漢江上游羅家灘剖面晚更新世以來沉積物粒度端元分析

潘昭燁，張玉柱, ，黃春長，龐獎勵，查小春，周亞利，朱 艷，賈雅娜，王浩宇，陳 豆，肖奇立，王春梅

1.西北大學 城市與環境學院，陜西省地表系統與環境承載力重點實驗室，西安 710127

2.陜西師范大學 地理科學與旅游學院，西安 710119

3.中國科學院地球環境研究所 黃土與第四紀地質國家重點實驗室，西安 710061

沉積物粒度特征是表征沉積環境最敏感的指標之一，對于指示沉積物的物質來源、搬運介質及動力等具有重要意義（任明達和王乃梁，1981）。尤其是通過粒度端元（end members，EM）模型分析，可以將沉積物中不同物質來源與沉積動力過程的敏感粒度組分提取出來，進而對區域古氣候和古環境的演變進行揭示（Weltje，1997；Weltje and Prins，2007；王兆奪等，2020；朱海等，2020；孔凡彪等，2021；劉夢慧等，2021）。

漢江上游地處北亞熱帶與暖溫帶過渡性季風氣候區，中國南北自然地理分界線秦嶺的南坡，北臨黃土高原。其河谷地帶作為陸-水-氣相互作用的特殊區域，亞洲冬夏季風的交替影響為漢江上游河流階地和緩坡等地貌位置發育風成黃土-古土壤剖面提供了有利條件（龐獎勵等，2011；龐獎勵等，2015；Sun et al，2016；Mao et al，2017）。同時，因河流洪水的沉積作用能夠使這些風成黃土-古土壤剖面中賦存漢江上游特大/大洪水事件的滯流沉積物（slackwater deposits，SWD）（Zhang et al，2013；Zha et al，2015；Guo et al，2018；Mao et al，2022）。目前，已經有一些學者從剖面地層年代框架、季風氣候演變信息重建、風化成壤發育特征揭示、極端氣候水文事件記錄鑒別等方面開展了系統研究，取得了一系列重要成果（龐獎勵等，2011；龐獎勵等，2015；Zha et al，2015；Sun et al，2016；張文桐等，2017；Mao et al，2017；Bian et al，2018；Guo et al，2018；Mao et al，2022），但識別區域內沉積物粒度的環境敏感組分及探究沉積物物質來源的相關研究較少。

漢江上游羅家灘（LJT，圖1）晚更新世以來風成黃土-古土壤剖面中夾有4層古洪水SWD（圖2），其不僅能夠記錄豐富的亞洲季風氣候演變信息，而且還可以幫助理解流域極端氣候水文事件發生對于全球氣候變化的響應規律（Zhang et al，2013；張玉柱等，2017）。鑒于此，本文對該剖面開展了系統的沉積學和地球化學等多學科交叉研究，并將所得的粒度數據導入端元模型，運用參數化與非參數化方法進行對比分析，討論兩種方法的分解結果及其適用性。并結合吸濕水和地球化學元素等環境指標的綜合分析結果，準確揭示剖面中不同成因類型沉積層中的各個端元組分的沉積動力特征，分析其代表的物質來源。該研究成果對于研究漢江上游全新世沉積環境變化具有一定的指導意義。

圖1 漢江上游羅家灘（LJT）剖面區域概況圖Fig.1 Map showing the location in the LJT profile on the upper Hanjiang River

圖2 漢江上游羅家灘（LJT）晚更新世以來風成黃土-古土壤剖面夾古洪水滯流沉積層照片Fig.2 The Late Pleistocene and Holocene aeolian loess-soil profile interbedded with palaeoflood slackwater deposits in the LJT profile on the upper Hanjiang River

1 研究區概況

漢江發源于陜西省寧強縣潘冢山，是長江的第一大支流，從秦嶺和巴山之間由西向東匯入長江。漢江上游干流全長925 km，流域面積9.52 ×104km2。河谷深切入基巖之中，河道平均比降為0.6‰，峽谷和盆地交替出現，峽谷兩側基巖主要由古生代變質巖、中生代花崗巖、新近紀沉積巖和第四紀火山巖構成。漢江上游流域位于濕潤地區，屬亞熱帶季風氣候。年平均氣溫為14 — 16℃，降水量為830 — 900 mm，主要受東南季風和西南季風的影響。區域降水和水文的特點為季節性變化大，降水季節相對集中于5 — 10月，且7 — 9月極易產生大暴雨，造成洪澇災害。據漢江上游安康水文站記錄，漢江年平均流量 568.78 m3· s?1，年平均徑流總量17.94 × 109m3。

2 研究剖面特征和實驗方法

2.1 研究剖面特征

通過對漢江上游旬陽段開展廣泛細致的古洪水水文學研究，在該河段第一級階地（T1）前沿發現了夾有4層典型古洪水SWD的晚更新世以來風成黃土-古土壤剖面 —— 羅家灘（LJT）剖面。該剖面沉積地層層次清晰，未經人為擾動，其土壤學和沉積學特征明顯。從地表向下以每5 cm對剖面進行連續采樣，共采集沉積學樣品198個。根據Zhang et al（2013）的研究，將LJT剖面由上到下依次劃分為現代土壤層（MS，0 —120 cm）、近代黃土層上部（L0上，120 — 170 cm）、古洪水滯流沉積層（SWD4，170 — 200 cm）、近代黃土層下部（L0下，200 — 260 cm）、古洪水滯流沉積層（SWD3，260 — 280 cm）、古土壤層上部（S0上，280 — 320 cm）、古洪水滯流沉積層（SWD2，320 — 380 cm）、古土壤層下部（S0下，380 — 760 cm）、古洪水滯流沉積層（SWD1，760 — 780 cm）、過渡性黃土層（Lt，780 — 850 cm）、馬蘭黃土層（L1，＞850 cm）。

2.2 沉積學指標分析

采用美國Beckman Coulter公司生產的LS13320型激光粒度儀測定粒度，測量范圍是0.04 —2000 μm，相對誤差小于2%：首先稱取0.8 g自然風干沉積物樣品放入500 mL燒杯中，加入10 mL 10%的雙氧水后加熱去除有機質；冷卻后加入10 mL 10%的鹽酸再次加熱去除碳酸鹽；再次冷卻后注滿蒸餾水靜置72 h，隨后用導管抽取燒杯中的上清液，再注滿蒸餾水洗至溶液呈中性；最后抽取燒杯上層清液至100 mL，加入7 mL 0.05 mol · L?1的六偏磷酸鈉后攪拌均勻，直至充分分散，放入激光粒度儀測定。

吸濕水測量采用烘干稱重法：首先將依次編號的干凈鋁盒敞蓋放入105℃烘箱中烘20 min，取出冷卻后稱重。然后稱取20目的土壤樣品5 g倒入相對應的鋁盒中，105℃烘12 h，蓋上蓋子取出并在干燥器內冷卻20 min后精確稱量，計算每個樣品的損失率。

2.3 地球化學元素分析

采用荷蘭Panalytical公司生產的PW2403 X-Ray熒光光譜儀進行地球化學元素測定。將自然風干沉積物樣品在振動磨中研磨至粒徑200目以下，稱取樣品4 g，在YY-60型壓樣機上壓片，并依次編號放入干燥皿中待測；將壓片后的樣品按順序放入樣杯中，利用PW2403 X-Ray熒光光譜儀進行地球化學元素含量測定。加入國家標準樣品GSS-1和GSD-12進行誤差控制，實測值和參考值的相對誤差均小于5%。Rb / Sr和化學蝕變指數（CIA，[Al2O3/ (Al2O3+ CaO+K2O + Na2O) ×100]）可以很好地指示黃土沉積物受到的風化成壤作用，數值越大則說明土壤受到的風化成壤作用越強（Nesbitt and Young，1982；An et al，1991；陳駿等，1999）。

2.4 端元分析

本研究運用Paterson and Heslop（2015）改進的端元分析模型，在MATLAB軟件中運行端元分析計算程序AnalySize；導入剖面粒度數據，在假設端元數量最多為10個的基礎上，對粒度數據進行參數化EMA（Gen.Weibull函數分布）和非參數化EMA矩陣計算，計算過程需要對端元數量進行選擇，主要考慮到以下指標：（1）線性相關度（R2），表明原數據集與端元的相關程度，數值越高說明相關度越好，通常認為R2達到0.8以上說明端元數基本滿足擬合的要求；（2）端元相關度，表明各個端元之間的相關程度，數值越高則說明端元之間分布的重合程度越高，存在擬合過度，獨立性差；（3）角度離差，表明端元與原樣粒度曲線在進行形狀擬合時所造成的偏差，數值越大則端元曲線在形狀擬合時的誤差越大，通常認為小于5°時端元數滿足擬合的要求。此外，在滿足以上三個指標的情況下，端元數量的選擇應盡量較少。

綜合考慮上述三個指標，確定了兩種分解方法的最優端元個數（表1、圖3）。根據表1、圖3可知參數化方法的各項指標整體上優于非參數化方法。因此，參數化方法的擬合結果更好，本文最終選取參數化方法對漢江上游羅家灘剖面晚更新世以來沉積物粒度數據進行端元反演。

3 結果與分析

3.1 羅家灘剖面黃土分類結果

漢江上游羅家灘（LJT）剖面晚更新世以來沉積物粒度頻率分布曲線揭示：剖面中沉積物粒度成分主要以細粉砂和粗粉砂為主（圖4）?；谥x帕德三角分類圖（Shepard，1954），可知除SWD2為砂質粉砂外，古洪水SWD1、SWD3、SWD4和風成黃土-古土壤均屬于粉砂質（圖5）。

表1 漢江上游羅家灘剖面晚更新世以來沉積物參數化和非參數化粒度端元擬合特性Tab.1 Parametric and nonparametric grain size end member analysis of the Late Pleistocene and Holocene sediments in the LJT profile on the upper Hanjiang River

圖3 漢江上游羅家灘剖面晚更新世以來沉積物參數化（a、b）和非參數化（c、d）粒度端元計算結果和相關判別指標Fig.3 Parametric (a, b) and nonparametric (c, d) grain size end member calculation results and relevant discriminant indexes of the Late Pleistocene and Holocene sediments in the LJT profile on the upper Hanjiang River

3.2 端元模型分解特征

通過對漢江上游羅家灘（LJT）剖面晚更新世以來沉積物粒度進行端元模型分析，反演得到了4個端元組分。從端元粒度頻率分布曲線圖及其參數來看（圖4和表2），各端元組分均呈現單峰形態、總體接近正態分布。平均粒徑（Mz）從EM1到EM4依次增大。EM1的Mz為3.81 μm，頻率曲線分布范圍寬廣且平穩，峰值最低；EM2的Mz為8.60 μm，頻率曲線分布范圍較寬，變化較為平穩；EM3的Mz為27.16 μm，頻率曲線分布范圍最窄，主要集中在粗粉砂范圍，峰值最高且最為陡峭，百分含量變化幅度大。EM4的Mz為103.87 μm，頻率分布曲線范圍較窄，主要集中在砂質范圍，峰值較為陡峭，變化幅度較大。

圖4 漢江上游羅家灘剖面晚更新世以來沉積物粒度頻率分布曲線、端元粒度頻率分布曲線和2010年現代大洪水滯流沉積物粒度頻率分布曲線（數據引自Zhang et al（2012））Fig.4 The grain size frequency distribution curves of sediment and grain size frequency distribution curves of each end member of the Late Pleistocene and Holocene sediments in the LJT profile, and the grain size frequency distribution curves of modern flood slackwater deposits in 2010 on the upper Hanjiang River (data from Zhang et al (2012))

圖5 漢江上游羅家灘剖面晚更新世以來沉積物謝帕德三角分類圖Fig.5 Shephard’s diagram of the Late Pleistocene and Holocene sediments in the LJT profile on the upper Hanjiang River

漢江上游LJT剖面晚更新世以來沉積物各端元組分含量變化曲線揭示：各端元組分含量波動較為劇烈，不能很好地反映其在深度上的變化趨勢（圖6）。鑒于此，采用滑動平均法將每相鄰5個剖面地層深度單位取一次加權平均值，繪制各端元組分含量變化曲線，能夠更直觀地反映其變化趨勢（圖6）。結合表3的數據分析可知：剖面中EM1含量在各風成黃土層（L1、Lt、L0）中介于34.21% — 49.44%，在土壤層中（S0、MS）呈現較高值，介于43.32% — 47.96%，其變化趨勢與Rb / Sr、化學蝕變指數和吸濕水變化趨勢相似（圖7）。EM2含量在各風成黃土層中（L1、Lt、L0）介于28.14% — 33.95%，在土壤層中（S0、MS）呈現較低值，介于26.27% — 29.83%。EM3含量在各風成黃土層中（L1、Lt、L0）含量介于20.34% — 29.22%，在土壤層中（S0、MS）呈現較低值，介于20.54% — 26.86%，其變化趨勢與淋溶系數相似。EM4在各風成黃土層中（L1、Lt、L0）和土壤層中（S0、MS）含量極少，分別介于1.29% — 6.34%和1.67% — 7.55%。

表2 漢江上游羅家灘剖面晚更新世以來沉積物端元粒度頻率分布曲線參數Tab.2 Parameters of end member grain size frequency distribution curves of the Late Pleistocene and Holocene sediments in the LJT profile on the upper Hanjiang River

圖6 漢江上游羅家灘剖面晚更新世以來沉積物端元組分含量變化曲線及其滑動平均值曲線（OSL年齡和校正年代數據引自Zhang et al（2013））Fig.6 The end member content variation curves and sliding average curves of the Late Pleistocene and Holocene sediments in the LJT profile on the upper Hanjiang River (OSL ages and age from Zhang et al (2013))

表3 漢江上游羅家灘剖面晚更新世以來沉積物端元組分含量Tab.3 The end member content of the Late Pleistocene and Holocene sediments in the LJT profile on the upper Hanjiang River

各古洪水SWD層中，EM1含量介于34.87% —50.91%，EM2介于22.58% — 33.29%，EM3介于18.61% — 26.62%。三個端元在各古洪水SWD層與各風成黃土、土壤層中的含量相當。但是，EM4的含量介于2.38% — 17.77%，尤其是SWD2中的含量（17.77%）顯著高于各風成黃土、土壤層（表3）。

4 討論

在漢江上游羅家灘（LJT）剖面中風成黃土-古土壤層是由風力搬運下進行沉積，而古洪水SWD是河流特大/大洪水搬運而來，二者具有不同的沉積環境，分別對此進行討論。

4.1 風成黃土-古土壤層物源分析

在漢江上游LJT剖面的風成黃土-古土壤層中，端元EM1主要由黏土和細粉砂組成，Mz為3.81 μm。且EM1與Rb / Sr、化學蝕變指數和吸濕水的變化趨勢相似，即在土壤層（S0、MS）中的含量總體上顯著高于各黃土層（L1、Lt、L0）（圖6、圖7）。說明EM1代表的主要是沉積物沉積后，在亞洲夏季風影響下，經歷了強烈風化成壤作用形成的次生黏土礦物組分。結合前人對晚更新世以來風成黃土-古土壤剖面的粒度端元分析結果，也發現青藏高原東部風成黃土-古土壤剖面中粒徑1 — 2 μm的端元（李帥等，2018）、新疆伊犁風成黃土-古土壤剖面中粒徑0.8 μm端元（劉浩等，2018）、黃土高原區風成黃土-古土壤剖面中2.51 μm端元（趙格格等，2021）、華北平原區風成黃土-古土壤剖面中1.39 μm端元（Kong et al，2021），皆能夠很好地代表后期風化成壤作用的影響。值得注意的是，雖然LJT剖面中風成黃土和土壤層與上述不同地區風成黃土和土壤層中EM1的粒徑值相似，但是該剖面中風成黃土和土壤層中EM1的含量更高，可達34.21% — 49.44%。這是因為漢江上游LJT剖面地處濕潤地區，屬亞熱帶季風氣候。在更為溫暖濕潤的環境下，風化成壤作用強盛，使得該剖面沉積地層中形成更加豐富的次生黏土礦物組分。

圖7 漢江上游羅家灘剖面晚更新世以來沉積物Rb/Sr、淋溶系數、化學蝕變指數和吸濕水變化曲線（OSL年齡和校正年代數據引自Zhang et al（2013））Fig.7 The variation curves of Rb/Sr, eluvial coefficient, CIA and hygroscopic water of the Late Pleistocene and Holocene sediments in the LJT profile on the upper Hanjiang River (OSL age and age from Zhang et al (2013))

端元EM2在LJT剖面中主要由細粉砂組成，Mz為8.60 μm。根據前人研究，粒徑小于20 μm的土壤顆粒被認為由空中遠距離懸浮搬運而來（Pye，1987）。從整個剖面上的含量變化來看，EM2在各黃土層（L1、Lt、L0）中含量較多，在各土壤層（S0、MS）中則發生了顯著貧化，含量較少。大氣動力學的相關研究表明：粒徑2 —16 μm的細粉砂組分能夠被風搬運到幾千米的高層大氣，可以在大氣當中長期懸浮，能夠從中國西部的干旱區被搬運到遠離源區的北太平洋（Sun et al，2008；Shao et al，2011）。此外，關中東部黃土粒徑15.57 μm的端元來自于東亞冬季風從西北內陸荒漠區搬運的組分（王兆奪等，2018a），臨夏盆地黃土粒徑12.95 μm的端元主要由冬季風主導的高空氣流遠源搬運，還受到西風環流的影響（王晶，2019），陜西靖邊黃土粒徑8.93 μm的端元是由西風從中國西北部沙漠攜帶搬運而來，并在大氣中長期存在（鞏雪嬌等，2021），而陜西橫山黃土粒徑8.93 μm的端元是由西風帶控制的由高空氣流搬運的遠源粉塵（劉蓉等，2021）。綜上，基于EM2相對較差的分選性，可以推斷EM2可能代表了高空西風和東亞冬季風翻越秦嶺而搬運的遠源細粉砂組分（龐獎勵等，2011；龐獎勵等，2015；Tan et al，2018）。

端元EM3在LJT剖面中主要由粗粉砂組成，Mz為27.16 μm。根據前人研究，在普通風暴條件下，粒徑大于20 μm的粉塵顆粒主要在100 m以下的低空范圍內搬運，強風暴條件下上升高度也不超過1 km；粒徑大于20 μm的粉塵一般搬運距離不超過30 km，在強對流條件下，搬運距離可達到500 — 1500 km（Rea et al，1985；Pye，1987；Tsoar and Pye，1987；Vandenberghe，2013）。在對青藏高原東部、華北平原區黃土粒度端元分解中也提取出相似的端元組分，并將其看作局地環流作用下低空短距離懸浮搬運的粉塵物質影響的粒級組分（孔凡彪等，2021；Jia et al，2022）。漢江上游河谷地貌發育，山谷風盛行，能夠將河谷中分布的河流沉積物和坡積碎屑物中的粉塵物質短距離搬運而沉積下來（Vriend et al，2011；Nottebaum et al，2015；孔凡彪等，2021）。同時值得注意的是，在古土壤層（S0下）中，EM3與淋溶系數的變化趨勢存在較好的對應關系（圖6、圖7），說明在漢江上游亞熱帶季風氣候條件下，還要考慮氣候變化影響下的淋溶作用對沉積物粒度特征的后期影響（王兆奪等，2018b）。

端元EM4在LJT剖面中主要由細砂組成，Mz為103.87 μm，在各風成黃土土壤層中均呈現低值且不具有顯著規律性。相比端元EM3，EM4組分的搬運高度與搬運距離更加有限（Pye，1987），應該代表了山谷風從近源的河流沉積物和坡積碎屑物中搬運而來的粗顆粒物質（Jia et al，2022）。

4.2 古洪水SWD物源分析

在漢江上游羅家灘（LJT）剖面的各古洪水SWD層中（表3），EM1、EM2和EM3在古洪水SWD層與相鄰的下部黃土層或土壤層的含量相近，說明剖面中古洪水SWD主要來源于漢江上游暴雨洪水侵蝕搬運的河谷兩岸分布的表層土壤沉積物。然而，剖面中的古洪水SWD，其作為河流特大/大洪水懸移質泥沙在高水位滯流環境下的沉積，因水流搬運動力強大，往往會含有大量的粗顆粒物質，如SWD2中EM4的含量高達17.77%，遠高于其他地層。因此，各古洪水SWD層中的EM4明確代表了河流特大/大洪水環境下搬運沉積的粗顆粒懸移質泥沙。從圖4中也可以看出，EM4的頻率分布曲線與2010年現代大洪水SWD粒度頻率分布曲線尖窄，且皆偏向于右側砂級粒徑，這也很好地體現了古洪水SWD層中的EM4能夠指示河流特大/大洪水環境下搬運沉積的粗顆粒懸移質泥沙的合理性。

5 結論

運用參數化計算方法對漢江上游LJT剖面晚更新世以來沉積物進行端元模型分析，分解得到4個端元組分，并根據吸濕水、地球化學元素等相關環境指標的對比分析，將剖面中風成黃土層、土壤層和古洪水SWD層的不同沉積環境進行了區別討論。在各黃土層和土壤層中，EM1可能代表了沉積物沉積后亞洲夏季風影響下，經歷了強烈風化成壤作用形成的次生黏土礦物組分；EM2可能代表了高空西風和東亞冬季風翻越秦嶺而搬運的遠源細粉砂組分；EM3可能代表了山谷風從河谷中分布的河流沉積物和坡積碎屑物中，以低空短距離形式搬運而來的粉塵物質，并且受到了后期氣候變化控制下的淋溶作用的影響；EM4代表了山谷風從近源的河流沉積物和坡積碎屑物中搬運而來的粗顆粒物質。在各古洪水SWD層中，EM1、EM2和EM3主要來源于漢江上游暴雨洪水侵蝕搬運的河谷兩岸分布的表層土壤沉積物；EM4明確代表了河流特大/大洪水環境下搬運沉積的粗顆粒懸移質泥沙。