环境地球化学记录

本节由李容全执笔。李容全，北京师范大学资源与环境科学系。

古湖泊沉积中的环境地球化学记录，是确定古湖泊性质、进行同一湖区不同地点的地层对比、重建古湖区的古环境以及古环境演化过程等方面的重要依据之一。在泥河湾地区，最初采集与研究当地的哺乳动物化石标本时，所用的石膏就是采自于泥河湾层中的生石膏(周廷儒等，1991)。此外，在野外的大部分露头剖面里都可以用肉眼观察到所存在的易溶盐沉积层次。基于这一现象，1980～1982年作者本人在泥河湾古湖草测了几个沉积剖面，并系统地采集了样品，进行了易溶盐类的实验分析。这份研究成果被《泥河湾盆地新生代古地理研究》所录用(周廷儒等，1991)。在这份成果中，受专著的系统性限制而未涉及地层对比、古环境等可以展开却未展开的问题。截至目前，做过泥河湾层地球化学分析研究的还有天津地质矿产研究所(陈茅南，1988)，他们取得了丰富的有关泥河湾层的常量与微量元素的实验分析数据。可是，这些数据跟古湖泊的环境与环境演化的相互关系，讨论得不够。当然这些正是将常量与微量元素分析应用到古湖泊沉积研究中尚未完全解决的难点问题之一。这个问题的解决仍有赖于地球化学的进一步发展，才有可能得出科学合理的解释。

一、剖面沉积记录

剖面沉积记录是关于湖泊沉积的直观的地球化学特性的反映。为了充分反映泥河湾古湖沉积的地球化学规律，或者说易溶盐沉积特征，从湖滨至湖心方向特选取铺路、红崖、郝家台、虎头梁和浮图讲共5个沉积剖面，进行野外宏观分析与对比。

(一)铺路剖面

位于蔚县北水泉乡铺路村西南公路路堑附近，相当于过去文献中的“城墙剖面”的位置。1997年拓宽并重修这条公路时，该剖面下部被破坏。原剖面自上而下沉积特征为:

泥河湾裂谷与古人类

泥河湾裂谷与古人类

在剖面中，2～13层属湖滨相沉积，夹有入湖三角洲相沉积(即7，9，12层)，在这套湖滨相沉积中，夹有10层石膏薄层和近底部砾石有被部分石膏膜包裹的现象。14层以上至27层为湖相层及水下三角洲相沉积，其宏观特征是一套富含碳酸钙的沉积，局部甚至出现钙板层，而不见任何形式的石膏。显然剖面下部代表曾有石膏能够断续析出的沉积环境，上部则转为断续使碳酸钙能够析出的环境条件。通观全剖面，下部为湖滨相沉积占优势，上部浅湖相沉积占优势，所以这个剖面有明显的湖侵层序规律。

(二)红崖剖面

位于铺路西北约3km，壶流河左岸，红崖村南。剖面厚度94.40m，河湖相层总厚度90.26m，沉积层自上而下顺序为:

泥河湾裂谷与古人类

泥河湾裂谷与古人类

红崖剖面仍存在从下部的湖滨相(第2层)向上变为浅湖相和水下三角洲相的相变层序。从铺路剖面厚壁蚌出露层位与石膏产出层位关系看，红崖剖面湖滨相底层，虽未见石膏产出，却有芒硝出现，上部的碳酸盐类(第4层以上)与铺路剖面特征极为相似，同样构成一个湖侵层序的特征剖面。

(三)郝家台剖面

位于郝家台村南。剖面在壶流河一侧高80余米。地层特征自上而下为:

泥河湾裂谷与古人类

泥河湾裂谷与古人类

从总体特征看，下部以湖相黏土为主;上部沉积颗粒较粗，也出现入湖三角洲相;最顶部为风成马兰期黄土层。碳酸钙沉积在第2层出现。这种上粗下细的沉积特征，似乎说明湖泊变浅。同期湖泊沉积剖面，铺路和红崖剖面反映了湖侵特征，而郝家台剖面却反映湖泊变浅，这是一种值得注意的矛盾现象。

(四)虎头梁剖面

位于虎头梁村南，雪儿沟两岸。剖面出露部分仅54.6m，自上而下沉积层为:

泥河湾裂谷与古人类

虎头梁剖面下部(第6层及其以下)，第2层产多刺鱼化石，第3层夹有多层石膏薄层，沉积物以浅湖相层为主。上部(第7～15层)除浅湖相层以外，尚有多层入湖三角洲相粗粒沉积，碳酸钙淀积明显，并有多层钙板层。

(五)浮图讲井儿窊剖面

位于井儿窊村北约300m的桑干河右岸陡坎处。剖面沉积岩性自上而下顺序为:

泥河湾裂谷与古人类

在这个剖面中，以第6层为分界，上部为夹有钙板层的浅湖相沉积及个别水下三角洲沉积层(第15层);下部为夹有石膏薄层的湖相沉积层。

(六)剖面宏观特征分析

为了判别各剖面上段与下段接受湖泊作用或接受河流作用的程度，在这里引入累计厚度比R与L两个指标。R为代表河流作用的粉细砂层和砾石层的层段累计厚度(hg+s)与本层段地层累计厚度(hn)的比值，R值大于等于零，且R值愈大表示河流作用占的比重越大，愈趋近于零河流作用愈不显著。L为湖相层在层段内的累计厚度(hl)与本层段地层累计厚度(hn)之比，L值愈大湖泊作用愈占优势，且有R+L=1的规律。按照这两个指标判别以上5个剖面(表3-1;图3-18)，井儿窊剖面上段河流影响只占0.11;郝家台剖面上段河流作用则超过井儿窊剖面上段1倍多，达到0.26。井儿窊与郝家台两剖面的下段均未受到河流作用的影响完全处于湖泊环境之下，所以它们的R=0，L=1。既然上段与湖泊扩张时期相对应，却又出现河流作用并占有R≥0.11的比重，可能说明在上段沉积时期湖泊总体变浅。另外，红崖与虎头梁两个剖面的上段R值分别为0.48和0.50，L值为0.52和0.50，都近乎于河、湖作用参半的状况，证明两剖面所在的地点处于相似的环境，即更靠近湖滨或已成为湖滨环境。相反，虎头梁剖面下段L=0.87，湖泊作用占主导地位，红崖下段则为湖滨环境(R=0.55，L=0.45)。铺路剖面由于处于湖湾区的湖滨地带，所以它的下段 R =0. 32 而其上段 R =0. 22，当用蔚县古湖与泥河湾古湖在此期连通，使得 R 值减少了 0. 10。红崖剖面上段的 L 值大于下段，也可能与两湖的连通有关。

表3-1 各剖面 R 和 L 值比较表

图3-18 各剖面之间 R 和 L 比值的变化

图3-19 沉积剖面宏观对比图

以上 5 个剖面除顶部的非泥河湾层以外，出露的泥河湾层的共同特点是都有近似特征的上部沉积，和相似的下部沉积。根据在同一个古湖中同期不同部位的湖泊水化学环境及其相应地球化学沉积具有相似性的原理，这 5 个剖面的下部含有石膏的湖相层是可以相互对比的，带有钙板层的上部沉积也是可以相互对比的 (图3-19)。其中，唯有郝家台剖面下部肉眼未辨别出石膏沉积，但在易溶盐分析中发现其第2层及其以下SO^2-₄、Ca²⁺、Mg²⁺等离子含量相对上部有骤增现象，证明它与其他剖面下部有同样的可比性。

二、泥河湾层中石膏的产状与特征

在出露的泥河湾层天然剖面的下部，石膏产出有3种类型(图3-20)。

图3-20 湖相纹层与石膏特征

(1)在湖滨相沉积中的石膏 (例如城墙剖面下部)，连续成层性较差，但仍有部分成层的。其特点是石膏晶体颗粒较大，可达 0. 6 ～1. 4 cm 大小。这可能与湖滨及湖泊滩地特殊的蒸发结晶析出环境有关。

(2)水下入湖三角洲相砾石间空隙中的石膏，湖水浅，晶体生长在砾石之间的空隙中，晶体透明度高，晶粒大小悬殊，常见 0. 3 ～1. 0 cm 的晶粒 (见于虎头梁第 6 层)。

(3)湖心区纹层中的石膏 (浮图讲井儿窊剖面)，成层性好，晶粒细小，肉眼难以辨认出晶体。

三、纹层的 X 射线能谱检测

从对石膏纹层和碎屑纹层的 X 射线能谱检测结果 (表3-2)中发现: ①石膏纹层内的 S、Ca 质量百分比均高，S、Ca 的原子数百分比均很接近，且 S、Ca 原子数百分比值大小与石膏在纹层中的存在形式和含量多少有关。②碎屑纹层中，Si 的质量百分比和原子数百分比都突出的高，显示出旱季和非旱季形成的石膏与碎屑年纹层在成分上的明显差别。

表3-2 X 射线能谱分析结果

四、化学分析

为确定古湖水的水化学环境，对沉积物样品进行了易溶盐含量与成分的化学分析。除上述5个剖面外，还对蔚县盆地的小枣碾、阳原县城东的狼洞沟和大同盆地东缘的余家寨剖面，以2m等间距和变层加取的原则所采集的共204个样品，做了易溶盐分析，进行简单统计(表3-3)后发现:湖滨区与浅湖区沉积物的易溶盐含量及其在剖面中的分布规律存在明显差别。

(一)浅湖沉积物中的易溶盐

在浅湖区，同一个沉积剖面内主要易溶盐离子含量于剖面上段和下段有明显差别。首先是除红崖剖面外，其他各剖面上段的Cl^-、K⁺+Na⁺含量均以数倍高出下段Cl^-、K⁺+Na⁺的含量。这个倍数的数值，在郝家台剖面Cl为1.28，K⁺+Na⁺为3.14;在虎头梁相应为3.28与1.52;狼洞沟为2.43和2.50，井儿窊是4.69和4.16。若参见剖面描述记录，Cl^-、K⁺+Na⁺含量及剖面上、下段它们含量的倍数差值大小都与剖面内入湖三角洲沉积层次多少及累加厚度密切相关。例如，郝家台剖面上段有5层累计厚度为15.0m的入湖水下三角洲沉积，剖面上段的Cl含量及其高于下段的倍数(1.28)均低于其他几个剖面。其次，是相反的情况，即各剖面下段SO^2-₄、Ca²⁺、Mg²⁺的含量皆成倍数高于上段相应离子的含量(表3-4)。

表3-3 泥河湾各剖面易溶盐分析结果

①离子浓度(ioncontent)，mmol/kg;②含盐量(saltcontent)，mg/g;a=2SO^2-₄/Cl^-;b=K⁺+Na⁺/2(Ca²⁺+Mg²⁺);c=Ca²⁺/Mg²⁺。

表3-4 各剖面下段离子含量与上段相应离子含量的比值

由以上可见，浅湖区各剖面的下段沉积时期湖水处于硫酸盐浓度相对高的环境，并且达到了在一些旱季有石膏析出的程度。当发展到上段沉积时期，古湖水更向咸化方向发展，也就是在易溶盐中氯化物的浓度占了优势比例，但并未检测到盐岩沉积物质。

尽管采用每克土所含有的易溶盐毫克数作为含盐量不能代表沉积相应时限沉积物时的古湖水的含盐量或咸度，却依然可以用它作为代用指标，反映古湖水含盐量的变化趋势。由此得出各剖面的含盐量变化曲线 (参见图3-21)。从上段与下段平均含盐量看，多数是下段的含盐量低于上段的，其中唯有虎头梁剖面除外。发生这种情况的原因，可能与它上段的 R、L 值各是 0. 5 有关，同时氯盐是极易被溶解而迁移的盐类，也可能存在沉积期后的部分溶解、迁移使其含量减少。另外的佐证是湖滨区的含盐量均存在被入湖淡水冲淡的现象。正由于上段含盐量高，也反证，下段是硫酸盐湖的古湖水环境，上段则至少为已进入氯化物湖的早期阶段。

图3-21 各剖面易溶盐成分、含量及离子比值曲线

(二)湖滨沉积物中的易溶盐

红崖南沟剖面和铺路剖面均为湖滨沉积剖面。其中，红崖剖面上段(0～32.06m)CO^2-₃离子平均含量与浅湖区的非常接近，而Cl^-仅是本剖面下段的1/4.59，截然不同于井儿窊剖面的情况;SO^2-₄是下段的1/1.97，趋势与浅湖区各沉积剖面一致，但上、下段各自的平均含量均比浅湖区各剖面的少，上段SO^2-₄为虎头梁上段的1/1.95，井儿窊剖面上段的1/2.6，下段对应为1/4.05和1/4.72。K⁺+Na⁺离子在剖面上段的平均含量也低于剖面下段;Ca²⁺、Mg²⁺离子的平均含量都低于浅湖区各沉积剖面的平均水平，但却有与浅湖区各沉积剖面相似的规律，即剖面上段低于剖面下段的平均含量。红崖剖面上段沉积物的易溶盐平均含量为10.81mg/g，远低于浅湖区大于23.94mg/g的水平;下段为24.10mg/g，与郝家台剖面的接近，却高于铺路剖面(16.82mg/g)的数值，而低于浅湖区剖面下段的平均值。

为何会出现各种离子含量均低，而Cl^-和K⁺+Na⁺在剖面上段与下段分布发生反常现象呢?其一，湖滨区偏粗的沉积颗粒吸附盐分的能力差，而湖滨沼泽易出现H₂S释放，SO²⁺₄离子总量因而下降。同时在旱季湖滩显露，强烈蒸发使湖滩表层盐渍化，雨季的坡面漫流冲洗湖滩表层盐分并携至浅湖乃至深湖区聚集。如此年复一年地重复这样的过程，而不利于盐分尤其是氯盐的积累和原位封存。其二，若对比累计比与平均含盐量的关系，湖滨区附近河流与湖泊作用几乎参半，淡水冲淡湖滨区湖水以及盐分向浅湖区方向迁移的现象是不可忽视的。盐分聚集在井儿窊、狼洞沟等剖面的现象就是个间接证据。王苏民等在对岱海的研究中，已揭示了河流对湖泊沉积物中元素分布的类似影响(王苏民等，1990)。

五、讨论

(一)古湖的性质与演化

化学分析结果揭示:①雪儿沟和井儿窊剖面下段易溶盐离子成分以SO^2-₄、Ca²⁺、Mg²⁺为主;②这3种离子各自的含量在水平方向上从红崖向雪儿沟和井儿窊递增;③铺路和红崖剖面下段的阳离子中，K⁺+Na⁺的含量高于Ca²⁺，也高于Mg²⁺，而Ca²⁺+Mg²⁺的含量在铺路高于K⁺+Na⁺，在红崖低于K⁺+Na⁺的含量;④井儿窊剖面下段的易溶盐含量最高(41.0mg/g)。由此可见，泥河湾古湖在下段沉积时期古湖水的性质已是以SO^2-₄、Ca²⁺、Mg²⁺为主。根据地层和微观观察，在古湖滨沉积层中，铺路剖面下段有部分层位出现石膏夹层，红崖剖面下段局部层位有芒硝沉积出现。在湖心区沉积剖面下段大部分层段里夹有石膏薄层和微薄层。从而判断，古湖水不仅已达到以SO^2-₄、Ca²⁺、Mg²⁺为主的程度，而且在旱季湖心区湖水易溶盐浓度能够达到石膏结晶析出的水平。这标志着古湖已发展到碳酸盐湖和硫酸盐湖的临界状态。所以，在剖面下段沉积时期古湖至少属于微咸水—半咸水湖性质。泥河湾层软体动物化石和有孔虫研究的结论都能佐证这一推论(黄宝玉等，1981;汪品先等，1975)。

在各剖面上段，化学分析结果显示湖滨相沉积中的易溶盐变化最为复杂，受河川影响和湖水位年内与年际变化影响最深刻，难以反映古湖性质与演化，而只能选用浅湖相沉积剖面的易溶盐分析结果反映古湖性质。在剖面上段沉积时期，铺路和红崖附近虽然受湖面扩张以及蔚县古湖与泥河湾古湖沟通的影响，湖相层所占的厚度比重有所增加，但河流相堆积仍占较大比重，并未完全脱离湖滨区。雪儿沟剖面上段河、湖作用参半，已成为湖滨区。所以，仅有剖面上段的易溶盐分析结果能够用来恢复古湖的性质与演化。在井儿窊剖面上段，易溶盐的离子构成中Cl^-和K⁺+Na⁺是主要成分，Cl^-含量为其余3种阴离子之和的3.9倍;K⁺+Na⁺含量是Ca²⁺+Mg²⁺的5.1倍。这表明湖水已由下段的SO^2-₄、Ca²⁺、Mg²⁺为主的环境转变成为以Cl^-、K⁺+Na⁺为主的环境，沉积物中的易溶盐平均含量也由下段的41.0mg/g增至上段的50.3mg/g。按溶解度，KCl、NaCl和MgCl均比CaSO₄、K₂SO₄和Na₂SO₄的迁移能力强，不容易在内陆湖泊中聚集。这时的古湖水应属于向氯化物湖过渡的半咸水湖。但在野外未观察到盐岩沉积的现象，所以推测此阶段只是古湖水中氯盐不断累积阶段。

红崖剖面和雪儿沟剖面的顶部，均有河流砾石层出现。在泥河湾湖盆的广大地区，除湖滨相沼泽层外见不到古湖消亡阶段普遍发育的沼泽层，而是湖相层顶部突然为河流相砾石层覆盖。这标志着泥河湾古湖的消亡具有突变性。

由以上分析可知，泥河湾古湖早期是微咸—半咸水湖，晚期为半咸水湖。这样的特征理论上为内陆湖泊所特有，与岱海、黄旗海和青藏高原等地区的一些内陆湖泊在性质上是相似的。

(二)古气候环境

微咸水—半咸水内陆湖泊是半干旱气候环境下的产物，湖泊盐分变化则反映了半干旱气候区的干、湿波动规律。微咸水—半咸水内陆湖泊和半咸水内陆湖泊表明蒸发作用超过降水补给。蒸发与降水的变化改变着Cl^-、SO^2-₄、HCO^-₃、CO^2-₃、K⁺、Na⁺、Ca²⁺和Mg²⁺的构成关系以及盐分含量的变化(ЛукашевКИ，1992)。在泥河湾地区，这种变化是十分明显的(图3-21)，它反映了半干旱区湖面蒸发与补给对比关系的变化。

从易溶盐离子沿剖面的变化看，除湖滨的红崖剖面外，CO^2-₃和HCO^-₃均为反映气候变化的迟钝型离子。各离子含量沿剖面的变化与湖的演化阶段有关。在剖面下段湖水为SO^2-₄-Ca²⁺-Mg²⁺型，因此SO^2-₄、Ca²⁺和Mg²⁺离子含量变化十分显著。它们有5峰5谷的变化，与易溶盐分含量变化一致。在各种离子含量的比值中，只有SO^2-₄/Cl^-有与SO^2-₄、Ca²⁺和Mg²⁺相似的变化，它们的变化曲线共同反映着泥河湾地区在剖面下段沉积时期的气候变化。在剖面上段，湖水已向Cl^--K⁺-Na⁺型过渡，或已成为Cl^--K⁺-Na⁺型，说明气候的进一步干旱化。此时SO^2-₄、Ca²⁺、Mg²⁺和SO^2-₄/Cl^-沿剖面的变化已不显著，Cl^-、K⁺+Na⁺和(K⁺+Na⁺)/(Ca²⁺+Mg²⁺)的变化曲线则清楚地反映本地区降水的变化。在纵向上，上段沉积时的气候更加干旱，降水量更小，这种气候变化趋势与洛川黄土剖面的一致。刘东生等人对洛川黄土剖面的研究显示，离石黄土的平均粒度组成比午城黄土粗，CaCO₃的平均含量比午城黄土高;午城黄土中SiO₂，Fe₂O₃和Al₂O₃的相对积聚程度及CaO的相对淋溶程度均比离石黄土高，SiO₂/Al₂O₃，FeO/Fe₂O₃和CaO/MgO比值则比离石黄土小，说明离石黄土堆积时期的一般气候状况比午城黄土堆积时更为干旱，结果才有冬季风作用的增强和离石黄土较午城黄土堆积范围的扩大(刘东生等，1985)。泥河湾层的主体为下更新统。因此，各剖面的下段对应午城黄土堆积时期，上段相当于离石黄土堆积的早期和中期。

各剖面下段易溶盐含量沿剖面的变化曲线，显示出5峰5谷，反映古气候变化存在干与湿的5个变化旋回。干旱阶段出现峰值，降水相对增多的湿润阶段出现谷值。在红崖剖面下段的上部，有2个湖水被淡化的短暂时段，倒数第1个淡化时段持续得可能略长一些(图3-20)，此刻湖水已被淡化，变为淡水。由于湖滨是河湖交互作用的地段，所以这里反映环境变化可能比湖心区更敏感。从下段曲线总体变化趋势看，下段的顶部沉积时段古气候环境当时是整个下段沉积时期气候相对最湿润的时段。所以，各种主要离子和易溶盐含量变化曲线的峰值均集中在下段沉积的中下部，顶部则为宽谷出现的位置。显然，顶部对应于相对湿润、湖水相对比较淡化的时段。在红崖剖面附近这种总的变化趋势却出现反常，顶部盐分高，各种离子出现振荡式峰值，似乎反映出一种截然不同于其邻近湖区的环境，而呈现出更为干旱的环境。何以出现这种现象?根据沉积层特征对比，并无错误。那么只能从两个方面去寻求答案，关键是它所处的特定位置—湖滨。其一，旱季湖滩裸露，蒸发使盐分向滩面聚集。其二，雨季湖滩淹没使滩面下土层浸入后期盐分。可能这两种过程同时存在，使其出现反常的曲线变化。

剖面上段的易溶盐含量沿剖面的变化，在红崖有4峰5谷的特征，而在雪儿沟变化幅度略大一些，但频度低，只有3～4个旋回。其原因可能是由于这两个剖面上段处于极易迁移的氯盐累积区，并且与后期聚集特征有关。

(三)新构造运动

在剖面上段，开始出现湖泊深浅和湖面范围的变化。这一变化的分界点在红崖附近。在分界点以南以东，湖水加深，湖面扩展，剖面表现是湖滨相沉积层被较厚的湖相层覆盖;在分界点以北以西，湖水变浅，造成湖相层被流水堆积的砾石层覆盖，使雪儿沟剖面下段的浅湖相堆积层变为上段的湖滨区堆积层。同一个湖泊同一时期不同部分的这种明显变化，可能是新构造运动的结果。也就是在红崖至雪儿沟甚至更西一些的湖盆底部相对抬升，使以西以北的湖水变浅，这一构造发生的起始时间大约在早更新世末-中更新世初，和青藏高原的再次隆升是同步的。

另外，结合剖面描述以及根据易溶盐分析所判断的湖泊发育阶段，可以发现在泥河湾层上段沉积时期，既是湖侵时期，又是由硫酸盐湖向氯化物湖过渡的湖区气候更趋干旱的时期。湖侵发生在气候更趋干旱的时期，说明湖侵显然不是内陆湖区降水量增加使湖水总量增加造成的，正确的答案只能从新构造运动去寻找。湖侵型剖面最典型的为铺路剖面和红崖剖面，这2个剖面恰好证明在泥河湾层下段堆积结束之末，在铺路和红崖一带出现地壳下沉，其结果不仅使这里出现了湖侵型剖面，而且还使泥河湾古湖与蔚县古湖通过这里相互连通。

(四)古水系变迁

微咸水—咸水是封闭的内陆湖泊所特有的特征之一。桑干河穿流本地区，在泥河湾盆地东南隅的石匣流出，这是个众说不一的问题。有人通过阶地位相对比，得出中更新世初河流穿越石匣而出的说法(宋津生等，1982)。殊不知阶地缺少物质的对比而作长距离的形态对比是很不可靠的。既然通过前述已判定泥河湾古湖早期有微咸水—半咸水内陆湖和晚期的半咸水内陆湖的属性，那么桑干河在泥河湾古湖存在时期是汇入湖盆而不穿越湖盆的内流河。湖盆周围的水系自然也不像今日这样汇入桑干河，大部分是独立汇入湖盆的内流河，只有桑干河上游支流是通过桑干河干流汇入湖盆的。

桑干河流过石匣可能有3种原因:①湖盆底部新构造抬升引起湖水骤然从石匣缺口外逸，切出石匣峡谷，这种想法的根据是红崖-雪儿沟之间盆地底部的抬升迹象;②突发性暴雨洪水引起湖水位猛涨，造成湖水逸出石匣，此推想的依据是红崖和雪儿沟剖面顶部出现的厚层河流相砾石层;③下游河流溯源侵蚀的结果。石匣被切穿，泥河湾古湖立即泄水消亡。