趙格格，田慶春，杜五喜，裴瑜，鄂崇毅

1.山西師范大學(xué)地理科學(xué)學(xué)院，臨汾 041000 2.青海師范大學(xué)青藏高原資源與環(huán)境教育部重點實驗室，西寧 810008 3.中國科學(xué)院青海鹽湖研究所，西寧 810008

粒度作為反映古氣候、搬運方式和物質(zhì)來源的重要指標(biāo)，被廣泛地運用于黃土[1-3]、海洋[4]和湖泊[5]的古環(huán)境變化研究中。劉東生等[1]對中國黃土高原的典型馬蘭黃土樣品的粒度分析表明，自西北向東南方向依次為砂黃土帶、黃土帶、黏化黃土帶，粒度逐漸變細(xì)，黃土的粒度變化一般被解釋為受控于風(fēng)力強度的改變，被用作東亞冬季風(fēng)變化的替代性指標(biāo)。黃土-古土壤的沉積序列是在不同物源、多種搬運動力和復(fù)雜沉積環(huán)境下共同作用的結(jié)果，但是不同的粒級對環(huán)境變化的敏感程度是不同的，因此環(huán)境敏感粒級的提取對充分獲得復(fù)雜的古環(huán)境變化信息來說是十分重要的。目前，提取敏感的環(huán)境粒度方法有端元模型[6-11]、粒級-標(biāo)準(zhǔn)偏差和主成分分析等，端元模型對黃土高原粒度數(shù)據(jù)進行反演應(yīng)用已經(jīng)非常廣泛，且取得了大量成果[12-13]。

臨汾盆地位于黃土高原東南緣，地處中國溫帶季風(fēng)氣候區(qū)，季風(fēng)氣候是這一地區(qū)最活躍的環(huán)境變遷因子，為獲取地區(qū)高分辨率氣候特征，一些研究者從粒度、磁化率、全鐵以及有機質(zhì)等指標(biāo)對臨汾盆地黃土-古土壤做了一定工作[14-15]，但關(guān)于沉積物環(huán)境敏感粒度組分的研究相對較少，缺乏使用其他數(shù)學(xué)方法來捕捉更高分辨率粒度組分的氣候信息。不同區(qū)域顆粒組分指示的環(huán)境存在一定差異[16]，沒有科學(xué)的分析很難對沉積環(huán)境有詳細(xì)了解，而端元分析模型是識別多組分沉積物來源和查明搬運方式的有效工具，在古環(huán)境重建中得到廣泛的應(yīng)用。對此，本文選擇臨汾盆地丁村剖面黃土-古土壤序列為研究對象進行工作，通過對比參數(shù)化與非參數(shù)化端元分解方法的差異[17]，討論兩種方法對臨汾盆地粒度數(shù)據(jù)的適用性后，選擇參數(shù)化端元分析法提取環(huán)境敏感粒組的基礎(chǔ)上，結(jié)合年代結(jié)果，揭示各端元的變化規(guī)律以及它們指示的古氣候意義，并與深海氧同位素[18]為載體的氣候代用指標(biāo)進行對比分析，來揭示黃土高原東南緣臨汾盆地的粒度分布特征及其環(huán)境意義。

1 區(qū)域概況

臨汾盆地位于山西省南部，北依韓侯嶺，南為峨眉臺地，東至霍山，西抵羅云山，屬于溫帶大陸性季風(fēng)氣候，年均氣溫11.7～13.2 ℃，年降水量453～547 mm，自然植被區(qū)帶屬暖溫帶落葉闊葉林帶，山地與平原相接處，不同時代的黃土分布廣泛，午城黃土和離石黃土主要分布于盆地邊緣丘陵地帶的沖溝當(dāng)中，出露面積很小，馬蘭黃土分布廣泛，覆蓋在山麓丘陵、平原及高階地之上，厚5～20 m。馬蘭黃土之上覆蓋全新世黃土-古土壤，分布在盆地的南部和北部，蘊含著豐富的古氣候演化信息。本研究選擇襄汾縣城南部汾河右岸丁村遺址附近的一黃土剖面（丁村剖面）為研究對象（如圖1），經(jīng)緯坐標(biāo)為 35°49′34″N、111°25′32″E，海拔高度 406.5 m。

2 研究方法

2.1 樣品采集

圖1 丁村剖面位置圖Fig.1 The site of the Dingcun profile

通過野外考察，我們選擇丁村古人類遺址附近黃土-古土壤剖面為研究對象，命名為丁村剖面。剖面位于汾河三級階地[19]，野外可清晰分辨出S1古土壤層，從剖面頂部以2 cm間隔進行樣品的采集，一直采集到S1底部，共采集了310個樣品，所采剖面總厚度約620 cm。同時使用長40 cm，直徑4.5 cm的不銹鋼管進行光釋光年代樣品的采集，以50～100 cm不等距間隔采集8組光釋光（OSL）樣品。

2.2 分析測試方法

2.2.1 粒度測試方法

粒度參數(shù)首先對樣品進行前處理，前處理方法見參考文獻[20]，然后使用Mastersizer 2000型激光粒度儀進行測試，測試范圍0.02～2 000 μm，重復(fù)測量誤差＜1%。

2.2.2 OSL測試方法

OSL樣品在青海師范大學(xué)光釋光年代學(xué)室測定，使用Ris? TL/OSL-DA-20-C/D型熱/光釋光儀進行測試（具體步驟見參考文獻[21]），選擇180～250 μm粒級組分的粗顆粒鉀長石為測年物質(zhì)，采用富鉀長石pIRIR法[22-23]，對鉀長石進行多次IR激發(fā)的同時增加樣品的測量溫度可以將沒有異常衰減的IRSL信號分離出來，每一個測量溫度下產(chǎn)生的IRSL信號可以獲得一個Do值和年齡。

2.2.3 端元分析法

端元分析可以把粒度數(shù)據(jù)中的一些混合信息分解成很多端元，這些端元是由特定的動力機制分選出來的，通過對粒度數(shù)據(jù)進行不同的處理方式而分為兩種方法：（1）參數(shù)組分分離是通過對單個樣品進行擬合，設(shè)定最佳參數(shù)，以達到分離出樣品亞組分的目的。Paterson等[17]研究出了參數(shù)化的端元分析法，認(rèn)為通過特定的動力方式所沉積的黃土具有單峰形態(tài)，與曲線擬合方法的結(jié)果較為一致。在程序中設(shè)置了多種擬合方法，輸入全樣本數(shù)據(jù)并設(shè)置擬合函數(shù)值后，即可得到最終的端元擬合結(jié)果，即為最優(yōu)結(jié)果。（2）非參數(shù)組分分離是通過對整體樣品進行擬合，目的是分離出幾種具有相同頻率分布的粒度組分，Weltje[11]等開發(fā)了一種綜合考慮多個數(shù)據(jù)并根據(jù)可能的動力來源進行分解的非參數(shù)方法，該方法應(yīng)用比較廣泛，但分解結(jié)果可能具有多個峰值形狀，與曲線擬合方法的結(jié)果有些不同，對動力來源的解釋存在困難。對丁村剖面黃土的粒度數(shù)據(jù)，應(yīng)用沉積物粒度端元模型進行分析，Weltje等[7,10-11]認(rèn)為，沉積物粒度組分是在不同的搬運或改造動力方式共同作用下由不同物質(zhì)來源的顆粒物沉積形成，因此提出了沉積物端元組分的概念，是根據(jù)一組樣品的沉積學(xué)粒度特征，從統(tǒng)計學(xué)意義上對各不同端元組分進行鑒別，Paterson等[17]在此基礎(chǔ)上基于MATLAB軟件進行了改良，使用參數(shù)組分分離方法對單個樣品進行擬合。

3 年代結(jié)果

年代學(xué)結(jié)果見表1，由于OSL只能得到地層的年代框架，因此以5個準(zhǔn)確的OSL數(shù)據(jù)為控制點，選擇前人提出的粒度-年齡模型[24]，帶入中值粒徑得到了丁村剖面年代框架（圖2），570 cm處（S1底界）年代約為128.5 ka，與前人建立的黃土地層年代標(biāo)尺S1/L2界限年齡為128.8 kaBP較為一致[25]，說明我們的年代-深度模型是正確的。剖面頂部年代約20 ka（0～20 ka的地層可能受到侵蝕），說明本剖面包含與深海氧同位素一致的MIS5、MIS4和MIS3這3個階段。通過野外觀察與測年數(shù)據(jù)，將剖面自上而下分為4層：0～60 cm，L1L1黃土層；60～190 cm，L1S1弱古土壤層；190～420 cm，L1L2黃土層；420～570 cm，S1古土壤層，為淺紅棕色黏土。

4 結(jié)果分析

4.1 臨汾黃土粒度分類結(jié)果

謝帕德三角分類法[26-27]被廣泛地接受，并應(yīng)用到黃土-古土壤的粒度分類研究當(dāng)中[28]。沉積物分類圖可以顯示剖面樣品的粒度組成情況，可以非常明顯地看出剖面沉積物粒徑屬于哪一類別。故使用謝帕德三角分類法對臨汾盆地黃土-古土壤進行分類，結(jié)果如圖3。丁村剖面黃土-古土壤粒徑主要分布在粉砂和黏土質(zhì)粉砂中，分布較為集中。

4.2 端元模型結(jié)果分析

4.2.1 端元數(shù)量的確定

本文在MATLAB環(huán)境下，運用Paterson等人[17]編寫的Analysize-masters程序，導(dǎo)入丁村剖面的全樣粒度數(shù)據(jù)，在假設(shè)端元數(shù)為1～10的基礎(chǔ)上，進行參數(shù)化和非參數(shù)化分析，然后通過對線性相關(guān)和角度離差進行綜合分析。參數(shù)化方法是在Weibull分布函數(shù)中增加了一個附加位置參數(shù)的Gen.Weibull分布函數(shù)來進行分解，是為了在形狀上有很大的靈活性并且能很好地控制偏度。關(guān)于選擇最優(yōu)端元數(shù)量，主要考慮3個指標(biāo)[29]：線性相關(guān)度，是為了說明原數(shù)據(jù)集與端元的總體相關(guān)度，相關(guān)度越高擬合程度越好，當(dāng)線性相關(guān)度大于0.9時，滿足擬合要求，線性擬合也很良好；角度離差，是原樣粒度曲線與端元在進行形狀擬合時產(chǎn)生的偏差，偏差值越小則端元曲線在形狀擬合的誤差越小，當(dāng)偏差值小于5°時擬合結(jié)果越理想；端元相關(guān)度，是分解得到的每個端元之間的相關(guān)度，相關(guān)度越高各個端元之間的分布有較高的重合，說明其獨立性差、擬合過度。

表1 丁村剖面OSL年代結(jié)果Table 1 OSL dating results of Dingcun profile

圖2 丁村剖面年齡模型Fig.2 Age model of Dingcun profile

圖3 謝帕德三角分類Fig.3 Shephard’s classification

然后通過綜合分析兩種方法的線性相關(guān)度、角度離差和端元相關(guān)度確定了最優(yōu)的端元數(shù)量，其擬合特性見表2、圖4。非參數(shù)方法的線性相關(guān)度小于參數(shù)化方法；非參數(shù)化方法的端元標(biāo)準(zhǔn)偏差均值卻遠(yuǎn)大于參數(shù)化方法；非參數(shù)化方法的端元相關(guān)度大于參數(shù)化方法。因此，我們最終確定使用參數(shù)化分解方法，選取3個端元對丁村剖面粒度數(shù)據(jù)進行端元反演。

4.2.2 端元組分分析

通過端元模型對臨汾盆地丁村剖面黃土粒度進行分析，反演得出了3個端元粒度頻率分布曲線圖（圖5），將3個端元粒度組分分別命名為EM1、EM2和EM3，分布都接近正態(tài)分布，分選由差變好。EM1在2.51 μm的粒徑時含量占比最多，曲線分布寬平，范圍更廣，峰值較低；EM2在12.61 μm的粒徑時含量占比最多，曲線分布范圍較窄，較為陡峭；EM3在35.56 μm的粒徑時含量占比最多，曲線分布范圍最窄，更集中在粗粒端，曲線窄而尖，峰值更高且陡峭，變化幅度大。從3個端元含量變化圖中可以看出（圖5），EM1的含量變化在3個端元中相對較為平緩，冷暖波動不明顯，整體曲線沒有明顯的變化趨勢；EM2含量變化也有比較大的波動，在0～60 cm出現(xiàn)低值，60～190 cm為高值，190～420 cm為低值，420～570 cm為高值，EM3含量變化具有較大的波動。

5 討論

5.1 端元的環(huán)境意義

EM1的眾數(shù)粒徑為2.51 μm，與中值粒徑的相關(guān)系數(shù)僅為0.090，幾乎沒有相關(guān)性（圖6），一些學(xué)者研究認(rèn)為黃土沉積后又經(jīng)過了風(fēng)化成壤作用，使用端元分析，從沉積物中分解出在風(fēng)化與成壤作用下形成的平緩端元，因此眾數(shù)粒徑為2.51 μm的EM1是通過高空長距離搬運而來的遠(yuǎn)源細(xì)粒物，且這些細(xì)粒物是一直存在于大氣中的本底粉塵，同時黃土沉積后，因為一系列的成壤風(fēng)化過程也會對幾微米以下的粒徑產(chǎn)生影響[30-31]；與中國黃土眾數(shù)粒徑2～6 μm的細(xì)顆粒組分具有一致性[32]，故推測EM1可能是黃土在夏季風(fēng)作用下的風(fēng)化和成壤過程中形成的。

EM2的眾數(shù)粒徑為12.61 μm，與中值粒徑的相關(guān)性較強（R2=0.492）（圖6），根據(jù)大氣動力學(xué)的研究結(jié)果，粒徑范圍2～16μm的細(xì)粉砂在風(fēng)力的作用下可以被搬運到距離地面幾千米的高空，它們長期漂浮在高空大氣中，在風(fēng)力減小時降落到全球任一地方沉積[33]；而且Vriend等[34]對黃土高原地區(qū)多個剖面進行研究，對黃土粒度運用端元分析后，也提出了細(xì)顆粒端元是被高空遠(yuǎn)距離搬運的，稱之為遠(yuǎn)源端元；王兆奪等[13]對長城塬剖面的研究提出了細(xì)粒度組分，認(rèn)為物源較遠(yuǎn)，是在搬運動力減弱的情況下沉積，因此它可能代表了西風(fēng)帶控制的由高空氣流搬運的遠(yuǎn)源粉塵。基于上述研究，推測EM2可能代表的是高空西風(fēng)搬運的遠(yuǎn)源沉積物。

表2 丁村剖面黃土粒度參數(shù)化與非參數(shù)化端元擬合特性Table 2 Fittings of parametric and nonparametric EMA for the Dingcun profile

圖4 丁村剖面黃土粒度非參數(shù)化與參數(shù)化端元分解結(jié)果與相關(guān)判別指標(biāo)Fig.4 Frequency distribution curves of each end-member in the Dingcun profile

圖5 EM1、EM2、EM3頻率分布與含量變化曲線Fig.5 Frequency distribution and content variations curves of EM1、EM2、EM3

圖6 EM1、EM2、EM3與中值粒徑的相關(guān)性分析Fig.6 Correlations of EM1、EM2、EM3 with median grain size

EM3的眾數(shù)粒徑為35.56 μm，與中值粒徑之間表現(xiàn)出非常明顯的相關(guān)性且呈正相關(guān)（圖6），相關(guān)系數(shù)很高（R2=0.866），且EM3的粒徑范圍為3.34～60.45 μm，而中值粒徑的范圍為 9.44～21.85 μm，EM3的粒徑變化幅度大于中值粒徑。Pye[35]總結(jié)出20～70 μm的中粗粉砂和細(xì)砂在塵暴中做短距離的懸移運動，一般在大氣中的運動范圍只有幾百米的距離，待風(fēng)力減小時降落到地面上，大于30 μm的顆粒物質(zhì)在較強風(fēng)暴條件下最多遷移至距離源區(qū)30 km的地方，極端風(fēng)暴條件下也只是遷移至距離源區(qū)幾百千米的地方，而且搬運的方式主要是短時間的近地面懸移；孫東懷在對黃土高原粒度組分的研究中[31]，通過計算發(fā)現(xiàn)粗粒組分的平均粒徑在21～54 μm范圍內(nèi)，認(rèn)為該范圍內(nèi)的黃土由冬季風(fēng)沉積，且搬運距離近，為低空搬運；在Prins等[36]對黃土高原多個剖面的研究中，把粗粒組分劃分為兩個端元，一個為40 μm左右的組分，該組分的黃土可能是短距離的懸移搬運，認(rèn)為可以反映冬季風(fēng)的變化情況，另一個為大于60 μm的組分，該組分可能為短距離躍移，也可以反映冬季風(fēng)的變化情況。因此基于上述原因，推測EM3可以反映冬季風(fēng)的變化情況，可能代表的是較強的冬季風(fēng)所搬運的近源沉積物以及冬季短時間塵暴所帶來的物質(zhì)。

5.2 古環(huán)境和古氣候變化

根據(jù)Gen.Weibull函數(shù)分布的參數(shù)化端元分析法，并將臨汾盆地各環(huán)境指標(biāo)與深海氧同位素記錄[18]對比（如圖7），對末次間冰期以來氣候演化特征進行分析：

128.8 ka之前（570 cm以下），磁化率和頻率磁化率在該階段為低值，EM1和EM2細(xì)顆粒組分的含量減少，中值粒徑和EM3粗顆粒組分的含量增加，說明該區(qū)冬季風(fēng)增強，沉積物主要由冬季風(fēng)帶來，對應(yīng)于MIS6晚期。

128.8～75 ka（570～420 cm），對應(yīng)于 MIS5，磁化率和頻率磁化率在該階段急劇增高，在整個曲線出現(xiàn)最高值，EM1和EM2細(xì)顆粒組分的含量增加，中值粒徑減小和EM3粗顆粒組分的含量減少，表明該階段東亞冬季風(fēng)較弱而夏季風(fēng)較強，磁化率與EM3組分的變化與深海氧同位素的變化較為相似，表明臨汾盆地與全球氣候表現(xiàn)一致，處于溫暖濕潤時期。深海氧同位素在該階段分為a、b、c、d、e五個明顯的冷暖變化亞階段，呈現(xiàn)暖-冷-暖-冷-暖的氣候變化趨勢，本區(qū)氣候在該階段雖然也有冷暖變化，但是沒有表現(xiàn)出特別明顯的冷暖波動，可能與臨汾盆地距離冬季風(fēng)的源區(qū)較遠(yuǎn)有關(guān)，沉積速率相對較低，加上后期強烈的成壤作用[37]和淋溶作用[38]，S1古土壤大多由1層或3層古土壤疊置而成[39]，可能影響其氣候記錄。

75～57 ka（420～190cm)，對應(yīng)于 MIS4，磁化率和頻率磁化率在該階段急劇降低，在整個曲線出現(xiàn)最低值，EM1和EM2細(xì)顆粒組分的含量減少，中值粒徑和EM3粗顆粒組分的含量增加，表明該階段冬季風(fēng)強勁，氣候轉(zhuǎn)冷，深海氧同位素在該階段指示全球冰量增加，全球處于寒冷的時期，但內(nèi)部有短暫回暖，可能受北大西洋千年尺度氣候影響[40]，但具體的對應(yīng)關(guān)系還有待進一步研究。

57～25 ka(190～60 cm)，對應(yīng)于 MIS3，磁化率和頻率磁化率在該階段緩慢增加，EM1和EM2細(xì)顆粒組分的含量增加，中值粒徑和EM3粗顆粒組分含量減少，表明該階段氣候較溫暖，且與三階段全球弱暖期一致，出現(xiàn)兩次暖期，一次冷期，呈現(xiàn)暖-冷-暖氣候變化趨勢，但是該區(qū)域的冷暖變化趨勢比深海氧同位素大，可能與東亞冬季風(fēng)強度快速變化有關(guān)[41]。

圖7 丁村剖面磁化率、頻率磁化率、中值粒徑、EM1、EM2和EM3與深海氧同位素記錄[18]的對比Fig.7 Comparison of the magnetic susceptibility、frequency magnetic susceptibility、median grain size、EM1、EM2 and EM3 of the Dingcun profile with SPECMAP δ18O record[18]

25～20 ka(60 cm以上)，EM1和EM2細(xì)顆粒組分的含量減少，中值粒徑和EM3粗顆粒組分的含量增加，磁化率和頻率磁化率值降低，與深海氧同位素指示的全球冰量增加相一致，說明氣候開始變冷，對應(yīng)于MIS2早期。

臨汾盆地黃土沉積物各指標(biāo)波動特征與深海氧同位素一致，說明臨汾盆地氣候演化受全球冰量控制，但在每個階段的內(nèi)部波動上又表現(xiàn)出一定的區(qū)域特征，對我們研究黃土高原東南緣臨汾盆地的粒度分布特征及其環(huán)境具有一定意義。

6 結(jié)論

（1）根據(jù)謝帕德三角分類，臨汾盆地丁村剖面黃土主要由粉砂和黏土質(zhì)粉砂組成，分布較為集中，以粉砂為主，黏土質(zhì)粉砂含量較少。

（2）對臨汾盆地黃土粒度進行參數(shù)化端元模型反演得出了3個端元：認(rèn)為EM1可能是黃土在東亞夏季風(fēng)的風(fēng)化和成壤作用下而形成的；EM2可能代表的是高空西風(fēng)搬運的遠(yuǎn)源沉積物；EM3可能代表的是較強的冬季風(fēng)所搬運的近源沉積物以及冬季短時間塵暴所帶來的物質(zhì)。

（3）通過臨汾盆地黃土粒度端元組分、磁化率與深海氧同位素對比分析，發(fā)現(xiàn)臨汾盆地與深海氧同位素一致，說明臨汾盆地氣候演化受全球冰量控制，但在每個階段的內(nèi)部波動上又表現(xiàn)出一定的區(qū)域特征。