赣中玉华山泥炭地沉积来源的粒度端元法分析与2 000 aBP 以来气候环境重建

尚广春，李亮，马春梅,2，弋双文，赵琳，崔安宁

1. 南京大学地理与海洋科学学院，南京 210023

2. 江苏省气候变化协同创新中心，南京 210023

沉积物可以有效地反映地质与历史时期的气候变化和沉积环境[1-4]。为了对未来的环境变化进行预测，重建地质时期尤其是全新世以来的环境演变变得十分重要[5-6]。过去全球变化（PAGES）的基本任务旨在研究过去气候环境、生态过程和人类活动的长期相互作用。湖泊水量是控制粒度分布的重要因素，粒度的粗细代表水动力的强弱和湖泊水量的相对大小[7-9]；在黄土沉积物中，粗颗粒的含量和中值粒径的大小可以指示历史时期沙尘天气发生的频率和强度[10-11]；而在古洪水的判别中，粒度频率分布和累积曲线也是很重要的判别方法[12-13]。随着数学在沉积学中的应用愈加广泛和深入，利用因子分析法[14-15]、Weibull 分布函数拟合[16]、粒级-标准偏差[17-18]、端元模型法[19-23]等数学方法可以从多峰态的粒度频率分布曲线中分离出单一粒度组分特征，提取敏感组分并对沉积物的来源进行分析。Liu[23]等在苏凯湖通过端元法得出4 个端元，取其中较有意义的3 个做对数运算，得出的HI 指数与季风有很好的对应关系；Yu[22]等在端元分析法基础上改进的贝叶斯端元分析法，应用于西部的沙漠和湖泊。但运用端元分析法对泥炭地的探究未有实例，因此本文希望对此进行研究。

过去2 000 a 的气候变化由来已久，最早对过去2 000 a 的气候研究起源于欧洲学者，Lamb[24]定义了罗马暖期（Roman W.）、黑暗时代冷期（Dark Age Cold）、中世纪暖期（MWP）、小冰期（LIA）的大致起讫年代。但欧洲的气候情况与我国不完全相同，因此，我国也有很多学者致力于研究近2 000 a 的气候研究，最早的有竺可桢先生通过物候法对我国近五千年来气候变化得出温度曲线，划分出历朝的大致冷暖时期；葛全胜[25]等在前人研究基础上得出，中国的温度变化存在准700 a 和200～300 a 的周期；降水变化则存在20～30 a 和准70 a 的周期。郑景云[26]等的研究表明中国东部降水同样存在数百年的趋势变化，西部中世纪暖期与小冰期不明显；中世纪暖期时，中国东部的华北地区相对干旱，江南则相对湿润；而在小冰期，华北地区则相对湿润，且整个东部地区的降水变率增大。

本文基于江西玉华山泥炭钻孔沉积物高分辨率AMS14C 测年的年代框架，结合粒度特征、沉积环境分析，运用粒级-标准偏差提取的敏感组分和EMMA 端元分析法[20]的端元进行比较，将历史资料与石笋记录等数据进行对比分析，明确了粒度各端元组分的环境指示意义，揭示了研究区内近2 000 a的环境变化及其控制因素。

1 区域地理背景

玉华山位于江西省中部（图1），最高峰1 169 m，其水系整体呈北北东向分布。该区属赣中南亚热带潮湿多雨季风气候区，四季交替明显，全年冷暖气团出现频繁，天气复杂且多变。春季多雨，来自南方的暖湿气流与北方的干冷气流相遇，出现强降雨、大风等强对流天气，4 月降水集中；夏季高温炎热，6 月降水集中；秋季由于副热带高压的影响，降水较少；冬季较寒冷，温度下降明显，并伴有雨雪等天气。年平均气温18 ℃，夏季最高气温达到39.5 ℃，冬季最低气温为-9.2 ℃。年降水量达到1 500～2 000 mm，3—6 月份为雨季，年蒸发量为1 100～1 600 mm[27-28]。

图1 研究区地形图Fig.1 Map showing the location of study area

2 材料与方法

2.1 样品采集

通过对玉华山的野外考察，研究组于2014 年用半刀式俄罗斯泥炭钻钻取了钻孔，命名为YHS2（27°50′29.44″N、115°38′54.98″E），YHS2深度为3.5 m。

2.2 实验方法

本文选取了17 个YHS2 钻孔的样品挑选陆生植物残体或提取孢粉浓缩物在美国Beta 实验室进行AMS14C 年代测定。

YSH2 钻孔共分得350 个样品，粒度实验分析步骤以前人研究得出的黄土粒度前处理方法为基础[29-30]，根据泥炭的特点做出适当调整，具体步骤如下：取大约0.5 g 样品置于200 mL 烧杯中，静置一夜后，加10%双氧水（去除样品中有机质）浸泡并加热促使反应，直到无气泡产生为止（因泥炭地的样品含有机质较多，反应时间较长）。然后，加入10%的HCl 适量（去除样品中碳酸盐类物质），于电热板上加热煮沸，直到基本无气泡产生为止。加入超纯水浸泡样品静置一夜，重复两遍，样品水洗至中性，加入0.006 mol/L 的六偏磷酸钠[（NaPO3）6] 试剂，超声波振荡器中震荡10 min，使细颗粒物质充分散开，用Mastersizer2000 激光粒度仪进行粒度检测。

3 结果

3.1 剖面岩性特征

YHS2 钻孔根据地层岩性差异自上而下划分为14 个岩性单元（图2），分别为：0～30 cm 为棕色沼泽土；30～70 cm 为灰黄色沼泽土；70～108 cm 为灰黑色泥炭土；108～130 cm 为灰黄色沼泽土；130～145 cm为灰黑色泥炭土；145～165 cm 为灰黄色沼泽；165～172 cm 为灰色沼泽土；172～217 cm 为灰色黏土；217～225 cm 为灰色粗砂；225～265 cm 为灰色黏土；265～304 cm 为褐色黏土；304～312 cm 为灰黑色泥炭土；312～323 cm 为灰色泥炭土；323～350 cm为褐色粉砂质黏土。0～172 cm 为沼泽-泥炭沉积，172～304 cm 为黏土或砂，为湖相沉积，304～323 cm为泥炭沉积，323～350 cm 为褐色粉砂到黏土。

3.2 年代的校正

AMS14C 测年结果见表1[31]所示，为了更好地处理年代-深度关系，我们基于贝叶斯公式年代模型[32]，结合R 软件为不同的年代控制点选择合适的函数[33]，从而为YHS2 钻孔建立准确完整的年代框架。

3.3 粒度组成与参数特征

沉积物粒度组成的粒级分成黏土（＜4 μm）、细粉砂（4～16 μm）和中粗粉砂（16～64 μm）、砂（＞64 μm）4 个级别；粒度参数是综合反映沉积物粒度特征及沉积环境的量化指标，本文分析采用Fork、Ward 提出的平均粒径（Mz）、分选系数（r1）、偏度（SK）、峰态（Ku）4 项粒度参数，结合平均粒径辅以比较。

图2 年代-深度模型Fig.2 Age-depth model

YSH2 钻孔的粒度组成与参数见图3 所示，平均粒径6.57～3.18Φ，平均值5.77Φ；黏土含量6.46%～20.07%，平均值14.48%；细粉砂含量13.42%～52.46%，平均值34.36%；粗粉砂含量18.50%～48.85%，平均值34.67%；砂含量1.57%～61.60%，平均值16.46%，分选系数1.06～2.97，平均值1.99；偏度-0.30～0.38，平均值0.013；峰态0.70～1.58，平均值1.11。

3.4 敏感组分的提取

粒级-标准偏差法用于提取敏感组分、进行古气候变化的研究由来已久，对于追溯物源，探讨季风海流等提供重要信息[34-35]。本方法是依据每一粒级对应含量的标准偏差变化来获取环境敏感因子，它的基本思路是计算每一粒级在柱状沉积物中的标准偏差值，将标准偏差值最大的粒级作为环境敏感因子，其敏感粒级往往是单一的。由此可以看出YHS2 钻孔存在3 个敏感的组分，分别为10.473～16.535、29.264 ～72.951 、404.412 ～453.326 μm，占比最高的10.473～16.535 μm 组分是气候的最敏感组分。

3.5 端元组分的提取

EMMA 端元模型法[20]能够区分粒度的不同组分，在MATLAB 环境下运行Paterson[21]等提供的Analysize 软件包，然后通过综合分析各自线性相关性、角度偏差和端元相关度确定了最佳端元数量。对粒度进行计算，此地属于泥炭地，多为粉砂与黏土，沉积物来源稳定单一，基于上述讨论，本文采用3 个端元，两个单峰模式和有一个高低峰的模式，分别标记为EM1、EM2、EM3。EM1 的峰值大约为13 μm、EM2 为32 μm，EM3 低峰为8 μm，而高峰为453 μm。

表 1 年代-深度模型[32]Table 1 List of Age-depth model[32]

图3 粒度组分与参数图Fig.3 Particle size composition and parameters

4 讨论

4.1 年代及粒度组成参数的讨论

YHS2 钻孔虽然在最底部的测年达到7 ka，但是从沉积速率来看，在312 cm 以上沉积速率较快，为0.23 cm/a，312 cm 以下速率缓慢，其中312～322 cm沉 积 速 率 为0.004 cm/a，322～337 cm 沉 积 速 率为0.0087 cm/a，337～350 cm 沉积速率为0.0203 cm/a。我们认为在312 cm 以下分辨率较低，与前部差距较大，可另做其他方面研究。基于此推断，本文主要对该钻孔312 cm 以上部分的粒度进行环境替代指标变化分析，讨论过去2 ka 期间的气候环境变化。

玉华山泥炭位于山间盆地，我国西部的泥炭主要来源物质以风成为主，而东部以水成为主，且受到东亚季风影响强烈[11,36]。物质输入粒度的粗细受到碎屑物质来源和水位波动相对变化的影响，暴雨和大暴雨会夹带少量大颗粒，周边的落石也会滚落而至，分选性较差。分选性和平均粒径有一定的相关性，即较粗颗粒时，分选较差，较细颗粒时分选较好。偏态基本都在对称态左右波动，没有明显的趋向。峰度的变化范围基本都为0.9～1.4，峰态较宽。总的来说是变细的过程，砂的含量在减少、粉砂的含量在增加。

4.2 端元组分的探讨

悬浮微粒沉积过程与其输导机制和沉积环境密切相关，湖泊沉积物粒度组成的控制因素主要有3 个：（1）碎屑物质来源，（2）湖泊水位变化，（3）湖泊水动力[37]。研究区位于沼泽泥炭，东亚季风带来大部分降水，山间盆地蓄水形成泥炭沼泽或是小型湖泊；同时，物质输入粒度的粗细受到碎屑物质来源和水位波动的相对变化的影响。

EM1 组分的众数为13 μm（图4），占比最大，对应的敏感组分为10.473～16.535 μm，是对气候干湿变化最为敏感的部分，属于细粉砂，粒度特征分布为正态分布，与平均粒径的变化也较为一致，此地是山间集水盆地，粒径含量的变化主要反映气候干湿对粒径的影响，当东亚季风增强、降水增多、气候湿润、侵蚀能力加强，冲入更多的水流易带走的细粉砂粒径的物质；反过来沉积物中EM1 的含量增多，指示水动力变强、降水增多、气候湿润、东亚夏季风增强。同理，EM1 减少，水动力变弱、降水减少、气候干燥。EM1 指代的是降水的变化，即气候的干湿状况的反映，与葛全胜重建的江南地区的干湿指数和董哥洞石笋的同位素记录有很好的对应关系。

EM2 组分的众数为32 μm（图4），对应的偏差法的敏感组分为29.264～72.951 μm，属于粗粉砂，单峰结构反映较好的分选性，同此钻孔的腐殖化度曲线有较好的对应，腐殖化度[38-39]是在微生物作用下，通过生物与化学作用形成腐殖质的过程，腐殖化度高代表成壤作用强，反之代表弱，因此EM2 可能是土壤的成壤改造作用，受环境的氧化还原影响，此地泥炭发育，沉积环境较稳定，微生物作用持续而强烈，对沉积环境同样起到更加适应自己发展的改造作用，因此EM2 代表的是一定条件下土壤的成壤改造作用。

图4 标准偏差法(上图)和端元分析法(下图)Fig.4 Standard deviation method （a） and end element analysis method （b）

EM3 是高低峰的形态，分为主峰和次峰，多峰结构反映弱分选主峰的众数在453 μm，次峰在8 μm，峰值在400 μm 以上，且位于东部地区，只能是水成的砂，与河流和湖滨相砂的累积概率曲线峰值相差不大，但符合这种双峰形式粒度频率曲线的是近源坡面冲积和洪积泥石流等突发性的事件，分选较差，且EM3 占比较小，不是主要的物质来源，不能代表时间段的稳定的气候变化，可能对东部地区的洪涝有指示意义，一定程度上代表着较大的降水事件引发的山洪、滑坡或者泥石流的过程，指示着突发性气候变化对于沉积的影响。

4.3 过去2 000 a 气候重建

图5 端元各组分与古气候之间的比较Fig.5 Comparison of the components of terminal element and paleoclimate

通过粒度与前人所用指标的对比来探讨端元组分所反映的干湿状况变化，端元法EM1 与偏差法得出的最敏感组分10.473～16.535 μm、董哥洞石笋δ18O，与葛全胜[40]等利用历史文献重建的江南地区干湿状况和我国东中部温度距平做了对比分析（图5），在0—300 AD 阶段，EM1 增多，EM2 减少，δ18O 含量相对较高，表明此时降水较多，沉积颗粒较细，为较为湿润的时期，东亚季风强盛带来的雨水较为充沛，温度总体处于相对较暖的阶段，但在此阶段后期，也就是汉末三国时期，气候开始波动较大；在300—500 AD 阶段，EM1、EM2 都有缓慢下降的过程，腐殖质处于低值，土壤的生产力较低，还原性较强，温度逐渐转冷，沉积粒径相对变粗，整个江南地区都较为干旱，此时属于由湿润转入较干旱的时期，降水相对变少，东亚季风减弱，东亚的暖湿气流减少，江南地区整体偏干；500—650 AD 时期，EM1、EM2 再次升高，腐殖化度依然较低，δ18O 相对升高，细颗粒再次上升，代表不稳定的EM3 减少，江南地区的大涝次数也较少，较为稳定，而且此时也有了较为完备的记录，总体比较可信，温度也有了上升的趋势，这是稳定、持续的湿润时期，这个时间段处于Lamb 定义的黑暗时期中，但此地纬度较低，气温较高，因此与欧洲的结果有些不同，与百年尺度的冷暖阶段存在区域的差异及北半球温度变化重建结果尚存在一定不确定性有关；650—900 AD 阶段，各曲线有良好的一致性，EM1降低，EM2、EM3 升高，细粒变少，粗粒含量增多，与δ18O 有很好的对应关系，气候开始由湿润转为干旱，其中出现转折，出现大涝或是大旱次数也增多，说明气候较不稳定，与郝志新[42]等统计的唐朝后期气候较为干旱相符。气候变化也可能是唐朝盛衰变化的转折，大约从900 AD 起，EM2、EM3 变低，腐殖化度升高，沉积颗粒细粒部分升高，持续到1100 AD 前后，都是比较湿润的时期，这阶段降水变化比较频繁，EM1 波动较大，水动力的变化也较频繁，但总体是长期的高值，气候湿润，季风带来较多的降水，气候总体较为温暖；1100—1200 AD 各个曲线依旧波动比较频繁，总体的趋势是由湿润转向干旱，温度则是缓慢上升，1200—1400 AD 时期，EM1处于高值，细颗粒占比上升，δ18O 含量也上升，反映了江南地区气候已经由干旱转入湿润，此时温度也慢慢转凉，EM2 与腐殖化度的占比都较高，土壤的发育较好，此时是比较湿润的凉爽时期；与郑景云[26]等得出中世纪暖期时，中国东部的华北地区相对干旱，江南则相对湿润的结论相似。1400—1800 AD，总体也分为3 个小阶段：EM1 与敏感组分都由高值缓慢转入低值，江南地区整体分为湿-干-湿的3 个阶段，δ18O 也有相应的波动，全都反映了小冰期时期前期较为湿润，中期缓慢变干，后期又慢慢变为湿润，但温度总体还是偏低。葛全胜[40]等认为1430—1530 年和1630—1740 年是两个最为干旱的百年，这在偏差法和EM1 的曲线中都有体现；1800 AD 后受到人类活动的影响越来越大。

整体看来，近2 000 a 来我国南方的温度是总体偏暖，即使是在小冰期，温度距平在0 以下的也不多见，较暖的空气增加蒸发的强度，空气湿度大的情况下遇冷凝结，这也是南方地区降水变率大的一个重要的因素，而区域内的降水总体偏湿润，整体有略微上升的趋势，南方地区在历史时期的水热变化不均一，有模拟[44]表明这可能与太阳辐射和降水带的移动等因素有关。

5 结论

（1）玉华山泥炭地沉积物粒度组成以细粉砂（4～16 μm）为主、中粗粉砂次之（16～64 μm）、黏土（＜4 μm）再次之，砂（＞64 μm）的含量最少，结合岩性分析表明在过去2 000 a 沉积环境表现为湖泊向泥炭演化。

（2）粒度端元分析结果显示3 个端元能够最大程度地解释玉华山钻孔沉积，EM1 代表流水搬运而来的较细组分，EM2 是反映土壤的成壤改造作用的组分，EM3 代表突发性的气候事件带来的组分。其中EM1 的变化可以较为准确地反映该区域2 000 a以来的干湿状况，与各条对比曲线都有很好的一致性。

（3）玉华山地区近2 000 a 来干湿变化的规律为：0—300 AD 气候由干转湿，300—500 AD，气候由湿润转入干旱，整体偏干，500—650 AD 是持续稳定的湿润期，650—900 AD，气候波动较大，变化频繁，总体偏干；900—1400 AD 是总体较为湿润的时期，其中有100 a 的波动期，1400—1800 AD 为小冰期，气候变化为湿-干-湿的3 个阶段。

致谢：野外采样中得到江西师范大学贾玉连副教授、朱笑虹博士、凌超豪硕士生、凌光久硕士生、南京大学地理与海洋科学学院的本科生李圆圆等人的帮助，在此一并感谢！