1.1   研究区地质背景

六盘山弧形构造带位于青藏高原东北缘，是中国大陆重要的岩石圈构造转换带，也被认为是青藏高原北西向挤压的前锋部位^[4]，在整个新生代该区构造运动十分强烈，对于研究青藏高原隆升的过程具有重要的科学意义^[5]。早更新世末，受祁连造山带与鄂尔多斯地块两大块体的共同作用，六盘山地区由南至北发育了海原断裂、天景山断裂、烟筒山断裂、牛首山断裂4条相间排列的弧形断裂带(图 1-b)，清水河盆地呈NNW向夹持于天景山断裂和烟筒山断裂之间，西侧边界为天景山、六盘山，东侧边界为烟筒山、窑山(图 1-a)。在同心地区盆地内主要断裂为天景山断裂和清水河断裂，前者是盆地的西侧边界，控制着盆地的形成和演化，后者隐伏于盆地内部。晚更新世中晚期，天景山断裂和清水河断裂开始由逆冲转为伸展，盆地性质也由压陷盆地转为断陷盆地，逐渐形成了现今的地貌格局。

图 1.  清水河盆地地质构造(a)和研究区构造位置(b)

HYF—海原断裂; TJSF—天景山断裂; YTSF—烟筒山断裂; NSSF—牛首山断裂

Figure 1.  Geological map of the Qingshuihe Basin (a)and tectonic location of study region (b)

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1.2   研究区晚更新世湖相地层特征

本次研究发现，清水河盆地中部普遍发育2套晚更新世湖相沉积，主要出露在清水河河流阶地之上，两侧山体地层为新近系。出露地表的湖相层经区域对比和年代学分析，初步厘定为晚更新世水洞沟组，其下部的湖相层仅在盆地边缘的冲沟内可见，为晚更新世萨拉乌苏组。2套湖相层上下叠置，平行不整合接触，存在明显波状起伏的侵蚀面，均未遭受区域性构造变形，产状水平(图 2)。

图 2.  清水河盆地湖相地层特征

a—水洞沟组露头特征；b、c—水洞沟组与萨拉乌苏组平行不整合关系及剥蚀面；d—萨拉乌苏组上部冻融褶曲

Figure 2.  Characteristics of the lacustrine strata in Qingshuihe Basin

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钻孔资料显示，研究区水洞沟组主要分布在清水河Ⅱ级阶地，在盆地内最厚，在钻孔TZK02上岩心厚度为27.5 m，向盆地边缘逐渐变薄。宏观上以土黄色与紫红色韵律层为特征，水平层理发育(图 2-a)。紫红色层为富含铁质的泥、粉砂，有时呈不规则团块状，单层厚度多为2~5 cm，红色泥质层中夹有石膏碎屑，表明沉积物频繁暴露地表及干旱气候条件造成盐类析出。土黄色层的粒度较红色层粗，为粒度均一的粉砂、砂，孔隙发育，普遍含有粉华蜗牛(Cathaica pulveratrix)等化石。局部出现风积黄土特有的柱状节理，扫描电镜也显示土黄色层沉积物具有风蚀槽、撞击坑等风积物的特征(图 3)，而其水平层理表示黄土沉积经历了流水搬运，是改造的结果。

图 3.  水洞沟组风成石英颗粒扫描电镜特征

a—石英砂撞击麻点；b—石英砂碟形撞击坑；c—石英砂V形撞击坑

Figure 3.  SEM characteristics of aeolian quartz particles of the Shuidonggou Formation

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在盆地边缘的多个露头上，水洞沟组与下伏萨拉乌苏组之间普遍存在沉积间断面，之上沉积了河道相砂砾石层(图 2-b~d)，表明萨拉乌苏湖消亡后水洞沟湖诞生。在盆地内部的钻孔TZK02中地层界线处无砂砾石层，表现为岩性组合突变，粒度变粗。

萨拉乌苏组的分布范围较水洞沟组大，露头上未见底，钻孔TZK02揭露的厚度为167.2 m，在汇入清水河的冲沟深处可见与其下伏新近系彰恩堡组不整合接触。岩性主要为浅黄色、浅灰绿色粉砂和泥质互层，块状构造，在顶部靠近剥蚀面附近，存在层理微弯曲的冻融褶曲(图 2-d)。钻孔TZK02中揭露出的萨拉乌苏组岩性为松散的粉砂质-泥质沉积物，粒度十分均一，偶尔存在河道迁移形成的砂砾石层。上部浅黄色和黄绿色泥、粉砂交替出现，形成湖相韵律层，均为水平层理；中部浅黄色泥质层逐渐消失，以黄绿色和浅灰绿色的泥、粉砂为主形成韵律层，偶尔含有新近系桔红色泥砾，沉积物组成主要为灰绿色或灰黄色细砂、粉砂及灰绿色粘土，暗示沉积物沉积时处于还原的环境。下部色调较丰富，主要为黄绿色、土红色、浅黄色泥、粉砂、细砂，底部为土黄色的粗砂，肉眼观察整体粒度较中上部粗，显示更强的水动力条件。

2.1   OSL年代测试

光释光测年在中国地震局地壳动力学重点实验室进行。在实验室内弱红光下去除铁管顶和底可能曝光、污染的部分，保留中心部位的样品供等效剂量测定。样品均为粉砂及以下，故采取4~11 μm细颗粒组分。对经氟硅酸刻蚀的细颗粒石英组分采用简单多片再生法(SMAR)进行等效剂量(De)的测试，光释光辐照和信号测量均在丹麦Risoe DA-20-C/D型热/光释光自动测量系统上完成。计算等效剂量时，选取前0.8 s(前5个通道积分值) 减去背景值(最后25个通道积分值)的释光信号值，进行线性或指数拟合，建立光释光信号的剂量响应曲线，即光释光生长曲线，确定样品的等效剂量(De)值。

由于石英信号的饱和性，用简单多片再生法能准确测定等效剂量小于300 Gy的沉积物样品。从样品的光释光信号衰减曲线看，5件样品的光释光信号较强，且呈快速衰减曲线的特征，为典型的石英信号特征，说明在前处理过程中长石已经去除干净，测试矿物为纯石英，且石英信号以快组分为主，符合光释光测年的要求；从样品的等效剂量生长曲线看，5件样品均无明显饱和趋势，其年龄可供参考(表 1)。

表 1.  光释光测年结果

Table 1.  OSL dating results of samples from drill cores

实验编号	U /10-6	Th /10-6	K /%	环境剂量率/(Gy·ka-1)	测试粒径/μm	等效剂量/Gy	年龄/ka
2017-OSL-182	2.61	11.10	2.12	4.32	4~11	45.87±1.32	10.61±1.10
2017-OSL-188	2.84	11.00	1.87	4.08	4~11	102.19±2.94	25.05±2.61
2017-OSL-189	3.29	12.70	2.08	4.63	4~11	291.12±7.65	62.86±6.50
2017-OSL-192	2.99	11.80	2.25	4.60	4~11	349.35±9.70	75.87±7.87
2017-OSL-193	3.29	11.80	2.05	4.51	4~11	342.28±15.00	75.93±8.29

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2.2   粒度分析

粒度分析在中国科学院地球环境研究所黄土与第四纪地质国家重点实验室进行，采用英国Malvern公司的Mastersize 2000激光粒度分析仪，粒度测量范围为0.02~2 000 μm，测量精度为0.15 φ，重复测量误差小于3%。

3.1   地层年代分析

露头和钻孔发现的2套湖相地层证明，第四纪清水河盆地中部存在2期古湖泊。其中，萨拉乌苏组不整合覆盖在中新世地层之上，在TZK02钻孔153 m处获得了76 ka的光释光年龄，但最底部年龄即湖泊开始沉积的年龄不得而知，与同心地区邻近的红寺堡盆地获得了萨拉乌苏组底部119 ka的光释光年龄^[6]，或许可以代表该地区萨拉乌苏组的底界年龄。值得注意的是，在TZK02钻孔27.5 m处岩性发生了明显变化，界线上部位于25 m处的光释光年龄为25 ka，界线下部位于36 m处的光释光年龄为62 ka，结合露头上该部位存在的侵蚀面，在这一时间段应存在一次37 ka左右的沉积间断事件，导致萨拉乌苏湖的消失。TZK02中水洞沟组的沉积时间为25~11 ka，根据岩性变化特征，这一阶段的湖泊未形成深湖，次生黄土较发育，并且频繁暴露地表形成了红黄交替的韵律层。

3.2   粒度分析与沉积阶段划分

湖泊沉积物的粒度组成及其特征能够反映湖水的水动力条件，一般水动力能量较强时，沉积物颗粒较粗，反之沉积物颗粒较细。同一地点垂直方向上，不同时期的细粒和粗粒沉积物分别对应于湖面的扩张和收缩阶段^[7-10]。

整体而言，2套湖相沉积物粒度的变化幅度较小，以粉砂和泥为主，绝大多数样品的粒度值集中在Udden-Wentworth粒度划分标准的粉砂级，粉砂含量高于50%的样品达到98.9%。萨拉乌苏组沉积物的粒度曲线表现为在粉砂级持续地窄频波动，期间虽有冲洪积的砂砾石层，但粒度曲线变化平缓，光释光年龄并未发生大幅变化，表明萨拉乌苏组为一套连续的湖相沉积。根据粒度曲线变化情况，结合露头，可将萨拉乌苏组由下至上划分为4个发展阶段，与岩性变化一致，4个阶段形成了一套完整的湖进-湖退序列(图 4)。

图 4.  清水河盆地湖相沉积物粒度曲线

Figure 4.  Grain size distribution curve of the lacustrine sediments in Qingshuihe Basin

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第一阶段：195~152 m。由下至上砂的含量逐渐下降，粉砂含量逐渐上升，平均粒度表现出自下向上由粗到细的规律，表明水动力向上减小，流水携带能力减弱。从岩性看，下部沉积物色调较丰富，向上逐渐趋同，显示萨拉乌苏期早期经历了从物源丰富沉积速率较快到趋于稳定的沉积条件变化，是盆地下降湖泊快速充填的阶段。

第二阶段：152~90 m。砂的含量上升，粉砂和泥的含量下降，平均粒度缓慢变大，水动力逐渐增强。岩性上色调逐渐成为均一的黄绿色、土黄色，上部沉积物中出现泥砾及粗砂，表明汇入湖泊的水动力增大，沉积速率持续稳定上升，湖盆充填达到高峰。

第三阶段：90~65 m。粉砂含量较第二阶段明显增加，砂含量明显减少，泥含量变化不大，平均粒度有向上变细的趋势。色调为黄绿色、灰绿色，没有出现泥砾及粗砂，表示湖泊水动力变弱后趋于稳定，进入并持续处于深湖环境。

第四阶段：65~27 m。砂的含量较第三阶段上升，粉砂含量下降，泥的含量变化不大，平均粒度向上增大，且沉积物中出现紫红色泥砾，水动力稳定增强，携带的粗粒物质增多。结合其上部的侵蚀面认为，这一阶段湖水开始变浅，即将退出盆地进而消失。

相比萨拉乌苏组，水洞沟组沉积物的粒度更细，其中砂的含量减少，泥的含量明显增加，粉砂含量变化不大，平均粒度显著变小。更细的粒度表明，这一阶段水洞沟湖的水动能较之前显著减弱，频繁暴露地表，说明湖泊持续处于浅水位，因补给不足而进入收缩期。

4.1   区域地层对比分析

已有研究表明，虽然晚更新世青藏高原内部及周边地区古气候古环境分异明显^[11]，但广大地区普遍存在古大湖，形成了一个显著的“泛湖期” ^[12-13]，而这一时期高原周边，如腾格里沙漠^[14]、河套地区^[15]、巴丹吉林沙漠^[16]、萨拉乌苏河^[17]等地同样广泛发育高湖岸或湖相地层。本文研究的晚更新世清水河盆地沉积的2套湖相地层，是“泛湖期”存在于青藏高原东北缘的又一证据。

将清水河盆地第四纪湖相沉积与周边地区进行对比，利用沉积学的证据可以将区域上的沉积环境联系起来(图 5)。清水河盆地在76~63 ka沉积了萨拉乌苏组，在遭受了38 ka的沉积间断后于25~11 ka沉积了水洞沟组，这2个湖盆的发育时间和规律与相邻的红寺堡盆地2期古湖相似。红寺堡盆地萨拉乌苏组年代为119~54 ka，水洞沟组年代为32~11 ka，期间经历了22 ka的沉积间断^[6]。2个地区萨拉乌苏组和水洞沟组的沉积序列均相似，都具有完整的湖进-湖退沉积旋回，据此推断，在六盘山弧形山体夹持的第四纪压陷盆地中，古湖泊曾经普遍发育并具有很好的可比性。略有不同的是，清水河盆地萨拉乌苏组结束时间早于红寺堡盆地，沉积间断延续时间较长，主要与六盘山弧形构造带中4条主要断裂的活动性由南西向北东逐渐减弱有关^[18]。晚更新世受青藏高原北东向推挤，天景山断裂的活动时间早且活动强度大，造成了萨拉乌苏组和水洞沟组发育时间的不同。

图 5.  清水河盆地及周边地区晚更新世沉积物对比

水洞沟年龄数据据参考文献[26]；红寺堡盆地年龄数据据参考文献[5]；萨拉乌苏河年龄数据据参考文献[19]

Figure 5.  Comparison of the Late Pleistocene lacustrine sediments in Qingshuihe Basin and its surrounding areas

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内蒙古乌审旗萨拉乌苏河地区在150~70 ka沉积了萨拉乌苏组^[19-20]，是华北晚更新世河湖相地层的标准地点。根据孢粉记录^[21]及处于末次间冰期东亚夏季风强盛期^[22-23]的气候背景，萨拉乌苏河地区当时的气候整体温暖湿润。70~10 ka，在末次冰期的干冷气候影响下，沉积了主要由风成砂堆积的城川组，表明这一阶段沙漠大规模扩张^{[17, 24]}。与清水河盆地所处构造环境不同，晚更新世萨拉乌苏河地区构造活动性较弱，其沉积事件主要受气候条件影响，两地的萨拉乌苏组都是在温暖湿润的气候背景下形成的。不同点在于，清水河盆地在63~25 ka的构造抬升和寒冷气候，造成了沉积间断，该时期由于萨拉乌苏河地区构造稳定，沉积并未间断，但气候转为干冷及地处沙漠-黄土过渡带，沉积了风积物占据主导地位的城川组。一直到23~9.8 ka才又经历了一次温湿环境，沉积了细碎屑物，这个时间可以与清水河盆地水洞沟组很好地对应，水洞沟组可能相当于城川组的上部层位。

4.2   古湖泊形成演化分析

萨拉乌苏河流域处于相对稳定的构造区，其湖相地层演化主要控制因素为气候变迁，而处在活动构造发育区的清水河盆地，2期古湖泊的形成演化控制因素更复杂。

晚更新世，青藏高原的持续隆升和北西向推挤受到鄂尔多斯和阿拉善两大刚性块体的阻挡，使天景山断裂整体上由早中更新世的逆冲转变为左旋走滑兼具逆冲的性质^[25]，盆地持续下降。76~63 ka期间，末次间冰期温暖湿润的气候为清水河盆地提供了充足的物源，粒度曲线上划分的第一阶段表现为粒度逐渐变粗的趋势，显示搬运能力增强，沉积速率加快。在第二、三阶段还原环境下，普遍发育灰绿色粉砂、泥，表示湖泊迅速进入深湖阶段，最后沉积了厚约167.2 m的萨拉乌苏组，至63 ka，萨拉乌苏湖逐渐从盆地消失。

根据沉积和构造的证据，推测萨拉乌苏湖消失的原因为：①在63~25 ka天景山断裂在同心地区的逆冲表现较强烈，表现为在同心西南的石峡口沟古近系寺口子组逆冲于上更新统沉积物之上^[26]，这一构造事件使清水河盆地抬升，可能导致了萨拉乌苏湖的消亡。这一阶段的沉积速率大幅降低，在岩心上表现为沉积物的突变，在露头处表现为水洞沟组平行不整合覆盖在萨拉乌苏组之上。这一沉积间断发生时间早于红寺堡盆地，可能是由于天景山断裂在晚更新世的活动性明显强于烟筒山断裂和罗山断裂。②萨拉乌苏组顶部发现了冻融褶曲，而这一时期正好处于末次冰期第一阶段的晚期，证明此时出现了异常寒冷气候，可能造成了湖泊的突然衰退。

这一系列构造-气候事件在青藏高原周缘均有直接证据。在宁夏灵武水洞沟遗址SDG2剖面上也出现了类似的湖泊突然衰退现象，时限为64~36 ka ^[27-28]。兰州、共和盆地、陕晋峡谷、三门峡等地普遍存在一级50 ka以来的河流阶地^[29-30]。这些证据表明，清水河盆地晚更新世的沉积演化是在构造与气候的共同作用下完成的，其沉积特点与周边地区的相似性由当时气候环境的“大背景”决定，而不同的构造地貌导致了整个沉积过程的差异。

25~11 ka，天景山断裂的走滑属性增强^[3]，在同心以西一带形成多个小型拉分盆地，为清水河盆地的拉伸及再次接受沉积提供了条件。此阶段全球进入末次冰期MIS2阶段，气候转冷并且波动频繁^[31-33]，清水河下游的湖相沉积物中亦出现了冻融褶皱^[34]。上游降水减少，搬运能力降低，河流带来就近的沉积物，在同心一带以紫红色的泥质层沉积为主，在马家河湾一带以灰黑色泥质层为主，物源均来自附近出露的基岩，湖泊处于低能状态，沉积物粒度较细。这一阶段青藏高原东北缘甚至华北地区均不同程度出现了风成堆积，萨拉乌苏地区在27.94~9.51 ka阶段出现了大量风成砂^[19]，水洞沟地区由于气候变化，在20 ka以后便无人类活动遗迹^{[28, 35]}，黄土高原地区泾阳南塬和西安席王黄土剖面也显示，22~10 ka随着冬季风的增强，黄土沉降增厚，没有古土壤层出现^[36]。而同心地区25~11 ka期间水洞沟组湖积物中出现了多层次生黄土沉积，显示了该地区为干冷环境下，黄土和湖相沉积共同充填盆地的特征。该阶段一直持续到11 ka左右，随着末次冰期进入鼎盛期，干冷气候下的湖盆逐渐收缩直至消失。

晚更新世以来，受青藏高原隆升及全球气候波动影响^[37-38]，在不同的构造部位和沉积区都有明显的地质响应^[39-40]，这种远程效应直接表现在沉积物类型、气候环境效应、古生物特征、古人类活动等方面^[41-42]。而本次研究表明，晚更新世清水河盆地2期古湖的形成演化，受控于青藏高原北东向扩展和全球气候变化的双重因素。