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地球表面超过87%的陆地通过河流与海洋连接,为海洋输送了大量的淡水、泥沙、营养盐、有机碳及污染物[1⁃3],对近岸及陆架海域生物地球化学循环产生显著影响[4⁃5]。因此,陆源物质入海通量及其归宿多年来一直是陆海相互作用研究中的一个重要问题[6⁃12]。根据河流大小和陆架宽度组合,可以将河流—陆架系统划分为四种组合类型：大河流—宽陆架系统、大河流—窄陆架系统、中小河流—窄陆架系统、中小河流—宽陆架系统,不同河流—陆架系统的泥沙入海通量及其输运过程显著不同。大河流—宽陆架系统如我国长江—东海陆架系统、黄河—渤黄海陆架系统、珠江—南海北部陆架系统,泥沙入海通量巨大,其“源—汇”过程复杂,沉积物入海后在河口三角洲及陆架海域形成一系列的堆积体[13⁃14],并且在沿岸形成大片的泥质沉积区[15⁃17],也有学者将之称为远端泥三角洲[18]。大河流—窄陆架系统如恒河—布拉马普特拉河—梅格纳河—孟加拉湾北部陆架,泥沙入海后对孟加拉湾北部海域环境影响巨大,并且有大量泥沙进入深海盆地形成海底扇[19]。中小河流虽然流域面积较小,但对全球河流入海泥沙通量的贡献非常显著[20],中小型山溪性河流多具有瞬时大通量、快速物质转换、易受极端事件和人类活动影响、且对环境变化响应敏感等特点[11],是开展极端事件（如台风、洪水等）影响下“源—汇”过程研究的理想区域,尤其是中小型山溪性河流—窄陆架系统,国际上已经针对该类型系统开展了多个大型研究计划,如美国的STRATAFORM[21]、欧洲的EUROSTRATA FORM[22]、巴布亚新几内亚的TROPICS[23]、新西兰的MARGINS2S[24]、我国台湾地区的FATES计划[25]等,在“源—汇”过程的研究方面取得了非常丰硕的成果[26⁃27]。在中小型山溪性河流—窄陆架系统,正常天气情况下河流水沙输运量很小,一旦有台风影响,巨量洪水泥沙会在短时间内向海输运,在进入河口后基本没有停留,入海泥沙多以重力流的形式通过海底峡谷很快被输运至深海地区[25,28],河口与毗邻海岸缺乏互馈。相对而言,热带、亚热带中小型山溪性河流—宽陆架系统因流域降雨量大,正常天气情况下河流入海水沙通量也相对较多,并且在宽阔的大陆架上由于陆架坡度平缓,河流泥沙进入河口后,并没有被快速搬运离开,而是富集在河口地区,在河口羽流、波浪、潮流、陆架环流等水动力的作用下主要堆积在河口附近海域[29],河口与毗邻海岸的互馈过程复杂,形成多种类型的沉积体[14,30],但长期以来并没有引起过多关注。随着流域人类活动强度的显著加剧,河口系统状态正在发生转换[31⁃32],而中小河流因其对流域环境变化和人类活动响应迅速并且在河口地区快速体现[4,11,33⁃34],是研究河口系统状态转换期间河流—河口—近海连续体系统响应的理想区域。因此,有必要开展中小型山溪性河流—宽陆架系统的“源—汇”过程及其控制机制方面的研究工作,一方面可以丰富河流—陆架系统“源—汇”过程研究的相关理论体系,另一方面也可以为中小河流资源开发、生态环境保护及生态修复提供科学依据。
我国沿海地区中小河流—宽陆架系统分布广泛,从北部的鸭绿江—北黄海陆架系统到南部的南渡江—南海北部陆架系统,针对其“源—汇”过程已经开展了一些相关的研究工作,并取得了较为深入的认识[11,35⁃38]。闽江作为福建省最大的河流,属于典型亚热带海洋性季风气候,降雨量丰沛,流域范围内多山地丘陵,属于我国东南沿海典型中小型山溪性河流,河流入海水沙通量较大,河口区潮汐与波浪作用强,属于典型的水沙供应较为丰富、河口动力强的沉积环境[39⁃42]。然而,近年来随着流域人类活动强度的不断增大,闽江入海泥沙通量显著减少[34],河口采砂活动频繁[43⁃44],对河口沉积环境产生了显著影响。
本文以闽江—东海陆架这一典型亚热带中小型山溪性河流—宽陆架系统为研究对象,通过资料收集、遥感影像解译、样品采集与分析等手段,分析闽江河流入海水沙通量变化特征,探讨闽江入海泥沙的输运过程及最终归宿,揭示亚热带中小型山溪性河流—宽陆架系统的“源—汇”过程及控制机制。
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闽江发源于福建与江西省交界的武夷山东麓及仙霞岭南麓,受断裂构造控制而形成典型的格状水系,总体呈西北—东南向横贯福建中北部,经福州汇入东海南部（图1b）,全长2 872 km,其中干流全长近577 km,流经福建省北部36个县、市和浙江省南部2个县、市,流域面积为60 992 km2,其中南平以上为上游,南平至安仁溪口为中游,安仁溪口以下为下游[45]。闽江流域属于亚热带海洋季风气候区,年降水量在1 400~2 400 mm之间,并且由上游往下游、由西北山区向东南沿海,降水量逐渐减少,其中上游地区多年平均降水量均在2 000 mm以上,中游多年平均降水量一般在1 600~1 700 mm之间,而下游地区多年平均降水量一般都在1 500 mm以下[46]。闽江流域水量非常丰富,径流量较大,多年平均径流量为605.5×108 m3,但由于闽江流域内植被发育较好,河流悬沙浓度小,多年平均输沙量仅为750×104 t,并且表现出明显的洪、枯季变化,即洪季（3—8月）径流量约占全年的76%,输沙量约占全年的92%[45]。近年来多年平均径流量虽无明显变化,在流域人类活动的显著影响下,多年平均输沙量已经下降为原来的三分之一[34]。
闽江口位于台湾海峡西北部,潮波主要来自东北方向,受地转偏向力及台湾海峡地形效应作用,河口区潮汐作用强,实测最大潮差达到7.04 m,平均潮差4.46 m（梅花站）,属正规半日潮,河口内潮流基本呈往复流,其流向与河槽线一致[45],河口外潮流具有一定的旋转流特征[42]。闽江口外海面开阔,夏季以东南风为主,冬季以西北风为主,波浪作用强,波浪的主要形式为风浪及涌浪同时存在的混合浪,多年平均波高为1.1 m,历史最大波高为6.5 m[45]。此外,闽江口海域是我国东南沿海地区遭受台风影响最为严重的区域之一,平均每年影响的台风次数为5.7个,最大台风增水值可达2.52 m[43]。
闽江河流携带的泥沙进入河口后在地貌与水动力的综合作用下,在闽江河口形成大片的水下三角洲,河床纵坡降大,河口水下三角洲分布于口门至20 m等深线附近,主要受控于潮流和波浪,由河流汊道沉积、河口沙坝、口外浅滩以及口内外潮滩等组成[39,42]（图1c）。闽江河口水下三角洲平原水深在2~10 m之间,地形较为平缓,坡度约为0.03°；到水下三角洲前缘斜坡地区水深增至20 m,坡度陡增至0.32°；在经过狭窄的前三角洲（水深约20~22 m,坡度约为0.05°）后,到达浅海水下岸坡区,在浅海水下岸坡上部发育潮流沙脊[47]。
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（1） 闽江入海水沙通量数据获取与统计分析
闽江入海水沙通量数据主要来源于中华人民共和国水利部每年发布的《中国河流泥沙公报》（
http://www.irtces.org/nszx/cbw/hlnsgb/ ）中闽江河流竹岐水文站及长泰水文站（大樟溪）的水沙通量数据。由于2001年及以前的水沙通量数据仅有年水沙通量的曲线图,为了获取较为准确的数据,利用GIS手段提取曲线上的年水沙通量数据,并与对应年份的实际数据进行对比,年径流量数据提取值误差在-1.69%~1.18%之间,年泥沙通量数据提取值误差在-1.13%~1.07%之间,表明本文所用数据可信。（2） 闽江口及周边海域表层水体悬浮物浓度数据获取
从美国国家航空航天局（NASA）水色网站（
http://oceancolor.gsfc.nasa.gov/ ）下载2003年1月到2021年12月每天的MODIS/Aqua L2级遥感数据,使用的数据主要包括中心波长为412 nm、443 nm、469 nm、488 nm、531 nm、547 nm、555 nm、645 nm、667 nm、678 nm的10个波段的遥感反射率（Rrs）数据,然后根据经纬度信息对MODIS每天的数据进行裁剪、投影,并重采样成0.01,最后进行陆地和云的掩膜,得到每天预处理好的数据。对预处理好的遥感反射率数据按月求多年平均,将得到的多年月平均的结果作为背景场。收集研究区内2005—2010年间不同季节多个大面站调查航次的表层总悬浮物浓度（TSM）数据,选取与遥感数据的测量时间偏差在±30 min中之内的实测数据与遥感数据进行匹配。使用各个波段的遥感反射率数据、不同波段遥感反射率的比值数据与TSM数据建立模型,结果发现555 nm遥感反射率（Rrs555）与TSM指数模型的精度最高,因此使用该模型作为TSM反演的算法（图2）,反演每天的TSM,并按照月进行平均运算,得到研究区域的月平均TSM值。
图 2 闽江口及周边海域水体Rrs555和TSM关系图
Figure 2. Relationship between Rrs555 and TSM in the Minjiang River estuary and adjacent area
（3）闽江口及周边海域水体盐度和浊度数据获取
2019年7月30日至8月1日、2021年2月1日至2日在闽江口附近海域开展了夏季和冬季各65个站位的水体环境观测（站位见图1c）。水体环境剖面观测采用挪威SAIV公司生产的SD204型CTD,该仪器设备配置了压力、盐度和浊度探头；野外观测期间,每次到站后先将仪器设备放入水面以下进行感温2~3 min,待仪器探头温度与水体温度达到平衡后再缓慢下放观测。将现场观测获取的CTD数据用仪器自带软件打开,导出表层（水面以下0.5 m）和底层（距离海底0.5 m）观测数据,利用原始观测数据对导出数据进行质量控制,获得表层和底层水体盐度和浊度平面分布数据。
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（1） 沉积物样品采集
2019年7月30日至8月1日在闽江口附近及周边海域利用蚌式抓斗取样器共采集65站表层沉积物样品（采样站位见图1c）。表层沉积物样品采集到甲板并经过现场描述后,采集两份表层5 cm厚度范围内的沉积物装入密封袋,其中一份常温保存,一份冷冻保存,带回实验室待分析。
（2） 粒度分析
在实验室将采集的常温保存样品充分混合,取约2 g沉积物加入浓度为5%的H2O2溶液以去除有机质,再加入浓度为1 mol/L的HCl溶液以去除碳酸盐,用蒸馏水清洗至溶液为中性,加入浓度为5‰的六偏磷酸钠溶液[(NaPO3)6]浸泡24 h,并利用超声波震荡1 min,使样品充分混和、分散,用激光粒度仪（英国马尔文公司生产的Mastersizer2000型激光粒度仪）进行粒度分析,并用仪器自带软件导出中值粒径和各粒级组分数据,采用福克分类体系对沉积物进行分类[48]。
（3） 有机碳及稳定同位素分析
冷冻保存的沉积物样品带回实验室后取少量充分混合的样品,经冷冻干燥、研磨后,称取一定量研磨样品加入浓度为1 mol/L的HCl溶液去除碳酸盐,然后用超纯水洗至中性,烘干、称重、研磨,取酸化后的研磨样品利用元素分析仪（德国ELEMENTOR公司生产的Elementar Vario ELIII）测定沉积物样品中有机碳含量,经酸化前后质量换算获得沉积物总有机碳（TOC）含量。称取一定量的经过酸化、研磨处理后的样品,利用稳定同位素比质谱分析仪（日本Thermo公司生产的Thermo MAT253 IRMS）进行碳同位素比值分析。δ13C的值计算公式为[49]：
(1) 式中：R=13C/12C,Rsample为样品同位素比值,Rstandard为标准物同位素比值。通过标准品平行样测定获得有机碳、总氮含量和碳稳定同位素数据的分析精度分别为±0.2%和±0.2‰。
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根据竹岐水文站1951—2020年的观测数据（图3a）,闽江年入海径流量近70年来在（268.3~942.6）×108 m3之间变化,多年平均径流量为539.4×108 m3；以年代际时间尺度来看,10年平均径流量在（513.8~584.9）×108 m3之间变化,表明径流量在近70年没有发生明显的变化。闽江年入海泥沙通量近70年来变化范围为（22.2~2 008.6）×104 t,多年平均入海泥沙通量为530.1×104 t；以年代际时间尺度来看,10年平均入海泥沙通量在（259.5~867.1）×104 t之间变化；在时间序列上,自1980年以后开始呈现总体逐渐降低的变化趋势,到2000年以后没有明显继续减小的变化趋势,年入海泥沙通量基本处于较为稳定的波动变化中。
图 3 1951—2020年闽江河流入海水沙通量及距平百分率
Figure 3. Freshwater and sediment flux discharged to the sea by the Minjiang River and anomaly percentage, 1951⁃2020
根据距平百分率对竹岐水文站水沙通量进行统计分析（图3b,c）,闽江流域径流量的特丰年和特枯年分别发生在2016年和1971年,距平百分率分别为74.74%和-50.26%,输沙量的特丰年和特枯年分别发生在1962年和2011年,距平百分率分别为278.90%和-95.81%。对闽江流域典型水文年出现的频率进行统计分析发现,闽江流域丰水年出现的频率与枯水年出现频率分别为35.71%和40%,丰沙年和枯沙年出现的频率分别为40%和48.57%,表明闽江流域近70年来发生干旱的频率略高于发生洪水的频率。
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夏季调查期间（2019年7月）闽江口表层和底层水体盐度分别在0~34.07、0~34.01之间变化,在空间上均表现出由河口内向口外逐渐增大的变化趋势,表层水体盐度为0的位置较底层更靠近河口上游；表层盐度为30的水体沿川石水道一直可以向东输运到闽江口水下三角洲外,而底层盐度为30的水体则主要圈闭在川石岛东侧附近的闽江口门附近（图4a,b）。冬季调查期间（2021年2月）闽江口表层和底层水体盐度分别在8.06~30.05、10.34~30.69之间变化,在空间上同样均表现出由河口内向口外逐渐增大的变化趋势,其中琅岐岛两侧的长门水道和梅花水道内水体盐度明显高于夏季,整个河口区表层水体盐度梯度较小,有较低盐度水体出闽江口南航道后向东输运,底层向东输运范围较表层小（图4c,d）。
图 4 闽江河口及周边海域不同季节水体盐度和浊度平面分布图
Figure 4. Spatial distribution of water salinity and turbidity in different seasons in the Minjiang River estuary and adjacent area
夏季调查期间闽江口表层和底层水体浊度在1 FTU~418 FTU、3 FTU~680 FTU之间变化,在空间上由河口内向口外总体减小,其中琅岐岛南侧的梅花水道水体浊度总体高于北侧的长门水道,底层水体浊度明显高于表层,高浊度水体沿闽江口南航道向东输运（图4e,f）。冬季调查期间闽江口表层和底层水体浊度在5 FTU~317 FTU、12 FTU~312 FTU之间变化,在空间上由河口内向口外逐渐减小,其中琅岐岛北侧的长门水道水体浊度总体高于南侧的梅花水道,高浊度水体沿闽江口南航道向东输运（图4g,h）。
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遥感影像解译结果显示,闽江口及周边海域表层水体TSM的空间分布总体表现为由岸向海逐渐减小的总趋势,高值区主要出现在闽江口门附近海域,并且高值区出现范围具有显著的季节变化特征（图5）。其中,冬季（12至翌年2月）整个闽江口地区TSM数值均很高,并且高值区分布范围大；春季（3—5月）开始TSM数值逐渐降低,并且高值区分布范围也逐渐减小,到夏季（6—8月）达到最低,其中夏季中间（7月）达到最小；自夏季末（8月）至秋季（9—11月）TSM数值和高值区分布范围又开始逐渐增大。总体来看,4—9月期间,闽江入海悬浮泥沙主要圈闭在闽江口门附近,向外逃逸的悬浮泥沙很少；从10月开始表层悬浮泥沙开始逐渐向口外扩散,在1月泥沙扩散范围达到最大,主要沿岸向南和向北扩散,但影响范围有限。
图 5 闽江河口及周边海域悬浮物浓度平面分布图
Figure 5. Spatial distribution of the monthly⁃averaged total suspended matter concentration at the surface layer in the Minjiang River estuary and adjacent shelf area
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粒度分析结果显示,闽江口及周边海域表层沉积物砂、粉砂和黏土含量分别在0.10%~100%、0~69.22%和0~33.66%之间变化,平均值分别为53.35%±39.17%、32.34%±27.10%和14.31%±12.18%,在空间上由河口向口外砂含量表现为递减、粉砂含量和黏土含量表现为递增的变化特征（图6a~c）。根据本次调查分析结果,研究区域内共有7种沉积物类型,其中以砂（S）、砂质粉砂（sZ）和粉砂（Z）为主,分别占调查站位数量的35.38%、23.08%和20.00%；其中S主要分布在水下三角洲平原（长门水道、梅花水道）及川石岛东南侧水下三角洲前缘海域,粉砂主要呈条带状分布在前三角洲海域,砂质粉砂则主要呈条带状分布在水下三角洲前缘斜坡海域；其余类型沉积物零星出现在研究区（图6d）。表层沉积物中值粒径在0.34~7.35 Φ之间变化,平均值为4.13±2.57 Φ；在空间上,中值粒径表现为由河口内向口外递减,中值粒径高值区主要分布在水下三角洲平原（长门水道、梅花水道）及川石岛东南侧水下三角洲前缘海域,而低值区则主要呈条带状分布在前三角洲海域（图6e）。
图 6 闽江口及周边海域表层沉积物粒度组成、类型、中值粒径、TOC、δ13C及陆源有机碳贡献平面分布图
Figure 6. Spatial distribution of grain⁃size composition, sediment type, median grain⁃size, TOC, δ13C and contribution of terrestrial organic carbon of the surficial sediment in the Minjiang River estuary and adjacent area
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表层沉积物TOC含量在0.04%~1.13%之间变化,平均值分别为0.52±0.38%。在空间上,河口内及口门附近的水下三角洲平原、水下三角洲前缘表层沉积物TOC含量很低,向水下三角洲前缘斜坡方向沉积物TOC含量均逐渐增大,到前三角洲地区沉积物TOC含量最高,并且前三角洲中部和南部的表层沉积物TOC含量高于北部；随着继续向海方向到水下岸坡海域,表层沉积物TOC含量又快速减小；此外,在长门水道口门和梅花水道口门出现TOC含量较高值,但分布范围较小（图6f）。表层沉积物δ13C在-19.83‰~-26.92‰之间变化,平均值为-23.22±1.38‰；在空间上,沉积物δ13C由河口内向口外逐渐变重,即有机碳同位素值逐渐增大（图6g）。
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河流入海沉积物的输运与沉积过程是“源—汇”过程研究的核心科学问题,一直以来都是海洋沉积学所关注的重点研究对象[10⁃13,21,25⁃26,50]。东海陆架南部不仅有长江入海泥沙的输入[15,51],还有浙闽沿岸诸多中小河流的泥沙输入[52],以及台湾西海岸河流泥沙的输入[52⁃53],因而是研究复杂系统“源—汇”过程的理想区域。而其中关于浙闽沿岸和台湾西海岸中小河流物质通量及其对东海内陆架泥质沉积体的贡献、物源识别、人类活动和极端事件影响等,是其中亟待解决和深化研究的关键科学问题[11]。在判别沉积物来源时常用的指标包括沉积物粒度组成、矿物组成（黏土矿物、碎屑矿物、磁性矿物等）、放射性核素、元素地球化学组成及稳定同位素、有机碳组成等指标[29,38,52,54⁃58]。
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一般情况下,河流携带的泥沙在进入河口后,大部分泥沙被截留并沉积在河口水下三角洲地区,少量被输送到离岸较远的口外海域,并且在沿程输运过程中沉积物粒度组成发生有规律的变化[14,38]。闽江口地区粗颗粒沉积物主要分布在闽江口水下三角洲平原及前缘地区,向水下三角洲前缘斜坡及前三角洲方向,沉积物逐渐变细,而在越过前三角洲进入水下岸坡后,在东北侧海域依然表现为细颗粒沉积物分布,但在东侧及东南侧海域均出现粗颗粒沉积物分布（图6）。该分布格局表明,闽江河流携带的泥沙进入河口后,粗颗粒沉积物主要埋藏在河口水下三角洲平原及前缘地区,细颗粒泥沙主要埋藏在前三角洲地区[39⁃42],而水下岸坡的粗颗粒沉积物则主要是陆架残留沉积[59⁃61]。进一步的统计分析结果也显示,受地形地貌特征、物质来源及水动力的综合影响,可以将闽江河口及周边海域现代沉积环境划分为四个沉积分区,而其中两个沉积分区是现代闽江河口水下三角洲分布区域,一个分区受到现代闽江入海细颗粒沉积物的影响,而另外一个则是古闽江河口水下三角洲的残留沉积[38]。进一步的分析结果表明,闽江入海泥沙在径流、潮流、盐淡水混合等动力作用下,粗颗粒泥沙在水下三角洲平原及前缘地区发生堆积,形成一系列粗颗粒沉积物堆积体,并且输运至水下三角洲前缘斜坡的粗颗粒沉积物在潮流的作用下又向西北方向输运[42],表明闽江输入的陆源沉积物中粗颗粒沉积物均被圈闭在水下三角洲平原及前缘海域。数值模拟结果显示,落潮流控制了闽江口水下三角洲前缘北部粗颗粒沉积物的分布范围,而涨潮流则控制了南部粗颗粒沉积物的分布范围,并且对北部粗颗粒沉积物分布范围也有一定影响[38]。
闽江口悬浮泥沙主要圈闭在闽江口水下三角洲范围内,仅在秋冬季节向口外陆架扩散,但对陆架影响相对较小,并且主要沿岸向南输运,向北输运范围基本上在黄岐半岛南部近岸海域（图5）。数值模拟结果显示,闽江入海细颗粒泥沙在落潮时向海输运,涨潮时又随涨潮流向岸输运,至高平潮后又向外输运,如此反复,在旋转潮流的作用下最终向东南方向输运[62]。此外,秋冬季节浙闽沿岸高悬沙浓度水体向南输运可至黄岐半岛附近海域并影响闽江口外水下岸坡附近海域（图5）。东海陆架沉积物类型及沉积速率空间分布结果显示,长江入海的细颗粒泥沙沿浙闽沿岸输运并沿途沉积,至闽江口附近陆架海域,沉积速率相对较低[17],表明闽江口附近陆架沉积物主要受长江入海细颗粒泥沙输运影响,闽江入海泥沙影响有限。黏土矿物分析结果显示,长江携带的细颗粒泥沙可以输运至闽江口外海域,而闽江入海泥沙向外扩散不明显[51]；铅同位素分析结果显示,闽江口外水下岸坡细颗粒沉积物中有70%来源于长江细颗粒泥沙输入,闽江河流输入的细颗粒泥沙仅占30%[55]。最新的研究结果显示,长江入海的细颗粒泥沙在浙闽沿岸流的携带下可输运至闽江口前三角洲外水下岸坡,对闽江口前三角洲外泥质沉积体的发育有较大贡献[38]。
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河流入海泥沙中除大量的碎屑颗粒外,还包含大量的有机碳。研究结果显示,河流携带的陆源有机碳大部分被埋藏在河口三角洲地区,但不同的河口—陆架组合类型陆源有机碳的埋藏效率差别较大[63]。在判别河口及陆架有机碳来源这一问题上,常运用碳、氮元素比值（C/N）和有机碳稳定同位素（δ13C）作为指标进行定性判别或定量计算[64⁃66]。
一般来讲,海源有机碳同位素较陆源植被产生的有机碳同位素重,因此,可以通过二端元混合模型来确定陆源有机碳的比例[65]：
F terr（%）=[（δ 13Corg⁃sample-δ 13Corg⁃marine）/（δ 13Corg⁃terrestrial-δ 13Corg⁃marine）]×100%(2) 式中：Fterr(%)为陆源有机碳贡献百分比,δ13Corg-sample为样品有机碳稳定同位素测试结果,δ13Corg-marine为海源端元有机碳稳定同位素值,δ13Corg-terrestrial为陆源端元有机碳稳定同位素值。典型陆源C3植物产生的δ13Corg值为-36‰~-23‰[67⁃68],海洋有机质的δ13Corg值为-19‰~ -22‰[69]。参考前人研究结果[70],本文取δ13Corg- terrestrial为-26.5‰±1.5‰,δ13Corg- marine为-20.5‰±1.5‰,根据取值范围分别计算陆源和海源有机碳贡献比例后取平均值。计算结果表明,闽江口及周边海域表层沉积物有机碳中陆源输入贡献为16%~85%,平均值为46%±18%,表明该海域表层沉积物有机碳陆源贡献略小于海源,并且由河口内向口外海域,陆源贡献逐渐减小,陆源有机碳主要埋藏在水下三角洲海域（图6h）。
综上所述,无论是沉积物粒度组成揭示的闽江河流入海泥沙分布,还是有机碳的定性和定量估算结果,均显示闽江入海泥沙主要分布在闽江河口附近海域,仅有少量沿岸向外输运。而马来西亚吉兰丹河流—南海南部陆架的案例研究结果也显示,在热带中小型山溪性河流—宽陆架系统的河流入海的粗颗粒泥沙和细颗粒泥沙均主要圈闭在河口水下三角洲附近,仅有少量细颗粒泥沙向外海输运[29]。因此,在热带和亚热带地区中小型山溪性河流—宽陆架系统的“源—汇”过程具有一致性。
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闽江干流水口水库下游竹岐站的径流量在1951—2020年间处于波动变化,没有明显增加或减小的变化趋势（图3）；从不同时段多年平均径流量统计结果来看,在1951—1980年、1981—2000年和2001—2020年等三个时段的多年平均径流量分别为533×108 m3、543×108 m3和545×108 m3,总体表现为略有增大的趋势。径流量的变化趋势是流域自然环境变化和人类活动共同作用的结果。研究结果显示,在气候变化的影响下,我国东部地区降水量出现一定的周期性变化[81],而闽江流域主要受流域蒸发减少及降水强度增大影响,也同样表现出一致的变化周期[82],是影响闽江流域径流量变化的主要原因[83],图3b的分析结果也显示,闽江流域丰水年和枯水年出现频率呈现出一定的周期性变化,显然是受气候变化影响所致。人类活动对闽江径流量变化的影响主要表现在下垫面特征的改变方面,即通过改变流域下垫面的特征,对流域水文过程产生影响,进而影响流域径流量的变化。闽江流域最主要的下垫面特征的改变就是森林植被组成变化与林分质量下降、以及快速城市化导致不透水面积增加[82]。统计结果显示,虽然闽江流域森林面积持续增长,但天然林比重不断减少,林分质量不断降低,森林针叶林化趋势上升[84],在一定程度上削弱了森林植被保持水土、涵养水分的功能,增加了流域径流量[82]。虽然城市化过程中的建设用地在整个土地利用中所占比重很小,但由于其对下垫面性质的绝对改变,对径流量的增加具有积极的促进作用[82],并且随着城市化进程的不断推进,土地建设开放将进一步促进闽江流域径流量的增加[85]。由图3b可知,近70年来枯水年出现频率相对较高,但径流量却略有增加,说明下垫面特征的改变在一定程度上增加流域入海径流量。
人类活动除改变土地利用格局并进而改变流域下垫面特征外,还在流域建设了大量的水库用于调蓄洪水和发电。研究结果显示,截至2015年,福建共有大小水库共计3 353座,其中大中型水库275座,并且主要分布在福建省西北部的闽江流域[86]。大量的水库建设,虽然对闽江入海径流量总量没有明显影响,但会影响入海径流量的季节分布。不同时段月平均径流量对比结果显示（图7a）,虽然在两个时间段多年月平均径流量占比最高的都在6月,最低的都在1月,但进一步的统计结果显示,1951—1979年间6月和1月的月平均径流量占年平均径流量的比重分别为22.7%和2.9%,洪季期间（4—9月）和枯季（10月至翌年3月）的径流量占全年总径流量的比重分别为75.6%和24.4%；而2002—2020年间6月和1月的月平均径流量占年平均径流量的比重分别为18.4%和4.7%,洪季期间和枯季的径流量占全年总径流量的比重分别为67.8%和32.2%。表明流域水库建设削弱了闽江月平均及洪枯季入海径流量的差距,切实起到了洪季蓄水、枯季放水的调水功能。
图 7 不同时段闽江入海径流量（a）和泥沙通量（b）多年月平均百分比
Figure 7. Monthly⁃averaged percentages of freshwater and sediment fluxes discharged by the Minjiang River
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由图3a可以看出,20世纪60—70年代的闽江入海泥沙通量高于50年代,自70年代末至80年代初的安砂水库和池潭水库建成后,闽江入海泥沙通量开始总体缓慢减小,到1984年沙溪口水库建成后,闽江入海泥沙通量继续持续减小,而1993年水口水库建成后,闽江入海泥沙通量显著减小。闽江河流入海泥沙通量的时间序列变化与人类活动密切相关,包括流域范围内的土地利用变化、大型水库修建等。
闽江流域为典型的山溪性河流,流域内有90%的面积为低山丘陵[87]。因此,流域内水土流失对土地利用的响应非常敏感。研究结果显示,虽然闽江流域耕地面积自20世纪80年代以来逐年减少,林地面积逐年增大,但由于林地结构不合理,天然林地比例逐渐减小,森林资源质量下降[84],同时建设用地面积明显增加[88],导致水土流失严重,如闽江上游的南平地区在1958—1984年间水土流失面积增加了1 310%,三明地区则增加了585%[89],而整个闽江流域在1985—1999年间水土流失面积增加了94%[90]。严重的水土流失带来的明显结果就是输沙量的增大,如上游南平境内闽江年均输沙量由20世纪50年代的560×104 t增大至80年代的1 350×104 t,导致河床淤积明显[91]。同时,20世纪50年代闽江入海泥沙通量平均为651×104 t,而到60年代和70年代则增加至867×104 t 和711×104 t（图3a）,表明该时期人类活动引起闽江入海泥沙通量增加,这与前人的研究结果一致[92]。然而,到80年代泥沙入海通量又降至645×104 t,这可能与闽江流域的几个大型水库建设,虽然水土流失依旧严重并有加剧的趋势,但上游地区因水库建设拦截了大量的泥沙,从而使得入海泥沙通量有所减小。到水口水库建成后,闽江河流入海泥沙通量显著减小（图3a）。
水库建设不仅起到调水的作用,还对入海泥沙通量的季节分布产生影响。不同时段月平均入海泥沙通量对比结果显示（图7b）,两个时间段多年月平均入海泥沙通量占年平均入海泥沙通量比例变化与径流量一致,即占比最高的都在6月,最低的都在1月。进一步的统计结果显示,1951—1979年间6月和1月的月平均入海泥沙通量占年平均入海泥沙通量的比重分别为38.3%和0.4%,洪季和枯季的多年平均入海泥沙通量占全年总入海泥沙通量的比重分别为91.0%和9.0%；而2002—2020年间6月和1月的月平均入海泥沙通量占年平均入海泥沙通量的比重分别为36.5%和1.4%,洪季和枯季的入海泥沙通量占全年总入海泥沙通量的比重分别为84.9%和15.1%。表明流域水库建设也在一定程度上削弱了入海泥沙通量的季节差异。
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河流携带的泥沙在进入河口地区后会形成一系列的堆积体[14,29],而这些堆积体的演变及过程则明显受入海泥沙通量变化的影响,如随着河流入海泥沙通量的增加,河口地区发生淤积；而入海泥沙通量减小,则河口水下三角洲地区首先发生侵蚀,并逐渐影响海岸的稳定性[76⁃77]。不同时段沉积物中值粒径的对比结果表明,在20世纪80年代初到90年代期间,闽江口南航道以南的浅滩地区表层沉积物中值粒径总体减小,并且在空间上中值粒径较大的等值线向北迁移,表明该时段闽江口水下三角洲南部处于淤积状态；而闽江口南航道以北的铁板沙、腰子沙等浅滩地区沉积物中值粒径明显增大,并且在空间上中值粒径较大的等值线范围显著扩大,表明该时段闽江口水下三角洲北部处于侵蚀状态[38,93⁃94]。沉积物粒度的变化揭示的冲淤格局与海图对比结果一致[75,95]。这种南部淤积、北部侵蚀的空间分布格局表明闽江口水下三角洲沉积环境变化对河流入海泥沙通量减小的响应具有显著的空间差异,同时也表明闽江河口沉积环境变化对流域人类活动响应较长江等大河流域响应更为迅速[38,79]。
前三角洲是河流携带的细颗粒泥沙的主要堆积区,输沙量的变化在该区域的影响主要表现为沉积速率的变化方面。闽江河口前三角洲柱状样沉积速率分析结果显示[34],20世纪60年代以前闽江河口前三角洲沉积区的平均沉积速率为0.61 cm/a,1954—1963年间的平均沉积速率为0.67 cm/a,而1963—1986年间的平均沉积速率高达1.04 cm/a,但1986年以来的沉积速率又降至0.46 cm/a。不同沉积速率的变化与入海泥沙通量的变化一致,并且沉积速率的减小比例与输沙量的减少比例一样[34],也进一步说明闽江口前三角洲是闽江河流细颗粒泥沙的主要归宿地。
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海砂作为一种重要的浅海矿产资源,一般被当作建筑材料而广泛用于大型工程项目建设和填海造地,在国民经济建设中起着重要的作用。闽江河口地区分布诸多粗颗粒堆积体,是海砂资源的主要富集区[42,59],高强度的采砂活动会改变采砂区地形地貌特征,引起周边海域海底地形地貌的不断调整,并且该调整过程较快且复杂[75]。海砂开采还会引起采砂区及周边海域沉积物组成及输运过程发生变化。不同时期表层沉积物的对比结果发现,海砂开采对采砂区及附近海域表层沉积物的砂含量及中值粒径都产生较大的影响,一方面采砂活动可以使该地区原来埋藏在地层中的粗颗粒沉积物暴露在海底表面,另一方面海砂开采后会影响局部地形、水动力及沉积物输运过程,但对较大空间范围内的沉积物输运格局没有产生明显影响[44]。
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极端天气事件（如洪水、台风等）对海岸带及陆架海域的影响主要体现在两个方面,一方面是极端事件（如台风）过程的直接作用,导致区域水动力过程、水体环境要素、海底沉积物的分布与输运过程等发生明显变化[96⁃98]；另一方面,极端事件引起的强降雨过程,导致流域内形成洪水并携带大量陆源物质快速入海,从而对河口海岸及陆架海域的沉积过程产生重要影响[99]。这种短时间、高强度的极端事件显著影响着河流—陆架系统的“源—汇”过程,对于河流—宽陆架系统,虽然该影响没有海底峡谷地区那么显著[26,28,100⁃101],但对海岸及陆架沉积体系演化的影响也不可忽视。
闽江流域—东海南部陆架系统属于典型的亚热带海洋性季风气候区,降雨多且台风影响频繁,因此流域洪水频发[102]。已有资料表明[103],在暖湿气流与台风相互作用下,1992年7月上旬在闽江流域形成了特大暴雨,导致闽江流域发生严重洪涝灾害；在强厄尔尼诺影响下,1998年在闽江流域引发严重洪涝灾害；在冷暖气流低层锋面和“珍珠”的影响下,2005年6月和2006年6月在闽江流域也引起了较为严重的洪水灾害；而2010年6月的汛期强降雨,使得整个闽江流域在此次暴雨过程的平均降水量达到435 mm,引发了闽江流域严重的洪水灾害。
自20世纪80年代以来,闽江入海泥沙通量总体逐渐减小,但在1992年、1998年2005—2006年、2010年均出现了入海泥沙通量的显著增大（图3a）,这主要是由于上述洪水引起泥沙大量入海所致。大量泥沙快速入海,导致沉积物的分选程度相对较差,并且在频率分布上也会出现粗颗粒峰值。根据闽江河口前三角洲泥质沉积区采集的柱状样的粒度分析及定年结果[34],与台风事件进行对应分析（图8）,发现4 cm层位的双峰分布与2005—2006年的洪水事件相对应,而11 cm层位的双峰分布则与1992年的洪水事件相对应；而根据1986年以来的平均沉积速率计算结果,该年份与层位对应也基本一致。但同时由图8也可以看出,1998年和2010年的洪水事件并没有在粒度分布上明显体现出来,这可能与洪水形成的诱因有关。根据上述分析[103],1992年和2006年的洪水主要是由暖湿气流与台风共同作用下形成的,而1998年和2010年的洪水主要是由于汛期强降雨形成的。在有台风影响下,台风过境使得河口区的沉积动力环境短期内增强,从而对河口区海底沉积物发生侵蚀,细颗粒沉积物被带走而形成粗颗粒沉积层[104],但随后的流域洪水下泄导致大量细颗粒沉积物在河口水下三角洲地区堆积,从而形成粗、细颗粒的双峰分布；而在缺少台风影响的情况下,仅流域洪水引起的泥沙快速入海,粗颗粒沉积物被流域水库拦截,仅有细颗粒沉积物入海,因此在水下三角洲地区形成的沉积物粒度组成并没有明显变化。
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基于资料收集、遥感解译、样品采集与分析等手段获取闽江河流入海水沙通量、河口水体环境、悬浮物浓度、表层沉积物分布等数据资料,综合分析了闽江河流—东海南部陆架系统的“源—汇”过程,初步得到以下结论。
（1） 近70年来闽江河流入海径流量在波动中总体略有增加,而入海泥沙通量则在波动中表现出先增大后显著减小的变化特征,流域人类活动在一定程度上起到了增加径流量和泥沙入海通量的作用,水库的建设运行不仅显著减小了入海泥沙通量、还缩小了水沙入海通量的季节差异,闽江泥沙入海通量的变化对流域人类活动敏感且响应迅速。
（2） 闽江河口水体浊度及悬浮物浓度均表现出由河口内向口外逐渐减小的变化趋势,表明河流入海泥沙在河口羽流的作用下向闽江口外输运,夏季入海泥沙主要圈闭在闽江口水下三角洲,在冬季沿岸向南及东南方向输运,但输运范围有限。
（3） 沉积物粒度组成的空间分布格局及陆源有机碳定量估算结果显示,闽江入海泥沙主要分布在闽江河口附近海域,其中粗颗粒泥沙在水动力的作用下主要堆积在河口水下三角洲平原及前缘地区,细颗粒泥沙主要堆积在水下三角洲前缘斜坡及前三角洲附近海域,仅有少量沿岸向外输运并沉积。
（4） 大河—宽陆架系统（如长江、黄河等）河流入海泥沙在进入河口后,大部分参与河口三角洲建设,部分细颗粒泥沙在沿岸流、陆架环流等的作用下沿岸输运并发育大片的泥质沉积体；中小型山溪性河流—窄陆架系统（如高屏溪）河流入海泥沙在进入河口后经过海底峡谷快速搬运至深海盆地,在河口区难以停留；而中小型山溪性河流—宽陆架系统（如闽江）河流入海泥沙绝大部分被圈闭在河口地区参与水下三角洲建设,仅有少量泥沙沿岸输运,但输运范围有限。
（5） 河口采砂活动通过改变采砂区及周边海域的海底地形及沉积物组成来影响河口沉积过程,而极端事件一方面通过短时间改变河口动力环境而影响河口沉积过程,更重要的是通过影响流域水沙输运过程从而显著影响河流—陆架系统“源—汇”过程。
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随着流域范围内人类活动强度的不断增大,河流入海水沙通量发生了显著变化,导致河口系统状态正在发生变化,而河口地区的采砂等人类互动进一步加剧了河口系统状态变化,并进而影响河口生态系统演化过程,给当前河流—陆架系统的“源—汇”过程研究工作提出了新的挑战,产生了一系列新的科学问题,如：1）河口沉积地貌演变对流域人类活动响应存在哪些空间差异?响应时间有多长?2）河口地区强烈采砂活动结束后多长时间可以恢复到平衡状态?这些变化对底栖生物群落演化、生物地球化学循环等会产生哪些影响?3）河流入海泥沙通量出现事件性骤增时,对河口地区泥沙输运和动力地貌过程会产生哪些响应?对海砂资源形成和开采后的资源潜力恢复有何贡献?因此,在当前流域来沙量锐减、河口地区海砂开采等人类活动强度增大的情况下,针对河流—陆架系统开展这些科学问题的研究,不仅可以进一步丰富人类活动影响下的河口沉积地貌演化的理论体系,还可以为河口三角洲地区重大海洋工程安全、确定合理的海砂开采量、海砂开采后的资源恢复潜力、流域—河口—陆架系统生态环境健康评价提供科学依据,在提高资源利用率、促进区域社会经济发展和海洋生态环境保护、助力区域生态文明建设等方面,具有非常重要的应用前景。
“Source-to-sink” Processes of a Subtropical Mid-small Mountainous River-wide Continental Shelf System: A case study from the Minjiang River-east China Sea system
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摘要: 中小型山溪性河流易受极端事件和人类活动影响,且对环境变化响应敏感,在大陆边缘物质循环过程中发挥着十分重要的作用,但学术界对它们的重视程度不够。以闽江—东海陆架系统为例,通过资料收集、遥感解译、样品采集与分析等方法,系统研究了亚热带中小型山溪性河流—宽陆架系统的“源—汇”过程。研究结果表明,人类活动引起的土地利用变化使得闽江入海径流量和泥沙通量在波动中略有增加,但水库的建设显著减少了入海泥沙通量,并且减弱了水沙通量的季节差异,河流入海泥沙通量变化对流域人类活动敏感且响应迅速；河口水体环境、悬浮体浓度、沉积物粒度组成及陆源有机碳埋藏的空间分布格局均显示,闽江入海泥沙主要分布在闽江河口附近海域,其中粗颗粒泥沙在水动力的作用下主要堆积在河口水下三角洲平原及前缘,细颗粒泥沙主要堆积在水下三角洲前缘斜坡及前三角洲附近海域,仅有少量细颗粒泥沙沿岸向外输运并沿途沉积,与大河流—宽陆架系统及中小型山溪性河流—窄陆架系统显著不同。河口人类活动及极端事件通过改变沉积物组成、环境动力、入海泥沙通量等方式对河流—陆架系统的“源—汇”过程产生显著影响。在当前流域来沙量锐减、河口地区海砂开采等人类活动强度增大的情况下,有必要加强相关研究。Abstract: Mid-small mountainous rivers are vulnerable to extreme events and human activities and sensitive to environmental changes. They play an important role in the material cycling process on the continental margin. However, academic circles have not given this topic sufficient attention. Taking the Minjiang River-East China Sea continental shelf system as the target area, this study systematically examined the “source-to-sink” process of the subtropical mid-small mountainous river-wide continental shelf system through data collection, remote sensing interpretation, sample collection, and analysis. The results show that the land use change caused by human activities in the Minjiang River Basin slightly increased the runoff and sediment flux discharged into the sea, but the construction of the reservoir significantly decreased the sediment flux and weakened the seasonal difference in the water and sediment fluxes. The variation of the sediment flux into the sea by the Minjiang River is sensitive to human activities in the basin and responds rapidly. The spatial distribution of estuarine water environment parameters, total suspended matter concentration, sediment composition, and terrestrial organic carbon burial patterns all show that the sediment entering the Minjiang River estuary was sourced near the Minjiang River estuary, of which coarse-grained sediment was accumulated in the subaqueous delta plain and front area of the estuary under the interaction of hydrodynamic processes, fine-grained sediment was accumulated in the subaqueous delta front slope of the prodelta, and only a small amount was transported and deposited along the coast. This differs significantly from the large river with a wide shelf system and the mid-small mountainous river with a narrow shelf system. Human activities and extreme events in the estuary and river basin have a significant impact on the “source-to-sink” processes of the river-shelf system by changing sediment composition, environmental dynamic processes, and sediment flux discharged into the sea. Because the sediment flux discharged into the sea is decreasing sharply and the intensity of human activities such as marine sand mining in the estuary area is increasing, it is necessary to strengthen the research on the “source-to-sink” processes of the river-shelf system.
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图 2 闽江口及周边海域水体Rrs555和TSM关系图
Figure 2. Relationship between Rrs555 and TSM in the Minjiang River estuary and adjacent area
Fig.2
图 3 1951—2020年闽江河流入海水沙通量及距平百分率
Figure 3. Freshwater and sediment flux discharged to the sea by the Minjiang River and anomaly percentage, 1951⁃2020
Fig.3
图 4 闽江河口及周边海域不同季节水体盐度和浊度平面分布图
Figure 4. Spatial distribution of water salinity and turbidity in different seasons in the Minjiang River estuary and adjacent area
Fig.4
图 5 闽江河口及周边海域悬浮物浓度平面分布图
Figure 5. Spatial distribution of the monthly⁃averaged total suspended matter concentration at the surface layer in the Minjiang River estuary and adjacent shelf area
Fig.5
图 6 闽江口及周边海域表层沉积物粒度组成、类型、中值粒径、TOC、δ13C及陆源有机碳贡献平面分布图
Figure 6. Spatial distribution of grain⁃size composition, sediment type, median grain⁃size, TOC, δ13C and contribution of terrestrial organic carbon of the surficial sediment in the Minjiang River estuary and adjacent area
Fig.6
图 7 不同时段闽江入海径流量（a）和泥沙通量（b）多年月平均百分比
Figure 7. Monthly⁃averaged percentages of freshwater and sediment fluxes discharged by the Minjiang River
Fig.7 -
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