粤北小流域河漫滩沉积物的粒度与磁性特征及其古洪水识别意义

林悦敏，欧阳婷萍，李明坤，贺辰戋,2，张丽容，李 桑

（1.华南师范大学 地理科学学院，广州 510631；2.中国科学广州地球化学研究所 有机地球化学国家重点实验室，广州 510640）

全球变化背景下灾害性天气事件频发已引起世界范围内各界的广泛关注，台风和强降雨等导致的洪涝灾害严重影响着区域可持续发展以及人类的安全（Katz et al., 1992; Skakun et al., 2014; Liu et al.,2015）。因此，洪水爆发的规律、形成过程及其与气候变化之间的联系等的研究可为工程建设、防洪救灾提供依据，具有重大实践意义。

洪水沉积物是记录洪水事件和水文特性的主要载体，通过对洪水沉积物的研究建立洪水时间识别标志是古洪水研究的基础（李长安 等，2009；Huang et al., 2013）。近年来，中国学者通过研究洪水沉积物重建了长江流域和黄河流域的古洪水事件序列（朱诚 等，2005；Zhang et al., 2013；胡贵明等，2015；Yu et al., 2020）。目前洪水识别研究最常用的方法是粒度分析，通过单个粒度指标及组合参数判断水动力条件、物质来源以区分洪水事件。谢远云等（2007）通过汉江平原漫滩沉积物的沉积特征与砂含量识别出近3 000 年来的18 次洪水事件；罗淑元等（2021）通过研究扬子江剖面沉积物粒度频数分布曲线类型区分洪水事件强度，且平均粒径、砂、（粗粉砂+砂）/（细粉砂+黏土）、中值粒径和粒度频数分维值D这5个指标可以用于特大洪水的判别。由于河流沉积过程复杂多变，相同流域不同位置的洪水识别指标也会存在差异（杨劲松 等，2022）。因此，需要结合多种指标的指示意义，选择区域最适宜的指标识别洪水事件（Peng et al.,2019）。其他相互印证的指标包括沉积物的元素组成、孢粉等，然而到目前为止，尚未有统一的相应的洪水事件识别标准。

近年来，具有经济、快速、无损等优点的环境磁学方法通过测量获得沉积物的磁信息，研究沉积物磁性特征（磁性矿物的含量、类型、晶粒特征等）在物源不同、搬运过程中的风化作用、次生变化等情况下会发生显著的变化，可以用于指示物源、沉积动力特征，被广泛应用于洪积物的沉积学研究中（Verosub et al., 1995；张卫国 等，1995；Foster et al., 1998; Zhang et al., 2007; Franke et al.,2020）。已有研究表明，大洪水期输入的物质由于物源的差异表现出不同的磁性特征（Hanson et al.,2015; Rowntree et al., 2017; Franke et al., 2020），例如外源输入较粗的碎屑物质磁化率值相对较高，磁化率可用于反映水动力的强弱（Storen et al., 2010）；Rowntree 等（2017）发现Mzimbubu 河洪水期和平水期沉积物的来源和磁化率都存在显著差异；Ota等（2017）的研究表明，可以综合运用高磁化率和饱和等温剩磁值、低非磁滞剩磁值指示洪水事件。另外，在沉积物物源一致的前提下，由于水动力条件的分选作用，反映磁性矿物粒径的参数常用于指示水动力的强弱（张卫国 等，2002；Dong et al.，2014），如非磁滞剩磁磁化率与磁化率的比值（χARM/χ）与非磁滞剩磁磁化率与饱和等温剩磁的比值（χARM/SIRM），通常χARM/χ、χARM/SIRM 较小表示磁性矿物颗粒较粗，反映水动力较强，反之亦然。然而，单一磁学指标常受多种因素影响，如磁化率与水动力的关系复杂；χARM/χ受悬浮沉积的影响容易造成细颗粒磁性矿物的沉积；因此，难以用单一磁学指标有效识别洪水事件，有必要结合多种磁学参数以有效识别洪水事件（周开胜 等，2008）。

华南地区河网密集且降水变率大，暴雨洪涝灾害发生较频繁（冯强 等，1998；伍红雨 等，2011），是受洪水严重影响的地区之一，也是洪水相关研究的理想区域。因此，本研究选取韶关市横石水河下游的河漫滩沉积物秀丰断面为对象，详细分析其粒度和磁学特征，在利用粒度特征识别沉积记录的洪水事件的基础上，深入分析洪水期沉积层和平水期沉积层沉积物磁性特征的差异，试图建立识别洪水事件的磁学指标，为古洪水识别提供参考。

1 材料与方法

本研究所用“秀丰断面”沉积物采自广东省韶关市翁源县横石水河下游翁城镇秀丰村段的一处河漫滩上（图1-a）。翁源县基岩主要为泥盆系—中三叠统碳酸盐岩及碎屑岩（陈珲 等，2022）。地势总体为北高南低，北部是海拔800～1 200 m 的山区，南部为低矮山地和冲积平原（蔡锦辉 等，2005）。地处亚热带季风气候区，年均温为21℃，年均降雨量为1 700 mm，农作物主要有水稻、红薯、玉米，经济作物为花生、柑桔等，土壤类型为黄壤和水稻土。横石水河发源于大宝山矿区，河长40.9 km，采样点距离源头22.8 km，河宽约为110 m。采样点位于一处裸露的河漫滩，河漫滩层面上发育龟裂构造沉积物，从河漫滩顶部向水边方向采样的断面长度为300 cm，颜色由土黄色（0～80 cm）、深灰色（80～170 cm）到青灰色（170～300 cm）逐次变化，沉积物粒度较均一，总体上为黏土和粉砂。沿秀丰断面从河漫滩顶部至底部部位以10 cm 间隔依次取上覆在沙滩上的厚度约3 cm的沉积物（图1-b），共获取30个沉积物样品用于粒度分析和磁学测试。其中，以170 cm 为界限，0～170 cm 的17 个样品为洪水期沉积的A 段，170～200 cm 的13 个样品为平水期沉积的B段。

图1 研究区地理位置（a）及采样断面（b、c）Fig.1 Geographical location of the study area (a), and sampling profile (b, c)

粒度分析：取约1 g 样品加入50 mL 的烧杯，与去离子水充分混合后置于80℃的水浴锅中以加快反应，加入质量分数为30%的双氧水以去除有机质，反应至无气泡后加入1 mol/L 的稀盐酸以去除碳酸盐，反应至无气泡后接着加入50 mL的去离子水。静置24 h后倒去上层清液，然后加入50 mL去离子水并静置24 h后倒去上层清液，并重复多次至pH试纸测试结果为7。使用英国马尔文公司生产的Mastersizer 3000型激光粒度仪进行粒度分析，粒径测量范围是0.02～2 000 μm，重复误差＜2%。粒度参数的计算主要在GRADISTAT 平台上（Blott et al., 2001），采用Folk&Ward的计算方法，计算样品的平均粒径（Mz），公式为Mz=（Φ16+Φ50+Φ84）/3，其中，Φ16、Φ50、Φ84为累积百分含量特征粒度值（Folk et al., 1957）。根据Krumbein（1934）的算法对所测粒度值进行换算，公式为Φ=-log2D（D为沉积物以mm为单位的粒度值）。采用Grainsize Analysis绘制概率累积曲线图及计算图中2个次总体直线交点的横坐标（交截点）的值（Xu et al., 2020）。

环境磁学：所有样品置于50℃的烘干箱中烘干，稍加研碎并准确称重后装入8 cm3无磁立方盒并以透明胶带密封待进行系列环境磁学指标测试，测试指标包括：1）使用卡帕桥多频各向异性磁化率仪（MFK2-FA）依次进行低频（976 Hz）和高频（15 616 Hz）磁化率测试，进行质量归一化后分别得到低频和高频磁化率（χlf、χhf），分别利用公式χfd=χlf-χhf和χfd（%）=（χlf-χhf）/χlf×100计算得到频率磁化率和频率磁化率系数；2）使用交变退磁仪（LDA5）在峰值为100 mT 的交变场同时叠加0.05 mT 直流场（DC）获得非磁滞剩磁（ARM），然后用JR6双速旋转磁力仪测量，由公式χARM=ARM/HDC计算得到非磁滞剩磁磁化率（χARM）；3）用脉冲磁化仪（DPMI）依次对样品施加20 mT、2000 mT、反向300 mT 磁场，使其获得相应的等温剩磁（IRM），再使用JR6 双速旋转磁力仪进行测试得到IRM2000mT和IRM-300mT，其中IRM2000mT作为饱和等温剩磁（SIRM）。再分别利用公式SOFT （%）=IRM20mT/SIRM×100 和HIRM= （SIRM+IRM-300mT）/2计算反映亚铁磁性矿物相对含量的软剩磁系数（SOFT%）和反映高矫顽力矿物含量的硬剩磁（HIRM）（Liu et al., 2007）。

岩石磁学测试：κ-T曲线（磁化率-温度曲线）、磁滞回线、IRM获得曲线及其反向退磁曲线均可用于判别磁性矿物的类型（Thompson et al., 1986;Roberts et al., 1995; Tauxe at al., 2002; Evans et al.,2003），利用卡帕桥的高温组件（CS4）对7件代表性样品在室温至700℃之间进行热磁曲线（κ-T曲线）测试；利用振动样品磁强计（LakeShore 8604）对所有样品进行磁滞回线（测试范围从-1 000～1 000 mT）、IRM 获得曲线（测试范围从0～1 600 mT）、反向退磁曲线（测试范围从0～600 mT）测试，再从洪水期沉积的A段和平水期沉积的B段中各选取2件代表性样品在1 000 mT的最大外场下测试一阶反转曲线（FORC 曲线），利用软件FORCinel 3.0 选取平滑因子（SF）为3 绘制得到FORC 图（Harrison et al., 2008）。已有研究表明，IRM获得曲线的累积对数高斯（CLG）分析是样品中磁性组分分离的有效方法（Kruiver et al., 2001; Heslop et al.,2002），利用软件IRMUNMIX2_2 和IRM_CLGl 对IRM获得曲线进行对数累积高斯模型分析，以定量分析沉积物中各磁性组分的贡献。

2 结果与分析

2.1 河漫滩沉积物粒度特征

采用Wentworth（1922）的粒径划分标准得到的粒度分析结果为：Mz变化范围为7.91～13.88 μm（均值10.14 μm），以粉砂（4～63 μm）为主，粉砂的体积分数为74.95%～80.65%（均值78.42%）；黏土（<4 μm）其次，变化范围为15.13%～22.71%（均值19.68%）；砂（>63 μm）含量最少，变化范围为0～9.25%（均值1.9%）。

频率曲线和概率累积曲线可以反映沉积物的沉积环境与水动力特征。如图2 所示，A、B 段沉积物样品的频率曲线和概率累积曲线存在显著差异。频率曲线受动力和多源性的影响，呈现不同的峰型。现实中河流沉积物成因复杂，一般呈单峰或者多峰型（肖舜 等，2007）。由图2-a可知，所有样品的频率曲线总体上都呈单峰型，峰值集中在Φ5～8之间，说明该河漫滩沉积物搬运方式比较单一，表现为流水搬运（Sun et al., 2002）。沉积物以粉砂为主，A 段沉积物的粒径分布明显宽于B 段，表明河流运输了较粗颗粒物质沉积在A 段，反映水动力较大。

图2 粒度分布频率曲线（a）和A、B段典型样品的概率累积曲线（b）Fig.2 Frequency accumulation curve(a), probability accumulation curve for the representative sample in sections A and B(b)

概率累积曲线可以很好地区分滚动组分、跳跃组分、悬浮组分。由图2-b 可知，概率累积曲线表现为以悬浮为主的两段式，其含量约为95%，由两段悬浮次总体组成；跳跃总体含量约为5%。A段沉积物跳跃总体和悬浮总体的交截点介于Φ2.2～4.5之间，而B 段沉积物交截点位于Φ5 左右，表示A段能悬浮的最大颗粒的粒径大于B段，进一步证明A段水动力更强。

2.2 沉积物磁性矿物学特征

秀丰断面代表性样品的磁性矿物学测试结果如图3所示。κ-T曲线显示沉积物样品在加热过程中磁化率出现增强（双峰）现象（图3-a），第一个峰值在300℃左右，可能是铁的氢氧化物转化成磁赤铁矿后转变为赤铁矿；第二个峰在520℃左右，这可能是含铁硅酸盐矿物或赤铁矿和黏土矿物在高温下转化成磁铁矿等强磁性矿物所造成的（Deng et al.,2001; Liu et al., 2005; Zhang et al., 2012）。磁化率值在600℃以上的明显降低表明样品中存在赤铁矿。样品冷却至室温时，磁化率远高于初始磁化率，再次说明加热过程中生成了大量强磁性矿物。

图3 代表性样品磁性矿物学结果 [a.κ-T曲线；b.磁滞回线；c.IRM获得曲线及反向退磁曲线；d.梯度获得曲线图（GAP）]Fig.3 Magnetic mineralogy results for representative samples [a.κ-T curve; b.Hysteresis loop;c.IRM acquisition curve and backfield demagnetization curve; d.Gradient acquisition curve (GAP)]

磁滞回线呈现不太明显的“蜂腰型”（图3-b），说明主导样品磁学性质的可能是不同矫顽力磁性矿物的混合物，也可能是不同粒径的同一磁性矿物的混合物（如单畴颗粒与多畴颗粒混合）（Tauxe et al., 1996; 2002）。IRM 获得曲线表明沉积物样品在300 mT时达到饱和等温剩磁的80%～85%（图3-c），磁场＞300 mT 后IRM 继续增加的原因是因为存在硬磁性的磁性矿物（卢升高 等，2008）。图3-c所示的反向退磁曲线显示样品的剩磁矫顽力为54 mT（均值61 mT），磁铁矿的剩磁矫顽力一般＜50 mT，表明存在硬磁性的磁性矿物。

如图3-d 所示，所有样品都可分离出3 个不同矫顽力的磁性组分，矫顽力均值分别为8.7 mT（较细的磁铁矿，C1）、60.4 mT（较粗的磁铁矿，C2）和528.1 mT（赤铁矿，C3）（Kruiver et al., 2001;Yamazaki et al., 2011），各组分对SIRM 的贡献率的平均值分别为3.9%、79.1%和17.0%，进一步证明沉积物样品中以低矫顽力磁性矿物占主导，同时含有少量赤铁矿等高矫顽力矿物。

一阶反转曲线（FORC）可以反映样品中磁性颗粒的矫顽力分布和颗粒间的相互作用信息（Pike et al., 1999; Roberts et al., 2000, 2006）。从图4-a 看出，沉积物的等值线沿纵轴几乎对称分布，且超过30 mT，表明沉积物中主要为多畴（MD）颗粒，等值线沿着横轴延伸至200 mT，说明存在赤铁矿。

图4 代表性样品的FORC图（a）、所有样品的King图（b）与Day图（c）Fig.4 FORC plot of representative samples (a), King plot(b), and Day plot(c) of all samples

King 图和Day 图主要用于判断磁性颗粒的大小。如图4-b、c所示，King图可以看出磁性矿物颗粒较粗，介于0.2～1 μm；所有样品在Day图（Dunlop, 2002）中的位置表明，所有沉积物样品中的磁性颗粒均为单畴（SD）颗粒和MD颗粒的混合。

2.3 粒度与磁学性质断面变化特征

秀丰断面沉积物粒度与磁学性质的断面变化特征如图5所示。根据图中的粒度参数的变化（图5-a～d），以170 cm为分界，A段黏土、粉砂与砂的体积分数分别稳定在18.52%、78.30%、3.17%，Mz平均值为10.86 μm；而170 cm以下的B段沉积物黏土与粉砂的体积分数分别稳定在21.17%、78.87%，砂的体积分数几乎为0，Mz平均值为9.19 μm，A段砂的体积分数和Mz明显高于B 段，反映从河漫滩顶部到水岸交界处沉积物颗粒有变细的趋势。

图5 沉积物粒度参数（a～d）与磁学性质的纵断面变化（e～r）Fig.5 Vertical variation of sediment grain size parameters(a～d) and magnetic properties(e～r)

SIRM/χ反映磁性矿物的类型，若比值约为1.5～50 kA/m时，表明亚铁磁性矿物中的磁铁矿占主导。其在秀丰断面的变化范围为10.28～13.98 kA/m（均值11.84 kA/m），说明亚铁磁性矿物以磁铁矿为主（Peters et al., 2003；敖红 等，2007），磁性矿物组成基本一致。χ和SIRM 常被指示亚铁磁性矿物含量，区别在于粒径的影响上，超细的超顺磁（SP）颗粒对χ贡献大，而对SIRM 无贡献，SOFT%反映低矫顽力磁性矿物对SIRM 的贡献，HIRM 反映硬磁性矿物的含量（刘青松 等，2009；Liu et al.,2012）。χ的变化范围为27.84×10-8～35.77×10-8m3/kg（均值31.89×10-8m3/kg）。SIRM 的变化范围为30.26×10-4～45.12×10-4Am2/kg（均值37.77×10-4Am2/kg）。从图5-e～g 可以看出，χ、SIRM、HIRM 变化趋势相似，从河漫滩顶部到水岸交界处呈现增大的趋势，表明沉积物中磁性矿物含量从河漫滩顶部到水岸交界处增加；而SOFT%的变化相反（图5-h），从河漫滩顶部到水岸交界处呈现减小的趋势，反映磁铁矿从河漫滩顶部到水岸交界处减少。χARM也是反映磁性矿物含量的指标，但其对SD 颗粒较为敏感，说明SD 颗粒含量从河漫滩顶部到水岸交界处有增加的趋势（图5-k）。

χfd和χfd%分别代表SP/SD 边界附近的亚铁磁性矿物的含量及其对磁化率的贡献（Maher, 1988），在秀丰断面的范围分别为1.18×10-8～1.69×10-8m3/kg（均值1.69×10-8m3/kg）、3.62%～4.96% （均值4.32%），从图5-i～j看出，χfd和χfd%的值在A段先减少、B 段增加，A 段明显高于B 段，反映超细颗粒磁铁矿的含量从河漫滩顶部到水岸交界处减少，与SOFT%的变化一致。比值参数χARM/χ与χARM/SIRM可以反映亚铁磁性矿物颗粒的大小（Banerjee et al.,1981; King et al., 1982），相对于χARM/χ，χARM/SIRM不受SP颗粒的影响，较低的比值反映较粗的MD晶粒。χARM/χ范围为3.66～4.3（均值3.85），χARM/SIRM范围为27.46×10-5～38.02×10-5m/A（均值32.68×10-5m/A），χARM/χ的变化范围小，且沉积物中SP颗粒贡献低，因此，本研究χARM/SIRM 更适合反映沉积物中磁性颗粒的大小变化。χARM/SIRM 在整段呈现在A段先减少、B段增加的趋势（图5-l），且A段值整体上高于B段，指示沉积物中的磁性矿物的粒径从河漫滩顶部到水岸交界处变粗，这可能是A段持续处于高水位利于沉积物的分选所致。

3 讨论

3.1 河漫滩沉积物粒度特征反映的洪水事件

河漫滩由河流的横向迁移和洪水高水位时期的沉积作用形成，是流域系统的重要组成部分（Knox, 2006）。河漫滩沉积具有粗细颗粒交替的特点，洪水动力强时，洪水携带至河漫滩上沉积物的颗粒越粗，而洪水动力较弱时，携带的沉积物颗粒越细。根据已有研究，粗颗粒沉积物可以指示河漫滩洪水的存在（赵景波 等，2009；Vis et al., 2010；顾静 等，2011；罗淑元 等，2021）。而粒度特征能直观地反映沉积物的颗粒大小，是最重要的沉积学指标之一（Chen et al., 2004; Flemming, 2007）。本研究河漫滩不同段落的沉积物粒度特征也有所不同。A段沉积物含砂量和Mz相对较高，结合频率曲线、概率累积曲线（图2）结果也反映了A 段的水动力更强，因此以A 段作为断面的洪水期沉积层，而B段为平水期沉积层。从图5-c、d可以看出，A1（0～40 cm）、A2（70～120 cm）、A3（150～170 cm）三层沉积物中砂的体积分数和Mz均呈现较高的峰值，可能是较大水动力条件（洪水）下形成的。

粒级-标准偏差法常用于将提取出来的沉积物中的环境敏感粒度组分，通过粒级所对应含量的标准差变化而获得粒度组分的个数和分布范围，而这些粒度组分与沉积动力环境密切相关（Prins et al.,2000；向荣 等，2006）。图6显示由粒级-标准偏差法获得沉积物的4个粒度组分，较高标准偏差所对应的粒级是对沉积环境敏感的粒度众数。4 个明显的标准偏差峰值分别出现在1.0、5.8、58.2 和185 μm，所对应的粒度组分范围分别是<1.7 μm（组分1）、1.7～15.1 μm（组分2）、15.1～138 μm（组分3）和>138 μm（组分4）。由于组分4 的平均体积分数不足1%，所以组分4不予以考虑。图7显示了根据各组分的分布范围计算了3个粒度组分的粒级体积分数，组分1和组分2是细颗粒，对应图2-b概率累积曲线的悬浮组分，二者体积分数的变化都是从河漫滩顶部到水岸交界处呈增加的趋势，一般来自于水层中、上部悬浮物的沉降，能指示环境变化的稳定性（孙有斌 等，2003）；组分3 是粗颗粒，属于跳跃-悬浮组分，变化趋势与砂的体积分数、Mz相似（图5-c、d），其体积分数从河漫滩顶部到水岸交界处呈减少的趋势，其是对环境变化较为敏感的粒度组分，因此可以反映水动力的变化，揭示洪水事件。其中，图7-c中组分3的3个峰值与图5-c、d的砂体积分数中A1、A2、A3 三层沉积物相对应，进一步说明A1、A2、A3三层沉积物是多次小洪水沉积累加的结果。

图6 粒级-标准偏差变化曲线Fig.6 Standard deviation curve

图7 三个粒级组分体积分数从河漫滩顶部到水岸交界处的变化Fig.7 Variation of the volume fraction of the three granular fractions from the top of the floodplain to the waterfront junction

3.2 沉积物中磁性颗粒的成因与来源

如前所述，秀丰断面沉积物中的磁性矿物以单畴和多畴混合的磁铁矿为主，存在部分赤铁矿。Oldfield（1994）提出的χARM/χ和χARM/χfd的散点图可用于区分碎屑和自生生物成因的磁性矿物，碎屑成因磁性矿物的χARM/χ和χARM/χfd值分别为3～30 和30～800，而自生生物成因磁性矿物的χARM/χ和χARM/χfd值分别为35～80和800～7 000。本研究所测试沉积物的χARM/χ范围为3.66～4.3，均值3.85，χARM/χfd范围为79.40～101.31，均值89.52（图8-a），说明沉积物中的磁性矿物主要是碎屑成因。

图8 磁性矿物成因判别图（Oldfield, 1994）（a），χ与SIRM（b）、HIRM（c）、χARM（d）、SOFT%（e）、χARM/SIRM（f）、Contri_C1（g）、Contri_C2（h）、Contri_C3（i）的散点图Fig.8 Distinguishing plot of the origin of magnetic minerals (Oldfield, 1994) (a), scatterplot between χ and SIRM (b),HIRM(c), χARM(d), SOFT%(e), χARM/SIRM(f), Contri_C1(g), Contri_C2(h), Contri_C3(i)

已有研究表明，河流沉积物中碎屑成因磁性颗粒的主要来源包括大气降尘和径流（张卫国 等，1995），而大气降尘和径流的χARM/SIRM 值分别为（8～30）×10-5m/A 和（30～200）×10-5m/A （Egli,2004），本研究所分析沉积物的χARM/SIRM 值为（27～38）×10-5m/A（见图5-l），表明河流运输是沉积物的主要来源。流域内以古生代沉积岩系（碎屑岩与碳酸盐岩）为主（蔡锦辉 等，2005），在这类沉积岩上发育的次生矿物主要是为亚铁磁性矿物，反铁磁性矿物的贡献较小（Huang et al., 2015; Cho et al., 2017），因此研究区域的亚铁磁性矿物主要来源于流域内母质的自然分化产物。另外，已有研究表明，大宝山尾矿库的粗颗粒磁性矿物主要是针铁矿和赤铁矿（Yin et al., 2016; Liu et al., 2020），而秀丰断面位于大宝山铁龙尾矿库下游22 km 处，这些反铁磁性矿物应该也是所分析沉积样品中磁性矿物的来源之一。特别是暴雨洪水时期，反铁磁性矿物随着水流在采样点沉积，使其对剩磁的贡献增加（图5-r）。

综上可知，秀丰断面沉积物的来源有流域内母质的分化产物和尾矿输入，其磁学性质散点图能进一步反映洪水事件沉积物与平水期沉积物的来源的贡献差异（图8-b、e、f）。所有沉积物样品的χ与SIRM 和HIRM 之间存在明显的相关关系（图8-b、c），表明磁化率由磁铁矿和赤铁矿所贡献。χ与其他环境磁学指标之间的类似相关关系（图8-b、e、f）意味着不同层沉积物中磁性颗粒的来源基本一致，但洪水事件沉积物和平水期沉积层沉积物的磁性矿物含量和粒径存在明显差异。洪水事件沉积物中的SOFT%（图8-e）与χfd、χfd%（图5-i、j）的值高于平水期沉积层，反映洪水带来较多上游正在风化的细粒磁铁矿。平水期沉积层沉积物的磁铁矿和赤铁矿的含量比洪水事件沉积物多（图8-b、c），且磁性矿物的粒径偏粗（图8-f），其磁性矿物含量高主要是平水期磁性矿物长期积累的原因。磁性矿物断面变化如图5-m～r所示，洪水事件沉积物细粒磁铁矿（IRM_C1）和赤铁矿（IRM_C3）增加、粗粒磁铁矿（IRM_C2）减少，以及结合图8-g、h、i显示的洪水事件沉积物中细粒磁铁矿（Contri_C1）和赤铁矿对剩磁的贡献（Contri_C3）高，而平水期沉积层的沉积物中磁铁矿对剩磁的贡献（Contri_C2）低，也进一步说明洪水期沉积了较多的细颗粒磁铁矿和赤铁矿。

3.3 沉积记录洪水事件的磁学识别特征

沉积物的磁性特征主要由磁性矿物的种类、含量和磁性晶粒大小3个因素控制，而这些又容易受沉积物来源、搬运过程的水动力条件影响（张卫国等，1995）。前述识别出的A3、A2 到A1 三段洪水事件，水动力依次增强，3 个洪水事件沉积物的磁性特征也呈现相应的变化。从图5 可以看出，从A3、A2 到 A1 段χ、χARM、SIRM、HIRM、IRM_C1、IRM_C2、IRM_C3 的依次增加，说明洪水事件沉积物从河漫滩中部到顶部方向磁性矿物的含量增加；Contri_C1 和Contri_C3 依次增加、SOFT%和Contri_C2 依次减少，说明洪水事件沉积物中细颗粒磁铁矿和赤铁矿的贡献从河漫滩中部到顶部方向增加，而粗颗粒磁铁矿的贡献减少；总体上，反映磁性颗粒粒径χARM/SIRM 依次降低，说明洪水事件沉积物中磁性矿物的粒径从河漫滩中部到顶部方向变粗。因此，随着水动力的增强，从A3、A2到A1磁性矿物含量增加，粒径变粗。

沉积物的磁学特性与粒度组成特征有很密切的关系，通过研究二者的变化可以反演沉积动力环境信息（Frank, 1991）。对比沉积物粒径和磁性参数断面特征（见图5）可以发现，沉积物粒度与磁性特征具有一定的相关性，为了定量分析两者的关系，对不同粒级组分含量与各磁学指标进行Pearson相关分析，得到Pearson相关系数（表1）。

表1 磁性参数与粒级组成Pearson相关系数Table 1 Pearson correlation coefficients between magnetic parameters and particle size composition

由表1中磁性参数与粒级组成之间的Pearson相关系数可知，SIRM、HIRM与<8 μm粒级组分呈显著的正相关，与8～16 μm 粒级组分呈正相关，与>16～32 μm 粒级组分呈负相关或显著负相关，说明亚铁磁性矿物和反铁磁性矿物主要富集于<16 μm的颗粒中。SOFT%与砂的体积分数呈显著负相关，以及砂的体积分数与Contri_C1和Contri_C3呈正相关，与Contri_C2呈显著负相关，反映水动力强时，带来的细颗粒磁铁矿与赤铁矿更多，而平水期沉积层的粗颗粒磁铁矿多，这与图5-h、p、q、r中磁性矿物断面变化情况一致。

χARM/χ、χARM/SIRM 通常作为判断动力强弱的代用指标，χARM/χ、χARM/SIRM 较小表示磁性矿物颗粒较粗，反映水动力较强，而χARM/χ、χARM/SIRM 较大时反之（张卫国 等，2002；Dong et al., 2014）。而本研究表磁性颗粒粒径的指标χARM/SIRM 呈现不同的特征（见图5-l），由于判断此区域沉积物主要是以悬浮方式搬运，且前汛期持续的长期高水位的影响有利于沉积物分选及细颗粒磁性矿物的沉积，造成高水位的A 段沉积物χARM/SIRM 较大，磁性矿物粒径细。而A 段中从河漫滩中部到顶部方向的A3、A2、A1 三层洪水事件沉积物随水动力依次增大，磁性矿物颗粒变粗。因此，χARM/SIRM 与水动力的关系复杂，不能很好地判断该区域现代河漫滩的沉积物的水动力强弱。

磁化率也可作为水动力强弱的判断指标，如降雨量较大时，水动力较强，河流侵蚀搬运作用增强，输入较多的粗碎屑物质，而粗碎屑物质比细粒物质蕴含更丰富的磁性矿物，因此磁化率值较高（Vis et al., 2010；李波 等，2015）。本区域沉积特征不同，粗粒磁铁矿的贡献均值为79%，且平水期沉积层沉积物磁性矿物由于长期积累，磁性矿物含量（主要为粗颗粒磁铁矿）增加，而洪水时期带来更多的细颗粒磁铁矿与赤铁矿，因此，χ、SIRM、HIRM 指标不能指示研究区的动力沉积特征，而通过分析磁性矿物细颗粒磁铁矿与赤铁矿的贡献参数（Contri_C1、Contri_C3 高值与Contri_C2 低值）能更准确地指示洪水事件。

本区域暴雨洪水期（前汛期）持续的长期高水位的影响促进A段沉积物分选及细颗粒磁性矿物的沉积，以及磁性矿物的成分受到物源的影响，造成洪水事件沉积物偏细，细粒磁铁矿和赤铁矿贡献相对较高，平水期沉积层粗颗粒磁铁矿贡献相对较高。且随着水动力的增强，从A3、A2到A1（从河漫滩中部向顶部方向）段细粒磁铁矿和赤铁矿依次增加及磁性矿物粒径变粗，因此，细颗粒磁铁矿（Contri_C1）和赤铁矿贡献高（Contri_C3）、粗颗粒磁铁矿贡献低（Contri_C2）的磁学特征可识别为本区域洪水事件及反映洪水动力强，这说明结合磁性参数与对磁性矿物组分的分析能更准确地识别洪水事件。

4 结论

通过对广东省韶关市“秀丰断面”沉积物的粒度与磁学参数的综合分析，得到的主要结论为：

1）河漫滩沉积物粒度组成以粉砂为主，从河漫滩顶部到水岸交界处平均粒径减小。洪水期沉积的A 段含砂量和Mz高，水动力强，而平水期沉积的B 段含砂量几乎为0，粒径偏细。洪水期沉积的A 段中识别出3 个多次小洪水沉积的洪水事件，砂的体积分数和Mz呈现出三段较高的峰值，且从河漫滩顶部到水岸交界处峰度依次减少，水动力减弱。

2）秀丰断面沉积物磁性矿物的组成和来源基本相同，同时存在磁铁矿和赤铁矿。沉积物主要是悬浮沉积，且前汛期持续的长期高水位的影响有利于其分选和沉积，造成洪水期沉积的A段沉积物中磁性矿物偏细，细粒磁铁矿和赤铁矿贡献相对较高，平水期沉积层B段沉积物中粗粒磁铁矿贡献相对较高。随着洪水事件发生时水动力的增强，洪水事件沉积物从A3、A2到A1（从河漫滩中部向顶部方向）细粒磁铁矿和赤铁矿依次增加，同时磁性矿物粒径变粗。因此，细粒磁铁矿（Contri_C1高值）和赤铁矿（Contri_C3 高值）贡献高、粗粒磁铁矿贡献低（Contri_C2 低值）的磁学特征可识别出本区域洪水事件及反映洪水动力强。

本文探讨了小流域河漫滩的洪水期沉积层和平水期沉积层沉积物的磁学特征差异，建立了识别洪水事件的磁学指标，可为古洪水识别提供参考。与已有研究（Vis et al., 2010；熊智秋 等，2020）不同的是，除了分析沉积物磁性矿物含量、类型、粒径的变化，还深入分析了磁性矿物组分含量和贡献的变化，并通过对物源和沉积特征的分析，发现洪水期沉积了更多的细粒磁铁矿和磁铁矿。因此，结合磁性参数及磁性矿物组分的分析能更准确地识别洪水事件。但本研究仍存在以下不足：如研究对象采自一处小河漫滩，河漫滩发育初期几乎每年都可能发生洪水沉积，其优势在于易于观察和采样，且沉积物颗粒粒径及组成对洪水的响应敏感，但也极容易受到外界人为因素的干扰。因此，未来可在研究区开展成熟河漫滩沉积物的洪水事件研究，以进一步验证并完善结论。