王燕校，王 永，姚培毅，田 飛，袁路朋，葉夢旎

(中國地質(zhì)科學(xué)院 地質(zhì)研究所, 北京 100037)

我國是世界上洪水災(zāi)害頻發(fā)且影響范圍較廣泛的國家之一(李炳元等，1996； 朱曉華，1999)。近幾十年來，我國北方地區(qū)極端天氣頻發(fā)，如發(fā)生在1963年8月(朱曉華，1999)、1998年8月(徐霞等，2000) 和2012年7月(Zhouetal.，2013)等的洪災(zāi)造成了巨大的生命和財(cái)產(chǎn)損失。由于洪水的突發(fā)性和嚴(yán)重性，對洪水過程和規(guī)律的研究十分重要。國外學(xué)者對古洪水進(jìn)行了大量研究，并在沉積特征、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)，并發(fā)現(xiàn)古洪水事件與氣候變化的敏感性具有一定的聯(lián)系 (Elyetal.，1993； Knox，2000； Benitoetal.，2003a，2003b )。通過對古洪水事件進(jìn)行研究，可以將全球氣候變化與河流系統(tǒng)中的極端事件建立長期尺度聯(lián)系(Huangetal.，2010)。20世紀(jì)80年代開始，我國學(xué)者陸續(xù)在長江、黃河和淮河流域及其支流的基巖峽谷河段開展了基于滯流沉積物的古洪水研究，并取得了一系列的研究成果(Huangetal.，2002a，2002b，2010； Guoetal.，2018； 李曉剛等,2020)。然而由于受地形地貌及沉積過程的控制，在沖積平原的河流沉積中不易保存和識別滯流沉積物，因而難以確定洪水的年代和期次。

華北平原由多條河流的洪水、河道變化和長期淤積形成(Xuetal.，1996)，全新世以來的古河道分布密集 (吳忱等，1986； Wuetal.，1996b； 趙紅梅等，2021)。近年來在北京平原、河北平原古大澤開展了全新世古洪水的識別及氣候演化過程研究，仍存在不同的認(rèn)識(張義豐，1984； 袁寶印等，2002)。白洋淀位于華北平原中部，入淀河流主要發(fā)源于太行山區(qū)，河流匯水速度快，洪水事件頻發(fā)(吳忱等，1986； Xuetal.，1996)，是研究古洪水的理想場所。但由于器測資料時(shí)間的局限性，全新世以來長時(shí)間尺度古洪水事件的記錄還沒有建立。一定區(qū)域內(nèi)洪水資料的缺乏，制約了對不同時(shí)期和不同流域洪水事件發(fā)育過程及其演化規(guī)律的認(rèn)識。更多剖面的沉積記錄將擴(kuò)展古洪水事件的時(shí)空范圍，提高對古洪水過程及機(jī)制的認(rèn)識(Halletal.，2014； Merzetal.，2014； 張鵬等，2020)。筆者在白洋淀漕河流域進(jìn)行地貌及第四紀(jì)地質(zhì)調(diào)查時(shí)，于安新縣李迪城村(N 38°53′42.52″，E 115°44′33.19″)發(fā)現(xiàn)了全新世早期古洪水沉積記錄，為白洋淀的古洪水事件研究提供了良好的材料。本文選定漕河古河道北岸出露的李迪城村剖面，綜合沉積特征、AMS14C年代學(xué)及沉積物環(huán)境指標(biāo)，初步厘定了古洪水的起訖時(shí)間及發(fā)生期次，并對古洪水發(fā)生的氣候背景進(jìn)行了探討。古洪水事件的識別和期次的劃分，可為重建白洋淀地區(qū)長時(shí)間尺度的洪水序列、揭示古洪水的歷史過程及發(fā)生規(guī)律提供資料，從而為白洋淀流域工程建設(shè)及防洪減災(zāi)提供科學(xué)依據(jù)。

1 研究區(qū)域概況

白洋淀位于雄安新區(qū)境內(nèi)，是保定市和滄州市交界的143個(gè)大小淀泊的總稱。白洋淀處在華北平原中部，總面積366 km2，平均年蓄水量13.2×108m3，是大清河中游的天然調(diào)蓄湖泊(圖1)。它主要接納瀑河、唐河、漕河、潴龍河等9條較大的河流入湖，上游水源來自太行山，后經(jīng)趙王新河，匯入大清河。研究區(qū)氣候?qū)倥瘻貛Т箨懶约撅L(fēng)氣候，降水集中在夏季，年均溫12.1℃，年平均降水量在547 mm(Wuetal.，1996a，1996b)。白洋淀的形態(tài)輪廓和沉積特征受新生代以來的差異性斷陷下沉的影響(何乃華等，1994)。白洋淀為太行山東麓的永定河沖積扇與滹沱河沖積扇相夾持的低洼地帶，這種淺盤式的湖泊洼地，使得其積水少而淺，大水成災(zāi)，小水淀干(Wuetal.，1996a，1996b)。漕河是白洋淀的主要入淀河流之一，屬海河流域大清河的南支流(圖1a)，發(fā)源于保定市易縣境內(nèi)太行山脈的五回嶺，原為徐河的支流，在漕河鎮(zhèn)匯入徐水，始稱漕河，后改流匯入府河，入藻苲淀(屬白洋淀)，全長120 km，流域面積800 km2，常年流量15～40 m3/s，年輸沙量8.16×104t(王成俊, 1960)(1)王成俊. 1960. 漕河中游龍門水庫工程地質(zhì)勘測報(bào)告. 河北省地質(zhì)局水文隊(duì).。

圖 1 白洋淀流域水文概況圖(a)和李迪城剖面古河道遙感影像圖(b)

2 剖面描述

野外詳細(xì)考察了白洋淀入淀河流的多個(gè)河段，在安新縣李迪城村的漕河古河道邊發(fā)現(xiàn)了出露較好的沉積剖面。該剖面(38°53′42.52″N，115°44′33.19″E)位于李迪城村東南1 km、漕河李迪城村河段的北岸1.2 km(圖1b)，為人工開挖的取土大坑。剖面厚度達(dá)535 cm，根據(jù)沉積物顏色、粒度、結(jié)構(gòu)構(gòu)造等特點(diǎn)，可自下而上可劃分為16層(圖2)。剖面全貌見圖3a。

剖面底部(1層)： 褐色粉砂。厚30 cm。

剖面下段(2～9層)： 黑灰、灰色粉砂-砂，分選較差，其中第2層與下伏沉積存在水流沖刷形成的侵蝕面，沉積體的形態(tài)呈透鏡狀，泥礫、炭屑、雙殼類與灰黑色的含黏土粉砂層混雜(圖3e)，發(fā)育小型交錯(cuò)層理(圖3f)； 2～4層發(fā)育不等厚的黑灰色粉砂-細(xì)砂與薄層黃色粉砂互層，含泥礫； 第5層發(fā)育黃色細(xì)砂-粉砂層； 第6～7層發(fā)育厚層砂，粒度向上由細(xì)砂-粉砂過渡為細(xì)砂； 第7層中含許多大小不一且定向排列的古樹(圖3b)，6～7層頂部有炭屑分布(圖3c)； 8層含破碎的麗蚌碎片。厚285 cm。

剖面中段(10～11層)： 黑褐色的粉細(xì)砂-含黏土粉砂，10層頂部及11層含螺。厚60 cm。

剖面上段(12～16層)： 黃褐色含黏土粉砂到細(xì)砂-粉砂的旋回，第12層為褐黃色粉砂-細(xì)砂，含螺和鈣質(zhì)結(jié)核。厚160 cm。

古樹產(chǎn)出于剖面中下部的灰色細(xì)砂層(圖3b)，埋藏深度為295～365 cm。古樹產(chǎn)出以樹干為主，枝干頂端尖銳，橫截面較破碎，樹干直徑大小不等，其中已發(fā)現(xiàn)直徑最大約38 cm，最小2 cm左右，呈NE-SW方向分布。

在剖面底部505 cm處，雙殼類集中分布，對清理出的一個(gè)70 cm × 90 cm貝殼分布面進(jìn)行的定向統(tǒng)計(jì)結(jié)果(圖3d)顯示，雙殼類大體分布在SW-NE方向，背部朝上，且多呈平鋪狀，由此判斷雙殼類被洪水搬運(yùn)至此，集中埋藏，而非其原始生活狀態(tài)。

圖 2 漕河下游李迪城村剖面柱狀圖

圖 3 李迪城村剖面主要沉積特征

3 分析儀器及方法

對剖面以5 cm間隔連續(xù)采集樣品共107件進(jìn)行粒度分析。在測試前對粒度樣品進(jìn)行預(yù)處理，流程為： 先加入10 mL 10%濃度的H2O2，反應(yīng)8 h以去除樣品中的有機(jī)質(zhì)； 加入10 mL 10%濃度的 HCl，反應(yīng)8 h以去除CaCO3； 使用去離子水對加酸樣品進(jìn)行反復(fù)漂洗直至其呈中性狀態(tài)； 在測試前加入適量的(NaPO3)6并使用超聲震蕩儀震蕩樣品15 min使樣品充分分散； 對于一些有機(jī)質(zhì)含量較高的樣品，使用30%濃度的H2O2并同時(shí)對樣品進(jìn)行加熱以完全去除其有機(jī)質(zhì)。粒度測試于中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所進(jìn)行，測試儀器為英國Malvern公司生產(chǎn)的Mastersizer 2000型激光粒度儀，測試范圍為0.02～2 000 μm，重復(fù)測量誤差小于1%。

AMS14C樣品委托Beta Analytic公司(美國佛羅里達(dá)州邁阿密)進(jìn)行測試，年齡采用 IntCal 20 曲線(Reimer，2020)校正后獲得 2σ 日歷年齡范圍，并以均值加減誤差的方式近似地作為該區(qū)間的日歷年齡值。

4 結(jié)果分析

4.1 粒度特征

參照Udden-Wentworth(Wentworth，1922)粒度分級標(biāo)準(zhǔn)，將沉積物粒度分為中粗砂(>250 μm)、細(xì)砂(125～250 μm)、極細(xì)砂(62.5～125 μm)、粉砂(3.9～62.5 μm)和黏土(<3.9 μm)5級。利用粒度分布和統(tǒng)計(jì)軟件(Blott and Pye，2010)計(jì)算出平均粒徑(Md)、標(biāo)準(zhǔn)偏差(σ)、偏度(SK)、尖度(K)等主要粒度參數(shù)。計(jì)算結(jié)果表明，李迪城村剖面粒度組分中，砂和粉砂含量變化較大，含量范圍分別為2.54%～77.50%和23.23%～90.27%，平均含量分別為34.34%和62.22%； 黏土組分含量最少(0.16%～20.52%)，平均含量僅為6.11%。該剖面中值粒徑為8.67～152.61 μm，屬粗粉砂。標(biāo)準(zhǔn)偏差介于0.48～2.12之間，平均值為1.54，分選較差。偏度介于-0.07～ -0.49之間，平均值為0.25，正偏，細(xì)粒組分稍多。峰度介于0.74～1.83之間，平均值為1.16，屬中等峰度。

該剖面沉積物的粒度頻率分布曲線如圖4所示。剖面底部(1層)的粒度峰值在50 ～60 μm之間，峰寬且緩，呈單峰型。剖面下段(2～9層)245～485 cm厚度部分，粒度頻率分布曲線峰值在70 μm左右，次高峰在200～300 μm之間，峰值寬且緩，呈雙峰型； 485～505 cm厚度部分峰值在100 μm左右，次高峰在200～300 μm之間，呈雙峰型。剖面中段(10～11層)粒度頻率峰值在50 μm左右，峰寬且緩，呈單峰型。剖面上段(12～16層)粒度頻率峰值在50～70 μm之間，呈單峰型。

圖 4 李迪城村剖面的粒度特征

4.2 剖面的年代

李迪城村剖面共測試了4個(gè)AMS14C年齡樣品，結(jié)果如表1所示。

剖面底部LDC81和LDC101號樣品為古樹和植物碎屑，不受碳庫效應(yīng)影響(Wilhelmetal.，2013)，獲得的9 447～9 227、9 679～9 544 a BP的AMS14C年齡較為可靠。剖面上部地層中零星含有一些貝殼，但多已破碎，為再搬運(yùn)沉積。白洋淀其他剖面一些貝殼的14C測年結(jié)果表明，大多數(shù)年齡偏年輕(Nietal.，2021)，可能受水體和大氣14C放射性碳不平衡的影響(Goldsmithetal.，2017)。因同層位缺少炭屑等其他測年材料，因此剖面上部地層使用沉積物全樣LDC38和LDC46進(jìn)行測年。但是由于沉積物有機(jī)碳來源比較復(fù)雜，可能受到老碳的影響而存在碳庫效應(yīng)，使得測年結(jié)果偏老。雖然該剖面目前沒有其他測年方法和材料進(jìn)行碳庫校正，但從測年結(jié)果看，年齡沒有發(fā)生倒置，與地層層序較一致，因此認(rèn)為得到的AMS14C年齡數(shù)據(jù)較可靠，該剖面1.9 m以下為全新世早期10.8～9.4 ka BP的沉積。

表 1 李迪城村剖面樣品的AMS 14C測年數(shù)據(jù)表

5 討論

5.1 古洪水事件的確定

古洪水事件一般以沉積物粗粒部分作為識別的標(biāo)志(Toonenetal.，2015； Wilhelmetal.，2019； 張躒穎等，2019)。砂含量、黏土/粉砂值及中值粒徑可以反映沉積物中粗粒組分的相對含量(李長安等，2004； 劉祥奇等，2020)，Q90(粒度累積含量大于90%的組分)可以指示攜帶沉積物的數(shù)量和粒度大小從而反映水動力變化(Campbell，1998； Parrisetal.，2010)，常作為識別古洪水事件的主要指標(biāo)。同時(shí)，隨著洪水的發(fā)生，由于水動力條件變化，一些特殊的沉積現(xiàn)象也可代表洪水事件，如河段中出現(xiàn)古樹集中埋藏的現(xiàn)象(尤玉柱，1989； 夏正楷等，2002； 趙得愛等，2010)，河道發(fā)生側(cè)向遷移、改道和下蝕形成侵蝕沖刷面(姚魯烽，1991)等。

李迪城村剖面位于漕河下游平原區(qū)，由于地形坡度較小，流速相對較慢，沉積物組成以中細(xì)砂、粉砂、黏土為主，洪水事件的識別與期次劃分將主要依據(jù)沉積層上下界面變化、巖性特征與沉積結(jié)構(gòu)構(gòu)造的差異來確定。本研究選擇Q90、砂含量、黏土/粉砂值及中值粒徑作為識別古洪水事件的主要指標(biāo)，并結(jié)合剖面野外沉積特征、粒度組分及參數(shù)，在整個(gè)剖面中識別出4期古洪水沉積，自下而上分別描述如下(圖5)。

古洪水層1(485～505 cm)(圖6a 中 A部分)，為黑色含黏土粉砂中泥礫與黑灰色細(xì)砂-粉砂混雜，上下層存在明顯的沖刷面(圖3e)，沉積體呈透鏡狀，小型交錯(cuò)層理發(fā)育(圖3f)，沉積動力發(fā)生變化。粒度組分顯示，該段以細(xì)砂為優(yōu)勢組分，中粗砂含量達(dá)到最大值接近20%，中值粒徑增大(圖5)，分選較差，指示水動力條件快速增強(qiáng)。沉積物的粒度頻率分布曲線(圖4)顯示，505 cm層位中粒度頻率主峰在100 μm左右，次峰為200～300 μm的粗粒峰，呈雙峰型，含量相近，表明河流沉積中水動力環(huán)境變化明顯(劉祥奇等，2020) 。砂含量、Q90、中值粒徑和高黏土/粉砂值，較好地指示了古洪水沉積特征，據(jù)此將該段識別為第1期古洪水沉積。

圖 5 古洪水識別標(biāo)志及古洪水層粒度特征

古洪水層2(485～440 cm)(圖6a 中B部分)，為黑色粉砂到黃色細(xì)砂-粉砂，沉積物中含泥礫，發(fā)育交錯(cuò)層理(6b)，上下層均存在明顯的沖刷面(圖6c)，該階段粒度參數(shù)中細(xì)砂組分變化明顯(圖4)，表現(xiàn)出由粗到細(xì)的兩次旋回，與野外觀察結(jié)果較一致。該段的粒度分布曲線(圖5)主峰在70 μm左右，并在500 μm處有次高峰，頻率分布曲線同樣表現(xiàn)出兩個(gè)沉積旋回； 砂含量、Q90和中值粒徑的高值(圖5)較好地指示出古洪水沉積特征。根據(jù)巖性及沖刷面變化將B段劃分兩個(gè)沉積單元，下層記為B-1，上層為B-2(圖6a、6c)。該階段沉積變化迅速，且存在多個(gè)侵蝕沖刷界面，這可能是一次古洪水事件的多個(gè)洪峰所致。

古洪水層3(365～295 cm)(圖6a 中C部分)，不等厚沉積，呈透鏡狀，發(fā)育細(xì)砂、中粗砂。細(xì)砂為優(yōu)勢組分，粒度頻率分布曲線顯示，主峰約70 μm(圖4)，中值粒徑為高值(圖5)。砂含量、Q90、中值粒徑和黏土/粉砂值的高值，指示該序列在沉積開始和結(jié)束段粒度組分明顯較粗，厚度較大(圖5)。綜合看來，此階段整體具有沉積速率較快、 水動力條件較強(qiáng)且持續(xù)時(shí)間長的特征。而且該層出露較多破損的古樹(圖3b)，這些古樹和雙殼類化石均呈SW-NE定向排列，這些現(xiàn)象是強(qiáng)水流沖刷堆積的結(jié)果。已有研究也指出平原地帶河段出現(xiàn)的古樹集中埋藏，可能代表一次洪水事件(尤玉柱，1989； 夏正楷等，2002； 趙得愛等，2010)。

古洪水層4(295～245 cm)(圖6a 中D部分)，發(fā)育灰色細(xì)砂，并含大量炭屑； 中值粒徑為100 μm左右，達(dá)到峰值，為整段粒度最粗的部分，表明其水動力條件顯著增加。野外沉積特征及粒度參數(shù)較一致地指示該層對應(yīng)一期古洪水事件。

綜上所述，李迪城村剖面共記錄了4期古洪水事件，分別位于剖面505、485、365及295 cm處(圖6a)。Wilhelm等(2019)根據(jù)河流沉積環(huán)境和沉積部位將古洪水沉積進(jìn)一步劃分為河道和河道邊緣及漫灘兩種大類。其中，河道及河道邊緣包括垂向加積單元、巨礫堤壩及側(cè)向加積單元； 漫灘包括古河道充填、匯水洼地和滯流沉積(Wilhelmetal.，2013)。區(qū)域上，全新世以來永定河流域暴雨洪水頻繁出現(xiàn)的標(biāo)志是地層中分布廣泛的洪水泛濫時(shí)形成的侵蝕面和淤沙層(姚魯烽，1991)。在研究區(qū)，遙感影像圖顯示李迪城村剖面位于漕河古河道邊緣，代表了河道或河道邊緣沉積。該剖面也發(fā)育典型的垂向加積單元和透鏡狀砂體沉積，沉積物粒度較粗，變化范圍較大，發(fā)育交錯(cuò)層理(圖3f、6b)。這些沉積特征指示了河流相的沉積環(huán)境，因此本文識別的古洪水事件為河道邊緣沉積。古洪水沉積發(fā)生在全新世早期，當(dāng)時(shí)白洋淀地區(qū)的地形起伏不大(吳忱等，1986)，洪水來臨時(shí)沉積在匯水洼地，洪水過后，水動力驟減，使得古洪水事件沉積得以保留下來。

古洪水相對強(qiáng)度可以從每個(gè)洪水層中最粗的泥沙組分來估算，Q90作為攜帶沉積物的數(shù)量和粒度大小也可指示水動力強(qiáng)度(Campbell，1998； Parrisetal.，2010)。因此，河流沉積物粒度與層厚變化能夠指示洪水事件的強(qiáng)度和規(guī)模。沉積物粒度粗、厚度大，指示沉積水動力較強(qiáng)，洪水規(guī)模大，沉積物粒度細(xì)，指示水動力弱。李迪城村剖面記錄的古洪水層1～4，沉積物的粒度相對較粗、厚度較大，指示了古洪水事件強(qiáng)度和規(guī)模較大。但由于平原區(qū)河道大多數(shù)為埋藏古河道，缺少河道寬度、水位等相關(guān)參數(shù)，具體的流量和洪峰值目前仍是研究難點(diǎn)(張鵬等，2020)，還需要進(jìn)一步的定量計(jì)算，本文未進(jìn)行討論。

5.2 古洪水發(fā)生的氣候背景

氣候變化是影響水文過程與河流系統(tǒng)的主要因素(Elyetal.，1993； Knox，2000； Guoetal.，2018)。建立不同氣候背景下古洪水沉積的時(shí)間序列，有助于理解極端降水事件對氣候變化的響應(yīng) (Benitoetal.，2015)。本文基于洪水沉積物有機(jī)質(zhì)和古樹的AMS14C測年方法，厘定了漕河全新世早期古洪水事件的起訖時(shí)間。測年結(jié)果表明，李迪城村剖面記錄了4期古洪水事件，發(fā)生在10.8～9.6 ka BP。區(qū)域上，李迪城村剖面處于太行山東麓永定河與滹沱河沖積扇相夾峙的低洼地區(qū)，上游水源來自太行山，前人根據(jù)地層分析指出永定河在早全新世(10～9.5 ka BP)發(fā)生過多期暴雨事件(姚魯烽，1991)。對同時(shí)期不同水文狀況的地區(qū)進(jìn)行對比分析，發(fā)現(xiàn)華北平原內(nèi)邱、肅寧，黃河中游晉陜峽谷柳林灘段和吉縣段，渭河支流石川河以及西北內(nèi)陸和青藏高原等地區(qū)(殷春敏等，2001； 王軍等，2010； 李曉剛，2014； 李曉剛等，2014； 劉雯瑾等，2016； Zhongetal.，2018； 王娜等，2020； Chenetal.，2021)(表2)，在11.8～8.5 ka BP期間均有多次古洪水事件記錄。該時(shí)期處在末次冰消期之后氣溫和降水量頻繁波動的上升時(shí)期，上述古洪水事件與李迪城村剖面記錄的4期古洪水事件在時(shí)間上較為接近，據(jù)此推斷白洋淀地區(qū)全新世早期古洪水沉積記錄反映的是全新世氣候變暖背景下的極端降水事件。

從高分辨率的三寶洞、蓮花洞石筍氧同位素記錄(Dongetal.，2010，2018)來看，東亞夏季風(fēng)(EASM)在11.5～9.5 ka BP逐漸增強(qiáng)(王軍等，2010； Wenetal.，2010； Chenetal.，2021)，季風(fēng)降水的波動增加，極端降水事件與EASM具有一定的相關(guān)性。全新世早期太陽輻射加強(qiáng)(Bergerand and Loutre，1991)，全球溫度上升，格陵蘭島GRIP冰芯δ18O值記錄也指示了全新世早期的氣候轉(zhuǎn)暖和冰蓋消融(Vintheretal.，2006, 2008, 2009； Rasmussenetal.，2006)。全新世極端降水事件在世界其他河流沉積物中都有記錄，如印度恒河盆地中部和德干半島河流的沖積期分別為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條河流的漫灘沉積年代學(xué)數(shù)據(jù)，推斷全新世存在6段古洪水高發(fā)期，其中全新世早期包括10.7～10.2 ka BP和 9.5～9.1 ka BP兩個(gè)階段(Benitoetal.，2008)。全新世以來白洋淀地區(qū)的沉積特征所反映的氣候環(huán)境特征表現(xiàn)為早期開始出現(xiàn)湖沼相沉積，氣候偏濕； 中期湖泊沉積發(fā)育，氣候溫暖濕潤； 晚期湖泊退縮，以河流-沼澤相沉積為主，氣候向涼干轉(zhuǎn)變(王會昌，1983； 王永等，2015)。因此，白洋淀地區(qū)早全新世的古洪水事件是區(qū)域氣候變化的產(chǎn)物，也可能是全新世早期東亞季風(fēng)氣候增強(qiáng)、冷暖干濕波動頻繁的響應(yīng)(Zhaoetal.，2017)。

6 結(jié)論

(1) 根據(jù)白洋淀漕河剖面沉積物粒度、結(jié)構(gòu)與構(gòu)造及厚度等特征，識別出4期古洪水事件，漕河下游古洪水沉積層與下伏地層之間存在水流沖刷形成的侵蝕面，沉積體形態(tài)呈透鏡狀，發(fā)育中小型交錯(cuò)層理，泥礫與富含有機(jī)質(zhì)的含黏土粉砂層混雜，河流水動力較強(qiáng)，整個(gè)剖面為河床-漫灘相沉積。

(2) 古洪水沉積物粒度以細(xì)砂為優(yōu)勢組分，含混雜的粉砂或含黏土粉砂，粒度指標(biāo)(粒度頻率曲線、中值粒徑、砂含量及Q90等)能夠有效識別古洪水事件。

(3) 基于AMS14C測年結(jié)果推斷古洪水事件發(fā)生在全新世早期(10.8～9.6 ka BP)。該時(shí)期華北平原洪水事件頻發(fā)，氣候冷暖干濕波動頻繁，因此白洋淀地區(qū)漕河剖面記錄的古洪水事件可能為早全新世氣候變暖過程的極端降水所引起。