摘要
位于银川盆地和河套盆地交接处的乌海宽谷的形成，直观记录了黄河上游末段的历史演化过程。然而，该段黄河阶地的地层-年代序列还未建立、黄河的形成和切割历史仍不明确。本文在野外地貌、地层和沉积学调查的基础上，确定了乌海宽谷东侧的4级河流阶地，结合光释光(OSL)测年方法对阶地沉积物进行了定年。结果表明，T1阶地为堆积阶地，阶地废弃年龄大于0.52±0.04 ka；T2~T4阶地为基座阶地，沉积序列相似，上部为河流相沉积，下部为湖相沉积。T2、T3和T4阶地废弃年龄约为41.98±2.70 ka、67.48±4.07 ka和102.32±6.00 ka；阶地T4~T3、T3~T2和T2~T0间的平均下切速率分别为：0.11 mm/a(102~67 ka)、0.24 mm/a(67~42 ka)、0.26 mm/a(42 ka至今)，显示黄河下切速率逐渐增加的特征。乌海宽谷T2~T3阶地中湖相地层时代与晚更新世“吉兰泰-河套古大湖”发育时间一致，说明当时该古大湖的范围已到达乌海宽谷。乌海宽谷河流阶地的形成是在古大湖范围缩小、消亡的过程中发育的，代表着晚更新世黄河上游末端湖-河地貌之间的演变。通过与鄂尔多斯盆地周缘各黄河阶地低级序列的详细对比，结合区域构造及气候信息，认为晚更新世乌海宽谷河流阶地的形成及湖-河地貌的演变主要受控于区域构造活动。
Abstract
The formation of the Wuhai broad valley (WBV), located at the junction of the Yinchuan basin and the Hetao basin, provides a visual record of the historical evolution at the end of the upper reaches of the Yellow River. However, the stratigraphic-chronological sequence of the Yellow River terraces in this section has not yet been established, and the formation and cutting history of the Yellow River in this area are still unclear. This paper presents a detailed investigation of the WBV, based on field geomorphological, stratigraphic, and sedimentological analyses. Four levels of fluvial terraces were identified on the east side of the WBV, and their ages were determined using optically stimulated luminescence (OSL) dating. Results show that terrace T1 is a depositional terrace with an abandonment age older than 0.52±0.04 ka. Terraces T2~T4 are basal terraces, characterized by a similar sedimentary sequence consisting of fluvial deposits in the upper part and lacustrine deposits in the lower part. The maximum estimated abandonment ages for terraces T2, T3 and T4 are about 41.98±2.70 ka, 67.48±4.07 ka and 102.32±6.00 ka, respectively. The average incision rates from T4 to T3, T3 to T2, and T2 to T0 are calculated to be 0.11 mm/a (102~67 ka), 0.24 mm/a (67~42 ka) and 0.26 mm/a (42 ka to modern), respectively. This shows a gradual increase in incision rate since 102 ka. The age of the lacustrine deposits in the terraces T2~T3 coincides with the development of the Late Pleistocene “Megalake Jilantai-Hetao” indicating that the extent of this megalake reached the study area during this period. The formation of the fluvial terraces in the study area was driven by the shrinking and disappearance of the “Megalake Jilantai-Hetao” representing a transition between lake-river landforms at the upper reaches of the Yellow River in the Late Pleistocene. Through detailed comparisons with low-level sequences of various fluvial terraces around the Ordos block, combined with regional tectonic and climatic information, it is concluded that the formation of the Late Pleistocene fluvial terraces in the WBV and the transition between lake-river landforms were mainly controlled by tectonic activities.
黄河发育于青藏高原，向东最终汇入渤海，全长5464 km，承载着世界上最高的输沙量，其侵蚀与沉积作用对其流域地貌形成和演化产生了重要影响。黄河水系的形成和演化过程是地学研究者关注的热点问题，但争议较大，因为这涉及到黄河各河段的构造活动、气候条件、地貌演化以及它们之间耦合关系的研究。由于流域内的地质与气候条件复杂多样，分段开展深入研究是全面认识黄河的基础（邱维理等，2008），而河流阶地可为黄河演变的研究提供最直接证据（Pan Baotian et al.，2005）。
黄河各段的研究已很深入，其中，黄河上游的研究主要聚焦于青铜峡（梁浩等，2013；Chen Hong et al.，2020；Su Qi et al.，2020）、兰州盆地（潘保田等，2007；Hu Xiaofei et al.，2011；Guo Benhong et al.，2018）及以上地区（潘保田，1994；Harkins et al.，2007；Craddock et al.，2010；Perrineau et al.，2011；Zhang Huiping et al.，2014；Jia Liyun et al.，2017；吴环环等，2019；赵希涛等，2020；Su Qi et al.，2023），沿这些地区的基岩峡谷边缘可观察到明显阶地遗迹，是研究黄河演变的重要基础。尽管在这些上游体系中取得了丰硕的成果，但在其他河段，如乌海宽谷，现代黄河的形成和切割历史仍不明确。黄河在乌海地区冲切贺兰山和岗德尔山等高地，形成了乌海宽谷，代表着黄河上游末端大型断陷盆地——银川盆地与河套盆地的沟通。陈俊等（2014）在岗德尔山西侧识别出两级黄河阶地，阶地沉积物由河、湖相地层构成，并讨论了中晚更新世银川盆地与河套盆地的沟通过程。Liang Kuan et al.（2018，2019）研究了乌海峡谷隐伏断层和桌子山山前断层的活动特征，建立了该区中晚更新时以来的古地震事件序列，并通过遥感图像解译识别出4级黄河阶地（Liang Kuan et al.，2019）。这些成果对该区中晚更新世地层及构造背景提供了重要基础数据。但是，目前关于该区黄河阶地序列还存在分歧，阶地的沉积-年代序列还未建立，这阻碍了黄河上游完整演化历史的建立。
关于现代黄河的形成过程，目前较为共识的观点认为其是在贯通或整合流域内一系列古湖（盆地）的基础上形成，古黄河穿过河套盆地进入晋陕峡谷代表着黄河上游与中游的贯通。前人通过物源分析认为，黄河在1.4 Ma（李雪梅，2020）或1.68 Ma（Li Baofeng et al.，2023）就已到达河套盆地。黄河形成后，河套盆地的古环境，特别是湖泊环境与黄河的演化密切相关：① 盆地下沉和（或）鄂尔多斯地块抬升导致盆地出口相对高度升高，形成构造屏障，可在盆地内形成湖泊；② 黄河冲蚀、泥沙淤积和（或）盆地下游河流溯源侵蚀可导致湖泊消失，黄河上游与中游贯通。前人研究表明，黄河自形成以来，其河道在河套盆地内经历了多期内陆湖盆和沟通外流的过程（李建彪等，2007；杨丽萍，2008；Li Baofeng et al.，2017），因此，河套盆地是历史上河湖多阶段共存的典型地区。其中，陈发虎等（2008a，2008b）对晚更新世的古湖进行了详细研究，提出河套盆地在距今100 ka左右形成古大湖，并在距今60~50 ka达到最大湖泛面，覆盖了吉兰泰—河套地区的大部分地区，称为“吉兰泰-河套古大湖”。然而，目前对于黄河演化与吉兰泰-河套古大湖发育的关系还不清楚。
笔者通过野外调查，在乌海宽谷东侧的岗德尔山西坡的2个剖面中共识别出4级河流阶地；本文根据乌海宽谷2个剖面的黄河阶地沉积特征、光释光（OSL）测年结果，建立了该区黄河阶地的沉积-年代序列；参考阶地的高程、地层年龄，计算了黄河在该地区的下切速率；通过整合区域构造及气候信息，讨论了该区黄河阶地的成因机制及其与吉兰泰-河套古大湖发育的关系。本文研究成果对建立黄河上游完整演化历史及乌海地区晚更新世地貌演化过程具有重要意义。
1 区域地质背景
黄河总体自西向东流淌，但河道在流域内几经转折。其中，在鄂尔多斯地块周缘，黄河呈近南北向流经银川盆地、乌海宽谷后，转为近东西流经河套盆地，之后在内蒙古托克托县河口镇地区转为南北向而流入晋陕峡谷，形成著名的“几”字弯（图1a），托克托县河口镇也是黄河上游和中游的分界点。研究区位于黄河上游末端，发育银川盆地和河套盆地的两个新生代断陷盆地，是黄河上游沉积物的主要卸载区。银川盆地总体呈北北东走向，长165 km，宽40~60 km（Wang Junping et al.，2015）。盆地内新生界厚度变化主要受盆地内部及边缘同生断裂控制，最大厚度超过7000 m（Liu Xiaobo et al.，2020）。来自银川盆地PL02钻孔的重矿物组成（Wang Zhao et al.，2020）、碎屑锆石U-Pb测年和碎屑组分统计（王钊等，2022）等研究表明，黄河到达银川盆地的时间不晚于3.3 Ma。河套盆地总体呈东西向，面积约3.2万km2（杨会峰等，2017），盆地内新生代地层发育，厚度超过5000 m，其中第四系最大厚度约2400 m（国家地震局《鄂尔多斯周缘活动断裂系》课题组，1988）。第四纪以来河套盆地内发生多期河流相与湖相沉积及风成沉积的转换（Li Baofeng et al.，2017）。河套盆地沉积物物源分析结果显示黄河上游物质在早更新世就已到达河套盆地，河套盆地已经与黄河上游河段相连通（李雪梅，2020；Li Baofeng et al.，2023）。
乌海宽谷南起石嘴山市惠农区，北至乌海市海勃湾区（图1b），长约45 km，是黄河连接河套盆地和银川盆地的关键地带，基底隆起将两个盆地分隔，黄河冲破隆起屏障，在东部的千里山、桌子山及岗德尔山和西部的贺兰山余脉之间形成宽谷洼地（图1b）。岗德尔山与五虎山之间的乌海宽谷宽约4~8 km，自山麓向黄河倾斜，也称山前倾斜平原。黄河河道宽200~300 m，黄河穿过谷地，最后在磴口附近向北进入河套盆地。沙漠区主要分布在贺兰山以北、乌海宽谷以西，属乌兰布和沙漠的东南边缘地带。岗德尔山为南北走向的条带状山体，主要受其东麓断层和西麓断裂控制。岗德尔山的东部山体主要由前寒武系大理岩、变质砂岩、片麻岩和条带状混合岩组成，西部山体主要由寒武系灰岩、白云岩以及奥陶系灰岩、钙质页岩和钙质砂岩组成。
2 研究方法
河流阶地广泛分布于河流的两岸，代表了与过去河流演化历史和河流洪泛平原相关的河床和地貌。而阶地的高程、分布范围、沉积层序组成物质、形成年代等是了解河流历史的特征线索（Li Zhihai et al.，2023），也是研究河流发育和地貌演化的重要内容。本研究首先基于详细的野外调查和测量，识别和描述乌海峡谷东侧的河流阶地，包括阶地的沉积层序和位置特征，然后通过光释光（OSL）测年确定不同阶地的年龄，计算河流下切速率。最后，探讨阶地的成因机制及其对地貌演化的指示意义。
图1乌海宽谷地区地质简图
Fig.1Geological sketch map of the Wuhai broad valley
（a）—乌海宽谷位置；（b）—乌海宽谷地质简图（底图据宁夏回族自治区地质局区域地质调查队，1979❶，1980❷，乌海宽谷隐伏断层分布据Liang Kuan et al.，2018）；HLPF—贺兰山山前断层；ZYGF—正谊关断层；WHBF—乌海隐伏断层；ZZPF—桌子山山前断层
(a) —location of Wuhai broad valley; (b) —geologic sketch map of Wuhai broad valley (basemap was modified from Regional Geological Survey Team, Ningxia Hui Autonomous Region Bureau of Geology, 1979❶，1980❷, distribution of Wuhai buried fault was referenced from Liang Kuan et al., 2018) ; HLPF—Helanshan premontane fault; ZYGF—Zhengyiguan Guan fault; WHBF—Wuhai buried fault; ZZPF—Zhuozishan premontane fault
2.1 野外地质调查和测量
河流阶地的识别和测量：河流阶地是前河床表面的地形标志，以通过台阶状的边缘和河谷两侧平坦的顶部表面来识别（Stokes et al.，2012）。此外，河流沉积中，砾石河床通过侵蚀、搬运和分选积累，最终由时代和岩性不同的鹅卵石组成（朱大岗等，2002），河床砾石通常呈叠瓦状，其倾斜方位与流动方向相反（Rust，1972）。因此，本文主要依据野外地貌特征、结合天然露头和人工探坑剖面的岩性特征来确定河流阶地。此外，通过测量所选卵石的扁平面和长轴的主要倾向来重建古水流的方向。采用差分GPS和手持GPS仪测量各级河流阶地高程，并基于OSL测年方法获得测量剖面中沉积物的年龄，根据所测阶地高程数据和地层年龄数据恢复本区河流阶地的下切速率。本文主要通过乌海宽谷2个河流阶地剖面来建立该区河流阶地序列，包括瓦窑剖面（Tw；图2a）和觉海寺剖面（Tj；图2b）。
2.2 OSL测年
通过对阶地中河流沉积物或者河流沉积物下伏地层中的石英颗粒进行OSL测年，估算河流加积的年龄、随后废弃的最大年龄以及阶地形成的时间。
样品采集：OSL测年样品对象为均匀的细—粉砂层，由钢管避光包装。钢管直径约5 cm，长35 cm左右，一端被切成45°斜角，以便于砸进地层中。取样时，先用铁锹或者地质锤挖开一个新鲜面，去除20~50 cm的表样。然后将钢管尾部塞进不透光的锡纸，用锤子将钢管尖端砸入地层直至尾部没入地层。取出装满样品的钢管后，迅速用锡纸将尖端部位密封以避光。最后再用胶带将两端缠紧密封，避免见光和水分流失。本研究从乌海河流阶地剖面中共采集了7个样品，采样位置见图2。
年龄测定：样品在北京震科经纬防灾技术研究院进行年龄测定。根据Aitken（1998）和Lu et al.（2007）的实验程序对样品进行前处理。根据样品的岩性特征采用不同的颗粒组分：样品WH-04和WH-08采用细颗粒（4~11 μm）组分，样品WH-01、WH-02和WH-03采取90~125 μm粗颗粒组分，样品WH-05和WH-06采取90~150 μm粗颗粒组分。细颗粒（4~11 μm）石英颗粒的等效剂量（De）采用简单多片再生法（SMAR）进行测试，粗颗粒（90~125 μm，90~150 μm）石英颗粒的等效剂量测定采用单片再生法（SAR）。所有样品的OSL信号是在丹麦Risoe DA-20-C/D型热/光释光自动测量系统上测量，通过9523QA光电倍增管（PMT）检测。环境剂量率测量流程见Murry et al.（2000，2003）。样品U、Th、K的含量在核工业北京地质研究所测定，其中U、Th含量用NexION300D等离子体质谱仪测定，K含量用Z-2000石墨炉原子吸收分析仪测定。根据Aitken（1998）提出的石英矿物吸收环境剂量率与环境中U、Th含量和K含量等之间的转换关系，计算出各样品所吸收的环境剂量率，并以样品含水量来校正，同时考虑了宇宙射线的贡献。样品WH-01、WH-02和WH-03的含水量为实验室实测；样品WH-04、WH-05、WH-06和WH-08较干，无法获得其实测含水量，统一采用了5%，本批样品含水量引入±5%的变化量。最后，根据样品的等效剂量率和环境剂量率计算沉积物年龄。
图2乌海宽谷河流阶地剖面图（剖面具体位置见图1b）
Fig.2Profiles of the river terrace in the Wuhai broad valley (see Fig.1b for the specific location of the profiles)
（a）—瓦窑剖面；（b）—觉海寺剖面
(a) —Wayao profile; (b) —Juehaisi profile
3 研究结果
3.1 河流阶地剖面与沉积特征
笔者通过野外天然露头和人工挖坑调查，基于地貌特征和剖面沉积特征，在乌海宽谷的瓦窑和觉海寺2个剖面中共识别出4级河流阶地（图2），阶地面河拔高度介于3~21 m之间。其中，在黄河进入乌海宽谷约8 km处的瓦窑剖面观察到T1、T2、T3及T4阶地，在岗德尔山西坡的觉海寺剖面识别出T1、T2及T3阶地，两个剖面相距约20 km。构成T2~T4阶地的地层向现今黄河河道方向（向西）微倾斜。
3.1.1 瓦窑剖面河流阶地
瓦窑剖面位于黄河入乌海宽谷口的东岸，在该剖面识别出4级河流阶地（图3a）。Tw1阶地大部分为村庄、公路、农田所在地，高出河面约3 m，为堆积阶地，露头所见沉积物以漫滩冲积粉细砂和风成细沙为主，河道砾石可能被埋在该层之下，样品WH-06采集于该层上部的粉细砂层（图3b）。
Tw2阶地高出Tw1阶地约5 m，阶地面向河道微倾斜。该阶地沉积物分三层（图3c）：上部主要由砾石层组成，夹黏土和砂层透镜体。砾石较大，2~10 cm者为主，磨圆好，次圆状—圆状，为河床砾石层。此外，砾石统计结果表明，砾石组分与岗德尔山横向排水砾石有很大差异，是古黄河河道发育的。样品WH-05采集于该层底部细砂透镜体。中部主要由细砂层、黏土层组成，水平层理发育，为湖相地层。下部为砾石层。
Tw3阶地高出Tw2阶地约7 m，由3个沉积单元组成（图3d）：上部单元为厚约2.5~3 m的砾石层，颗粒支撑。砾石的高圆度特征和砾石成分的复杂程度表明，砾石为黄河河床砾石层。中部单元由灰黄色粉砂、细沙与灰绿色粉砂质黏土组成，水平层理发育，为湖相地层，厚约3 m。剖面中湖相地层显示向东超覆特征，样品WH-01和WH-04分别采集于该湖相地层下部的粉细砂层和顶部的粉砂层。下部单元为砂砾石层，砾石分选较差，次棱角—棱角状，颗粒支撑，为河流相地层。
Tw4阶地为研究区最高的阶地，阶地面高出Tw3阶地约6 m，高出现今河面约21 m。阶地沉积物可划分为2个沉积单元（图3e）：上层为1.5~2 m的砾石层，下层为出露厚约2~3 m的湖相地层，由灰绿色黏土和细砂层互层构成，未见底。湖相地层顶部为厚3~5 cm的石膏层（图3f），横向延伸稳定，垂向向上过渡为钙质胶结砾石层，向下过渡为粗砂层、细砂和黏土。石膏层上部的钙质胶结砾石磨圆和分选较好，可能受水浪分选作用的结果，为湖泊收缩时残留的湖滨相砂砾石或湖积堤沉积。Tw4阶地代表了一个出露完整的深湖相-滨湖相-河流相的沉积剖面，反映了一期湖面下降、湖泊逐渐萎缩的过程。样品WH-02采集于石膏层下部的粉细砂层。
瓦窑剖面Tw2和Tw3阶地上部的砾石为次圆—圆状，呈叠瓦状排列，其砾石扁平面向南倾，表明向北的古流（图4），与现今黄河流向相同，进一步说明其为黄河古河道沉积物。
3.1.2 觉海寺剖面河流阶地
觉海寺剖面位于岗德尔山西坡，在该地区识别出3级河流阶地（图5a）。Tj1阶地高出河面约3 m，沿黄河部分村庄、公路坐落于其上，由冲积砂砾和粉砂质黏土层组成。
Tj2阶地高出Tj1阶地约11 m，铁路与高铁道路建立于其上。Tj2阶地的层序如图5b所示，主要由4个沉积单元（从上到下）组成。单元1为碎屑支撑砾石，分选差，为河流相；单元2由湖相黏土和粉砂组成，横向延伸稳定；单元3为具基底侵蚀面的河流砾石层；单元4主要由湖相细砂和粉砂组成，发育水平层理，样品WH-08采集于其底部的粉砂层。
Tj3阶地高出Tj2阶地约5 m，觉海寺建立之上。阶地主要由4个沉积单元组成（从上至下，图5c）：单元1为山前洪积角砾石层，从岗德尔山向黄河方向（向西）逐渐变薄至消失。单元2为厚约2 m的砾石层，砾石次棱角—次圆状，具有叠瓦状排列特征，在部分地区其上部覆盖有厚约1 m的人工堆积砾石。单元3为厚1.5~3.3 m的湖相地层，由灰绿色细沙、粉砂及黏土构成的韵律层构成，水平层理发育，往东该湖相地层厚度变薄，逐渐过渡为山前洪积物（砾石大小混杂，棱角状，分选差；成分主要来自附近山体的寒武纪地层，灰岩砾石占约80%，石英砂岩约20%）。样品WH-03采集于该湖相层顶部。单元4为砾石层，砾石分选中等，次圆状—圆状。
图3瓦窑剖面河流阶地沉积特征
Fig.3Sedimentary characteristics of the river terraces in Wayao profile
（a）—河流阶地总览照片；（b~e）—Tw1、Tw2、Tw3和Tw4阶地的地层序列、OSL样品采样点及年龄结果；（f）—Tw4阶地中的石膏层
(a) —general overview photo of the river terraces in Wayao profile; (b~e) —sedimentary sequence, sampling locations and age results of terraces Tw1, Tw2, Tw3 and Tw4, respectively; (f) —gypsum layer in terrace Tw4
图4瓦窑剖面古水流玫瑰花图
Fig.4Paleocurrent diagram measured from Wayao profile
（a）—Tw2阶地黄河砾石层；（b）—Tw3阶地黄河砾石层；黑色箭头表示推断的古流方向（与卵石的倾向相反）
(a) —Yellow River gravels of the terrace Tw2; (b) —Yellow River gravels of the terrace Tw3; black arrows indicate the inferred paleocurrent direction (opposite to the dip orientation of pebbles)
图5觉海寺剖面河流阶地沉积特征
Fig.5Sedimentary characteristics of the river terrace in Juehaisi profile
（a）—觉海寺河流阶地总览照片；（b、c）—Tj2阶地和Tj3阶地沉积地层、样品采样点及年龄结果
(a) —general overview photo of the river terraces in Juehaisi profile; (b, c) —sedimentary sequence, sampling points and age results of terraces Tj2 and Tj3, respectively
3.2 阶地沉积物OSL年龄
采集于乌海宽谷河流阶地7件样品的OSL测年结果及相关参数见表1。所有样品的光释光信号较强，呈快速衰减曲线特征，光释光信号以快组分为主，说明长石在前处理过程中已经去除干净，测试矿物为纯石英，符合OSL测年的要求。样品WH-04和WH-08等效剂量生长曲线接近饱和，其年龄可能低估；样品WH-01、WH-02和WH-03的等效剂量分布比较集中，说明样品在沉积埋藏之前经历较充分的曝光，鉴于石英矿物单片再生法在120~140 Gy可能饱和，因此，3件样品可能给出的是下限年龄；样品WH-05和WH-06晒退较差，等效剂量分布比较分散，可能为快速堆积物，三种模型计算获得的年龄也不完全一致，本文采用的是平均值年龄模型。
表1乌海宽谷河流阶地沉积物OSL测年结果与参数
Table1OSL dating results and parameters of river terrace sediments in the Wuhai broad valley
瓦窑剖面Tw3阶地中，样品WH-01和WH-04分别采集于湖相地层的底部和顶部，但年龄发生了倒置。我们推测这可能跟沉积物的来源及测年方法有关。前人研究表明黄河沉积物的细组分和粗组分可能有不同的来源（Xu Jiongxin et al.，2006）。粗粒主要来源于风化基岩、风沙等地表物质。在运输之前，它们被充分暴露在阳光下，时间足够长，可以重置潜在的光释光信号。河流相沉积物中的细粒可能来自附近的老黄土沉积物，原因是风暴和重力侵蚀（Xu Jiongxin，1999）。由于运输距离较短，其没有足够时间暴露在阳光下，因此在埋藏之前它们的光释光信号重置程度相对较低。这个推测与等效剂量生长曲线呈现的结果相一致。因此，我们认为基于粗颗粒的SAR法取得的样品WH-01年龄可能比基于细颗粒的SMAR法取得的样品WH-04年龄更可靠。
3.3 乌海宽谷河流阶地年代序列
乌海宽谷河流阶地剖面揭露了两个主要地层单元，分别记录了晚更新世早期的湖相沉积和随后的河流相沉积。瓦窑剖面中，Tw1阶地上部的粉细砂层理不发育，应为风成堆积物，层中样品WH-06的OSL年龄为0.52±0.04 ka，表明该黄河下切发生在0.52 ka之前，该年龄代表了TW1阶地废弃的上限年龄。TW2阶地河流相沉积底部的砂层透镜体样品WH-05的OSL年龄为41.98±2.7 ka，代表河流开始发育、加积的时间，也就是湖-河转换的时间，也即阶地废弃年龄的下限。Tw3阶地湖相地层的两个样品（WH-01和WH-04）的OSL年龄分别为87.62±5.53 ka和88.94±7.63 ka，这两个样品的年龄虽然发生了倒置，但可说明河流阶地年龄小于87.62±5.53 ka。Tw4阶地湖相地层顶部样品WH-02的OSL年龄为102.32±6.00 ka，代表了早一期古湖的衰退、河流开始发育的时间。觉海寺剖面中，Tj2阶地湖相地层底部的OSL年龄104.8±8.7 ka（样品WH-08）代表该区晚更新世湖泊开始发育的时间；Tj3阶地湖相地层顶部的OSL年龄67.48±4.07 ka（样品WH-03）代表古湖最高湖面发育的时间，自此古湖开始消退。
乌海宽谷黄河T2~T4阶地为基座阶地，湖相地层构成了阶地的基底。岩相学、地层年代学以及较小距离决定了瓦窑剖面和觉海寺剖面中阶地具有很好的相关性。两条剖面黄河河道距离约为20 km，落差仅为数米，并且两条剖面中T2至T3阶地的湖相地层向上年龄变新且连续沉积，湖相地层时代相近，应为同一古湖的记录。瓦窑剖面向东地势较缓，有利于阶地的保存，因此可见T4阶地，而觉海寺剖面向东为陡峻的冈德尔山，T4阶地未保存或后期被侵蚀。综合两条剖面的阶地沉积特征和沉积物年龄，可建立乌海宽谷黄河阶地沉积-年代序列。
瓦窑剖面中的Tw1阶地和Tw2阶地的OSL年龄样品采集于构成阶地上部的河流相地层，这些河床沉积物的年龄可能与地层表面的废弃时间大致同步，其年龄应是河道废弃时间的合理估计（Merritts et al.，1994）。其余样品均采集于构成T3和T4阶地下部的湖相地层，T2~T4阶地的合理最大年龄可以通过确定下伏沉积物的年龄来估计（Personius，1995）。由此可以得出，瓦窑剖面中Tw1阶地上部粉细砂（样品WH-06）年龄代表了该区T1阶地的废弃年龄的上限；瓦窑剖面Tw2阶地河流沉积物底部的细砂透镜体（样品WH-05）年龄代表了河流开始发育、加积的时间，是阶地年龄的下限；觉海寺Tj3阶地湖相地层近顶部的粉细砂（样品WH-03）年龄近似代表了湖泊消退，河流开始发育的时间，代表阶地废弃年龄的下限；瓦窑Tw4阶地湖相地层近顶部的粉细砂（样品WH-02）年龄也代表阶地废弃年龄的下限。
因此，通过乌海宽谷两条剖面上黄河阶地沉积物特征及其OSL测年结果可建立该区4级河流阶地的年代序列：T1阶地的废弃年龄＞0.52±0.04 ka；T2~T4阶地的废弃年龄分别约为41.98±2.7 ka、67.48±4.07 ka和102.32±6.00 ka。
3.4 乌海宽谷地区晚更新世黄河下切速率
河流下切是指河流流水在基岩中的垂直切割（Personius，1995）。它受到构造、基准面和气候等外来变量的控制（Personius，1995；Antoine et al.，2000）。因此，河流下切速率一定程度上可以反映区域构造、气候等信息。河流下切速率可以通过目前河流水位以上的阶地年龄和地层高度来计算（Burbank et al.，1996；Li Zhihai et al.，2023）。
由上述可知，乌海宽谷黄河阶地的地貌面和沉积特征相似。野外实测结果表明，T1距现代黄河的平均高度为~3 m，T2的平均高度为11 m，T3的平均高度为17 m，T4的高度为21 m。其次，各阶地的沉积层序也相似。根据现代黄河水位以上地层高度和地层年龄，计算出阶地T4~T3、T3~T2和T2~T0间的平均切割速率分别为：0.11 mm/a（102~67 ka）、0.24 mm/a（67~42 ka）、0.26 mm/a（42 ka至今），102 ka以来的平均下切速率约为0.21 mm/a。由此可见，约102 ka 以来，乌海宽谷地区河流下切速率逐渐增大，这与在鄂尔多斯地块东部的黄河晋陕峡谷段观察到的下切速率趋势（Cheng Shaoping et al.，2002）一致。
4 讨论
4.1 乌海宽谷的地貌演变
河流阶地的序列及沉积层序是古地貌演化的重要记录。本研究揭示出~102 ka以来在乌海宽谷东侧岗德尔山西坡连续发育的4级阶地，鉴于黄河到达河套盆地的时间在早更新世（李雪梅，2020；Li Baofeng et al.，2023），远早于T4阶地的形成时间，因此，更高的阶地记录可能因后期侵蚀而在陡峭的岗德尔山西坡基岩之上未保留。乌海宽谷河流阶地由2个地层单元组成，上部的河流沉积和下部的湖相地层，这两套地层在时间上和空间上都具有紧密联系。
乌海宽谷河流阶地沉积特征及沉积物OSL测年结果表明，中晚更新世该区至少发育2期古湖事件，可在瓦窑剖面中识别。Tw4阶地和Tw3阶地基座都为湖相地层，但更高海拔的Tw4阶地湖相地层比较低海拔的Tw3阶地湖相地层老，说明这两个阶地湖相地层不是同一期古湖的产物，而是两期古湖的记录。根据Tw4阶地湖相地层顶部年龄（样品WH-02），早一期的古湖在102±6.00 ka消亡；而新一期的古湖于104.80±8.70（Tj2，WH-08）开始发育，在OSL测年误差范围内这两个年龄可认为是近相等的，在100 ka左右。Tw4阶地湖相地层顶部发育的石膏层（图3f）表明，在约100 ka前发育封闭的咸水—半咸水湖，这与前人在河套盆地的研究结果一致（蒋复初等，2013；李成陆，2017；聂宗笙，2019），该石膏层也代表了前一期古湖开始消亡。从T2阶地湖相地层底部年龄可知，第二期的古湖应是前期古湖消亡后的短间隔内重新开始发育，开始发育时间与前人提出的吉兰泰-河套古大湖（陈发虎等，2008b）发育时间一致。鉴于黄河穿过乌海宽谷向北在磴口附近直接进入河套盆地，而这段河道无天然屏障阻隔，晚更新世吉兰泰-河套古大湖的范围应该已覆盖乌海宽谷地区。这两期古湖交替的期间，该区可能发生过一次区域构造运动，导致河套盆地大部分地区处于剥蚀状态，如在河套盆地郝家窑钻孔（蒋复初等，2013）和ZKHB钻孔（李建彪等，2007）岩性的地层和年代学研究表明，河套盆地钻孔地区在约100 ka地层界线处发育不整合界面，该期不整合界面也出现于银川盆地上更新统惠农组（年代为100~12 ka）底部（童国榜等，1995）。
此外，乌海宽谷T2~T3阶地基座的湖相地层沉积序列的时代约为100~67 ka，这表明，现今为河流地貌的乌海宽谷地区至少在约100~67 ka期间为湖泊地貌。T3阶地湖相地层顶部年龄为~67 ka，代表了该区古湖最高湖面发育的时间，这与“吉兰泰-河套古大湖”（陈发虎等，2008b）的最大湖泛面发育时间一致。自~67 ka之后，古湖面开始下降，河流开始切割先期形成的湖相地层，形成T3阶地，乌海宽谷地区表现为“黄河”与“吉兰泰-河套古大湖”并存的地貌特征，也代表该区主体由湖泊地貌向河流地貌转变的开始。Tw2阶地废弃年龄约为41.98±2.7 ka，而此时河套盆地古湖还未消失（陈发虎等，2008a），该时间可能也代表了湖面继续下降、触发了黄河进一步的下切。综上所述，TW2~TW3阶地沉积-年代序列揭示了该地区晚更新世湖泊上涨到消退并逐渐被河流所取代的地貌演变。
4.2 乌海地区地貌演变的驱动机制
河流阶的地形不仅受到自身水动力条件和荷载特征的影响，还受到外部条件的影响，如构造运动、气候变化等因素（Pan Baotian et al.，2009；Li Zhihai et al.，2023）。对内在变化的复杂响应而产生的阶地往往是相对较小的时间和空间尺度（Maddy et al.，2001；Houben，2003）。大多数第四纪阶地形成的概念模式都集中在外部条件的变化上（Pan Baotian et al.，2009），主要是气候变化和地表隆升及其导致的基准面变化。乌海宽谷河流阶地时间跨度约100 ka，在20 km范围内可追踪，并且可与鄂尔多斯周缘其他河段的低级阶地（表2）进行对比，因此，研究区内河流阶地的形成及地貌的演变受自身水动力条件的影响较小，可能更多受外部条件的影响。本文主要讨论气候变化和区域构造活动对乌海宽谷地区地貌形成的作用。
4.2.1 构造活动与地貌的形成
乌海宽谷瓦窑剖面T4阶地的湖相地层为前一期古湖的产物，该期古湖消亡于~102 ka，随着湖面下降触发河流下切而形成T4阶地。乌海宽谷黄河沿岸阶地序列的保存表明，随着“吉兰泰-河套古大湖”在约67 ka达到最大湖泛面，之后湖面逐渐下降，存在一个持续的降低河流侵蚀基准面的过程，以促进净河道下切，从而形成T3~T2阶地。因此，乌海宽谷T4~T2河流阶地的形成可能归因于河套盆地古湖平面上升和下降所驱动的基准面波动。如果仅是由于古湖湖水外泄，水面下降，也即基准面下降触发乌海地区黄河阶地形成，那么鄂尔多斯地块周缘所有低级阶地的年龄都集中在4个较短的时期（表2），与乌海地区黄河阶地年代相近，这一事实就不易解释。
通过总结120 ka以来乌海宽谷及邻区的古地震事件（图6），并将其与研究区古湖发育时间进行对比，可以发现，在该地区的构造平静期，“吉兰泰-河套古大湖”在乌海宽谷稳定发育（约100~67 ka），而古湖的开始形成和消亡期对应于区域构造活跃期。通过分析乌海宽谷河流阶地的废弃时间与乌海宽谷及邻区古地震事件的发生时间（图6）可以发现，T4、T3和T2阶地废弃年龄与古地震事件E1，E2和E4的时间对应较好，同时结合前文计算所得的研究区T4~T3、T3~T2和T2~T0间的平均下切速率呈逐渐增大的趋势，进一步表明乌海地区黄河阶地可能是区域构造活动的结果。此外，综合前人研究成果发现，鄂尔多斯地块周围的黄河低级阶地和山前台地几乎同时形成，如T1，T2，T3和T4的年龄主要集中在＜11 ka、50~20 ka、110~60 ka和120~90 ka（表2），这与乌海宽谷T1~T4阶地的年龄近一致，表明乌海宽谷河流阶地与环鄂尔多斯地块其他地区T1~T4阶地形成条件应该相同，是区域构造活动的结果。由于崩裂、曲流切断或捕获而导致的河道改道也可能导致在不断升高的地区形成阶地，然而，由移动的河道形成的阶地将是局部的（Bridgland and Westaway，2008），而不像乌海宽谷河流阶地序列在鄂尔多斯地块周缘大范围河道两侧可追溯。
表2鄂尔多斯地块周缘黄河低级阶地和山前台地年龄
Table2Formation ages of the Yellow River lower terraces and piedmont terraces around the Ordos block
注：OSL为光释光测年；CNE为宇宙成因核素暴露测年；ESR为电子自旋共振测年；MS为古地磁测年；14C为放射性碳测年。
图6乌海宽谷及邻区120 ka年以来气候-构造事件
Fig.6Climate-tectonic events since120 ka in Wuhai broad valley and neighboring areas
（a）—乌海宽谷河流阶地年代序列；（b）—研究区断层活动序列（古地震序列，数据来自Liang Kuan et al.，2018；高泽民，2020）；（c）—榆林蔡家沟黄土剖面磁化率（丁仲礼等，1998）；（d）—印度洋V19-27钻孔岩芯的底栖生物δ18O记录（Pisias et al.，1984），同位素阶段由Martinson et al.（1987）通过线性插值计算所得
(a) —chronological sequence of the river terrace in the Wuhai broad valley; (b) —sequence of fault activity in the study area (paleoseismic sequences, data from Liang Kuan et al., 2018; Gao Zemin, 2020) ; (c) —magnetic susceptibility in the loess profile of Caijiagou in Yulin area (Ding Zhongli et al., 1998) ； (d) —benthic δ18O record from southwestern subpolar Indian Ocean core V19-27 (Pisias et al., 1984) with ages linearly interpolated between isotopic evemts dated by Martinson et al. (1987)
由此可见，区域构造活动对于河套盆地古湖存亡及乌海宽谷河流阶地形成的影响是显著的。如鄂尔多斯地块隆起使得河套盆地古湖的出水口堵塞，黄河外流受阻，在河套盆地形成古大湖（李建彪，2006；陈发虎等，2008a，2008b；何哲峰，2009）；而随着鄂尔多斯北缘断裂托克托段抬升速率减小，断层停止活动，流水冲刷导致出水口标高降低，黄河就进入新的外流期（李建彪，2006）。区域性隆升作为一个必要条件，也是鄂尔多斯地块周缘发育包括河流阶地与山前台地的阶梯状平面地貌近同期形成的驱动因素。
4.2.2 气候变化与地貌的形成
前人研究表明，中国北方气候变化明显受到全球变化的影响，在120 ka以来发生着周期性变化。如榆林地区的黄土演替（丁仲礼等，1998）与晚更新世气候变化的海洋氧同位素记录（Pisias et al.，1984; Marinson et al.，1987）对应较好（图6）。此外，萨拉乌苏河滴哨沟湾剖面地球化学元素氧化物及其比值反映的倒数第二次间冰期以来，中国北方气候频繁的波动与全球变化具有高度的一致性（靳鹤龄等，2005）；银川盆地孢粉资料所揭示的古气候环境的变化格局可与黄土高原以及全球冰量的变化趋势基本一致（杨振京等，2001）。研究区处于沙漠-黄土边界带，是一个对气候变化反映敏感的区域，与研究区邻近的榆林、银川盆地等地区同属沙漠-黄土边界带，因此，研究区晚更新世以来的气候变化趋势与榆林、银川盆地等地应一致，具有全球性。由图6可以看出，乌海宽谷T4、T3、T2和T1阶地分别形成于MIS 5、MIS 4、MIS 3和MIS 1，不是明显的气候过渡时期，这并不符合河流下切主要发生在气候变暖或变冷的过渡时期的规律（Pan Baotian et al.，2009）。因此，气候变化可能不是研究区河流阶地形成的主要因素。
综上所述，构造活动是形成河套古大湖的必要条件，即盆地出水口抬高、黄河从外流河转变为内流河，在河套盆地形成古大湖。在上述条件满足的情况下，气候对古大湖的形成有促进作用，如MIS5的暖湿气候有助于深湖的形成以及湖泊范围的扩大。随后在区域构造活动的影响下，古大湖开始消退，随着湖泊消退、湖水排干的过程中伴随着河套盆地内部及其上游黄河阶地的弃置，河流沿着先前形成的湖相地层之上发育、下切，从而在乌海宽谷形成以先期形成的湖相地层为基座的河流阶地。
5 结论
本文通过野外地貌调查和沉积学分析，结合OSL测年结果，建立了黄河上游乌海宽谷的河流阶地序列，计算了约102 ka以来的切割史，讨论了阶地与吉兰泰-河套古大湖发育的关系及其该区湖-河地貌转变的机制，加强了对黄河演化历史的认知。得到以下结论：
（1）乌海宽谷发育四级黄河阶地，T1为堆积阶地，T2、T3及T4为基座阶地。阶地年代序列为：T4、T3、T2和T1阶地的废弃年龄分别为102.32±6.00 ka、67.48±4.07 ka、41.98±2.70 ka和＞0.52±0.04 ka。阶地T4~T3、T3~T2和T2~T0间的平均下切速率分别为：0.11 mm/a（102~67 ka）、0.24 mm/a（67~42 ka）、0.26 mm/a（42 ka至今），显示黄河下切速率逐渐增加的特征。
（2）乌海宽谷T2~T3阶地上普遍发育约100~67 ka时期的湖相地层，该湖相地层与“吉兰泰-河套古大湖”时代一致，说明该古大湖的范围已到达乌海地区，河套盆地在晚更新世发育“河湖共存”的地貌景观。距今约67 ka湖水逐渐退却，河流地貌逐渐形成。
（3）乌海宽谷地区T1~T4阶地形成时间与该区古地震时间的耦合，以及与环鄂尔多斯地块其他地区T1~T4阶地形成时间的近一致性表明，该区晚更新世河流阶地的形成及湖-河地貌的转变主要受控于区域构造活动。
致谢：陕西中晋科技有限公司宋代才先生、西安石油大学韩卓辰、刘萍、罗明月同学参加了野外工作，中国地震局地壳应力研究所赵俊香高级工程师在光释光测年及数据讨论中给予了帮助，三位匿名审稿专家为本文提出建设性修改意见与建议，在此一并感谢。
注释
❶ 宁夏回族自治区地质局区域地质调查队.1979.1∶200000地质图乌海市幅（J-48-V）. 中国地质图制印厂.
❷ 宁夏回族自治区地质局区域地质调查队.1980.1∶200000地质图石咀山市幅（J-48-XI）.中国地质图制印厂.
