《长江泥沙公报》统计显示，20 世纪50—80 年代，长江入海泥沙常超过4×10⁸t，有时甚至接近50×10⁸t^[1]。但由于人类活动的增强，长江流域大坝不断建设，大量泥沙被拦截在大坝水库内，导致入海泥沙减少，特别是1985 年后到三峡大坝合拢前，入海泥沙已经减小到3×10⁸t 左右，2003 年后，入海泥沙更是降到不足2×10⁸t。有些年份（如2006 年、2011年）入海泥沙仅0.7×10⁸～0.8×10⁸t ^[1]。因此，长江三角洲对入海泥沙减少的响应问题一直倍受关注。有学者研究发现，近年来水下三角洲外缘已有侵蚀粗化迹象^[2-3]。基于以上背景，笔者通过分析位于水下三角洲不同位置4 个浅孔（CDZS10、16、20 和23）的粒度参数和沉积速率数据，分析其对流域来沙减少的响应及可能的原因（图 1）。

图  1  长江口沉积分区^[3-4]及钻孔位置

Figure  1.  Surface sediment distribution off the Yangtze River estuary and the core sites in this study

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1.   长江水下三角洲沉降速率分布特征

通过收集长江水下三角洲所有已发表的放射性同位素²¹⁰Pb 沉积速率数据^[5-15]，勾勒出研究区近50a 的沉积速率空间分布（图 2）。结果显示，沉积速率高值区分布在南支口门拦门沙地区、前三角洲泥质沉积区和杭州湾北岸—南汇边滩前缘斜坡，沉积速率总体上大于3cm/a，而北支及北港前缘斜坡沉积速率很低。这表明，自长江入海主泓转为南支后，北支逐渐萎缩；长江来沙主要在南支口门拦门沙及前三角洲地区（泥质区）堆积，且前三角洲的高沉积速率区穿过嵊泗列岛向杭州湾口外的内陆架50m 水深等值线范围延伸；南汇边滩前缘斜坡的高沉积速率区则向杭州湾和嵊泗列岛2 个方向延伸；这2 个区域沉积速率总体在1~3cm/a 之间。笔者推测，由于受台湾暖流的阻挡作用，长江泥沙难以越过东经123°，因此，泥质区中心正在向杭州湾东北部和嵊泗列岛东南方向迁移。苏北辐射沙洲、过渡沉积区及浅海陆架的大片区域，由于缺乏现代长江物质供应，形成了沉积速率低值区，其沉积速率小于0.5cm/a，值得注意的是，虽然北支及北港前缘斜坡沉积速率很低，但在水深30m 等值线以东区域出现一较高沉积速率区域（2.6~3.7cm/a），推测受苏北沿岸流、长江冲淡水及台湾暖流影响，从苏北废黄河三角洲侵蚀来的泥沙很可能淤积于此。

图  2  据²¹⁰Pb 测年推测的长江口沉积速率空间分布特征^[4-14]

Figure  2.  Spatial variation of the modern sedimentation rates off the Yangtze River estuary,shown by ²¹⁰Pb dating

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2.   研究方法

2012 年11—12 月，利用震动活塞取样器在长江水下三角洲采集4 个浅孔（CDZS10、16、20 和23）（表 1）。4个柱状样以4cm间距共采集样品273个，送中国科学院南京地理与湖泊研究所湖泊与环境国家重点实验室进行²¹⁰Pb 和¹³⁷Cs 放射性同位素测试，以确定平均沉积速率。所用仪器为美国生产的探头，型号为GWL-120-15，多道型号为jr2.0 的高纯锗伽玛谱仪。同时以4~6cm 间距对4个柱样进行分样，获得204个样品，送至华东师范大学进行粒度测试，所用仪器为美国Coulter公司LS13320 型激光粒度仪。

表  1  钻孔信息

Table  1.  Cores information

孔号	经纬度/°		孔深/m	水深/m	210Pb和137Cs样品/个	粒度样品/个
CDZS10	122.35	31.24	3	36.8	67	49
CDZS16	122.35	31.06	3.35	20.7	72	54
CDZS20	122.45	30.58	3.05	25	66	50
CDZS23	122.45	30.49	3.05	27.5	68	51

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2.1   ²¹⁰Pb 和¹³⁷Cs 放射性同位素测试

每个样品称取10g左右的湿样，在105°C的高温下烘干，放入干燥器中备用。称取5g 左右干样品研磨，过100目筛去除植物根茎。将研磨后的干样放入测试管中，平均每个试管中干样的重量约为3g，开口封蜡，放置3个星期，以便使放射能量平衡。用γ分析方法对各样品进行无损坏的多种核素同时直接测量。¹³⁷Cs和²²⁶Ra标准样品由中国原子能研究院提供，²¹⁰Pb标准样品由英国利物浦大学做比对标准。¹³⁷Cs的比活度用其661.62keV能量处的峰值计算。¹³⁷Cs 计年是基于该放射性核素在沉积物记录中的层位对比，其出现和峰值分别对应大气核试验的起始年代1952年、核试验的峰值年代1963 年及1986年切尔诺贝利核泄漏事件产生¹³⁷Cs 的散落峰。总²¹⁰Pb 比活度以46.5keV（²¹⁰Pb）能量处的峰计算，以351.92 KeV（²¹⁴Pb，²²⁶Ra 的子体）能量处的峰计算本底²¹⁰Pb比活度，其差值即为过剩²¹⁰Pb（²¹⁰Pb_ex）的比活度。本文采用初始浓度恒定(CIC) 模式计算钻孔平均沉积速率，公式如下：

式中，S 为沉积速率（cm/a）；z 为深度（cm）；λ为²¹⁰Pb 的衰变常数（0.03114a-1）；A₀和A_z分别为表层与深度z 层的²¹⁰Pb_ex，其中z/ln(A₀/A_z)²¹⁰Pb_ex 取自然对数后与深度之间线性拟合的斜率求出。

2.2   粒度测试

取样约0.5g，置于50ml 烧杯中，分别加入10ml10%的H₂O₂ 和10ml 10%的HCl，分别去除有机质和碳酸钙，然后注满蒸馏水，静置一夜，抽去上浮清液，重复此步骤直至上层清液为中性为止；加入分散剂，搅拌均匀，用超声波仪分散大约20min 后上机测试。本文采用矩阵法计算样品的粒度参数（平均粒径、中值粒径）。

3.   试验结果

3.1   钻孔沉积速率

CDZS10 孔¹³⁷Cs 活度总体不高于8，垂直分布图上在2.24m 开始出现，在1.72m 和0.8m 附近各有1个明显的峰值（图 3），推测分别对应1952 年、1963 年和1986 年，对应沉积速率分别为3.73cm/a、3.51cm/a和3.08cm/a，而1952—1963 年和1963—1986 年间的沉积速率分别为4.73cm/a 和4cm/a。²¹⁰Pb_ex（CIC 模式）随深度分布自上而下呈指数衰减模式，相关系数达0.69，全孔平均沉积速率为3.69cm/a（图 3），与¹³⁷Cs 获得沉积速率一致性较好。

图  3  CDZS10、20 孔沉积物²¹⁰Pb_ex、¹³⁷Cs 垂向分布及沉积速率

Figure  3.  Vertical distribution of ²¹⁰Pb_ex,¹³⁷Cs and sedimentation rates in the sediments of Cores CDZS10 and 20

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CDZS20 孔¹³⁷Cs 从2.02m 开始出现，在1.44m 和0.84m 附近各有1 个明显的峰值（图 3），推测分别对应1952 年、1963 年和1986 年，对应沉积速率分别为3.37cm/a、2.94cm/a 和3.29cm/a，而1952—1963 年和1963—1986 年间的沉积速率分别为5.27cm/a、2.61cm/a。²¹⁰Pb_ex(CIC 模式)指数曲线显示，全孔平均沉积速率为2.63cm/a，相关系数达0.71（图 3），与¹³⁷Cs 获得的1.44~0.84m 段的沉积速率基本一致，略小于1.44m 至海底的平均沉积速率。

CDZS16 孔¹³⁷Cs 从1.8m 开始出现，在0.84m 和0.4m附近各有1个明显的峰值（图 4），推测分别对应1952 年、1963 年和1986 年，对应沉积速率分布为3cm/a、1.71cm/a 和1.54cm/a，而1952—1963 年和1963—1986 年间的沉积速率分别为8.73cm/a 和1.91cm/a。²¹⁰Pbe（x CIC模式）指数曲线显示，全孔平均沉积速率为1.85cm/a，相关系数为0.60（图 4），与¹³⁷Cs获得的0.84~0.4m段和0.84m至海底的平均沉积速率基本一致。

图  4  CDZS16、23 孔沉积物²¹⁰Pb_ex、¹³⁷Cs 垂向分布及沉积速率

Figure  4.  Vertical distribution of ²¹⁰Pb_ex,¹³⁷Cs and sedimentation rates in the sediments of Cores CDZS16 and 23

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CDZS23 孔¹³⁷Cs 从2.24m 开始出现，在1.56m 和1.16m 附近各有一个明显的峰值（图 4），推测分别对应1952 年、1963 年和1986 年，对应沉积速率分别为3.73cm/a、3.18cm/a 和4.46cm/a，而1952—1963 年和1963—1986 年间的沉积速率分别为8.18cm/a 和1.74cm/a。²¹⁰Pb_ex（ CIC模式）指数曲线显示，全孔平均沉积速率为3.86cm/a，相关系数为0.51（图 4），与¹³⁷Cs 获得的2.24m 以上平均沉积速率基本一致。

3.2   钻孔沉积物粒度变化

（1）CDZS10

为更好地反映钻孔沉积物粒度变化，将沉积物划分为5 个粒级进行分析：粘土（ ＜4μm）、粉砂粒级包含细粉砂（4~16μm）和粗粉砂（16~63μm）、极细砂（63~125μm）和细砂（125~250μm）。

CDZS10 孔沉积物垂向平均粒径介于30~100μm 之间，粘土平均百分含量为14.88%。粉砂平均含量为46.25%，其中细粉砂16.77%、粗粉砂29.48% 。砂平均含量为38.87% ，其中极细砂20.78%、细砂16.25%（图 5）。自下而上沉积物粒度组成和参数明显分两层，分界线在1.22m（图 5）。Ⅱ层沉积物较细，以粗粉砂和极细砂为主，且中值粒径和平均粒径较Ⅰ层明显减小；Ⅰ层沉积物粒径较粗，以粗粉砂和细砂为主，其中细砂含量是Ⅱ层的2 倍，极细砂含量与层Ⅱ基本相当，标准偏差增大。两层沉积物的粒度频率曲线也有很大差别，Ⅰ层沉积物频率曲线呈现典型的双峰形式，峰值分布为30μm 和125~250μm，Ⅱ层沉积物主要呈现单峰模式，峰值主要分布于30~100μm 之间（表 2）。

表  2  CDZS10 孔上下两层粒度参数对比

Table  2.  Grain size parameters in two sections of Core CDZS10

层位		平均粒径/μm	中值粒径/μm	粘土/%	细粉砂/%	粗粉砂/%	极细砂/%	细砂/%	标准偏差
	最小值	34.12	17.08	7.31	6.79	13.7	11.4	6.6	42.81
Ⅰ	最大值	132.46	123.5	22.7	25.8	39.4	25.8	41.7	126.17
	平均值	78.08	59.7	13.59	15.14	25.3	20.94	22.17	81.34
	最小值	5.66	4.5	5.65	4.06	0.5	0	0	4.45
Ⅱ	最大值	87.24	79.14	46.3	53.2	60.2	39	24.9	98.38
	平均值	54.46	38.38	15.93	18.09	32.89	20.65	11.42	55.65

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图  5  CDZS10 孔沉积物粒度参数垂向变化

Figure  5.  Distribution of grain size parameters in the sediments of Core CDZS10

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（2）CDZS16

CDZS16 孔沉积物总体颗粒较细，以粉砂和粘土为主，垂向平均粒径介于20.73~38.03μm 之间。粘土平均百分含量为26.68%。粉砂平均含量为66.94%，其中细粉砂32.71%、粗粉砂34.23%。砂平均含量为24.8%，其中极细砂20.5%，细砂4.3%（图 6）。CDZS16 孔沉积物粒度组成自下而上无明显变化，沉积物频率曲线主要呈现单峰模式。

图  6  CDZS16 孔沉积物粒度参数垂向变化

Figure  6.  Distribution of grain size parameters in the sediments of Core CDZS16

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（3）CDZS20

CDZS20 孔沉积物总体颗粒较细，以粉砂和粘土为主，垂向平均粒径介于10.94~28.7μm 之间。粘土平均含量为27.95%。粉砂平均含量67.45%，其中细粉砂35.39% 、粗粉砂32.06% 。砂平均含量4.84%，其中极细砂4.03%、细砂0.81%（图 7）。

钻孔自下而上沉积物粒度组成和参数明显分两层，分界线在1.72m（图 7）。Ⅰ层沉积物粒径较Ⅱ层粗，粗粉砂、极细砂和细砂含量增加，标准偏差增大，而粘土和细粉砂含量减少（表 3）。两层沉积物的粒度频率曲线也有差别，虽然两层沉积物粒度频率曲线都较宽缓（图 7），但Ⅰ层沉积物粒度频率曲线的尾端普遍存在1个小峰，峰值出现在100μm左右；而Ⅱ层沉积物主要呈单峰模式，但峰值有所不同，主要出现在6μm和25μm 2个值附近，峰态较宽缓。

图  7  CDZS20 孔沉积物粒度参数垂向变化

Figure  7.  Distribution of grain size parameters in the sediments of Core CDZS20

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表  3  CDZS20 孔上下两层粒度参数对比

Table  3.  Grain size parameters in two sections of Core CDZS20

层位		平均粒径/μm	中值粒径/μm	粘土/%	细粉砂/%	粗粉砂/%	极细砂/%	细砂/%	标准偏差
	最小值	12.54	6.92	16.00	26.70	24.30	1.98	0.02	15.64
Ⅰ	最大值	28.71	18.87	35.00	40.80	51.80	9.60	5.89	42.25
	平均值	19.61	11.26	26.45	33.97	33.72	4.87	0.99	24.04
	最小值	10.94	6.18	22.60	31.90	21.70	0.80	0.00	12.58
Ⅱ	最大值	21.15	13.09	37.10	42.60	38.50	5.10	1.50	27.01
	平均值	15.48	8.88	30.03	37.32	29.44	2.83	0.38	18.90

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（4）CDZS23

CDZS23 孔沉积物总体颗粒较细，以粉砂和粘土为主，垂向平均粒径介于14.4~41μm 之间。粘土平均百分含量20.05%。粉砂平均含量70.60%，其中细粉砂27.01% 、粗粉砂43.59% 。砂平均含量为8.35% ，其中极细砂7.03% ，细砂1.26%（图 8）。CDZS23 孔沉积物粒度组成自下而上无明显变化，频率曲线呈现单峰模式，峰值集中在29μm 左右。

图  8  CDZS23 孔沉积物粒度参数垂向变化

Figure  8.  Distribution of grain size parameters in the sediments of Core CDZS23

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4.   长江水下三角洲近百年沉积环境变化及其原因

虽然长江向河口地区的输砂量在不断减少，但大通站的年径流量并没有因流域水库和三峡大坝建设而发生明显变化，仍维持在8000~12000m³/a。流量的变化主要表现在季节分配不同，即三峡大坝蓄水后，5—10 月（洪季）流量有所减小（其中10 月份的减小量最为明显），1—3月（枯季）略有上升^[1]。

对比这4 个钻孔的沉积物组成可以看出，CDZS10 孔沉积物明显比另外3 个钻孔粗（图 5—图 8；表 2、表 3），CDZS10 孔平均粒径（30~100μm）也明显比其余3 个钻孔（分别为20.73~38.03μm、10.94~28.7μm、14.4~41μm）大很多。笔者认为，主要是由4 个钻孔所处的位置决定的：CDZS10 孔位置偏北，受北支影响显著，其余3 个浅孔主要受南支水沙控制，CDZS16 和CDZS20 孔位于现代泥质沉积区内，CDZS23 孔则位于泥质区向东扩展的嵊泗列岛区域，因此沉积物颗粒较细。据文献记载，1954 年特大洪水造床作用及1958 年通海沙围垦造田使得长江北支的分流比锐减，河槽全线淤浅，全面萎缩，长江水沙主体开始从南支入海^[16-17]。这一事件导致CDZS10 孔位置泥沙输入减少，海洋动力影响增强，底层泥沙再悬浮强烈，潮流或风浪将细颗粒搬运至近岸，但可能将陆架粗颗粒泥沙带入，导致该区沉积物粗化。

CDZS10 孔所处位置为前三角洲北部，靠近长江口泥质区北端，其东部不远处即为泥-沙分界线，近年来该处非洪季节悬沙浓度非常低，且集中于底层悬沙^[18]，图 1 显示CDZS10 孔正处于河流向外海输沙的边界过渡区域^[19]。钻孔粒度数据显示，1.22m 以下、1979 年之前（沉积速率换算：1979=2012-122/3.69）该孔沉积物偏细，频率曲线呈细单峰形式（图 5；表 2），粒度参数揭示当时该区处于泥质区范围内。1.22m 以上（1979 年以来）沉积物明显粗化，呈双峰频率曲线形态，与现代的泥沙过渡区沉积物组成极相似，说明该区至少存在两种水动力作用，海洋动力影响明显增强，带入陆架粗颗粒沉积物，从而使其粒度频率曲线呈双峰形态。CDZS10 孔上段（Ⅰ层）粒度变化也印证了前人研究发现的长江河口泥-沙分界线西移迹象^[19]。

笔者推测，长江入海水砂和长江河口河势的变化是导致CDZS10 孔沉积环境变化的主要原因。如前所述，流域水库和三峡大坝建设造成了长江入海泥沙锐减，大通水文站数据显示，长江入海沙显著下降是发生在1980 年后^[1]，这一时间和CDZS10 孔上层粗化的年代（1979 年）吻合，而与北支淤塞时间（1954 年）相去甚远。因此，CDZS10 孔沉积环境变化明显与长江来沙量变化密切相关。1980 年以前，该孔所在位置长江泥沙供应相对较充足，海洋动力等因素来不及对其进行改造便迅速沉积下来，此时CDZS10 孔处于长江口泥质区内；自1980 年以来，长江入海泥沙量减少，加之受三峡水库的调蓄作用影响，长江洪季入海沙流量被削峰，因此向东北方向的冲淡水会有所减弱，相应地向东北方向的悬沙输移量进一步减少。受以上2 个因素影响，CDZS10 孔位置泥沙供应量在1980 年以后锐减，导致的结果有2 个：①沉积物沉积速率降低；②海洋动力进一步变强，沉积物粒度进一步粗化。从图 3 的¹³⁷Cs 数据可以看出，1952—1963 年、1963—1986 年和1986 年至今3 个时段沉积速率呈递减趋势。笔者推测，1954 年北支淤塞是1952—1963 年和1963—1986 年2 个时间段沉积速率降低的主要原因，而1986 年至今沉积速率进一步降低则是受1980 年长江入海泥沙减少的影响。另一方面，由于输沙量减少的部分主要是悬沙中的粗颗粒部分，所以可以预测，流域水库滞沙对河口最大的影响会发生在汊道和拦门沙地区，该区将缺乏砂质沉积物的供应，导致沉积速率减小，甚至发生侵蚀。

位于嵊泗列岛附近海域的CDZS23孔²¹⁰Pb_ex数据计算的沉积速率为3.86cm/a，与根据¹³⁷Cs数据计算的1952年以来的沉积速率（3.73cm/a）吻合，而¹³⁷Cs数据显示1986 年来的沉积速率为4.46cm/a（图 4）。笔者认为，三峡水库的调蓄作用是该孔沉积速率不减反增的主要原因。近年来长江入海泥沙大幅减少，长江入海径流量却没有大的变化，且长江口的动力也没有大的变化，由于三峡水库的调蓄作用，枯季入海径流量增大，因此可能导致泥质沉积物向南输移增加，从而导致前三角洲向杭州湾和嵊泗列岛以南的内陆架区域沉积速率增加。

值得注意的是，对于长江口来说，除了入海泥沙的剧烈减小，还存在全球变暖-海面上升带来的潜在风险，如果海面加速上升，长江口的沉积物可容空间将会增加，波-潮流作用将会加强，这就可能导致潮间带中下部的侵蚀、盐沼的淹没，甚至发生岸线的后退。

5.   结论

（1）长江口北支萎缩是导致CDZS10 孔所在区域沉积物粗化的主要原因。

（2）CDZS10 孔沉积物上粗下细是由20 世纪80年代三峡蓄水后长江入海泥沙显著下降、海洋动力明显增强引起的，这也印证了前人研究发现的长江河口泥-砂分界线西移迹象。

（3）北支萎缩及三峡水库调蓄作用导致泥质区南移，并向杭州湾和嵊泗列岛延伸发展。