏高原南部的雅鲁藏布江， 在流经喜马拉雅东构造结时河道大拐弯， 穿越海拔7782m与7294m的南迦巴瓦峰和加拉白垒峰时河道深切， 形成世界第1大峡谷。近年来， 雅鲁藏布江大峡谷入口以上河段显著的河流阶地和湖相沉积引起了广泛的关注， 湖相沉积被认为是南迦巴瓦峰西坡则隆弄冰川多次前进阻塞河道形成的古堰塞湖沉积(Montgomeryetal.， 2004； 刘宇平等， 2006； Korupetal.， 2008； 张沛全等， 2008； Langetal.，2013； Zhuetal.， 2013； 祝嵩等， 2013)。堰塞坝上游沉积物滞留在河谷底部， 导致了裂点上游宽谷地貌的形成， 阻碍了河流的下切， 保持了青藏高原边缘的稳定性(Korupetal.， 2008)。 Wang等(2014)对入口河段巨厚河床覆盖层底部河流相砂层的26Al/10Be测年结果显示， 河道淤积始于2～2.5Ma BP， 是南迦巴瓦-加拉白垒块体构造隆升的结果。河谷沉积及其河-湖转换的年代学框架对于理解喜马拉雅东构造地区的构造、 气候与河谷演化的相互关系具有重要意义， 本文围绕最近2期古堰塞湖沉积的年代， 对阶地及河床覆盖层顶部的地层进行了年代学研究。

前人对古堰塞湖的期次和年龄等做了许多工作， 但仍然存在很大的争议。Montgomery等(2004)根据表层沉积的14C年龄， 认为发育2期古堰塞湖， 分别为全新世早期(9.8～11.3ka BP)发育的海拔3500m的古堰塞湖、 全新世晚期(1.1～1.74ka BP)发育的海拔3100m的古堰塞湖。刘宇平等(2006)认为在大峡谷以上河段发育4期古堰塞湖，14C测年显示4期古堰塞湖分别发生在14.9ka BP、 9.8～11.3ka BP、 1.2～1.6ka BP和0.29～0.4ka BP。尽管前述文章中指出所用14C测年物质为木炭， 但未给出采样地点的具体信息。Zhu 等(2013)主要依据电子自旋共振(ESR)年龄和湖相沉积层的光释光(OSL)年龄， 认为有4期古堰塞湖， 分别为中更新世冰期(691～505ka BP)、 末次冰期(75～40ka BP)、 末次冰盛期(27～8ka BP)和新冰期(1.8～1.2ka BP)的古堰塞湖。Huang 等(2014)认为有2期古堰塞湖， 年龄分别>50ka和>36ka， 且后1期古堰塞湖沉积叠覆在前1期古堰塞湖沉积之上。刘维明等(2014)认为仅发育1期古堰塞湖， 其沉积剖面中粗颗粒(砂)与细粒(黏土)的互层， 代表了洪水期与枯水期的沉积。前人的年代数据主要来自阶地剖面及上覆堆积物的零星采样， 测年结果差异颇大， 未见对光释光测年的测试条件分析和数据可信度的评价。在野外， 我们通过对露头剖面和钻探岩心的沉积相分析， 结合地层年代测定， 得到大峡谷入口河段沉积剖面由多个河湖相沉积旋回组成。进而对出露地表的湖积阶地及河床覆盖层浅部地层进行了年代学研究， 通过对系列样品的粗颗粒石英和粗颗粒钾长石的光释光测试， 以及与14C年龄的对比， 确定了2期古堰塞湖的沉积时代及阶地的形成年龄， 初步探讨了气候与堰塞湖形成的关系。

1 古堰塞湖沉积

雅鲁藏布江大峡谷入口以上河段(卧龙—大渡卡)发育多级含有湖相沉积的阶地， 湖相沉积广泛出露于则隆弄冰川槽谷与雅鲁藏布江河谷交会处的上游主河道及其支流(如尼洋曲、 南伊曲)阶地剖面中。通过对雅鲁藏布江中游加查—加拉河段的河谷地貌与沉积物的调查以及河流纵、 横剖面的差分GPS测量， 结合地层年代测定， 划分出2级主要的堆积(湖积)阶地： T1和T2(图1)。

图1 雅鲁藏布江大峡谷入口以上河段的研究点位置(a)和阶地地层结构与年龄图(b， c， d)Fig. 1 Location map of the studied profiles(a)and the age and strata section of the terraces(b， c and d) at the entrance of Yarlung Zangbo Great Canyon.黑星代表光释光样品(红色字体为石英粗颗粒年龄； MQ为石英中颗粒年龄)

图2 两期堰塞湖发育范围Fig. 2 Distribution of two paleo-dammed lakes.a 古堰塞湖Ⅰ； b 古堰塞湖Ⅱ

图3 大渡卡和卧龙的2级湖积阶地剖面Fig. 3 The plot of Daduka and Wolong profiles and the synthetic column.a T2阶地顶部具有波痕层理的砂层； b T2阶地上部黏土层-ⅰ； c T2黏土层被砂层侵蚀的接触面， 采样14-75； d T2下部黏土层-ⅱ； e T2下部黏土层-ⅱ底部与砂层的分界线； f T1湖积阶地； g 卧龙T2阶地黏土层下部， 黏土层之间夹细砂层， 采样14-57； h 卧龙T1阶地， 在上覆黄土层内采样14-59

T1阶地展布于大渡卡、 墨浪、 米瑞、 米林以及卧龙等地(图2a)， 海拔2,906～2956m， 拔河高度16～26m。T1在大渡卡、 墨浪、 米瑞等靠近雅鲁藏布江大峡谷入口处发育湖层， 阶地下部为黏土层， 厚度约5～8m， 上部为河流相砂层或风成砂。向上游到米林、 卧龙等地的T1主要由粗砂层和砂砾石层组成， 夹少量粉质黏土层。

T2阶地展布于大渡卡、 墨浪、 鲁霞、 丹娘、 比日神山、 机场、 里龙、 卧龙以及朗县等地(图2b)， 海拔3 100～3060m。其中鲁霞、 丹娘、 机场等地的海拔较低， 大致为3000m； 野外工作表明， 这些阶地大多被后期支沟流水冲刷， 已不是原始的阶地面。T2阶地湖相沉积发育很广泛， 从大渡卡一直到卧龙主要表现为黏土和砂的韵律层结构(图3)。在玉松、 大渡卡等地的湖相沉积发育最好， 厚度可达上百米， 向上游方向湖相沉积厚度变小， 湖尾大致在朗县附近。在大渡卡一带， T2阶地中湖相地层的年纹层清晰， 通过年纹层可以估计堰塞湖的持续时间， 湖相地层下部的年纹层厚度大致为0.35cm， 上部年纹层厚度大致为1cm。在大渡卡T2阶地上从顶部海拔3078m到3039m为上部湖层， 沉积时间约3,900a； 而从海拔3023m到2990m为下部湖层， 沉积时间约3,400a。湖层之间的砂层未计算在内， 由此得出T2阶地出露的大约100m高度的沉积时间 >7ka。

2 光释光测年

2.1 样品采集和前处理

样品采自阶地露头和钻孔岩心， 共采集20个光释光样品(其中1个为现代河流砂样)、 3个14C样品。采样位置见图1。

样品在暗室下经过常规的前处理实验(Aitken， 1998； 赖忠平等， 2013)， 提取粗颗粒(90～125μm)、 中颗粒(38～63μm)、 细颗粒(4～11μm)石英以及粗颗粒(90～125μm)钾长石。

2.2 环境剂量率测量

用电感耦合等离子体质谱法(IPC-MS)测量样品的U、 TH、 K含量， 根据Aitken(1998)提出的环境中铀、 钍、 钾含量与石英、 长石等矿物接收的剂量率之间的转换关系， 得出样品所接收的环境剂量率。含水量通过现场实测值和室内饱和含水量测定综合评估， 对于阶地细砂样品估计含水量为10%～15%， 河床以下的钻孔砂样含水量大致为25%， 较细的黏土层估计含水量为30%左右。

2.3 等效剂量的测定

对于阶地露头剖面和钻孔顶部样品， 估计年龄<50ka， 主要采用石英粗颗粒单片再生剂量法(SAR)测量(Murrayetal.， 2003； Duller, 2004)等效剂量。对于没有提取粗颗粒石英的样品， 采用细颗粒简单多片再生剂量法(SMAR)(王旭龙等， 2005)或中颗粒SAR-SGC(赖忠平等， 2013)测量， 并和粗颗粒石英SAR测试结果进行对比。而对于钻孔上部的样品， 年龄估计已超过石英的测年上限， 采用粗颗粒钾长石SAR-SGC进行测试。

表1 粗颗粒石英SAR法测量流程

Table1 The SAR procedure used for coarse-grain quartz measurements

步骤操 作说明1辐照自然或再生剂量(DN或DR)2220℃预热10s3125℃蓝光激发100sLx4辐照实验剂量(DT)5220℃预热10s6125℃蓝光激发100sTx7返回步骤1

对粗颗粒石英做了一系列的条件测试， 包括石英纯度的检测、 预热坪剂量恢复实验。粗颗粒石英的测量流程见表1。在Risø TL/OSL DA-20释光仪器上完成等效剂量(De)的测量， 仪器90Sr/90Y源粗颗粒剂量率0.117409Gy/s， 细颗粒和中颗粒的剂量率分别为0.094487Gy/s和0.121631Gy/s。通过厚7.5mm的U-340滤光片后接收释光信号。1个样品至少测量15个测片以上， 样品De值采用算术平均值来计算。考虑到粗颗粒石英小测片信号太弱， 误差太大， 采用粗颗粒石英大测片进行测量， 用前1—6通道的释光信号积分减去紧接着的7—15通道信号， 总通道数1,000， 激发时间为100s。

表2 样品的等效剂量、 环境剂量率和光释光年龄

Table2 Quartz equivalent does， does rate and OSL ages for samples

样品编号U/μg·g-1Th/μg·g-1K/%含水量/%剂量率/Gy·ka-1等效剂量/GyOSL年龄/ka方法比日神山14-403.5722.32.287.064.36>360>82.5中颗粒石英SGC14-41323.22.41104.4292.2±10.320.8±2.3粗颗粒石英SAR4.93117.6±19.623.8±4.0中颗粒石英SGC14-423.3622.62.37104.34100±14.623.1±3.4粗颗粒石英SAR14-432.9917.32.51104.47136.2±2330.5±5.4中颗粒石英SGC卧龙14-572.2112.42.37103.2989.1±1327.1±3.9粗颗粒石英SAR14-583.2720.52.27103.9687.2±1322.0±3.3粗颗粒石英SAR14-592.4317.42.19103.7835.7±3.89.5±1.0粗颗粒石英SAR大渡卡14-753.1325.31.8874.3380.4±11.518.5±2.6粗颗粒石英SAR米瑞12-4092.2816.92.12103.4326.7±2.47.7±0.7粗颗粒石英SAR现代样14-552.6821.42.08303.380.31±0.240.09±0.07粗颗粒石英SAR大渡卡阶地钻孔14-482.0414.92.36153.2389.77±10.727.7±3.3粗颗粒石英SAR12-4032.1518.62.34153.4789.8±8.2525.9±2.4粗颗粒石英SAR12-4023.822.72.18153.92113.2±11.628.8±3.0粗颗粒石英SAR大渡卡河床钻孔12-4232.7716.51.94203.0621.8±2.07.1±0.7粗颗粒石英SAR米林河床钻孔14-531.6610.72.31252.6109.5±12.642.1±4.8粗颗粒石英SAR13-111.358.822.26252.3992.7±16.638.7±6.9粗颗粒石英SAR13-191.7101.74252.1497.2±20.645.3±9.6粗颗粒石英SAR2.58121.8±22.647.1±8.7细颗粒石英SMAR13-181.96122.42302.6792.9±25.034.7±9.3粗颗粒石英SAR

注 前处理在中国地震局地质研究所释光年代学实验室完成， 等效剂量测试在中国地质大学(武汉)三峡中心释光实验室完成。

2.4 石英光释光年龄

OSL年龄及相关参数见表2。现代河流砂样(14-55)的粗颗粒等效剂量为0.3Gy， 说明其释光信号几乎归零。对于13-19样品同时做了粗、 细颗粒石英的测试， 得到的年龄在误差范围内一致。图4 为卧龙阶地样品的等效剂量直方图、 衰减曲线和生长曲线， 等效剂量均为正态分布， 其中黄土样的14-59样品信号和等效剂量的集中性最好。测试结果表明， T1阶地露头剖面中， 米瑞顶部砂的光释光年龄为(7.7±0.7)ka， 湖相沉积上部14C校正年龄为7.860～7.970ka， 而在上游的卧龙剖面的顶部光释光年龄为 (9.5±1.0)ka。上游沉积较下游沉积年龄稍大， 表明T1阶地具有上游老(先沉积)下游年轻(稍后沉积)的穿时性特征。

T2阶地在大渡卡一带的河湖相沉积厚度超过100m， 钻孔(Z1)岩心样品及剖面露头样品的光释光年龄为20～30ka(图5)， 显示其沉积速率较快， 应为同一期堰塞湖沉积(Ⅱ)。根据湖积阶地顶部年龄((20.8±2.3)ka)以及其上覆的风成沙的年龄((18.5±2.6)ka)， 确定T2阶地的形成年龄约为20ka。

大渡卡河床钻孔(Z2)顶部的风成砂的光释光年龄为 (7.1±0.7)ka， 其下厚约12m的黏土质砂层缺乏有效的年龄数据， 推测为古堰塞湖Ⅰ或古堰塞湖Ⅱ。 该套地层底部发育含砾砂层， 下伏灰色黏土层。 灰色黏土层中植物碎片的14C年龄>43ka， 应为更古老的1期堰塞湖沉积(Ⅲ)。米林河床钻孔(Z3)得出的粗颗粒石英年龄均为38～45ka， 也揭示了堰塞湖(Ⅲ)的存在(图5)。

图5 钻孔柱状图和年龄Fig. 5 The plot of the synthetic column and age in three drills.Z1、 Z2、 Z3分别代表大渡卡阶地、 大渡卡河床和米林河床钻孔

表3 钾长石IRSL50和post-IR IRSL290的剂量率、 等效剂量和年龄

Table3 K-feldspar equivalent doses， dose rate， and ages for both the IRSL at 50℃ and post-IR IRSL at 290℃

样品编号深度/m剂量率/Gy·ka-1等效剂量/GyOSL年龄/ka粗颗粒石英年龄/kaIR50pIRIR290IR50 pIRIR29014-48383.7480.9±9.3222.9±20.721.6±2.559.5±5.527.7±3.312-402704.4492.4±9.9251.3±25.820.8±2.256.6±5.812-409b105.23.53151.7±9.9399.0±44.442.9±2.8112.9±12.613-19682.6589.4±12.9253.4±26.433.7±4.995.5.2±10.045.3±9.612-4001132.7899.7±14.6246.2±24.535.8±5.288.4±8.814-5503.92.61±1.4314.4±4.050.7±0.43.7±1.00.09±0.07

注 同一样品的石英年龄结果也列于表内。

2.5 粗颗粒钾长石光释光测年

对于钻孔中上部的样品， 可能接近或已超过石英测年上限， 因此尝试用粗颗粒钾长石两步法红外激发后红外释光信号pIRIR(50， 290)进行小测片(1～2mm)测试(Thomsenetal.， 2008； Buylaertetal.， 2009)。其中利用现代样和粗颗粒石英结果对长石残留值情况进行评价。现代样等效剂量为14Gy， 残留值相对较小。5个样品的post-IR IRSL290年龄都>50ka(表3)。其中， 13-19、 14-48和12-402三个样品的长石年龄结果均远大于石英年龄， 高达2倍。尽管现代样的残留值相对较小， 但仍然不能排除长石的晒退不彻底问题(Thomsenetal.， 2008； Buylaertetal.， 2011； Murrayetal.， 2012)。

3 结果和讨论

3.1 古堰塞湖的期次和年龄

通过年龄数据和野外考察， 我们识别出多期古堰塞湖沉积， 其中最近2期古堰塞湖构成雅鲁藏布江大峡谷入口上游河段2级阶地(T1、 T2)， 海拔高度分别为2 906～2956m和 3 100～3060m。 古堰塞湖Ⅰ沉积年龄为7～9ka， 约7ka BP河流下切形成T1阶地。古堰塞湖Ⅱ沉积年龄为20～30ka， 约20ka BP河流下切形成T2阶地。

尽管我们尝试采用粗颗粒钾长石进行了测年， 但同一样品的长石年龄与石英年龄差别较大。也许长石年龄至少给出了古堰塞湖Ⅲ的上限年龄， 推测古堰塞湖Ⅲ的年龄介于石英与长石年龄之间， 同时考虑14C年龄， 并结合前人关于堰塞湖的年龄数据(Huangetal.， 2014)和区域冰川研究(Owenetal.， 2005， 2014)， 推测其沉积年龄为40～70ka。更精确的年龄及更多期次的古堰塞湖年表的建立还需要开展进一步的年代学研究。

3.2 堰塞湖发育与冰川的关系

雅鲁藏布大峡谷入口南迦巴瓦西坡的则隆弄冰川在近60a发生过3次跃动， 并两度发生阻江事件(杨逸畴， 1984； 张文敬等， 1985， 1999)。研究表明西藏大部分地区在早全新世(8～9ka BP)和晚冰期各发生1期明显的冰川前进事件(Owenetal.， 2014)。而青藏高原东南部的念青唐古拉山、 卡惹拉山口等地在末次盛冰期和末次冰期早期也有过多次冰进事件(Owenetal.， 2005)。张沛全等(2008)在大渡卡阶地(T2)附近发现了则隆弄冰川冰进时形成的冰砾阜和冰碛物， 其顶部木屑的14C年龄为17～24ka。上述资料表明， 则隆弄冰川前进是可以堵塞河道形成堰塞湖的。本文给出的7～9ka的古堰塞湖Ⅰ和20～30ka的古堰塞湖Ⅱ的沉积年龄与全新世早期的低温事件和末次盛冰期的年龄相近， 表明低温时期则隆弄冰川下移堵江是形成古堰塞湖的主要原因。而全新世2～3ka BP及更年轻的冰川跃动也可能会形成堵江事件， 但由于规模小， 冰川坝会迅速溃决， 难以形成具有一定厚度的堰塞湖沉积。

致谢 十分感谢中国地震局地质研究所覃金堂和王昌盛师兄在释光测年方面的指导和支持； 感谢审稿人提出的意见和建议； 感谢成都勘测设计研究院提供的部分钻孔岩心样品。

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AGES OF THE RECENT TWO EPISODES OF GLACIALLY DAMMED LAKES ALONG THE UPSTREAM OF THE YARLUNG ZANGBO GORGE

LI Cui-ping1)WANG Ping1)QIAN Da2，1)TANG Mao-yun1)

1)StateKeyLaboratoryofEarthquakeDynamics，InstituteofGeology，ChinaEarthquakeAdministration，Beijing100029，China2)ChinaUniversityofGeosciences，Beijing100029，China

There are many episodes of multiple-level lacustrine terraces along the entrance of the Yarlung Zangbo Great Canyon. Besides， very thick fluvio-lacustrine sediments are buried beneath the cover of the riverbed. Optically stimulated luminescence and radiocarbon dating provide an approximate timeline of upper valley deposits and reveal at least two glacially dammed lake events (Ⅰ and Ⅱ) which have deposition ages of 7～9ka (Ⅰ) and 20～30ka(Ⅱ)， respectively. The recent two episodes of glacially dammed lakes produced two steps of lacustrine terraces (T1， T2) correspondingly， which are of elevations 2906～2956m and 3100～3060m. The formation of paleo-dammed lakes reflects that the Zelunglung Glacier in the west slope of Mt. Namche Barwa had progressively advanced to block the Yarlung Tsangpo River during the early Holocene and the Last Glacial Maximum. The glacially dammed lake I has a relatively smaller extent. Its lacustrine sediments are distributed mainly from Datuoka to Mirui with maximum thickness about 5～8m. Its end is roughly at the south of Milin County. The glacially dammed lake Ⅱ occupies a large area with the end roughly nearby Lang County. Its sediments are exposed from Datuoka to Wolong with maximum thickness about 100m. After the later fluvial erosion， the lacustrine sediments of this lake formed 1～3 levels of secondary terraces.

Yarlung Zangbo Great Canyon， lacustrine terraces， glacially dammed lakes， OSL， glacier blocking

10.3969/j.issn.0253- 4967.2015.04.016

2014-12-04收稿， 2015-09-15改回。

国家自然科学基金(41372211)与地震动力学国家重点实验室自主研究课题(LED2013A07)共同资助。 *通讯作者： 王萍， 女， 研究员， 电话： 010-62009185， E-mail： wangping@ies.ac.cn。

P597+3

A

0253-4967(2015)04-1136-11

李翠平， 女， 2015年于中国地震局地质研究所获构造地质学专业硕士学位， 电话： 010-62009041， E-mail： wulicuiping@126.com。