徐園園 謝遠(yuǎn)云，2 康春國(guó) 遲云平，2 吳 鵬 孫 磊 魏振宇

（1.哈爾濱師范大學(xué)地理科學(xué)學(xué)院 哈爾濱 150025；2.哈爾濱師范大學(xué)寒區(qū)地理環(huán)境監(jiān)測(cè)與空間信息服務(wù)黑龍江省重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室 哈爾濱 150025；3.哈爾濱學(xué)院地理系 哈爾濱 150086）

河流是構(gòu)造與氣候共同作用的產(chǎn)物，是全球動(dòng)力系統(tǒng)的重要組成部分，在地球表層系統(tǒng)中具有重要意義（鄭洪波等，2009）。水系演化是地貌學(xué)和地質(zhì)學(xué)界研究的熱點(diǎn)問(wèn)題之一，河流系統(tǒng)的形成演變與流域地貌環(huán)境引起了國(guó)內(nèi)外地質(zhì)學(xué)家的廣泛關(guān)注（Jia et al.，2010；明慶忠等，2013；Chen et al.，2017；董銘等，2018）。近年來(lái)，專家學(xué)者們研究的焦點(diǎn)主要集中于東亞大型河流系統(tǒng)，而對(duì)東北地區(qū)河流的形成演化關(guān)注較少（Li et al.，2001；Kong et al.，2014；McPhillips et al.，2016；Bi et al.，2017；Li et al.，2017；Liu et al.，2018；Bao et al.，2020）。松花江是中國(guó)七大河之一，其水系演化與流域地貌系統(tǒng)、區(qū)域構(gòu)造和氣候變化密切相關(guān)（Clark et al.，2004；Clift et al.，2006；Pan et al.，2016；Guo et al.，2018），因此，松花江水系演化研究是東北地區(qū)地表過(guò)程—構(gòu)造—?dú)夂蛑g耦合研究的理想切入點(diǎn)。目前松花江水系演化研究相對(duì)較為薄弱，長(zhǎng)期以來(lái)，前人對(duì)第四紀(jì)時(shí)期松花江水系是否發(fā)生反轉(zhuǎn)一直存在爭(zhēng)議（Xie et al.，2020）。早更新世時(shí)期中國(guó)古地理圖集記載了松花江中上游向西流入松嫩平原（焦北辰等，1984；王鴻幀，1985），但裘善文等（2012，2014）認(rèn)為松花江在晚更新世之前從未向西流入松嫩平原，而是從松嫩湖盆東北出口處向東流入通河—依蘭地區(qū)。

河流沉積物是構(gòu)造、氣候和水系演化綜合作用的產(chǎn)物，攜帶著“從源到匯”系統(tǒng)重要的演化信息（狄會(huì)哲等，2018）。近年來(lái)，已有學(xué)者利用沉積物的磁化率、重礦物特征、Sr-Nd同位素和元素地球化學(xué)組成對(duì)松花江水系演化進(jìn)行了初步研究（Xie et al.，2020）。重礦物耐磨蝕、穩(wěn)定性強(qiáng)，能較多的保留母巖特征，因而被廣泛應(yīng)用于物源分析和水系演化（張建等，2016；朱志軍等，2017）。已有的基于重礦物的水系演化研究是人工鑒定的窄窗口（63～125 μm）策略，并在此基礎(chǔ)上提出了古三江河向源侵蝕切穿佳依（佳木斯—依蘭）分水嶺的水系演化模式（Xie et al.，2020）。但傳統(tǒng)的人工鑒定方法耗時(shí)費(fèi)力，分析顆粒數(shù)數(shù)量有限，結(jié)果準(zhǔn)確性受到鑒定人員的知識(shí)儲(chǔ)備和經(jīng)驗(yàn)影響（許苗苗等，2021）。而且，與窄窗口相比，寬窗口（63～250 μm）更能充分體現(xiàn)源區(qū)物質(zhì)組成（許苗苗等，2021）。更重要的是，我們新近在依蘭考察發(fā)現(xiàn)的河湖相地層可能對(duì)佳依分水嶺的切穿以及松花江水系演化模式有新的見(jiàn)解。

TIMA（TESCAN Integrated Mineral Analyzer）全自動(dòng)礦物分析系統(tǒng)是基于掃描電鏡（SEM）和X射線能譜儀（EDS）的巖石礦物全自動(dòng)化定量分析系統(tǒng)（Ward et al.，2017；Hrstka et al.，2018；Honeyands et al.，2019；陳倩等，2021；謝小敏等，2021），其自帶礦物數(shù)據(jù)庫(kù)涵蓋近5 000種礦物，強(qiáng)大的掃描系統(tǒng)及分析功能可以快速分析沉積物中的礦物種類、顆粒數(shù)、含量、化學(xué)組成、元素賦存狀態(tài)、粒徑、面積和礦物的微觀形貌。與傳統(tǒng)方法相比，TIMA系統(tǒng)具備自動(dòng)接觸礦物砂、土壤或研磨樣品顆粒的功能，自動(dòng)化程度高，分析速度更快、一次性獲取的信息量更大，并且實(shí)現(xiàn)定量分析，提高了物源分析的準(zhǔn)確性（Hrstka et al.，2018；陳倩等，2021）。利用TIMA分析技術(shù)研究第四紀(jì)松花江水系演化的工作尚未開(kāi)展。

哈爾濱荒山位于松花江二級(jí)階地上，是東北地區(qū)第四紀(jì)研究的典型地點(diǎn)，其沉積物中礦物組成信息對(duì)第四紀(jì)松花江水系演化研究具有重要意義（葉啟曉等，1984；張序強(qiáng)，1995；王永等，2020）。本文以荒山巖心沉積物中的TIMA寬窗口（63～250 μm）重礦物為研究對(duì)象，通過(guò)分析重礦物和全巖礦物地球化學(xué)組成，探討巖心沉積物重礦物和全巖礦物地球化學(xué)組成隨深度的變化特征，揭示荒山巖心沉積物縱向上的物源變化，結(jié)合新近發(fā)現(xiàn)的依蘭河湖相地層，重建第四紀(jì)松花江水系演化歷史。本研究有助于理解松花江流域構(gòu)造—地貌—?dú)夂蜓莼g的響應(yīng)過(guò)程，同時(shí)也為亞洲其它河流的水系演化研究提供重要參考。

1 研究區(qū)概況

哈爾濱（44°04′～46°40′N，125°42′～130°10′E）位于松嫩盆地東南部，毗鄰張廣才嶺（朱景湖，1963；Xie et al.，2020；袁曉銘等，2020），構(gòu)造上位于松遼中生代斷陷盆地東南隆起區(qū)北端，屬于中溫帶大陸性季風(fēng)氣候?；纳狡拭嫖挥诠枮I市東郊（圖1），東臨長(zhǎng)白山支脈，西接?xùn)|北平原腹地，北望松花江，屬于松花江中游二級(jí)河流階地?；纳狡拭娴貙幼韵露弦来问腔纳浇M、下哈爾濱組和上哈爾濱組，由于其地層岀露厚度較大且較連續(xù)，蘊(yùn)含豐富的古氣候和古地理信息，是東北地區(qū)具有代表性的第四紀(jì)剖面（葉啟曉等，1984；張序強(qiáng)，1995；王永等，2020）。

圖1 哈爾濱荒山巖心鉆孔位置和松花江流域地質(zhì)示意圖（據(jù)Wu et al.，2007；付俊彧等，2019修改）Fig.1 Location of the Huangshan core in Harbin and geological map of the Songhua River Basin（modified after Wu et al.，2007；Fu et al.，2019）

2 樣品采集與實(shí)驗(yàn)方法

荒山鉆孔（45°43′33″N，126°36′44″E）位于哈爾濱市團(tuán)結(jié)鎮(zhèn)天恒山公園第四紀(jì)風(fēng)成沉積剖面頂部，采用雙管單動(dòng)內(nèi)襯塑料套管取心技術(shù)。鉆孔深度101.11 m，取心長(zhǎng)度為93.21 m。用鏈鋸鋸開(kāi)鉆取巖心的塑料套管，將被鉆井泥漿污染的巖心最外層移除，并對(duì)巖心進(jìn)行巖性描述。本研究對(duì)巖心的56～101 m段進(jìn)行重礦物取樣，共選取28個(gè)樣品。

樣品在實(shí)驗(yàn)室自然風(fēng)干之后，篩選出63～250 μm粒級(jí)組分，送至河北省廊坊市誠(chéng)信地質(zhì)服務(wù)公司，利用TIMA對(duì)巖心重礦物和全巖礦物地球化學(xué)進(jìn)行掃描。TIMA配備一臺(tái)高分辨率肖特基場(chǎng)發(fā)射掃描電鏡和4臺(tái)X射線能譜儀，其X射線數(shù)據(jù)采集模式共有4種，依次是高分辨率模式、點(diǎn)模式、線模式和點(diǎn)陣模式（Honeyands et al.，2019）。本研究選擇最常用的高分辨率與點(diǎn)掃描相結(jié)合的點(diǎn)陣掃描模式，通過(guò)設(shè)定像素值獲取背散射電子圖像（BSE）和EDS數(shù)據(jù)，每個(gè)點(diǎn)的X射線計(jì)數(shù)為1 000 kcps，像素間距為2 μm，能譜步長(zhǎng)為9 μm。測(cè)試在高真空模式下進(jìn)行，實(shí)驗(yàn)電壓為25 kV，電流為18.33 nA，工作距離為15 mm，光斑直徑66.5 nm，區(qū)塊長(zhǎng)度1 500 μm，電流和BSE信號(hào)強(qiáng)度使用鉑法拉第杯自動(dòng)程序校準(zhǔn)，EDS信號(hào)使用Mn標(biāo)樣校準(zhǔn)。

實(shí)驗(yàn)過(guò)程如下：首先對(duì)樣品進(jìn)行粗淘，之后將樣品均勻傾倒在直徑2.5 cm的環(huán)氧樹(shù)脂靶上，避免顆粒重疊。隨后對(duì)樣品靶進(jìn)行拋光，將拋光后的樣品靶外部鍍一層導(dǎo)電碳涂層以減少觀測(cè)時(shí)產(chǎn)生的荷電，并增強(qiáng)二次電子或背散射電子信號(hào)，獲得更好的信噪比；然后選擇樣品靶中需要分析的區(qū)域，盡可能包含全部樣品顆粒；將所選測(cè)試區(qū)域平均切割成若干正方形區(qū)塊；以區(qū)塊為單位，樣品臺(tái)自動(dòng)位移進(jìn)行測(cè)試，掃描完成一個(gè)區(qū)塊后再移動(dòng)掃描下一個(gè)區(qū)塊；在區(qū)塊內(nèi)，BSE拍照和EDS測(cè)試以預(yù)先設(shè)定好的像素參數(shù)進(jìn)行逐點(diǎn)分析；測(cè)試完成后，TIMA軟件自動(dòng)拼合統(tǒng)計(jì)每個(gè)區(qū)塊內(nèi)所獲取的所有BSE圖像和EDS數(shù)據(jù)；根據(jù)BSE圖像和EDS數(shù)據(jù)確定顆粒邊界，儀器通過(guò)計(jì)算將每個(gè)像素內(nèi)的能譜數(shù)據(jù)在每個(gè)顆粒內(nèi)相加，從而獲得每個(gè)分析顆粒的能譜數(shù)據(jù)；離線分析軟件依據(jù)每個(gè)顆粒的點(diǎn)譜圖特征能量值自動(dòng)進(jìn)行元素識(shí)別，并自動(dòng)計(jì)算已識(shí)別元素的含量；依據(jù)能譜譜線及測(cè)試點(diǎn)元素含量與數(shù)據(jù)庫(kù)中的標(biāo)準(zhǔn)或已有礦物能譜譜線和成分進(jìn)行比對(duì)，從而確定該測(cè)試點(diǎn)礦物種類和名稱。對(duì)測(cè)試后的結(jié)果進(jìn)行解離分析處理，結(jié)合多種礦物學(xué)參數(shù)統(tǒng)計(jì)計(jì)算，直接獲得樣品的元素百分含量和重礦物質(zhì)量百分含量。

3 結(jié)果

3.1 荒山巖心巖性與地層劃分

基于荒山巖心沉積物自上而下的變化特征，對(duì)巖心沉積序列的巖性和沉積環(huán)境描述如下（Xie et al.，2020）（圖3）：

（1）0～30.4 m：現(xiàn)代土壤和風(fēng)成黃土—古土壤序列，其不在水系演化研究范圍之內(nèi)。

（2）30.4～57.088 m：為淺黃褐色、灰黑色粉質(zhì)泥（該層未在重礦物取樣區(qū)間內(nèi)）。

（3）57.088～62.254 m：該層主要由棕黃色極細(xì)砂和結(jié)構(gòu)松散的細(xì)砂組成，具有明顯的鐵染現(xiàn)象和灰瓦狀結(jié)構(gòu)（即含有大量＜63 μm的細(xì)顆粒組分）。

（4）62.254～66.13 m：主要為青灰色亞粘土和粘土，有明顯的鐵染現(xiàn)象。該層粒度在65 m以下逐漸變粗，巖性為砂質(zhì)粘土和泥質(zhì)砂。

（5）66.13～73.391 m：為藍(lán)灰色、灰綠色中-粗砂，66.65～67.71 m的間隔中夾有泥砂和粉質(zhì)泥，偶爾夾有小礫石。該層粒度從70.34 m開(kāi)始變粗，巖性為黃白色粗砂，鐵銹現(xiàn)象明顯。

（6）73.391～95.182 m：為灰黃色、青灰色、灰綠色含礫粗砂夾兩層粉砂質(zhì)泥。礫石碎屑呈不均勻、零星分布，主要呈次棱角狀至棱角狀，少量呈次圓形。

（7）95.182～101.11 m：主要為青灰色極細(xì)砂和細(xì)砂、淺灰色粉質(zhì)泥和灰黑色泥，其間的微細(xì)層理發(fā)育良好。

巖心沉積環(huán)境自上而下依次為風(fēng)塵黃土（0.98～30.4 m）、河湖相（30.4～95.18 m）和淺湖相（95.18～101.11 m）。其中河湖相又進(jìn)一步劃分為兩個(gè)沉積旋回，河漫湖泊（62.3～66.13 m）、邊灘（66.13～73.39 m）和河床滯留堆積（73.39～95.18 m）為第一個(gè)旋回（62.3～95.18 m）；河漫灘（30.4～57.09 m）和邊灘（57.09～62.3 m）為第二個(gè)旋回（30.4～62.3 m）。巖心地層根據(jù)巖性和磁化率進(jìn)一步劃分為3段，地層深度分別是0～30.4 m、30.4～62.3 m和62.3～101 m。

3.2 荒山巖心重礦物變化特征

荒山巖心樣品中檢測(cè)出重礦物共48種，其中以閃石類（42.61%）和簾石類（31.31%）占絕對(duì)優(yōu)勢(shì)，鈦鐵礦（6.93%）、榍石（5.77%）、鐵磁礦物（3.57%）、石榴石類（2.07%）、白鈦石（1.94%）、金紅石（1.39%）和電氣石（1.13%）次之，其他礦物（鋯石、磷灰石、獨(dú)居石、輝石、藍(lán)晶石和硅鐵礦）含量較少（＜1%）。方解石、鉻鐵礦、蛇紋石、黃鐵礦和磁黃鐵礦含量極少或僅在個(gè)別樣品中偶見(jiàn)。

巖心地層的礦物相存在明顯差異（圖2），62.3 m以上地層礦物種類較多，而62.3 m以下地層礦物種類較少。在荒山巖心重礦物隨深度變化圖中，部分重礦物百分含量在深度62.3 m處發(fā)生明顯變化（圖3）。重礦物特征指數(shù)（ATi和GZi）在62.3 m上、下地層也存在明顯差異（圖3），其中ATi指數(shù)在上、下地層的變化最為明顯。

圖2 荒山巖心樣品上下段TIMA礦物相對(duì)照Fig.2 Comparison of TIMA mineral phases in the upper and lower sections of Huangshan core samples

圖3 巖心重礦物含量隨深度的變化Fig.3 Down-core variations of the heavy mineral content in Huangshan core

3.3 荒山巖心全巖礦物元素地球化學(xué)特征

巖心沉積物中共檢測(cè)出27種元素，其中以O(shè)（41.28%）、Si（19.08%）和Fe（15.86%）占絕對(duì)優(yōu)勢(shì)，元素Ca（9.34%）、Ti（4.73%）、Al（4.40%）和Mg（3.06%）次之，其他元素（Na、K、P、Zr、Nb、B、Hf、F、Ce和Nd）含量較少（＜1%）。在沉積物元素隨深度變化曲線中（圖4），部分元素百分含量在深度62.3 m處發(fā)生顯著變化。以62.3 m為界分為上、下兩段，巖心上段元素整體變化較為平緩，波動(dòng)幅度較??；而下段元素整體變化急劇，波動(dòng)幅度較大；巖心上段元素Ti、K、P、Zr、Nb和Hf呈減少趨勢(shì)，下段除了元素K和P之外，整體上呈增加趨勢(shì)；元素Mg、Na、B、F、Ce和Nd在巖心上段呈增加趨勢(shì)，下段除元素B以外，其余元素整體上均呈減少趨勢(shì)。

圖4 荒山巖心元素含量隨深度變化曲線Fig.4 Down-core variations of the element content in Huangshan core

4 討 論

4.1 荒山巖心物源變化

沉積物中的重礦物是物源變化的敏感指示劑（Sevastjanova et al.，2012；何苗等，2019），根據(jù)礦物之間的共生關(guān)系，可以利用重礦物的類型、豐度和組合關(guān)系對(duì)物源特征進(jìn)行分析（向緒洪等，2011；Sevastjanova et al.，2012；陳心怡等，2018）。巖心部分重礦物類型在上、下地層存在極大差異，方解石、鉻鐵礦、蛇紋石、黃鐵礦和磁黃鐵礦在下段地層中出現(xiàn)，但在上段地層中缺失，硅鐵鋰鈉石卻在上段地層中獨(dú)特出現(xiàn)；重礦物含量，例如，鋯石、磷灰石、電氣石、輝石、鈦鐵礦、鐵磁礦物和硅鐵礦，在上、下地層也發(fā)生明顯變化（圖3）。其中電氣石、輝石、鐵磁礦物和硅鐵礦在上段地層中含量較多，而鋯石、磷灰石、金紅石、榍石、石榴石和鈦鐵礦在下段地層中含量較多。此外，巖心上、下段重礦物組合也存在一定差異（圖3）：62.3 m以上地層的重礦物組合為閃石類+簾石類+榍石+鐵磁礦物，與松原方向河流重礦物組合（角閃石+綠簾石+赤褐鐵礦+鈦鐵礦+榍石）相同或相近（Xie et al.，2020）；而62.3 m以下地層的重礦物組合為閃石類+簾石類+鈦鐵礦+榍石，與依蘭方向河流重礦物組合（角閃石+綠簾石+鈦鐵礦+榍石+赤褐鐵礦+石榴子石）基本一致（Xie et al.，2020）。因此，重礦物類型、含量和組合關(guān)系的顯著差異表明巖心沉積物以62.3 m為界，上、下地層的源區(qū)發(fā)生了明顯變化。

ZTR指數(shù)（ZTR指數(shù)=鋯石%+金紅石%+電氣石%）是Hubert（1962）首次提出的，代表重礦物的成熟度，用于指示沉積物的搬運(yùn)距離和方向，從而判斷物源方向（Morton and Hallsworth，1994；王中波等，2006；康春國(guó)等，2009a，2009b；廉波等，2019；謝小敏等，2021）。ATi指數(shù)反映磷灰石的風(fēng)化程度；GZi指數(shù)反映石榴子石的母巖組成（片巖、角閃巖和麻粒巖），在風(fēng)化作用很弱的條件下，ATi指數(shù)和GZi指數(shù)均反映沉積物物源的變化（康春國(guó)等，2009a，2009b，2011）。這些重礦物特征指數(shù)能夠更加準(zhǔn)確地反映物源信息，因此常用來(lái)示蹤物源（李偉歌，2020；謝小敏等，2021）。對(duì)于我們的研究而言，巖心重礦物特征指數(shù)在上、下地層存在明顯差別（圖3）。例如，相對(duì)于巖心下段的ATi指數(shù)（40.95%），上段的ATi指數(shù)較?。?2.02%）；相反，62.3 m以上地層的GZi指數(shù)（90.42%）較大（62.3 m以下地層為76.35%）；ZTR指數(shù)在上、下地層差別較小，但鋯石和金紅石在上、下地層中含量差異極為顯著。巖心上、下段重礦物特征指數(shù)之間的差異進(jìn)一步證明沉積物的源區(qū)發(fā)生了變化。

沉積物中的某些特征元素化學(xué)性質(zhì)較為穩(wěn)定，在風(fēng)化剝蝕、搬運(yùn)、沉積和成巖過(guò)程中具有一定的繼承性，且受物源影響較大，可以作為物源示蹤的良好指示劑（Boulter et al.，2004；操應(yīng)長(zhǎng)等，2007；余燁等，2013；肖軍好，2016）。巖心元素變化趨勢(shì)、含量及類型在上、下段地層均存在較大差異（圖4），整體來(lái)說(shuō)，巖心上段元素較為穩(wěn)定，波動(dòng)幅度較小；而下段元素變化急劇，波動(dòng)幅度較大。元素（Ti、Mg、Na、B、Hf、F、Ce和Nd）在上、下地層均發(fā)生顯著變化，且部分元素類型（S、Ba、Pb、Th、Cr和Pr）在62.3 m以下地層中出現(xiàn)，但在62.3 m以上地層缺失。元素變化趨勢(shì)、含量及種類的差異同樣證實(shí)巖心沉積物的源區(qū)發(fā)生重大改變。值得注意的是，荒山巖心62.3 m以上地層的磁化率明顯高于62.3 m以下地層（Xie et al.，2020），這與巖心上段較高含量的鐵磁性礦物的出現(xiàn)相吻合（圖3）。

重礦物組成會(huì)依據(jù)沉積物的粒度而發(fā)生變化（Morton，1985）。一般來(lái)說(shuō)，閃石類在不同沉積物粒級(jí)中分布廣泛，且含量較高（金秉福等，2013）；與閃石類相比，簾石類存在于粒度較小的沉積物中；鋯石、電氣石、磷灰石、金紅石和鈦鐵礦多富集在細(xì)粒級(jí)中（王孟瑤等，2019）。巖心上段沉積物粒度明顯小于下段，但下段沉積物中的簾石類含量明顯高于上段；相對(duì)于上段地層，鋯石、磷灰石、金紅石、榍石、石榴石和鈦鐵礦含量在下段地層中明顯增加。因此，巖心重礦物的變化與粒度變化沒(méi)有相關(guān)性，物源是重礦物變化的主要影響因素。

沉積物的地球化學(xué)組成常受到粒度大小的控制（劉連文等，2001；高玲等，2008；謝遠(yuǎn)云等，2012）。元素Si、Na和K趨向于在粗顆粒中富集；而細(xì)顆粒的沉積物中富含元素Ca、Fe、Mg和Ti（劉連文等，2001；謝遠(yuǎn)云等，2012）。巖心上段沉積物粒度較小，而下段沉積物粒度較大，元素Si（20.54%）、Na（1.22%）和K（0.48%）在上段地層中的含量明顯高于下段（18.77%，0.94%，0.37%），相對(duì)于上段地層元素Fe（15.69%）、Ca（8.88%）、和Ti（2.80%）的含量，下段地層的元素含量較高（15.90%，9.44%，5.14%），表明巖心元素地球化學(xué)組成受沉積物粒度的影響較小，元素組成主要受物源控制。

沉積物的重礦物和地球化學(xué)組成會(huì)受到沉積過(guò)程（風(fēng)化、搬運(yùn)和分選）和沉積循環(huán)的影響（Morton and Hallsworth，1994；Cullers and Podkovyrov，2000；Armstrong-Altrin et al.，2004；Xie et al.，2018），由于巖心沉積物的化學(xué)風(fēng)化程度較低（Xie et al.，2020），表明巖心沉積物的重礦物和元素組成受化學(xué)風(fēng)化的影響較小。因此，可以忽略化學(xué)風(fēng)化對(duì)重礦物和地球化學(xué)組成的影響。

因此，粒度和化學(xué)風(fēng)化對(duì)巖心物源指標(biāo)（重礦物和元素地球化學(xué)）幾乎沒(méi)有影響，巖心沉積物以62.3 m為轉(zhuǎn)折點(diǎn)，上、下地層沉積環(huán)境發(fā)生巨大變化，極有可能是區(qū)域水系發(fā)生了重大調(diào)整。

4.2 巖心物源變化揭示的松花江水系演化

早在20世紀(jì)已有學(xué)者曾描述過(guò)東北平原的地貌和古水文網(wǎng)（斯米爾諾夫，1958；孫肇春等，1964），松花江和遼河的流向一直是東北平原河流水系研究的熱點(diǎn)問(wèn)題（斯米爾諾夫，1958；孫肇春等，1964；楊秉賡等，1983；秦小光等，2010；裘善文等，2012）。松花江水系中上游是否發(fā)生反轉(zhuǎn)目前一直存在爭(zhēng)議，裘善文等（2012，2014）認(rèn)為晚更新世之前，松花江從松嫩湖盆東北出口處向東流，流入通河—依蘭地區(qū)，未曾向西流入松嫩平原，否認(rèn)松花江水系在中上游發(fā)生反轉(zhuǎn)。然而，裘善文（2008）曾以圖形形式指出松花江曾經(jīng)向西流入松嫩平原，這與他的其他觀點(diǎn)相悖，但這一看法卻與大多數(shù)學(xué)者的觀點(diǎn)一致。楊秉賡等（1983）認(rèn)為晚第三紀(jì)末強(qiáng)烈的構(gòu)造活動(dòng)導(dǎo)致河流溯源侵蝕加劇，約在早更新世末或中更新世初，松花江下游河流切穿依蘭以東分水嶺并襲奪了松花江中游的上部地段，最終流入黑龍江；劉祥等（1993）認(rèn)為早更新世時(shí)期長(zhǎng)嶺隆起導(dǎo)致松花江切穿依蘭以東分水嶺，向東流去。盡管前人對(duì)松花江水系演化存在不同的觀點(diǎn)，但一致認(rèn)為松花江水系發(fā)生了重大調(diào)整。

荒山巖心在深度62.3 m處上、下地層河流沉積環(huán)境存在顯著差別。沉積地層中的粒度變化可以反映周緣山體的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)（陳殿寶等，2018）。巖心95.18～62.25 m的巖性依次為含礫粗砂（95.18～73.39 m）、中-粗砂（73.39～66.13 m）和粘土（66.13～62.25 m）。巖心粒度自下而上逐漸由粗變細(xì)，反映了在新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)作用下河流水動(dòng)力逐漸減弱的演變過(guò)程。碎屑礫石一般為區(qū)域山體構(gòu)造隆升的產(chǎn)物（傅開(kāi)道等，2006；Guo et al.，2018）。晚第三紀(jì)末期新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)劇烈，山區(qū)上升較平原顯著，依蘭山區(qū)劇烈隆升，平原與山區(qū)之間的相對(duì)高差變大，河流搬運(yùn)能力增強(qiáng)，將較大礫石攜帶至河流下游（張殿發(fā)等，2000）。哈爾濱以東（依蘭方向）的通河—依蘭地區(qū)現(xiàn)代河流沉積物中存在明顯的礫石堆積。哈爾濱以西地區(qū)（松原方向）地處東北平原腹地，地形起伏和緩，發(fā)源于大興安嶺的嫩江河床相對(duì)高差小，水流平緩，攜帶的顆粒物較小，無(wú)法將顆粒較大的礫石搬運(yùn)到下游平原地區(qū)。松原方向現(xiàn)代河床和河流階地中的沉積物為中細(xì)砂，未見(jiàn)礫石堆積。綜上，巖心沉積物中的礫石是從依蘭地區(qū)經(jīng)河流搬運(yùn)到哈爾濱荒山地區(qū)。隨著佳依分水嶺的逐漸隆升，河流上游溯源侵蝕加劇，而河流下游因沉積物的不斷堆積，河床逐漸升高，導(dǎo)致松花江依蘭—哈爾濱河段河床相對(duì)高差不斷降低，水流搬運(yùn)能力減弱，河流下游沉積物的粒度逐漸由粗變細(xì)。所以，荒山巖心62.25～95.18 m粒度自上而下的變化特征基本上佐證了松花江的西流模式。

重礦物組成是源區(qū)母巖類型的良好反映（康春國(guó)等，2009a；狄會(huì)哲等，2018）。松花江流域沉積物主要有3個(gè)物源，即西北方向的大興安嶺、東南方向的長(zhǎng)白山余脈和東北方向的小興安嶺。大興安嶺的源巖屬性主要以花崗巖、中酸性火成巖為主，含少量玄武巖和輝綠巖等基性巖（蔡芃睿等，2019）；小興安嶺、長(zhǎng)白山和張廣才嶺的母巖巖性以花崗巖、混合花崗巖、玄武巖和變質(zhì)巖為主（馬麗芳，2002）。角閃石、鈦鐵礦和磁鐵礦主要產(chǎn)生于中性及基性火成巖中，其中鈦鐵礦也是花崗巖風(fēng)化的產(chǎn)物；綠簾石、石榴子石和藍(lán)晶石是典型變質(zhì)巖的標(biāo)志；榍石存在于中酸性火成巖中（康春國(guó)等，2009a；狄會(huì)哲等，2018）。松原方向物源主要來(lái)自大興安嶺，部分來(lái)自長(zhǎng)白山余脈；而小興安嶺和長(zhǎng)白山則為依蘭方向提供物源。重礦物特征和化學(xué)元素的差異反映沉積物的源區(qū)發(fā)生變化，而源區(qū)變化進(jìn)一步指示了河流水系演化（廉波等，2019；張青松等，2020；陳倩等，2021）?；纳綆r心上段重礦物組成不僅與松原方向現(xiàn)代河流重礦物組合相近，而且較好的繼承了大興安嶺的母巖屬性，表明物源來(lái)自松原方向；而巖心下段重礦物組合（與依蘭方向現(xiàn)代河流重礦物組合相似）則充分體現(xiàn)了源區(qū)（小興安嶺和長(zhǎng)白山）母巖屬性，表明物源來(lái)自依蘭方向（Xie et al.，2020）。巖心62.3 m上、下地層的重礦物特征及全巖礦物元素地球化學(xué)組成的明顯差異進(jìn)一步揭示第四紀(jì)松花江水系中上游發(fā)生了流向反轉(zhuǎn)。近年來(lái)，松花江成為東北地區(qū)水系演化研究的熱點(diǎn)（裘善文等，2014；張配等，2019；Xie et al.，2020），已有學(xué)者依據(jù)哈爾濱荒山鉆井巖心沉積物的磁化率，結(jié)合國(guó)際古地磁極性年代表，確定松花江中上游反轉(zhuǎn)的時(shí)間約為0.94 Ma（Xie et al.，2020）。

我們?cè)谝捞m野外考察時(shí)發(fā)現(xiàn)一套河湖相地層剖面（46°18′44″N，129°32′20″E），剖面底部河拔高度18 m，出露厚度約5 m（圖5），巖性自下而上分別是礫石層、棕黃色細(xì)砂，青灰色河湖相泥（水平紋理發(fā)育）。我們推測(cè)這套地層的出現(xiàn)極有可能與松花江水系調(diào)整有關(guān)。據(jù)此，我們推斷出松花江早更新世以來(lái)的水系演化過(guò)程如下（圖6）：早更新世，佳依分水嶺被切穿之前，松嫩水系與三江平原水系尚未貫通，牡丹江作為古松花江的上游流經(jīng)依蘭—通河—哈爾濱，注入松嫩古湖（圖6a）。松遼分水嶺在0.94 Ma局部隆升，古松花江流向反轉(zhuǎn)，自西向東流，在通河—依蘭地區(qū)形成廣闊的河湖相沉積。松花江水流不斷流入導(dǎo)致湖泊水位上升，湖水溢流切穿佳依分水嶺，從而形成了現(xiàn)代的松花江水系（圖6b）。

圖5 依蘭河湖相地層剖面位置圖Fig.5 Location of the Yilan River lacustrine facies stratigraphic section

圖6 松花江水系演化示意圖a.反轉(zhuǎn)前；b.反轉(zhuǎn)后Fig.6 Schematic diagram for evolution history of the Songhua River Drainage

5 結(jié) 論

本文利用TIMA技術(shù)對(duì)哈爾濱荒山巖心的重礦物特征進(jìn)行分析，結(jié)合全巖礦物的元素地球化學(xué)組成，研究第四紀(jì)以來(lái)松花江水系的演化，得出以下結(jié)論：

（1）巖心62.3 m上、下地層沉積物的重礦物含量、組成、特征指數(shù)（ATi和GZi）以及全巖礦物元素地球化學(xué)組成存在明顯差異，表明巖心沉積環(huán)境發(fā)生變化，沉積物的物源區(qū)發(fā)生改變。

（2）巖心重礦物和全巖礦物地球化學(xué)組成在巖心地層62.3 m上、下發(fā)生顯著變化，指示了物源的變化，下段地層物源來(lái)自依蘭方向，而上段地層物源來(lái)自松原方向，因此，巖心物源變化指示了松花江水系的反轉(zhuǎn)。

（3）早更新世，松嫩水系和三江水系尚未貫通，以佳依分水嶺為界，古松花江上游的牡丹江流經(jīng)依蘭—通河—哈爾濱，注入松嫩古湖。松遼分水嶺在0.94 Ma之后的隆升，迫使古松花江中上游流向發(fā)生反轉(zhuǎn)，自西向東流，導(dǎo)致在通河—依蘭地區(qū)形成河湖相沉積。隨著松花江水流的不斷流入，湖泊水位不斷升高，湖水溢流切穿佳依分水嶺，松嫩水系與三江水系得以連通，現(xiàn)代松花江水系格局建立。

致 謝重礦物實(shí)驗(yàn)得到河北廊坊誠(chéng)信地質(zhì)公司的張晏子、李鵬和王根濤的大力支持，研究生劉碩、張瑞和孫楊參加了部分野外取樣工作，研究生趙倩、李思琪、李秋杭、汪進(jìn)秋、孫建華、侯心茹、冷宇坤和魏春艷參與了實(shí)驗(yàn)室樣品處理工作，在此一并表示感謝。