基于光释光测年法的三江源地区高山草甸土形成年代与成因研究

先巴吉, 鄂崇毅,3, 孙满平, 张 晶, 张帅旗, 谢丽倩

(1.青海师范大学 青藏高原地表过程与生态保育教育部重点实验室,青海 西宁 810001; 2.青海师范大学 地理科学学院 青海省自然地理与环境过程重点实验室,青海 西宁 810008; 3.青海省人民政府—北京师范大学, 高原科学与可持续发展研究院, 青海 西宁 810008)

青藏高原高寒草甸分布区域广阔，覆盖面积占50.9%，其主体生态系统为高寒草地生态系统[1-2]，是维系周边地区和国家生态安全的重要屏障[3-4]。草甸土是高寒草地生态系统的重要组成部分和维持生态系统功能的物质基础。青藏高原草甸土的生物地球化学循环、水文过程等是当前研究的热点[5-6]，但对于草甸土的形成演变过程研究相对薄弱。三江源地区草甸土形成发育时间是理解高山草甸土成土过程的重要基础，基于年代结果结合区域古气候环境演变背景是理解土壤发生发育的重要途径。

传统土壤测年主要利用放射性碳同位素14C进行测定[7-8]，但由于土壤是一个开放系统，伴随新鲜碳不断输入土壤中，致使测定的土壤年代偏年轻[9-12]。近年来，光释光(optically stimulated luminescence, OSL)测年法逐步引入土壤年代学研究，通过对构成土壤骨架的石英、长石等矿物颗粒进行直接测年[11-13]，晒退性较好的风尘颗粒是OSL测年的理想材料，以往多在高原第四纪沉积物测年中应用[14-18]。青藏高原安多地区、青海湖流域、黄河上游地区土壤的年代分析中采用释光测年，获得了较为可靠的年代，草甸土OSL年代多集中在晚全新世(约4 ka)。同时基于土壤粒度特征的分析表明，风尘沉积对青藏高原高山草甸土发育具有重要贡献[11-13,19-20]，但更加直接的元素地球化学证据相对缺乏[12]。青藏高原运积母质多样，既有风积物，还有大量的坡积物、冲积物、冰积物等多营力作用下形成的各类母质，特别是三江源地区地形起伏变化大[21]，降水较高，流水作用较强，坡积物、冲积物分布广泛，草甸土广泛分布于此类沉积物之上，但其发育年代与发育模式尚不清晰。准确获取该区草甸土的年代，分析其发育背景，对完善青藏高原高山草甸土的发生学机制具有重要理论意义，对维系该区土壤安全和生态安全具有现实指导意义。

本文采用OSL测年法对三江源区夏琼(XQ)，歇武(XW)，桐勒栋(TLD)和斗地村(DDC)4个高山草甸土剖面的10个释光样品进行测年，获得该区高山草甸土形成发育的时间。基于土壤粒度[22]和元素地球化学分析成土母质来源[23]探讨其成土模式。

1 取样地点及样品的采取

研究区位于玉树藏族自治州称多县和果洛藏族自治州玛多县，属于三江源区，地理位置为89°24′—102°23′E，31°39′—36°16′N。夏琼(XQ)、歇武(XW)和桐勒栋(TLD)剖面位于长江源区，斗地村(DDC)剖面位于黄河源区。剖面分布位置见图1。采集样品时间为2018年8月。

图1 三江源区采样点分布

根据土壤发生学理论对采集的土壤剖面进行土壤发生层的划分，主要分为草毡层、腐殖质层、过渡层和母质层(图2)。夏琼(XQ)剖面共采取了5个OSL样，斗地村(DDC)剖面采取3个OSL样，歇武(XW)剖面在坡积物母质层取1个OSL样。桐勒栋(TLD)剖面在草毡层采1个OSL样。选取的4个剖面植被覆盖度约为80%～95%，以高山嵩草和矮生嵩草为优势种，杂草为珠芽蓼、针茅、马先蒿、金露梅等。4个剖面土壤理化分析样品按5 cm间隔采集，详细信息见表1。

图2 夏琼(XQ)剖面土壤发生层划分

表1 三江源区各采样点基本信息

2 试验方法

2.1 土壤理化分析

粒度试验在青海省自然地理与环境过程重点实验室完成，土壤粒度前处理采用鹿化煜等[24]的方法，测量所用仪器为英国Malvern公司生产的Mastersizer 2000型激光粒度仪，其测量范围为0.02～2 000 μm。土壤元素含量的测定在西安地质调查中心完成，采用美国热电公司iCAP RQ型电感耦合等离子体质谱仪测定；土壤氧化物含量的测定采用荷兰帕纳科Axios型波长色散X荧光光谱仪进行分析。

2.2 光释光年代测定

光释光样品预处理及测试工作在青海省自然地理与环境过程重点实验室进行。光释光年代学方法测定的是土壤中石英、长石等矿物最后一次曝光后埋藏的时间，矿物自埋藏以来所接受并累积的总辐射能和环境剂量铀，钍、钾含量计算得到年代结果。其优势为对矿物进行直接测年，测年年限范围较大。计算公式如下：

Age(ka)=Dose/Dose Rate

式中：Dose表示等效剂量(Gy); Dose Rate表示环境剂量率(Gy/ka)。

如图3所示，等效剂量(Dose)的测量在RisøTL/OSL-AD-20-C/D型热/光释光仪上进行测量，辐照源为人工β源90Sr/90Y，每秒辐照剂量率为(0.108±0.002)/Gy。环境剂量率(dose rate)的计算通过电感耦合等离子质谱法(ICP-MS)获取铀、钍、钾含量[25]。等效剂量的测定采用粗颗粒(63～90 μm)石英，石英单片再生剂量法[26](single-aliquot-regenerative-dose protocol， SAR)。

图3 粗颗粒(63～90 μm)石英、长石提取流程

另外对XQ和DDC剖面粗颗粒(63～90 μm)钾长石采用红外后红外激发pIRIR170测年，采用流程与之前的阿尼玛卿黄土测年程序一致[27]。

所有样品的石英OSL信号均表现为快组分特征，自然信号在前2 s内快速晒褪到背景值，预热温度坪试验发现在180～260 ℃时样品的等效剂量值基本一致，选用240 ℃作为预热温度，剂量恢复试验表明：给定剂量和测定的剂量值比值在0.9～1.1之间(图4)，说明De值测量结果可靠。考虑坡积物经历流水作用，有可能导致晒褪不充分，对XQ和DDC剖面的样品提取了粗颗粒(63～90 μm)钾长石进行钾长石pIRIR170进行验证。

图4 XQ剖面石英衰退曲线、生长曲线，剂量恢复试验

3 结果与讨论

3.1 样品粒度分析

三江源地区土壤粒径分布曲线结果如图5所示。4个剖面土壤粒度特征曲线基本相似，主要集中在40 μm，在500 μm和8 μm各有一小峰，表明物质来源复杂。将阿尼玛卿附近的风成黄土河北(HB)剖面与三江源区黄土进行对比。前人研究HB剖面黄土粒度变化[27-28]，反映其对气候冷暖事件的响应，揭示青藏高原黄土记录对气候快速变冷的响应比暖事件的响应更加敏感。HB剖面黄土粒度频率曲线呈不对称双峰模式，近似正态分布，峰值集中在40～60 μm之间，平均粒径在34～46 μm之间。

由图5可知，HB剖面与4个草甸土剖面差异较大。说明由于上述4个土壤剖面主要分布于该区坡积地貌，一般会经历片流等流水的侵蚀、搬运和堆积作用。XW剖面平均粒径介于17～71 μm，XQ和TLD剖面500 μm峰值相较XW和DDC剖面更加明显，说明XQ和TLD剖面可能经历的流水改造作用更加强烈，水动力更强，通常只有粒径相对较粗的颗粒才容易保留下来，坡地水动力与坡度关系最为密切，XQ和TLD剖面的坡度较陡恰好解释了这一现象。

3.2 元素地球化学与物源分析

用于风尘堆积物源示踪[29]的常量元素地球化学指标为K2O/Al2O3，TiO2/Al2O3值等，微量元素Zr和Nb，Ti的地球化学特征表现为惰性，迁移弱，也常用于风尘堆积的源区示踪。通过系统对比分析剖面XQ，DDC高山草甸土全样和小于70 μm的高山草甸土，HB黄土、玉树(YS)红土剖面(采自治多县东南部军永唐，地势平坦，剖面深度70 cm，土壤松散，颜色偏红，0—40 cm草根密集)。样品的K2O/Al2O3，Zr/Nb等物源指标(图6)显示，无论XQ和DDC草甸土全样样品还是<70 μm样品的K2O/Al2O3和Zr/Nb，K2O/Al2O3和TiO2/Al2O3，TiO2/Al2O3和Zr/Nb，K2O/Al2O3和Zr/Ti比值与HB风成黄土相关元素比值在同一集合内。其中K2O/Al2O3和TiO2/Al2O3比值相对集中，Zr/Ti和Zr/Nb比值也比较集中，与HB风成黄土元素比值非常接近。<70 μm高山草甸土组分物源相关元素比值与HB黄土更加接近，表明风力搬运的<70 μm组分与HB剖面黄土物源几乎一致，也进一步说明风尘输入组分对该区土壤的形成具有重要贡献，而该区土壤剖面下覆的并经常出露的红土元素比值分布范围广、分散，与XQ，DDC，HB剖面均存在较大的差异，说明下覆的第三系红黏土对该区高山草甸土的形成贡献微弱。结合坡积母质粒度变化特征(图5)和元素地球化学分析特征(图6)，坡积母质物源应为坡面上部侵蚀区风尘物质遭受片流侵蚀后形成坡积物，前人在祁连山也发现了类似的土壤发育过程[20]。总体上，与安多地区、青海湖流域和黄河源区的土壤发育类似[11,22,30]风尘输入对青藏高原土壤的形成发育具有重要贡献。

图6 K2O/Al2O3-Zr/Nb，K2O/Al2O3- TiO2/Al2O3，TiO2/Al2O3-Zr/Nb，K2O/Al2O3-Zr/Ti物源关系图解

3.3 草甸土石英和长石年代的可靠性

各剖面石英样品的OSL年代与地层序列一致，表现为上新下老，未出现地层倒置现象(表2—3)。DDC土壤石英年代结果与长石年代结果基本一致，说明DDC剖面晒褪良好，年代结果可靠，与其土壤层的沉积特点也相符合(图7)。

表2 高山草甸土剖面石英年代

图7 夏琼(XQ)、斗地村(DDC)剖面地层与年代

XQ剖面上部1号和2号样品石英年代结果与长石基本一致，而下部水平层理较为明显的坡积物长石年代结果明显偏老。根据在该区河北(HB)剖面黄土所做的晒褪试验表明：在模拟太阳光下晒褪30 s就可以将石英中累积信号晒褪至5%水平，而长石的pIRIR170信号则只能到65%[27]。因此，石英和长石年代一致通常说明样品经历了充分的晒褪，而不一致，特别是长石比石英偏老说明样品曝光不充分，很可能经历了短时搬运后再堆积。石英长石年代对比结果表明XQ下部土壤层应为片流沉积，也与野外观测到的层理特征相符。鉴于石英样品能在非常短的时间内晒褪，因而石英结果更加可靠或更接近土壤发育的实际年代。而下部片流作用为主的坡积物年代由于晒褪不充分，其实际年代应比测得的OSL年代结果年轻，而风尘加积地层的年代结果相对更加可靠。因此，本研究中采用石英OSL年代为土壤形成发育年代[12]。

表3 高山草甸土剖面长石年代

3.4 草甸土形成气候背景

土壤石英年代结果主要集中在晚全新世3 ka以来，剩余3个年代集中在早全新世，这与前人在青海湖流域的结果基本一致[11-12,30]，即现存的三江源草甸土主要是在全新世形成的，或在全新世堆积母质上发育的。此外，XQ剖面年代从35 cm处3.0±0.2 ka跳跃至55 cm深度的8.3±0.5 ka，具有明显的间断，类似间断在青藏高原普遍存在[11,31-32]。

该结果与前人对青藏高原黄土的年代结果一致，黄土主要是末次冰消期以来沉积的[33-34]，说明高原土壤的形成发育与气候变化密切相关。从长时间尺度来看全新世或末次间冰期气候整体暖湿，有利于土壤的发育。而在干冷的末次冰期，由于高原气候过于寒冷干燥，土壤发育微弱。即便是在全新世，多数土壤剖面淋溶淀积层几乎不发育，仅见有机质层和母质层。XQ，DDC，XW，TLD土壤剖面的上部草毡层年代大概在1 ka以来形成的，说明草毡层的形成上限为1 ka，发育20—40 cm的草毡和腐殖质层所需时间应在1 ka之内。

从全新世内部来看，三江源土壤年代主要集中在晚全新世3 ka以来(图7)，青藏高原东北部在早全新世暖干，中全新世气候适宜，到晚全新世逐渐变冷变干[27,33-35]。该区草甸土的形成是在相对干冷的大背景下形成，与前人在青海湖的研究一致[11]。这主要是由于青藏高原地区气候寒冷，化学风化微弱，就地成壤作用微弱，土壤母质主要依赖于大量物理风化产生的运积母质，其中风力能够将风尘物质广泛地搬运和堆积至不同地貌位置，在有草原和草甸植被的情况下，风尘被捕获并成为土壤发育的母质。因此，晚全新世气候相对干冷、风沙活动相对较强，为土壤发育提供了大量母质，也能够满足草甸草原植被的发育，在地形、物源、植被三者的共同作用下，三江源区土壤发育能够集中在晚全新世。此外早全新世也是重要的风尘释放期[36]，其土壤形成机制与晚全新世相似。因此，三江源区另外3个年代集中在早全新世，但由于坡地地貌为正地形，容易受到侵蚀，保存下来的早全新世土壤剖面相对较少。

4 结 论

(1) 粒度试验结果显示，土壤粒度特征曲线主峰集中在40 μm，在500 μm和8 μm各有一小峰，XQ和TLD剖面主峰峰值体积含量相较XW和TLD低，三峰态更明显。三江源区母质发育较为复杂，呈现出混合母质的发育特征。

(2) 元素地球化学物源分析结果显示XQ和DDC高山草甸土的元素地球化学特征与该区典型的风成黄土剖面一致。因此，草甸土形成的物质来源是由全新世气候相对干旱时期的风尘释放提供的，由于地形高耸、坡度起伏较大，土壤的母质以坡积物和风积物的混合母质为主，风尘是该区坡积物的原始物源，风尘输入对于三江源的土壤形成具有重要贡献。

(3) 光释光年代测试结果得出草甸土在早全新世(13—8 ka)和晚全新世(3—0 ka)均有发育。

致谢：在此诚挚地感谢闫文亭和史运坤在野外采样中提供的帮助。