河流地貌是地质演化过程的重要记录，蕴含了丰富的构造、气候信息(England and Molnar， 1990；Whipple et al., 1999；Whipple，2009)，已经在构造与气候的研究中得到很广泛的应用(Avouac et al., 1993；Kirby and Whipple， 2001；Lave and Avouac， 2001)。在构造方面，利用河流阶地可以研究断裂的活动情况(马保起等，2005；冉勇康等，2008；张培震等，2008)、活动褶皱的变形方式(杨晓平等，2006；李涛等，2011；张天琪等，2014)、活动盆地的演化等(陈云等，1999；李有利等，2000)。在气候方面，利用河流地貌单元的年龄可以限制气候变化尺度(潘保田等， 2005，2007)。

以往的研究主要从河流地貌面的拔河高度与标志地层等分析同级阶地的对应关系。标志地层主要为砾石层(崔志强等，2009；Lu et al., 2014)、黄土中的古土壤序列等(Pan et al., 2003；潘保田等，2007)，但对于没有标志地层的区域就缺少有效的阶地对比方法。我们在青衣江调查过程中发现，不同年龄的阶地沉积物，从老到新颜色和沉积特征有较规律的变化，很可能反映了沉积物的风化程度。因此本文通过常量元素的变化分析反映风化程度，实现河流阶地的对比问题。

常量元素测试是阐述河流沉积物矿物特征的基础(Nesbitt and Young， 1984，1982)，在技术手段上已经颇为成熟，对南美、北美、欧洲、非洲等地的河流研究取得了很好的成果(Potter， 1978，1994；Sarin et al., 1989；Dupr et al., 1996；Canfield，1997；Vital and Stattegger， 2000)。以往的研究主要侧重于分析现代河床沉积物、悬浮物，来反映河流物源(Singh et al., 2005；Liu et al., 2009；Singh，2009)、源区风化(Johnsson et al., 1991)、区域构造演化(Roddaz et al., 2006)、水系演化(杨守业等，2004)及河流污染等问题(鲍志诚等，2012；Cáceres et al., 2013)。而常量元素分析是否可以有效地应用于古河流沉积物的研究中，前人研究并不多。

本文的研究区为龙门山南段的青衣江流域(图 1a)，青衣江发源于上游宝兴、天全、荥经一带(袁俊杰，2008)，有周公河、荥经河、天全河、玉溪河等支流，在雅安出山口处向南东方向流经洪雅、夹江，至乐山与岷江汇合。该区域构造活动强烈(张岳桥等，2010；陈立春等，2013)，地表风化侵蚀速度较快。前人研究结果表明该区域发育了多级河流地貌(张倬元等， 1982，2000；唐熊等，2009；贾营营等，2010)，并对河流阶地的研究取得了一定的进展(Liu et al., 2015)，但同级阶地之间的对应关系仍然难以解决。在龙门山南段前陆区，围绕熊坡背斜与三苏场背斜发育了保存较好的废弃青衣江古洪积扇，分布于现代青衣江河道与岷江河道之间(张倬元等， 1982，2000)。因此，本文的研究对象包括青衣江现代的河流阶地，以及前陆区的古青衣江的洪积扇(图 1a)。

图1(Fig.1)

图1 区域地质地貌与剖面图 a. 区域河流地貌面分布，灵关至乐山为现代青衣江，熊坡背斜两侧为古洪积台地；b. 芦山河谷河流地貌面分布图 及部分阶地取样位置；c. 洪积扇剖面及取样位置；d. 各级地貌面沉积物的柱状剖面及局部特写 Fig.1 Areal geology and the feature of terrace

(1) 阶地

现代青衣江发育4级全局性阶地，中游个别区域局部保存更高阶地。本文阶地的研究对象为灵关、芦山和雅安3个河谷内发育完整、分布稳定的全局性阶地(图 1a)。其中，灵关河谷发育T₁—T₃阶地，芦山河谷与雅安河谷发育T₁—T₄阶地，以芦山河谷为例探讨各级阶地沉积特征(图 1b)。

芦山河谷中T₁、T₂面积较大，连续性最好，T₃阶地与T₄阶地在河流右岸保存最好(图 1b)。T₁—T₄阶地都为基座阶地，阶地前缘拔河高度依次为：T₁拔河10～12m，T₂拔河22～24m，T₃拔河78～87m，T₄拔河95～106m(图 1d)。其中，T₁沉积物较松散，砾石表面光滑，砾石间的基质填充物主要为粗砂—中砂，灰黑色，门塞尔标准颜色7.5YR3/2颜色标准采用门塞尔土壤色标(Munsell soil color). 2009. 修订版.(图 1d，剖面3)。T₂沉积物稍松散，砾石表面仍然较光滑，砾石间填充的基质主要为中砂—细砂，普遍呈棕灰色，门塞尔标准颜色7.5YR5/3(图 1d，剖面4)。T₃沉积物稍有胶结，沉积物砾石中石英岩、斜长岩等表面光滑，灰岩、砂岩、花岗岩等表面变得偏粗糙，砾石间填充的基质主要为细砂、粘土质细砂，普遍呈棕色，门塞尔标准颜色5YR5/6(图 1d，剖面5)。T₄沉积物胶结程度偏高，砾石中石英岩、斜长岩等表面仍然光滑，灰岩、砂岩、花岗岩等表面粗糙程度高，砾石间填充的基质基本全为粘土，但形态上仍保持颗粒状，表明了风化程度很高，普遍呈红棕色，门塞尔颜色2.5YR4/6(图 1d，剖面6)。

(2) 洪积扇

前人将熊坡背斜北侧的洪积扇定名为名山—邛崃台地，简称名邛台地(张倬元等，1982)；将熊坡背斜南侧的洪积扇定名为丹棱—思濛台地，简称丹思台地(张倬元等，2000)(图 1a)。名邛台地纵长为56km，前缘宽约为24km，分布面积约为1050km²，丹思台地纵长为34km，前缘宽约为28km，分布面积约为900km²。两者沉积年龄分别为距今23.6～79.1万年、3.1～12.9万年(邓丽，2009)。洪积台地沉积物普遍风化严重，沉积物砾石中，石英岩仍保持表面较光滑，斜长岩、灰岩表面普遍较粗糙，花岗岩、砂岩等易风化岩石都已失去原有结构和硬度，很容易粉碎，较潮湿的位置已风化成泥。砾石之间填充的基质砂已风化为粘土或砂质粘土，颜色普遍为红褐色，门塞尔颜色2.5YR4/8(图 1d，剖面2)

样品采集的范围包括：灵关、芦山、雅安3个河谷的各级河流阶地多个剖面(并不仅限于 图 1b)，洪积扇的两个剖面(图 1c)。样品采集位置为剖面最顶部，最后一个沉积旋回砾石层之间的基质砂，距地表深度2～4m。这样能避免接近地表沉积物的过度风化，也可以有效反映沉积物随时间的累积风化程度。另外发现，部分高阶地靠近基座的沉积物风化程度较低，因此样品以距离地表固定深度为准，而没有采取以距离基座为准的方法。

试验过程中，前处理采用的是碱熔法，元素测试在中国地震局地壳动力学重点实验室完成，测试仪器为Panalytical Axios XRF。首先将0.7 g岩石样品粉末与7 g X荧光光谱仪专用熔剂(无水四硼酸锂+无水偏硼酸锂+氟化锂)混合，滴加3～5滴溴化锂溶液；在高频炉上预热6分钟，加热到950℃维持7分钟，样品融化，混合均匀，经9分钟自冷和风冷后形成均质玻璃体。然后在Panalytical Axios X荧光光谱仪上分析，分析采用国标GSR-1，工作条件为50kV、60mA。用坩埚称0.7 g样品，放入马沸炉中烘烤后，将样品直接放入干燥器中，最后称量计算获得烧失量。

常量元素分析结果见 表 1所示，列出了具有代表性的物质含量作为对比，包括上地壳物质(UCC)含量，陆源页岩(Taylor and McLennan， 1985)，世界沉积物(WS)(McLennan，1995)，洛川黄土(陈骏等，1997)，下蜀黄土(李徐生等，2007)，川西红土(应立朝等，2012)，宣城红土(李徐生等，1999)。其中UCC代表了未经风化的原始上地壳物质，而陆源页岩为典型的上地壳风化产物，WS统计了世界各种沉积物的综合指标，其所代表的平均风化程度介于UCC与陆源页岩之间。

表1(Table 1)

表1 地貌面主量元素含量/%及与其它沉积物对比Table 1 Major elements contents/% of fluvial sediments from Qingyi River and the comparison with other representative sediments 样品编号 样品意义 SiO2 Al2O3 CaO TFe2O3 K2O MgO MnO Na2O P2O5 TiO2 CIA BA JZ-12-YA 雅安T1 63.01 6.77 4.85 10.76 4.56 3.15 0.23 4.37 0.38 1.66 25.94 404.1 JZ-11-YA 雅安T2 65.4 7.2 3.65 11.18 4.32 2.64 0.07 4.16 0.29 0.97 28.37 346.00 JZ-10-YA 雅安T3 60.79 11.65 2.7 13.72 3.71 2 0.1 3.39 0.4 1.31 44.52 168.42 JZ-09-YA 雅安T4 75.27 12.53 0.31 6.85 2.36 0.99 0.03 0.29 0.08 1.1 78.09 48.20 JZ-08-LS 芦山T1 52.53 7.93 18.72 7.96 2.34 5.97 0.13 2.54 0.3 1.26 42.12 329.38 JZ-07-LS 芦山T2 68.31 9.27 2.25 7.9 3.57 2.27 0.13 4.47 0.45 1.15 37.69 227.77 JZ-06-LS 芦山T3 59.88 11.81 2.89 14.18 2.6 2.67 0.28 2.16 0.42 2.73 54.32 141.71 JZ-05-LS 芦山T4 63.51 14.71 1.12 11.22 3.65 2.16 0.35 0.92 0.13 1.73 67.80 84.95 JZ-04-LG 灵关T1 65.29 7.26 1.98 12.02 4.89 3.11 0.09 2.52 0.5 2.03 35.73 289.10 JZ-03-LG 灵关T2 63.92 9.62 3.04 13.53 2.42 2.24 0.08 2.43 0.43 2.1 47.52 169.79 JZ-02-LG 灵关T3 68.24 12.77 0.8 10.39 4.13 1.66 0.04 0.4 0.2 1.15 68.78 78.55 ESR-15 洪积台地 72.57 12.1 0.16 10.33 1.92 0.56 0.05 0.34 0.08 1.73 80.48 36.05 Hg-23-MQ 洪积台地 38.93 16 0.13 27.41 1.35 0.91 0.04 0.07 0.22 3.46 90.42 25.10 Hg-24-MQ 洪积台地 49.16 14.09 0.08 21.5 1.82 0.81 0.03 0.09 0.15 2.82 86.13 30.76 Hg-25-MQ 洪积台地 42.39 17.68 0.3 22.91 1.69 0.92 0.05 0.27 0.14 2.44 86.66 28.67 Hg-26-MQ 洪积台地 47.51 17.65 0.18 18.41 1.92 0.89 0.05 0.18 0.12 2.76 86.84 28.02 UCC 65.9 15.19 4.2 5 3.37 2.21 0.08 3.9 0.16 0.5 47.95 145.65 WS 64.2 13.42 8.95 5.72 2.83 3.07 0.09 1.68 0.15 0.75 60.95 122.41 陆源页岩 62.8 18.9 1.3 7.22 3.7 2.2 0.11 1.2 1 0.16 70.36 71.82 洛川黄土 66.4 14.2 1.02 4.81 3.01 2.29 0.07 1.66 0.15 0.73 64.38 96.44 下蜀黄土 68.07 13.32 1 5.3 2.35 1.61 0.09 0.92 0.18 0.81 70.49 72.69 川西红土 67.21 15.52 0.32 7.99 1.39 0.62 0.03 0.21 0.03 1.06 87.59 24.36 宣城红土 68.77 13.71 0.11 6.52 1.38 0.54 0.04 0.14 0.06 1.06 87.67 24.11 样品意义为样品所代表的各级古地貌面；TFe2O3.总铁氧化物含量，UCC. 上地壳物质含量(Taylor and McLennan， 1985)，WS. 世界沉积物物质统计(McLennan，1995)；陆源页岩(Taylor and McLennan， 1985)、洛川黄土(陈骏等，1997)、下蜀黄土(李徐生等，2007)、川西红土(应立朝等，2012)、宣城红土(李徐生等，1999)采取原数据的平均值

表1 地貌面主量元素含量/%及与其它沉积物对比 Table 1 Major elements contents/% of fluvial sediments from Qingyi River and the comparison with other representative sediments

将主量元素测试结果与UCC做标准化比值对比得到分布曲线图(图 2)，青衣江河流沉积物除了Ca，Na，Mg等元素以外，其它元素与UCC较为接近，说明沉积物来源较广泛，经历了一定程度的混合过程。在矿物风化过程中，长石的差异消解，产生SiO₂、Na与K离子，黑云母及铁镁矿物风化产生Mg和K，Ca也会从结核中产生，硅酸盐矿物风化时，Si被流水带走而留下石英，这些SiO₂、Ca、Mg、K、Na等离子优先被降解流失(Nesbitt et al., 1980)。青衣江沉积物中亏损最多的物质为Na，Ca，反映了沉积物普遍发生了早期阶段的风化，K也有少量亏损的趋势。另外，P、Mg的亏损与UCC相比并不规则，但从沉积物由新到老有很明显的累积亏损特征。

图2(Fig.2)

图2 青衣江河流地貌样品与UCC的常量元素标准化比值曲线图 纵坐标为1的直线为UCC常量元素含量(Taylor and McLennan， 1985)，各级阶地及洪积扇均取平均值 Fig.2 Element ratio of fluvial sediments of Qingyi River，calculated from average major element concentrations normalised to UCC

根据元素活动性，风化过程的总体过程可分为早期去Na、Ca阶段，中期去K阶段和晚期去Si阶段(Nesbitt et al., 1980)。从前人研究来看，风成黄土经历了很强的风化过程，一般趋向于完成早期去Na、Ca阶段(陈骏等，1997)，高于沉积物平均风化水平，但一般未进入中期去K阶段。红土主要分布于长江流域尤其中、下游，炎热湿润的环境导致红土经历了较强的淋溶作用，风化程度很高，一般完成了早期去Na、Ca阶段，进入中期去K阶段，甚至去K化程度很高(李徐生等，1999)。本文的研究对象之一洪积扇，跨越了较长的时间尺度(500ka)，因此采取黄土与红土两种标志性的沉积物分别作为早期与中期风化阶段的对比，结合多种典型的风化指标并做成图解。

风化淋溶系数(BA)作为常用的风化指标(Kovda et al., 1968；Tardy et al., 1973)，主要反映盐基的淋溶状况，可以很好地定量表示硅酸盐岩的化学风化强度，其值与沉积物风化程度呈反比，计算公式如下：

BA= +K₂O+NaO)/Al₂O₃]×100%

其中，各氧化物含量均为摩尔分子数，CaO^*为硅酸盐矿物中的摩尔含量。

将青衣江同级地貌面为横坐标，BA系数为纵坐标投影成图(图 3)。可以看出同一地点的各级地貌面从新到老，BA值也从大变小，并且分离情况很明显。大多数河流沉积物淋溶程度相当于陆源页岩水平，河流沉积物中风化淋溶最严重的为洪积扇，BA值接近于红土，表明沉积物中含Ca、Na、K、Mg等元素的活性组分相对于含有Al、Fe等元素的惰性组分强烈淋失，经历了强风化作用。从整体上看，BA系数可以将不同时期形成的地貌面分离开，在不同河谷之间有一定的差别。

图3(Fig.3)

图3 青衣江各级地貌面BA值分布图 洪积扇数据取平均值；灰色线条为用来对比的参考值，包括UCC、陆源页岩(Taylor and McLennan， 1985)和宣城红土(李徐生等，1999) Fig.3 The distribution of BA value of fluvial sediments from Qingyi River

化学蚀变指数(chemical index of alteration，CIA；Nesbitt and Young， 1982)作为一个判断化学风化程度的地球化学指标已被广泛应用(Johnsson et al., 1991；Singh et al., 2005；Cáceres et al., 2013)，CIA值的公式为：

CIA= +K₂O+Na₂O)]×100

其中，各氧化物含量均为摩尔分子数，CaO^*为硅酸盐矿物中的摩尔含量，不包括碳酸盐和磷酸盐中CaO的含量(Nesbitt and Young， 1989；Nesbitt et al., 1996)。由于硅酸盐中CaO与Na₂O通常以同比例存在，所以CaO^*的计算方法为：当CaO的摩尔数小于Na₂O时，M_CaO 即为M_CaO^* 的值，当CaO的摩尔数大于Na₂O时，取M_CaO^*=M_CaO(McLennan，1993)，本文采取此校正方法。

在上地壳遭受化学风化过程中，长石矿物是最重要的母岩矿物，风化作用的地球化学过程在很大程度上受长石蚀变作用的控制。长石蚀变过程中，碱金属元素以离子形式随流体大量流失，同时形成粘土矿物，风化产物中主要成分Al₂O₃的摩尔分数将随化学风化的强度而变化(Feng et al., 2003；Bahlburg and Dobrzinski， 2011)。因此，CIA指数可以有效指示样品中长石风化成粘土矿物的程度，与样品中粘土矿物/长石的比值呈正比，因此可以很好的定量表示硅酸盐矿物的化学风化程度。经验结果显示：未风化的长石CIA值为50，伊利石和蒙脱石分别为75和85，高岭土和绿泥石则接近100。化学风化越强，则CIA值越大。一般来讲，CIA在50～65之间反映寒冷干燥的气候下的弱风化，CIA在65～85之间反映温暖、湿润气候下的中等风化，CIA在85～100之间反映炎热、潮湿气候下的强风化作用(Nesbitt and Young， 1982)。

Na/K比是衡量样品中斜长石风化程度的指标，同样可以用于反映沉积物的化学风化程度并区分与CIA。斜长石富含Na，而钾长石、伊利石和云母富含K；由于斜长石的风化速率远大于钾长石，因此，风化剖面中的Na/K比值与其风化程度呈反比(Nesbitt and Young， 1989)。在结合CIA值与Na/K的风化图解中，将各级阶地与洪积扇的值投影(图 4)。

图4(Fig.4)

图4 CIA风化图解 拟合线的拟合内容包括T1、T2、T3、T4与FAN，相关系数为 -0.82，同时投影到坐标系中的还有UCC与陆源页岩(Taylo et al., 1985)，世界沉积物WS(McLennan，1995)，洛川黄土(陈骏等，1997)，下蜀黄土(李徐生等，2007)，宣城红土(李徐生等，1999)，川西红土(应立朝等，2012) Fig.4 The CIA weathering diagram

可以看出Na/K与CIA明显呈现负相关的特征，反映了河流沉积物从新到老风化程度变高的趋势。每个河谷从低阶地到高阶地呈现CIA逐渐上升的趋势，而洪积扇的CIA值高于所有阶地，但高出的幅度并不大。说明以CIA值来区分不同年龄的河流沉积物，到达一定年龄尺度，差别并不像年轻沉积物那样明显。图中灰色横线为作为对比的标准沉积物CIA值，T₁、T₂都低于UCC，表明沉积物形成时由于物源原因，以及分选和混合作用，长石相比UCC有一定程度富集，导致Ca、Na等含量偏高，而整体上并未对地貌面年龄的区分造成影响。到了T₄的年龄，其风化作用达到了陆源页岩相当的水平，但整体上都小于红土的风化作用(图 4)。对青衣江河流沉积物拟合，其相关系数为 -0.82。

由于上地壳主要成分为斜长石、钾长石都属于易风化的不稳定矿物(Nesbitt et al., 1980)，因此大陆风化在广泛的地表都会产生作用(陈骏等，2001)。Nesbitt and Young(1984，1989)根据质量平衡原理、长石淋溶实验和矿物稳定性的热力学计算，提出A-CN-K、A-CNK-FM及S/10-CM-NK三角模型图解，来反映陆壳物质风化趋势。

A-CN-K模型原理为：大陆风化的早期阶段以斜长石的风化为标志，进行了脱Na、Ca的过程，风化产物以伊利石、蒙脱石和高岭石为特征，风化趋势线平行于A-CN连线并指向A。这一阶段典型的风化过程：上地壳UCC至陆源页岩就位于这个趋势线上。同时，由于河流溶质代表了大陆风化过程中的可溶组分，其组成点落在风化趋势线的反向延长线上。当风化趋势点抵达A-K连线，表明风化剖面中斜长石全部消失，风化作用进入以钾长石和伊利石风化为标志的中级阶段，风化趋势平行于A-K线，进行脱K化过程。在大陆风化的晚期阶段，风化产物的组成落在A点附近，风化产物以高岭石—三水铝石—石英—铁氧化物组合为特征(陈骏等，2001)，进行脱Si过程。这种化学风化趋势模型已经在不同地区和各种母质的风化剖面中得到验证(Nesbitt and Young， 1984)。

将各地貌样品数据投影到A-CN-K三角模型中(图 5a)。同时投影的还包括主要的造岩矿物、UCC、自然水。可以看出，由UCC至陆源页岩反映了典型的早期风化趋势，近乎平行于A-CN轴，并向A-K轴方向延伸，黄土的风化也在这条趋势线上，而红土经历了早期风化，继续进行了脱K化过程，逐渐向A-CN轴发展，并接近于A点。而图中T₁、T₂、T₃、T₄及洪积扇数据覆盖范围较大(图 5a)，可以看出青衣江不同年龄的河流沉积物之间有很大差别，T₁、T₂与UCC风化呈相反方向，趋向于自然水方向，说明年轻沉积物中富含河流溶质，比原始地壳的Ca、Na含量都高。而T₃、T₄与洪积台地的风化趋势与UCC风化方向一致。从各级地貌面的连线上看，从新到老的河流沉积物风化趋势很明显，而且有明显的分离特征，整体上处于风化早期去Ca、Na阶段，到了洪积台地的年龄尺度，沉积物开始向A-CN轴发展，说明进入了风化中期的去K阶段。

图5(Fig.5)

图5 各地貌面数据的三角模型图投影 a. A-CN-K投影；b. A-CNK-FM投影；c. S/10-CM-NK投影；A=Al2O3，CN=CaO*+Na2O，K=K2O，CNK=CaO+Na2O+K2O，FM=TFe+MgO， S=SiO2，CM=CaO+Mg，NK=Na2O+K2O；投影到三角模型中的还有UCC与陆源页岩(Taylor and McLennan， 1985)，世界沉积物WS(McLennan，1995)，洛川黄土(陈骏等，1997)，下蜀黄土(李徐生等，2007)，宣城红土(李徐生等，1999)，川西红土(应立朝等，2012)，以及模型边框中的标准岩石值(Nesbitt and Young， 1984) Fig.5 Multiple triangular plots of fluvial sediments from Qingyi River

A-CNK-FM与S/10-CM-NK三角模型图也可以从不同角度反映风化趋势，将青衣江河流沉积物分别投影到两个模型中(图 5b，图 5c)，得到沉积物分布及与标准物质对比图。在A-CNK-FM投影图中，相比于UCC、陆源页岩、黄土及红土，青衣江河流沉积物整体向FM角偏移，表明了沉积物中富含Fe与Mg氧化物，这得益于河流发育过程中，细颗粒矿物如Fe的氢氧化物与黑云母会更容易被流水带起，悬浮于河流沉积物中，对现代河流与河床的研究证明了这一点(Vital and Stattegger， 2000；Singh et al., 2005)。这些悬浮的细颗粒矿物进而沉积在河床中，河床沉积物因河流继续下切而废弃后便形成阶地等河流地貌面。而从本文的青衣江沉积物研究中可以看出(图 5b)，当河流沉积物变老时，Fe、Mg的改变并不大，但时间尺度更老达到了古洪积扇，就逐渐体现了Fe、Mg富集的特征。另一方面，在A-CNK-FM投影图中，各级地貌面投影的分离特征也很明显，更能反映早期风化的去Ca，Na过程，这个趋势与UCC风化至陆源页岩，以及黄土红土的风化趋势相同。

在S/10-CM-NK投影图中(图 5c)，青衣江年轻沉积物趋向于CM顶点，较老沉积物趋向于S/10顶点，反映出两者物质组分中石英的富集与流失。而从新到老发展的整体趋势平行于S/10-CM边，表明在风化过程中，Na与K的迁移率比较稳定。S/10-CM-NK投影图更多的体现了Si的含量变化，因此河流沉积物早期的风化过程在图中体现并不明显，没有很好的新老分离关系。

在剖面分析过程中发现，河流阶地与洪积台地的剖面颜色有明显的渐变特征，从新到老基质颜色中棕红色调逐渐变强，整体由灰色调过渡为红棕色(图 1d)。河流沉积时，相比于砾石，细颗粒的基质经历了充分的混合搬运，在流域内具有普遍性。但随着年龄的增加，T₁至T₄发生了明显的粒度、胶结程度、颜色的变化，低阶地主要是松散的粗颗粒砂，而高阶地逐渐变为中砂、细砂，洪积台地的沉积物基质已有粘土化特征(图 1d)。

表2(Table 2)

表2 各地貌面年龄与沉积特征Table 2 Sedimentary characteristics of the geomorphology units 地貌面 T1 T2 T3 T4 FAN 测试方法 14C OSL OSL ESR ESR 样品地点 雅安 雅安 雅安 雅安 名山 年龄/ka 5.9±0.025 40.4±4.98 93±10 185±19 537±64 颜色 7.5YR3/2 7.5YR5/3 5YR5/6 2.5YR4/6 2.5YR4/8 CIA 34.6 37.9 55.9 72.9 86.1  T3年龄唐熊等，2009；颜色采用门塞尔土壤色标(Munsell soil color)(见脚注①)；CIA为各河谷或洪积扇的平均值

表2 各地貌面年龄与沉积特征 Table 2 Sedimentary characteristics of the geomorphology units

在不同地点的阶地剖面中，T₁基质普遍呈灰黑色，门塞尔标准颜色7.5YR3/2；T₂呈棕灰色，门塞尔标准颜色7.5YR5/3。T₃呈棕色，门塞尔标准颜色5YR5/6。T₄呈红棕色，门塞尔颜色2.5YR4/6。洪积台地沉积物普遍为红褐色，门塞尔颜色2.5YR4/8(表 2)。本文通过¹⁴ C、OSL、ESR等多种年龄测试方法，对各地貌面年龄进行了测试(表 2)，可以看出越老的地貌面沉积物经历的风化程度越高，导致从新到老基质颜色中棕红色调逐渐变强，整体由灰色调过渡为红棕色。但在对洪积台地的调查过程中发现，洪积台地的年龄跨度要远大于河流阶地，台地剖面之间的基质颜色已普遍为棕红色，差别很小。可见，当基质全部风化为粘土之后，其剖面颜色特征会趋于稳定。经过常量元素风化的分析验证，剖面砾石基质本身的颜色特征也更具说明性，在野外调查过程中可以作为第一时间的参考。

影响风化有多种因素，本文研究的时间尺度跨度较大，除了化学风化，气候因素也应当考虑在内。气候是控制风化过程中化学环境的重要变量，同时决定了风化产物的组合特征(Nagell，1962)。其中的影响因素主要包括气温和年降水量，温度控制了化学反应的速率，而降水为化学反应中的离子交换提供了充足的介质(Loughnan，1969)。川西至前陆地区现今属青藏高原第一阶梯向成都平原第二阶梯过渡地带，气候属于北亚热带温润气候，年平均气温为12℃，年降雨量为1600mm(李吉均，1999)，风化作用较强。在第四纪期间，气候发生过多次较大的波动，因此本文结合全球气候变化来分析各级地貌面风化的过程。

本文参考了全球深海氧同位素与中国黄土作为气候变化的参考(图 6)。在 图 6b中可见，新地貌面向老地貌面随着年龄变化时，CIA指数并不呈线性增加，T₁至T₄的风化速度总体上有可比性，但T₄至洪积扇跨越了较长的时间尺度，风化指数增加的却不显著。可见通过CIA反映古河流沉积物，在200ka之内大致呈线性增加，但高于这个时间点，风化进行到一定程度时，就呈非线性的变化。

图6(Fig.6)

图6 地貌面风化与气候对比 a. 为深海氧同位素曲线，数据引自ICS对多个深海钻孔的汇总；b. 为各级地貌面CIA指数(从上至下依次为：T1、T2、T3、T4、FAN)；c. 为靖边剖面黄土磁化率曲线以及粒度曲线，左侧曲线为磁化率波动，右侧曲线为粒度波动(引自ICS，IUGS整理；http://www.stratigraphy.org/) Fig.6 Relationship between terrace weathering and paleoclimate

另外，对比于深海氧同位素曲线(图 6a)与黄土磁化率(图 6c 左)及粒度曲线(图 6c 右)，T₁至T₄并不是直线增加的，与气候之间有明显的联系。T₁—T₂风化增速慢，对应了深海氧同位素阶段2以及黄土L₁向S₀过渡的冰期，全球气温较低。T₂—T₃风化增速快，对应了深海氧同位素阶段4与阶段6之间，以及黄土序列的S₁—L₁之间，这个阶段为全球的间冰期，气温较高。T₃—T₄风化增速也偏慢，对应了深海氧同位素阶段6及黄土序列L₂的冰期，期间气温较低。而各阶段风化的变化整体上相比于气候变化有一定的滞后性。T₄与洪积扇之间经历了多个冰期及间冰期，但整体的风化速度已相对缓慢。

(1) 常量元素所指示的化学风化程度，可以很好地适用于河流阶地的研究，并反映出不同年龄的阶地及洪积扇之间的风化差别，解决阶地对比问题。

(2) 利用风化指标进行阶地对比时，可以应用CIA-Na/K、A-CN-K三角模型等图解来表达，能够更直观地分析不同地貌面的风化差别与特征。

(3) 与河流沉积物风化过程相对应，沉积物砾石之间的基质颜色也有规律地变化，可以作为野外调查时分辨不同级地貌面的参考。

(4) 当河流地貌面跨越了较长的时间尺度，其风化过程同时受气候变化的影响，具体表现为冰期时风化速度慢，间冰期风化速度快，但整体上有一定延迟效应。