鄂崇毅 張 晶 吳成永 孫永娟，2 孫滿平 閆文亭 李 萍呂順昌 楊 龍

（1青海師范大學(xué)地理科學(xué)學(xué)院，青海省自然地理與環(huán)境過程重點實驗室，西寧 810008）

（2 中國科學(xué)院青海鹽湖研究所，西寧 810008）

土壤是一系列成土因素（母巖、活的和死的有機體、氣候、陸地年齡與地形）綜合作用形成的歷史自然體［1］，當(dāng)母質(zhì)、生物、地形和氣候四因素相同或相近條件下，土壤性質(zhì)的變化就成為隨時間變化的函數(shù)［2］。因此，土壤年代學(xué)是土壤科學(xué)研究的重要基礎(chǔ)性科學(xué)問題。

青藏高原作為世界“第三極”，對全球變暖異常敏感，生態(tài)環(huán)境極其脆弱。草甸土（又稱草氈土、高寒草甸土等）是青藏高原的主要土壤類型，面積約1.2×108hm2，占高原總面積的35%［3］。第四紀晚期、末次冰消期（距今1.6萬年左右）以后，高原上的廣大山地才從冰川覆蓋下裸露出來，因此，土壤的絕對形成年齡應(yīng)該比較短暫。此外，高山草甸土因地處高寒環(huán)境，在低溫控制下，生物與化學(xué)風(fēng)化過程的強度小，礦物風(fēng)化速率低，物質(zhì)釋放少、遷移弱，土壤普遍表現(xiàn)為薄層性、粗骨性，B層發(fā)育不明顯，其相對年齡也較輕［4-6］。以往由于測年手段有限，有關(guān)青藏高原草甸土形成發(fā)育時代的報道較少，草甸土形成發(fā)育的氣候背景也不清晰。

傳統(tǒng)的土壤測年主要是利用14C測年方法對土壤中的有機質(zhì)進行測年，然而由于土壤有機質(zhì)在土體中隨時間表現(xiàn)為持續(xù)的輸入和分解狀態(tài)，加之草甸土土層較薄、植被根系發(fā)達，下層土壤有機質(zhì)的來源混合了過去土壤和現(xiàn)代植被的有機質(zhì)，采用傳統(tǒng)的14C測年方法定年很可能導(dǎo)致土壤年代偏輕。而光釋光（Optically Stimulated Luminescence,OSL）測年法的材料主要是構(gòu)成土壤骨架的石英、長石等礦物顆粒，一般采用38 μm以上的礦物顆粒進行測年，避免了淋溶淀積作用的影響，加之草甸土的發(fā)育模式以風(fēng)塵加積型為主［7］，風(fēng)塵中的石英顆粒在傳輸過程中極易曬退，因此保證了OSL測年的可靠性。對構(gòu)成草甸土土壤骨架不同層位的石英進行OSL測年，輔以有機質(zhì)含量、化學(xué)風(fēng)化指數(shù)等土壤發(fā)育指標即可限定出草甸土土壤發(fā)育的年代框架。目前OSL方法已經(jīng)廣泛應(yīng)用于青藏高原第四紀沉積物測年當(dāng)中，青海湖流域風(fēng)成沉積物利用OSL測年獲得了可靠的年代結(jié)果［8-11］。已開展的大量風(fēng)成沉積物OSL測年工作［12-17］，多以風(fēng)沙土、栗鈣土為研究對象，其側(cè)重點在于區(qū)域環(huán)境演變重建［9,18］，但對廣泛分布于高寒山地的草甸土OSL年代學(xué)研究甚少。因此，本文在青海湖流域橡皮山和日月山共選取四個草甸土剖面進行系統(tǒng)的OSL年代學(xué)研究，獲取土壤發(fā)育的年代，結(jié)合剖面土壤粒度組成、有機質(zhì)含量等變化特征，探討草甸土的成土過程和氣候背景。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

青海湖流域位于青藏高原東北緣，東至日月山、西至阿木尼尼庫山、北至大通山、南至青海南山，土地總面積為2.97×104km2。流域?qū)俑咴瓉喓畮О霛駶櫄夂?，土壤類型有高山寒漠土、高山草甸土、高山草原土和栗鈣土等［19］，大都分布在高海拔或高山地區(qū)，地形多為緩山坡、渾圓山頂、古冰磧平臺等類型［20］，該區(qū)凍融地貌較為發(fā)育。

1.2 土壤剖面與樣品采集

選取位于青海湖西南部的橡皮山頂草甸土兩個剖面XPSD1、XPSD2和東南部的日月山埡口草甸土兩個剖面RYS1、RYS2為研究對象（圖1）。周圍景觀為高寒草甸，占該流域總面積的20%～25%，植被為線葉嵩草、小嵩草和矮嵩草，蓋度70%～90%［19］。橡皮山頂剖面周圍廣泛發(fā)育凍脹草丘、凍融滑塌等典型的凍融地貌。

XPSD1（36°45′3.55″N，99°36′34.05″E，海拔3 830 m）位于橡皮山頂埡口的南坡上，坡度較緩約10 °，剖面土層薄約0.45 m，分層不明顯，表層20 cm為暗色草氈層且草根根系發(fā)達。分別在10 cm、30 cm處采集OSL樣。

XPSD2（36°45′6.81″N，99°36′23.02″E，海拔3 820 m）位于橡皮山頂埡口G109公路南側(cè)，剖面約1.3 m，土壤分層明顯，0～90 cm土樣較松散，110～125 cm夾有大量礫石，礫石磨圓極差，為尖棱狀冰川角礫。分別在10 cm、30 cm、50 cm、70 cm、90 cm、110 cm處采集OSL樣。

RYS1（36°26′1.88″N，101°6′38.29″E，海拔3 455 m）位于日月山埡口東側(cè)，剖面約1.3 m，土壤分層明顯，表層20 cm為草氈層，草根根系發(fā)達，有白色假菌絲狀，質(zhì)地為壤土，20～60 cm土層為褐色，質(zhì)地為砂粉土，60～130 cm土壤呈粒狀結(jié)構(gòu)，稍緊實。分別在10 cm、20 cm、60 cm、130 cm處采集OSL樣。

圖1 橡皮山頂1、2剖面和日月山1、2剖面在青海湖流域的位置Fig. 1 Geographic locations of Soil Profile XPSD1, XPSD2, RYS1 and RYS2 in the Qinghai Lake Valley

RYS2（36°25′55.17″N，101°6′44.30″E，海拔3 429 m）位于日月山埡口G109公路北側(cè)，整體深度為0.7 m，顏色較為均一呈棕色，分層不明顯，表層30 cm存在植被根系，30～70 cm土樣較松散，70 cm以下含礫石。分別在10 cm、20 cm、40 cm、70 cm處采集OSL樣。

四個剖面共采集16個OSL樣品。此外，為分析土壤理化特征，自上而下以5 cm為間隔采集了58個土壤散樣。

1.3 土壤理化分析

土壤理化分析主要基于土壤散樣的粒度機械組成和有機質(zhì)含量特征進行分析，其中用粒度表征土壤質(zhì)地，有機質(zhì)含量評價土壤發(fā)育強度。粒度和有機質(zhì)均在青海省自然地理與環(huán)境過程重點實驗室完成。粒度前處理采用鹿化煜和安芷生［21］的方法，分別用10%雙氧水、10%稀鹽酸去除土樣的有機質(zhì)和碳酸鹽，再加分散劑后使用英國馬爾文公司制造的Mastersizer2000儀器進行粒度測試，該粒度儀測量范圍為0.02～2 000 μm，最終分析其顆粒組成特征。土壤有機質(zhì)含量采用重鉻酸鉀-硫酸消化法進行測定。

1.4 樣品OSL測年

OSL測年在青海省自然地理與環(huán)境過程重點實驗室-釋光年代學(xué)室進行。鑒于土壤樣品粒度組分以粉砂為主，等效劑量（De）獲取采用中顆粒（38～63 μm）和粗顆粒（63～90 μm）石英單片再生法［22］（single-aliquot-regenerative-dose protocol, SAR），石英提純采用氟硅酸浸泡。測試儀器為Ris? TL/OSL-DA-20-C/D型熱/光釋光儀，該儀器輻照源為人工β源90Sr/90Y，每秒輻照劑量率為0.129±0.002 Gy。

環(huán)境劑量率根據(jù)鈾、釷、鉀的含量進行計算，鈾、釷、鉀的含量采用電感耦合等離子體質(zhì)譜法（ICP-MS）獲取，再根據(jù)Guérin等［23］在2012年發(fā)表的轉(zhuǎn)換參數(shù)計算干劑量率，中顆粒石英α效率采用0.35［24］，宇宙射線對劑量率的貢獻根據(jù)Prescott和Hutton［25］給出的公式計算。鑒于橡皮山和日月山海拔較高，降水量較大，蒸發(fā)量相對較少，凍土發(fā)育，最終計算年代含水量采用15%±7%。

2 結(jié) 果

2.1 樣品釋光特征

以橡皮山頂樣品XPSD2-2為例系統(tǒng)分析草甸土OSL信號衰減曲線（圖2a）、生長曲線（圖2b）和預(yù)熱坪（圖2c）發(fā)現(xiàn)：釋光信號較強且在前2 s快速衰減到背景值，呈現(xiàn)出典型的石英快組分信號特征。XPSD2-2樣品進行預(yù)熱溫度坪實驗，發(fā)現(xiàn)預(yù)熱溫度在180～260 ℃時De值較一致，有一個明顯的坪區(qū)；且循環(huán)比在0.9～1.1之間，基本接近于1；而零劑量恢復(fù)在±4%，穩(wěn)定于0%～2%（圖2c）。鑒于預(yù)熱溫度在240 ℃時，等效劑量誤差較小、循環(huán)比穩(wěn)定在0.9～1.1之間、零劑量恢復(fù)誤差也較小，所以最終選擇該溫度為預(yù)熱溫度，對所有樣品采用該預(yù)熱條件獲取等效劑量De值。為了檢驗預(yù)熱條件對所有樣品適用性，對獲得的所有樣品在240℃預(yù)熱條件下De值進行了等效劑量恢復(fù)實驗，發(fā)現(xiàn)測得的De值和給定的De值比值介于0.9～1.1之間，說明選取的預(yù)熱條件是合適的，該預(yù)熱條件下獲得的De值是穩(wěn)定可靠的。劑量率結(jié)果（表1、表2）表明：土壤中的U、Th、K元素含量在剖面內(nèi)變化較小，介于3.13±0.13～3.61±0.38 Gy·ka-1之間，說明其物質(zhì)來源較為穩(wěn)定均一，環(huán)境劑量率較為穩(wěn)定。

2.2 草甸土OSL年代結(jié)果

土壤剖面不同發(fā)生層年代結(jié)果通過等效劑量除以環(huán)境劑量率獲取，最終年代結(jié)果見表1、表2。RYS1、RYS2和XPSD1均表現(xiàn)為上新下老的地層層序。土層較厚的XPSD2剖面從表層至70 cm處年代依次為2.6±0.1 ka、1.1±0.2 ka、0.7±0.1 ka、0.6±0.1 ka，發(fā)生了倒置，沉積序列上老下新，90 cm之后土層沉積序列正常，90 cm處2.5±0.3 ka，底部110 cm處突變?yōu)?6.2±1.8 ka，指示了將近14 ka的沉積間斷，造成這種現(xiàn)象可能與遭受侵蝕有關(guān)。底部110 cm樣品位于黃土母質(zhì)層，其下部為冰川角礫混雜堆積物，該年代與青藏高原現(xiàn)有的風(fēng)成沉積物底界年齡一致［9,26-27］，為末次冰消期沉積物，末次冰消期和全新世早期是青藏高原重要的風(fēng)沙活動期和風(fēng)塵快速堆積期［28-29］，這些風(fēng)塵物質(zhì)的沉積為土壤發(fā)育提供了重要母質(zhì)。這些母質(zhì)在不同氣候條件下，隨不同植被的作用，在不同地形位置形成不同的土壤類型。鑒于草甸土典型特征是強烈的生草化過程和有機質(zhì)累積過程，草甸土剖面表層形成草氈層，草氈層下部隨時間差異形成不同厚度的腐殖質(zhì)層，腐殖質(zhì)層一般直接披覆在不同母質(zhì)甚至母巖之上，缺乏淋溶淀積層。因此，不同剖面草甸土的發(fā)育時代，以剖面中腐殖質(zhì)層下部OSL年代或腐殖質(zhì)層與母質(zhì)層交界處的OSL年代來指示，土壤剖面發(fā)生層的詳細劃分及其年代結(jié)果見圖3。剖面結(jié)果指示：XPSD1草甸土是0.9 ka以來形成的，XPSD2是2.5 ka以來形成的，RYS1是3.2 ka以來形成的，RYS2是3.7 ka以來形成的。土壤厚度不同其發(fā)育時代也不同，厚層土壤其發(fā)育時代相對較久。綜合四個剖面數(shù)據(jù)，青海湖流域草甸土主要是在全新世晚期（4～0 ka）發(fā)育的。

圖2 XPSD2-2的衰減曲線(a)、生長曲線(b)和預(yù)熱坪實驗(c)Fig. 2 Decay (a) /growth curves of the sample (b) and Preheat plateau of the sample (c) from Profile XPSD2-2

表1 橡皮山頂剖面的樣品信息、環(huán)境劑量率及年代結(jié)果Table 1 Sample information, environmental dosage and OSL dating of Profile XPSD

表2 日月山埡口剖面的樣品信息、環(huán)境劑量率及年代結(jié)果Table 2 Sample information, environmental dosage and OSL dating of Profile RYS

圖3 XPS（a）［16］、XL（b）［16］、XPSD1（c）、XPSD2（d）、RYS1（e）、RYS2（f）剖面土壤發(fā)生層劃分與年代Fig. 3 Delineation of soil genetic layers and OSL dating of Profile XPS（a）［16］，XL（b）［16］，XPSD1（c），XPSD2（d），RYS1（e） and RYS2（f）

3 討 論

3.1 青海湖草甸土成土年代及其氣候背景

依據(jù)前人對青海南山橡皮山（XPS）和夏拉水庫（XL）草甸土剖面的年代結(jié)果和本文結(jié)果（圖3），發(fā)現(xiàn)青海湖草甸土主要是晚全新世（約4 ka）以來發(fā)育的。草甸土發(fā)育的氣候背景可通過該區(qū)環(huán)境演變記錄獲取。根據(jù)青海湖鉆孔［30］的記錄，青海湖氣候在早全新世暖干，青海湖水位較現(xiàn)在水位（2016年約達3 194 m）低約8 m，風(fēng)沙活動強烈，青海湖水溫較現(xiàn)代水溫（2016年約達13.3 ℃）高出0.3～0.5 ℃；中全新世7～5 ka左右達到最適宜期，青海湖水位高出現(xiàn)代水位17～18 m，溫度較現(xiàn)代高出1.8 ℃；到晚全新世逐漸變冷變干，水溫與現(xiàn)代接近，且變率較小僅為0.2 ℃左右，水位逐漸波動降低至現(xiàn)今水位。該區(qū)現(xiàn)存高寒草甸土年代集中在晚全新世以來（圖4），結(jié)合上述氣候變化特征，草甸土可能是在全新世晚期相對干冷氣候下形成。這可能是由于干冷氣候背景下山地周緣相對低海拔的盆地區(qū)域風(fēng)塵大量釋放，高海拔山地氣候相對較冷但由于地形效應(yīng)降雨量高于周圍盆地，有效濕度較高，山地上低矮的草甸植被扮演了風(fēng)塵“捕獲器”的角色，風(fēng)塵堆積速率增強，土壤邊發(fā)育邊接受風(fēng)塵堆積，以典型的風(fēng)塵加積型發(fā)育模式為主。XPSD1、XPSD2、RYS1和RYS2剖面土壤粒度頻率曲線呈雙峰態(tài)分布，主峰峰值粒徑分布在40～50 μm的粗粉砂范圍，次峰峰值為4～16 μm的細粉砂范圍（圖5a），可能指示青海湖風(fēng)塵輸入以近源輸入為主、遠源輸入為輔。四個剖面所有樣品的粒度組成三角圖（圖5b），均以粉砂為主，體積含量占50%～75%；砂粒次之，為10%～40%；黏粒最少，約占10%～20%，根據(jù)中國土壤質(zhì)地分類標準，可劃歸為砂粉土。類似的風(fēng)塵加積下草甸土發(fā)育模式在西藏安多地區(qū)也有發(fā)現(xiàn)［7］，但高原草甸土主體是否均為此類發(fā)育模式，還需在更多流域更多剖面進行系統(tǒng)研究。

圖4 青海湖流域草甸土發(fā)生層年代Fig. 4 Dating of the genetic layer of the meadow soil in the Qinghai Lake basin

圖5 XPSD1、XPSD2、RYS1和RYS2剖面草甸土的粒徑分布(a)與土壤機械組成(b)Fig. 5 Particle size distribution (a) and soil mechanical composition of the meadow soils (b) in Profile XPSD1, XPSD2, RYS1 and RYS2

3.2 XPSD2土壤年代倒置與風(fēng)塵母質(zhì)間斷

本研究中處在山丘頂部的XPSD1、RYS1、RYS2剖面地層年代遵循上新下老的地層層序，但處在埡口處的XPSD2剖面地層年代出現(xiàn)了倒置現(xiàn)象。XPSD2表層10 cm處土壤的年代（2.6±0.1 ka）較下部70 cm處（0.6±0.1 ka）老2.0 ka，且自表層至下部年代逐漸變輕，這可能與局部凍融侵蝕有關(guān)。據(jù)研究區(qū)附近剛察、共和兩個氣象站統(tǒng)計，該區(qū)極端溫差可達35 ℃，土壤常年處于凍融交替狀態(tài)［31］。隨著凍土層上部解凍，融水使主要由細粒土組成的表層物質(zhì)達到飽和或過飽和狀態(tài)，進而上層土壤具有一定的可塑性且表土變得松散，而下層凍土形成一個相對的不透水層，當(dāng)上下兩層間的滑動力大于摩擦力時，土體沿著融凍界面向下蠕動，發(fā)生凍融滑塌、凍融泥流等侵蝕過程［32］。而草甸土表層由10～20 cm厚、根系密集的草氈層組成，不易被徹底破壞，往往呈鱗片狀破碎，草氈層在凍融作用下被搬運至就近相對低洼或平坦的地方沉積，多次凍融和搬運作用下，有可能出現(xiàn)上老下新的現(xiàn)象。XPSD2剖面附近分布的鱗片狀土塊相互疊加覆壓，也證明在凍融侵蝕區(qū)出現(xiàn)地層年代倒置是有可能的。此外，該剖面有機質(zhì)含量也間接證實OSL年代的可靠性。通常，青藏高原土壤的有機質(zhì)含量最高值一般出現(xiàn)在5～20 cm深度，這與該區(qū)有機質(zhì)來源主要依賴地下根系有關(guān)［33］。XPSD1和RYS1、RYS2 剖面的有機質(zhì)高值均出現(xiàn)在5～10 cm，與區(qū)域土壤有機質(zhì)深度分布規(guī)律一致。而XPSD2的有機質(zhì)最大值出現(xiàn)在65 cm處，為139 g·kg-1，呈現(xiàn)異常（圖6）。以本文地層OSL年代結(jié)果為序，對XPSD2剖面地層進行重新排序，發(fā)現(xiàn)最年輕地層對應(yīng)的有機質(zhì)含量也達到剖面的最高值，完全符合區(qū)域有機質(zhì)分布規(guī)律。這說明了OSL測年方法的可靠性，也表明該方法在檢測土壤地層異常（滑塌、侵蝕等）方面具有潛力。

此外，XPSD2剖面底部的年代從90 cm處2.5±0.3 ka跳躍至110 cm深度的16.2±1.8 ka，指示了非常明顯的間斷。而類似間斷在常秋芳等［16］研究的橡皮山剖面（36°46′33.32″N，100°41′57.38″E，3 361 m）中也有發(fā)現(xiàn)（圖3a）。XPS草甸土下覆的黃土母質(zhì)層集中在10 ka左右，而其上部土壤層為近1 ka發(fā)育形成。這可能是由于草甸土作為山地土壤，所處海拔較高，位于明顯的正地形當(dāng)中，易受外力侵蝕。在地質(zhì)歷史時期，風(fēng)塵沉積、風(fēng)蝕與凍融侵蝕頻繁交替，故導(dǎo)致部分處在坡地的土壤更容易遭受侵蝕。

圖6 XPSD1、XPSD2、RYS1和RYS2剖面有機質(zhì)含量隨深度變化曲線Fig. 6 Variation of soil organic matter content with depth in Profile XPSD1, XPSD2, RYS1 and RYS2

4 結(jié) 論

通過土壤發(fā)生學(xué)理論，對所研究的青海湖流域草甸土剖面進行了土壤發(fā)生層劃分，主要為：草氈層（Afe）、腐殖質(zhì)層（Ah）、黃土母質(zhì)層（CAhb）和礫石層（C）。系統(tǒng)的OSL測年與自檢驗表明：OSL方法可以準確獲取高山草甸土不同土壤發(fā)生層的年代。以腐殖質(zhì)層底界或其與黃土母質(zhì)層交接處OSL年代作為草甸土形成的起訖時間，發(fā)現(xiàn)草甸土的年代均為晚全新世4 ka以來。結(jié)合青海湖鉆孔重建的氣候環(huán)境演變記錄，發(fā)現(xiàn)草甸土可能是在相對干冷的氣候背景下發(fā)育的。XPSD2剖面上部草甸土與下部黃土母質(zhì)呈明顯的平行不整合接觸，地層年代呈現(xiàn)突變，記錄了約14 ka的缺失，說明該區(qū)草甸土很可能存在廣泛的沉積間斷。XPSD2的表層與70 cm之間土壤年代倒置，凍融侵蝕可能是其誘因，青海湖流域高海拔草甸土是否廣泛存在類似的侵蝕，有待更多剖面的驗證。