石彬楠，黃春長，龐獎勵，查小春，周亞利，張玉柱，劉雯瑾

(陜西師范大學旅游與環(huán)境學院，西安 710062)

黃河龍門段商周轉折時期的古洪水事件及氣候背景

石彬楠，黃春長，龐獎勵，查小春，周亞利，張玉柱，劉雯瑾

(陜西師范大學旅游與環(huán)境學院，西安 710062)

通過野外觀察研究，在黃河中游晉陜峽谷龍門段鄉(xiāng)寧-韓城大橋西端支溝內，發(fā)現(xiàn)了全新世古洪水滯流沉積物. 通過野外觀察和室內實驗分析，證明它們是黃河特大洪水懸移質泥沙在高水位滯流環(huán)境下的沉積物，記錄了黃河晉陜峽谷段一期4次特大古洪水事件. 通過地層學對比分析和光釋光測年，確定這4次洪水發(fā)生在全新世中期-晚期轉折階段，即我國歷史上商代末期-西周初期的氣候突變轉型期. 利用“古洪水滯流沉積物厚度含沙量法”恢復古洪水洪峰水位，運用HEC-RAS模型估算出4次古洪水事件洪峰流量介于46280～48800 m3/s之間. 這些成果為黃河中游地區(qū)的防洪減災、水資源開發(fā)利用、 流域生態(tài)環(huán)境綜合治理等方面提供了可靠的超長尺度水文數(shù)據(jù). 這為深入理解黃河流域水文系統(tǒng)對于全球變化的響應規(guī)律提供了新的證據(jù).

古洪水；商末；滯流沉積物；水文學；黃河

黃河中游是我國人類文明的發(fā)祥地，全新世以來黃河中游的氣候水文環(huán)境變化成為許多科學家研究的熱點. 古洪水水文學通過地貌學、沉積學、年代學和水文學等多學科的交叉，對古洪水滯流沉積物(slackwater deposits，即SWD)進行系統(tǒng)的研究，利用多種方法恢復古洪水事件洪峰水位，采用水力學模型推求古洪水流量，進而獲得遠超歷史調查洪水重現(xiàn)期的河流萬年尺度洪水水文數(shù)據(jù)，從而解決了設計洪水頻率計算中因數(shù)據(jù)序列長度不足以及代表性缺乏等問題[1-4]. 古洪水作為河流超長尺度洪水信息，其研究意義不僅局限于改善設計洪水，而且對于理解、認識河流的發(fā)育史、古氣候、古地貌和古生態(tài)環(huán)境以及全球變化的影響等也有相當重要的價值[2].

黃河的洪水災害問題由來已久，在全球變暖和環(huán)境惡化的背景之下，黃河流域水資源缺乏問題日益突出. 在黃河水資源和水能源開發(fā)、洪水災害管理等工作中，都亟需掌握超長尺度洪水水文數(shù)據(jù)資料[3-4]. 通過對黃河中游晉陜峽谷段的野外考察，在多個地點發(fā)現(xiàn)了特大洪水高水位滯流環(huán)境下的懸移質沉積層剖面，綜合野外地層對比、新技術測年和沉積學鑒別特征，以及室內實驗分析，確定為全新世時期古洪水SWD剖面. 本文就鄉(xiāng)寧-韓城大橋西端的支流溝口內發(fā)現(xiàn)的一組4層古洪水滯流沉積層進行深入研究，為該地區(qū)超長尺度洪水水文學研究提供了可靠的依據(jù)；同時，這種罕見的極端性的環(huán)境事件對于揭示黃河流域區(qū)域水文過程對全球變化的響應規(guī)律，也具有非常重要的科學意義.

1 研究區(qū)概況

黃河到達內蒙古河套盆地之后，從喇嘛灣進入鄂爾多斯高原，以近南北走向穿越黃土高原，然后出龍門流入汾渭盆地. 這一以流域界定的狹長地貌單元屬于黃河中游地段，以峽谷地貌為主要特征，稱之為晉陜峽谷(圖1). 該段北起內蒙古托克托河口鎮(zhèn)，南至山西省河津禹門口(今稱龍門)，區(qū)間黃河干流長723 km，河谷陡峭狹窄，河段寬400～600 m，峽谷水系切入黃土高原基巖平均深度約為170 m. 晉陜峽谷河段干流落差達617 m，河道坡降1.02‰，水力資源豐富. 峽谷沿途發(fā)育大量支流，峽谷東側主要為偏關河、縣川河、屈產河、昕水河和湫水河等；峽谷西側主要有窟野河、禿尾河、無定河、清澗河和延河，區(qū)間支流眾多、河網密集，加上縱橫交錯的小支流和支溝形成了樹枝狀水系. 晉陜峽谷流域集水面積占黃河流域總面積的14.8%，屬于典型的溫帶季風氣候，其年平均降水量在300～500 mm之間，從東南向西北遞減. “伏秋大汛”發(fā)生在7-9月.

在鄉(xiāng)韓大橋下游方向的龍門水文站設于1934年，其距河口1269 km，距上游壺口約為65 km，控制流域面積為49.8×104km2，為黃河干流主要控制站. 年平均徑流量為275.8×108m3，多年平均輸沙量為8.01×108t. 龍門站實測最大洪峰流量為21000 m3/s(1967年8月11日)，最大含沙量為1040 kg/m3(2002年)，多年年均含沙量為29.0 kg/m3. 歷史調查最大洪水出現(xiàn)在道光年間(1820-1850年)，最大洪峰流量為31000 m3/s[5].

圖1 黃河晉陜峽谷段水系和鄉(xiāng)韓橋(XHQ)、馮家集(FJJ)研究剖面：(a)晉陜峽谷水系圖；(b) XHQ剖面位置；(c) XHQ古洪水滯流沉積層Fig.1 Location of the study XHQ site in the Jinshan Gorges of the Yellow River

2 古洪水SWD地層與研究方法

2.1 古洪水SWD沉積地層

野外考察當中，我們在晉陜峽谷多個沿河地點發(fā)現(xiàn)含有全新世古洪水滯流沉積層的剖面，本文選擇鄉(xiāng)韓橋(XHQ)地點進行重點研究. 該地點位于龍門水文站上游10 km處，沉積物剖面處于黃河右岸，由于該地點位于鄉(xiāng)寧-韓城大橋附近，故命名鄉(xiāng)韓橋地點. 黃河壺口龍門段河道順直規(guī)整，河床沖淤變化很小，為典型的基巖河段，洪水期水位變化顯著，適合進行古洪水水文學恢復研究. 由高水位滯流狀態(tài)下堆積形成的古洪水滯流沉積層賦存于河岸開闊回水灣的洪積臺地上. 該洪積臺地與平原河段由河床相與河漫灘相二元結構的河流階地有著極大的區(qū)別. 古洪水滯流沉積層夾雜坡積角礫石層，保存完好，分層清晰，呈現(xiàn)水平或波狀層理，與下伏的河床相沙層在顏色、粒度、結構等方面有著明顯的區(qū)別. 根據(jù)沉積學原理，整個沉積物剖面可劃分為4層(SWD1～4),是由古洪水在回水灣內滯流情況下沉積形成的，每個單層的厚度在0.4～0.6 m之間，為粉砂質細砂質地，呈濁黃橙色，各層之間沿層界橫向裂開，且各層界均由薄厚不一的坡積石渣土夾層(圖1c). 這充分表明各洪水事件有一定的時間間隔，整個剖面記錄了一期4次特大古洪水事件.

2.2 研究方法

黃河壺口至龍門段為典型的基巖峽谷河槽，規(guī)整的河道便于獲取水文參數(shù). 選取研究地點所在峽谷河槽形態(tài)完整的河槽斷面，使用Contour-XLR1-LC5279型激光測距儀和高精度GPS測量斷面形態(tài)，并對古洪水SWD層厚度進行精確測量，結果結合1∶10000大比例尺地形圖校正. 河道糙率系數(shù)值依據(jù)《天然河道糙率表》進行選取.

采用“古洪水SWD厚度與含沙量法”恢復古洪水洪峰水位[6-9]. 古洪水洪峰流量推求采用HEC-RAS(Hydrology Engineering Center-River Analysis System)模型對XHQ河段進行一維恒定流河道水力推演，從而模擬計算該河段全新世古洪水洪峰流量[10-12]. 該模塊采用水面曲線推流法，其計算原理基于一維恒定總流能量方程：

(1)

式中，Y1、Y2分別為斷面水深，Z1、Z2分別為斷面主河道高程，v1、v2分別為斷面平均流速，α1、α2分別為流速系數(shù)，g為重力加速度，he為水頭損失.

HEC-RAS模型是一個完整的軟件系統(tǒng)，可在多目標環(huán)境中交互使用[10]. 首先在ArcGIS中數(shù)字化XHQ河段地形圖，得到TIN(不規(guī)則三角網)；在ArcGIS耦合的HEC-GeoRAS模塊下概化所需幾何資料(河岸線、河流中心線、斷面線等)，并將數(shù)據(jù)導入HEC-RAS模型下進行模擬. 在HEC-RAS軟件中，根據(jù)實地調查和量測結果對斷面進行修正，并確定各水文參數(shù). 模擬計算中，與古洪水滯流沉積物洪峰水位最為貼合的水面線(既最佳水面線)，其對應的流量值與水位值即為古洪水洪峰流量值與洪峰水位值.

將野外采集的沉積樣品經前處理后進行室內磁化率、粒度成分分析，以及古洪水SWD的鑒別. 磁化率采用英國Bartington公司生產的MS-2型磁化率儀來測定. 粒度分析則采用美國Beckman coulter公司生產的LS 13320/ULM 2型激光粒度儀進行測定. 野外考察期間，清理剖面表層10 cm已曝光部分，采用不銹鋼管垂直于XHQ剖面在SWD4、SWD3、SWD2、SWD1頂部和下伏沙層頂部采得OSL測年樣品. 實驗室內剝離鋼管兩側2～3 cm見光樣，用于測定U、Th、K以及含水量，確定樣品的年劑量 (U、Th、K含量在中國原子能研究院采用中子活化法測定)；將管中剩余部分分別用10%鹽酸和30%過氧化氫溶液進行溶蝕，除去樣品中碳酸鹽類和有機質，并將樣液反復洗滌至中性；將濕篩法分離出的90～125 μm的樣品在37℃恒溫條件下烘干. 對文中所用實驗樣品在室溫條件下用35%氫氟酸溶蝕40 min，再加入10%鹽酸去除氟化物沉淀，最后用清水洗至中性，得到純凈石英顆粒[13-15]. 對于石英顆粒的純度用紅外光輻照(IR)檢測，并制備樣片測量等效劑量值(De). 釋光樣品De的測定采用丹麥Ris? 公司生產的TL/OSL-DA-20全自動釋光測年儀，運用單片再生劑量法(single-aliquot regenerative-dose protocol, SAR)測定[13](表1).

表1 黃河晉陜峽谷XHQ剖面光釋光測年數(shù)據(jù)

Tab.1 Summary of the dosimetry, equivalent dose and OSL ages in the XHQ profile of the middle Yellow River

樣品深度/mU/(mg/kg)Th/(mg/kg)K/%含水量/%等效劑量/Gy劑量率/(Gy/ka)年齡/kaXHQ?SWD40．32．01±0．108．11±0．071．84±0．2115．28．40±0．452．78±0．183020±250XHQ?SWD30．92．27±0．098．48±0．261．81±0．0515．98．94±0．702．80±0．063200±260XHQ?SWD21．22．25±0．129．49±0．281．85±0．0517．59．43±0．682．84±0．063320±250XHQ?SWD11．82．25±0．128．96±0．271．70±0．0516．28．80±0．412．70±0．063250±170

3 結果

3.1 沉積學分析

粒度分析是作為SWD鑒別中的重要手段. 4層SWD粒度成分以粉砂為主，其中粗粉砂 (16～63 μm)比重最大，細粉砂(2～16 μm)含量稍次之(圖2). 全新世古土壤顆粒以中細粉砂為主，砂粒含量很少；而河床相沙層顆粒則以細砂為主，粘粒和粉砂含量較少. 河床相沙層峰態(tài)較窄，古土壤峰態(tài)屬中等，該組SWD峰態(tài)很窄，屬于典型的河流沉積物頻率曲線形態(tài). 古洪水SWD沉積物主峰粒徑處于0.06～0.07 mm區(qū)間，古土壤主峰粒徑區(qū)間為0.015～0.030 mm，河床相沙層主峰粒徑區(qū)間則為0.35～0.40 mm. 該組古洪水SWD頻率曲線主峰窄而高，分選較好，呈極正偏特征. 古洪水SWD與古土壤以及河床相沙層相比有著明顯的不同.

圖2 黃河XHQ剖面沉積物粒度分布頻率曲線Fig.2 Distribution frequency curves of grain-size in the XHQ profile of the Yellow River

黃河晉陜峽谷XHQ剖面古洪水滯流沉積物的低頻磁化率處于32.5×10-8～35.2×10-8m3/kg之間；古土壤磁化率最高，為159.8×10-8m3/kg；河床相沙層磁化率最低，為25.8×10-8m3/kg. 該組古洪水SWD燒失量在0.53%～0.71%之間變化，波動較小，而古土壤的燒失量相對較高. SWD中碳酸鈣含量的平均值為6.06%，河床相沙層含量最低，為3.7%(表2).

3.2 年代確定

對于晉陜峽谷XHQ地點全新世古洪水滯流沉積物，采用OSL技術測年，確定這4層SWD的沉積年齡從下向上依次為3250±170、3320±250、3200±260和3020±250 a(圖3，表1). 我們的重點是對SWD進行光釋光年齡的測定，進而確定SWD年代，但其底部階地河漫灘沙層樣品的光釋光年齡偏小，予以舍棄，這并不影響對古洪水沉積年代框架的建立. 由于4層SWD層理連續(xù)，各層夾雜的坡積物厚度很薄，所以可以判定這是一期4次的特大洪水事件，且各次洪水事件發(fā)生時間間隔不長. 由于與渭河城東村(CDC)、 黃河壺口段FJJ地點的沉積地層和流域自然地理背景相似，故將其與黃河XHQ地點進行地層對比，再依據(jù)OSL測年結果，確定XHQ剖面古洪水SWD是由發(fā)生在3200-2800 a B.P.之間的特大洪水滯流沉積而形成的，這期古洪水事件對應全新世中期溫暖濕潤期向全新世晚期干旱期轉折階段. 此時，全新世大暖期徹底結束，一個新的黃土堆積期儼然開始. 同時，我們在黃河晉陜峽谷壺口段[16]、永和關段[6]，渭河河谷[17]、漢江上游河谷[18]也都找到了發(fā)生在該時段的特大洪水事件的沉積學證據(jù). 3200-2800 a B.P.對應著我國歷史上商末-西周初期的氣候惡化轉折階段，根據(jù)歷史文獻記載，商朝末年干旱災害加劇，河水斷流、沙塵暴頻發(fā)、洪水泛濫、糧食歉收、饑荒等等，造成商末社會動亂和朝代更替[19]. 在此氣候惡化和波動轉折期，黃河中游流域季風狀態(tài)失穩(wěn)，氣候和降水變率增大，導致區(qū)域內大洪水和嚴重干旱事件皆有發(fā)生. 而來自我國其他地區(qū)以及世界范圍內的高分辨率研究也表明此時期是一個嚴重的全球性氣候惡化期[20-25]. 這些結果一方面證明了我們對XHQ地點古洪水事件斷代的可靠性，另一方面證明了這一期4次古洪水事件是黃河中游區(qū)域水文系統(tǒng)對于全球變化規(guī)律響應的結果.

表2 黃河XHQ剖面全新世古洪水滯流沉積層沉積物理化指標

Tab.2 Analytical results between the flood SWD in the XHQ profile of the Yellow River

地層層位磁化率/(×10-8m3/kg)燒失量/%碳酸鈣/%粘粒/粉砂SWD435．20．536．160．069SWD332．50．666．060．067SWD234．50．715．920．071SWD135．00．706．100．071古土壤159．83．144．600．112河床相沙層25．80．493．700．124

圖3 黃河XHQ全新世古洪水沉積剖面與黃河FJJ剖面以及渭河陳東村(CDC)剖面對比Fig.3 Pedo-stratigraphy and chronology in the XHQ profile and the correlation to the Holocene loess-palaeosoil profiles in the middle reach of the Yellow River and the Weihe River

4 古洪水水文學重建

4.1 古洪水洪峰水位和過水斷面的確定

對于黃河晉陜峽谷野外考察過程中，依據(jù)古洪水SWD判別標準，發(fā)現(xiàn)XHQ地點在支流溝口比較開闊回水灣內賦存的沉積地層完全具備古洪水SWD的基本特征；再結合室內沉積物理化測試分析結果，更進一步確認了其沉積學性質特點[26]. 精確測量各層SWD厚度，為水文重建提供基礎.

在確定古洪水洪峰水位時，國內外專家學者通常簡單地采用古洪水SWD頂面高程值或者尖滅點高程值作為古洪水最低洪峰水位值[1-4]，從而推求最小洪峰流量. 黃河中游干支流河網稠密，黃土層深厚、土質疏松、地形破碎、溝壑縱橫、植被稀少，且暴雨集中、強度大，水土流失極為嚴重，因此河流含沙量極高，在該地區(qū)計算全新世古洪水水位時，運用“古洪水SWD沉積厚度與含沙量法” 來確定洪峰水位，結合精確測量的每層SWD厚度與底界高程，并估算古洪水體積含沙量，求出SWD沉積水深，該層古洪水SWD底界高程值加上相應的沉積水深值便得到了該次古洪水事件的洪峰水位值[6-9].

XHQ剖面位于距離黃河干流附近的支溝口內(圖1b)，該洪積臺地(flood bench)[2]是由黃河特大洪水在高水位滯流狀態(tài)下，洪水倒灌進入支流溝口，在河道邊緣洪水位附近由懸移質沉積物反復多次堆積形成的. 因此，支流溝口SWD的高度可以作為干流古洪水水位的保守估計[3]. XHQ地點古洪水懸移質體積含沙量為17%[27]. 由此，推定這一組4次古洪水SWD沉積水深介于2.35～3.53 m，古洪水洪峰水位高程介于407.53～408.14 m(圖4、5).

國內外古洪水水文學界認為，基巖峽谷河段是進行古洪水水文學研究的理想河段[3-4]. 黃河中游晉陜峽谷段是典型的基巖峽谷，巖層硬度大，河道穩(wěn)定、規(guī)則，在全新世期間變化較小，屬于平衡斷面，這為水文學研究的可靠性提供保證.

圖4 基于HEC-RAS模型模擬的黃河XHQ河段古洪水水面線Fig.4 Calculated flood-surface profiles based on HEC-RAS model in the XHQ profile of the Yellow River

圖5 黃河XHQ河段河槽斷面地質地貌特征與古洪水洪峰水位Fig.5 Cross-section of the channel and the palaeoflood peak stage at the XHQ section of the Yellow River

4.2 古洪水洪峰流量模擬結果

利用HEC-RAS模型推求古洪水洪峰流量時，必須先確定模型所需的各項水文參數(shù). 天然河道糙率是衡量河床及邊壁形狀的不規(guī)則和粗糙程度對水流運動影響的一個綜合性系數(shù)，因河床、岸壁的粗糙程度，河道過水斷面形狀、大小和底坡沿程變化，床面、岸壁地質特性，水流流態(tài)及含沙量等的不同而不同[28-29]. 黃河XHQ剖面河床為卵石，石塊，水行于深槽峽谷間，斷面規(guī)整，水聲較大，兩側岸壁為巖石，崎嶇不平整，上面生長雜草、樹木. 當發(fā)生特大洪水時，水流可將全部河槽淹沒. 在全新世時期基巖河槽變化很小，結合該河段的地表特征，根據(jù)糙率表所描述天然河道的特征[28]，以及前人在研究區(qū)域進行水文調查的經驗值，結合野外所見各斷面所處河段特征和當時河流沿岸植被覆蓋狀況得到研究斷面河道糙率值，XHQ所屬類型為V類，主河槽糙率系數(shù)n值為0.035，左右岸n值為0.040.

收縮系數(shù)與擴張系數(shù)用來評估河道收縮和擴張的能量損失. XHQ河段水流屬緩流狀態(tài)，河槽是逐漸收縮與擴張的，參考HEC-RAS v4.1的Reference Manual，收縮系數(shù)和擴張系數(shù)取值分別為0.1和0.3[10].

一般來說，能量坡降幾乎可以用河道坡降或水面比降來代替[10]. 在確定XHQ河道比降時，由于黃河中游晉陜峽谷段較順直，河床為基巖，全新世大暖期以來受沖刷和淤積影響小，且河槽穩(wěn)定，因此以河床比降代替水面比降[10]. 水面比降是指河道的水面兩點間落差與其長度的比值. 野外考察時用GPS和紅外線測距儀精確測量高程和距離，并在室內用1∶10000地形圖進行校正，得到符合實際情況的水面比降，本文計算得到XHQ水面比降為0.001.

應用HEC-RAS模型進行古洪水模擬，在黃河中游龍門段3 km長的河段上均勻選取16個過水斷面(圖6)，并確定相關參數(shù)，進行洪水流量計算. 在一維恒定流模型中給定不同流量進行試算，對比水面線與古洪水SWD指示洪峰水位的關系，得到黃河中游XHQ地點一期4次古洪水SWD記錄的全新世特大洪水洪峰流量介于46280～48800 m3/s(圖4).

圖6 黃河龍門段鄉(xiāng)韓橋(XHQ)河段和河槽斷面系列位置Fig.6 Location of the studied site and the cross-section in the Longmen reach of the Yellow River

4.3 模型可靠性檢驗

在利用HEC-RAS模型推求古洪水洪峰流量的過程中，河道糙率系數(shù)的選取對于模擬結果的影響度很大. 所以，我們在野外實地勘察中，對該河段的河道形態(tài)、河床質成分、植被覆蓋度、人類活動影響和水流形態(tài)特征等方面進行分析研究，并借鑒天然河道糙率問題的前沿成果[30-31]，合理慎重選取n值. 同時，在洪水模擬過程中，設定其他水文參數(shù)保持不變，給定糙率系數(shù)±25%變率，進行糙率系數(shù)靈敏度測驗. 結果表明各自對應的洪峰流量變幅在-10.88%～ 7.85% 之間(表3). 若使用傳統(tǒng)的比降-面積法計算洪峰流量，由公式(2)可知，糙率系數(shù)n的選取對Q值影響更大. 所以，利用HEC-RAS模型進行古洪水洪峰流量恢復所得結果更為精確.

(2)

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

從在涇河[7]、北洛河[8]、渭河[32]、漢江上游[33-34]等多個地點恢復的古洪水洪峰流量結果來看，在全新世時期發(fā)生特大洪水事件的最大洪峰流量不超過水文觀測記錄的4.5倍[6]. 結合XHQ地點附近的龍門水文站水文觀測記錄，以及洪水洪峰流量與流域面積關系的研究[2], 表明運用HEC-RAS模型進行古洪水水文恢復計算的結果是可靠的.

表3 黃河XHQ 河段全新世古洪水糙率系數(shù)的靈敏度測試結果

Tab.3 Results of the sensitivity test performed on the hydraulic calculations in the XHQ reach of the Yellow River

古洪水事件洪峰流量Q/(m3/s)變幅/%n?1．25n?1．00n?0．75n?1．25n?0．75SWD3434904880052630-10．88%7．85%SWD4435504877052440-10．70%7．53%SWD1433004845052190-10．63%7．72%SWD2414004628049800-10．54%7．61%

5 古洪水事件發(fā)生的氣候背景探討

特大洪水的發(fā)生與大氣環(huán)流的異常有關，而大氣環(huán)流的異常又與氣候變化關系密切. 全新世特大古洪水事件往往發(fā)生在氣候過渡時期的突變階段，是對氣候極端事件即時性的響應. 在氣候突變惡化階段，降水變率增大，會導致洪水事件的發(fā)生. 美國學者Knox指出全新世一萬年以來洪水重現(xiàn)期與氣候變化有一定的相關性[35-37]. 殷淑燕等[38]統(tǒng)計分析漢江上游歷史時期的洪水災害資料，發(fā)現(xiàn)漢江上游洪水發(fā)生頻率與強度在清后期至現(xiàn)代為最高時期，其次出現(xiàn)在明末清初和唐代末期，再次是西漢初期、明代初期. 這說明歷史時期洪水災害的出現(xiàn)同樣與氣候的異常波動有關. 不是簡單地在氣候濕潤期較多，在暖干期變少，而是在氣候突變轉型期、波動期的大背景下較多較強烈.

根據(jù)古洪水釋光斷代結果和地層學分析表明，黃河晉陜峽谷龍門段XHQ剖面的一組4層古洪水滯流沉積物所記錄的古洪水發(fā)生在3200-2800 a B.P.，這組古洪水發(fā)生在全新世中期溫暖濕潤期向全新世晚期干旱期的轉折階段. 此時，全新世大暖期徹底結束，黃土堆積期重新開始. 我們在黃河中游晉陜峽谷段的若干地點發(fā)現(xiàn)同一時期的古洪水滯流沉積物. 如吳堡水文觀測站下游10 km處的兩河口(LHK)地點發(fā)現(xiàn)一組4層古洪水滯流沉積層，確定這4次洪水發(fā)生在3200-3000 a B.P.，采用面積-比降法計算出洪峰流量介于41268～ 47415 m3/s之間[39]；黃河中游永和關(YHG)剖面含有一組5層古洪水滯流沉積層，確定這5次洪水發(fā)生在全新世中期-晚期轉折階段，即3200-3000 a B.P.，采用面積-比降法計算出洪峰流量介于28380～48590 m3/s之間[6]；黃河中游吉縣段FJJ剖面含有一組4層古洪水滯流沉積層，確定這4次洪水也發(fā)生在該時期，洪峰流量介于43290～49830 m3/s之間[40]. 同時，我們在渭河河谷[17]、漢江上游河谷[18]、漆水河中游[41]等地點也都發(fā)現(xiàn)了該時段的特大洪水事件沉積學證據(jù). 來自我國其他地區(qū)的高分辨率研究也記錄了這個氣候惡化期. 云南寧蒗石筍δ18O序列在3200-2800 a B.P.期間呈現(xiàn)出由極低值向極高值的突變[20]. 浙江天目山泥炭δ18O Corg序列在3200-2800 a B.P.期間呈波動降低，記錄了氣候多次冷暖變化[21]. 貴州董哥洞以及漢江上游神農架地區(qū)的多個洞穴石筍氧同位素記錄表明該時段氣候惡化且顯著變冷[22-23]. 而來自世界范圍內其他地區(qū)的高分辨率研究表明，這段時期是一個全球性氣候惡化期. 格陵蘭GISP2冰芯δ18O和其他氣候代用指標當中，顯示出氣候顯著變冷[24]. 北大西洋海洋沉積記錄的冰島玻璃碎屑和赤鐵礦銹斑含量序列清楚地記錄了此時期的氣候突變事件[25]. 這些證據(jù)都表明，在3200-2800 a B.P.氣候惡化期內，氣候波動變化、不穩(wěn)定，季風格局失穩(wěn)，降水變率增大，旱澇頻發(fā). 這次氣候惡化主要歸結于太陽活動變化、大氣環(huán)流以及火山活動等[36]. 這次氣候惡化事件對當時的中國社會產生了較大的影響. 黃春長等認為3200-2800 a B.P.正好對應我國歷史上商末-西周時期，商朝末年氣候惡化、洪水泛濫、旱災和沙塵暴頻發(fā)，造成農業(yè)歉收和饑荒等，社會不穩(wěn)定因素增加[41-45].

可見，在全球性氣候轉折波動背景下，黃河中游地區(qū)季風失穩(wěn)，氣候變率增大，干旱和洪水皆有發(fā)生，氣候水文系統(tǒng)發(fā)生劇烈變化，流域內植被顯著退化，影響暴雨徑流的同時也增強了洪水過程. 對古洪水事件研究發(fā)現(xiàn)，古洪水發(fā)生在氣候異常波動變化轉折期，這一發(fā)現(xiàn)對在全球變暖背景下研究現(xiàn)代洪水對氣候變化的響應方式作出指導；同時，掌握了長時間尺度特大或大洪水事件的發(fā)生規(guī)律和氣候背景，對于正確認識和防治現(xiàn)代洪水尤其是現(xiàn)代大洪水的發(fā)生提供很好的科學依據(jù). 文中研究河段歷史時期極端洪水事件發(fā)生在全球氣候變化的背景之下，這一研究結果揭示了該區(qū)域河流水文系統(tǒng)對全球氣候變化的響應，而包括河流在內的全球水文系統(tǒng)也為全球變化研究的對象之一，故而，本研究結果豐富了全球變化的區(qū)域響應理論，推動了氣候變化理論的進步.

6 結論

通過對黃河中游開展廣泛細致的古洪水水文學野外考察，最終選擇黃河龍門段XHQ地點全新世古洪水滯流沉積物作為研究對象. 結合野外沉積學分析和室內實驗室理化特征分析，確定黃河龍門段右岸XHQ剖面的一組古洪水SWD為黃河特大洪水懸移質滯流沉積物.

運用HEC-RAS模型法對該研究河段進行古洪水水面線和洪峰流量模擬，推求出這一期4次古洪水流量介于46280～48800 m3/s. 通過糙率靈敏度測試發(fā)現(xiàn)，此模型法可有效減小糙率系數(shù)對于計算結果的影響. 最大洪峰流量與流域面積對應關系也證明計算結果符合實際情況，是合理可信的.

根據(jù)地層對比和OSL測年數(shù)據(jù)，確定了這期大洪水事件發(fā)生于3200-2800 a B.P.. 這正是全新世大暖結束、晚全新世現(xiàn)代黃土開始堆積的時段. 該氣候惡化階段季風氣候失穩(wěn)和氣候變率增大，導致我國諸多流域發(fā)生特大洪水事件. 這對于深入理解季風區(qū)域河流流域氣候水文系統(tǒng)對于當前全球變化的響應規(guī)律具有重要的科學意義.

[1] Zhan Daojiang, Xie Yuebo eds. Palaeoflood study. Beijing: Water Resources and Hydropower Press, 2001: 1-83.[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.]

[2] Baker VR. Palaeoflood hydrology in a global context.Catena, 2006, 66(1/2):161-168.

[3] Yang Dayuan, Xie Yuebo. Palaeoflood slack-water deposits.ActaSedimentologicaSinca, 1997, 15(3): 29-32.[楊達源, 謝悅波. 古洪水平流沉積. 沉積學報, 1997, 15(3): 29-32.]

[4] Xie Yuebo, Jiang Hongtao. The Palaeoflood study-Digging the chronicle of the river floods.JournalofNanjingUniversity(NaturalSciences), 2001, 37(3): 390-394. [謝悅波, 姜洪濤. 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): 390-394.]

[5] Shi Fucheng, Yi Yuanjun, Mu Ping eds. The investigation research and study historical flood events’ of the Yellow River. Zhengzhou: The Yellow River Water Conservancy, 2002: 81-123.[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.]

[6] Huang Chunchang, Li Xiaogang, Pang Jianglietal. Palaeoflood sedimentological and hydrological studies on the Yongheguan reach in the middle Yellow River.ActaGeographicSinica, 2012, 67(11): 1493-1504.[黃春長, 李曉剛, 龐獎勵等. 黃河永和關段全新世古洪水研究. 地理學報, 2012, 67(11): 1493-1504.]

[7] Li Yuqin, Huang Chunchang, Zha Xiaochunetal. Palaeoflood occurrence in the late period of the Longshan Culture in the middle reaches of the Jinghe River.ActaGeographicaSinca, 2009, 64(5): 541-542.[李瑜琴, 黃春長, 查小春等. 涇河中游龍山文化晚期特大洪水水文學研究. 地理學報, 2009, 64(5): 541-542.]

[8] Yao Ping, Huang Chunchang, Pang Jianglietal. Palaeoflood hydrological studies in the middle reaches of the Beiluohe River.ActaGeographicaSinica, 2008, 63(5): 80-88.[姚平, 黃春長, 龐獎勵等. 北洛河中游黃陵洛川段全新世古洪水研究. 地理學報, 2008, 63(5): 80-88.]

[9] Hu Guiming, Huang Chunchang, Zhou Yalietal. Hydrological reconstruction of Holocene palaeofloods and historical floods in the Longmen Gorge of the Yihe River.ActaGeographicaSinica, 2015, 70(7): 1165-1176.[胡貴明, 黃春長, 周亞利等. 伊河龍門峽段全新世古洪水和歷史洪水水文學重建. 地理學報, 2015, 70(7): 1165-1176.]

[10] US Army Crops of Engineers HEC ed. HEC-RAS river analysis system hydraulic reference manual. Davis, California, USA, 2010.

[11] Chen Jianfeng, Wang Ying, Li Yang. Application of HEC-RAS model in simulation of flood.WaterResources&HydropowerofNortheastChina, 2006, (11): 12-13. [陳建峰, 王穎, 李洋. HEC-RAS模型在洪水模擬中的應用. 東北水利水電, 2006, (11): 12-13.]

[12] Xue Xiaoyan, Zha Xiaochun, Huang Chunchangetal. Influence of channel roughness coefficient on the Holocene palaeoflood discharge calculation.AridLandGeography, 2015, 38(20): 292-297. [薛小燕, 查小春, 黃春長等. 河道糙率系數(shù)變化對全新世古洪水流量計算的影響研究. 干旱區(qū)地理, 2015, 38(20): 292-297.]

[13] Murray AS, Wintle AG. Luminescence dating of quartz using an improved single-aliquot regenerative-dose protocol.RadiationMeasurements, 2000, 32(1): 57-73.

[14] Lai ZP, Zhang WG, Chen Xetal. OSL chronology of loess deposits in East China and its implications for East Asian monsoon history.QuaternaryGeochronology, 2010, 5: 154-158.

[15] Fuchs M, Lang A. OSL dating of coarse-grain fluvial quartz using single-aliquot protocols on sediments from NE Peloponnese, Greece.QuaternaryScienceReviews, 2001, 20: 783-787.

[16] Li Xiaogang, Huang Chunchang, Pang Jianglietal. Hydrological studies of the Holocene Palaeoflood in the Hukou Reach of the Yellow River.ActaGeographicaSinica, 2010, 65(11): 1371-1380.[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] Wang Hengsong, Huang Chunchang, Zhou Yalietal. OSL dating of the Holocene Palaeoflood Events: A case study of the Lintong segment in the Lower Weihe River Valley.ActaGeoscienticaSinica, 2012, 33(2): 227-235. [王恒松,黃春長,周亞利等.全新世古洪水事件光釋光測年研究——以渭河下游臨潼段為例. 地球學報, 2012, 33(2): 227-235.]

[18] Xu Jie, Huang Chunchang, Pang Jianglietal. Sedimentological and hydrological studies of the palaeoflood events in the Ankang esat section in the upper reaches of the Hanjiang River.JLakeSci, 2013, 25(3): 445-454. DOI:10.18307/2013.0320. [許潔, 黃春長, 龐獎勵等. 漢江上游安康東段全新世古洪水沉積學與水文學研究. 湖泊科學, 2013, 25(3): 445-454.]

[19] Huang CC, Su HX. Climate change and Zhou relocations in early Chinese history.JournalofHistoricalGeography, 2009, 35(2): 297-310.

[20] Zhang Meiliang, Lin Yushi, Zhu Xiaoyanetal. The Stalagmite records of the late Holocene in Ninglang of Yunnan.MarineGeology&QuaternaryGeology, 2006, 26(1): 35-40.[張美良, 林玉石, 朱曉燕等. 云南寧蒗地區(qū)中全新世晚期氣候變化的石筍記錄. 海洋地質與第四紀地質, 2006, 26(1): 35-40.]

[21] Yang Guifang, Huang Junhua, Xie Shuchengetal. Qrganic carbon isotopic characteristics and their paleoenvironmental implications: A case study of the Tianmushan Peat Bog.ActaGeoscienticaSinca, 2008, 29(6): 778-782. [楊桂芳, 黃俊華, 謝樹成等. 天目山泥炭有機碳同位素特征及其古環(huán)境意義. 地球學報, 2008, 29(6): 778-782.]

[22] Dong Jinguo, Kong Xinggong, Wang Yongjinetal. The east Asian monsoon climate changes at mt. Shennongjia and its relation to shift of intertropical convergence zone during the Holocene.QuaternaryResearch, 2006, 26(5): 821-832.[董進國, 孔興功, 汪永進等. 神農架全新世東亞季風演化及其熱帶輻合帶控制. 第四紀研究, 2006, 26(5): 821-832.]

[23] Wang YY, Cheng H, Edward RL. The Holocene Asian monsoon: Links to solar changes and North Atlantic climate.Science, 2005, 308: 854-857.

[24] Meeker DA,Gow AJ, Grootes Petal. The accumulation record from the GISP2 core as an indicator of climate change throughout the Holocene.Science, 1994, 266: 257-266.

[25] Bond G, Showers W,Cheseby Metal. A pervasive millennial scale cycle in North Atlantic Holocene and glacial climates.Science, 1997, 278: 1257-1266.

[26] Wang Xiaqing, Huang Chunchang, Pang Jianglietal. Holocene palaeoflood slackwater deposits in the Hukou-Longmen Reach of the Yellow River.ChineseJournalofSoilScience, 2011, 42(4): 781-786. [王夏青, 黃春長, 龐獎勵等. 黃河壺口至龍門段全新世古洪水滯流沉積物研究. 土壤通報, 2011, 42(4): 781-786.]

[27] Xu Jianhua, Li Xiaoyu, Chen Jianjunetaleds. Effects of engineering on storm rains and floods in the middle reaches of the Yellow River: The Hukou to Longmen part. Zhengzhou: Yellow River Conservancy Press, 2009: 1-340.[徐建華, 李曉宇, 陳建軍等. 黃河中游河口鎮(zhèn)至龍門區(qū)間水利水保工程對暴雨洪水泥沙影響研究. 鄭州: 黃河水利出版社, 2009: 1-340.]

[28] Wuhan institute of hydraulic and electric engineering, hydraulics teaching and research section ed. Hydraulics. Beijing: Higher Education Press, 1986: 335-336. [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.]

[29] Bureau of hydrology, Yangtze valley planning office ed. Hydrological academic discussion papers anthology. Guiyang: Guizhou People’s Publishing House, 1983. [長江流域規(guī)劃辦公室水文局. 水文測驗學術討論論文選集. 貴陽: 貴州人民出版社, 1983.]

[30] Zhang Xiaoqin, Bao Weimin, Liang Wenqingetal. Recent studies and progresses of the river roughness.WaterPower, 2008, 34(6): 98-100. [張小琴, 包為民, 梁文清等. 河道糙率問題研究進展. 水力發(fā)電, 2008, 34(6): 98-100.]

[31] Shi Bing, Wang Chuanyuan, Yin Zegaoetal. Effect of vegetation submerged in river on the roughness coefficient.PeriodicalofOceanUniversityofChina, 2009, 39(2): 295-298. [拾兵, 王川源, 尹則高等. 淹沒植物對河道糙率的影響. 中國海洋大學學報, 2009, 39 (2): 295-298.]

[32] Wan Honglian, Huang Chunchang, Pang Jianglietal. Holocene extreme floods of the Baoji Gorges of the Weihe River.QuaternaryScience, 2010, 30(2): 430-440. [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.]

[33] Zha Xiaochun, Huang Chunchang, Pang Jianglietal. The Holocene Palaeoflood events in the Yunxi Reach in the upper reaches of Hanjiang River.ActaGeographicaSinca, 2012, 67(5): 97-106. [查小春, 黃春長, 龐獎勵等. 漢江上游鄖西段全新世古洪水事件研究. 地理學報, 2012, 67(5): 97-106.]

[34] Liu Tao, Huang Chunchang, Pang Jianglietal. Extraordinary hydro-climatic events during 1800-1600 yr BP in the Jin-Shaan Gorges along the middle Yellow River, China.Palaeogeography,Palaeoclimatology,Palaeoecology, 2014, 410(11): 143-152.

[35] Knox JC. Responses of floods to Holocene climatic change in the Upper Mississippi Valley.QuaternaryResearch, 1985, 23: 287-300.

[36] Knox JC. Extreme hydrological events,palaeo-information and climate change.HydrologicalSciences, 1997, 42(5): 765.

[37] Knox JC. Sensitivity of modern and Holocene floods to climate change.QuaternaryScienceReviews, 2000, 19: 439-457.

[38] Yin Shuyan, Wang Haiyan, Wang Delietal. Study on historical flood disasters and climate change in the upper reaches of the Hanjiang River.AridZoneResearch, 2010, 27(4): 522-528. [殷淑燕, 王海燕, 王德麗等. 陜南漢江上游歷史洪水災害與全球氣候變化. 干旱區(qū)研究, 2010, 27(4): 522-528.]

[39] Fan LJ, Huang CC, Pang JLetal. Sedimentary records of palaeofloods in the Wubu Reach along the Jin-Shaan Gorges of the middle Yellow River, China.QuaternaryInternational, 2014, 380/381: 368-376.

[40] Li XG, Huang CC, Pang JLetal. Sedimentary and hydrological studies of the Holocene palaeofloods in the Shanxi-Shaanxi Gorge of the middle Yellow River, China.IntJEarthSci(GeolRundsch), 2015, 104: 277-288.

[41] Huang CC, Pang JL, Zha XCetal. Extraordinary floods related to the climatic event at 4200 a BP on the Qishuihe River, middle reaches of the Yellow River, China.QuaternaryScienceReviews, 2007, 26: 2247-2264.

[42] Briffa KR. Annual climate variability in the Holocene: Interpreting the message of ancient trees.QuaternaryScienceReviews, 2000, 39(2): 166-176.

[43] Wang Hui, Huang Chunchang. The change of climate and environment in the middle valley of the Yellow River at the end of the Shang Dynasty and social change.JournalofHistoricalScience, 2002, (1):13-18. [王暉, 黃春長. 商末黃河中游氣候環(huán)境的變化與社會變遷. 史學月刊, 2002, (1):13-18.]

[44] Huang CC, Zhao XC, Pang JLetal. Climatic aridity and the relocations of the Zhou Culture in the Southern Loess Plateau of China.ClimateChange, 2003, 61(3): 361-378.

[45] Huang Chunchang, Pang Jiangli, Zha Xiaochunetal. Prehistorical floods in the Guanzhong Basin in the Yellow River drainage area: A case study along the Qishuihe River Valley over the Zhouyuan loess tableland.ScienceChina:EarthScience, 2011, 41(11): 1658-1669. [黃春長, 龐獎勵, 査小春等. 黃河流域關中盆地史前大洪水研究: 以周原漆水河谷底為例. 中國科學: 地球科學, 2011, 41(11): 1658-1669.]

Palaeoflood events and climate change at the turning time from the Shang to Zhou Dynasty in the Longmen reach of the Yellow River

SHI Binnan, HUANG Chunchang**, PANG Jiangli, ZHA Xiaochun, ZHOU Yali, ZHANG Yuzhu & LIU Wenjin

(CollegeofTourismandEnvironmentalSciences,ShaanxiNormalUniversity,Xi’an710062,P.R.China)

Palaeoflood slackwater deposits (SWD) of the Holocene and paleoflood indicators were interbeddedly found within the cliff riverbanks at Xianghanqiao profile in the Longmen reach of the Yellow River. Paleoflood SWD was identified by a variety of sedimentological criteria during field investigations and laboratory analysis. A set of four SWD records four paleoflood events individually. These slackwater deposits recorded the extraodinary floods happened between 3200-2800 a B.P. on the Yellow River, by using Optically Stimulated Luminescence dating method in combination with pedostratigraphy correlations. This indicated that the extraordinary floods happened during the dynasties from the Shang to the Western Zhou in Chinese history. The flooding peak stages were estimated with the sediment concentration and the depositional depths of the SWD. The estimated results indicated that the paleoflood peak discharges were between 46280 and 48800 m3/s by using HEC-RAS model. The results provided an important basis for this regional flood control and disaster mitigation project, water resource management, and comprehensive treatment of the ecological environment.

Paleoflood; Shang dynasty; slackwater deposits; hydrology; Yellow River

*國家自然科學基金項目(41471071)資助. 2015-12-18收稿; 2016-05-10收修改稿. 石彬楠(1992～)，男，碩士; E-mail: binnanshi@163.com.

*通信作者；E-mail: cchuang@snnu.edu.cn.

J.LakeSci.(湖泊科學)， 2017， 29(1)： 234-245

DOI 10.18307/2017.0125

?2017 byJournalofLakeSciences