山東半島北岸跨鋒面物質(zhì)輸運(yùn)對遼東半島東岸沉積有機(jī)質(zhì)含量及來源的影響

舒卓，高建華，石勇，徐笑梅

（1.南京大學(xué)地理與海洋科學(xué)學(xué)院，江蘇 南京 210023；2.南京大學(xué) 海岸與海島開發(fā)教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，江蘇 南京 210023）

海岸海洋是人類社會的聚居區(qū)和經(jīng)濟(jì)重地，對社會發(fā)展起著重要支撐作用，同時(shí)也是國際地學(xué)前沿研究的關(guān)鍵區(qū)域。全球氣候變化作為當(dāng)今人類社會面臨的最大挑戰(zhàn)，其影響下的海岸海洋系統(tǒng)未來演化趨勢是人們普遍關(guān)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(tài)和環(huán)境多重效應(yīng)變化，則是了解氣候變化對海岸海洋系統(tǒng)影響的重要途徑。

跨鋒面物質(zhì)輸運(yùn)是近岸沉積物、污染物和營養(yǎng)鹽向外輸運(yùn)并參與深海物質(zhì)循環(huán)的關(guān)鍵物理過程[1-2]，具有顯著的沉積、生態(tài)和環(huán)境效應(yīng)[3-4]。作為我國冬春季節(jié)最為頻發(fā)的極端氣候事件，冬季風(fēng)暴對中國東部陸架區(qū)“夏儲冬輸”的物質(zhì)輸運(yùn)格局[5-6]、沿岸流的形成[7-8]以及陸架環(huán)流的變化[9-10]起著重要作用，同時(shí)也是跨鋒面物質(zhì)輸運(yùn)的關(guān)鍵驅(qū)動因素[11]。隨著全球氣候的變暖，我國東部沿海地區(qū)冬季風(fēng)暴的強(qiáng)度和頻率呈下降趨勢[12-15]，這有可能會改變跨鋒面物質(zhì)輸運(yùn)強(qiáng)度，進(jìn)而對我國近岸地區(qū)的沉積體系發(fā)育、生態(tài)以及環(huán)境演化產(chǎn)生重要影響。因此，深入了解冬季風(fēng)暴變化下的跨鋒面物質(zhì)輸運(yùn)強(qiáng)度變化及其對海洋生態(tài)環(huán)境的影響，有助于系統(tǒng)認(rèn)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(fēng)暴影響最為強(qiáng)烈的區(qū)域，同時(shí)也是黃海暖流北侵的末端。最新的研究表明，在冬季風(fēng)暴和黃海暖流的共同作用下，山東半島北岸的細(xì)顆粒物質(zhì)能跨鋒面輸運(yùn)到遼東半島東岸[11]。從長時(shí)間尺度來看，冬季風(fēng)暴主要受到高緯氣候變化的驅(qū)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(qū)的氣候變化[17-19]，二者的強(qiáng)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(zhì)輸運(yùn)強(qiáng)度變化實(shí)際上是高低緯氣候變化耦合作用下的結(jié)果，對二者不同耦合模式下跨鋒面物質(zhì)輸運(yùn)強(qiáng)度變化的揭示，有利于多角度認(rèn)識氣候變化影響下海洋關(guān)鍵動力過程變化及其對海岸海洋系統(tǒng)的影響。

陸架泥區(qū)的沉積物通常記錄了沉積物來源、海平面、陸架環(huán)流、冬季風(fēng)以及海域生態(tài)環(huán)境的演化歷史[20-24]。作為典型的沿岸型泥質(zhì)區(qū)，遼東半島東岸泥質(zhì)區(qū)沉積記錄中可能蘊(yùn)藏了跨鋒面物質(zhì)輸運(yùn)及沉積環(huán)境效應(yīng)的變化信息。因此，本文擬通過遼東半島東岸泥質(zhì)區(qū)柱狀樣沉積物粒度以及有機(jī)碳氮和穩(wěn)定同位素等指標(biāo)，分析氣候變化下的山東半島北岸跨鋒面物質(zhì)輸運(yùn)強(qiáng)度變化，并在此基礎(chǔ)上，揭示跨鋒面物質(zhì)輸運(yùn)對于遼東半島東岸泥質(zhì)區(qū)沉積有機(jī)質(zhì)變化的影響。

1 區(qū)域背景

黃河入海物質(zhì)在沿山東半島輸運(yùn)過程中，沿程堆積形成了山東半島沿岸泥質(zhì)區(qū)，其在山東半島北部呈楔形[21]，繞過成山頭后，逐漸演變?yōu)槊撾x岸線的“Ω”形態(tài)，最大厚度超過40 m[25]。北黃海西部泥質(zhì)區(qū)在空間上與山東半島沿岸泥質(zhì)區(qū)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(zhì)向外擴(kuò)散堆積而成[26]。遼東半島東岸泥質(zhì)區(qū)是沿遼東半島呈東北-西南分布的條帶狀泥質(zhì)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(dá)14 m，在向岸和向海兩個(gè)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(rèn)為其是由以鴨綠江為主的遼東半島東岸河流入海物質(zhì)沿岸搬運(yùn)堆積而成[28-30]，但近期研究發(fā)現(xiàn)，黃河來源物質(zhì)對其也有貢獻(xiàn)，且長山列島以西主要受黃河來源物質(zhì)的影響，以東則以鴨綠江來源物質(zhì)為主[31-32]。

冬季，在冬季風(fēng)強(qiáng)烈的垂向混合作用下，大量的底部細(xì)顆粒物質(zhì)被起動而再懸浮，形成近岸的高懸沙濃度水體[33-34]。此時(shí)，黃海暖流和魯北沿岸流正處于強(qiáng)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(kuò)散[33-37]。冬季風(fēng)暴的陣發(fā)性使得魯北沿岸流和黃海暖流先后出現(xiàn)相應(yīng)的間斷性強(qiáng)弱變化[7，10]，而二者之間的鋒面強(qiáng)度也隨之出現(xiàn)快速的強(qiáng)弱變化，進(jìn)而導(dǎo)致鋒面波的形成及破碎，引起鋒面內(nèi)側(cè)的懸浮物向外擴(kuò)散[11]。擴(kuò)散出的懸浮物一部分于鋒面外側(cè)逐漸沉積，形成了北黃海西部泥質(zhì)區(qū)，另一部分則繼續(xù)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(shí)驗(yàn)室內(nèi)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(gè)層位的沉積有機(jī)碳進(jìn)行AMS14C測年，實(shí)驗(yàn)于美國Beta 實(shí)驗(yàn)室完成。所得原始數(shù)據(jù)經(jīng)軟件Calib v7.0.4 （http：//www.calib.org/） 轉(zhuǎn)換為日歷年齡，轉(zhuǎn)換時(shí)采用Mixed Marine Nohem 曲線[38]，局地碳庫效應(yīng)取-139±59 年[39]。以2 cm 為間隔取樣278 個(gè)進(jìn)行粒度測試，先由0.05 mol/L 六偏磷酸鈉溶液浸泡24 h，經(jīng)超聲振蕩后用Mastersizer 2000 進(jìn)行測試，每個(gè)樣品測量兩次，重復(fù)測量的誤差＜3%，粒度參數(shù)采用矩法[40]計(jì)算。根據(jù)AMS14C測年結(jié)果，選取108 個(gè)樣品進(jìn)行篩分，對小于63 μm的組分進(jìn)行有機(jī)碳氮及其穩(wěn)定同位素測試。測試前，先用10%的HCl 去除無機(jī)碳。TOC 和TN 利用Flash 2000 HT 元素分析儀測定，樣品有機(jī)碳、氮含量以及C/N 相對標(biāo)準(zhǔn)偏差為3%；δ13C 和δ15N 利用美國Thermo 公司生產(chǎn)的MAT253 質(zhì)譜儀測定，用L-GLU、UREA21 以及NUEA2 進(jìn)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(jī)質(zhì)來源計(jì)算方法

C/N 和δ13C 示蹤是判別沉積物有機(jī)質(zhì)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(dá)20 或者更高[41]。一般認(rèn)為，C/N小于8 是典型的海源有機(jī)質(zhì)[42]，大于12 則代表著陸源有機(jī)質(zhì)[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(fù)，在-28‰～-26‰之間[45]，C4植物的δ13C 則偏正，平均值為-14‰[46]，據(jù)此也可對沉積物中有機(jī)質(zhì)的來源進(jìn)行區(qū)分。與C/N 相比，δ13C 更為穩(wěn)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(jī)質(zhì)的來源。因此，本文通過C/N 和δ13C 兩個(gè)指標(biāo)來區(qū)分陸源和海源有機(jī)質(zhì)，同時(shí)利用δ13C 二端元混合分析模型來定量估算陸源和海源有機(jī)質(zhì)在沉積有機(jī)質(zhì)中所占比例[49]，并由此計(jì)算陸源和海源有機(jī)質(zhì)在沉積物中的含量，計(jì)算公式如下：

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

3 結(jié)果

3.1 AMS14C 測年及沉積速率

根據(jù)AMS14C 測年結(jié)果計(jì)算了YC03 柱狀樣的沉積速率（圖2）。結(jié)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(jié)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(xiàn)此消彼長的變化趨勢。根據(jù)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(xì)分為三個(gè)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(wěn)定，平均粒徑平均值為6.52 Φ；粒徑分布頻率曲線呈穩(wěn)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(zhuǎn)變，可能指示著沉積物來源及其輸運(yùn)和沉積模式發(fā)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(xiàn)雙峰分布，細(xì)峰峰值略有增大，約為7 Φ，粗峰峰值約為4 Φ，且含量出現(xiàn)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(jī)碳氮含量及其穩(wěn)定同位素

柱狀樣YC03 有機(jī)碳氮含量及其穩(wěn)定同位素的垂向變化如圖4 所示?？梢钥闯觯?（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(xiàn)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(jīng)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(jī)碳氮含量及其穩(wěn)定同位素垂向變化

3.4 陸源和海源有機(jī)質(zhì)

陸源和海源有機(jī)質(zhì)也呈現(xiàn)明顯的3 階段變化（圖5）。S1 階段，陸源有機(jī)質(zhì)含量先減少后增加，海源有機(jī)質(zhì)含量基本穩(wěn)定，平均值分別為0.35%和0.24%；陸源和海源有機(jī)質(zhì)貢獻(xiàn)率則分別呈現(xiàn)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(jī)質(zhì)含量均逐漸減少，平均值分別為0.33%和0.27%；陸源有機(jī)質(zhì)貢獻(xiàn)率逐漸減小而海源有機(jī)質(zhì)貢獻(xiàn)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(jī)質(zhì)含量均出現(xiàn)了復(fù)雜的波動變化，海源有機(jī)質(zhì)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(jī)質(zhì)貢獻(xiàn)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(zhì)含量及陸海源有機(jī)質(zhì)含量垂向變化

4 討論

4.1 黃河來源物質(zhì)含量的變化

石勇根據(jù)黃河來源物質(zhì)與鴨綠江來源物質(zhì)稀土元素上的分異性，定量計(jì)算出YC03 柱狀樣中黃河來源物質(zhì)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(zhì)為主[26]。從圖5 中還可以看出，陸源有機(jī)質(zhì)含量與黃河來源物質(zhì)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(jī)質(zhì)含量呈現(xiàn)減-增-減的波動變化過程，而黃河來源物質(zhì)含量則持續(xù)減少?？梢?，遼東半島東岸陸源有機(jī)質(zhì)含量與黃河來源物質(zhì)含量大體呈正相關(guān)，而作為控制遼東半島東岸黃河來源物質(zhì)輸入通量的跨鋒面物質(zhì)輸運(yùn)，其強(qiáng)度變化必然對該區(qū)域沉積有機(jī)質(zhì)的變化起著重要影響，這一影響機(jī)制將在后文中加以論述。

4.2 海平面上升期沉積有機(jī)質(zhì)的變化及影響因素

全新世早期，研究區(qū)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(fù)潮流的控制，由于水深較淺，潮流場較強(qiáng)[51]，其成了這一時(shí)期沉積物搬運(yùn)的主控因素[52]。在潮流的作用之下，陸架區(qū)早先沉積的黃河和鴨綠江物質(zhì)被重新搬運(yùn)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(yùn)能力也逐步減弱，黃河物質(zhì)輸運(yùn)通量和沉積速率也隨之降低。不過，黃河來源物質(zhì)含量約以8.5 cal ka BP 為界，呈現(xiàn)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(jīng)渤海入海[53-55]，這可能會引起遼東半島東岸黃河來源物質(zhì)輸入量先減小后增大的變化，進(jìn)而也會導(dǎo)致陸源有機(jī)質(zhì)含量的先減少后增加。但總的來說，這一期間沉積物以細(xì)顆粒的黃河來源物質(zhì)為主，且水動力混合作用較強(qiáng)，故而沉積物組成穩(wěn)定且在粒徑分布頻率曲線上呈現(xiàn)穩(wěn)定的單峰分布。在8 cal ka BP 附近出現(xiàn)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(jìn)[56]，沉積物的堆積并不連續(xù)，這一現(xiàn)象在北黃海NYS-102 柱狀樣中亦有存在[22]。

在整個(gè)海平面上升期，海源有機(jī)質(zhì)由海水?dāng)y帶著不斷向岸堆積，其來源和輸入穩(wěn)定，并且由于水深過淺，水動力作用過于強(qiáng)烈，海洋初級生產(chǎn)力受到較大限制，自生海源有機(jī)質(zhì)量少且變化不大[57-58]，因此海源有機(jī)質(zhì)含量大體穩(wěn)定。而陸源有機(jī)質(zhì)含量的先減后增，則會引起陸源和海源有機(jī)質(zhì)貢獻(xiàn)率分別呈現(xiàn)先減后增和先增后減的變化?？梢姡Ｆ矫嫔仙?，遼東半島東岸泥質(zhì)區(qū)沉積有機(jī)質(zhì)的變化主要受到潮流場強(qiáng)度及黃河入海路徑變化的影響。

4.3 跨鋒面物質(zhì)輸運(yùn)的強(qiáng)度變化

6.5 cal ka BP 之后，海平面達(dá)到最大，現(xiàn)代黃海暖流形成，北黃?，F(xiàn)有的陸架環(huán)流格局得以確立[22，59-60]。從沉積物粒徑頻率分布曲線、有機(jī)質(zhì)以及黃河來源物質(zhì)含量變化也可看出，從這一時(shí)期開始，遼東半島東岸泥質(zhì)區(qū)的沉積物來源及其輸運(yùn)和沉積模式發(fā)生了變化，而山東半島北岸的跨鋒面物質(zhì)輸運(yùn)可能主導(dǎo)了這一變化過程。其強(qiáng)度主要受到冬季風(fēng)暴和黃海暖流的影響，冬季風(fēng)暴是沉積物再懸浮以及鋒面波的形成與破碎的驅(qū)動因子，黃海暖流的增強(qiáng)則會導(dǎo)致鋒面的增強(qiáng)，而鋒面越強(qiáng)越不穩(wěn)定，越有利于物質(zhì)的跨鋒面輸運(yùn)。因此，冬季風(fēng)暴和黃海暖流的增強(qiáng)均有利于跨鋒面物質(zhì)輸運(yùn)的發(fā)生[11，26]。

山東半島北岸跨鋒面物質(zhì)輸運(yùn)強(qiáng)度的變化會引起遼東半島東岸黃河來源細(xì)顆粒物質(zhì)輸入通量的變化，對以黃河來源物質(zhì)為主的長山列島以西區(qū)域而言，其黃河來源物質(zhì)含量和沉積物粒度也會隨之變化。在此基礎(chǔ)上，YC03 柱狀樣中黃河來源物質(zhì)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(zhì)輸運(yùn)強(qiáng)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(fēng)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(shí)期以來，東亞冬季風(fēng)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(zhì)輸運(yùn)強(qiáng)度也發(fā)生了相應(yīng)的變化。

圖1 研究區(qū)位圖

圖6 6.5 cal ka BP 以來研究區(qū)跨鋒面物質(zhì)輸運(yùn)強(qiáng)度變化

S2 階段，冬季風(fēng)和黃海暖流強(qiáng)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(zhì)含量也呈明顯下降趨勢（圖5a），二者都指示著跨鋒面物質(zhì)輸運(yùn)強(qiáng)度的減弱。這表明，在冬季風(fēng)和黃海暖流共同減弱的組合模式下，跨鋒面物質(zhì)輸運(yùn)強(qiáng)度也不斷減弱。而跨鋒面物質(zhì)輸運(yùn)強(qiáng)度的減弱，則會直接導(dǎo)致遼東半島東岸黃河來源細(xì)顆粒物質(zhì)輸入的減少，引起沉積速率的降低；此外，隨著細(xì)顆粒物質(zhì)輸入的減少，遼南沿岸流輸運(yùn)而來的相對較粗的物質(zhì)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(zhuǎn)變，粗顆粒物質(zhì)峰開始出現(xiàn)。

S3 階段，東亞冬季風(fēng)和黃海暖流的變化更為復(fù)雜，這也導(dǎo)致這一時(shí)期的沉積物跨鋒面輸運(yùn)強(qiáng)度發(fā)生了多階段變化（表1）。在此期間，冬季風(fēng)整體較弱，而黃海暖流總體強(qiáng)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(qiáng)。依據(jù)沉積物平均粒徑變化并結(jié)合黃河來源物質(zhì)含量變化（圖5a），可以看出跨鋒面物質(zhì)輸運(yùn)強(qiáng)度在這三種組合模式下的變化分別為增強(qiáng)、減弱以及增強(qiáng)。這進(jìn)一步表明，在冬季風(fēng)和黃海暖流共同增強(qiáng)的耦合作用之下，跨鋒面物質(zhì)輸運(yùn)強(qiáng)度是逐漸增加的。而跨鋒面物質(zhì)輸運(yùn)強(qiáng)度在S3-1 階段的增強(qiáng)，則表明在此一階段，黃海暖流增強(qiáng)的促進(jìn)作用要大于冬季風(fēng)減弱的抑制作用。

表1 6.5 cal ka BP 以來研究區(qū)跨鋒面物質(zhì)輸運(yùn)強(qiáng)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(zhì)輸運(yùn)強(qiáng)度經(jīng)歷了減-增-減的變化，但黃河來源物質(zhì)含量并未出現(xiàn)類似的波動變化，而是持續(xù)下降。導(dǎo)致這一現(xiàn)象的原因可能是，在增強(qiáng)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(zhì)在此的沉積逐漸增加，黃河來源物質(zhì)含量也因此相對持續(xù)下降，未能展現(xiàn)出與跨鋒面物質(zhì)輸運(yùn)強(qiáng)度一致的增減波動變化。這一點(diǎn)在粒徑頻率分布曲線上的表現(xiàn)則是，鴨綠江來源的粗顆粒物質(zhì)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(shí)，鴨綠江來源物質(zhì)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(zhì)輸運(yùn)強(qiáng)度變化下沉積有機(jī)質(zhì)的變化

跨鋒面物質(zhì)輸運(yùn)強(qiáng)度的增加會增大遼東半島東岸黃河來源物質(zhì)的輸入量，進(jìn)而直接引起陸源有機(jī)質(zhì)含量的增加，同理，其強(qiáng)度的減弱也會引起陸源有機(jī)質(zhì)含量的減少。所以，對應(yīng)于跨鋒面物質(zhì)輸運(yùn)強(qiáng)度的變化，陸源有機(jī)質(zhì)含量在S2/S3-2/S3-4 和S3-1/S3-3 階段分別呈現(xiàn)逐漸減少和逐漸增加的變化。海源有機(jī)質(zhì)含量主要隨海洋初級生產(chǎn)力的提高而增加，其變化機(jī)制則較為復(fù)雜。一方面，跨鋒面物質(zhì)輸運(yùn)的增強(qiáng)能為海區(qū)帶去更多的營養(yǎng)鹽，進(jìn)而引起海洋初級生產(chǎn)力的提高；另一方面，就控制跨鋒面物質(zhì)輸運(yùn)強(qiáng)度變化的兩個(gè)因素而言，冬季風(fēng)增強(qiáng)導(dǎo)致的水體垂向混合有利于底部營養(yǎng)鹽的向上輸運(yùn)，而黃海暖流的增強(qiáng)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(chǎn)力的提高[57，63-66]。S3-3 階段，冬季風(fēng)、黃海暖流以及跨鋒面物質(zhì)輸運(yùn)強(qiáng)度都不斷增加，三者的變化都有助于海洋初級生產(chǎn)力的提高，進(jìn)而引起海源有機(jī)質(zhì)含量的逐漸增加。S2/S3-2/S3-4 這三個(gè)階段，三者的變化趨勢與S3-3 階段正好相反，故而海源有機(jī)質(zhì)含量的變化也相反，逐漸減少。S3-1 階段，海源有機(jī)質(zhì)含量的增加則表明黃海暖流和跨鋒面物質(zhì)輸運(yùn)強(qiáng)度增加對海洋初級生產(chǎn)力的促進(jìn)作用要大于冬季風(fēng)減弱的抑制作用。

從上述分析可以看出，跨鋒面物質(zhì)輸運(yùn)強(qiáng)度的增加會引起陸源和海源有機(jī)質(zhì)含量的增加。不過，不同于陸源有機(jī)質(zhì)含量的是，海源有機(jī)質(zhì)還受到冬季風(fēng)和黃海暖流本身的影響，變化更為復(fù)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(zhì)含量由77.92%減少到63.18%，陸源有機(jī)質(zhì)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(zhì)輸運(yùn)整體強(qiáng)度不如S2。而由于黃海暖流的顯著增強(qiáng)，海源有機(jī)質(zhì)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(dá)33.33%。這一現(xiàn)象在南黃海中部泥質(zhì)區(qū)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(zhì)輸運(yùn)整體強(qiáng)度的逐漸減弱以及黃海暖流在S3 階段的顯著增強(qiáng)，自6.5 cal ka BP 以來，陸源有機(jī)質(zhì)貢獻(xiàn)率不斷下降而海源有機(jī)質(zhì)貢獻(xiàn)率逐漸上升。

5 結(jié)論

海平面上升期，遼東半島東岸泥質(zhì)區(qū)沉積有機(jī)質(zhì)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(zhì)輸運(yùn)的控制，陸源和海源有機(jī)質(zhì)含量與跨鋒面物質(zhì)輸運(yùn)強(qiáng)度呈正相關(guān)。6.5～2.9 cal ka BP，跨鋒面物質(zhì)輸運(yùn)強(qiáng)度隨東亞冬季風(fēng)和黃海暖流的不斷減弱而減弱，陸源和海源有機(jī)質(zhì)含量也不斷減少；而在2.9～0 cal ka BP，冬季風(fēng)較弱，黃海暖流總體強(qiáng)盛，跨鋒面物質(zhì)輸運(yùn)強(qiáng)度隨黃海暖流的波動發(fā)生了4 階段變化，相應(yīng)地，陸源和海源有機(jī)質(zhì)含量也發(fā)生了4 階段變化?？傮w上看，自6.5 cal ka BP 以來，陸源有機(jī)質(zhì)貢獻(xiàn)率不斷下降而海源有機(jī)質(zhì)貢獻(xiàn)率逐漸上升。

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