白洋淀漕河全新世早期古洪水事件的沉积特征及气候背景

王燕校，王 永，姚培毅，田 飞，袁路朋，叶梦旎

(中国地质科学院 地质研究所, 北京 100037)

我国是世界上洪水灾害频发且影响范围较广泛的国家之一(李炳元等，1996； 朱晓华，1999)。近几十年来，我国北方地区极端天气频发，如发生在1963年8月(朱晓华，1999)、1998年8月(徐霞等，2000) 和2012年7月(Zhouetal.，2013)等的洪灾造成了巨大的生命和财产损失。由于洪水的突发性和严重性，对洪水过程和规律的研究十分重要。国外学者对古洪水进行了大量研究，并在沉积特征、水文重建及年代框架等方面取得了一系列的研究成果(Baker，1987； Thorndycraft and Benito，2006a，2006b)，并发现古洪水事件与气候变化的敏感性具有一定的联系 (Elyetal.，1993； Knox，2000； Benitoetal.，2003a，2003b )。通过对古洪水事件进行研究，可以将全球气候变化与河流系统中的极端事件建立长期尺度联系(Huangetal.，2010)。20世纪80年代开始，我国学者陆续在长江、黄河和淮河流域及其支流的基岩峡谷河段开展了基于滞流沉积物的古洪水研究，并取得了一系列的研究成果(Huangetal.，2002a，2002b，2010； Guoetal.，2018； 李晓刚等,2020)。然而由于受地形地貌及沉积过程的控制，在冲积平原的河流沉积中不易保存和识别滞流沉积物，因而难以确定洪水的年代和期次。

华北平原由多条河流的洪水、河道变化和长期淤积形成(Xuetal.，1996)，全新世以来的古河道分布密集 (吴忱等，1986； Wuetal.，1996b； 赵红梅等，2021)。近年来在北京平原、河北平原古大泽开展了全新世古洪水的识别及气候演化过程研究，仍存在不同的认识(张义丰，1984； 袁宝印等，2002)。白洋淀位于华北平原中部，入淀河流主要发源于太行山区，河流汇水速度快，洪水事件频发(吴忱等，1986； Xuetal.，1996)，是研究古洪水的理想场所。但由于器测资料时间的局限性，全新世以来长时间尺度古洪水事件的记录还没有建立。一定区域内洪水资料的缺乏，制约了对不同时期和不同流域洪水事件发育过程及其演化规律的认识。更多剖面的沉积记录将扩展古洪水事件的时空范围，提高对古洪水过程及机制的认识(Halletal.，2014； Merzetal.，2014； 张鹏等，2020)。笔者在白洋淀漕河流域进行地貌及第四纪地质调查时，于安新县李迪城村(N 38°53′42.52″，E 115°44′33.19″)发现了全新世早期古洪水沉积记录，为白洋淀的古洪水事件研究提供了良好的材料。本文选定漕河古河道北岸出露的李迪城村剖面，综合沉积特征、AMS14C年代学及沉积物环境指标，初步厘定了古洪水的起讫时间及发生期次，并对古洪水发生的气候背景进行了探讨。古洪水事件的识别和期次的划分，可为重建白洋淀地区长时间尺度的洪水序列、揭示古洪水的历史过程及发生规律提供资料，从而为白洋淀流域工程建设及防洪减灾提供科学依据。

1 研究区域概况

白洋淀位于雄安新区境内，是保定市和沧州市交界的143个大小淀泊的总称。白洋淀处在华北平原中部，总面积366 km2，平均年蓄水量13.2×108m3，是大清河中游的天然调蓄湖泊(图1)。它主要接纳瀑河、唐河、漕河、潴龙河等9条较大的河流入湖，上游水源来自太行山，后经赵王新河，汇入大清河。研究区气候属暖温带大陆性季风气候，降水集中在夏季，年均温12.1℃，年平均降水量在547 mm(Wuetal.，1996a，1996b)。白洋淀的形态轮廓和沉积特征受新生代以来的差异性断陷下沉的影响(何乃华等，1994)。白洋淀为太行山东麓的永定河冲积扇与滹沱河冲积扇相夹持的低洼地带，这种浅盘式的湖泊洼地，使得其积水少而浅，大水成灾，小水淀干(Wuetal.，1996a，1996b)。漕河是白洋淀的主要入淀河流之一，属海河流域大清河的南支流(图1a)，发源于保定市易县境内太行山脉的五回岭，原为徐河的支流，在漕河镇汇入徐水，始称漕河，后改流汇入府河，入藻苲淀(属白洋淀)，全长120 km，流域面积800 km2，常年流量15～40 m3/s，年输沙量8.16×104t(王成俊, 1960)(1)王成俊. 1960. 漕河中游龙门水库工程地质勘测报告. 河北省地质局水文队.。

图 1 白洋淀流域水文概况图(a)和李迪城剖面古河道遥感影像图(b)

2 剖面描述

野外详细考察了白洋淀入淀河流的多个河段，在安新县李迪城村的漕河古河道边发现了出露较好的沉积剖面。该剖面(38°53′42.52″N，115°44′33.19″E)位于李迪城村东南1 km、漕河李迪城村河段的北岸1.2 km(图1b)，为人工开挖的取土大坑。剖面厚度达535 cm，根据沉积物颜色、粒度、结构构造等特点，可自下而上可划分为16层(图2)。剖面全貌见图3a。

剖面底部(1层)： 褐色粉砂。厚30 cm。

剖面下段(2～9层)： 黑灰、灰色粉砂-砂，分选较差，其中第2层与下伏沉积存在水流冲刷形成的侵蚀面，沉积体的形态呈透镜状，泥砾、炭屑、双壳类与灰黑色的含黏土粉砂层混杂(图3e)，发育小型交错层理(图3f)； 2～4层发育不等厚的黑灰色粉砂-细砂与薄层黄色粉砂互层，含泥砾； 第5层发育黄色细砂-粉砂层； 第6～7层发育厚层砂，粒度向上由细砂-粉砂过渡为细砂； 第7层中含许多大小不一且定向排列的古树(图3b)，6～7层顶部有炭屑分布(图3c)； 8层含破碎的丽蚌碎片。厚285 cm。

剖面中段(10～11层)： 黑褐色的粉细砂-含黏土粉砂，10层顶部及11层含螺。厚60 cm。

剖面上段(12～16层)： 黄褐色含黏土粉砂到细砂-粉砂的旋回，第12层为褐黄色粉砂-细砂，含螺和钙质结核。厚160 cm。

古树产出于剖面中下部的灰色细砂层(图3b)，埋藏深度为295～365 cm。古树产出以树干为主，枝干顶端尖锐，横截面较破碎，树干直径大小不等，其中已发现直径最大约38 cm，最小2 cm左右，呈NE-SW方向分布。

在剖面底部505 cm处，双壳类集中分布，对清理出的一个70 cm × 90 cm贝壳分布面进行的定向统计结果(图3d)显示，双壳类大体分布在SW-NE方向，背部朝上，且多呈平铺状，由此判断双壳类被洪水搬运至此，集中埋藏，而非其原始生活状态。

图 2 漕河下游李迪城村剖面柱状图

图 3 李迪城村剖面主要沉积特征

3 分析仪器及方法

对剖面以5 cm间隔连续采集样品共107件进行粒度分析。在测试前对粒度样品进行预处理，流程为： 先加入10 mL 10%浓度的H2O2，反应8 h以去除样品中的有机质； 加入10 mL 10%浓度的 HCl，反应8 h以去除CaCO3； 使用去离子水对加酸样品进行反复漂洗直至其呈中性状态； 在测试前加入适量的(NaPO3)6并使用超声震荡仪震荡样品15 min使样品充分分散； 对于一些有机质含量较高的样品，使用30%浓度的H2O2并同时对样品进行加热以完全去除其有机质。粒度测试于中国地质科学院地质研究所进行，测试仪器为英国Malvern公司生产的Mastersizer 2000型激光粒度仪，测试范围为0.02～2 000 μm，重复测量误差小于1%。

AMS14C样品委托Beta Analytic公司(美国佛罗里达州迈阿密)进行测试，年龄采用 IntCal 20 曲线(Reimer，2020)校正后获得 2σ 日历年龄范围，并以均值加减误差的方式近似地作为该区间的日历年龄值。

4 结果分析

4.1 粒度特征

参照Udden-Wentworth(Wentworth，1922)粒度分级标准，将沉积物粒度分为中粗砂(>250 μm)、细砂(125～250 μm)、极细砂(62.5～125 μm)、粉砂(3.9～62.5 μm)和黏土(<3.9 μm)5级。利用粒度分布和统计软件(Blott and Pye，2010)计算出平均粒径(Md)、标准偏差(σ)、偏度(SK)、尖度(K)等主要粒度参数。计算结果表明，李迪城村剖面粒度组分中，砂和粉砂含量变化较大，含量范围分别为2.54%～77.50%和23.23%～90.27%，平均含量分别为34.34%和62.22%； 黏土组分含量最少(0.16%～20.52%)，平均含量仅为6.11%。该剖面中值粒径为8.67～152.61 μm，属粗粉砂。标准偏差介于0.48～2.12之间，平均值为1.54，分选较差。偏度介于-0.07～ -0.49之间，平均值为0.25，正偏，细粒组分稍多。峰度介于0.74～1.83之间，平均值为1.16，属中等峰度。

该剖面沉积物的粒度频率分布曲线如图4所示。剖面底部(1层)的粒度峰值在50 ～60 μm之间，峰宽且缓，呈单峰型。剖面下段(2～9层)245～485 cm厚度部分，粒度频率分布曲线峰值在70 μm左右，次高峰在200～300 μm之间，峰值宽且缓，呈双峰型； 485～505 cm厚度部分峰值在100 μm左右，次高峰在200～300 μm之间，呈双峰型。剖面中段(10～11层)粒度频率峰值在50 μm左右，峰宽且缓，呈单峰型。剖面上段(12～16层)粒度频率峰值在50～70 μm之间，呈单峰型。

图 4 李迪城村剖面的粒度特征

4.2 剖面的年代

李迪城村剖面共测试了4个AMS14C年龄样品，结果如表1所示。

剖面底部LDC81和LDC101号样品为古树和植物碎屑，不受碳库效应影响(Wilhelmetal.，2013)，获得的9 447～9 227、9 679～9 544 a BP的AMS14C年龄较为可靠。剖面上部地层中零星含有一些贝壳，但多已破碎，为再搬运沉积。白洋淀其他剖面一些贝壳的14C测年结果表明，大多数年龄偏年轻(Nietal.，2021)，可能受水体和大气14C放射性碳不平衡的影响(Goldsmithetal.，2017)。因同层位缺少炭屑等其他测年材料，因此剖面上部地层使用沉积物全样LDC38和LDC46进行测年。但是由于沉积物有机碳来源比较复杂，可能受到老碳的影响而存在碳库效应，使得测年结果偏老。虽然该剖面目前没有其他测年方法和材料进行碳库校正，但从测年结果看，年龄没有发生倒置，与地层层序较一致，因此认为得到的AMS14C年龄数据较可靠，该剖面1.9 m以下为全新世早期10.8～9.4 ka BP的沉积。

表 1 李迪城村剖面样品的AMS 14C测年数据表

5 讨论

5.1 古洪水事件的确定

古洪水事件一般以沉积物粗粒部分作为识别的标志(Toonenetal.，2015； Wilhelmetal.，2019； 张跞颖等，2019)。砂含量、黏土/粉砂值及中值粒径可以反映沉积物中粗粒组分的相对含量(李长安等，2004； 刘祥奇等，2020)，Q90(粒度累积含量大于90%的组分)可以指示携带沉积物的数量和粒度大小从而反映水动力变化(Campbell，1998； Parrisetal.，2010)，常作为识别古洪水事件的主要指标。同时，随着洪水的发生，由于水动力条件变化，一些特殊的沉积现象也可代表洪水事件，如河段中出现古树集中埋藏的现象(尤玉柱，1989； 夏正楷等，2002； 赵得爱等，2010)，河道发生侧向迁移、改道和下蚀形成侵蚀冲刷面(姚鲁烽，1991)等。

李迪城村剖面位于漕河下游平原区，由于地形坡度较小，流速相对较慢，沉积物组成以中细砂、粉砂、黏土为主，洪水事件的识别与期次划分将主要依据沉积层上下界面变化、岩性特征与沉积结构构造的差异来确定。本研究选择Q90、砂含量、黏土/粉砂值及中值粒径作为识别古洪水事件的主要指标，并结合剖面野外沉积特征、粒度组分及参数，在整个剖面中识别出4期古洪水沉积，自下而上分别描述如下(图5)。

古洪水层1(485～505 cm)(图6a 中 A部分)，为黑色含黏土粉砂中泥砾与黑灰色细砂-粉砂混杂，上下层存在明显的冲刷面(图3e)，沉积体呈透镜状，小型交错层理发育(图3f)，沉积动力发生变化。粒度组分显示，该段以细砂为优势组分，中粗砂含量达到最大值接近20%，中值粒径增大(图5)，分选较差，指示水动力条件快速增强。沉积物的粒度频率分布曲线(图4)显示，505 cm层位中粒度频率主峰在100 μm左右，次峰为200～300 μm的粗粒峰，呈双峰型，含量相近，表明河流沉积中水动力环境变化明显(刘祥奇等，2020) 。砂含量、Q90、中值粒径和高黏土/粉砂值，较好地指示了古洪水沉积特征，据此将该段识别为第1期古洪水沉积。

图 5 古洪水识别标志及古洪水层粒度特征

古洪水层2(485～440 cm)(图6a 中B部分)，为黑色粉砂到黄色细砂-粉砂，沉积物中含泥砾，发育交错层理(6b)，上下层均存在明显的冲刷面(图6c)，该阶段粒度参数中细砂组分变化明显(图4)，表现出由粗到细的两次旋回，与野外观察结果较一致。该段的粒度分布曲线(图5)主峰在70 μm左右，并在500 μm处有次高峰，频率分布曲线同样表现出两个沉积旋回； 砂含量、Q90和中值粒径的高值(图5)较好地指示出古洪水沉积特征。根据岩性及冲刷面变化将B段划分两个沉积单元，下层记为B-1，上层为B-2(图6a、6c)。该阶段沉积变化迅速，且存在多个侵蚀冲刷界面，这可能是一次古洪水事件的多个洪峰所致。

古洪水层3(365～295 cm)(图6a 中C部分)，不等厚沉积，呈透镜状，发育细砂、中粗砂。细砂为优势组分，粒度频率分布曲线显示，主峰约70 μm(图4)，中值粒径为高值(图5)。砂含量、Q90、中值粒径和黏土/粉砂值的高值，指示该序列在沉积开始和结束段粒度组分明显较粗，厚度较大(图5)。综合看来，此阶段整体具有沉积速率较快、 水动力条件较强且持续时间长的特征。而且该层出露较多破损的古树(图3b)，这些古树和双壳类化石均呈SW-NE定向排列，这些现象是强水流冲刷堆积的结果。已有研究也指出平原地带河段出现的古树集中埋藏，可能代表一次洪水事件(尤玉柱，1989； 夏正楷等，2002； 赵得爱等，2010)。

古洪水层4(295～245 cm)(图6a 中D部分)，发育灰色细砂，并含大量炭屑； 中值粒径为100 μm左右，达到峰值，为整段粒度最粗的部分，表明其水动力条件显著增加。野外沉积特征及粒度参数较一致地指示该层对应一期古洪水事件。

综上所述，李迪城村剖面共记录了4期古洪水事件，分别位于剖面505、485、365及295 cm处(图6a)。Wilhelm等(2019)根据河流沉积环境和沉积部位将古洪水沉积进一步划分为河道和河道边缘及漫滩两种大类。其中，河道及河道边缘包括垂向加积单元、巨砾堤坝及侧向加积单元； 漫滩包括古河道充填、汇水洼地和滞流沉积(Wilhelmetal.，2013)。区域上，全新世以来永定河流域暴雨洪水频繁出现的标志是地层中分布广泛的洪水泛滥时形成的侵蚀面和淤沙层(姚鲁烽，1991)。在研究区，遥感影像图显示李迪城村剖面位于漕河古河道边缘，代表了河道或河道边缘沉积。该剖面也发育典型的垂向加积单元和透镜状砂体沉积，沉积物粒度较粗，变化范围较大，发育交错层理(图3f、6b)。这些沉积特征指示了河流相的沉积环境，因此本文识别的古洪水事件为河道边缘沉积。古洪水沉积发生在全新世早期，当时白洋淀地区的地形起伏不大(吴忱等，1986)，洪水来临时沉积在汇水洼地，洪水过后，水动力骤减，使得古洪水事件沉积得以保留下来。

古洪水相对强度可以从每个洪水层中最粗的泥沙组分来估算，Q90作为携带沉积物的数量和粒度大小也可指示水动力强度(Campbell，1998； Parrisetal.，2010)。因此，河流沉积物粒度与层厚变化能够指示洪水事件的强度和规模。沉积物粒度粗、厚度大，指示沉积水动力较强，洪水规模大，沉积物粒度细，指示水动力弱。李迪城村剖面记录的古洪水层1～4，沉积物的粒度相对较粗、厚度较大，指示了古洪水事件强度和规模较大。但由于平原区河道大多数为埋藏古河道，缺少河道宽度、水位等相关参数，具体的流量和洪峰值目前仍是研究难点(张鹏等，2020)，还需要进一步的定量计算，本文未进行讨论。

5.2 古洪水发生的气候背景

气候变化是影响水文过程与河流系统的主要因素(Elyetal.，1993； Knox，2000； Guoetal.，2018)。建立不同气候背景下古洪水沉积的时间序列，有助于理解极端降水事件对气候变化的响应 (Benitoetal.，2015)。本文基于洪水沉积物有机质和古树的AMS14C测年方法，厘定了漕河全新世早期古洪水事件的起讫时间。测年结果表明，李迪城村剖面记录了4期古洪水事件，发生在10.8～9.6 ka BP。区域上，李迪城村剖面处于太行山东麓永定河与滹沱河冲积扇相夹峙的低洼地区，上游水源来自太行山，前人根据地层分析指出永定河在早全新世(10～9.5 ka BP)发生过多期暴雨事件(姚鲁烽，1991)。对同时期不同水文状况的地区进行对比分析，发现华北平原内邱、肃宁，黄河中游晋陕峡谷柳林滩段和吉县段，渭河支流石川河以及西北内陆和青藏高原等地区(殷春敏等，2001； 王军等，2010； 李晓刚，2014； 李晓刚等，2014； 刘雯瑾等，2016； Zhongetal.，2018； 王娜等，2020； Chenetal.，2021)(表2)，在11.8～8.5 ka BP期间均有多次古洪水事件记录。该时期处在末次冰消期之后气温和降水量频繁波动的上升时期，上述古洪水事件与李迪城村剖面记录的4期古洪水事件在时间上较为接近，据此推断白洋淀地区全新世早期古洪水沉积记录反映的是全新世气候变暖背景下的极端降水事件。

从高分辨率的三宝洞、莲花洞石笋氧同位素记录(Dongetal.，2010，2018)来看，东亚夏季风(EASM)在11.5～9.5 ka BP逐渐增强(王军等，2010； Wenetal.，2010； Chenetal.，2021)，季风降水的波动增加，极端降水事件与EASM具有一定的相关性。全新世早期太阳辐射加强(Bergerand and Loutre，1991)，全球温度上升，格陵兰岛GRIP冰芯δ18O值记录也指示了全新世早期的气候转暖和冰盖消融(Vintheretal.，2006, 2008, 2009； Rasmussenetal.，2006)。全新世极端降水事件在世界其他河流沉积物中都有记录，如印度恒河盆地中部和德干半岛河流的冲积期分别为9.8～9.0 ka BP和10.8～8.9 ka BP(Kale，2007； Sridharetal.，2013)。Benito等分析了西班牙13条河流的漫滩沉积年代学数据，推断全新世存在6段古洪水高发期，其中全新世早期包括10.7～10.2 ka BP和 9.5～9.1 ka BP两个阶段(Benitoetal.，2008)。全新世以来白洋淀地区的沉积特征所反映的气候环境特征表现为早期开始出现湖沼相沉积，气候偏湿； 中期湖泊沉积发育，气候温暖湿润； 晚期湖泊退缩，以河流-沼泽相沉积为主，气候向凉干转变(王会昌，1983； 王永等，2015)。因此，白洋淀地区早全新世的古洪水事件是区域气候变化的产物，也可能是全新世早期东亚季风气候增强、冷暖干湿波动频繁的响应(Zhaoetal.，2017)。

6 结论

(1) 根据白洋淀漕河剖面沉积物粒度、结构与构造及厚度等特征，识别出4期古洪水事件，漕河下游古洪水沉积层与下伏地层之间存在水流冲刷形成的侵蚀面，沉积体形态呈透镜状，发育中小型交错层理，泥砾与富含有机质的含黏土粉砂层混杂，河流水动力较强，整个剖面为河床-漫滩相沉积。

(2) 古洪水沉积物粒度以细砂为优势组分，含混杂的粉砂或含黏土粉砂，粒度指标(粒度频率曲线、中值粒径、砂含量及Q90等)能够有效识别古洪水事件。

(3) 基于AMS14C测年结果推断古洪水事件发生在全新世早期(10.8～9.6 ka BP)。该时期华北平原洪水事件频发，气候冷暖干湿波动频繁，因此白洋淀地区漕河剖面记录的古洪水事件可能为早全新世气候变暖过程的极端降水所引起。