基于光釋光測年法的三江源地區(qū)高山草甸土形成年代與成因研究

先巴吉, 鄂崇毅,3, 孫滿平, 張 晶, 張帥旗, 謝麗倩

(1.青海師范大學(xué) 青藏高原地表過程與生態(tài)保育教育部重點實驗室,青海 西寧 810001; 2.青海師范大學(xué) 地理科學(xué)學(xué)院 青海省自然地理與環(huán)境過程重點實驗室,青海 西寧 810008; 3.青海省人民政府—北京師范大學(xué), 高原科學(xué)與可持續(xù)發(fā)展研究院, 青海 西寧 810008)

青藏高原高寒草甸分布區(qū)域廣闊，覆蓋面積占50.9%，其主體生態(tài)系統(tǒng)為高寒草地生態(tài)系統(tǒng)[1-2]，是維系周邊地區(qū)和國家生態(tài)安全的重要屏障[3-4]。草甸土是高寒草地生態(tài)系統(tǒng)的重要組成部分和維持生態(tài)系統(tǒng)功能的物質(zhì)基礎(chǔ)。青藏高原草甸土的生物地球化學(xué)循環(huán)、水文過程等是當(dāng)前研究的熱點[5-6]，但對于草甸土的形成演變過程研究相對薄弱。三江源地區(qū)草甸土形成發(fā)育時間是理解高山草甸土成土過程的重要基礎(chǔ)，基于年代結(jié)果結(jié)合區(qū)域古氣候環(huán)境演變背景是理解土壤發(fā)生發(fā)育的重要途徑。

傳統(tǒng)土壤測年主要利用放射性碳同位素14C進行測定[7-8]，但由于土壤是一個開放系統(tǒng)，伴隨新鮮碳不斷輸入土壤中，致使測定的土壤年代偏年輕[9-12]。近年來，光釋光(optically stimulated luminescence, OSL)測年法逐步引入土壤年代學(xué)研究，通過對構(gòu)成土壤骨架的石英、長石等礦物顆粒進行直接測年[11-13]，曬退性較好的風(fēng)塵顆粒是OSL測年的理想材料，以往多在高原第四紀(jì)沉積物測年中應(yīng)用[14-18]。青藏高原安多地區(qū)、青海湖流域、黃河上游地區(qū)土壤的年代分析中采用釋光測年，獲得了較為可靠的年代，草甸土OSL年代多集中在晚全新世(約4 ka)。同時基于土壤粒度特征的分析表明，風(fēng)塵沉積對青藏高原高山草甸土發(fā)育具有重要貢獻[11-13,19-20]，但更加直接的元素地球化學(xué)證據(jù)相對缺乏[12]。青藏高原運積母質(zhì)多樣，既有風(fēng)積物，還有大量的坡積物、沖積物、冰積物等多營力作用下形成的各類母質(zhì)，特別是三江源地區(qū)地形起伏變化大[21]，降水較高，流水作用較強，坡積物、沖積物分布廣泛，草甸土廣泛分布于此類沉積物之上，但其發(fā)育年代與發(fā)育模式尚不清晰。準(zhǔn)確獲取該區(qū)草甸土的年代，分析其發(fā)育背景，對完善青藏高原高山草甸土的發(fā)生學(xué)機制具有重要理論意義，對維系該區(qū)土壤安全和生態(tài)安全具有現(xiàn)實指導(dǎo)意義。

本文采用OSL測年法對三江源區(qū)夏瓊(XQ)，歇武(XW)，桐勒棟(TLD)和斗地村(DDC)4個高山草甸土剖面的10個釋光樣品進行測年，獲得該區(qū)高山草甸土形成發(fā)育的時間?；谕寥懒６萚22]和元素地球化學(xué)分析成土母質(zhì)來源[23]探討其成土模式。

1 取樣地點及樣品的采取

研究區(qū)位于玉樹藏族自治州稱多縣和果洛藏族自治州瑪多縣，屬于三江源區(qū)，地理位置為89°24′—102°23′E，31°39′—36°16′N。夏瓊(XQ)、歇武(XW)和桐勒棟(TLD)剖面位于長江源區(qū)，斗地村(DDC)剖面位于黃河源區(qū)。剖面分布位置見圖1。采集樣品時間為2018年8月。

圖1 三江源區(qū)采樣點分布

根據(jù)土壤發(fā)生學(xué)理論對采集的土壤剖面進行土壤發(fā)生層的劃分，主要分為草氈層、腐殖質(zhì)層、過渡層和母質(zhì)層(圖2)。夏瓊(XQ)剖面共采取了5個OSL樣，斗地村(DDC)剖面采取3個OSL樣，歇武(XW)剖面在坡積物母質(zhì)層取1個OSL樣。桐勒棟(TLD)剖面在草氈層采1個OSL樣。選取的4個剖面植被覆蓋度約為80%～95%，以高山嵩草和矮生嵩草為優(yōu)勢種，雜草為珠芽蓼、針茅、馬先蒿、金露梅等。4個剖面土壤理化分析樣品按5 cm間隔采集，詳細信息見表1。

圖2 夏瓊(XQ)剖面土壤發(fā)生層劃分

表1 三江源區(qū)各采樣點基本信息

2 試驗方法

2.1 土壤理化分析

粒度試驗在青海省自然地理與環(huán)境過程重點實驗室完成，土壤粒度前處理采用鹿化煜等[24]的方法，測量所用儀器為英國Malvern公司生產(chǎn)的Mastersizer 2000型激光粒度儀，其測量范圍為0.02～2 000 μm。土壤元素含量的測定在西安地質(zhì)調(diào)查中心完成，采用美國熱電公司iCAP RQ型電感耦合等離子體質(zhì)譜儀測定；土壤氧化物含量的測定采用荷蘭帕納科Axios型波長色散X熒光光譜儀進行分析。

2.2 光釋光年代測定

光釋光樣品預(yù)處理及測試工作在青海省自然地理與環(huán)境過程重點實驗室進行。光釋光年代學(xué)方法測定的是土壤中石英、長石等礦物最后一次曝光后埋藏的時間，礦物自埋藏以來所接受并累積的總輻射能和環(huán)境劑量鈾，釷、鉀含量計算得到年代結(jié)果。其優(yōu)勢為對礦物進行直接測年，測年年限范圍較大。計算公式如下：

Age(ka)=Dose/Dose Rate

式中：Dose表示等效劑量(Gy); Dose Rate表示環(huán)境劑量率(Gy/ka)。

如圖3所示，等效劑量(Dose)的測量在Ris?TL/OSL-AD-20-C/D型熱/光釋光儀上進行測量，輻照源為人工β源90Sr/90Y，每秒輻照劑量率為(0.108±0.002)/Gy。環(huán)境劑量率(dose rate)的計算通過電感耦合等離子質(zhì)譜法(ICP-MS)獲取鈾、釷、鉀含量[25]。等效劑量的測定采用粗顆粒(63～90 μm)石英，石英單片再生劑量法[26](single-aliquot-regenerative-dose protocol， SAR)。

圖3 粗顆粒(63～90 μm)石英、長石提取流程

另外對XQ和DDC剖面粗顆粒(63～90 μm)鉀長石采用紅外后紅外激發(fā)pIRIR170測年，采用流程與之前的阿尼瑪卿黃土測年程序一致[27]。

所有樣品的石英OSL信號均表現(xiàn)為快組分特征，自然信號在前2 s內(nèi)快速曬褪到背景值，預(yù)熱溫度坪試驗發(fā)現(xiàn)在180～260 ℃時樣品的等效劑量值基本一致，選用240 ℃作為預(yù)熱溫度，劑量恢復(fù)試驗表明：給定劑量和測定的劑量值比值在0.9～1.1之間(圖4)，說明De值測量結(jié)果可靠?？紤]坡積物經(jīng)歷流水作用，有可能導(dǎo)致曬褪不充分，對XQ和DDC剖面的樣品提取了粗顆粒(63～90 μm)鉀長石進行鉀長石pIRIR170進行驗證。

圖4 XQ剖面石英衰退曲線、生長曲線，劑量恢復(fù)試驗

3 結(jié)果與討論

3.1 樣品粒度分析

三江源地區(qū)土壤粒徑分布曲線結(jié)果如圖5所示。4個剖面土壤粒度特征曲線基本相似，主要集中在40 μm，在500 μm和8 μm各有一小峰，表明物質(zhì)來源復(fù)雜。將阿尼瑪卿附近的風(fēng)成黃土河北(HB)剖面與三江源區(qū)黃土進行對比。前人研究HB剖面黃土粒度變化[27-28]，反映其對氣候冷暖事件的響應(yīng)，揭示青藏高原黃土記錄對氣候快速變冷的響應(yīng)比暖事件的響應(yīng)更加敏感。HB剖面黃土粒度頻率曲線呈不對稱雙峰模式，近似正態(tài)分布，峰值集中在40～60 μm之間，平均粒徑在34～46 μm之間。

由圖5可知，HB剖面與4個草甸土剖面差異較大。說明由于上述4個土壤剖面主要分布于該區(qū)坡積地貌，一般會經(jīng)歷片流等流水的侵蝕、搬運和堆積作用。XW剖面平均粒徑介于17～71 μm，XQ和TLD剖面500 μm峰值相較XW和DDC剖面更加明顯，說明XQ和TLD剖面可能經(jīng)歷的流水改造作用更加強烈，水動力更強，通常只有粒徑相對較粗的顆粒才容易保留下來，坡地水動力與坡度關(guān)系最為密切，XQ和TLD剖面的坡度較陡恰好解釋了這一現(xiàn)象。

3.2 元素地球化學(xué)與物源分析

用于風(fēng)塵堆積物源示蹤[29]的常量元素地球化學(xué)指標(biāo)為K2O/Al2O3，TiO2/Al2O3值等，微量元素Zr和Nb，Ti的地球化學(xué)特征表現(xiàn)為惰性，遷移弱，也常用于風(fēng)塵堆積的源區(qū)示蹤。通過系統(tǒng)對比分析剖面XQ，DDC高山草甸土全樣和小于70 μm的高山草甸土，HB黃土、玉樹(YS)紅土剖面(采自治多縣東南部軍永唐，地勢平坦，剖面深度70 cm，土壤松散，顏色偏紅，0—40 cm草根密集)。樣品的K2O/Al2O3，Zr/Nb等物源指標(biāo)(圖6)顯示，無論XQ和DDC草甸土全樣樣品還是<70 μm樣品的K2O/Al2O3和Zr/Nb，K2O/Al2O3和TiO2/Al2O3，TiO2/Al2O3和Zr/Nb，K2O/Al2O3和Zr/Ti比值與HB風(fēng)成黃土相關(guān)元素比值在同一集合內(nèi)。其中K2O/Al2O3和TiO2/Al2O3比值相對集中，Zr/Ti和Zr/Nb比值也比較集中，與HB風(fēng)成黃土元素比值非常接近。<70 μm高山草甸土組分物源相關(guān)元素比值與HB黃土更加接近，表明風(fēng)力搬運的<70 μm組分與HB剖面黃土物源幾乎一致，也進一步說明風(fēng)塵輸入組分對該區(qū)土壤的形成具有重要貢獻，而該區(qū)土壤剖面下覆的并經(jīng)常出露的紅土元素比值分布范圍廣、分散，與XQ，DDC，HB剖面均存在較大的差異，說明下覆的第三系紅黏土對該區(qū)高山草甸土的形成貢獻微弱。結(jié)合坡積母質(zhì)粒度變化特征(圖5)和元素地球化學(xué)分析特征(圖6)，坡積母質(zhì)物源應(yīng)為坡面上部侵蝕區(qū)風(fēng)塵物質(zhì)遭受片流侵蝕后形成坡積物，前人在祁連山也發(fā)現(xiàn)了類似的土壤發(fā)育過程[20]。總體上，與安多地區(qū)、青海湖流域和黃河源區(qū)的土壤發(fā)育類似[11,22,30]風(fēng)塵輸入對青藏高原土壤的形成發(fā)育具有重要貢獻。

圖6 K2O/Al2O3-Zr/Nb，K2O/Al2O3- TiO2/Al2O3，TiO2/Al2O3-Zr/Nb，K2O/Al2O3-Zr/Ti物源關(guān)系圖解

3.3 草甸土石英和長石年代的可靠性

各剖面石英樣品的OSL年代與地層序列一致，表現(xiàn)為上新下老，未出現(xiàn)地層倒置現(xiàn)象(表2—3)。DDC土壤石英年代結(jié)果與長石年代結(jié)果基本一致，說明DDC剖面曬褪良好，年代結(jié)果可靠，與其土壤層的沉積特點也相符合(圖7)。

表2 高山草甸土剖面石英年代

圖7 夏瓊(XQ)、斗地村(DDC)剖面地層與年代

XQ剖面上部1號和2號樣品石英年代結(jié)果與長石基本一致，而下部水平層理較為明顯的坡積物長石年代結(jié)果明顯偏老。根據(jù)在該區(qū)河北(HB)剖面黃土所做的曬褪試驗表明：在模擬太陽光下曬褪30 s就可以將石英中累積信號曬褪至5%水平，而長石的pIRIR170信號則只能到65%[27]。因此，石英和長石年代一致通常說明樣品經(jīng)歷了充分的曬褪，而不一致，特別是長石比石英偏老說明樣品曝光不充分，很可能經(jīng)歷了短時搬運后再堆積。石英長石年代對比結(jié)果表明XQ下部土壤層應(yīng)為片流沉積，也與野外觀測到的層理特征相符。鑒于石英樣品能在非常短的時間內(nèi)曬褪，因而石英結(jié)果更加可靠或更接近土壤發(fā)育的實際年代。而下部片流作用為主的坡積物年代由于曬褪不充分，其實際年代應(yīng)比測得的OSL年代結(jié)果年輕，而風(fēng)塵加積地層的年代結(jié)果相對更加可靠。因此，本研究中采用石英OSL年代為土壤形成發(fā)育年代[12]。

表3 高山草甸土剖面長石年代

3.4 草甸土形成氣候背景

土壤石英年代結(jié)果主要集中在晚全新世3 ka以來，剩余3個年代集中在早全新世，這與前人在青海湖流域的結(jié)果基本一致[11-12,30]，即現(xiàn)存的三江源草甸土主要是在全新世形成的，或在全新世堆積母質(zhì)上發(fā)育的。此外，XQ剖面年代從35 cm處3.0±0.2 ka跳躍至55 cm深度的8.3±0.5 ka，具有明顯的間斷，類似間斷在青藏高原普遍存在[11,31-32]。

該結(jié)果與前人對青藏高原黃土的年代結(jié)果一致，黃土主要是末次冰消期以來沉積的[33-34]，說明高原土壤的形成發(fā)育與氣候變化密切相關(guān)。從長時間尺度來看全新世或末次間冰期氣候整體暖濕，有利于土壤的發(fā)育。而在干冷的末次冰期，由于高原氣候過于寒冷干燥，土壤發(fā)育微弱。即便是在全新世，多數(shù)土壤剖面淋溶淀積層幾乎不發(fā)育，僅見有機質(zhì)層和母質(zhì)層。XQ，DDC，XW，TLD土壤剖面的上部草氈層年代大概在1 ka以來形成的，說明草氈層的形成上限為1 ka，發(fā)育20—40 cm的草氈和腐殖質(zhì)層所需時間應(yīng)在1 ka之內(nèi)。

從全新世內(nèi)部來看，三江源土壤年代主要集中在晚全新世3 ka以來(圖7)，青藏高原東北部在早全新世暖干，中全新世氣候適宜，到晚全新世逐漸變冷變干[27,33-35]。該區(qū)草甸土的形成是在相對干冷的大背景下形成，與前人在青海湖的研究一致[11]。這主要是由于青藏高原地區(qū)氣候寒冷，化學(xué)風(fēng)化微弱，就地成壤作用微弱，土壤母質(zhì)主要依賴于大量物理風(fēng)化產(chǎn)生的運積母質(zhì)，其中風(fēng)力能夠?qū)L(fēng)塵物質(zhì)廣泛地搬運和堆積至不同地貌位置，在有草原和草甸植被的情況下，風(fēng)塵被捕獲并成為土壤發(fā)育的母質(zhì)。因此，晚全新世氣候相對干冷、風(fēng)沙活動相對較強，為土壤發(fā)育提供了大量母質(zhì)，也能夠滿足草甸草原植被的發(fā)育，在地形、物源、植被三者的共同作用下，三江源區(qū)土壤發(fā)育能夠集中在晚全新世。此外早全新世也是重要的風(fēng)塵釋放期[36]，其土壤形成機制與晚全新世相似。因此，三江源區(qū)另外3個年代集中在早全新世，但由于坡地地貌為正地形，容易受到侵蝕，保存下來的早全新世土壤剖面相對較少。

4 結(jié) 論

(1) 粒度試驗結(jié)果顯示，土壤粒度特征曲線主峰集中在40 μm，在500 μm和8 μm各有一小峰，XQ和TLD剖面主峰峰值體積含量相較XW和TLD低，三峰態(tài)更明顯。三江源區(qū)母質(zhì)發(fā)育較為復(fù)雜，呈現(xiàn)出混合母質(zhì)的發(fā)育特征。

(2) 元素地球化學(xué)物源分析結(jié)果顯示XQ和DDC高山草甸土的元素地球化學(xué)特征與該區(qū)典型的風(fēng)成黃土剖面一致。因此，草甸土形成的物質(zhì)來源是由全新世氣候相對干旱時期的風(fēng)塵釋放提供的，由于地形高聳、坡度起伏較大，土壤的母質(zhì)以坡積物和風(fēng)積物的混合母質(zhì)為主，風(fēng)塵是該區(qū)坡積物的原始物源，風(fēng)塵輸入對于三江源的土壤形成具有重要貢獻。

(3) 光釋光年代測試結(jié)果得出草甸土在早全新世(13—8 ka)和晚全新世(3—0 ka)均有發(fā)育。

致謝：在此誠摯地感謝閆文亭和史運坤在野外采樣中提供的幫助。