贵州涟江惠水段河流阶地特征与地貌演化研究

安妮,蒋玺,钱焕,陈文奇,宁凡,陈华,秦能旭,周涌

1) 贵州大学资源与环境工程学院,喀斯特地质资源与环境教育部重点实验室,贵阳,550025;2) 贵州大学研究生院,贵阳,550025;3) 贵州喀斯特环境生态系统教育部野外科学观测研究站,贵阳,550025

内容提要: 贵州涟江惠水段级次清晰的四级阶地是流域地貌阶段性演化的直观记录。笔者等利用差分GPS测量法精确厘定了涟江阶地的级序和高程,结合剖面观测发现从上游到下游,涟江惠水段阶地标高和级差逐渐降低,地貌面整体呈“收拢”趋势;阶地沉积物呈现砾石层厚度变小,砾石含量降低、砾径减小,砂质沉积占比增大趋势;阶地类型从基座阶地为主向堆积阶地为主演变。光释光(OSL)测年显示,T1阶地埋藏年龄31.2±2.0 ka BP到14.7±1.3 ka BP,T2阶地122.4±8.5 ka BP到66.9±3.8 ka BP,阶地年龄与贵州高原其他流域十分相近,具有同步演化特征。结合阶地时代和发育特征,认为贵州高原河流阶地是构造运动的产物。涟江四级阶地记录了在更新世以来四次构造抬升背景下,流域经过多期自北向南“削高补低”的地貌改造,逐步由构造洼地演变为山间盆地的地貌过程。

河流阶地是水系变迁保留下来的层状地貌,蕴含了流域古水文、古气候、新构造运动等诸多演化信息,因而阶地研究一直是重建流域地貌过程的重要途径之一(Li Jijun et al., 1997;Pan Baotian et al., 2009;Lu Honghua et al., 2018;Schanz et al., 2018;王迎国等,2021;田钰琛等,2022)。贵州高原是中国西部青藏高原到东南丘陵平原的地貌转换带,地貌演化备受关注(杨怀仁,1944;王世杰等,2015;Yang Ye et al., 2021;Liu Yu et al., 2022)。新生代以来,受青藏高原持续隆升影响,贵州高原地壳运动以自西向东的掀斜式抬升为主,留下了多层剥夷面、层状溶洞、河流阶地等地貌记录,它们之间存在良好的发育耦合关系,是研究区域地貌演化的重要载体。贵州高原的抬升和演化历史,最早见于杨怀仁教授的研究。他根据多级剥夷面提出大娄山期、山盆期和乌江期3级地文期(杨怀仁,1944),但这种仅基于地貌面识别的划分方案,缺乏年代学工作的有效约束。 因此,该方案长期存在争议(李兴中,2001;秦守荣等,2002;周德全等,2005)。多层溶洞是喀斯特地区构造抬升和河流下切的直观记录,利用洞穴沉积物测年推测流域抬升速率成为研究贵州高原地貌阶段性演化的重要方法(Liu Yu et al., 2013,2022;Yang Ye et al., 2021)。贵州的阶地研究始于20世纪60年代的区域地质调查工作,后来有学者根据区调成果总结了贵州河流阶地的发育特点和演化规律(高道德等,1986;林树基等,1994)。整体上,与区域多层溶洞对应,贵州高原主要河谷阶地一般发育4～5级,自西向东呈级次减少、级差降低的趋势。随流域侵蚀强度变化,高原西部以侵蚀阶地为主,中部则多见基座阶地,海拔较低的东南部较多发育堆积阶地(贵州省地质调查院,2017)。但是,受阶地保存条件和研究手段限制,基于高精度地貌高程测量和阶地测年而开展的流域地貌演化研究则鲜见报道。

贵州高原地表风化剥蚀作用强烈,河流阶地保存普遍较差,仅在各流域的山间盆地内可发现级次序列和沉积物保存相对较好的阶地剖面,如乌当盆地(南明河)、惠水盆地(涟江)、黄平旧州盆地(舞阳河)、榕江盆地(都柳江)等(贵州省地质调查院,2017)。蒋玺等(2020,2021)结合阶地沉积特征和光释光(Optically Stimulated Luminescence,OSL)测年,分析了贵州乌江流域乌当盆地、绥阳盆地和旺草盆地T1、T2阶地的形成时代和流域地貌演化过程。近来,樊云龙等(2022)也利用OSL法对清水江上游开展了4个剖面的T1、T2阶地测年研究,发现了断层活动引起的差异性抬升导致了清水江流域阶地的差异发育。野外调查显示,涟江惠水盆地的河流阶地保存较贵州高原其他流域更完整,T1～T4都保存了多个可供对比研究的完整剖面。而且,惠水盆地地处贵州高原南部珠江水系红水河支流涟江上游,在涟江自南向北的强烈溯源侵蚀作用下,地貌对水系变迁的响应可能更为灵敏。之前,林树基等(1994)利用14C测年确定惠水盆地T1阶地发育于全新世。张顺成等(2022)在惠水盆地开展了T1阶地的宇宙成因核素测年尝试,认为较老的测年结果(69.43±2.52 ka BP和65.05±2.45 ka BP)可能是由于测年样品具有多次埋藏史。本次工作中,笔者等将利用差分全球定位系统(Differential Global Positioning System,DGPS或差分GPS)测量法,精确厘定惠水盆地内T1～T4阶地级序及高程变化;通过沉积剖面观测,揭示流域各级阶地沉积特征演化规律;利用OSL测年,分析T1和T2阶地沉积时代。最后以河流阶地的发育和演化探讨惠水盆地地貌形成过程。

1 研究区概况

惠水盆地位于贵州高原长江、珠江水系分水岭苗岭山脉南侧,属珠江水系红水河支流涟江流域(图1a)。盆地呈NNE—SSW向狭长状展布,长约30 km,宽约2.5 km,面积约75 km2。涟江自北向南流经盆地,盆地最低海拔约920 m,流域相对高差约500 m(图1b)。构造上,盆地地处贵州都匀南北向隔槽式褶皱变形区,地貌走向明显受近南北向的紧闭向斜、宽缓背斜和断层构造组合控制。褶皱带出露地层主要包括中—上石炭统灰岩,二叠系中统灰岩、二叠系上统硅质灰岩夹泥页岩,三叠系下统灰岩和白云岩等。向斜轴部上白垩统砾岩、紫红色砂岩及泥质粉砂岩呈角度不整合覆于二叠系或三叠系之上,构成盆地主要基座。盆地内第四系沉积物沿河谷形成4级河流阶地,中上游阶地主要分布于涟江西岸,到下游则以东岸更为发育(图1c)。

2 研究方法及结果

2.1 阶地差分GPS高程测量

为精确厘定惠水盆地内涟江不同河段阶地的高程变化,我们采用差分GPS法开展了各级阶地面的高程测量。差分GPS法是利用已知精确坐标的差分GPS基准台,对用户卫星测量数据进行修正以提高定位精度的测量方法,被广泛用于高精度的地貌测量(刘兴旺等,2012;钱达,2015)。本次测量仪器为千寻RTK测量仪,精度达厘米级,测量坐标系为2000国家大地坐标系(CGCS 2000)。野外测量时,现代河床(T0)高程以水面为基准,河流阶地则选择保存较好的平整阶地面。本次工作沿涟江河谷从上游到下游布设7个地形剖面共28个GPS测量点(图1c),获得河谷阶地位相图(图2)。

测量结果显示,涟江惠水段河谷地貌整体自北向南高程降低。现代河床(T0)最大落差约37 m,且上游到中游高程变化明显,至高旺剖面后下游趋于平缓。T1阶地高程变化趋势与T0基本一致,阶地面拔河高度3.5～7.5 m。T2阶地在上游河段拔河高度最大19.6 m,并呈往南逐渐降低趋势,至好花红剖面后降低到12.3 m。T3和T4阶地在流域上高程变化较T2更明显,在上游赤土剖面其拔河高度分别为36.5 m和58.4 m,到高旺剖面则分别降低到31.1 m和33.9 m,而到下游好花红T3阶地已降到23.3 m。总体上,除个别高程点受风化剥蚀影响外(如方家院T3、高旺T4等),涟江惠水段河谷阶地具有明显的自北向南高程降低,阶地越老拔河高度变化越大等特点,从上游到下游地貌面呈现逐步“收拢”的演化趋势。

2.2 阶地剖面观测

在阶地高程测定基础上,我们对保存较好的阶地剖面进行了沉积特征观测,观测剖面位置及沉积特征如图2。

T4阶地2个观测剖面(赤土T4和高旺T4)结构特征相似,阶地自下而上由基底、河床相砾石层、漫滩相砂质层组成。基底为白垩系紫红色砂岩,阶地沉积物以角度不整合覆于其上。在上游赤土T4剖面,沉积物砾石层厚近2 m,砂质层最厚达2.5 m。砾石层中砾石平均含量超过80%,以磨圆状的石英砂岩和碳酸盐岩为主,砾径一般10 cm±,最大可达30 cm。砾石在剖面上呈叠瓦状排列,自下而上含量降低、砾径减小,具粒序结构。上部漫滩相砂质层主要为土黄色粉砂质沉积物,结构松散,层理不明显,底部含少量细砾石。至中游高旺T4剖面,砾石层厚度约2 m,砂质层厚度约1.6 m,阶地整体沉积特征与赤土T4相似。

在观测的2个T3阶地剖面上,砾石层显示出明显的多旋回沉积特征。上游赤土T3剖面,沉积物总厚度超过7 m。最下部为厚约1.2 m的粗砾石层,砾石含量达80%以上,砾径多超过10 cm,最大可达30 cm,磨圆度高,呈叠瓦状排列。其上为厚约4 m的中砾石层,该层砾石含量明显降低(平均约60%),砾径一般5～10 cm,呈次圆状,定向性不明显。中砾石层可分出显著的3个沉积旋回,每个旋回中自下而上砾石含量降低、砾径减小,粒序结构明显。剖面上部为厚约2 m的漫滩相砂质层,沉积物呈深灰色,粒度较T4阶地粗,以砂质为主,沉积层理清晰。至中游高旺剖面,T3阶地分层与赤土剖面基本相似,但沉积结构有明显变化。高旺T3剖面沉积物总厚度约5.2 m,底部粗砾石层厚约1 m,砾径一般小于10 cm,磨圆度高,具叠瓦状定向排列;中部砾石层3个沉积旋回也十分明显,但砾石含量明显降低(约30%),沉积物由数毫米到2厘米左右的砂砾质组成,其中的砾石磨圆较赤土T3剖面差,含较多的角砾状碎屑。高旺T3剖面漫滩相砂质层沉积结构与赤土T3相似,但受剥蚀和人为扰动最大残留厚度仅1 m±。

惠水盆地T2阶地分布广、保存好。在上游方家院到高镇T2剖面,阶地砾石层最厚可达约4 m,砾石含量高(>80%),砾径一般大于10 cm。与T4和T3阶地底部砾石层相似,砾石磨圆度高并呈叠瓦状排列。高镇T2剖面上部漫滩相沉积层厚度约2 m,沉积物呈土黄色,以石英碎屑和粘土矿物为主,底部含少量次圆状砾石与砾石层过渡。中游罗九院T2剖面由于地处盆地内涟江及其支流濛江交汇处,沉积厚度明显增大。该剖面砾石层最厚达约6 m,砾石平均含量70%以上,磨圆度高,具定向排列特征。砾石层下部砾石含量高,砾径可超过20 cm;从中部往上,砾石含量逐渐降低,砾径逐渐减小到数厘米;到顶部则形成由直径数毫米的砾石与粗砂组成的砾砂过渡层。上覆的漫滩相砂质层厚度约3.5 m,层理清晰。往南到下游好花红T2剖面,未见阶地基座,阶地特征与中上游相似,发育了河流相二元沉积结构,但剖面上观测到的砾石层厚度不足1 m,砾石含量低(<30%),磨圆好,砾径最大不超过5 cm,整体上按长轴方向顺层定向排列,且往上砾石含量和砾径逐步降低向砂质沉积层过渡。剖面上部的漫滩相砂质层最厚约2 m,沉积物以粉砂质碎屑和粘土为主,可见清晰的水平层理。

T1阶地分布于涟江河流沿岸,在河流进入盆地山口部位的赤土河段,阶地沉积物中常见砾径超过30 cm的粗大砾石。在方家院T1观测剖面,阶地由3个沉积层组成。下部砾石层厚度超过3 m,砾石平均含量约70%,自下而上含量逐渐降低,砾径也从10 cm±逐渐变细到1 cm±。砾石整体磨圆度高,并呈倾向河流上游的叠瓦状定向排列。阶地中部为厚约0.7 m的灰黄色砂质层,层理清晰,成分以砂级石英碎屑和粘土为主,其底部以砂砾沉积物与砾石层过渡。剖面上部是厚度超过2 m的砾砂混合沉积层。该层底部砾石含量约40%,向上含量降低、粒度变小。自方家院T1剖面往南追溯,该砾砂混合层逐步相变为典型的漫滩相砂质层。到高镇河段,砾砂混合沉积仅残留厚度约20 cm,上下均为层理清晰的砂质沉积物。到中下游高旺T1剖面,阶地沉积物呈现典型的河流相二元结构。下部砾石层厚度超过3 m,砾石含量超过60%,砾径最大可达15 cm,砾石磨圆好,具定向排列和粒序结构。上部漫滩相沉积物厚度约3 m,由层理清晰的灰黄色砂质沉积物组成。

整体上,涟江惠水段中上游河流阶地剖面发育和保存较好,基本可见较完整的阶地沉积序列;到下游阶地级差降低,地形趋于平缓,加之强烈的人类生产扰动,完整的阶地沉积剖面十分少见。阶地类型上,从上游赤土剖面至中下游高旺剖面发育均为基座阶地,基底为白垩系惠水组(K2h)紫红色砂岩及粉砂岩;高旺剖面以南,除三都河段T3阶地可见零星的白垩系基底外,其余均未观测到基座出露,发育以堆积阶地为主。阶地沉积特征上,观测剖面都显示出由下部砾石层和上部砂质层组成的河流相二元沉积结构。同级阶地砾石层呈现从上游到下游厚度减小,砾石含量降低、砾径减小的变化趋势;上部的砂质层由于风化剥蚀和人为扰动影响,剖面保存厚度变化大,但整体上从上游到下游呈现出在沉积总厚度中比重增大的趋势。

2.3 阶地OSL测年

光释光(OSL)法被用于测定阶地沉积物埋藏年龄。野外采样时,选定沉积稳定的河漫滩砂质层,挖去剖面表层30 cm以上,利用一端装填黑色塑料袋的长20 cm、内径5 cm不锈钢管,顺沉积层砸入剖面直至样品填满钢管。然后挖出并立即用黑色塑料袋和废旧报纸多层包裹使钢管完全避光。实验时在暗室剥去钢管两端可能曝光样品,选用钢管中段沉积物开展测年工作。

2019年4月我们分别在方家院T1剖面、罗九院T2剖面和赤土T3剖面采集了共5个测年样品,编号FJY-T1-1、LJY-T2-1、LJY-T2-2、CT-T3-1和CT-T3-2(采样位置如图2、图3)。样品送中国地震局地震动力学国家重点实验室进行OSL测年,测年方法为简单多片再生法(SMAR)(王旭龙等,2005;杨会丽等,2011),测年结果如表1。考虑到之前关于贵州高原阶地沉积物OSL测年的研究报道较少,山区河流沉积物测年可能存在晒退不充分等问题。2021年6月我们又在高旺T1剖面和高镇T2剖面采集了2个测年样品,编号GW-T1-1和GZ-T2-1(图2、图3)。样品送中国科学院、水利部成都山地灾害与环境研究所,采用单片再生法(SAR)与标准生长曲线法(SGC)相结合的方法(夏银珍等,2017;Yang Shengli et al., 2020)开展测年,测年结果如表2。两批样品送不同研究机构,其目的主要是通过不同测年方法对测年结果进行互检,确保阶地年龄结果可信度。

表1 贵州涟江惠水段河流阶地简单多片再生法(SMAR)测年结果Table 1 Dating results of Sensitivity-corrected Multiple Aliquot Regenrative-dose protocol (SMAR) for river terrace in Huishui Basin along Lianjiang River in Guizhou Plateau

表2 贵州涟江惠水段河流阶地单片再生法(SAR)与标准生长曲线法(SGC)测年结果Table 2 Dating results of Single-Aliquot Regenerative-dose protocol (SAR) and Standardised Growth Curves protocol (SGC) for river terrace in Huishui Basin along Lianjiang River in Guizhou Plateau

图3 贵州涟江惠水盆地OSL测年采样位置、样品编号及样品年龄Fig.3 Sampling location, sample number and age of OSL dating of the Huishui Basin along Lianjiang River in Guizhou Plateau

结果显示,样品FJY-T1-1(埋深3.3 m)埋藏年龄为31.2±2.0 ka BP,GW-T1-1(埋深2.3 m)年龄为14.7±1.3 ka BP。由于两个剖面位于涟江不同河段,上游沉积物年代更老,且样品FJY-T1-1埋深显著大于GW-T1-1,而且与惠水盆地以北约50 km的乌当盆地T1阶地测年结果(26.7±1.8 ka BP～23.6±1.8 ka BP)(蒋玺等,2021)对比,这些年龄数据基本一致,可有效指示流域T1阶地相应层位的沉积时代。罗九院T2剖面顶部样品(LJY-T2-1)年龄

注:a为用SAR法所测样片数,b为用SGC法所测样片数。

为66.9±3.8 ka BP,底部(LJY-T2-2)年龄为122.4±8.5 ka BP,指示该剖面T2阶地经历了长期稳定的沉积过程。样品GZ-T2-1埋藏年龄115.7±11.0 ka BP,与罗九院T2阶地底部沉积时代基本一致,远大于相似深度的样品LJY-T2-1埋藏年龄。我们推测一方面是由于高镇剖面地处上游而更早沉积,更重要的是罗九院位于惠水盆地涟江和濛江交汇处,水流汇集部位古地势相对较低,阶地经历了更漫长的沉积过程,这也导致罗九院T2剖面沉积厚度明显大于流域其他同级阶地。同样在邻近的乌当盆地,T2阶地时代177.4±17.0 ka BP～87.6±6.8 ka BP(蒋玺等,2021),也显示了可对比的T2阶地沉积过程。关于赤土T3剖面的2个OSL年龄,样品CT-T3-1采自剖面砂质层顶部(埋深0.5 m),测定年龄125.8±8.2 ka BP,从数据上看明显低于T3实际年龄,推测此时样品累积剂量已饱和,数据无法指示准确的T3阶地时代。样品CT-T3-2采自同一剖面不同位置漫滩相砂质层底部(埋深0.8 m),测定年龄1.8±0.1 ka BP,表明阶地沉积物遭受过后期改造,测年结果无效。因此通过测年结果的综合对比分析,我们认为本次获得的涟江惠水段T1和T2阶地OSL年龄是可信的,可用于指示阶地的沉积时代。

3 讨论

3.1 阶地发育动力和时代

阶地发育的动力机制一直是阶地研究的焦点(Schanz et al., 2018;Maddy et al., 2020;王迎国等,2021)。构造抬升促使河流下切形成阶地是对阶地成因最传统的解释(Pan Baotian et al., 2009;Gao Hongshan et al., 2017;Jia Liyun et al., 2017;Delmas et al., 2018;Schanz et al., 2018)。但诸多研究表明,冰期到间冰期气候突变导致的河流沉积物通量及径流量变化也常驱动河流下蚀形成阶地,甚至在构造活跃的造山带,气候变化也可以成为河流阶地发育的主要动力(Pan Baotian et al., 2003;Starkel,2003;Bridgland et al., 2008;Hu Chunsheng et al., 2017)。之前,林树基等(1994)通过阶地形貌和沉积特征分析,把贵州高原的多级阶地划分为多次冰期产物,分别为平坝冰期、龙塘沟冰期、惠水冰期和赤土冰期。我们认为这种划分仅是缺乏定量年代学支撑的推测。表3是贵州高原主要河谷阶地和层状溶洞的测年成果,可看出仅T1和T2的沉积过程就跨越了多个气候阶段,如惠水盆地T2的沉积作用从MIS 6末一直持续到MIS 4,对应了相对冷—暖—冷的气候阶段(赵井东等,2011),MIS 5暖期是阶地最重要的沉积时期,阶地的下切形成与气候变化似乎未展现直接联系。另一方面,区域构造背景显示贵州高原自晚新生代来以阶段性隆升为主,在主要流域形成了耦合发育的多层溶洞和河流阶地等层状地貌(高道德等,1986;贵州省地质调查院,2017;陈文奇等,2020)。从多层溶洞之间数十米的级差分析,如果没有构造抬升导致的侵蚀基准面显著下降,仅由气候突变引起的径流量变化要驱动古地下河下蚀切穿厚达数十米的碳酸盐岩层似乎是不可能的。同时,剖面特征上气候发育阶地一般具有厚度小,同级阶地落差近似等特性。因而,我们认为贵州高原河流阶地发育的主要动力来自构造抬升。

表3 贵州高原主要河谷阶地和层状溶洞测年结果Table 3 Dating results of terraces and layered karst caves in Guizhou Plateau

注:T指河谷阶地;L指层状溶洞;14C指碳十四测年法;TCN指宇宙成因核素测年法;U-series指U系测年法。

严格来说,阶地的形成时代是指河流下切使阶地沉积物完全脱离水面的时间窗口。但实际上受剖面保存情况和测年方法限制,一般的阶地测年很难获得阶地形成的确切时间。所以,我们的探讨是基于阶地测年结果分析其沉积和发育演化过程。如表3,本次获得的涟江惠水段T1阶地OSL年龄31.2～14.7 ka BP,稍老于林树基等(1994)在惠水盆地和邻近的曹渡河测定的14C年龄(分别为8.010 ka BP和8.268 ka BP),这可能与测年的河段有关,因为之前的14C测年样品采自河流下游的砂泥质沉积物。与其他区域(黔西南岔河、黔中乌当盆地、黔北绥阳盆地、黔东清水江马寨等)的OSL测年结果相比,我们发现贵州高原T1阶地的沉积时代基本一致。从年龄序列最完整的惠水盆地和绥阳盆地看,T1阶地的形成时代推测主要为更新世末期至全新世早期。本次的T2阶地OSL最新年龄(66.9 ka BP)与黔西南岔河和清水江马寨、翁东剖面基本一致。对于贵州高原规模较大的惠水盆地、乌当盆地和绥阳盆地,T2沉积时代分别为122.4～66.9 ka BP、177.4～87.6 ka BP和144.4～104.1 ka BP。考虑到阶地剖面的剥蚀影响,从整体年龄序列上分析,我们认为这些盆地T2阶地的发育时代基本一致。虽然这些阶地下部的OSL年龄由于释光信号接近饱和可能存在低估,但通过与Yang Ye等(2021)在绥阳盆地附近测定的L2层洞穴砾石宇宙成因核素埋藏年龄180±90 ka BP(对应于T2阶地砾石层时代)对比,我们认为用这些阶地年龄指示T2沉积时代是可信的。从这些最新的T2年龄推算,贵州高原T2阶地的主要下切时代应为晚更新世中期。受阶地沉积地质记录和测年手段限制,贵州高原阶地年代学研究起步较晚,目前关于T3和T4阶地的系统测年研究尚未见报道。利用洞穴砾石宇宙成因核素测年法,Yang Ye等(2021)获得绥阳地区L3层洞穴年龄320±90 ka BP,Liu Yu等(2013)认为六冲河流域L4层洞穴发育时代为750～490 ka BP。因此,基于贵州高原层状溶洞与河流阶地良好的发育耦合关系,我们推测惠水盆地T3和T4阶地发育时代可能分别在中更新世中期和早中期。

3.2 涟江阶地对惠水盆地演化的指示

惠水盆地流域地貌演化整体上受近南北向的惠水紧闭向斜和纵向断层控制,盆地发育于惠水向斜核部,形成近南北向狭长的山间盆地(图1b)。盆地基座以上白垩统惠水组(K2h)洪积相砾岩、紫红色含砾砂岩和粉砂岩为主,第四系阶地沉积物以角度不整合堆积其上,形成贵州高原典型的山间盆地“红层+阶地”地层组合。惠水组(K2h)“红层”与下伏地层为角度不整合接触,洪积相地层的倾向整体从四周指向盆地,表明燕山运动后惠水流域的原始构造洼地地貌已基本形成。新生代以来,在青藏高原持续隆升构造背景下,贵州高原地壳运动以间歇性构造抬升为主(贵州省地质调查院,2017),导致涟江流域产生阶段性的下蚀和堆积作用,进而塑造了现代惠水盆地河谷地貌。

从区域层状溶洞和河流阶地耦合发育关系看,更新世以来贵州高原至少经历了四次显著的构造抬升(Liu Yu et al., 2013;陈文奇等,2020)。涟江惠水段四级阶地发育特征(图2)显示,T4阶地从上游到中下游沉积物具有明显的河流相二元结构,下部砾石层砾径粗、磨圆好,呈向上游倾斜的叠瓦状定向排列,表明此阶段涟江发育稳定并对流域有强烈的地貌改造。与T4相比,T3阶地分布更广、沉积厚度更大,显示了该时期流域更广泛的夷平作用。阶地砾石层中呈现多旋回沉积,且含有较多近程搬运的角砾状碎屑,推测是气候变化导致的河流水动力突变引起。上游至下游T3阶地沉积层砾石含量降低,砂质含量增加,此阶段开始表现出上游强烈剥蚀为主,下游运力减弱开始以缓慢沉积为主的水动力改造趋势。测年结果显示,在我们已调查的惠水盆地、乌当盆地(蒋玺等,2020)和绥阳盆地(蒋玺等,2021),T2阶地都经历了数万年以上的沉积过程。而且根据OSL样品年龄及其采样深度推算,这些T2阶地的沉积速率也基本一致(表3),表明经过T4和T3时期的地貌改造后,T2阶段贵州高原主要山间盆地在演化上已呈现出一定的同步性。T1阶地形成记录了惠水盆地流域最近一期构造抬升,阶地面分布于现代河流两侧,自上游到下游高程变化与现代涟江基本一致,纵剖面相线相较T4、T3和T2阶地更加趋于平缓。从沉积剖面看,由于上游水动力更强,沉积记录对气候变化的响应更为灵敏,呈现更复杂的砾、砂质沉积组合,至中下游则发育为典型的河流相二元结构沉积物。

尽管惠水盆地阶地都遭受不同程度的风化剥蚀,但阶地面的标高总体北高南低,且上游河段高程降低明显,下游至高旺河段后逐渐趋于平缓。多级阶地面之间这种变化趋势更为明显,表现为阶地级差从上游到下游逐渐减小,反映了流域阶段性上游剥蚀为主、下游沉积渐强的“削高补低”地貌改造趋势。在盆地上游,阶地砾石层厚度大、砾径粗,表明流域水动力强,剥蚀作用强烈;到下游砾石层明显变薄,砾石含量和砾径显著降低,砂质沉积物占比增大,显示该河段水动力减弱,河流沉积作用占主导。同理,在上游河段,强烈的剥蚀作用加剧了构造抬升期河流对地貌的下蚀切割,导致盆地上游新老阶地之间级差更大,且剖面多出露阶地基座;在下游,尽管同样经历了构造抬升,但河流沉积作用显著降低了抬升对地貌的改造强度,因此阶地级差小,且多发育堆积阶地。

综上,总结惠水盆地演化过程如下:① T4形成阶段,盆地流域原始地貌为底部尚不平坦的构造洼地,稳定的阶地沉积仅在局部发育,如从上游峡谷区进入洼地的山口部位(赤土河段),以及涟江和濛江汇合口下游(罗九院至高旺河段)等;② 经过T4阶段的地貌改造后,构造洼地地形渐趋平缓,促使T3阶地更广泛沉积,在流域形成较连续的阶地面;③ 再一次构造抬升后,流域经历了T2阶地数万年以上的夷平过程,洼地地貌逐步夷平后,河流沉积作用更为广泛,惠水盆地基本成型,涟江T2阶地在盆地中形成广阔的阶地面平台;④ T1阶地的发育记录了流域最近一期地貌夷平作用,阶地面沿河流连续分布并对老阶地产生地形切割,最终塑造了现代涟江河谷山间盆地地貌。总之,惠水盆地是在构造抬升驱动下,流域通过多期次自北向南“削高补低”的地貌改造,最终形成的从上游到下游地貌面逐步“收拢”的山间盆地。

4 结论

利用差分GPS测量、剖面观测和OSL测年,研究了贵州涟江惠水段河流阶地的发育和沉积特征,并以此探讨惠水盆地的演化过程,得到如下结论:

(1)涟江惠水盆地河谷地貌自北向南高程降低,上游到中游降幅大,至下游后逐步趋于平缓。阶地越老高程下降越明显,各级阶地面呈自上而下的“收拢”趋势。

(2)流域中上游河段阶地多为基座阶地,至下游多发育堆积阶地。涟江河谷阶地沉积物一般具由下部砾石层和上部砂质层组成的河流相二元结构。从上游到下游,阶地砾石层呈现厚度变小,砾石含量降低、砾径减小的演化趋势;上部砂质层在沉积总厚度中呈占比增大趋势。

(3)通过阶地测年和区域地貌耦合演化分析,认为间歇性构造抬升是贵州高原河流阶地发育的主要动力。涟江T1阶地OSL年龄为31.2±2.0 ka BP到14.7±1.3 ka BP;T2阶地年龄为122.4±8.5 ka BP到66.9±3.8 ka BP。对比贵州高原其他流域阶地年龄,推测涟江T1阶地形成于更新世末期至全新世早期,T2阶地形成于晚更新世中期。

(4)在更新世以来四次显著的构造抬升驱动下,惠水流域经历了多期次自北向南“削高补低”的地貌改造,最终由构造洼地演变为从上游到下游地貌面逐步“收拢”的山间盆地。

致谢:感谢中国地震局地质研究所地震动力学国家重点实验室和中国科学院·水利部成都山地灾害与环境研究所在OSL测年工作上的帮助和支持,感谢匿名审稿专家的有益建议。