闽江口及周边海域沉积物输运及资源效应*

王爱军 叶 翔 赖志坤 王 亮

(自然资源部第三海洋研究所 海洋与海岸地质实验室 厦门 361005)

河口作为陆海相互作用的关键带， 河流入海物质的大部分主要分布在河口、三角洲及近岸陆架地区， 仅有少量向外陆架及深海输运(Wright， 1977； Perillo， 1995； Gaoet al， 2014)。一般来说， 河流入海物质在河口附近由于受到地形地貌、径流、潮汐、波浪、海流、盐水入侵等方面的综合影响， 在河口地区形成了由一系列的堆积体组成的复杂的河口三角洲系统(Morgan， 1970； 汪亚平等， 2019)， 而其中的粗颗粒沉积物一般在河口附近海域富集， 多形成拦门沙、水下沙坝、水下浅滩等沉积体(Pattiaratchiet al， 1987； Dyeret al， 1999； Petersenet al， 2008)， 成为重要的海砂资源开采区域(Zhanget al， 2010)。关于河口海砂资源成因机制的探讨， 当前主要是通过数值模拟的手段、结合现场水动力观测来分析单个粗颗粒沉积体、或某类型粗颗粒沉积体系形成演化的物理过程(Dyeret al， 1999)， 但对整个水下三角洲粗颗粒沉积体系的成因机制的认识还不够清晰(Mashriqui， 2003)， 尤其是在复杂河口地貌的中小河口地区海砂资源的成因机制的认识还很模糊(王爱军等， 2013)。因此， 本文拟以福建闽江口为研究对象， 研究复杂河口地貌影响下河口沉积物输运过程及海砂资源成因机制。

闽江为福建省第一大河， 河口区的地貌类型复杂(郑德延， 1988)， 沉积作用分区明显(刘苍字等， 2001)， 在特殊的地质构造、地形地貌及入海泥沙的作用下， 发育了大片的水下三角洲沉积体系(陈峰等， 1998， 1999a， b)。由于河口区潮流动力及波浪作用较强， 再悬浮作用显著(李东义等， 2008)， 闽江口水下三角洲沉积体系中的沉积物主要以粗颗粒为主， 仅在前三角洲地区发育较少的泥质沉积体， 是中国东南沿海重要的海砂资源分布区(王海鹏等， 2000a， b； 王爱军等， 2013)。然而， 随着闽江流域人类活动强度的不断增强， 河流入海泥沙通量显著减少， 并且在水下三角洲沉积过程中有明显响应(陈坚等， 2010； Wanget al， 2020a)。此外， 闽江口作为我国近海海砂资源重要分布区， 近年来为周边地区的围填海工程提供了大量的海砂， 导致河口水下三角洲沉积体系局部发生了较为显著的变化(Wanget al， 2020b)。可以预见的是， 闽江河口作为我国“海上丝绸之路”的重要起点， 今后的海砂资源需求量将会进一步增加， 海砂开采强度也将会进一步加大。因此， 在当前流域来沙量锐减、河口水下三角洲地区海砂开采强度增大的情况下(Wanget al， 2020b)， 研究水下三角洲现代沉积物输运， 揭示河口水下三角洲海砂资源的成因， 对海砂资源的开发利用潜力、资源恢复能力和海洋生态环境保护都具有非常重要的现实意义。

1 研究区概况

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， 干流全长577km， 流域面积60992km2； 受构造格局影响， 闽江河口在亭江以下被琅岐岛分割为被分为北支(长门水道)和南支(梅花水道)， 最终向东汇入东海(图1b)。整个流域属于亚热带海洋季风气候区， 全流域年降水量在1400—2400mm 之间， 并且在空间上表现为由上游向下游、由西北山区向东南沿海降水量逐渐减少的分布格局； 多年平均径流量为605.5×108m3， 多年平均输沙量为750×104t， 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%(中国海湾志编纂委员会， 1998)。泥沙在进入河口后， 在闽江河口形成了大片的水下三角洲(陈峰等， 1998)， 海底水深一般在2—20m， 等高线呈辐射状向外海展布， 海底地势自近岸向海倾斜。由琅岐岛东部向东偏南方向的剖面观测结果显示(图1c)， 水下三角洲平原水深在2—10m， 地形较为平缓， 坡度约在0.03º左右； 到水下三角洲前缘斜坡地区水深曾至20m， 坡度陡增至0.32º； 在经过狭窄的前三角洲(水深约20—22m， 坡度约为0.05º)后， 到达离岸斜坡区， 其中在离岸斜坡上部发育潮流沙脊(蔡锋等， 2013)。闽江口作为福州市乃至福建省重要的海砂资源分布区， 海砂资源主要分布在现代河口水下三角洲和闽江口附近陆架残留砂沉积区(王爱军等， 2013)， 是目前福州市最重要的海砂资源开采区。根据最新调查结果(王爱军等， 2018)， 川石岛东侧及外沙浅滩附近的闽江口现代水下三角洲的出露海砂总资源量超过4 亿m3。

图1 研究区位置示意图及河口断面地貌特征 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 野外采样与观测

2017 年9 月在闽江口附近海域利用蚌式抓斗采集表层沉积物， 采样厚度为表层 5cm； 同时利用配有浊度探头的温盐深仪(Conductivity-Temperature- Depth system， CTD)(挪威SAIV 公司生产的SD204 型CTD)开展水体盐度和浊度的剖面分布观测。大潮期间在闽江口附近海域投放座底三脚架观测系统， 三脚架上安装1 台声学多普勒流速仪(Acoustic Dopplar Velocimeter， ADV)(挪威Nortek 公司生产的VECTOR 6M)， 探头距离海底40cm， 实际观测层位为距离海底25cm 处的流速、流向； 仪器采样间隔设置为1800s， 采样频率为4Hz， 每次采集2048 组数据； 仪器投放顺序为2017 年9 月20 日12：00 投放至MRE01 站位， 观测26h 后回收三脚架观测系统， 于21 日16：00 投放至 MRE03 站位， 受天气影响， 该站位仅观测了21h 后回收， 于22 日15：00 投放至MRE02 站， 连续观测28h后回收三脚架观测系统。具体站位分布见图2。

2.2 样品分析与数据处理

表层沉积物在实验室内经过去除有机质和去除碳酸盐、分散等前处理后利用激光粒度仪(英国马尔文公司生产的Mastersizer2000 型激光粒度仪)进行粒度分析， 具体前处理与样品分析参照《海洋调查规范 第8 部分： 海洋地质地球物理调查》进行(中华人民共和国国家质量监督检疫总局， 2007)。分析数据利用仪器自带软件以0.25Φ间隔导出数据， 利用矩法计算沉积物粒度参数(McManus， 1988)， 粒度参数定性描述以适合矩法参数的分级为依据(贾建军等， 2002)， 沉积物类型分类采用Shepard 分类体系(Shepard， 1954)， 采用粒径趋势分析方法计算沉积物输运趋势(Gaoet al， 1994； 贾建军等， 2005)。

图2 闽江口海域表层沉积物采样和温盐深仪(Conductivity-Temperature-Depth system， CTD)观测站位示意图 Fig.2 Sketch map of sediment sampling and CTD observing sites

CTD 观测数据利用仪器自带软件以0.5m 间隔导出垂向分布数据， ADV 观测数据利用仪器自带软件导出三维流速， 采用紊动能量(Turbulent Kinetic Energy， TKE) 法计算潮流引起的底部切应力(Stapletonet al， 1995)：

其中，ρ为水体密度(取值为1025kg/m3)，u′、v′、w′分别为主流向、垂直主流向及垂向流速脉动，τb为潮流引 起的底部切应力，C1为常数， 一般取值为0.19(Stapletonet al， 1995)。推移质质量输运率Qb采用Bagnold(1963)方法计算(Bagnold， 1963； Soulsby， 1997)：

其中，qb是推移质体积输运率，ρs是沉积物密度(取值为2650kg/m3)，s=ρs/ρ，CD是拖曳系数，z0是底部粗糙长度，z0=d/12(Soulsby， 1997)，d是沉积物粒径，h是水深，θ是Shields 参数，θcr是沉积物临界起动Shields 参数，g是重力加速度(取值为9.81m/s2)，D*是一个与沉积物粒径有关的无量纲参数，ν是水体的运动黏滞系数， 取值为1.36×10-6m2/s(Soulsby， 1997)。

利用Surfer 软件对沉积物分析数据制作平面分布图、对CTD 导出的盐度和浊度数据制作平面分布图和断面分布图， 利用Origin 软件绘制时间序列水位曲线图、流速和推移质输运率矢量图。

3 结果

3.1 水体盐度和浊度的空间分布特征

调查期间闽江口表层水体盐度在0—32.18 之间变化， 在空间上表现出由河口内向口外逐渐增大的变化趋势， 其中在琅岐岛北侧长门水道表层水体盐 度在琯头附近接近0， 在川石岛与粗芦岛之间接近10， 而出川石岛后盐度接近20； 而琅岐岛南侧梅花水道在潭头至猴屿之间表层水体盐度接近0， 在潭头附近接近10， 在梅花上游接近20； 表层盐度为30 的水体沿川石水道一直可以向东输运在闽江口水下三角洲外(图3a)。调查期间底层水体盐度在0—33.79 之间变化， 在空间上也表现出由河口向口外逐渐增大的变化趋势， 其中水体盐度为0、10、20 的位置较表层更为靠近河口， 盐度为20 的水体主要圈闭在川石岛以西的闽江口内， 而盐度为30 的水体也仅圈闭在川石岛东侧附近的闽江口内(图3b)。

闽江口水体浊度空间分布结果表明， 调查期间表层水体浊度在1—540FTU 之间变化， 在空间上表现出由河口内向口外逐渐减小的变化特征， 其中琅岐岛北侧的长门水道水体浊度明显高于琅岐岛南侧的梅花水道， 浊度为 50FTU 以上的水体主要分布在川石岛及以西的闽江口内(图3c)。底层水体浊度在1—1243FTU 之间变化， 明显高于表层水体浊度， 并且在空间上也表现出由河口内向口外逐渐减小的变化特征， 并且在川石岛东南侧水体浊度变化 梯度显著增大； 高浊度水体沿闽江口南航道向东输运(图3d)。

图3 闽江口海域表层和底层水体盐度与浊度的平面分布 Fig.3 Spatial distribution of water salinity and turbidity at surface and bottom layers in Minjiang River estuary and adjacent shelf area

水体结构断面分析结果显示， 由闽江口内至前三角洲海域的水体盐度在0—32.1 之间变化， 琯头以西的河口内部水体盐度基本为0， 由琯头附近河道向口外水体盐度逐渐增大， 在川石岛以西的河口内部， 水体盐度呈现出显著的垂向混合分布特征， 由川石岛向东开始逐渐出现层化现象， 而到铁板沙以东海域则表现出明显的层化分布特征(图4a)。断面水体浊度在1.1—620.9FTU 之间变化， 总体上也表现出由河口内部向口外水体浊度逐渐减小的分布特征， 但在琯头至粗芦岛附近河口水体浊度显著高于上游和下游地区， 表明该段河口是最大浑浊带分布区， 其对应的盐度分布区为0—10 之间； 整个断面水体浊度也表现出显著的垂向混合， 而在川石岛以东海域， 水体浊度表现出一定程度的分层， 由底向表水体浊度逐渐减小(图4b)。

图4 闽江口及周边海域断面水体盐度(a)与浊度(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 近底部水动力过程

观测结果显示， 位于闽江口南航道出口的MRE01站位大潮观测期间的底部流速在0.115—0.333m/s 之间变化， 流速最小值出现在落潮中期， 流速最大值出现在低平潮至涨潮初期， 潮周期内的流向变化表现出一定的旋转流特征， 即低平潮期间流向为北偏东， 而在涨潮初期涨潮流向西北， 随着涨潮的不断推进， 水流逐渐转向西、西南， 在高平潮附近转向南， 而在落潮期间， 水流先由南逐渐转向东南、东、东北， 到低平潮附近转向北偏东(图5a)。位于闽江口南航道北侧的 MRE02 站位大潮观测期间的底部流速在0.096—0.342m/s 之间变化， 流速最小值出现在高平潮期间， 流速最大值出现在落潮中期， 潮周期内的流向变化与MRE01 站位一样， 也表现出一定的旋转流特征(图5c)。位于闽江口南航道以南的MRE03 站位大潮观测期间的底部流速在0.115—0.244m/s 之间变化， 流速最小值出现在退潮初期， 流速最大值出现在涨潮后期， 潮周期内的流向变化与MRE01 站位一样， 也表现出一定的旋转流特征(图5e)。

根据三个水动力观测站位表层沉积物粒度分析结果(表1)， MRE01 和MRE02 两个站位表层沉积物可看作是非黏性沉积物， MRE03 站位的表层沉积物为黏性沉积物， 故在分析推移质输运时仅计算了前面两个站位的推移质输运率。计算结果表明， MRE01 站位观测期间推移质输运主要发生在涨潮期间(图5b)， 尤其在涨潮初期最大， 可达到0.611×10-3kg/(m·s)， 在观测的周日全潮周期内的沉积物净输运量为1.831kg/m， 净输运方向为西北偏西方向(296º)。MRE02 站位观测期间推移质输运在潮周期内均有发生， 但在退潮后期和涨潮期间的推移质输运率较大 (图5d)， 最大可达到0.894×10-3kg/(m·s)， 在观测的周日全潮周期内的沉积物主要表现为向西净输运(271º)， 净输运量为5.407kg/m。

图5 闽江口附近海域近底层流速过程与推移质输运率 Fig.5 Current velocity at bottom layer and bedload transport rates near the MRE

3.3 表层沉积物粒度分布及输运趋势

闽江口表层沉积物粒度组成的空间分布显示， 闽江口水下三角洲地区表层沉积物砂组份含量在1%—100%之间变化， 平均为64%， 在空间上表现出由河口内向口外总体减小的分布特征， 但在川石岛以东的外沙浅滩至梅花东侧近岸海域， 表层沉积物中砂组份含量非常高； 而在前三角洲地区沉积物砂含量显著减少， 再向东越过前三角洲后表层沉积物中砂含量又明显增高(图6a)， 为残留砂沉积体系(王爱军等， 2013； 刘阿成等， 2019)。研究区粉砂组份含量在0—76%之间变化， 平均为28%， 其空间分布格局与砂组份含量相反(图6b)； 黏土组份含量在0—26%之间变化， 平均为 8%， 其空间分布格局与粉砂一致， 其中前三角洲地区表层沉积物黏土含量较高(图6c)。

闽江口表层沉积物类型共有5 种类型， 其中砂(S)分布最为广泛， 占调查总站位数的56%， 主要分布在川石岛以东的外拦门沙至梅花东侧近岸圈闭的闽江口内海域， 以及前三角洲以东的浅海陆架区； 其次为黏土质粉砂(C-St)， 占调查总站位数的20%， 主要分布在前三角洲地区； 再次为砂质粉砂(S-St)， 占调查总站位数的16%， 主要分布在调查区北侧和南侧部分海域； 粉砂(St)及粉砂质砂(St-S)的分布很小， 各占调查总站位数的4%， 零星分布在调查区内(图6d)。

表1 闽江口附近海域水动力观测站位表层沉积物粒径、粒度组成及沉积物类型 Tab.1 Grain-size， sediment composition and classification of surface sediment at the observation sites near the MRE

闽江口表层沉积物粒度参数的空间分布显示， 表层沉积物平均粒径为 0.54Φ—7.20Φ， 平均值为3.51Φ， 其空间分布格局与砂组份含量分布格局一致， 即在川石岛以东的外沙浅滩至梅花东侧近岸圈闭的闽江口内海域及前三角洲以东的浅海陆架海域， 表层沉积物中值粒径较大， 前三角洲地区表层沉积物平均粒径较小(图6e)。

粒径趋势分析结果表明(图6f)， 闽江入海沉积物通过琅岐岛南北两个水道出闽江口门后， 分别向东、东南、东北方向输运， 并且在输运过程中沿程不断发生堆积。经长门水道入海的泥沙沿主河道出川石岛后向东、东北、东南方向输运， 向东北方向输运的泥沙在越过闽江口南航道后沿途发生堆积， 在铁板沙、腰子沙一带形成了大片粗颗粒浅滩， 是闽江入海泥沙的主要汇聚区之一； 继续向东沿闽江口南航道搬运的泥沙在闽江口南航道出口附近形成了一个沉积物的汇聚区， 而该汇聚区正是外沙浅滩所在区域； 在穿过外沙浅滩后， 沉积物转向西北方向输运至腰子沙 一带海域， 进一步促进了该海域粗颗粒沉积物的汇聚。经梅花水道向东南方向入海的沉积物一部分在梅花水道口门附近发生堆积， 形成了一系列的水下浅滩， 其余沉积物沿梅花沿岸向东南输运， 但在输运至梅花以东海域后， 又有部分沉积物向西和西北输运， 向西输运的沉积物则在梅花北侧的梅花水道口门堆积， 与经梅花水道入海沉积物沿程堆积物质一起， 形成了一系列的浅滩， 也是闽江入海沉积物的一个重要汇聚区； 向西北输运的沉积物可穿过琅岐岛东侧浅滩至川石岛南侧附近海域， 形成一个沉积物汇聚区， 而该沉积物汇聚区正是内沙浅滩所在区域。

图6 闽江口海域表层沉积物组成、沉积物类型、平均粒径平面分布及输运趋势 Fig.6 Spatial distribution of surface sediment composition， classification， mean grain-size and sediment transport trend near the Minjiang River estuary

4 讨论

中小型山溪性河流携带的陆源泥沙入海对海岸及陆架海域环境有着非常重要的影响(Millimanet al， 1992)。河流携带的泥沙在进入河口与陆架海域后， 在不同类型流域-陆架系统内的沉积物输运过程差异显著。对于中小河流-窄陆架系统， 一般在陆架边缘发育海底峡谷， 陆源泥沙经河口入海后主要通过海底峡谷快速向深海输运， 而后在水动力的作用下不断发生搬运， 在陆架、海底峡谷及陆架边缘形成一系列复杂堆积体(Puiget al， 2003； Nittroueret al， 2007； Liuet al， 2016)， 尤其是事件(台风、洪水、地震等)作用下的物质输运是陆源物质进入深海的主要途径(Puiget al， 2004； Liuet al， 2016)。但在中小河流-宽陆架系统内， 陆架坡度较缓， 陆泥沙在出河口后， 水域面积快速展宽， 水流速度降低， 大量粗颗粒泥沙快速沉降， 在河口形成了一系列的堆积体， 其沉积过程与流域及河口区人类活动的关系更加密切(陈坚等， 2010； Gaoet al， 2019； Wanget al， 2020a， b)。闽江作为山溪性中小河流， 受构造断裂活动控制， 流域中上游都位于山区， 在进入福州盆地后河床地势变宽， 在河道沉积了大量的粗颗粒沉积物(祝永康， 1981)。在闽江河口区， 受闽江断裂和长乐-南澳断裂的共同影响， 在亭江以下地区山体破碎， 岩岛林立， 构成了闽江多汊入海的格局(祝永康， 1991)。闽江水流出口门后， 江面展宽， 泥沙扩散， 在径流与海洋动力的相互作用下， 形成了闽江口区域不同的动力沉积环境， 总体上可以划分出径流-潮流、波浪-潮流和潮流等次一级的沉积环境(陈祥锋等， 1998； 李东义等， 2008)， 不同沉积环境内的沉积物分布特征出现较大差异， 从而使闽江口的沉积物在分布特征上显示出纵向、横向分异的现象(祝永康等， 1985； 陈峰等， 1998； 王海鹏等， 2000a； 刘苍字等， 2001； 王爱军等， 2013)。

4.1 闽江入海粗颗粒沉积物输运

闽江入海泥沙的输运格局主要受河口地形、水道分流、水动力、盐淡水混合等因素控制(陈峰等， 1999a， b； 刘苍字等， 2001； 李东义等， 2008)。受闽江河口地形特征， 闽江入海泥沙在出川石岛口门后， 因河道展宽， 水流扩散， 流速降低， 大量泥沙在该海域堆积， 在川石岛东南侧航道地区形成内沙浅滩(潘定安等， 1991； 陈峰等， 1999b)。已有观测结果表明(潘定安等， 1991)， 川石岛南侧航道附近平均落潮流速为0.72m/s， 内沙浅滩近平均落潮流速为0.56m/s， 而内沙浅滩下游的深槽附近落潮平均流速又增大至0.76m/s。在闽江河口地形影响下， 川石岛上游河道属于径流为主、潮流为次的沉积环境， 而川石岛下游海域则以潮流为主、径流为次(陈祥锋等， 1998)， 因此， 川石岛附近海域为涨落潮优势流转换的过渡地区， 随着涨落潮优势流的转换， 在该地区形成滞流点， 从而加剧了内沙浅滩的淤积(郑德延， 1988； 陈峰等， 1999b)。此外， 盐淡水混合被认为也是促进内沙浅滩形成的一个重要因素(潘定安等， 1991； 陈峰等， 1999b)。根据盐度空间分布(图3a， b)， 无论是表层还是底层水体盐度均在内沙浅滩附近表现出剧烈变化。以往研究结果表明受地形影响， 闽江口盐淡水混合以部分混合为主， 分层为次， 高度混合出现几率最小(潘定安等， 1993)， 但本文观测结果表明(图4a)， 在川石水道附近及以上海域， 断面水体盐度结构表现为高度混合， 而在川石岛以东海域， 开始出现部分混合， 并在铁板沙以东海域表现出以分层为主的盐度分布格局， 而该盐度垂向分布类型发生明显变化的地区也是内沙浅滩发育的典型地区。因此， 水体盐度平面和垂向分布剧烈变化可能进一步促进了该地区沉积物的沉降、堆积。

根据表层沉积物粒径趋势分析(图6f)， 闽江入海泥沙经过内沙浅滩后继续沿闽江口南航道向东输运， 一部分在向东输运的过程中越过铁板沙向东北方向输运， 并且在输运过程中不断差异沉降， 在铁板沙地区形成了一系列的粗颗粒堆积体。经闽江口南航道继续向东输运的泥沙在闽江口南航道口门附近发生堆积， 尤其是在洪水期间， 大量泥沙沿闽江口南航道向东输运， 并且受地形及潮流控制而堆积在航道口门附近， 形成外沙浅滩(张文开， 1991； 潘定安等， 1992； 陈峰等， 1999b)。根据沉积物粒径趋势分析(图6f)， 经梅花近岸向东南方向输运的沉积物中， 有部分泥沙在出梅花一线海域后又向偏北方向输运， 并与闽江口南航道输出的泥沙汇合， 在闽江口南航道口门附近汇聚， 从而导致外沙浅滩不断向东偏南方向位移(张文开， 1991； 潘定安等， 1992)。洪水期间堆积于外沙浅滩附近的大量泥沙在后期水动力的改造下不断发生再分配。根据本文大潮期间的近底部水动力观测与计算结果， 位于外沙浅滩东侧的MRE01 站位的表层沉积物主要在涨潮期间发生输运， 并且在涨潮初期输运强度最大(图5b)， 而该时刻的近底部水流的流向则主要为西北向(图5a)， 使得该站位在观测期间潮周期内推移质净向西北方向输运(图6f)； 而闽江口东北部的MRE02 站位表层沉积物在整个潮周期内均有输运， 但涨潮初期的输运率明显较高(图5c)， 而该时段的流向主要向西(图5d)， 使得该站位在观测期间潮周期内推移质净向西输运(图6f)。因此， 在涨潮流的作用下， 一部分粗颗粒沉积物被向西北方向搬运至腰子沙和铁板等海域沉积， 另有一部分沉积物向北输运并逐渐转向西输运， 与该地区的粗颗粒沉积物连成一片， 从而形成了大片的粗颗粒堆积体， 是闽江河流携带的粗颗粒泥沙的主要堆积区， 也是闽江口地区重要的海砂资源分布区(王爱军等， 2013)。虽然观测期间两个站位的推移质净输运量均较小， 但在长时间持续输运影响下， 依然有大量的粗颗粒沉积物向该海域聚集， 而沉积速率计算结果表明， 闽江口内沙浅滩至外沙浅滩地区粗颗粒沉积物的平均沉积速率约为0.14cm/a(许志峰等， 1990)， 表明该地区粗颗粒堆积体是长时间缓慢堆积而形成的， 其沉积速率明显低于前三角洲地区的沉积速率， 后者在人类活动显著影响前的平均沉积速率为0.67cm/a(Wanget al， 2020b)。

4.2 闽江入海细颗粒沉积物输运

闽江携带的陆源沉积物在进入河口后， 粗颗粒沉积物堆积在口门附近， 细颗粒沉积物则继续向口外输运， 并沿途沉积， 在闽江口外东北部和东南部海域形成了较大范围的细颗粒沉积物沉积区， 而闽江口东侧也有细颗粒沉积物分布， 但分布范围较窄(图6)。闽江口外第四纪地震层序探测结果显示， 全新世以来闽江口外古河道主要流向东南和东北方向(刘阿成等， 2019)， 表明闽江河流入海通道自全新世以来主要就是向东南和东北两个方向。现代河口三角洲的研究结果显示， 闽江河流入海的细颗粒沉积物在涨、落潮流及河口余流的作用下， 不断向东、东北、东南方向输运， 从而形成了前三角洲泥质堆积体(陈峰等， 1999b； 刘苍字等， 2001； 李东义等， 2008)。盐度和浊度平面分布显示， 经梅花水道和长门水道出来的低盐水体(盐度＜30)在出川石岛一线以后主要向东和东北方向扩散， 而表层浊度分布则更明确地显示闽江入海泥沙在出川石岛后主要向东北方向输运(图3a， c)， 这可能是观测期间还属于西南季风控制， 表层水体输运受西南季风影响而表现出在河口羽流的作用下向东北方向输运的格局。底层盐度和浊度的变化与表层明显不同， 底层低盐度水体在出川石岛一线以后主要圈闭在梅花东北侧近岸以西海域， 但高浊度水体表现出沿闽江口南航道向东输运的分布， 并且在穿过外沙浅滩后转为向东南、东北和向北输运(图3b， d)， 与三个站位底层余流方向一致， 表明底层泥沙输运主要受潮流余流控制。根据祝永康等(1985)的研究， 闽江口外东南浅海区的沉积物来源于闽江泄沙， 东北部浅海水域沉积物中除闽江输入外， 外域来沙也占有较大比重。结合底层浊度和水动力观测结果， 闽江入海泥沙在出外沙浅滩后分别向东南、东和东北方向输运， 但向东南方向输运强度最大， 其次是东北方向， 而向东输运强度最最小， 表明闽江口外东南部前三角洲的细颗粒泥沙基本来源于闽江入海泥沙， 而东北部和东部的前三角洲细颗粒沉积物也主要来源于闽江入海泥沙， 但也有部分外域来沙， 并且也得到了沉积物组成的验证(祝永康等， 1985； Xuet al， 2014)。前人研究结果显示， 洪水期间大量泥沙沿闽江口南航道可向东输运至外沙浅滩附近(张文开， 1991； 潘定安等， 1992； 陈峰等， 1999b)， 本文观测期间虽没有洪水事件发送， 但依然在洪季， 而浊度观测结果也表明， 在洪季期间闽江入海泥沙可沿闽江口南航道输运至外沙浅滩附近， 并且在穿过外沙浅滩后分别主要向东南、东和东北方向输运。此外， 根据闽江口前三角的分布， 闽江口外东南部和东北部分布范围较大， 而东部仅有很窄的前三角洲分布(图6)， 这种空间分布特征与近底部潮流余流的强弱基本一致， 这进一步表明闽江入海细颗粒泥沙的输运主要受近底部潮流余流控制。

4.3 人类活动影响下的闽江口海砂资源潜力

在逐渐加强的流域与河口地区人类活动影响下， 河口系统状态正在发生变化(汪亚平等， 2019； Gaoet al， 2019)， 闽江口也不例外， 正经历着一系列的变化。闽江入海泥沙通量的统计结果表明(Wanget al， 2020b)， 距离闽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为 767×104t， 而2001—2016 年间的多年平均泥沙入海通量减少至256×104t， 仅为1978 年以前的34.2%。泥沙入海通量的减少， 对闽江河口三角洲的现代沉积物输运产生了明显的影响， 最直接的体现就是岸线淤长变缓， 浅滩面积开始减小， 水下三角洲部分地区开始出现侵蚀(陈坚等， 2010)， 前三角洲泥质沉积区的沉积速率也由1986 年以前的1.04cm/a 减小至1986 年以来的0.46cm/a(Wanget al， 2020b)。根据本文座底三脚架观测结果， 水下三角洲前缘地区的沉积物在潮流的作用下净向陆输运， 而在当前河流入海泥沙通量显著减小的情况下， 这种向陆输运将加剧了三角洲前缘的侵蚀， 这与断面地形对比分析结果一致(陈坚等， 2010)。

如果以推移质入海通量为悬移质入海通量的10%来计算(Allen， 2017； Wanget al， 2014)， 则闽江多年平均推移质入海通量由1978 年以前的76.7×104t减少至2001 年以来的25.6×104t； 而根据闽江口海砂开采统计， 闽江口地区2012—2017 年间额采砂量为0.4×108m3/a(Wanget al， 2020a)， 则 年 均 采 砂 量 在14.40×106t/a(海砂密度按1800kg/m3计算)， 海砂开采量远大于推移质供应量。因此， 在流域建坝和河口采砂活动的影响下， 河口水下三角洲地区的浅滩面积开始减小， 部分地区出现侵蚀(陈坚等， 2010)。在当前闽江入海泥沙通量锐减、河口采砂活动显著增强的背景下， 闽江口地区的沉积物输运格局已经发生了一定程度的变化， 必然会影响到闽江口海砂资源的富集过程和资源潜力。目前这种变化主要表现为对原本沉积在河口水下三角洲地区的沉积物进行再分配(陈坚等， 2010)， 但在泥沙来源持续减少、海砂资源持续开发利用的情况下， 采砂区附近海域的海砂资源的恢复时间将显著增长。由于目前缺乏相关的研究基础， 对于采砂区的海砂资源恢复潜力的认识还不够， 因此还需要对闽江口附近海域的沉积物输运过程及其控制机制进行深入研究， 从海砂资源的富集机理上深入分析未来闽江口海砂资源潜力， 以便为闽江口海砂资源开发利用与管理提供科学依据。

综上所述， 闽江口粗颗粒沉积物堆积体是在河口地形、径流、河口羽流、潮流及盐淡水混合等因素的综合作用下， 在川石水道东侧海域、梅花水道口门、闽江口南航道口门及川石岛南侧海域形成了几个粗颗粒沉积物堆积区， 其中川石岛东侧粗颗粒堆积体范围最大， 也是闽江口地区海砂资源的重要分布区。在当前流域来沙量锐减、河口地区海砂开采强度增大的情况下， 研究河口沉积物输运过程， 对于认识海砂资源富集过程、海砂开采后的资源恢复潜力等都具有非常重要的现实意义。

5 结论

受断裂构造控制， 闽江口地区地貌类型复杂， 直接控制了闽江口及周边地区的动力过程， 进而直接影响到闽江口沉积物的分布与沉积环境。本文研究结果表明：

(1) 观测期间水体盐度在琯头和猴屿附近接近0， 底层水体盐度小于20 的低盐水体主要被圈闭在川石岛以西的闽江口内； 琅岐岛北侧的长门水道水体浊度高于南侧的梅花水道， 底层水体浊度高于表层， 并且在空间上由河口内向口外逐渐减小， 高浊度水体沿闽江口南航道向东输运； 川石岛以西的河口内水体表现出强烈的垂向混合， 川石岛以东的水体表现出明显的层化特征；

(2) 水动力观测结果表明， 观测期间闽江口外东北侧海域底部流速最大， 闽江口外东南侧海域底部流速最小， 潮流在潮周期内表现出一定的旋转流特征， 潮周期内近底部余流则以东南侧海域最大、南航道口门附近最小； 推移质输运率计算结果表明， 南航道口门附近推移质输运主要发生在涨潮期间， 潮周期内净向西北方向输运； 东北侧海域推移质输运在潮周期内均有发生， 但在涨潮初期的推移质输运强度大， 潮周期内净向西输运；

(3) 闽江口海域表层沉积物组份含量以砂为主， 平均含量为64%， 粉砂组份平均含量为28%， 黏土组份平均含量为8%； 沉积物类型共有5 种类型， 其中以砂分布最广， 占调查站位总数的 56%； 表层沉积物平均粒径为0.54Φ—7.20Φ， 平均值为3.51Φ， 其空间分布格局与砂组份含量分布格局一致， 即在川石岛以东的外沙浅滩至梅花东侧近岸圈闭的闽江口内海域及前三角洲以东的浅海陆架海域， 表层沉积物中值粒径较大， 前三角洲地区表层沉积物平均粒径较小；

(4) 沉积物粒径趋势分析结果表明， 闽江入海泥沙经梅花水道和长门水道入海后， 在盐淡水混合、径流、潮流的作用下， 在梅花水道口门、川石水道东南侧的内沙浅滩、闽江口南航道口门附近的外沙浅滩、以及川石岛东侧的铁板沙等地区形成粗颗粒沉积物汇聚区， 是海砂资源的重要分布区， 而细颗粒物质在河口羽流和潮流的作用下向东南、东、东北方向输运， 形成了以细颗粒沉积物为主的前三角洲。

致谢 自然资源部第三海洋研究所的黄书仁、陈海煌、余永泽、刘三善参与了野外采样工作， 黄书仁参与了实验室样品分析， 仅致谢忱！