成國棟 業渝光 刁少波
（地質礦產部海洋地質研究所）
提要 根據黃河三角洲東部鉆孔巖心的210Pb剖面資料，經標準化消除了因粒級不同所造成210Pb濃度變化的影響後，顯示該孔的210Pb剖面可分為11段。每段呈指數衰減，段與段之間呈現210Pb放射性比度逆增，反映了由於再沈積作用造成210Pb的稀釋作用。由此分析該區沈積和再沈積歷史。
關鍵詞210Pb剖面 標準化 再沈積 稀釋作用 事件性沈積
210Pb用於黃河三角洲研究已有多年歷史。1987年利用穿越三角洲沈積層的鉆孔巖心的210Pb剖面，確定了疊置葉瓣的各個年代，求得了黃河口海域的210Pb本底值。1992年研究了210Pb吸附濃度與粒徑的相關性，把樣品中不同粒級部分都歸壹到10φ粒徑，使210Pb剖面標準化，從而消除了因粒級不同所造成的210Pb濃度變化的影響，恢復210Pb剖面的指數衰減原本特性。這些研究成果為研究黃河三角洲的再沈積作用奠定基礎。
本文應用黃河三角洲東部的91C2孔全取心巖心。系統測定各層210Pb值。結合黃河三角洲演化的歷史資料，從沈積特征和210Pb剖面特征分析黃河三角洲的再沈積作用。
1 黃河三角洲沈積作用特點
現代黃河三角洲是1855年黃河改道註入渤海以後生長發育起來的年輕三角洲，迄今只有139a歷史，這恰好是210Pb測年的有效範圍。
黃河是壹條多沙河流。多年平均輸沙量約10億t，徑流量約400億m3。年平均含沙量高達25kg/m3。歷史上最高含沙量達222kg/m3(1973年9月7日）。
黃河的高沙水體造成黃河三角洲沈積作用上的許多特征：
（1）河道頻繁擺動
黃河攜帶的大量泥沙在河口段快速堆積，形成河口沙壩。這使床底擡高、水流阻塞，迫使分流改道。139a內黃河三角洲分流較大的改道發生9次，平均13a改道壹次（圖1）。
（2）多葉瓣疊置
黃河分流在行水期間在河口形成壹個堆積體，稱為三角洲葉瓣，呈腎狀橫臥於入海口處。堆積體最大寬度達50km，中部由極細砂和粗粉砂組成，兩側為粉砂及粘土質粉砂。由於葉瓣側向跨度大，不同期葉瓣的側部形成疊置。在垂向剖面中可見不同期的2～3個葉瓣的復合沈積序列。
（3）陣發性沈積作用
黃海流域位於季風氣候控制區，四季分明，雨量集中，每年7、8、9三個月的徑流量
圖1 黃河三角洲分流河道遷移及其相應的葉瓣分布圖（引自成國棟，1991) Fig.l Modern Yellow River Deltaic lobes.Dashed line is the 1st subdeltaic(1855～1934)ancient channels and lobes.Dark line is the 2nd ones(1934 to present）
虛線為第1亞三角洲（1855～1934）的古河道及舌狀堆積體；
實線為第2亞三角洲（1934～現在）的古河道及舌狀堆積體。各葉瓣的形成年代為：
①1855.6～1889.3；②1889.3～1897.5；③1897.5～1904.6；④1904.6～1926.6；⑤1926.6～1929.8；⑥1929.8～1934.8；⑦1934.8～1953.7；⑧1953.7～1964.1；⑨1964.1～1976.5；⑩1976.5～現在
占全年的65%，輸沙量占85%。因而在洪水期黃河流量大、流速高，對河床進行沖刷，由於黃河底床沈積物主要由粉砂組成，與黃河懸浮泥沙粒徑相同（圖2），因而底床沈積物易於再懸浮，沖刷深度可達2～4m（圖3）。相反，當洪水期向枯水期過渡時，泥沙又大量沈積。多年的河道斷面地形測量表明黃河河道的沈積作用是陣發性的，具有洪沖枯淤特點。但是在河口外情況卻相反，洪水期帶來的大量泥沙在河口堆積，在風浪，尤其是風暴潮作用下，河口區遭受侵蝕，泥沙向三角洲兩側及前三角洲方向搬運，這在枯水期強風季節更為明顯。
（4）高密度流沈積
黃河含沙量高，尤其是接近底部的水層，每立方米水含沙可達幾十到上百公斤，從而使該水體密度高於海水密度，黃河高沙水體入海後潛入海水層之下，形成高密度流，順三角洲前緣斜坡流動。高密度流動能大，沖刷前緣沈積物，形成斜坡上的沖刷溝，並誘發滑塌、滑坡、粉砂流等次生高密度流，高密度流攜帶的泥沙在三角洲前緣及前三角洲區沈積（Wright等，1988）。
圖2 黃河三角洲分流河道內懸浮體粒級分布（A圖）和底質粒級分布（B圖）對比，樣品取自利津站（引自成國棟，1991) Fig.2 Grain size content of suspended sediment(Fig.A)and bed sediment(Fig.B)at Lijin station of Yellow River
圖3 黃河三角洲分流河道的擺動和下切（引自山東省科學技術委員會，1991) Fig.3 Swinging and downcutting of the distrbutary in the Yellow River Delta
上述特點表明黃河三角洲的沈積過程是壹個復雜過程。沈積物的再搬運、再沈積是其重要的壹個環節。進入黃河三角洲的10億t泥沙分別沈積在陸上三角洲平原區、河口口門區及兩側濱海區。其比例約為1:7:2（成國棟，1991）。所有這3個區的沈積物都經受再沈積作用。
陸上三角洲平原的再沈積作用主要發生在河道遷移期，新河道沖刷早期葉瓣的沈積物。廢棄河道被周圍沈積物充填，兩者都造成沈積物的再搬運、再沈積。河口區的再沈積作用主要發生在三角洲前緣斜坡。那裏發生的滑塌、滑坡、粉砂流以及高密度流的沖刷作用都使沈積物發生位移或再懸浮。在葉瓣廢棄後，三角洲前緣的侵蝕作用更為突出。
2 91C2孔地質背景和210Pb垂向序列
91C2孔位於三角洲東部海域，1988年建防潮堤後成陸。黃河分流曾三次在附近入海。第壹次是1934年到1953年，相當於第7流路時間。當時有三股分流同時流入渤海，主分流在南邊，流經這裏的是次要的北分流，過水量不到黃河徑流量的30%。1953年到1964年第二次流經這裏，相當於第8流路，那時原南分流萎縮，北分流成為單壹入海流路。在該流路期內，1960年發生壹次分流擺動，擺動後的河道直沖91C2點，壹直到1964年河道改道。這兩次分流雖然按主分流遷移而分為兩期。但對本孔位來說，可看作是壹個流量由小到大，河口由遠到近的壹個連續過程。第三次黃河流經本區是1976年到現在，主要是在1976～1978年。1979年後現代黃河分流歸股為單壹河道，在本孔位南部註入渤海。對本區影響減弱（圖4）。
圖4 91C2孔位置和流經該區的分流水系及其年代 Fig.4 Location of drilling hole 91C2 and the distributaries in this area（圖中“＋”處為孔位）
3 黃河三角洲的再沈積作用及210Pb證據
黃河懸浮泥沙，絕大部分來自黃河中遊黃土高原。黃河上遊蘭州輸沙量僅1億t，含沙量為3kg/m3。在上、中遊交界處托克托輸沙量也只1.43億t，含沙量為5.75kg/m3。流經黃土高原後，到中遊末端三門峽，輸沙量達16億t；含沙量達34.7kg/m3。這16億t泥沙在流經華北平原過程中，沈積約5億t，其余10億t都進入黃河三角洲，主要堆積在河口區，形成各期葉瓣。黃土高原的泥沙通過黃河搬運到黃河三角洲，壹般歷時半月。在正常條件下，葉瓣形成時間的210Pb初始濃度，便是當時泥沙進入水體時吸附的濃度。懸浮泥沙壹旦沈積後便不再有210Pb被吸附。已被吸附的210Pb開始衰變。因此，利用210Pb放射性比度在剖面上的變化可分析泥沙再搬運過程。
1991年在91C2站位上打了壹個全取心鉆孔，孔深17m，基本上穿越了三角洲沈積體。該孔的巖性自上而下為：
0～0.6m 築堤時人工回填的黃色粉砂。
0.6～1.1m 黃色粉砂，質純，分選好，粉砂含量90%以上，粘土含量僅3%～6%，含貝殼碎片。
1.1～1.6m 黃色粘土夾薄層灰黃色粉砂，粉砂層厚2mm，多層。
1.6～3.0m 灰黃色粉砂夾黃色粘土紋層，紋層厚2～3mm，***15層，大多分布在上部。
3.0～3.5m 黃色粘土質粉砂及粉砂，在3.4m處有保存完整的蘭蛤殼。蘭蛤在現代黃河口淺水區生存。
3.5～4.4m 黃色粉砂，質純，粉砂含量在80%以上，粘土含量約10%。
4.4～4.8m 黃色粘土質粉砂層，層內有鐵銹色斑點，是蟲穴被壓實形成，粘土含量18%。
4.8～6.3m 黃色粉砂，質純，粉砂含量＞90%，分選好。
6.3～7.0m 自下而上由粘土質粉砂，漸變為粉砂質粘土，底部有0.5cm的灰黑色碳質層，該段中常夾有粉砂薄層，厚3～5mm。
7.0～7.8m 自下而上由粘土質粉砂變細為粉砂質粘土，底部夾粉砂薄層。
7.8～8.1m 黃色粉砂。
8.1～8.6m 灰黑色粉砂質粘土，夾1mm厚的粉砂紋層3層。
8.6～10.8m黃色粘土質粉砂，質純，在9.90～10.0m處夾壹層黃灰色粉砂。
10.8～11.1m黃灰色粉砂質粘土，夾11層黃色薄層粉砂。
11.1～13.0m黃色粉砂質粘土，質純。
13.0～14.4m黃色及黃灰色砂質粘土互層，黃灰色層厚1～3cm。
14.4～15.2m黃色粉砂質粘土與灰色粉砂質粘土互層，上部黃色為主、下部灰色為主。
15.2～17.0m灰色及青灰色粉砂質粘土，在15.5m處有壹層貝殼砂層，厚1～2cm,有文蛤殼及碎片，在15.40m、17.00m處也有貝殼富集層，夾多層青灰色粉砂紋層。
該孔的垂向序列剖面如圖5所示。在6m以淺由兩期河口沙席組成，6m以深由三角洲側緣和前緣組成。所有這些沈積旋回都具有事件性特征。各層界面清晰，沈積構造不連續，15m以下為淺海沈積。
210Pb測試樣品按0.3～0.5m間隔分層采取，***取樣50個。用a譜儀測定210Pb濃度用SKC-2000型光逶式粒度分布儀測定粒度。實測210Pb濃度後，以10φ當量粒徑，D=65%的基礎上歸壹，求得標準化後的總210Pb。各樣品的dpm/g值如表1，圖5。沈積物年代以210Pb本底值為0.89dpm/g求得。
該孔的210Pb剖面可分為11段，每段呈指數衰減，段與段之間常見放射性比度逆增。當出現這種線段時，以頂端最大值代表該段年代。凡出現異常值時，都作了復查測定。
根據91C2孔巖性特征和210Pb值變化，該處的再沈積作用分析如下：
0～1.1m是築堤時的回填土，其巖性和年代與下伏沈積物壹致。
1.1～4.4m沈積物除頂部0.5m粉砂質粘土外都是粉砂。根據河道演化歷史，1976～1978年期間第10流路由此入海。因此，它是第10流路早期河口沙席沈積物。210Pb剖面除有兩個特殊點外，基本上為壹直線。反映這是壹個高速沈積單元。但根據210Pb濃度計算的年代為第7和第8流路。其原因是1976～1978年在這裏堆積的沈積物是該地早期葉瓣因侵蝕而再搬運的沈積物。黃河第10流路在1976年5月由北部釣口河道改道到這裏入海。這裏原本是第8流路（1953～1964年）和第7流路（1934～1953年）葉瓣所在地。當新流路進入本區後，在主河道流經地區，下伏的早期沈積物受到沖刷侵蝕，再搬運到河口沈積。1979年河口擺動南移，該廢棄河道被周圍片蝕，滑塌帶來的老沈積物充填，因而該孔的沈積物年代表現為第7和第8流路的年代。位於河口沙席頂部的粉砂質粘土層，是河口遷移後的淺海沈積物，物源來自外側海域及早期三角洲，因此210Pb濃度很低。
4.4～6.3m的粉砂層是又壹沈積旋回。據210Pb年代其頂部為1962年沈積物，相當第8流路的汊河沈積物（圖5）。該段沈積物下部210Pb濃度偏低，是由於稀釋作用造成。黃河三角洲河道沈積作用具有洪沖枯淤特點，粉砂層壹般是洪水期沈積。1960～1964年黃河走汊河入海。該區下伏沈積物是第7流路（1934～1953年）的沈積物，遷移初期在洪水期黃河常下切到早期沈積物中，混入的早期沈積物稀釋了該期沈積物210Pb濃度，造成年代偏老的假相。
6.7～7.25m之間出現兩處210Pb低值，對應的沈積物是粉砂質粘土和粘土質粉砂，夾薄層粉砂，這種薄層粉砂孤立出現於粘土質粉砂層中，是風暴沈積層特征。風暴潮把已沈積的泥沙掀起再懸浮、並搬運壹定距離後再沈積，其沈積物壹般較粗。風暴潮往往把外海早期沈積物再搬運到近岸新沈積區，因此，在正常的210Pb衰減剖面中，突然出現低值。
7.25～7.75m為壹沈積旋回，其頂部210Pb年代為1959年，向下也出現明顯的稀釋現象，對比相應沈積物，自下而上由粗變細，表明是壹個潛入三角洲前緣及側緣地區的壹次較強的高密度流沈積，對周圍早期沈積物的再搬運作用也較強。
8.1～9.0m之間又出現兩個低值，沈積物為灰黑色粘土質粉砂，為淺海沈積物。其間夾的薄層粉砂是又壹次風暴潮沈積。
圖5 91C2孔地層剖面及210Pb剖面Fig.5 Sediment profile and210Pb profile of hole 91C2
9.0～10.8m是第8期流路的三角洲前緣及側緣沈積，有稀釋作用，並夾壹較弱的風暴潮沈積。
10.80～14.0m的210Pb剖面呈多次曲折，相應的沈積物也多變。210Pb年代在1934～1958年之間變化。折線中逆向段可能是塌陷或液化引起的粉砂流再沈積，造成年代倒置。正向線段是前三角洲沈積，但受稀釋作用影響。
14.4～15.20m的210Pb呈規則指數衰減，沈積物粉砂質粘土，顏色自上而下由黃變灰，屬三角洲前緣沈積。很可能是第8流路早期或第7流路的沈積物。
15.20～17.00m為淺海沈積，210Pb年代為1909年，其下應進入210Pb本底值。
4小 結
210Pb應用於研究河口沈積作用，提供了許多新的信息。黃河口210Pb研究表明，在多沙河流高速沈積條件下，泥沙的再沈積作用是普遍的。這種再懸浮、再搬運可以是河流對黃河流域早期沈積物的沖刷，洪水期河道的下切，高密度流對水下三角洲的沖蝕，河流改道到早期葉瓣區以及風暴潮對水下早期葉瓣或淺海沈積物的掀起和水下滑塌，粉砂流等等作用引起。黃河三角洲沈積序列沒有明顯向上變粗的現象以及沈積具事件性特征，除了黃河泥沙無粗顆粒外，再沈積也是壹個重要原因。
本項工作的210Pb測試得到了國家自然科學基金委的資助，特此致謝。
附表 91C2孔樣品210Pb測試值Table 210Pb values of hole 91C2 samples
續表
參考文獻（略）
（海洋地質與第四紀地質，1995,15卷，2期，1～10頁）