黄河三角洲滨浅海50 m以浅埋藏古河道浅析

刘世昊，丰爱平，李 平,2，杜 军，胡维芬

(1. 国家海洋局 第一海洋研究所，山东 青岛 266061； 2.中国海洋大学 环境科学与工程学院， 山东 青岛 266001； 3. 中国科学院 南海海洋研究所，广东 广州 510301)

现今陆架中的埋藏古河道主要是晚更新世里斯、玉木冰期暴露于陆的古水文网系(河流、湖泊等)在随后的海进过程中，被沉积物充填而形成的一种限制性地质因素。埋藏古河道是海洋工程地质的主要研究课题之一，如在其之上进行工程建设，容易引起地基不均匀沉降、沙土液化，甚至是滑坡等地质灾害，以致对工程建筑构成威胁[1]。此外，它对于恢复地区古环境和构筑区域海底地质演化历史的研究也有着重要的价值[2-4]，尤其在对河口地区三角洲的研究方面，为河口地区的沉积和侵蚀过程提供指示信息[5]。

黄河三角洲是世界上最为有特点的三角洲之一。它在历史上经历多次改道，使得该区古河道、冲沟等限制性地质因素丛生。胜利油田早期(1984-1988年)海上平台钻井曲折的过程被学者们认为就与这类灾害有关[6]。本研究综合利用多种调查手段，对研究区近300 km的浅地层剖面资料尤其是0～50 m的浅剖资料进行分析，结合前人的钻孔资料，揭示黄河水下三角洲区域埋藏古河道断面形态、分布规律，研究古河道充填物的工程特性，并初步探究河道发育的第四纪环境。

1 研究区区域地质特征与地层

黄河三角洲位于济阳断陷和程宁隆起之间，属于渤海盆地这一沉积旋回体系。黄河三角洲在这一复式叠加型盆地的东部[7]，其形成与演化都与渤海盆地的演化过程息息相关。随着1855年黄河北归至东营入海后，在套儿河与支脉之间形成了复杂的三角洲体系，其陆上面积约5 400 km2，水下三角洲可延伸至15 m水深[8]。本研究区域主体位于以东营海港(38°5′10.44″N，118°57′21.57″E)为中心，南至现代黄河口近莱州湾地区(37°44′3.28″N，119°15′46.78″E)，北达近渤海湾地区(38°18′7.94″N，119°8′48.32″E)的海域。研究区所在的渤海湾南部，现代黄河口以北的海域50 m以浅地层中存在两条侵蚀不整合界面，是沉积环境发生变化的标志。

根据钻井岩心资料和浅地层资料[7,9-10]，黄河三角洲全新世及晚更新世沉积序列自下而上为：陆相层、潮坪沉积、浅海沉积、三角洲沉积。其中，0～50 m主要为浅海沉积、潮坪沉积，上部为三角洲沉积。由南至北展布，水平层理显著。根据沉积物物质成分、微体古生物有孔虫丰度及地层年代信息大致可将其划分为6个亚层：0～13.97 m，13.97～17.21 m，17.21～20.79 m，20.79～29.66 m，29.66～40.45 m，40.45～53.87 m。这些亚层的厚度在局部地区可能由于沉积环境的差异而存在着误差。

通过对研究区浅地层剖面资料反射结构的分析，研究区50 m以浅地层自上而下可划分为A、B、C三套地层，分别对应三角洲相、滨海相以及滨海-潮坪相三种沉积相。3套地层之间存在着R1、R2两个强反射界面，由南至北贯穿整个研究区。C层根据期间埋藏古河道、侵蚀残留体等分布情况以及反射界面特征可进一步细分为C1、C2、C3、C4四层，其分界界面为反射界面R3、R4、R5(图1)。本研究所划分的层序与成国栋等[9]1987年的地层资料吻合，从声学地层的角度验证了前人的钻孔资料。

图1 研究区反射界面与层组Fig.1 The reflection interfaces and bed sets in the study area

研究区内古河道大多发育于B、C1、C2层，其中B层浅海相沉积层由于层厚小，部分河道深切切至C1层。A层发育大量现代冲沟和潮流通道，其中大多数已被沉积物覆盖。C3、C4层中零星发现古河道断面。R1界面在多处表现为侵蚀不整合界面伴生软弱夹层，或有侵蚀残留体露头至A层，界面上埋藏古河道、冲沟、潮流通道等限制性地质因素最为发育。

2 埋藏古河道断面分布规律及形态特征

2.1 埋藏古河道断面分布规律

黄河三角洲上河汊散乱，废弃河道密布。研究区50 m以浅的各沉积相地层中都发育着古河道。从地理位置上来看，它们属于古黄河水系。根据沉积环境的差异，可将研究区内埋藏古河道划分为：三角洲相埋藏涌道、滨海相埋藏古河道、滨海-潮坪相埋藏古河道和潮坪相埋藏古河道，它们分别对应浅地层剖面资料上的A层、B层、C1层以及C2～C4层。

图2 各层古河道断面分布及分区Fig.2 The section distribution and partition of the ancient channels in each stratum

研究区内埋藏古河道集中于滨海相和潮坪相地层中，发育规模一般较小，多为“U”型或“V”型河槽断面，在空间分布上存在显著的分区特性(图2b、c、d)：研究区中部及中部偏东南区域，古河道断面多成“U”型，河道较宽(达200～400 m)，部分地区呈辫状河断面(图5)；东南部及西北部区域，古河道断面较为零星，多成“V”型，河道较窄(不足100 m)，并表现为侵蚀河谷断面。A层中的冲沟和潮流通道离岸较远，延伸长度较短，分布较为散乱(图2a)。C3、C4层仅在现代黄河口附近发现零星古河道断面(图2e)。

2.2 埋藏古河道断面形态特征

根据Leopold[11]的河流分类方法，古河道划可分为顺直型、弯曲型和辫状型三类。与之相对应的，在声学地层的横断面上分别分为对称型、不对称型和复杂型三种古河道断面[1]。在本研究区内，上述3种古河道断面均被发现，同时还发现了埋藏河流阶地段面。

1)对称性古河道：断面边界轮廓上河谷两侧边坡坡度大致相等，河谷底部平缓或尖窄，断面形状多呈“U”型或“V”型。对应Leopold的河流分类方法中的顺直型河流，往往是古河系中的支流和汊流。反映河流刚刚进入青年期，其小型分支河流在快速的海进时期产生溯源堆积而形成。该类型古河道断面在研究区内最为常见，在各种沉积相的河道断面中都占有较大比例。研究区内顺直型古河道规模一般较小，河宽不大于200 m，河深不超过10 m(图3)。

图3 对称型古河道Fig.3 Symmetrical ancient channels

2)不对称型古河道：古河道断面边界轮廓表现为一边较缓，一边较陡，河谷底部有一定坡度。反映河流长期处于横向摆动状态，标志着河流已经发育成熟。根据河流动力学相关理论，河谷陡坡一侧为侵蚀岸，缓坡一侧为堆积岸，靠近边滩淤积区，也是河流点坝侧向加漫滩发育岸。研究区内不对称古河道发育较少，主要发育于研究区中部河流相沉积层中，断面规模普遍大于对称性古河道，河宽多达200～400 m，河深一般超过10 m，但本区内未发现超过20 m的深切河流(图4)。在本区该类型河流构成其他支、汊流的干流。

图4 不对称古河道Fig.4 Asymmetric ancient channels

3)复杂型古河道：古河道断面边界轮廓呈强反射，由2个或是多个河槽断面组成，往往是河流分汊成辫状河而形成，也可能是曲流河发育多槽或多期河道而形成。在一定程度上可以揭示河流的多期沉积性质。本区复杂型古河道多个河槽断面往往大小不一，由侵蚀作用形成，河流下切程度不一，河槽断面整体上较对称性古河道断面小，河宽一般不超过150 m，少部分可达200 m，河深一般不超过10 m(图5)。复杂型古河道几乎都位于研究区中部，属于不稳定的平原辫状河。

图5 复杂型古河道Fig.5 Complex ancient channels

4)埋藏河流阶地断面：河流阶地是在河流下切和新构造运动隆升下共同作用形成的呈阶梯状的地貌形态。研究区38°0′36.0″N、119°2′24.0″E(图2)滨海-潮坪相C2地层内发现一个规模较小的三级河流阶地断面，其二级阶地高出一级阶地5 m，二级阶段宽约180 m，三级阶地高出二级阶地3 m(图6)。河流阶地是在河流下切作用下形成的，并且河流阶地具有由上至下，地层越新，对应于之上的河道形成越晚的性质。

图6 埋藏三级河流阶地Fig.6 Buried three-level river terrace

3 古河道沉积特征及其第四纪环境分析

3.1 古河道沉积特征及其工程意义

尽管埋藏古河道断面形态特征和空间分布规律反映了古河道的横向展布、下切深度、发育阶段以及环境条件，但是想要揭示古河道的工程性质和灾害地质意义，还得分析河槽内充填物的物质结构和构造特征。根据研究区内古河道充填物声学结构的不同，古河道充填物声学反射特征分为杂乱型反射、前积型反射、发散型反射或上超型反射四个类型[12]。结合钻孔资料，可初步判断埋藏古河道灾害的工程性质。

1)杂乱型反射。在研究区内发育于对称型古河道底部，是汛期洪水带来的滞留沉积，呈杂乱堆积(图7a)。研究区内充填该类型沉积物的河槽断面较少，分布较为散乱，多发现与C1、C2层浅海-潮坪相和部分的河流相地层中。充填物分选差，物质成分粗至漂石、卵石、砾石、粗砂，细至粘土。该类型充填物一般较为密实，承载力较好，可用作一些工程结构基础的持力层。但在研究区内，该类型充填物分布不均匀，又与周边地层有着显著的差异，对海洋工程的基础设计会带来不小的麻烦，也是需要考虑的灾害因素之一。

2)前积型反射。在研究区内发育于不对称古河道断面较缓一侧的边坡上，即边滩或河漫滩堆积，构成脊槽相间的弧形堆积体系(图7b)。研究区内充填该类型沉积物的河槽断面较少，多见于C2层河流相沉积地层中的不对称古河道断面上。充填物比较复杂，主要为砂土，同时也会包含砾石层，上部往往发育较细的砂或粉砂夹粘土层，下粗上细，发育槽状交错层理。河流阶地堆积也表现为这种反射类型。物质成分主要为细砂、砂质粘土和粉土。其工程性质：边滩、河漫滩堆积虽然分选较差，但是密实程度较好，承载力高，地层结构面一般水平或微倾，不易诱发随层面错动的地质灾害，可用作持力层。河流阶地堆积平面分布平稳，基底往往为河漫滩相，因而工程性质较好，可用作持力层。因此，在工程基础设计中，往往忽略其对工程基础的影响。

3)发散型反射或上超型反射。上超型反射又称作平行或亚平行反射，在研究区内多见于对称性河道断面和复杂型古河道断面(图7c、图7d)。本区约80%以上的河道断面表现为发散型或是上超型的反射特征，广泛分布于滨海相和潮坪相地层中，沉积物主要为分选型较好的细砂和粉砂，属于河口溯源堆积类型。可见本区在海进过程中，处于古河道河口地段。由于溯源堆积孔隙度大，易产生沙土液化，属于不良工程地质条件，因此在本区进行工程建设时，应避免使用该类型充填层作为工程建筑物的地基使用。

图7 古河道填充物声学反射特征Fig.7 The acoustic reflection characteristics of the fillings in the ancient channels

埋藏古河道根据其充填沉积物的种类、孔隙大小、填充方式、上下界面的整合关系的不同，易产生不均匀沉降、局部塌陷、沙土液化等地质灾害，对生活生产造成威胁。本区埋藏古河道大部分由河口溯源堆积充填，工程地质条件差，易产生地质灾害，应尽量避免在古河道上进行施工建设。

3.2 古河道第四纪环境分析

河口三角洲地区属于海陆过渡带，受控于海陆交互作用，对环境变化极其敏感。从末次冰期以来一直至全新世，气候变化导致的海平面升降交替。在埋藏古河道的研究方面，地层界面的侵蚀不整合关系以及大批汊流古河道的发育可以揭示海退作用，古河道充填沉积物的发散反射或上超反射所指示的河口溯源堆积可以揭示快速的海进作用。

研究区内主要的侵蚀不整合界面出现于声学地层的R1、R2界面，根据同位素AMS14C测年资料[7]，它们分别对应着地层年龄的1 220±40 aBP和4 740±40 aBP。其中R1界面侵蚀不整合和侵蚀残留体较普遍，R2界面侵蚀不整合主要出现于本区近陆的少部分地区。R3界面古河道丛生，正好对应地层年龄14 510±50 aBP，属于玉木冰期。古河道大多发育于B、C1、C2层，并且都在不同程度上发育的河口溯源堆积。A层表层发育较多冲沟和潮流通道，多数已淤积。

综上可推测本区自约38 kaBP至今，共发生3次海退和3次海侵，对本区古河道的形成、废弃和掩埋造成影响，具体过程如下：1)约38 kaBP至晚更新世，处于献县海侵时期，本研究区被海水覆盖，仅发育少年潮沟。末次盛冰期(10～15 kaBP)时，发生第1次大规模海退，世界海平面较现代低130～150 m，时值渤海陆架区完全暴露并伴随着荒漠化[15-17]，黄河解体[5]，本区鲜有古河道形成。到达全新世初期，盛冰期的冰盖开始消融，第1次大规模海侵(黄骅海侵)形成，但直到8.5 kaBP海水才到达本区[19]，在这段冰消期内，大量大规模古河道在本区发育。直到全新世中期，黄骅海侵到达高海面，冰消期古河道被此次海侵埋藏，此后海面平进入震荡期[21-22]。2)在约4 740±40 aBP，海平面有所下降，形成第2次海退，但此次海退规模较小，仅使研究区西南部暴露，发育少量小规模古河道。随后，海平面的波动形成第2次海侵，覆盖了原本暴露的地区。3)至1 220±40 aBP海水逐渐退去，形成第3次海退本区大部分地区暴露于陆，受陆域属性风化严重，并发育三角洲汊流；随后，发生晚更新世以来第3次快速海进，造成溯源堆积。之后至今，本区被海水淹没。

4 结 论

研究区内古河道多发育于B、C1、C2层，R1、R2界面部分地区呈现出侵蚀不整合界面。研究区内古河道属于古黄河水系，断面多呈对称性型，各层位古河道断面在空间上分布具有分区性。河道充填物多为河流溯源堆积，呈发散或上超型反射，工程地质条件差，易造成不均匀沉降、局部塌陷、砂土液化等地质灾害。研究区从约38 kaBP至今共发生3次海退和3次海进：1)约38 kaBP至更新世末期，本区被海水淹没；玉木冰期(10～15 kaBP)时，发生大规模海退；全新世初期发生快速海侵。2)至4 740±40 aBP，海平面有所下降，研究区内东北部分出露；4 740±40 aBP发生了一次海进，东北部被淹没。3)至1 220±40 aBP海水逐渐退去，本研究区大部分地区暴露于陆；约1 220±40 aBP，发生全新世以来第3次快速海进。随后，本区一直被海水淹没。

参考文献：

[1] 叶银灿.中国海洋灾害地质学[M].北京：海洋出版社，2012:417-423.

[2] 刘奎，庄振业，刘冬雁，等.长江口外陆架区埋藏古河道研究[J].海洋学报，2009，31(5)：80-88.

[3] 李凡，董太禄，姜秀行，等.莺歌海附近陆架区埋藏古河道及海平面变化[J].海洋与湖沼，1990，21(4)：60-67.

[4] 李凡，于建军，姜秀珩，等.南黄海埋藏古河系研究[J].海洋与湖沼，1991，22(6)：3-10.

[5] 唐诚，周蒂，詹文欢，等.晚更新世珠江口埋藏古河道沉积过程研究[J].工程地质学报，2007，15：447-452.

[6] 周良勇，刘健，刘锡清，等.现代黄河三角洲滨浅海区的灾害地质[J].海洋地质与第四纪地质，2004，24(3):19-27.

[7] 金仙梅.黄河三角洲滨浅海区晚第四纪沉积地层结构与海洋地质灾害研究[D].吉林:吉林大学，2004.

[8] 王颖.中国区域海洋学——海洋地貌学[M].北京：海洋出版社，2012：78.

[9] 成国栋，薛春汀，周永青.黄河三角洲地区晚更新世晚期及全新世地层[J].海洋地质与第四纪地质，1987，7(增刊)：63-73.

[10] 李家彪.中国区域海洋学——海洋地质学[M].北京：海洋出版社，2012：44-55.

[11] LEOPOLD L B, WOLMAN M G. River channel patterns: braided, meandering, and straight [M]. Washington, DC: US Government Printing Office, 1957:1-16.

[12] 王明田，庄振业，葛淑兰，等.辽东湾中北部浅层埋藏古河道沉积物对海上工程的影响[J].黄渤海海洋，2000,18(2)：18-24.

[13] 夏东兴，刘振夏，李培英，等.渤海古沙漠之推测[J].海洋学报，1991,13(4)：540-546.

[14] 夏东兴，吴桑云，郁彰.末次冰期以来的黄河变迁[J].海洋地质与第四季地质，1993,13(2)：83-88.

[15] 夏东兴,刘振夏,李培英,等.渤海沙漠化之推测[J].海洋学报,1991,13(4):540-546.

[16] 夏东兴,吴桑云,郁彰.末次冰期以来的黄河变迁[J].海洋地质与第四纪地质,1993,13(2):83-88.

[17] 赵松龄.陆架沙漠化[M].北京:海洋出版社,1995:1-10.

[18] 夏东兴,刘振夏.末次冰期黄河解体事件初探[J].海洋与湖沼, 1996, 27(5): 511-517.

[19] 秦蕴珊.1989.黄海地质[M].北京:海洋出版社:82-97.

[20] 薛春汀,周永青,朱雄华.2004.晚更新世末至公元前7世纪的黄河流向和黄河三角洲[J].海洋学报,26(1):48-61.

[21] TANABE S, HORI K, SAITO Y, et al. Song Hong (Red River) delta evolution related to millennium-scale Holocene sea-level changes[J]. Quaternary Science Reviews, 2003, 22(21): 2345-2361.

[22] HALLMANN N, CAMOIN G, EISENHAUER A, et al. Reconstruction of Late Holocene sea-level change in French Polynesia, South Pacific, based on coral reef records[C]∥EGU General Assembly Conference Abstracts. Vienna: European Geosciences Union,2013: 3039.