近百年来黄河改道及输沙量变化对山东半岛泥质楔沉积物粒度特征的影响

杨立建，马小川，贾建军，阎军，栾振东

( 1. 中国科学院海洋研究所 海洋地质与环境重点实验室，山东 青岛 266071；2. 华东师范大学 河口海岸学国家重点实验室，上海 200241；3. 中国科学院大学，北京 100049；4. 中国科学院海洋大科学中心，山东 青岛 266071)

1 引言

河流是陆地向海洋进行物质输送的重要途径，全球每年通过河流向海洋输运的碎屑物质约有200 亿t[1]，其中大部分沉积在近岸海域，少部分随着水动力作用向外海输运。因此，河流系统的变化是影响近海沉积环境的重要因素。黄河作为世界输沙量第二大河流，在过去的2 300 a，总计向海洋输送了约2 300 km3的沉积物[2]。近几十年来，由于气候及人类活动影响，黄河水沙通量呈阶梯形减少[3-6]。根据利津水文站实测数据，2000-2017 年黄河平均年输沙量为1.13 亿t，只占到1950-2000 年平均年输沙量的13.5%。除了水沙通量显著变化外，黄河下游河道也在不断地迁移。在过去的2 000 多年间，黄河下游发生大的改道20 多次，河口移动了5 次[7]。自1855 年以来，黄河又发生改道50 多次[8]，其中多次缘于人为因素。

近年来，黄河水沙通量减少及下游河道迁移对海洋沉积环境的影响已经引起了众多学者的注意，相关研究取得一系列进展。中全新世以来黄河三角洲沉积物粒度、沉积速率、TOC/TN 比值、磁化率等指标的显著变化主要受到黄河改道的控制[9-10]。1855 年以来黄河尾闾的迁移也对现代黄河水下三角洲、莱州湾、渤海湾、渤海中部的沉积物粒度[11-12]、TOC/TN 比值[11]产生了重要影响。黄河入海泥沙显著减少，致使河口三角洲遭受严重的侵蚀[13-14]，同时改变了近端沉积区的沉积特征[11]。另外，黄河尾闾的移动也会导致废弃三角洲叶瓣的侵蚀。例如1976 年黄河从刁口流路改由清水沟流路后，黄河三角洲北侧海岸线后退了10 km，先期形成的三角洲叶瓣被侵蚀成水深大约10 m 左右的区域[10,15-16]。然而这些研究多是关注黄河改道及输沙量的变化对三角洲及近端沉积区的影响，对远端沉积区沉积特征的影响还不明确。远端细粒沉积物记录了丰富的物源、海洋动力、沉积过程等信息，常常被用来作为反演古环境、古气候的良好材料[17-20]。因此，需要有效区分黄河改道及输沙量的变化对远端沉积区沉积特征的影响，从而对近海沉积动力过程、古环境和古气候研究有更深入的理解。

山东半岛泥质楔是环绕山东半岛东端外海形成的细粒沉积物楔状体，为黄河入海悬浮颗粒随沿岸流在黄海形成的远端沉积体[21]。沉积物粒度记录了物源、水动力强弱及沉积过程信息，是反演沉积环境的良好指标[22]。所以，本文选取了山东半岛泥质楔为研究靶区，分析沉积物粒度特征及其垂向变化；明确不同时期山东半岛泥质楔沉积物粒度特征的主控因素，从而研究近百年来黄河改道及输沙量变化对该区沉积物粒度特征的影响。

图 1 研究区域概况与取样站位（据文献[21]改绘）Fig. 1 Overview of study area and the location of sampling stations (modified from reference [21])

2 研究区域概况

黄海为半封闭陆架海，地处中国大陆与朝鲜半岛之间（图1），西北以渤海海峡与渤海相接，南面以启东嘴与济州岛西南端连线与东海为界，又以山东半岛成山头与朝鲜半岛长山串之间的连线为界分为北黄海和南黄海。黄海平均水深44 m[23]，自西北向东南水深逐渐加大，东南部有NW-SE 向黄海水槽，水深可达80 m 以上[23]。直接注入黄海的河流包括鸭绿江、汉江、大同江、泗水、淮河、老黄河、五龙河、大沽河等。周围河流主要有黄河、海河、辽河、长江等，其中黄河和长江输入物质通量比其他河流的总和要高出一个数量级[1,24]。黄海潮汐类型大部分为规则半日潮，成山头至朝鲜的长山串一带有一圆形海域属于不规则半日潮，其中心为不规则日潮，海州湾及济州岛附近海域也为不规则半日潮[25]。潮流中部海域流速小，沿岸海域流速大，朝鲜半岛近海、海州湾及江苏近海M2潮流最大流速皆在60 cm/s 以上，山东半岛北部近海及南黄海北部存在弱流区，流速不到20 cm/s[26]。黄海的海洋环流系统主要为黄海暖流及其余脉与沿岸流构成，且都表现为冬半年增强，夏半年较弱，甚至消失，其中黄海西部沿岸流冬季流速可达30 cm/s[27-28]。

山东半岛泥质楔地处黄海西部，多在60 m 等深线以浅的位置（图1）。根据高分辨率浅地层剖面及钻孔显示，泥质楔厚度最大可达40 m，并由中部向两端减薄，形似“Ω”[21,29-31]。山东半岛泥质楔形成大致可分为3 个阶段[21,30-31]：底部为晚更新世晚期至早全新世间（9.6～11.6 ka BP）形成的薄的海侵/海退层；中部为早全新世至中全新世间（6.5～9.6 ka BP）海平面上升过程中形成的加积层；顶部为中全新世以来（6.5 ka BP至今）高海平面期形成的沉积层，3 层的最大厚度分别为18 m、35 m、3 m。

3 材料与方法

“科学三号”科考船于2017 年8 月航次在山东半岛泥质楔南端，利用重力活塞取样器获取的一根全长9.53 m 的沉积物柱状样，编号SY17-2，站位经纬度：36°18′25″N，122°27′47″E，水深30 m（图1）。本文以其顶部93 cm 的沉积物为分析材料，研究近百年来黄河改道及输沙量变化对该区沉积物粒度特征的影响。样品封装在直径为110 mm 的PE 材质管内，运至实验室以0.5 cm 间隔分样。分样过程中利用环刀获取了不同层位沉积物干密度。

沉积物粒度测试采用激光粒度仪的方法，取原样适量（1 g 左右），放入50 mL 离心管中，先加15 mL 浓度为30% H2O2，静置24 h，以去除沉积物中的有机质；再加入5 mL 浓度为1 mol/L 的HCl，静置24 h，去除碳酸盐（主要为生物钙质壳体）。待反应后用蒸馏水进行离心清洗5 次，去除过剩的H2O2及HCl。清洗后的残液加10 mL 浓度为0.05 mol/L 的[Na-PO3]6溶液（分散剂），超声分散10 min，随后上机测试。沉积物粒度测试在中国科学院海洋研究所海洋地质与环境重点实验室完成，测试仪器为法国CILAS 公司生产的1190L型激光粒度仪，重复测量误差2%。粒度参数采用矩法[32]计算。

210Pb 的半衰期为22.3 a，是一个较为理想的测量百年尺度内沉积速率的放射性核素[33]。本文采用210Pb 稳定初始放射性通量（CIC）模式计算沉积速率，并以此建立研究区的沉积年代框架[34-35]。测试过程简述如下：取适量原样（大约10 g 左右）放入烧杯中，在烘箱60℃条件下烘干，随后用玛瑙研钵研磨至100目以下，准确称量沉积物粉末质量，放入冻存管中备测。210Pb 放射性活度测试在中国科学院南京地理与湖泊研究所分析测试中心完成，测试仪器为美国EG&G公司生产的GWL-120-15 型高纯锗γ 谱仪，测试误差小于3%。需要特别说明的是1855 年黄河改道渤海入海，但直至1875 年铜瓦厢以下陆续修筑南北大堤，才开始有大量泥沙进入渤海[8,36]，考虑到前后沉积环境可能发生较大改变，因此只建立1875 年至今的沉积年代框架。

海洋沉积物的粒度特征受到物源变化、水动力变化、季节性变化、附着、生物等影响，频率曲线往往呈现多峰形态[37-39]。进行粒度端元组分分析，可以有效区分不同物源或者不同的输运机制和路径[40]。本文利用AnalySize[41]在Matlab2012a 环境下以Weibull 函数模型对沉积物粒度进行端元分离。

图 2 SY17-2 孔沉积物干密度与210Pb 比活度剖面Fig. 2 Profiles of dry density and 210Pb activities of the Core SY17-2

4 结果

4.1 干密度与沉积通量

SY17-2 孔沉积物干密度为1.12～1.28 g/cm3，平均为1.20 g/cm3，自表层向下密度有加大的趋势（图2a）。在计算沉积速率时，以质量深度（g/cm2）代替深度（cm）可以有效避免沉积压实作用对沉积速率计算结果的影响[42]。如图2b 所示，SY17-2 孔沉积物210Pb 比活度-质量深度曲线整体表现为“二段式”[43]，上部斜线段为210Pb 的衰变层，放射性活度随质量深度呈指数衰减，下部垂线段为210Pb 母体226Ra 的平衡层或本底层，210Pb 比活度基本达到恒定值。对岩心过剩210Pb 比活度的衰变层以稳定初始放射性通量（CIC）模式计算沉积通量，得到沉积通量为0.84 g/(cm2·a)，沉积速率平均为0.70 cm/a。该孔沉积速率与同样位于山东半岛泥质楔南部且具有相同水深的KC-8 孔[43]基本一致，说明得到的沉积速率数据具有较高的可信度，据此可以建立沉积年代框架。

表 1 SY17-2 孔沉积物粒度参数统计结果Table 1 Statistical results of grain-size parameters of the Core SY17-2

图 3 SY17-2 孔沉积物粒度参数剖面及典型层位粒度频率分布曲线Fig. 3 Profiles of grain-size parameters and frequency distribution curve at different depths of the Core SY17-2

4.2 粒度参数及垂向分布特征

如表1 所示，沉积物粒度组分砂、粉砂、黏土的平均含量分别为为2.84%、86.85%、10.31%，其中砂含量的变异系数最大。平均粒径在11.09～24.10 μm 范围内，平均为16.67 μm，相对于中值粒径偏小；分选系数为1.34～1.51，分选差；偏态为0.54～1.40；峰态较大，为2.78～4.79。粒度频率分布曲线呈现出明显的双峰特征（图3c），主峰极值点位于38～42 μm 之间，次峰极值点位于12～16 μm 之间。

根据粒度参数及组分含量的垂向分布可以将整个柱状样分为6 个阶段（图3）。阶段1：83～93 cm（1884-1898 年），砂、黏土含量波动幅度较大，平均粒径有变大的趋势，而分选系数、偏态、峰态呈现相反的变化趋势，此阶段沉积环境不稳定。阶段2：55～83 cm（1898-1939 年），相比上一阶段，总体上此阶段砂的含量基本不变，粉砂含量不断减少，平均粒径变小，偏态变化不大，分选系数不断变大，分选性变差，而峰态正好相反，频率分布曲线中次峰相对主峰明显。但在60.5～63 cm（1927-1930 年），砂含量突然增多，次峰减弱，粒度参数也变化明显。阶段3：49～55 cm（1939-1947 年），砂、粉砂含量显著增多，黏土含量减少，颗粒粗化，粒度参数也变化显著，分选性变好，偏态、峰态明显变大，次峰已变得不明显，该阶段沉积环境发生较大改变。阶段4：21.5～49 cm（1947-1986 年），砂含量不断增多，粉砂含量基本稳定，平均粒径不断变大，分选性变好，峰态、偏态略有变大，此阶段沉积水动力环境较强。阶段5：13～21.5 cm（1986-1999 年），相比上一阶段，砂含量突然减少，粉砂含量相对稳定，粒度变细，分选性变差，偏度、峰态降低，次峰相比下段有所增强。阶段6：0～13 cm（1999-2017 年），砂、黏土含量增多，粉砂含量减少，且含量波动幅度较大，平均粒径、偏态、峰态相比上一阶段变大，分选性差，次峰减弱，此阶段沉积环境不稳定。

4.3 粒度端元分离结果

沉积物粒度端元分析模型中相关系数越小表示端元之间的重合度越小，越能够代表一种独立的过程，模型中的角度偏移量则表示粒度实测数据被端元拟合的程度。根据端元之间的相关性及角度偏移（图4a），可以看出分解为两个端元时，端元之间无相关性，角度偏移显著降低，而大于两个端元时，端元之间的相关性明显加大，角度偏移变化不大，且两个端元即可解释样本整体变化98.1%，因此将该柱样沉积物粒度分解为两个端元较为合理。从而得到两个粒度端元EM1 和EM2（图4b）。EM1 端元粒级分布范围为0.5～109.0 μm，平均粒径为12.67 μm（表2），其中黏土、粉砂和砂粒级的占比分别为12.06%、84.91%、3.03%。EM1 端元占总体分布的44.95%～94.31%，平均为70.49%。EM2 端元粒级分布范围为16～109.0 μm，平均粒径为39.83 μm，其中粉砂粒级占比最大，为95.66%，砂粒级占比增大，为4.34%，不含有黏土粒级。EM2 端元占总体分布的5.69%～55.05%，平均为29.51%。EM2 端元相对含量的变异系数比EM1 端元大。

5 讨论

5.1 SY17-2 孔沉积物粒度影响因素分析

图 4 端元数量限定因素及分离结果Fig. 4 Limiting factors to number of end members and decomposition results

表 2 端元相对含量及平均粒径统计结果Table 2 Statistical results of end-members abundance and mean size

海洋沉积物粒度主要受到物质来源、水动力、生物、季节性变化等因素的影响。由前面结果可得，SY17-2 孔沉积物粒度可以分离为EM1、EM2 两个端元。通过分析不同端元形成的地质背景，可以有效地获得该孔沉积物粒度的控制因素。

沉积物常微量元素、稀土元素等化学指标显示山东半岛泥质楔的沉积物主要来源于黄河，周围小河流输入的影响较小[44-46]。SY17-2 孔沉积物粒度EM1、EM2 端元的平均相对含量分别为70.49%、29.51%，根据前人关于山东半岛泥质楔沉积物来源分析结果，认为EM1、EM2 端元组分都应来源于黄河。黄河输入陆源碎屑物质具有“夏储冬输”的特性，70%以上的泥沙在汛期输入渤海，大部分都沉积在三角洲及邻近区域，直到冬半年才向外海输运[47-50]。数值模拟及现场观测研究表明影响黄河入海泥沙输运的外界因素主要为波浪、潮流、沿岸流等动力因素及水体性质的变化[47,51]。潮流对山东半岛沿岸海域底层沉积物再悬浮起到至关重要的作用[47]。同时，在该海域潮流近似往复流，潮余流方向与沉积物输运方向基本一致[26]，对悬浮颗粒向外海输运也有重要影响。风浪可以增加近岸海域水体的悬浮体浓度，尤其是对水深小于10 m的海区，其影响更为显著[51]。山东半岛沿岸流则是黄河泥沙向外海输运的主要水动力[47-50]。夏季，黄、渤海海域风浪及沿岸流都较弱，沉积物再悬浮浓度较小，再加上水体层化严重抑制了悬浮体向上层水体运移，造成悬浮体高值集中在近岸海域底层水体中，且向外海输运较少[47,50-51]。冬季，在强劲的北风作用下，风浪及山东半岛沿岸流增强，水体层化被打破，混合较为均匀，山东半岛沿岸海域水体中悬浮体浓度显著提高，在沿岸流、潮流等水动力作用下开始大量向外海输运[47,50-51]。山东半岛泥质楔为黄河入海碎屑物质的远端沉积区，其沉积物主要在冬季随沿岸流等水动力搬运至此，所以季节性变化并不是该区沉积物粒度分为两个端元的原因。

已有研究表明，黄河水下三角洲沉积物粒度频率分布为单峰形态，或者双峰形态，但其中次峰相比主峰不明显，主峰粒级为10～25 μm[52]。该孔沉积物粒度EM1 端元与黄河口附近沉积物粒度分布形态相似（图5），继承了黄河输入沉积物特征，主要受到黄河入海沉积物的影响。然而，相对河口三角洲等近端沉积区，该孔EM1 端元向粗粒级方向偏移，可能是因为黄河入海沉积物在搬运过程中受到沿岸流、潮流等水动力的再改造。相比EM1 端元，中-粗粉砂粒级占主要部分的EM2 端元受到的更为强烈的水动力改造作用。研究区海域沿岸流、潮流都表现为表、中层水体中流速较大，底层流速小[51,53]。冬季山东半岛沿岸海域水体混合较为均匀，上层水体悬浮颗粒粒径范围超过100 μm[54]。因此，EM2 端元很可能为表、中层水体中山东半岛沿岸流及潮流耦合作用下对黄河输入的再悬浮碎屑物质改造形成的，而EM1 端元多在水动力相对较弱的中、底层水体中输运。此外，山东半岛东部发育海洋峰面，尤其是秋冬季节最为发育[55]，其中温度锋面主要由冷的沿岸流和暖的黄海暖流切变导致，其对粗粒级悬浮颗粒向外海输运具有阻隔作用[56]，而对细组分影响相对较小，造成近海一侧粗粒级增多，也可能对EM2 端元含量产生影响。该孔生物遗迹很少，也未见生物扰动的痕迹，排除了底栖生物对该孔沉积物粒度的干扰。

图 5 EM1 与LZ2017-2、BHB15-8 孔粒度频率分布曲线Fig. 5 Grain-size frequency distribution curve of EM1 and the LZ2017-2, BHB15-8 cores

5.2 黄河改道及输沙量变化对粒度特征的影响

根据前面分析可知，SY17-2 孔沉积物粒度特征主要受到物源及沿岸流等水动力的控制。在物源方面，黄河入海泥沙量、悬浮泥沙粒径及入海口的位置被考虑是影响沉积物粒度的潜在影响因子[11]。在水动力方面，潮流对沉积物再悬浮有重要作用，而沿岸流对悬浮体的输运起到主导作用[47-50]。为了说明黄河改道及输沙量变化对该区沉积物粒度的影响，必须排除其他因素变化的干扰。由于缺少连续的沿岸流场资料，本文采用相关指标替代。冬季沿岸流的强弱主要受到东亚冬季风强弱的控制[57-59]，可以采用东亚冬季风指数来指示东亚冬季风强弱，进而指示冬季山东半岛沿岸流的强弱。本文统计了黄河年输沙量（利津站）、黄河悬浮泥沙年际中值粒径（利津站）、东亚冬季风年际指数与SY17-2 孔粒度指标在时间序列上进行对比分析，并结合黄河改道事件，旨在分离出黄河改道及输沙量变化对该区沉积物粒度的作用。

如图6 所示，EM2 端元、砂含量与中值粒径具有一致的变化趋势，与EM1 端元、黏土含量呈镜像关系，说明该区粒度大小主要受控于粗粒级相对含量的多少。1884-1939 年及1947-1999 年，EM2 端元含量等粒度指标与东亚冬季风指数具有良好的对应关系。1884-1898 年粒度指标与季风指数都在一定范围波动；1902-1927 年、1947-1957 年、1986-1999 年东亚冬季风较弱，EM2 端元含量低；1927-1939 年，东亚冬季风由强减弱，同样EM2 端元含量也有由多减少；1957-1986 年，东亚冬季风整体处于最强时期，20 世纪60 年代中期至70 年代中期略有减弱，EM2 端元含量持续处于高值，并没有降低，可能受到黄河下游悬浮泥沙粒径不断增大的影响。EM2 端元与东亚冬季风的良好的相关性，进一步证实EM2 端元主要由沿岸流对沉积物改造形成，并且说明了在此期间该区的沉积物粒度变化主要受到沿岸流强弱的支配。而1939-1947 年及1999-2012 年EM2 端元含量等粒度指标与东亚冬季风指数之间的相关性差。1939-1947 年，EM2 端元含量显著增多，东亚冬季风并没有明显增强，多处于正常水平；1999-2012 年，东亚冬季风持续处于较弱水平，此时EM2 端元含量处于均值线附近波动，砂含量明显增多，黏土含量也较高；说明期间该区粒度变化受到了其他因素的影响。

图 6 SY17-2 孔沉积物粒度指标与东亚冬季风指数、黄河年输沙量、黄河悬浮泥沙中值粒径对比Fig. 6 Interannual variation of grain size indicators of the Core SY17-2, East Asian winter monsoon index, sediment load of the Yellow River and middle size of suspended sediment in the lower reaches of the Yellow River

自1855 年改道入渤海以来，黄河入海口位置频繁改动。1938 年，花园口决堤，黄河再次夺淮入南黄海，直至1947 年才复入渤海[8]。除此以外，其尾闾段又分别于1889 年、1897 年、1904 年、1929 年、1934年、1964 年、1976 年、1996 年发生改道[8,63]。黄河改道一方面改变入海口与沉积体之间泥沙输运的距离[11]，另一方面也改变了入海泥沙向外输运的通量及性质。这是源于改道后沉积体系会在水动力因素下发生新的平衡，新的三角洲快速建造[63]，向外输运泥沙量相对减少以及废弃三角洲遭受较为严重的侵蚀[64]，改变了向外输运泥沙的组成。花园口决堤致使进入渤海泥沙严重不足，黄河三角洲侵蚀物质及山东半岛北部沿岸再悬浮物质成为泥质楔的主要物质来源，由于得不到河流输入泥沙的补充，造成EM1 端元含量减少，而EM2 端元相对增多，从而导致该区的沉积物在沿岸流不强的情况下粒度粗化。黄河尾闾段改道对黄河水下三角洲等近端沉积区沉积特征具有显著影响[10-12]，相比之下，其在该区粒度特征演化中并没有很好的响应。其原因主要是该区沉积物主要为冬季随沿岸流等水动力输运的再悬浮物质，相比于近端沉积区时间上有延迟；尾闾段改道的距离相比于河口区至泥质楔的距离较小，且中间过程中物质交换复杂，中和了其中的一些信息，从而导致远端沉积区沉积特征对这些快速变化事件没有那么敏感。

由于受到自然降水减少、水土保持、沿岸修建水利设施、工农业取水等影响，20 世纪70 年代以来黄河入海水沙通量呈阶梯式减少[5]。研究表明，当黄河年输沙量为3.3 亿t 时，黄河三角洲才能维持平衡[65]。而自20 世纪90 年代末开始，黄河年输沙量持续低于3.3 亿t。另外该时期黄河悬沙粒径也较粗，加上黄河口外又修建防波堤[63]，导致大部分泥沙堆积在河口区域，向外输运较少，三角洲地区总体上处于饥饿状态，遭受侵蚀。类似于花园口决堤时期入海泥沙不足，1999-2012 年该区沉积物粒度相对粗化。而不同的是此时沉积物粒度中砂粒级与黏土粒级含量都较高，粒度没有明显加粗。其原因是该时期东亚冬季风较弱，代表此时的沿岸流相比1939-1947 年要弱，中和了输沙量持续处于平衡线以下时造成的粒度粗化的影响。此外，花园口决堤时期山东流路几乎枯竭[8]，而1999-2012 年黄河平均每年向渤海输送的沉积物仍达1.4 亿t，也可能是两个时期沉积物粒度特征变化不同的一个重要原因。

6 结论

（1）利用Weibull 函数模型对沉积物粒度进行端元组分分析，得到平均粒径分别为12.67 μm、39.83 μm的EM1 和EM2 端元。EM1 端元主要受到物源即黄河入海泥沙特征的控制，EM2 端元主要受到沿岸流等水动力对沉积物粒度改造的影响。

（2）近百年来山东半岛泥质楔沉积物粒度特征是物源和水动力条件综合作用的结果。1884-1939 年及1947-1999 年，EM2 端元等粒度指标的变化与沿岸流强弱具有良好的相关性。而1939-1947 年及1999-2012 年，沉积物粒度相对粗化，与沿岸流强度关系不明显，其主要是受到了花园口决堤及黄河年输沙量持续偏低致使源区泥沙不足的影响。

（3）与黄河入海泥沙近端沉积区不同，远端沉积区沉积特征对于黄河尾闾改道事件没有很好的响应，且对花园口决堤、黄河年输沙量低于临界值的反应有一定程度的延迟，这与该区沉积物经历了再悬浮过程及源-汇中间复杂的物质混合有关。

致谢：“科学三号”科考船2017 年8 月航次全体船员在采样过程中给予了帮助，中国科学院海洋研究所王红莉工程师在粒度测试过程中给予了指导，审稿人提供了有益的意见和建议，在此一并表示谢忱！