臨汾盆地黃土粒度分布的端元模型研究

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(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，西寧 810008 3.中國(guó)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(yùn)方式和物質(zhì)來源的重要指標(biāo)，被廣泛地運(yùn)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(duì)中國(guó)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(qiáng)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(yùn)動(dòng)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(jí)對(duì)環(huán)境變化的敏感程度是不同的，因此環(huán)境敏感粒級(jí)的提取對(duì)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(jí)-標(biāo)準(zhǔn)偏差和主成分分析等，端元模型對(duì)黃土高原粒度數(shù)據(jù)進(jìn)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(guó)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(jī)質(zhì)等指標(biāo)對(duì)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(duì)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(duì)沉積環(huán)境有詳細(xì)了解，而端元分析模型是識(shí)別多組分沉積物來源和查明搬運(yùn)方式的有效工具，在古環(huán)境重建中得到廣泛的應(yīng)用。對(duì)此，本文選擇臨汾盆地丁村剖面黃土-古土壤序列為研究對(duì)象進(jìn)行工作，通過對(duì)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(duì)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(jìn)行對(duì)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(tái)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(shí)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(yùn)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(duì)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(duì)象，命名為丁村剖面。剖面位于汾河三級(jí)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(jìn)行樣品的采集，一直采集到S1底部，共采集了310個(gè)樣品，所采剖面總厚度約620 cm。同時(shí)使用長(zhǎng)40 cm，直徑4.5 cm的不銹鋼管進(jìn)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(cè)試方法

2.2.1 粒度測(cè)試方法

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

2.2.2 OSL測(cè)試方法

OSL樣品在青海師范大學(xué)光釋光年代學(xué)室測(cè)定，使用Ris? TL/OSL-DA-20-C/D型熱/光釋光儀進(jìn)行測(cè)試（具體步驟見參考文獻(xiàn)[21]），選擇180～250 μm粒級(jí)組分的粗顆粒鉀長(zhǎng)石為測(cè)年物質(zhì)，采用富鉀長(zhǎng)石pIRIR法[22-23]，對(duì)鉀長(zhǎng)石進(jìn)行多次IR激發(fā)的同時(shí)增加樣品的測(cè)量溫度可以將沒有異常衰減的IRSL信號(hào)分離出來，每一個(gè)測(cè)量溫度下產(chǎn)生的IRSL信號(hào)可以獲得一個(gè)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(dòng)力機(jī)制分選出來的，通過對(duì)粒度數(shù)據(jù)進(jìn)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(duì)單個(gè)樣品進(jìn)行擬合，設(shè)定最佳參數(shù)，以達(dá)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(dòng)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(duì)整體樣品進(jìn)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(gè)數(shù)據(jù)并根據(jù)可能的動(dòng)力來源進(jìn)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(gè)峰值形狀，與曲線擬合方法的結(jié)果有些不同，對(duì)動(dòng)力來源的解釋存在困難。對(duì)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(jìn)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(yùn)或改造動(dòng)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(jì)學(xué)意義上對(duì)各不同端元組分進(jìn)行鑒別，Paterson等[17]在此基礎(chǔ)上基于MATLAB軟件進(jìn)行了改良，使用參數(shù)組分分離方法對(duì)單個(gè)樣品進(jìn)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(gè)準(zhǔn)確的OSL數(shù)據(jù)為控制點(diǎn)，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(gè)階段。通過野外觀察與測(cè)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(duì)臨汾盆地黃土-古土壤進(jìn)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(yùn)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(jìn)行參數(shù)化和非參數(shù)化分析，然后通過對(duì)線性相關(guān)和角度離差進(jìn)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(gè)附加位置參數(shù)的Gen.Weibull分布函數(shù)來進(jìn)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(gè)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(shí)，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(jìn)行形狀擬合時(shí)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(shí)擬合結(jié)果越理想；端元相關(guān)度，是分解得到的每個(gè)端元之間的相關(guān)度，相關(guān)度越高各個(gè)端元之間的分布有較高的重合，說明其獨(dú)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(gè)端元對(duì)丁村剖面粒度數(shù)據(jù)進(jìn)行端元反演。

4.2.2 端元組分分析

通過端元模型對(duì)臨汾盆地丁村剖面黃土粒度進(jìn)行分析，反演得出了3個(gè)端元粒度頻率分布曲線圖（圖5），將3個(gè)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(shí)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(shí)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(shí)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(gè)端元含量變化圖中可以看出（圖5），EM1的含量變化在3個(gè)端元中相對(duì)較為平緩，冷暖波動(dòng)不明顯，整體曲線沒有明顯的變化趨勢(shì)；EM2含量變化也有比較大的波動(dòng)，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(dòng)。

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(zhǎng)距離搬運(yùn)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(shí)黃土沉積后，因?yàn)橐幌盗械某扇里L(fēng)化過程也會(huì)對(duì)幾微米以下的粒徑產(chǎn)生影響[30-31]；與中國(guó)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(cè)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(qiáng)（R2=0.492）（圖6），根據(jù)大氣動(dòng)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(yùn)到距離地面幾千米的高空，它們長(zhǎng)期漂浮在高空大氣中，在風(fēng)力減小時(shí)降落到全球任一地方沉積[33]；而且Vriend等[34]對(duì)黃土高原地區(qū)多個(gè)剖面進(jìn)行研究，對(duì)黃土粒度運(yùn)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(yùn)的，稱之為遠(yuǎn)源端元；王兆奪等[13]對(duì)長(zhǎng)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(yùn)動(dòng)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(yùn)的遠(yuǎn)源粉塵?；谏鲜鲅芯浚茰y(cè)EM2可能代表的是高空西風(fēng)搬運(yùn)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(yùn)動(dòng)，一般在大氣中的運(yùn)動(dòng)范圍只有幾百米的距離，待風(fēng)力減小時(shí)降落到地面上，大于30 μm的顆粒物質(zhì)在較強(qiáng)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(yùn)的方式主要是短時(shí)間的近地面懸移；孫東懷在對(duì)黃土高原粒度組分的研究中[31]，通過計(jì)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(yùn)距離近，為低空搬運(yùn)；在Prins等[36]對(duì)黃土高原多個(gè)剖面的研究中，把粗粒組分劃分為兩個(gè)端元，一個(gè)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(yùn)，認(rèn)為可以反映冬季風(fēng)的變化情況，另一個(gè)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(cè)EM3可以反映冬季風(fēng)的變化情況，可能代表的是較強(qiáng)的冬季風(fēng)所搬運(yùn)的近源沉積物以及冬季短時(shí)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(duì)比（如圖7），對(duì)末次間冰期以來氣候演化特征進(jìn)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(qiáng)，沉積物主要由冬季風(fēng)帶來，對(duì)應(yīng)于MIS6晚期。

128.8～75 ka（570～420 cm），對(duì)應(yīng)于 MIS5，磁化率和頻率磁化率在該階段急劇增高，在整個(gè)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(qiáng)，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(rùn)時(shí)期。深海氧同位素在該階段分為a、b、c、d、e五個(gè)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(shì)，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(dòng)，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(duì)較低，加上后期強(qiáng)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(duì)應(yīng)于 MIS4，磁化率和頻率磁化率在該階段急劇降低，在整個(gè)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(qiáng)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(shí)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(duì)應(yīng)關(guān)系還有待進(jìn)一步研究。

57～25 ka(190～60 cm)，對(duì)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(shì)，但是該區(qū)域的冷暖變化趨勢(shì)比深海氧同位素大，可能與東亞冬季風(fēng)強(qiáng)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(duì)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(duì)應(yīng)于MIS2早期。

臨汾盆地黃土沉積物各指標(biāo)波動(dòng)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(gè)階段的內(nèi)部波動(dòng)上又表現(xiàn)出一定的區(qū)域特征，對(duì)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(duì)臨汾盆地黃土粒度進(jìn)行參數(shù)化端元模型反演得出了3個(gè)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(yùn)的遠(yuǎn)源沉積物；EM3可能代表的是較強(qiáng)的冬季風(fēng)所搬運(yùn)的近源沉積物以及冬季短時(shí)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(duì)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(gè)階段的內(nèi)部波動(dòng)上又表現(xiàn)出一定的區(qū)域特征。