漢江上游安康東段全新世古洪水沉積學與水文學研究*

許 潔，黃春長，龐獎勵，查小春，周亞利，周 亮

(陜西師范大學旅游與環(huán)境學院，西安 710062)

古洪水水文學是國際全球變化科學領域的前沿之一，主要研究發(fā)生在全新世未被人類直接觀察記錄的洪水事件[1]，采用地貌學、沉積學和水文學等方法來恢復全新世特大洪水的水位和流量，提供萬年尺度的大洪水水文學數(shù)據(jù)，有助于深刻理解河流水文系統(tǒng)對于全球變化的響應規(guī)律，并能為各類工程的洪水設計提供可靠依據(jù)[2-3].古洪水研究的關鍵主要是重建河流古水文要素.美國Baker 教授認為古洪水滯流沉積層和古洪水水位標志物是恢復古洪水洪峰水位的重要依據(jù)[4].楊達源教授等通過對古洪水滯流沉積層的研究，認為滯流沉積物尖滅點高程與古洪水洪峰水位十分接近[5].目前美國、西班牙、印度、法國、日本、澳大利亞等國家都已經在古洪水研究方面取得了顯著成果[4-6].我國學者也在黃河、長江、淮河、海河的某些河段進行了古洪水研究，并取得了一定的科研成果[7-10].黃春長教授等系統(tǒng)地對涇河、洛河、渭河以及黃河晉陜峽谷某些主要河段，開展了古洪水沉積學、年代學和水文學方面的研究，并系統(tǒng)地總結提出了全新世古洪水滯流沉積物的基本鑒別特征[11-17].本文主要是在漢江干流安康河段考察的基礎上，沿河谷古洪水滯流沉積物進行沉積學分析，并對其進行古洪水水文學恢復研究，獲得了萬年尺度特大洪水水文資料.

1 研究區(qū)環(huán)境與研究河段概況

漢江是長江北側最大的支流，發(fā)源于米倉山西端陜西省寧強縣潘冢山，全長1577 km，流域面積15.9×104km2，平均海拔2000 m 左右，天然落差1964 m.全流域多年平均降水量873 mm，多年平均徑流量517×108m3，年平均含沙量2.5 kg/m3，年輸沙量1.3×108t.流域處于北亞熱帶的北部，氣候溫和，雨量充沛，森林覆蓋面積高達62%.漢江可分為上、中、下三段，丹江口以上為上游，長約925 km，集水面積9.52×104km2.漢江自西向東穿行于秦嶺與大巴山之間，河谷常與巖層走向斜交，平均比降為0.6‰，河道大多為蜿蜒曲折的峽谷，在漢中和安康形成河谷盆地.漢江上游是國家“南水北調”中線工程的水源區(qū)(圖1).丹江口至鐘祥為漢江中游，長約270 km，平均比降0.19‰，集水面積4.68×104km2，漢江自西北向東南，穿行于低山和丘陵崗地之間，流速減緩.鐘祥以下為下游，長約382 km，平均比降0.09‰，集水面積1.7×104km2，漢江緩慢流動在漢江平原地區(qū).

漢江上游干流安康水文站以上長度為528 km，控制流域面積3.57×104km2，多年平均流量568.78 m3/s，年平均徑流總量179.37×108m3.安康自1935年開始有水文觀測資料(其中1939-1942年、1949年中斷)，實測最大洪峰流量31000 m3/s(1983年7月31日)，最小為1800 m3/s(1941年)[18].歷史調查最大洪水洪峰流量約36000 m3/s(明代萬歷十一年，公元1583年).

2 地層剖面特征與研究方法

2.1 研究剖面特征

在漢江上游流域山間盆地、河流階地常常發(fā)育著黃土-古土壤系列.前人通過對典型黃土剖面的研究，確認其為風成黃土堆積，建立了黃土-古土壤與氣候變化序列，在多處還發(fā)現(xiàn)有舊石器時代人類文化遺存[19-20].通過對漢江上游一級階地上分布的“黃土狀覆蓋層”深入研究，并與渭河谷地全新世黃土-古土壤序列對比，表明這些“黃土狀覆蓋層”是晚更新世以來沙塵暴在區(qū)內連續(xù)堆積的結果，具有TS-L0-S0-Lt-L1-AD 土壤-地層學剖面構型，并準確判析其成因和形成時代[21].

在此基礎上，通過對漢江上游河谷的實地考察，在多個河段發(fā)現(xiàn)含有全新世古洪水滯流沉積層的全新世土壤與沉積物剖面.本文選擇安康東段進行重點研究(圖2).其中LSC-A 沉積剖面位于安康盆地東端立石村漢江第一級河流階地(T1)前沿位置，其中階地的基巖基座高出平水位12 m，河床相卵石層和沙層構成的具有二元結構的沖積物厚度3 ～5 m，更上部為含有鈣結核的風成黃土和古土壤層覆蓋層，厚度4 ～5 m.該地形面高于漢江平水位20 ～25 m，土壤侵蝕嚴重，故黃土質覆蓋層頂部的全新世中晚期段已經缺失.

圖1 漢江上游流域水系Fig.1 Sketch of the stream system in the upper reaches of the Hanjiang River

在詳細觀察研究的基礎上，結合土壤學、沉積學和地層學方法，對階地上部覆蓋層漢江安康東段LSC-A剖面(圖3)進行了詳細的地層劃分:(1)0 ～100 cm，濁紅棕色，黏土質粉砂質地，棱塊狀構造，為典型的全新世中期古土壤層(S0)(黃褐土)下部;(2)100 ～350 cm，全新世早期黃土質過渡層(Lt)和馬蘭黃土(L1)上部，含有豎直的鈣結核;(3)350 ～370 cm，濁黃橙色，細沙質粉砂質地，具有波狀或者傾斜狀層理，一組共有3 層，是最典型的古洪水滯流沉積物 (SWD1)[17];(4)370 ～450 cm，濁棕色，黃土(L1)下部，有較弱程度成壤;(5)450 cm 以下(未見底).

在漢江安康東段LSC-B 剖面(圖3)，全新世中上部黃土土壤層次完整清晰.0 ～150 cm，為濁紅棕色，黏土質粉砂，具有典型團粒結構，多含蚯蚓糞團和植物根系，為發(fā)育較好的現(xiàn)代表土層，其中在75 ～130 cm發(fā)現(xiàn)有 1 組 4 層灰白色沙質粉砂層(SWD2).150 cm 以下為全新世晚期黃土(L0)和古土壤S0(未見底).

圖2 漢江上游安康東段地形Fig.2 The topography of the Ankang east section in the upper reaches of the Hanjiang River

2.2 研究方法與采樣點

在野外考察獲得漢江古洪水沉積物地層學和沉積學資料基礎上，對該河段進行了詳細的觀測，獲得了一系列水文學參數(shù)數(shù)據(jù).同時，在沉積物剖面采取2 個古洪水SWD 沉積學樣品和6 個光釋光樣品.沉積學樣品深度分別為安康LSC-A 剖面在355 ～365 cm 處，安康LSC-B 剖面在80 ～90 cm 處.光釋光樣品的采樣是將地層清理出垂直的新鮮面后，選取不同沉積層位，用直徑5 cm 不銹鋼管垂直打進剖面，取出后立即用鋁箔紙和黑色塑料帶密封，以免曝光和水分散失.共采取OSL 樣品6 個，安康LSC-A 剖面3 個樣品和安康LSC-B 剖面 3 個樣品，分別為 0.725 m LSC-B-01、0.925 m LSC-B-02、1.275 m LSC-B-03、3.425 m LSC-A-01、3.575 m LSC-A-02、3.775 m LSC-A-03.我們還調查測量了2010年7月18日特大洪水(安康水庫入庫流量25500 m3/s，出庫流量21700 m3/s)的洪痕及其高程，采集其滯流沉積物樣品，以便進行沉積學和水文學對比分析和驗證研究，保證研究成果的可靠性.

圖3 漢江上游LSC-A 和LSC-B 地層剖面Fig.3 LSC-A and LSC-B profiles in the upper reaches of the Hanjiang River

將野外采得的沉積物樣品在實驗室內自然風干后，對樣品進行前處理，并進行磁化率、粒度成分、砂級顆粒(＞0.1 mm)等的分析測試以及OSL 測年.具體方法如下:磁化率采用英國Bartington 公司生產的MS-2B 型磁化率儀測量，方法為稱取研磨后粒徑＜2 mm 的風干土樣10 g(精確至0.0001 g)，裝入無磁性塑料盒進行測量，每個樣品測量3 次，取平均值.粒度分析是在樣品中加入10%HCl 以去除有機質和次生CaCO3，再加入適量(NaPO3)6充分分散后，用英國Malvern 公司生產的Mastersizer-S 型激光粒度儀進行測定.每個樣品平行測定3 份，取平均值.OSL 測年實驗在陜西師范大學RS/OSL 實驗室完成，采用單片再生劑量法，用丹麥生產的RIS TL/OSL2DA215 儀測量，釋光信號通過9235QB15 光電倍增管檢測，濾光片為U340.

3 結果與討論

3.1 古洪水事件的沉積學特征

粒度分析是研究沉積物性質和成因的最基本手段之一.粒度成分對于指示沉積物的物質來源、搬運介質和動力、沉積環(huán)境及其風化改造程度等都具有十分重要的意義[22-24].因此，粒度分析常作為鑒別古洪水滯流沉積物的主要指標.漢江上游安康東段LSC 地點古洪水滯流沉積層的粒度成分數(shù)據(jù)及粒度參數(shù)值見表1.可以看出古洪水SWD 主要由粗粉砂、細砂和細粉組成，黏粒含量很少.因此將古洪水SWD1 確定為粉砂質細砂，將SWD2 確定為細砂質粉砂.2010年現(xiàn)代洪水SWD 的性質與SWD2 完全相同，屬于細砂質粉砂.粒度參數(shù)中，標準離差(σ)反應沉積物粒度的分選程度，即顆粒大小的均勻性，可以反映出沉積物搬運過程中的動力條件以及次生風化改造作用的強度[25].漢江上游安康東段古洪水SWD 的σ 分別為1.95、1.72，表明其分選性較好.分選系數(shù)(S)表示沉積物的分選性，可以進一步反映沉積物搬運沉積動力條件和沉積環(huán)境.安康東段古洪水SWD 分選系數(shù)分別為1.47、1.11，分選性較好.偏態(tài)系數(shù)(SK)可量度顆粒自然分布頻率的對稱程度，并且表明平均值和中位數(shù)的相對位置.安康東段古洪水SWD 的SK 為0.19、0.06，偏態(tài)均表現(xiàn)為正偏，主峰出現(xiàn)在粗粉砂和細砂段.峰態(tài)(Kg)可以衡量粒度頻率曲線的尖銳程度，即度量粒度分布的中部與兩尾端的展形之比.安康東段古洪水SWD 的Kg 分別為0.86、1.11，分布曲線峰態(tài)中等[9].這些指標說明它們是典型的河流洪水懸移質沉積物.

粒度自然分布頻率曲線則直觀地表現(xiàn)出SWD 沉積物的上述特征(圖4)，可以看出古洪水滯流沉積層沉積物SWD1 呈現(xiàn)雙峰型，主峰偏向于細粒段，在細粉砂段出現(xiàn)一個次級峰.這可能是因為SWD1 沉積時代較早，沉積之后的風化成壤作用改造影響.SWD2 近似成正態(tài)分布，主峰突出在粗粉砂段.其形態(tài)與2010年現(xiàn)代洪水沉積SWD 的粒度分布更加接近，顯示出其分選性更好.

表1 漢江立石村(LSC)古洪水與現(xiàn)代洪水沉積物粒度與磁化率分析結果Tab.1 Grain-size analysis and magnetic susceptibility of the palaeoflood and modern flood SWD at the LSC site in the upper reaches of the Hanjiang River

磁化率是沉積物中鐵磁性礦物含量的間接指示，磁化率的高低可以反映沉積物堆積之后風化成壤作用影響的強弱[9，26-28].漢江上游安康東段古洪水 SWD 的磁化率值都較低，介于 47×10-8～73×10-8m3/kg 之間，古洪水SWD2 比現(xiàn)代洪水SWD 的磁化率值稍大，這可能是由于沉積之后風化成壤作用改造所致(表1).

綜上所述，在野外仔細觀察古洪水SWD 特征的基礎上，結合實驗室沉積學指標表明漢江上游安康東段LSC剖面中古洪水沉積物，具有河流懸移質沉積物特征，為典型的古洪水滯流沉積物.它們是漢江上游古洪水事件的直接記錄，為古洪水水文學的恢復研究提供了物質基礎.

圖4 漢江上游立石村(LSC)地點古洪水和現(xiàn)代洪水SWD 粒度自然分布頻率曲線Fig.4 Grain-size distribution frequency of the palaeoflood and modern flood SWD at the LSC site in the upper reaches of the Hanjiang River

3.2 OSL測年結果

圖5 漢江上游LSC-A 和LSC-B 地層剖面圖及OSL 測年數(shù)據(jù)Fig.5 OSL age of the palaeoflood SWD from the LSC-A and LSC-B profile in the upper reaches of the Hanjiang River

安康東段河谷LSC 地點6 個光釋光樣品，基本控制兩個剖面所夾古洪水滯流沉積層的關鍵層位.而且漢江上游LSC 剖面地層關系清楚，其地層年代可與漢江上游流域和渭河河谷的多個剖面進行對比.根據(jù)沉積物宏觀特征，識別出LSC-A 剖面所記錄的SWD1 出現(xiàn)在350 ～370 cm 深度，被夾在馬蘭黃土層之中(圖5)，結合沿漢江上游多個地點地層對比分析[21]，確定該期古洪水事件發(fā)生在20660-11500 a B.P.之間的某個時段.LSC-A 剖面SWD1 上下界的光釋光年齡分別為12270 ±790、13050 ±1130 a B.P.，而采自 SWD1 中部樣品的光釋光年齡為13150 ±900 a B.P.，其光釋光年齡比其上下層2 個樣品的年代略高，這可能是由于古洪水沉積樣品曬退更為不徹底所致.結合沉積地層對比和光釋光測年結果分析，可以確證LSC-A 剖面所記錄SWD1 的發(fā)生年代介于13150-12270 a B.P.之間，所以認為SWD1 記錄了發(fā)生在晚冰期時代(Late Glacial)的BL+AL(Bolling +Allerod Interstadial)向著YD(Younger Dryas)轉折的階段.這個轉折事件的具體年代為12500 a B.P.[29-30].

全新世LSC-B 剖面中，75 ～130 cm 深度有1 組4 個極為典型的古洪水滯流沉積單層(SWD2)，它們插入全新世晚期現(xiàn)代表土層(MS)之中(圖3)，表明該期古洪水事件發(fā)生在1500 a B.P.以來的某個時段[32].SWD2 上界和下界的釋光年齡分別為790±90、1160±210 a B.P.，而取自SWD2 中部的年齡為860±60 a B.P.，但由于釋光樣品采樣鋼管直徑為5 cm，故采集于SWD 界線之上樣品的OSL年齡值會比真實古洪水SWD 發(fā)生年齡偏小，界線之下樣品OSL年齡值則相對偏大.由此，SWD2 的發(fā)生年代可較為準確地判定為1000-900 a B.P.之間，即這期古洪水為北宋后期發(fā)生的洪水事件.根據(jù)前人對于歷史文獻的整理研究，也肯定了這是我國歷史上一個主要的氣候惡化轉折、洪水頻發(fā)的時期[31].

4 古洪水水文學研究

在確定了古洪水事件之后，洪峰水位的恢復主要依賴于古洪水滯流沉積層所在位置的高程關系.楊達源和謝悅波教授等[5，10]認為古洪水滯流沉積層尖滅點高程，可以很好地指示古洪水的洪峰水位，其誤差較小.經過野外觀察，該段河槽為基巖，河道順直穩(wěn)定，在全新世并未發(fā)生明顯變化，根據(jù)國內外關于古洪水研究的基本原理，即利用古洪水水文學方法恢復全新世古洪水洪峰水位和洪峰流量的地貌學依據(jù)是，全新世一萬年以來基巖河槽受到河流下切造成的不同時期河床比降變化非常小，在計算時幾乎不予考慮[4，6].故根據(jù)漢江上游安康東段LSC 地點沉積記錄，結合漢江河槽水文特點，選擇A-A 斷面作為全新世之前晚冰期的古洪水事件的水文恢復斷面，B-B 斷面作為全新世晚期北宋后期古洪水事件的水文恢復斷面(圖2).這兩個斷面的形態(tài)和各種水位高程關系見圖6.對于河槽斷面形態(tài)測量觀察獲得有關水文參數(shù)見表2.

圖6 漢江上游立石村段(LSC)古洪水A-A(a)和B-B(b)過流斷面圖Fig.6 Cross-section A-A (a)and B-B (b)palaeoflood at the LSC site in the upper reaches of the Hanjiang River

當古洪水洪峰水位確定之后，古洪水洪峰流量的計算，則基本類似于歷史調查洪水推求洪峰流量，故其計算方法較多.根據(jù)本文選擇的斷面河槽和參數(shù)特點，采用最常用的面積-比降法來計算恢復古洪水洪峰流量[32]，計算公式為:

式中，Q 為洪峰流量(m3/s)，n 為河道糙率系數(shù)，A 為過水面積(m2)，R 為水力半徑(m)，S 為水面比降.

在本研究中水面比降S 以河床比降代替，在野外先用高精度GPS 配合紅外測距儀實地測量，然后結合1∶10000地形圖中水面高程點進行校正，確定漢江上游安康東段的比降為1.1‰.許多研究表明，河道糙率的選擇對洪水洪峰流量計算的誤差影響較大，糙率系數(shù)變化0.005 可導致推算的流量值相差25%.這足見糙率系數(shù)選擇準確十分重要[8，10，33].漢江上游在全新世時期的基巖河槽變化很小，結合該河段的地表特征:河岸兩則為基巖，河底為沙卵石組成，間有大漂石，底坡尚均勻，床面不太平整，根據(jù)《水力學》中糙率表所描述天然河道的特征和標準，糙率n 中值選取0.035.并上下浮動0.001 計算作為參考體系[34].

根據(jù)以上計算公式及其在研究河段確定的相關水文參數(shù)，結合兩期古洪水的水位和行洪斷面面積等，推算出相應的古洪水洪峰流量(表2)，結果可知漢江上游安康東段在萬年尺度特大洪水的洪峰流量介于35970 ～47400 m3/s 之間.

在同一河段調查得到的2010年7月18日大洪水的洪痕水位，我們采用同樣的方法和參數(shù)，推算出其洪峰流量為22680 m3/s，與實測洪峰流量誤差為4.52%，這表明對古洪水水文恢復計算的結果可靠(表2).

表2 漢江上游立石村(LSC)河段全新世古洪水和現(xiàn)代洪水水文恢復計算成果Tab.2 Results of palaeoflood and modern flood hydrological reconstruction in the LSC reach in the upper reaches of the Hanjiang River

有了古洪水水文學研究成果，就可以結合漢江安康水文站歷史洪水和實測洪水數(shù)據(jù)，進一步分析萬年尺度洪峰流量與頻率關系.本文采用“含有特大值的不完整序列頻率分析”方法[10，32]，作出漢江上游安康東段萬年尺度洪峰流量與頻率關系圖(圖7).這就使得漢江上游百年一遇，千年一遇、萬年一遇洪水洪峰流量的推求，由外延法轉變?yōu)閮炔宸?，從而能夠獲得比較準確的基礎性數(shù)據(jù).這就從根本上保證了漢江上游各類水利樞紐、交通和防洪工程的洪水設計更加可靠.

圖7 漢江上游安康東段萬年尺度洪水洪峰流量與頻率曲線Fig.7 Flood peak discharge-frequency relationship established with a combination of gauged flood，historical flood and palaeoflood data in the Ankang east section in the upper reaches of the Hanjiang River

5 討論與結論

沿河谷不同地貌位置分布的古洪水滯流沉積物，是古洪水事件的地質記錄，也是古洪水水文學研究的基本依據(jù).在對漢江上游進行了深入廣泛的野外考察研究后，在安康東段河谷發(fā)現(xiàn)晚冰期和全新世沉積剖面，從中鑒別出兩組古洪水滯流沉積層.LSC-A 剖面所記錄的古洪水滯流沉積物(SWD1)夾在馬蘭黃土層之中(圖3)，由于馬蘭黃土L1 頂界在11500 a B.P.左右，且根據(jù)沿漢江上游多個地點地層對比分析，認為該期古洪水發(fā)生在20600-11500 a B.P.的某一時段[21]，且結合SWD1 的OSL年齡13150-12270 a，認為 SWD1 記錄的古洪水事件發(fā)生在晚冰期BL+AL 向著YD 突變轉折的階段.該階段國際公認年代為12500 a B.P..此時的全球性氣候突變，致使?jié)h江上游發(fā)生暴雨洪水事件.在貴州荔波董歌洞D4 石筍記錄YD(新仙女木)事件得到明顯的揭示，其開始的時間為12800 a B.P.，結束于11580 a B.P.，降溫幅度較大.15000-11300 a B.P.為末次冰盛期過后急速變暖而后又回返變冷的第一個旋回[35].從約12900 a B.P.開始，長白山西麓哈尼泥炭層和南極冰芯GISP2 當中的δ18O 值都突然明顯減小，指示末次冰消期中最著名的變冷事件——YD 事件的來臨.YD 變冷事件延續(xù)了約300 a 后，在約12600 a B.P.時達到最低值，這也可能是過去14200年中的最冷值.在這之后，長白山西麓哈尼泥炭層和南極冰芯GISP2 當中的δ18O 值都逐漸增加，在約12000 a B.P.時達到一個峰值.長白山西麓哈尼泥炭層δ18O 記錄表明，繼YD 事件結束，δ18O 突然短暫地增大后，δ18O 再次突然減小[36].青海湖16000 a 以來的花粉記錄顯示，13000-10400 a B.P.氣候總體特征為溫涼偏濕，但波動較明顯，期間經歷了兩次相對的冷暖交替，兩次暖期出現(xiàn)的時段為13000-12000 和11600-11000 a B.P.之間，分別相當于歐洲的博令(Bolling)暖期和阿勒羅得(Allerod)暖期;兩次冷期出現(xiàn)的時段為12000-11600 和11000-10400 a B.P.，分別相當于歐洲的中仙女木期(older dryas)和新仙女木期[37].在漢江上游南部神農架地區(qū)大九湖的孢粉記錄，也表明該區(qū)域晚冰期及其向全新世過度時期氣候冷暖波動頻繁[30]，故而容易引發(fā)暴雨洪水災害.在對南太平洋島嶼的珊瑚研究中發(fā)現(xiàn)，14C 在12300 a B.P.左右開始出現(xiàn)大幅度減少，這與從北半球記錄中觀察到的YD 氣候事件幾乎是一致的[38].從樹木年輪和珊瑚記錄的14C 在新仙女木開始時大量增加，而后在12200 a B.P.的間斷期有大的波動，此波動與14C 記錄的“老仙女木”冷事件吻合[39].所以在世界各地，結合石筍、泥炭、孢粉、冰芯等高分辨率研究結果，都可以證明晚冰期BL +AL 向著YD 轉折時是一個氣候嚴重惡化轉折期，此時氣候異常波動不穩(wěn)定，容易發(fā)生洪水災害.

在安康東段SWD2 出現(xiàn)在發(fā)育良好的現(xiàn)代表土層底部.根據(jù)OSL 測年技術確定其所記錄的古洪水事件發(fā)生在1000 ～900 a(1000-1100 AD)，即北宋后期，此時氣候狀態(tài)很不穩(wěn)定，容易產生嚴重的干旱和暴雨洪水災害.北宋初年到南宋中葉的100 a 出現(xiàn)了第一次明顯的降溫;南宋中葉到元朝初年(1200-1300 AD)有一個短暫的回暖期[40].在對北宋的歷史研究中發(fā)現(xiàn)，在整個北宋的168 a 中，以20 或者40 a 為時間單位來統(tǒng)計和分析，皆可發(fā)現(xiàn)北宋時期氣候極不穩(wěn)定，暖、冷周期的交替變化表現(xiàn)得相當明顯[31].通過對荔波董哥洞石筍進行的高精度測年和碳、氧同位素分析，發(fā)現(xiàn)1080-680 a B.P.為降溫期，氣溫再次下降，顯示東亞冬季風再次增強，但降水相對增大，表現(xiàn)為寒冷濕潤的氣候期，是氣候變化的關鍵轉折時期[41].對近2600 a 來內蒙古居延海湖泊沉積物研究發(fā)現(xiàn)，1600-650 a B.P.期間氣候暖濕，中間的冷暖波動變化很明顯，反映為暖干-冷濕交替[42].青藏高原黃龍洞石筍HL021 的δ18O 值，在826-1550 AD 振蕩，由負值階段逐漸偏正，表明季風在此期間很不穩(wěn)定，變率較大，故而導致氣候不穩(wěn)定.萬象洞石筍WX42δ18O 值記錄顯示在800-1100 AD 之間存在著幾次大的波動，氣候變化不穩(wěn)定.隴南萬象洞石筍和印度Dandak 洞的石筍記錄一致反映了在中世紀暖期初期(950-1150 AD)氣候很不穩(wěn)定，石筍δ18O 值的變化呈現(xiàn)處于先變輕后加重的一個類似正弦曲線的變化，表明當時亞洲季風和降水存在很大的波動[43].北美大平原和中西部地區(qū)的多個湖泊記錄顯示，1000-1300 AD 左右該區(qū)域嚴重干旱事件高度頻發(fā)，同時美國西南部也多次記錄到這一時期的特大洪水事件[44].對墨西哥尤卡坦半島的內流湖研究發(fā)現(xiàn)，800-1000AD 是一個氣候惡化期，這一氣候惡化期正對應于古代瑪雅文明的衰落[45].所以1000 ～900 a(1000-1100 AD)，此時冷暖波動頻繁，氣候狀態(tài)很不穩(wěn)定，容易產生嚴重的干旱和暴雨洪水災害.

實驗室對沉積樣品的分析測試，進一步確定了我們在野外考察中對古洪水沉積物性質的觀察判斷.粒度成分特征是鑒別古洪水滯流沉積物的重要標志.河流古洪水滯流沉積物是在接近靜水環(huán)境下由懸移質沉積形成.所以通過對安康東段古洪水SWD 的沉積學分析，證明它們是最典型的古洪水滯流沉積物，以粗粉砂或者細砂為主，細粉砂和黏土含量很低.其在沉積學分類上確定為粉砂質細砂、細砂質粉砂.其粒度分布集中，分選較好，磁化率值較低，與2010年現(xiàn)代洪水滯流沉積物相同.

結合漢江上游峽谷河槽特點，根據(jù)兩期古洪水滯流沉積層的尖滅點高程，確定了安康東段兩個斷面的古洪水洪峰水位.結合野外測量和觀察獲得的相關水文參數(shù)，利用面積-比降法模型，推算出漢江上游萬年尺

度古洪水的洪峰流量介于35970 ～47400 m3/s 之間.同時，根據(jù)調查確定的2010年特大洪水的洪痕水位，采用同樣的方法和參數(shù)恢復計算出其洪峰流量，與安康水文站實測數(shù)據(jù)誤差僅為4.52%.從而證明我們對漢江上游峽谷古洪水洪峰流量計算的方法是合理的，計算結果是可靠的.

依據(jù)本文從沉積學角度推算出的古洪水洪峰流量數(shù)據(jù)，結合歷史洪水調查結果和實測洪水序列，采用含有特大值的不完整序列頻率計算方法，作出了漢江上游安康東段萬年尺度洪峰流量與頻率關系.這就為漢江上游的水利水電、交通工程建設提供了重要的基礎數(shù)據(jù)，同時，對于揭示漢江上游全新世氣候變化和水文變化及其對全球變化的響應規(guī)律具有重要的科學意義.

在以后的研究中我們還將繼續(xù)調查尋找完整連續(xù)的全新世沉積物剖面，識別漢江古洪水SWD 沉積物，結合OSL 測年斷代，準確地揭示漢江上游全新世氣候變化和水文變化的規(guī)律，為揭示全球變化的區(qū)域性影響提供依據(jù).

致謝:感謝龐獎勵、查小春、周亞利等老師在野外考察中的指導以及周亮在OSL 測年中的幫助.

[1]謝悅波，姜紅濤.古洪水研究:挖掘河流大洪水的編年史.南京大學學報:自然科學版，2001，37(3):390-395.

[2]Sridhar A.A mid-late Holocene flood record from the alluvial reach of the Mahi River，Western India.Catena，2007，70:330-339.

[3]Gerardo B，Sopc?a A，Sánchez-Moya Y et al.Palaeoflood record of the Tagus River(Central Spain)during the Late Pleistocene and Holocene.Quaternary Science Reviews，2003，22:1737-1756.

[4]Baker VR.Palaeoflood hydrology in a global context.Catena，2006，66:161-168.

[5]謝悅波，費宇紅，沈起鵬.古洪水平流沉積與水位.地球學報，2001，22(4):320-323.

[6]Benito G，Thorndycraft VR，Rico M et al.Palaeoflood and floodplain records from Spain:Evidence for long-term climate variability and environmental changes.Geomorphology，2008，101:68-77.

[7]謝悅波，楊達源.古洪水平流沉積基本特征.河海大學學報，1998，26(6):6-11.

[8]謝悅波，張素亭，畢東生.古洪水行洪斷面面積的估算.河海大學學報，1999，27(5):8-11.

[9]謝悅波，王文輝，王 平.古洪水平流沉積粒度特征.水文，2000，20(4):18-20.

[10]詹道江，謝悅波.古洪水研究.北京:中國水利水電出版社，2001:1-83.

[11]Huang CC，Pang JL，Zha XC et al.Extraordinary floods of 4100-4000 a BP recorded at the Late Neolithic ruins in the Jinghe River gorges，middle reach of the Yellow River，China.Palaeogeography，Palaeoclimatology，Palaeoecology，2010，289(3):1-9.

[12]Huang CC，Jia YF，Pang JL et al.Holocene colluviation and its implications for tracing human-inducesoil erosion and redeposition on the piedmont loess lands of the Qinling Mountains，northern China.Geoderma，2001，36:838-851.

[13]Huang CC，Pang JL，Zha XC et al.Extraordinary floods related to the climatic event at 4200 a BP on the Qishuihe River，middle reaches of the Yellow River，China.Quaternary Science Reviews，2011，30:460-468.

[14]萬紅蓮，黃春長，龐獎勵等.渭河寶雞峽全新世特大洪水水文學研究.第四紀研究，2010，30(2):430-440.

[15]葛本偉，黃春長，周亞利等.龍山文化末期涇河特大洪水事件光釋光測年研究.第四紀研究，2010，30(2):422-429.

[16]李曉剛，黃春長，龐獎勵等.黃河壺口段全新世古洪水事件及其水文學研究.地理學報，2010，65(11):1371-1380.

[17]黃春長，龐獎勵，周亞利等.黃河流域關中盆地史前大洪水研究——以周原漆水河谷地為例.中國科學:地球科學，2011，41(11):1658-1669.

[18]李幼木.漢江安康流域洪水規(guī)律分析及水庫對安康城區(qū)的防洪作用.陜西電力，2007，35(10):37-40.

[19]雷祥義，岳樂平，王建琪等.秦嶺鳳州黃土磁學特征及其古氣候意義.科學通報，1998，43(14):1537-1540.

[20]LuHY，Zhang HY，Wang SJ et al.Multiphase timing of hominin occupations and the paleoenvironment in Luonan Basin，Central China.Quaternary Research，2011，76:142-147.

[21]龐獎勵，黃春長，周亞利等.漢江上游谷地全新世風成黃土及其成壤改造特征.地理學報，2011，66(11):1562-1573.

[22]劉東生.黃土與環(huán)境.北京:科學出版社，1985:62-81.

[23]任明達，王乃梁.現(xiàn)代沉積環(huán)境概論.北京:科學出版社，1981:8-26.

[24]An ZS，Kukla GJ，Porter SC.Magnetic susceptibility evidence of monsoon variation on the Loess Plateau of central China during the last 130，000 years.Quaternary Research，1991，36(1):29-36.

[25]劉秀銘，劉東生，Heller F 等.中國黃土磁化率與第四紀古氣候研究.地質科學(增刊)，1992，12:279-285.

[26]劉秀銘，劉東生，Shaw J 等.中國黃土磁性礦物特征及其古氣候意義.第四紀研究，1993，13(3):281-287.

[27]鹿化煜，安芷生.洛川黃土記錄的最近2500ka 東亞冬夏季風變化周期.地質評論，1998，44(5):553-558.

[28]鹿化煜，安芷生.洛川黃土粒度組成的古氣候意義.科學通報，1997，42(1):66-69.

[29]黃春長.環(huán)境變遷.北京:科學出版社，1998:15-200.

[30]朱 誠，馬春梅，張文卿等.神農架大九湖15.753kaB.P.以來的孢粉記錄和環(huán)境演變.第四紀研究，2006，26(5):814-826.

[31]張全明.論北宋開封地區(qū)的氣候變遷及其特點.史學月刊，2007，(1):98-108.

[32]史輔成，易元俊，慕 平.黃河歷史洪水調查、考證和研究.鄭州:黃河水利出版社，2002:81-123.

[33]McManus J.Grain size determination and interpretation.In:Tucker M ed.Techniques in sedimentology.Oxford:Blackwell，1988:63-85.

[34]武漢水利電力學院水力學教研室.水力學.北京:高等教育出版社，1986:335-336.

[35]覃嘉銘，袁道光，程 海等.新仙女木及全新世早中期氣候突變事件:貴州茂蘭石筍氧同位素記錄.中國科學:D輯:地球科學，2004，34(1):69-74.

[36]洪 冰，劉叢強，林慶華等.哈尼泥炭δ18O 記錄的過去14000年溫度演變.中國科學，2009，39(5):626-637.

[37]劉興起，沈 吉，王蘇民等.青海湖16ka 以來的花粉記錄及其古氣候古環(huán)境演化.科學通報，2002，47(17):1351-1355.

[38]Donahue DJ.Radiocarbon analysis by accelerator mass spectrometry.International Journal of Mass Spectrometry and Ion Processes，1995，143:235-245.

[39]Jull AJT，Burr GS，McHargue LR et al.New frontiers in dating of geological，paleoclimatic andanthropological applications using accelerator massspectrometric measurements of14C and10Be in diverse samples.Global and Planetary Change，2004，41:309-323.

[40]王會昌.2000年來中國北方游牧民族南遷與氣候變化.地理科學，1996，16(8):274-279.

[41]張美良，程 海，林玉石等.貴州荔波地區(qū)2000年來石筍高分辨率的氣候記錄.沉積學報，2006，24(3):339-348.

[42]瞿文川，吳瑞金，王蘇民等.近2600年來內蒙古居延海湖泊沉積物的色素含量及環(huán)境意義.沉積學報，2000，18(1):13-17.

[43]楊勛林.青藏高原東部近1200年來高分辨率洞穴石筍δ18O 記錄[學位論文].蘭州:蘭州大學，2007.

[44]Laird KR，F(xiàn)ritz SC，Cumming BF.A diatom-based reconstruction of drought intensity，duration，and frequency from Moon Lake，North Dakota:a sub-decadal record of the last 2300 years.Journal of Paleolimnology，1998，19:161-179.

[45]Hodell DA，Curtis JH，Brenner M et al.Possible role of climate in the collapse of Classic Maya civilization.Nature，1995，375:391-394.