王 婷 邹春辉 毛龙江 周玉龙 莫多闻

1南京信息工程大学海洋科学学院，江苏 南京 210044

2南京信息工程大学科学技术史研究院，江苏 南京 210044

3北京大学城市与环境学院，北京 100871

1 概述

河口—三角洲的环境变化以及陆海相互作用区的源-汇过程是当今海岸带研究的热门话题。多源河流将风化产物从不同源区搬运输送到三角洲和海洋（Latrubesse et al.，2005），而对这些河流系统及其三角洲的研究可确定整个流域的物质来源、剥蚀作用和沉积动态的具体模式（Sawakuchi et al.，2018）。河口—三角洲的气候—海面变化与全球气候环境演变密切相关，沉积中心的转移、沉积速率突然性变化及生物显著的层位变化等特征记录了气候的冷暖波动过程及相应的海平面变化（Yi and Yang，2006；Zhang et al.，2013；Bolikhovskaya et al.，2018；刘大为等，2018）。渤海湾西岸地区更新世以来经历了多次冷暖干湿变迁及3次较大的海侵（对应于暖期），且全新世期间的相对海平面与冰川融化造成的全球eustatic海面（即the ice-equivalent sea level）变化趋势较为一致（李建芬，2010；陈永胜，2012；王永明，2015；王中波等，2020）。因此，河口—三角洲成为研究海平面升降与全球气候变化的理想地区/体系（Maselli et al.，2014；Korus and Fielding，2015；Mateo and Siringan，2016）。

作为沉积学研究中最常规的指标之一，沉积物的粒度包含有关其运移和埋藏的多重信息，对于揭示区域沉积动力学、沉积物输运过程和沉积环境演化模式具有显著的指示意义（Hails，1967；Friedman，1979）。端元模型能准确地描述沉积物粒度组分变化，在物源示踪、古气候重建和古洪水识别等领域取得了显著成效（王可等，2008）。近年来，国内外学者利用该模型对长江口及其邻近海域沉积物（张晓东等，2006）、广西南流江河口水下三角洲表层沉积物（林镇坤等，2019）以及镇江大港下蜀黄土（刘梦慧等，2021）等区域进行沉积物物源研究，揭示了相应沉积物的物源位置与性质及沉积体系。此外，也有学者在地中海黎凡特海和中国江西玉华山地区进行沉积物粒度端元研究，重建了区域内气候演变历史并识别出若干次古洪水事件（Hamann et al.，2008；尚广春等，2020）。

沧州地区位于海陆交互作用显著的渤海湾西岸，极易受到海平面升降和极端气候事件的影响，对全球气候环境变化的响应十分敏感，是研究第四纪环境演变和海平面变化的理想区域（陈望和和倪明云，1987；付强，2013）。20世纪以来，许多学者已开展对沧州地区第四纪地质的研究，主要集中于渤海海侵事件的定年分析（赵松龄等，1978；汪品先等，1981；王强和李凤林，1983；Yi et al.，2015）以及利用孢粉等资料重建古气候环境演变（杨子赓等，1979；Yi et al.，2012），尚缺乏第四纪以来流域物源示踪和海平面升降等方面的研究。因此，作者对渤海湾西岸CZ01钻孔中更新世晚期以来的沉积物进行粒度端元分解及解释对应的物源变化，结合前人研究所得地质记录，进一步揭示不同时间尺度下各端元对气候及海平面变化的响应。

2 区域概况及样品情况

2.1 区域概况

CZ01钻孔位于渤海湾西岸沧州市运河区，沧州市地处河北省东南部，东临渤海，南依山东，西部与保定市、衡水市接壤，北与天津市、廊坊市相邻，拥有129.7 km长的海岸线（陈望和和倪明云，1987）。沧州地区属暖温带大陆性季风气候，气温和降水季节性差异显著；年平均气温为12.5℃，年平均降水达581 mm（张可义等，2010）。市区内河流主要有子牙河、小白河和黑龙港河等季节性河流（图1），以及贯穿全境的漳卫南运河下游河道，并且在沿海区域存在多处河流入海口（刘振东等，2007；秦同春，2010）。

图1 渤海湾西岸沧州市及CZ01钻孔位置Fig.1 Location of Cangzhou city and CZ01 borehole on west coast of Bohai Bay

2.2 样品采集与处理

CZ01钻孔（38°19.721′N，116°49.898′E）深度201.2 m。采样中为确保每个层位均有样品，每米钻孔岩心取1～2个环境样品，每层采1～2个测年样品。最终共采集到沉积物粒度样224件，光释光（OSL）测年样品20件。

采用光释光（OSL）测年法对采集到的20件测年样品进行测试。根据标准的前处理方法进行细粒（直径4～11μm）混合矿物样品的制备（Roberts and Wintle，2003），样品预热、辐射和测定均采用RisøTL/OSL-DA-15型释光断代仪。具体实验流程如下（卢演俦，1990）：（1）在无曝光的环境下进行样品的前处理；（2）依次加入25%的HCl溶液和6%的H2O2溶液；（3）采用静水沉降法分离出4～11μm的混合矿物样品；（4）称取样品湿重及干重，进行含水量测定；（5）对样品进行预热、辐射和激发等步骤，测量混合矿物样品的天然OSL强度，建立其OSL生长曲线，并测量等效剂量；（6）检验等效剂量；（7）计算各样品的年龄。

采用Mastersizer 2000型激光粒度分析仪对224个沉积物粒度样品进行分析。该仪器的粒径测量范围为0.02～2000μm，粒径间隔为0.25ϕ，粒度分辨率为0.1ϕ，重复测量的相对误差小于2%。具体操作步骤如下：（1）取1 g样品，依次加入10 mL H2O2溶液和10 mL HCl溶液，加热去除有机质及碳酸钙；（2）加入蒸馏水后静置，用吸管吸出中上部清液；（3）加入10 mL 0.5%的（NaPO3）6溶液，在超声波清洗器中振荡10 min左右，得到高分散悬浮液；（4）使用激光粒度分析仪测量粒度。

3 结果

3.1 年代测定结果

中更新世以来渤海湾西岸CZ01钻孔沉积连续无间断，符合进行光释光测年的要求。在CZ01钻孔整段，共取得20个OSL测年数据，其与深度呈现很好的线性关系（R2＝0.939）（图2）。结合渤海湾西岸年代与深度的关系以及前人的研究方法（Aitken，1998；Wintle，2008），得到CZ01钻孔岩心沉积物20个年代与深度的对应关系，并建立了渤海湾西岸沉积物年代的线性回归方程。其他未测层位的年代则根据已获得的年代利用沉积速率进行推算，得到MIS1～6阶段的年代划分界限分别为12 ka、23 ka、60 ka、74 ka和130 ka，MIS5a至MIS5e间各阶段年代划分界限分别为72.5 ka、92 ka、108.5 ka和115 ka；此外，得到岩心顶部年代为1.259 ka，岩心底部年代为178.837 ka，由此建立了渤海湾西岸岩心精确的年代框架。

图2 渤海湾西岸CZ01钻孔年代—深度模式Fig.2 Age-depth model of CZ01 borehole on west coast of Bohai Bay

3.2 粒度端元分析结果

在Matlab环 境 中 使 用Paterson and Heslop（2015）提供的AnalySize程序包，对CZ01钻孔的沉积物粒度数据进行分析。在非参数化端元分解过程中，调整端元数量以获得更好的分解效果，可供评价的指标如下：（1）端元相关性（EMR2）：表征各端元之间的相关性；（2）角度偏差（θ）：表征端元数据与原粒度分布曲线之间的偏离程度；（3）线性相关性（R2）：表征端元数据与粒度数据之间的相关性。评估端元分解效果时，需要尽量保证相关性指标在0.9以上，角度偏差小于5°，同时选择尽可能少的端元个数。最终，采用非参数化方法将粒度数据分解为6个端元，其拟合特性的各项评价指标如图3所示，当端元个数为6时，端元相关性EM R2为0.1026，线性相关性R2为0.994，角度偏差θ为3.8°，且数值趋向于稳定，拟合效果较好。

图3 渤海湾西岸CZ01钻孔沉积物粒度端元间的线性相关性（左图）和角度偏差（右图）Fig.3 Linear correlation between end-members（left）and angular deviation（right）of sediments from CZ01 borehole on west coast of Bohai Bay

本研究采用Udden-Wentworth粒度分级法，该方法划分规则如下：＜3.9μm（黏土）、3.9～63μm（粉砂）、＞63μm（砂）。CZ01钻孔的6个粒度端元均呈现出多峰分布形态，众数粒径分别为：EM1为5.01μm（极 细 粉 砂）、EM2为13.18μm（细 粉砂）、EM3为39.81μm（粗 粉 砂）、EM4为68.18μm（极细砂）、EM5为138.04μm（细砂）、EM6为275.42μm（中砂）（图4）。

图4 渤海湾西岸CZ01钻孔沉积物非参数化端元分析众数粒径与含量分布曲线Fig.4 Non-parametric end-member plural particle size and content distribution curves of sediments from CZ01 borehole on west coast of Bohai Bay

CZ01钻孔岩心沉积物中黏土、粉砂和砂含量随深度的变化显著（图5）。其中，黏土含量在0%～51.56%之间波动，均值为20.09%；粉砂含量的变化范围在0.23%～88.60%，均值达63.16%；而砂含量均值为16.75%。EM1含量平均值为24.49%，且多段占比达50%以上；EM2含量平均值为28.46%，在整个深度内变化幅度均较大，且出现多个占比超过70%的极大值；EM3含量平均值为20.99%，其上半部端元含量变化幅度较大，并于40 m左右出现最大值，下半部变化幅度较小；EM4含量平均值为14.08%，在50 m以上深度范围内变化较为剧烈并出现多个峰值，50 m以下仅在160 m和180 m左右占比超过40%；EM5含量平均值为9.02%，于75 m、130 m和150 m左右出现极值，占比最高达80%；EM6含量在较长的深度范围内含量均在5%以下，峰值仅出现在190 m左右，包含占比超过40%的若干次峰值。

图5 渤海湾西岸CZ01钻孔沉积物各端元含量随深度变化曲线Fig.5 Variation curves of percentages of sediment end-members with depth of CZ01 borehole on west coast of Bohai Bay

4 讨论

4.1 CZ01钻孔各端元组分指示的物质来源

沉积物粒度端元的性质通常受沉积物来源和不同沉积环境的动力学过程的影响，如沉积物岩性、沉积物运移机制和水动力条件的变化（Weltje，1997；Dietze et al.，2014）。因此，沉积物粒度分布中每个端元所指示的物源分析可解释如下。

EM1的平均粒径和众数粒径分别为3.42μm和5.01μm，属极细粉砂粒级，其中黏土占比52.22%，粉砂占比47.77%。在温带季风气候条件下，冬季亚洲高压中心所主导的冬季风能够为EM1所揭示的极细粉砂粒级的长距离输运提供动力。已有研究表明，10μm以下的细粒组分被风起动后极易被抬升到高层大气中并保持悬浮，在长距离的输运后最终被气流带至下风区域；而粒径范围为2～8μm的细粒组分则可被解释为高空西风气流输送的远源产物（Pye，1987；Sun，2004；Sun et al.，2008）。此外，研究表明黄土的形成分布与冬季风突出时期密切相关，且很少受到风化侵蚀作用的影响（安芷生等，1991）。据此可判断EM1主要为远源的风尘输入。

EM2的众数粒径为13.18μm，属于细粉砂粒级；EM3的众数粒径为39.81μm，属于粗粉砂粒级，且二者均以含量超过85%粉砂为主。在黄河沉积物中，其众数粒径多出现在11μm和38μm，平均粒径在15～28μm（冯秀丽等，2015），与EM2和EM3的粒径相近。此外，早更新世黄河就已流入并贯通华北平原，沧州地区的沉积环境易受到黄河流域影响，河流相沉积分布广泛（杨守业等，2001）。因此，可以推断EM2和EM3主要来源于古黄河。

EM4的平均粒径为51.98μm，众数粒径为69.18μm，属于极细砂粒级，主要以粉砂（49.06%）和砂（44.22%）为主；而EM5的平均粒径为81.93μm，众数粒径为138.04μm，属于细砂，主要以砂（75.05%）为主。渤海湾西岸表层沉积物主要为分选良好的细砂和砂质粉砂，中值粒径在2.083～3.087ϕ间不等，与EM4和EM5粒径相近（雷坤等，2006；王中波等，2016）。同时，自更新世以来沧州地区海面升降频繁并在MISⅠ、MISⅢ和MISⅤ时期发生过3次较大规模的海侵事件（林景星，1977；杨子赓等，1979）。据此可推测EM4和EM5来源于海相沉积物。

EM6的平均粒径为231.89μm，众数粒径为275.42μm，属于中砂，以砂为主。该端元组分不易被风力搬运，其存在需要较强的水动力条件。与江西玉华山泥炭地以及淮河上游黄土剖面中表征洪水的端元粒径结果（200μm左右）相似，以中砂为主的EM6可能代表极端气候事件引起的洪水等突发性的事件（王兆夺等，2017；尚广春等，2020）。

4.2 粒度端元揭示的沧州地区中更新世晚期以来的气候—海平面变化

第四纪全球气候显著变冷，冰期与间冰期频繁交替，极端气候事件多次发生，该时期气候的显著变化引起全球范围内海平面剧烈波动。根据指示海相沉积的EM4+5敏感组分特征分析，探讨沧州地区中更新世晚期（180 ka BP）以来的气候—海平面变化。

4.2.1 全新世气候—海平面响应

在12～11.1 ka BP，EM4+5组分含量整体较小，且出现多次波动升降（图6）。该阶段对应于冰消期后期气温频繁波动且缓慢升高的时期，海平面较低（Lambeck，2014；Zhang et al.，2021）。11.5 ka BP左右北半球新仙女木事件导致气温迅速下降，渤海海平面在全新世早期持续上升的情况下出现短暂的停滞现象（Tian et al.，2017；Praetorius et al.，2020）。此外，在11～8.4 ka BP，海相沉积物含量处于极不稳定的状态，在9.4 ka BP前出现大幅度增大，随后又快速减小（图6）；推测该时期强盛的东亚夏季风带来大量降水，使得渤海相对海平面不断上升（Li et al.，2021）；至9.4 ka BP左右，冷干气候的强烈影响使研究区由滨海浅海相沉积或海陆过渡相沉积过渡为晚更新世末期的陆相沉积（杨 达 源，1984；杨 仲 康，2019；Walczak et al.，2020）。

图6 全新世渤海湾西岸CZ01钻孔沉积物EM4+5含量的时间序列记录与其他气候记录的比较Fig.6 Comparison of the Holocene EM4+5 time series record of sediments from CZ01 borehole on west coast of Bohai Bay with other climate records

在11.1～5 ka BP，EM4+5含量整体呈上升趋势，在7.5和5.8 ka BP左右出现极大值，在6.8 ka BP左右出现最小值。该变化与北格陵兰NGRIP的δ18O记录、董哥洞δ18O变化、渤海西岸孢粉证据以及白洋淀干旱指数的变化情况相吻合（图6-b，6-d，6-g，6-j），指示在东亚夏季风增强的影响下，区域气候环境由干凉逐渐向暖湿过渡，渤海海平面波动性上升。此外，EM4+5含量的极大值表明在7.5 ka BP左右渤海湾西岸存在大规模海侵事件发生。中全新世以来，海平面上升速率有明显下降，直至在5.8 ka BP冷事件影响下渤海相对海平面逐渐趋近于现代海平面的高度（杨达 源，1984；Xu et al.，2010；Cheng et al.，2016；Walczak et al.，2020）。

5.0 ka BP之后，EM4+5含量无显著峰值出现且含量不足50%，整体增长幅度不大（图6）。渤海西岸生物地层学记录和敦德冰心δ18O值显示该时期受西周寒冷期及东亚季风减弱的影响，气候趋于冷干，海平面逐渐下降，河流相沉积占据主导地位（Cheng et al.，2016；Li et al.，2021）。晚 全 新世，受东亚夏季风影响，沧州地区的气候从温湿转向凉干，此时EM4+5含量仍保持在较低水平，仅在1.7 ka BP左右气温升高的阶段出现1次较小的峰值。在风暴潮和地震的作用下，渤海湾西岸部分地区在此时发生过海侵事件，但海面上升速率持续走低或小范围低于现今海面高度，直至0.6 ka BP左右渤海海平面开始保持相对稳定，与现代海平面相近（Boulay et al.，2007；Lambeck et al.，2014；Praetorius et al.，2020；Sicre et al.，2021）。

4.2.2 中更新世晚期至12 ka BP间气候—海平面响应

中更新世晚期至12 ka BP对应深海氧同位素（MIS）Ⅵ～Ⅱ阶段。受冰期—间冰期交替影响，渤海湾地区垂向地层序列中海相和陆相沉积发生多次更迭，海平面升降幅度较大。在夏季风和冬季风的强烈作用下，寒冷干燥及温暖湿润性气候也往复出 现（陈 吉 余 等，1989；马 雪 龙，2020）。180 ka BP以来，EM4+5含量变化与气候周期性波动以及极端气候事件密切相关，可反映渤海海平面的升降及陆—海相沉积的更替变化（Spratt and Lisiecki，2016）。

MISⅥ阶段，EM4+5含量在168 ka BP左右出现了极大值，高达96%，这与东亚夏季风的强盛期和三宝洞石笋δ18O记录的低值相吻合（图7-g）。该时期全球和渤海均处于低海面阶段，与此对应的EM4+5含量在该阶段内均值较低，且多次出现零值。150～132 ka BP期间，EM4+5含量与渤海海面变化趋势相似，但与全球海平面下降、深海δ18O以及三宝洞石笋的δ18O出现的低值记录相反（图7-c，7-e，7-g）。究其原因，中更新世晚期渤海已由古湖泊完全发展成为内陆架海，海面高度持续上升；此外，在喜马拉雅运动大幅度减弱的影响下，渤海湾西岸的区域沉降沉积中心发生转移，使得部分地区发生海侵，导致海相沉积物含量增加（Yi et al.，2015；Spratt and Lisiecki，2016；陈江欣等，2018）。

MISⅤ阶段，EM4+5含量在间冰期暖期（MIS5a、5c和5e）出现较大的峰值且近于100%，与渤海海平面变化、北大西洋冰筏碎屑以及亚洲季风记录相吻合，反映间冰期暖期的高海平面和暖湿气候（Yi et al.，2015；Li et al.，2019；Pascal and Paul，2022）。此外南极Vostok冰心CO2和全球SST记录也出现高值（图7-a，7-b），与EM4+5表征的渤海相对海平面与全球海平面变化记录（图7-c，7-h）一致。与此相反，在MIS5b和5d时期，EM4+5含量普遍出现中低值，且平均值在50%左右，指示区域海相沉积作用较弱以及河流输入增强的特征。与间冰期暖期相比，MIS5b和5d阶段气候寒冷，渤海相对海平面较低。在MIS5d阶段内，仅108 ka BP左右出现极大值，与格陵兰岛冰心和三宝洞石笋的δ18O记录的极小值相对应，指示该时期出现的高海平面主要是受到东亚夏季风增强的影响，降水增加，海面高度出现小幅度上升（Wang et al.，2008；Wolff et al.，2010；张 唯 唯，2013）。

图7 中更新世晚期至12 ka BP期间EM4+5的时间序列记录与其他气候记录的比较Fig.7 Comparison of the time series record of EM4+5 with other climate records during the late Middle Pleistocene to 12 ka BP

在MISⅣ阶段，EM4+5含量由MIS5a末期的高值发生大幅下降后趋于稳定，出现了4次较为明显的极值（图7）。结合渤海西岸沉积记录、全球海表温度（SST）、太阳辐射及全球海面变化记录可以发现，该阶段内全球气候冷干，降水减少。此外，渤海海平面升降趋势与北格陵兰岛冰心以及三宝洞δ18O曲线变化特征相似（Petit et al.，1999；Wang et al.，2008；张唯唯，2013；Yi et al.，2015；Spratt and Lisiecki，2016）。EM4+5含量出现的多个极大值指示该阶段渤海湾西岸的海平面下降过程中可能出现若干次小规模海侵事件，推测与东亚夏季风强度频繁波动有关。

MISⅢ阶段，EM4+5含量先升后降，并在46 ka BP左右出现最大值。该阶段降水量小于MISⅣ和Ⅰ时期，渤海相对海平面出现突然性下降，海面高度低于现今海平面120 m（liu et al.，2009；仇建东等，2012；Yi et al.，2015）。已有地质记录显示，研究区在40 ka BP左右存在大规模海侵事件发生，并且赵松龄等（1978）推算出39～23 ka BP期间渤海发生了第2次海侵事件。但也有一些学者通过相关钻孔记录定量重建了渤海相对海面高度，认为受埋藏沉积物暴露影响，渤海西海岸部分地区钻孔记录无法指示大规模海侵事件的发生（Yan et al.，2006；Yi et al.，2012，2015）。该 阶 段 内EM4+5含量的变化以及在46 ka BP左右出现的极大值与赵松龄等（1978）学者的观点相符，但具体的海侵时间与极大值出现的年代存在出入。对比该时期的全球及渤海相对海平面变化记录，可以发现EM4+5含量在58～24 ka BP左右的高值与海平面升高趋势相吻合，表明该阶段渤海海面在下降的过程中确有可能发生大规模海侵事件，推断与渤海海侵（65～53 ka BP）和献县海侵（39～22 ka BP）等事件密切相关（赵松龄等，1978；Liu et al.，2009；Yi et al.，2015）。

MISⅡ阶段，EM4+5含量波动幅度较大，整体以陆相沉积为主，但海相沉积物含量也存在突然性增加的情况。与末次冰盛期后期的寒冷干燥的气候相对应，该阶段处于低海面时期；伴随15 ka BP左右冰盛期的结束，气温逐渐升高且东亚夏季风增强，渤海海面开始升高，并在13 ka BP左右达到最高海面（图7-c，7-h）。这与全球海平面以及渤海相对海平面的升降变化存在相似性，推测渤海湾西岸在13 ka BP左右发生了大规模海侵（图7）（Yi et al.，2015；Spratt and Lisiecki，2016）。

5 结论

1）利用非参数化端元模型将渤海湾西岸沧州地区CZ01钻孔沉积物分解得到6个粒度端元：EM1（5.01μm）指示远 源 的风尘 输 入；EM2（13.18μm）和EM3（39.81μm）来源于古黄河；EM4（69.18μm）和EM5（138.04μm）指示为海相沉积；EM6（275.42μm）指示极端气候事件如古洪水。

2）全新世（MISⅠ）渤海处于高海面时期并逐渐接近现代海平面，气候暖湿。该阶段内海面变化特征记录了在11.5 ka BP左右北半球新仙女木事件的发生及在5.1 ka BP左右出现的冷干事件，渤海海平面在稳定上升状态后出现停滞或小幅下降；而在9.5 ka BP、7.5 ka BP、5.8 ka BP和1.7 ka BP左右，东亚夏季风加强，渤海海平面升高。渤海海平面全新世变化记录与北半球及全球范围内的地质气候记录存在一致性，与冰川消融、太阳辐射波动及东亚季风变化密切相关。

3）MISⅥ阶段北半球气候冷干，渤海因区域差异性沉降活动影响在150～132 ka BP左右海面升高，与全球变化记录相反。MISⅤ阶段间冰期与冰期频繁交替，气候波动剧烈：其中，在间冰期（5a、5c和5e）气候向暖湿转变，渤海海平面上升；在冰期（5b和5d）全球气温下降且东亚夏季风减弱，渤海海平面下降。MISⅣ阶段较MIS5a时期海平面突然下降但幅度不大，且期间也出现若干次小规模海侵事件；MISⅢ阶段至末次冰盛期海平面发生较大幅度下降并存在周期性升降变化，与全球气候波动记录相近，在46 ka BP有大规模海侵事件的发生。MISⅡ阶段受末次冰盛期后期寒冷干燥气候的影响，海面较MISⅢ阶段出现小幅度下降；伴随15 ka BP左右冰盛期的结束，东亚夏季风增强，海面开始上升。渤海海平面在180～12 ka BP间的变化与全球冰期与间冰期的交替导致的气温频繁波动密切相关，而喜马拉雅运动与东亚夏季风的强度变化也使得渤海海平面升降存在区域性差异。