1 引言

河流地貌及河流沉积物是研究河流演化历史的重要信息载体。其中,河流阶地作为河流地貌最重要的组成部分,因其是河流曾经古河道的所在地,是揭示河流发育历史最直接的地貌证据^[1,2],并且流域内最老阶地的年代指示着河流的最晚发育年代^[3,4]。而河流沉积物,特别是砾石层,通过分析其沉积环境,同样能反映河流发育过程,而且流域内最老河流相砾石层的堆积年代基本反映了河流的最早发育时代。因此在河流发育史的研究中,河流阶地和冲积砾石层的研究成为广泛瞩目的关键。例如基于最老阶地的研究,重建了黄河及其支流水系^{[1, 5~10]}以及长江的发育史^{[11,12,13,14,15]};在黄河^{[3, 16]}、长江^{[17,18,19,20,21,22,23,24,25]}以及黑河^[26,27]等河流的发育演化研究中,广泛应用了河流沉积物（砾石层）的分析方法。

值得一提的是,不论是运用河流阶地还是运用河流沉积物来研究河流发育,都需要准确的年代控制,因此在河流发育研究中测年工作显得尤为重要。当前,对于年代久远的河流阶地或沉积物,电子自旋共振（ESR）测年和古地磁测年是行之有效的测年方法,并得到了广泛的应用^{[3, 28-35]}。此外,在进行河流砾石层研究时,常运用砾组分析法（砾径、砾向、砾态和砾性等方面）来定量研究砾石层的沉积环境,该方法有助于揭示和重建砾石层形成时的动力条件、搬运过程、岩性成分以及物质来源等信息^{[36,37,38,39,40]},进而为判别砾石层的归属以及河流发育研究提供参考。

青弋江是长江下游地区最长的一级支流,发源于黄山山脉,是研究中国东部地区中小河流发育的理想案例。并且沿青弋江中上游两岸分布着多级河流阶地和砾石层^{[4, 40-42]},为该区河流发育研究提供了良好的地貌学和沉积学证据。本研究旨在通过砾组分析法判定砾石层的沉积环境,并借助ESR测年和古地磁测年等方法,测定青弋江最老河流阶地和最老河流相砾石层的年代,最后对青弋江发育的年代、过程及原因进行了初步探讨。

2 研究区及研究剖面

黄山山脉地处中国华东地区,主体位于安徽省黄山市境内。山脉主体呈北东走向,南北长约40 km、东西宽约30 km^[43],是长江水系和钱塘江水系的区域分水岭。黄山北麓地区发育了多条河流,如青弋江和水阳江等,属于长江下游水系的重要组成部分。其中,青弋江是长江下游地区最长的一级支流,全长309 km,流域面积达7195 km^2[4]（图1a）。青弋江流域属中亚热带季风气候,年均气温为16 ℃,年均降水量为1500 mm,为青弋江及其支流提供了稳定的降水补给。

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图1   研究区概况：青弋江和泾县盆地及研究剖面(AA′为溪口剖面,BB′为城北剖面)

Fig. 1   Sketch map of the study area. (a) The Qingyijiang River and the Jingxian Basin; (b) The Jingxian Basin and the cross sections: AA' denotes Xikou cross section; BB' denotes Chengbei cross sections

青弋江流域构造上属于江南古陆北部骨干的皖南突起,其北侧是宁芜洼陷^[44],因而造就了河流自南而北的基本流向。其中,青弋江泾县盆地段位于青弋江上游地区,既是山区峡谷与河谷平原的交汇处,又是皖南山区和沿江平原的过渡地带,该区河流地貌比较发育,是研究河流发育的关键河段（图1）。经野外考察,泾县盆地存在溪口和城北等2个天然研究剖面,共发育了1级洪积扇台地（P）、3级河流阶地（T3、T2、T1）,以及4级砾石层（表1）,并且沿河两岸一般发育狭窄的河漫滩（T0）（图1b,图2）。其中,SJ-T3阶地、TY-T2阶地和XG-T1阶地都发育了较厚的砂层,该砂层具有水平层理结构,并且自下而上粒径总体变细、粘粒含量增多。此外,P台地、T3阶地和T2阶地之上均堆积了厚度不等的网纹红土（图2,表1）。

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图2   研究剖面和ESR样品采样点

Fig. 2   Cross sections and the ESR sampling points

3 研究方法

3.1 砾组分析法

砾组分析是定量研究砾石层沉积环境的有效途径之一。由于前期已经对溪口剖面砾石层进行了砾组分析^[40],所以这里仅对城北剖面的GT-P台地、CB-T3阶地和TY-T2阶地等砾石层进行分析。在野外,将上述3个砾石层剖面均分成上下两层位,分别命名为1层位和2层位。针对每个层位,采用网格法选择10 cm×10 cm的区域,对每个网格内的砾石进行砾径、砾态和砾性等参数的测量与计算,并且要求每个层位统计砾石不少于100颗。

其中,砾径计算首先测量每颗砾石的长轴（a轴）、中轴（b轴）和短轴（c轴）的长度d_a、d_b和d_c,然后再计算砾石粒径d,其计算公式为 d=dadbdc^[37,38]。砾态分析则按照棱状、次棱状、次圆状、圆状和极圆状对砾石进行分类^[45,46]。并且,在进行砾径测量和砾态分析的同时,野外同步进行砾石岩性的鉴定。

3.1 ESR测年

主要采用了ESR测年法测定河流阶地和砾石层的年龄,野外共采集了9个ESR样品（图2）。其中,GT-P001和GT-P002分别采自GT-P台地网纹红土底部和砾石层上部,CB-T3001、CB-T3002和CB-T3003分别采自CB-T3阶地网纹红土下部和底部、以及砾石层底部,而SJ-T3001、SJ-T3002、SJ-T3003和SJ-T3004分别采自SJ-T3阶地网纹红土底部、砂层下部和上部（图2）。采样时,首先自剖面表层向内开挖30~50 cm,在遮光条件下将直径5 cm、长20 cm的钢管一端用黑色遮光袋密封,另一端用锤子水平打入剖面中;然后将钢管整体取出,将另一端也用黑色遮光袋密封,并依次用锡纸、黑色遮光袋和胶带将整个钢管包裹密封。

ESR测年实验在中国原子能科学研究院放射计量学中心完成,测试仪器为德国Bruker公司生产的EXM型ESR谱仪。在实验室中,首先每个钢管中间部分的样品经过低温干燥和物理研磨筛分,用化学分离技术提取石英颗粒。再依次用H₂O₂去除有机质,稀HCL去除碳酸盐,HF处理蚀刻、去除长石等,然后低温烘干获得石英颗粒。再用磁性分离器去除磁性矿物。最后,将每个样品分成等量的10份,分别接受来自⁶⁰Co源不同人工剂量的辐照,范围在0~8000 Gy之间。经过人工辐照后的样品在低温下运用Ti-Li测年信号对样品进行测量。样品所受的天然辐照剂量即古剂量通过人工额外辐照和指数拟合法获得,样品的年剂量通过计算每个样品中U、Th、K等微量元素、样品的含水量及颗粒大小等获得。

3.2 古地磁测年

除采用ESR测年外,对CB-T3阶地上覆网纹红土进行了古地磁测年研究,野外共采集了正北定向古地磁样品29块。采样时,首先在红土层中修理出一个水平台面,然后用罗盘在其上直接标识出正北方向,最后取下块状样品,并用塑料袋和胶带包裹,以免样品破裂。在采样过程中,为了准确捕捉到古地磁极性倒转界面,采用了等间距和不等间距两种方法,在剖面下部采取0.2 m等间距密集采样,而在剖面上部采取0.5~1 m不等间距采样。在古地磁测量前,每个块状样品在实验室中被加工成2 cm×2 cm×2 cm立方体标准样3块,得到3套87块古地磁标准样,其中2套用于测试、1套备用。

古地磁测量实验在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成,测试仪器为美国ASC公司生产的TD-48热退磁仪和美国2G公司生产的2G-755超导磁力仪。在零磁场实验室中,在用2G-755超导磁力仪测量标准品的天然剩磁（NRM）后,对全部标准样在TD-48热退磁仪上依次进行系统退磁,退磁档次分别为100 ℃、150 ℃、200 ℃、250 ℃、300 ℃、350 ℃、400 ℃、450 ℃、500 ℃、550 ℃、580 ℃、610 ℃、630 ℃、650 ℃和680 ℃,共15步。并且在每步退磁后,均用2G-755超导磁力仪测量标准样的磁场方向和磁场强度。

4 结果与分析

4.1 砾组分析结果与分析

就城北剖面的平均砾径而言,CB-T3阶地砾石层达到4.82 cm,TY-T2阶地砾石层为4.37 cm,而GT-P台地砾石层为3.95 cm。除GT-P台地砾石层外,最大砾径、平均a轴、最大a轴等都是CB-T3阶地砾石层大于TY-T2阶地砾石层,分别为16.13 cm、9.03 cm和21 cm（表2）。此外,CB-T3阶地砾石层砾径以3~9 cm的中粗粒为主,并且砾径分布分散、粗大砾石比重大,TY-T2阶地砾石层砾径以3~6 cm的中粒为主,砾径分布比较集中,而GT-P台地砾石层以3~7 cm的中粒为主,但砾径分布同样比较分散,含有较多粗大砾石（图3）。砾径分析表明,上述3级砾石层堆积时均具有较强的水动力,其中CB-T3阶地砾石层堆积时水动力最强且最不稳定,而GT-P台地砾石层堆积时水动力比较弱、但并不稳定,会伴有偶发性的高流速或高流量水流,只有TY-T2阶地砾石层堆积时水动力较强并最稳定。

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图3   泾县盆地城北剖面砾石层中不同砾径比例

Fig. 3   Gravel diameter proportions of the gravel beds at Chengbei cross section in the Jingxian Basin

就城北剖面的砾态而言,GT-P台地砾石层以次棱状和次圆状为主,两者总含量超过75%,并且次棱状砾石最多,达到36.82%,而CB-T3阶地砾石层和TY-T2阶地砾石层均以次圆状和圆状为主,总含量均达到72%以上,但TY-T2阶地砾石层极圆状更多,达到11.60%（表3）。砾态分析表明,自GT-P台地砾石层至TY-T2阶地砾石层砾石磨圆度逐渐变好;其中,GT-P台地砾石层磨圆度最差,反映其砾石的搬运距离较近且打磨程度不高,应以近源搬运物质为主,而TY-T2阶地砾石层砾石磨圆度最高,其砾石应该经历了较长距离的搬运和打磨,以远源搬运物质为主;但值得注意的是,CB-T3阶地砾石层中次棱状砾石含量也较高,反映其砾石层中可能存在较多的近源搬运物质,并且其沉积环境可能较TY-T2阶地砾石层复杂,而与GT-P台地砾石层有一定的相似性。

就城北剖面的砾性而言,各级砾石层主要组分为砂岩和石英砂岩,两者总含量均超过77%,但较低的TY-T2阶地砾石层却含有一定的花岗岩组分,为0.55%（表4）。砾性分析表明,虽然自GT-P台地砾石层到TY-T2阶地砾石层均以砂岩为最多组分,但在CB-T3阶地砾石层堆积前后,砾石成分发生了较为显著的变化,并导致了硅质岩和花岗岩组分的增加、以及砂岩组分的减少和石英砂岩组分的增加,反映出在此期间砾石层的物源区可能发生了一定程度的改变。

4.2 ESR测年结果与分析

ESR测年数据显示,GT-P台地上覆网纹红土的底部年龄约为772.9 ka,GT-P台地砾石层上部的年龄约为1377 ka（表5）。那么,GT-P台地砾石层应堆积于1377 ka前,属早更新世晚期沉积物,但由于该年龄是砾石层顶以下0.5 m处（深度8 m处）的年龄,所以GT-P台地的年代应该晚于1377 ka,而早于网纹红土的堆积年龄772.9 ka。

CB-T3阶地上覆网纹红土的下部和底部年龄分别约为839.9 ka和884.3 ka,两者刚好可以相互验证,同时CB-T3阶地砾石层底部的年龄约为1318 ka（表5）。那么,CB-T3阶地砾石层开始堆积于1318 ka前,并且CB-T3阶地的年代应早于884.3 ka、而晚于砾石层堆积年代1318 ka。并且,该阶地面上于884.3 ka前开始稳定堆积网纹红土,略早于上述GT-P台地上网纹红土的堆积年代。

SJ-T3阶地上覆网纹红土的底部年龄约为390.7 ka,而砂层底部的年龄为905.4 ka前后（表5）。但砂层上部先后所采两个ESR样品的年龄差距很大,分别为361.4 ka和949.3 ka（表5）。由于该阶地上覆红土为弱网纹红土,所以阶地年代应早于弱网纹红土的堆积年代,再结合所测的砂层底部年龄,因此认为SJ-T3003的ESR年龄不可信,而应采用SJ-T3004的年龄。同时,虽然SJ-T3002和SJ-T3003的年龄存在倒挂现象,但两者相差不大,因此综合得出SJ-T3阶地砾石层应形成于949.3 ka或905.4 ka前,而SJ-T3阶地形成于949.3~905.4 ka间,此后直到约390.7 ka阶地面上才开始稳定堆积弱网纹红土。

4.3 古地磁测年结果与分析

古地磁测量结果显示,标准样多数具有较强的天然剩磁,并且在退磁实验中呈现比较一致的变化趋势,最终样品的特征剩磁能被很好地分离出来。样品一般在100~200 ℃间剩磁强度和方向都发生了较大的转折,此时表明低温剩磁的有效去除;当退磁温度达到250 ℃以后,样品剩磁方向随温度升高表现出比较稳定的原点趋向,同时剩磁强度缓慢减小;当退磁温度达到500 ℃以后,剩磁强度已经很弱;直至退磁温度达到680 ℃时,剩磁强度几乎为零（图4a）,表明这一部分高温剩磁成分应为特征剩磁,代表了红土堆积时原始古磁场的强度和方向。

图4b显示了CB-T3阶地网纹红土古地磁测量结果。该红土剖面包含两个明显极性带,即剖面上部8.4 m表现为正极性,而剖面下部的2.5 m表现为负极性,古地磁极性倒转发生在剖面深度为8.4 m处。通过对比古地磁标准极性柱^[47],深度为8.4 m的极性倒转处为布容—松山界线（即B/M界线）的位置,此处的年代为780 ka（图4b）,该研究结果与邻近的宣城红土磁性地层学研究结果基本一致^[48,49]。

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图4   城北剖面CB-T3阶地网纹红土古地磁测量结果

Fig. 4   Paleomagnetic measurement results of the reticulate red clay on CB-T3 terrace section at Chengbei cross section

关于CB-T3阶地网纹红土底部年龄,可以通过平均堆积速率外推获得。如果根据B/M界线以上红土平均堆积速率进行外推,那么CB-T3阶地红土底部年龄约为1012 ka。如果再根据B/M界线和9.4 m（ESR年龄839.9 ka）之间红土平均堆积速率进行外推,那么CB-T3阶地上覆红土底部年龄约为929.8 ka。由于贾拉米洛极性亚时的年代区间为1070~990 ka^[47],并且并没有在上述剖面中被捕捉到,因此年龄1012 ka显然偏大,而929.8 ka更加可信。

5 讨论

5.1 最老阶地砾石层堆积前后沉积环境的变化

根据对城北剖面的GT-P台地、CB-T3阶地及TY-T2阶地砾石层的砾组分析结果,并结合前期工作成果^[40],得出台地砾石层符合洪积扇沉积的基本特征,应属于典型的洪积扇沉积,该分析结论与野外考察结果一致。在该洪积扇砾石层堆积时期,因平时水流小且辐散导致水流搬运能力较弱,所以砾石平均粒径偏小,但偶发性的洪水会搬运粗大砾石,因此不同砾径砾石组成又比较分散,并且含有较多粗大砾石。T2阶地砾石层的砾组分析结果与现代河床砾石层几乎一致,具有典型的阶地沉积物的特征,并且其沉积环境比较稳定,表明该砾石层堆积时期的青弋江已经形成。

需特别指出的是,砾组分析结果显示T3阶地砾石层与T2阶地砾石层更接近,其上部具有典型的河流相沉积特征,再结合野外考察结果,因而得出T3阶地是青弋江发育的最老阶地、T3阶地砾石层是青弋江堆积的最老砾石层。然而,T3阶地砾石层下部所具备的砾径变化大、磨圆度较低、砾性差异大等特征,又与洪积扇台地砾石层有一定的相似性,表明T3阶地砾石层的沉积环境比较复杂,很可能继承了一些洪积扇砾石层的特征。由此可见,T3阶地砾石层堆积前后的青弋江很可能并不完全一致,并且其流域范围在T3阶地砾石层堆积前后也可能发生了一定的改变。因此,合理地讨论青弋江T3阶地砾石层的沉积环境将有助于解开青弋江的发育之谜。

5.2 青弋江发育的年代

通过分析测年结果,得出青弋江P台地砾石层的堆积年代应早于1377 ka（表6）,显然该台地砾石层属早更新世晚期洪积扇堆积物。而P台地的年代,即洪积扇停止发育的年代,应基本同步于导致洪积扇停止发育的河流下切年代;同时,在P台地砾石层之下的T3阶地砾石层,正是由于河流下切并堆积而成,所以P台地的年代又与T3阶地砾石层堆积年代相当,因而推断出P台地的年代应为~1300 ka（表6）;此后,直到约772.9 ka台地面上才开始稳定堆积强网纹红土（表6）。此外,通过综合分析CB-T3阶地和SJ-T3阶地的年龄,得出青弋江T3阶地砾石层开始堆积于1318 ka前后,即~1300 ka;CB-T3阶地上覆网纹红土的堆积年代应为929.8~884.3 ka;而T3阶地的年代,即河流下切年代,应该晚于砂层的年代949.3~905.4 ka,而早于上覆网纹红土的堆积年代929.8~884.3 ka,因而推断出T3阶地的年代应为~900 ka,此后到约929.8~884.3 ka间阶地面上开始稳定堆积强网纹红土（表6）。

本文讨论青弋江的发育年代,正是基于上述青弋江最老河流相砾石层与最老阶地的年代。而且,最老河流相砾石层对应于青弋江最早出现的时代,而最老阶地则代表了青弋江最晚出现的年代。砾组分析结果已经揭示青弋江最老的河流相砾石层是T3阶地砾石层,最老阶地则为T3阶地。同时,测年结果表明青弋江T3阶地相砾石层的堆积年代为 ~1300 ka,T3阶地的发育年代为~900 ka。那么,可以推断出青弋江发育的最早年代应为~1300 ka,最晚年代应为~900 ka。因此,黄山北麓青弋江发育的年代区间应为1300~900 ka,其中~1300 ka为青弋江最早发育的年代,而~900 ka则为青弋江最晚发育的年代,它们对应着青弋江的两次显著下切行为。

5.3 青弋江发育的过程

根据砾组分析结果,青弋江最早河流相砾石层（T3阶地砾石层）沉积环境比较复杂,其下部可能带有一定的洪积扇沉积特征,而其上部具有河流沉积特征,并且在T3阶地砾石层形成前后河流本身发生了较大的变化。同时,已有研究表明在黄山山麓地带曾广泛发育了一套早更新世洪积扇砾石层^{[50,51,52,53,54]},并得到了本研究野外考察和砾组分析结果的证实。因此,基于上述砾组分析与测年结果,尝试提出以下源于洪积扇辫状河的青弋江发育过程。

首先,在早更新世晚期（1377 ka前）,在黄山北麓山前地带,由于长期的季节性洪流或泥石流的作用,于1377 ka前后在出山口地带形成了广阔的洪积扇,并在洪积扇上发育了多条暂时性的辫状河（图5a）。此后,到~1300 ka,该区环境可能发生了显著变化（降水增多或地面抬升,或两者兼有）,其中某一条辫状河开始发生显著下切,而其他辫状河却逐渐萎缩或消亡（图5b）。与此同时,该辫状河通过加深和拓宽谷地,逐渐成为稳定的持续性河流而发育成青弋江,原洪积扇也因青弋江（或辫状河）下切而形成P台地,而此后青弋江进一步拓宽河谷、堆积T3阶地砾石层,并且发育了较宽广具有二元相结构的河漫滩（即T3阶地面）（图5c）。最后,到~900 ka,该区环境可能再次发生了显著变化,青弋江再次发生显著下切,形成了青弋江最老的T3阶地,与此同时谷底开始T2阶地砾石层（图5d）。因此,青弋江发育的直接原因正是基于洪积扇之上发生的两次显著下切,其年代分别对应于~1300 ka和~900 ka,标志着青弋江的形成。

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图5   源于洪积扇辫状河的青弋江发育过程

Fig. 5   Development process of the Qingyijiang River from one braided river on the alluvial fan

5.4 青弋江发育的原因

作为记录青弋江发育历史的最老河流相砾石层（T3阶地砾石层）和最老阶地（T3阶地）,显然是青弋江（或辫状河）发生两次显著下切的产物,即~1300 ka和~900 ka的两次河流下切,并且这两次下切也标志着青弋江的形成。通常,河流系统因受构造运动、气候变化和侵蚀基准面下降等因素影响而发生显著下切^[55,56]。其中,侵蚀基准面下降主要考虑海平面下降,而并不考虑构造运动引起的侵蚀基准面下降。海平面下降的影响一般仅限于沿海地区^[57],而泾县盆地距离长江口超过600 km,不大可能受到海平面下降的影响;并且海平面下降的影响仅在狭窄大陆架地区尤为显著,但在宽阔大陆架地区,河流系统通过河道延长足以抵消因海平面下降而引起的坡度变化,因而并不发生显著下切^[58,59],而东海大陆架恰恰是世界最宽广的大陆架之一,其最宽处约550 km且坡度变化不到1º,因而对海平面下降的影响具有很好的补偿效应。而且,在第四纪时期海平面曾发生过多次显著下降,但青弋江并没有相应发生多次下切。因此,海平面下降应该不是导致青弋江发育的原因。

值得注意的是,在洪积扇台地和最老阶地上均堆积了较厚的网纹红土。研究表明长江中下游地区网纹红土开始堆积于早更新世晚期至中更新世早期^[60],例如九江铁质和典型网纹红土的堆积时代分别为1232 ka和869 ka^[61],南京网纹红土开始堆积于1000 ka^[62],而宣城网纹红土则发育于850 ka^[48,49];并且网纹红土一般是在降水丰沛且风化作用强盛的环境下形成的^[63,64]。可见,网纹红土开始广泛堆积的现象,代表了长江中下游地区在早更新世晚期至中更新世早期气候转变为湿润期,此时区域降水增加显著。而上述两次显著河流下切的年代均略早于或同步于网纹红土开始堆积时期,表明青弋江发育时可能刚好处于气候转变期,此时降水明显增加。因此,气候转变（降水增加）很可能为青弋江发育提供了气候条件。

此外,青弋江发育的年代也大致同步于一次影响深远的构造运动。在1200~600 ka,青藏高原及周边地区曾发生了一次的剧烈构造运动,称为昆仑—黄河运动^[65,66],并且该运动很可能影响到长江中下游地区^{[44, 67]}。例如,九江地区沉积地层中下更新统九江组与中更新统大姑组之间存在的明显不整合面,代表了早更新世晚期（约1000 ka）九江、庐山地区一次重要的构造抬升运动^[67];而在中更新世初期,长江中下游地区断块及升降运动的规模巨大,且中国南部大陆似乎也普遍存在较大的上升隆起运动^[44]。可见,青弋江发育的年代,与昆仑—黄河运动前期、以及研究区周边地区同期构造运动时代大致相当。事实上,黄山地区在第四纪时期确实发生过多次较大幅度的隆起,每次隆升幅度达70~150 m不等^[68],但青弋江发育是否与这些构造抬升时代完全一致仍不清楚。因此,构造抬升很可能只为青弋江发育提供了构造背景。

综上所述,青弋江发育很可能是气候变化和构造运动综合作用的结果。其中,早更新世晚期至中更新世早期的气候转变（降水增加）为青弋江发育提供了必要气候条件,可能存在~1300 ka和~900 ka两次气候转变,并决定了青弋江发育的年代,而该时期区域较大幅度的构造抬升则可能为青弋江发育提供了必要的构造背景。

6 结论

通过对黄山北麓泾县盆地段河流阶地和砾石层的测年研究,以及对砾石层的砾组分析工作,初步讨论了青弋江发育,获得以下初步认识：

（1）青弋江发育的年代区间为1300~900 ka,其中~1300 ka为青弋江发育的最早年代,而~900 ka为青弋江发育的最晚年代。

（2）青弋江开始发育于~1300 ka前的洪积扇辫状河,并先后经历了洪积扇与辫状河发育阶段、辫状河下切阶段和青弋江形成阶段,即所谓的源于洪积扇辫状河的青弋江发育过程。

（3）青弋江发育可能是气候变化和构造运动综合作用的结果,降水增加为青弋江发育提供了气候条件,而构造抬升为青弋江发育提供了构造背景。

本文以青弋江为例,尝试讨论了黄山北麓河流的发育,可能对研究中国东部地区中小河流的发育演化历史有一定的参考价值。但是由于资料所限,文中对青弋江发育原因的讨论稍显不足。同时,作为长江下游最长的一级支流,青弋江发育与长江发育之间是否存在某种程度的联系,还有待于进一步研究。

The authors have declared that no competing interests exist.

参考文献

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