汉江上游罗家滩剖面晚更新世以来沉积物粒度端元分析

潘昭烨，张玉柱, ，黄春长，庞奖励，查小春，周亚利，朱 艳，贾雅娜，王浩宇，陈 豆，肖奇立，王春梅

1.西北大学 城市与环境学院，陕西省地表系统与环境承载力重点实验室，西安 710127

2.陕西师范大学 地理科学与旅游学院，西安 710119

3.中国科学院地球环境研究所 黄土与第四纪地质国家重点实验室，西安 710061

沉积物粒度特征是表征沉积环境最敏感的指标之一，对于指示沉积物的物质来源、搬运介质及动力等具有重要意义（任明达和王乃梁，1981）。尤其是通过粒度端元（end members，EM）模型分析，可以将沉积物中不同物质来源与沉积动力过程的敏感粒度组分提取出来，进而对区域古气候和古环境的演变进行揭示（Weltje，1997；Weltje and Prins，2007；王兆夺等，2020；朱海等，2020；孔凡彪等，2021；刘梦慧等，2021）。

汉江上游地处北亚热带与暖温带过渡性季风气候区，中国南北自然地理分界线秦岭的南坡，北临黄土高原。其河谷地带作为陆-水-气相互作用的特殊区域，亚洲冬夏季风的交替影响为汉江上游河流阶地和缓坡等地貌位置发育风成黄土-古土壤剖面提供了有利条件（庞奖励等，2011；庞奖励等，2015；Sun et al，2016；Mao et al，2017）。同时，因河流洪水的沉积作用能够使这些风成黄土-古土壤剖面中赋存汉江上游特大/大洪水事件的滞流沉积物（slackwater deposits，SWD）（Zhang et al，2013；Zha et al，2015；Guo et al，2018；Mao et al，2022）。目前，已经有一些学者从剖面地层年代框架、季风气候演变信息重建、风化成壤发育特征揭示、极端气候水文事件记录鉴别等方面开展了系统研究，取得了一系列重要成果（庞奖励等，2011；庞奖励等，2015；Zha et al，2015；Sun et al，2016；张文桐等，2017；Mao et al，2017；Bian et al，2018；Guo et al，2018；Mao et al，2022），但识别区域内沉积物粒度的环境敏感组分及探究沉积物物质来源的相关研究较少。

汉江上游罗家滩（LJT，图1）晚更新世以来风成黄土-古土壤剖面中夹有4层古洪水SWD（图2），其不仅能够记录丰富的亚洲季风气候演变信息，而且还可以帮助理解流域极端气候水文事件发生对于全球气候变化的响应规律（Zhang et al，2013；张玉柱等，2017）。鉴于此，本文对该剖面开展了系统的沉积学和地球化学等多学科交叉研究，并将所得的粒度数据导入端元模型，运用参数化与非参数化方法进行对比分析，讨论两种方法的分解结果及其适用性。并结合吸湿水和地球化学元素等环境指标的综合分析结果，准确揭示剖面中不同成因类型沉积层中的各个端元组分的沉积动力特征，分析其代表的物质来源。该研究成果对于研究汉江上游全新世沉积环境变化具有一定的指导意义。

图1 汉江上游罗家滩（LJT）剖面区域概况图Fig.1 Map showing the location in the LJT profile on the upper Hanjiang River

图2 汉江上游罗家滩（LJT）晚更新世以来风成黄土-古土壤剖面夹古洪水滞流沉积层照片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 研究区概况

汉江发源于陕西省宁强县潘冢山，是长江的第一大支流，从秦岭和巴山之间由西向东汇入长江。汉江上游干流全长925 km，流域面积9.52 ×104km2。河谷深切入基岩之中，河道平均比降为0.6‰，峡谷和盆地交替出现，峡谷两侧基岩主要由古生代变质岩、中生代花岗岩、新近纪沉积岩和第四纪火山岩构成。汉江上游流域位于湿润地区，属亚热带季风气候。年平均气温为14 — 16℃，降水量为830 — 900 mm，主要受东南季风和西南季风的影响。区域降水和水文的特点为季节性变化大，降水季节相对集中于5 — 10月，且7 — 9月极易产生大暴雨，造成洪涝灾害。据汉江上游安康水文站记录，汉江年平均流量 568.78 m3· s−1，年平均径流总量17.94 × 109m3。

2 研究剖面特征和实验方法

2.1 研究剖面特征

通过对汉江上游旬阳段开展广泛细致的古洪水水文学研究，在该河段第一级阶地（T1）前沿发现了夹有4层典型古洪水SWD的晚更新世以来风成黄土-古土壤剖面 —— 罗家滩（LJT）剖面。该剖面沉积地层层次清晰，未经人为扰动，其土壤学和沉积学特征明显。从地表向下以每5 cm对剖面进行连续采样，共采集沉积学样品198个。根据Zhang et al（2013）的研究，将LJT剖面由上到下依次划分为现代土壤层（MS，0 —120 cm）、近代黄土层上部（L0上，120 — 170 cm）、古洪水滞流沉积层（SWD4，170 — 200 cm）、近代黄土层下部（L0下，200 — 260 cm）、古洪水滞流沉积层（SWD3，260 — 280 cm）、古土壤层上部（S0上，280 — 320 cm）、古洪水滞流沉积层（SWD2，320 — 380 cm）、古土壤层下部（S0下，380 — 760 cm）、古洪水滞流沉积层（SWD1，760 — 780 cm）、过渡性黄土层（Lt，780 — 850 cm）、马兰黄土层（L1，＞850 cm）。

2.2 沉积学指标分析

采用美国Beckman Coulter公司生产的LS13320型激光粒度仪测定粒度，测量范围是0.04 —2000 µm，相对误差小于2%：首先称取0.8 g自然风干沉积物样品放入500 mL烧杯中，加入10 mL 10%的双氧水后加热去除有机质；冷却后加入10 mL 10%的盐酸再次加热去除碳酸盐；再次冷却后注满蒸馏水静置72 h，随后用导管抽取烧杯中的上清液，再注满蒸馏水洗至溶液呈中性；最后抽取烧杯上层清液至100 mL，加入7 mL 0.05 mol · L−1的六偏磷酸钠后搅拌均匀，直至充分分散，放入激光粒度仪测定。

吸湿水测量采用烘干称重法：首先将依次编号的干净铝盒敞盖放入105℃烘箱中烘20 min，取出冷却后称重。然后称取20目的土壤样品5 g倒入相对应的铝盒中，105℃烘12 h，盖上盖子取出并在干燥器内冷却20 min后精确称量，计算每个样品的损失率。

2.3 地球化学元素分析

采用荷兰Panalytical公司生产的PW2403 X-Ray荧光光谱仪进行地球化学元素测定。将自然风干沉积物样品在振动磨中研磨至粒径200目以下，称取样品4 g，在YY-60型压样机上压片，并依次编号放入干燥皿中待测；将压片后的样品按顺序放入样杯中，利用PW2403 X-Ray荧光光谱仪进行地球化学元素含量测定。加入国家标准样品GSS-1和GSD-12进行误差控制，实测值和参考值的相对误差均小于5%。Rb / Sr和化学蚀变指数（CIA，[Al2O3/ (Al2O3+ CaO+K2O + Na2O) ×100]）可以很好地指示黄土沉积物受到的风化成壤作用，数值越大则说明土壤受到的风化成壤作用越强（Nesbitt and Young，1982；An et al，1991；陈骏等，1999）。

2.4 端元分析

本研究运用Paterson and Heslop（2015）改进的端元分析模型，在MATLAB软件中运行端元分析计算程序AnalySize；导入剖面粒度数据，在假设端元数量最多为10个的基础上，对粒度数据进行参数化EMA（Gen.Weibull函数分布）和非参数化EMA矩阵计算，计算过程需要对端元数量进行选择，主要考虑到以下指标：（1）线性相关度（R2），表明原数据集与端元的相关程度，数值越高说明相关度越好，通常认为R2达到0.8以上说明端元数基本满足拟合的要求；（2）端元相关度，表明各个端元之间的相关程度，数值越高则说明端元之间分布的重合程度越高，存在拟合过度，独立性差；（3）角度离差，表明端元与原样粒度曲线在进行形状拟合时所造成的偏差，数值越大则端元曲线在形状拟合时的误差越大，通常认为小于5°时端元数满足拟合的要求。此外，在满足以上三个指标的情况下，端元数量的选择应尽量较少。

综合考虑上述三个指标，确定了两种分解方法的最优端元个数（表1、图3）。根据表1、图3可知参数化方法的各项指标整体上优于非参数化方法。因此，参数化方法的拟合结果更好，本文最终选取参数化方法对汉江上游罗家滩剖面晚更新世以来沉积物粒度数据进行端元反演。

3 结果与分析

3.1 罗家滩剖面黄土分类结果

汉江上游罗家滩（LJT）剖面晚更新世以来沉积物粒度频率分布曲线揭示：剖面中沉积物粒度成分主要以细粉砂和粗粉砂为主（图4）。基于谢帕德三角分类图（Shepard，1954），可知除SWD2为砂质粉砂外，古洪水SWD1、SWD3、SWD4和风成黄土-古土壤均属于粉砂质（图5）。

表1 汉江上游罗家滩剖面晚更新世以来沉积物参数化和非参数化粒度端元拟合特性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

图3 汉江上游罗家滩剖面晚更新世以来沉积物参数化（a、b）和非参数化（c、d）粒度端元计算结果和相关判别指标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

通过对汉江上游罗家滩（LJT）剖面晚更新世以来沉积物粒度进行端元模型分析，反演得到了4个端元组分。从端元粒度频率分布曲线图及其参数来看（图4和表2），各端元组分均呈现单峰形态、总体接近正态分布。平均粒径（Mz）从EM1到EM4依次增大。EM1的Mz为3.81 μm，频率曲线分布范围宽广且平稳，峰值最低；EM2的Mz为8.60 μm，频率曲线分布范围较宽，变化较为平稳；EM3的Mz为27.16 μm，频率曲线分布范围最窄，主要集中在粗粉砂范围，峰值最高且最为陡峭，百分含量变化幅度大。EM4的Mz为103.87 μm，频率分布曲线范围较窄，主要集中在砂质范围，峰值较为陡峭，变化幅度较大。

图4 汉江上游罗家滩剖面晚更新世以来沉积物粒度频率分布曲线、端元粒度频率分布曲线和2010年现代大洪水滞流沉积物粒度频率分布曲线（数据引自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))

图5 汉江上游罗家滩剖面晚更新世以来沉积物谢帕德三角分类图Fig.5 Shephard’s diagram of the Late Pleistocene and Holocene sediments in the LJT profile on the upper Hanjiang River

汉江上游LJT剖面晚更新世以来沉积物各端元组分含量变化曲线揭示：各端元组分含量波动较为剧烈，不能很好地反映其在深度上的变化趋势（图6）。鉴于此，采用滑动平均法将每相邻5个剖面地层深度单位取一次加权平均值，绘制各端元组分含量变化曲线，能够更直观地反映其变化趋势（图6）。结合表3的数据分析可知：剖面中EM1含量在各风成黄土层（L1、Lt、L0）中介于34.21% — 49.44%，在土壤层中（S0、MS）呈现较高值，介于43.32% — 47.96%，其变化趋势与Rb / Sr、化学蚀变指数和吸湿水变化趋势相似（图7）。EM2含量在各风成黄土层中（L1、Lt、L0）介于28.14% — 33.95%，在土壤层中（S0、MS）呈现较低值，介于26.27% — 29.83%。EM3含量在各风成黄土层中（L1、Lt、L0）含量介于20.34% — 29.22%，在土壤层中（S0、MS）呈现较低值，介于20.54% — 26.86%，其变化趋势与淋溶系数相似。EM4在各风成黄土层中（L1、Lt、L0）和土壤层中（S0、MS）含量极少，分别介于1.29% — 6.34%和1.67% — 7.55%。

表2 汉江上游罗家滩剖面晚更新世以来沉积物端元粒度频率分布曲线参数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

图6 汉江上游罗家滩剖面晚更新世以来沉积物端元组分含量变化曲线及其滑动平均值曲线（OSL年龄和校正年代数据引自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 汉江上游罗家滩剖面晚更新世以来沉积物端元组分含量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层中，EM1含量介于34.87% —50.91%，EM2介于22.58% — 33.29%，EM3介于18.61% — 26.62%。三个端元在各古洪水SWD层与各风成黄土、土壤层中的含量相当。但是，EM4的含量介于2.38% — 17.77%，尤其是SWD2中的含量（17.77%）显著高于各风成黄土、土壤层（表3）。

4 讨论

在汉江上游罗家滩（LJT）剖面中风成黄土-古土壤层是由风力搬运下进行沉积，而古洪水SWD是河流特大/大洪水搬运而来，二者具有不同的沉积环境，分别对此进行讨论。

4.1 风成黄土-古土壤层物源分析

在汉江上游LJT剖面的风成黄土-古土壤层中，端元EM1主要由黏土和细粉砂组成，Mz为3.81 μm。且EM1与Rb / Sr、化学蚀变指数和吸湿水的变化趋势相似，即在土壤层（S0、MS）中的含量总体上显著高于各黄土层（L1、Lt、L0）（图6、图7）。说明EM1代表的主要是沉积物沉积后，在亚洲夏季风影响下，经历了强烈风化成壤作用形成的次生黏土矿物组分。结合前人对晚更新世以来风成黄土-古土壤剖面的粒度端元分析结果，也发现青藏高原东部风成黄土-古土壤剖面中粒径1 — 2 μm的端元（李帅等，2018）、新疆伊犁风成黄土-古土壤剖面中粒径0.8 μm端元（刘浩等，2018）、黄土高原区风成黄土-古土壤剖面中2.51 μm端元（赵格格等，2021）、华北平原区风成黄土-古土壤剖面中1.39 μm端元（Kong et al，2021），皆能够很好地代表后期风化成壤作用的影响。值得注意的是，虽然LJT剖面中风成黄土和土壤层与上述不同地区风成黄土和土壤层中EM1的粒径值相似，但是该剖面中风成黄土和土壤层中EM1的含量更高，可达34.21% — 49.44%。这是因为汉江上游LJT剖面地处湿润地区，属亚热带季风气候。在更为温暖湿润的环境下，风化成壤作用强盛，使得该剖面沉积地层中形成更加丰富的次生黏土矿物组分。

图7 汉江上游罗家滩剖面晚更新世以来沉积物Rb/Sr、淋溶系数、化学蚀变指数和吸湿水变化曲线（OSL年龄和校正年代数据引自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剖面中主要由细粉砂组成，Mz为8.60 μm。根据前人研究，粒径小于20 μm的土壤颗粒被认为由空中远距离悬浮搬运而来（Pye，1987）。从整个剖面上的含量变化来看，EM2在各黄土层（L1、Lt、L0）中含量较多，在各土壤层（S0、MS）中则发生了显著贫化，含量较少。大气动力学的相关研究表明：粒径2 —16 μm的细粉砂组分能够被风搬运到几千米的高层大气，可以在大气当中长期悬浮，能够从中国西部的干旱区被搬运到远离源区的北太平洋（Sun et al，2008；Shao et al，2011）。此外，关中东部黄土粒径15.57 μm的端元来自于东亚冬季风从西北内陆荒漠区搬运的组分（王兆夺等，2018a），临夏盆地黄土粒径12.95 μm的端元主要由冬季风主导的高空气流远源搬运，还受到西风环流的影响（王晶，2019），陕西靖边黄土粒径8.93 μm的端元是由西风从中国西北部沙漠携带搬运而来，并在大气中长期存在（巩雪娇等，2021），而陕西横山黄土粒径8.93 μm的端元是由西风带控制的由高空气流搬运的远源粉尘（刘蓉等，2021）。综上，基于EM2相对较差的分选性，可以推断EM2可能代表了高空西风和东亚冬季风翻越秦岭而搬运的远源细粉砂组分（庞奖励等，2011；庞奖励等，2015；Tan et al，2018）。

端元EM3在LJT剖面中主要由粗粉砂组成，Mz为27.16 μm。根据前人研究，在普通风暴条件下，粒径大于20 μm的粉尘颗粒主要在100 m以下的低空范围内搬运，强风暴条件下上升高度也不超过1 km；粒径大于20 μm的粉尘一般搬运距离不超过30 km，在强对流条件下，搬运距离可达到500 — 1500 km（Rea et al，1985；Pye，1987；Tsoar and Pye，1987；Vandenberghe，2013）。在对青藏高原东部、华北平原区黄土粒度端元分解中也提取出相似的端元组分，并将其看作局地环流作用下低空短距离悬浮搬运的粉尘物质影响的粒级组分（孔凡彪等，2021；Jia et al，2022）。汉江上游河谷地貌发育，山谷风盛行，能够将河谷中分布的河流沉积物和坡积碎屑物中的粉尘物质短距离搬运而沉积下来（Vriend et al，2011；Nottebaum et al，2015；孔凡彪等，2021）。同时值得注意的是，在古土壤层（S0下）中，EM3与淋溶系数的变化趋势存在较好的对应关系（图6、图7），说明在汉江上游亚热带季风气候条件下，还要考虑气候变化影响下的淋溶作用对沉积物粒度特征的后期影响（王兆夺等，2018b）。

端元EM4在LJT剖面中主要由细砂组成，Mz为103.87 μm，在各风成黄土土壤层中均呈现低值且不具有显著规律性。相比端元EM3，EM4组分的搬运高度与搬运距离更加有限（Pye，1987），应该代表了山谷风从近源的河流沉积物和坡积碎屑物中搬运而来的粗颗粒物质（Jia et al，2022）。

4.2 古洪水SWD物源分析

在汉江上游罗家滩（LJT）剖面的各古洪水SWD层中（表3），EM1、EM2和EM3在古洪水SWD层与相邻的下部黄土层或土壤层的含量相近，说明剖面中古洪水SWD主要来源于汉江上游暴雨洪水侵蚀搬运的河谷两岸分布的表层土壤沉积物。然而，剖面中的古洪水SWD，其作为河流特大/大洪水悬移质泥沙在高水位滞流环境下的沉积，因水流搬运动力强大，往往会含有大量的粗颗粒物质，如SWD2中EM4的含量高达17.77%，远高于其他地层。因此，各古洪水SWD层中的EM4明确代表了河流特大/大洪水环境下搬运沉积的粗颗粒悬移质泥沙。从图4中也可以看出，EM4的频率分布曲线与2010年现代大洪水SWD粒度频率分布曲线尖窄，且皆偏向于右侧砂级粒径，这也很好地体现了古洪水SWD层中的EM4能够指示河流特大/大洪水环境下搬运沉积的粗颗粒悬移质泥沙的合理性。

5 结论

运用参数化计算方法对汉江上游LJT剖面晚更新世以来沉积物进行端元模型分析，分解得到4个端元组分，并根据吸湿水、地球化学元素等相关环境指标的对比分析，将剖面中风成黄土层、土壤层和古洪水SWD层的不同沉积环境进行了区别讨论。在各黄土层和土壤层中，EM1可能代表了沉积物沉积后亚洲夏季风影响下，经历了强烈风化成壤作用形成的次生黏土矿物组分；EM2可能代表了高空西风和东亚冬季风翻越秦岭而搬运的远源细粉砂组分；EM3可能代表了山谷风从河谷中分布的河流沉积物和坡积碎屑物中，以低空短距离形式搬运而来的粉尘物质，并且受到了后期气候变化控制下的淋溶作用的影响；EM4代表了山谷风从近源的河流沉积物和坡积碎屑物中搬运而来的粗颗粒物质。在各古洪水SWD层中，EM1、EM2和EM3主要来源于汉江上游暴雨洪水侵蚀搬运的河谷两岸分布的表层土壤沉积物；EM4明确代表了河流特大/大洪水环境下搬运沉积的粗颗粒悬移质泥沙。