黄河源远流长, 全长约5464ikm, 是世界第6长河, 流经区域地质背景极其复杂(张保升, 1957)。黄河自唐乃亥至青铜峡, 河流流经区的地形多为峡谷与盆地相间分布, 峡谷地区多出露坚硬的变质岩和火成岩, 而盆地则堆积了新近纪的红色岩系(中国科学院《中国自然地理》委员会, 1980)。受印度板块与欧亚板块碰撞远程效应的影响, 在鄂尔多斯高原周边发育了银川地堑系、河套地堑系和汾渭地堑系等一系列大型的断陷盆地(Zhang et al., 1998)(图 1), 新生界沉积厚度达数千米以上(高胜利等, 2007; 李智超等, 2015)。黄河出汾渭地堑系切穿三门峡后进入华北平原, 河流比降急剧降低, 河谷宽浅, 发育地上河, 最终在山东东营一带注入渤海。

黄河自内蒙古自治区清水河县喇嘛湾镇向南至禹门口一段为著名的晋陕峡谷(图1), 整个晋陕峡谷长约700ikm, 自北向南纵贯黄土高原, 河面的海拔高度由1000im左右下降为不足400im, 河流两岸崖壁陡立, 河流湍急(中国科学院《中国自然地理》委员会, 1980)。自喇嘛湾至山西保德县天桥水库, 黄河流经区的基岩主要是下奥陶统的灰岩, 区域内的河曲县周边则为二叠系砂页岩(马丽芳, 2002)。保德天桥水库向南至乡宁县, 流经区的基岩为三叠系的砂页岩, 河流长度近500ikm, 至禹门口一带则又转变为灰岩(马丽芳, 2002)。晋陕黄河流经岩性坚硬或年代古老的古生界灰岩地带多形成峡谷, 阶地发育少, 而岩性较为松软的三叠系砂页岩地带则河谷较宽(张保升, 1957)。

对晋陕峡谷的河曲、黑峪口、延水关和壶口等地进行了广泛的实地野外考察和阶地测量, 现主要对这4个地区的河流阶地进行介绍。

河曲地区黄河发育的曲流极为完美(张保升, 1957), 河道向西凸出, 河流沉积分布范围极广。经考察, 本区河谷内存在3级黄河阶地, 更高位置为唐县期宽谷(图 2-a)。宽谷海拔高度约1000im(拔河高度150im), 谷面极为宽阔, 东西向宽达7ikm, 东部高, 靠现今黄河一侧稍低。宽谷上保存河流砾石层、河漫滩相砂层和淤泥层以及红黏土, 其形成年代在8— 3.7iMa B.P.期间(Pan et al., 2011; 刘运明, 2017), 为近南北流向的河流侧向侵蚀迁移所致(刘运明, 2017)。3级河流阶地覆盖黄土, 为第四纪时期形成的阶地, 河流沉积的宽度也超过7ikm。T1阶地为堆积阶地, 阶地面拔河高度12im, 阶地顶面覆盖薄层黄土, 河曲县城即坐落在阶地面上。T2阶地为基座阶地, 阶地面拔河高度约80im, 站在河曲县城南的黄河河漫滩上, 可以看到T2阶地前缘陡坎。T2阶地上堆积黄土, 阶地最前缘的陡坎上, 出露2条棕红色的古土壤层。T3阶地基座拔河高度约110im左右, 砾石层上覆厚层黄土,

图 2

Fig.2

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	图 2 黄河晋陕峡谷河曲、黑峪口、延水关和壶口河谷横剖面Fig.2 Cross sections of Hequ, Heiyukou, Yanshuiguan and Hukou along the Shanxi-Shaanxi Gorge, Yellow River

且阶地前缘与阶地后缘黄土地层厚度不一致。阶地后缘的一个剖面, 黄土地层厚度超过110im, 根据采样时发现的标志层, 该剖面包含了上砂质层L9和下砂质层L15(图 3-a), 剖面底部可能发育古土壤S26。T3阶地前缘黄土地层厚度小得多, 邬家沙梁村东的一个剖面, 最底部发育S14, 这表明T3阶地前后缘形成的年代是不一样的, 这级阶地是否可以细分需要利用差分GPS测量更精确的高程数据。

图 3

Fig.3

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	图 3 黄河晋陕峡谷野外考察照片Fig.3 Field photos of the Shanxi-Shaanxi Gorge, Yellow River

黑峪口地区发现了5级河流阶地和唐县期宽谷(图 2-b)。唐县期宽谷西岸高、东岸低, 海拔位于970im和940im之间, 宽度极大, 自现今黄河位置向西一直可追索至邱家墕村一带, 达5ikm以上, 形成年代在6.8— 3.3iMa B.P.期间(刘运明等, 2007)。宽谷内存在河流相砾石层, 邱家墕村一带的砾石层上还覆盖厚度近10im的灰绿色的湖相层。5级阶地中, 除最低的、拔河高度为4im的T1阶地是堆积阶地外(图 3-b), 其余4级均为基座阶地, 4级基座阶地的拔河高度自下而上分别为12im、50im、80im和130im。T2阶地上的黄土剖面底部存在古土壤S1, T3阶地上覆厚度33im的黄土, 剖面中至少存在4条古土壤层。T4阶地上覆38im的黄土地层, 包含7层古土壤, T5阶地黄土地层厚度43im, 剖面中下部存在标志层L9。4级基座阶地的形成年代分别为0.129iMa、0.6iMa、0.87iMa和1.07iMa(刘运明等, 2016)。5级阶地中, T1阶地、T3阶地和T5阶地的阶地面相对较为宽广(图 3-b)。

延水关地区黄河发育深切曲流, 东岸为凹岸, 谷坡陡峭, 西岸为凸岸, 保存河流阶地(图 3-c)。本区共发现有6级河流阶地(图 2-c), 受制于考察范围的限制, 并未发现唐县期宽谷。最高的T6阶地砾石层之上覆盖黄土, 因此6级阶地应全部为第四纪期间形成。T6阶地拔河高度180im, 河流相砂砾石层之上覆盖厚层的黄土(图 3-c), 因未找到合适的采样剖面, 具体厚度并未测量。T5位于黄河东岸, 河流相砂砾石层之上仅残留极薄层的黄土, 本阶地在西岸仅有极少量侵蚀残存, 拔河高度约130im。T2— T4阶地虽然位于河流的凸岸, 但阶地宽度也很小, T4阶地仅覆盖薄层黄土, 未发现砾石层, 为侵蚀阶地, 阶地拔河高度约95im。T3和T2阶地存在砾石层(图 3-d), 为基座阶地, 拔河高度分别为50im和20im。由于阶地面窄, 不利于厚层黄土的保存, 外加植被较为茂密, 仅存的黄土又无良好剖面出露, T2— T4阶地的年代难以通过古土壤断代方法判读。T1阶地位于河流的西岸, 阶地顶面拔河高度约4im, 为堆积阶地。

壶口地区共存在8级阶地(图 2-d), 根据其上覆黄土层判断, 8级阶地全部为第四纪时期形成的。T1和T2阶地为侵蚀阶地, 拔河高度分别约15im和35im, 阶地面上基岩裸露, 河流相沉积比较少见, 阶地面上个别部位覆盖薄层马兰黄土。T3阶地为基座阶地, 拔河高度60im, 在黄河两岸都可见该阶地保存的河流相砂层和砾石层, 厚度4im左右, 砂层中可见斜层理和砾石透镜体, 砾石层上覆黄土。T4阶地为侵蚀阶地, 拔河高度约80im, 在陕西一侧阶地上覆盖厚度约15im的黄土, 因植被覆盖, 无良好剖面出露, 古土壤序列无法识别。T5阶地也为侵蚀阶地, 拔河高度约120im, 在陕西一侧保存完整, 沿河存在明显的基岩平台, 平台上覆薄层黄土。壶口T6阶地为基座阶地, 拔河高度180im, 阶地上可见河流相沙层和磨圆很好的砾石, 沙层最厚处约2im, 上覆薄层黄土, 厚度数米。T7阶地为基座阶地, 拔河高度约210im, 阶地前缘沉积河流相砂砾石层, 厚度约3im左右。砾石磨圆很好, 向阶地后缘, 砾石的磨圆变差, 砾石层的厚度也变大, 达10im左右, 个别砾石的最大粒径甚至达1im左右。砾石层之上覆盖10im左右的黄土, 在一采石场的黄土剖面, 出露2条弯曲的深红色古土壤, 无法判断其序列。T8阶地为基座阶地, 拔河高度约260im, 在壶口瀑布景区东岸的下市村, 由于遭受沟谷溯源侵蚀(图 3-f), 该阶地前缘出露河流相砾石层, 厚度约1im, 向后缘砾石层厚度变小, 之后为厚层黄土覆盖。沿该阶地面向北追索至留村, 沟谷内出露的砾石层厚度约6im(图 3-e)。T8阶地覆盖巨厚黄土层, 受地形影响, 自东部山地向现今黄河河谷黄土地层顶部高度逐渐降低, 厚度110~150im, 黄土内古土壤序列明显, 在壶口下市村的剖面中, 发现了12条古土壤层。

从4个地区基座阶地砾石的岩性组成方面看, 同一地区新老阶地上河流相砾石的组成非常相近, 而不同地区河流阶地上砾石的组成不同。晋陕峡谷北部河曲地区阶地上砾石的岩性主要为灰岩, 其次为砂岩, 此外, 还存在一定比例的石英岩。向南至黑峪口, 阶地上灰岩砾石和砂岩砾石所占比重旗鼓相当(刘运明等, 2007), 至延水关和壶口, 阶地上砾石的岩性主要是砂岩(图 3-d, 3-e), 灰岩砾石所占的比例极小, 且以小粒径为主。这种情况表明, 虽然黄河源远流长, 但晋陕峡谷地区阶地上保存的大多数河流砾石其物源区不会太远, 主要来自数百千米的范围以内。

对晋陕峡谷4个地区的野外考察表明, 最高阶地都覆盖有厚层黄土, 可以利用古土壤断代和磁性地层学的方法获取最高阶地的形成年代。近期我们在河曲地区T3阶地上采集了2个黄土剖面, 由于时间限制, 地磁结果暂未获得, 但可以根据古土壤断代的方法大体获得河曲最高阶地的形成年代。黑峪口地区最高阶地的年代已经获取(刘运明等, 2016), 而延水关最高阶地暂时没有找到合适的采样剖面, 因此这里主要介绍吉县壶口镇下市村(36° 09'20″N, 110° 27'35″E)的一个黄土剖面及其年代学研究结果。整个下市剖面的厚度约110im, 剖面上部约72im厚的黄土共包含8条古土壤层, 自上而下依次为古土壤S1— S8, 古土壤发育好, 古土壤之间的黄土呈灰黄色, 土层不紧实。深度约72~86im的黄土层质地较粗, 特别是古土壤S8之下的厚度约2im的黄土层, 质地最粗, 对野外采样也造成了一定的影响, 这层厚度约14im的黄土地层即为上砂质层L9, 是野外采样时确定古土壤层序的一个重要标志。自深度86im至剖面底部, 共包含4条古土壤层, 自上而下依次是S9— S12, 古土壤层之间的黄土紧实, 剖面最底部的黄土层为L13。

对下市剖面采集了古地磁定向样品。采样的方法是, 首先在层位出露较好的剖面上剥掉风化的黄土层, 露出新鲜的原生黄土, 用无磁刀在原生黄土剖面上切割出平面, 用地质罗盘仪测量平面的水平状况并标记方向, 最后将标记方向的样品从剖面中取出并包裹编号。L9之下的地层, 采样间隔为20~30icm, 以尽量避免遗漏极性倒转事件, L9及其之上的黄土地层, 采样间隔40~50icm。古土壤由于含有较多的铁磁性矿物, 其磁化率明显较黄土高(Heller and Liu, 1982; 安芷生等, 1989), 在磁化率曲线上表现为峰值, 而黄土的磁化率较低, 在磁化率曲线上表现为波谷。为了更好地突出古土壤的磁化率形态, 每当遇到红色古土壤层, 采样间距重新改为20~30icm。在采样时, 没有单独采集磁化率粉末样品, 而是考虑在实验室通过测量定向样品的磁化率各向异性提取样品的磁化率。整个壶口下市剖面共采集有效古地磁定向样品299块。

所有定向样品都带到挪威卑尔根大学地球科学系古地磁开放实验室完成测试, 首先用AGICO公司生产的MFK1-FA磁化率仪测试了样品的磁化率各向异性, 以获取磁化率数据, 然后对样品进行称重, 用以校正质量磁化率, 最后再进行热退磁。退磁采用自动控温的MM60热退磁仪进行, 从室温开始, 以30~60i℃为间隔将样品加热, 然后冷却至室温后测量其剩磁强度。多数样品的剩磁在退磁温度580i℃时已完成清洗, 部分样品一直加热到680i℃。样品的剩磁采用美制2G755型低温超导磁力仪测量。

风尘堆积的磁化率是季风强弱的一个替代性指标(An et al., 2001; Qiang et al., 2001), 不同剖面磁化率进行对比, 可以了解剖面地层的完整程度。依据磁化率各项异性提取的磁化率曲线如图 5左所示, 该曲线与前人在洛川剖面所得到的磁化率具有很好的可比性, 一些标志层如古土壤S5和上砂质层L9都能很好地一一对应, 特别是上砂质层L9中都记录了一条弱古土壤层L9SS1(安芷生等, 1989; 鹿化煜等, 1996)。但壶口下市剖面与洛川剖面在地层厚度方面是不同的, 自地表开始至黄土层L13, 洛川剖面的厚度仅74im左右(Liu and Sun, 2012), 而在壶口下市剖面中, 自地表至L13, 地层厚度超过110im, 比洛川剖面厚36im左右。其可能的原因是, 河流下切后, T8阶地的宽度足够大, 废弃河道的地貌部位相对处于较低的位置, 有利于黄土堆积。此外, 我们与Hu等(2016)在壶口地区所做的工作进行了比较, 不同之处主要有两点: 一是在整个剖面的厚度方面, Hu等研究的黄土剖面厚度约130im, 比下市剖面厚20im, 主要原因是Hu等(2016)研究的剖面古土壤S1之上的地层更完整, 而下市剖面位于阶地最前缘, 越是靠近剖面顶部, 黄土越不容易保存。二是在壶口下市剖面中, 上砂质层L9的厚度近14im, 而Hu等研究的2个黄土剖面中, 上砂质层L9的厚度都很小, 仅3im左右。

古地磁的退磁曲线和矢量图表明(图 4), 多数反极性样品都包含2个向量, 1个次生向量和1个原生特征向量, 次生向量在温度280i℃时被清洗掉, 为次生黏滞剩磁, 此后, 原生特征向量出现并随退磁温度升高稳定趋向原点。而多数正极性样品仅存在1个向量, 次生向量与原生向量无法区分。上砂质层L9中有些样品较为特殊, 样品在常温时携带的剩磁强度就比较弱, 在退磁温度为250i℃时, 剩磁基本被清洗完毕, 此后, 随温度的增加, 剩磁强度变化不大, 干扰信号较为明显。

图 4

Fig.4

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	图 4 黄河晋陕峡谷下市剖面典型样品的退磁曲线与向量图Fig.4 Typical demagnetization curves and vector component diagram of samples from Xiashi Section at Hukou in the Shanxi-Shaanxi Gorge, Yellow River

图 5

Fig.5

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	图 5 黄河晋陕峡谷壶口下市剖面的磁化率和古地磁结果及与标准极性柱(Cande and Kent, 1995)对比Fig.5 Magnetic susceptibility and magnetostratigraphy of Xiashi Section at Hukou in the Shanxi-Shaanxi Gorge, Yellow River, and their correlation with the Geomagnetic Polarity Timescale(Cande and Kent, 1995)

磁性地层结果显示, 壶口下市剖面共出现了3段正极性时和3段反极性时(图 5), 剖面上部近70im的正极性时N1包含了古土壤S1— S8共8条古土壤层, 对应于标准极性柱(Cande and Kent, 1995)的布容正极性时, 布容正极性时与松山反极性时的界限(B/M)位于深度约70im的古土壤S8中, 与黄土高原洛川标准剖面(刘维明等, 2010)一致。中间一段正极性亚时N2位于上砂质层L9之内, 标准极性柱中并没有记录这一极性事件, 因此极性柱用灰色表示。关于这一段正极性亚时的成因目前还没有确定的结论, 一些学者认为是一次极性漂移事件(Zheng et al., 1992, 2007), 也有学者认为是重磁化现象(Wang et al., 2005)。最近的研究表明, L9的这段正极性亚时还可以继续细分(王荣华等, 2016)。最底部的正极性亚时N3位于深度约92~103im的黄土地层中, 跨越了古土壤S10— S12, 对应于标准极性柱的贾拉米洛事件。贾拉米洛事件的起始时间为1.07iMa B.P.左右, 结束时间为0.99iMa B.P.左右, 据此判断, 壶口T8阶地的形成年代应该在1.07iMa B.P.之前, 结合剖面的沉积速率, 这级阶地的形成时间在1.1iMa B.P.左右。

通过对壶口下市剖面磁化率曲线和古地磁结果分析, 壶口地区T8阶地的形成年代为1.1iMaiB.P., 在形成时间上与Hu等(2016)在壶口地区相似拔河高度测得的阶地形成年代一致, 基本上确定了1.1iMa B.P.阶地在壶口地区是存在的。河曲地区虽无确切的年代数据, 根据野外采样时识别的标志层L9推算, 河曲地区T3阶地前缘黄土层底部存在古土壤S14, 表明河曲T3阶地前缘形成于1.2iMa B.P.之前(Heslop et al., 2000; Sun et al., 2006)。山西兴县黑峪口地区T5阶地前缘, 作者曾做过古地磁和ESR(电子自旋共振)的年代学工作, 给出的年代为1.07iMa左右(刘运明等, 2016)。Pan等(2012)在陕西吴堡进行过阶地古地磁年代学研究, 得出吴堡黄河最高阶地的年代在1.2iMa左右。位于延水关一带的T6阶地虽无进行年代学工作, 但根据该阶地上的黄土地层和阶地特征来看, 该阶地的形成年代与上述阶地基本类似。这样, 在晋陕峡谷不同地区, 基本上都能找到距今1.1— 1.2iMa左右的河流阶地。

河流阶地的成因可以归结为构造升降运动、气候变化和侵蚀基准面下降3个方面(杨景春和李有利, 2017; 钟岳志等, 2017)。鄂尔多斯地块位于青藏高原东北缘, 受青藏高原东北缘隆升的影响, 在第四纪期间发生了剧烈抬升(程绍平等, 1998)。黄河自北向南切穿鄂尔多斯地块, 在此发育的河流阶地主要是构造成因的, 受横穿禹门口的韩城断裂带的控制, 溯源侵蚀非常普遍(Hu et al., 2016), 壶口瀑布即是距离我们时间最近的一个裂点, 在壶口一带的支流沟谷中, 可以找到多级裂点(Qiu et al., 2014)。晋陕峡谷南部地区阶地数量多, 而北部地区阶地数量少, 也是河流受构造控制而溯源侵蚀的重要特征。

目前, 学者们在晋陕峡谷南部所能获得的最老的河流沉积的年代为1.2iMaiB.P., 这也被认为是现今黄河的形成时间。根据Hu等(2016)和潘保田等(2012)的研究, 正是1.2iMa B.P.开始的溯源侵蚀, 袭夺了此前北流入河套的古水系, 导致了晋陕峡谷贯通河套盆地, 黄河形成。这一模型与第四纪韩城断裂活动相对应, 能够解释本区很多阶地的形成过程。然而, 对于长度约700ikm的晋陕峡谷, 河流溯源侵蚀不可能在很短的时间内完成, 必须考虑其溯源到上游所需要的时间。按照壶口瀑布溯源侵蚀1.07im/a的速率(程绍平等, 1998)计算(晋陕峡谷地区的基岩岩性较为均一), 自壶口至黑峪口或河曲, 河谷的长度分别约为320ikm和450ikm, 裂点溯源侵蚀所需要的时间至少为0.3iMa和0.4iMa左右, 当然, 这种侵蚀速率和时间差是以现今黄河的侵蚀能力来计算的, 如果考虑的是“ 贯通前的河流” 的侵蚀力, 考虑到其汇水面积, 其水量肯定比现今黄河小得多, 其溯源后退的时间会更长, 如壶口地区的黄河支流仕望河, 其在0.1iMa的时段内, 仅后退了30ikm左右(Qiu et al., 2014)。即便依据现今黄河溯源侵蚀速率计算, 壶口地区1.2iMa B.P.形成的阶地, 溯源侵蚀后退至黑峪口地区, 其形成的阶地年龄只有0.9iMa左右, 而溯源侵蚀至河曲地区, 阶地的年龄则应为0.8iMa左右。因此, 如果黄河的形成是由于河流在1.2iMa B.P.溯源袭夺造成, 则河曲等地1.2iMa阶地与壶口等地1.2iMa阶地必然不是同一级阶地。

前文对晋陕峡谷的河流阶地和唐县期宽谷进行了介绍, 并对壶口地区最高的T8阶地进行了年代学研究, 结合现有的晋陕峡谷地区的研究工作, 可以对黄河1.1iMa阶地的构造背景进行分析。

根据晋陕峡谷北部河曲、保德和黑峪口等地区的工作, 古黄河自8iMa B.P.开始至3.3iMa B.P.前(王小燕等, 2013; 刘运明等, 2016; 刘运明, 2017)主要是以侧向侵蚀拓宽河道为主(袁宝印和王振海, 1995; 刘运明, 2017), 东西方向上, 同一地区河流砾石层基底的海拔高度相差不大, 河流侧向侵蚀造成当时河谷的宽度可达5~8ikm, 形成壮观的唐县期宽谷。南北方向上, 自河曲至黑峪口, 河谷长度约100ikm, 而砾石层基底的海拔高度仅下降了30im左右, 表明当时河流的比降很小。因此, 尽管中新世以来吕梁山进入了最为强烈的构造抬升期(Zhao et al., 2016), 但吕梁山以西晋陕峡谷所在的鄂尔多斯地块内部构造极为稳定, 这一时期, 区域内主要以夷平作用为主, 发育了著名的唐县期夷平面(Pan et al., 2012; Xiong et al., 2017), 黄河就诞生在这个极为平坦的夷平面之上(张保升, 1957)。稳定的构造背景和平坦的夷平面使古黄河可能发育了自由曲流, 河流裁弯取直造成区域内存在数量不菲的牛轭湖, 晋陕峡谷北部地区存在的相当一部分湖相地层(Pan et al., 2011)即是当时牛轭湖或河间洼地残存的证据。此时, 鄂尔多斯高原的海拔高度与现在相比还比较低, 发育了干热的亚热带气候(Li, 1991), 并堆积风成红土(Qiang et al., 2001)。

自3.3iMaiB.P.至1.1iMaiB.P., 这一时期的黄河阶地或河流沉积报道极少。目前掌握的资料看来, 这一时期黄河至少有2次下切: 一次发生在距今3.3iMa左右(刘运明等, 2016), 晋陕峡谷北部地区黄河下切深度约20~30im, 由于此时青藏运动开始活跃, 鄂尔多斯地块中新世末、上新世初的构造稳定可能被打破, 考虑到全球气候在4iMa以来频繁波动(Zhang et al., 2001), 河流下切的原因还需更多的研究工作; 另一次下切发生在第四纪早期。我们在山西河曲地区进行野外采样时, 除记录了上述T3阶地前缘出露古土壤S14的1个剖面外, 还在T3阶地后缘采集了1个更老的黄土剖面(图 3-a), 按照剖面中的标志层L9和L15计算, 河流沉积上覆古土壤S26, 据此估算此处河流沉积的形成年代应该在1.9iMa B.P.左右(Heslop et al., 2000; Sun et al., 2006), 当然, 更为确切的年代则需对古地磁结果进行分析才能确认, 兰州黄河最高阶地也于此时形成(Li et al., 1997, 2014)。根据待发表的碎屑锆石测试资料, 这套河流沉积与现今河曲黄河河漫滩和T2阶地的物源是一致的。河曲地区这一时期的河流沉积较之上新世晚期有20im左右的下切, 其他地区的下切幅度则还需继续研究。总体来讲, 虽然持续时间达2iMa之久, 但这一时期鄂尔多斯地块构造抬升幅度还不能与1.1iMa以来的相提并论。

1.1iMa B.P.以来晋陕峡谷段黄河主要是以下切侵蚀为主, 且下蚀速率很快(刘运明等, 2016), 主要归结于渭河— 三门峡盆地的强烈下陷和鄂尔多斯地块的相对大幅度抬升(袁宝印等, 2012), 整个鄂尔多斯地块的平均隆升量达167im左右(程绍平等, 1998)。这一时期, 峡谷南部地区河流下切了300im以上(Hu et al., 2016), 峡谷北部地区下蚀的幅度要小得多, 如河曲地区仅有110im左右的下切幅度。下蚀速率快还表现在河谷两岸保存的阶地其阶地面都很窄, 阶地上河流沉积物保存不好, 多侵蚀阶地。河谷两岸发育的支沟都比较年轻, 甚至保留了几条支沟切割形成的三角面(Hu et al., 2016), 沟谷裂点后退的距离也极其有限(图 3-f)。晋陕峡谷南部壶口地区这一时期至少发育了8级河流阶地, 而北部河曲地区同期仅存3级阶地, 说明存在裂点在溯源侵蚀过程中并未传递到河曲地区的情况, 而是消失在峡谷中。多级河流阶地的存在也说明, 青藏高原隆升影响下的鄂尔多斯地块的抬升并不是一蹴而就的, 而是具有阶段性。