藏东南波堆藏布江谷地古冰碛堰塞湖初步研究

2022-09-15谢金明周尚哲许刘兵杨太保

冰川冻土 2022年4期

谢金明，周尚哲，许刘兵，杨太保，何婷

（1.兰州大学资源环境学院，甘肃兰州 730000；2.华南师范大学地理科学学院，广东广州 510631）

0 引言

藏东南位于喜马拉雅山、念青唐古拉山和横断山的交会部位，紧邻喜马拉雅东构造结。由于该区新构造运动活跃，河流强烈下切，形成以高山、峡谷为主要特征的地貌。但在一些河谷段，宽谷-峡谷相间分布，宽谷发育湖相阶地，指示了古堰塞湖的存在［1］。前人研究表明，大型古滑坡、崩塌、泥石流以及古冰川扩张是古堰塞湖形成的原因［1-7］。藏东南地区是青藏高原现代冰川及第四纪冰川作用中心之一，已报道的古冰碛堰塞湖较少，目前主要有三处，分别为雅鲁藏布江中游桑日峡谷上游的杰德秀古湖［7］、大拐弯段上游的格噶古湖［6，8-11］及其一级支流帕隆藏布江上游的松宗古湖［5，12］，已有年代数据显示这些古湖均为末次冰期冰川堵江的产物。近年野外考察发现，在雅鲁藏布江二级支流波堆藏布江中游河谷，白玉村至林琼村一带广泛出露湖相地层，表明存在古堰塞湖。本文将分析这一古堰塞湖地貌和沉积特征，开展湖相地层光释光（optically stimulated luminescence，OSL）年代学研究，结合前人这一区域古冰川地貌工作结果，探讨该古堰塞湖的形成与演化过程。

1 地质地貌背景

波堆藏布江发源于念青唐古拉山东段南坡，属帕隆藏布江一级支流，流域面积约为1.46×105km2［图1（a）］。波密气象站（29.87° N、95.77° E，海拔2 736 m）的观测数据显示年降水量约为890 mm，降水主要集中于6—9月，占全年降水量的80%（1981—2011年，http：//data.cma.cn）。流域内共有现代冰川482条，总面积约970 km2［13-14］。则普冰川长达19.2 km，面积76.2 km2，为流域内规模最大的冰川［14］，源于海拔6 364 m的则普峰。第四纪期间，则普冰川与其他支沟冰川曾多次进退于波堆藏布江谷地，留下了丰富的冰川地貌遗迹。

图1 研究区示意图Fig.1 Schematic diagram of the study area：location of the study area and its DEM（a）；geomorphologic map of the Baiyu-Xumu reach of the middle Bodui Zangbo River（b）

冰川/冰水沉积测年结果表明，流域内最早的冰川作用时间可追溯至海洋氧同位素阶段（marine oxygen-isotope stages，MIS）12甚至更早［15］，之后在MIS6［16-17］、MIS4［18］、MIS2［16-17，19］、新冰期及小冰期［20-21］等时期均有古冰川活动［图1（b）］。MIS2冰期冰碛垄在波堆藏布江谷地中保存较为完好，李吉均等［22］认为主谷冰川在末次冰期最盛期（Late Maximum Glaciation，LGM）前进至白玉村附近，当时古冰川主干长约80 km，规模为现代的4～7倍。进入冰消期，随着气温升高，主谷冰川开始阶段性后退。首先退至林琼村附近，留下一道弧形终碛垄，李吉均等［22］称之为“林琼冰退”阶段。而后气温大幅升高，古冰川大规模消融，谷地中形成规模巨大的冰碛丘陵［22-23］。末次冰期时，支谷冰川也有明显前进，白玉沟冰川前进伸出沟口进入主谷，在沟口处形成外、中和内三套终碛垄（图2）。中冰碛垄和内冰碛垄规模宏大，伸入主谷直达对岸。周尚哲等［16］利用TCN10Be暴露测年技术，对这两套冰碛垄进行了定年，认为其均为MIS2冰期冰川作用的产物。本文根据最新的10Be生成速率以及利用LSDn年代计算模型［24］重新计算了年代，并选取每套冰碛垄的最老年代来代表冰碛垄的形成时间。结果显示，中冰碛垄的形成时间为（20.7±1.4）ka，内冰碛垄为（16.4±1.3）ka，分别对应于LGM和海因里希事件1（Heinrich event 1，H1）［图2（b）］。根据地貌地层关系，推测外冰碛垄可能形成于MIS4冰期。参考白玉沟的冰川演化序列及年代，我们推测波堆藏布江主谷中白玉村附近的终碛垄形成于LGM，而“林琼冰退”留下的终碛垄形成于H1［图2（b）］。

图2 波堆藏布江白玉村至林琼段地貌图Fig.2 Geomorphologic map of the Baiyu-Linqiong reach of the middle Bodui Zangbo River：the Google Earth image of the Baiyu-Linqiong reach of the middle Bodui Zangbo River（a）；geomorphologic map of the Baiyu-Linqiong reach of the middle Bodui Zangbo River（b）

波堆藏布江谷地广泛发育河流阶地。根据野外考察及Google Earth卫星影像，白玉村至许木乡段发育有两级主要阶地，T1阶地位于白玉村附近，为冰水阶地；T2阶地由白玉村一直往上游许木乡延伸，为加积-切割型阶地，后期河流下切形成了1～4级次级阶地。其中，白玉村至林琼村段的T2阶地剖面广泛出露湖相地层。白玉沟下游主谷则发育一级阶地，后期河流作用切割出1～2级次级阶地［图2（b）］。

2 样品采集与测年方法

2.1 样品采集

在林琼村附近的T2阶地和H1冰碛垄内侧分别采集了3个OSL湖相沉积物样品（图3）。样品LQ01～LQ03采于T2阶地上覆湖相层的顶部（采样点1）。湖相地层上覆20～30 cm厚灰褐色土壤，湖相地层出露高度约2.5 m，未见底。湖相层的组成物质为细砂、粉砂和黏土，具有较为典型的灰白相间的沉积纹层。冰碛垄内侧加积了厚薄不均的湖相层，样品LQ04～LQ06采于这套湖相层，分为两个采样点。样品LQ04的采样剖面高约2 m（采样点2），顶部为20～30 cm厚灰黑色土壤，下面是厚约0.5 m的湖相层。湖相层分为两层，上层已弱成壤化，呈灰黄色，下层为灰白色细粉砂，夹含有少量小块卵石。下部是冰碛物，由砂和砾石构成，砾石多呈次棱角和次圆状。样品LQ05～LQ06的采样剖面出露高度约5 m（采样点3），湖相层未见底，组成物质为灰白色细砂和粉砂，含有少量小块卵石，杂有明显的白色碳酸钙淀积。

图3 林琼H1冰碛垄、T2阶地剖面与湖相地层OSL年代Fig.3 The sections of H1 and terrace T2 platform at the Linqiong，and OSL ages of lacustrine deposits

采样时先挖开新鲜剖面，在避光条件下将样品装入遮光样品袋中，再用胶带密封样品袋，以防样品曝光。

2.2 测年方法

2.2.1 前处理

前处理在红光实验条件下进行。样品先经10%HCl溶液和30%H2O2溶液浸泡，分别去除碳酸盐和有机质。粗颗粒样品（90～125 μm）通过干筛提取，细颗粒样品（4～11 μm）则通过Zhang等［25］提出的湿沉降法获得。为获得纯石英样品，利用H2SiF6溶液刻蚀细颗粒样品，粗颗粒样品则经多钨酸钠重液分离出石英颗粒后，用40%HF溶液浸泡40 min。最后，将10%HCl溶液加入样品中，去除氟化物沉淀。石英颗粒的纯度通过红外检测方法检测。纯石英粗颗粒和细颗粒样品分别通过硅油和纯水均匀粘贴在直径0.97 cm的铝片上进行上机测试。

2.2.2 等效剂量测试

等效剂量（equivalent dose，De）测试在华南师范大学地质年代学实验室完成，测试方法为单片再生剂量法（single aliquot regeneration-dose，SAR）［26］。为选择合适SAR程序的预热温度，本研究通过LQ01石英粗颗粒和LQ05石英细颗粒样品来进行预热坪和剂量恢复实验。每个样品分别制备15个测片，分为5组，分别在180℃、200℃、220℃、240℃和260℃的温度条件下预热10 s，试验剂量的预热温度为160℃。测试石英释光信号的激发光源强度为90%，激发温度125℃，激发时间40 s。

LQ01粗颗粒样品的预热坪结果见图4（a）。如图所示，De值随着预热温度的升高而增大，De值在200～220℃的温度条件下较为集中。在180～220℃的预热条件下，大部分测片的循环比都在合理范围内。在不同的预热温度条件下，所有测片的回授比都小于5%。对于剂量恢复实验，首先将上述样品的释光信号清除，然后对样品给定51.18 Gy的辐照剂量。辐照后的测片分别在180℃、200℃、220℃、240℃和260℃的温度条件下预热10 s，试验剂量的预热温度均为160℃，测试程序如上。LQ01粗颗粒样品的剂量恢复实验结果见图4（b）。如图所示，在180～240℃的温度条件下，所有测片的恢复比都处于0.9～1.1的区间。除了240℃的预热温度，在其他温度条件下大部分测片的循环比和回授比都处于合理范围内。

图4 LQ01粗颗粒和LQ05细颗粒样品内部检测结果Fig.4 Results of inner tests for coarse-grained（CG）quartz and fine-grained（FG）quartz from samples LQ01 and LQ05，respectively：the results of preheat plateau of CG quartz from Sample LQ01（a）；results of dose recovery tests of CG quartz from Sample LQ01（b）；the results of preheat plateau of FG quartz from Sample LQ05（c）；results of dose recovery tests of FG quartz from Sample LQ05（d）

LQ05细颗粒样品的预热坪结果见图4（c）。如图所示，De值随着预热温度的升高而增大，De值在180～220℃的温度条件下较为集中。在180～220℃的预热条件下，所有测片的回授比都处于5%的可接受区间。对于剂量恢复实验，给定样品60.05 Gy的辐照剂量，结果见图4（d）。如图所示，在180～240℃的温度条件下，所有测片的回授比都在合理范围内。

基于以上预热坪实验和剂量恢复实验结果，我们选择220℃和200℃的预热温度分别作为本研究中粗颗粒和细颗粒样品的预热温度。

2.2.3 年剂量测试

年剂量率计算中的U、Th和K含量在北京第二核工业研究所测定。U和Th的含量通过等离子质谱仪测得，K2O的浓度通过火焰分光计方法测定。样品的实测含水量见表1。年代计算中样品含水量采用（5±2）%的估算值。

3 结果与分析

3.1 古堰塞湖的沉积及地貌证据

野外普遍可见湖相沉积物加积于LGM和H1时期的冰碛垄表面［图2（a），2（b），5（b），5（f）］。波堆藏布江谷地白玉村LGM冰碛垄顶部海拔约2 900 m处［图5（a）］，覆盖有粉砂质黏土湖相沉积，灰黄色，垂直节理发育，厚1～2 m，沉积物中夹含直径为5～10 cm的卵石［图5（b）］。白玉村附近的T2阶地（阶地面海拔约2 860 m）剖面底部出露厚6～8 m的湖相地层，为黄白色粉砂及黏土，下部可见水平层理，湖相层未见底［图5（c）］。湖相地层以上为厚2～3 m的河流相沉积，组成物质主要是砂和砾石，砾石磨圆度高［图5（d）］。林琼村附近海拔约2 940 m的H1终碛垄表面，加积了一定厚度的湖相粉砂层，冰碛垄内侧出露厚达8 m的湖相层［图5（f）］。此套冰碛垄的下方，残存一级面积仅为约0.03 km2的湖相阶地。阶地面海拔约2 910 m，剖面上部出露0.5～1.0 m厚的河流相砾石层，砾石直径为5～20 cm，磨圆度高；剖面下部为湖相地层，未见底［图5（g）］。波堆藏布江林琼段河谷保存有多级以湖相地层作为基座的河流阶地，其中较为典型的湖相阶地剖面位于波堆藏布江右岸，阶地面海拔约2 880 m。阶地剖面上部为厚3～7 m的泥石流相沉积，下部出露约7 m的湖相层，湖相地层未见底［图5（e）］。

图5 湖相出露地层野外照片Fig.5 Field photos showing the lacustrine strata：the LGM and H1 moraines of the Baiyu Valley and Bodui Zangbo River Valley（a）；lacustrine deposits saved on the surface of the LGM moraine of the Bodui Zangbo River Valley（b）；the section of terrace T2 in the Baiyu Village reaches of the Bodui Zangbo River Valley（c）；gravel layer and lacustrine deposits layer of terrace T2 in the Baiyu Village reaches of the Bodui Zangbo River Valley（d）；debris flow and lacustrine deposits layer of terrace T2 in the Linqiong Village reaches of the Bodui Zangbo River Valley（e）；lacustrine deposits on the surface of H1 moraine in the Linqiong Village of the Bodui Zangbo River Valley（f）；gravel layer and lacustrine deposits layer of terrace T2 in the Linqiong Village reaches of the Bodui Zangbo River Valley（g）

3.2 年代结果与分析

3.2.1 释光特征

图6展示了LQ01粗颗粒样品和LQ05细颗粒样品的OSL信号衰减曲线和剂量生长曲线。OSL信号衰退曲线表明，OSL信号在蓝光激发下的最初几秒衰减很快，说明OSL信号以快速组分为主。但从样品OSL信号强度方面来看，大部分测片在前0.4 s时间内的光子量小于1 000点。前人研究认为［27-28］，石英样品OSL信号较弱的原因可能是由于石英颗粒在沉积之前搬运的距离较短或者经历的扰动次数较少。石英颗粒OSL信号强度与当地基岩也有关系。波堆藏布江上游的基岩主要由花岗岩组成，而花岗岩的OSL信号较为微弱［28-29］。图7为所有粗颗粒样品的De散点图。样品De值分布比较集中，表明样品在沉积之前其OSL信号的晒退程度较好。

图6 样品天然OSL信号衰减曲线和剂量生长曲线Fig.6 OSL decay curves of nature signal and the inserted figures show the dose growth curve of the study samples：coarse-grained quartz of sample LQ01（a）；fine-grained quartz of sample LQ05（b）

图7 粗颗粒石英样品De散点图Fig.7 De scatter plots for coarse-grained quartz samples

3.2.2 年代结果与分析

样品LQ02因其OSL信号太弱导致De值误差较大，本文将其年代结果剔除。其余样品的OSL年代结果如表1所示。用于De计算的OSL信号的积分区间为蓝光激发前0.48 s内的信号减去最后2.4 s的背景值信号，通过指数拟合剂量生长曲线。De值通过中值年代模型（central age model，CAM）［30］计算得出。OSL年代结果通过Tsakalos等［31］开发的“DR calculator”程序计算得到。

表1 光释光测年结果Table 1 OSL dating results

如图2（b）及表1所示，林琼T2阶地两个湖相沉积样品的粗颗粒年代和细颗粒年代大致接近，年代结果介于9～11 ka之间。这4个年代的概率密度累计曲线显示，最可能的年代为10.3 ka（图8）。采自林琼H1冰碛垄上覆湖相层的3个样品，其年代结果介于6～14 ka之间。其中，样品LQ06的粗颗粒年代和细颗粒年代比较一致（～6 ka），样品LQ04的细颗粒年代［（8.6±0.6）ka］稍大于其粗颗粒年代［（6.1±0.2）ka］，而样品LQ05的粗颗粒年代［（13.6±0.5）ka］则明显大于其细颗粒年代［（6.1±0.5）ka］。同一个样品粗颗粒和细颗粒石英表现出不同的释光性质，可能是源于它们不同的来源及不同的搬运方式［32-33］。粗颗粒石英主要来源于风化基岩或早前谷坡、河道堆积物；细颗粒石英则主要来源于流域内经冰川研磨作用形成的粉砂或冰缘黄土。粗颗粒石英年代老于细颗粒年代的可能解释是，相较于悬浮于水中搬运的细颗粒石英，粗颗粒石英在沉积之前可能因搬运距离较短或翻转次数较少导致其曝光机会较少，因而其OSL信号的晒退程度要低于细颗粒石英，使其年代结果偏老。而细颗粒年代老于粗颗粒年代的情况，可能是因为部分细颗粒是以团块的方式搬运沉积下来的，或是在夜间搬运和沉积，导致其OSL信号在沉积之前不能被完全晒退。对于同一个样品不同测试粒径的OSL年代，其中更小的年代结果可能更能够代表沉积物的沉积时代。因而，本文剔除样品LQ04和LQ05中较老的年代结果后，余下年代的概率密度累计曲线显示，最可能的年代为5.9 ka（图8）。

图8 林琼湖相沉积物OSL年代概率密度累积曲线Fig.8 Normal kernel density estimate of the OSL ages for the lacustrine deposits at Linqiong

3.3 古堰塞湖形成与演化过程探讨

如前所述，白玉沟冰川在LGM和H1期间曾大范围前进，冰碛垄伸入主谷直抵对岸。尤其是H1冰碛垄，其与对岸谷坡仅有一江之隔。那么，是否意味着该古湖为H1冰碛垄阻江所成的呢？根据野外调查，湖相沉积保存的最高海拔为约2 940 m，而H1冰碛垄末端的海拔高度为约3 000 m，因而，该古湖可能不是H1期间形成的冰碛堰塞湖。林琼T2湖相阶地的OSL年代结果表明，古堰塞湖的形成时间可能在约10 ka之前，由于湖相地层只存在于白玉村至林琼村一带，因而我们推测，古堰塞湖可能是波堆藏布江于H1～10 ka期间侧蚀白玉沟沟口冰碛垄，致使冰碛物滑塌阻塞上游河谷而形成的。图9为波堆藏布江林琼段湖相阶地形成示意图。H1之后，冰川消退，河流侵蚀下切河谷中的冰碛垄及冰水沉积，河床上开始堆积砾石层［图9（a）］。H1～10 ka期间，随着河流的溯源侵蚀作用，河流强烈下切及侧蚀白玉沟沟口高大冰碛垄，致使松散冰碛物滑塌并阻塞了上游河谷，在白玉村至林琼村河谷段形成了一个堰塞湖。如前所述，湖相地层分布的最高海拔约为2 940 m，因而我们推测当时的古湖水位约为2 940 m［图9（b）］。基于数字高程模型（DEM），利用ArcGIS 10.4软件对该古湖的特征参数进行了重建（图10）。结果表明，古湖的最大湖面面积约为18.8 km2，最大水深约110 m，库容蓄水量约为0.13 km3。该古湖至少存在了约4 ka的时间，湖相沉积广泛覆盖在冰碛垄表面以及堆积于阶地面和河床上［图9（b）］。根据林琼H1冰碛垄上覆湖相层顶部样品的OSL年代结果，古湖可能在约6 ka之后发生了溃决。河流侵蚀、搬运作用冲刷走了部分湖相沉积物，堰塞湖沉积由湖相向河流相转换，河流堆积作用导致砾石层加积于湖相地层之上。之后，河流的侧蚀及下切作用，在河谷中形成了多级湖相阶地［图9（c）］。

图9 波堆藏布江林琼村河谷段湖相阶地形成示意图Fig.9 Cartoon for the formation process of the lacustrine terraces in the Linqiong Village reaches of the Bodui Zangbo River：aggradation of gravel layer on the riverbed after the H1（a）；the river was dammed during the H1-6 ka（b）；the paleo-lake burst after 6 ka，forming multilevel lacustrine terraces by river incision（c）

图10 古堰塞湖（湖水位2 940 m）重建示意图Fig.10 A reconstructed topographic contour map of the paleo-dammed lake（lake level at 2 940 m）

需要说明的是，笔者所在研究团队在林琼村至许木乡河谷段采集了一批冰碛丘陵冰川漂砾10Be暴露年代样品，年代结果介于3～2 ka之间（未发表），表明H1至晚全新世期间波堆藏布江谷地被大规模的死冰所占据。古堰塞湖的存在，表明林琼河谷段的死冰曾淹没于湖水中。我们推测，死冰的最终消融可能与古湖消亡有关，因而古湖结束的时间也有可能是在3～2 ka期间。然而，古堰塞湖的形成时间一般通过湖相地层底部沉积物的年代来确定，后续工作应该致力于限定湖相地层底部沉积物的年代。