2015, Vol.35
1 前言
粒度是沉积物的重要岩性指标，其分布特征能有效地反映沉积物的搬运机制、 源区性质和沉积作用[1, 2, 3, 4]，揭示区域动力沉积环境[5, 6, 7, 8]。晚更新世以来，受冰期-间冰期旋回海面变化与海陆变迁的影响，不同的沉积环境交替出现，通常对应特定的动力因素与沉积物粒度特征。因此，沉积物粒度也常用于重建古沉积环境[9, 10, 11, 12, 13, 14, 15, 16, 17]，并已成为古环境演化研究中的重要研究手段与参考指标[18, 19, 20, 21, 22, 23, 24, 25]。
河口三角洲地区一直以来是第四纪环境演化研究的热门区域[26, 27, 28, 29, 30, 31, 32, 33]。自20世纪80年代起，大量的钻孔研究揭示了现代黄河三角洲地区末次冰期旋回以来的环境演化机制[34, 35, 36, 37, 38, 39]。然而受到冰后期复杂的、 阶梯状的海面上升[40, 41]影响，目前对现代黄河三角洲地区晚更新世和全新世一些沉积亚相的划分和判定仍存在着不足或分歧。例如，末次盛冰期陆相层由于层内关键证据不足(如古生物化石缺失与地化数据不足)等原因[42]，造成了的其成因问题存在对立的两派观点，即河湖成因论[36, 37, 38, 39]与沙漠化观点[43, 44, 45]。又如，本区晚更新世以来存在的海陆过渡相地层[42, 46, 47]与全新世海侵层，由于沉积层厚度小，前期研究分辨率不足，造成其划分与否与上、 下界确定尚未有统一定论。尽管现代黄河三角洲地区的层序与古环境研究资料十分丰富，但是这些研究多开展于20世纪80-90年代。 随着研究手段的发展，21世纪以来，基于多手段的、 高分辨率的钻孔研究在本区逐步展开[36, 42, 46, 48]，但系统的、 高分辨率的粒度特征与古动力环境演化研究尚未见报道。考虑到高分辨率粒度研究已经为近海、 河口、 湖泊、 高原等地区的古环境演化研究提供了数据支撑[15, 16, 17, 18, 19, 20, 21, 22, 23, 24, 25, 49, 50, 51, 52, 53, 54]，因此，也可以为重建本区古环境提供新的认识。
本研究基于现代黄河三角洲近海10.55m水深获取的GYDY钻孔，在浅地层剖面资料、14C测年资料、 岩性特征、 磁化率和植硅体分布等数据综合分析判定本区晚更新世以浅地层沉积相变化的基础上，综合采用粒度参数、 频率分布曲线、 概率累积曲线和散点图等粒度分析手段进行高分辨率粒度研究，分析本区晚更新世以来的主要动力因素及其变化规律，重建动力沉积环境，为准确划定微沉积相、 探讨本区晚更新世末期以来古环境演化提供新的认识。
2 区域背景现代黄河三角洲地处渤海两大海湾——莱州湾和渤海湾之间( 图1)，是黄河1855年在河南兰考铜瓦厢决口改道后北归在套尔河及其支脉之间形成的相互叠置的复杂三角洲沉积体系[55]。构造方面，现代黄河三角洲处于渤海盆地沉积格架之中，位于华北地台次级构造单元埕宁隆起和济阳坳陷之间[56]。晚更新世以来，本区新构造运动十分显著，东部郯庐断裂带和与之应力相关的北西向大断裂在第四纪期间活动明显。在两组断裂的控制下，断陷盆地仍在下陷[39]。进入末次冰期旋回以来，伴随着冰期-间冰期海面的变化，现代黄河三角洲地区主要经历3次快速海侵，分别为沧州海侵(约108-70ka B.P. )、 献县海侵(约39-22ka B.P. )、 黄骅海侵(约8.5ka B.P. 至今)[34]，加之黄河改道和第四纪环境气候变化等诸多因素[57, 58]形成了海陆相交替的层序结构，自下而上分别为第三海相层(对应沧州海侵)、 第三陆相层、 第二海相层(对应献县海侵)、 第二陆相层、 第一海相层(对应黄骅海侵)、 第一陆相层[39]。
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图1
研究区概况及钻孔、 浅地层剖面测线位置 浅地层剖面研究结果见文献[42] Fig.1 Geological situation of the focus area，the location of borehole GYDY and seismic survey lines. Research outcomes of sub-bottom profiles are shown in reference[42] |
本研究样品于2012年8月取自现行黄河口西北约45km的水下三角洲约10.55m水深处，名为GYDY钻孔( 图1)。取芯采用XY-2型钻机，利用冲击和回旋相结合的施工工艺，连续取芯。为了确保样品的原状性，减少扰动，岩芯一经钻取，便采用直径70mm的PVC套管包裹，且每次回旋长度不超过2.5m。最大取芯深度40.2m，由于26.2m深度以下岩芯缺失较严重，加之0-26.2m岩芯原状性好，取芯率高，达82.17 ％ ，且穿透末次盛冰期沉积层，因此本文重点探讨该段岩芯。
3.2 粒度分析岩芯在国家海洋局第一海洋研究所被切割、 修平、 照相，并按5cm间隔取样进行粒度测试，部分层位(6-16m和22-23m)岩性特征变化复杂，故以2cm间隔加密取样测试，共测试样品624个。粒度分析采用英国Malvern公司的Mastersizer-2000激光粒度测试仪，测量范围为0.02-2000μm。在仪器测量之前，样品需事先预处理，步骤如下: 取样2g样品置于50ml烧杯中，加入蒸馏水15ml和浓度为30 ％ 的H2O2溶液，微加热1.5-2小时去除有机质，并静置24小时； 加入蒸馏水使水位基本达到50ml的标准，静置6-8小时，去除上层清液； 加入浓度为3.3 ‰ 的六偏磷酸钠溶液约5ml，在震荡仪内震荡分散。在分散均匀的前提下，采用激光粒度仪进行测定，每个样品测试至少3次，取平均值，使误差小于3 ％ ，得出沉积物样品各粒径的级配，并计算各特征粒径。粒径采用乌顿-温氏分类法，即等比制粒度中的φ标准，基于Folk和Ward[59]公式计算得到平均粒径(Mz)、 分选系数(即标准偏差，以σi表示)、 偏态(Ski)和峰态(Kg)等粒度参数，沉积物分类、 定名基于Shepard[60]分类方案。
3.3 地层年代框架岩芯样品的测年工作在美国Beta Analytic Inc实验室完成，采用微量样品加速器质谱测量(Accelerator Mass Spectrometry)测量与传统 14C 同位素定年结合的方法，此测年方法计算样品中存在的碳原子数量以及同位素的比例，直接测量 14C 与 12 C和 13 C的相对含量，被认为是衡量样品的放射性碳含量更为有效的方法，共测量样品11个，测试结果见 表1。由于测年数据多晚于末次盛冰期，日历年龄采用Calib Rev. 5.0.1软件根据现代黄河三角洲和莱州湾的海洋碳储库效应(MRE，ΔR=-143±59a)[36, 61, 62]计算而得。据 表1可知本研究涉及的年代区间为从约36.2cal.ka B.P.至今。
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表1 岩芯典型样品14C 测年结果 Table 1 14C dating of Core GYDY |
GYDY孔0-26.2m段所记录的深海氧同位素时期始于晚更新世氧同位素第3阶段(MIS 3)，本次研究氧同位素各期时间节点采用Martinson等[63]、 Severinghaus等[64]、 Wilson等[65]和Liu 等[36]的建议: 深海氧同位素第3阶段(MIS 3)、 第2阶段(MIS 2)和第1阶段(MIS 1)分别为61.0-24.0 cal.ka B.P . ，24.0-11.6cal.ka B.P. 和11.6cal.ka B.P. 至今。
3.4 沉积相划分标志为准确揭示现代黄河三角洲地区晚更新世浅地层沉积相及其变化规律，本研究除了参考测年资料和粒度数据外，还有:1)基于Bartington MS2C 磁力仪在国家海洋局第一海洋研究所对全岩芯进行了体积磁化率扫描，最小测量间隔为1cm，用以辅助测年数据； 2)按30cm间隔取样送至东北师范大学进行植硅体鉴定[66]，识别各属种及其丰度，用以辅助气候变化； 3)于2012年7月至2013年9月在研究区开展了650km高覆盖的浅地层剖面测量工作[42](测线见 图1)，通过地震层序辅助沉积层序； 4)重点参考了周边典型钻孔S3[35]和HB-1[36](钻孔信息见 表2)的海相有孔虫和底栖介形虫数据(优势种与次要种的类型与丰度)及其相划分与沉积环境判断结果； 5)参考了研究区晚更新世以来海面、 气候变化规律及海陆变迁历史[34, 35, 36, 37, 38, 39, 40, 41, 46, 47, 48]。
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表2 文中涉及钻孔的基本信息 Table 2 Basic information of relevant boreholes in the article |
沉积相划分遵循如下标准: 各沉积单元间存在显著岩性或粒度特征差异，或在沉积单元间存在岩性或粒度特征有显著变化的沉积界面； 各沉积单元及沉积界面与笔者此前的浅地层剖面研究[42]所划分的地震相与地震单元具有良好的对应关系； 沉积单元划分与海陆变迁及气候变化规律一致，与研究区周边典型钻孔层序基本一致。
4 结果与分析 4.1 沉积单元划分岩芯根据上述材料及划分标准，自上而下可依次划分为6个沉积单元( 图2)，对应DU 1-6。GYDY钻孔的沉积单元划分所揭示的6个沉积单元及其间沉积界面对应浅地层剖面资料所划分的地震相及地震界面[42]( 图3)； 它们也与S3孔[35]、 HB-1孔[36]的所揭示的地层结构能较好对应( 图4)，并支持对渤海西岸海陆变迁规律的主要研究成果，后文将详细阐述海陆变迁对各沉积单元及其间粒度变化的影响。
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图2
GYDY钻孔粒径组分、 平均粒径、 地层年代与植硅体总量垂向分布及沉积单元划分 沉积物类型中1-6分别表示粘土、 粉砂质粘土、 粘土质粉砂、 粉砂、 粉砂质砂和砂； 左边黑白柱代表钻孔的取芯率，图中白色间断代表岩芯缺失 Fig.2 Sediment types，ages，components，mean grain sizes，and phytolith assemblages of sediments at Core GYDY. Dashed line divided the sedimentary units |
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图4
研究区的沉积浅层序列对比 基于GYDY钻孔、 S3钻孔[35]和HB-1钻孔[36] Fig.4 The comparison of shallow sedimentary sequence in the research area. Based on cores GYDY，S3[35] and HB-1[36] |
(1)DU 6单元: 25.3m-？(底界面不详)，黄褐色粘土、 粘土质粉砂及粉砂，含红褐色粘土夹层，偶遇少量生物碎屑和青灰色有机质斑点。形成于献县海侵时期，对应深海氧同位素第3阶段(MIS 3)，植硅体以草本植物类型为主，多为尖形，指示寒冷而干旱的气候。邻近钻孔[35, 36]同层位具有较高的有孔虫和介形虫丰度，以广盐到咸水种为主，指示滨、 浅海沉积环境。
(2)DU 5单元: 17.1-25.3m，沉积物以浅褐、 黄褐色中、 细砂为主，伴生浅黄褐色粉砂质砂和粉砂，偶遇黄褐色粉砂质砂夹层。测年数据显示其形成末次盛冰期约26ka B.P. 至约冰后期约13.3ka B.P. ，对应深海氧同位素第2阶段(MIS 2)，属于陆相沉积层。由于研究区内多个钻孔中该层古生物化石(植硅体、 硅藻、 有孔虫、 介形虫、 腹足类等)缺失，导致其沉积环境难以判定。如前文所述，目前主要存在两类观点，即河、 湖成因[36, 37, 38, 39]与沙漠化成因[43, 44, 45]。
(3)DU 4单元: 12.8-16.8m，黄褐色、 灰褐色粘土质粉砂、 粉砂质粘土，含大量炭屑斑点。形成于冰后期(Post-LGM)内约13.3-8.5ka B.P. ，植硅体以尖型、 平滑棒型和刺状棒型为主，气温较DU 5和DU 6沉积单元所处时期有所回升，但在13-12ka B.P. 可能受新仙女木事件(Younger Dryas)[67, 68, 69, 70]影响，气温下降。邻近钻孔[35, 36]同层位以广盐、 滨海种的有孔虫和介形虫为主，指示滨海湿地、 潮坪或河口环境。基于浅剖资料在DU 4沉积单元上界面发育有河口分汊河体系[42]，与山东半岛北部记录的9.8ka B.P. 的洪泛事件一致[41]，因此河口相的可能性较大；
(4)DU 3单元: 8.0-12.8m，黑褐色粉砂质粘土、 粘土质粉砂，含有机质条带和贝类碎屑。形成于黄骅海侵时期，对应深海氧同位素第1阶段(MIS 1)，约8.5ka至1855A .D .，植硅体以尖形为主，其他多种类型并存，指示气候较为干燥，但冷暖波动较大。邻近钻孔[35, 36]同层位具有较高的有孔虫和介形虫丰度，有孔虫以Elphidium magellanicum为优势种，介形虫以Neomonoceratina chenae和Sinocytheridea impressa为优势种，指示滨、 浅海沉积环境。
(5)DU 2单元: 3.2-8.0m，黄褐、 黑褐及灰褐色粉砂质粘土、 粘土质粉砂及粉砂，伴生黑褐色、 黑色粘土夹层，含少量黑色或青灰色有机质条纹。
(6)DU 1单元: 0-3.2m，黄褐色、 黑褐色粉砂、 粘土互层，内部含致密灰黑色有机质粉砂条带和少量贝类碎屑。由于黄褐色沉积物是现代黄河三角洲的标志性沉积物[35]，并符合1855A .D . 以来现代黄河三角洲演化过程中的沉积层与沉积构造[71]，加之其对应的SU 1地震单元在形态上符合三角洲沉积体系域特征( 图3)，推测DU 1和DU 2沉积单元为现代黄河三角洲沉积层。植硅体组合特征和指示的气候与DU 3沉积单元一致。此外，DU 1和DU 2沉积单元间存在洪泛面( 图2和 图3)，结合1855A .D . 以来黄河演化历史[71]，推测DU 1沉积单元是1976A .D . 黄河钓口流路改道至现行黄河口之后形成的三角洲层序。
4.2 各沉积单元粒度特征及动力环境 4.2.1 基于粒度组分、 参数和粒度资料图解的动力环境分析我们将分析粒度组分、 参数和粒度资料图解(频率分布曲线和概率累积曲线)在各沉积单元的分布规律，并以此其探讨动力沉积环境。其中，粒度参数是反映沉积物粒度特征的主要指标( 图5): 平均粒径可以表示粒度分布的集中趋势； 分选系数表示粒度大小的均匀程度，即沉积物围绕集中趋势的离差； 偏度用于反映粒度分布的不对称性； 峰度用于衡量粒度频率曲线的尖锐程度[72, 73]。峰态和偏态是指示沉积物频率分布曲线( 图6)的重要参数。频率分布曲线中众数和形态的差异对应不同的沉积物粒级组合类型，从而指示不同的动力沉积环境； 概率累积曲线( 图7)能有效地揭示沉积物的搬运方式，划定悬浮、 跳跃和滚动组分，从而判别环境动力条件，识别不同沉积单元沉积物的运移过程和沉积作用[2, 11, 72, 73, 74]； 通常以4φ作为判别悬移质(悬浮组分)和跃移质、 推移质(跳跃、 滚动组分)的标准，悬移质粒径大于4φ，跃移质、 推移质粒径小于4φ[73]。
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图5 GYDY钻孔粒度参数垂向分布规律 Fig.5 Down-core distribution of typical grain size parameters in Core GYDY |
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图6 GYDY钻孔典型沉积物样品频率分布曲线 Fig.6 The frequency distribution curves of typical sediment samples in Core GYDY |
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图7 GYDY钻孔典型沉积物样品粒度概率累积曲线 Fig.7 The probability accumulative curves of typical sediment samples in Core GYDY |
(1)DU 6: 粘土为主(80 ％ -90 ％ )，其次为粉砂(10 ％ -15 ％ )，鲜见砂组分(小于5 ％ )。粒度参数方面，该段各参数变化幅度较小，平均粒径介于8.8-9.4φ，分选系数介于0.75-0.80，呈中等分选，偏态为0.03-0.13，峰态为0.85-0.90，指示平坦的对称正偏型分布曲线。分布曲线中主峰众数介于8-10φ，对应细颗粒沉积物，部分样品呈三峰型曲线，次峰众数分别介于6.0-6.8φ和7.2-8.0φ； 累积曲线为多段式悬移质。综上，该沉积单元所处的环境水动力强度弱，近似静水沉积，水动力因素简单，粒度特征显示其水动力强度弱于DU 3沉积单元，可能形成于浅海陆架环境。
(2)DU 5: 砂组分占主导(大于75 ％ )，次之为粉砂(10 ％ -15 ％ )，粘土组分较少(小于10 ％ )。粒度参数方面，该沉积单元各参数变化复杂，平均粒径介于2.5-4.0φ，分选系数介于1.5-2.5，分选差，偏态为1.80-3.10，峰态为2.50-4.00，指示非常尖锐的正偏型分布曲线。分布曲线多呈单峰型，主峰众数介于0.5-3.5φ，对应砂组分沉积物； 概率累积曲线呈三段式，以滚动组分为主(60 ％ -75 ％ )，跳跃组分和悬浮组分各占约10 ％ -15 ％ 。因此，该沉积单元动力条件较简单，但动力强度大，受到一股极为突出的强到中等的动力因素控制，其他营力对沉积物的沉积作用不明显。由于河道砂的标准Visher曲线多呈二段式，缺乏滚动组分，且悬浮组分含量较高[73, 74]； 相反，DU 5沉积单元样品的高滚动组分曲线与风成砂性质更为接近[75, 76]，推测DU 5沉积单元沉积物分选、 沉积过程接受风营力改造，风力是该段最主要的动力沉积因素。此外，DU 5顶段(17.3-19.0m)部分样品沉积物变细，呈四段式或局部“上拱式”曲线，主要体现为两段跳跃组分或“上拱型”跳跃组分，符合海滩砂特征[47, 48]，可能形成于砂质海岸环境，这一推论在邻近钻孔中并未有记录。
(3)DU 4: 以粘土为主(70 ％ )，粉砂次之(20 ％ -25 ％ )，鲜见砂组分(小于5 ％ )。沉积较DU 6沉积单元粗。粒度参数方面，平均粒径介于8.5-9.0φ，分选系数介于1.0-1.5，分选差，偏态为0.01-0.10，峰态为0.80-0.90，指示平坦的正偏型分布曲线。分布曲线含三峰，主峰众数介于8.5-10.0φ，对应细颗粒沉积物，次峰众数介于5.7-7.0φ和7.3-8.0φ，分布曲线与DU 3相似，但DU 4的次峰略为突出，与前文推测的河口环境相符，可能与受到更多的陆源动力因素影响有关； 概率累积曲线呈多段式悬浮曲线。综上，DU 4沉积单元以中等到弱沉积动力为主，动力环境较复杂，受多种动力因素的控制，且沉积物来源丰富。该沉积单元上部粒度较粗，并在14.6m处存在粉砂夹层，推测与9.8ka B.P. 的黄河洪泛事件[41]有关。
(4)DU 3: 多为粘土组分(60 ％ -75 ％ )，粉砂次之(10 ％ -40 ％ )，砂组分多集中于DU 3沉积单元底段，部分样品砂含量高达60 ％ 以上。该沉积单元粒径除底段与10.8-11.2m段，参数变化幅度较小，平均粒径介于8.5-9.0φ，分选系数为0.8-1.0，中等分选，偏态集中于0-0.10，峰态集中于0.80-0.90，指示平坦的正偏型分布曲线。分布曲线呈三峰型，且随深度变化较小，主峰众数介于8.5-10.0φ，次峰众数分别介于5.8-6.5φ和7.2-8.1φ； 累积曲线呈多段式悬浮组分。结合前文推测的滨、 浅海沉积环境，多峰曲线与多段型悬浮曲线表明这一时期研究区可能受到多股水流的作用，或可能接收多种物源补给，但动力环境稳定，动力强度较弱。此外，10.8-11.2m段存在沉积物粗化的现象，分选变差，对应约5.8cal.ka B.P.。
(5)DU 2: 以粉砂为主(60 ％ -80 ％ )，粘土次之(20 ％ -40 ％ )，鲜见砂组分。DU 2沉积单元上、 下段沉积物粒径组分存在差异，上段(3.2-5.5m)粘土组分仅占15 ％ -20 ％ ，而粉砂组分达到75 ％ 以上，且砂组分占5 ％ -10 ％ ； 下段(5.5-8.0m)粘土组分含量显著增加，至30 ％ 左右，鲜有砂组分。粒度参数方面，DU 2沉积单元全段粒度参数变化幅度较大，平均粒径介于7.0-8.9φ，分选系数介于1.0-1.5，分选差，偏态集中于0.10-0.50，峰态集中于0.80-1.10，表现为近似正态的正偏型分布曲线。分布曲线呈多峰型，主峰众数随深度在7.0-8.5φ和5.2-7.0φ两个范围内波动，可能是1855年以来黄河尾闾摆动[77]的所致； 累积曲线呈多段式悬浮曲线，沉积单元中部样品呈“跳跃-悬浮”两段式曲线，符合尾闾河道沉积物的特性。综上，DU 2 沉积动力环境变化复杂，水动力强度中等至较弱，但相对于DU 1沉积单元，其沉积物颗粒略粗，且物质来源更为多样，在受到黄河尾闾摆动的影响下，粒度的垂向分布规律更为复杂。
(6)DU 1: 以粘土为主(60 ％ -75 ％ )，次之为粉砂(30 ％ -45 ％ )，鲜见砂组分。在2.75-3.20m段，砂组分含量显著增加，增至60 ％ -80 ％ 。粒度参数方面，该沉积单元有一定的变化幅度，平均粒径介于8.0-8.9φ，分选系数介于0.8-1.1，呈中等分选，偏态集中于0.10-0.50，峰态集中于0.80-1.10，呈平坦的多峰正偏型分布曲线。分布曲线呈多峰型，主峰对应的粒径随深度增加有变细的趋势，众数介于9-10φ，次峰众数介于7.5-8.5φ； 概率累积多为多段式悬移质。粒度特征表明DU 1动力环境复杂，但强度较弱，且动力强度存在随深度而进一步减弱的趋势。DU 1底段(3.0-3.2m)沉积物显著粗化，分布曲线表现为尖锐的单峰正偏型，主峰众数为3.0-4.5φ； 累积曲线呈三段式，以滚动组分(60 ％ )为主，跳跃组分小于5 ％ ，表明该段水动力条件强，受单一强动力因素控制。
4.2.2 基于标准偏差-粒径散点图和C-M图的动力环境分析标准偏差-粒径散点图以分选系数σi为纵坐标，中值粒径Md为横坐标的散点图解[11]( 图8a)。能够通过这两个系数的散点分布较准确地反映不同层位沉积环境和动力条件的变化，判断动力沉积环境的稳定性与动力强度[11]。C-M图是以沉积物样品的M值(中值粒径，即累积曲线上颗粒含量50 ％ 处所对应的粒径)为横坐标，以C值(累积曲线上颗粒含量1 ％ 处所对应的粒径)为纵坐标的双对数图解[73]( 图8b)。C-M图与沉积搬运作用密切相关，可提供沉积物的动力沉积状况资料，揭示沉积环境中水流的类型和能量[11, 73]。
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图8 GYDY孔粒度标准偏差σi-粒径Md散点图(a)和C-M图(b) Fig.8 The grain-size σi-Md (a) and C-M (b) maps of sediment samples in Core GYDY |
就σi-Md 图( 图8a)所反映的信息而言，GYDY钻孔DU 1、 DU 2和DU 4沉积单元样品中值粒径与分选系数分布较复杂，大部分样品中值粒径落在7.5-10.0φ的范围内，分选系数落在0.5-1.5之间。DU 2和DU 4沉积单元部分样品散布于粗粒径、 差分选的区域，表明同时期较稳定的弱动力沉积环境中，存在部分短时期的环境异常，水动力强度随之增强。DU 3和 DU 6沉积单元样品主要落在中值粒径8.0-9.8φ，分选系数0.75-1.25的范围内，主要呈中等分选，反映稳定的弱动力沉积环境。DU 5沉积单元样品中值粒径多分布于1.5-2.5φ的范围内，部分样品落在2.5-6.0φ的范围内，分选系数分布宽泛，分布于1-3φ的范围内，分选中等到差，沉积物粒径粗，反映该段沉积动力环境复杂多变，动力强度大，动力因素可能发生过多次改变。
C-M图( 图8b)方面，DU 1-4与DU 6沉积单元多数样品落在a区域内，表明极弱动力条件下的静水悬浮沉积为主； DU 1-2、 DU 4和DU 5沉积单元部分样品散布于b区域内，属于高密度体悬移质沉积； DU 5沉积单元多数样品处于c范围内，属于标准牵引流沉积中的OP段，为滚动搬运区。
5 古动力沉积环境演化探讨GYDY钻孔位于现代黄河三角洲东部前缘的水下三角洲。自晚更新世末期约36.2cal.ka B.P. 以来，本区主要经历两次大规模的海侵和一次海退[34]。 图9展示了各沉积单元对应的海面与气候变化情况： 主要参考了我国黄海、 东海和南海的相对海面变化情况[40, 41, 48]； 气候变化参考了本区GYDY孔的植硅体数据[66]以及HB9601与HB9602孔孢粉记录[46]。两次海侵分别发生于在深海氧同位素第3阶段玉木亚间冰期(36-26ka B.P. )与全新世早中期，本区分别在献县海侵和黄骅海侵的作用下形成DU 6和DU 3沉积单元。海退对应末次盛冰期，由于冰后期海侵并历经了数千年才到达渤海西岸，本区在盛冰期低海面时期与冰后期海侵到达渤海西岸期间，发育两套沉积单元，分别为DU 4与DU 5沉积单元。因此，沉积单元的划分与海面波动具有良好的对应关系，基于此，本节将在沉积单元的基础上，基于粒度参数、 粒度频率分布曲线、 概率累积曲线和散点图的分析，分析本区晚更新世末期以来的古动力沉积环境演化规律，及其与海面和气候变化的关系( 图9)。
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图9
GYDY孔各沉积单元对应的中国相对海面与气候变化关系 海面变化曲线基于文献[40, 41, 48, 78]； 温暖指数与干旱指数基于GYDY孔植硅体数据[66]，孢粉气候记录基于HB9601与HB9602孔孢粉数据[46] Fig.9 Relationship between the corresponding recording of the variations of the relative sea level and paleo-climate in China and the sedimentary units in Core GYDY |
献县海侵时期，研究区稳定被海水覆盖，粒度数据显示DU 6沉积单元的沉积物形成于弱水动力环境(近似静水环境)，动力因素单一，且动力强度弱于DU 3沉积单元，表明该时期研究区处于离岸一定距离的浅海陆架区，沉积物较少接受波浪和潮流作用改造。相较于黄骅海侵时期，献县海侵时期研究区离岸距离应更大，这与HB-1孔相应层位有孔虫与介形虫优势属种与丰度记录[36]较一致。
进入末次盛冰期低海面时期后，研究区暴露于陆，气候寒冷、 干燥[43]。由于对应层位的古生物化石缺失，加之现有的古生物化石被证实或来源于非原位沉积或下伏地层翻新所携带[36, 42]，导致第二陆相层所对应的沉积环境难以判定。尽管许多学者愿意把这一套粗颗粒的、 分选系数波动范围大的陆相地层划分为河流相沉积层或湖泊相沉积层[36, 37, 38]，但笔者认为现有数据仍不足以支撑这一结论。钻孔数据表明冰后期海侵在11.6cal.ka B.P. 进入渤海[41]，在约8.5ka B.P. 到达渤海西岸[34, 79, 80]，并于6-7ka B.P. 到达现代海岸线以西30-40km[28]，本研究发现在26.0-8.5ka B.P. 内，第二陆相层根据岩性特征和古生物化石分布的差异，可以划分为DU 4和 DU 5两个沉积单元。DU 5沉积单元的粗颗粒较多，分选较差，粒度特征和图解反映该沉积单元形成于动力环境复杂且动力强度大的沉积环境中，其概率累积曲线为研究区晚更新末次以来唯一的“三段式”曲线并含有较多的滚动组分，相比于河道砂的标准Visher曲线[2, 72]，更接近于风成沉积物的曲线形态，因此，可推断低海面时期本区可能大规模或局部接受风营力改造。显然，这一推论也符合盛冰期寒冷、 干燥的气候记录。DU 4沉积单元形成于新仙女木事件至研究区被海水覆盖的时期内，古生物化石在该沉积单元并不缺失且显示其可能形成于滨海湿地、 潮坪或河口环境。尽管研究区多个钻孔的研究曾记录到末次盛冰期第二陆相层与黄骅海侵层间存在着一套过渡相地层[42, 46, 47]，但目前现代黄河三角洲的层序研究中，独立划分出DU 4 沉积单元的研究并不多。笔者曾基于浅地层剖面资料及相应的钻孔分析，在DU 4沉积单元上部发育河口分汊河道体系[42]，考虑到DU 4沉积单元沉积物与现代黄河三角洲沉积层有着相似的σi-Md散点分布和C-M分布规律，可推测它们为相似甚至相同的动力沉积过程下的沉积产物。因此，DU 4沉积单元极可能是在河口环境下的沉积序列，以中等到弱沉积动力为主，动力环境变化复杂。DU 4沉积单元经历了新仙女木与9-8ka B.P. 两次降温事件，分别对应DU 4沉积单元形成的早期与晚期，可能造成了DU 4沉积单元顶段和底段的沉积物粗化( 图9)。此外，据 图9发现，DU 4沉积单元沉积物存在着粒度变粗的趋势，考虑到这一时期气候逐渐转暖(孢粉记录[46])，可能促成了河流携砂能力增加，河口沉积物粒度增大。
自8.5ka B.P. 以来，研究区再次被海水覆盖，形成海相沉积序列。黄骅海侵层(DU 3)粒度特征显示其在多数时间内受到了多股水流的作用，沉积物为可能受多种物源补给，但其动力沉积环境较稳定。相对于献县海侵层，该层可能受到更多的陆源因素和波浪作用的影响，推测此时研究区离岸更近，可能处于潮下带到破浪带的范围内[81, 82]，这与HB-1孔相应层位基于有孔虫与介形虫优势属种与丰度记录推测的海岸带或滨海环境一致。DU 3沉积单元在10.8-11.2m段沉积物粗化明显，分选变差，对应约5.8cal.ka B.P . ，粗化现象可能的成因有以下两点:1)全新世中期黄河三角洲在渤海西岸形成，并逐步发育多个沉积叶瓣[47]，黄河入海沉积物促成了对应时期的沉积物粗化； 2)可能与植硅体数据[66]记录到这一温暖的时期存在的一次降温事件有关。黄骅海侵时期，研究区历经过复杂的气候变化，但由于研究区稳定被海水覆盖，沉积环境稳定，气候变化未在粒度特征变化上有所反应。
DU 1-2沉积单元粒度组分与DU 3沉积单元有较大差别，参考研究区内现代黄河三角洲沉积层厚度及黄河三角洲基地研究[36, 37, 38, 39]，确定其为1855A .D . 以来的现代黄河三角洲沉积层，粒度数据表明其形成于较弱到中等水动力强度三角洲环境中，其中DU 1沉积单元为几十年尺度内的水下三角洲沉积，其沉积环境较稳定，DU 2沉积单元可能受到黄河铜瓦厢改道初期尾闾摆动的影响[77]，动力环境变化规律复杂。
在岩性地层学、 年代地层学和生物地层学等多手段划分GYDY钻孔沉积单元的基础上，基于各沉积单元的高分辨率粒度特征与粒度分析，探讨了现代黄河水下三角洲地区自晚更新世末期(约36.2cal.ka B.P.)以来的地层的粒度分布规律与动力沉积环境演化，获得如下结论:
黄河水下三角洲地区晚更新世的浅地层自上而下可划分为6个沉积单元，分别为DU 1-6，其中DU 6沉积单元为亚间冰期海侵层，DU 4-5沉积单元为末次盛冰期第二陆相层，DU 1-3沉积单元为全新世海侵层(广义黄骅海侵时期第一海相层，包括现代黄河三角洲地层)。
粒度分析表明，DU 6沉积单元(献县海侵层)，形成于浅海陆架沉积环境，水动力环境强度较弱，近似静水悬浮沉积； DU 5沉积单元形成于末次盛冰期低海面时期，沉积环境难以判定，但大规模或局部接受风营力改造，环境动力强度大，变化复杂，接受风成沉积物补给的可能性较大； DU 4沉积单元形成于末次冰消期，可能处于河口环境，以中等到弱沉积动力为主，动力环境变化复杂； DU 3沉积单元(狭义黄骅海侵层)，形成于滨海环境中，动力沉积环境较稳定，可能受到多股水流的作用，沉积物来源丰富； DU 1-2沉积单元(现代黄河三角洲沉积层)，形成于较弱到中等动力强度河口三角洲环境，其中 DU 2沉积单元可能受到黄河铜瓦厢改道入渤初期尾闾大幅度摆动的影响，动力环境变化规律复杂。
GYDY钻孔各沉积单元的粒度特征的变化规律与海侵-海退层序基本一致，推测动力环境演化是冰期-间冰期旋回海陆变迁过程中多营力共同作用的结果。然而，本区古气候变化对于粒度特征的影响并不明显，仅在本区暴露于陆的末次盛冰期与冰后期早期对相应地层的粒度分布有一定影响。
致谢 感谢国家海洋局第一海洋研究所夏东兴研究员对本文的指导； 感谢审稿专家和责任编辑提出的宝贵修改意见。
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Abstract
Core GYDY(38°3'39.0"N, 119°9'15.97"E) was retrieved from waters approximately 45km northwest of the modern Yellow River mouth, western coast of the Bohai Sea, with the water depth of 10.55m. The depth of the core was 40.02m, but we focused on the 0~26.2m segment because (1) it represented the Latest Pleistocene strata and (2) it was well-sampled with a average recovery of 82.17%. Magnetic susceptibility was measured using a MS2C magnetometer. The data obtained at 1cm intervals. The core was then split and sub-sampled with 2~5cm intervals(6~16m and 22~23m were sampled 2cm intervals and the rest core samples were sampled 5cm intervals). Total 624 samples were measured using a Mastersizer-2000 laser particle size analyzer for grain size. The AMS 14C chronology was built using 11 samples (peat and plant debris) downcore at Beta Analytic Inc. (Table 1). To reconstruct the depostional environment since the Latest Pleitocene, Phyolith analysis from Core GYDY, benthic foraminifera and ostracods analyses from two adjuacent cores, about 650km high-resolution seismic profiles collected at the modern Yellow River subaqueous delta and previous studies of the sea level history in the Bohai Sea were analyzed in this study.
The Late Pleistocene (since 36.17cal.ka B.P., during MIS 3)succession in Core GYDY was divided into six depositional units, DU 1 through 6 downcore. DU 6 corresponds to neritic facies in Xianxian transgression period; DU 4 and DU 5 correspond to second terrestrial facies in LGM and the early post-LGM; DU 3 is coastal/neritic facies in the Huanghua transgression; DU 1 and DU 2 is modern Yellow River Delta sediments deposited since 1855 A.D.
Data of lithology, grain size, frequency distribution curves, probability accumulation curves, distribution curves between sorting coefficient and median diameter(σi-Md figure), and distribution curves between 1% grain diameter and median diameter(C-M figure)in Core GYDY, were used to interpret the downcore grain size distribution and the evolution of the sediment-dynamic environment since the Late Pleistocene. The result showed that DU 6 generated at a weak-dynamic neritic setting. Probability accumulation curves and C-M figure indicated that the sediments of DU 6 came from the lenitic suspended solids. DU 5 was formed during the LGM with mutable strong dynamics. The grain size characteristic, especially the probability curves which assemble the standard Visher curves of eolian sediment, indicated a partial or a whole eolian desert environment of the western Bohai Sea area. Grain size data in DU 4 resembles that of DU 1 and DU 2, revealing that it was formed at a fickle estuarine setting with weak-medium environmental dynamics. DU 3 was formed at a stable littoral environment with the influences of different kinds of dynamics. Sediments in DU 1~2 were formed at the deltaic setting with weak-medium dynamics. In terms of the rechanneling of the modern Yellow River courses since 1855A.D., the grain size characteristics in sediments of DU 2 varied intricately.
The analysis of the sea level history since LGM indicated that downcore grain size distribution and the evolution of the sediment-dynamic environment in Core GYDY was a result of the sea level variations which contributed to alternative marine/terrestrial settings in the research area. However, the evolution of paleo-climate was proved to influence little on the grain size characteristics in Core GYDY. They had merely contributed to the variations of the grain size on sediments when the study area exposed subearially since the LGM.