鸭绿江口与邻近西海岸沉积记录的耦合

刘月，程岩*，李红军，高建华，郑金华，张春鹏，张亮，刘敬伟

(1.辽东学院 城市建设学院，辽宁 丹东 118003；2. 南京大学 海岸与海岛开发教育部重点实验室，江苏 南京 210093；3. 辽中县水利局 水务与资源管理办公室，辽宁 沈阳 110200)



鸭绿江口与邻近西海岸沉积记录的耦合

刘月1，程岩1*，李红军1，高建华2，郑金华3，张春鹏1，张亮1，刘敬伟1

(1.辽东学院 城市建设学院，辽宁 丹东 118003；2. 南京大学 海岸与海岛开发教育部重点实验室，江苏 南京 210093；3. 辽中县水利局 水务与资源管理办公室，辽宁 沈阳 110200)

通过对采自鸭绿江口主汊道的5个柱状样的210Pb和137Cs测年以及粒度参数的分析，并与前期合作研究的西汊道及西岸潮滩的4个柱状样沉积物的测年和粒度研究成果进行比对，探讨了流域来水来沙、河口沉积与海岸发育之间的耦合效应及鸭绿江河口地貌演化的新证据。结果表明：鸭绿江口主汊道存在河流和潮流两种沉积作用，不同时期动力作用不同；以潮流作用为主的沉积时段，其沉积特征与西汊道及西岸潮滩的一致；主汊道沉积物的物质来源与西汊道和西岸潮滩的物质来源存在差异。鸭绿江口的主汊道、西汊道及邻近海岸的沉积记录对环境变化、人类活动、流域大洪水等事件均存在响应，响应的时间基本同步，具有耦合效应。沉积记录中存在5个明显的“事件信号”，其中1960年最为重要，是鸭绿江河口地貌发生巨变的时间。

沉积记录；鸭绿江口；耦合

1 引言

河口是陆地与海洋交互作用的地带，河口沉积物不仅承载着流域环境变化的丰富信息，也影响着邻近海岸的发育。识别流域环境事件与河口沉积环境变化及与海岸发育之间的沉积联系须以年代学研究为基础。

210Pb作为铀系的衰变子体，半衰期为22.26 a，适合百年时间尺度沉积物的测年和其他沉积事件的示踪[1]。但河口区域沉积不稳定、封闭性差，一定程度上限制了210Pb测年的应用。137Cs为人工核素，也是研究现代沉积过程的理想示踪元素。137Cs在沉积中始见于1950年开始的大气层核试验。美苏两国签订禁止大气层核试验条约的前一年，即1963年，进行了大当量的大气层核试验使沉积物中的137Cs蓄积峰最大，成为主计年时标[2—3]。沉积物中其他的137Cs蓄积峰对应核试验较多或者发生核事故的年份，构成了辅助计年时标；辅助计年时标包括1954年、1959年、1971年、1975年、1986年和2011年[2—7]。对于沉降量最大的1963年的计年时标，大家普遍认同，对其他辅助计年时标，因为各地沉积环境的差异还存有争议[8]，但不影响137Cs测年方法的广泛应用。另外，137Cs与210Pb测年方法的相互验证，可以弥补各自的缺欠[9]。

粒度分析是经典的沉积学方法，在河口、海岸、潮流沙脊等多种环境分析中得到应用，所得结果令人满意[10]。粒度参数是推断沉积物沉积过程的常用手段，前期在鸭绿江口西汊道和邻近西岸潮滩的合作研究中也做过类似工作[11—12]，在本研究中其结果用来作为对比参照。

本文结合国家自然基金项目——海岸发育、河口沉积与入海通量耦合机制的沉积记录研究，对采自鸭绿江主汊道的5个柱状样进行了210Pb与137Cs测年和粒度分析，并与前期合作完成的研究成果[11—12]进行对比，验证依赖鸭绿江口西汊道和西岸潮滩研究得出的关于鸭绿江河口地貌演变的相应结论，探讨流域来水来沙、河口沉积与海岸发育之间的耦合效应，寻找鸭绿江河口地貌演化的新证据。

2 研究区域

鸭绿江为中朝两国界河，目前的鸭绿江河口以绸缎岛为界分为西汊道和东汊道。东汊道为主汊道，东汊道又进一步分为中水道和东水道，构成鸭绿江口“二级分汊，三口入海”的河势(图1)。

图1 研究区域及采样点位置图Fig.1 Location of the research area and the collected samples

近百年来鸭绿江口地貌发生了巨大的变化，已经被众多学者的研究所证实。早在20世纪80年代程岩等就指出：在1940年以前，鸭绿江处于自然淤积、延伸和频繁摆动改道发展阶段，每年挟带大量泥沙在入海河口地区落淤。鸭绿江西汊道是当时“江口宽27 km内的唯一深水航道”[13]。程岩等又根据西水道沉积记录中的测年、粒度、碎屑矿物、重金属等数据，进一步阐述了西汊道成为“废弃”汊道的演化过程：绸缎岛扩张并向西并岸，西汊道上游淤浅，退化为潮汐通道，中水道成为鸭绿江的主要水流通道；并指出三角洲的发育近期逐渐停止，邻近浅海沉积物已经开始向陆运动[14]。此外，其他学者从重金属、粒度、指示性矿物、常量元素、稀土元素的沉积记录中，也找到了鸭绿江西汊道地貌发生巨变的证据[11—12,15—18]。

尽管已有的沉积记录带来了大量鸭绿江河口地貌演变和环境变化的信息，但受采样条件的限制，这些研究所使用的沉积记录都来自鸭绿江口“废弃”的西汊道或邻近的西岸潮滩，未涉及鸭绿江口主汊道。2013年终于采集到主汊道的5个柱状样，为研究鸭绿江口的地貌演化与邻近海岸发育的沉积联系提供了更为丰富的沉积记录。

3 材料和方法

3.1 样品来源

主汊道的5个柱状样采于2013年8月，地貌位置分别为：C1位于河口湾顶部，C2位于主汊道江心岛南侧，C3位于主汊道的边滩，C4、C5位于主汊道口门附近。用做对比研究的柱状样采于2006-2011年，是南京大学与辽东学院围绕着4个国家自然基金项目联合采集的(4个柱状样部分成果已发表)。各柱状样采样点位置见图1，数据来源见表1。

表1 本研究样品数据来源

图2

图2 鸭绿江口各柱状样210Pb、137Cs及粒度参数深度分布曲线(Z2、X-1、Z6、D1-3数据来自文献[11-12])Fig.2 Vertical distribution curves of 210Pb, 137Cs and the granularity parameters(Z2、X-1、Z6、D1-3 data from reference [11-12])

各柱状样采样地点用GPS进行定位。柱状样的采集均利用外径90 mm、内径85 mm的PVC管，在低潮位水深1 m左右时，通过重力打入滩面的方式获取。现场分别量取内柱及滩面至柱顶的高差，求得样品的压缩比。实验室内按2 cm间隔分样进行粒度分析，按4～6 cm间隔取样进行210Pb与137Cs测年。

3.2 样品分析

粒度测试采用BT-9300HT激光粒度仪，测量范围为0.1～2 000 μm，重复测量误差小于3%。分析前，样品中加入10～20 mL浓度为0.05 mol/L的[NaPO3]6作为分散剂，沉积物粒度参数根据Folk和Ward算法公式得出。采用粒级-标准偏差法提取柱状样的敏感粒度组分。其原理是通过每一粒级所对应含量的标准偏差变化而获得粒度组分的个数和分布范围，较大的标准偏差值所对应的粒度即为对沉积环境变化敏感的粒度众数[19]。

210Pb和137Cs测试在中国科学院南京地理与湖泊研究所湖泊沉积与环境重点实验室完成。210Pb和137Cs的测试采用γ谱分析系统(美国EG & GORTEC公司)，210Pb和137Cs标准样品由中国原子能研究院提供；用英国利物浦大学标准样品做比对标准[9]。考虑流域来源的固相微粒随机性大，柱状样不同取样层中的226Ra比活度存在较大波动，影响沉积物相应取样层中非过剩210Pb比活度的值，所以本次研究样品均采用直接法剔除本底值，获得过剩210Pb比活度(210Pb过剩)[20]。考虑到鸭绿江口的沉积物主要来自于流域，因此计算210Pb的沉积速率采用CIC模式[21]。

4 结果

4.1 沉积年代

通过测试和计算获得的210Pb比活度和137Cs比活度的深度分布曲线见图2。

由于主汊道各柱状样210Pb垂向分布曲线不是很典型，而137Cs计年时标已经得到众多学者的认可，137Cs向上或向下的扩散不会改变137Cs蓄积峰的赋存位置，因而不影响137Cs蓄积峰的断代意义[8]。所以本文采用137Cs的计年时标建立年代框架，最大蓄积峰优先考虑为1963年；同时，采用210Pb沉积速率获得的年代进行对比校验。

对于137Cs的其他辅助计年时标，先用主计年时标内插或外延判断辅助计年时标蓄积峰年代的合理性，再用210Pb沉积速率进行校验。取自主汊道的5个柱状样的137Cs剖面，其中4个都能检测到基本连续的峰型，证实了137Cs在鸭绿江口具有标年的能力。只有C4的137Cs峰型不连续，所以C4采用210Pb沉积速率进行定年。前期研究的Z2、X-1、Z6、D1-3柱状样没有137Cs数据，仍采用210Pb数据标年。各柱状样的沉积速率与年代框架见表2。

需要特别说明的是，C1的40 cm蓄积峰对应1963年更可信，与210Pb的测年结果验证后也基本一致。而24 cm处的最大蓄积峰的出现过于突兀(该处137Cs测量值是其他样品最高值的3倍)，上下层也没有过渡值，极有可能是测量误差造成的；即使不是测量误差，也可能是1986年的计年时标，这种最大蓄积峰未对应1963年的情况在其他地区也有报道[9,22]。C2的144 cm处的蓄积峰推测是1959年的辅助计年时标；C2的114 cm和C3的60 cm蓄积峰推测是1971年的辅助计年时标。这3个蓄积峰还有以下两种可能的解释：混合扩散作用导致形成的连带峰或者是流域泥沙所携带核素输入的滞后效应[20]。C2、C3、C4都出现了137Cs的表层蓄积峰，是否是2011年日本福岛核事故[7]的影响有待进一步的研究。

表2 鸭绿江口各柱状样210Pb与137Cs的沉积速率与年代框架

注：Z2、X-1、Z6、D1-3的210Pb测年数据来自文献[11-12]，—表示未检出或未检测的指标项。

1963和1986年的计年时标在鸭绿江口主汊道柱状样中普遍存在，可信度高。但1954、1959、1971、1975、2011年计年时标的存在与否仍需进一步的确凿证据。对于210Pb测年，各柱状样均选择210Pb过剩与深度对数相关性较好的衰变段落来计算沉积速率[23]；存在衰变曲线分段情况时，沉积速率分段计算[24]。C2的210Pb曲线因无明显衰变段，没有获得210Pb测年数据。

4.2 粒度分析

4.2.1 频率曲线

沉积物的频率曲线特征是判断沉积作用形式的重要手段之一，频率曲线的峰态类型反映了沉积作用形式的变化。

C1、C2各分层样品的频率曲线以单峰为主，分别占样品总数的90%和85%；C2的134 cm(137Cs定年为1960年)以下双峰曲线逐渐增多。C3、C4、C5各分层样品的频率曲线以双峰为主，占样品总数的85%、63%和97%；C3的表层、C4的50 cm(210Pb定年为1995年)以下样品的单峰曲线偏多。

西汊道及西岸潮滩柱状样(X-1、Z2、Z6、D1-3)各分层样品的频率曲线都是双峰曲线[11—12]，与主汊道的C3、C5及C4的50 cm以上分层样品的频率曲线相似，而主汊道的C1、C2、C4的50 cm以下的分层样品以单峰曲线为主，在西汊道及西岸潮滩柱状样中没有出现过这种类型。

4.2.2 敏感粒度

敏感粒度是指那些对沉积环境中能量变化敏感，能够指示沉积环境中不同能量水动力的粒度组分。采用粒级-标准偏差算法提取主汊道柱状样的敏感粒度组分，结果见图3。

注：图中曲线上数字为敏感粒度的粒级值图3 主汊道各柱状样沉积物粒级—标准偏差曲线Fig.3 Size fraction-standard deviation curve of the samples in the Main Branch

敏感粒度曲线皆为双峰模式，可分为粗细两个环境敏感粒度组分。细组分的敏感粒度分别是21.1 μm(C2、C4、C5)与23.5 μm(C1、C3)；粗组分的敏感粒度在145.1～247.8 μm之间，各柱状样按粗组分敏感粒度大小排列为C5>C4>C3>C1>C2。

西汊道与西岸潮滩的柱状样(Z2与Z6)细组分敏感粒度为12.0 μm，只相当主汊道细组分敏感粒度的1/2左右；粗组分敏感粒度分别是193.0 μm和162.0 μm[11]，落在主汊道柱状样的阈值范围内。

4.2.3 垂向分布

主汊道的沉积物以灰黑色或黄色粉砂为主，向底部、向海方向颜色逐渐变浅，C4底部有贝壳碎片。其平均粒径、分选系数、偏态、峰态等参数和沉积物组分见图2。平均粒径在3.03Φ～6.27Φ之间，除C1外都是自下而上逐渐变细；分选系数和偏态分别为1.32～2.18与-0.04～0.45；峰态为0.81～1.57。除C4底部外，分选系数、偏态、峰态的垂向变化都较小。沉积物组分以粉砂为主，砂次之，黏土含量少且变化小，入海方向砂的含量除C1外都明显增加。

西汊道和西岸潮滩的沉积物以褐色、灰褐色粉砂为主，Z6、D1-3有少量贝壳碎片，其平均粒径、分选系数、偏态、峰态等参数和沉积物组分如图2所示(X-1、D1-3只有平均粒径资料)。平均粒径在2.58Φ～6.57Φ之间变化，自下而上的平均粒径X-1逐渐变细，Z2逐渐变粗，Z6、D1-3是先逐渐变细而后又转为逐渐变粗；Z2和Z6的分选系数为1.58～2.48、偏态为-1.15～2.43、峰态为2.27～3.09，其沉积物中砂的组分含量偏多。

5 讨论

5.1137Cs与210Pb沉积曲线中“事件信号”的互动响应

鸭绿江口主汊道、西汊道及邻近西海岸因不同的沉积物供给，以及沉积动力环境的差异，使得137Cs与210Pb的沉积曲线各不相同。但是，对于较大的环境变化或流域事件，137Cs与210Pb沉积曲线往往同步出现“事件信号”，这对于认识鸭绿江口的地貌演化与邻近海岸发育之间的沉积关联十分有效。

C1柱状样的137Cs曲线连续。1960年以前(40 cm以下)，210Pb过剩数值较高且近垂线分布，是快速沉积的标志[25]；1960年以后(40 cm以上)210Pb过剩沉积速率与137Cs沉积速率相近，表明这里自1960年以来缓慢的沉积状态。1960年前后的巨大差异，使1960年成为重要事件信号的时间节点。

C2柱状样以极高的137Cs沉积速率、137Cs连带峰、较高的210Pb过剩、210Pb过剩衰变曲线近垂直分布等特征，预示着这里快速的沉积过程和动荡的沉积环境，这应该与江心岛的迅速增长有关。1990年(60 cm以上)以后出现了137Cs间断，结合210Pb过剩曲线近垂直分布、较高210Pb过剩和鸭绿江口沉积中心的地貌位置等信息，推测是沉积物充分混合后的快速沉积造成的。类似状况在珠江口的研究中也被证实[26]。由此可见，1990年也是事件信号的时间节点。表层137Cs蓄积峰，疑是受到2011年日本福岛事件的影响。

C3柱状样的底部是1960年。野外采样只能达到这个深度，再往下是PVC管难以插入的坚硬细沙层，岩性的巨大差异又指向1960年这个值得特别关注的“事件信号”。C3柱状样的32 cm处出现了137Cs蓄积峰、210Pb过剩曲线在此深度以上呈现指数衰变的特征，均指向了1990年的“事件信号”。

C4柱状样的137Cs曲线，除表层外(疑是2011年日本福岛事件的影响)都“缺失”。结合210Pb过剩极高的沉积速率，与C2的60 cm以后相似，反映出快速的沉积状态。C4底部只能达到1990年，往下是PVC采样管难以插入的坚硬细沙层，又一次指向了发生在1990年的“事件信号”。

C5柱状样的137Cs曲线连续。210Pb过剩垂向曲线分段沉积的沉积速率与137Cs相应分时段的沉积速率高度一致，显示了这里沉积过程的阶段性；具体表现为1960年前后的时段沉积速率较快，其他时段相对较慢。

将主汊道沉积与西汊道和西岸潮滩沉积的前期研究结果进行比较就会发现：

主汊道各柱状样210Pb过剩和137Cs曲线显示的1960年的“事件信号”，同样出现在西岸潮滩D1-3的210Pb沉积曲线中；该曲线为分段沉积，第一衰变段为1990年以来的沉积，沉积环境相对稳定；第二衰变段则为1960年以前的沉积，显示出1960年前后210Pb曲线的巨大差异[12]。

主汊道各柱状样137Cs与210Pb过剩显示的1990年的“事件信号”，同样出现在西岸潮滩记录中，Z6柱状样的210Pb的剖面曲线在1990年出现跳跃性的间断(图2)。

需要特别指出的是，用做对比的柱状样Z2、X-1、Z6、D1-3分别采自2006年、2010年和2011年，当时没有进行137Cs测试和粒级校正[20,27]，即使主汊道做了粒度校正也无法与其进行对比，所以不能完全排除有些“事件信号”是粒度因素干扰的结果。因此这些“事件信号”的确认，需要更多的年代学和沉积学方面的证据。

5.2 粒度参数变化的关联响应

5.2.1 动力差异在频率曲线上的反映

沉积动力单一通常表现为单峰频率曲线，沉积动力多样通常表现为多峰频率曲线。

主汊道的C1全部、C2的134 cm(1960年)以上及C4的50 cm(1995年)以下，粒度频率曲线以较为对称的单峰态占主导，表明这些区域的相应时段是以单一河流作用为主的沉积环境。

主汊道C2的134 cm(1960年)以下C3、C4的50 cm(1995年)以上及C5的粒度频率曲线以双峰态占主导，反映出在不同动力强度下沉积物的混合，表明这些区域相应时段是潮控下往复流的沉积环境。

西汊道及其邻近西岸潮滩的粒度频率曲线都是双峰态，显示了潮控下往复流沉积环境所特有的粒度频率曲线特征[11—12]。这与主汊道C2的134 cm(1960年)以下、C3、C4的50 cm(1995年)以上、C5的沉积环境基本一致。

5.2.2 敏感粒度的物源提示

对于沉积物的细组分敏感粒度，C2、C4、C5都是21.1 μm，与鸭绿江输沙中的悬沙粒径[12]范围一致，表明其来源于鸭绿江输沙的悬浮组分。C1、C3出现21.1 μm的细组分敏感粒度，可能来源于鸭绿江输沙的跃移质组分，因为C1、C3地貌部位都在主泓线附近，水动力较强。西汊道与西岸潮滩的细组分敏感粒度为12.0 μm，只有主汊道的一半左右，应该是潮流影响下河口沉积的再悬浮物质。

对于沉积物的粗组分敏感粒度，各柱状样差异显著，来源相对复杂。主汊道C1、C2、C3与西汊道和西岸潮滩的粗组分敏感粒度比较接近，应该同源，分析是早期鸭绿江作为自然状态下的山溪型河流时的沉积物[14]。C4、C5的粗组分敏感粒度异常偏大，与西朝鲜湾水下潮流脊的浅黄色细沙残留沉积[28]组分接近，这也验证了前期研究提出的鸭绿江口邻近浅海表层沉积物已经开始向陆运动的结论[14]。

5.2.3 垂向粒度转折变化的时间节点对比

沉积记录中平均粒径粗或细的转折突变，是沉积环境发生转变的重要依据。西汊道与西岸潮滩的前期研究，已经标定出一些平均粒径发生转折突变的年代(其他粒度参数也随之产生相应变化)，分别是1940、1970、1990和1995年[11—12]，这些年代的沉积在主汊道的沉积记录中有明显的耦合效应(图2)。

1940年的粒度变化，主汊道的C5(其他柱状样未达到相应的沉积深度)是由细转粗。这与西汊道的Z2和西岸潮滩的D1-3的突变转折一致，与潮滩Z6的突变转折相反。

1970年的粒度变化，在同期西汊道和西岸潮滩十分突出，但在主汊道只是位于东汊道与西汊道的汇合处的C1柱状样出现了粗化的极值，主汊道其他的柱状样没有明显的响应。

1990年的粒度变化，C1表现为由细转粗，C4表现为由粗转细，C2、C3、C5表现为波动加剧；而西岸潮滩和西汊道的粒度转折都是跳跃性变粗再转细。

1995年的粒度变化，C2表现为由细转粗；C4、C5表现为由粗转细；而同期西汊道和西岸潮滩的粒度转折变化都是由细转粗。

1960年和2000年的粒度变化，虽然前期研究并未提及，但在主汊道与西汊道和西岸潮滩的沉积记录中都可以发现踪迹。

1960年，C1表现为由细转粗；C2表现为由粗转细；C3、C5表现为跳跃性变化。同期，西岸潮滩及西汊道的粒度垂向曲线X-1、D1-3、Z2表现为由粗转细，Z6表现为跳跃性的波动变化。

2000年，C1至C5都表现为粒度的跳跃性变化。同期西汊道和西岸潮滩的柱状样同样存在粒度的突变。

5.3 沉积记录时空变化的耦合效应分析

5.3.1 1940年以前

20世纪30年代以前，西汊道作为鸭绿江的主汊道，是当时“江口宽27 km内的唯一深水航道”[29]。20世纪30年代以后，鸭绿江流域先后修建了41座水库[14]，大大改变了径流的年内分配，使大量泥沙被拦蓄在库内，入海泥沙急剧减少。据Cheng和Valle-Levinson关于强潮河口理想模型的分析，层化状态对侧向环流的对称性影响很大，山潮水比值小、层化弱时侧向环流对称性不好，水道摆动变大[30]。1937年水丰电站的修建，极大地改变了河口的水沙条件，使层化状态更弱，造成西汊道水道摆动加大，冲刷能力减弱，西汊道逐渐失去了主泓地位。

另外，Cheng和Valle-Levinson关于强潮河口理想模型的分析还表明，汊道规模对侧向环流对称性的影响也非常明显[30]。汊道越宽，科氏力的影响越大，侧向环流越不对称，水道摆动就越大。所以，1940年前后，鸭绿江口地貌的演化逐渐变快，可能还与西汊道的侧向环流不对称越发加剧有关。西汊道的Z2和西岸潮滩的D1-3的粒度发生由粗转细的变化，是西汊道水动力减弱，泥沙供给减少造成的。Z6的粒度跳跃性地由细转粗，则是可能因为其位于当时的潮汐水道上的缘故。与此同时，得到大量径流的东汊道成为主泓，逐渐转变为河流主汊道。

由于C2、C3、C4所处的空间位置都是在1940年以后才生成的东汊道上，所以普遍缺少1940年以前的沉积记录。推测1940年以前，这些区域的基底应该是西朝鲜湾的水下潮流脊的一部分，是一种浅黄色以细沙为主的残留沉积[28]，表现为PVC管难以插入的坚硬细沙层。C5柱状样位于鸭绿江口门外的浅滩上，1940年后粒度由细转粗，是东汊道逐步向主汊道转化的证据之一。

5.3.2 1960年前后

鸭绿江口主水道由西水道往中水道的转移，是河口地貌演变的大事件。20世纪初鸭绿江干流建坝发电后，正是循着该发展趋势，鸭绿江口最终进入废弃西水道的新稳定态。鸭绿江口目前“二级分汊，三口入海”新稳定态的形成，前期研究给出的时间段是1934—1982年[14]。地貌演化虽然自身是一个渐变过程，但“突变”与“渐变”在地貌演化中具有同样重要的意义，有时突变的影响更大。1960年鸭绿江爆发了全流域的大洪水(据丹东市统计年鉴)，这次大洪水造成了鸭绿江口与邻近海岸地貌演化的“突变”。本次研究涉及的9个柱状样，有8个都留下了各自不同的沉积记录。通过主汊道与西汊道及西岸潮滩沉积剖面的“事件信号”的时空对比分析可知：

1960年以前，主汊道的江心岛附近的河口湾沉积速率非常快，沉积记录中(C1)的双峰曲线较多，表明这一区域潮流的影响比1960年以后要大很多；主汊道的其他区域(C2、C3、C4)都是像西朝鲜湾水下潮流脊一样的细沙硬基底(PVC管难以插入)；口门外(C5)是沉积偏粗的高速沉积区。与此同期的西汊道沉积相对较细(X-1，Z2)；西岸潮滩连续的沉积过程也被1960年硬性“打断”，D1-3的210Pb垂向曲线表现尤为突出。

1960年以后，上述各区域的沉积特征都发生了显著改变。除江心岛区域(C1)仍保留高速、动荡的沉积态势外，主汊道的不同区域(C2、C3、C5)先后进入平稳的淤泥质粉砂沉积状态。与此同期的西汊道受自然状态水动力平衡调整的需要，水流归“槽”，水面大幅度萎缩，滩面沉积加剧(滩面X-1柱状样的沉积速率高达5.84 cm/a，是非滩面Z2柱状样沉积速率的6.2倍)；而西岸潮滩D1-3的210Pb曲线显示，沉积过程被隔断后，沉积速率重新调整为1.71 cm/a。

1960年发生在鸭绿江河口的地貌巨变，是由于人类活动长期的累积效应、叠加大洪水事件触发形成的。这个结果验证了有关鸭绿江河口地貌演化过程的基本结论[14—16]，同时将鸭绿江河口地貌大格局的形成年代定格在了1960年。

5.3.3 1970年前后

西汊道和西岸潮滩在1970年前后，存在较为突出的沉积环境变化，X-1、D1-3、Z2、Z6柱状样上都有粒度突变或转折的沉积记录。究其原因推测与西汊道的围垦、疏浚航道、港口建设等人类活动的反复扰动有关。

西汊道逐渐演变成一个河口湾后，湾内浅滩密布、水流散乱，从而引发大规模的围海造田活动。在西汊道东岸，朝鲜方面为自身交通和农田保护的需要，人为堵截了绸缎岛间的一些横向支汊，开始围海造地；在西汊道西岸，中方也在大东港一带展开了大规模的围海造田活动和港口建设。这些围垦工程陆陆续续进行了十几年，“塞支强干”的结果，使西汊道众多支流归槽，潮流得到显著增加，而河流作用进一步减弱。为适应水动力条件的这种改变，西汊道下游的河床做了一定程度的自我调整，这与李炎等[31]在椒江河口所做的沉积中心纵向迁移规律的研究结论是一致的，表现为西汊道出口的西水道变成了潮汐水道逐年刷深，拦门沙逐渐外移，1964—1982年河口拦门沙外移了2.1 km[29]。

1970年前后，西汊道和西岸潮滩沉积环境发生的显著变化，在主汊道的C2～C5的沉积记录中并没有显著的表现，显然这些变化不属于整个流域的环境事件；而C1柱状样粒度的转折变化，是绸缎岛上口的航道疏浚造成的，也不属于流域事件。

5.3.4 1990年前后

1990年前后，主汊道与西汊道和西岸潮滩同步发生137Cs与210Pb过剩的“事件曲线”和粒度的转折变化，说明这是一次流域事件，推测是对鸭绿江下游大规模采砂活动的响应。

1990年前后，鸭绿江下游采砂一度达到0.38 Mt/a，相当于鸭绿江年输沙量的25%[12]，采砂改变了河床形态，强化了潮流影响，加剧了再悬浮作用，使鸭绿江西岸潮滩的沉积跳跃性变细，西汊道的沉积跳跃性变粗；同期，主汊道C4开始接受淤泥质粉砂沉积(之前的基底始终是坚硬的细沙层)、C1和C3出现粗化峰值、C5也有跳跃性粒度变化。

鸭绿江主汊道附近滩面的粗化与西岸潮滩沉积的跳跃性变细是一种带有“耦合效应”的沉积过程，西岸潮滩的细粒物质来源于主汊道再悬浮物质的沉降。

5.3.5 1995年以后

1995年发生了鸭绿江流域有水文记录以来的最大洪水。前期研究在鸭绿江西汊道和西岸潮滩的地层剖面中确认了这次沉积事件的记录，表现为粒度由细转粗的转折变化[11—12]。而主汊道的C4、C5则表现为由粗转细的粒度变化。

主汊道滩面的沉积粗化与西岸潮滩的沉积细化同样也是一种带有“耦合效应”的沉积过程，西岸潮滩相应层位的细粒物质应该来源于同期C4、C5区域的再悬浮物质。

另外，2000年的粒度变化，也是一次与洪水有关的流域事件，主汊道与西汊道和西岸潮滩的沉积记录都有反映，进一步显示了三者之间的沉积联系。

6 结论

主汊道的沉积记录交互存在河流作用和潮流作用两种沉积环境，自陆向海潮流作用影响的沉积记录逐渐增多，沉积特征与西汊道和西岸潮滩一致；以河流作用为主的沉积记录在西汊道和西岸潮滩没有出现。

主汊道的细组分来源于鸭绿江径流，西汊道的细组分来源于潮流影响下的河口再悬浮物质。粗组分的敏感粒度来源复杂，主汊道上部的粗组分与西汊道和西岸潮滩的接近，来源于鸭绿江早期径流，主汊道下部的粗组分来源于西朝鲜湾水下潮流脊的残留细沙。

鸭绿江主汊道与西汊道和邻近西海岸的沉积记录，对环境变化或流域事件的响应时间基本同步，其中1960年的环境变化最为突出，代表了鸭绿江河口地貌大格局的形成年代。

鸭绿江口主汊道的沉积记录与西汊道和西岸潮滩的沉积记录存在显著的耦合，都是对环境变化、人类活动、流域事件(大洪水)的响应；前期借助于西汊道和西岸潮滩沉积记录得出的关于鸭绿江口地貌演化的部分研究成果得到了进一步的验证。

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The coupling of the sedimentary records in the Yalu River estuary and the adjacent western coasts

Liu Yue1, Cheng Yan1, Li Hongjun1, Gao Jianhua2, Zheng Jinhua3, Zhang Chunpeng1, Zhang Liang1, Liu Jingwei1

(1.UrbanConstructionCollege,EasternLiaoningUniversity,Dandong118003,China;2.KeyLaboratoryforCoastandIslandDevelopmentofMinistryofEducation,NanjingUniversity,Nanjing210093,China;3.WaterAffairsandResourceManagementOffice,WaterConservancyBureauofLiaozhongCounty,Shenyang110200,China)

New evidence of the geomorphic evolution in the Yalu River estuary and coupling effects between water, sand, estuarine deposit and coastal development were explored, based on the analysis of210Pb and137Cs dating and the granularity of the 5 sediment cores collected from the Main Branch of the Yalu River estuary and the formerly studied 4 sediment cores collected in the tidal flat of western coasts and the West Branch. The results indicated that the fluvial action and the tidal action individually dominated the different sedimentary periods in the Main Branch；and the deposit dominated by the tidal action in the Main Branch was in accord with those in the West Branch and the adjacent western coasts in the Yalu River estuary. The material sources in the Main Branch were different from the West Branch and the western coasts. For the sedimentary records in the Main Branch, West Branch and the western coasts were all coupled with the environmental changes, the human activities, and the watershed events like the floods, and the responding time was basically synchronous. 5 obvious “event signals” appeared the sedimentary records, and the year of 1960 was the most important time when the estuarine geomorphy changed greatly.

sedimentary record; Yalu River estuary; coupling

10.3969/j.issn.0253-4193.2017.01.008

2016-04-06；

2016-07-10。

国家自然科学基金(41271028, 41576043)。

刘月(1972—)，女，辽宁省凌海市人，副教授，主要从事河口地貌与环境研究。E-mail:moonliudd@126.com.

*通信作者：程岩(1960—)，男，教授，主要从事河口地貌和河口沉积研究。E-mail:yancheng60@126.com.

P736.21

A

0253-4193(2017)01-0076-13

刘月, 程岩, 李红军, 等. 鸭绿江口与邻近西海岸沉积记录的耦合[J]. 海洋学报, 2017, 39(1): 76-88,

Liu Yue, Cheng Yan, Li Hongjun, et al. The coupling of the sedimentary records in the Yalu River estuary and the adjacent western coasts[J]. Haiyang Xuebao, 2017, 39(1): 76-88, doi:10.3969/j.issn.0253-4193.2017.01.008