南黃海西部濱淺海區埋藏古河道研究＊

孔祥淮，劉 健，張 勇，陳 斌，徐 剛

（1.國土資源部 海洋油氣資源和環境地質重點實驗室，山東 青島266071；2.青島海洋地質研究所，山東 青島266071）

海岸帶地區海陸相互作用的研究是全球變化研究的重要領域。末次冰期以來的海岸帶地區河道演變，是在全球大幅度海退與海侵及全新世以來海面波動的驅動下發育起來的，是海陸相互作用的產物。我們有可能根據古河道的沉積物特征和幾何形態，分析古河道的河勢特征和水文特性，恢復古地理環境。許多學者對我國海域大陸架埋藏古河道進行過研究，我國近岸海域海底殘留的古河道，按古河系可劃分為古黃河河系、古長江河系、古臺閩河系［1］和古珠江河系［2-3］。南海北部大陸架淺部地層內，廣泛發育有第四紀的埋藏古河道［2-3］；東部陸架區低海面時期存在大量古河道系統［4-11］，例如，長江口外有多條大型古河道系統，是末次冰期長江在東海陸架平原上的主要流路，古河道分布與現在海底帶狀高地形有對應關系［12］。南黃海海底存在許多埋藏古河道、古湖泊、古三角洲，北部的古河道為古黃河水系，南部的為古長江水系，二者有可能一度匯合于南黃海中部［13-14］。埋藏古河道的分布、水系屬性、形成時代以及古河道的斷面類型、充填物特征、沉積相序等包含了大量的沉積環境特征和演化過程的信息［2-3，12-15］；古河道的存在，對海上工程施工、鉆井船就位、海上平臺安裝及海上管線的鋪設等造成許多影響［16］。因此，識別古河谷，建立古河谷的沉積模式，解釋其充填過程，對于了解中國陸架海沉積作用的發育歷史和古地理環境變遷具有重要意義，可為研究全球變化提供重要信息。同時，海底埋藏古河道的研究可以為海洋工程的建設提供基礎地質信息，因此具有重要的現實意義。在本研究中，我們將淺地層地震剖面上出露的古河道形態特征進行定量分析，類比現代河流環境，采用不同河道形態的水文參數變化的經驗方程，估算古河道的坡度、河曲波長、曲率和流量，從而追溯古河道形成時期的古環境。

1 地質環境

研究區位于南黃海西部濱淺海區，主要入海河流有淮河、灌河、射陽河、沂河以及其它較小河流，主要海灣為海州灣。海岸線在蘇北廢黃河口處向海凸出，并不斷向陸蝕退。南黃海西部近岸海域水深較淺，向東北方向逐漸加深，在研究區東部水深達45～55m。海州灣中部出現由二級階地構成的剝蝕平原，一級為水深20～30m，階地面坡度約為21″，陡坎坡度約為52″；另一級水深35～45m，階地面坡度約為26″，陡坎坡度約為1°14″。老黃河水下三角洲水深10～20m，地形平坦，但有沖刷淺洼地和沙脊地形。研究區以南緊鄰蘇北大型輻射狀沙脊群，由70多條沙脊和潮流通道組成，水深0～30m，為強潮流作用地帶。

研究區有多種沿岸流（由于河流稀釋作用而鹽度較低），包括山東南部沿岸流、江蘇北部沿岸流和黃海沿岸流。研究區東部鄰近黃海暖流（黑潮的一個分支）（圖1）［17］。圖1中為2006年淺剖測線分布和4個鉆孔位置。黃海暖流具有較高的水溫，北上途中與黃海沿岸流和朝鮮半島沿岸流相互作用，在暖流西側常形成氣旋型渦旋（冷水團或冷渦），其環流體系龐大，特別是南黃海中部的冷水團環流體系，為一較弱的水動力環境，是中部泥質沉積區形成的主導因素［18］。黃河、長江和沿岸短源河流帶來的泥沙是研究區沉積物輸入的主要來源。

圖1 黃海及其鄰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 數 據

本研究主要是以2006年由“蘇太漁01155”船獲得的4 100km 淺地層剖面的解譯成果為基礎的。所采用的淺剖采集系統適合調查區淺海環境復雜的第四紀地層結構的研究。導航系統采用差分GPS定位系統（精度為15m）。地震反射數據采用的激發能量為300J，頻帶為500～1 500 Hz。脈沖信號的接收采用20單元的水聽器，震源和接收系統拖于船后，航行速度小于9km／h。淺剖數據垂直分辨率為10cm，水平分辨率為2m，穿透深度為海底以下70m。時間-深度是根據聲波穿過水體和沉積物分別為1 500和1 550m／s進行轉換的。水深數據也進行了潮汐改正。調查區淺地層剖面測量主測線間距約為8km，聯絡測線間距為20km（圖1）。

為了校準地震剖面，在2007年和2008年采用重力取心技術由K407（勘查船）采集了4個取心鉆孔（圖1）。這些鉆孔資料可為淺地層剖面的解譯提供地層環境信息。

2.2 淺地層剖面解譯方法

觀察地震地層的反射終止形態（削截、上超、下超等）和反射結構（即地震相），然后辨識地震相單元及其邊界。描述深切谷的幾何特征，包括地震相在縱向和橫向上的變化、相互連接、趨勢和尺度等。

在打印的紙介質地震剖面上描繪出埋藏古河道，截切下伏地層的傾斜面識別為古河道的側緣，地層的疊置及其深度變化揭示其地質歷史，下部的雜亂反射代表古河道殘留沉積，上部透明的近似平行的反射層組代表細粒沉積物充填，地層之間的交切關系揭示了地質事件發生的相對時間，所繪出的圖像的幾何特征為揭示河道的形成過程提供豐富信息。

3 分 析

3.1 古河系的重建

研究區淺剖主測線間距大多數為8km，聯絡測線間距為20km。我們推測性地把出露的古河道斷面連接起來，以期重建古河道體系。首先，我們識別出古河道斷面的2 個側緣，然后，記錄其在剖面上的位置（mark線標號）。其次，我們繪制測線航跡圖，根據記錄的mark線標號在航跡圖上用粗線條標示出古河道斷面位置，粗線條的長度就代表河道斷面的寬度。最后，把這些代表古河道的粗線條推測性地連接起來勾勒出古河道體系（圖2）。然后，我們根據從紙介質剖面上解譯得到的河道斷面統計數據，采用地質作圖軟件Suefer 8.0在計算機上自動插值成圖。對比這2種用不同方法繪制的圖件，然后進行修改以期獲得盡可能接近真實的古河系。圖3就是對比分析后繪制的古河道體系。

圖2 推測連接的埋藏古河系Fig.2 The deduced buried-channel system

3.2 古河道形態特征

圖3 解譯的埋藏古河道軸線（紅線代表圖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）

研究區東西方向和南北方向測線淺地層剖面的解譯揭示了復雜的樹枝狀古河道網，它們埋藏于南黃海西部（江蘇省北部濱淺海區）海底以下數米到數十米。在30～50m 水深范圍內，埋深一般＜5m；而在10～30m 水深范圍內，埋深通常達20m，因其上被古三角洲覆蓋。在水深10～50m 的近50 000km2范圍內，我們繪出了兩大河道網（圖2和圖3）。北部河道網的主干河道呈西南-東北走向，蜿蜒而行與現代海底等深線斜交；南部河道網的主干河道大致呈東西走向。2個河系均表現為北側支流較密（圖3）。這些河道在152 km 距離內落差為31m，以0.012°的坡度向海傾斜。北部主河道橫截面向海逐漸變寬，達19km，南部主河道向海變寬為10km。

從解譯的古河系可以明顯看出，2個河系的支流分布是不對稱的，表現為梳狀格架（圖3）。大多數支流從北側交匯于主河道，且交結角接近90°。支流之間交匯角為銳角，一般＜60°。在兩個河系之間存在一個分水嶺，2個河系的分布范圍相差很大，北部河系流域面積較大，南部河系流域面積較小。

河道寬度從數百米到數千米，深度從幾米到十幾米不等。根據解譯的古河道形狀、大小和充填沉積物反射特征，古河道截面可以分成不同類型。一般說來，箱形截面主要存在于主干河道（圖4a和圖4b），透鏡狀截面主要見于二級河道（圖4c），而V 形截面通常在三級河道或更小的河道中出現（圖4d）。

河道充填單元的內部反射結構也不相同。在主干河道內，強振幅雜亂反射常常出現在河道底部，其上為一套復雜的反射結構，表現為加積、側積層組、侵蝕削截或不同傾斜角度的多期次層狀反射（圖4a和圖4b）。在某些情況下，常常會出現下部較老的層組被新的反射界面所削截。再往上部，可以清楚地看到一薄層近似平行和水平的沉積覆蓋層，其上下界面均為明顯的不整合接觸面。底界面削截下伏地層，而其頂界面又被一個S形進積反射楔狀體所覆蓋。另外，在河谷充填物的某些層位還可能有大片淺層氣屏蔽了下伏的地層反射。在中等河道或較小的支流河道里，往往出現反射層組由一側向另一側充填或者反射層組中部下凹現象（圖4c和圖4d）。

河道側緣常常以低角度（＜15°）傾斜面截切下伏近似水平的地層為特征，河道2個側緣有的對稱，有的不對稱，如河道的一邊側緣短而陡，另一側長而緩（圖4c）。主干河道河床底界面高低起伏說明下切深度不同（一系列較大規模的起伏可能意味著其為辮狀河）（圖4a和圖4b）。

圖4 淺地層剖面中的埋藏古河道斷面Fig.4 Cross-sections of the buried channels in shallow profiles

3.3 古河道形態定量分析

要想尋找古河道形態與古水文條件之間的關系，就要進行古河道形態測量分析。我們按照聲速1 550 m／s將雙程反射時間轉換成沉積地層的厚度，這個聲速是聲波穿過海底黏土質砂等沉積物時的典型聲速［19］。根據對保存下來的古河道幾何形態的測量或推測的參數，我們可以利用現代河流和河口的水力學經驗方程估算古流量。

根據淺地層剖面上觀察到的或者解譯的古河道形態特征，我們可以得出古水力學參數。在垂直于每條河道的方向上測量橫截面參數，測量參數包括寬度、平均深度和最大深度、河曲的直線長度和河曲路徑長度（圖5和表1）。相關計算公式如下：

式中，di為古河道實測深度，i=1～n。

式中，A 為古河道橫截面積，w 為河寬。

埋藏古河道截切下伏的平行地層，在河道底部是以雜亂反射為特征的充填單元，這可能代表了陸地河流過程的礫質殘留沉積。另外，樹枝狀的河道網和測得的河道交結角度與陸源河流一致。而其上部主要以大型槽狀交錯層理和斜層理為主，見平行層理、波狀層理和極少量的水平層理，可能代表潮汐作用過程。研究區曾經歷了從河流到河口、再到被海水淹沒的環境變遷。因此，我們認為，古河道充填是河流的侵蝕和沉積作用以及隨后受到潮汐改造作用的混合的結果。在我們的分析中，我們把河流和河口環境作為對蘇北陸架古河道水力學幾何特征的可能的解釋。因此，我們將其與現代邊緣海系統［21］和中等尺度的中緯度河流［22-23］的數學模型進行了對比。

圖5 典型河道斷面形態幾何參數的測量Fig.5 Measurements of the geometric parameters of typical channel sections

表1 南黃海西部濱淺海區古河道水力學參數Table 1 Hydraulic parameters of the buried paleo-channels in the western area of the South Yellow Sea

古環境水力學限制條件可作如下界定：河流古流量是給定河道斷面的上游集水區匯集到該斷面的平灘流量［24］，而在河流入海口或河口灣，河流流量就是進潮量［25］。

潮汐河口流量可利用下面的冪函數進行估算：

式中，Q 為排水量，A 為橫截面積。我們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］的經驗方程進行估算：

根據上面估算的流量，可以從下面的水流連續性方程求得河流的平均流速：

式中，v為平均流速。

然后，根據顆粒運動狀態、粒徑大小和水流流速三者之間的關系［27-28］估算古河道攜帶沉積物的能力。

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

埋藏古河道分析計算的水力學參數見表1。所繪制的埋藏古河道向海變寬變深（圖2和圖3）。較低的寬深比一般與V 形的較小支流相對應，而較高的寬深比一般與較大的箱形的主干河道相對應。

根據古河道橫截面積和前述的邊緣海系統水力學方程進行估算，古潮汐通道潛在的最大進潮量可能為67 000～630 000m3／s，相應的平均流速為150～170cm／s（表2）；古河道潛在的最大流量可能為94 000～970 000m3／s，相應的平均流速為200～260cm／s（表2）。實際上，以上計算出的水力參數應大大地打個折扣，因為古河谷斷面中包含了一系列復雜的深切水道和充填單元，這些深切谷或許形成于不同時期，或許是某個深切谷隨著時間的推移發生了遷移，形成新河道，舊的河道被淤積充填。在我們繪出的主干河道中，根據內部聲學反射特征已經辨識出至少十幾處古水道遺跡（圖4a和b）。因此，我們采用測量參數（主要指河道寬度）的10%來估算古流量。那么，最大古進潮量約為3 820～14 700m3／s，相應的流速約為140～150 cm／s；古河流流量約為4 600～19 000m3／s，相應的平均流速約為170～190cm／s。

在邊緣海系統里，以上估算的水流速度足可以起動并搬運直徑為2～20mm 的顆粒（即從極粗砂到礫）作為床砂載荷；在河流系統里，估算的流速可以起動直徑達40mm 的顆粒（礫石）沿河床滾動。

3.5 河流分類

解譯的古河系河流類型的劃分是推斷古環境的一個重要參數，因此我們對照Rosgen［29］分類方案進行河流分類。Rosgen是根據以下參數進行分類的，如寬深比、曲折度和河床比降［29］。在我們的研究中，對解譯的埋藏古河道體系進行測量或計算得出的水力學變量可以直接與Rosgen分類方案中的形態特征進行對照。研究區古河道以低曲折度和比降、高寬深比為特征，與D 型（辮狀河）河流特征一致，因此應當屬于“辮狀河”。

4 討 論

埋藏古河道一般由3個地震相單元組成（圖4a和b）。最低的地震相單元（介于界面T2-T3）是首先由河流下切作用形成的，因為它下切到更老的更新世地層里，是一組位于古河道底部的強振幅的沉積物充填反射和雜亂反射，很可能代表河流作用殘留的礫質沉積物。另外，樹枝狀的河系結構特征也意味著存在地表徑流的陸地過程。根據在50m 水深處采集的鉆孔SYS-0803巖心數據，這個沉積單元顯示大致向上變細的粒序，其中出現在底部的礫石碎屑為園狀，底部貝殼礫石層被解釋為侵蝕滯留沉積；而且在這一單元中還可觀察到植物根和鈣質結核［30］。由該鉆孔巖心樣品的14C測年結果可知，古河道形成于距今約4.4萬a（圖4a），當時的海面位于現代海平面以下大約60～70m［26］，整個研究區出露地表。從充填反射結構可以明顯看出（圖4a），在距今4.4萬a至大約1.3萬a期間，箱形古河槽中有許多水道遺跡，表現為或并列或疊置的反射結構。這種反射結構表明，基準面較低時，河流首先以下切侵蝕為主，然后，側向侵蝕發育，使河谷變寬，成為曲流河或辮狀河。這期間海面變化幅度約60～70 m（下降、再上升），但始終低于現代海平面50 m 以下［26，31-32］。以上估算的末次冰期河流流量變化范圍在4 600～19 000m3／s，這與長江當時的流量12 000～16 000m3／s［33］相當，但是低于現代長江流量（大通水文站統計數據表明，在1950～2000年期間平均流量為28 588m3／s［34］），遠遠高于現代黃河流量［34］。因此，我們推測，在末次冰期，研究區古環境與當時的長江流域相似。

中部地震相單元以界面T1 和T2 為其上下邊界（圖4a和b）。根據鉆孔SYS-0803 樣品14C 測年結果［30］，T1界面的年齡為距今10 975a，T2界面為12 600a，那時海面在現代海平面以下約40m［31-32］。這個地震相單元表現為近似平行和水平層組的加積疊置的內部反射結構（圖4a和b）。其下部邊界切割下伏地層，與下伏地層不整合接觸，上部邊界與上覆地層為角度不整合接觸。在距今1.16～1.13萬a期間，由于發生融水脈沖事件，海平面突然上升約15m［35］，研究區古河系逐漸被淹沒、填埋，在隨后的海進過程中，這些河道還受到海洋潮汐的改造作用。因此，該地區經歷了由河流到河口，再到淺海的環境變遷。與SYS-0803巖心對照，這一單元由灰色細砂和深灰色粘土質粉砂組成，整體上向上變細，生物擾動弱-中等。常見潮汐層理，含少量貝殼碎片。其頂界面T1對應于中全新世最大海泛面。因此，這一沉積單元反映了從濱海向陸架過渡、水深逐漸加大的沉積環境變遷，形成時間約為距今1.3萬a至全新世的中期，對應于冰后期海平面的上升［30］。

上部地震相單元（T0-T1）代表距今10 975a以來高海面時期的沉積層反射（圖4）。這個沉積單元是下超的S形進積反射結構，推測其為強侵蝕作用使附近海區細粒沉積物再懸浮并部分地輸運到殘留河谷區沉積形成的。

5 結 論

根據淺地層剖面解譯，在末次冰期時，南黃海西部陸架區曾發育了2大河系網，均表現為類似梳子形狀的河系網絡結構，北側支流多于南側支流。北部河系流域面積較大，主干河道由西南向東北蜿蜒而行，其西端位于1128-1855年老黃河（現已廢棄）入海口附近。南部河系較小，主干河道大致東西走向，其西端位于現在的射陽河口以南。

在末次冰期，研究區2大古河系流域內氣候濕潤，河流流速大，攜帶泥沙能力強。河流流量低于現代長江下游大通站實測流量，遠大于現代黃河流量，但與當時的長江流量相當。

在全新世海進時期，古河系被淹沒、填埋，并遭受海洋潮汐改造作用。隨著海面進一步升高，古河道被一薄層海洋砂質沉積物覆蓋，但在地形上仍低于河谷兩岸。

在高海面時期，近岸的古河道被后來形成的水下三角洲所覆蓋，埋藏深度達20m。在離岸較遠的海域，古河道鄰近區域海底沉積物再懸浮、搬運，充填了古河道凹地，使其在地形上已完全看不出河道痕跡，古河道埋藏深度一般小于5m。

總之，自末次冰期以來，研究區經歷了從裸露地表、發育河流、潮汐河口到淺海的環境變遷。

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