胶州湾沉积速率_多种分析方法的对比

　

第27卷　第5期2007年9月

第　四　纪　研　究QUATERNARY 　SC I ENCES

Vol . 27, 　No . 5Sep te mber, 2007

文章编号　　1001-7410(2007) 05-787-10

胶州湾沉积速率:多种分析方法的对比

汪亚平　高　抒

(南京大学地理与海洋科学学院海岸与海岛开发教育部重点实验室, 南京　3

摘要　　根据胶州湾内外海域采集的柱状岩芯样品的

210

, , 年以来胶州湾的

, , 达到了100mm /a量级(7143mm /a) , 沉32级7-3g/mm2a ) , 而胶州湾外邻近海区沉积速率略低

(4146mm /a) 。。与胶州湾内钻孔岩芯的14C 测年对比表明,

-1mm /a量级(0125～0192mm /a) , 比百年尺度的沉积速率约小一个数量级。分析结果表明, 沉积体系的演化过程使沉积速率随时空尺度的不同而产生差异, 这是导致不同分析方法所获结果之间存在复杂关系的主要因素。

主题词　　粒度参数　铅同位素　沉积速率　时空尺度　胶州湾中图分类号　　　P736, P618. 42　　　　文献标识码　　A

1　引言

胶州湾位于黄海之滨、山东半岛南岸(图1) 。据1985年海图, 胶州湾水域面积为397k m , 其中0m 线以下面积256km ; 岸线长187km , 平均水深约7m , 最大水深64m , 口门最窄处宽度为311km 。潮

2

2

湾沿岸有10余条较小的河流注入, 多为山溪性雨源河流, 枯水期较长, 加之近年来河流上游修建水库, 注入湾内的径流量、沉积物十分有限。内湾有数条水道伸向湾顶, 在中央水道和沧口水道之间有一南

北向大型沙脊(见图1) 。人类活动对淤泥质海岸的改变最为强烈, 如通过围垦工程将其变为盐田、养殖池, 各种堤岸、埂坝纵横交错, 改变了原来的自然水体

[3]

汐属正规半日潮类型, 平均潮差218m 落潮历时隆起区

[2]

[2]

[1, 2]

。潮流以

往复流为主, 涨潮流速大于落潮流速, 涨潮历时小于

。

胶州湾大地构造属于新华夏系第二隆起带胶东

。第四纪以来, 胶州湾地区的地壳比较稳

定, 基本上处于缓慢上升和剥蚀夷平过程, 仅在沟谷低洼之处形成了晚更新世以来的沉积。晚更新世以前, 胶州湾盆地就已经存在, 并有洋河、大沽河、白沙河等河流注入盆地, 形成了15～20m 厚的晚更新世河湖相和沼泽相沉积层。全新世海侵淹没盆地, 始形成胶州湾。胶州湾内松散沉积物厚度约为10m , 自湾口向湾内逐渐增加, 到西北部大沽河口外侧厚度达20～25m

[2]

。1949年后, 青岛市逐渐发展成一个大型工业

城市。随着工业排放的日益增多, 这些排放物质在胶州湾沉积物来源中逐渐占有较大比重。1990年后加强了管理, 排放有所减少, 但仍占沉积物来源的主要部分

[4]

。

各种来源的沉积物进入胶州湾后, 在波浪、潮流等动力作用下运动, 其中一部分被落潮流带出湾外; 另一部分沉积在海湾内。有的湾内沉积物在一定条件下能够再悬浮而参与后期的运动, 而有的则不能再悬浮, 而是被后期沉积物覆盖, 成为海底物质的一部分。据唐代以来的历史资料记载, 胶州湾的水域面积有逐步缩小的趋势; 除了人类的围垦活动和海平面变化(2000a B 1P . 年以来海平面主要呈下降趋势

[5]

[2]

。

胶州湾西北及东北部陆地为冲积平原, 东南及西南部均为山地丘陵, 沿岸以淤泥质海岸、基岩海岸为主。湾内及邻近海区没有大的河流入海, 仅在海

) 的影响以外, 沉积物淤积也是水域面积减

少的一个主要原因。

　　第一作者简介:汪亚平　男　35岁　教授　海洋地质专业　E 2mail:ypwang@nju . edu . cn

　3“我国近海海洋综合调查与评价”专项项目(简称国家908专项) (批准号:908-02-03-08) 、教育部“新世纪优秀人才支持计划”项目

(批准号:NCET -06-0446) 和国家自然科学基金项目(批准号:40576040) 资助

　　2007-5-10收稿, 2007-5-29收修改稿

　788第　　四　　纪　　研　　究2007

年

图1　研究区位置及柱状岩芯采样站位

据1987年海图制作; 等深线单位为m

Fig . 1　Locati on of the study area, with sa mp ling stati ons (bathy metry in meters, on the basis of 1987Chart )

本文通过在胶州湾内及湾外海域采集柱状岩芯, 进行

210

212　沉积速率测定与估算方法

Pb 测试以获取百年尺度的沉积速率; 此

14

外, 由沉积物平衡法估算自有水文泥沙历史资料记载以来的沉积速率, 并与历史海图地形对比法、C 测年法等获得的沉积速率进行对比, 以获取不同时、空尺度的胶州湾沉积速率, 探讨由不同分析方法所获结果之间的差异及其原因, 可为胶州湾环境保护、资源开发和可持续发展提供依据。

2　柱状样分析方法

211　样品采集

1997年7～9月, 用重力采样器在胶州湾内及湾

根据所考虑的时间和空间尺度, 有多种测试和

210

计算沉积速率的方法。本文主要采用Pb 方法、沉积物平衡法来估算研究区百年以来的沉积速率, 并

14

根据前人资料与海图对比法、C 测年法的结果进行对比。

210[6]

利用Pb 计年始于Goldberg 等; 之后,

[7][8]

Krishnas wa my 和Seide mann 及Koide 等分别将

210

其用于湖泊和海湾环境。Pb 具有以下特征:1) Pb 是铀系衰变系列的中间产物, 广泛存在于自然

210222

环境中; 2) Pb 通过其母体核素Rn 的大气扩散,

210

外获得了2个

210

Pb 测试岩芯样品, 站位是J39

(36°091342′N, 120°141158′E ) 和J94(35°581617′N, 120°271134′E ) (位置见图1) , 其长度分别为0182m

在环境中形成了特殊的分配关系; 3) Pb 的半衰

期为22126a, 平均寿命32a, 适合现代人类活动时间

210

尺度(10～100a ) 环境过程的示踪。因此, Pb 是环境地球化学过程的优良示踪剂, 可用于现代沉积物计年和沉积速率的测定。通过测量不同埋藏深度210

Pb 放射性比活度的垂直分布, 就可求出沉积速率V Pb (mm /a ) ; 对于沉积物压缩效应的校正, 可采用扣除每层沉积物中所含水量的方法来校正, 即用沉

2

积通量F Pb (g/mma ) 来表示沉积速率。

210

和0184m 。对于每个岩芯, 以0102m 的间隔逐层取样、编号, 现场作样品描述, 分装待用。在室内, 分别从这两个岩芯样品中采集12个和10个子样供沉积速率测量。

210

Pb

　5期

210

汪亚平等:胶州湾沉积速率:多种分析方法的对比　789

Pb 样品测试步骤如下:样品经前处理后, 用

银片水浴自镀; 取出银片, 用蒸馏水冲洗, 晾干, 在

与多道能谱分析器联结的O rtec 面垒探测器(中国核工业部生产) 上进行α谱测量, 使用配套UMS32软件控制测量过程; 结果经UMS32软件处理, 获得210208210

Po 和Po 总计数, 从而得出总Pb (dpm /g ) 的垂向分布, 进而可计算沉积速率和沉降通量。213　沉积物粒度分析方法

岩芯沉积物经分散预处理后司生产的Cilas μm , 3) ; 采013～2000

, 包括平均粒径、分选系

[9]

数和偏态系数等。

3　多种分析方法的对比

311　根据

210

P b 方法计算的沉积速率

通过Pb 实验获得了岩芯J39和J94的总210210

Pb (图2) 。由于沉积物按先后顺序堆积, Pb 正

210

常的垂向分布模式是总Pb 随沉积物埋藏深度的增加而呈指数减少。但是, J39孔表层(厚度约

210

0104m ) 总Pb 的分布没有这个规律, 可能是由于表层沉积物的混合作用, 破坏了Pb 的正常分布模式(见图2a ) 。这种混合作用可能是由于水动力或

210

生物作用造成的。在0104～0148m 层总Pb 向下呈指数衰减, 数据点基本上沿一条“斜线”分布, 为衰变段, 该段数据是用于沉积速率估算的部分。

210

0148～0174m 层总Pb 不再随深度递减, 基本保持

210

在一定数值范围内, 即平衡段, 可作为本底值。Pb

[10]

这种分布模式属于典型的“三段模式”。据该曲线的斜率及Pb 本底, 可估算出其沉积速率为7143mm /a 。这个数值与大沽河口处岩芯J 01获得的沉积速率基本一致。可能是因为这里距离胶州湾西北部潮滩不远, 属大沽河输沙影响的范围, 沉积物供应量相近所致。假设混合段以此速率匀速沉积, 则可计算出J39衰变段的沉积时段是1932～1989年。为了去除沉积物压缩效应的影响, 计算了其干容重, 得到岩芯J39的沉积通量为7139×10

2

g/mma (表1) 。

胶州湾口外岩芯J94为“两段模式”, 没有混合段(见图2b ) 。衰变段为0～0131m , 其余为平衡段, 本底值为0179dpm /g,曲线斜率为010303, 可计算出

-3

[11]

210

210

210

图2　胶州湾J39(a ) 及邻近海区J94(b ) 沉积物岩芯的

总

210

Pb 和过剩

210

Pb 分布模式

横虚线为混合段、衰变段和平衡段的分界线

Fig . 2　Vertical distributi on patterns of t otal 210Pb and excess

210

Pb f or sedi m ent cores:(a ) J39and (b ) J94

10

-3

g/mma (见表1) 。

2

210

岩芯J94的Pb 本底含量较J39低(见表1) , 这

210

主要与沉积物组分有关。积蓄在沉积物中的Pb 主要被细颗粒的粘土所吸附, 沉积物越细, 含有的粘

210

土组分越多, Pb 的本底值越高。J39的沉积物较细, 几乎不含有砂, 粘土组分含量为21155%～59139%, 平衡段的平均粘土含量高达44188%(图3a ) 。而J94的沉积物较粗, 多数层位的砂组分占50%以上, 粘土仅占3101%～42113%, 尤其是平衡段的平均粘土含量仅为8114%(图3b ) 。因此,

J39积累了较多的

210

Pb, 其本底值为J94的两倍多。

胶州湾的最大潮差与平均潮差分别为4175m 和2180m , 而J39处水深仅6m (1987年海图水深218m ) , 表层沉积物受水动力的影响较大; 此外, 在胶州湾内采底质样时, 多处发现活生物体, 蛤蜊尤为常见, 它们均可能对表层沉积物造成扰动, 最终形成岩芯J39的上部混合层。而J94位于胶州湾口门外的深水区, 采样中未见活体底栖生物, 表层沉积物受

沉积速率和沉积通量分别为4146mm /a和6166

×

　790第　　四　　纪　　研　　究

表1　用210Pb 方法测定的胶州湾海区的沉积速率3

Table 1　Depositi on rates measured by

210

2007年

Pb method

V Pb /mm・a 714341468. 9

5. 13. 3-1

岩芯编号

J39J94J 01[11]NG [11]

相对深度/m

0106～01480100～01300. 08～0. 220. 24～0. 500.

04～0. 14水深

/m62200

Pb 本底/dpm・g -1

117101790. 950. 682

210

γs

/×10

-3

g ・mm

-3

k

/×10-2-1182-3103

相关

系数

01950199

F Pb

/×10

-3

g ・mm 71396166

-2

a

-1

沉积时段

/年

1932～19891930～19971960～19801900～19601960～[**************]8

————————————

3k 为曲线斜率, γs 为沉积物的干容重(g/mm3) ; 计算γs 时, -33, 216×10-3g /mm3

图3　沉积物岩芯J39(a ) 和J94(b ) 粒度参数及组分的垂向分布

u 为平均粒径, δ为分选系数, S k 为偏态, K u 为峰态

Fig . 3　Vertical distributi on patterns of grain size para meters and sedi m ent compositi ons f or (a ) J39and (b ) J94

到的生物扰动较轻。

在测定沉积速率时, 需要考虑各层位沉积组分

[12]

的变化情况。在J94的衰变段中, 0116～0118m

210

和0120～0122m 处的Pb 与正常值有较大偏差, 这可从其沉积物组分获得解释:在约0116～0118m 附近沉积物粒径突然变细(中值粒径

210

图3a ) 导致Pb 与回归直线产生一定程度的偏离(见图2) 。可见, 沉积物粒度特征对210Pb 沉积速率

210

的测定有一定的影响。

J39的沉积速率与大沽河口处岩芯J 01的测定结

果

[11]

非常接近(见表1) 。据1952～1979年河流输沙

4

量统计, 西北部潮滩的沉积物供应量约为113×10

t/a, 故沉积速率较大。在胶州湾及邻近海区, 河流主

要注入胶州湾盆地, 几乎没有直接入海的河流。因此, 在口门外的胶州湾邻近海区, 沉积物的供应量很小, 主要是落潮流从胶州湾带出的沉积物和沿岸输沙, 故其沉积速率较小, 为前者的60%。郑全安等速率为512mm /a, 与

210

[13]

用卫星遥感方法估算出胶州湾1915～1963年的沉积

Pb 方法获得的结果接近。

312　根据物源分析方法估算的沉积速率31211　物质来源特征

　　胶州湾动力条件复杂, 海底多为陆源碎屑沉积,

　5期汪亚平等:胶州湾沉积速率:多种分析方法的对比　791

沉积物类型包含砾石、砂、粉砂和粘土组分。从胶州湾相邻接的海、陆和大气边界来分析, 其沉积物来源

应包括陆源输入、大气输入、外海输入、海底侵蚀以及海湾水体内部生物产生等。陆源输入包括陆地径流输沙、城市排放和海岸侵蚀。

大气降水形成流域侵蚀产沙, 经河流输入胶州湾。胶州湾地区的主要河流(径流量和输沙率较大) 有大沽河、南胶莱河、洋河、辛安河、墨水河、李村河和白沙河(见图1) , 都是汇入胶州湾内。据河流下游的水文站统计资料, ]

44[15]

其年输沙率为1×106×10t/a 。可见, 1979年以前经河流输入胶州湾的沉积物达158153×4410～163153×10t/a; 1979年后因为河流上游修建水库和筑坝, 各河流的输沙量急剧减小, 一些河流甚至出现断流现象, 这些河流的年平均输沙率仅有

4

21825×10t/a (见表2) 。

表2　流入胶州湾的主要河流的年平均输沙率

Table 2　Annual sedi m ent discharges fr om the rivers

entering the J iaozhou Bay

汇入胶州湾主要河流

　洋河南胶莱河大沽河墨水河白沙河李村河辛安河合计

3

水动力较强, 但因基岩抗侵蚀能力很强, 短期内产生的沉积物微乎其微; 能够产生一定数量的沉积物的是地质历史过程中基岩的自然风化作用。能够形成一定规模供沙的是砂质海岸, 如胶州湾西岸洋河(见图1) 南部的部分岸段; 又如第一海水浴场(见图1) 西侧常有较大的风浪产生, 能够对其附近海区海底沉积物产生输运作用。此外, 人工挖沙也可能。从数年至数十年的。考虑到一些

[, 产沙量可能更小, 估计大约为

4

110t/a 。

从空间分布来看, 胶州湾西部陆源物质主要是河流输沙, 东部以城市排放供沙为主。

大气降尘通过海-气界面进入海湾, 最终成为海湾沉积物的一部分。正常天气下胶州湾地区平均

2[17]

降尘量约0170t/k m , 浮尘期间可达3倍。依据正常天气条件下胶州湾海区的平均降尘量, 可估算

4

出大气对胶州湾内输入的沉积物为615×10t/a (按

2

胶州湾0m 线以下的水域面积256k m ) , 比1979年以前墨水河、辛安河、李村河和白沙河等河流的供沙量还大。故大气输入亦是胶州湾海区不可忽视的沉积物来源之一。

胶州湾地区及山东半岛南部没有大的河流入海, 沿岸输沙量不大, 能够进入胶州湾的可能更少。野外调查发现, 胶州湾口海底基岩大面积出露, 尤其口门中央几乎没有任何沉积物覆盖, 故推测以推移质形式进入海湾的沉积物是有限的。山东海阳冷家庄湾位于山东半岛南岸、胶州湾北部, 具有与胶州湾类似的波浪、底质、地貌和供沙条件, 故二者的沿岸

4[18]

输沙率也应大致相当, 为10×10t/a 左右, 估计

4

被涨潮流带入胶州湾的有10%左右, 即1×10t/a。胶州湾及邻近海区存在海水流速较大的区域, 如

[2]

口门附近实测最大涨潮流速可达3m /s 以上, 可能对海底造成一定的侵蚀, 形成一定量的沉积物。这种

[15]

作用在胶州湾形成初期可能比较突出。此外, 人工海底挖沙也可能产生一些沉积物。海底侵蚀作用产生的沉积物数量有限, 估计为海岸侵蚀产沙量的一

4

半(海底水动力较海岸为弱) , 即为015×10t/a 。

海洋生物, 尤其是具有硅质、钙质等壳体的海洋生物, 死亡后壳体残骸成为沉积物的一部分。有的壳体残骸较易破碎, 如贝壳等, 在一定的水动力环境中形成更细颗粒的沉积物。据实测资料估算, 胶州

2

湾初级生产力为154g C /ma, 属高生产力海域; 野外调查表明, 胶州湾甲壳类平均生物量高达3175

年平均输沙率/×104t ・a -1

1979年以前(统计时段) 25185(1958～1965) 27136(1952～1965) 95192(1952～1979) 4176(1972～1979) 0170(1960～1979) 2194(1976, 1978, 1979)

110～610158153～163153

1980～1989年

—

[***********]2611110

—

21825

　　3年平均输沙率用流域侵蚀模数法估算, 据国家海洋局第一海洋研究所[15]; 其他据《中国海湾志》编纂编委会[2]

据1983～1990年前后的资料统计, 青岛市工业

和生活产生的固体物质和污水中的悬浮颗粒物达0152×10～1161×10t/a

6

6

[15, 16]

; 另据《中国海湾

志》编纂编委会的统计数字, 胶州湾沿岸各处排入

6[2]

湾内的颗粒物质可达116115×10t/a; 野外调查发现, 沧口水道的沉积物中含有大量粉煤灰和其他废物。近年来随着污染物处理技术和管理的加强, 直接排入胶州湾的固体及颗粒态物质已有所减少。

海岸侵蚀也产生部分沉积物直接进入海湾。胶州湾海岸由基岩海岸、砂质海岸和淤泥质海岸组成, 其中淤泥质海岸基本处于淤积状态。部分基岩海岸

　792第　　四　　纪　　研　　究

[19]

2007年

。在胶州湾进行的海底表层沉积物采集发现, 有的样品中贝壳碎屑(包括完整贝壳) 含量高达g/ma

10%～30%, 具有硅质、钙质介壳的海洋生物的壳体

2

10×10t/a 。

4

因河流上游修建水库, 1979年后各河流的输沙率急剧减小, 因此应该以1979年为界, 分时段探讨。据1963年和1985年海图, 胶州湾0m 线以下的面积分别为264km 和256k m 。假设河流输入胶州湾的沉积物均匀地沉积在此面积上, 可以计算出沉积速率。此外, , 胶州湾分, 其平均天然容重为10

3

2

2

残骸可能是胶州湾沉积物生物来源的主要部分

[2, 15, 19]

2

。例如, 胶州湾甲壳类平均生物量高达; 依此估算, 胶州湾内生物成因的沉积物

4

3175g/ma, 水体内部生物产生的沉积物数量是不可

忽略的

[19]

为011×10t/a。

312. 2　据沉积物平衡法估算的沉积速率

×10

3-3

g/mm

3[2]

。

据统计, 1979积物来源之一, ; 国粗略估计沉积速率, 大沽河、洋河、辛安河和墨水河口附近海区的沉积速率分别是212mm /a, 317mm /a, 210mm /a 和013mm /a

[15]

。根据胶州湾沉积物的输入与输出平衡, 可以计算得到1949～1979年的沉积速率和沉积通量分别为3153～3162mm /a 和4158×

-3-3221010～4171×10g/mma (表3) , 比用Pb 方法获得的胶州湾内的结果(见表1) 略偏小。这与它们所表示的是不同空间尺度的沉积速率有关,

210

, 这些数值比用

210

Pb 方法

获得的沉积速率明显偏小。这是因为河流输沙法主

要存在两个问题:1) 除河流输沙外, 还存在其他的沉积物来源; 2) 胶州湾动力条件复杂, 河流沉积物进入海湾后堆积的具体位置难以确定, 仅将沉积物平均分配在河口邻近海域比较牵强。因此, 用这种方法估算的沉积速率明显偏小。

胶州湾内输出沉积物分为悬移质、底移质和人工海底挖沙等。根据采用ADCP 在胶州湾口门断面进行悬沙通量观测和计算表明, 在一个大潮潮周期内以悬移质形式输出湾外的沉积物约为2118×10t

3[20]

Pb 仅能

代表取样站位附近的沉积速率, 而沉积物平衡法可代表整个水域盆地的空间平均的沉积速率。1980～1989年因陆地径流输沙锐减, 沉积速率和沉积通量

约为1949～1979年的50%, 分别为1157mm /a 和

-32

2104×10g/mma (见表3) 。

胶州湾平均水深仅7m 左右。据海图对比表明, 胶州湾几十年以来5m 和10m 的等深线几乎没有变化, 故可假设河流输入物质主要沉积在潮滩及近潮滩海区, 即沉积在0～5m 等深线范围(面积约

2

158k m ) 。根据上述沉积物平衡法, 1949～1979年

, 小潮、中潮期间悬沙通量要比大潮期间的

低, 可以大潮周期内悬沙输运量的50%作为全年的平均状况。因此, 以悬移质形式输出胶州湾外的沉积物约为76188×10t/a 。通常情况下, 底移质输沙约为悬移质输沙的10%, 故估计胶州湾输出的底移质约为7169×10t/a 。1979年以前, 人工海底挖沙造成的沉积物输出数量较少, 估计为1×10t/a 。1980年后因沿岸工程增多, 海底挖沙造成的沉积物

4

4

4

沉积速率为5189～6105mm /a, 沉积通量为7166×10

210

-3

～7187×10

-3

g/mma 。可见, 其沉积通量与用

2

Pb 方法在获得的胶州湾潮滩外缘(即J39) 的数值

基本一致。

313　根据地形演变分析获得的沉积速率

将不同历史时期的海底地形图进行数字化获得海底高程数据。这些数据经插值后可获得高程的网

输出可能较多, 据部分工程挖沙量估算

[15]

, 约为

表3　据沉积物平衡法估算的胶州湾沉积速率3

Table 3　Depositi on rates derived on the basis of analysis of sedi m ent budget in the J iaozhou Bay

输入沉积物/×104t ・a -1

时段

/年　

陆地径

流输沙

城市垃圾

海岸侵蚀

110110

输出沉积物/×104t ・a -1

合计

悬移质底移质

人工

挖沙

1101010

大气降尘

615615

外海输入

110110

海湾内海底

生物

侵蚀

产生

015015

011011

合计

0m 线以下水域面积/km[1**********]03

沉积通量

沉积速率

10-3g ・-1/×/mm・a -2-1

mm

a

3153～

31621157

4158～41712104

1949～15815～

10010

[1**********]80～1989

218

16110

26716～

7710

2721617310

7710

717717

86109510

　　3据1963年海图

　5期汪亚平等:胶州湾沉积速率:多种分析方法的对比表4　用海图对比获得的胶州湾海区的沉积速率[11]

Table 4　Depositi on rates esti m ated by comparis on of sea charts

沉积速率/mm・a -1

　793

时段/年

　

1863～19661966～19851985～1992

沧口水道

0～2030～90(南) 0～25(北)

大沽河口

0～10

内湾中部

>20

湾口

-0. 5

红岛岸外

0～10

黄岛前湾海西湾

-0. 50～250～250～20

约30约-70

10～20

约10

0～25约-70约40

约-70

>-10

平均约30

表5　3

by C dating

钻孔编号

AB 12HJ 1HJ 2HJ 3J 01J 02

14

水深/m

034. 55010

6. 83. 80～4. 1310. 00～10. 15

13. 00～13. 10

14

C 测年/×103a B. P .

9. 5±0. 5016. 160±0. 52011. 000±1. 00018. 800±0. 200

沉积速率/mm・a -1

0. 620. 250.

0. 0. 1. 1. 0. [1**********]7

沉积时段/×103a B. P .

0～9. 50～16. 160±0. 5200～11. 000±1. 0000～18. 800±0. 2000～8. 460±0. 3000～5. 960±0. 1500～9. 640±0. 1800～11. 810±0. 200

6. 20～6. 30

7. 511. 5

8. 460±0. 300

5. 960±0. 1509. 640±0. 180

3. 10～3. 3011. 810±0. 200

　　3AB 12据卞云华、汪品先[21], 其地层年代通过与其他钻孔地层进行沉积物、化石对比获得; J 01据边淑华[11]; 其他钻孔14C 测年数据引自国家海洋局第一海洋研究所[15]

格数据, 将两幅海图相应位置的网格高程数据叠加, 即可获得该海区在此时期内的高程变化, 从而可计算出此时期内的平均沉积速率。边淑华

[11]

孔

[15]

; 卞云华和汪品先获得了AB 12孔

[21]

, 其中有

14

的钻孔在某些层位还进行了C 测年(表5) , 结果表

用1863

明第四纪以来, 胶州湾地区的地壳比较稳定; 全新世海侵淹没胶州湾盆地, 始形成胶州湾。从较长时间尺度来看, 可根据其测年数据和沉积厚度计算出岩芯的平均沉积速率。在大沽河口附近的岩芯J 01沉积速率较大, 达到1mm /a 以上, 这与大沽河相对较大的输沙量有关。此外, 在海西湾薛家岛附近的HJ 2(见图1) 也有较大的沉积速率。在内湾中部和胶州湾东北部墨水河口海区, 沉积速率中等, 为016～017mm /a; 内湾南部和黄岛前湾的沉积速率

[11]

年、1966年、1985年和1992年的海图, 计算了胶州湾在1863～1992年内不同时期的沉积速率(表4) 。结果表明, 用此方法获得的胶州湾的沉积速率在不同历史时期、不同海区的变化均较大。胶州湾内1863～1985年基本处于淤积状态, 其最大沉积速率

比用

210

Pb 方法获得的结果偏大, 尤其是1966年以

后沉积速率明显增大; 1985～1992年处于侵蚀状态, 侵蚀的强度远大于前期的淤积强度; 湾口在整个研究时段内均处于侵蚀状态。与

210

Pb 及沉积物

平衡法的结果相比, 用这种方法获得的沉积速率的绝对数值明显偏大, 而且在某些时段内还得出相反的定性结论。在实际操作中, 如何对不同历史时期的海图采用的投影方式、比例尺、深度基准面和测量的地形精度进行校正具有相当的难度。314　根据C 测年估算的沉积速率

1980～1981年国家海洋局第一海洋研究所在

14

较低, 仅为0125mm /a 左右。岩芯HJ 3位于胶州湾

中部(见图1) , 可代表胶州湾内的平均状况, 它比用

210

Pb 、沉积物平衡法获得的百年时间尺度胶州湾内

的沉积速率小得多, 几乎相差一个数量级。

4　讨论

用多种方法获得的沉积速率有一定差异, 甚至是数量级的差别。主要原因是不同方法所考虑的沉积速率所对应的时间、空间尺度不同, 不同时空尺度有不同的冲刷-堆积周期; 其次是沉积层序的保存

胶州湾取得多个钻孔岩芯, 包括HJ 1, HJ 2, HJ 3和J 02

　794第　　四　　纪　　研　　究

[22]

2007年

210

率随时间呈指数递减

; 另外, 采样误差以及有的

左右(见表5) , 较

14

Pb 法的约偏小一个数量级。这

方法本身存在着的局限性, 也可能造成这种差异。

210210

用Pb 方法估算沉积速率要求Pb 放射性比活度沿深度呈指数衰减, 因此, 所选取的样品必须要满足3个条件:1) 沉积物按时间顺序堆积, 并且沉积速率大致恒定; 2) 处于稳定的沉积环境中, 地层

210

不发生后期扰动; 3) 被沉积物颗粒吸附Pb 的不发生后期化学迁移。此外, 岩芯从野外采样到室内分析, 都可能存在一些误差, 这些误差可以通过一定措施, 提高测量精度, 3个条件是天然存在的, 的研究, , 。

210

对于Pb 样品采集, ; 本项研究使用的是重力取样器, 可能使样品发生一定程度

210

的压缩和液化现象, 使相邻层位之间的Pb 发生迁移。样品压缩可能使测量的沉积速率比实际的数值略偏小。由于整个岩芯的分样间距为0102m , 而用210

于Pb 测试的每个样品之间的距离约为011～012m , 故液化作用造成的影响不大。此外, 胶州湾百年尺度内沉积环境较为稳定, 满足沉积物按时间顺序堆积的条件; 还可假设沉积速率也是恒定的。由于岩芯J39, J 01和NG 表层沉积物均存在受到扰动的混合段, J94中部0116～0118m 和0120～0122m 层位也可能有扰动, 这些数据在计算斜率时应剔除。

210

两个岩芯在衰变段Pb 呈指数递减的规律还是相当显著的, 对于沉积速率的计算应是比较可靠的。海图对比方法虽然在原理上较为简单, 但实际操作有较大难度, 需要考虑的主要问题有不同历史时期的海图采用的投影方式、比例尺、深度基准面和测量的地形精度有很大差异。前两个方面可以通过投影变换, 比例尺和深度基准面转换来解决, 但经转换后数据可能要增加一些误差。此外, 不同历史时期采用的测量仪器、测量方法、目的各异, 测量精度也有差异, 这方面的局限性是难于克服的。从理论上讲, 在投影、比例尺和基准面转换确保精度的情况下, 该方法估算沉积速率所产生的误差应小于10%。

210

[12]

主要是因为C 测年法获得的沉积速率反映的是万年尺度中的平均状态, 是长期地质历史时期的产物。在如此长的时间尺度上, 下部沉积物受上覆沉积物的压实作用的影响是相当巨大, 可通过计算其沉积通量来消除压实作用的影响。考虑到钻孔岩芯的压实作用较强, 含水量较低, 若假设其平均干容重为

-33

2, 212×1032210

0g/mma, 仍然明显小于Pb (见表1) 。其原因-3

是, 在万年左右的地质历史时期, 沉积物的堆积受海平面上降、动力条件的变化及周围沉积环境变迁的影响, 沉积物的堆积必然时快时慢, 甚至还有多处间断, 或因侵蚀而丢失部分层序。计算表明, 万年尺度的沉积相对于百年尺度沉积的保存率约为10%。由于不同空间部位的地形状况、水动力条件和沉积物供应都可能存在差异, 因此各地沉积速率本身可能就是不同的。如J 01位于沉积物来源丰富的大沽河口, 而且这里是胶州湾盆地的边缘, 水动力较弱, 有利于沉积物堆积, 故获得的沉积速率比其他岩芯的大; 位于胶州湾外的J94因沉积物来源较少, 故其沉积速率较湾内小得多。又如, 用沉积物平衡法计算沉积速率时, 当考虑沉积物平均地堆积在0～5m 等深线的浅水范围, 则获得的沉积通量与用210

Pb 方法获得的胶州湾内的沉积通量基本一致。人类活动对胶州湾海区的影响将随着经济开发程度的加深而逐渐增加。在河流上游建坝, 已大幅减少了进入胶州湾的沉积物。而滩涂围垦, 将减小潮间带的纳潮量, 但可围垦多少面积、在何处围垦, 需要作更深入的调查研究。一般而言, 围垦对沉积物来源的影响不大。在海湾中, 有优良的砂质资源, 对其开发将造成沉积物的净输出。已有的研究表明, 目前胶州湾水体中的悬浮颗粒物中, 非矿物组份的含量显著偏高, 可达87%, 与城市排污有密切关[4]

系, 这在一定程度上人为增加了城市附近海域的沉积速率。排污产生的颗粒态物质在航道或港口堆积, 可造成这些区域的淤积, 对船只航行、停泊不利。因此, 今后应加强对胶州湾沉积动力过程的监测及入湾污染物的控制。

Pb 法所反映的是百年尺度以内的沉积速

率; 文中的沉积物平衡输沙和海图对比方法

210

也是百年尺度左右的, 其中Pb 法和沉积物平衡法获得胶州湾内的沉积速率为2～8mm /a 。而对于钻

14

孔岩芯的C 测年法(估计误差约1%～9%) , 所获得的胶州湾沉积速率除J 01达到1109～1126mm /a 以外, 其余钻孔的沉积速率均为0125～0192mm /a

[23, 24]

5　结论

本文采用多种方法来确定胶州湾的沉积速率, 并将所获结果进行对比, 以获得对沉积速率的全面

　5期汪亚平等:胶州湾沉积速率:多种分析方法的对比

210

　795

认识。根据

Pb 测年法和物源分析沉积物输运平

6　Goldberg E D, Koide M. Rates of sedi m ent accumulati on in the

I ndian Ocean . I n:Geiss J, Goldberg E D eds . Earth Sciences and Meteoritics .

Am sterdam:

North 2Holland Publishing Company,

Comparative study of

222

衡法, 估算了胶州湾百年尺度内的沉积速率, 并可与其他学者获得的海图地形对比法的结果相比较。研

究表明, 百年尺度的胶州湾海区沉积速率达0

10mm /a 量级(本研究中岩芯钻孔J39和J94的沉积速率分别为7143mm /a和4146mm /a ) , 沉积通量

-32

约为10g/mma (本研究中岩芯钻孔J39和J94的沉积通量分别为7139×10g/mma 和6166×10

2

g/mma ) , 但胶州湾内的沉积速率较胶州湾外邻近海区的沉积速率略高, 州湾钻孔岩芯的C -1

率, 湾内为10数的积速率为0125～0192mm /a ) , 比百年尺度的沉积速率要小一个

14

-3

2

-3

1963. 90～102

7　Krishnas wa my S, Seide mann D E .

20

Rn,

A r,

39

A r and A r leakage fr om r ocks and m inerals:I m p licati ons f or

37

the r ole of nanopores in gas trans port thr ough natural silicates .

Geochi m ica et Cos m ochi m ica A cta , 1988, 52:655～658

8　Koide M , Soutar A, Goldberg E D. Marine geochr onol ogy with

210

Pb . and P etters , 1972, 14:442～446

9　, 抒, . . , 2000, 55(4) :449～458

ing, Gao Shu, J ia J ianjun .

Sedi m ent distributi on and

Acta

trans port pattern in J iaozhou Bay and adj oining areas .

Geographica S inica , 2000, 55(4) :449～458

10　赵一阳, 李凤业, de Master D J 等. 南黄海沉积速率和沉积通量

数量级, 即万年尺度沉积相对于百年尺度沉积的保存率约为10%。这表明, 不同测量方法反映的是不同

时、空尺度的沉积速率, 导致它们在数值上的差异。

致谢　程鹏、薛允传、李坤业和官晨钟参加了野外采样, 李凤业研究员协助进行

210

的初步研究. 海洋与湖沼, 1991, 22(1) :38～43

Zhao Yiyang, L i Fengye, de Master D J et al . Preli m inary studies on sedi m entati on rate and sedi m ent flux of the s outh Huanghai Sea .

O ceanologia et L i m nologia S inica , 1991, 22(1) :38～43

11　边淑华. 胶州湾环境演变与冲淤变化. 国家海洋局第一海洋研

究所硕士学位论文, 1999. 53

B ian Shuhua . Jiaozhou Bay Evoluti on, Er osi on and Sedi m entati on . First I nstitute of Oceanography, State Oceanic Adm inistrati on . M 1Sc . Thesis, 1999. 5312　钱江初.

210

Pb 样品测试, 王文

海研究员提供了胶州湾的一些基础资料, 一并致谢! 参考文献(R efe rence s )

1　李善为. 从海湾沉积物特征看胶州湾的形成演变. 海洋学报,

1983, 5(3) :328～339L i Shanwei .

J iaozhou Bay evoluti on i m p lied by the sedi m ent

characteristic . A cta O ceanologica S inica , 1983, 5(3) :328～3392　《中国海湾志》编纂委员会编. 中国海湾志(第四分册) ———山

Pb 测定沉积速率的误差及校正. 东海海洋, 1987, 5

(3) :29～34

Q ian Jiangchu . The err or correcti on of measuring accumulati on rate using 210Pb technic . D onghaiM arine Science , 1987, 5(3) :29～3413　郑全安, 吴隆业, 戴懋瑛等. 胶州湾遥感研究Ⅱ. 动力参数计

算. 海洋与湖沼, 1992, 23(1) :1～6

Zheng Quan ′an, W u Longye, Dai Maoying et al . A re mote sensing study of J iaozhou Bay Ⅱ. Calculati on of dyna m ical para meters .

O ceanologia et L i m nologia S inica , 1992, 23(1) :1～6

东半岛南部和江苏省海湾. 北京:海洋出版社, 1993. 157～258

Edit orial Comm ittee f or “Chinese Harbours and Embay ments ”ed . Chinese Harbours and Embay ments (Part 4) ———Southern Shandong Peninsula and J iangsu Pr ovince . Beijing:China Ocean Press, 1993. 157～258

3　杨世伦, 陈启明, 朱　骏等. 半封闭海湾潮间带部分围垦后纳

14　王文海. 胶州湾自然环境概述. 海岸工程, 1986, 5(3) :18～24

W ang W enhai .

Natural envir onment of Jiaozhou Bay .

Coastal

Engineering , 1986, 5(3) :18～24

15　国家海洋局第一海洋研究所, 港湾室《胶州湾自然环境》编写

组. 胶州湾自然环境. 北京:海洋出版社, 1984. 286

First I nstitute of Oceanography, of J iaozhou Bay ”eds .

State Oceanic Adm inistrati on,

Edit orial Gr oup of Embay ment Depart m ent for “Natural Envir onment

Natural Envir onment of J iaozhou Bay .

Beijing:China Ocean Press, 1984. 286

16　武桂秋, 高振华. 论胶州湾岸滩和航道的治理. 海岸工程,

1986, 5(3) :76～80

Wu Guiqiu, Gao Zhenhua . G overning on coastal flats and navigati on channels in Jiaozhou Bay . Coastal Engineering , 1986, 5(3) :76～8017　李安春, 陈丽蓉, 王丕诰. 青岛地区一次浮尘过程的来源及向海

潮量计算的商榷———以胶州湾为例. 海洋科学, 2003, 27(8) :

43～47

Yang Shilun, Chen Q i m ing, Zhu Jun et al . Computati on of st orage capacity for tidal water of sem icl osed bays where the intertidal z one is partly e mbanked ———Taking J iaozhou Bay as an exa mp le . M arine

Sciences , 2003, 27(8) :43～47

4　杨世伦, 孟　翊, 张　经等. 胶州湾悬浮体特性及其对水动力

和排污的响应. 科学通报, 2003, 48(23) :2493～2498

Yang Shilun, Meng Yi, Zhang J ing et al . m inati on drainage . 2493～2498

5　万延森. 青岛沿海全新世海面的变化. 海岸工程, 1986, 5(3) :

48～53

W an Yansen . Sea level changes in Hol ocene Epoch al ong Q ingdao coasts . Coastal Engineering , 1986, 5(3) :48～53

Sus pended material

characteristics and its res ponse on the hydr odynam ics and conta 2

Chinese Science B ulletin , 2003, 48(23) :

输尘强度. 科学通报, 1997, 42(18) :1990～1992

L i Anchun, Chen L ir ong, W ang Pigao . The s ource and trans port intensity of a fl oatin dust in Q ingdao area . Chinese Science B ulletin , 1997, 42(18) :1990～1992

18　杨治家, 高　抒, 黄海军等. 山东海阳核电厂工程可行性研

究———厂址区域泥沙运动及岸滩稳定性分析专题报告. 中国科学院海洋研究所, 1999. 218

　796第　　四　　纪　　研　　究2007年

Yang Zhijia, Gao Shu, Huang Haijun et al . Feasibility study on Haiyang Nuclear Power Stati on in Shandong Pr ovince ———Report on sedi m ent move ment and coastal stability near study area . I nstitute of Oceanol ogy, Chinese Acade my Sciences, 1999. 218

19　刘瑞玉, 徐凤山, 崔玉珩. 大型底栖生物生态学. 见:刘瑞玉主

its i m p licati ons in J iaozhou Bay . I n:W ang Pinxian . Pr oceedings of Marine M icr o 2fossils . Beijing:Chian Ocean Press, 1980. 146～15122　范代读, 李从先. 长江三角洲泥质潮坪沉积的韵律性及保存

率. 海洋通报, 2000, 19(6) :34～41

Fan Daidu, L i Congxian . 2000, 19(6) :34～41

La m inati on and p reservati on rate of

mudflat deposti on on the Changjiang Delta . M arine Science B ulletin , 23　夏威岚, 薛　滨. 吉林小龙湾沉积速率的

W Xue The

210

编. 胶州湾生态学和生物资源. 北京:科学出版社, 1992.

220～228L iu Ruiyu, ecol ogy .

Xu Fengshan,

Cui Yuhang .

Large 2scale benthos

I n:L iu Ruiyu ed .

Ecol ogy and B i otic Res ources in

Pb 和137Cs 年代学

方法测定. 第四纪研究, 2004, (1) :124～125

137

J iaozhou Bay . Beijing:Science Press, 1992. 220～228

20　W ang Yap ing, Gao Shu . Measure ments of sus pended sedi m ent flux

at a bay mouth using a vessel 2mounted ADCP . Journal Research , 2007(in p ress )

Cs chr onol ogical meansure 2

m on of wan, Jiling . Q uaternary

(125

, , 许　冰等. 东北四海龙湾玛珥湖沉积物纹层计

21　卞云华, 汪品先. 年与

137

Cs 、210Pb 测年. 第四纪研究, 2005, 25(2) :202～207

210

见:汪品先著. . :海洋出版社,

1980. 146～151

B ian Yunhua, W ang Pinxian . The Late Quaternary m icr o 2f ossils and

Chu Guoqiang, Gu Zhaoyan, Xu B ing et al . Varvechr onol ogy and radi ometric dating (137Cs,

Pb ) fr om the Sihail ong wan maar,

Northeastern China . Q uaternary Sciences , 2005, 25(2) :202～207

D EPO S I T I O NAL RATES O N M UL T I PL E TE M PO RAL AND SPAT I AL SCAL ES

I N J I AO ZHO U BAY, SHANDO NG PEN I NSULA

W ang Yap ing 　　Gao Shu

(The Key Laboratory of Coastal and Island D evelop m ent, M inistry of Education, School of Geographic and O ceanographic Sciences, N anjing U niversity, N anjing 210093)

Abstract

I n this study, short sedi m ent cores were collected using a gravity corer in the J iaozhou Bay and adj oining areas, which were divided int o sub 2sa mp les in 20mm intervals . The s pecific radi oactivity was measured in order t o derive rates of sedi m ent accu mulati on averaged on a 1002yr scale . Sedi m ent dry bulk densities were measured for the calculati on of net accumulati on fluxes . Based on the vertical excess Pb radi oactivity distributi on pattern, the depositi on rates are esti m ated t o be 7143mm /a at Stati on J39(in the inner bay ) and 4146mm /a at Stati on J94(l ocated in the J iaozhou Bay and outside the e mbay ment, res pectively ) . I n additi on, the a mount of sedi m ent supp ly f or the e mbay ment, which includes waste particles due t o hu man activities, the at m os phere (i 1e . , aerial dusts ) , coastal er osi on, seabed er osi on, marine sedi m ent derived fr om the adj oining sea, p r oducti on of marine organis m s, and river discharges, is esti m ated on the basis of the hist orical data .

4

4

4

210

The analysis indicates that

26716×10～27216×10t/a and 17310×10t/aof sedi m ent are deposited within the e mbay ment during 1949～1979and 1980～1989, res pectively . A ssu m ing that the net depositi on occurred over the entire embay ment bel o w the 0m bathy metry, the depositi on rates in the e mbay ment are 3153～3162mm /a f or the 1949～1979peri od, and 1157mm /a f or the 1980～1989peri od, which have the sa me magnitude as the

14

210

Pb dating . Further more, these

results are si m ilar t o those derived fr om bathy metry comparis on using hist orical mariti m e charts . However, the depositi onal rate calculated by C dating, on a ten 2thousand year ti m e scale, is significantly l ower than the results obtained by

210

Pb dating, sedi m ent budgeting analysis, and chart comparis on, with the latter methods rep resenting a

centurial ti m e scale . Such an observati on indicates that the p r ocesses f or m ing the sedi m entary syste m result in different depositi on rates on vari ous te mporal and s patial scales, which rep resents a maj or reas on f or the comp lex relati onshi p s bet w een different data sets of depositi on rate .

Key words 　　grain size para meters,

210

Pb is ot ope, depositi on rate, te mporal and s patial scales, J iaozhou Bay