贛中玉華山泥炭地沉積來源的粒度端元法分析與2 000 aBP 以來氣候環(huán)境重建

尚廣春，李亮，馬春梅,2，弋雙文，趙琳，崔安寧

1. 南京大學地理與海洋科學學院，南京 210023

2. 江蘇省氣候變化協同創(chuàng)新中心，南京 210023

沉積物可以有效地反映地質與歷史時期的氣候變化和沉積環(huán)境[1-4]。為了對未來的環(huán)境變化進行預測，重建地質時期尤其是全新世以來的環(huán)境演變變得十分重要[5-6]。過去全球變化（PAGES）的基本任務旨在研究過去氣候環(huán)境、生態(tài)過程和人類活動的長期相互作用。湖泊水量是控制粒度分布的重要因素，粒度的粗細代表水動力的強弱和湖泊水量的相對大小[7-9]；在黃土沉積物中，粗顆粒的含量和中值粒徑的大小可以指示歷史時期沙塵天氣發(fā)生的頻率和強度[10-11]；而在古洪水的判別中，粒度頻率分布和累積曲線也是很重要的判別方法[12-13]。隨著數學在沉積學中的應用愈加廣泛和深入，利用因子分析法[14-15]、Weibull 分布函數擬合[16]、粒級-標準偏差[17-18]、端元模型法[19-23]等數學方法可以從多峰態(tài)的粒度頻率分布曲線中分離出單一粒度組分特征，提取敏感組分并對沉積物的來源進行分析。Liu[23]等在蘇凱湖通過端元法得出4 個端元，取其中較有意義的3 個做對數運算，得出的HI 指數與季風有很好的對應關系；Yu[22]等在端元分析法基礎上改進的貝葉斯端元分析法，應用于西部的沙漠和湖泊。但運用端元分析法對泥炭地的探究未有實例，因此本文希望對此進行研究。

過去2 000 a 的氣候變化由來已久，最早對過去2 000 a 的氣候研究起源于歐洲學者，Lamb[24]定義了羅馬暖期（Roman W.）、黑暗時代冷期（Dark Age Cold）、中世紀暖期（MWP）、小冰期（LIA）的大致起訖年代。但歐洲的氣候情況與我國不完全相同，因此，我國也有很多學者致力于研究近2 000 a 的氣候研究，最早的有竺可楨先生通過物候法對我國近五千年來氣候變化得出溫度曲線，劃分出歷朝的大致冷暖時期；葛全勝[25]等在前人研究基礎上得出，中國的溫度變化存在準700 a 和200～300 a 的周期；降水變化則存在20～30 a 和準70 a 的周期。鄭景云[26]等的研究表明中國東部降水同樣存在數百年的趨勢變化，西部中世紀暖期與小冰期不明顯；中世紀暖期時，中國東部的華北地區(qū)相對干旱，江南則相對濕潤；而在小冰期，華北地區(qū)則相對濕潤，且整個東部地區(qū)的降水變率增大。

本文基于江西玉華山泥炭鉆孔沉積物高分辨率AMS14C 測年的年代框架，結合粒度特征、沉積環(huán)境分析，運用粒級-標準偏差提取的敏感組分和EMMA 端元分析法[20]的端元進行比較，將歷史資料與石筍記錄等數據進行對比分析，明確了粒度各端元組分的環(huán)境指示意義，揭示了研究區(qū)內近2 000 a的環(huán)境變化及其控制因素。

1 區(qū)域地理背景

玉華山位于江西省中部（圖1），最高峰1 169 m，其水系整體呈北北東向分布。該區(qū)屬贛中南亞熱帶潮濕多雨季風氣候區(qū)，四季交替明顯，全年冷暖氣團出現頻繁，天氣復雜且多變。春季多雨，來自南方的暖濕氣流與北方的干冷氣流相遇，出現強降雨、大風等強對流天氣，4 月降水集中；夏季高溫炎熱，6 月降水集中；秋季由于副熱帶高壓的影響，降水較少；冬季較寒冷，溫度下降明顯，并伴有雨雪等天氣。年平均氣溫18 ℃，夏季最高氣溫達到39.5 ℃，冬季最低氣溫為-9.2 ℃。年降水量達到1 500～2 000 mm，3—6 月份為雨季，年蒸發(fā)量為1 100～1 600 mm[27-28]。

圖1 研究區(qū)地形圖Fig.1 Map showing the location of study area

2 材料與方法

2.1 樣品采集

通過對玉華山的野外考察，研究組于2014 年用半刀式俄羅斯泥炭鉆鉆取了鉆孔，命名為YHS2（27°50′29.44″N、115°38′54.98″E），YHS2深度為3.5 m。

2.2 實驗方法

本文選取了17 個YHS2 鉆孔的樣品挑選陸生植物殘體或提取孢粉濃縮物在美國Beta 實驗室進行AMS14C 年代測定。

YSH2 鉆孔共分得350 個樣品，粒度實驗分析步驟以前人研究得出的黃土粒度前處理方法為基礎[29-30]，根據泥炭的特點做出適當調整，具體步驟如下：取大約0.5 g 樣品置于200 mL 燒杯中，靜置一夜后，加10%雙氧水（去除樣品中有機質）浸泡并加熱促使反應，直到無氣泡產生為止（因泥炭地的樣品含有機質較多，反應時間較長）。然后，加入10%的HCl 適量（去除樣品中碳酸鹽類物質），于電熱板上加熱煮沸，直到基本無氣泡產生為止。加入超純水浸泡樣品靜置一夜，重復兩遍，樣品水洗至中性，加入0.006 mol/L 的六偏磷酸鈉[（NaPO3）6] 試劑，超聲波振蕩器中震蕩10 min，使細顆粒物質充分散開，用Mastersizer2000 激光粒度儀進行粒度檢測。

3 結果

3.1 剖面巖性特征

YHS2 鉆孔根據地層巖性差異自上而下劃分為14 個巖性單元（圖2），分別為：0～30 cm 為棕色沼澤土；30～70 cm 為灰黃色沼澤土；70～108 cm 為灰黑色泥炭土；108～130 cm 為灰黃色沼澤土；130～145 cm為灰黑色泥炭土；145～165 cm 為灰黃色沼澤；165～172 cm 為灰色沼澤土；172～217 cm 為灰色黏土；217～225 cm 為灰色粗砂；225～265 cm 為灰色黏土；265～304 cm 為褐色黏土；304～312 cm 為灰黑色泥炭土；312～323 cm 為灰色泥炭土；323～350 cm為褐色粉砂質黏土。0～172 cm 為沼澤-泥炭沉積，172～304 cm 為黏土或砂，為湖相沉積，304～323 cm為泥炭沉積，323～350 cm 為褐色粉砂到黏土。

3.2 年代的校正

AMS14C 測年結果見表1[31]所示，為了更好地處理年代-深度關系，我們基于貝葉斯公式年代模型[32]，結合R 軟件為不同的年代控制點選擇合適的函數[33]，從而為YHS2 鉆孔建立準確完整的年代框架。

3.3 粒度組成與參數特征

沉積物粒度組成的粒級分成黏土（＜4 μm）、細粉砂（4～16 μm）和中粗粉砂（16～64 μm）、砂（＞64 μm）4 個級別；粒度參數是綜合反映沉積物粒度特征及沉積環(huán)境的量化指標，本文分析采用Fork、Ward 提出的平均粒徑（Mz）、分選系數（r1）、偏度（SK）、峰態(tài)（Ku）4 項粒度參數，結合平均粒徑輔以比較。

圖2 年代-深度模型Fig.2 Age-depth model

YSH2 鉆孔的粒度組成與參數見圖3 所示，平均粒徑6.57～3.18Φ，平均值5.77Φ；黏土含量6.46%～20.07%，平均值14.48%；細粉砂含量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%，分選系數1.06～2.97，平均值1.99；偏度-0.30～0.38，平均值0.013；峰態(tài)0.70～1.58，平均值1.11。

3.4 敏感組分的提取

粒級-標準偏差法用于提取敏感組分、進行古氣候變化的研究由來已久，對于追溯物源，探討季風海流等提供重要信息[34-35]。本方法是依據每一粒級對應含量的標準偏差變化來獲取環(huán)境敏感因子，它的基本思路是計算每一粒級在柱狀沉積物中的標準偏差值，將標準偏差值最大的粒級作為環(huán)境敏感因子，其敏感粒級往往是單一的。由此可以看出YHS2 鉆孔存在3 個敏感的組分，分別為10.473～16.535、29.264 ～72.951 、404.412 ～453.326 μm，占比最高的10.473～16.535 μm 組分是氣候的最敏感組分。

3.5 端元組分的提取

EMMA 端元模型法[20]能夠區(qū)分粒度的不同組分，在MATLAB 環(huán)境下運行Paterson[21]等提供的Analysize 軟件包，然后通過綜合分析各自線性相關性、角度偏差和端元相關度確定了最佳端元數量。對粒度進行計算，此地屬于泥炭地，多為粉砂與黏土，沉積物來源穩(wěn)定單一，基于上述討論，本文采用3 個端元，兩個單峰模式和有一個高低峰的模式，分別標記為EM1、EM2、EM3。EM1 的峰值大約為13 μm、EM2 為32 μm，EM3 低峰為8 μm，而高峰為453 μm。

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

圖3 粒度組分與參數圖Fig.3 Particle size composition and parameters

4 討論

4.1 年代及粒度組成參數的討論

YHS2 鉆孔雖然在最底部的測年達到7 ka，但是從沉積速率來看，在312 cm 以上沉積速率較快，為0.23 cm/a，312 cm 以下速率緩慢，其中312～322 cm沉 積 速 率 為0.004 cm/a，322～337 cm 沉 積 速 率為0.0087 cm/a，337～350 cm 沉積速率為0.0203 cm/a。我們認為在312 cm 以下分辨率較低，與前部差距較大，可另做其他方面研究?；诖送茢?，本文主要對該鉆孔312 cm 以上部分的粒度進行環(huán)境替代指標變化分析，討論過去2 ka 期間的氣候環(huán)境變化。

玉華山泥炭位于山間盆地，我國西部的泥炭主要來源物質以風成為主，而東部以水成為主，且受到東亞季風影響強烈[11,36]。物質輸入粒度的粗細受到碎屑物質來源和水位波動相對變化的影響，暴雨和大暴雨會夾帶少量大顆粒，周邊的落石也會滾落而至，分選性較差。分選性和平均粒徑有一定的相關性，即較粗顆粒時，分選較差，較細顆粒時分選較好。偏態(tài)基本都在對稱態(tài)左右波動，沒有明顯的趨向。峰度的變化范圍基本都為0.9～1.4，峰態(tài)較寬?？偟膩碚f是變細的過程，砂的含量在減少、粉砂的含量在增加。

4.2 端元組分的探討

懸浮微粒沉積過程與其輸導機制和沉積環(huán)境密切相關，湖泊沉積物粒度組成的控制因素主要有3 個：（1）碎屑物質來源，（2）湖泊水位變化，（3）湖泊水動力[37]。研究區(qū)位于沼澤泥炭，東亞季風帶來大部分降水，山間盆地蓄水形成泥炭沼澤或是小型湖泊；同時，物質輸入粒度的粗細受到碎屑物質來源和水位波動的相對變化的影響。

EM1 組分的眾數為13 μm（圖4），占比最大，對應的敏感組分為10.473～16.535 μm，是對氣候干濕變化最為敏感的部分，屬于細粉砂，粒度特征分布為正態(tài)分布，與平均粒徑的變化也較為一致，此地是山間集水盆地，粒徑含量的變化主要反映氣候干濕對粒徑的影響，當東亞季風增強、降水增多、氣候濕潤、侵蝕能力加強，沖入更多的水流易帶走的細粉砂粒徑的物質；反過來沉積物中EM1 的含量增多，指示水動力變強、降水增多、氣候濕潤、東亞夏季風增強。同理，EM1 減少，水動力變弱、降水減少、氣候干燥。EM1 指代的是降水的變化，即氣候的干濕狀況的反映，與葛全勝重建的江南地區(qū)的干濕指數和董哥洞石筍的同位素記錄有很好的對應關系。

EM2 組分的眾數為32 μm（圖4），對應的偏差法的敏感組分為29.264～72.951 μm，屬于粗粉砂，單峰結構反映較好的分選性，同此鉆孔的腐殖化度曲線有較好的對應，腐殖化度[38-39]是在微生物作用下，通過生物與化學作用形成腐殖質的過程，腐殖化度高代表成壤作用強，反之代表弱，因此EM2 可能是土壤的成壤改造作用，受環(huán)境的氧化還原影響，此地泥炭發(fā)育，沉積環(huán)境較穩(wěn)定，微生物作用持續(xù)而強烈，對沉積環(huán)境同樣起到更加適應自己發(fā)展的改造作用，因此EM2 代表的是一定條件下土壤的成壤改造作用。

圖4 標準偏差法(上圖)和端元分析法(下圖)Fig.4 Standard deviation method （a） and end element analysis method （b）

EM3 是高低峰的形態(tài)，分為主峰和次峰，多峰結構反映弱分選主峰的眾數在453 μm，次峰在8 μm，峰值在400 μm 以上，且位于東部地區(qū)，只能是水成的砂，與河流和湖濱相砂的累積概率曲線峰值相差不大，但符合這種雙峰形式粒度頻率曲線的是近源坡面沖積和洪積泥石流等突發(fā)性的事件，分選較差，且EM3 占比較小，不是主要的物質來源，不能代表時間段的穩(wěn)定的氣候變化，可能對東部地區(qū)的洪澇有指示意義，一定程度上代表著較大的降水事件引發(fā)的山洪、滑坡或者泥石流的過程，指示著突發(fā)性氣候變化對于沉積的影響。

4.3 過去2 000 a 氣候重建

圖5 端元各組分與古氣候之間的比較Fig.5 Comparison of the components of terminal element and paleoclimate

通過粒度與前人所用指標的對比來探討端元組分所反映的干濕狀況變化，端元法EM1 與偏差法得出的最敏感組分10.473～16.535 μm、董哥洞石筍δ18O，與葛全勝[40]等利用歷史文獻重建的江南地區(qū)干濕狀況和我國東中部溫度距平做了對比分析（圖5），在0—300 AD 階段，EM1 增多，EM2 減少，δ18O 含量相對較高，表明此時降水較多，沉積顆粒較細，為較為濕潤的時期，東亞季風強盛帶來的雨水較為充沛，溫度總體處于相對較暖的階段，但在此階段后期，也就是漢末三國時期，氣候開始波動較大；在300—500 AD 階段，EM1、EM2 都有緩慢下降的過程，腐殖質處于低值，土壤的生產力較低，還原性較強，溫度逐漸轉冷，沉積粒徑相對變粗，整個江南地區(qū)都較為干旱，此時屬于由濕潤轉入較干旱的時期，降水相對變少，東亞季風減弱，東亞的暖濕氣流減少，江南地區(qū)整體偏干；500—650 AD 時期，EM1、EM2 再次升高，腐殖化度依然較低，δ18O 相對升高，細顆粒再次上升，代表不穩(wěn)定的EM3 減少，江南地區(qū)的大澇次數也較少，較為穩(wěn)定，而且此時也有了較為完備的記錄，總體比較可信，溫度也有了上升的趨勢，這是穩(wěn)定、持續(xù)的濕潤時期，這個時間段處于Lamb 定義的黑暗時期中，但此地緯度較低，氣溫較高，因此與歐洲的結果有些不同，與百年尺度的冷暖階段存在區(qū)域的差異及北半球溫度變化重建結果尚存在一定不確定性有關；650—900 AD 階段，各曲線有良好的一致性，EM1降低，EM2、EM3 升高，細粒變少，粗粒含量增多，與δ18O 有很好的對應關系，氣候開始由濕潤轉為干旱，其中出現轉折，出現大澇或是大旱次數也增多，說明氣候較不穩(wěn)定，與郝志新[42]等統(tǒng)計的唐朝后期氣候較為干旱相符。氣候變化也可能是唐朝盛衰變化的轉折，大約從900 AD 起，EM2、EM3 變低，腐殖化度升高，沉積顆粒細粒部分升高，持續(xù)到1100 AD 前后，都是比較濕潤的時期，這階段降水變化比較頻繁，EM1 波動較大，水動力的變化也較頻繁，但總體是長期的高值，氣候濕潤，季風帶來較多的降水，氣候總體較為溫暖；1100—1200 AD 各個曲線依舊波動比較頻繁，總體的趨勢是由濕潤轉向干旱，溫度則是緩慢上升，1200—1400 AD 時期，EM1處于高值，細顆粒占比上升，δ18O 含量也上升，反映了江南地區(qū)氣候已經由干旱轉入濕潤，此時溫度也慢慢轉涼，EM2 與腐殖化度的占比都較高，土壤的發(fā)育較好，此時是比較濕潤的涼爽時期；與鄭景云[26]等得出中世紀暖期時，中國東部的華北地區(qū)相對干旱，江南則相對濕潤的結論相似。1400—1800 AD，總體也分為3 個小階段：EM1 與敏感組分都由高值緩慢轉入低值，江南地區(qū)整體分為濕-干-濕的3 個階段，δ18O 也有相應的波動，全都反映了小冰期時期前期較為濕潤，中期緩慢變干，后期又慢慢變?yōu)闈駶?，但溫度總體還是偏低。葛全勝[40]等認為1430—1530 年和1630—1740 年是兩個最為干旱的百年，這在偏差法和EM1 的曲線中都有體現；1800 AD 后受到人類活動的影響越來越大。

整體看來，近2 000 a 來我國南方的溫度是總體偏暖，即使是在小冰期，溫度距平在0 以下的也不多見，較暖的空氣增加蒸發(fā)的強度，空氣濕度大的情況下遇冷凝結，這也是南方地區(qū)降水變率大的一個重要的因素，而區(qū)域內的降水總體偏濕潤，整體有略微上升的趨勢，南方地區(qū)在歷史時期的水熱變化不均一，有模擬[44]表明這可能與太陽輻射和降水帶的移動等因素有關。

5 結論

（1）玉華山泥炭地沉積物粒度組成以細粉砂（4～16 μm）為主、中粗粉砂次之（16～64 μm）、黏土（＜4 μm）再次之，砂（＞64 μm）的含量最少，結合巖性分析表明在過去2 000 a 沉積環(huán)境表現為湖泊向泥炭演化。

（2）粒度端元分析結果顯示3 個端元能夠最大程度地解釋玉華山鉆孔沉積，EM1 代表流水搬運而來的較細組分，EM2 是反映土壤的成壤改造作用的組分，EM3 代表突發(fā)性的氣候事件帶來的組分。其中EM1 的變化可以較為準確地反映該區(qū)域2 000 a以來的干濕狀況，與各條對比曲線都有很好的一致性。

（3）玉華山地區(qū)近2 000 a 來干濕變化的規(guī)律為：0—300 AD 氣候由干轉濕，300—500 AD，氣候由濕潤轉入干旱，整體偏干，500—650 AD 是持續(xù)穩(wěn)定的濕潤期，650—900 AD，氣候波動較大，變化頻繁，總體偏干；900—1400 AD 是總體較為濕潤的時期，其中有100 a 的波動期，1400—1800 AD 為小冰期，氣候變化為濕-干-濕的3 個階段。

致謝：野外采樣中得到江西師范大學賈玉連副教授、朱笑虹博士、凌超豪碩士生、凌光久碩士生、南京大學地理與海洋科學學院的本科生李圓圓等人的幫助，在此一并感謝！