南黄海西部滨浅海区埋藏古河道研究＊

孔祥淮，刘 健，张 勇，陈 斌，徐 刚

（1.国土资源部 海洋油气资源和环境地质重点实验室，山东 青岛266071；2.青岛海洋地质研究所，山东 青岛266071）

海岸带地区海陆相互作用的研究是全球变化研究的重要领域。末次冰期以来的海岸带地区河道演变，是在全球大幅度海退与海侵及全新世以来海面波动的驱动下发育起来的，是海陆相互作用的产物。我们有可能根据古河道的沉积物特征和几何形态，分析古河道的河势特征和水文特性，恢复古地理环境。许多学者对我国海域大陆架埋藏古河道进行过研究，我国近岸海域海底残留的古河道，按古河系可划分为古黄河河系、古长江河系、古台闽河系［1］和古珠江河系［2-3］。南海北部大陆架浅部地层内，广泛发育有第四纪的埋藏古河道［2-3］；东部陆架区低海面时期存在大量古河道系统［4-11］，例如，长江口外有多条大型古河道系统，是末次冰期长江在东海陆架平原上的主要流路，古河道分布与现在海底带状高地形有对应关系［12］。南黄海海底存在许多埋藏古河道、古湖泊、古三角洲，北部的古河道为古黄河水系，南部的为古长江水系，二者有可能一度汇合于南黄海中部［13-14］。埋藏古河道的分布、水系属性、形成时代以及古河道的断面类型、充填物特征、沉积相序等包含了大量的沉积环境特征和演化过程的信息［2-3，12-15］；古河道的存在，对海上工程施工、钻井船就位、海上平台安装及海上管线的铺设等造成许多影响［16］。因此，识别古河谷，建立古河谷的沉积模式，解释其充填过程，对于了解中国陆架海沉积作用的发育历史和古地理环境变迁具有重要意义，可为研究全球变化提供重要信息。同时，海底埋藏古河道的研究可以为海洋工程的建设提供基础地质信息，因此具有重要的现实意义。在本研究中，我们将浅地层地震剖面上出露的古河道形态特征进行定量分析，类比现代河流环境，采用不同河道形态的水文参数变化的经验方程，估算古河道的坡度、河曲波长、曲率和流量，从而追溯古河道形成时期的古环境。

1 地质环境

研究区位于南黄海西部滨浅海区，主要入海河流有淮河、灌河、射阳河、沂河以及其它较小河流，主要海湾为海州湾。海岸线在苏北废黄河口处向海凸出，并不断向陆蚀退。南黄海西部近岸海域水深较浅，向东北方向逐渐加深，在研究区东部水深达45～55m。海州湾中部出现由二级阶地构成的剥蚀平原，一级为水深20～30m，阶地面坡度约为21″，陡坎坡度约为52″；另一级水深35～45m，阶地面坡度约为26″，陡坎坡度约为1°14″。老黄河水下三角洲水深10～20m，地形平坦，但有冲刷浅洼地和沙脊地形。研究区以南紧邻苏北大型辐射状沙脊群，由70多条沙脊和潮流通道组成，水深0～30m，为强潮流作用地带。

研究区有多种沿岸流（由于河流稀释作用而盐度较低），包括山东南部沿岸流、江苏北部沿岸流和黄海沿岸流。研究区东部邻近黄海暖流（黑潮的一个分支）（图1）［17］。图1中为2006年浅剖测线分布和4个钻孔位置。黄海暖流具有较高的水温，北上途中与黄海沿岸流和朝鲜半岛沿岸流相互作用，在暖流西侧常形成气旋型涡旋（冷水团或冷涡），其环流体系庞大，特别是南黄海中部的冷水团环流体系，为一较弱的水动力环境，是中部泥质沉积区形成的主导因素［18］。黄河、长江和沿岸短源河流带来的泥沙是研究区沉积物输入的主要来源。

图1 黄海及其邻近海域水深和冬季洋流模式Fig.1 Bathymetry and circulation patterns in winter in the Yellow Sea

2 方 法

2.1 数 据

本研究主要是以2006年由“苏太渔01155”船获得的4 100km 浅地层剖面的解译成果为基础的。所采用的浅剖采集系统适合调查区浅海环境复杂的第四纪地层结构的研究。导航系统采用差分GPS定位系统（精度为15m）。地震反射数据采用的激发能量为300J，频带为500～1 500 Hz。脉冲信号的接收采用20单元的水听器，震源和接收系统拖于船后，航行速度小于9km／h。浅剖数据垂直分辨率为10cm，水平分辨率为2m，穿透深度为海底以下70m。时间-深度是根据声波穿过水体和沉积物分别为1 500和1 550m／s进行转换的。水深数据也进行了潮汐改正。调查区浅地层剖面测量主测线间距约为8km，联络测线间距为20km（图1）。

为了校准地震剖面，在2007年和2008年采用重力取心技术由K407（勘查船）采集了4个取心钻孔（图1）。这些钻孔资料可为浅地层剖面的解译提供地层环境信息。

2.2 浅地层剖面解译方法

观察地震地层的反射终止形态（削截、上超、下超等）和反射结构（即地震相），然后辨识地震相单元及其边界。描述深切谷的几何特征，包括地震相在纵向和横向上的变化、相互连接、趋势和尺度等。

在打印的纸介质地震剖面上描绘出埋藏古河道，截切下伏地层的倾斜面识别为古河道的侧缘，地层的叠置及其深度变化揭示其地质历史，下部的杂乱反射代表古河道残留沉积，上部透明的近似平行的反射层组代表细粒沉积物充填，地层之间的交切关系揭示了地质事件发生的相对时间，所绘出的图像的几何特征为揭示河道的形成过程提供丰富信息。

3 分 析

3.1 古河系的重建

研究区浅剖主测线间距大多数为8km，联络测线间距为20km。我们推测性地把出露的古河道断面连接起来，以期重建古河道体系。首先，我们识别出古河道断面的2 个侧缘，然后，记录其在剖面上的位置（mark线标号）。其次，我们绘制测线航迹图，根据记录的mark线标号在航迹图上用粗线条标示出古河道断面位置，粗线条的长度就代表河道断面的宽度。最后，把这些代表古河道的粗线条推测性地连接起来勾勒出古河道体系（图2）。然后，我们根据从纸介质剖面上解译得到的河道断面统计数据，采用地质作图软件Suefer 8.0在计算机上自动插值成图。对比这2种用不同方法绘制的图件，然后进行修改以期获得尽可能接近真实的古河系。图3就是对比分析后绘制的古河道体系。

图2 推测连接的埋藏古河系Fig.2 The deduced buried-channel system

3.2 古河道形态特征

图3 解译的埋藏古河道轴线（红线代表图4中剖面的位置）Fig.3 Interpreted axes of shallowly buried incised channels（Red-highlighted lines indicate the location of seismic profiles shown in Fig.4）

研究区东西方向和南北方向测线浅地层剖面的解译揭示了复杂的树枝状古河道网，它们埋藏于南黄海西部（江苏省北部滨浅海区）海底以下数米到数十米。在30～50m 水深范围内，埋深一般＜5m；而在10～30m 水深范围内，埋深通常达20m，因其上被古三角洲覆盖。在水深10～50m 的近50 000km2范围内，我们绘出了两大河道网（图2和图3）。北部河道网的主干河道呈西南-东北走向，蜿蜒而行与现代海底等深线斜交；南部河道网的主干河道大致呈东西走向。2个河系均表现为北侧支流较密（图3）。这些河道在152 km 距离内落差为31m，以0.012°的坡度向海倾斜。北部主河道横截面向海逐渐变宽，达19km，南部主河道向海变宽为10km。

从解译的古河系可以明显看出，2个河系的支流分布是不对称的，表现为梳状格架（图3）。大多数支流从北侧交汇于主河道，且交结角接近90°。支流之间交汇角为锐角，一般＜60°。在两个河系之间存在一个分水岭，2个河系的分布范围相差很大，北部河系流域面积较大，南部河系流域面积较小。

河道宽度从数百米到数千米，深度从几米到十几米不等。根据解译的古河道形状、大小和充填沉积物反射特征，古河道截面可以分成不同类型。一般说来，箱形截面主要存在于主干河道（图4a和图4b），透镜状截面主要见于二级河道（图4c），而V 形截面通常在三级河道或更小的河道中出现（图4d）。

河道充填单元的内部反射结构也不相同。在主干河道内，强振幅杂乱反射常常出现在河道底部，其上为一套复杂的反射结构，表现为加积、侧积层组、侵蚀削截或不同倾斜角度的多期次层状反射（图4a和图4b）。在某些情况下，常常会出现下部较老的层组被新的反射界面所削截。再往上部，可以清楚地看到一薄层近似平行和水平的沉积覆盖层，其上下界面均为明显的不整合接触面。底界面削截下伏地层，而其顶界面又被一个S形进积反射楔状体所覆盖。另外，在河谷充填物的某些层位还可能有大片浅层气屏蔽了下伏的地层反射。在中等河道或较小的支流河道里，往往出现反射层组由一侧向另一侧充填或者反射层组中部下凹现象（图4c和图4d）。

河道侧缘常常以低角度（＜15°）倾斜面截切下伏近似水平的地层为特征，河道2个侧缘有的对称，有的不对称，如河道的一边侧缘短而陡，另一侧长而缓（图4c）。主干河道河床底界面高低起伏说明下切深度不同（一系列较大规模的起伏可能意味着其为辫状河）（图4a和图4b）。

图4 浅地层剖面中的埋藏古河道断面Fig.4 Cross-sections of the buried channels in shallow profiles

3.3 古河道形态定量分析

要想寻找古河道形态与古水文条件之间的关系，就要进行古河道形态测量分析。我们按照声速1 550 m／s将双程反射时间转换成沉积地层的厚度，这个声速是声波穿过海底黏土质砂等沉积物时的典型声速［19］。根据对保存下来的古河道几何形态的测量或推测的参数，我们可以利用现代河流和河口的水力学经验方程估算古流量。

根据浅地层剖面上观察到的或者解译的古河道形态特征，我们可以得出古水力学参数。在垂直于每条河道的方向上测量横截面参数，测量参数包括宽度、平均深度和最大深度、河曲的直线长度和河曲路径长度（图5和表1）。相关计算公式如下：

式中，di为古河道实测深度，i=1～n。

式中，A 为古河道横截面积，w 为河宽。

埋藏古河道截切下伏的平行地层，在河道底部是以杂乱反射为特征的充填单元，这可能代表了陆地河流过程的砾质残留沉积。另外，树枝状的河道网和测得的河道交结角度与陆源河流一致。而其上部主要以大型槽状交错层理和斜层理为主，见平行层理、波状层理和极少量的水平层理，可能代表潮汐作用过程。研究区曾经历了从河流到河口、再到被海水淹没的环境变迁。因此，我们认为，古河道充填是河流的侵蚀和沉积作用以及随后受到潮汐改造作用的混合的结果。在我们的分析中，我们把河流和河口环境作为对苏北陆架古河道水力学几何特征的可能的解释。因此，我们将其与现代边缘海系统［21］和中等尺度的中纬度河流［22-23］的数学模型进行了对比。

图5 典型河道断面形态几何参数的测量Fig.5 Measurements of the geometric parameters of typical channel sections

表1 南黄海西部滨浅海区古河道水力学参数Table 1 Hydraulic parameters of the buried paleo-channels in the western area of the South Yellow Sea

古环境水力学限制条件可作如下界定：河流古流量是给定河道断面的上游集水区汇集到该断面的平滩流量［24］，而在河流入海口或河口湾，河流流量就是进潮量［25］。

潮汐河口流量可利用下面的幂函数进行估算：

式中，Q 为排水量，A 为横截面积。我们在古流量估算中采用平均值α=0.96［21，26］。

古河系流量可利用Dury［23］的经验方程进行估算：

根据上面估算的流量，可以从下面的水流连续性方程求得河流的平均流速：

式中，v为平均流速。

然后，根据颗粒运动状态、粒径大小和水流流速三者之间的关系［27-28］估算古河道携带沉积物的能力。

表2 埋藏古河道古水流估算Table 2 Estimation of paleo-flow in the buried paleo-channels in the western area of the South Yellow Sea

3.4 河道古水流估算

埋藏古河道分析计算的水力学参数见表1。所绘制的埋藏古河道向海变宽变深（图2和图3）。较低的宽深比一般与V 形的较小支流相对应，而较高的宽深比一般与较大的箱形的主干河道相对应。

根据古河道横截面积和前述的边缘海系统水力学方程进行估算，古潮汐通道潜在的最大进潮量可能为67 000～630 000m3／s，相应的平均流速为150～170cm／s（表2）；古河道潜在的最大流量可能为94 000～970 000m3／s，相应的平均流速为200～260cm／s（表2）。实际上，以上计算出的水力参数应大大地打个折扣，因为古河谷断面中包含了一系列复杂的深切水道和充填单元，这些深切谷或许形成于不同时期，或许是某个深切谷随着时间的推移发生了迁移，形成新河道，旧的河道被淤积充填。在我们绘出的主干河道中，根据内部声学反射特征已经辨识出至少十几处古水道遗迹（图4a和b）。因此，我们采用测量参数（主要指河道宽度）的10%来估算古流量。那么，最大古进潮量约为3 820～14 700m3／s，相应的流速约为140～150 cm／s；古河流流量约为4 600～19 000m3／s，相应的平均流速约为170～190cm／s。

在边缘海系统里，以上估算的水流速度足可以起动并搬运直径为2～20mm 的颗粒（即从极粗砂到砾）作为床砂载荷；在河流系统里，估算的流速可以起动直径达40mm 的颗粒（砾石）沿河床滚动。

3.5 河流分类

解译的古河系河流类型的划分是推断古环境的一个重要参数，因此我们对照Rosgen［29］分类方案进行河流分类。Rosgen是根据以下参数进行分类的，如宽深比、曲折度和河床比降［29］。在我们的研究中，对解译的埋藏古河道体系进行测量或计算得出的水力学变量可以直接与Rosgen分类方案中的形态特征进行对照。研究区古河道以低曲折度和比降、高宽深比为特征，与D 型（辫状河）河流特征一致，因此应当属于“辫状河”。

4 讨 论

埋藏古河道一般由3个地震相单元组成（图4a和b）。最低的地震相单元（介于界面T2-T3）是首先由河流下切作用形成的，因为它下切到更老的更新世地层里，是一组位于古河道底部的强振幅的沉积物充填反射和杂乱反射，很可能代表河流作用残留的砾质沉积物。另外，树枝状的河系结构特征也意味着存在地表径流的陆地过程。根据在50m 水深处采集的钻孔SYS-0803岩心数据，这个沉积单元显示大致向上变细的粒序，其中出现在底部的砾石碎屑为园状，底部贝壳砾石层被解释为侵蚀滞留沉积；而且在这一单元中还可观察到植物根和钙质结核［30］。由该钻孔岩心样品的14C测年结果可知，古河道形成于距今约4.4万a（图4a），当时的海面位于现代海平面以下大约60～70m［26］，整个研究区出露地表。从充填反射结构可以明显看出（图4a），在距今4.4万a至大约1.3万a期间，箱形古河槽中有许多水道遗迹，表现为或并列或叠置的反射结构。这种反射结构表明，基准面较低时，河流首先以下切侵蚀为主，然后，侧向侵蚀发育，使河谷变宽，成为曲流河或辫状河。这期间海面变化幅度约60～70 m（下降、再上升），但始终低于现代海平面50 m 以下［26，31-32］。以上估算的末次冰期河流流量变化范围在4 600～19 000m3／s，这与长江当时的流量12 000～16 000m3／s［33］相当，但是低于现代长江流量（大通水文站统计数据表明，在1950～2000年期间平均流量为28 588m3／s［34］），远远高于现代黄河流量［34］。因此，我们推测，在末次冰期，研究区古环境与当时的长江流域相似。

中部地震相单元以界面T1 和T2 为其上下边界（图4a和b）。根据钻孔SYS-0803 样品14C 测年结果［30］，T1界面的年龄为距今10 975a，T2界面为12 600a，那时海面在现代海平面以下约40m［31-32］。这个地震相单元表现为近似平行和水平层组的加积叠置的内部反射结构（图4a和b）。其下部边界切割下伏地层，与下伏地层不整合接触，上部边界与上覆地层为角度不整合接触。在距今1.16～1.13万a期间，由于发生融水脉冲事件，海平面突然上升约15m［35］，研究区古河系逐渐被淹没、填埋，在随后的海进过程中，这些河道还受到海洋潮汐的改造作用。因此，该地区经历了由河流到河口，再到浅海的环境变迁。与SYS-0803岩心对照，这一单元由灰色细砂和深灰色粘土质粉砂组成，整体上向上变细，生物扰动弱-中等。常见潮汐层理，含少量贝壳碎片。其顶界面T1对应于中全新世最大海泛面。因此，这一沉积单元反映了从滨海向陆架过渡、水深逐渐加大的沉积环境变迁，形成时间约为距今1.3万a至全新世的中期，对应于冰后期海平面的上升［30］。

上部地震相单元（T0-T1）代表距今10 975a以来高海面时期的沉积层反射（图4）。这个沉积单元是下超的S形进积反射结构，推测其为强侵蚀作用使附近海区细粒沉积物再悬浮并部分地输运到残留河谷区沉积形成的。

5 结 论

根据浅地层剖面解译，在末次冰期时，南黄海西部陆架区曾发育了2大河系网，均表现为类似梳子形状的河系网络结构，北侧支流多于南侧支流。北部河系流域面积较大，主干河道由西南向东北蜿蜒而行，其西端位于1128-1855年老黄河（现已废弃）入海口附近。南部河系较小，主干河道大致东西走向，其西端位于现在的射阳河口以南。

在末次冰期，研究区2大古河系流域内气候湿润，河流流速大，携带泥沙能力强。河流流量低于现代长江下游大通站实测流量，远大于现代黄河流量，但与当时的长江流量相当。

在全新世海进时期，古河系被淹没、填埋，并遭受海洋潮汐改造作用。随着海面进一步升高，古河道被一薄层海洋砂质沉积物覆盖，但在地形上仍低于河谷两岸。

在高海面时期，近岸的古河道被后来形成的水下三角洲所覆盖，埋藏深度达20m。在离岸较远的海域，古河道邻近区域海底沉积物再悬浮、搬运，充填了古河道凹地，使其在地形上已完全看不出河道痕迹，古河道埋藏深度一般小于5m。

总之，自末次冰期以来，研究区经历了从裸露地表、发育河流、潮汐河口到浅海的环境变迁。

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