武汉地区末次冰盛期以来古洪水与古气候关系研究毕业设计(编辑修改稿)

武汉地区末次冰盛期以来古洪水与古气候关系研究毕业设计(编辑修改稿)内容摘要：

的术语 ,但是真正的质点“大小”并没有统一的定义。 一般理解粒度为颗粒直径对沉积物分析研究的最基本手段之一是粒度分析 ,它是用物理的方法测定沉积物粒度的大小及 各粒级所占百分数 ,并计算分选系数、偏态系数、峰态系数等 ,也就是研究沉积物中各种不同粒级的机械组成。 这种分析的目的是帮助推断沉积物的来源、搬运动力及沉积环境 ,从而推断其类型。 ① 中值粒度 中值粒径也是 50 ,即在累积曲线上截取频率为 50%时的值 , 它是量度沉积物颗粒平均大小的一种指标 ,受粒度频率曲线偏态、峰型和扩散程度的影响 ,不完全等于算术平均粒径和几何 平均粒径 ,只代表一半颗粒粒径大于它 ,另一半颗粒粒径小于它。 按照粒级分类 ,粉砂粒径D 应在 一 00625mm 之间 ,其相应的中值其中  8450  ， Dlog2 ),粘土粒级D.00039mm,相应的中值为 8。 ② 粒径 4 范围内沉积颗粒百分含量 ③ 偏态系数 偏态系数值可量度颗粒频率分布的对称程度 ,并表明平均值与中位数的相对位置 ,如沉积物偏粗时即为负偏 ,频率曲线上平均值的位置在中位数较粗方向的一边。 反之沉积物偏细时即正偏。 当偏度近于对称时 ,平均值和中位数的位置重合 ,频率曲线呈对称形态。 沉积物的成因与偏度有一定的关系。 如一般情况下海滩沙多为负偏 ,沙丘沙和风沙则多为正偏。 古洪水平流沉积是悬移质细颗粒沉积 ,为正偏。 ④ 概率累积 ⑤ 分选系数 分选系数的大小表示沉积物颗粒粗细的均匀程度 ,不同成因类型的沉积物分选大不相同。 经过 流水长距离搬运后、中途无附近物源加人的沉积物质分选性好 ,而短程急流搬运的物质如泥石流、坡积物、溪口滩等沉积物质分选性差。 古洪水研究中分选性的求算采用五等级划分的克伦宾公式 ,即根据颗粒大小划分粒级及其各粒级的百分含量 ,取其在总含量中达25%颗粒粒径值 25D （第一分位数 )和 75%颗粒粒径值 75D (第三分位数 )进行比较 ,按下式 : 2/ 2575 ）（  计算得分选系数。 颗粒粗细均匀者 ,即者 ,称分选性很好 :当依次落人 、 、 区间时 ,其分选性分别为较好、中等、差、很差 ,此时即没有一种粒级的颗粒含量超过 50%或颗粒粗细相差很大。 3. 研究区域概况与样品测试 . 研究区域概况 图 31武汉江岸区后湖附近卫星图 长江中游洪灾形成有其特殊的气候水文条件、自身特征及防洪工程因素 ,与之密 切相关的地学基础有：地貌分区和地貌类型、第四纪地层、地质构造、江湖演变、水文地质、工程地质及其它水患问题 (涝渍、冷浸田、污染 )等。 中游区的上游为隆升峡谷区 ,水流直泻。 江汉— 洞庭湖平原为构造沉降宽谷区 ,地势低洼 ,河道曲折。 鄂州以下为田家镇隆起和丘陵河谷区 ,地势狭窄 ,泄洪不畅 ,这是本区形成严重洪灾的环境地质背景 [8]。 长江中游地区防洪的地质构造因素可分三个层次论述之 [9]。 第一层次是指全长江流域 ,其构造地貌格局是 :长江中游的洞庭一江汉地区是构造沉降带为湖泊河网化平原 ,它的西部、东部是构造隆升带 ,构造隆升强度 西部大于东部 ,故西部为中高山系 ,东部则以低山丘陵为主。 因此全长江流域是处在西高、中低、东次高这一构造地貌背景中 ,它对于防洪的主要影响是每到汛期 ,使“中低”地段即洞庭一江汉湖泊河网平原地区的洪水“易进难出” ,这是造成洪涝灾害的根本原因。 第二层次是指在“中低”洞庭一江汉地区 ,它是由江汉盆地、华容隆起和洞庭盆地构成的。 在这一地区的次一级构造运动是以华容隆起为支点 ,南北两个盆地呈“翘翘板”式一个上升 ,另一个就下降 ,反之亦然。 其运动机制可能是“重力均衡补偿”或称“重力调整” ,其表现形式是在各个时期一个沉降扩大 ,另一 个就上升 萎缩 ,如新第三纪江汉盆地沉积了 3000 余米的含油岩系 ,而此时的洞庭盆地上升成陆遭受剥蚀。 又如先秦汉时期 (公元 220 年之前 ),洞庭为“小清” ,方 260 里 ,云梦 (今江汉平原 )为“大泽” ,方 900 里。 唐宋时期 (公元 619 年以后 ),“洞庭南连青草 ,西吞赤沙 ,横亘八百里” ,而云梦泽已成河网化平原。 洞庭湖、云梦泽互成大小的变化 ,它对于防洪的作用就能使“难出”的洪水有个调蓄场所 ,形成了“长江 (荆江段 )、洞庭湖、云梦泽调蓄泄洪的自然体系” [16],从而保证了长江中游地区环境的平衡发展。 第三层次是指在洞庭湖内或云梦 泽内。 以洞庭湖区为例 ,它的升降是不均衡的 ,按国家地质 总局地质研究所的现代地壳形变资料 ,其北部有岳阳一华容一公安北西向的以及南东部大面积的隆升带 ,有南县、南洞庭湖南部沉降带。 由此可将洞庭湖区的构造活动类型分为上升 带、下降带及其间的过渡带。 过渡带在地学上称为形变梯度带 ,它的现代构造活动比较强烈 ,从而影响防洪设施的工程基础 ,至于上升带、下降带对平境行洪、蓄洪区建设、移民建镇以及防洪标准等在宏观上都具指导意义。 加上样品的采集 . 样品测试 . 体积磁化率测定 体积磁化率的测定使用的仪器为 KLY3S 型帕卡桥，该仪器的灵敏 度为 2*108（ SI）对每个样品测量 15 个方位的磁化率值，并计算出磁化率椭球体的最大、中间和最小 3 个主轴（ k k k3）的数值及方向。 再由 求出体积磁化率。 体积磁化率表示单位体积样品的感应磁化强度与外加磁场强度的比值，反应沉积物中铁磁性矿物的含量。 水沉积物的  值得大小主要与沉积时的物源和沉积时水动力强弱因素有关。 当水动力能力较弱，沉积物为泥质或粉砂时，  的大小既受物源控制，又受到水动力因素控制。 在河相沉积物中，磁化率反映了沉积物所含磁性矿物类型、 含量和颗粒的总体水平。 本卡帕桥由三大部分组成，即线 圈、控制单元和 PC机。 它配备有自动调零系统和自动热补偿漂移功能以及自动切换测程功能。 测量线圈被设计成六级补偿型螺旋管，并且有显著的高场稳定性及均匀性。 本仪器固定在旋转头上的标本的 AMS。 测量过程中标本的旋转速度较慢达到每秒 弧度。 顺序按三轴旋转测量，从这些数据中最后计算出偏差磁化率张量，该张量就反映了标本各向分量的信息。 . 频率磁化率 上面对频率磁化率做了详细说明，在这就不过多赘述。 . 数据处理 样品采集过程都是人为的，所以我们在处理、测量样品过程中一定加入了人为的因素，这就不得不产生一些异常值，因此我们 可以将那些曲线上波动特别大的值删除和平滑，这样我们解释的难度得下降，同时，也消除了异常值中的偶然误差。 下面绘制原始磁化率曲线图  32131   图 331 体积磁化率和频率磁化率原始曲线 我们发现未经过删除坏点的曲线带刺严重，无法判别体积磁化率随深度的变化特点，虽然在一些地方可以看的出来，但是这已经不能进行分层了；频率磁化率更是带刺较多无法正常分层，局部存在异常值，最后也无法判别体积磁化率与频率磁化率的相关性。 因此有必要进行删除坏点和平滑处理。 删除坏点主要在原始曲线的基础上删除一些孤立点，我们看到体积磁化率上有 4343 45 46 590 号点，我们删除后在进行对比 图 332 删除坏点后的体积磁化率对比 从上图看出曲线保持了原始曲线的基本变化，只是在局部产生了变化，我们更清楚的看出了体积磁化率随深度的变化特点，但是有些地方还是有毛刺我们进行三点和五点平滑在进行对比。 图 333 删除坏点曲线、三点平滑曲线、五点平滑曲线 三点平滑和五点平滑的曲线和删除坏点后的曲线变化不是很明显，所以我们在进行频率磁化率的数据处理。 图 333频率磁化率原始曲线、三点平滑、五点平滑曲线 从上图看出频率磁化率经过平滑处理的效果不是很明显所以我们只能大致判断频率磁化率总体随深度的变化关系。 . 磁化率总体特征及阶段性划分 磁化率特征的划分是结合武汉市地质调查第四纪钻孔 SK10 孔柱状图划分的，我们将体积磁化率频率磁化率划分为几个层位，然后分析体积磁化率与频率磁化率的相关性。 图 334体积磁化率的分层 根据钻孔资料我们可以将体积磁化率大致分成两层，第一层为粘土层，第二层为砂岩层。 首先我们看到体积磁化率在第Ⅰ阶段体积磁化率变化不明显较为稳定，这表示沉积 环境的稳定，根据钻孔资料看出为粘土层；第Ⅱ阶段磁化率变化起伏明显，显然就是沉积环境不稳定导致的。 经过查阅资料我们结合当地的地质背景我们知道长江中游典型的洪灾现象，洪水爆发期大量的沉积物随洪水带进和带出沉积地点，所以会出现沉积环境不稳定，我们还可以发现洪水期的颗粒明显要大于稳定期的，这也是由于粗颗粒物质被搬运至沉积地点沉积下来。 我们再看频率磁化率的特点，当体积磁化率较低时频率磁化率却较高它们呈现负相关。 频率磁化率是反映颗粒中铁磁性矿物的含量，第Ⅰ阶段中铁磁性矿物含量较高颗粒粒度小沉积环境稳定，第Ⅱ阶段铁磁性 矿物含量较少矿物颗粒较大沉积环境不稳定。 Ⅰ Ⅱ ① ② ③ ④ ⑤ ⑥ ⑦ 4. 武汉地区 末次冰盛期以来 古洪水 研究 . 武汉地区末次冰盛期以来磁化率与气候耦合关系 通过前人对磁化率研究发现：在特定的环境中，磁化率可以代表气候随时间的变化的总体特征。 因此了解不同气候带不同环境下的磁化率的分布特征有利于我们发现磁化率与气候的耦合关系。 所以我们利用 SK10 孔磁化率来研究磁化率与气候的耦合关系。 在上面我们将体积磁化率主要划分为两个阶段，这是磁化率的总体特征，现在我们划分亚层来探讨磁化率与气候的关系。 磁化率反映物质被磁化的难易程度 ,其变化取决于磁性矿物 粒度的大小、形态、内部压力、。