山東半島北岸跨鋒面物質輸運對遼東半島東岸沉積有機質含量及來源的影響

舒卓，高建華，石勇，徐笑梅

（1.南京大學地理與海洋科學學院，江蘇 南京 210023；2.南京大學 海岸與海島開發教育部重點實驗室，江蘇 南京 210023）

海岸海洋是人類社會的聚居區和經濟重地，對社會發展起著重要支撐作用，同時也是國際地學前沿研究的關鍵區域。全球氣候變化作為當今人類社會面臨的最大挑戰，其影響下的海岸海洋系統未來演化趨勢是人們普遍關注的重要問題。而深入理解氣候變化下的海洋動力過程變化，以及由此帶來的海洋沉積、生態和環境多重效應變化，則是了解氣候變化對海岸海洋系統影響的重要途徑。

跨鋒面物質輸運是近岸沉積物、污染物和營養鹽向外輸運并參與深海物質循環的關鍵物理過程[1-2]，具有顯著的沉積、生態和環境效應[3-4]。作為我國冬春季節最為頻發的極端氣候事件，冬季風暴對中國東部陸架區“夏儲冬輸”的物質輸運格局[5-6]、沿岸流的形成[7-8]以及陸架環流的變化[9-10]起著重要作用，同時也是跨鋒面物質輸運的關鍵驅動因素[11]。隨著全球氣候的變暖，我國東部沿海地區冬季風暴的強度和頻率呈下降趨勢[12-15]，這有可能會改變跨鋒面物質輸運強度，進而對我國近岸地區的沉積體系發育、生態以及環境演化產生重要影響。因此，深入了解冬季風暴變化下的跨鋒面物質輸運強度變化及其對海洋生態環境的影響，有助于系統認識全球變化下的海岸海洋演化趨勢。北黃海是我國東部沿海受冬季風暴影響最為強烈的區域，同時也是黃海暖流北侵的末端。最新的研究表明，在冬季風暴和黃海暖流的共同作用下，山東半島北岸的細顆粒物質能跨鋒面輸運到遼東半島東岸[11]。從長時間尺度來看，冬季風暴主要受到高緯氣候變化的驅動[16]，黃海暖流作為黑潮的分支流，則更多地反映了赤道等低緯地區的氣候變化[17-19]，二者的強度和變化趨勢并不總是一致。因此，山東半島北岸跨鋒面物質輸運強度變化實際上是高低緯氣候變化耦合作用下的結果，對二者不同耦合模式下跨鋒面物質輸運強度變化的揭示，有利于多角度認識氣候變化影響下海洋關鍵動力過程變化及其對海岸海洋系統的影響。

陸架泥區的沉積物通常記錄了沉積物來源、海平面、陸架環流、冬季風以及海域生態環境的演化歷史[20-24]。作為典型的沿岸型泥質區，遼東半島東岸泥質區沉積記錄中可能蘊藏了跨鋒面物質輸運及沉積環境效應的變化信息。因此，本文擬通過遼東半島東岸泥質區柱狀樣沉積物粒度以及有機碳氮和穩定同位素等指標，分析氣候變化下的山東半島北岸跨鋒面物質輸運強度變化，并在此基礎上，揭示跨鋒面物質輸運對于遼東半島東岸泥質區沉積有機質變化的影響。

1 區域背景

黃河入海物質在沿山東半島輸運過程中，沿程堆積形成了山東半島沿岸泥質區，其在山東半島北部呈楔形[21]，繞過成山頭后，逐漸演變為脫離岸線的“Ω”形態，最大厚度超過40 m[25]。北黃海西部泥質區在空間上與山東半島沿岸泥質區連接為一體，無明顯分界[21]，向北逐漸變薄[25]，由山東半島北岸的黃河來源物質向外擴散堆積而成[26]。遼東半島東岸泥質區是沿遼東半島呈東北-西南分布的條帶狀泥質沉積體，北起大洋河口，南至遼東半島最南端[27]。其沉積中心厚度達14 m，在向岸和向海兩個方向上，遞減至2 m 以下，且在垂直海岸方向上呈“Ω”狀[28]。以往研究認為其是由以鴨綠江為主的遼東半島東岸河流入海物質沿岸搬運堆積而成[28-30]，但近期研究發現，黃河來源物質對其也有貢獻，且長山列島以西主要受黃河來源物質的影響，以東則以鴨綠江來源物質為主[31-32]。

冬季，在冬季風強烈的垂向混合作用下，大量的底部細顆粒物質被起動而再懸浮，形成近岸的高懸沙濃度水體[33-34]。此時，黃海暖流和魯北沿岸流正處于強盛期，二者間溫度的水平梯度顯著增大，存在著明顯的溫度鋒面，限制著沉積物的向外擴散[33-37]。冬季風暴的陣發性使得魯北沿岸流和黃海暖流先后出現相應的間斷性強弱變化[7，10]，而二者之間的鋒面強度也隨之出現快速的強弱變化，進而導致鋒面波的形成及破碎，引起鋒面內側的懸浮物向外擴散[11]。擴散出的懸浮物一部分于鋒面外側逐漸沉積，形成了北黃海西部泥質區，另一部分則繼續被黃海暖流以上升流的形式攜帶至遼東半島東岸，成為其主要物源之一[26]。

2 材料與方法

2.1 樣品采集與測試

2016 年6 月，于長山列島附近水深20 m 處利用重力式采樣器獲取柱狀樣YC03（39.12°N，122.30°E），柱長5.57 m，而后在實驗室內分層取樣測試。由于沉積物中有孔蟲及貝殼等生物碎屑缺乏，選取了4 個層位的沉積有機碳進行AMS14C測年，實驗于美國Beta 實驗室完成。所得原始數據經軟件Calib v7.0.4 （http：//www.calib.org/） 轉換為日歷年齡，轉換時采用Mixed Marine Nohem 曲線[38]，局地碳庫效應取-139±59 年[39]。以2 cm 為間隔取樣278 個進行粒度測試，先由0.05 mol/L 六偏磷酸鈉溶液浸泡24 h，經超聲振蕩后用Mastersizer 2000 進行測試，每個樣品測量兩次，重復測量的誤差＜3%，粒度參數采用矩法[40]計算。根據AMS14C測年結果，選取108 個樣品進行篩分，對小于63 μm的組分進行有機碳氮及其穩定同位素測試。測試前，先用10%的HCl 去除無機碳。TOC 和TN 利用Flash 2000 HT 元素分析儀測定，樣品有機碳、氮含量以及C/N 相對標準偏差為3%；δ13C 和δ15N 利用美國Thermo 公司生產的MAT253 質譜儀測定，用L-GLU、UREA21 以及NUEA2 進行同位素校正，碳氮同位素的精度分別為±0.02%和±0.04%。

2.2 沉積有機質來源計算方法

C/N 和δ13C 示蹤是判別沉積物有機質來源行之有效的兩種方法。海洋藻類的C/N 為3～8，而陸生植物的C/N 可達20 或者更高[41]。一般認為，C/N小于8 是典型的海源有機質[42]，大于12 則代表著陸源有機質[43]。此外，海洋藻類的δ13C 值為-22‰～-19‰[44]；陸地植物則有C3植物和C4植物之分，其中，C3植物的δ13C 偏負，在-28‰～-26‰之間[45]，C4植物的δ13C 則偏正，平均值為-14‰[46]，據此也可對沉積物中有機質的來源進行區分。與C/N 相比，δ13C 更為穩定，不易受到粒度[47]和生物活動[48]的影響，更能指示沉積物中有機質的來源。因此，本文通過C/N 和δ13C 兩個指標來區分陸源和海源有機質，同時利用δ13C 二端元混合分析模型來定量估算陸源和海源有機質在沉積有機質中所占比例[49]，并由此計算陸源和海源有機質在沉積物中的含量，計算公式如下：

式中：δ13C、δ13CT以及δ13CM分別是沉積有機質、陸源有機質和海源有機質的δ13C 值，QT和QM分別代表沉積有機質中陸源和海源有機質的占比，P、PT和PM則分別代表沉積物中總有機質、陸源有機質和海源有機質的含量。根據本區已有的研究，本文將δ13CT和δ13CM分別取值為-26‰和-20‰[24]。

3 結果

3.1 AMS14C 測年及沉積速率

根據AMS14C 測年結果計算了YC03 柱狀樣的沉積速率（圖2）。結果顯示，海平面上升期，沉積速率較高，為98 cm/ka 和75 cm/ka 的高值；最大海平面之后，迅速降低為24cm/ka；約3 cal ka BP左右，又升為65 cm/ka。

圖2 YC03 柱狀樣AMS14C 測年結果及沉積速率

3.2 沉積物粒度

從圖3 可以看出，總體而言，柱狀樣YC03 的沉積物組成以粉砂為主，黏土含量垂向變化不大，砂含量與粉砂含量呈現此消彼長的變化趨勢。根據沉積物各組分含量、平均粒徑以及粒徑頻率分布曲線的變化，可以將沉積物粒度細分為三個變化階段，即海平面上升期的S1（10～6.5 cal ka BP）、高海面以來的S2 （6.5～2.9 cal ka BP） 和S3 （2.9～0 cal ka BP）。S1 階段，各組分含量及平均粒徑基本穩定，平均粒徑平均值為6.52 Φ；粒徑分布頻率曲線呈穩定的單峰分布，峰值約為6.5 Φ。S2 階段，伴隨著砂含量的增加以及粉砂含量的減少，平均粒徑逐漸增大，平均值為5.96 Φ；粒徑分布頻率曲線由單峰向雙峰轉變，可能指示著沉積物來源及其輸運和沉積模式發生了改變。S3 階段，砂和粉砂含量的波動變化也引起了平均粒徑的波動變化，其平均值為5.85 Φ；粒徑頻率分布曲線呈現雙峰分布，細峰峰值略有增大，約為7 Φ，粗峰峰值約為4 Φ，且含量出現逐漸增高的趨勢。

圖3 YC03 柱狀樣沉積物粒度垂向變化

3.3 有機碳氮含量及其穩定同位素

柱狀樣YC03 有機碳氮含量及其穩定同位素的垂向變化如圖4 所示。可以看出： （1） TOC 和TN 含量的變化趨勢基本一致。S1 階段， TOC 及TN 含量微弱減少，平均值分別為0.59%和0.062%。S2 階段，TN 含量依舊呈略減的變化趨勢，而TOC含量的減幅有所增大，平均值分別為0.60%和0.057%。S3 階段，二者出現了趨勢相同的大幅度波動變化，平均值分別為0.66%和0.065%。（2）C/N 和δ13C 大體呈反相變化。S1 階段，C/N 先減小后增大，平均值為9.46，而δ13C 值先增大后減小，平均值為-23.50‰。S2 階段，C/N 不斷減小，δ13C 逐漸增大，平均值分別為10.69 和-23.28‰。S3 階段，C/N 和δ13C 呈趨勢相反的波動變化，平均值分別為10.30 和-22.73‰。（3）δ15N在S1 階段不斷增大，平均值為6.37；S2 階段，整體逐漸減小，平均值為6.66；S3 階段，則大體經歷了先減小后增大的變化過程，平均值為6.10。

圖4 YC03 柱狀樣有機碳氮含量及其穩定同位素垂向變化

3.4 陸源和海源有機質

陸源和海源有機質也呈現明顯的3 階段變化（圖5）。S1 階段，陸源有機質含量先減少后增加，海源有機質含量基本穩定，平均值分別為0.35%和0.24%；陸源和海源有機質貢獻率則分別呈現先減小后增大以及先增大后減小的變化，平均值分別為58.41%和41.59%。S2 階段，陸源和海源有機質含量均逐漸減少，平均值分別為0.33%和0.27%；陸源有機質貢獻率逐漸減小而海源有機質貢獻率不斷增大，平均值分別為54.64%和45.36%。S3 階段，陸源和海源有機質含量均出現了復雜的波動變化，海源有機質含量的變幅更大，但二者變化趨勢相近，平均值分別為0.30%和0.36%；陸源和海源有機質貢獻率隨之亦有多次波動，平均值分別為45.54%和54.46%。

圖5 YC03 柱狀樣黃河來源物質含量及陸海源有機質含量垂向變化

4 討論

4.1 黃河來源物質含量的變化

石勇根據黃河來源物質與鴨綠江來源物質稀土元素上的分異性，定量計算出YC03 柱狀樣中黃河來源物質含量約在50%～90%之間波動變化，平均值約為70%（圖5a），表明YC03 柱狀樣基本以黃河來源物質為主[26]。從圖5 中還可以看出，陸源有機質含量與黃河來源物質含量的整體變化趨勢非常一致，僅在約2 cal ka BP 之后略有差別，陸源有機質含量呈現減-增-減的波動變化過程，而黃河來源物質含量則持續減少。可見，遼東半島東岸陸源有機質含量與黃河來源物質含量大體呈正相關，而作為控制遼東半島東岸黃河來源物質輸入通量的跨鋒面物質輸運，其強度變化必然對該區域沉積有機質的變化起著重要影響，這一影響機制將在后文中加以論述。

4.2 海平面上升期沉積有機質的變化及影響因素

全新世早期，研究區是古黃河和古鴨綠江的入海通道[32，50]，堆積了大量沉積物。在隨后的海平面上升過程中，渤海及北黃海北部主要受到往復潮流的控制，由于水深較淺，潮流場較強[51]，其成了這一時期沉積物搬運的主控因素[52]。在潮流的作用之下，陸架區早先沉積的黃河和鴨綠江物質被重新搬運至遼東半島東岸。隨著水深的增加，潮流場逐漸減弱[22]，其對沉積物的侵蝕和搬運能力也逐步減弱，黃河物質輸運通量和沉積速率也隨之降低。不過，黃河來源物質含量約以8.5 cal ka BP 為界，呈現先減少后增加的變化，這可能是黃河改道所引起的。9.6 cal ka BP 之后，黃河由南黃海入海，而8.5 cal ka BP 之后又重新經渤海入海[53-55]，這可能會引起遼東半島東岸黃河來源物質輸入量先減小后增大的變化，進而也會導致陸源有機質含量的先減少后增加。但總的來說，這一期間沉積物以細顆粒的黃河來源物質為主，且水動力混合作用較強，故而沉積物組成穩定且在粒徑分布頻率曲線上呈現穩定的單峰分布。在8 cal ka BP 附近出現的沉積物粒徑的突變及異常值，則可能是由于“8.2 ka”事件期間（8.2～8.4 cal ka BP）海平面迅速上升并快速向岸推進[56]，沉積物的堆積并不連續，這一現象在北黃海NYS-102 柱狀樣中亦有存在[22]。

在整個海平面上升期，海源有機質由海水攜帶著不斷向岸堆積，其來源和輸入穩定，并且由于水深過淺，水動力作用過于強烈，海洋初級生產力受到較大限制，自生海源有機質量少且變化不大[57-58]，因此海源有機質含量大體穩定。而陸源有機質含量的先減后增，則會引起陸源和海源有機質貢獻率分別呈現先減后增和先增后減的變化。可見，海平面上升期，遼東半島東岸泥質區沉積有機質的變化主要受到潮流場強度及黃河入海路徑變化的影響。

4.3 跨鋒面物質輸運的強度變化

6.5 cal ka BP 之后，海平面達到最大，現代黃海暖流形成，北黃海現有的陸架環流格局得以確立[22，59-60]。從沉積物粒徑頻率分布曲線、有機質以及黃河來源物質含量變化也可看出，從這一時期開始，遼東半島東岸泥質區的沉積物來源及其輸運和沉積模式發生了變化，而山東半島北岸的跨鋒面物質輸運可能主導了這一變化過程。其強度主要受到冬季風暴和黃海暖流的影響，冬季風暴是沉積物再懸浮以及鋒面波的形成與破碎的驅動因子，黃海暖流的增強則會導致鋒面的增強，而鋒面越強越不穩定，越有利于物質的跨鋒面輸運。因此，冬季風暴和黃海暖流的增強均有利于跨鋒面物質輸運的發生[11，26]。

山東半島北岸跨鋒面物質輸運強度的變化會引起遼東半島東岸黃河來源細顆粒物質輸入通量的變化，對以黃河來源物質為主的長山列島以西區域而言，其黃河來源物質含量和沉積物粒度也會隨之變化。在此基礎上，YC03 柱狀樣中黃河來源物質含量的變化以及沉積物平均粒徑的變化可用以指示跨鋒面物質輸運強度的變化。胡邦琦等利用柱狀樣ZY2 和ZY3 中沉積物敏感粒級反演了近7200 年的東亞冬季風變化[61]，王利波等則利用ZY2 中的反演了近6200 年黃海暖流的變化[62]，兩根柱狀樣的采樣位置如圖1 所示。從圖6 中可以看出，高海面時期以來，東亞冬季風和黃海暖流的變化趨勢并非總是一致，因而在二者不同的組合模式下跨鋒面物質輸運強度也發生了相應的變化。

圖1 研究區位圖

圖6 6.5 cal ka BP 以來研究區跨鋒面物質輸運強度變化

S2 階段，冬季風和黃海暖流強度總體不斷減弱，而沉積物平均粒徑逐漸增大，黃河來源物質含量也呈明顯下降趨勢（圖5a），二者都指示著跨鋒面物質輸運強度的減弱。這表明，在冬季風和黃海暖流共同減弱的組合模式下，跨鋒面物質輸運強度也不斷減弱。而跨鋒面物質輸運強度的減弱，則會直接導致遼東半島東岸黃河來源細顆粒物質輸入的減少，引起沉積速率的降低；此外，隨著細顆粒物質輸入的減少，遼南沿岸流輸運而來的相對較粗的物質在沉積物中的占比逐漸增加，沉積物不斷變粗，約由6.5 Φ 增大到5.5 Φ，粒徑分布頻率曲線上也由單峰向雙峰轉變，粗顆粒物質峰開始出現。

S3 階段，東亞冬季風和黃海暖流的變化更為復雜，這也導致這一時期的沉積物跨鋒面輸運強度發生了多階段變化（表1）。在此期間，冬季風整體較弱，而黃海暖流總體強盛，二者的變化趨勢共有三種組合模式，即S3-1 階段的反相變化，S3-2和S3-4 階段的共同減弱以及S3-3 階段的共同增強。依據沉積物平均粒徑變化并結合黃河來源物質含量變化（圖5a），可以看出跨鋒面物質輸運強度在這三種組合模式下的變化分別為增強、減弱以及增強。這進一步表明，在冬季風和黃海暖流共同增強的耦合作用之下，跨鋒面物質輸運強度是逐漸增加的。而跨鋒面物質輸運強度在S3-1 階段的增強，則表明在此一階段，黃海暖流增強的促進作用要大于冬季風減弱的抑制作用。

表1 6.5 cal ka BP 以來研究區跨鋒面物質輸運強度變化

在2.1 cal ka BP 之后，沉積物平均粒徑指示的跨鋒面物質輸運強度經歷了減-增-減的變化，但黃河來源物質含量并未出現類似的波動變化，而是持續下降。導致這一現象的原因可能是，在增強的黃海暖流的限制之下，遼南沿岸流攜帶的相對較粗的鴨綠江來源物質在此的沉積逐漸增加，黃河來源物質含量也因此相對持續下降，未能展現出與跨鋒面物質輸運強度一致的增減波動變化。這一點在粒徑頻率分布曲線上的表現則是，鴨綠江來源的粗顆粒物質峰已明顯可見，峰值約為4 Φ，且由下往上，該峰占比越來越高，顯示出其含量的逐漸增加。與此同時，鴨綠江來源物質輸入的增加也引起了S3 階段沉積速率的提高。

4.4 跨鋒面物質輸運強度變化下沉積有機質的變化

跨鋒面物質輸運強度的增加會增大遼東半島東岸黃河來源物質的輸入量，進而直接引起陸源有機質含量的增加，同理，其強度的減弱也會引起陸源有機質含量的減少。所以，對應于跨鋒面物質輸運強度的變化，陸源有機質含量在S2/S3-2/S3-4 和S3-1/S3-3 階段分別呈現逐漸減少和逐漸增加的變化。海源有機質含量主要隨海洋初級生產力的提高而增加，其變化機制則較為復雜。一方面，跨鋒面物質輸運的增強能為海區帶去更多的營養鹽，進而引起海洋初級生產力的提高；另一方面，就控制跨鋒面物質輸運強度變化的兩個因素而言，冬季風增強導致的水體垂向混合有利于底部營養鹽的向上輸運，而黃海暖流的增強則會引起水體溫度和鹽度的增加，這些都有利于海洋初級生產力的提高[57，63-66]。S3-3 階段，冬季風、黃海暖流以及跨鋒面物質輸運強度都不斷增加，三者的變化都有助于海洋初級生產力的提高，進而引起海源有機質含量的逐漸增加。S2/S3-2/S3-4 這三個階段，三者的變化趨勢與S3-3 階段正好相反，故而海源有機質含量的變化也相反，逐漸減少。S3-1 階段，海源有機質含量的增加則表明黃海暖流和跨鋒面物質輸運強度增加對海洋初級生產力的促進作用要大于冬季風減弱的抑制作用。

從上述分析可以看出，跨鋒面物質輸運強度的增加會引起陸源和海源有機質含量的增加。不過，不同于陸源有機質含量的是，海源有機質還受到冬季風和黃海暖流本身的影響，變化更為復雜。從S2到S3，沉積物粒徑由5.96 Φ 增大到5.85 Φ，黃河來源物質含量由77.92%減少到63.18%，陸源有機質含量平均值也由0.33%降至0.30%，減少了9.09%，這都表明S3 階段的跨鋒面物質輸運整體強度不如S2。而由于黃海暖流的顯著增強，海源有機質含量在S3 階段并未減少，而是大幅增加，平均值由S2 階段的0.27%增大到0.36%，增幅達33.33%。這一現象在南黃海中部泥質區柱狀樣ZY1、ZY2 以及YE-2 中也有記錄[67-68]。整體來看（圖5d、圖5e），隨著跨鋒面物質輸運整體強度的逐漸減弱以及黃海暖流在S3 階段的顯著增強，自6.5 cal ka BP 以來，陸源有機質貢獻率不斷下降而海源有機質貢獻率逐漸上升。

5 結論

海平面上升期，遼東半島東岸泥質區沉積有機質的變化主要受到潮流場及黃河入海路徑變化的影響。而高海面以來，其主要受到山東半島北岸跨鋒面物質輸運的控制，陸源和海源有機質含量與跨鋒面物質輸運強度呈正相關。6.5～2.9 cal ka BP，跨鋒面物質輸運強度隨東亞冬季風和黃海暖流的不斷減弱而減弱，陸源和海源有機質含量也不斷減少；而在2.9～0 cal ka BP，冬季風較弱，黃海暖流總體強盛，跨鋒面物質輸運強度隨黃海暖流的波動發生了4 階段變化，相應地，陸源和海源有機質含量也發生了4 階段變化。總體上看，自6.5 cal ka BP 以來，陸源有機質貢獻率不斷下降而海源有機質貢獻率逐漸上升。

致謝：南京大學地理與海洋科學學院盛輝、艾喬以及劉強參與了野外采樣和室內分析工作，曲玉冰在繪圖方面提供了幫助，在此一并致謝。