若爾蓋盆地瑪曲段末次冰期以來的沉積環境和地表過程

關鍵詞若爾蓋盆地;瑪曲段;黃河;末次冰期;地表過程;環境變化

第一作者簡介，女，1990年出生，博士研究生，資源開發與環境演變，E-mail：baixinzh@126.com

通信作者，男，教授，E-mail：zhaxch@snnu.edu.cn

中圖分類號 P532文獻標志碼A

DOI：10.14027/j.issn.1000-0550.2023.110

CSTR： 32268.14/j.cjxb.62-1038.2023.110

0 引言

沉積地層作為地球表層系統與氣候系統相互作用的產物，是揭示區域地表過程、環境演化的重要信息載體。位于中緯度地區的青藏高原，因其特殊的地理位置和下墊面性質形成了獨特的環流系統，對北半球的氣候產生了極大的影響。地處青藏高原東緣的若爾蓋盆地，是季風環流（東亞季風、西風帶）的交互地帶，對氣候變化的響應極為敏感34]。第四紀初期，若爾蓋盆地曾發育了面積達 10000km² 的古湖，但在更新世晚期，古湖泊的消亡以及黃河水系的貫通，成為青藏高原東部黃河水系格局形成與發展演變過程當中具有標志性的地貌與水文事件，改變了整個黃河流域水文地貌格局和環境變化過程。一些學者通過鉆孔巖心、泥炭沼澤、動物化石、植物孢粉、河流階地沉積序列等材料研究了若爾蓋古湖消亡以來的環境變化[71]。綜合來看，圍繞若爾蓋古湖消亡及黃河貫穿古湖時間、機制的研究較多，而通過地層序列來揭示古湖消亡以來的地表過程對第四紀氣候演化的響應關系研究相對缺乏。為此，通過對若爾蓋盆地實地考察，在黃河流出若爾蓋盆地瓶頸河段的瑪曲老橋北向東 350m 處的高臺地陡坎上，發現一處沉積序列完整、層位清晰的剖面。通過對地層沉積物粒度特征分析和光釋光測年，研究了若爾蓋盆地末次冰期以來的沉積環境和地表過程演化。該研究成果對于揭示若爾蓋盆地末次冰期以來地表過程對環境變化的響應規律，以及青藏高原環境變化與地表過程對全球變化的響應具有重要意義。

1 研究區概況

地處青藏高原東緣的若爾蓋盆地，是一個四面環山的斷陷盆地，西起阿尼瑪卿山、北臨西傾山、東達岷山、南抵邛崍山[。主體海拔高程介于3400＼～3 450m^[6] （圖1）。盆地內地貌以寬谷、緩丘為基本特征，發育低山、丘陵、河湖階地、月牙形臺地、河漫灘、冰川寬谷、湖群洼地、古風成沙丘等地貌類型。盆地整體地勢相對舒緩開闊，河谷切割深，地形高差懸殊，地勢險峻。黃河自采日瑪鄉流入盆地，在盆地中心的唐克鎮自東南向西形成\"U\"型彎道，再由瑪曲縣流出若爾蓋盆地[]

若爾蓋盆地屬高原寒溫帶濕潤季風氣候，年平均氣溫為 ，多年平均年降水量介于600＼～650mm ，主要集中在5—7月12]。由于全年氣溫較低，使得該區域內發育了大面積的沼澤濕地與冰川凍土。區域內全年平均起風日時數 200d^[13] ，多風沙活動，風向多變，其中以西、西北、東北方向為起風沙的主導風向[4。由于近年來氣候變暖，在東亞季風、西風帶的交互影響下，使得若爾蓋盆地的沙漠化面積不斷擴大；沙丘在盆地內呈破碎斑塊狀分布，主要分布在河道、退縮沼澤等區域[15]。河流階地、河漫灘、干涸的沼澤區，以及出露的古風沙沉積區成為風沙活動的主要源區[1]

黃河右岸的瑪曲縣城，處于若爾蓋盆地與歐拉秀瑪—瑪曲的斷陷寬谷草原接壤位置（圖1a）。末次冰期，出自西傾山東端哇日河的冰水一山洪過程非常活躍，在山麓地帶快速堆積，于瑪曲縣城所在位置形成了一處東西長 10km 、南北寬 5km 的巨大古冰水一洪積扇。深厚的古冰水一洪積扇砂礫石層，迫使黃河河槽向南側移到阿米歐拉巖丘山麓，然后向西流出盆地。通過實地調查，發現若爾蓋古湖消亡后，黃河在該河段切割古湖底，分別形成了 T₁，T₂ 兩級階地和高低河漫灘。 T₁ 階地即瑪曲水文站所在的臺地，高出黃河平水位 8～10m ，形成于全新世中期[10，12，17]， T₂ 階地高出黃河平水位 15～16m ，形成于末次冰期18]；而形成的高低河漫灘，分別高出黃河平水位 3～5m 和 1～3m 。

2 剖面選擇

位于古冰水一洪積扇前沿的瑪曲縣黃河老橋北端水文站北側的高臺地（圖1b，c），因道路擴展施工，而開挖暴露出一組沉積序列完整的地層剖面（即LQB剖面，圖2）。將LQB剖面表層風化的沉積物進行清理后，野外詳細觀察其質地、顏色、結構、構造等特征，將LQB剖面從上向下劃分出4個不同的地層單元，并在關鍵層位采集了5個釋光樣品。由于每一地層的質地和構造特征比較均一，因此分別在每一層的上、中、下典型部位各采集1個沉積樣品，充分混合后，采用四分法獲得了代表性沉積樣品，最后共采集4個沉積樣品。LQB剖面各層位的地層特征和釋光測年樣品采集描述如下。

（1）現代草甸黑土層MS（LQB-1）： 0～50cm ，灰棕色（7.5YR5/2），濕潤時為黑棕色（7.5YR2/1），細砂質粉砂質地，團粒構造，疏松多孔，含有密集的植物根系。

（2）全新世古土壤層 S_?0（LQB-2）：50-100cm ，棕灰色（7.5YR6/1），細砂質粉砂質地，團粒一團塊構造，富含有機質，成熟度極高。下部含有銹黃色斑。在90＼～95cm采集光釋光測年樣品0SL-1。

（3）風沙與泥沼土互層（LQB-3）： 100～230cm ，淡黃橙色（10YR8/2）細砂質風成沙，與濁黃橙色（10YR7/3）粉砂質泥沼土互層，疏松易坍塌，有銹黃色斑。其中，泥沼土含有蘿卜螺殼，反映出冰水洪積扇前沿的洼地上，曾經有淤泥質沼澤存在。風沙層與泥沼土層的厚度不均，風沙層厚度在 2～5mm 之間，而泥沼土層厚度 3～8cm 之間。在該層位頂部110～115cm 采集光釋光測年樣品OSL-2；在底部225～230cm 采集光釋光測年樣品OSL-3。

（4）淺洼地灰綠色泥沼土層（LQB-4）：230＼～400cm ，橄欖灰色（10Y6/2），粉砂與細砂質粉砂，水平層理，為古冰水一洪積扇前沿淺洼地淤泥質沼澤沉積物，其頂部有凍融褶皺現象。在該層位頂部230～235cm 采集光釋光測年樣品OSL-4；在底部390～395cm 采集光釋光測年樣品OSL-5。

（5）古冰水—洪積扇砂礫石層： 400cm 以下未見底，松散，大小混雜，分選較差，磨圓度為1級，碎屑顆粒呈次棱角狀。

3 研究方法

3.1釋光測年方法

野外垂直剖面切除 30cm 厚的風化沉積物后，用長 25cm 直徑 6cm 不銹鋼鋼管打入剖面層位，取出OSL樣品后，馬上用錫箔紙、黑色塑料袋等避光材料密封鋼管兩端，避免曝光和水分散失。在實驗室內取鋼管兩端 3cm 的樣品，用于U、Th、K和含水量測試。剩余中間未曝光樣品，放置于 1000mL 的燒杯中，分別加入 10% 的鹽酸和 30% 的過氧化氫，去除碳酸鹽和有機質，然后篩選出 90～125μm 粒徑組的樣品，用 40% 的氫氟酸（HF）刻蝕去除長石礦物和石英顆粒表面受 ∝ 輻射影響的部分，并用 10% 的鹽酸去除樣品中的氟化物，最后用紅外釋光（IRSL）檢測石英的提純度[19]

樣品的等效劑量De值采用單片再生劑量法（single aliquot regenerative dose protocol，SAR）[2o]，在陜西師范大學TL/OSL釋光斷代實驗室利用Riso-TL/OSLDA-20型全自動釋光儀測定。考慮到風成沉積及水成沉積的石英礦物在最后一次被埋藏前曬退情況存在差異，為確保得到的年齡真實可靠，對測得的等效劑量De值做了曬退檢驗，分離出樣品中的快速、中速、慢速組分分別進行分析，并利用Galbraith等2提出年齡模型計算最終De值。

樣品中的U、Th、K含量在西安地質調查中心測試，所用儀器為美國熱電公司生產的iCAP7400型全譜直讀等離子體光譜儀（ICP-OES）和iCAPRQ型電感耦合等離子體質譜儀（ICP-MS）。對樣品環境劑量率產生影響的宇宙射線，是基于樣品經緯度、海拔、埋藏深度和樣品密度計算獲得。含水量則是在實驗室實測的基礎上，結合研究區土壤水分研究結果進行校正獲得。樣品的環境劑量率由相關公式和轉換系數得出，最后基于得出的環境參數和樣品的等效劑量De值，計算得出樣品的埋藏年齡[22]。

3.2 粒度測試方法

沉積樣品帶回實驗室進行自然風干后，稱取適量風干沉積樣品，用 10% 的過氧化氫和 10% 的鹽酸去除有機質和碳酸鹽后，將樣品溶液用蒸餾水洗至中性。然后加入六偏磷酸鈉 （NaPO₃）₆ 溶液，在超聲波振蕩儀內充分震蕩分散，采用美國Beckman公司生產的LS13320激光粒度儀測試，粒度范圍介于 0.02～ 2000μm ，遮光度介于 8%～12% ，相對誤差小于 4% 每個樣品需要連續測試3次，取其平均測試結果進行分析。

4結果與分析

4.1 測年結果

根據剖面地層深度與OSL測年結果可知（表1、圖3），LQB剖面的年齡值從底部到頂部呈現逐層遞減的特征，與地層序列對應良好，符合沉積學規律，說明樣品的OSL測年結果合理可靠。

LQB剖面底部古冰水一洪積扇砂礫石層之上的灰綠色泥沼土層LQB-4底界 390～395cm 年的OSL齡為 14.50±0.62ka ，瑪曲縣城西側黃河右岸的ZHK剖面23風成黃土底部的 ¹⁴C 測年結果為 14.11±0.10 cal. （圖3），說明LQB剖面底部的古冰水一洪積扇沉積物形成于 14.5ka 之前。

灰綠色泥沼土層LQB-4頂界 230～235cm 的OSL測年結果為 13.08±0.88ka ，風成沙與泥沼土互層LQB-3底部 225～230cm 的OSL年齡為 11.81±0.63ka 說明LQB-4形成于 14.5～11.7ka 之間。其中在該層頂部發現凍融褶皺變形，這一現象在若爾蓋盆地西部的WQD剖面[4和DEQ-E剖面22均存在，其凍融褶皺發育年代在 12.7～11.7ka 之間。結合LQB剖面地層深度與OSL釋光年代結果，推測泥沼土層頂部的凍融褶皺變形發生在 12.7～11.7ka 期間。

風成沙與泥沼土互層LQB-3底部 225～230cm 的OSL年齡為 11.81±0.63ka ，這與潘保田等在黃河大橋附近盆地面砂礫石層上沼澤相沉積的 ¹⁴C 測年12.10±0.15ka 結果基本一致。LQB-3頂部110＼～115cm 的OSL年齡為 9.23±0.73ka ，LQB-2底部 90～ 95cm 的OSL年齡為 8.11±0.60ka ，表明該層形成于11.7～8.5ka 期間。

全新世古土壤層LQB-2底部 90～95cm 的OSL年齡為 8.11±0.60ka ，這與DEQ-E剖面中古土壤底部OSL釋光測年結果 8.77±0.33ka 結果一致[22]。潘保田等[17的黃河瑪曲 T₁"階地古土壤中部"¹⁴C 測年結果為6.50±0.10 cal.ka。通過與ZHK剖面的地層年代框架對比，認為古土壤發育形成于 8.5～3.1ka 期間。3.1ka 之后，亞高山草甸黑土形成。

4.2 粒度特征分析

沉積物的粒度組成特征是判斷沉積環境、揭示沉積動力的重要指標。根據LQB剖面粒度分布頻率曲線（圖4）和粒度組成特征（表2）可知，LQB-1與LQB-2的粒度分布頻率曲線具有相似的特征，峰態偏正，呈雙峰分布，峰度分別為0.90、0.88，為中等尖銳，其主峰的眾數粒徑落在粗粉砂區間的 38～45μm ；二者的主要粒徑組分落在粗粉砂（ 16～63μm， 和細粉砂0 2～16μm） 范圍內，其中粗粉砂組分占比均大于38% ，細粉砂組分占比均大于 30% ，且相差較小，說明二者可能受到相同的沉積動力環境影響。同時，LQB-1和LQB-2的粒度分布頻率曲線均在細粒端的5～12μm 存在次峰，二者黏土含量較高，說明二者均受到一定程度的成壤改造作用。其中LQB-1的粒度組分中粗粉砂含量為 42.70% 明顯高于LQB-20 38.07% ），且LQB-2的中值粒徑 （14.49μm） 和平均粒徑 （21.53μm） ）均低于LQB-1，表明LQB-2的成壤強度高于LQB-1。表明LQB-2的成壤強度高于LQB-1。結合野外觀察發現，LQB-1具有團粒構造，疏松多孔，含有密集植物根系，而LQB-2具有團粒一團塊構造，富含有機質，成熟度極高，下部含有繡黃色斑，說明LQB-2為古土壤，其成壤強度高于LQB-1的現代草甸黑土。

LQB-3的粒度分布頻率曲線呈現明顯的單峰型（圖4），偏度為0.29，呈正偏態。主峰眾數粒徑落在粗粉砂 （45～49μm） 范圍內，同時，其粗粉砂含量為35.48% ，黏土含量為 14.36% ，表明沉積物以粗粉砂為主。結合野外觀察發現，該層沉積物呈現淡黃橙色（10YR8/2）風成沙與濁黃橙色（10YR/3）粉砂質沼澤土互層，風沙層與泥沼土層的厚度不均，風沙層厚度介于 2～5mm ，而泥沼土層介于 3～8cm 。其中在泥沼土層發現有蘿卜螺殼存在，說明古冰水一洪積扇前沿淺洼地上，有淤泥質沼澤存在，但是沼澤的潛育化過程極弱。

LQB-4的粒度分布頻率曲線特征與其他地層的粒度分布頻率曲線區別較大（圖4、表2），呈雙峰馬鞍狀，主峰眾數粒徑處于 9～16μm ，次峰的眾數粒徑范圍落在細粉砂 26～38μm 內，黏土（ lt;2μm） 和細粉砂 （2～16μm 0組分含量為整個剖面中最高，分別為17.56% 和 47.18% ，表明該層沉積物的整體粒徑偏細，屬于細粉砂范疇。另外LQB-4的粒度分布頻率曲線呈現近正態分布，峰型較為平坦，標準偏差為2.05，指示LQB-4分選情況較差（圖4），該層沉積物與靜水環境有關。根據野外觀察，該層沉積物具有水平層理，其下層為大小混雜、磨圓度較差的古冰水一洪積扇層；結合粒度特及其剖面所在的位置，推測LQB-4為古冰水一洪積扇前沿淺洼地較深水位、水動力較弱的沼澤環境下形成的沉積物。

5討論

沉積地層作為地球表層系統與氣候系統相互作用的產物，是區域環境演化的重要信息載體，被廣泛應用于地一氣互饋耦合機制的研究中。若爾蓋盆地受多種季風系統的交互影響，自然環境復雜脆弱，對氣候變化響應極為敏感。多變的環境作用下形成了多樣的地貌類型和沉積地層，成為研究區域環境變化與地表過程對氣候變化響應的理想區域22。基于本文研究結果，結合野外宏觀特征、測年結果和粒度特征分析，LQB剖面沉積物記錄了若爾蓋盆地14.5ka 以來地表過程的變化。

14.5ka 之前的末次冰期，全球氣候整體寒冷，格陵蘭冰芯及深海氧同位素對這一階段的寒冷氣候都有記錄[2425；青藏高原地區在末次冰期覆蓋大面積冰川，盛冰期階段位于若爾蓋盆地周邊的阿尼瑪卿山，冰川面積為現代冰川面積的7.5倍，溫度較現代低約9^9C[26] 。但是，根據Grootesetal.[25的研究結果，末次冰期特別是晚冰期，氣候也存在頻繁的冷暖突變，其中格陵蘭冰芯揭示的7次劇烈變暖事件與青藏高原的古里雅冰芯記錄一一對應2。與此同時，若爾蓋盆地RM鉆孔的孢粉及RH鉆孔的泥炭均捕捉到多次極強變暖事件，其頻率和幅度明顯大于北大西洋地區[7-8.28]。在此氣候背景下，若爾蓋盆地高山冰川融化，山區冰融水引發山洪過程活躍，洪水攜帶的冰水一洪水沉積物在山麓快速堆積。發生于西傾山東端的哇日河的冰水一山洪過程，使黃河北側瑪曲縣城所在地形成了面積約 50km² 巨大的古冰水一洪積扇，沉積了厚層砂礫石層，迫使黃河向南側移到阿米歐拉巖丘山麓，然后向西流出盆地。根據野外考察，我們發現這一地表過程不僅在黃河瑪曲段LQB剖面中有記錄，同時瑪曲縣城西側黃河北岸的ZHK剖面底部也記錄有同時期形成的古冰水一洪積扇地層[23]，表明這一時期冰水一山洪過程規模較大。同時，我們在野外考察中還發現在歐拉鄉一柯生鄉之間的黃河兩岸，分布著高出河水位 60～70m 冰水一洪積扇直立陡崖，這說明此時期來自西傾山與阿尼瑪卿山的河流不僅來水量大，而且河流侵蝕動能也巨大。

14.5＼～11.7ka為末次冰期的晚期，全球氣溫回暖，冰川融化、海平面回升，太陽輻射增強。Skinneretal.通過對浮游有孔蟲和底棲有孔蟲的 ¹⁴C 測年發現，南極深層水對流活動在Bolling＼～Allergd暖期時有所加強；Blanchonetal.[3研究也記錄了太平洋14.2cal.ka、11.5cal.ka（Bglling＼～Allergd暖期）冰融水脈沖事件；而長江入海口也在這一時期先后發育了河口灣和三角洲沉積體系3。與此同時，Blling＼～Allergd暖期青藏高原在多地區的湖泊（色林錯、茍弄錯、青海湖、扎倉茶卡等）出現低于MIS3階段而高于全新世大暖期的次高湖面[32-33]。古里雅冰芯 δ¹⁸0 序列記錄了青藏高原從Bolling期到Allerpd期約 2°C 的溫度上升[34]。該時期若爾蓋盆地對南亞季風的響應加強，冰川融水和降雨量的增加，導致若爾蓋盆地發生多期古洪水事件[22.35]，也使得湖水位上升，并在古冰水一洪積扇前沿的湖畔草地、洼地形成較深的積水環境，發育了灰綠色淤泥質沼澤沉積物。LQB剖面灰綠色細粉含量高達 47.18% ，粒度分布頻率曲線呈雙峰正態分布的特征，表明其為其形成于長期穩定的靜水動力環境。

但由于末次冰期晚期YoungerDryas（YD）事件導致氣候惡化、溫度急劇降低，此時期各地山岳冰川再次擴展，雪線下降[36-37]。格陵蘭GRIP、GISP2冰芯 δ¹⁸0 值較其他層位出現明顯的低值[25.34]，大西洋冷期（Heinrich7＼～Heinrich1與YD期）時印度季風強度減弱[38]。此時的青藏高原西北地區班公錯介形類種類在 11.5～10.0ka 期間急劇減少，甚至消失滅絕，有機碳、氫指數也處于低值。可可西里地區茍弄措湖泊沉積識別出“仙女木期”（ 13.0～9.8ka 的3次氣候顫動事件，這3次氣候顫動事件均以干冷氣候開始，濕冷氣候結束[40]。受YD事件的影響，青藏高原南亞季風減弱，冬季風盛行，處于冰緣環境的若爾蓋盆地凍融作用增強，使灰綠色泥沼土層發生褶皺變形。野外觀察發現，除LQB剖面以外，凍融褶皺事件在盆地西部的WQD剖面4和DEQ-E剖面[22中均有所記錄。

11.7ka 之后進入全新世早期，北半球溫度有所回升，氣候呈現回暖趨勢。阿曼南部Qunf洞的石筍δ¹⁸0 同位素研究表明，全新世早期印度季風在中亞地區加強41；Leroyetal.[42對里海GS18鉆孔研究表明，全新世早期氣候變化呈現溫暖但干旱的趨勢。與此同時，青藏高原地區在 11.0～9.0ka 期間印度季風和西風帶交互作用明顯，雖然西風帶逐漸減弱后退，印度夏季風向北推進，但在全新世初期仍然呈現西風帶主導模式[42-43]。而青藏高原西北部的新疆地區溫度和降水變化也表明，新疆地區全新世初期仍然受西風帶的控制，并于 8.0ka 以前長期處于干旱狀態[43]。因此，在西風帶主導的氣候模式下，若爾蓋盆地高原面風力強勁，地表風沙活動盛行，黃河兩岸的河漫灘沙為地表風沙活動提供了豐富的物源。位于古冰水一洪積扇前緣的淺洼地，進入全新世早期溫度回升，氣候有所改善，在古冰水一洪積扇前沿洼地上形成了沼澤環境，但積水深度較淺。由于此時氣候總體干旱，若爾蓋盆地高原面風力強勁，地表風沙活動盛行，大量的風沙沉積物被帶到沼澤中，呈水平層理沉積，并與泥沼土形成互層。粒度分析結果也表明這一時期的沉積物為粒徑較粗的粗粉砂。盆地西部的ZHK[23]、DEQ-E[22剖面在此時期沉積了約 2m 厚的過渡性黃土地層，盆地東部唐克附近的 JYM^[9] 、WQD[4剖面在這一階段發育了 3～5m 厚的河漫灘與風沙互層沉積。

8.5～3.1ka 對應于全新世中期，諸多研究表明，全新世中期氣候開始由干冷向溫暖濕潤轉變，如處于中緯度阿拉伯地區的石筍研究表明印度夏季風降水在全新世中期明顯加強4；南極冰蓋西部Divide冰芯的研究結果也顯示南極洲夏季溫度從全新世早期開始上升并于 4.1ka 達到峰值[44]。青藏高原和黃土高原的炭屑、有機質、孢粉等環境指標均記錄了全新世中期 （9.0～3.8ka） 冬季風減弱，東亞夏季風明顯增強的過程[45-46]。在此時期，地處青藏高原北緣的豬野澤地區泥炭結果表明，在 7.5～5.0ka 白堿湖出現了3次高湖面4。若爾蓋盆地RM、RH鉆孔巖心中的孢粉記錄揭示了全新世中期（ 溫暖濕潤的特征[7，45]。通過野外考察也發現若爾蓋盆地不同地區1 JYM^[9] 、WQD[4、LQB、DEQ ?E^[22] 、ZHK[23]）多個剖面同時均發育約 50～100cm 的古土壤沉積地層。因此，在溫暖濕潤的氣候驅使下，古冰水一洪積扇前緣的LQB剖面風化成壤作用強烈，古土壤發育。

3.1ka 之后進人全新世晚期，全球氣候變得較冷。敦德冰芯、董哥洞石筍、太陽輻射、孢粉等環境指標均反映全新世晚期氣候相對較冷[48-52]。青藏高原西北部多個湖泊介形類化石研究表明該時期氣候向干旱化方向發展[34]。若爾蓋盆地的紅原泥炭孢粉研究結果顯示 3.3ka 之后，喬木孢粉百分比含量明顯下降45]。RM鉆孔巖心的孢粉也記錄了亞高山常綠針葉林的退縮，植被類型向冷干氣候生態適應趨勢演替[52]。此時期青藏高原冬季風逐漸加強，夏季風減弱，降水減少，氣候相對干旱，風沙活動盛行，搬運近源沙地的粗粉砂，在古冰水一洪積扇前緣堆積；但在全新世晚期的后期因溫度和濕度回升[6.12.18]，生物風化成壤作用增強而被改造成為亞高山草甸黑土。

6結論

（1）LQB剖面底部的古冰水—洪積扇沉積物形成于 14.5ka 之前，其上的灰綠色泥沼土層在 14.5～ 11.7ka 之間現狀，其頂部的凍融褶皺變形發生在12.7～11.7ka ；在 11.7～8.5ka 期間，風成沙與泥沼王互層形成； 8.5～3.1ka 期間古土壤發育， 3.1ka 之后，亞高山草甸黑土發育形成。

（2）LQB剖面底部的泥沼土層沉積屬于細粉砂質砂，具水平層理，為古冰水一洪積扇前沿淺洼地靜水狀態下的沼澤沉積；而覆蓋其上的風沙與泥沼土互層，分選一般，以細粉砂為主，并受到單一的沉積動力環境影響，是強勁風力搬運作用形成的風成沙，在淺洼地堆積形成了風沙與泥沼土互層；剖面上部的古土壤與現代草甸土均為細砂質粉砂，但古土壤的中值粒徑和平均粒徑均低于現代草甸土，說明古土壤的成壤強度高于現代草甸土，指示了古土壤形成時的氣候環境比現代溫暖濕潤。

（3） 14.5ka 之前的末次冰期，出自西傾山東端的哇日河的冰水一山洪過程活躍，在山麓快速堆積，形成了厚層的古冰水一洪積扇砂礫石層；14.5＼～11.7ka 的Blling＼～Allergd暖期，冰川融化，古冰水—洪積扇前沿洼地形成了淤泥質沼澤環境，堆積發育了灰綠色砂質粉砂沉積物；其頂部的凍融褶皺發育于 12.7～11.7ka ，對應于末次冰期YD寒冷事件，地表凍融作用使得地表灰綠色泥沼土層上部發生了褶皺變形； 11.7～8.5ka 的全新世早期，地表風沙活動盛行，在強勁高原面風動力作用下，大量的風沙沉積物被帶到沼澤中，形成了風沙與泥沼土互層； 8.5～3.1ka 氣候溫暖濕潤期，溫度升高，降雨增加，地表沉積物風化成壤作用強烈，開始發育古土壤； 3.1ka 以來，氣候相對干旱溫涼，風沙活動再次盛行，但在全新世晚期的后期因溫度和濕度回升，粗粉砂因生物風化成壤作用增強而被改造成為亞高山草甸黑土。

參考文獻（References）

[1]Reid W V， Chen D，Goldfarb L，et al. Earth system science for global sustainability：Grand challenges[J].Science，2O10，330 （6006）： 916-917.

[2]HuHP，YeBS，Zhou YH，et al.Aland surface model incorporatedwithsoil freeze/thawanditsapplicationin GAME/Tibet[J]. Science China Earth Sciences，2006，49（12）：1311-1322.

[3]姚檀棟，朱立平.青藏高原環境變化對全球變化的響應及其適 應對策[J].地球科學進展，2006，21（5）：459-464.[YaoTandong，Zhu Liping. The response of environmental changes on TibetanPlateau to global changesand adaptation strategy[J].Advances in Earth Science，2006，21（5）：459-464.]

[4]陳豆，肖奇立，張玉柱，等．黃河源瑪曲段全新世風成黃土—古 土壤序列風化成壤特征以及古氣候演變[J].地理研究，2022，41 （8）：2277-2294.[Chen Dou，Xiao Qili， Zhang Yuzhu，et al. Weatheringand pedogenesis ofthe Holocene aeolian loess-paleosol sectionand paleoclimateevolution inthe Maqu reachin the Yellow River source area[J]. Geographical Research，2022，41 （8）： 2277-2294.]

［5］黃春長．若爾蓋盆地河流古洪水沉積及其對黃河水系演變問 題的啟示[J].地理學報，2021，76（3）：612-625.[Hang Chunchang.Palaeoflood deposits in the Zoige Basin and the enlightening on the formation of the Yellow River drainage system on the Tibetan Plateau[J].Acta Geographica Sinica，2021，76（3）： 612-625.]

[6]Wang N， Zha XC，Huang CC，et al. Age and causes of the Yellow River dissecting the Zoige Basin in the eastern Tibetan Plateau，China[J].Science of the Total Environment，2023，857： 159481.

[7］沈才明，唐領余，王蘇民，等．若爾蓋盆地RM孔孢粉記錄及其 年代序列[J].科學通報，2005，50（3）：246-254.[Shen Caiming， Tang Lingyu，Wang Sumin， et al. Sporopollen records and time scale for the RMcore of the Zoige Basin， northeastern QinghaiTibetan Plateau[J].Chinese Science Bulletin，20o5，50（3）： 246-254.]

[8]Zhang P Z，Wang XB，Chen JF， et al. δ¹³C values and hydrogen indexrecordsinsediment organicmatter ofRHcoreof ZoigeBasin，eastern Qing-Zang （Tibet） Plateau and their environmental significance[J].ScienceChina Earth Sciences，1995，38（8）：1015- 1024.

[9］王兆奪，黃春長，周亞利，等．若爾蓋盆地黃河第一灣河岸沉積 地層序列及其成因研究[J]．冰川凍土，2022，44（4）：1175-1187. [Wang Zhaoduo，Huang Chunchang，Zhou Yali， et al.Formation of the sedimentary stratigraphyat the firstbend ofthe Yellow River in the Zoige Basin[J].Journal of Glaciology and Geocryology， 2022， 44（4）： 1175-1187. ]

[10]柴佳楠，查小春，黃春長，等．若爾蓋盆地黃河轄曼段河岸沉 積物成因判別[J].蘭州大學學報（自然科學版），2021，57（5）： 600-607.［Chai Jia'nan，Zha Xiaochun，Huang Chunchang，et al.Identification of the sediments on the riverbank of the Yellow River in the Xiaman reach of the Zoige Basin[J]. Journal of LanZhouUniversity （Natural Sciences），2021，57（5）： 600-607.]

[11]Xiao QL，ZhangY Z，Wang NL，et al. Paleochannel of the YellowRiver within the Zoige Basin and its environmental significance on the NE Tibetan Plateau[J]. Science of the Total Environment，2022，853：158242.

[12]韓宜欣，查小春，黃春長，等.若爾蓋盆地黃河出口段一級階 地沉積序列及其環境變化研究[J].地理科學，2023，44（5）： 922-931.[Han Yixin， Zha Xiaochun，Huang Chunchang，et al. Sedimentary sequence and environment change of the first terrace in the outlet reach of the Yellow River in the Zoige Basin [J].Scientia Geographica Sinica，2023，44（5）： 922-931.]

[13］胡光印，董治寶，張正偲，等．若爾蓋盆地起沙風風況與輸沙 勢特征[J]．中國沙漠，2020，40（5）：20-24.[Hu Guangyin， Dong Zhibao，Zhang Zhengcai，et al. The regime of sand driving wind and sand drift potential in Zoige Basin[J].Journal of Desert Research，2020，40（5）： 20-24.]

[14］周家和，周亞利，黃春長，等．若爾蓋黃河唐克段河岸沉積序 列測年及地表過程變化[J].冰川凍土，2022，44（4）：1188- 1202.[Zhou Jiahe，Zhou Yali，Huang Chunchang，et al.Chronology of the sedimentary sequence and the changes in surface processes along the Tangke reach of the Yellow River in the Zoige Basin[J]. Journal of Glaciology and Geocryology，2022， 44（4）： 1188-1202.]

[15]Hu GY，Yu L P，Dong ZB，et al.Holocene aeolian activity in the Zoige Basin，northeastern Tibetan Plateau，China[J].Catena， 2018，160： 321-328.

[16］王建兵，王素萍，汪治桂．1971＼～2010年若爾蓋濕地潛在蒸散 量及地表濕潤度的變化趨勢[J]．地理科學，2015，35（2）：245- 250.[Wang Jianbing，Wang Suping，Wang Zhigui.Thevariety characters of potential evapotranspiration and soil surface humidity index in the Zoige wetland in 1971-2010[J]. Scientia Geographica Sinica，2015，35（2）：245-250.]

[17］潘保田，李吉均，周尚哲．黃河最上游發育歷史初步研究[C]/ 中國地理學會地貌與第四紀專業委員會．地貌過程與環境. 北京：地震出版社，1993：17-21.[Pan Baotian，Li Jijun， Zhou Shangzhe. Geomorphological process and environment[C]// Studyon the forming history of the upper-most Yellow River. The Geographical Society of China.GeomorphologicalProcess and Environment. Beijing： Earthquake Press，1993：17-21.]

[18］王娜，查小春，黃春長，等．青藏高原東部黃河切開若爾蓋湖 盆的沉積證據與年代研究[J].地理科學進展，2022，41（8）453- 1466.[Wang Na， Zha Xiaochun，Huang Chunchang， et al. Sedimentary evidence and age of the Zoige Basin dissected by the YellowRiver in eastern Tibetan Plateau[J].Progress in Geography，2022，41（8）： 453-1466.]

[19]Murray A S， Wintle A G. Luminescence dating of quartz using an improved single-aliquot regenerative-dose protocol[J].RadiationMeasurements，2000，32（1）：57-73.

[20]PrescottJR，Huton JT. Cosmic ray contributions to dose rates for luminescence and ESR dating： Large depths and long-term timevariations[J].RadiationMeasurements，1994，23（2/3）： 497-500.

[21]Galbraith RF，RobertsRG，Laslett G M， et al.Optical dating of single and multiple grains of quartz from Jinmium rock shelter， northern Australia：Part I，experimental design and statistical models[J]. Archaeometry，1999，41（2）： 339-364.

[22］肖奇立，陳豆，張玉柱，等．黃河源瑪曲段末次冰消期以來古 洪水事件與凍融褶皺現象研究[J].第四紀研究，2022，42（4）： 1010-1026.[Xiao Qili， Chen Dou，Zhang Yuzhu，et al.Palaeoflood events and periglacial involutions during the last deglaciation in the Maqu reach in the Yellow River source area[J]. Quaternary Sciences，2022，42（4）：1010-1026.]

[23]JiaYN， ZhangY Z，HuangC C，et al. Late Pleistocene-Holocene aeolian loess-paleosol sections in the Yellow River source area on the northeast Tibetan Plateau： Chronostratigraphy， sediment provenance，and implications for paleoclimate reconstruction[J].Catena，2022，208：10577.

[24］龐獎勵，黃春長．青藏高原冰芯記錄與黃土堆積和深海沉積 記錄之對比[J]．高原氣象，2000，19（4）：504-511.[Pang Jiangli，Huang Chunchang.Correlation between climate change of ice-core on Qinghai-Xizang Plateau and loess-palaeosol sequence，marine isotope stage[J].Plateau Meteorology，2000，19 （4）： 504-511. ]

[25]Grootes PM，Stuiver M， White JWC，et al. Comparison of oxygen isotope records from the GISP2 and GRIP Greenland ice cores[J].Nature，1993，366（6455）： 552-554.

[26］ 施雅風，鄭本興，姚檀棟．青藏高原末次冰期最盛時的冰川與 環境[J].冰川凍土，1997，19（2）：97-113.[Shi Yafeng， Zheng Benxing，Yao Tandong.Glaciers and Environments during the Last Glacial Maximum （LGM） on the Tibetan Plateau[J]. Journal of Glaciology and Geocryology， 1997，19（2）： 97-113.]

[27]Yao TD，Thompson L G， Shi YF，et al. Climate variation since theLast Interglaciation recorded in the Guliya ice core[J].Science China Earth Sciences，1997，40（6）： 662-668.

[28］王富葆，閻革，林本海.若爾蓋高原泥炭 δ¹³C 的初步研究[J]. 科學通報，1993，38（1）：65-67.[Wang Baofu， Yan Ge，Lin Benhai. Preliminary study on δ¹³C of peat in Zoige Plateau[J].Chinese Science Bulletin，1993，38（1）： 65-67.]

[29]Skinner L C，Fallon S，Waelbroeck C，et al.Ventilation of the deep southern ocean and deglacial CO₂ rise[J]．Science，2010， 328（5982）： 1147-1151.

[30]Blanchon P， Shaw J. Reef drowning during the last deglaciation： Evidence for catastrophic sea-level rise and ice-sheet collapse [J].Geology，1995，23（1）： 4-8.

[31］張丹，王張華，李衛康，等．現代長江口的形成及末次冰消期 以來沉積環境演變[J]．海洋地質與第四紀地質，2010，30（2）： 17-25.[Zhang Dan，Wang Zhanghua，Li Weikang，et al.Formation of modern Yangtze estuary and sedimentary environmental evolution since the Last Deglaciation[J].Marine Geology amp; Quaternary Geology，2010，30（2）：17-25.]

[32］沈吉．末次盛冰期以來中國湖泊時空演變及驅動機制研究綜 述：來自湖泊沉積的證據[J].科學通報，2012，57（34）：3228- 3242.［Shen Ji. Spatiotemporal variations of Chinese lakes and their driving mechanisms since the Last Glacial Maximum： A review and synthesis of lacustrine sediment archives[J].Chinese Science Bulletin，2012，57（34）：3228-3242.]

[33］胡東生，張華京，李炳元，等．青藏高原腹地湖泊沉積序列與 古氣候變化[J].地質學報，2000，74（4）：364-371.[Hu Dongsheng，Zhang Jinghua，LiBingyuan， etal.Lacustrine sedimentary sequences and palaeoclimatic change in the hinterland of the Qinghai-Tibet Plateau[J].Acta Geologica Sinica，20o0，24（4）： 364-371.]

[34］姚檀棟．末次冰期青藏高原的氣候突變：古里雅冰芯與格陵 蘭GRIP冰芯對比研究[J].中國科學：地球科學，1999，29（2）： 175-184.[Yao Tandong. Abrupt climatic changes on the Tibetan Plateau during the Last Ice Age：Comparative study of the Guliya ice core with the Greenland GRIP ice core[J].Science China Earth Sciences，1999，29（2）： 175-184.] [35］陳瑩璐，黃春長，張玉柱，等．黃河源區瑪曲段末次冰消期古 洪水事件及其光釋光測年研究[J].冰川凍土，2017，39（3）：

549-562.[Chen Yinglu， Huang Chunchang， Zhang Yuzhu， et al. Study of the sedimentologyand OSL dating of theLastDeglaciation paleoflood events along Maqu section in the source regions of the Yellow River[J]. Journal of Glaciology and Geocryology，

2017，39（3）： 549-562. ] [36］潘保田，鄔光劍．青藏高原東北部最近兩次冰期降溫幅度的 初步估算[J].干旱區地理，1997，20（2）：17-24.[PanBaotian， Wu Guangjian.Preliminary estimation on the drop range in tempreature during the last two glaciations in the northeastern Qinghai-Xizang Plateau[J].Arid Land Geography，1997，20（2）：

17-24.] ［37］崔之久．試論多年凍土的冰緣標志及冰川與冰緣作用的關系 問題[J].冰川凍土，1980，2（2）：1-6.[Cui Zhijiu.On the periglacial markers of permafrost and the relationship betweenglaciers and periglacial interaction[J]．Journal of Glaciology and Geocryology，1980，2（2）： 1-6.] [38］鹿化煜，周杰．Heinrich事件和末次冰期氣候的不穩定性[J]. 地球科學進展，1996，11（1）：40-44.[LuHuayu，ZhouJie.Heinrich events and instability of palaeoclimate in Last Glacial Period [J].Advances in Earth Science，1996，11（1）： 40-44.] [39］李元芳，張青松，李炳元，等．青藏高原西北部17000年以來的 介形類及環境演變[J].地理學報，1994，49（1）：46-54.[Li Yuanfang， Zhang Qingsong，Li Bingyuan，et al.Ostracod fauna and environmental changes during the past 17 Ooo years in the western Tibet[J].Acta Geographica Sinica，1994，49（1）： 46-54.] [40］胡東生，張華京，李炳元，等．青藏高原腹地湖泊沉積紀錄的\" 仙女木期\"古氣候顫動事件[J].地質學報，2002，76（2）：272-

278.［Hu Dongsheng，Zhang Huajing，Li Bingyuan，etal.Paleoclimatic oscillation events of the Dryas Period：Evidence from therecord oflake recordsof lake sedimentsin the interiorof the Qinghai-Tibet Plateau[J]． Acta Geologica Sinica，2002，76（2）：

272-278.] [41]Fleitmann D，Burns SJ，Mudelsee M，et al. Holocene forcing of the Indian monsoon recorded in a stalagmite from southern Oman[J]. Science，2003，300（5626）： 1737-1739. [42]Leroy SAG，López-Merino L，Tudryn A， et al.Late Pleistocene and Holocene palaeoenvironments in and around the Middle Caspian Basin as reconstructed from a deep-sea core[J].Quaternary Science Reviews，2014，101：91-110. [43]Ran M，Feng Z D.Holocene moisture Variations across China and driving mechanisms： A synthesis of climatic records[J].Qrnary International. 2013，313-314：179-193. [44]TylerR.J，Kurt M.Cuffeyet al.Seasonal temperatures in west Antarctica during the Holocene[J]. Nature.2023，613（7943）：

292-297. [45］孫廣友，羅新正，TurmerRE．青藏東北部若爾蓋高原全新世泥 炭沉積年代學研究[J].沉積學報，2001，19（2）：177-181，206. [SunGuangyou，Luo Xinzheng，TurnerRE.A study on peat deposition chronology of Holocene of Zorge Plateau in the northeast Qinghai-Tibetan Plateau[J].Acta Sedimentologica Sinica， 2001，19（2）： 177-181，206.]

[46]周衛建，盧雪峰，武振坤，等．若爾蓋高原全新世氣候變化的 泥炭記錄與加速器放射性碳測年[J].科學通報，2001，46（12）： 1040-1044.[Zhou Weijian，Lu Xuefeng，Wu Zhenkun，et al. Peatrecord reflectingHolocene climatic change in the Zoigé Plateauand AMS radiocarbon dating[J].Chinese Science Bulletin， 2001，46（12）：1040-1044.]

[47] 隆浩，王乃昂，李育，等．豬野澤記錄的季風邊緣區全新世中 期氣候環境演化歷史[J].第四紀研究，2007，27（3）：371-381. [LongHao，WangNaiang，LiYu，etal.Mid-Holoceneclimate variations from lake records of the east Asian monsoon margin： Amulti-proxy and geomorphological study[J]. Quaternary Science，2007，27（3）： 371-381.]

[48] WinnemannB，YanDD，AndersenN，etal.A14kahigh-resolution δ¹⁸O lakerecord revealsa paradigm shift for the processbased reconstructionofhydroclimateonthenorthern TibetanPlateau[J].Quaternary Science Reviews，2018，200：65-84，doi：10. 1016/j. quascirev. 2018. 09.040.

[49］姚檀棟，ThompsonLG.敦德冰芯記錄與過去5ka溫度變化 [J].中國科學：地球科學，1992，22（10）：1089-1093.[Yao Tandong，Thompson LG. Doundland ice core records of temperature changes over the past 5ka[J].Science China Earth Sciences， 1992，22（10）：1089-1093.]

[50] 張美良，袁道先，林玉石，等．貴州荔波董哥洞3號石筍的同位 素年齡及古氣候信息[J].沉積學報，2001，19（3）：425-432. [Zhang Meiliang Yuan Daoxian，Lin Yushi， et al.Isotopic ages and paleoclimatic implicationsofNo.1 stalagmite fromDongge Cave in Libo[J].Acta Sedimentologica Sinica，20o1，19（3）： 425-432.]

[51]LaskarJ，Fienga A，Gastineau M，et al.La2O1O：A new orbital solution for the long-termmotionof the Earth[J]. Astronomyamp; Astrophysics， 2011， 532： A89，doi： 10.1051/0004-6361/ 201116836.

[52］劉光，沈永平，張平中，等．青藏高原若爾蓋地區RH孔800＼～ 150ka .B.P.的孢粉記錄及古氣候意義[J].沉積學報，1994，12 （4）：101-109.[Liu Guang， Shen Yongping，Zhang Pingzhong，et al.Pollen record and its palaeoclimatic significance between 800-150ka.B.P. from RH-corein Zoige BasininQinghai-Xizang（Tibet） Plateau[J].Acta Sedimentologica Sinica，1994，12 （4）： 101-109.]

Abstract：[Objective] The surface environmentof the Zoige Basin is verycomplex，which is located in a climatesensitivearea.It is of great significance to reveal the responseof thesurface proceses to environmental changes in the Zoige Basin since the last glaciation，as well as the response of environmental changes and surface processes on the Tibetan Plateau to global changes.[Methods]Through extensive investigation，acomplete stratigraphic profileof sedimentary sequence was foundand systematicalysampledon the high platform in the front of the glacial- alluvial fan in Maqu reach of the Zoige Basin，and the sedimentary environment and surface process changes since the last glaciation in the Zoige Basin were studiedby particle size analysisandoptically stimulated luminescence（OSL）dating.[Results] During the last glacial period before ，the ice meltwater and flash flood process in the Warihe Riverattheeast endof Xiqing Mountain was veryactiveandaccumulatedrapidly inthe foothils，forming athick glacial-alluvial fan sandand gravel layer.During the Bpling-Allerod warm periodof 14.5＼～11.7ka，theclimate was warmand humid，andthe siltyswampenvironmentformed inthedepressions at the frontof theglacial-alluvial fans and developed gray-green sandy sediments.However，duringthe Younger Dryas period，the climate suddenly worsened，and theupperpartofthe gray-green bog soillayerintheshallow depression was foldedand deformed due to surfacefreeze-thawaction.IntheearlyHolocene period from11.7kato8.5ka，theclimate was relativelydryand the aeoliansand was prevalent，thecoarse silt accumulated in the shalow depresionandthe interbedded sedimentary facies of aeolian sandand bog soil developed under the strong wind power of the plateau surface.During the warm and humid period of 8.5 ka to 3.1ka ，the pedogenesis was strong，and the clay content in sediments increased significantly and developed into the paleosol.Inthelate Holocene from 3.1ka，theclimate was relativelydryand aeolian sand activities were prevalent.The coarse silt accumulated in the late Holocene was transformed into subalpine meadow black soil due to the rising temperature and humidity.[Conclusions]It indicated thatthe sedimentary environment and surfaceprocesses of the Zoige Basin since thelastdeglaciation are important information cariers torevealegional environmental evolution，and responded to the evolution law of global environmental change.

Key words： Zoige Basin; Maqu reach； Yellow River; last Glacial; surface process; environment change