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      河流流域约占陆大地积的69 %,是地表地貌塑造的垂危地质营力之一(Grimaud et al., 2014)。长度长于 2500 km的河流被界说为大型河流(Potter, 1978; Miall, 2006; Tandon and Sinha, 2022),举例非洲的尼罗河(6670 km)、南好意思洲的亚马孙河(6400 km)、亚洲的长江(6300 km)和黄河(5464 km)、北好意思洲的密西西比河(6020 km)王人被手脚全国级大河(图 1)。大河关于寰球斯文、经济发展起到至关垂危的作用。因而,意志大河的发育历史有助于在东谈主地筹辩论的框架下,提妙手类对大河诈骗的着力和生态保护,从而更好地促进东谈主类社会的发展。

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    印度板块在更生代捏续向亚洲大陆南缘发生俯冲,莳植了地势高耸的青藏高原;亚洲东部的岩石圈受西太平洋板块俯冲的影响捏续拉张减薄,在陆上发育断陷盆地,在海上出现边际海蔓延,我国西高东低的宏不雅地貌特征逐步形成(Wang, 2004)。参加新近纪受青藏高原全体隆升的影响,亚洲季风参加增强发展阶段,热烈影响区域内的地质演化历程(Guo et al., 2008)。在这一构造和怡悦布景下,串联青藏高原和亚洲东部断陷盆地、边际海的黄河(5464 km)逐步发育(林旭等,2023,图 2)。敛迹黄河的水系演化历程和形成期间成为黄河演化研究的垂危推行,这笼统反应了黄河流域内的构造通顺以及环境变迁。自Pumpelly(1867)初次疏邃古黄河从河套盆地流向永定河,最终流入渤海的研究效果以来,黄河的演化研究已捏续了150多年。然而,时于本日学者们对黄河的清醒时限、具体的演化历程等意志依然未达成共鸣,而且跟着研究进程的加深,由于研究者继承的样子逐步增多,这一不对不仅莫得减少,反而呈现越来越大的趋势,这主要表面前以下几个方面:(1)黄河上游存在“古黄河和新黄河”之争(Lin et al., 2001; Craddock et al., 2010);(2)晋陕峡谷段黄河在中新世的流向存在争议(Pan et al., 2012; Liu et al., 2022a; 林旭等, 2022a);(3)黄河中游存在“中新世内流黄河和中新世外流黄河”之争(Deng et al., 2017; Fu et al., 2021; 林旭等, 2022b);(4)黄河下贱钻孔厘定的黄河形成期间不协调(Yao et al., 2017; Liu et al., 2020; Yang et al., 2022)。

    因此,基于上述争议问题,本文在庸俗征集国表里还是发表和咱们还是取得的黄河形成期间研究结果的基础上,从先容大河形成的构造和怡悦布景起原,对大河研究常用的物源示踪和河流阶地的样子进行先容,诈骗盆山耦合的研究想路,谨防呈现更生代黄河的演化历程,进而深入清醒青藏高原隆升、亚洲季风发育和黄河演化的耦合关系。

1 研究布景

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1.1大河形成的构造布景

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    当代大型河流的起源大多位于大型造山带,流经面积繁密的克拉通区(Tandon and Sinha, 2022),如北亚的鄂毕河、叶尼塞河和勒拿河;西亚的底格里斯河和幼发拉底河;东亚的长江和黄河,南亚的印度河和恒河;北好意思洲的密西西比河,南好意思洲的亚马孙河,大洋洲的墨累-达令河,王人毗邻地球上的主要构造挤压带(图1)。我国台湾岛和大洋洲的新西兰王人存在正在隆起的年青造山带,即使存在一些相称活跃的河流,但岛屿的陆大地积太小,不可能形成大型河流。这些例子阐明大河起源必备的共同条目之一是至少有一个构造隆升带和非凡大面积的相邻大陆体(Potter, 1978)。

构造碰撞是形成造山带的垂危机制之一。地球上一朝发生大限制的洋-陆(图2a)、陆-陆碰撞(图2b),构造隆起历程可能产生大型河流(Brookfield et al., 1998; 刘静等, 2018),而长期剥蚀历程会扩大河谷,促进河流欺压壮大。太平洋板块俯冲到北好意思洲和南好意思洲板块之下,构造隆升历程莳植了落基山和安第斯山,在紧邻山脉东部的克拉通上分别发育了密西西比河和亚马孙河(Potter, 1978,图1)。西亚的底格里斯河和幼发拉底河,东亚的长江和黄河,南亚的印度河和恒河,以及东南亚的湄公河的出现与阿拉伯板块、印度板块与亚洲板块的陆-陆碰撞引起的大限制构造变形关联。

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图1全国主要大河在寰球构造布景下的位置

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如前所述,广泛地形的发展是大河形成的垂危条目之一,而广泛地形的演化历程又取决于板块蕴蓄和蔓延之间的均衡。基于板块构造旨趣,可分裂出2种主要大河形成类型(Potter, 1978):(a)碰撞带隔邻的大河;(b)裂谷带周缘的大河。

1.1.1碰撞带的大河

构造碰撞是形成造山带的垂危机制之一。地球上一朝发生大限制的洋-陆(图2a)、陆-陆碰撞(图2b),构造隆起历程可能产生大型河流(Brookfield et al., 1998; 刘静等, 2018),而长期剥蚀历程会扩大河谷,促进河流欺压壮大。太平洋板块俯冲到北好意思洲和南好意思洲板块之下,构造隆升历程莳植了落基山和安第斯山,在紧邻山脉东部的克拉通上分别发育了密西西比河和亚马孙河(Potter, 1978,图1)。西亚的底格里斯河和幼发拉底河,东亚的长江和黄河,南亚的印度河和恒河,以及东南亚的湄公河的出现与阿拉伯板块、印度板块与亚洲板块的陆-陆碰撞引起的大限制构造变形关联。

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(a)洋-陆俯冲;(b)陆-陆俯冲

图 2 岩石圈俯冲类型(Lutgens et al., 2013)

1.1.2 裂谷带的大河

大陆板块拉张使岩石圈变薄,促进地幔上涌和上覆岩石圈的隆起。跟着构造力欺压地拉开地壳,破灭的地壳岩石下千里熔融,塌陷的部位产生裂谷盆地(图3a)。裂谷盆地的发育创造了新的地形互异,从而驱动大型河流起始出现(Cox et al., 1989)。在大陆裂谷中形成大河的例子,最驰名的是刚果河和尼罗河(图3b),前者起源于东非大裂谷的西部隆起带,并横向流入大泰西。尼罗河的起源支流青尼罗河起源于埃塞俄比亚裂谷系统,从起源到喀土穆800 km的河谈中有一半以上的河谈流动在逾越1500 m深的峡谷中(Tandon and Sinha, 2022)。

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(a)大陆裂谷带的主要塞貌组合;(b)东非大裂谷孕育的刚果河和尼罗河

图3 东非大裂谷(Lutgens et al., 2013)

1.2大河形成的怡悦布景

南极洲和格陵兰岛等陆地被冰雪掩盖,面前未形成大河,可见在构造因素具备的前提下,怡悦因素对维系流动的大河至关垂危(Grimaud et al., 2014)。影响大河结识流动的2个最垂危的怡悦因素包括降水和温度(Lutgens et al., 2013),它们通过限度大河流域内的植被掩盖影响侵蚀历程,从而骚扰大河的发展。充足的降水或降雪落在河流源区,河流有弥散的力量侵蚀和发展水系收罗,从而形成大型河流。东亚(长江、黄河、黑龙江)、南亚(印度河、恒河)和东南亚(湄公河)的主要大河受到东亚季风和南亚季风的热烈影响(林旭等, 2023)。起源于蒙古高原的鄂毕河和叶尼塞河受来娇傲泰西的盛行西风的影响;非洲尼罗河的起源白尼罗河和青尼罗河受到赤谈多雨带和印度-澳大利亚季风的补给;尽管北好意思洲的季风不如东亚和南亚热烈,但面积强大的落基山和大泰西的热力互异导致墨西哥湾的湿润气团深入北好意思大陆土产货维系了密西西比河的流动;受赤谈多雨带的影响,同纬度发育的亚马孙河和刚果河分别是南好意思洲和非洲水量最大的河流(Potter, 1978;Tandon and Sinha, 2022)。

大河的形成与构造历程(如造山作用、裂谷作用)和长期怡悦变化有着长短不一的商酌。隆起和聚合降水之间的互相作用有益于内陆地区在地质时刻方法上对山体陡坡的守护,这些因素王人促进和培育了大型河流系统(Clift et al., 2008)。

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图 4全国主要大河在寰球怡悦布景下的位置

1.3 地质布景

1.3.1造山带

1.3.1.1祁连山

祁连山位于青藏高原东北端(图5),东西长约1200 km、南北宽 200-400 km。低温热年代学、千里积学和古地磁学等样子敛迹了祁连山更生代在55-40 Ma(Cheng et al., 2019a;Lin et al., 2019)、30-25 Ma(Lu et al., 2022; Wang et al., 2022a)、15-7 Ma(Lin et al., 2010; Zheng et al., 2017; Hu et al., 2019a)和3.6-0 Ma(Li et al., 2014; Fang et al., 2019)存在显耀的变形与孕育历程。

1.3.1.2贺兰山-阴山

贺兰山为近南北走向(图5),南北绵延约200 km,宽约30 km。磷灰石和锆石裂变径迹年齿敛迹贺兰山更生代的隆升出面前50-30 Ma(Zhao et al., 2007; Shi et al., 2019)、12-10 Ma(Liu et al., 2010)和上新世(Zhao et al., 2007)。贺兰山大限制隆起的时刻与银川地堑的热烈断陷行为相伴生,反应了更生代以来青藏高原向东朔概念扩展对贺兰山构造隆升的影响。

阴山山脉东西走向,长约1000 km,宽约50-100 km,北与中亚造山带衔接,南与河套盆地为界,向东延长到燕山山脉,西抵阿拉善地块。磷灰石和锆石裂变径结果标明阴山在50-10 Ma发生隆升(徐芹芹等, 2017; Peng et al., 2022),这可能是对更生代印度-亚洲板块碰撞的辛勤效应的响应。

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图 5 黄河流域主要造山带和千里积盆地。从起源到河口镇为黄河上游,河口镇到花坛口为黄河中游,花坛口到入海口为黄河下贱

1.3.1.3吕梁山-太行山

吕梁山西接黄土高原,东临太行山(图 5),北北东走向,南北延长约450 km,宽约40-120 km。吕梁山在65-23 Ma加速抬升及20-10 Ma热烈抬升(Clinkscales et al., 2020; Zhang et al., 2021a)。太行山呈北东-南西走向,东西宽50-150 km,南北长约700 km(图 5)。太行山南、中、北各段的基岩低温热年代学研究庸俗开展,结果标明太行山履历了3期快速隆升:58-50 Ma、46-31 Ma和15-10 Ma(Cao et al., 2015; Wu et al., 2020)。吕梁山和太行平地区更生代以来的隆升演化主要与青藏高原挤压造山作用和太平洋板块俯冲的辛勤效应关联。

1.3.1.4秦岭

秦岭西与祁连山为界,向东延长约800 km与华北平原相交,北侧为渭河盆地,南以汉江为界(图5)。在晚白垩世到古近纪,秦岭造山带履历了快速隆升(Wang et al., 2022b),随后秦岭全体在32-22 Ma、10-8 Ma 和4 Ma又发生多期次隆升(Enkelmann et al., 2006; Yu et al., 2020),并最终形成现今长江和黄河两洪水系的分水岭(王斌等, 2017)。

1.3.1.5鲁中山区-胶东丘陵

鲁中山区位于华北平原东部(图 5),多呈北西向和近东西向展布。磷灰石和锆石裂变径迹和(U-Th)/He年齿结果标明,鲁中山区更生代以来履历了始新世-早渐新世(62-38 Ma)和新近纪(23-0 Ma)2期快速剥露隆升(李理和钟大赉, 2006; 许立青等, 2016)。胶东丘陵位于胶东半岛,东西长约300 km,南北宽约75-115 km,地表切割比拟破灭,海拔一般为200-300 m,在丘陵之间存有500-1000 m的低山。磷灰石年齿-高程对应关系和热历史模拟结果标明,胶东丘陵存在早-中始新世(54-43 Ma)和渐新世(35-25 Ma)2阶段剥露历程(林旭等, 2022c)。太平洋板块更生代向西俯冲对鲁中山区和胶东丘陵的隆起飞主导作用。

1.3.2千里积盆地

1.3.2.1共和-贵德-西宁盆地

共和盆地位于青藏高原东北缘,大体以NW-SE向展布,西与柴达木盆地相邻,东与贵德盆地相连(图6a)。共和盆地的基底形成于三叠纪,定型于白垩纪中晚期,是更生代断陷盆地,充填了新近系(曲沟组)和第四系(共和组)陆相千里积地层。最新的古地磁年齿兑现曲沟组的千里积期间介于>9 Ma和2.5 Ma之间,主要由泥岩、粉砂质泥岩组成的湖相地层为主(Zhang et al., 2012,图7a)。共和组下部以河流相细砂岩为主,上部出现湖相泥岩和粉砂岩(常宏等,2009)。黄河由西南向东北纵穿盆地,在出口处形成龙羊峡。

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(a)共和盆地、贵德盆地和西宁盆地地质图(Lin et al., 2021);(b)贵德盆地和西宁盆地中新统时的地层(Yang et al., 2017a);(c)贵德盆地和西宁盆地上新统时的地层(Yang et al., 2017a)

图 6 青藏高原东北段千里积盆地

贵德盆地位于共和盆地东部,北以拉脊山为界与西宁盆地相隔(图6a),基底由元古代、三叠纪组成,盖层为更生代地层(图6b)。古近系由革皮匝组和下尕让组组成(Fang et al., 2005, 图7b)。革皮匝组主要为砾岩、泥质粉砂岩和砂岩组成的河流相和三角洲相。下尕让组下段以泥岩、砂岩为主,中段出现厚层石膏,顶部含砾砂岩增多变厚。中新统贵德门组主要为大套角砾岩、泥质砾岩与含砾泥质砂岩组成的洪积扇相(Wang et al., 2018);尕让组主要为河流相的含细砾砂岩、砂质泥岩与砾岩互层;阿什贡组由三角洲相和湖相的泥岩、粉砂岩夹泥灰岩、砂岩组成。上新统贺尔加组散播庸俗,主要为河流相的泥岩、砂岩和砾岩互层;甘家组主要为大套厚层砾岩夹泥质砂岩组成,属于冲积扇相(图6c)。第四系阿米岗组由三角洲和洪积扇相的粉砂岩和泥岩夹砂质细砾岩和砂岩组成。黄河由西向东横贯盆地并下切逾越900 m,形成多级阶地(Fang et al., 2005)。

西宁盆地位处于祁连山东段(图6a),盆地更生代地层从下而上分为古近系祁家川组、洪沟组和马哈拉沟组(Fang et al., 2019, 图7c)。古新统祁家川组主要由河流相泥岩、砂岩、砾岩和湖相灰岩组成。始新统洪沟组全体以泥岩、粉砂岩和石膏为主,属于湖相地层。渐新统马哈拉沟组由湖相的石膏和泥岩组成。中新统从下而上为谢家组、车头沟组、咸水河组。谢家组由湖相泥岩和石膏组成(图6b);车头沟组和咸水河组以河流相的泥岩和砂岩为主,咸水河组顶部砾岩增多并一直捏续到上新统临夏组(Zhang et al., 2017, 图6c),盆地上覆第四系黄土。

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(a)共和盆地(Zhang et al., 2012);(b)贵德盆地(Fang et al., 2005);(c)西宁盆地(Fang et al., 2019)

图7 青藏高原东北缘千里积盆地柱状图

1.3.2.2兰州盆地

兰州盆地位于青藏高原东北缘,盆地内古近系-新近系主要散播于兰州西北的沙井驿、咸水河、野狐城等地(Zhang et al., 2018,图 8a)。底部古新统西柳沟组为一套河流相疏松砂岩(图 8b)。中部始新统野狐城组为一套含石膏的湖相砂岩。上部中新统咸水河组是河流相、湖相砂质泥岩。此外,在兰州盆地南缘,皋兰山北麓的五泉平地区存在典型的河流相砾石层(临夏组)直覆于古近系-新近系红层上,上覆第四纪不同期期的黄土千里积(Guo et al., 2018)。

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(a)兰州盆地地层散播图(Zhang et al., 2018; Guo et al., 2018);(b)兰州盆地地层柱状图(Zhang et al., 2018; Guo et al., 2018)

图8 兰州盆地

1.3.2.3 银川盆地

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银川盆地是贺兰山与黄土高原之间的更生代断陷盆地(Shi et al., 2020, 图 9a)。盆地全体呈北北东走向,南北长逾180-160 km,东西宽约60 km,黄河北北东向穿越盆地东缘。银川盆地更生代以来履历了3期伸展构造变形,古近纪北西-南东向伸展、中新世北东-南西向伸展以及晚中新世至早上新世的北西-南东向伸展,导致银川盆地捏续断陷千里降(Zhang et al., 1998, 图 9b)。银川盆地更生界地层自下进取包括寺口子组、净水营组、红柳沟组、干河沟组、第四系(黄兴富, 2014, 图 9c)。始新统寺口子组为一套冲积扇相中厚层粗砂岩、砾岩。渐新统净水营组为一套河流相、湖相细砂岩夹泥岩,顶部出现石膏。中新统红柳沟组为砂岩与泥岩、砂质泥岩互层夹砂岩透镜体的河流相、湖相地层。上新统干河沟组见于贺兰山南部一带,岩性为含砾砂岩、泥岩,局部含石膏(徐清海等, 2023)。第四系掩盖通盘盆地之上。

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(a)银川盆地地质图(黄兴富, 2014);(b)银川盆地更生代地层柱状图(黄兴富, 2014);(c)银川盆地剖面图(Shi et al., 2020)

图9 银川盆地

1.3.2.4 河套盆地

河套盆地东西长约600-440 km,南北宽30-90 km,总体走向近东西。河套盆地是更生代断陷盆地,主要由吉东陡坡、吉兰泰深坳陷、北部深坳陷、临河坳陷、呼和坳陷、乌拉山隆起和包头隆起组成(周志成, 2020, 图 10a)。始新世阴山全体抬升,河套盆地断陷(图 10b);渐新世河套盆地的千里降中心位于临河坳陷,千里积厚度可达2600 m(国度地震局, 1988);中新世时,北部阴山断裂无间限度盆地发育,千里降中心依然位于临河坳陷,千里积厚度达3800 m;上新世时,盆地下千里幅度和范围达到最大,临河坳陷千里积厚度总体逾越6000 m。河套盆地古近系-新近系地层从下到上被分裂为乌拉特组、临河组、五原组和乌兰图克组(黄兴富, 2014; 张锐锋等, 2020)。古新统-始新统乌拉特组为一套湖相泥岩、砂岩和细砂岩,中部夹白云质泥灰岩(图 10c)。渐新统临河组由泥岩、白云质泥岩、砂质泥岩和粉砂岩组成。中新统五原组包含泥岩、细砂岩和白云岩,以湖相为主。上新统乌兰图克组由湖相泥岩、泥质粉砂岩和粉砂岩组成,底部含厚层块状砂砾岩。第四系下部为河流相地层并含有风成千里积,顶部出现湖相地层。

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(a)河套盆地构造单位分裂图(周志成, 2020);(b)河套盆地横剖面图(张锐锋等, 2020);(c)河套盆地更生代地层柱状图(黄兴富, 2014)

图 10 河套盆地

1.3.2.5 晋陕峡谷

晋陕峡谷诱导了北侧的河套盆地和南部的汾渭盆地,全长726 km,宽200-400 m,深170-200 m(林旭等, 2022a)。晋陕峡谷北部周围主如果早古生代寒武系和奥陶系浅海相地层,岩性以碳酸盐岩为主,千里积厚度相对较大,出露范围最广(Liu et al., 2022a, 图11);晚古生代千里积环境由海相向内陆湖盆出动,主要为石炭系和二叠系碎片岩;早-中中生代主要以三叠系、侏罗系砂岩、页岩及泥岩为主;新近系为松散红黏土和砾石层,掩盖于基岩之上,主要出露于沟谷内(潘保田等, 2012);第四系遍布全区,以一套河湖相千里积和黄土千里积为主。

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图11 晋陕峡谷地质图(李智佩等,2019)

1.3.2.6 渭河盆地

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渭河盆地东西长约400 km,南北宽30-80 km,全体近东西走向,是发育于秦岭造山带北缘的更生代断陷盆地(王斌等, 2013),主要由西部隆起、西安坳陷、乾县陡坡、咸渭隆起、固市坳陷和蒲城-富平浅坳组成(图12a)。渭河盆地更生代地层自晚始新世起始发育(李智超, 2017;李兆雨等, 2021,图12b),自下到上包含红河组、白鹿塬组、冷水沟组、寇家村组、灞河组、蓝田组、三门组、泄湖组和乾县组(图12c)。中始新统红河组由一套冲积扇相和河流相千里积组成。上始新统-下渐新统白鹿塬组由砾岩、砂岩和泥岩组成,为冲积扇相与河流相千里积。中新统冷水沟组和寇家村组在盆地边际由砾岩和砂岩以及极少泥岩组成,代表盆地边际的冲积扇和辫状河流千里积体系,在盆地里面为细粒湖相千里积。上中新统霸河组和蓝田组、下更新统三门组在盆地内王人是一套湖相千里积,累计厚度可达2500-3000 m。上更新统泄湖组和乾县组为河流相千里积。

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(a)渭河盆地构造单位分裂图(李智超, 2017);(b)渭河盆地横剖面图(李智超, 2017);(c)渭河盆地更生代地层柱状图(李智超, 2017)

图 12 渭河盆地

1.3.2.7 三门峡盆地

三门峡盆地东西长约120 km,南北宽约40 km,位于中条山、秦岭和崤山之间(图13a),是发育在前寒武纪结晶基底之上在更生代形成的断陷盆地(图13b),主要由潼关坳陷、盘头隆起、灵宝坳陷、芮城坳陷、五亩坳陷和平陆坳陷组成(王丹丹等, 2021)。古近纪早期三门峡盆地处于拉张环境中,千里积了古新统山麓相和河流相门里组(图13c),以砾岩夹砂质泥岩为主,后期逐步演变为半禁闭式内陆湖盆,发育坡底组、小安组泥岩、钙质泥岩(李兆雨等, 2021; 王丹丹等, 2021)。在盆地东部的平陆坳陷一带千里积了以砂砾岩夹砾状砂岩的柳林河组地层;而盆地西部潼关、芮城一带柳林河组千里积环境仍以浅湖相、河流相为主。中新世三门峡地区处于隆升气象,未经受千里积。上新世在盆地相对下落期千里积了三门组砂砾层、砂层和砂质黏土层,上覆黄土。三门组在5.0-2.8 Ma 施展为扇三角洲相,2.8-1.0 Ma 为滨-浅湖相,1.0-0.15 Ma 为河流相千里积(Liu et al., 2019)。

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(a)三门峡盆地构造单位分裂图(王丹丹等, 2021);(b)三门峡盆地横剖面图(国度地震局, 1988);(c)三门峡盆地地层柱状图(Liu et al., 2019; 王丹丹等, 2021)

图13 三门峡盆地

1.3.2.8 渤海湾盆地

渤海湾盆地位于太行山、胶东半岛和辽东半岛之间,盆地包含海域和陆域两部分(图14a),是在华北克拉通基底上发育的中-更生代断陷盆地(Qi and Yang, 2010, 图14b),其中较大的坳陷分别为:辽河、渤中、黄骅、冀中、临清和济阳(邱燕等, 2016)。渤海湾盆地更生代地层自底部进取按次为(图14c):孔店组、沙河街组、东营组、馆陶组、明化镇组和平原组。古新统孔店组以泥岩为主,局部含砂岩和粉砂岩。渤海湾盆地在始新统地层堆积时发生热烈断陷,形成的沙河街组以砂岩、含砾砂岩、杂色砾岩夹泥岩为主。东营组在渤海湾盆地内庸俗散播,岩性较结识,以河湖相泥岩、灰色泥岩及砂泥岩互层为主,履历了从深湖-半深湖-三角洲填充直至河流相圆善的千里积演化历程。中新统馆陶组在盆地内散播庸俗,主要以河流相、池沼相厚层块状砂砾岩夹泥岩为主。上新统明化镇组在辽东湾岩性主要以河流相含砾砂岩为主,在渤中庸渤西地区则以砂岩和泥岩为主。第四系平原组地层散播结识,岩性主要以河流相和湖相黏土、砂质黏土与粉砂层、泥质砂层为主,多含钙质团块,并起始出现海相地层。

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(a) 渤海湾盆地构造单位分裂图(邱燕等, 2016);(b) 渤海湾盆地横剖面图(Qi and Yang, 2010);(c)渤海湾盆地更生代地层柱状图(邱燕等, 2016)

图14 渤海湾盆地

1.3.2.9 苏北-南黄海盆地

苏北-南黄海盆地位于胶东半岛南部,朝鲜半岛西部(图 15a),总体北东向延长逾越260 km,西缘宽约110 km,东缘宽约220 km,陆上部分属苏北盆地,海域部分属于南黄海盆地。苏北-南黄海盆地晚白垩纪-古近纪处于区域伸展、热烈断陷阶段(图 15b),新近纪以来全体千里降(舒良树等, 2005)。苏北盆田主要由东台坳陷、盐城-阜宁坳陷和建湖隆起3大构造单位组成;南黄海盆田主要由北部坳陷、中部隆起、南部坳陷和勿南沙隆起4个一级构造单位组成(图 15a)。苏北-南黄海盆地地层主体由阜宁组、戴南组、三垛组、盐城组组成(姚翔,2019)。

古新统阜宁组主体为泥岩与细砂岩互层,以河流相、湖相和三角洲相为主(邱燕等, 2016;姚翔,2019,图 15c)。始新统戴南组上部由泥岩与粉砂、细砂岩呈不等厚互层组成,下部出现泥岩与薄层粉砂岩互层,为湖相和三角洲相。始新统三垛组中上部由泥岩夹砂岩组成,下部为块状砂岩、含砾砂岩,属于河流相和三角洲相。中新统盐城组底部为粉砂质泥岩与粗砂岩、含砾砂岩互层;上新统盐城组为河流相砂砾岩层与黏土层。第四系东台组出现河湖相夹海侵层,为砂质黏土与砂砾互层千里积。

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(a)苏北-南黄海盆地构造单位分裂图(姚翔, 2019);(b)苏北-南黄海盆地横剖面图(姚翔, 2019);(c)苏北-南黄海盆地更生代地层柱状图(姚翔, 2019)

图 15 苏北-南黄海盆地

2 研究样子

全国上的大河是千里积物从大陆到海洋搬运的垂危纽带。由于流域面积大,大型河流的发育、演化和形成王人履历了复杂的地质历程,这为研究其何时形成漠视了挑战。但闲居不错从物源示踪和河流阶地中找到它们何时形成的谜底(林旭和刘静, 2019)。把柄保存在河谷的阶地和河口的千里积地层的期间,研究东谈主员梗概了解不同技艺方法上大河的发展情况。

2.1 物源示踪

地球名义的地貌宏不雅上可分为剥蚀区、搬运区和千里积区,剥蚀区形成的剥蚀居品被河流等搬运到千里积区或汇水盆地千里积下来的历程,称为“源-汇”系统(林旭等, 2023)。这一系统中赋存着地球上层能源学历程的千里积纪录及地球上层对深部岩石圈能源学历程响应的信息。重建“源-汇”系统关于清醒区域构造演化、怡悦变化、物源供给卓绝互商酌系具有垂危作用。

广为经受的事实是构造行为和怡悦变化会引起大型河流的汇-源千里积体系发生变化,并最终对河流体系的千里积历程产生久了影响(Tandon and Sinha, 2022)。在流域内,千里积物输入量的更正揭示了构造行为、怡悦变化等因素导致千里积物总量和搬运旅途的更正(Grimaud et al., 2014)。大型河流搬运体系可能导致流域内千里积物在某一河段停留,以及陈腐千里积物再轮回等步地的发生(Schmidt, 1990)。从这些千里积物中,诈骗物源示踪样子对其研究,有助于咱们意志通盘流域的物源体系演化历程。因而,物源示踪研究主要针对源区剥蚀后产生的碎片物资进行物源概念的分析,与潜在母岩区的岩石因素、形成年齿进行对比,从而进行古侵蚀区的判别、古地貌特征的重塑、古河流体系的再现、物源区母岩性质的跟踪以及千里积盆地构造布景的笃定等,从而重建流域内构造、怡悦与大河演化的耦合性(林旭和刘静, 2019)。

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(a)大河源-汇系统。通过对河流下贱千里积盆地内的地层开展商酌物源示踪研究,结合千里积地层的年齿,不错有用敛迹大河的形成期间;(b)河流阶地是河流地貌的垂危组成部分,它保存了河流的演化纪录,通过对河流阶地上覆地层以及阶地自己的千里积期间的敛迹,不错兑现河流阶地的形成期间

图16大河形成期间研究样子

2.2 河流阶地

河流下切侵蚀导致蓝本的河谷底部超出一般激流位之上,呈门路状散播在河谷谷坡上,这种地形称为河流阶地(图16b)。阶地由阶大地、阶地陡坎、阶地前缘、阶地后缘组成。阶地按上基头绪分级,级数从下到上按规则笃定,愈向高处年代愈老。阶地物资下部为砂砾石,上部为粉砂、黏土,具二元结构(Lutgens et al., 2013)。阶地是垂危的河流地貌,它保存了河流昔日演化历程的纪录,以及向河流系统运送千里积物的性质(Pan et al., 2009)。跟着时刻的推移,河谈位置的更正和河岸的侵蚀,阶地部分被撤销,最终只剩下蓝本连气儿阶地的一部分。阶地的形成由好多不同的领域条目的变化引起(Lutgens et al., 2013)。在快速高潮、构造活跃的地区,河流下切基岩时留住侵蚀阶地。怡悦变化迤逦导致海平面和湖平面的水位升降,驱动侵蚀基准面的变化,导致河流下切形成基座阶地,多散播于河流中下贱,是在谷地展宽并发生堆积,后期河流下切深度逾越冲积层的情况下形成。河流千里积物供应的变化,闲居与怡悦变化关联,这导致好多河流发生加积,河流后期下蚀形成堆积阶地,在河流的中下贱最为常见。

3 研究进展

千里积学研究结果标明同德-共和-贵德盆地及青海湖盆地也曾是水系相连的内流盆地,黄河在0.15-0.1 Ma时切穿共和盆地东部的龙羊峡(Li, 1991;潘保田, 1994,图17-1)。埋藏石英的天地成因核素的10Be和26Al年齿敛迹了黄河在同德盆地(Craddock et al., 2010,图17-2)、共和盆地(Harkins et al., 2007; Perrineau et al., 2011)启动下切的时刻发生在0.5-0.25 Ma。最近,黄贤妹(2022)对共和盆地以上的黄河流域开展了谨防的天地成因核素的10Be和26Al年齿测试,指出黄河在 0.1 Ma上溯至战功盆地,在 35 ka起始与若尔盖盆地相连,以为青藏高原东北缘的黄河发育历史相称年青(图17-3)。然而,皇冠信用网地址石英ESR测年样子的结果标明,黄河最高阶地(T21)在共和盆地内形成于2.47 Ma(Jia et al., 2017; 赵希涛等,2021),结合Su 等(2023 )在共和盆地开展的埋藏天地核素年齿(1.2-0.8 Ma)分析,标明黄河在早更新世还是出面前共和盆地(图17-4)。面前关联黄河上游在共和盆地内出现的时刻主要存在早更新世和中-晚更新世的不雅点。

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图17 黄河流域主要研究结果位置散播图,图中数字编号与正文中援用相对应

把柄贵德盆地的古地磁年齿结合千里积学分析结果,Fang等(2005)发现黄河在1.8 Ma起始下切盆地内新近系地层(图17-5),这也进一步得到郊外地质填图和地层构造变形分析结果的赞助(Wang et al., 2011)。贵德盆地最高的河流阶地ESR年齿聚合在0.85-0.41 Ma,引导黄河在此时段结识出现(Jia et al., 2017),这一结果比贵德盆地地层的天地成因核素10Be和26Al年齿敛迹黄河出面前的时刻(1.2 Ma)晚(Zhang et al., 2014)。千里积地层学(Wang et al., 2018)和碎片锆石U-Pb年齿(Saylor et al., 2018)物源示踪结果标明贵德盆地以东在10-5.3 Ma发育河流(图17-6);千里积学、地貌学和年代学的笼统研究结果标明西宁盆地内在14-10 Ma还是发育河流(Lu et al., 2004; Wang et al., 2012,图17-7),但主要流入陇西盆地的内陆湖泊中(Zhang et al., 2017; Meng et al., 2020)。古地磁年齿结合千里积相分析结果敛迹了西宁盆地内古湟水在4.8-3.6 Ma还是出现(Zhang et al., 2017; Yang et al., 2017a,图17-8),随后在1.2 Ma无间下切(Ma et al., 2022)。显然不错看出,古湟水的形成期间要比贵德盆地内黄河的形成期间早,因而早期黄河水系的起源以湟水为正源(Li and Fang, 1999)。

通过对兰州盆地五泉砾岩的定年和物源示踪分析,研究者发现黄河最早在3.6-3.0 Ma流过兰州盆地(Nie et al., 2015; Guo et al., 2018,图17-9),并在1.7 Ma(Hu et al., 2011)和1.2 Ma(Pan et al., 2009)无间下切形成显耀的河流阶地。Wang等(2019a)对比黄河兰州阶地千里积物与银川盆地3.3 Ma以来千里积物的重矿物组合和碎片锆石U-Pb年齿特征发现,银川盆地千里积物与黄河阶地千里积物有极大的相似性,黄河至少在3.3 Ma 还是清醒了兰州-银川地区(王钊等, 2022,图17-10)。然而,Bao 等(2020)的重矿物组合和锆石U-Pb年齿物源示踪结果标明,黄河物资在晚中新世(10 Ma)出面前牛首平地区(图17-11)。河套盆地钻孔的磁性地层学和千里积相的分析研究,该段黄河结识形成于1.6 Ma以前,在晚上新世(2.8 Ma)古黄河还是参加河套盆地(Li et al., 2017; Li et al., 2020a,图17-12)。而最近李维东等(2020)对河套盆地内出露的上新统地层开展古流向和碎片锆石U-Pb年齿测试,结果标明黄河物资至少在5 Ma还是出现(图17-13)。关于兰州到河套盆地段的黄河形成历史,形成了晚中新世-上新世和早更新世截然有异的不雅点。需要指出的是,面前来自银川盆地和河套盆地的地线路头和盆地钻孔的研究结果依然偏少。

晋陕峡谷位于黄河上游和中游的衔尾部位,关于研究上游黄河何时参加晋陕峡谷具有无可替代的地舆位置上风(林旭等, 2022a)。把柄分选和磨圆均好的砾石特征,结合砾石层上覆红黏土的古地磁年齿,有研究者指出晋陕峡谷在8 Ma还是存在与当代黄河限制雷同的大河(Liu, 2020,图17-14)。然而古流向和碎片锆石U-Pb年齿物源示踪数据标明,晋陕峡谷北段在8-3.7 Ma发育向北流动的大河(图17-15),散播在黄河晋陕峡谷两岸的中新统和上新统砾石层是吕梁山构造隆升剥蚀的居品,而非北-南向黄河的河流堆积物(潘保田等, 2012; 林旭等, 2022a)。晋陕峡谷南段的高层河流阶地的天地成因核素埋藏年齿揭示黄河在2.5 -1.7 Ma出现(Li et al., 2020b,图17-16),并在1.5-1.2 Ma发生下切(Hu et al., 2016; Li et al., 2020b,图17-17)。

渭河盆地和三门峡盆地位于我国第二和第三地势门路的盘曲部位,是黄河东流入海的必经之地,因而关于兑现集合三大地势门路的黄河水系何时形成具有垂危意旨(Hu et al., 2019b)。诈骗天地成因核素埋藏测年法,Kong等(2014)取得了渭河盆地湖泊环境向河流环境出动和三门峡河流阶地形成的年齿,以为黄河在 1.5-1.3 Ma之间切穿三门峡东流(图17-18)。锆石U-Pb年齿物源示踪结果进一步标明,黄河中上游物资在1.4-1.3 Ma以前出面前三门峡盆地(Kong et al., 2014),与当代黄河中上游相似的河流系统在5 Ma时形成(Zhang et al., 2021b,图17-19)。Hu 等(2017)把柄古地磁年齿敛迹三门峡最老的河流阶地形成于3.6 Ma,其重矿物物源示踪结果标明三门峡段的河流与黄河中上游在3.6-1.2 Ma连通(Hu et al., 2019b; Chen et al., 2022,图17-20)。然而,Wang等(2022c)对三门峡盆地的钻孔开展系统的千里积学、古地磁定年、物源分析,明确了岩芯在1.25 Ma初次纪录黄河的物资信号。锆石U-Pb年齿谱物源示踪结果标明,晋陕峡谷的物资在1.0 Ma被黄河搬运至三门峡盆地(Liu et al., 2022b),这一时刻与邙山黄土剖面(0.9 Ma,Shang et al., 2018,图17-21)纪录的黄河出面前刻相近。但以往的研究结果标明,古三门湖发生部分溢流的最早年齿约为0.41-0.35 Ma(Wang et al., 2002),黄河统统切开三门峡东流的期间约为0.15 Ma(Zhang et al., 2002,图17-22)。

此外,黄河中游的汾河、渭河和洛河等支流的发育时刻也为黄河在渭河盆地和三门峡盆地的出面前刻提供对比。忻州盆地在2.5 Ma由湖相泥炭千里积向河流砾石千里积出动,引导古汾河在这个时期起始出现(Wang et al., 2022d,图17-23)。运城盆地千里积钻孔的碎片锆石U-Pb年齿谱对比结果夸耀,古汾河在3.6-1.2 Ma还是出现(闫纪元, 2021,图17-24)。钻孔碎片锆石U-Pb年齿谱对比结果夸耀,洛河至少从1.86 Ma起始为渭河盆地北部提供千里积物(Zhang et al., 2019a)。把柄古地磁、电子自旋共振(ESR)、热释光(OSL)测年结果,结合局部黄土-古泥土层序研究,Gao等(2017)笃定渭河上游最陈腐的河流阶地在1.4-1.2 Ma形成(图17-26)。渭河盆地和三门峡盆地上新统-更新统千里积物的锆石U-Pb年齿谱和重矿物组合结果夸耀,渭河形成于1.8 Ma以后(Zhang et al., 2021b)。要而论之,从渭河盆地和三门峡盆地的河流阶地和盆地钻孔的物源示踪结果来看,黄河和汾河在上新世还是出现,渭河和洛河的出面前刻稍晚。但关于三门峡何时被黄河切穿的时刻还存在较大的争议。

黄河流出三门峡后,在华北平原上频频发生河谈舞动,并不是一直流入渤海湾盆地或南黄海盆地。林旭等(2022b)对渤海湾盆地12个钻孔的中新统地层的碎片锆石U-Pb年齿谱与其周围的燕山、太行山和鲁中山区的河流,以及黄河和渭河的碎片锆石U-Pb年齿进行对比,结果夸耀黄河在中新世未出面前渤海湾盆地。南黄海盆地上中新统地层的碎片锆石U-Pb年齿物源对比结果也标明,在晚中新世未出现黄河的物资信号(Fu et al., 2021)。台湾岛中新统地层的碎片钾长石Pb同位素物源示踪相通赞助黄河物资此时并未出现(林旭等, 2023)。渤海湾盆地西部钻孔的重矿物物源示踪结果标明,黄河物资在1.9 Ma还是出现(Liu et al., 2020,图17-27),在渤海湾盆地其他钻孔报谈的黄河形成期间聚合在1.6 Ma(Yang et al., 2022,图17-28)、1.1 Ma(杨守业等, 2001,图17-29)和0.88 Ma(Yao et al., 2017,图17-30),这可能阐明黄河下贱在早更新世还是出现,但河谈在不同期期发生舞动。

南黄海盆地千里积钻孔的碎片锆石U-Pb年齿(何梦颖等,2019)、重矿物组合(Wang et al., 2019b)和全岩Sr-Nd同位素(Zhang et al., 2019b)物源示踪结果标明,黄河物资在0.8 Ma结识出现(图17-31)。然而,全岩地球化学分析结果夸耀南黄海盆地物源发生要紧变化的时刻发生在1.7-1.5 Ma(图17-32),该时刻点对应黄海盆田主要塞震千里积剖面的千里积突变,与黄河中上游河流阶地起始下切的时刻相吻合,Huang等(2021)据此以为南黄海千里积盆地的物源变化可能与当代黄河的整合关联。苏北盆地(Cheng et al., 2019b; Shu et al., 2020)和南黄海盆地(Zhang et al., 2019b; Liu et al., 2022c)在上新世(5-3.5 Ma)的碎片物资主要由长江和淮河供给,而黄河的影响并不垂危。不错显然看出,中国东部陆架海盆地在中新世未出现黄河的物资信号,而黄河的物资直到早更新世起始出现。面前的研究停留在分别对渤海湾盆地和南黄海盆地开展物源示踪研究的阶段,关于这2个盆地中同期出现相似的黄河形成期间(比如0.8 Ma)的研究还不充分。

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4 究诘

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4.1 古近纪黄河演化

连年来对造山带和更生代山间盆地的研究标明,青藏高原东北缘地壳裁减始于始新世,形成了诸多正断层和逆断层限度的断陷盆地和挤压盆地,比如西宁、贵德、循化等盆地(Fang et al., 2019)。这些盆地中庸俗发育同千里积正断层,其产状测量结果标明,更生代早期地壳的伸展概念为NW-SE,这与华北克拉通里面NW-SE向裂谷盆地(银川盆地、渭河盆地)古近系的应力场一致(Zhang et al., 1998)。青藏高原东北段盆地的古近系与新近系之间存在庸俗的不整合面(Fan et al., 2022)。青藏高原东北段在古近纪尚未形成,其基本由地壳伸展专揽,可能是西太平洋板块俯冲的辛勤效应的体现(Shi et al., 2020; Fan et al., 2022)。但在西宁、贵德、循化盆地以西和以南的祁连山和西秦岭在始新世还是存在(Cheng et al., 2019a; Lin et al., 2022)。Lin等(2001)把柄盆地千里积相对比结果以为始新世黄河沿着兰州盆地流入现今渭河流域。如果这是正确的,那么在始新世青藏高原东北缘很可能发育如同现今流动在伊朗高原南缘的底格里斯河和幼发拉底河(图1),以及喜马拉雅山脉南缘的恒河的水系形态(Lu et al., 2023, 图18)。这不错清醒为在高原边际早期发育的大河闲居流动在沿构造轴延长的挤压盆地中,除了其起源具有横向河流的特征外,其余大部分河段属于纵向河流(Potter, 1978; Tandon and Sinha, 2022)。探讨到此时东亚地区处于干旱-半干旱行星怡悦带的限度(Guo et al., 2008),渭河盆地中以河湖相地层为主(图 12b),这时沿着祁连山东段和西秦岭北缘流动的纵向原黄河可能是限制较小的内活水系。与此同期,在银川盆地、河套盆地、渤海湾盆地和苏北盆地-南黄海盆田主要发育冲积扇相或湖相千里积,与左近的贺兰山、阴山、燕山、鲁中山区和苏鲁造山带的盆山耦合关系初步设置,主要受近源河流物资输入的影响(林旭等,2023)。

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图 18 古近纪原黄河演化重建图

4.2 新近纪黄河演化

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地层学研究、构造变形结果标明,藏东北地区在早中新世(20-15 Ma)发生显然的构造抬升和盆地湖相千里积(Yang et al., 2017b),盆地内正断层在渐新世末的拒绝和区域不整合的存在标明青藏高原东北段在中新世初起始抬升(Fan et al., 2022),主要受控于印度板块与亚洲大陆碰撞的辛勤效应的影响(Lin et al., 2019)。在此布景下,中新世祁连平地区发生陆内挤压造山与盆地裂解,北西-南东向条带状散播的青海南山、拉脊山、达阪山、积石山、六盘山等山体接踵隆起,将古近纪形成的协调大型压陷盆地(陇西盆地)分割为共和、贵德、西宁、兰州、临夏及天水等盆地(Yang et al., 2017b)。古近纪形成的原黄河水系也因六盘山的隆升而被蹂躏(Lin et al., 2001)。此时,共和盆地与青海南山、贵德盆地与拉脊山、西宁盆地与拉脊山和达阪山、兰州盆地与达阪山、临夏盆地与积石山的盆山耦合关系进一步加强(Li et al., 2014; Fang et al., 2019),在这些盆地内王人同期堆积了厚层的河流相和湖相地层,出现沿着条带状山脉流入各个分隔盆地的内流河,黄河上拍浮系参加重组阶段(Meng et al., 2020)。这一河流演化模式不错参考现今依然存在的青海湖卓绝入湖水系的商酌性(图 6a)。从这个意旨来说,其是青藏高原东北段黄河上拍浮系演化的“活化石”。

青藏高原东北段的地貌领域在中新世沿着北祁连山-六盘山设置起来,高原领域发育向外流动的大河(Bovet et al., 2009; Zhang et al., 2022)。但此时鄂尔多斯地块受构造挤压发生逆时针旋转,出现地势抬升和地貌破灭(Zhang et al., 1998; Shi et al., 2020),并不利于沿着高原前缘压陷前陆盆地流动的纵向河流的形成,而是出现垂直于高原领域流入银川盆地的横向河流(黄河)(Bao et al., 2020)。银川盆地中新统红柳沟组、河套盆地中新统五原组以厚层湖相地层为主,依然属于互相独处的断陷千里积中心(Shi et al., 2020),阐明此时连通的外流黄河水系莫得出现。但中新世沿着北祁连山形成的横向河流是否绕过银川盆地参加河套盆地,面前还莫得商酌结果的考证(图19a)。而在晋陕峡谷此时还是发育向南流入渭河盆地(Liu, 2020),向北流入河套盆地的大河(潘保田等, 2012;林旭等, 2022)。这么的河流发育模式,主要受控于大型地堑的限度,在围聚地堑的内侧发育向心状水系(Cox et al., 1989,图3b)。渤海湾盆地中新统物资主要来自北部的燕山、西部的太行山和南部的鲁中山区和胶东丘陵,三门峡以东的黄河下贱物资此时并未出面前渤海湾盆地(林旭等, 2022b);苏北盆地和南黄海盆地的物资主要来自长江(Fu et al., 2021),因而在中新世黄河下贱并未出现。由于衰败三门峡以东河南省内的千里积盆地钻孔或者地表同期代千里积地层的物源示踪的结果,弗成统统摒除三门峡以东的黄河在此时流入左近盆地内(Ju et al., 2021)。

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(a)中新世各段黄河起始出现,参加始黄河演化阶段;(b)上新世黄河部分河段完成整合,参加最终诱导的盘曲阶段

图 19 新近纪黄河演化历程

青藏高原东北缘上新世参加新一期快速隆升阶段,跟着捏续的盆地淤积和东亚夏令风的影响,中新世形成的断陷盆地发生溢流或因朔源侵蚀导致黄河水系在4.8-3.3 Ma还是出面前西宁盆地(Zhang et al., 2017; Yang et al., 2017a)、兰州盆地(Nie et al., 2015; Guo et al., 2018)、银川盆地(Wang et al., 2019b)和河套盆地(李维东等, 2020),而贵德盆地和共和盆地依然存在如同青海湖一样的内活水系(图19b),此时黄河上游还未深入青藏高原东北段更深的土产货,而是存在于边际(Fang et al., 2005; Zhang et al., 2014)。这与北祁连山的黑河水系的发育模式相似,其中新世沿着北祁连山横向流动,但在上新世还是深入到北祁连山与疏勒南山之间的盆地(Zhang et al., 2022)。因而,上新世是黄河上拍浮系奠定基本形态的垂危阶段,但探讨到河套盆地此时依然存在厚层湖相千里积(国度地震局, 1988; 黄兴富, 2014; Shi et al., 2020,图10c),而晋陕峡谷北段在3.7 Ma依然存在向北流动的大河(潘保田等, 2012; 林旭等, 2022a),黄河此时上游和中游的连通还未完成。晋陕峡谷南段的黄河在5-3.6 Ma时还是将碎片物资带入渭河盆地(Kong et al., 2014; Hu et al., 2019b; Zhang et al., 2021b),此时古汾河与晋陕峡谷南段的古黄河同步发育(闫纪元, 2021)。渤海湾盆地捏续受到起源于周围山脉大河的碎片物资补给(蔡向民等, 2010; Xu et al., 2017; Yang et al., 2022),而南黄海盆地和苏北盆地的物资主要来自长江和淮河(Shu et al., 2020; Fu et al., 2021)。上新世黄河的上游、中游和下贱依然莫得连通,处于分段发育阶段。

4.3 第四纪黄河演化

青藏高原东北段在1.8-1.7 Ma、1.2- 0.6 Ma和0.15 Ma发生阶段性隆升(Li et al., 2014; Yin and Huang, 2020; Yi et al., 2022)。黄河上拍浮系在1.8 Ma朔源侵蚀切穿贵德盆地(Fang et al., 2005),这是在青藏高原门路式隆升作用下,其迟缓向高原里面迁徙而形成(图20a)。同期的河流阶地也出面前西宁盆地的湟水流域(Zhang et al., 2017)、兰州盆地的黄河干流(Hu et al., 2011)。至此,兰州盆地到贵德盆地段的黄河与先前形成的湟水流域交织(Li and Fang, 1999),组成了雷同现今黄河上游在青藏高原部分的河流形态。晋陕峡谷在1.8 Ma发育的河流阶地引导结识的黄河水系还是设置(Li et al., 2022),结合古汾河(闫纪元, 2021)、古洛河(Zhang et al., 2019a)和古渭河(Zhang et al., 2021b)在1.8 Ma还是出现,这阐明黄河中游的水系模式在早更新世还是与现今雷同。渤海湾盆地和南黄海盆地的千里积钻孔纪录了黄河下贱在1.9-1.6 Ma(Liu et al., 2020; Yang et al., 2022)和1.7 Ma(Hang et al., 2021)还是出现。但黄河上游物资在1. 5 Ma 前莫得出面前河套盆地东南缘,盆地依然经受近源千里积(李雪梅,2020),这阐明黄河上游物资在1.8 Ma依然莫得参加晋陕峡谷,这也进一步体面前三门峡盆地的河流阶地(Kong et al., 2014; Hu et al., 2019b; Liu et al., 2022b)、千里积钻孔(Wang et al., 2022c)物源示踪结果标明黄河上游和中游的清醒时刻出面前1.3-1.0 Ma。来自渤海湾盆地和南黄海盆地物源示踪的结果标明,黄河上游和中游物资在1.1 Ma(杨守业等, 2001)和0.8 Ma(何梦颖等, 2019; Zhang et al., 2019b)起始出现;渤海(Yi et al., 2016)和黄海(Sun et al., 2022)陆架海在1.0 Ma结识出现。因此,集合青藏高原、黄土高原、华北平原和东部陆架海的黄河形成于1.1-0.8 Ma。共和古湖在0.5-0.25 Ma发生溢出形成龙羊峡,黄河干流从贵德盆地深入共和盆地(Craddock et al., 2010; Zhang et al., 2014),并在流出青藏高原东北段一起形成河流阶地(Su et al., 2020)。渭河盆地和三门峡盆地在0.22-0.15 Ma发生湖泊快速消退(Zhang et al., 2002; Liang et al., 2015),促使晋陕峡谷的侵蚀基准面下落,晋陕峡谷段黄河快速向北溯源侵蚀,导致河套盆地的古湖在0.1-0.05 Ma外泄(Chen et al., 2008; Liang et al., 2015, 图20b)。

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(a)第四纪早期参加黄河形成阶段;(b)第四纪晚期受怡悦变化的影响,黄河参加救助阶段

图 20 第四纪黄河演化历程

4.4 构造和怡悦因素限度黄河演化

大河的形成需要长期结识的一级构造地貌单位(造山带)的存在,从而驱动流域内的降水从抬升区流向左近的千里积盆地和/或海洋,同期大河流域的径流所有较高,领有弥散的降水守护大河的流动(林旭等, 2023)。

更生代早期,印度板块和西太平洋板块向亚洲大陆俯冲(图21a),青藏高原的出现、东部陆架海的发育导致东亚的地貌发生显耀更正,绝对蹂躏了中生代东高西低的地貌形态,为黄河等大河自西向东入海奠定了构造基础(Wang, 2004)。但受控于其时东亚地区干旱-半干旱的怡悦因素的影响(Liu and Ding, 1998; Guo et al., 2008),同期以吕梁山-太行山为界的华北克拉通西部和东部王人发育深大断陷盆地(Shi et al., 2020; Ju et al., 2021),因而起源于青藏高原东北段东流入海的黄河莫得出现(图21b)。

参加新近纪,青藏高原北部领域起始竖立,高原岂论从面积上照旧高度上,王人比古近纪发生了显耀变化(Guo et al., 2002; Miao et al., 2022)。这也进一步体面前对区域致使寰球的环境效应以及鄂尔多斯地块周缘造山带隆升的影响上(Zhang et al., 1998)。再行近纪起始,我国东部以季风怡悦为主,西北被干旱-半干旱怡悦限度,青藏高原出现高冷怡悦,但此时季风区还未延长至太行山以西的区域,黄河流域中游处于干旱-半干旱怡悦的影响(Guo et al., 2008),C4草本植被蔓延和喜冷软体动物类群加多与地表降慈祥东亚干旱化加重同步(Wen et al., 2023)。因而在银川盆地(徐清海等, 2023)、河套盆地(Li et al., 2017)和渭河盆地(Wang et al., 2002)堆积了厚层的盐湖地层。受青藏高原东北段向外扩展的影响,鄂尔多斯地块周围的银川盆地、河套盆地和渭河盆地在上新世处于断陷最盛期(国度地震局, 1988; Shi et al., 2020, 图21a),这为上述盐湖的发育提供了构造空间。同期祁连山东段各条形山脉、贺兰山、阴山、吕梁山-太行山、中条山和秦岭在中新世的隆升架构了黄河后续演化的旅途(林旭等, 2022a)。此时在构造和怡悦因素的影响下,连通的黄河依然莫得出现,但黄河局部起始发育,履历了中新世的起始演化阶段到上新世的演化盘曲阶段(图21c,d)。

第四纪以来,受北极冰盖蔓延 (Polyak et al., 2013)和青藏高原隆升的影响(Shen et al., 2020),亚洲夏令风在2.4 Ma、1.8 Ma、1.6 Ma、1.2 Ma、0.5 Ma、0.2 Ma和0.15 Ma呈现波动式逐步增强(Liu and Ding, 1998, 图21e),而这与黄河在第四纪要津时刻节点出现的河流阶地、湖泊外泄,以及渤海和黄海千里积速度加速(Metivier et al., 1999)的时刻节点有很好的商酌性,黄河在早更新世还是统统清醒,结识出现(图21f)。跟着青藏高原参加冰冻圈(Zhou et al., 2006),夏令更多的冰雪融水补给黄河上游;亚洲夏令风逐步深入黄河中游,更多的夏令降水有助于湖泊外泄,怡悦因素对黄河上游、中游和下贱的连通施加了更多的影响(Craddock et al., 2010)。受到古近纪还是存在的鲁中山区-胶东丘陵的地形樊篱的影响,发育熟悉的黄河在华北平原南北舞动,将黄土高原带来的无数碎片物资搬运至华北平原和渤海、黄海,对华北克拉通第四纪的地貌演化起到垂危限度作用(林旭等, 2023)。

第四纪是怡悦变化频繁的时期,出现屡次冰期和间冰期的瓜代(Liu and Ding, 1998)。在第四纪冰期,湿热的怡悦可能对黄河形成影响,导致河谈萎缩、致使断流。而在第四纪间冰期,湿润的怡悦又可能导致河流无间朔源侵蚀,壮大河流的限制,同期导致河流发生新一期的下切历程。在此布景下,黄河的各段又出现新的演化历程。因而,构造行为、怡悦变化的共同作用对黄河的发育具有垂危影响。

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(a)更生代黄河流域主要的构造和怡悦事件;(b)古近纪原黄河沿着青藏高原东北段发育;(c)中新世当代黄河起始发育;(d)上新世黄河部分河段起始连通,处于盘曲阶段;(e)更新世黄河完成清醒,参加形成阶段

图21构造和怡悦事件影响黄河发育

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5 论断和瞻望

通过对国表里关联黄河形成、发育和演化历程的研究结果的梳理,黄河的演化历程如下:

(a)青藏高原东北段古近纪发育沿着高原领域纵向流动的原黄河,受干旱怡悦的影响,此时其属于内活水系;

(b)中新世祁连平地区发生陆内挤压造山与盆地裂解,北西-南东向条带状散播的山脉敛迹了河流的基本流向,陇西盆地成为黄河上游青藏高原部分的汇水中心。在晋陕峡谷北部和南部还是出现大型河流,此时黄河物资还未出面前渤海湾盆地和南黄海盆地,黄河参加分段演化阶段;

(c)上新世黄河还是出面前西宁盆地、兰州盆地、银川盆地和河套盆地,而贵德盆地和共和盆地依然存在如同青海湖一样的内活水系,此时黄河上游还未深入青藏高原东北段更深的土产货。晋陕峡谷南北异向的黄河模式依然存在。三门峡盆地被古湖占据,而渤海湾盆地和南黄海盆地依然未出现黄河物资。上新世是黄河完成终末连通的垂危盘曲阶段;

(d)早更新世黄河完成上游、中游和下贱的连通,渤海和黄海结识出现,雷同现今串联青藏高原、黄土高原和华北平原,东流入海的黄河此时形成。在晚更新世,受怡悦变化的影响,黄河各段参加新一期演化历程,河谈萎缩,局部河谈再次被古湖占据,在降水丰沛期时完成各河谈的再次连通。

今后关联黄河研究的想路应将物源示踪与河流阶地二者相结合亚星捕鱼,聚合在黄河上游的青藏高原部分、银川盆地和河套盆地,开展多个钻孔的研究结果的交叉对比。在晋陕峡谷段黄河的研究应矜重峡谷北部和南部多个剖面古流向的分析和物源示踪、阶地形成期间的研究结果的结合。在三门峡以东的河南省境内的千里积盆地开展钻孔物源示踪分析,弥补面前无数据结果对比的遗憾。加大渤海湾盆地和南黄海盆地的千里积钻孔的物源示踪分析,呈现谨防的黄河演化历程。

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