王愛軍 葉 翔 賴志坤 王 亮

(自然資源部第三海洋研究所 海洋與海岸地質(zhì)實驗室 廈門 361005)

河口作為陸海相互作用的關(guān)鍵帶， 河流入海物質(zhì)的大部分主要分布在河口、三角洲及近岸陸架地區(qū)， 僅有少量向外陸架及深海輸運(Wright， 1977； Perillo， 1995； Gaoet al， 2014)。一般來說， 河流入海物質(zhì)在河口附近由于受到地形地貌、徑流、潮汐、波浪、海流、鹽水入侵等方面的綜合影響， 在河口地區(qū)形成了由一系列的堆積體組成的復(fù)雜的河口三角洲系統(tǒng)(Morgan， 1970； 汪亞平等， 2019)， 而其中的粗顆粒沉積物一般在河口附近海域富集， 多形成攔門沙、水下沙壩、水下淺灘等沉積體(Pattiaratchiet al， 1987； Dyeret al， 1999； Petersenet al， 2008)， 成為重要的海砂資源開采區(qū)域(Zhanget al， 2010)。關(guān)于河口海砂資源成因機制的探討， 當(dāng)前主要是通過數(shù)值模擬的手段、結(jié)合現(xiàn)場水動力觀測來分析單個粗顆粒沉積體、或某類型粗顆粒沉積體系形成演化的物理過程(Dyeret al， 1999)， 但對整個水下三角洲粗顆粒沉積體系的成因機制的認(rèn)識還不夠清晰(Mashriqui， 2003)， 尤其是在復(fù)雜河口地貌的中小河口地區(qū)海砂資源的成因機制的認(rèn)識還很模糊(王愛軍等， 2013)。因此， 本文擬以福建閩江口為研究對象， 研究復(fù)雜河口地貌影響下河口沉積物輸運過程及海砂資源成因機制。

閩江為福建省第一大河， 河口區(qū)的地貌類型復(fù)雜(鄭德延， 1988)， 沉積作用分區(qū)明顯(劉蒼字等， 2001)， 在特殊的地質(zhì)構(gòu)造、地形地貌及入海泥沙的作用下， 發(fā)育了大片的水下三角洲沉積體系(陳峰等， 1998， 1999a， b)。由于河口區(qū)潮流動力及波浪作用較強， 再懸浮作用顯著(李東義等， 2008)， 閩江口水下三角洲沉積體系中的沉積物主要以粗顆粒為主， 僅在前三角洲地區(qū)發(fā)育較少的泥質(zhì)沉積體， 是中國東南沿海重要的海砂資源分布區(qū)(王海鵬等， 2000a， b； 王愛軍等， 2013)。然而， 隨著閩江流域人類活動強度的不斷增強， 河流入海泥沙通量顯著減少， 并且在水下三角洲沉積過程中有明顯響應(yīng)(陳堅等， 2010； Wanget al， 2020a)。此外， 閩江口作為我國近海海砂資源重要分布區(qū)， 近年來為周邊地區(qū)的圍填海工程提供了大量的海砂， 導(dǎo)致河口水下三角洲沉積體系局部發(fā)生了較為顯著的變化(Wanget al， 2020b)?？梢灶A(yù)見的是， 閩江河口作為我國“海上絲綢之路”的重要起點， 今后的海砂資源需求量將會進一步增加， 海砂開采強度也將會進一步加大。因此， 在當(dāng)前流域來沙量銳減、河口水下三角洲地區(qū)海砂開采強度增大的情況下(Wanget al， 2020b)， 研究水下三角洲現(xiàn)代沉積物輸運， 揭示河口水下三角洲海砂資源的成因， 對海砂資源的開發(fā)利用潛力、資源恢復(fù)能力和海洋生態(tài)環(huán)境保護都具有非常重要的現(xiàn)實意義。

1 研究區(qū)概況

閩江發(fā)源于福建與江西省交界的武夷山東麓及仙霞嶺南麓， 干流全長577km， 流域面積60992km2； 受構(gòu)造格局影響， 閩江河口在亭江以下被瑯岐島分割為被分為北支(長門水道)和南支(梅花水道)， 最終向東匯入東海(圖1b)。整個流域?qū)儆趤啛釒ШＱ蠹撅L(fēng)氣候區(qū)， 全流域年降水量在1400—2400mm 之間， 并且在空間上表現(xiàn)為由上游向下游、由西北山區(qū)向東南沿海降水量逐漸減少的分布格局； 多年平均徑流量為605.5×108m3， 多年平均輸沙量為750×104t， 并且表現(xiàn)出明顯的洪、枯季變化， 即洪季(3—8 月)徑流量約占全年的76%， 輸沙量約占全年的92%(中國海灣志編纂委員會， 1998)。泥沙在進入河口后， 在閩江河口形成了大片的水下三角洲(陳峰等， 1998)， 海底水深一般在2—20m， 等高線呈輻射狀向外海展布， 海底地勢自近岸向海傾斜。由瑯岐島東部向東偏南方向的剖面觀測結(jié)果顯示(圖1c)， 水下三角洲平原水深在2—10m， 地形較為平緩， 坡度約在0.03o左右； 到水下三角洲前緣斜坡地區(qū)水深曾至20m， 坡度陡增至0.32o； 在經(jīng)過狹窄的前三角洲(水深約20—22m， 坡度約為0.05o)后， 到達離岸斜坡區(qū)， 其中在離岸斜坡上部發(fā)育潮流沙脊(蔡鋒等， 2013)。閩江口作為福州市乃至福建省重要的海砂資源分布區(qū)， 海砂資源主要分布在現(xiàn)代河口水下三角洲和閩江口附近陸架殘留砂沉積區(qū)(王愛軍等， 2013)， 是目前福州市最重要的海砂資源開采區(qū)。根據(jù)最新調(diào)查結(jié)果(王愛軍等， 2018)， 川石島東側(cè)及外沙淺灘附近的閩江口現(xiàn)代水下三角洲的出露海砂總資源量超過4 億m3。

圖1 研究區(qū)位置示意圖及河口斷面地貌特征 Fig.1 Sketch map of study area and the geomorphological character of section along the Minjiang River estuary

2 研究方法

2.1 野外采樣與觀測

2017 年9 月在閩江口附近海域利用蚌式抓斗采集表層沉積物， 采樣厚度為表層 5cm； 同時利用配有濁度探頭的溫鹽深儀(Conductivity-Temperature- Depth system， CTD)(挪威SAIV 公司生產(chǎn)的SD204 型CTD)開展水體鹽度和濁度的剖面分布觀測。大潮期間在閩江口附近海域投放座底三腳架觀測系統(tǒng)， 三腳架上安裝1 臺聲學(xué)多普勒流速儀(Acoustic Dopplar Velocimeter， ADV)(挪威Nortek 公司生產(chǎn)的VECTOR 6M)， 探頭距離海底40cm， 實際觀測層位為距離海底25cm 處的流速、流向； 儀器采樣間隔設(shè)置為1800s， 采樣頻率為4Hz， 每次采集2048 組數(shù)據(jù)； 儀器投放順序為2017 年9 月20 日12：00 投放至MRE01 站位， 觀測26h 后回收三腳架觀測系統(tǒng)， 于21 日16：00 投放至 MRE03 站位， 受天氣影響， 該站位僅觀測了21h 后回收， 于22 日15：00 投放至MRE02 站， 連續(xù)觀測28h后回收三腳架觀測系統(tǒng)。具體站位分布見圖2。

2.2 樣品分析與數(shù)據(jù)處理

表層沉積物在實驗室內(nèi)經(jīng)過去除有機質(zhì)和去除碳酸鹽、分散等前處理后利用激光粒度儀(英國馬爾文公司生產(chǎn)的Mastersizer2000 型激光粒度儀)進行粒度分析， 具體前處理與樣品分析參照《海洋調(diào)查規(guī)范 第8 部分： 海洋地質(zhì)地球物理調(diào)查》進行(中華人民共和國國家質(zhì)量監(jiān)督檢疫總局， 2007)。分析數(shù)據(jù)利用儀器自帶軟件以0.25Φ間隔導(dǎo)出數(shù)據(jù)， 利用矩法計算沉積物粒度參數(shù)(McManus， 1988)， 粒度參數(shù)定性描述以適合矩法參數(shù)的分級為依據(jù)(賈建軍等， 2002)， 沉積物類型分類采用Shepard 分類體系(Shepard， 1954)， 采用粒徑趨勢分析方法計算沉積物輸運趨勢(Gaoet al， 1994； 賈建軍等， 2005)。

圖2 閩江口海域表層沉積物采樣和溫鹽深儀(Conductivity-Temperature-Depth system， CTD)觀測站位示意圖 Fig.2 Sketch map of sediment sampling and CTD observing sites

CTD 觀測數(shù)據(jù)利用儀器自帶軟件以0.5m 間隔導(dǎo)出垂向分布數(shù)據(jù)， ADV 觀測數(shù)據(jù)利用儀器自帶軟件導(dǎo)出三維流速， 采用紊動能量(Turbulent Kinetic Energy， TKE) 法計算潮流引起的底部切應(yīng)力(Stapletonet al， 1995)：

其中，ρ為水體密度(取值為1025kg/m3)，u′、v′、w′分別為主流向、垂直主流向及垂向流速脈動，τb為潮流引 起的底部切應(yīng)力，C1為常數(shù)， 一般取值為0.19(Stapletonet al， 1995)。推移質(zhì)質(zhì)量輸運率Qb采用Bagnold(1963)方法計算(Bagnold， 1963； Soulsby， 1997)：

其中，qb是推移質(zhì)體積輸運率，ρs是沉積物密度(取值為2650kg/m3)，s=ρs/ρ，CD是拖曳系數(shù)，z0是底部粗糙長度，z0=d/12(Soulsby， 1997)，d是沉積物粒徑，h是水深，θ是Shields 參數(shù)，θcr是沉積物臨界起動Shields 參數(shù)，g是重力加速度(取值為9.81m/s2)，D*是一個與沉積物粒徑有關(guān)的無量綱參數(shù)，ν是水體的運動黏滯系數(shù)， 取值為1.36×10-6m2/s(Soulsby， 1997)。

利用Surfer 軟件對沉積物分析數(shù)據(jù)制作平面分布圖、對CTD 導(dǎo)出的鹽度和濁度數(shù)據(jù)制作平面分布圖和斷面分布圖， 利用Origin 軟件繪制時間序列水位曲線圖、流速和推移質(zhì)輸運率矢量圖。

3 結(jié)果

3.1 水體鹽度和濁度的空間分布特征

調(diào)查期間閩江口表層水體鹽度在0—32.18 之間變化， 在空間上表現(xiàn)出由河口內(nèi)向口外逐漸增大的變化趨勢， 其中在瑯岐島北側(cè)長門水道表層水體鹽 度在琯頭附近接近0， 在川石島與粗蘆島之間接近10， 而出川石島后鹽度接近20； 而瑯岐島南側(cè)梅花水道在潭頭至猴嶼之間表層水體鹽度接近0， 在潭頭附近接近10， 在梅花上游接近20； 表層鹽度為30 的水體沿川石水道一直可以向東輸運在閩江口水下三角洲外(圖3a)。調(diào)查期間底層水體鹽度在0—33.79 之間變化， 在空間上也表現(xiàn)出由河口向口外逐漸增大的變化趨勢， 其中水體鹽度為0、10、20 的位置較表層更為靠近河口， 鹽度為20 的水體主要圈閉在川石島以西的閩江口內(nèi)， 而鹽度為30 的水體也僅圈閉在川石島東側(cè)附近的閩江口內(nèi)(圖3b)。

閩江口水體濁度空間分布結(jié)果表明， 調(diào)查期間表層水體濁度在1—540FTU 之間變化， 在空間上表現(xiàn)出由河口內(nèi)向口外逐漸減小的變化特征， 其中瑯岐島北側(cè)的長門水道水體濁度明顯高于瑯岐島南側(cè)的梅花水道， 濁度為 50FTU 以上的水體主要分布在川石島及以西的閩江口內(nèi)(圖3c)。底層水體濁度在1—1243FTU 之間變化， 明顯高于表層水體濁度， 并且在空間上也表現(xiàn)出由河口內(nèi)向口外逐漸減小的變化特征， 并且在川石島東南側(cè)水體濁度變化 梯度顯著增大； 高濁度水體沿閩江口南航道向東輸運(圖3d)。

圖3 閩江口海域表層和底層水體鹽度與濁度的平面分布 Fig.3 Spatial distribution of water salinity and turbidity at surface and bottom layers in Minjiang River estuary and adjacent shelf area

水體結(jié)構(gòu)斷面分析結(jié)果顯示， 由閩江口內(nèi)至前三角洲海域的水體鹽度在0—32.1 之間變化， 琯頭以西的河口內(nèi)部水體鹽度基本為0， 由琯頭附近河道向口外水體鹽度逐漸增大， 在川石島以西的河口內(nèi)部， 水體鹽度呈現(xiàn)出顯著的垂向混合分布特征， 由川石島向東開始逐漸出現(xiàn)層化現(xiàn)象， 而到鐵板沙以東海域則表現(xiàn)出明顯的層化分布特征(圖4a)。斷面水體濁度在1.1—620.9FTU 之間變化， 總體上也表現(xiàn)出由河口內(nèi)部向口外水體濁度逐漸減小的分布特征， 但在琯頭至粗蘆島附近河口水體濁度顯著高于上游和下游地區(qū)， 表明該段河口是最大渾濁帶分布區(qū)， 其對應(yīng)的鹽度分布區(qū)為0—10 之間； 整個斷面水體濁度也表現(xiàn)出顯著的垂向混合， 而在川石島以東海域， 水體濁度表現(xiàn)出一定程度的分層， 由底向表水體濁度逐漸減小(圖4b)。

圖4 閩江口及周邊海域斷面水體鹽度(a)與濁度(b)的垂向分布 Fig.4 Depth-distribution of water salinity (a) and turbidity (b) along the section from the Minjiang River estuary to adjacent shelf area

3.2 近底部水動力過程

觀測結(jié)果顯示， 位于閩江口南航道出口的MRE01站位大潮觀測期間的底部流速在0.115—0.333m/s 之間變化， 流速最小值出現(xiàn)在落潮中期， 流速最大值出現(xiàn)在低平潮至漲潮初期， 潮周期內(nèi)的流向變化表現(xiàn)出一定的旋轉(zhuǎn)流特征， 即低平潮期間流向為北偏東， 而在漲潮初期漲潮流向西北， 隨著漲潮的不斷推進， 水流逐漸轉(zhuǎn)向西、西南， 在高平潮附近轉(zhuǎn)向南， 而在落潮期間， 水流先由南逐漸轉(zhuǎn)向東南、東、東北， 到低平潮附近轉(zhuǎn)向北偏東(圖5a)。位于閩江口南航道北側(cè)的 MRE02 站位大潮觀測期間的底部流速在0.096—0.342m/s 之間變化， 流速最小值出現(xiàn)在高平潮期間， 流速最大值出現(xiàn)在落潮中期， 潮周期內(nèi)的流向變化與MRE01 站位一樣， 也表現(xiàn)出一定的旋轉(zhuǎn)流特征(圖5c)。位于閩江口南航道以南的MRE03 站位大潮觀測期間的底部流速在0.115—0.244m/s 之間變化， 流速最小值出現(xiàn)在退潮初期， 流速最大值出現(xiàn)在漲潮后期， 潮周期內(nèi)的流向變化與MRE01 站位一樣， 也表現(xiàn)出一定的旋轉(zhuǎn)流特征(圖5e)。

根據(jù)三個水動力觀測站位表層沉積物粒度分析結(jié)果(表1)， MRE01 和MRE02 兩個站位表層沉積物可看作是非黏性沉積物， MRE03 站位的表層沉積物為黏性沉積物， 故在分析推移質(zhì)輸運時僅計算了前面兩個站位的推移質(zhì)輸運率。計算結(jié)果表明， MRE01 站位觀測期間推移質(zhì)輸運主要發(fā)生在漲潮期間(圖5b)， 尤其在漲潮初期最大， 可達到0.611×10-3kg/(m·s)， 在觀測的周日全潮周期內(nèi)的沉積物凈輸運量為1.831kg/m， 凈輸運方向為西北偏西方向(296o)。MRE02 站位觀測期間推移質(zhì)輸運在潮周期內(nèi)均有發(fā)生， 但在退潮后期和漲潮期間的推移質(zhì)輸運率較大 (圖5d)， 最大可達到0.894×10-3kg/(m·s)， 在觀測的周日全潮周期內(nèi)的沉積物主要表現(xiàn)為向西凈輸運(271o)， 凈輸運量為5.407kg/m。

圖5 閩江口附近海域近底層流速過程與推移質(zhì)輸運率 Fig.5 Current velocity at bottom layer and bedload transport rates near the MRE

3.3 表層沉積物粒度分布及輸運趨勢

閩江口表層沉積物粒度組成的空間分布顯示， 閩江口水下三角洲地區(qū)表層沉積物砂組份含量在1%—100%之間變化， 平均為64%， 在空間上表現(xiàn)出由河口內(nèi)向口外總體減小的分布特征， 但在川石島以東的外沙淺灘至梅花東側(cè)近岸海域， 表層沉積物中砂組份含量非常高； 而在前三角洲地區(qū)沉積物砂含量顯著減少， 再向東越過前三角洲后表層沉積物中砂含量又明顯增高(圖6a)， 為殘留砂沉積體系(王愛軍等， 2013； 劉阿成等， 2019)。研究區(qū)粉砂組份含量在0—76%之間變化， 平均為28%， 其空間分布格局與砂組份含量相反(圖6b)； 黏土組份含量在0—26%之間變化， 平均為 8%， 其空間分布格局與粉砂一致， 其中前三角洲地區(qū)表層沉積物黏土含量較高(圖6c)。

閩江口表層沉積物類型共有5 種類型， 其中砂(S)分布最為廣泛， 占調(diào)查總站位數(shù)的56%， 主要分布在川石島以東的外攔門沙至梅花東側(cè)近岸圈閉的閩江口內(nèi)海域， 以及前三角洲以東的淺海陸架區(qū)； 其次為黏土質(zhì)粉砂(C-St)， 占調(diào)查總站位數(shù)的20%， 主要分布在前三角洲地區(qū)； 再次為砂質(zhì)粉砂(S-St)， 占調(diào)查總站位數(shù)的16%， 主要分布在調(diào)查區(qū)北側(cè)和南側(cè)部分海域； 粉砂(St)及粉砂質(zhì)砂(St-S)的分布很小， 各占調(diào)查總站位數(shù)的4%， 零星分布在調(diào)查區(qū)內(nèi)(圖6d)。

表1 閩江口附近海域水動力觀測站位表層沉積物粒徑、粒度組成及沉積物類型 Tab.1 Grain-size， sediment composition and classification of surface sediment at the observation sites near the MRE

閩江口表層沉積物粒度參數(shù)的空間分布顯示， 表層沉積物平均粒徑為 0.54Φ—7.20Φ， 平均值為3.51Φ， 其空間分布格局與砂組份含量分布格局一致， 即在川石島以東的外沙淺灘至梅花東側(cè)近岸圈閉的閩江口內(nèi)海域及前三角洲以東的淺海陸架海域， 表層沉積物中值粒徑較大， 前三角洲地區(qū)表層沉積物平均粒徑較小(圖6e)。

粒徑趨勢分析結(jié)果表明(圖6f)， 閩江入海沉積物通過瑯岐島南北兩個水道出閩江口門后， 分別向東、東南、東北方向輸運， 并且在輸運過程中沿程不斷發(fā)生堆積。經(jīng)長門水道入海的泥沙沿主河道出川石島后向東、東北、東南方向輸運， 向東北方向輸運的泥沙在越過閩江口南航道后沿途發(fā)生堆積， 在鐵板沙、腰子沙一帶形成了大片粗顆粒淺灘， 是閩江入海泥沙的主要匯聚區(qū)之一； 繼續(xù)向東沿閩江口南航道搬運的泥沙在閩江口南航道出口附近形成了一個沉積物的匯聚區(qū)， 而該匯聚區(qū)正是外沙淺灘所在區(qū)域； 在穿過外沙淺灘后， 沉積物轉(zhuǎn)向西北方向輸運至腰子沙 一帶海域， 進一步促進了該海域粗顆粒沉積物的匯聚。經(jīng)梅花水道向東南方向入海的沉積物一部分在梅花水道口門附近發(fā)生堆積， 形成了一系列的水下淺灘， 其余沉積物沿梅花沿岸向東南輸運， 但在輸運至梅花以東海域后， 又有部分沉積物向西和西北輸運， 向西輸運的沉積物則在梅花北側(cè)的梅花水道口門堆積， 與經(jīng)梅花水道入海沉積物沿程堆積物質(zhì)一起， 形成了一系列的淺灘， 也是閩江入海沉積物的一個重要匯聚區(qū)； 向西北輸運的沉積物可穿過瑯岐島東側(cè)淺灘至川石島南側(cè)附近海域， 形成一個沉積物匯聚區(qū)， 而該沉積物匯聚區(qū)正是內(nèi)沙淺灘所在區(qū)域。

圖6 閩江口海域表層沉積物組成、沉積物類型、平均粒徑平面分布及輸運趨勢 Fig.6 Spatial distribution of surface sediment composition， classification， mean grain-size and sediment transport trend near the Minjiang River estuary

4 討論

中小型山溪性河流攜帶的陸源泥沙入海對海岸及陸架海域環(huán)境有著非常重要的影響(Millimanet al， 1992)。河流攜帶的泥沙在進入河口與陸架海域后， 在不同類型流域-陸架系統(tǒng)內(nèi)的沉積物輸運過程差異顯著。對于中小河流-窄陸架系統(tǒng)， 一般在陸架邊緣發(fā)育海底峽谷， 陸源泥沙經(jīng)河口入海后主要通過海底峽谷快速向深海輸運， 而后在水動力的作用下不斷發(fā)生搬運， 在陸架、海底峽谷及陸架邊緣形成一系列復(fù)雜堆積體(Puiget al， 2003； Nittroueret al， 2007； Liuet al， 2016)， 尤其是事件(臺風(fēng)、洪水、地震等)作用下的物質(zhì)輸運是陸源物質(zhì)進入深海的主要途徑(Puiget al， 2004； Liuet al， 2016)。但在中小河流-寬陸架系統(tǒng)內(nèi)， 陸架坡度較緩， 陸泥沙在出河口后， 水域面積快速展寬， 水流速度降低， 大量粗顆粒泥沙快速沉降， 在河口形成了一系列的堆積體， 其沉積過程與流域及河口區(qū)人類活動的關(guān)系更加密切(陳堅等， 2010； Gaoet al， 2019； Wanget al， 2020a， b)。閩江作為山溪性中小河流， 受構(gòu)造斷裂活動控制， 流域中上游都位于山區(qū)， 在進入福州盆地后河床地勢變寬， 在河道沉積了大量的粗顆粒沉積物(祝永康， 1981)。在閩江河口區(qū)， 受閩江斷裂和長樂-南澳斷裂的共同影響， 在亭江以下地區(qū)山體破碎， 巖島林立， 構(gòu)成了閩江多汊入海的格局(祝永康， 1991)。閩江水流出口門后， 江面展寬， 泥沙擴散， 在徑流與海洋動力的相互作用下， 形成了閩江口區(qū)域不同的動力沉積環(huán)境， 總體上可以劃分出徑流-潮流、波浪-潮流和潮流等次一級的沉積環(huán)境(陳祥鋒等， 1998； 李東義等， 2008)， 不同沉積環(huán)境內(nèi)的沉積物分布特征出現(xiàn)較大差異， 從而使閩江口的沉積物在分布特征上顯示出縱向、橫向分異的現(xiàn)象(祝永康等， 1985； 陳峰等， 1998； 王海鵬等， 2000a； 劉蒼字等， 2001； 王愛軍等， 2013)。

4.1 閩江入海粗顆粒沉積物輸運

閩江入海泥沙的輸運格局主要受河口地形、水道分流、水動力、鹽淡水混合等因素控制(陳峰等， 1999a， b； 劉蒼字等， 2001； 李東義等， 2008)。受閩江河口地形特征， 閩江入海泥沙在出川石島口門后， 因河道展寬， 水流擴散， 流速降低， 大量泥沙在該海域堆積， 在川石島東南側(cè)航道地區(qū)形成內(nèi)沙淺灘(潘定安等， 1991； 陳峰等， 1999b)。已有觀測結(jié)果表明(潘定安等， 1991)， 川石島南側(cè)航道附近平均落潮流速為0.72m/s， 內(nèi)沙淺灘近平均落潮流速為0.56m/s， 而內(nèi)沙淺灘下游的深槽附近落潮平均流速又增大至0.76m/s。在閩江河口地形影響下， 川石島上游河道屬于徑流為主、潮流為次的沉積環(huán)境， 而川石島下游海域則以潮流為主、徑流為次(陳祥鋒等， 1998)， 因此， 川石島附近海域為漲落潮優(yōu)勢流轉(zhuǎn)換的過渡地區(qū)， 隨著漲落潮優(yōu)勢流的轉(zhuǎn)換， 在該地區(qū)形成滯流點， 從而加劇了內(nèi)沙淺灘的淤積(鄭德延， 1988； 陳峰等， 1999b)。此外， 鹽淡水混合被認(rèn)為也是促進內(nèi)沙淺灘形成的一個重要因素(潘定安等， 1991； 陳峰等， 1999b)。根據(jù)鹽度空間分布(圖3a， b)， 無論是表層還是底層水體鹽度均在內(nèi)沙淺灘附近表現(xiàn)出劇烈變化。以往研究結(jié)果表明受地形影響， 閩江口鹽淡水混合以部分混合為主， 分層為次， 高度混合出現(xiàn)幾率最小(潘定安等， 1993)， 但本文觀測結(jié)果表明(圖4a)， 在川石水道附近及以上海域， 斷面水體鹽度結(jié)構(gòu)表現(xiàn)為高度混合， 而在川石島以東海域， 開始出現(xiàn)部分混合， 并在鐵板沙以東海域表現(xiàn)出以分層為主的鹽度分布格局， 而該鹽度垂向分布類型發(fā)生明顯變化的地區(qū)也是內(nèi)沙淺灘發(fā)育的典型地區(qū)。因此， 水體鹽度平面和垂向分布劇烈變化可能進一步促進了該地區(qū)沉積物的沉降、堆積。

根據(jù)表層沉積物粒徑趨勢分析(圖6f)， 閩江入海泥沙經(jīng)過內(nèi)沙淺灘后繼續(xù)沿閩江口南航道向東輸運， 一部分在向東輸運的過程中越過鐵板沙向東北方向輸運， 并且在輸運過程中不斷差異沉降， 在鐵板沙地區(qū)形成了一系列的粗顆粒堆積體。經(jīng)閩江口南航道繼續(xù)向東輸運的泥沙在閩江口南航道口門附近發(fā)生堆積， 尤其是在洪水期間， 大量泥沙沿閩江口南航道向東輸運， 并且受地形及潮流控制而堆積在航道口門附近， 形成外沙淺灘(張文開， 1991； 潘定安等， 1992； 陳峰等， 1999b)。根據(jù)沉積物粒徑趨勢分析(圖6f)， 經(jīng)梅花近岸向東南方向輸運的沉積物中， 有部分泥沙在出梅花一線海域后又向偏北方向輸運， 并與閩江口南航道輸出的泥沙匯合， 在閩江口南航道口門附近匯聚， 從而導(dǎo)致外沙淺灘不斷向東偏南方向位移(張文開， 1991； 潘定安等， 1992)。洪水期間堆積于外沙淺灘附近的大量泥沙在后期水動力的改造下不斷發(fā)生再分配。根據(jù)本文大潮期間的近底部水動力觀測與計算結(jié)果， 位于外沙淺灘東側(cè)的MRE01 站位的表層沉積物主要在漲潮期間發(fā)生輸運， 并且在漲潮初期輸運強度最大(圖5b)， 而該時刻的近底部水流的流向則主要為西北向(圖5a)， 使得該站位在觀測期間潮周期內(nèi)推移質(zhì)凈向西北方向輸運(圖6f)； 而閩江口東北部的MRE02 站位表層沉積物在整個潮周期內(nèi)均有輸運， 但漲潮初期的輸運率明顯較高(圖5c)， 而該時段的流向主要向西(圖5d)， 使得該站位在觀測期間潮周期內(nèi)推移質(zhì)凈向西輸運(圖6f)。因此， 在漲潮流的作用下， 一部分粗顆粒沉積物被向西北方向搬運至腰子沙和鐵板等海域沉積， 另有一部分沉積物向北輸運并逐漸轉(zhuǎn)向西輸運， 與該地區(qū)的粗顆粒沉積物連成一片， 從而形成了大片的粗顆粒堆積體， 是閩江河流攜帶的粗顆粒泥沙的主要堆積區(qū)， 也是閩江口地區(qū)重要的海砂資源分布區(qū)(王愛軍等， 2013)。雖然觀測期間兩個站位的推移質(zhì)凈輸運量均較小， 但在長時間持續(xù)輸運影響下， 依然有大量的粗顆粒沉積物向該海域聚集， 而沉積速率計算結(jié)果表明， 閩江口內(nèi)沙淺灘至外沙淺灘地區(qū)粗顆粒沉積物的平均沉積速率約為0.14cm/a(許志峰等， 1990)， 表明該地區(qū)粗顆粒堆積體是長時間緩慢堆積而形成的， 其沉積速率明顯低于前三角洲地區(qū)的沉積速率， 后者在人類活動顯著影響前的平均沉積速率為0.67cm/a(Wanget al， 2020b)。

4.2 閩江入海細(xì)顆粒沉積物輸運

閩江攜帶的陸源沉積物在進入河口后， 粗顆粒沉積物堆積在口門附近， 細(xì)顆粒沉積物則繼續(xù)向口外輸運， 并沿途沉積， 在閩江口外東北部和東南部海域形成了較大范圍的細(xì)顆粒沉積物沉積區(qū)， 而閩江口東側(cè)也有細(xì)顆粒沉積物分布， 但分布范圍較窄(圖6)。閩江口外第四紀(jì)地震層序探測結(jié)果顯示， 全新世以來閩江口外古河道主要流向東南和東北方向(劉阿成等， 2019)， 表明閩江河流入海通道自全新世以來主要就是向東南和東北兩個方向。現(xiàn)代河口三角洲的研究結(jié)果顯示， 閩江河流入海的細(xì)顆粒沉積物在漲、落潮流及河口余流的作用下， 不斷向東、東北、東南方向輸運， 從而形成了前三角洲泥質(zhì)堆積體(陳峰等， 1999b； 劉蒼字等， 2001； 李東義等， 2008)。鹽度和濁度平面分布顯示， 經(jīng)梅花水道和長門水道出來的低鹽水體(鹽度＜30)在出川石島一線以后主要向東和東北方向擴散， 而表層濁度分布則更明確地顯示閩江入海泥沙在出川石島后主要向東北方向輸運(圖3a， c)， 這可能是觀測期間還屬于西南季風(fēng)控制， 表層水體輸運受西南季風(fēng)影響而表現(xiàn)出在河口羽流的作用下向東北方向輸運的格局。底層鹽度和濁度的變化與表層明顯不同， 底層低鹽度水體在出川石島一線以后主要圈閉在梅花東北側(cè)近岸以西海域， 但高濁度水體表現(xiàn)出沿閩江口南航道向東輸運的分布， 并且在穿過外沙淺灘后轉(zhuǎn)為向東南、東北和向北輸運(圖3b， d)， 與三個站位底層余流方向一致， 表明底層泥沙輸運主要受潮流余流控制。根據(jù)祝永康等(1985)的研究， 閩江口外東南淺海區(qū)的沉積物來源于閩江泄沙， 東北部淺海水域沉積物中除閩江輸入外， 外域來沙也占有較大比重。結(jié)合底層濁度和水動力觀測結(jié)果， 閩江入海泥沙在出外沙淺灘后分別向東南、東和東北方向輸運， 但向東南方向輸運強度最大， 其次是東北方向， 而向東輸運強度最最小， 表明閩江口外東南部前三角洲的細(xì)顆粒泥沙基本來源于閩江入海泥沙， 而東北部和東部的前三角洲細(xì)顆粒沉積物也主要來源于閩江入海泥沙， 但也有部分外域來沙， 并且也得到了沉積物組成的驗證(祝永康等， 1985； Xuet al， 2014)。前人研究結(jié)果顯示， 洪水期間大量泥沙沿閩江口南航道可向東輸運至外沙淺灘附近(張文開， 1991； 潘定安等， 1992； 陳峰等， 1999b)， 本文觀測期間雖沒有洪水事件發(fā)送， 但依然在洪季， 而濁度觀測結(jié)果也表明， 在洪季期間閩江入海泥沙可沿閩江口南航道輸運至外沙淺灘附近， 并且在穿過外沙淺灘后分別主要向東南、東和東北方向輸運。此外， 根據(jù)閩江口前三角的分布， 閩江口外東南部和東北部分布范圍較大， 而東部僅有很窄的前三角洲分布(圖6)， 這種空間分布特征與近底部潮流余流的強弱基本一致， 這進一步表明閩江入海細(xì)顆粒泥沙的輸運主要受近底部潮流余流控制。

4.3 人類活動影響下的閩江口海砂資源潛力

在逐漸加強的流域與河口地區(qū)人類活動影響下， 河口系統(tǒng)狀態(tài)正在發(fā)生變化(汪亞平等， 2019； Gaoet al， 2019)， 閩江口也不例外， 正經(jīng)歷著一系列的變化。閩江入海泥沙通量的統(tǒng)計結(jié)果表明(Wanget al， 2020b)， 距離閩江入海口最近的竹岐水文站在1978年以前的多年平均泥沙入海通量為 767×104t， 而2001—2016 年間的多年平均泥沙入海通量減少至256×104t， 僅為1978 年以前的34.2%。泥沙入海通量的減少， 對閩江河口三角洲的現(xiàn)代沉積物輸運產(chǎn)生了明顯的影響， 最直接的體現(xiàn)就是岸線淤長變緩， 淺灘面積開始減小， 水下三角洲部分地區(qū)開始出現(xiàn)侵蝕(陳堅等， 2010)， 前三角洲泥質(zhì)沉積區(qū)的沉積速率也由1986 年以前的1.04cm/a 減小至1986 年以來的0.46cm/a(Wanget al， 2020b)。根據(jù)本文座底三腳架觀測結(jié)果， 水下三角洲前緣地區(qū)的沉積物在潮流的作用下凈向陸輸運， 而在當(dāng)前河流入海泥沙通量顯著減小的情況下， 這種向陸輸運將加劇了三角洲前緣的侵蝕， 這與斷面地形對比分析結(jié)果一致(陳堅等， 2010)。

如果以推移質(zhì)入海通量為懸移質(zhì)入海通量的10%來計算(Allen， 2017； Wanget al， 2014)， 則閩江多年平均推移質(zhì)入海通量由1978 年以前的76.7×104t減少至2001 年以來的25.6×104t； 而根據(jù)閩江口海砂開采統(tǒng)計， 閩江口地區(qū)2012—2017 年間額采砂量為0.4×108m3/a(Wanget al， 2020a)， 則 年 均 采 砂 量 在14.40×106t/a(海砂密度按1800kg/m3計算)， 海砂開采量遠大于推移質(zhì)供應(yīng)量。因此， 在流域建壩和河口采砂活動的影響下， 河口水下三角洲地區(qū)的淺灘面積開始減小， 部分地區(qū)出現(xiàn)侵蝕(陳堅等， 2010)。在當(dāng)前閩江入海泥沙通量銳減、河口采砂活動顯著增強的背景下， 閩江口地區(qū)的沉積物輸運格局已經(jīng)發(fā)生了一定程度的變化， 必然會影響到閩江口海砂資源的富集過程和資源潛力。目前這種變化主要表現(xiàn)為對原本沉積在河口水下三角洲地區(qū)的沉積物進行再分配(陳堅等， 2010)， 但在泥沙來源持續(xù)減少、海砂資源持續(xù)開發(fā)利用的情況下， 采砂區(qū)附近海域的海砂資源的恢復(fù)時間將顯著增長。由于目前缺乏相關(guān)的研究基礎(chǔ)， 對于采砂區(qū)的海砂資源恢復(fù)潛力的認(rèn)識還不夠， 因此還需要對閩江口附近海域的沉積物輸運過程及其控制機制進行深入研究， 從海砂資源的富集機理上深入分析未來閩江口海砂資源潛力， 以便為閩江口海砂資源開發(fā)利用與管理提供科學(xué)依據(jù)。

綜上所述， 閩江口粗顆粒沉積物堆積體是在河口地形、徑流、河口羽流、潮流及鹽淡水混合等因素的綜合作用下， 在川石水道東側(cè)海域、梅花水道口門、閩江口南航道口門及川石島南側(cè)海域形成了幾個粗顆粒沉積物堆積區(qū)， 其中川石島東側(cè)粗顆粒堆積體范圍最大， 也是閩江口地區(qū)海砂資源的重要分布區(qū)。在當(dāng)前流域來沙量銳減、河口地區(qū)海砂開采強度增大的情況下， 研究河口沉積物輸運過程， 對于認(rèn)識海砂資源富集過程、海砂開采后的資源恢復(fù)潛力等都具有非常重要的現(xiàn)實意義。

5 結(jié)論

受斷裂構(gòu)造控制， 閩江口地區(qū)地貌類型復(fù)雜， 直接控制了閩江口及周邊地區(qū)的動力過程， 進而直接影響到閩江口沉積物的分布與沉積環(huán)境。本文研究結(jié)果表明：

(1) 觀測期間水體鹽度在琯頭和猴嶼附近接近0， 底層水體鹽度小于20 的低鹽水體主要被圈閉在川石島以西的閩江口內(nèi)； 瑯岐島北側(cè)的長門水道水體濁度高于南側(cè)的梅花水道， 底層水體濁度高于表層， 并且在空間上由河口內(nèi)向口外逐漸減小， 高濁度水體沿閩江口南航道向東輸運； 川石島以西的河口內(nèi)水體表現(xiàn)出強烈的垂向混合， 川石島以東的水體表現(xiàn)出明顯的層化特征；

(2) 水動力觀測結(jié)果表明， 觀測期間閩江口外東北側(cè)海域底部流速最大， 閩江口外東南側(cè)海域底部流速最小， 潮流在潮周期內(nèi)表現(xiàn)出一定的旋轉(zhuǎn)流特征， 潮周期內(nèi)近底部余流則以東南側(cè)海域最大、南航道口門附近最小； 推移質(zhì)輸運率計算結(jié)果表明， 南航道口門附近推移質(zhì)輸運主要發(fā)生在漲潮期間， 潮周期內(nèi)凈向西北方向輸運； 東北側(cè)海域推移質(zhì)輸運在潮周期內(nèi)均有發(fā)生， 但在漲潮初期的推移質(zhì)輸運強度大， 潮周期內(nèi)凈向西輸運；

(3) 閩江口海域表層沉積物組份含量以砂為主， 平均含量為64%， 粉砂組份平均含量為28%， 黏土組份平均含量為8%； 沉積物類型共有5 種類型， 其中以砂分布最廣， 占調(diào)查站位總數(shù)的 56%； 表層沉積物平均粒徑為0.54Φ—7.20Φ， 平均值為3.51Φ， 其空間分布格局與砂組份含量分布格局一致， 即在川石島以東的外沙淺灘至梅花東側(cè)近岸圈閉的閩江口內(nèi)海域及前三角洲以東的淺海陸架海域， 表層沉積物中值粒徑較大， 前三角洲地區(qū)表層沉積物平均粒徑較小；

(4) 沉積物粒徑趨勢分析結(jié)果表明， 閩江入海泥沙經(jīng)梅花水道和長門水道入海后， 在鹽淡水混合、徑流、潮流的作用下， 在梅花水道口門、川石水道東南側(cè)的內(nèi)沙淺灘、閩江口南航道口門附近的外沙淺灘、以及川石島東側(cè)的鐵板沙等地區(qū)形成粗顆粒沉積物匯聚區(qū)， 是海砂資源的重要分布區(qū)， 而細(xì)顆粒物質(zhì)在河口羽流和潮流的作用下向東南、東、東北方向輸運， 形成了以細(xì)顆粒沉積物為主的前三角洲。

致謝 自然資源部第三海洋研究所的黃書仁、陳海煌、余永澤、劉三善參與了野外采樣工作， 黃書仁參與了實驗室樣品分析， 僅致謝忱！