長江口泥質區18#柱樣的現代沉積速率及其環境 指示意義

龐仁松，潘少明，王安東

（南京大學 海岸與海島開發教育部重點試驗室， 江蘇 南京 210093）

長江口泥質區18#柱樣的現代沉積速率及其環境 指示意義

龐仁松，潘少明，王安東

（南京大學 海岸與海島開發教育部重點試驗室， 江蘇 南京 210093）

通過對長江口泥質區18#柱樣進行137Cs和210Pb同位素測年分析，得到了柱樣站點的現代沉積速率。結果表明，近50多年來沉積速率較大，且呈現階段性差異：由137Cs時標計年法得到柱樣1954—1964年的沉積速率為5.9 cm/yr，1964—2006年減小為3.36 cm/yr；沉積柱樣的210Pb剖面呈兩段分布，由此得到沉積速率120～225 cm為5.47 cm/yr，對應于18～100 cm減小為4.58 cm/yr。對比分析兩種方法得出沉積速率開始減小的時間為1968—1972年，并且采樣點區域表層可能出現侵蝕現象，為研究長江口泥質區環境演變提供了依據。

長江口泥質區；沉積速率；粒度參數；210Pb；137Cs

沉積速率是河口海岸沉積研究的一個重要方面，是指單位時間內沉積物形成的厚度，它能綜合體現沉積過程的特征，是確定沉積環境的定量指標。長期平均的河口海岸區的沉積速率反映了河口海岸地質歷史的形成和發育，而短期的平均沉積速率可以反映本區現代沉積動力以及水體與沉積物的交換過程[1]。確定沉積速率對揭示區域和全球環境變化、提取沉積記錄的環境信息、了解整個流域侵蝕與入海泥沙沉積的關系等均具有重要意義。

現代河口海岸沉積速率的研究方法較多，在百年時間尺度上，應用較為廣泛的有天然放射性核素210Pb計年法和人工散落核素137Cs時標法。210Pb的半衰期為22.3年，最早見于20世紀60年代對冰雪年齡的測定[2]，現已被廣泛應用于海洋、湖泊、海岸、河口沉積速率的研究[3-6]。通過沉積柱樣中210Pb的測定，計算沉積速率，可以反演現代沉積過程，得到沉積環境變化的信息。137Cs是20世紀大氣層核試驗產生的人工放射性同位素，半衰期為30.2年，可以有效地標定近百年來的現代沉積速率。自從20世紀60年代以來，137Cs被廣泛用于測定水庫、湖泊、濕地、海岸等多種沉積環境下的沉積速率，同時也被用于定量揭示土壤侵蝕、物質輸送和沉降過程[7-11]。

前人對于長江口水下三角洲的現代沉積速率采用了多種方法進行研究，包括河流輸沙法[12,13]，歷史海圖對比法[14,15]，放射性同位素測量方法[15-17]。近二十年來長江入海泥沙量顯著減少，水下三角洲的整體堆積速率已明顯趨緩，局部出現侵蝕現象[16-18]。研究沉積速率變化的時間對于研究沉積速率變化的影響因素有著重要意義，可為研究河口三角洲海岸侵蝕和地貌演化問題提供時間依據。本文采用137Cs、210Pb放射性同位素計年法得到沉積柱樣的現代沉積速率，通過對比兩種方法的結果，結合對沉積物粒度特征的研究，得到了長江口泥質區沉積速率發生變化的時間，可為研究長江口泥質區環境演變提供依據。

1 區域概況

長江口外流系由長江沖淡水、臺灣暖流、黃海沿岸流和東海沿岸流組成。長江口在平面上呈現三級分汊，四口分流的格局，一級分汊自徐六涇被崇明島分為南北兩支。二級分汊是南支在吳淞口以下又為長興、橫沙兩島分隔為南北兩港。三級分汊表現為南港又為九段沙分隔為南槽和北槽[12,19-21]。長江巨量入海泥沙受到長江沖淡水的影響和臺灣暖流的阻隔作用，基本滯留在123 °15 ′E以西的內陸架，受科氏力作用主要向東南方向運移、沉積[22-24]。其中，約有40%堆積在南、北港的口門附近，約有30%沉積在長江口泥質區，30%左右隨沿岸流在閩浙沿岸泥質區沉積[22]。

長江口北槽攔門沙灘頂自然水深6 m，通海航道受攔門沙的制約嚴重影響了長江作為“黃金水道”作用的發揮和進出上海港的船舶[25]。為提高長江口通海航道水深，在1998年和2002年分別實施了深水航道整治工程一期和二期工程，工程位置位于南港北槽。

2 材料和方法

2.1 樣品采集

在2006年11月使用重力取樣器在長江口南槽口門外20 m等深線附近采集了18#沉積物柱狀樣（31.016 761 °N，122.620 184 °E），柱樣長度為233 cm，柱狀樣位置見圖1。與前人研究相比，18#柱樣位于泥質區中心，基本可以代表研究區域的沉積趨勢。

將柱樣運回實驗室，在室內將柱樣從中間剖開，對其進行了詳細描述、拍照記錄，并以2 cm間隔分樣，放入聚乙烯自封袋中，分別進行粒度分析和210Pb、137Cs分析。實驗在南京大學海岸與海島開發教育部重點實驗室完成。

圖 1 長江口柱狀樣采樣站位圖Fig.1 Location of the sampling cores in the Changjiang Estuary

2.2 樣品分析

2.2.1 粒度分析 每個樣品取0.5 g左右放入燒杯中，依次加入適量蒸餾水、10 %的過氧化氫和10 %的鹽酸以去除其中的有機質和無機碳。加入[NaPO3]6分散劑，靜置12 h，用玻璃棒攪拌均勻后使用英國Malvern公司的Mastersizer2000型激光粒度儀進行粒度測量（儀器測量范圍為0.02～2 000 μm，重復測量的誤差＜ 3%），獲得樣品的粒度分布數據后，采用矩法公式[26-28]計算粒度參數。2.2.2137Cs和210Pb比度測試 取部分樣品放在烘箱中以60 ℃的溫度烘干，將已烘干的樣品研磨攪勻后，利用Po-α法對其進行210Pb分析[29]，儀器為低本底的α譜儀( 576A Alpha Spectrometer，美國EG&G公司生產)。取重量約為40 g的粉狀干樣，放入特制的測試樣品盒密封。放射性核素137Cs分析采用γ譜儀直接測量的方法，137Cs的含量用其661.62 keVγ射線的全能峰面積計算。儀器為美國ORTEC公司生產的GMX30P-A 高純Ge同軸探測器，探測器位于老鉛制成的鉛室中，用鉛室屏蔽后，本底比無鉛室時小10倍。137Cs標準源由加拿大貝德福海洋研究所提供，放射性比活度為806.2 Bq/kg（標準源參考時間為2009年9月1日），重65.4 g。測量時間為72 000 s，并且使用IAEA2327標樣進行了比對校正。

2.3 數據處理

2.3.1210Pb測年方法 沉積物中的210Pb總放射性強度可以表示為

F為210Pb的沉積通量[dpm/(cm2·yr)]，ω為沉積物的沉積通量[g/(cm2·yr)]；A(補償)為沉積物中226Ra衰變產生的210Pb放射性強度；λ=0.03114/yr為210Pb的衰變常數。

為了抵消掉孔隙度隨深度變化對210Pb的垂直分布的影響，引入質量深度

從m與In[A總-A補償]的關系曲線上即可求出ω、F，那么沉積速率可以表示為:

式中R為沉積速率；ω為沉積物的沉積通量(g/(cm2·yr))；ρ為沉積物的體密度(g/cm3)柱狀樣的過剩210Pb總量為:

式中I為過剩210Pb總量( dpm/cm2)；F為210Pb沉降通量(dpm/(cm2·yr))。

2.3.2137Cs計年方法 根據137Cs時標法計算沉積速率首先要確定137Cs蓄積峰值對應的時標年份，在長江口地區，137Cs主要來源于大氣沉降和流域輸入、聚集。由于長江口地區沒有完整的137Cs大氣沉降通量記錄，所以需要利用其它地區已知的大氣沉降信息來推算本研究區的大氣沉降情況。東京氣象研究所自1957年4月起對大氣沉降的放射性核素137Cs的沉降通量進行測定。長江口（31°N）與東京地區（35°N）同位于30～40°N的副熱帶高氣壓帶之內，因此其137Cs在大氣中沉降的趨勢大致是相同的，可以通過模型由東京地區的137Cs沉降通量計算長江口的137Cs沉降通量。

王安東[30]曾建立過一個模型，長江口地區各年份的137Cs大氣沉降通量可以表示為：

式中，Dy為長江口經衰變校正后某年份137Cs大氣沉降通量（Bq/m2），Py為該年份長江口降水量（m），Pt為該年份東京降水量（m），Dt為該年份東京經衰變校正后的137Cs沉降通量（Bq/m2）。

在文獻中可以查到長江口（由上海降雨量代替）[31,32]，東京[33]兩地各年份的年度降雨量（圖2）。根據東京地區1957年到2005年的大氣沉降中放射性核素137Cs的沉降通量[33]，代入公式（6）就可以得到長江口地區對應年份的137Cs大氣沉降通量值（圖3）。

長江流域處于亞熱帶季風區，流域走向平行于緯線，橫貫中國的東南部，其南北平均跨度為2～3個緯度，長江流域大部分地區深受東南季風的影響，僅在藏南和云貴高原部分地區受西南季風的影響[34]，因此長江流域內的大部分地區的137Cs沉降背景值應該是相差不大的，可以認為不會影響長江口的137Cs蓄積峰的位置。

圖 2 1958—1980年東京、上海兩地平均降雨量Fig.2 Annual rainfall at Tokyo and Shanghai during the period 1958–1980

圖 3 1958—2005年東京與長江口附近137Cs年度平均沉降通量Fig.3 Annual 137Cs deposition (Bq/m2) at Tokyo and Changjiang Estuary during the period 1958–2005

典型的137Cs垂向分布中1954年的沉積層位是137Cs出現的起始層位[35,36]，隨后幾年137Cs的沉降通量逐漸增大，1963年137Cs沉降出現最大峰值（圖3），考慮到137Cs從沉降到被沉積物吸附所用的時間，一般選取1964年作為沉積物剖面中最大蓄積峰值的時標年[37]。1959年出現一個較明顯的次級峰，可以作為時標年。1986年切爾諾貝利核泄漏對東亞地區影響不大，沉降量僅為1963年的10%，因此應用1986年作為時標年需要謹慎考慮。通常利用1954年、1959年、1964年作為時標年來計算沉積速率。

沉積速率可以表示為：

式中，D1，D2分別為時標年T1，T2對應的柱樣深度。

3 結果與討論

3.1 210Pb剖面與計年

用210Pb方法估算沉積速率要求210Pb放射性比度沿深度呈指數衰減，因此，所選取的樣品必須滿足3個條件：1.沉積物按時間順序堆積，并且沉積速率大致恒定；2.處于穩定的沉積環境中，地層不發生后期擾動；3.被沉積物顆粒吸附的210Pb不發生后期化學遷移[38,39]。

根據18#柱樣210Pbex的分布特征（圖2a）可以將柱樣的210Pbex垂直剖面分為3段：0～18 cm、18～100 cm、100～225 cm。0～18 cm為混合區，210Pb放射性比度比較紊亂；18～100 cm存在很好的指數衰變，根據實測數據，用指數曲線y =ae-bx擬合后得到210Pbex比活度與深度的擬合曲線為y=1.7466e?0.00679x，R2=0.87，由此計算得到沉積物的沉積速率為4.58 cm/yr；120～225 cm段沉積速率明顯與上段不同，用指數曲線y =ae-bx擬合后得到y=2.2841e-0.00569x，R2=0.35，由此計算得到沉積速率為5.47 cm/yr。

圖 4 沉積物柱樣210 Pbex(a)和137Cs(b)放射性比度垂直分布剖面Fig.4 Vertical profiles of 210 Pbex (a)and 137Cs(b) radioactivity in the sediment cores

3.2 137Cs垂直分布與計年

137Cs垂直分布剖面（圖4b）位于140～142 cm處出現了一個清晰的最大蓄積峰，最大蓄積峰值為19.55±1.33 Bq/kg。前人[8,16,17]測得東海陸架137Cs剖面中的最大比活度為2.17～15 Bq/kg，對比發現本研究柱樣最大值與前人測量最大值相當，所以實驗結果是可靠的。有研究表明[37]，當沉積速率大于1 cm/yr時，137Cs剖面中最大蓄積峰值出現在1964年，1963年的蓄積峰稍許低些與1964年的蓄積峰共同形成一個清晰明顯的最大蓄積峰，因此有理由相信柱樣137Cs剖面的最大蓄積峰對應于1964年。

利用1954年和1964年作為時標年來計算研究區域的沉積速率，結果見表1。

表 1 137Cs計年方法測得的沉積速率Tab.1 Sedimentation rate derived from 137Cs analysis

3.3 210Pbex法與137Cs法對比

放射性同位素210Pb和137Cs在沉降時，主要為粘土礦物所吸附[11]，因此需要考慮各層位沉積組分的變化情況。柱樣以黃灰色、灰黑色粘土質粉砂為主，局部有薄層細沙夾層。柱狀樣沉積物粒度指標表明，沉積物分選較差，且表層為極正偏，同時上部沉積物峰態較下部寬。沉積物組分以粉砂為主，其次是粘土，砂的含量極少，并且不含礫石（見圖5）。樣品平均粒徑在6.158～7.775 φ之間，粉砂含量在58.71%～79.71%之間，粘土含量在16.75%～ 36.86%之間。根據矩法計算得到的柱樣分選系數，偏度和峰態的變化范圍分別為1.367～2.712、0.561～2.798、1.788～3.696。

圖 5 沉積物粒度參數垂向變化Fig.5 Vertical profiles of the grain-size parameter

由沉積物粒度分析可知，柱樣沉積物以粘土質粉砂為主，絕大多數層位砂含量在5%以下，并且各組分的含量差別不大，說明樣品粒度參數對本實驗中210Pb、137Cs比活度的測定影響有限。由210Pbex和137Cs兩種計年方法所得沉積速率存在一定的差異（見表2）。在18～120 cm段，210Pbex法得到的速率比137Cs法要大，造成這種現象的原因可能是在此區域出現了侵蝕現象，表層時間并不對應于采樣時間，但是應用137Cs計算沉積速率的時候仍然按照采樣時間計算造成137Cs計算結果偏小。210Pbex在0～18 cm呈倒序分布，由于沒有發現生物擾動痕跡，因此混合層中210Pb放射性比度倒置分布可能是由于柱樣附近區域出現從上向下的侵蝕過程，而這些侵蝕物又依次覆蓋在柱樣原始表層的上部，從而形成柱樣表層的210Pb放射性比度倒置分布[40]，這從另一個方面說明了研究區域表層可能出現了侵蝕現象。長江口在1998—2002年分別實施一、二期深水航道整治工程，杜景龍等[41]研究發現九段沙東側水下三角洲淤積速率持續降低并底端發生沖刷，所以這會導致137Cs計算結果偏小。同時，應用210Pb測年只有在沉積物樣品完全未受擾動的情況下才能真實地反應研究區的沉積速率，因此受本研究區內多動力環境的影響，這也可能導致210Pbex法比137Cs法測得的結果偏大。

表2 18#柱樣210Pbex、137Cs計年結果對比Tab.2 Comparison of the results of 210Pbex and 137Cs analysis

137Cs在海水中主要以離子狀態存在，具有較高的溶解度，137Cs進入海洋沉積物后，由于潮流、波浪的擾動作用，137Cs解吸作用顯著，造成了137Cs的再遷移和重新分布[42,43]，使137Cs出現在比預期值更深的層段。朱立平[44]等在對西昆侖山南紅山湖的研究中也發現了137Cs具有向下垂直遷移的現象。因此，可能是由于137Cs的向下垂直遷移的現象導致了1954年對應層位比實際層位要深，這樣使計算的沉積速率偏大。210Pbex在140～200 cm分布不規律，隨深度波動很大，這說明較強的水動力環境使得沉積物改造頻繁，一定厚度內的沉積物發生了混合作用，這種作用也加強了137Cs的再遷移和重新分布。所以導致了140～200 cm段210Pbex法得到的速率比137Cs法略小。

3.4 環境指示意義

由于本研究柱狀樣接近水下三角洲泥質區的前緣，距長江口水下三角洲的泥質沉積物堆積中心(122°15′E—122°30′E）[40]較近，因此柱狀樣的沉積速率較高，137Cs法測得平均速率為3.77 cm/yr，210Pbex法測得速率為4.58～5.47 cm/yr。DeMasterDJ[16]測得的長江水下三角洲G8000站為3.5 cm/yr，G8004 站沉積速率為5.4 cm/yr，G8005站為3.1 cm/yr，3個站位的平均沉積速率為4.0 cm/yr(見表3)。張瑞等[40]研究得到長江口水下三角洲泥質沉積區平均沉積速率介于1.36～4.11 cm/yr之間，沉積物積物堆積中心平均沉積速率為3.51 cm/yr。因此，諸多的研究結果顯示泥質區的沉積速率較高。

210Pbex和137Cs計年方法得到的沉積速率略有差異，但是沉積速率減小的趨勢是相同的。210Pbex法顯示沉積速率由5.47 cm/yr減小到4.58 cm/yr，137Cs法顯示沉積速率由5.9 cm/yr減小到3.36 cm/yr。通過柱樣137Cs分布剖面可知柱樣的141 cm處對應于1964年，柱樣的210Pbex剖面顯示在100～120 cm處沉積速率發生了較大變化，那么我們根據210Pbex計年法得到的沉積速率（5.47 cm/yr）推算從1964年開始到沉積速率發生變化經了4－8年，所以得到沉積速率開始變化的時間為1968—1972年。

表 3 210Pb測年分析得到的沉積速率Tab.3 Sedimentation rates derived from 210Pb analysis in the study area

圖 6 大通水文站年際輸沙量變化(據大通水文站)Fig .6 Annual sediment discharge change of Datong Hydrological Station(From Datong Hydrological Station)

泥質區沉積物主要來自我國內陸，由長江挾帶泥沙至河口，在流速減緩、水流分散、咸淡水交換的介質環境下，在長江口由內向外，沉積物由粗到細進行沉積分異[45]。由于長江入海泥沙貢獻了大部分的泥質區沉積物，因此沉積速率的減小與入海泥沙的減少有著重要關系。

近50年來人類活動對長江入海泥沙的影響巨大，1968年漢江中游丹江口水庫開始對入海輸沙量產生影響，由于大量粗顆粒的泥沙沉積于水庫底，導致入海泥沙粒度在一段時間內減小。上個世紀80年代中后期又修建了大量的水庫，1985年長江葛洲壩水庫對入海輸沙量影響開始[46]，流域內眾多的水利設施使得長江入海徑流含沙量出現下降的趨勢。由大通水文站的年際含沙量變化（圖6）趨勢可以看出，在20世紀60年代末含沙量開始減小，到80年代中后期減小的趨勢更大，截止到2004年含沙量減小為60年代的20%～25%。本研究發現210Pbex測年沉積速率發生變化的年份與含沙量開始減小的年份基本對應，這有利地支持了長江入海泥沙量的減少可能是導致泥質區沉積速率減小的主要影響因素的觀點。由210Pbex剖面計算的沉積速率變化趨勢與含沙量的減小趨勢并不完全相同，這說明長江來沙量并不是影響長江口泥質區沉積速率的唯一因素，也可能與港槽分水分沙比改變引起的沉積動力環境變化有關，需做進一步分析探討。

4 結 論

（1）18#柱樣137Cs剖面存在清晰的最大蓄積峰，蓄積峰值為19.55±1.33 Bq/kg，137Cs最大蓄積峰應該與1964的137Cs散落沉降相對應。

（2）泥質區沉積速率較高，且呈現階段性差異。運用時標定年法分析137Cs放射性活度剖面得出，1954—1964年為5.9 cm/yr，1964～表層（假設為2006年）為3.36 cm/yr，平均沉積速率為3.85 cm/yr。210Pb計年法測定233～100 cm的沉積速率為 5.47 cm/yr，100 cm～表層的沉積速率為4.58 cm/yr。沉積速率減小，且表層已遭受侵蝕，長江入海泥沙量的減少可能是其中的原因之一，也可能與港槽分水分沙改變引起的沉積動力環境變化有關，需做進一步分析探討。

（3）對比兩種研究方法得出沉積速率開始減小的時間為1968—1972年，可為研究河口三角洲海岸侵蝕和地貌演化問題提供時間依據。

致謝：南京大學張瑞、丁燕峰參加野外調查與取樣工作，張瑞、王安東為文章修改提供幫助，在此一并致謝。

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Modern sedimentation rate and its implications for environmental evolutions of the 18#core in the Changjiang Estuary in China

PANG Ren-song, PAN Shao-ming, WANG An-dong

(Key Laboratory of Ministry of Education for Coast and Island Development, Nanjing University, Nanjing 210093, China)

The 18#core collected in Yangtze River Estuary was analyzed for137Cs and210Pb Radioisotope measurement.The results showed that, sedimentation rate in recent 50 years was large and could be divided into some distinct stages: sedimentation rate calculated from137Cs method was 5.9 cm/yr during 1954-1964, while reduced to 3.36 cm/yr during 1964-2006.Two parts of the graph showed a good exponential decay in the210Pb profile of the 18#core.Sedimentation rate is 5.47 cm/yr during 120～225 cm, and corresponds to 4.58 cm/yr during 18～100 cm.It can be found that erosion occurs in this area through analyzing the results of two methods maybe, and sedimentation rate decreases from 1968-1972.The paper provides a basis for studying on the environmental evolution of the Yangtze River Estuary.

Yangtze River Estuary; sedimentation rate; grain size parameters;210Pb;137Cs;

P736.22+1

A

1001-6932(2011)03-0294-08

2010-09-19 ；收修改稿日期：2011-03-15

國家重點基礎研究發展規劃項目(2002CB412401)。

龐仁松 ( 1986－ )，男，碩士，主要從事海洋地質學研究。電子郵箱：prsgl@126.com。