基于粒度參數特征對黃河后套平原段巖芯沉積環境的分析

李富強，高紅山，張連科，2，李宗盟，龐紅麗，潘保田

1.蘭州大學資源環境學院西部環境教育部重點實驗室，蘭州 730000

2.甘肅省科學院地質自然災害防治研究所，蘭州 730000

3.信陽師范學院地理科學學院，河南信陽 464000

0 引言

黃河內蒙古河段穿行于陰山與鄂爾多斯高原之間，途經烏蘭布和以及庫布齊兩大沙漠，同時伴隨著河套盆地的構造沉降，河流長期在該區往復遷徙和泛濫淤積，形成典型的沙漠寬谷和沖積河道。利用鉆孔沉積巖芯資料，學者們對該區湖泊和沙漠的景觀演化過程進行了大量的研究，認為中更新世以來湖泊和沙漠經歷了多次的擴張—收縮過程[1-4]，關于河道變遷的報道反而較少。但大量地貌學證據表明該段河谷可能在早更新世就已發育[5-6]，如趙希濤等[7]對該區黃河最高級階地礫石層的測年研究認為自2.5 Ma以來，黃河就一直存在于河套盆地。同時巨厚的盆地沉積地層也記錄著古河道沉積及其變遷的過程信息[8]，因此詳細研究鉆孔巖芯的沉積環境，不僅可以提取其中蘊含的古環境信息，對理解區域內河流、湖泊、沙漠等景觀演變也具有十分重要的意義。

但鉆孔巖芯畢竟不如天然露頭剖面可以提供更多的沉積構造信息，因此利用沉積物結構特征如粒度特征是解析沉積地層常用的技術和手段。粒度作為沉積物顆粒最基本的表征之一，其特征與沉積物的形成環境有密切的關系，作為判斷沉積物搬運方式與機制、判別成因類型的重要依據，已被廣泛地應用到沉積相分析和古環境的鑒別上[9-12]。本文對比分析了河套地區現代不同沉積環境的粒度特征，提取了不同沉積環境類型的代表性粒度識別標志，進而應用到兩個深約20 m的鉆孔巖芯沉積環境的分析上，并對黃河后套平原段的景觀演化過程進行探討。

1 研究區概況

河套盆地北抵陰山山脈，南接鄂爾多斯高原，總體走向近東西。盆地南北分別受鄂爾多斯高原北緣斷裂和陰山（包括狼山、色爾騰山、烏拉山和大青山）山前斷裂控制，東西被和林格爾斷裂及狼山山前斷裂夾持，呈現明顯的斷陷盆地狀態，內部的斷裂也極為發育[8]。后套平原段一般指磴口至烏拉特前旗（西山咀）之間的河道（圖1），從鄂爾多斯高原到狼山南麓，地貌上可見洪積扇、河漫灘、沖積平原、荒漠、湖泊等諸多景觀，并且廣泛分布著黃河擺動留下的古河道洼地和牛軛湖等古河道遺跡。

該區處在東亞季風的邊緣，為大陸性季風氣候，屬溫帶干旱半干旱的荒漠和荒漠草原帶，年平均降雨量200～250 mm，潛在的蒸發量為1 000～2 000 mm，降水年際變化大，年內分布極不均勻，75%的降水集中在7—9月，其他月份很少，表現出終年干旱少雨、日照長、積溫高、蒸發大的氣候特征[13-14]。

2 樣品與方法

2.1 樣品采集和巖芯獲取

在烏蘭布和沙漠北部邊緣和防洪大堤內現代河道的河漫灘探取了兩個科研鉆孔巖芯，長度分別為21.28 m和20.41 m，取芯率均在80%以上。同時，在后套平原不同的地貌景觀和沉積單元內采集了大量的現代表層樣品，其中河床樣品35個，河漫灘樣品33個，沙漠樣品29個，湖泊樣品5個（湖泊粒度參數(標準偏差，偏度，峰度以及C和M值)引用了中科院南京湖泊研究所提供的數據）。然后，在實驗室內利用英國Geotek公司生產的巖芯切割機（Core splitter）將巖芯沿縱向剖開，一半巖芯利用荷蘭Avaatech公司生產的X熒光掃描儀（XRF core scanner）進行掃描，另一半巖芯以10 cm間隔進行分樣，以測試粒度指標。

2.2 粒度分析

沉積物粒度的測量在西部環境教育部重點實驗室進行，首先取適量烘干后的樣品放入燒杯，加入10 mL濃度為10%的H2O2在電熱板上加熱直至無氣泡以除去有機質；然后加入10 mL濃度為10%的稀HCL，繼續加熱至無氣泡去除碳酸鹽；待樣品冷卻后，將燒杯注滿水靜置12 h，之后將水抽出，加入10 mL分散劑（濃度為5%的六偏磷酸鈉溶液）在超聲波震蕩儀上震蕩以防止顆粒膠結，將振蕩后的樣品放入激光粒度儀測試。所用儀器為英國Malvern公司生產的Mastersizer 2000激光粒度儀，儀器測量范圍為0.02～2 000μm，反復測試誤差<1%。沉積物粒度組分按照Udden-Wentworth標準劃分為黏土（<3.9μm）、粉砂（3.9～63μm）和砂（>63μm），依據粒度概率曲線獲得的某些累積百分比處的顆粒直徑，采用Folket al.[15]提出的計算公式來計算平均粒徑、標準偏差、偏度和峰度等粒度參數。

圖1 黃河后套平原段鉆孔巖芯位置圖和常見的沉積環境Fig.1 Location of the Inner Mongolian reaches of the Yellow River and the two drill cores,and photographs of present-day sedimentary environments

3 結果與討論

3.1 現代地表沉積環境粒度特征的分析和對比

3.1.1 粒度組成、粒度頻率曲線和概率累積曲線特征

沙漠沉積物基本以砂組分為主，占比達95%以上；河床沉積物以砂和粉砂為主，砂含量占到70%以上，粉砂占比約30%；河漫灘以粉砂為主，粉砂含量平均占到50%以上，砂的平均含量不足30%；湖泊沉積物以粉砂和黏土為主，粉砂約占50～75%，黏土占25%～50%（圖2c、表1）。沙漠沉積物的頻率曲線呈單峰正態分布，峰態尖銳，粒級組分相對比較集中，眾數粒徑主要集中在300～400μm之間，概率累積曲線顯示為“多跳躍—懸浮”兩段式，跳躍組分大約占到95%，截點位于2～3φ之間；河床沉積物的頻率曲線以雙峰為主，眾數粒徑主要集中在100～200μm之間，概率累積曲線顯示為“多跳躍—懸浮”兩段式，跳躍組分大約占到90%，截點位于3～4φ之間；河漫灘沉積物頻率曲線以雙峰為主，峰值寬緩，眾數粒徑主要集中在30～70μm之間，概率累積曲線顯示為“跳躍—懸浮”兩段式，懸浮組分大約占到50%，截點位于4～5φ之間，湖泊沉積物的頻率曲線十分寬緩，出現三個峰值，眾數粒徑主要集中在10～20μm之間；概率累積曲線顯示為“跳躍—多懸浮”兩段式，懸浮組分占到80%以上，截點位于5～6φ之間（圖2a，b、表1）。

可以發現，從沙漠、河床、河漫灘到湖泊沉積物組分由以砂為主逐漸變為砂和粉砂為主以及粉砂和黏土為主，并且搬運方式也由以跳躍方式為主逐漸變為懸浮搬運。

3.1.2 粒度參數特征、C-M圖和粒度指數特征

從粒度參數的三維立體圖可以看出（圖2d），沙漠沉積物分選極好到好，中等峰度，正偏；河床亞相沉積物分選中等，峰度變化較大，正偏為主；河漫灘沉積物分選較差，峰度變化較大，正偏為主；湖泊沉積物分選差，峰度平坦，正偏和負偏都有分布。沙漠和湖泊沉積物的點群分布較為明顯，河床和河漫灘沉積物的粒度參數值雖有穿插，但是點群的界限還是存在差異。

圖2 后套平原現代地表不同沉積環境物質的粒度特征（a）頻率曲線；（b）概率累計曲線圖；（c）粒度組分百分比三角圖；（d）粒度參數特征三維立體圖；（e）C-M圖，其中C為累積含量為99%所代表的粒徑值（μm），M代表中值粒徑（μm）；（f）Q1-Md-Q3圖，Q1為累積含量為25%時的粒徑，Q3為為累積含量為75%時的粒徑，M為中值粒徑Fig.2 Grain size characteristics of modern sedimentary environments in the Houtao plain(a)size distribution curves;(b)cumulative probability curves;(c)sand-silt-clay ratios;(d)sorting,skewness and kurtosis;(e)C-M diagram(C=grain size corresponding to 99%cumulativecontent;M=median grain size);(f)grain size cumulativecontent(Q1=25%;Q3=75%;Md=median grain size)

表1 現代地表不同沉積環境的物質粒度特征Table 1 Grain sizes characteristics of sediments in different modern sedimentary environments

C-M圖是應用每個樣品的C值和M值繪成的圖形，其中C代表樣品的最粗粒徑，反映樣品搬運介質能量的上限，是樣品累積曲線上顆粒含量99%時對應的粒徑，M是累積曲線上50%處所對應的粒徑，為中值粒徑，代表營力的平均動能。如圖2e所示，湖泊沉積物位于C-M圖的左下方，反映主要為靜水沉積，C值主要在40～200μm，M值主要在6～36μm；河漫灘沉積物的C-M圖反映主要以均勻懸浮為主，C值主要在130～280μm，M值主要在42～65μm；河床沉積物C-M圖反映主要以遞變懸浮為主，C值主要在200～400μm，M值主要在80～170μm；沙漠沉積物C-M圖反映主要以滾動組分為主，C值主要在410～670μm，M值主要在210～260μm。粒度指數特征圖中Q1是樣品累積曲線上顆粒含量25%時對應的粒徑，Q3是樣品累積曲線上顆粒含量75%時對應的粒徑，利用Q1-Md-Q3圖可以直接看出沉積物的分選程度，偏度的變化，從而得知沉積物的形成環境。

由圖2f可以看出，沙漠沉積物的中值粒徑最大，Q1和Q3與Md值很接近，分選最好；河床和河漫灘沉積物的中值粒徑分別為2～3φ和3～4φ之間，相比于沙漠沉積物，Q1和Q3遠離于Md值，分選差；湖泊沉積物的中值粒徑最小，分布在5～7φ之間，Q1和Q3與Md值相差很大，分選最差，由此后套平原現代地表不同沉積環境物質Q1-Md-Q3的特征有明顯的差異。

3.1.3 粒度指標對環境的指示意義

沉積物的粒度受搬運介質、搬運方式以及沉積環境等因素控制，因此沉積物的粒度特征可用來反演其成因或搬運沉積條件[16]。從黃河后套平原不同沉積環境的沉積物粒度特征分析結果來看，雖然部分粒度指標在不同環境中有相似性，僅憑單一的粒度參數很難嚴格區分兩種不同類型的沉積物。當采取多種的粒度特征解析方法和手段時，即使不同類型沉積物的某些數據點存在相互穿插，但點群的界限常常很明顯，因此粒度的組分特征，參數組合特征以及粒度特征圖解綜合分析能夠有效地區分不同沉積成因的沉積物，為以后本區域的沉積環境研究提供參考依據。沙漠砂的粒徑最粗，主體為跳躍組分，被風力長途搬運再沉積，分選相對較好，這與殷志強等[17]對北方部分地區沙漠砂的粒度特征研究中，認為的沙漠砂粒度由一個極其明顯的粗粒跳躍組分構成，中值粒徑一般位于100～300μm，分選性極好的結果相似。區域內河流沉積物主要來自于上游遠距離搬運以及周邊沙漠沉積物的輸入[18]，由此河流沉積物要細于沙漠沉積物。由于河流的多物源沉積和水動力強弱的變化造成河床和河漫灘沉積物分選相對較差，峰度變化較大。受水動力強弱的影響河床沉積物要粗于河漫灘沉積物，且多為跳躍組分[17]。相對于河流以及沙漠沉積物，湖泊沉積物的動力條件是最弱的，由此粒度最細，并且以懸浮組分為主。

3.2 鉆孔巖芯沉積相劃分和粒度參數特征

綜合鉆孔巖芯的巖性描述、粒度分析并結合現代表層不同沉積相的粒度特征，初步對兩個鉆孔的沉積相進行了劃分。

根據沉積物組成和粒度特征初步將DKZ04從上到下劃分了7段（圖3），其中頂部0～2.76 m沉積物以灰黃色細砂為主，比較松散；眾數粒徑集中在200～300μm之間，概率累積曲線為“多跳躍—懸移”的二段式，跳躍組分和懸移組分的截點在2～3φ之間，跳躍組分占到95%以上；該段的平均粒徑分布在82～280μm之間，平均值為170μm；標準偏差分布在0.5～1.3之間，分選較好到中等；偏度變化較大，主要分布在0.1～0.3之間，正偏為主；峰態以1～2為主，為中等—尖銳峰態類型；C-M圖反映以滾動組分為主；C-M圖和粒度指數特征與現代沙漠沉積物相似。各種粒度特征與現代沙漠環境的粒度特征相似，因此本段為沙漠相沉積。

圖3 鉆孔巖芯DKZ04粒度特征和沉積相劃分Fig.3 Grain size and classification of sedimentary facies in Core DKZ04

2.76 ～9.54 m，10.54～13.55 m以及14.87～19.47 m之間沉積物都為灰黑色細砂，部分細砂層位中夾有黏土顆粒，細砂層中泥質內碎屑的存在通常指示了河床相沉積環境[19-20]。眾數粒徑集中在100～200μm之間，概率累積曲線為“多跳躍—懸移”的二段式，跳躍組分和懸移組分的截點在2～4φ之間，跳躍組分占到80%以上；該段的平均粒徑分布在70～324μm之間，平均值為183.7μm；標準偏差分布在0.5～2.9之間，分選較好到差；偏度變化較大，在0～0.7之間，正偏為主；峰態以0.6～3為主，為中等—尖銳峰態類型；C-M圖反映主要以遞變懸浮為主；C-M圖和粒度指數特征的投影區域與現代河床沉積物相似。綜合這三段粒度以及沉積構造特征，指示為河床亞相。

9.54 ～10.54 m和19.47～21.28 m之間的沉積物為灰褐色黏土與粉砂薄層互層，粒徑出現兩個峰值，眾數粒徑集中在10～70μm之間，概率累積曲線為“跳躍—多懸移”的二段式，跳躍組分和懸移組分的截點在2～4φ之間，懸浮組分占到30%以上；9.54～10.54 m之間的平均粒徑分布在6～74μm之間，平均值為31.3μm；19.47～21.28 m之間的平均粒徑分布在67～149μm之間，平均值為100μm；標準偏差分布在1.3～3之間，分選較差到差；偏度變化較大，在-0.2～0.6之間，以負偏態為主，正偏也有分布；峰態分布在0.6～2.2之間，為平坦—中等峰態類型；C-M圖反映以均勻懸浮為主；C-M圖和粒度指數特征的投影區域與現代河漫灘沉積物相似。綜合這兩段的粒度特征與現代環境粒度特征對比分析，指示為河漫灘沉積環境。

13.55 ～14.87 m之間沉積物為灰褐色黏土；眾數粒徑集中在5～10μm之間，概率累積曲線為“跳躍—多懸移”的二段式，跳躍組分和懸移組分的截點在4～6φ之間，懸浮組分占到90%以上；該段的平均粒徑分布在4～28μm之間，平均值為8.2μm；標準偏差分布在1.1～2.5之間，分選較差到差；偏度變化較大，在-0.3～0.1之間，以負偏態為主；峰態分布在1～1.5之間，為平坦—中等峰態類型；C-M圖位于左下方，粒徑最小，反映以靜水沉積為主；C-M圖和粒度指數特征與現代湖泊沉積物相似。粒度特征表現為湖泊相沉積。

鉆孔HDZ04依據巖性以及粒度特征從上到下分為5段（圖4），其中頂部0～4.36 m以及8.25～9.97 m之間沉積物均為灰黃色黏土和粉砂質黏土，部分層位夾有薄層粉砂；眾數粒徑集中在30～70μm之間，概率累積曲線為“跳躍—懸移”的二段式，跳躍組分和懸移組分的截點在4～5φ之間，懸浮組分占到50%以上，說明沉積物為低能的水動力條件；0～4.36 m之間沉積物的平均粒徑分布在7～54μm之間，平均值為23.7μm；8.25～9.97 m 之間的平均粒徑分布在20～50μm之間，平均值為27.4μm；標準偏差較大，分布在1.1～2.1之間，分選較差；偏度變化較大，多為正偏，以0.24～0.4居多；峰態以0.9～1.1為主，為平坦—中等峰態類型；C-M圖反映以均勻懸浮為主；C-M圖和粒度指數特征的投影區域與現代河漫灘沉積物相似。粒度特征與現代漫灘沉積物相似，因此這兩段沉積物表現為河漫灘沉積環境。

圖4 鉆孔巖芯HDZ04粒度特征和沉積相劃分Fig.4 Grain size and classification of sedimentary facies in Core HDZ04

4.36 ～8.25 m以及12.54～20.41 m之間沉積物都為灰黃色和灰黑色的細砂；眾數粒徑集中在100μm左右，概率累積曲線為“多跳躍—懸移”的二段式，跳躍組分和懸移組分的截點在2～3φ之間，跳躍組分占到70%以上，說明沉積物水動力增強，搬運介質強度較大；4.36～8.25 m之間的平均粒徑分布在50～200μm之間，平均值為110μm；12.54～20.41 m之間沉積物的平均粒徑分布在110～300μm之間，平均值為220μm；標準偏差多分布在0.7～2之間，分選中等到較差；偏度變化較大，正偏為主，以0.2～0.4居多，說明沉積物粒度分布的尾端以粗顆粒為主；峰態以1～3為主，為中等—尖銳峰態類型；C-M圖反映以遞變懸浮為主；C-M圖和粒度指數特征與現代河床沉積物相似。綜合該段沉積物的粒度特征與現代河床沉積物相似，因此表現為河床沉積環境。

9.97 ～12.54 m之間的沉積物較為復雜，細砂、粉砂和黏土層相間出現；頻率曲線圖和概率累計曲線圖指示既有河床沉積也有河漫灘沉積；C-M圖反映既有均勻懸浮也有遞變懸浮；C-M圖和粒度指數特征指示與現代河床和河漫灘沉積物相似；粒度特征表現為河床—河漫灘交替出現，可能指示了河道的頻繁變遷。

3.3 粒度特征指示的后套平原景觀演化與環境變遷

從各沉積相在鉆孔整體的統計比例來看（表2），鉆孔巖芯HDZ04河床亞相的沉積厚度為11.6 m，占鉆孔巖芯的57%；河漫灘沉積厚度約為6 m，占鉆孔巖芯的30%；剩余的2.57 m為河床和河漫灘的交替沉積，占鉆孔巖芯的13%；在鉆孔中至少發生了8次沉積相的變化。鉆孔巖芯DKZ04河床的沉積厚度為14.39 m，占鉆孔巖芯的68%；河漫灘的沉積厚度為2.81 m，占鉆孔巖芯的13%；湖泊相的沉積厚度為1.32 m，占鉆孔巖芯的13%；沙漠相的沉積厚度為2.76 m，占鉆孔巖芯的6%。

表2 鉆孔巖芯中沉積相的分布長度和比例Table 2 Extent and percentage of sedimentary facies in cores

沉積相的變化很好的記錄了河流側向擺動的歷史，并且在兩個鉆孔中發育有厚達7～8 m的河床相沉積物。由于河道單次側向遷移形成的砂體厚度總是小于其河流的水深[21]，然而黃河內蒙段的灘槽差不超過5 m，并且根據多年水文站觀測數據，大洪水期水深不超過5 m[22]，因此在后套平原段的水深一般不超過5 m，那么對于厚度在5 m以下的河道砂體才有可能是河道單次側向移動過程中形成的，而超過5 m的河床相沉積層可能指示了在河流的頻繁擺動過程中，一些原來形成的粉砂和黏土質河漫灘或者湖相沉積層被河流侵蝕，使得多期的河床相沉積物累積沉積，代表了多次的河道變遷。由此從沉積相的分布以及巨厚河床相堆積層的出現指示了河流經過了多次的沉積旋回，擺動頻繁。通過遙感影像、地形圖和地貌沉積記錄發現，在后套平原保存著豐富記錄古黃河變遷的遺跡，分布著大量的古河道洼地，牛軛湖和古河道高地[23]，表明黃河在后套平原改道頻繁，河道流經之處遍及整個平原。歷史文獻[24-25]也記載了在后套平原中發育有多支古河道，河道變遷頻繁。

3.4 烏蘭布和北部沙漠景觀的形成時代

地層中古風成砂的出現是表征沙漠出現和擴張最為直接可靠的證據[26]，鉆孔DKZ04的頂部河床亞相結束之后，表層才發育了2.76 m厚的沙漠砂，表明在磴口以西沙漠環境出現的時代不會太早。從DKZ04鉆孔的光釋光測年結果來看，頂部河床相7.2 m處的測年結果為7.6±0.7 ka，由此得出0～7.2m的平均沉積速率為0.95 m/ka，運用線性內插法獲得了沙漠砂出現的年代大約是2.6 ka。另外，在位于該鉆孔以東約13km的DKZ06鉆孔頂部1.5 m處的黏土層中獲得了一個14C年代，結果為2 283±72 cal a B.P.，其黏土層上覆為沙漠砂[27]，據此可以推斷風沙堆積晚于2.3 ka。從已有的烏蘭布和北部沙漠形成年代的研究來看，侯仁之等[28]在對該區的考古遺跡進行詳細的野外考察時，結合歷史文獻資料認為其形成于漢代以后；賈鐵飛等[29-30]對烏蘭布和沙漠北部太陽廟和磴口地區的湖相沉積—風成砂沉積序列進行了14C定年，認為在人類大規模開墾的漢代之前沙漠就已形成；范育新等[31]通過對烏蘭布和沙漠中部3個沙丘/沙山鉆孔沉積物的OSL定年，并且結合該地區歷史文獻記錄對比，認為現今的烏蘭布和沙漠北部區域的沙漠景觀只是距今2 ka以來逐漸形成的。綜上所述，烏蘭布和沙漠北部的風沙堆積可能出現于距今兩千多年的秦漢時期。

從氣候資料來看，在2 ka左右，董哥洞的石筍記錄顯示東亞夏季風變強[32]；位于研究區西北部，處在干旱區南部邊緣的柴達木盆地中的蘇干湖粉塵記錄也顯示低塵暴特征，反映西伯利亞高壓的影響較微弱[33]；這些氣候記錄表明在約2 ka時有效濕度相對偏高，不利于大規模的風沙物質供應[34]。鉆孔資料指示了黃河流經此處并且擺動遷移頻繁，沙漠砂覆蓋于河床砂之上，由此沙漠的形成可能與河道的遷移廢棄有關。歷史文獻資料表明在2 000年前，黃河主河道在狼山山前流動，史稱“北河”，之后該河道逐漸廢棄，從清道光年間（約1850年）開始，“北河”斷流，南河成為主河道，逐漸演化為現代黃河，河道的側蝕擺動為該區沙漠的形成或者說現今烏蘭布和沙漠北部地區的沙漠化進程提供了物質基礎[23]；牛俊杰等[35]通過對先秦歷史文獻資料研究認為位于磴口以西、狼山山前的屠申澤為黃河支流水系補給的湖泊，并且發育有綠洲，隨后由于黃河的改道導致湖泊干涸以及綠洲沙漠化。除此之外，從歷史文獻記錄來看，此時期正好對應于秦漢時期的大規模移民屯墾，人口急劇的增長帶來的農業活動的增強破壞了河套平原本來和諧的自然環境，森林面積急劇減小，草原不斷被開墾，人工農業植被不斷地取代了林草自然植被，已經裸露的河流沉積物風蝕、水蝕日趨嚴重。并且隨著漢代之后的大規模棄墾導致的土地荒廢，加劇了區域內的水土流失以及沙漠化的進程[28,31,36-37]，誘使烏蘭布和沙漠北部地區沙漠景觀的形成，近2 000年以來到達磴口以西的位置。因此，磴口以西的沙漠景觀應該是約2 000年以來黃河河道擺動和人類活動共同作用的產物。

4 結論

（1）根據黃河后套平原段現代地表不同環境的粒度特征，采用多種統計方法建立了沉積物粒度特征與沉積環境之間的對應關系，進而應用到區域內鉆孔巖芯沉積相的劃分中，發現HDZ04和DKZ04鉆孔中主要以河床亞相為主，沉積相分布指示了該段河流經歷了多次的沉積旋回，河道擺動頻繁。

（2）鉆孔巖芯DKZ04的沉積相分析表明磴口以西沙漠景觀出現的時代較晚，鉆孔巖芯沉積物的光釋光測年結果反映，烏蘭布和沙漠北部地區沙漠景觀的形成大約在距今2 ka的秦漢時期，是黃河河道改道廢棄導致的湖泊干涸和綠洲沙漠化以及大規模的人類活動共同作用的結果。