沉积物粒度特征及其时空分布是河口沉积物的基本属性之一，蕴含了物质来源、水动力条件、沉积事件等重要信息。在沉积物测年的基础上，依据沉积物的粒度频率曲线、粒度参数、敏感粒度变化特征可以进行沉积环境的判别，推断沉积时的动力条件，帮助人们更好地认识海陆变迁、物源输入、河口发育阶段等沉积事件，是研究海陆相互作用和沉积环境演化的重要手段^[1-4]。依据沉积物所包含的粒度特征来追溯沉积物输运和堆积中的沉积环境变化, 已被较好地应用于东海、南海、黄海和冲绳海槽等区域^[5-9]。

近年来，已经通过粒度分析在鸭绿江河口西汊道及邻近西岸潮滩做了一些研究工作，揭示出鸭绿江西汊道及其邻近西岸潮滩近百年来发生的沉积环境变化和对流域变化的响应^{[10, 11]}。但是，这些研究还不能代表鸭绿江主汊道(东汊道)的状况，不能判断发生在西汊道的这些环境变化是否具有普遍性。造成这种状况的主要原因是鸭绿江主汊道区域属于中朝边境，柱状样采集受到多种限制，使以往研究缺失鸭绿江主汊道的沉积记录。2014年采集到了鸭绿江主汊道的10个柱状样，进行了²¹⁰Pb与¹³⁷Cs测试和粒度分析。本文依据这些沉积剖面所承载的粒度记录，探讨鸭绿江口三角洲形成过程中的物质来源、环境变化和较大的沉积事件，以期对鸭绿江口三角洲的演化进程有一个全面的认识。

1.   研究区概况

鸭绿江长779 km，流域面积6.45×10⁴ km²，多年平均径流量266.8×10⁸ m³，年入海沙量159.1×10⁴ t。鸭绿江口是一个喇叭状河口湾，呈现“二级分汊，三口入海”的河势^[12](图 1)。以绸缎岛为界分西汊道(向海延伸部分称为西水道)和东汊道，东汊道进一步分为中水道和东水道。近百年来鸭绿江口地貌的发育模式已有定论：绸缎岛扩张向西并岸，西水道退化为潮汐水道。东水道的径流量占比也越来越小，中水道成为鸭绿江的主要水流通道^[12]。口门外受强潮动力影响发育了条带状水下三角洲，并与西朝鲜湾潮流脊自然连接。西朝鲜湾潮流脊是低海平面时古河口三角洲或海滩物质受潮流作用改造形成的残留沉积^[13]。

图  1  研究区域及采样点位置图

(2006年9月TM遥感图像，区域图经过数字化编绘)

Figure  1.  Study area and the location of sampling sites

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2.   材料和方法

2.1   样品采集

2014年8月在鸭绿江主汊道采集了10个柱状样，K5、K6、K4采自口门内的江心岛周围，K12、K11、K10采自中水道与东水道分隔滩，K2、K1、K9、K8采自口门外三角洲前缘(图 1)。各柱状样均是在大潮最低潮位1.5 m水深时，利用内径85 mm、外径90 mm的PVC管打入水下滩面获得。野外采样时分别量取内柱及滩面至柱顶的高差，求得样品的压缩比。计算结果显示压缩程度较小，在本研究中未考虑压缩影响。实验室对柱样进行切割、拍照及描述，以2 cm等间隔分割，研磨后测量粒度。分别从各柱样中选取平均粒径尽可能一致的子样(大致4~6 cm间隔)供²¹⁰Pb和¹³⁷Cs测定。

2.2   分析方法

²¹⁰Pb和¹³⁷Cs是用γ谱分析系统测量，¹³⁷Cs和²²⁶Ra标准样品由中国原子能研究院提供，用英国利物浦大学²¹⁰Pb标准样品做比对标准^[14]。放射性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。

粒度测量是将样品置于沉淀24 h的水中，加入10~20 mL、浓度为0.05 mol/L的(NaPO₃)₆作为分散剂，采用BT-9300HT激光粒度仪对样品进行粒度测量。粒度参数包括平均粒径(Mz)、分选系数或标准偏差(σ₁)、偏态(Ski)和峰态(Kg)，粒度参数计算采用Collias等矩法公式^[15]。

3.   结果

3.1   ²¹⁰Pb与¹³⁷Cs的沉积速率及测年数据

用CIC模式计算²¹⁰Pb的沉积速率^[16]，用¹³⁷Cs计年时标推算¹³⁷Cs的沉积速率^[17]。以¹³⁷Cs蓄积峰为主建立年代框架，并用 ²¹⁰Pb沉积速率做校验。各柱状样的沉积速率和沉积年代见表 1(据刘月，另文发表，在此不做深入讨论)。

表  1  鸭绿江口柱状样的沉积速率与沉积年代

Table  1.  Sedimentation rate and depositional age of the cores in Yalu River estuary

柱样编号	柱状样长度/cm	210Pb测年层位/cm	210Pb沉积速率/(cm/a)	137Cs计年时标层位及年代/cm	137Cs沉积速率/(cm/a)	137Cs其他蓄积峰层位及年代/cm
K5	69	6~30 38~63	1.13 1.09	67(1963)	1.31	2(2012) 34(1988)
K6	112	-	-	104(1963)	2.04	-
K4	98	0~60	1.33	48(1963)	0.94	38(1974) 76(1954)
K12	108	26~92	1.80	96(1963)	1.88	14(2007)
K11	86	-	-	82(1963)	1.61	36(1992) 54(1980)
K10	184	54~136	2.24	148(1963)	2.90	30(2004) 54(1995) 66(1991) 172(1955)
K2	104	0~44	1.36	98(1963)	1.92	62(1982) 80(1972)
K1	108	14~70	1.80	82(1963)	1.61	28(1997) 40(1989)
K9	154	8~74	1.77	80(1963)	1.57	26(1997)
K8	108	26~74	2.83	104(1963)	2.04	68(1981)

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3.2   粒度频率曲线

鸭绿江口门以内的江心岛和中、东水道分隔滩以单峰曲线为主。K5单峰曲线占91%；K4单峰曲线占86%；K6单峰曲线占95%。K12单峰曲线占98%；K11单峰曲线占93%；K10单峰曲线占93%。

鸭绿江口门以外的三角洲前缘，自陆向海方向单峰曲线明显减少，双峰曲线显著增加。K2单峰曲线占98%；K1单峰曲线占72%；K9双峰曲线占66%；K8双峰曲线占92%。

3.3   粒度参数的垂向变化

各柱状样的粒度参数在垂向上有分段变化的趋势。根据各柱状样粒度参数垂向曲线显著差异的层位(往往也是各粒度曲线的峰值或¹³⁷Cs峰值对应的层位)进行分段，并用¹³⁷Cs测年结果标年。K1和K5可以分为3段，其他柱状样分为2段(图 2)。

图  2  鸭绿江口各柱状样沉积物粒度参数及组分垂向分布

Figure  2.  Vertical profiles of grain size parameters and components of sediments

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各柱状样的垂向变化特征是：K1以26 cm(2000年)和72 cm(1969年)为界分为3段。下段是“向上细化”(自下而上砂含量渐少、粉砂含量渐多、黏土含量不变，平均粒径渐细、分选渐好、偏态变大、峰态变宽)的沉积旋回，中段是“稳定”(砂的含量较高，其他参数波动很小)的沉积旋回，上段是“不稳定”(各粒度参数的剧烈变动)的沉积旋回。K5以20 cm(1999年)和52 cm(1974年)为界分为3段，各段均表现为“向上细化”的沉积旋回。K12以74 cm(1975年)为界，均表现为“向上细化”的沉积旋回。K11以36 cm(1992年)为界，K6以34 cm (1995年)为界，都是下段为“稳定”的沉积旋回，上段为“不稳定”的沉积旋回。K8以108 cm(1960年)为界，下段为“不稳定”的沉积旋回，上段为“稳定”的沉积旋回。K2以66 cm(1980年)为界分为2段，各段均表现为“向上粗化”(砂含量渐增、粉砂含量渐少、黏土含量不变、平均粒径变粗)的沉积旋回。K4以52 cm(1959年)为界，K9以32 cm(1994年)为界。2个柱状样的下段都是“向上粗化”的沉积旋回，而上段都是“向上细化”的沉积旋回。K10以52 cm(1996年)为界，下段为“稳定”的沉积旋回，上段为“向上粗化”的沉积旋回。

3.4   敏感粒度

由于物源和沉积动力的复杂性，并非所有的粒级都对环境敏感或具有环境指示意义；因此，有必要进行环境敏感粒度组分的提取。粒级-标准偏差算法是提取柱状样敏感粒度的常用方法^[18]。

3.4.1   全样的敏感粒度

全样的敏感粒度均为双峰类型，可提取出粗、细两个环境敏感粒度(图 3)。

图  3  各柱样沉积物粒级-标准偏差曲线

Figure  3.  Granularity level-standard deviation curve of the cores

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细组分的敏感粒度大部分都是21.1 μm(K2、K1是19.0 μm，K10是23.5 μm)。粗组分的敏感粒度K5、K12、K2、K1是117.1 μm，K4、K10、K11、K9是145.1 μm，K8是306.9 μm，K6是130.1 μm。

3.4.2   分时段的敏感粒度

根据粒度参数垂向的分段变化，提取各沉积时段的敏感粒度(图 4)。综观各柱状样沉积分时段的敏感粒度，细组分自下而上变粗的有K4、K11、K10、K1、K9和K8(占柱状样总数的75%)，粗组分自下而上变粗的有K6、K11、K10、K1和K9(占柱状样总数的63%)，可见敏感粒度自下而上变粗是大趋势。

图  4  各柱样不同沉积时段沉积物粒级-标准偏差曲线

Figure  4.  Grain size-standard deviation curve of the cores in different periods

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4.   讨论

4.1   水动力变化

4.1.1   沉积物粒度频率曲线所表现的水动力特征

主汊道(东汊道)口门以内的各柱状样的粒度频率曲线以单峰为主，表明沉积物组成简单、沉积环境稳定、形成时的水动力条件单一。这些粒度频率曲线是以径流为主要控制因素形成的，与鸭绿江西汊道及邻近西岸双峰或多峰的粒度频率曲线形成了极大的反差。说明前期研究^{[10, 11]}使用西汊道和西岸潮滩的粒度记录来代表整个鸭绿江口的粒度沉积特征存在缺欠。这里出现少数的双峰曲线可能预示着潮流动力的“改造”事件。在粗粒径方向产生副峰，可能与风暴潮有关，强大动力过程会引起滩面沉积物的再悬浮，使滩面相对粗化产生副峰；在细粒径方向产生副峰，可能与再悬浮物质在低能环境下的沉积过程有关^[19]。

而口门以外K9、K8的沉积物粒度频率曲线以双峰为主，与口门以内完全不同。多数层位前峰(细粒)小于后峰(粗粒)、沉积构造中含有贝壳碎屑，这是潮流动力在沉积中的反映，与鸭绿江西汊道及西岸潮滩沉积物的粒度频率曲线一致^[10]。说明口门以外水动力主要是受到潮流的控制，偶尔出现的单峰很可能是对流域极端事件(洪水)的响应。

4.1.2   粒度参数垂向变化所表现的水动力变化

各柱状样粒度参数垂向上分段呈现4种沉积变化。“向上细化旋回”出现得最多，表明了鸭绿江口沉积水动力总体上的阶段性变化趋势；“向上粗化旋回”出现不多，推测是微地貌(潮流沟摆动)造成局部水动力的增强效应；“沉积稳定旋回”和“沉积不稳定旋回”出现较少，主要受到离主泓线距离远或近的影响，反映的是径流对沉积的改造效应。需要特别指出的是，每个旋回的水动力减弱过程并不代表整个剖面的水动力减弱，K5柱状样连续出现3次“向上细化旋回”，而自下而上每个旋回的平均粒径却依次变粗。

4.2   物源变化

4.2.1   全样敏感粒度的物源提示

细组分敏感粒度各柱状样几乎相同，表明细组分来源的一致性。根据与鸭绿江悬沙的粒径范围^[11]相同来判断应为鸭绿江来源。

粗组分敏感粒度差异较大，来源相对复杂。K5、K12、K2、K1的微地貌部位是滩面，推测117.1 μm的粗组分敏感粒度，应该是鸭绿江输沙悬移质中的较粗组分，被较强水团带至此处沉积下来。K4、K10、K11、K9、K6的微地貌部位是潮流沟附近，推测145.1 μm的粗组分敏感粒度，应该是鸭绿江输沙的跃移质部分被径流携带沉积于此，也不排除有浅海物质的加入^[12]。K8粗组分敏感粒度异常偏大，是受到了邻近浅海的线性潮流沙脊群的影响，这些潮流脊沉积物质是一种以浅黄色的中砂、细砂为主的残留砂质沉积^[13]，这也验证了前期研究提出的鸭绿江口临近浅海表层沉积物已经开始向陆运动的结论^[12]。

4.2.2   分时段敏感组分的物源提示

分时段粗、细组分的敏感粒度都有自下而上变粗的总趋势，这是鸭绿江口沉积过程对物源输入总体变化的响应。近百年来受到鸭绿江干流一系列大型水利工程的影响，干流来沙被拦截，相应地突出了鸭绿江最大支流爱河的输沙效应。爱河流经粒状岩浆岩地区，产沙粗，使河漫滩与江心洲普遍缺少细粒物质^[20]。鸭绿江入海泥沙的逐年变粗必然带来鸭绿江口沉积记录也相应的下细上粗。K4与K8下段的细组分敏感粒度相对很小，而粗组分敏感粒度又相对较大，推测应该是对1960年以前鸭绿江水沙输运特征的一种响应。

4.3   沉积事件

在河口特殊的水动力条件下，物质细化的过程通常表现为渐变，而物质粗化的过程则更多地表现为突变，所以物质粗化成为更容易识别的沉积事件。粗化事件不一定每次都能在沉积剖面中被保留下来，所以不同柱状样中保留的变粗层位不能代表所有的粗化沉积事件^[21]。提取这些粗化沉积事件、或粒度曲线中粒度参数突变层位(往往是分段界限)、或¹³⁷Cs非定年时标蓄积峰的位置，在鸭绿江口沉积记录中可以识别出多次沉积事件(考虑到误差，测年年份略有差异的沉积事件可以考虑为同一沉积事件)。在这里仅对一些明显的、确凿的沉积事件对沉积环境变化或者流域变化的响应进行追踪。

4.3.1   1960年的沉积事件及其对河口地貌变化的响应

在可识别的沉积事件中，1960年的沉积事件最为显著：表现为K4和K8是分段界限(测年为1959和1960年)；K5、K6、K12、K11和K2是柱状样的底部(这些柱状样的底部¹³⁷Cs测年都是1960年前后)。这绝不是巧合，而是采样时PVC管同样遇到了再往下难以插入的坚硬细砂层。该时期普遍存在的坚硬细砂层代表了鸭绿江口大范围的沉积间断或显著的沉积事件，它不是大洪水单一作用的产物，而是多种因素共同作用的结果。

1940年以前，西汊道作为鸭绿江径流的主汊道，是当时“江口宽27 km内的唯一深水航道”^[20]。但从1941年修建水丰水库开始到60年代，鸭绿江流域修建大中小型水库41座^[10]，同期还修建了各类岸坝、丁坝等工程^[22]，导致鸭绿江口各汊道的水沙平衡被打破，叠加上1960年全流域特大洪水的诱导，终于引发了鸭绿江口地貌的巨变(图 5)：即主汊道由西汊道转到东汊道，绸缎岛形成并扩大，“二级分汊，三口入海”河口地貌格局形成^[12]。70%的柱状样为这一重大的地貌变化事件留下了相应的沉积记录。前期研究虽然对鸭绿江河口地貌的发育模式给出了定论，但没有给出确切的形成年代。程岩等认为是1934年至1982年间^[12]；冉隆江等认为是1941年至1982年间^[10]；石勇等认为是1940年至1970年间^[11]。现有的证据可以将形成年代进一步精确为1960年，而1960年全流域大洪水无疑是河口地貌发生巨变的触发因素。

图  5  鸭绿江口岸线演变^{[9, 10]}

Figure  5.  Shoreline evolution of the Yalu River estuary^{[9, 10]}

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4.3.2   1970年的沉积事件对流域环境变化的响应

1970年前后粗化沉积事件也比较确凿，表现为：K1的分段界限(测年为1969年)、K10和K4的粗化极值(测年为1969和1970年)、K2的粗化峰值和¹³⁷Cs峰值(测年为1972年)。这些与洪水无关的沉积事件应该是对流域变化的响应。

对西岸潮滩的前期研究证实该沉积事件的确存在。石勇等^[11]将1958—2008年间鸭绿江年径流量及输沙量进行二次多项式拟合时发现1970年是一个重要的时间节点，西岸潮滩各柱状样相应层位的沉积物显著变细。有理由相信，西岸潮滩相应层位的物质细化与同时期主汊道K1、K10、K4、K2的物质粗化是一种带有“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时期K1、K10、K4、K2所在的三角洲区域的再悬浮物质。原因是随着鸭绿江输沙量的锐减，导致潮流作用加强，潮流动力的再悬浮作用可将主汊道沉积物中的细粒物质带走，沉积在西岸潮滩，并导致主汊道滩面沉积物粗化事件的发生。

4.3.3   1988年至1992年沉积事件对人类活动的响应

1988年至1992年的粗化沉积事件也比较明显，表现为：K11的分段界限和¹³⁷Cs蓄积峰(测年为1992年)、K6的粗化峰值(测年为1990年)、K5、K10、K1的¹³⁷Cs蓄积峰(测年为1988、1991和1989年)。

这次沉积事件，推测是对鸭绿江下游大规模采砂活动的响应。对西岸潮滩的前期研究也证实了该沉积事件的存在。1990年前后鸭绿江下游采砂达到0.38 MT/a，相当于鸭绿江年输沙量的25%，使鸭绿江西岸潮滩沉积的跳跃式变细，成为分层界限^[11]。这是因为鸭绿江下游的采砂改变了河床形态，强化了潮流影响，加剧了再悬浮作用。所以鸭绿江主汊道附近滩面的粗化与西岸潮滩沉积的跳跃式变细可能也是带有“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。

4.3.4   1995年的沉积事件对全流域大洪水的响应

1995年的沉积事件的可信度也非常高，表现为：K9分段界限、粗化极值(测年为1994年)，K6和K10的分段界限(测年为1995、1996年)，¹³⁷Cs蓄积峰(测年为1995年)，K11的粗化极值(测年为1994年)。

前期研究在鸭绿江西汊道和西岸潮滩的地层剖面中也确认了这个分段界限的存在^[9]。可能与1995年鸭绿江流域发生了有水文记录以来的最大洪水有关。

另外，在沉积记录中，1950、1975、1980、2000和2005年也能提取出沉积事件，甚至可能追踪为某种沉积环境的变化，有待于以后用更多的方法或更多指标进行进一步的研究。

5.   结论

(1) 鸭绿江口主汊道的沉积记录表明自陆向海潮流对沉积的影响逐渐加强，从上层到下层形成沉积物的径流影响逐渐减弱。仅口门以外的沉积物粒度特征与前期报道的西汊道和西岸潮滩相似，口门以内表现出以径流为主要水动力环境沉积物的粒度记录，前期研究用西汊道和西岸潮滩的粒度记录来代表整个鸭绿江口的粒度沉积特征存在明显缺欠。

(2) 鸭绿江口沉积物中细组分大都来源于鸭绿江径流，粗组分大部分来源于鸭绿江的跃移质和推移质，少部分来自浅海西朝鲜湾潮流沙脊群的残留堆积，前期研究提出的浅海表层沉积物已经开始向陆运动的结论得到了验证。

(3) 鸭绿江口沉积记录中可识别的沉积事件，大部分都是对环境或流域变化的响应。尤其是1960年的沉积事件是河口地貌发生巨变的沉积记录。1970、1988—1992和1995年的沉积事件在西汊道及西岸潮滩也能找到，鸭绿江口主汊道与西岸潮滩的沉积具有明显的“耦合效应”，可以用来进行地层的划分和对比。