方艷秋，王子璇，王藝霖，汪衛(wèi)國，符超峰，戴 霜*，胡 惠，孔 雪,

1.蘭州大學(xué) 地質(zhì)科學(xué)與礦產(chǎn)資源學(xué)院，蘭州 730000

2.自然資源部第三海洋研究所，廈門 361005

3.長安大學(xué) 地球科學(xué)與資源學(xué)院，西安 710054

4.西北核技術(shù)研究所，西安 710024

亞洲內(nèi)陸干旱化形成歷史是全球古氣候研究的重要內(nèi)容。風(fēng)成沉積物（黃土、紅黏土等）可用來追蹤亞洲內(nèi)陸干旱化的過程（劉東生，1985；Guo et al，2002）。青藏高原東北緣阿爾金的紅黏土層序（Li et al，2018）和西寧盆地的沉積記錄（Dupont-Nivet et al，2007）顯示，亞洲內(nèi)陸的干旱化至少從始新世就已開始。黃土、冰芯記錄的大量證據(jù)表明：全球氣候在更新世期間經(jīng)歷了千年和軌道尺度的共同演化（Sun et al，2021）；隨后，粉塵沉積速率在距今25 Ma（強(qiáng)小科等，2010）、14 — 13 Ma（鹿化煜等，2008）、3.6 — 3.4 Ma（Ding et al，2005；Lu et al，2010）、2.6 Ma（Lu et al，2010）、1.2 — 0.9 Ma（劉東生，1985）、0.2 Ma（吳海斌等，2002）、0.07 Ma（Lu et al，2010）顯著增強(qiáng)，干旱化加劇。前人主要針對風(fēng)成沉積來研究亞洲內(nèi)陸干旱化的歷史。湖泊沉積物在青藏高原北部地區(qū)廣泛分布，理論上，湖泊既接收流域內(nèi)河流搬運(yùn)的沉積物，也接收大氣攜帶的粉塵沉積物，但是湖泊沉積物中的粉塵沉積組分如何鑒別、是否也能記錄干旱化歷史有待進(jìn)一步研究。

湖泊沉積物的粒度是表征湖泊水動(dòng)力變化、搬運(yùn)介質(zhì)和搬運(yùn)方式的重要參數(shù)，湖泊沉積物粒度變化可指示古氣候環(huán)境變化（王蘇民等，1995；陳敬安等，2003；謝遠(yuǎn)云等，2004；謝遠(yuǎn)云等，2007；魏強(qiáng)等，2008；Liu et al，2016）、重建湖泊水位變化歷史（王蘇民和吉磊，1995；朱海等，2020）、識別沉積物中的大氣粉塵組分及其記錄的塵暴事件（Tsoar and Pye，1987；強(qiáng)明瑞等，2006；肖舜等，2007；Shao et al，2011；Chen et al，2013；Chen et al，2020）等。前人利用粒度指標(biāo)對不同氣候背景、不同地質(zhì)年代的湖相沉積物做了大量的研究，發(fā)現(xiàn)湖泊沉積物粒度一般由1 — 3 個(gè)顆粒組分構(gòu)成（王蘇民等，1995；王蘇民和吉磊，1995；陳敬安等，2003；謝遠(yuǎn)云等，2004；強(qiáng)明瑞等，2006；謝遠(yuǎn)云等，2007；魏強(qiáng)等，2008；殷志強(qiáng)等，2008；Chen et al，2013；Fu et al，2013；Qiang et al，2014；Sun et al，2018；華攸勝等，2019；朱海等，2020），最多可以分為6個(gè)粒級（殷志強(qiáng)等，2008）。然而對于如何區(qū)分不同粒級組分、如何解釋它們的來源及其氣候環(huán)境意義還有待更多的研究實(shí)例來完善（陳敬安等，2003；謝遠(yuǎn)云等，2007；華攸勝等，2019）。

湖泊沉積物粒度組分的提取，是解釋湖泊沉積物來源及氣候環(huán)境背景的關(guān)鍵（Xiao et al， 2009；Dietze et al，2014）。提取粒度敏感粒級的方法有很多，包括粒級-標(biāo)準(zhǔn)偏差法（Fan et al，2011）、曲線擬合包括對數(shù)正態(tài)分布函數(shù)（Xiao et al，2012）和Weibull 分布函數(shù)法（Sun et al，2002）、端元分析法（Weltje，1997；Weltje and Prins，2003；Weltje and Prins，2007；Paterson and Heslop，2015；Dietze et al，2022）等。早期對粒度敏感粒級的提取多利用非參數(shù)端元分析（EMMA）法（Weltje，1997；Dietze et al，2012）和單樣本分離（single-sample unmixing，SSU）法（Sun et al，2002；Qin et al，2005；Liu et al，2021）。這兩種方法均存在一定的局限性，單樣本分離（SSU）法是一種區(qū)別于端元分析的粒度分解算法（Liu et al，2021），該方法分解端元的非唯一性通常難以判斷潛在的混合過程；非參數(shù)化端元分析（EMMA）法通常難以識別單一沉積物來源對應(yīng)的粒度亞群（Paterson and Heslop，2015）。將粒度數(shù)據(jù)分解成不同意義的端元組分是研究地質(zhì)過程及古環(huán)境的重要手段，但利用算法定量的分離端元組分的研究應(yīng)用還不夠廣泛（Liu et al，2021）。端元分析算法已出現(xiàn)很多變種（van Hateren et al，2018），如基于單純形擴(kuò)展的Fortran 算法（Weltje，1997）已被轉(zhuǎn)換為基于R 的端元組分算法（Seidel and Hlawitschka，2015）、高光譜圖像處理（AnalySize）算法（Paterson and Heslop，2015）、貝葉斯EMMA（Yu et al，2016） 。已有研究對這些算法進(jìn)行了對比，Paterson and Heslop（2015）開發(fā)的AnalySize 軟件用戶較多，效果較好。因此，本文選擇AnalySize 進(jìn)行粒度分析，利用一般化的Weibull 分布函數(shù)對粒度數(shù)據(jù)進(jìn)行分離。

武威盆地位于青藏高原東北緣河西走廊東段，南接祁連山，北臨騰格里沙漠，處于亞洲內(nèi)陸干旱區(qū)腹地，氣候?qū)贉貛Т箨懶愿珊禋夂颍璧啬喜砍练e了一套古近紀(jì) — 新近紀(jì)河湖相沉積（戴霜等，2021），是亞洲內(nèi)陸古近紀(jì)氣候環(huán)境變化的理想材料。本文對武威盆地南部黃羊河水庫地區(qū)該套沉積中部層段的湖相沉積物進(jìn)行了采樣，利用端元分析法對粒度進(jìn)行了分離，對3 個(gè)組分的來源進(jìn)行了推斷，探討了剖面上不同層段粒度組分變化特征。分離出的風(fēng)成組分與阿爾金紅黏土（Li et al，2018）、西寧盆地干旱化的時(shí)代（Dupont-Nivet et al，2007）大致吻合，為研究河西走廊地區(qū)亞洲內(nèi)陸干旱化的過程以及該區(qū)古環(huán)境重建提供基礎(chǔ)數(shù)據(jù)。

1 材料和方法

1.1 采樣剖面地層巖性和沉積環(huán)境

采樣剖面位于武威盆地南部黃羊水庫北側(cè)（圖1），采樣剖面厚124 m，為一套湖相沉積的厚層、巨厚層狀橘黃色粉砂巖、褐紅色泥巖、灰白色石英中—粗砂巖、橘黃色細(xì)砂巖，剖面尚未發(fā)現(xiàn)化石。本研究通過對武威盆地出露的古近系進(jìn)行野外調(diào)查，結(jié)合前人對青藏高原北部多個(gè)盆地開展的地層沉積工作，以及已有的磁性地層年代數(shù)據(jù)，建立了武威盆地古近紀(jì) — 新近紀(jì)地層系統(tǒng)，經(jīng)區(qū)域?qū)Ρ?，得出采樣剖面地層與蘭州盆地野狐城組相當(dāng)（戴霜等，2021）。因此將文中黃羊河組地層判定為晚始新世沉積。

圖1 黃羊河地質(zhì)剖面及特征巖性說明Fig. 1 Huangyang River geological section and characteristic lithology description

采樣剖面下部（1 — 27 m）：巖石類型以褐紅色泥巖和灰綠色砂巖為主，濱淺湖泥主要為褐紅色鈣質(zhì)泥巖，為水動(dòng)力較弱的沉積環(huán)境。發(fā)育平行層理、交錯(cuò)層理，砂巖膠結(jié)物以泥質(zhì)和鈣質(zhì)為主，分選和磨圓度較好。泥巖單層厚0.1 — 3.2 m，砂巖單層厚0.1 — 0.2 m（圖2），氧化作用強(qiáng)烈，為氧化淺湖亞相（朱筱敏，2008）。采樣剖面中下部（27 — 65 m）：巖石類型以桔紅色泥巖和厚層橘黃色砂巖為主，泥巖、砂巖不等厚互層。砂巖含量明顯高于淺湖亞相，發(fā)育平行層理、交錯(cuò)層理、斜層理。底部含有礫石。泥巖單層厚0.2 — 5.4 m，砂巖單層厚0.1 — 2.2 m（圖2），為濱湖亞相（朱筱敏，2008）。采樣剖面中上部（65 — 124 m）：巖石類型以厚層桔紅色粉砂巖和巨厚層橘黃色砂巖為主，砂巖含量明顯高于濱湖亞相，發(fā)育平行層理。擴(kuò)張湖沉積物主要在氣候較干旱的洪水期發(fā)生堆積（朱筱敏，2008），地層剖面上表現(xiàn)為砂巖含量增多，顏色呈紅色調(diào)。粉砂巖單層厚0.1 — 6.1 m，砂巖單層厚0.1 — 4.2 m（圖2），為擴(kuò)張湖亞相。

野外按照0.5 — 1.0 m 間距采樣，采樣時(shí)剝?nèi)ケ韺铀缮⒍逊e物，挖出新鮮面，采集散樣約100 g，共采集樣品114 個(gè)。

1.2 研究方法

1.2.1 粒度測試方法

室內(nèi)稱取約0.3 g 樣品置于200 mL 燒杯中；加入10 mL 濃度為30%的H2O2，置于加熱板上反應(yīng)去除有機(jī)質(zhì)；對有機(jī)質(zhì)含量高反應(yīng)劇烈的樣品，再加入足量的H2O2使其充分反應(yīng)，以徹底除去樣品中的有機(jī)質(zhì)；待無氣泡產(chǎn)生時(shí)，加入10 mL濃度為10%的HCl 煮沸以充分除去碳酸鹽，再加入去離子水注滿燒杯，靜置12 h 后，用移液管將燒杯上層清液抽出，抽至約剩20 mL 溶液，再向燒杯中加入濃度0.05 mol · L-1的(NaPO3)6分散劑10 mL，超聲波震蕩10 min 后上機(jī)測試。

粒度測試在蘭州大學(xué)西部環(huán)境教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室使用Mastersizer 2000 型激光粒度儀進(jìn)行，測量范圍在0.02 — 2000 μm，測量結(jié)果以100 個(gè)粒級產(chǎn)出，間距為Φ 0.166，吸收系數(shù)和折射率值分別設(shè)為0.1 和1.520，重復(fù)誤差小于2%（強(qiáng)明瑞等，2006；肖舜等，2007；Chen et al，2020）。前處理步驟采用鹿化煜和安芷生（1997）的標(biāo)準(zhǔn)。粒度參數(shù)采用Folk and Ward（1957）的圖解法計(jì)算，粒級劃分采用Udden-Wentworth（Wentworth，1922）標(biāo)準(zhǔn)。黃羊河剖面沉積物粒度按照謝帕德三角圖分類法分類和命名（Shepard，1954）。

1.2.2 端元分析法

本文在Matlab 環(huán)境下運(yùn)行AnalySize（Paterson and Heslop，2015）軟件，導(dǎo)入黃羊河剖面湖相沉積物粒度數(shù)據(jù)，運(yùn)用參數(shù)化端元分析法，選取Gen.Weibull 函數(shù)，假設(shè)端元數(shù)為1 — 10 的基礎(chǔ)上，對數(shù)據(jù)進(jìn)行端元組分分離，隨著端元數(shù)的不斷增加，角度離差逐漸變小，粒級的復(fù)相關(guān)系數(shù)R2逐漸接近1（R2在0.8 以上表明端元個(gè)數(shù)基本達(dá)到擬合標(biāo)準(zhǔn)），在達(dá)到以上標(biāo)準(zhǔn)的基礎(chǔ)上，選取最優(yōu)的端元數(shù)量。

圖2 黃羊河剖面沉積物各粒級組分含量及粒度參數(shù)垂向分布特征Fig. 2 The vertical distribution characteristics of the content of each grain size component and grain size parameters in the sediments of the Huangyang River section

2 結(jié)果與討論

2.1 黃羊河剖面湖相沉積物粒度參數(shù)及含量特征

黃羊河剖面沉積物各粒級組分含量及粒度參數(shù)的垂向分布特征如圖2 所示：黏土（＜4 μm）平均含量為16.74%，細(xì)粉沙（4 — 16 μm）平均含量為20.03%，中粗粉沙（16 — 63 μm）平均含量為15.35%，極細(xì)沙（63 — 125 μm）平均含量為20.74%， 細(xì) 沙（125 — 250 μm） 平 均 含 量 為20.10%， 中 沙（250 — 500 μm） 平 均 含 量 為6.66%，粗沙（500 — 1000 μm）平均含量為0.38%。平均粒徑變化范圍為4.30 — 175.45 μm，平均值為42 μm，整個(gè)剖面主要以細(xì)粉沙、極細(xì)沙和細(xì)沙為主。剖面結(jié)合沉積相以及各粒級含量的垂向變化規(guī)律劃分為三個(gè)階段，各粒級在每一階段的占比見表1。

表1 三個(gè)階段各粒級占比Tab. 1 The proportion of each grain grade in the three stages

階段1（1 — 27 m）：平均粒徑范圍為4.49 —169.18 μm，平均值為31.94 μm；偏態(tài)值為- 0.64 —0.25，平均值為- 0.13，從極負(fù)偏態(tài)到正偏態(tài)均有分布；標(biāo)準(zhǔn)偏差為-2.75 — -1.62，平均值為-2.26，分選極好；峰度為0.67 — 2.16，平均值為0.94，從平坦到很尖銳均有分布。黏土和細(xì)粉沙占優(yōu)勢（表1），而27 m 處，黏土和粉沙含量明顯減少，沙含量明顯增加，中值粒徑與極細(xì)沙曲線波動(dòng)基本一致。

階段2（27 — 65 m）：平均粒徑范圍為4.30 —138.91 μm，平均值為37.01 μm；偏態(tài)值為- 0.63 — 0.27，平均值為- 0.26，從極負(fù)偏態(tài)到正偏態(tài)均有分布；標(biāo)準(zhǔn)偏差為-3.02 — -1.58，平均值為-2.27，分選極好；峰度為0.67 — 2.07，平均值為0.97，從平坦到很尖銳均有分布。細(xì)粉沙和極細(xì)沙占優(yōu)勢（表1），此階段垂向波動(dòng)趨勢較平穩(wěn)。階段1 到階段2，從氧化淺湖亞相過渡到濱湖亞相，黏土和細(xì)粉沙含量減少，中粗粉沙和極細(xì)沙含量增加，一定程度上指示氣候逐漸變干的特征（Dearing，1997；謝遠(yuǎn)云等，2007）。

階段3（65 — 124 m） ：平均粒徑范圍為14.31 — 175.45 μm，平均值為51.39 μm；偏態(tài)值為- 0.66 —0.24，平均值為-0.47，從極負(fù)偏態(tài)到正偏態(tài)均有分布；標(biāo)準(zhǔn)偏差為-2.95 — -1.69，平均值為-2.24，分選極好；峰度為0.63 — 2.05，平均值為1.05，從很平坦到很尖銳均有分布。極細(xì)沙和細(xì)沙占優(yōu)勢（表1），此階段中值粒徑和平均粒徑曲線垂向波動(dòng)較劇烈。階段2 到階段3，從濱湖亞相過渡到擴(kuò)張湖亞相，黏土和細(xì)粉沙粒級含量明顯減小，沙和極細(xì)沙含量明顯增加，一定程度上指示更干旱的氣候（Dearing，1997；謝遠(yuǎn)云等，2007）。

2.2 謝帕德三角分類結(jié)果及頻率曲線特征

謝帕德三角分類圖如圖3 所示：階段1 粒級分布較分散，黏土、沙、粉沙均有分布。階段2較階段1 粒級分布集中，粉沙質(zhì)沙、沙質(zhì)粉沙為優(yōu)勢粒級，階段3 較階段1、階段2 粒級分布更集中，以沙組分為主。同時(shí)黃羊河剖面頻率曲線（圖4）顯示：階段1 頻率曲線分布不規(guī)則，存在單峰、雙峰及多峰分布；階段2 頻率曲線主要由兩個(gè)不同分布特征的組分組成，粒徑小的峰曲線寬平，眾數(shù)粒徑在5.0 μm 左右，粒徑大的峰曲線陡峭，眾數(shù)粒徑在110.0 μm 左右；階段3 頻率曲線也由兩個(gè)不同分布特征的組分組成，粒徑小的峰曲線寬平，眾數(shù)粒徑在4.5 μm 左右，粒徑大的峰曲線陡峭，眾數(shù)粒徑在200.0 μm 左右。階段1 到階段3，沉積物頻率曲線明顯右偏，表明粗顆粒組分明顯增加。

圖3 謝帕德沉積物類型三角分類圖Fig. 3 Shepard’s sediment type ternary diagram

2.3 端元組分分離結(jié)果

利用端元分析法（Paterson and Heslop，2015）對黃羊河剖面湖相沉積物粒度數(shù)據(jù)進(jìn)行分解（圖5），當(dāng)端元數(shù)達(dá)到3 時(shí)，復(fù)相關(guān)系數(shù)（R2）達(dá)到0.953，當(dāng)端元數(shù)達(dá)到4 時(shí)，R2為0.973，復(fù)相關(guān)系數(shù)增加不明顯。端元分析方法遵循分解端元數(shù)量盡量少的原則，因此在達(dá)到標(biāo)準(zhǔn)的基礎(chǔ)上，選擇3 個(gè)粒度端元反演黃羊河剖面粒度數(shù)據(jù)（圖6a），分別命名為EM1、EM2、EM3，每個(gè)端元的概率分布曲線均接近正態(tài)分布，并且均為單峰。EM1 粒徑在6.32 μm 時(shí)，含量占比最高，EM2 粒徑在112.47 μm 時(shí)，含量占比最高，EM3 粒徑在224.40 μm 時(shí)，含量占比最高。EM1、EM2、EM3對整個(gè)剖面沉積物的貢獻(xiàn)分別為45.97%、31.33%、22.70%。EM1 頻率曲線較EM2、EM3 寬而緩，表明分選中等，而EM2 和EM3 頻率曲線尖而窄，表明分選較好。

三個(gè)端元在剖面上的貢獻(xiàn)率變化曲線（圖6b）表明：階段1，三端元曲線波動(dòng)較劇烈，厚度在27 m 處，EM1 和EM2 含量明顯減小，EM3 含量明顯增大；階段2，三端元曲線波動(dòng)較劇烈；階段3，EM1 和EM2 波動(dòng)較平穩(wěn)，但EM3 仍波動(dòng)較劇烈。

圖4 黃羊河剖面粒度頻率曲線Fig. 4 Grain size frequency curve of Huangyang River section

2.4 端元的環(huán)境意義

湖泊沉積物的粒度組成主要受控于運(yùn)移過程和物源因素（Xiao et al，1999；Xiao et al，2009；Xiao et al，2012；Xiao et al，2013；Dietze et al，2014）。早期研究表明：石羊河流域湖相沉積剖面記錄了數(shù)層風(fēng)成沉積（施祺等，1999；施祺和陳發(fā)虎，2001），因此推斷黃羊河剖面沉積物粒度組分主要來源于河流輸入和大氣粉塵沉降，而不同類型的碎屑沉積物往往呈現(xiàn)出不同組分特定的粒度端元（Sun et al，2018）。

圖5 黃羊河剖面端元數(shù)線性相關(guān)和角度離差Fig. 5 Linear correlations and angular deviation of endmembers in Huangyang River section

EM1 的眾數(shù)粒徑為6.32 μm，粒徑范圍主要集中在1.0 — 40.0 μm。EM1 頻率曲線的粗粒尾部存在＞100 μm 的組分，可能指示近源風(fēng)成組分，由于含量極低，這里不作討論。前人對干旱地區(qū)的湖泊通過石英顆粒表面結(jié)構(gòu)、主量元素和粒度指標(biāo)得到，粉沙組分（與本文中的EM1 組分的粒徑相近）可能來源于粉塵輸入（An et al，2018）。細(xì)粉沙顆粒組分在風(fēng)成成因作用下可通過高空長距離運(yùn)輸（Tsoar and Pye，1987；Thompson et al，2000；Liu et al，2009），粗粉沙顆粒組分可通過短期懸浮機(jī)制近距離輸送（An et al，2012）。研究區(qū)盛行偏西風(fēng)、西風(fēng)，可促進(jìn)粉塵的搬運(yùn)堆積（施祺和陳發(fā)虎，2001；李育等，2011；韓琴等，2019），同時(shí)EM1 的頻率曲線（圖6a）與收集的風(fēng)成沉積物頻率曲線（哈爾濱地區(qū)濕沉降粉塵（Xie et al，2015）、北太平洋西風(fēng)輸送的粉塵沉積物（Serno et al，2014）、黃土高原黃土沉積物（Sun et al，2002）、韓國濟(jì)州島風(fēng)成沉積物（Lim and Matsumoto，2006）、興凱湖風(fēng)成沉積物（Sun et al，2018））相似（圖7）。因此推斷EM1 為風(fēng)力高空遠(yuǎn)距離懸移搬運(yùn)來的黏土以及區(qū)域風(fēng)力搬運(yùn)的粉沙組分。盡管EM1 組分與粉塵沉積的顆粒組分相似，但也可能有其他來源的組分，如河流懸浮搬運(yùn)沉積。本研究采集樣品數(shù)量有限，實(shí)驗(yàn)周期也受限制，未來野外考察將采集更多的樣品，針對性地限定每一端元組分，使用更先進(jìn)的實(shí)驗(yàn)設(shè)備，增加其他能夠反映沉積動(dòng)力、過程等的指標(biāo)，進(jìn)一步證明本文結(jié)論的合理性。

圖6 EM1、EM2、EM3 頻率曲線（a）及其在剖面上的貢獻(xiàn)率變化曲線（b）Fig. 6 EM1, EM2, EM3 frequency curves (a) and their contribution rate change curves on the profile (b)

圖7 EM1（紅色實(shí)線）與其他地區(qū)風(fēng)塵沉積粒度分布的比較Fig. 7 Comparison of the grain size distribution of EM1 (red solid line) and other areas

EM2 的眾數(shù)粒徑為112.47 μm，粒徑分布范圍主要集中在39.9 — 200.0 μm。EM2的頻率曲線（圖6a）與河流沉積物粒度分布相似（Xiao et al，2012；Xiao et al，2013）。大于63 μm 的組分在風(fēng)力作用下很難搬運(yùn)，這一組分主要來源于地表徑流的侵蝕作用（魏強(qiáng)等，2008），江漢平原江陵剖面湖相沉積物粒度分析表明：地表徑流在降雨量大的濕潤年份發(fā)育，可將粗顆粒物質(zhì)帶入湖盆從而使湖泊沉積物粒徑增大。降水主要分為直接降水和地表徑流（謝遠(yuǎn)云等，2004；謝遠(yuǎn)云等，2007），而黃羊河地區(qū)常年干旱少雨，受直接降水的影響較小，同時(shí)石羊河水系的黃羊河流經(jīng)黃羊鎮(zhèn)境內(nèi)，并且采樣點(diǎn)位于黃羊水庫剖面下部，因此在地表徑流的搬運(yùn)作用下，粗顆粒沉積物可被攜帶入湖沉積，因此推斷EM2 為地表徑流作用下河流水動(dòng)力搬運(yùn)入湖的沉積物。

EM3 的眾數(shù)粒徑為224.40 μm，粒徑分布范圍主要集中在100.2 — 447.7 μm。EM3 的頻率曲線（圖6a）與EM2 的頻率曲線分布形態(tài)相似，但眾數(shù)粒徑約為EM2 的2 倍。我國北方內(nèi)陸湖泊沉積物細(xì)粒部分的粒度多組分分布特征研究表明：150 — 700 μm 的粒級屬于躍移組分（殷志強(qiáng)等，2008），推斷EM3 是洪水作用沉積的粗顆粒躍移組分或湖泊經(jīng)二次擾動(dòng)再沉積的組分。

3 結(jié)論

（1）黃羊河剖面沉積物主要以細(xì)粉沙、極細(xì)沙和細(xì)沙為主。剖面整體結(jié)合沉積相以及各粒級含量垂向變化規(guī)律劃分為三個(gè)階段，階段1 到階段2，氧化淺湖亞相過渡到濱湖亞相，粗顆粒組分明顯增加，一定程度上指示氣候逐漸變干的特征；階段2 到階段3，濱湖亞相過渡到擴(kuò)張湖亞相，黏土和細(xì)粉沙含量明顯減小，沙和極細(xì)沙含量明顯增加，一定程度上指示更干旱的氣候。

（2）根據(jù)謝帕德三角分類圖，階段1 粒級分布較分散，階段2 較階段1 粒級分布集中，粉沙質(zhì)沙、沙質(zhì)粉沙為優(yōu)勢粒級，階段3 較階段1、2粒級分布更集中，以沙組分為主。階段1 到階段3，沉積物頻率曲線明顯右偏，表明粗顆粒組分明顯增加。

（3）利用端元分析法將黃羊河剖面沉積物粒度反演出3 個(gè)端元，其中EM1 可能為風(fēng)力高空遠(yuǎn)距離懸移搬運(yùn)來的黏土以及區(qū)域風(fēng)力搬運(yùn)的粉沙組分；EM2 可能指示地表徑流作用下河流水動(dòng)力搬運(yùn)入湖的沉積物；EM3 可能代表洪水作用沉積的粗顆粒躍移組分或湖泊經(jīng)二次擾動(dòng)再沉積的粗顆粒組分。

致謝：感謝華南師范大學(xué)地理科學(xué)學(xué)院強(qiáng)明瑞教授的建議，感謝張明震、馬曉軍、樊鑫等野外采樣協(xié)助，感謝審稿人對論文的評閱和修改意見。