青海湖流域草甸土光釋光年代學研究*

鄂崇毅 張 晶 吳成永 孫永娟，2 孫滿平 閆文亭 李 萍呂順昌 楊 龍

（1青海師范大學地理科學學院，青海省自然地理與環(huán)境過程重點實驗室，西寧 810008）

（2 中國科學院青海鹽湖研究所，西寧 810008）

土壤是一系列成土因素（母巖、活的和死的有機體、氣候、陸地年齡與地形）綜合作用形成的歷史自然體［1］，當母質(zhì)、生物、地形和氣候四因素相同或相近條件下，土壤性質(zhì)的變化就成為隨時間變化的函數(shù)［2］。因此，土壤年代學是土壤科學研究的重要基礎(chǔ)性科學問題。

青藏高原作為世界“第三極”，對全球變暖異常敏感，生態(tài)環(huán)境極其脆弱。草甸土（又稱草氈土、高寒草甸土等）是青藏高原的主要土壤類型，面積約1.2×108hm2，占高原總面積的35%［3］。第四紀晚期、末次冰消期（距今1.6萬年左右）以后，高原上的廣大山地才從冰川覆蓋下裸露出來，因此，土壤的絕對形成年齡應該比較短暫。此外，高山草甸土因地處高寒環(huán)境，在低溫控制下，生物與化學風化過程的強度小，礦物風化速率低，物質(zhì)釋放少、遷移弱，土壤普遍表現(xiàn)為薄層性、粗骨性，B層發(fā)育不明顯，其相對年齡也較輕［4-6］。以往由于測年手段有限，有關(guān)青藏高原草甸土形成發(fā)育時代的報道較少，草甸土形成發(fā)育的氣候背景也不清晰。

傳統(tǒng)的土壤測年主要是利用14C測年方法對土壤中的有機質(zhì)進行測年，然而由于土壤有機質(zhì)在土體中隨時間表現(xiàn)為持續(xù)的輸入和分解狀態(tài)，加之草甸土土層較薄、植被根系發(fā)達，下層土壤有機質(zhì)的來源混合了過去土壤和現(xiàn)代植被的有機質(zhì)，采用傳統(tǒng)的14C測年方法定年很可能導致土壤年代偏輕。而光釋光（Optically Stimulated Luminescence,OSL）測年法的材料主要是構(gòu)成土壤骨架的石英、長石等礦物顆粒，一般采用38 μm以上的礦物顆粒進行測年，避免了淋溶淀積作用的影響，加之草甸土的發(fā)育模式以風塵加積型為主［7］，風塵中的石英顆粒在傳輸過程中極易曬退，因此保證了OSL測年的可靠性。對構(gòu)成草甸土土壤骨架不同層位的石英進行OSL測年，輔以有機質(zhì)含量、化學風化指數(shù)等土壤發(fā)育指標即可限定出草甸土土壤發(fā)育的年代框架。目前OSL方法已經(jīng)廣泛應用于青藏高原第四紀沉積物測年當中，青海湖流域風成沉積物利用OSL測年獲得了可靠的年代結(jié)果［8-11］。已開展的大量風成沉積物OSL測年工作［12-17］，多以風沙土、栗鈣土為研究對象，其側(cè)重點在于區(qū)域環(huán)境演變重建［9,18］，但對廣泛分布于高寒山地的草甸土OSL年代學研究甚少。因此，本文在青海湖流域橡皮山和日月山共選取四個草甸土剖面進行系統(tǒng)的OSL年代學研究，獲取土壤發(fā)育的年代，結(jié)合剖面土壤粒度組成、有機質(zhì)含量等變化特征，探討草甸土的成土過程和氣候背景。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

青海湖流域位于青藏高原東北緣，東至日月山、西至阿木尼尼庫山、北至大通山、南至青海南山，土地總面積為2.97×104km2。流域?qū)俑咴瓉喓畮О霛駶櫄夂颍寥李愋陀懈呱胶痢⒏呱讲莸橥痢⒏呱讲菰梁屠踱}土等［19］，大都分布在高海拔或高山地區(qū)，地形多為緩山坡、渾圓山頂、古冰磧平臺等類型［20］，該區(qū)凍融地貌較為發(fā)育。

1.2 土壤剖面與樣品采集

選取位于青海湖西南部的橡皮山頂草甸土兩個剖面XPSD1、XPSD2和東南部的日月山埡口草甸土兩個剖面RYS1、RYS2為研究對象（圖1）。周圍景觀為高寒草甸，占該流域總面積的20%～25%，植被為線葉嵩草、小嵩草和矮嵩草，蓋度70%～90%［19］。橡皮山頂剖面周圍廣泛發(fā)育凍脹草丘、凍融滑塌等典型的凍融地貌。

XPSD1（36°45′3.55″N，99°36′34.05″E，海拔3 830 m）位于橡皮山頂埡口的南坡上，坡度較緩約10 °，剖面土層薄約0.45 m，分層不明顯，表層20 cm為暗色草氈層且草根根系發(fā)達。分別在10 cm、30 cm處采集OSL樣。

XPSD2（36°45′6.81″N，99°36′23.02″E，海拔3 820 m）位于橡皮山頂埡口G109公路南側(cè)，剖面約1.3 m，土壤分層明顯，0～90 cm土樣較松散，110～125 cm夾有大量礫石，礫石磨圓極差，為尖棱狀冰川角礫。分別在10 cm、30 cm、50 cm、70 cm、90 cm、110 cm處采集OSL樣。

RYS1（36°26′1.88″N，101°6′38.29″E，海拔3 455 m）位于日月山埡口東側(cè)，剖面約1.3 m，土壤分層明顯，表層20 cm為草氈層，草根根系發(fā)達，有白色假菌絲狀，質(zhì)地為壤土，20～60 cm土層為褐色，質(zhì)地為砂粉土，60～130 cm土壤呈粒狀結(jié)構(gòu)，稍緊實。分別在10 cm、20 cm、60 cm、130 cm處采集OSL樣。

圖1 橡皮山頂1、2剖面和日月山1、2剖面在青海湖流域的位置Fig. 1 Geographic locations of Soil Profile XPSD1, XPSD2, RYS1 and RYS2 in the Qinghai Lake Valley

RYS2（36°25′55.17″N，101°6′44.30″E，海拔3 429 m）位于日月山埡口G109公路北側(cè)，整體深度為0.7 m，顏色較為均一呈棕色，分層不明顯，表層30 cm存在植被根系，30～70 cm土樣較松散，70 cm以下含礫石。分別在10 cm、20 cm、40 cm、70 cm處采集OSL樣。

四個剖面共采集16個OSL樣品。此外，為分析土壤理化特征，自上而下以5 cm為間隔采集了58個土壤散樣。

1.3 土壤理化分析

土壤理化分析主要基于土壤散樣的粒度機械組成和有機質(zhì)含量特征進行分析，其中用粒度表征土壤質(zhì)地，有機質(zhì)含量評價土壤發(fā)育強度。粒度和有機質(zhì)均在青海省自然地理與環(huán)境過程重點實驗室完成。粒度前處理采用鹿化煜和安芷生［21］的方法，分別用10%雙氧水、10%稀鹽酸去除土樣的有機質(zhì)和碳酸鹽，再加分散劑后使用英國馬爾文公司制造的Mastersizer2000儀器進行粒度測試，該粒度儀測量范圍為0.02～2 000 μm，最終分析其顆粒組成特征。土壤有機質(zhì)含量采用重鉻酸鉀-硫酸消化法進行測定。

1.4 樣品OSL測年

OSL測年在青海省自然地理與環(huán)境過程重點實驗室-釋光年代學室進行。鑒于土壤樣品粒度組分以粉砂為主，等效劑量（De）獲取采用中顆粒（38～63 μm）和粗顆粒（63～90 μm）石英單片再生法［22］（single-aliquot-regenerative-dose protocol, SAR），石英提純采用氟硅酸浸泡。測試儀器為Ris? TL/OSL-DA-20-C/D型熱/光釋光儀，該儀器輻照源為人工β源90Sr/90Y，每秒輻照劑量率為0.129±0.002 Gy。

環(huán)境劑量率根據(jù)鈾、釷、鉀的含量進行計算，鈾、釷、鉀的含量采用電感耦合等離子體質(zhì)譜法（ICP-MS）獲取，再根據(jù)Guérin等［23］在2012年發(fā)表的轉(zhuǎn)換參數(shù)計算干劑量率，中顆粒石英α效率采用0.35［24］，宇宙射線對劑量率的貢獻根據(jù)Prescott和Hutton［25］給出的公式計算。鑒于橡皮山和日月山海拔較高，降水量較大，蒸發(fā)量相對較少，凍土發(fā)育，最終計算年代含水量采用15%±7%。

2 結(jié) 果

2.1 樣品釋光特征

以橡皮山頂樣品XPSD2-2為例系統(tǒng)分析草甸土OSL信號衰減曲線（圖2a）、生長曲線（圖2b）和預熱坪（圖2c）發(fā)現(xiàn)：釋光信號較強且在前2 s快速衰減到背景值，呈現(xiàn)出典型的石英快組分信號特征。XPSD2-2樣品進行預熱溫度坪實驗，發(fā)現(xiàn)預熱溫度在180～260 ℃時De值較一致，有一個明顯的坪區(qū)；且循環(huán)比在0.9～1.1之間，基本接近于1；而零劑量恢復在±4%，穩(wěn)定于0%～2%（圖2c）。鑒于預熱溫度在240 ℃時，等效劑量誤差較小、循環(huán)比穩(wěn)定在0.9～1.1之間、零劑量恢復誤差也較小，所以最終選擇該溫度為預熱溫度，對所有樣品采用該預熱條件獲取等效劑量De值。為了檢驗預熱條件對所有樣品適用性，對獲得的所有樣品在240℃預熱條件下De值進行了等效劑量恢復實驗，發(fā)現(xiàn)測得的De值和給定的De值比值介于0.9～1.1之間，說明選取的預熱條件是合適的，該預熱條件下獲得的De值是穩(wěn)定可靠的。劑量率結(jié)果（表1、表2）表明：土壤中的U、Th、K元素含量在剖面內(nèi)變化較小，介于3.13±0.13～3.61±0.38 Gy·ka-1之間，說明其物質(zhì)來源較為穩(wěn)定均一，環(huán)境劑量率較為穩(wěn)定。

2.2 草甸土OSL年代結(jié)果

土壤剖面不同發(fā)生層年代結(jié)果通過等效劑量除以環(huán)境劑量率獲取，最終年代結(jié)果見表1、表2。RYS1、RYS2和XPSD1均表現(xiàn)為上新下老的地層層序。土層較厚的XPSD2剖面從表層至70 cm處年代依次為2.6±0.1 ka、1.1±0.2 ka、0.7±0.1 ka、0.6±0.1 ka，發(fā)生了倒置，沉積序列上老下新，90 cm之后土層沉積序列正常，90 cm處2.5±0.3 ka，底部110 cm處突變?yōu)?6.2±1.8 ka，指示了將近14 ka的沉積間斷，造成這種現(xiàn)象可能與遭受侵蝕有關(guān)。底部110 cm樣品位于黃土母質(zhì)層，其下部為冰川角礫混雜堆積物，該年代與青藏高原現(xiàn)有的風成沉積物底界年齡一致［9,26-27］，為末次冰消期沉積物，末次冰消期和全新世早期是青藏高原重要的風沙活動期和風塵快速堆積期［28-29］，這些風塵物質(zhì)的沉積為土壤發(fā)育提供了重要母質(zhì)。這些母質(zhì)在不同氣候條件下，隨不同植被的作用，在不同地形位置形成不同的土壤類型。鑒于草甸土典型特征是強烈的生草化過程和有機質(zhì)累積過程，草甸土剖面表層形成草氈層，草氈層下部隨時間差異形成不同厚度的腐殖質(zhì)層，腐殖質(zhì)層一般直接披覆在不同母質(zhì)甚至母巖之上，缺乏淋溶淀積層。因此，不同剖面草甸土的發(fā)育時代，以剖面中腐殖質(zhì)層下部OSL年代或腐殖質(zhì)層與母質(zhì)層交界處的OSL年代來指示，土壤剖面發(fā)生層的詳細劃分及其年代結(jié)果見圖3。剖面結(jié)果指示：XPSD1草甸土是0.9 ka以來形成的，XPSD2是2.5 ka以來形成的，RYS1是3.2 ka以來形成的，RYS2是3.7 ka以來形成的。土壤厚度不同其發(fā)育時代也不同，厚層土壤其發(fā)育時代相對較久。綜合四個剖面數(shù)據(jù)，青海湖流域草甸土主要是在全新世晚期（4～0 ka）發(fā)育的。

圖2 XPSD2-2的衰減曲線(a)、生長曲線(b)和預熱坪實驗(c)Fig. 2 Decay (a) /growth curves of the sample (b) and Preheat plateau of the sample (c) from Profile XPSD2-2

表1 橡皮山頂剖面的樣品信息、環(huán)境劑量率及年代結(jié)果Table 1 Sample information, environmental dosage and OSL dating of Profile XPSD

表2 日月山埡口剖面的樣品信息、環(huán)境劑量率及年代結(jié)果Table 2 Sample information, environmental dosage and OSL dating of Profile RYS

圖3 XPS（a）［16］、XL（b）［16］、XPSD1（c）、XPSD2（d）、RYS1（e）、RYS2（f）剖面土壤發(fā)生層劃分與年代Fig. 3 Delineation of soil genetic layers and OSL dating of Profile XPS（a）［16］，XL（b）［16］，XPSD1（c），XPSD2（d），RYS1（e） and RYS2（f）

3 討 論

3.1 青海湖草甸土成土年代及其氣候背景

依據(jù)前人對青海南山橡皮山（XPS）和夏拉水庫（XL）草甸土剖面的年代結(jié)果和本文結(jié)果（圖3），發(fā)現(xiàn)青海湖草甸土主要是晚全新世（約4 ka）以來發(fā)育的。草甸土發(fā)育的氣候背景可通過該區(qū)環(huán)境演變記錄獲取。根據(jù)青海湖鉆孔［30］的記錄，青海湖氣候在早全新世暖干，青海湖水位較現(xiàn)在水位（2016年約達3 194 m）低約8 m，風沙活動強烈，青海湖水溫較現(xiàn)代水溫（2016年約達13.3 ℃）高出0.3～0.5 ℃；中全新世7～5 ka左右達到最適宜期，青海湖水位高出現(xiàn)代水位17～18 m，溫度較現(xiàn)代高出1.8 ℃；到晚全新世逐漸變冷變干，水溫與現(xiàn)代接近，且變率較小僅為0.2 ℃左右，水位逐漸波動降低至現(xiàn)今水位。該區(qū)現(xiàn)存高寒草甸土年代集中在晚全新世以來（圖4），結(jié)合上述氣候變化特征，草甸土可能是在全新世晚期相對干冷氣候下形成。這可能是由于干冷氣候背景下山地周緣相對低海拔的盆地區(qū)域風塵大量釋放，高海拔山地氣候相對較冷但由于地形效應降雨量高于周圍盆地，有效濕度較高，山地上低矮的草甸植被扮演了風塵“捕獲器”的角色，風塵堆積速率增強，土壤邊發(fā)育邊接受風塵堆積，以典型的風塵加積型發(fā)育模式為主。XPSD1、XPSD2、RYS1和RYS2剖面土壤粒度頻率曲線呈雙峰態(tài)分布，主峰峰值粒徑分布在40～50 μm的粗粉砂范圍，次峰峰值為4～16 μm的細粉砂范圍（圖5a），可能指示青海湖風塵輸入以近源輸入為主、遠源輸入為輔。四個剖面所有樣品的粒度組成三角圖（圖5b），均以粉砂為主，體積含量占50%～75%；砂粒次之，為10%～40%；黏粒最少，約占10%～20%，根據(jù)中國土壤質(zhì)地分類標準，可劃歸為砂粉土。類似的風塵加積下草甸土發(fā)育模式在西藏安多地區(qū)也有發(fā)現(xiàn)［7］，但高原草甸土主體是否均為此類發(fā)育模式，還需在更多流域更多剖面進行系統(tǒng)研究。

圖4 青海湖流域草甸土發(fā)生層年代Fig. 4 Dating of the genetic layer of the meadow soil in the Qinghai Lake basin

圖5 XPSD1、XPSD2、RYS1和RYS2剖面草甸土的粒徑分布(a)與土壤機械組成(b)Fig. 5 Particle size distribution (a) and soil mechanical composition of the meadow soils (b) in Profile XPSD1, XPSD2, RYS1 and RYS2

3.2 XPSD2土壤年代倒置與風塵母質(zhì)間斷

本研究中處在山丘頂部的XPSD1、RYS1、RYS2剖面地層年代遵循上新下老的地層層序，但處在埡口處的XPSD2剖面地層年代出現(xiàn)了倒置現(xiàn)象。XPSD2表層10 cm處土壤的年代（2.6±0.1 ka）較下部70 cm處（0.6±0.1 ka）老2.0 ka，且自表層至下部年代逐漸變輕，這可能與局部凍融侵蝕有關(guān)。據(jù)研究區(qū)附近剛察、共和兩個氣象站統(tǒng)計，該區(qū)極端溫差可達35 ℃，土壤常年處于凍融交替狀態(tài)［31］。隨著凍土層上部解凍，融水使主要由細粒土組成的表層物質(zhì)達到飽和或過飽和狀態(tài)，進而上層土壤具有一定的可塑性且表土變得松散，而下層凍土形成一個相對的不透水層，當上下兩層間的滑動力大于摩擦力時，土體沿著融凍界面向下蠕動，發(fā)生凍融滑塌、凍融泥流等侵蝕過程［32］。而草甸土表層由10～20 cm厚、根系密集的草氈層組成，不易被徹底破壞，往往呈鱗片狀破碎，草氈層在凍融作用下被搬運至就近相對低洼或平坦的地方沉積，多次凍融和搬運作用下，有可能出現(xiàn)上老下新的現(xiàn)象。XPSD2剖面附近分布的鱗片狀土塊相互疊加覆壓，也證明在凍融侵蝕區(qū)出現(xiàn)地層年代倒置是有可能的。此外，該剖面有機質(zhì)含量也間接證實OSL年代的可靠性。通常，青藏高原土壤的有機質(zhì)含量最高值一般出現(xiàn)在5～20 cm深度，這與該區(qū)有機質(zhì)來源主要依賴地下根系有關(guān)［33］。XPSD1和RYS1、RYS2 剖面的有機質(zhì)高值均出現(xiàn)在5～10 cm，與區(qū)域土壤有機質(zhì)深度分布規(guī)律一致。而XPSD2的有機質(zhì)最大值出現(xiàn)在65 cm處，為139 g·kg-1，呈現(xiàn)異常（圖6）。以本文地層OSL年代結(jié)果為序，對XPSD2剖面地層進行重新排序，發(fā)現(xiàn)最年輕地層對應的有機質(zhì)含量也達到剖面的最高值，完全符合區(qū)域有機質(zhì)分布規(guī)律。這說明了OSL測年方法的可靠性，也表明該方法在檢測土壤地層異常（滑塌、侵蝕等）方面具有潛力。

此外，XPSD2剖面底部的年代從90 cm處2.5±0.3 ka跳躍至110 cm深度的16.2±1.8 ka，指示了非常明顯的間斷。而類似間斷在常秋芳等［16］研究的橡皮山剖面（36°46′33.32″N，100°41′57.38″E，3 361 m）中也有發(fā)現(xiàn)（圖3a）。XPS草甸土下覆的黃土母質(zhì)層集中在10 ka左右，而其上部土壤層為近1 ka發(fā)育形成。這可能是由于草甸土作為山地土壤，所處海拔較高，位于明顯的正地形當中，易受外力侵蝕。在地質(zhì)歷史時期，風塵沉積、風蝕與凍融侵蝕頻繁交替，故導致部分處在坡地的土壤更容易遭受侵蝕。

圖6 XPSD1、XPSD2、RYS1和RYS2剖面有機質(zhì)含量隨深度變化曲線Fig. 6 Variation of soil organic matter content with depth in Profile XPSD1, XPSD2, RYS1 and RYS2

4 結(jié) 論

通過土壤發(fā)生學理論，對所研究的青海湖流域草甸土剖面進行了土壤發(fā)生層劃分，主要為：草氈層（Afe）、腐殖質(zhì)層（Ah）、黃土母質(zhì)層（CAhb）和礫石層（C）。系統(tǒng)的OSL測年與自檢驗表明：OSL方法可以準確獲取高山草甸土不同土壤發(fā)生層的年代。以腐殖質(zhì)層底界或其與黃土母質(zhì)層交接處OSL年代作為草甸土形成的起訖時間，發(fā)現(xiàn)草甸土的年代均為晚全新世4 ka以來。結(jié)合青海湖鉆孔重建的氣候環(huán)境演變記錄，發(fā)現(xiàn)草甸土可能是在相對干冷的氣候背景下發(fā)育的。XPSD2剖面上部草甸土與下部黃土母質(zhì)呈明顯的平行不整合接觸，地層年代呈現(xiàn)突變，記錄了約14 ka的缺失，說明該區(qū)草甸土很可能存在廣泛的沉積間斷。XPSD2的表層與70 cm之間土壤年代倒置，凍融侵蝕可能是其誘因，青海湖流域高海拔草甸土是否廣泛存在類似的侵蝕，有待更多剖面的驗證。