趙希濤, 楊 艷, 賈麗云, 胡道功, 李維東, 張耀玲, 林 旭

1)中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所, 北京 100029; 2)中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院, 北京 100037;3)新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)與地質(zhì)災(zāi)害重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)力學(xué)研究所, 北京 100081;4)中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院全球礦產(chǎn)資源戰(zhàn)略研究中心, 北京 100037;5)三峽大學(xué)土木與建筑學(xué)院, 湖北宜昌 443002

共和盆地是青海省東部的一個(gè)中型斷陷盆地,夾于北面的青海南山和南面的鄂拉山之間。盆地呈北西西—南東東向延伸, 長(zhǎng)約350 km, 西窄東寬,最寬處約 90 km, 略呈葫蘆狀, 總面積約為13 800 km2(圖1)。該盆地是青藏高原東北緣一系列的重要盆地——柴達(dá)木盆地、青海湖盆地、興海盆地、貴德盆地、循化盆地、西寧—民和盆地、臨夏盆地之一。

黃河自南部的尕瑪羊曲村附近出河卡南山及其下游規(guī)模很小的野狐峽、拉干峽進(jìn)入共和盆地,兩岸的高臺(tái)地面, 約為海拔3 200 m, 黃河深切達(dá)600～700 m。在共和縣東南, 黃河折而東彎, 穿過(guò)龍羊峽, 進(jìn)入貴德盆地。因龍羊峽西端水庫(kù)大壩的修建, 在共和縣東南部形成了巨大的龍羊峽水庫(kù),匯水區(qū)遠(yuǎn)抵尕瑪羊曲村附近。

2014 年9 月, 作者在考察青海湖之余, 順道考察了共和盆地西北部的茶卡鹽湖北岸小水橋地區(qū)和黃河流經(jīng)的共和盆地東北部與貴德盆地北部。在從共和縣城到貴德縣城的途中路過(guò)夾于青海南山與瓦里關(guān)山之間的多隆溝時(shí), 在這條注入黃河的小溝上游的西南側(cè)人工開(kāi)挖的砂石場(chǎng)剖面中, 發(fā)現(xiàn)了厚層、層理清晰且成分復(fù)雜, 分選與磨圓良好的礫石層與砂層, 與溝對(duì)岸來(lái)自青海南山各沖溝的大小混雜、成分單調(diào)、分選與磨圓均很差的礫石層, 形成了鮮明的對(duì)照, 顯然是一種大河的河流相沉積。該砂礫層底部的海拔高度約為 2 935 m, 頂部已逾3 150 m, 高出附近龍羊峽谷中的黃河河床(2 385～2 390 m)760 m 以上。此后, 作者在2014 年10 月至2020 年9 月間, 曾8 度沿黃河谷地考察了興海盆地以下的黃河源頭段和整個(gè)黃河上、中游。其中, 重點(diǎn)考察了內(nèi)蒙河套段(趙希濤, 2016; 趙希濤等,2018)和青海貴德—共和—興海段(2015 年9 月、2016 年8 月、2019 年12 月和2020 年8—9 月)。在該共和貴德段黃河河谷中, 不僅考察了第四紀(jì)不同時(shí)期高出黃河可達(dá)600 m 以上的20 多級(jí)階地(Jia et al., 2017), 也發(fā)現(xiàn)了新近紀(jì)不同時(shí)期的古黃河礫石層, 包括上新世中晚期連接共和古湖與貴德古湖現(xiàn)已被遺棄的黃河古河道——古多隆河(趙希濤等,2020), 還對(duì)晚期共和古湖演化與消亡的過(guò)程、特征和時(shí)代, 以及龍羊峽形成、黃河發(fā)育及其與恰不恰(共和)運(yùn)動(dòng)的關(guān)系等問(wèn)題產(chǎn)生了許多新看法。這些正是本文所要討論的主要內(nèi)容。

1 共和古湖研究簡(jiǎn)史與恰不恰(共和)運(yùn)動(dòng)的提出

早在1936 年, 孫健初就將共和盆地內(nèi)的晚第三紀(jì)和第四紀(jì)早、中期的紅色地層命名為共和統(tǒng)(王吉玉和張興魯, 1979)。1959 年, 青海省水文隊(duì)范錫朋和朱振才在水文地質(zhì)普查時(shí), 在共和群地層中,發(fā)現(xiàn)了一批脊椎動(dòng)物化石。周本熊和劉后一(1959)鑒定了這批化石, 為中國(guó)鬣狗(Hyaenacf.sinensisOwen)、三門馬(Equus sanmeniensisTeilh. et Piv.)、犀?？?Rhinocerotidae indet)和象科(Elephantidae indet)。因三門馬和中國(guó)鬣狗為華北地區(qū)更新世初期和中期的典型屬種, 故推斷化石產(chǎn)地的層位應(yīng)該是下、中更新統(tǒng)。該文所報(bào)道的化石地點(diǎn), 為恰不恰鎮(zhèn)南 3.5 km 的恰不恰河岸階地, 階地頂面海拔2 850 m, 化石采集于深約25 m 的砂礫層中。

陳承惠和吳子榮(1964)將共和盆地中均由上部粗粒堆積和中下部細(xì)粒堆積所組成的平坦草原, 包括頭、二、三塔拉, 定為由湖積沉積物所組成的三級(jí)湖岸階地, 參考上述化石, 認(rèn)為在更新世早、中期, 共和盆地曾經(jīng)是一個(gè)大湖, 有過(guò)三次水量加大、湖面擴(kuò)張的時(shí)期。

王吉玉和張興魯(1979)將出露于曲溝及茶卡北山等地的上第三系(中新、上新統(tǒng))稱為“曲溝組”, 為一套下部為紫紅色、上部為淺綠色及淺棕黃色的地層, 以泥巖為主夾粉砂巖, 含介形、腹足、輪藻、瓣鰓類等化石, 厚約800 m。他們描述了共和縣城附近的塔買—阿乙亥剖面的巖性及其所含的脊椎動(dòng)物及介形類等化石, 將其作為早、中更新世河湖相地層(共和組)在盆地中心的代表, 厚249 m, 下伏曲溝組, 上覆上更新統(tǒng)沖積砂礫層(相當(dāng)一塔拉)。他們還在大(達(dá))連海剖面相當(dāng)于共和組上部中, 發(fā)現(xiàn)了三門馬、 布氏鹿(Ectenoceros boulei) 和犀牛(Renocerossp.)化石, 認(rèn)為二塔拉和一塔拉是晚更新世黃河的高階地, 全新世在黃河兩岸及恰卜恰河還發(fā)育有4 級(jí)低階地。

徐叔鷹等(1984)認(rèn)為, 共和盆地主要斷陷發(fā)生于早第三紀(jì)之末, 在基底之上形成了一套湖相細(xì)碎屑巖, 時(shí)代為晚第三紀(jì), 與西寧、貴德等盆地的貴德群相當(dāng), 稱曲溝組, 應(yīng)屬淡水湖相沉積。他們推測(cè), “古共和湖”與貴德、西寧—民和、青海湖及興海等古湖盆地相連, 青海南山和拉脊山只是伸入湖中的半島。曲溝組之上堆積的一套巨厚的早第四紀(jì)湖相沉積被稱為共和組, 據(jù)其中的脊椎動(dòng)物化石和古地磁測(cè)定, 其時(shí)代被定為早—中更新世(徐叔鷹, 1987)。共和組地層的巖性巖相變化較大, 在盆地邊緣(特別南緣)為粗碎屑巖沉積, 如羊曲(即尕瑪羊曲)黃河兩岸的河卡灘和巴洛灘, 為厚達(dá)300 余m的礫巖。其礫石成分復(fù)雜, 但分選與磨圓較好, 系經(jīng)過(guò)長(zhǎng)距離運(yùn)移的河流堆積。盆地北緣共和組為礫巖、砂礫巖和粗砂巖組成, 但礫石成分單調(diào), 且分選與磨圓差。從盆地邊緣向盆地中心, 巖性逐漸變細(xì), 厚度逐漸增大, 主要由細(xì)砂巖、粉砂巖、泥巖和砂質(zhì)泥巖構(gòu)成, 其中常夾多層細(xì)礫巖、礫狀砂巖和中粒粗砂巖。他們由此推論, 共和組在盆地南緣為古黃河河床相堆積, 北緣為山麓相堆積, 廣大盆地內(nèi)部則為曲流充分發(fā)育的河流泛濫平原相和淺湖相交替堆積。據(jù)此, 共和盆地晚新生代構(gòu)造運(yùn)動(dòng)可分為兩個(gè)階段: 自中新世至中更新世早期, 為以沉降為主的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)時(shí)期, 在盆地中形成曲溝組和共和組; 自中更新世晚期以來(lái), 進(jìn)入以強(qiáng)烈上升為主的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)時(shí)期, 共和組和其后的沉積物之間形成普遍的區(qū)域性不整合。上述兩大階段之間的構(gòu)造運(yùn)動(dòng), 他們稱之為“恰卜恰(共和)運(yùn)動(dòng)”。它是共和盆地地貌發(fā)育中關(guān)鍵性的一次構(gòu)造變動(dòng), 不僅使盆地周圍山地進(jìn)一步循斷裂上升, 并派生出沿共和組地層的褶皺和錯(cuò)斷, 更對(duì)中更新世之后的盆地地貌發(fā)育起了重大的控制作用。他們將三塔拉作為共和高原一部分被夷平的最新地層共和組, 其形成時(shí)代約為中更新世晚期, 而一、二塔拉則是黃河的晚更新世階地。認(rèn)為至中更新世末, 黃河在現(xiàn)今龍羊峽地區(qū)從瓦里貢山夷平面上下切, 形成高懸于峽谷之上的一個(gè)寬谷面, 相當(dāng)于盆地內(nèi)的共和高原面, 海拔3 000～3 100 m。而在此之前, 黃河是通過(guò)現(xiàn)今的尕海灘和東龍(多隆)溝流入貴德盆地的, 因?yàn)樵谕呃镓暽胶图永街g的分水山口上目前還保存著時(shí)代相當(dāng)于共和組的大片沖積相礫巖(可惜無(wú)詳細(xì)記錄)。他們還認(rèn)為, 黃河及其支流恰卜恰河從一塔拉面上的下切, 應(yīng)發(fā)生在更新世之后。全新世期間盆地的震蕩式上升是十分驚人的, 因而在龍羊峽上口恰卜恰河入黃河匯口處, 形成了多達(dá)11 級(jí)基座階地,連同晚更新世階地一、二塔拉亦計(jì)算在內(nèi), 共計(jì)有13 級(jí)之多, 高差達(dá)500 m 左右。

鄭紹華等(1985)對(duì)貴德與共和兩盆地含新生代哺乳動(dòng)物化石的幾個(gè)剖面和更多地點(diǎn)進(jìn)行了調(diào)查與發(fā)掘。其中, 共和盆地的化石地點(diǎn)集中在黃河及其支流恰卜恰河沿岸及大(達(dá))連海、塘格木和英得海地區(qū)。共發(fā)現(xiàn)了?鼢鼠(Myospalax arvicolinus)、中華鼢鼠(M. fontanieri)、擬布氏田鼠(Microtus brandtioides)、簡(jiǎn)田鼠(M. epiratticeps)、鼠(？Mimomyssp.) 、 河 貍(Castoridae indet.) 、 復(fù) 齒 擬 鼠 兔(Ochotonoides complicidens)、似西藏鼠兔(Ochotonacf.thibetana)、變異狼(Canis variabilis)、古菱齒象(Palaeoloxodonsp.)、三門馬、披毛犀(Coelodontaantiquitatis) 、 共 和 粗 壯 麗 牛(Leptobos crassus gonghenensissubsp. nov.) 、 伐 里 薩 尼 麗 牛(Leptobo.rnis)、麗牛、似中國(guó)羚羊(Gazellacf.sinensis)、短頭羊牛(Boopsis breviceps)、大角鹿(未定種)(Sinomegacerossp.)、直梳角鹿(cf.Euctenocerossp.)等, 其中共和縣城南的幾個(gè)層位和地點(diǎn)的地層屬于早更新世, 大連海等幾個(gè)地點(diǎn)的地層屬于中更新世。

徐叔鷹(1987)與唐領(lǐng)余和汪世蘭(1988)報(bào)道了達(dá)連海東岸和共和城東南克才村共和組兩個(gè)剖面的孢粉分析和磁性地層研究結(jié)果。由于共和組地層向東傾斜, 故認(rèn)為前者地層為下部, 后者為上部。孢粉分析結(jié)果表明, 共和組中特別是其下部, 孢粉相當(dāng)豐富, 兩剖面分別鑒定出117 和89 個(gè)屬/科, 內(nèi)含不少水生植物花粉與藻類孢子。他們將兩剖面劃分為6 個(gè)孢粉組合帶, 即帶Ⅰ(達(dá)連海剖面170～125 m):Picea( 云 杉 屬)-Pinus( 松 屬)-Chenopodiaceae( 藜科)-Polypodiaceae(水龍骨科), 帶Ⅱ(125～78 m):Pinus-Picea-Ulmus(榆屬), 帶Ⅲ(78～50 m): Chenopodiaceae-Artemisia(蒿屬)-Ephedra(麻黃屬), 帶Ⅳ(50 m 以上):Picea+Pinus-Betula(樺屬)-Ulmus-Artemisia-Ephedra,帶 Ⅴ ( 克 才 剖 面 80 ～ 22 m):Pinus-Chenopodiaceae-Artemisia-Compositae(菊科), 帶Ⅵ(22 m 以上):Pinus-Picea-Betula-Ulmus-Polypodiumsp.2, 反映了自老至新為草原—森林草原—草原—森林草原—草原—森林草原—現(xiàn)今之草原的植被變化過(guò)程。從剖面下部孢粉含量豐富, 喜溫喜濕植物種類較多, 闊葉樹(shù)及少量第三紀(jì)孑遺分子(鐵杉屬、羅漢松屬、山核桃屬等)得到較好生長(zhǎng), 而上部木本植物花粉更少, 均以干旱草本為主, 反映了植被類型由暖溫帶向溫帶以及氣候數(shù)次冷熱和干濕的變化。他們還報(bào)道了磁性地層的測(cè)試結(jié)果, 共測(cè)出7 次正向和7 次反向的極性變化。他們參考共和組地層中所發(fā)現(xiàn)的哺乳動(dòng)物化石, 將頂部一塔拉的黃河階地正極性層位, 確定為10 萬(wàn)年, 以此與標(biāo)準(zhǔn)極性地層柱進(jìn)行對(duì)比, 并推算出共和組地層的沉積速率(10 cm/ka), 從而將共和組底部確定為距今224 萬(wàn)年, 頂部為10 萬(wàn)年。施煒等(2006)也在共和縣城附近的沙有村剖面進(jìn)行了磁性地層研究, 但剖面較短。

李吉均及其合作者(Li, 1991; 李吉均等, 1996,2015; 李吉均和方小敏, 1998; Li and Fang, 1999; Li et al., 2014)在討論青藏高原隆升對(duì)環(huán)境的影響時(shí),將構(gòu)造運(yùn)動(dòng)、氣候變化及黃河的溯源侵蝕聯(lián)系在一起, 認(rèn)為蘭州及其以上地區(qū)黃河的階地提供了高原隆升的記錄。他們將青藏高原主夷平面形成的上限年齡定為3.6 Ma, 臨夏盆地新生代湖相沉積同時(shí)結(jié)束, 青藏運(yùn)動(dòng)開(kāi)始, 分為A(3.6 Ma), B(2.6 Ma)和C(1.7 Ma)3 幕。A 幕現(xiàn)代亞洲季風(fēng)形成, B 幕黃土開(kāi)始堆積, C 幕黃河出現(xiàn); 昆黃運(yùn)動(dòng)(1.2～0.6 Ma)使黃河干流切入青藏高原, 大面積山地進(jìn)入冰凍圈, 可能導(dǎo)致中更新世之氣候轉(zhuǎn)型; 共和運(yùn)動(dòng)(10 或15 萬(wàn)年前)造成黃河切穿龍羊峽, 青海湖孤立, 高原達(dá)到現(xiàn)代高度。在其蘭州以上黃河干流的地質(zhì)年齡一圖中, 標(biāo)明蘭州段黃河年齡為1 500 ka, 積石峽年齡為1 200 ka, 松巴峽為600 ka, 龍羊峽為150 ka, 更上游的軍功和Mads 分別只有(37 610±2 010) a 和(4 830±270) a。他們還特別指出, 1.2 Ma 和0.15 Ma的兩次運(yùn)動(dòng), 即“黃河運(yùn)動(dòng)”和“共和運(yùn)動(dòng)”, 使黃河相繼切開(kāi)了積石峽和龍羊峽, 產(chǎn)生了黃河最大幅度(700 m)的下切。

潘保田(1994)根據(jù)堆積于貴德盆地中厚逾千米的中中新世—上新世貴德群的湖相堆積和局部分布的早、中更新世共和組湖相堆積, 并參考了前述徐叔鷹等關(guān)于共和、貴德、青海湖和西寧—民和等盆地曾經(jīng)相連的論述, 提出了“青東古湖”一詞, 還給出了貴德盆地與共和古湖相連的3 個(gè)通道: 龍羊峽、過(guò)馬營(yíng)哇什灘和多隆溝?？上? 他們均未給出這些古湖連通的任何證據(jù)。潘保田認(rèn)為, 是大約10 萬(wàn)年前的“恰卜恰(共和)運(yùn)動(dòng)”或“共和運(yùn)動(dòng)”,才使共和盆地結(jié)束沉降歷史而轉(zhuǎn)為抬升, 也造成貴德盆地抬升, 且黃河切穿了貴德盆地東面的扎馬雜日山而使原內(nèi)流的貴德水系外流。

張智勇等(2003)研究了共和盆地南緣羊曲至河卡灘等地的新生代地層與黃河階地, 認(rèn)為盆地底部為晚第三紀(jì)貴德組紅層, 厚大于1 122.85 m, 由3 個(gè)巖段組成, 下部砂泥巖段厚606.26 m, 中部砂礫巖段厚408.03 m, 上部泥巖段厚108.56 m, 反映共和盆地貴德組主要由山前平原河流相紅色粗碎屑巖——辮狀河及湖相紅色含石膏細(xì)碎屑巖建造組成。中部為早更新世河湖相沉積, 又稱為共和組, 地層有 10°左右的傾斜, 與貴德組呈角度不整合接觸,剖面控制的地層厚度為273.42 m, 橫向上地層相變明顯, 從盆地邊緣向盆地中心逐漸變細(xì)。盆地邊緣主要為一套粗碎屑沉積物, 具河流沖積特征。在貴南巴曲、茫拉河一帶巖性主要為細(xì)粒砂礫石層、中粗粒砂層并夾湖相紋泥, 具湖相沉積特征。在該地層所采ESR 測(cè)年分別為1 323.9 ka(羊曲)、1 164.2 ka(茫拉)、1 055.9 ka(茫拉)、884.0 ka(唐乃亥北)、766.5 ka (唐乃亥北)。在共和盆地南部三塔拉距地表2 m 的灰-綠灰色具楔狀交錯(cuò)層理含礫砂層夾黃色黏土透鏡中所測(cè)ESR 年齡為602.1 ka, 反映出共和盆地該套河湖相沉積的時(shí)代主要為早更新世。頂部為晚更新世沖洪積砂礫石層, 與下伏早更新世地層呈侵蝕接觸, 厚度大于217.83 m。距頂部150 m 處熱釋光測(cè)年為(82.5±4.1) ka。該套地層構(gòu)成了共和盆地南緣的盆地面, 海拔約3 100 m, 在羊曲一帶黃河自該盆地面下切深約600 m。他們還報(bào)道羊曲附近黃河發(fā)育3 級(jí)階地及其熱釋光年齡測(cè)定結(jié)果, 從而得出黃河在0.03 Ma 才切開(kāi)共和南山、黃河上游地貌演化過(guò)程是伴隨高原階段隆升而向上游階段性溯源侵蝕而發(fā)展的結(jié)論, 與李吉均等的觀點(diǎn)相當(dāng)一致。

此外, 楊達(dá)源等(1996)、趙振明和劉百篪(2003,2005)、孫延貴等(2007), 也報(bào)道了共和地區(qū)黃河階地與黃河河谷發(fā)育的研究結(jié)果, 因非本文的主要討論內(nèi)容, 茲不細(xì)述。

2 區(qū)域自然環(huán)境與地質(zhì)背景

2.1 區(qū)域自然環(huán)境概況

共和盆地是青海省東部的一個(gè)中型斷陷盆地,夾于北面的祁連山系的青海南山和南面的昆侖—秦嶺山系的鄂拉山—河卡南山之間, 西起瓦洪山, 東迄西傾山。盆地呈北西西—南東東向延伸, 長(zhǎng)約350 km, 西窄而東寬, 最寬處約90 km, 略呈葫蘆狀,總面積約為13 800 km2(圖1)。環(huán)繞共和盆地四周的山地, 大多在海拔4 000 m 以上, 而盆地底部的平均高度約為海拔3 000 m 左右, 而從盆地東南部橫穿盆地東部的黃河, 則從曾經(jīng)的盆底下切了600～700 m。共和盆地北鄰青海湖盆地, 西鄰都蘭盆地,南與興海盆地和東與貴德盆地多以黃河相連。它是青藏高原東北緣一系列的重要盆地之一, 是研究青藏高原東北緣隆升和黃河源頭段河谷發(fā)育的關(guān)鍵地區(qū)之一。

按照區(qū)域地形與自然環(huán)境, 共和盆地自西北向東南, 可分為特征不盡相同的3 部分(圖1, 圖2):盆地西北部又稱茶卡盆地, 以石乃海與哇玉香卡之間的一條北東東—南西西方向低緩而平坦的橫梁,與東部狹義的共和盆地分開(kāi)。該分水梁地由來(lái)自北面的大水河(烏水河)與南面的哇河在流向盆地所形成的洪積扇的中脊部位連接而成。茶卡盆地是一個(gè)小型的內(nèi)流盆地, 以茶卡鹽湖著稱。茶卡鹽湖位于柴達(dá)木盆地的最東段, 是祁連山南緣新生代凹陷的山間自流小盆地, 流域面積為11 600 km2(本文注:面積可能有誤, 應(yīng)不足3 000 km2)。茶卡地區(qū)年均降水量為197.6 mm, 年均蒸發(fā)量達(dá)2 074.1 mm。茶卡湖是一個(gè)鹽湖, 現(xiàn)有面積為100 km2左右, 水深在豐水季節(jié)為50 cm 左右, 枯水季節(jié)僅5 cm 左右。湖水的礦化度高達(dá)320 g/L, 目前處于氯化鈉析鹽階段(劉興起等, 2007)。據(jù)谷歌地球資料, 茶卡湖面的海拔高度為3 064 m。

圖1 共和盆地遙感地貌圖暨位置圖及某些地點(diǎn)照片F(xiàn)ig. 1 Location and geomorphological map of the Gonghe Basin and photos of some sites

圖2 共和盆地中軸剖面暨放大之黃河階地及其共和組與曲溝組基座剖面圖Fig. 2 The axial profile of the Gonghe Basin and the cross-section of terraces of the Yellow River after enlarging,Gonghe Formation and Qugou Formation

狹義的共和盆地又以共和縣西約15 km 的一條近南北或北東東—南西西方向斷續(xù)分布的松散沉積物長(zhǎng)梁分成東西兩部分: 西為達(dá)連海湖洼地, 東為黃河谷地。該長(zhǎng)梁是分布于共和縣西和西南的大片被稱為塔拉的臺(tái)地(自西南向東北按高程逐級(jí)降低分別稱為三塔拉、二塔拉和一塔拉), 由表層的河流相礫石層及其下伏共和組河湖相砂與少量黏土沉積組成, 其海拔高度多在3 200～2 900 m 之間, 普遍高出當(dāng)?shù)攸S河谷底600～700 m。達(dá)連海湖在共和城西約30 km, 是該盆地中的一個(gè)間歇性小湖, 由南北兩個(gè)面積分別只有約2.5 km2和0.5 km2的同名湖泊組成, 湖面高程分別為海拔2 862.2 m 與2 858.1 m,只有洪水季節(jié)才能暫時(shí)積水。湖水和入湖的沙珠玉河河水, 或可通過(guò)湖底的松散沉積物排向黃河。達(dá)連海是共和盆地中最大的內(nèi)流河——沙珠玉河的終極湖泊, 自20 世紀(jì)50 年代以來(lái), 沙珠玉河中上游相繼有14 座水庫(kù)建成蓄水, 幾乎斷絕了下游水源補(bǔ)給, 北達(dá)連海于1937 年完全干涸, 湖底已為流沙掩埋; 1994 年南達(dá)連海完全干涸(程波等, 2010; 陳發(fā)虎等, 2012)。自西而東流入達(dá)連海的沙珠玉河又稱胃育渠, 其源頭段應(yīng)為發(fā)源于西段青海南山主脊東北側(cè)的大水河。大水河在大水橋附近穿過(guò)青海南山西段主脊埡口進(jìn)入共和盆地, 在盆地北側(cè)形成面積可達(dá)近400 km2的沖積扇。沖積扇西部的潛水流入茶卡鹽湖, 東部的潛水則流入沙珠玉河。因此,大水河在地貌學(xué)上是一條先成河, 暗示它的形成時(shí)代要比青海南山西段主脊的隆升要早些。達(dá)連海湖西偏南約20 km 處, 還有兩個(gè)以小溝相連的同名咸水小湖——更尕海, 西、東更尕海面積分別只有約2.6 km2和約3.3 km2, 湖面海拔分別為2 860.6 m 與2 857.3 m。西更尕海西部北約6 km 左右, 還有一個(gè)咸水小湖——英得海, 面積 1.6 km2, 湖面海拔2 886.5 m。

共和盆地東南部分面積最大, 約占全盆地的一半左右。在尕瑪羊曲附近, 黃河自北流轉(zhuǎn)而流向北東方向, 再在曲溝鎮(zhèn)東南, 轉(zhuǎn)而向東, 經(jīng)龍羊峽流向貴德盆地, 從而將盆地劃分為東西兩部分。西北部主要由黃河間歇性地切割了曾經(jīng)的古湖沉積而形成的多級(jí)階地, 而東南部則很好地保存了古湖面及其后部大面積的洪積臺(tái)地。由于古湖面相對(duì)平坦而黃河則有相對(duì)較大的縱比降, 因而從龍羊峽到尕瑪羊曲, 由古湖積物及其同期的古沖積、洪積物所組成臺(tái)地相對(duì)于黃河河面的高度即黃河的切割深度是不同的。在黃河進(jìn)入共和盆地的尕瑪羊曲附近, 扇形的礫石臺(tái)地高出黃河河面只有600 m 左右, 而在龍羊峽南側(cè), 湖積臺(tái)地與洪積臺(tái)地可高出黃河河面達(dá)700～750 m, 甚至其后緣達(dá)近1 000 m。因在龍羊峽西端修建大壩, 故在共和縣南和東南部, 形成了匯水面積巨大的龍羊峽水庫(kù), 其匯水區(qū)遠(yuǎn)達(dá)尕瑪羊曲村附近。

由于青海南山的阻隔, 共和盆地是現(xiàn)代夏季風(fēng)的邊緣區(qū)。受東南季風(fēng)、西南季風(fēng)和西風(fēng)環(huán)流三大氣候系統(tǒng)的共同影響, 氣候是以干燥寒冷為特點(diǎn)的高寒干旱半干旱大陸性氣候, 溫度較低, 年均溫在西部的0℃向東部的4℃過(guò)渡, 全年至少有4 個(gè)月月均溫在0℃以下, 全年日最低氣溫≤-20℃日數(shù)可達(dá)40～60 天。盆地內(nèi)年降水量在西部不足200 mm, 東部約為300 mm 之間, 年平均相對(duì)濕度為40%～60%。降水集中在5—9 月, 占全年總量的80%～90%。共和盆地及其鄰近地區(qū)還是青藏高原平均風(fēng)速最大、大風(fēng)頻率最高的地區(qū)之一。西部茶卡大風(fēng)(風(fēng)速8 級(jí)或≥17.2 m/s)日數(shù)可達(dá)100 天左右, 東部共和為40～50 天。由于風(fēng)力強(qiáng)勁, 加以有豐富的砂源, 因而盆地內(nèi)有廣泛的流沙分布。沙丘主要展布在盆地的中東部, 即西起沙珠玉和達(dá)連海、英得海和更尕海等三湖濱岸地帶, 東迄貴南木格灘, 面積約860 km2(徐叔鷹等, 1982; 徐叔鷹, 1986)。

共和盆地現(xiàn)代植被組成屬草原類型, 以針茅、芨芨草、青海固沙草等為主, 草高僅幾十厘米?，F(xiàn)代土壤以栗鈣土和棕鈣土為主, 前者廣泛分布于山前平原及塔拉臺(tái)地, 后者主要分布在黃河及其支流恰不恰河及沙珠玉河谷地中(徐叔鷹等, 1982; 徐叔鷹, 1986)。

2.2 區(qū)域地質(zhì)背景

徐叔鷹(徐叔鷹等, 1984; 徐叔鷹, 1986, 1987)認(rèn)為, 共和盆地及其周圍山地在構(gòu)造上是祁連、昆侖和秦嶺三大褶皺系之間的早期中生代地槽。海相三疊系是該區(qū)最高海相層位, 是構(gòu)成環(huán)繞盆地四周山地的主要巖層, 以海相的灰?guī)r、砂巖和淺變質(zhì)的板巖、片巖為主。在地槽強(qiáng)烈回返階段, 組成廣泛的印支期花崗巖和花崗閃長(zhǎng)巖等侵入體。據(jù)1:1 000 000青海省地質(zhì)圖及地質(zhì)說(shuō)明書(shū)(張雪亭等, 2007)資料,盆地北側(cè)的青海南山主脈, 主要由三疊紀(jì)早中期的隆務(wù)河組(T1-2l)碎屑巖夾灰?guī)r與局部火山巖, 石炭—二疊紀(jì)吐?tīng)柛筵嘟M(CP2t)碎屑巖夾中基性火山巖與灰?guī)r, 以及印支期二長(zhǎng)花崗巖(ηγT)、鉀長(zhǎng)花崗巖(ξγT)與閃長(zhǎng)巖(δT)組成。其余脈瓦里關(guān)山則為印支期二長(zhǎng)花崗巖組成。盆地東側(cè)的西傾山為隆務(wù)河組、三疊紀(jì)早中期的古浪提組(T1-2g)雜砂巖夾礫巖灰?guī)r、早白堊紀(jì)河口組(K1h)碎屑巖夾泥巖頁(yè)巖及石膏層, 以及印支期的花崗閃長(zhǎng)巖、二長(zhǎng)花崗巖與晚三疊紀(jì)鄂拉山組(T3e)中基-中酸性火山巖夾砂巖組成。而在盆地南側(cè)的鄂拉山、河卡南山及其它余脈、支脈的地層與巖性則要復(fù)雜得多, 不僅有與青海南山相同的地層及侵入巖體(CP2t、T1-2l、T1-2g、T3e、K1h、ηγT、δT、ξγT), 還有古元古代金水口巖群(Pt1J)麻粒巖、變粒巖與片麻巖, 寒武紀(jì)的灘間山群(∈OT)中基性火山巖、千枚巖、結(jié)晶灰?guī)r與砂巖, 上泥盆紀(jì)牦牛山組(D3m)中基-中酸性火山巖(下部)與碎屑巖(下部), 石炭紀(jì)早期城墻溝組(C1eq)灰?guī)r夾砂巖,石炭—二疊紀(jì)中吾農(nóng)山群甘家組(CP2gj)礫巖、砂巖、灰?guī)r夾安山巖、板巖, 三疊紀(jì)早中期的古浪提組(T1-2g)雜砂巖夾礫巖灰?guī)r, 早中侏羅紀(jì)羊曲組(J1-2yq)含煤碎屑巖夾泥巖、石膏, 以及前興凱期二長(zhǎng)花崗巖(ηγPt1)、加里東期基性巖類(vO)、印支期花崗閃長(zhǎng)巖(γδT)、鉀長(zhǎng)花崗巖(ξγT)等。

徐叔鷹等(1984)認(rèn)為, 共和盆地是青藏高原東北部的一個(gè)斷陷盆地。早第三紀(jì)末期的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)造成現(xiàn)代盆地的基本格架。在早第三紀(jì)期間, 盆地曾上升遭受剝蝕, 主要斷陷發(fā)生在早第三紀(jì)之末, 在盆地基底上形成一套湖相細(xì)碎屑巖。他們將盆地中的這套上第三系稱曲溝組, 其巖性除在古湖盆邊緣為砂礫巖外在盆地中極大部分地區(qū)均為泥巖、砂質(zhì)泥巖、粉砂巖和細(xì)砂巖, 并以前兩者為主, 所夾薄層砂礫巖中礫石粒徑細(xì)小, 多扁圓狀。盆地邊緣的砂礫巖分選不良, 磨圓度差, 顯示為短距離搬運(yùn)堆積。曲溝組內(nèi)含豐富的微古化石, 如介形類就有40 種之多,其中大部分為淡水種屬, 如土星介(Ilyocypris)、小玻璃介(Candoniella)和玻璃介(Candona)等; 腹足類亦以淡水種屬為主, 如蘿卜螺(Radixsp.)、盤螺(Valvatasp.)和旋螺(Gyraulussp.), 表明當(dāng)時(shí)古共和湖為淡水湖泊, 反映當(dāng)時(shí)地勢(shì)較低, 西風(fēng)氣流和印度洋季風(fēng)帶來(lái)充沛降水, 為古湖發(fā)育提供了優(yōu)惠條件。據(jù)此,他們將其時(shí)代定為晚第三系, 與西寧貴德等盆地的貴德群相當(dāng)。從上述巖石特征或化石組合上看, 曲溝組應(yīng)屬淡水湖相沉積。據(jù)湖相地層分布范圍推測(cè), 當(dāng)時(shí)古共和湖曾與貴德盆地、西寧盆地、青海湖盆地與興海盆地等古湖相貫通, 拉脊山、青海南山與河卡山則是伸向湖中的半島。他們還認(rèn)為, 上新世晚期,古湖中開(kāi)始出現(xiàn)化學(xué)沉積, 表現(xiàn)為上部地層中的石膏夾層。所在層位經(jīng)孢粉分析, 以草本占優(yōu)勢(shì)的組合,主要草本有禾本科(Gramineae)、藜科、毛茛科(Ranunculaceae)、菊科和蒿屬, 少量的木本花粉如雪松(Cedrus)、松、樺木和櫟(Quercus)等屬。湖水中的介形類出現(xiàn)正星介(Cyprideis)和湖花介(Limnocythere)等微咸-半咸水種屬。上述跡像表明, 上新世晚期氣候趨向干旱, 湖水水質(zhì)開(kāi)始咸化。但曲溝組上部?jī)H有數(shù)量較少的薄層石膏夾層, 具有向蒸發(fā)巖過(guò)渡的泥灰?guī)r也不多見(jiàn)。

3 地貌與沉積特征和共和古湖分期

3.1 盆地周緣的高山與極高山

分隔青海湖盆地與共和盆地的青海南山, 屬于祁連山系疏勒南山向南東方向延伸的余脈, 也將柴達(dá)木盆地與青海湖盆地分隔。它自北西向南東進(jìn)入本區(qū), 向東稍稍轉(zhuǎn)向北西西—南東東方向。山脈中西段主脊, 海拔多在4 000～4 500 m 之間, 主要高峰則在海拔4 700 m 左右。山脈中東段略有降低, 主脊多在3 800～4 200 m 之間, 主要高峰則在海拔4 300 m 左右。山脈東段, 走向又稍稍轉(zhuǎn)向南東方向,主脊已相當(dāng)寬緩, 海拔已降至3 600～3 800 m, 最后傾伏于發(fā)源于拉脊山的浪瑪河下游兩側(cè)的高大洪積臺(tái)地巴卡臺(tái)及過(guò)馬塘之下, 并構(gòu)成后者的基座。青海南山大部分主脊僅有一列, 南坡陡峻而北坡較緩。雖多數(shù)地段主山脊高于海拔4 500 m, 與兩側(cè)盆地高差已超過(guò)1 000 m, 因而已屬于高山范疇。由于海拔高度不是很大, 且又位于降水稀少的干旱區(qū),這里的平衡線很高, 因而未能發(fā)育現(xiàn)代冰川。從谷歌地球上看, 主脊與山峰地形都較和緩, 只在黑馬河鄉(xiāng)南和共和城北的兩小段主脊, 顯示出類似刃脊與角峰的特點(diǎn), 其兩側(cè)山坡也具有冰斗與U 谷狀地形, 可能與末次冰期冰川作用有關(guān), 但其規(guī)模很小。在青海南山西段, 因大水河源頭段穿越主山脊而在主脊以北存在一條與青海湖之間的狹窄的分水嶺小脊。而在青海南山中東段, 黃河支流恰不恰河上游夏拉曲深深地切穿了山脈主脊而在其北形成了小小的河谷盆地, 因而東段主脊與中段主脊錯(cuò)開(kāi)并繞過(guò)夏拉曲源頭。因此, 我們認(rèn)為, 大水河與夏拉曲的源頭段, 均屬于先成河范疇, 表明該段青海南山的隆起, 會(huì)比這兩條河流的形成要晚些。在青海南山西段北山脊、中段山脊北坡、東南段的部分主脊, 山勢(shì)較為寬緩, 三者海拔分別在3 700～ 3 950 m、3 900～4 300 m 與3 600～3 800 m 之間, 應(yīng)是保存較好的夷平面, 其山麓還有紅土風(fēng)化殼發(fā)育。青海南山東南端西南側(cè)的瓦里關(guān)山(3 816.1)及其向東南方向延續(xù)的緩丘, 穿過(guò)龍羊峽, 逐漸傾伏于黃河南岸的古湖盆沉積之下。瓦里關(guān)山可能是青海南山被斷裂錯(cuò)開(kāi)的一條支脈, 其主山脊東南段也相當(dāng)平緩, 海拔在3 500～3 650 m 之間, 也應(yīng)是保存較好的夷平面。它和青海南山各段的夷平面, 可能相當(dāng)于青藏高原的主夷平面(main surface)。西傾山則是青海南山東南端和瓦里關(guān)山越過(guò)黃河河谷的南延部分, 其主脊狹窄而斷續(xù)相連。

共和盆地西南和東南邊界, 自西北向東南依次為瓦洪山、鄂拉山、河卡南山、貴南南山及鄂拉山與河卡南山之北的切吉山。其中, 鄂拉山海拔最高,其主山脊多在海拔4 700～5 000 m 之間, 主要高峰則在海拔5 100～5 300 m 之間, 應(yīng)屬于極高山。而其他山脈的主脊與主要高峰, 主要在海拔4 000～4 500 m 與海拔4 500～5 000 m 之間, 屬于高山范疇。從谷歌地球上看, 主脊與山峰地形都較和緩,但夷平面發(fā)育不好。只在鄂拉山與河卡南山的兩小段主脊, 顯示出類似刃脊與角峰的特點(diǎn), 其兩側(cè)山坡也具有冰斗與U 谷狀地形, 可能與末次冰期冰川作用有關(guān), 但其規(guī)模也與青海南山一樣, 都很小。必須指出的是, 鄂拉山與河卡南山北面的一列山脈切吉山, 雖然中段主脊高達(dá)海拔3 700～5 059 m 之間, 向西北逐漸降低為3 800～4 400 m, 向東南進(jìn)一步降為3 300～3 700 m, 但幾乎所有發(fā)源于鄂拉山和河卡南山、向北注入共和盆地中、西部的小河與溝谷, 均能穿過(guò)該山脈, 說(shuō)明這些小河與溝谷都是先成河。

3.2 山前傾斜臺(tái)地、湖底平原與共和古湖分期

孫延貴等(2007)認(rèn)為, 共和地區(qū)的層狀地貌系統(tǒng)由山麓剝蝕面、洪積扇面、盆地面和黃河階地面組成。由于洪積扇面與盆地面是在同一個(gè)當(dāng)?shù)氐那治g基準(zhǔn)面——共和古湖面的條件下所堆積的, 因而是同一個(gè)由山麓向湖盆傾斜的堆積面。根據(jù)我們的考察(趙希濤等, 2020)并參考徐叔鷹等(1984)的報(bào)道,共和盆地的晚新生代河湖相地層, 主要包括曲溝組與共和組兩套, 也就是存在曲溝組堆積時(shí)期的早期共和古湖與共和組堆積時(shí)期的晚期共和古湖。

3.2.1 曲溝組地層與早期共和古湖

根據(jù)徐叔鷹等(1984)和1:100 萬(wàn)青海省地質(zhì)圖(張雪亭等, 2007)的資料, 共和盆地中曲溝組或貴德群地層包括中新世咸水河組(N1x)泥巖夾礫巖、砂礫巖、石膏和上新世臨夏組(N2l)砂礫巖、泥巖夾泥灰?guī)r或二者的并組(N1-2x-l), 分別保存在瓦里關(guān)山西麓(N1x、N2l)、茶卡湖東北方大水河兩側(cè)的青海南山南麓(N1-2x-l)、尕瑪羊曲附近(N1-2x-l), 以及龍羊峽南側(cè)(N2l)等地。

作者對(duì)上述地點(diǎn)均進(jìn)行過(guò)實(shí)地考察。例如, 在瓦里關(guān)山西坡與西、南山麓, 作者觀察到大面積、厚達(dá)300 m 以上、微微傾向盆地、半固結(jié)的曲溝組淺棕紅、淺灰黃夾灰色條帶的湖相砂、粉砂與砂質(zhì)黏土互層地層(緊貼基巖處含較多巖屑), 從龍羊峽水庫(kù)北岸出露于基巖之上, 一直延伸到海拔3 000 m 以上的高度。龍羊峽土林國(guó)家地質(zhì)公園的主要地質(zhì)遺跡, 就是由這套地層所組成。這套地層還延伸到水庫(kù)西岸, 構(gòu)成黃河T7、T8 等中、低級(jí)階地的基座。又如在尕瑪羊曲黃河兩岸, 可以看到曲溝組微紅與微黃色半固結(jié)的以湖相砂層或砂巖和河流相含礫砂巖為主的地層, 已明顯變位, 并已構(gòu)成黃河兩岸厚逾400 m 的河流相礫石層所組成高臺(tái)地——河卡灘、哆灘貢瑪(三塔拉灣)—三塔拉、巴洛灘和木格灘的基座。再如在茶卡鹽湖東北岸小水橋以北, 曲溝組湖相淺紫、淺棕、灰黃、藍(lán)灰等色半固結(jié)的泥巖、砂巖互層地層, 其北端已從其原始的向湖傾斜, 已轉(zhuǎn)為半背湖(茶卡鹽湖)面山(青海南山主脊)的產(chǎn)狀(280 °∠ 32°), 并已在青海南山主脊南麓, 構(gòu)成海拔高度已達(dá)3 790 m、高出周圍洪積扇150 m 以上的小丘陵, 并向南延伸。此外, 我們還在黃河支流恰不恰河上游、剛剛切過(guò)青海南山主脊的兩側(cè)臺(tái)地, 看到發(fā)育于基巖之上的磚紅色的風(fēng)化殼紅土(圖1-1), 其成巖良好, 已呈塊狀(圖1-2)。而其向南即向盆地方向, 則變?yōu)橄蚺璧馗呓嵌葍A斜(149 °∠ 29°)的半成巖的微紅色礫石與泥沙互層(圖1-3), 顯然屬于小河流在山麓所堆積的洪積物。它們的海拔高度為3 300～3 400 m。

由上所述并結(jié)合徐叔鷹等(1984)所給出的有關(guān)資料, 可以看出: (1)曲溝組是一個(gè)從周圍山地的山麓包括風(fēng)化殼的殘坡積、大小石塊、礫石、沙土的重力堆積與洪積、沖積, 向共和盆地變?yōu)橛缮暗[石及砂與黏土所組成的河湖相沉積的完整的沉積序列,地層由山向湖變新, 產(chǎn)狀由陡變緩, 地面坡度也相應(yīng)變緩, 呈上凹形拋物線; 沉積物粒度則由山向湖相應(yīng)變細(xì)。(2)曲溝組分布的最外緣與盆地和四周山地的邊界線一致, 但湖相沉積的最外緣與山邊線之間有一定距離, 即古湖范圍要明顯小于盆地范圍。(3)共和組地層疊覆于曲溝組地層之上, 二者呈不整合或假整合關(guān)系, 且曲溝組地層已明顯變位, 不僅說(shuō)明了地層的新老關(guān)系, 表明由湖相曲溝組所組成的共和古湖與由湖相共和組所組成的共和古湖, 是共和盆地發(fā)育或共和古湖發(fā)育的兩個(gè)不同階段。這兩個(gè)階段的湖泊范圍、湖泊環(huán)境和所經(jīng)歷的地殼運(yùn)動(dòng)強(qiáng)度, 也相差甚大。兩個(gè)階段間也存在切割關(guān)系和不同性質(zhì)的地殼運(yùn)動(dòng)。(4)曲溝組山麓粗碎屑沉積(重力堆積, 含殘坡積)與周圍山地的分界線在盆地兩端及盆地西北部(茶卡鹽湖北、西、南三面的青海南山西北段和瓦洪山)和盆地東和東部(西傾山)最高, 大部在3 600～3 800m 之間; 而在盆地大部即青海南山中東部與切吉山麓, 卻只有3 400 m 左右。其中, 湖相地層在茶卡鹽湖東北部可分布到海拔3 700 m 以上的高度, 但地層已明顯變位。而在盆地東南部, 可能由覆于曲溝組湖相地層之上的面積巨大的茫拉河洪積扇——木格灘, 則在西傾山山麓沉積的外圍, 形成面積超過(guò)1 300 km2的平原, 其海拔高度在3 100～3 500 m 之間, 成為黃河右岸的高臺(tái)地。只在洪積扇前緣海拔較低處, 有共和組湖相地層分布, 而黃河形成的扇三角洲相礫石層則僅分布于其西緣窄窄的一條帶。因此可以判斷, 以湖相曲溝組沉積為代表的早期共和古湖, 其范圍要比以湖相共和組為代表的晚期共和古湖大得多。(5)主要根據(jù)地層中所發(fā)現(xiàn)的哺乳動(dòng)物化石, 曲溝組被定為中新統(tǒng)至上新統(tǒng)(王吉玉和張興魯, 1979; 徐叔鷹等,1984; 鄭紹華等, 1985)。(6)由于時(shí)代較老, 因而經(jīng)歷了比共和組更多的地殼運(yùn)動(dòng), 從而發(fā)生了較多的地層變動(dòng), 包括褶皺、斷裂、地層產(chǎn)狀和海拔高度的變化。因未能深入研究, 曲溝組及其所代表的早期共和古湖不作為本文的主要討論對(duì)象。

3.2.2 共和組地層與晚期共和古湖

在1: 100 萬(wàn)青海省地質(zhì)圖中, 共和組被稱為Qp1g, 為砂巖、粉砂巖、砂質(zhì)泥巖、底部礫巖, 共有6 片, 4 片分布于盆地中部的達(dá)連海亞盆地, 另兩片分布于盆地東部的黃河支流恰不恰河與沙溝河谷中。徐叔鷹等(1984)的共和組地層分布示意圖則更廣, 不僅包括前述的6 片地區(qū), 還包括黃河兩岸及茫拉河谷。實(shí)際上, 這兩張圖中的共和組, 都只是表示了湖相地層的出露范圍。后者在其文章中, 認(rèn)為共和組地層的巖性巖相變化較大, 在盆地邊緣(特別南緣)為粗碎屑巖沉積, 如(尕瑪)羊曲黃河兩岸的河卡灘和巴洛灘, 為厚達(dá)300 余米的礫巖。其礫石成分復(fù)雜, 但分選與磨圓較好, 系經(jīng)過(guò)長(zhǎng)距離運(yùn)移的河流堆積。盆地北緣共和組為礫巖、砂礫巖和粗砂巖組成, 但礫石成分單調(diào), 且分選與磨圓差。從盆地邊緣向盆地中心, 巖性逐漸變細(xì), 厚度逐漸增大, 主要由細(xì)砂巖、粉砂巖、泥巖和砂質(zhì)泥巖構(gòu)成, 其中常夾多層細(xì)礫巖、礫狀砂巖和中粒粗砂巖。由此推論, 共和組在盆地南緣為古黃河河床相堆積, 北緣為山麓相堆積, 廣大盆地內(nèi)部則為曲流充分發(fā)育的河流泛濫平原相和淺湖相交替堆積。經(jīng)過(guò)野外對(duì)達(dá)連海東(圖2-1, 2, 3)、共和城西(圖2-6)、尕瑪羊曲兩岸高臺(tái)地(圖1-5, 6)和下溝后(圖1-4)等剖面共和組及與其相當(dāng)?shù)貙拥恼J(rèn)真觀察, 作者對(duì)于該地層巖性巖相成因及與黃河關(guān)系的上述觀點(diǎn)都相當(dāng)認(rèn)同, 只認(rèn)為成巖作用程度達(dá)不到稱巖的標(biāo)準(zhǔn), 均為比較松散的沉積, 至多半固結(jié)或半膠結(jié)。由于在共和組地層中發(fā)現(xiàn)了許多哺乳動(dòng)物化石(周本熊和劉后一, 1959; 王吉玉和張興魯, 1979; 徐叔鷹等, 1984; 鄭紹華等, 1985), 因而其時(shí)代被定為早、中更新世。然而, 作者的研究卻獲得了不同的結(jié)果, 下文將會(huì)進(jìn)一步加以報(bào)道。

3.3 黃河扇三角洲與黃河階地

3.3.1 黃河扇三角洲

共和盆地最大的地貌特征是黃河的深切谷地。盆地南側(cè)黃河兩岸的高臺(tái)地是它進(jìn)入共和盆地與共和古湖所形成的沖積扇-三角洲, 而黃河在共和城東南流向由北東轉(zhuǎn)而向東的大拐彎及其在凹岸一側(cè),則為多達(dá)20 級(jí)以上、以共和組與曲溝組地層為基座的寬廣的河流階地。該扇三角洲的特征前人已做過(guò)描述(徐叔鷹等, 1984; 張智勇等, 2003), 本文稍加補(bǔ)充。

黃河自南而北斜穿興海盆地, 在兩岸形成了一系列被黃河及其支流深深切割的高臺(tái)地, 包括右岸的胡列灘和左岸的吉浪灘、野馬臺(tái)灘、子科灘與馬棬塘。這些臺(tái)地非常寬平, 主要由厚約稍多于400 m的湖相礫石層及下部夾砂礫石層組成(王書(shū)兵等,2013), 因而臺(tái)面基本等高, 大部在海拔 3 230～3 300 m 之間。而根據(jù)作者的觀察, 這巨厚的礫石層應(yīng)為黃河及其支流充填盆地的沖洪積物, 而非湖相沉積。該段黃河河面在海拔2 665 m(盆地下口加吾)與2 775 m(盆地上口多拉浪)之間, 故這些臺(tái)地要高出河面550～630 m。據(jù)王書(shū)兵等(2013)報(bào)道, 在黃河河谷中上部, 發(fā)育了拔河150～450 m、以湖相沉積為基座的高階地 T6 至 T9, 而河谷下部拔河150 m 以下的T1 至T5, 則以基巖為基座。

從興海盆地到共和盆地, 二者間的直線距離僅約18 km, 黃河在加吾附近穿過(guò)河卡南山—貴南南山, 在舊羊曲附近進(jìn)入共和盆地。這段黃河曲折地流動(dòng)在深深的基巖谷地之中, 但因較為開(kāi)敞, 未被稱為峽谷, 且在其高高的谷肩之上, 仍有殘存的臺(tái)地存在, 將興海盆地與共和盆地黃河兩岸的高臺(tái)地銜接起來(lái)。因而可以判斷, 這兩個(gè)盆地似乎有著共同的發(fā)育歷史。

黃河自舊羊曲附近進(jìn)入共和盆地, 在其兩岸所形成的高高的堆積臺(tái)地, 主要為不整合于曲溝組或早中三疊紀(jì)的古浪堤組基巖之上的總厚達(dá) 400～500 m 的兩套礫石層所組成。右側(cè)高臺(tái)地為巴洛灘和木格灘, 二者以茫拉河為界。河流成因的礫石層僅分布于這兩個(gè)高臺(tái)前部不很寬的范圍內(nèi)。前緣高程在巴洛灘為海拔(3 200±5) m, 在木格灘西側(cè)為(3 180±10) m。礫石層露頭僅能追索到茫拉河下游康勇村附近的兩岸和黃河右岸原沙拉與托勒兩村之間, 這里頂面海拔為(3 150±10) m。在茫拉河右岸的格日村北, 可以看到兩套礫石層之上套, 為夾砂層較多的磨圓礫石層, 厚252 m, 與共和組湖相沉積及基巖呈明顯的不整合接觸關(guān)系。在黃河左岸,先后遇到的高臺(tái)為河卡灘與哆灘貢瑪(三塔拉灣)。北西西—南東東走向的河卡灘長(zhǎng)約 58 km, 寬僅8 km 左右, 夾于河卡南山與其北的切吉山東南段余脈喬日胡與阿讓之間, 只有東南端10 km 左右由黃河礫石層組成。過(guò)基巖殘丘阿讓東端及只有寬2 km的礫石臺(tái)地之后, 為廣闊的哆灘貢瑪即三塔拉灣。三塔拉灣沿阿讓北麓向北西西方向延伸, 在塘格木以南與切吉灘相接; 東北面以一個(gè)超過(guò)100 m 的大陡坎與二塔拉為鄰; 在北偏西方向, 緩緩向更尕海、沙珠玉河及達(dá)連海方向緩緩傾斜, 但在海拔2 960 m 左右, 地形明顯轉(zhuǎn)折, 以一個(gè)逾百米的陡坎與共和盆地中段的盆底相接。由上所述可以設(shè)想,如果恢復(fù)到未被切割之前, 上述由黃河礫石層所組成的堆積地形, 應(yīng)該是黃河注入晚期共和古湖的沖積扇-三角洲！然而, 由于受地形的限制, 這個(gè)扇-三角洲并非規(guī)則的半圓形或扇形, 而是稍有扭曲。在河卡南山特別是阿讓的影響下, 三角洲先向北東方向呈銳角狀展開(kāi), 繞過(guò)阿讓后, 則以鈍角向北偏西方向呈扇形展開(kāi)。只是由于黃河的下切, 該三角洲東邊大部分被后期的黃河階地與河谷所取代, 僅留下了西邊的一小部分, 還被黃河階地挖走了凹形的一大塊。而在黃河右岸, 僅剩木格灘西緣的一小條。這樣, 被保存黃河三角洲包括水上和水下部分只有原面積的1/3 左右, 其它的2/3 則被黃河的階段性下切而成為了黃河的階地。

對(duì)于該扇三角洲的沉積結(jié)構(gòu), 除徐叔鷹等(1984)和張智勇等(2003)外, 人們關(guān)注甚少。在三角洲頂點(diǎn)尕瑪羊曲附近, 組成河谷兩側(cè)高臺(tái)地巨厚礫石層可分為不同特征的兩套, 各厚200 m 以上。其中的上套, 幾乎全為礫石層, 所夾砂層甚少, 顯然是三角洲的陸上部分。向北至三角洲中部, 如前述貴南縣芒拉鄉(xiāng)格日村北剖面, 該礫石層厚252 m,不整合于只有約10 m 的湖相共和組地層及基巖之上(圖1-7)。剖面中所夾砂層較多, 幾乎占整個(gè)地層的一半左右。而在遠(yuǎn)離三角洲頂點(diǎn)的達(dá)連海東側(cè)3 047 高地, 小礫石層厚度大大減少, 只有10 m 左右(圖2-3), 而湖相沉積厚度則大大增加, 可見(jiàn)厚度已逾170 m(圖2-1, 2, 4)。

3.3.2 黃河階地

關(guān)于共和盆地的黃河階地, 人們研究的地點(diǎn)集中于龍羊峽水庫(kù)西岸和尕瑪羊曲村附近兩地。對(duì)于前者, 主要是因?yàn)檫@里的階地發(fā)育良好, 不但級(jí)數(shù)眾多, 結(jié)構(gòu)清楚, 大多為十多米厚的礫石層及頂部的薄砂層而以共和組(高階地)或曲溝組(中階地)地層為其基座, 而且在遙感圖上表現(xiàn)得十分清晰。但其缺點(diǎn)是低階地已被龍羊峽水庫(kù)所淹沒(méi)。對(duì)于后者,人們對(duì)其低階地感到興趣, 是因?yàn)樵摰匾殉隽怂畮?kù)范圍, 他們將這里的階地作為黃河溯源侵蝕到此的證據(jù)。實(shí)際上, 在該地組成深切河谷兩岸高臺(tái)地的厚層扇三角洲相礫石層的岸坡之上, 也發(fā)育著多級(jí)黃河的中級(jí)與高階地, 只是沒(méi)有人認(rèn)真觀察過(guò)而已。這些階地基本上可與龍羊峽西岸的典型階地對(duì)比。因本文主要討論晚期共和古湖發(fā)育, 主要涉及高階地, 故以龍羊峽西岸作為主要討論對(duì)象。

作者之一賈麗云等(Jia et al., 2017)和2015 年9月調(diào)查的共同參與者吳環(huán)環(huán)等(2019), 已報(bào)道了共和貴德地區(qū)黃河階地及其ESR 測(cè)年結(jié)果。其中, 黃河中、高級(jí)階地(T7～T19)主要依靠龍羊峽西岸共和縣鐵蓋鄉(xiāng)剖面, 低階地依靠貴德縣文昌閣、黃河清大橋和松巴盆地3 剖面(及在尕瑪羊曲村附近的觀察), 位于龍羊峽南岸的T20 未予詳細(xì)介紹或誤將其置于鐵蓋鄉(xiāng)剖面上。由于她們的報(bào)道已經(jīng)十分詳細(xì),本文的絕大多數(shù)樣品也是那次考察共同所采, 故對(duì)T19 以下階地的描述與討論從略, 只是討論和補(bǔ)充古湖岸階地與黃河的最高階地。

本文認(rèn)為, 黃河三角洲頂面和湖相共和組頂面,應(yīng)是晚期共和古湖的湖成階地。因古地面的自然傾斜, 我們不能將當(dāng)?shù)氐狞S河河面作為當(dāng)時(shí)的侵蝕基準(zhǔn)面, 建議以龍羊峽水庫(kù)建成前大壩附近的黃河河面高程2 460 m 作為起算點(diǎn), 來(lái)確定湖成階地的拔湖高度。那么黃河三角洲頂點(diǎn)附近的階地拔湖高度約為740 m, 而以達(dá)連海東的3047 高地作為晚期共和古湖湖底殘存中脊的代表, 該地的湖成階地拔湖高度為587 m 左右。

在原報(bào)道的鐵蓋鄉(xiāng)剖面, T19 前緣陡坎的采樣礫石層的位置為100°34′58.09"E, 36°14′51.18"N, 海拔 2958 m(圖 2-5), 階地前緣地面高程為海拔2 963 m, 后緣高程以達(dá)連海東3047 高地東側(cè)陡坎底(海拔2 974 m)為準(zhǔn), 相應(yīng)地以原扎布尕與上加什達(dá)之間的河面高程點(diǎn)2 474 m 為準(zhǔn), 則T19 的拔河高度為489～500 m。繼續(xù)向西, 一個(gè)小陡坎之上為T20 平臺(tái), 其前后緣的高度分別為海拔2 985 m 與3 005 m, 則該階地的拔河高度為511～531 m。在其之上, 則保留幾個(gè)小礫石丘, 坐落于5 個(gè)大小不等的小臺(tái)地之上。這5 個(gè)小臺(tái)地即為T21, 其高程均在3 007～3 020 m 之間, 即高出河面533～546 m。包括T19 和T20 的二塔拉及包括T15 至T18 的一塔拉(圖2-6), 可從共和城西向南延伸到阿讓以北的三塔拉、三塔拉灣。在三塔拉灣東端, 保留著一片從其稍稍切割下來(lái)、面積近30 km2的小平臺(tái), 海拔高度從南端的3 145 m(當(dāng)?shù)睾用婕s2 550 m, 高差595 m),降至北端的3 100 m, 高出當(dāng)?shù)?要洛附近)黃河河面(2 534 m)566(北端)～611 m。而位于二塔拉南端哆灘哇兒瑪(二塔拉灣)的T20, 其階地面前緣海拔為3 086 m, 高出當(dāng)?shù)睾用?2 534 m)552 m。對(duì)比阿讓東端的T20 和T21, 其拔河高度均稍大于鐵蓋鄉(xiāng)剖面, 表明緊靠進(jìn)入共和盆地處的黃河, 現(xiàn)今的縱比降要比其下游為大, 而早期黃河從晚期共和古湖的下切, 則以下游為深。下面給出可較好地與晚期共和古湖中西部湖底對(duì)比的鐵蓋鄉(xiāng)剖面黃河的幾級(jí)高階地階地面的高程(拔河高度可由水庫(kù)修建前的扎布尕與上加什達(dá)之間的河面高程點(diǎn)2 474 m 算得),以便于后文的討論, 即T21、T20、T19、T18、T17與T16, 分別為3 007～3 320 m、2 985～3 005 m、2 963～2 974 m、約2 929 m、2 879～2 880 m 和2 850～2 865 m。

4 晚期共和古湖重建

4.1 晚期共和古湖最盛期的湖泊范圍和最高湖面

如何判斷晚期共和古湖最盛期的湖泊范圍和最高湖面的現(xiàn)今位置？我們主要從湖相共和組地層的分布范圍和現(xiàn)代高程、黃河入湖扇三角洲等方面來(lái)加以討論。

首先從湖相共和組地層的分布及湖相共和組地層所組成的湖岸階地的情況出發(fā)。作者考察過(guò)茶卡鹽湖以北的青海南山西段南麓、達(dá)連海北岸和東岸地區(qū)、青海南山東段南麓及共和城至河卡公路以東的幾乎整個(gè)盆地東半部。因茶卡以北的青海南山南麓新近紀(jì)山麓相地層已明顯變位, 雖作者已觀察到其海拔高度已達(dá)3 813 m, 但因難以確切地勾繪其分布范圍, 而無(wú)法作為當(dāng)時(shí)古湖面的可靠位置。在青海南山東段南麓, 僅見(jiàn)兩套新近紀(jì)以洪積物為主的山前粗碎屑沉積, 未見(jiàn)湖相共和組地層出露于地表。唯一可參考的標(biāo)志是夾于青海南山東段與瓦里關(guān)山西北端延伸部分之間的尕海與尕海灘洼地。

尕海是共和古湖東北端的一個(gè)干涸了的古湖汊。尕海底部的現(xiàn)今海拔高度在地形圖上標(biāo)注為3 171 m, 而谷歌地球上只能搜索到的最低點(diǎn)為海拔3 180 m。由于徐叔鷹(1986)在其給出的尕海四周的5 個(gè)鉆孔(8107、8108、8109、8110 和8111)中, 上覆晚更新世和全新世礫石層的厚度分別為32 m、12 m、12 m、41 m 和27 m, 故共和組地層的現(xiàn)今頂板高度為海拔3 140～3 170 m 之間, 而加上當(dāng)時(shí)的水深, 則當(dāng)時(shí)的湖面現(xiàn)今海拔高度會(huì)比這一數(shù)字略高些。尕海曾被徐叔鷹等(1984)和潘保田(1994)認(rèn)為是連接共和古湖與貴德古湖的重要通道或三大通道之一, 憾未給出任何具體依據(jù)。作者在該區(qū)的多次調(diào)查中, 發(fā)現(xiàn)并研究了這條從尕海東經(jīng)多隆溝、橫穿曲乃亥小盆地, 貫通共和古湖與貴德古湖的古河道。它是由厚達(dá)200 m 以上和典型的大型河流相礫石層——曲乃亥組礫石層包含頂部砂層所組成。石英熱活化ESR 法測(cè)定其年齡為(3.79±0.34) Ma 與(2.95±0.25) Ma 之間的上新世中晚期。這是溝通共和古湖東北端的湖汊——尕海與貴德古湖之間的唯一通道——古多隆河。其上段從尕海東起, 沿青海南山與瓦里關(guān)山之間狹窄的通道, 穿過(guò)尕海與多隆溝源頭之間和緩的分水埡口, 流向東南, 并在支流加木浪匯入處附近呈扇形向南東東方向展開(kāi)。不整合于曲乃亥組之下的淺磚紅色河流相砂礫石層, 為形成于ESR 年齡為(4.49±0.38) Ma 及更早的早、中上新世, 也是古黃河——早期古多隆河的堆積物(趙希濤等, 2020)。

達(dá)連海東至共和城四周的恰不恰河兩岸及其支溝中, 普遍在頂部洪積與黃河高階地的礫石層之下, 保存有厚100～250 m 的湖相共和組地層露頭。我們?cè)谶_(dá)連海東的 3047 高地剖面所見(jiàn), 除頂部10 m 左右的礫石層外, 均為湖相砂與粉砂沉積。在尕海灘西南的東巴村東, 在頂部的洪積礫石層之下,見(jiàn)到典型的湖相共和組地層, 其頂板高度為海拔3 110 m。而前人研究過(guò)的沙有、克才及塔買—阿乙亥等剖面, 均位于一塔拉的黃河T18 之下作為階地的基座, 其頂板的海拔高度多在2 650～2 700 m 之間。因此, 這些位于晚期共和古湖中偏東北部水深較大處位置的湖相共和組的頂板高度, 無(wú)法作為當(dāng)時(shí)古湖面的標(biāo)志, 只能判斷當(dāng)時(shí)的古湖面現(xiàn)今高度,要明顯高于海拔3 100 m。

在共和盆地東半部, 夾于西傾山與貴南南山北麓的廣大平原, 是茫拉河形成的巨大沖積扇, 其絕大部分被稱為木格灘, 只有東南端扇頂部分稱為莫格灘。在端茫拉河左岸, 與黃河右岸及發(fā)源于貴南南山的若干支流聯(lián)合形成的巴洛灘, 位于木格灘西南端。而在木格灘以東, 則為黃河支流沙溝及其支流多在溝所形成的河谷沖積平原與沖積扇, 分別稱為扎弟灘和哇什灘, 后者被潘保田(1994)認(rèn)為是連接共和古湖與貴德古湖, 與龍羊峽、多隆溝并列的三大通道之一。哇什灘長(zhǎng)寬各約20 km, 其最大海拔達(dá)3 154 m。盡管哇什灘構(gòu)成了現(xiàn)今共和盆地與貴德盆地的平坦分水嶺。哇什灘的西北、東北、東南和正南4 個(gè)方向均有基巖殘丘——3 373 高地、3 450 高地、尖俄(3704)和恰仟(3 906)分布, 應(yīng)是古湖與貴德兩盆地的分水嶺。然而, 殘丘間的洼地已被龍羊峽南的幾條小沖溝的源頭所侵蝕。作者在龍羊峽南岸和西傾山地區(qū)考察時(shí), 在木格灘前緣被黃河沖刷而形成的高逾500 m 的陡坡上, 見(jiàn)到高臺(tái)地由共和組湖相地層所組成, 未發(fā)現(xiàn)黃河扇三角洲的巨厚礫石層, 僅見(jiàn)到兩級(jí)由厚約10 m 礫石層組成的黃河高階地, 均以湖相共和組地層為基座。兩級(jí)階地面的高程分別為2 998～3 005 m 與2 885 m 左右, 分別高出當(dāng)?shù)攸S河河面(2 512 m) 486～493 m和373 m, 故它們分別相當(dāng)于黃河的T19 和T15。我們還在哇什灘西北部海拔3 143 m 的高平臺(tái)上,見(jiàn)到共和組湖相地層的露頭, 卻未在該灘地及其附近發(fā)現(xiàn)任何河流相的礫石層, 故否定其有溝通這兩個(gè)盆地的古河道存在, 或許有少量湖水能漫過(guò)共和古湖。由此可以判斷, 當(dāng)時(shí)的古湖面位置, 會(huì)略高于木格灘前緣和哇什灘底部, 即略高于現(xiàn)今海拔3 150 m 的高度。

在尕瑪羊曲村附近向北展開(kāi)的黃河入共和古湖的扇三角洲頂面, 是判斷晚期共和古湖最盛期范圍與高程的重要載體。該三角洲的分布、特征及其物質(zhì)組成在前文已有介紹。這里主要討論其水上和水下部分的分界線高度問(wèn)題。

在黃河左岸, 三角洲頂點(diǎn)為河卡灘東南端南側(cè)即河卡山麓的高臺(tái)地面, 其海拔在3 220～3 210 m 之間。河卡灘東北端即阿讓山麓高臺(tái)地面則在海拔3 220～3 190 m 之間。向南東東方向傾斜的河卡灘,在其東南端, 被組成黃河三角洲的上礫石層頂部(近黃河處的最高海拔為3 200 m)所堵塞, 故在其東南部形成了一個(gè)小小的洼地或小湖操什澄。在操什澄東, 地形圖標(biāo)注其高程為海拔3 163 m, 在谷歌地球上搜索, 干涸的操什澄湖底為3 160 m。繞過(guò)阿讓山東南端的高臺(tái)地, 在阿讓以北形成一個(gè)向北西西和正北方向的大扇形地, 伸向更尕海、沙珠玉鄉(xiāng)和達(dá)連海方向。該扇形地在南半部即哆啦貢瑪(三塔拉灣)有一個(gè)坡度的明顯轉(zhuǎn)折, 即海拔3 160 m 左右及以上部分地面坡度較陡, 后者為以三趾紅土所組成的小丘。以下部分(三塔拉灣北部及三塔拉)較緩, 是否表明海拔3 160 m 等高線曾經(jīng)是黃河三角洲水上及以外與水下兩部分的分界線？！三塔拉灣東端(白刺灘對(duì)岸)黃河切割三角洲之后所形成的最高階地T21 南端起點(diǎn)的高程為海拔3 145 m, 則表明, 最盛期共和古湖的最高湖面的現(xiàn)代高程, 不可能低于海拔3 145 m。

在黃河右岸, 巴洛灘前緣高臺(tái)地最高, 也只有海拔3 200 m 左右, 向外側(cè)略有降低。同樣, 木格灘前緣也比東側(cè)臺(tái)地面要高, 也只有海拔3 180 m 左右。在茫拉河下游、扇三角洲最內(nèi)側(cè)的上礫石層厚252 m, 其頂板的高程為3 184 m。而向北, 該礫石層與后緣的茫拉河沖積扇及前緣的共和古湖平原均有一個(gè)坡折線, 前者約為海拔 3 190 m, 后者約為3 140～3 160 m。這也佐證了共和古湖所能達(dá)到的最高位置, 約為現(xiàn)今海拔(3 160±10) m 的判斷。

至此, 我們可以得出初步結(jié)論: 晚期共和古湖最盛期的最大范圍和現(xiàn)今的最高湖面位置, 大體在海拔(3 160±10) m 左右。也就是說(shuō), 晚期共和古湖的最大范圍, 大體以3 160 m 等高線所限(圖1)。由于共和盆地與青藏高原東北部地區(qū)及其鄰近在共和組地層堆積晚期, 地殼運(yùn)動(dòng)由差異性的盆山構(gòu)造——山地間歇性上升和盆地相對(duì)下沉, 轉(zhuǎn)為整體性的上升, 只有很少的第四紀(jì)盆地(如銀川—河套盆地與汾渭盆地)得以繼續(xù)發(fā)育, 但不同地貌部位的上升幅度則不盡相同, 或許在盆地的不同部位, 古湖面遺跡的保存高度也會(huì)有少量的差別, 如茶卡鹽湖東北岸青海南山西段被抬升較高, 湖泊范圍較大,而哇什灘地區(qū)可能抬升較少。

4.2 晚期共和古湖最盛期的水深與湖底地形

既然我們已經(jīng)確認(rèn), 晚期共和古湖最盛期的最高湖面為(3 160±10) m 左右, 那么, 我們就有可能來(lái)根據(jù)地形圖和谷歌地圖來(lái)重建當(dāng)時(shí)古湖的水深與水底地形, 只有被現(xiàn)今黃河深深切割地區(qū)除外。

由地形圖和谷歌地圖可以看出, 共和盆地中西部, 是一個(gè)“內(nèi)流盆地”, (但作者判斷, 達(dá)連海湖水或沙珠河水或許能通過(guò)地下暗河經(jīng)恰卜恰河及其支溝排向黃河), 由西部的茶卡盆地與中部的“達(dá)連海”盆地組成。由于盆地內(nèi)部只有發(fā)源于周圍山地的間隙性小河與溝谷帶來(lái)的碎屑沉積物而無(wú)任何外流河流的侵蝕切割作用。因此, 盆地中西部的現(xiàn)代地形, 只能稍稍減少原始地形的高差而不是加大它,其基本面貌不會(huì)發(fā)生明顯的改變。故我們可以按照現(xiàn)代地形來(lái)恢復(fù)晚期共和古湖最盛期的面貌。由此推斷, 從晚期共和古湖最盛期的最高湖面的現(xiàn)代高程(3 160±10) m, 到盆地中西部水深最大處達(dá)連海與更尕海(均約2 860 m), 湖水深度達(dá)300 m 左右。如考慮后期的堆積作用, 達(dá)連海湖底1.5 萬(wàn)年以來(lái)就堆積了40 m 厚的沉積物(陳發(fā)虎等, 2012), 則當(dāng)時(shí)的水深至少在350 m 以上。顯然晚期共和古湖在盆地中部, 是一個(gè)深水湖。而茶卡鹽湖所在的盆地西北部, 古湖水深也應(yīng)超過(guò)100 m。

在共和盆地東半部或東南半部, 由于黃河的近期深切作用, 在尕瑪羊曲附近向北呈不規(guī)則扇形展開(kāi)的黃河三角洲, 已被黃河切割成為高懸于河谷之上高差達(dá)600 m 左右的高臺(tái)地, 包括左岸的河卡灘、三塔拉灣與三塔拉, 和右岸的巴洛灘與木格灘。由于組成高臺(tái)地的三角洲沉積物主要為松散的礫石層, 故臺(tái)地前緣斜坡均十分陡峻。類似地, 黃河的右岸支流茫拉河, 也在其中下游, 發(fā)育了規(guī)模相當(dāng)大的沖積扇——木格灘, 但巴洛灘與木格灘前緣部分, 顯然是與黃河共同形成的。因茫拉河系黃河支流, 故其扇形地的切割深度, 要遠(yuǎn)小于黃河。黃河流經(jīng)共和盆地的絕大部分河段, 現(xiàn)已被龍羊峽水庫(kù)淹沒(méi)。在水庫(kù)西岸, 湖相曲溝組與共和組地層及來(lái)自黃河的三角洲沉積, 已深受后期黃河的侵蝕與切割, 黃河三角洲的東半部(包括水上與水下部分)已被切割殆盡, 其下伏的共和組地層也深受切割, 現(xiàn)已發(fā)展成為呈同心圓狀的一系列黃河的高級(jí)與中級(jí)階地。僅在達(dá)連海以東, 仍有少量水下三角洲礫石層的殘余, 從而形成了一條主要由以礫石為主的沉積物(被剝蝕后僅剩基座共和組湖相細(xì)粒沉積)所組成的緩崗, 這是古黃河沖積扇中軸部分的殘余。而在黃河北岸與東岸, 包括恰不恰河與沙溝及其一系列大小沖溝, 均形成陡峻的谷坡。只有遠(yuǎn)離黃河的木格灘大部, 仍大體保持其切割前的基本面貌。盡管共和盆地東部已被黃河的深切作用失去了其被切割前的面貌, 但從湖相共和組地層已被切穿、露出其底板(海拔2 650～2 700 m)及其下伏曲溝組或基巖的情況看, 共和盆地東半部晚期共和古湖也應(yīng)為一深水湖。

5 晚期共和古湖的演化過(guò)程及其ESR 年齡測(cè)定

5.1 年齡樣品采集與測(cè)試

為確定研究區(qū)以共和組河湖相沉積為代表的晚期共和古湖的時(shí)代, 我們采集了湖相共和組地層的 3 個(gè)樣品: 位于達(dá)連海東、3047 高地之下的160816-2 號(hào)樣品, 位于共和城西黃河T18 階地不同深度基座的B1856-2 與B1856-1 號(hào)樣品。位于尕瑪羊曲黃河兩岸組成高臺(tái)地、相當(dāng)于共和組的兩套扇三角洲沉積中的上套頂部(B1863-1) 與下部(B1865-1)兩個(gè)樣品, 位于達(dá)連海東3047 高地頂部的水下三角洲相礫石層樣品(160816-2)及位于共和城北下溝后恰不恰河右岸與共和組相當(dāng)?shù)臎_洪積臺(tái)地礫石層樣品(B1861-1)。為對(duì)比, 我們也與Jia et al.(2017)及吳環(huán)環(huán)等(2019)共同采集了切割晚期共和古湖、將古湖湖水逐步泄空的古黃河高階地, 特別是與殘留的盆地中、西部?jī)?nèi)流區(qū)不同階段的殘留古湖明顯有關(guān)的最高階地的樣品, 包括位于龍羊峽南岸位于瓦德棚東南2 km 處(B1866-1, 原定T20 本文改為 T21)、共和城西偏南約 10 km 的二塔拉(B1842-1, 2, 黃河的 T19)與共和城西的一塔拉(B1856-1, 黃 河 的 T18) 及 T17(B1855-1) 、T16 (B1854-1)等樣品。這些樣品的地理位置與有關(guān)地質(zhì)地貌情況如表1、圖1 和圖2 所示。

表1 共和—興海地區(qū)ESR 樣品采樣表Table 1 ESR sampling situation in the Gonghe and Xinghai area

作者根據(jù)對(duì)黃河及其部分支流和長(zhǎng)江及我國(guó)許多其它河流的長(zhǎng)期調(diào)查和研究, 也實(shí)踐過(guò)用14C、TL、OSL、U 系、ESR、宇宙成因核素暴露和埋藏年齡(10Be、26Cl)及磁性地層等方法測(cè)試過(guò)河流、海洋、湖泊、冰川、地下水和風(fēng)等各種成因沉積物與晚新生代不同時(shí)代地層的年代, 初步判斷本研究區(qū)所發(fā)現(xiàn)的晚期共和古湖、中高級(jí)黃河階地沉積及相關(guān)地層, 不太可能是中、晚更新世以來(lái)所形成, 因而采用石英熱活化ESR 定年法, 其原理、樣品條件、儀器設(shè)備、具體測(cè)試方法、流程及共振曲線等內(nèi)容在另文(Jia et al., 2017; 趙希濤等, 2018)中已有介紹, 茲不贅述。上述樣品的年齡測(cè)試結(jié)果及有關(guān)參數(shù)如表2所示。測(cè)試工作由首次將此方法(梁興中, 1991; 梁興中等, 1993;梁興中和高均成, 1999)應(yīng)用于我國(guó)地質(zhì)研究的成都理工大學(xué)梁興中教授協(xié)助完成。

表2 ESR 年齡測(cè)定結(jié)果及有關(guān)參數(shù)Table 2 ESR dating results and related parameters

5.2 古湖的發(fā)育時(shí)代

由表2 可以看出, 在表中的13 個(gè)ESR 年齡數(shù)據(jù)中, 有 6 個(gè)屬于黃河高階地的樣品已由 Jia et al.(2017)和吳環(huán)環(huán)等(2019)發(fā)表。其余新公布的7 個(gè)年齡數(shù)據(jù)均與共和組有關(guān)。其中, 編號(hào)為180816-2樣品所在的達(dá)連海東剖面, 按照徐叔鷹(1986)與唐領(lǐng)余和汪世蘭(1988)的觀察, 其共和組地層的產(chǎn)狀傾向東、且傾角(5°～7°)大于其東、位于共和城東南的克才村剖面(1°～2°), 因而其層位在下, 故采用點(diǎn)應(yīng)屬于共和組中下部, 而位于共和城南的T18 基座兩個(gè)樣品B1856-2 與B1856-4 所在的層位, 也應(yīng)位于其上, 因?yàn)檫@3 個(gè)小剖面, 均在同一條剖面線上。因此, 位于湖相共和組中下部的180816-2 樣品與位于湖相頂部的樣品B1856-2 與B1856-4, 其年齡分別為(4.31±0.40) Ma、(2.58±0.20) Ma 和(2.54±0.20) Ma, 從層位上下看, 是符合地層學(xué)原理的。

位于尕瑪羊曲附近組成黃河兩岸高臺(tái)地的扇三角洲沉積的上礫石層, 其下部樣品B1865-1 和頂部樣品 B1863-1 的年齡分別為(3.15±0.30) Ma 與(3.07±0.30) Ma, 位于達(dá)連海東3047 高地頂部水下三角洲相礫石層樣品160816-1的年齡為(2.91±0.25) Ma,位于共和城北下溝后洪積臺(tái)地礫石層樣品B1861-1的年齡為(2.97±0.27) Ma, 4 者可很好地對(duì)比, 也與同期異相的湖相共和組地層相符合, 也早于各級(jí)黃河高階地, 符合河流切割與階地形成的規(guī)律。

由此可以認(rèn)為, 除位于共和城南的T18 基座兩個(gè)湖相共和組地層樣品B1856-2 與B1856-4 或許略有偏新(大體在誤差范圍內(nèi), 或許為殘余古湖的后期堆積)外, 上述ESR 年齡數(shù)據(jù)是符合地質(zhì)規(guī)律的, 也是可以接受的。由此可以得出結(jié)論: (1)共和組地層堆積于(4.31±0.40) Ma 與(2.54±0.20) Ma 之間的上新世早中期至晚期或幾乎整個(gè)上新世時(shí)期。(2)晚期共和古湖開(kāi)始發(fā)育于(4.31±0.40) Ma 即上新世中期之前, 到(3.07±0.30) Ma 與(2.91±0.25) Ma 之間即上新世晚期, 達(dá)到其最盛期, 殘余的古湖或許能殘存到(2.54±0.20) Ma 的早更新世之初。

上述結(jié)論雖與哺乳動(dòng)物化石的鑒定結(jié)果有所矛盾, 但與古地磁測(cè)量結(jié)果(徐叔鷹, 1987; 施煒等,2006)卻無(wú)根本性的沖突。因?yàn)?4C、TL、OSL 等測(cè)年方法只能測(cè)定晚更新世甚至全新世的年齡, 因而僅根據(jù)黃河高階地作為年齡標(biāo)定的地磁極性的正反向變化, 就可以有許多不同的解釋。因?yàn)檫_(dá)連海東與克才村兩剖面的聯(lián)合測(cè)定結(jié)果, 共和組就包含了7 次正向和 7 次反向的極性變化, 而沙有村僅84.5 m 的共和組上部, 也包含了4 次正向和3 次反向的極性變化。如果把克才村和沙有村一塔拉頂部的T18 的ESR 年齡(2.31±0.20) Ma 作為磁性地層柱的年代標(biāo)定標(biāo)志, 那么按照標(biāo)準(zhǔn)的古地磁的極性年表(Cande and Kent, 1995), 包括達(dá)連海東和克才村兩剖面的整個(gè)共和組地層, 將會(huì)涵蓋整個(gè)上新世,而沙有村的共和組上部地層, 也會(huì)包括上新世中晚期。

5.3 演化與消亡過(guò)程及環(huán)境特征

5.3.1 古湖發(fā)展期

由本文和前人的有關(guān)資料可以看出, 以湖相共和組地層所代表的晚期共和古湖, 是一個(gè)至少?gòu)?4.31±0.40) Ma 以前開(kāi)始, 或持續(xù)了幾乎整個(gè)上新世時(shí)期的構(gòu)造斷陷湖, 但黃河始終貫串其間——從尕瑪羊曲附近進(jìn)入共和盆地與共和古湖, 從尕海以東流出盆地與古湖, 因而是一個(gè)外流湖。共和古湖的湖相碎屑沉積物, 主要來(lái)自黃河和盆地四周的山地。因在共和組湖相地層中, 除出現(xiàn)少量鈣質(zhì)結(jié)核與鐵錳殼外, 未發(fā)現(xiàn)其它化學(xué)沉積, 因而晚期共和古湖應(yīng)是一個(gè)淡水湖。而據(jù)徐叔鷹(1987)與唐領(lǐng)余和汪世蘭(1988)的孢粉分析結(jié)果, 在共和組地層中含有豐富的孢子花粉, 內(nèi)含不少水生植物花粉與藻類孢子, 可以劃分出6 個(gè)孢粉帶, 反映了共和地區(qū)上新世時(shí)期經(jīng)歷了草原—森林草原—草原—森林草原—草原—森林草原—現(xiàn)今之草原的植被變化過(guò)程。從剖面下部孢粉含量豐富, 喜溫喜濕植物種類較多, 闊葉樹(shù)及少量第三紀(jì)孑遺分子(鐵杉屬、羅漢松屬、山核桃屬等)得到較好生長(zhǎng), 而上部木本植物花粉更少, 均以干旱草本為主, 反映了植被類型由暖溫帶向溫帶以及氣候數(shù)次冷熱和干濕的變化。

由徐叔鷹(1986)的共和盆地第四系鉆孔剖面對(duì)比圖可以看出, 除個(gè)別位于山麓的鉆孔外, 以共和組地層為代表的“第四系”, 厚度普遍為 200～300 m(與達(dá)連海東岸及恰不恰河上下游兩岸出露的厚度約200 m 相當(dāng)), 最深的7811 孔可達(dá)597 m。而在黃河進(jìn)入盆地的尕瑪羊曲附近, 徐叔鷹等(1984)認(rèn)為, 在盆地邊緣(特別南緣)為粗碎屑巖沉積, 如河卡灘和巴洛灘, 為厚達(dá)300 余米的礫巖。張智勇等(2003)則提出, 尕瑪羊曲附近的共和組, 地層有10°左右的傾斜, 與貴德組呈角度不整合接觸, 剖面控制的地層厚度為273.42 m。而據(jù)作者的觀察,組成尕瑪羊曲黃河兩岸的高臺(tái)地, 如巴洛灘、木格灘、河卡灘等, 扇三角洲相的地層厚逾400 m, 主要由上、下兩套礫石層組成, 各厚均超過(guò)200 m, 二者間以明顯侵蝕面分開(kāi)。下套礫石層礫石稍小, 且含較多砂層, 顏色淺而有不同的色彩, 局部有所膠結(jié)。上套礫石層礫石較為粗大而純凈, 很少夾砂層,較為松散, 難以稱為“礫巖”。

由上所述可以看出, 黃河注入晚期共和古湖的扇三角洲相共和組地層與古湖中心地帶的湖相共和組地層, 在測(cè)年結(jié)果與地層厚度上, 大體都可以相互對(duì)比。然而, 迄今尚未發(fā)現(xiàn)湖相共和組地層中存在明顯的不整合或侵蝕面, 值得今后注意。

必須指出的是, 在晚期共和古湖達(dá)到其最高湖面之前, 古湖面已達(dá)到和超過(guò)了自瓦里關(guān)山向南延伸、分隔共和古湖與貴德古湖的基巖分水嶺的高度,從而在現(xiàn)今龍羊峽位置, 古黃河產(chǎn)生了一條新的河道——龍羊峽。它先與古多隆河同時(shí)外流, 由于地貌學(xué)河流截彎取直的原理, 古多隆河逐漸被廢棄。

5.3.2 古湖最盛期

前文已經(jīng)給出了晚期共和古湖最盛期的時(shí)代最高湖面的現(xiàn)今位置, 分別為(3.07±0.30) Ma 與(2.91±0.25) Ma 之間即上新世晚期和海拔(3 160±10) m 左右。以此高程的等高線作為當(dāng)時(shí)的古湖岸線, 可以大體勾繪出上新世晚期的最大湖泊范圍(圖1), 或許要考慮后期地殼隆升的區(qū)域不平衡性, 如西北端的隆升幅度會(huì)略高于東北端。由圖1 可以看出, 當(dāng)時(shí)湖泊面積可達(dá)近7 000 km2。同理,若以達(dá)連海和更尕海的現(xiàn)今湖底作為當(dāng)時(shí)的湖底而忽略其后期堆積的話, 晚期共和古湖中西部的最大水深, 就達(dá)300 m 以上。這一面積與水深, 要比中國(guó)現(xiàn)今最大咸水湖青海湖(面積4 583 km2, 最大水深32.8 m)和最大淡水湖鄱陽(yáng)湖(面積3 583 km2, 最大水深16 m), 分別為約1.5 倍與約9 倍及約1.9 倍與約18.5 倍。東部古湖因黃河的下切而暫時(shí)難以判斷其當(dāng)時(shí)的水深。由于黃河在尕瑪羊曲附近注入古湖而自尕海以東的多隆溝和龍羊峽流出, 水體的不斷交換保證了湖水鹽度不致升高。因此, 晚期共和古湖必然是一個(gè)大型、外流的淡水深湖。

由于黃河的深切, 切割了以尕瑪羊曲為頂點(diǎn)、以阿讓東北端向北延伸為中軸的不規(guī)則的黃河扇三角洲, 將晚期共和古湖分為東部和中西部?jī)纱蟛糠?。其中東部古湖的西半部, 扇三角洲的東半部甚至大部已被黃河的侵蝕和深切, 而變?yōu)榇竺娣e的河流階地與深切河谷, 只有其東南部保留其具有高峻邊坡的平坦湖底即木格灘北緣的高臺(tái)地及其后部廣闊的湖濱平原——木格灘大部。而中、西部古湖, 則基本上保留其當(dāng)時(shí)的古湖底地貌。其中, 西北部的茶卡地區(qū)為較淺的碟形盆地。中部為從南、西、北三面向東北角傾斜, 而以達(dá)連海為古湖的最大水深處。

5.3.3 古湖消亡期

在(3.07±0.30) Ma 與(2.91±0.25) Ma 之間的上新世晚期, 共和盆地和青藏高原東北部甚至中國(guó)第二、三大地勢(shì)階梯中的大多數(shù)盆地, 結(jié)束了其盆-山間歇性與差異性升降運(yùn)動(dòng)中盆地相對(duì)下沉的歷史,開(kāi)始了大面積、整體性、間歇性的上升與河流下切的過(guò)程, 只有銀川—河套與汾渭等盆地仍繼續(xù)下沉。因此, 從晚期共和古湖最盛期到古湖因黃河下切而排干的時(shí)期, 稱為消亡期。這一時(shí)期又可按湖泊的消亡特征而分為幾個(gè)階段。第一階段, 為共和古湖西北端即茶卡古湖與晚期共和古湖大部脫離。因茶卡古湖與共和古湖大部的分水嶺橫梁最低處的海拔高度為3 081 m 左右, 這一高度低于黃河最高階地T21 在起點(diǎn)處的3 145 m 與龍羊峽上段的3 110 m, 但高于達(dá)連海東最盛期古湖原湖底中脊,因此茶卡古湖與晚期共和古湖分離的時(shí)間, 被定于T21 之后、T20 之前, 即略晚于 ESR 年齡(2.47±0.22) Ma 的早更新世初期。同理, 中部古湖與東部古湖的分離時(shí)間, 則取決于黃河扇三角洲中軸部分被保留的那套近南北向但有明顯扭曲的長(zhǎng)梁的低洼部分。調(diào)查研究表明, 在達(dá)連海近北、東北和東南方向, 存在 3 處洼地, 其海拔高度均為2 970 m 左右。因此, 當(dāng)黃河下切到該高度以下, 則共和古湖中湖必然要與東湖分離。這一高度, 正好與ESR 年齡為(2.36±0.20) Ma/(2.32±0.20) Ma 的黃河T19 階地面的高程2 963～2 974 m 相當(dāng), 故這一時(shí)期是晚期共和古湖中湖與東湖分離時(shí)期, 也就是晚期共和古湖消亡的第二階段。共和古湖消亡的第三階段是共和中湖的排干。由于共和盆地中部的最低洼處為達(dá)連海和更尕海, 其湖底高程為2 857～2 862 m 之間, 當(dāng)共和盆地東部被黃河下切到此海拔高度之下, 中湖之水可因松散沉積物的滲透而排向黃河。因此階地面高程低于上述高程形成于(2.12±0.15) Ma 的T16(2 850～2 865 m), 是共和中湖的消亡階段, 很可能也是整個(gè)共和古湖的消亡階段。此后, 共和盆地隨著青藏高原的隆升與氣候在冷暖干濕的波動(dòng)中日益干旱化, 殘留的中部小湖達(dá)連海、更尕海、英得海變?yōu)橄趟踔镣耆鸥? 西部的茶卡湖則發(fā)展為氯化鈉析鹽階段的鹽湖。

6 共和古湖演化、黃河發(fā)育與區(qū)域地殼運(yùn)動(dòng)的相互關(guān)系

前文已較詳細(xì)地介紹了徐叔鷹等(1984)關(guān)于共和盆地演化和所提出“恰不恰(共和)運(yùn)動(dòng)”的概念,也介紹了李吉均及其合作者(Li, 1991; 李吉均和方小敏, 1998; 李吉均等, 1996, 2015; Li et al., 2014)關(guān)于青藏運(yùn)動(dòng)和把龍羊峽和黃河源頭段的形成歸因于“共和運(yùn)動(dòng)”及其所導(dǎo)致的溯源侵蝕的概念, 茲不贅述。本節(jié)主要介紹作者對(duì)于共和盆地、共和古湖發(fā)育與地殼運(yùn)動(dòng)及黃河發(fā)育關(guān)系的一點(diǎn)看法。

作為青藏高原東北緣眾多盆地之一的共和盆地, 是晚新生代隨著四周山地的隆升和盆地的相對(duì)下沉而形成的。對(duì)于早期共和古湖的代表——湖相曲溝組地層的發(fā)育時(shí)代, 我們尚未研究, 但從共和組地層中下部被厘定為(4.31±0.40) Ma 之前的上新世早期, 而應(yīng)將其時(shí)代由中新—上新世整個(gè)推前至中新世。該時(shí)段地殼運(yùn)動(dòng)的特征應(yīng)當(dāng)是山地的隆升和盆地的相對(duì)下降, 即差異性盆-山運(yùn)動(dòng)的發(fā)育時(shí)期。但因多處夷平面的存在, 表明地殼的升降運(yùn)動(dòng)并非是一成不變和處處相同的, 而是在強(qiáng)烈升降的過(guò)程中經(jīng)歷過(guò)一段或多段相對(duì)穩(wěn)定的剝蝕和夷平時(shí)期——地殼運(yùn)動(dòng)具有間歇性。由于同樣的原因, 我們無(wú)法判斷該時(shí)期所發(fā)育的一系列古湖, 如興海古湖(？)、共和古湖、貴德古湖、循化古湖、古青海湖、西寧古湖等, 是否互相連通成為一個(gè)囊括整個(gè)青海省東部的古大湖或“青東古湖”, 也難以評(píng)論該時(shí)段黃河是否存在。

可能在中新世末或上新世初, 共和地區(qū)及鄰區(qū),發(fā)生了一幕較大的地殼運(yùn)動(dòng)。全區(qū)或僅是四周山地及其毗鄰山麓發(fā)生隆升, 使曲溝組發(fā)生抬升、斷裂或褶皺。如在后一種情況下, 盆地發(fā)生下沉, 使湖相共和組地層開(kāi)始堆積, 并疊加于曲溝組之上(徐叔鷹等, 1984)。

在堆積湖相共和組的幾乎整個(gè)上新世時(shí)期, 共和盆地處于地殼相對(duì)下沉狀態(tài)。但從尕瑪羊曲附近組成黃河扇三角洲的礫石層分為上、下兩套的情況看, 在(3.15±0.30) Ma 之前的中、晚上新世之間, 曾發(fā)生過(guò)一次時(shí)間較短、規(guī)模較小的地殼抬升, 使得含較多砂層的下礫石層發(fā)生斷裂、變形和切割, 因而上覆的上礫石層與其呈現(xiàn)明顯的侵蝕面接觸。但因所研究的湖相共和組地層剖面(達(dá)連海東與克才、沙有等剖面)的上、下部之間, 尚未發(fā)現(xiàn)這一可能存在的不整合面, 希望在今后的研究中注意尋找。

當(dāng)共和組地層堆積到(3.07±0.30) Ma 與(2.91±0.25) Ma 之間的上新世晚期時(shí), 晚期共和古湖達(dá)到其演化歷史的最盛期, 其最大范圍與最高湖面位置達(dá)到了現(xiàn)今(3 160±10) m 位置。此后, 地殼運(yùn)動(dòng)的性質(zhì)發(fā)生了根本性的變化。不僅是共和盆地,可能整個(gè)中國(guó)第一、二大地勢(shì)階梯, 包括黃河源頭與上、中游, 除了銀川—河套盆地與汾渭盆地兩地在第四紀(jì)時(shí)期仍繼續(xù)下沉外, 地殼運(yùn)動(dòng)由間歇性的差異性升降的盆-山運(yùn)動(dòng)進(jìn)入了間歇性的整體隆升與河流切割的階段。在此時(shí)期, 由于湖面的升高,一旦超過(guò)了從瓦里關(guān)山向南延伸的基巖分水嶺, 則湖水將從這里向貴德盆地溢流, 從而在現(xiàn)今龍羊峽的位置黃河切割出一條新的河道, 這就是現(xiàn)今的龍羊峽。

由于分隔共和盆地與貴德盆地的龍羊峽在被黃河切割前的基巖分水嶺溝槽的海拔高度只有3 050～3 150 m, 而位于其北面平行位置的古多隆河的礫石層及砂層(曲乃亥組)的頂、底部高度分別為海拔3 150 m 和2 935 m, 表明在中上新世晚期溝通共和與貴德兩盆地的古黃河, 僅有古多隆河這一條河道, 只是在上新世晚期共和古湖湖面和古多隆河河床加積到超過(guò)龍羊峽基巖分水嶺高度時(shí), 從而在現(xiàn)今的龍羊峽位置形成了一條新的河道。由于晚上新世晚期青海南山東南段南麓各支溝、沖溝及發(fā)源于拉脊山的浪瑪河的堆積物的填塞作用, 更因龍羊峽河道的截彎取直作用, 使得溝通共和古湖與貴德古湖的尕海東—多隆溝—曲乃亥河道即古多隆河被逐漸廢棄, 從而開(kāi)啟了第四紀(jì)時(shí)期黃河在沿現(xiàn)今龍羊峽位置的切割和共和盆地段多達(dá)21 級(jí)黃河階地的形成(趙希濤等, 2020)。

由上所述可以看出, 徐叔鷹等(1984)對(duì)共和盆地區(qū)域地貌和晚新生代地層層序、特征與成因, 對(duì)共和古湖演化和黃河發(fā)育的觀察與研究, 是非常全面、細(xì)致和深刻的, 其大部分觀察、分析和結(jié)論已為本文所采納。本文與前人研究結(jié)果的不同之處主要在于: 對(duì)湖相共和組地層所代表的晚期共和古湖最盛期的湖泊范圍與最高湖面及黃河下切后的消亡過(guò)程, 對(duì)黃河在尕瑪羊曲附近進(jìn)入共和古湖所發(fā)育的扇三角洲和對(duì)黃河的早期下切, 進(jìn)行了較詳細(xì)研究, 并用石英熱活化ESR 測(cè)年方法對(duì)上述地層與地質(zhì)過(guò)程的時(shí)代做出了新的厘定。盡管對(duì)于龍羊峽切割與黃河階地形成的時(shí)代因測(cè)年方法的不同而產(chǎn)生了差異和爭(zhēng)議, 但我們認(rèn)為, 龍羊峽的形成應(yīng)該是黃河截彎取直而不是斷裂活動(dòng)或地殼運(yùn)動(dòng)所導(dǎo)致的溯源侵蝕的結(jié)果。因此, 將“共和運(yùn)動(dòng)”作為龍羊峽形成的原因的解釋是值得商榷的。作者建議取消“共和運(yùn)動(dòng)”一詞, 或回歸其徐叔鷹等(1984)原提出的“恰卜恰(共和)運(yùn)動(dòng)”的含義, 但發(fā)生的時(shí)間有所不同。同樣, 作為黃河形成原因的之一“黃河運(yùn)動(dòng)”、“昆侖-黃河運(yùn)動(dòng)”或“昆黃運(yùn)動(dòng)”的概念, 也是值得商榷的(趙希濤等, 2010)。

7 結(jié)論

(1)青藏高原東北緣的共和盆地, 是典型的晚新生代伴隨四周高山與極高山的隆升而下沉的北西西—南東東向的構(gòu)造盆地。該盆地可分為西北部主要由茶卡鹽湖組成的小型內(nèi)流盆地, 中部以達(dá)連海與更尕海等小型咸水湖(前者已干涸)為代表的非典型內(nèi)流盆地(因其內(nèi)的水體有可能通過(guò)滲漏排向黃河)和東南部被黃河及其支流深深切割的外流盆地三部分。

(2)共和盆地主要充填了由上、下兩套相互疊置的地層: 共和組與曲溝組。兩套地層的厚度普遍在200～300 m 間, 最厚部分可達(dá)500～600 m, 二者間為假整合或不整合接觸關(guān)系, 均具有從四周山地的粗碎屑沉積(殘坡積、重力堆積與沖洪積等成因)相變?yōu)榕璧刂行牟糠值暮嗉?xì)粒沉積的共同特征。其中, 后者比前者顏色稍紅、成巖較好且分布范圍更廣, 所經(jīng)受的構(gòu)造變動(dòng)也更強(qiáng)烈。由這兩套湖相地層構(gòu)成了共和盆地的兩個(gè)主要成湖期, 所重建的古湖, 被稱為共和古湖。其中, 由曲溝組湖相沉積所重建的古湖可稱為早期共和古湖, 相應(yīng)地, 由共和組湖相沉積所重建的古湖為晚期共和古湖。

(3)晚期共和古湖發(fā)育期間, 共和盆地經(jīng)歷了草原—森林草原—草原—森林草原—草原—森林草原—現(xiàn)今之草原的植被變化過(guò)程, 反映了區(qū)域氣候由暖溫帶向溫帶以及數(shù)次冷熱和干濕的變化和干旱化的總趨勢(shì)。在古湖發(fā)展的最盛期, 湖泊范圍及湖面高度達(dá)到其最大值——現(xiàn)今海拔(3 160±10) m 左右。這時(shí)的共和古湖面積近7 000 km2、深逾300 m,是一個(gè)古黃河在尕瑪羊曲附近注入, 并由盆地東北角的尕海以東流出, 經(jīng)多隆溝與曲乃亥的古河道——古多隆河, 流入貴德古湖的大型外流淡水深湖。在古湖從發(fā)展期到最盛期, 黃河在尕瑪羊曲附近流出河卡南山進(jìn)入共和盆地與共和古湖時(shí), 以該地為頂點(diǎn), 形成了兩套厚度均逾200 m 的礫石層所組成的一個(gè)巨大的、向北伸展、但形狀不甚規(guī)則的古沖積扇-三角洲。當(dāng)湖面上升到超過(guò)瓦里關(guān)山南延部分共和與貴德兩盆地的基巖分水嶺時(shí), 黃河在現(xiàn)今的龍羊峽產(chǎn)生了新的河道并隨之下切, 并因“截彎取直”而非“溯源侵蝕”, 拋棄其古多隆河河道, 導(dǎo)致晚期共和古湖進(jìn)入消亡期, 并經(jīng)歷了3 個(gè)階段,即黃河下切到T21 與T20 之間、湖面低于3 108 m時(shí), 西北部的茶卡盆地開(kāi)始與共和古湖主體分離;當(dāng)黃河下切到T19 即湖面高程為2 963～2 974 m 時(shí),中部湖區(qū)與東南部湖區(qū)分離; 當(dāng)黃河下切到T16 即湖面為2 850～2 865 m 時(shí), 中部湖區(qū)可能因滲漏而大部排干?；蛟S當(dāng)黃河下切到海拔2 650～2 700 m時(shí)或更早, 東南部湖區(qū)已完全泄空。至今, 整個(gè)共和盆地僅剩達(dá)連海(現(xiàn)已干涸)、更尕海與英得海等小咸水湖, 茶卡鹽湖則發(fā)展為氯化鈉析鹽階段。

(4)ESR 年齡測(cè)定結(jié)果表明, 湖相共和組地層開(kāi)始形成于(4.31±0.40) Ma 之前, 持續(xù)到(2.58±0.20) Ma/(2.54±0.20) Ma 之后即幾乎整個(gè)上新世時(shí)期。頂點(diǎn)附近的兩套古黃河扇三角洲相礫石層中之上礫石層, 形成于(3.15±0.30) Ma —(3.07±0.30) Ma 之間, 其前緣水下三角洲相礫石層為(2.91±0.25) Ma, 而來(lái)自北部山前的同期洪積礫石層則為(2.97±0.27) Ma, 表明晚期共和古湖在(3.07±0.30)—(2.91±0.15) Ma 之間的上新世晚期達(dá)到其最盛期。黃河 T21、T19、T18、T17 與T16 等高階地的年齡分別為(2.47±0.30) Ma、(2.36±0.20) Ma/(2.32±0.30) Ma、(2.31±0.20) Ma、(2.23±0.20) Ma 和(2.12±0.15) Ma。它們標(biāo)志著共和古湖的消亡過(guò)程。

(5)在(3.07±0.30) Ma—(2.91±0.15) Ma 之間共和古湖達(dá)到其最盛期后, 區(qū)域地殼運(yùn)動(dòng)性質(zhì)發(fā)生了明顯的變化。共和盆地及其黃河上、中游的鄰近盆地, 甚至包括中國(guó)第一、二大地勢(shì)階梯(銀川—河套盆地與汾渭盆地等極少數(shù)盆地除外), 都由間歇性和差異性升降的盆-山運(yùn)動(dòng)轉(zhuǎn)為了整體性和間歇性的抬升與切割。這一發(fā)生于共和盆地的地殼運(yùn)動(dòng),被徐叔鷹等稱為“恰不恰(共和)運(yùn)動(dòng)”, 只是其所指的時(shí)代與本文有所不同。但這一名稱被李吉均等改稱為“共和運(yùn)動(dòng)”, 作為青藏運(yùn)動(dòng)的延續(xù), 意指黃河于10 或15 萬(wàn)年前, 因該運(yùn)動(dòng)所導(dǎo)致的溯源侵蝕而切穿龍羊峽, 溯源至共和盆地和源頭地區(qū)。基于本文的研究結(jié)果, 作者建議舍棄“共和運(yùn)動(dòng)”一稱,而可保留原“恰卜恰(共和)運(yùn)動(dòng)”的名稱與基本含義, 而將該運(yùn)動(dòng)的發(fā)生時(shí)間的不同觀點(diǎn), 留待今后進(jìn)一步深入研究加以解決。