王愛軍，葉翔，徐曉暉，謝津劍，陶舒琴，賴志坤，吳水蘭，楊雨欣

1.自然資源部第三海洋研究所海洋與海岸地質研究室，福建廈門 361005

2.福建省海洋物理與地質過程重點實驗室，福建廈門 361005

3.南方海洋科學與工程廣東省實驗室（珠海），廣東珠海 519082

4.福州大學土木工程學院，福州 350108

5.南京信息工程大學海洋科學學院，南京 210044

0 引言

地球表面超過87%的陸地通過河流與海洋連接，為海洋輸送了大量的淡水、泥沙、營養(yǎng)鹽、有機碳及污染物[1￣3]，對近岸及陸架海域生物地球化學循環(huán)產(chǎn)生顯著影響[4￣5]。因此，陸源物質入海通量及其歸宿多年來一直是陸海相互作用研究中的一個重要問題[6￣12]。根據(jù)河流大小和陸架寬度組合，可以將河流—陸架系統(tǒng)劃分為四種組合類型：大河流—寬陸架系統(tǒng)、大河流—窄陸架系統(tǒng)、中小河流—窄陸架系統(tǒng)、中小河流—寬陸架系統(tǒng)，不同河流—陸架系統(tǒng)的泥沙入海通量及其輸運過程顯著不同。大河流—寬陸架系統(tǒng)如我國長江—東海陸架系統(tǒng)、黃河—渤黃海陸架系統(tǒng)、珠江—南海北部陸架系統(tǒng)，泥沙入海通量巨大，其“源—匯”過程復雜，沉積物入海后在河口三角洲及陸架海域形成一系列的堆積體[13￣14]，并且在沿岸形成大片的泥質沉積區(qū)[15￣17]，也有學者將之稱為遠端泥三角洲[18]。大河流—窄陸架系統(tǒng)如恒河—布拉馬普特拉河—梅格納河—孟加拉灣北部陸架，泥沙入海后對孟加拉灣北部海域環(huán)境影響巨大，并且有大量泥沙進入深海盆地形成海底扇[19]。中小河流雖然流域面積較小，但對全球河流入海泥沙通量的貢獻非常顯著[20]，中小型山溪性河流多具有瞬時大通量、快速物質轉換、易受極端事件和人類活動影響、且對環(huán)境變化響應敏感等特點[11]，是開展極端事件（如臺風、洪水等）影響下“源—匯”過程研究的理想?yún)^(qū)域，尤其是中小型山溪性河流—窄陸架系統(tǒng)，國際上已經(jīng)針對該類型系統(tǒng)開展了多個大型研究計劃，如美國的STRATAFORM[21]、歐洲的EUROSTRATA FORM[22]、巴 布 亞 新 幾 內 亞 的TROPICS[23]、新西蘭的MARGINS2S[24]、我國臺灣地區(qū)的FATES計劃[25]等，在“源—匯”過程的研究方面取得了非常豐碩的成果[26￣27]。在中小型山溪性河流—窄陸架系統(tǒng)，正常天氣情況下河流水沙輸運量很小，一旦有臺風影響，巨量洪水泥沙會在短時間內向海輸運，在進入河口后基本沒有停留，入海泥沙多以重力流的形式通過海底峽谷很快被輸運至深海地區(qū)[25,28]，河口與毗鄰海岸缺乏互饋。相對而言，熱帶、亞熱帶中小型山溪性河流—寬陸架系統(tǒng)因流域降雨量大，正常天氣情況下河流入海水沙通量也相對較多，并且在寬闊的大陸架上由于陸架坡度平緩，河流泥沙進入河口后，并沒有被快速搬運離開，而是富集在河口地區(qū)，在河口羽流、波浪、潮流、陸架環(huán)流等水動力的作用下主要堆積在河口附近海域[29]，河口與毗鄰海岸的互饋過程復雜，形成多種類型的沉積體[14,30]，但長期以來并沒有引起過多關注。隨著流域人類活動強度的顯著加劇，河口系統(tǒng)狀態(tài)正在發(fā)生轉換[31￣32]，而中小河流因其對流域環(huán)境變化和人類活動響應迅速并且在河口地區(qū)快速體現(xiàn)[4,11,33￣34]，是研究河口系統(tǒng)狀態(tài)轉換期間河流—河口—近海連續(xù)體系統(tǒng)響應的理想?yún)^(qū)域。因此，有必要開展中小型山溪性河流—寬陸架系統(tǒng)的“源—匯”過程及其控制機制方面的研究工作，一方面可以豐富河流—陸架系統(tǒng)“源—匯”過程研究的相關理論體系，另一方面也可以為中小河流資源開發(fā)、生態(tài)環(huán)境保護及生態(tài)修復提供科學依據(jù)。

我國沿海地區(qū)中小河流—寬陸架系統(tǒng)分布廣泛，從北部的鴨綠江—北黃海陸架系統(tǒng)到南部的南渡江—南海北部陸架系統(tǒng)，針對其“源—匯”過程已經(jīng)開展了一些相關的研究工作，并取得了較為深入的認識[11,35￣38]。閩江作為福建省最大的河流，屬于典型亞熱帶海洋性季風氣候，降雨量豐沛，流域范圍內多山地丘陵，屬于我國東南沿海典型中小型山溪性河流，河流入海水沙通量較大，河口區(qū)潮汐與波浪作用強，屬于典型的水沙供應較為豐富、河口動力強的沉積環(huán)境[39￣42]。然而，近年來隨著流域人類活動強度的不斷增大，閩江入海泥沙通量顯著減少[34]，河口采砂活動頻繁[43￣44]，對河口沉積環(huán)境產(chǎn)生了顯著影響。

本文以閩江—東海陸架這一典型亞熱帶中小型山溪性河流—寬陸架系統(tǒng)為研究對象，通過資料收集、遙感影像解譯、樣品采集與分析等手段，分析閩江河流入海水沙通量變化特征，探討閩江入海泥沙的輸運過程及最終歸宿，揭示亞熱帶中小型山溪性河流—寬陸架系統(tǒng)的“源—匯”過程及控制機制。

1 研究區(qū)概況

閩江發(fā)源于福建與江西省交界的武夷山東麓及仙霞嶺南麓，受斷裂構造控制而形成典型的格狀水系，總體呈西北—東南向橫貫福建中北部，經(jīng)福州匯入東海南部（圖1b），全長2 872 km，其中干流全長近577 km，流經(jīng)福建省北部36個縣、市和浙江省南部2個縣、市，流域面積為60 992 km2，其中南平以上為上游，南平至安仁溪口為中游，安仁溪口以下為下游[45]。閩江流域屬于亞熱帶海洋季風氣候區(qū)，年降水量在1 400~2 400 mm之間，并且由上游往下游、由西北山區(qū)向東南沿海，降水量逐漸減少，其中上游地區(qū)多年平均降水量均在2 000 mm以上，中游多年平均降水量一般在1 600~1 700 mm之間，而下游地區(qū)多年平均降水量一般都在1 500 mm以下[46]。閩江流域水量非常豐富，徑流量較大，多年平均徑流量為605.5×108m3，但由于閩江流域內植被發(fā)育較好，河流懸沙濃度小，多年平均輸沙量僅為750×104t，并且表現(xiàn)出明顯的洪、枯季變化，即洪季（3—8月）徑流量約占全年的76%，輸沙量約占全年的92%[45]。近年來多年平均徑流量雖無明顯變化，在流域人類活動的顯著影響下，多年平均輸沙量已經(jīng)下降為原來的三分之一[34]。

閩江口位于臺灣海峽西北部，潮波主要來自東北方向，受地轉偏向力及臺灣海峽地形效應作用，河口區(qū)潮汐作用強，實測最大潮差達到7.04 m，平均潮差4.46 m（梅花站），屬正規(guī)半日潮，河口內潮流基本呈往復流，其流向與河槽線一致[45]，河口外潮流具有一定的旋轉流特征[42]。閩江口外海面開闊，夏季以東南風為主，冬季以西北風為主，波浪作用強，波浪的主要形式為風浪及涌浪同時存在的混合浪，多年平均波高為1.1 m，歷史最大波高為6.5 m[45]。此外，閩江口海域是我國東南沿海地區(qū)遭受臺風影響最為嚴重的區(qū)域之一，平均每年影響的臺風次數(shù)為5.7個，最大臺風增水值可達2.52 m[43]。

閩江河流攜帶的泥沙進入河口后在地貌與水動力的綜合作用下，在閩江河口形成大片的水下三角洲，河床縱坡降大，河口水下三角洲分布于口門至20 m等深線附近，主要受控于潮流和波浪，由河流汊道沉積、河口沙壩、口外淺灘以及口內外潮灘等組成[39,42]（圖1c）。閩江河口水下三角洲平原水深在2~10 m之間，地形較為平緩，坡度約為0.03°；到水下三角洲前緣斜坡地區(qū)水深增至20 m，坡度陡增至0.32°；在經(jīng)過狹窄的前三角洲（水深約20~22 m，坡度約為0.05°）后，到達淺海水下岸坡區(qū)，在淺海水下岸坡上部發(fā)育潮流沙脊[47]。

圖1 研究區(qū)位置示意圖（水下三角洲分布范圍，修改自文獻[40]）Fig.1 Map of study area (spatial distribution range of subaqueous delta redrawn, modified from reference [40])

2 材料與方法

2.1 數(shù)據(jù)獲取及處理

（1） 閩江入海水沙通量數(shù)據(jù)獲取與統(tǒng)計分析

閩江入海水沙通量數(shù)據(jù)主要來源于中華人民共和國水利部每年發(fā)布的《中國河流泥沙公報》（http://www.irtces.org/nszx/cbw/hlnsgb/）中閩江河流竹岐水文站及長泰水文站（大樟溪）的水沙通量數(shù)據(jù)。由于2001年及以前的水沙通量數(shù)據(jù)僅有年水沙通量的曲線圖，為了獲取較為準確的數(shù)據(jù)，利用GIS手段提取曲線上的年水沙通量數(shù)據(jù)，并與對應年份的實際數(shù)據(jù)進行對比，年徑流量數(shù)據(jù)提取值誤差在-1.69%~1.18%之間，年泥沙通量數(shù)據(jù)提取值誤差在-1.13%~1.07%之間，表明本文所用數(shù)據(jù)可信。

（2） 閩江口及周邊海域表層水體懸浮物濃度數(shù)據(jù)獲取

從美國國家航空航天局（NASA）水色網(wǎng)站（http://oceancolor.gsfc.nasa.gov/）下載2003年1月到2021年12月每天的MODIS/Aqua L2級遙感數(shù)據(jù)，使用的數(shù)據(jù)主要包括中心波長為412 nm、443 nm、469 nm、488 nm、531 nm、547 nm、555 nm、645 nm、667 nm、678 nm的10個波段的遙感反射率（Rrs）數(shù)據(jù)，然后根據(jù)經(jīng)緯度信息對MODIS每天的數(shù)據(jù)進行裁剪、投影，并重采樣成0.01 ，最后進行陸地和云的掩膜，得到每天預處理好的數(shù)據(jù)。對預處理好的遙感反射率數(shù)據(jù)按月求多年平均，將得到的多年月平均的結果作為背景場。

收集研究區(qū)內2005—2010年間不同季節(jié)多個大面站調查航次的表層總懸浮物濃度（TSM）數(shù)據(jù)，選取與遙感數(shù)據(jù)的測量時間偏差在±30 min中之內的實測數(shù)據(jù)與遙感數(shù)據(jù)進行匹配。使用各個波段的遙感反射率數(shù)據(jù)、不同波段遙感反射率的比值數(shù)據(jù)與TSM數(shù)據(jù)建立模型，結果發(fā)現(xiàn)555 nm遙感反射率（Rrs555）與TSM指數(shù)模型的精度最高，因此使用該模型作為TSM反演的算法（圖2），反演每天的TSM，并按照月進行平均運算，得到研究區(qū)域的月平均TSM值。

圖2 閩江口及周邊海域水體Rrs555和TSM關系圖Fig.2 Relationship between Rrs555 and TSM in the Minjiang River estuary and adjacent area

（3）閩江口及周邊海域水體鹽度和濁度數(shù)據(jù)獲取

2019年7月30日至8月1日、2021年2月1日至2日在閩江口附近海域開展了夏季和冬季各65個站位的水體環(huán)境觀測（站位見圖1c）。水體環(huán)境剖面觀測采用挪威SAIV公司生產(chǎn)的SD204型CTD，該儀器設備配置了壓力、鹽度和濁度探頭；野外觀測期間，每次到站后先將儀器設備放入水面以下進行感溫2~3 min，待儀器探頭溫度與水體溫度達到平衡后再緩慢下放觀測。將現(xiàn)場觀測獲取的CTD數(shù)據(jù)用儀器自帶軟件打開，導出表層（水面以下0.5 m）和底層（距離海底0.5 m）觀測數(shù)據(jù)，利用原始觀測數(shù)據(jù)對導出數(shù)據(jù)進行質量控制，獲得表層和底層水體鹽度和濁度平面分布數(shù)據(jù)。

2.2 沉積物樣品采集與分析

（1） 沉積物樣品采集

2019年7月30日至8月1日在閩江口附近及周邊海域利用蚌式抓斗取樣器共采集65站表層沉積物樣品（采樣站位見圖1c）。表層沉積物樣品采集到甲板并經(jīng)過現(xiàn)場描述后，采集兩份表層5 cm厚度范圍內的沉積物裝入密封袋，其中一份常溫保存，一份冷凍保存，帶回實驗室待分析。

（2） 粒度分析

在實驗室將采集的常溫保存樣品充分混合，取約2 g沉積物加入濃度為5%的H2O2溶液以去除有機質，再加入濃度為1 mol/L的HCl溶液以去除碳酸鹽，用蒸餾水清洗至溶液為中性，加入濃度為5‰的六偏磷酸鈉溶液[(NaPO3)6]浸泡24 h，并利用超聲波震蕩1 min，使樣品充分混和、分散，用激光粒度儀（英國馬爾文公司生產(chǎn)的Mastersizer2000型激光粒度儀）進行粒度分析，并用儀器自帶軟件導出中值粒徑和各粒級組分數(shù)據(jù)，采用福克分類體系對沉積物進行分類[48]。

（3） 有機碳及穩(wěn)定同位素分析

冷凍保存的沉積物樣品帶回實驗室后取少量充分混合的樣品，經(jīng)冷凍干燥、研磨后，稱取一定量研磨樣品加入濃度為1 mol/L的HCl溶液去除碳酸鹽，然后用超純水洗至中性，烘干、稱重、研磨，取酸化后的研磨樣品利用元素分析儀（德國ELEMENTOR公司生產(chǎn)的Elementar Vario ELIII）測定沉積物樣品中有機碳含量，經(jīng)酸化前后質量換算獲得沉積物總有機碳（TOC）含量。稱取一定量的經(jīng)過酸化、研磨處理后的樣品，利用穩(wěn)定同位素比質譜分析儀（日本Thermo公司生產(chǎn)的Thermo MAT253 IRMS）進行碳同位素比值分析。δ13C的值計算公式為[49]：

式中：R=13C/12C，Rsample為樣品同位素比值，Rstandard為標準物同位素比值。通過標準品平行樣測定獲得有機碳、總氮含量和碳穩(wěn)定同位素數(shù)據(jù)的分析精度分別為±0.2%和±0.2‰。

3 閩江入海泥沙的輸運過程

3.1 閩江入海泥沙通量的時間序列變化

根據(jù)竹岐水文站1951—2020年的觀測數(shù)據(jù)（圖3a），閩江年入海徑流量近70年來在（268.3~942.6）×108m3之間變化，多年平均徑流量為539.4×108m3；以年代際時間尺度來看，10年平均徑流量在（513.8~584.9）×108m3之間變化，表明徑流量在近70年沒有發(fā)生明顯的變化。閩江年入海泥沙通量近70年來變化范圍為（22.2~2 008.6）×104t，多年平均入海泥沙通量為530.1×104t；以年代際時間尺度來看，10年平均入海泥沙通量在（259.5~867.1）×104t之間變化；在時間序列上，自1980年以后開始呈現(xiàn)總體逐漸降低的變化趨勢，到2000年以后沒有明顯繼續(xù)減小的變化趨勢，年入海泥沙通量基本處于較為穩(wěn)定的波動變化中。

根據(jù)距平百分率對竹岐水文站水沙通量進行統(tǒng)計分析（圖3b，c），閩江流域徑流量的特豐年和特枯年分別發(fā)生在2016年和1971年，距平百分率分別為74.74%和-50.26%，輸沙量的特豐年和特枯年分別發(fā)生在1962年和2011年，距平百分率分別為278.90%和-95.81%。對閩江流域典型水文年出現(xiàn)的頻率進行統(tǒng)計分析發(fā)現(xiàn)，閩江流域豐水年出現(xiàn)的頻率與枯水年出現(xiàn)頻率分別為35.71%和40%，豐沙年和枯沙年出現(xiàn)的頻率分別為40%和48.57%，表明閩江流域近70年來發(fā)生干旱的頻率略高于發(fā)生洪水的頻率。

圖3 1951—2020年閩江河流入海水沙通量及距平百分率數(shù)據(jù)來源：中國河流泥沙公報，http://www.irtces.org/nszx/cbw/hlnsgb/A550406index_1.htmFig.3 Freshwater and sediment flux discharged to the sea by the Minjiang River and anomaly percentage, 1951￣2020 data source: China River Sediment Bulletin, http://www.irtces.org/nszx/cbw/hlnsgb/A550406index_1.htm

3.2 閩江入海懸浮泥沙的輸運與擴散

3.2.1 閩江口及周邊海域水體環(huán)境的季節(jié)變化特征

夏季調查期間（2019年7月）閩江口表層和底層水體鹽度分別在0~34.07、0~34.01之間變化，在空間上均表現(xiàn)出由河口內向口外逐漸增大的變化趨勢，表層水體鹽度為0的位置較底層更靠近河口上游；表層鹽度為30的水體沿川石水道一直可以向東輸運到閩江口水下三角洲外，而底層鹽度為30的水體則主要圈閉在川石島東側附近的閩江口門附近（圖4a，b）。冬季調查期間（2021年2月）閩江口表層和底層水體鹽度分別在8.06~30.05、10.34~30.69之間變化，在空間上同樣均表現(xiàn)出由河口內向口外逐漸增大的變化趨勢，其中瑯岐島兩側的長門水道和梅花水道內水體鹽度明顯高于夏季，整個河口區(qū)表層水體鹽度梯度較小，有較低鹽度水體出閩江口南航道后向東輸運，底層向東輸運范圍較表層小（圖4c，d）。

夏季調查期間閩江口表層和底層水體濁度在1 FTU~418 FTU、3 FTU~680 FTU之間變化，在空間上由河口內向口外總體減小，其中瑯岐島南側的梅花水道水體濁度總體高于北側的長門水道，底層水體濁度明顯高于表層，高濁度水體沿閩江口南航道向東輸運（圖4e，f）。冬季調查期間閩江口表層和底層水體濁度在5 FTU~317 FTU、12 FTU~312 FTU之間變化，在空間上由河口內向口外逐漸減小，其中瑯岐島北側的長門水道水體濁度總體高于南側的梅花水道，高濁度水體沿閩江口南航道向東輸運（圖4g，h）。

圖4 閩江河口及周邊海域不同季節(jié)水體鹽度和濁度平面分布圖（a）夏季表層鹽度；（b）夏季底層鹽度；（c）冬季表層鹽度；（d）冬季底層鹽度；（e）夏季表層濁度；（f）夏季底層濁度；（g）冬季表層濁度；（h）冬季底層濁度Fig.4 Spatial distribution of water salinity and turbidity in different seasons in the Minjiang River estuary and adjacent area(a) salinity at surface layer in summer; (b) salinity at bottom layer in summer; (c) salinity at surface layer in winter; (d) salinity at bottom layer in winter; (e) turbidity at sur￣face layer in summer; (f) turbidity at bottom layer in summer; (g) turbidity at surface layer in winter; (h) turbidity at bottom layer in winter

3.2.2 閩江入海懸浮泥沙輸運與擴散

遙感影像解譯結果顯示，閩江口及周邊海域表層水體TSM的空間分布總體表現(xiàn)為由岸向海逐漸減小的總趨勢，高值區(qū)主要出現(xiàn)在閩江口門附近海域，并且高值區(qū)出現(xiàn)范圍具有顯著的季節(jié)變化特征（圖5）。其中，冬季（12至翌年2月）整個閩江口地區(qū)TSM數(shù)值均很高，并且高值區(qū)分布范圍大；春季（3—5月）開始TSM數(shù)值逐漸降低，并且高值區(qū)分布范圍也逐漸減小，到夏季（6—8月）達到最低，其中夏季中間（7月）達到最?。蛔韵募灸?月）至秋季（9—11月）TSM數(shù)值和高值區(qū)分布范圍又開始逐漸增大。總體來看，4—9月期間，閩江入海懸浮泥沙主要圈閉在閩江口門附近，向外逃逸的懸浮泥沙很少；從10月開始表層懸浮泥沙開始逐漸向口外擴散，在1月泥沙擴散范圍達到最大，主要沿岸向南和向北擴散，但影響范圍有限。

圖5 閩江河口及周邊海域懸浮物濃度平面分布圖Fig.5 Spatial distribution of the monthly￣averaged total suspended matter concentration at the surface layer in the Minjiang River estuary and adjacent shelf area

3.3 閩江口及周邊海域表層沉積物分布

3.3.1 閩江口及周邊海域表層沉積物粒度組成平面分布特征

粒度分析結果顯示，閩江口及周邊海域表層沉積物砂、粉砂和黏土含量分別在0.10%~100%、0~69.22%和0~33.66%之間變化，平均值分別為53.35%±39.17%、32.34%±27.10%和14.31%±12.18%，在空間上由河口向口外砂含量表現(xiàn)為遞減、粉砂含量和黏土含量表現(xiàn)為遞增的變化特征（圖6a~c）。根據(jù)本次調查分析結果，研究區(qū)域內共有7種沉積物類型，其中以砂（S）、砂質粉砂（sZ）和粉砂（Z）為主，分別占調查站位數(shù)量的35.38%、23.08%和20.00%；其中S主要分布在水下三角洲平原（長門水道、梅花水道）及川石島東南側水下三角洲前緣海域，粉砂主要呈條帶狀分布在前三角洲海域，砂質粉砂則主要呈條帶狀分布在水下三角洲前緣斜坡海域；其余類型沉積物零星出現(xiàn)在研究區(qū)（圖6d）。表層沉積物中值粒 徑 在0.34~7.35 Φ之 間 變 化，平 均 值 為4.13±2.57 Φ；在空間上，中值粒徑表現(xiàn)為由河口內向口外遞減，中值粒徑高值區(qū)主要分布在水下三角洲平原（長門水道、梅花水道）及川石島東南側水下三角洲前緣海域，而低值區(qū)則主要呈條帶狀分布在前三角洲海域（圖6e）。

3.3.2 閩江口及周邊海域表層沉積物TOC及δ13C平面分布

表層沉積物TOC含量在0.04%~1.13%之間變化，平均值分別為0.52±0.38%。在空間上，河口內及口門附近的水下三角洲平原、水下三角洲前緣表層沉積物TOC含量很低，向水下三角洲前緣斜坡方向沉積物TOC含量均逐漸增大，到前三角洲地區(qū)沉積物TOC含量最高，并且前三角洲中部和南部的表層沉積物TOC含量高于北部；隨著繼續(xù)向海方向到水下岸坡海域，表層沉積物TOC含量又快速減?。淮送?，在長門水道口門和梅花水道口門出現(xiàn)TOC含量較高值，但分布范圍較?。▓D6f）。表層沉積物δ13C在-19.83‰~-26.92‰之間變化，平均值為-23.22±1.38‰；在空間上，沉積物δ13C由河口內向口外逐漸變重，即有機碳同位素值逐漸增大（圖6g）。

4 討論

4.1 閩江河流入海泥沙的輸運與歸宿

河流入海沉積物的輸運與沉積過程是“源—匯”過程研究的核心科學問題，一直以來都是海洋沉積學所關注的重點研究對象[10￣13,21,25￣26,50]。東海陸架南部不僅有長江入海泥沙的輸入[15,51]，還有浙閩沿岸諸多中小河流的泥沙輸入[52]，以及臺灣西海岸河流泥沙的輸入[52￣53]，因而是研究復雜系統(tǒng)“源—匯”過程的理想?yún)^(qū)域。而其中關于浙閩沿岸和臺灣西海岸中小河流物質通量及其對東海內陸架泥質沉積體的貢獻、物源識別、人類活動和極端事件影響等，是其中亟待解決和深化研究的關鍵科學問題[11]。在判別沉積物來源時常用的指標包括沉積物粒度組成、礦物組成（黏土礦物、碎屑礦物、磁性礦物等）、放射性核素、元素地球化學組成及穩(wěn)定同位素、有機碳組成等指標[29,38,52,54￣58]。

4.1.1 沉積物碎屑顆粒分布指示的閩江入海泥沙歸宿

一般情況下，河流攜帶的泥沙在進入河口后，大部分泥沙被截留并沉積在河口水下三角洲地區(qū)，少量被輸送到離岸較遠的口外海域，并且在沿程輸運過程中沉積物粒度組成發(fā)生有規(guī)律的變化[14,38]。閩江口地區(qū)粗顆粒沉積物主要分布在閩江口水下三角洲平原及前緣地區(qū)，向水下三角洲前緣斜坡及前三角洲方向，沉積物逐漸變細，而在越過前三角洲進入水下岸坡后，在東北側海域依然表現(xiàn)為細顆粒沉積物分布，但在東側及東南側海域均出現(xiàn)粗顆粒沉積物分布（圖6）。該分布格局表明，閩江河流攜帶的泥沙進入河口后，粗顆粒沉積物主要埋藏在河口水下三角洲平原及前緣地區(qū)，細顆粒泥沙主要埋藏在前三角洲地區(qū)[39￣42]，而水下岸坡的粗顆粒沉積物則主要是陸架殘留沉積[59￣61]。進一步的統(tǒng)計分析結果也顯示，受地形地貌特征、物質來源及水動力的綜合影響，可以將閩江河口及周邊海域現(xiàn)代沉積環(huán)境劃分為四個沉積分區(qū)，而其中兩個沉積分區(qū)是現(xiàn)代閩江河口水下三角洲分布區(qū)域，一個分區(qū)受到現(xiàn)代閩江入海細顆粒沉積物的影響，而另外一個則是古閩江河口水下三角洲的殘留沉積[38]。進一步的分析結果表明，閩江入海泥沙在徑流、潮流、鹽淡水混合等動力作用下，粗顆粒泥沙在水下三角洲平原及前緣地區(qū)發(fā)生堆積，形成一系列粗顆粒沉積物堆積體，并且輸運至水下三角洲前緣斜坡的粗顆粒沉積物在潮流的作用下又向西北方向輸運[42]，表明閩江輸入的陸源沉積物中粗顆粒沉積物均被圈閉在水下三角洲平原及前緣海域。數(shù)值模擬結果顯示，落潮流控制了閩江口水下三角洲前緣北部粗顆粒沉積物的分布范圍，而漲潮流則控制了南部粗顆粒沉積物的分布范圍，并且對北部粗顆粒沉積物分布范圍也有一定影響[38]。

圖6 閩江口及周邊海域表層沉積物粒度組成、類型、中值粒徑、TOC、δ13C及陸源有機碳貢獻平面分布圖（a）砂含量；（b）粉砂含量；（c）黏土含量；（d）沉積物類型；（e）中值粒徑；（f）TOC含量；（g）δ13C；（h）陸源有機碳貢獻；M.泥；S.砂；Z.粉砂；zS.粉砂質砂；sZ.砂質粉砂；mS.泥質砂；sM.砂質泥Fig.6 Spatial distribution of grain￣size composition, sediment type, median grain￣size , TOC, δ13C and contribution of terrestrial organic carbon of the surficial sediment in the Minjiang River estuary and adjacent area(a) sand content; (b) silt content; (c) clay content; (d) sediment type classification; (e) median grain￣size; (f) TOC content; (g) δ13C; (h) contribution of terrestrial organic carbon;M. mud; S. sand; Z. silt; zS. silty sand; sZ. sandy silt; mS. muddy sand; and sM. sandy mud

閩江口懸浮泥沙主要圈閉在閩江口水下三角洲范圍內，僅在秋冬季節(jié)向口外陸架擴散，但對陸架影響相對較小，并且主要沿岸向南輸運，向北輸運范圍基本上在黃岐半島南部近岸海域（圖5）。數(shù)值模擬結果顯示，閩江入海細顆粒泥沙在落潮時向海輸運，漲潮時又隨漲潮流向岸輸運，至高平潮后又向外輸運，如此反復，在旋轉潮流的作用下最終向東南方向輸運[62]。此外，秋冬季節(jié)浙閩沿岸高懸沙濃度水體向南輸運可至黃岐半島附近海域并影響閩江口外水下岸坡附近海域（圖5）。東海陸架沉積物類型及沉積速率空間分布結果顯示，長江入海的細顆粒泥沙沿浙閩沿岸輸運并沿途沉積，至閩江口附近陸架海域，沉積速率相對較低[17]，表明閩江口附近陸架沉積物主要受長江入海細顆粒泥沙輸運影響，閩江入海泥沙影響有限。黏土礦物分析結果顯示，長江攜帶的細顆粒泥沙可以輸運至閩江口外海域，而閩江入海泥沙向外擴散不明顯[51]；鉛同位素分析結果顯示，閩江口外水下岸坡細顆粒沉積物中有70%來源于長江細顆粒泥沙輸入，閩江河流輸入的細顆粒泥沙僅占30%[55]。最新的研究結果顯示，長江入海的細顆粒泥沙在浙閩沿岸流的攜帶下可輸運至閩江口前三角洲外水下岸坡，對閩江口前三角洲外泥質沉積體的發(fā)育有較大貢獻[38]。

4.1.2 沉積物有機碳氮及穩(wěn)定同位素分布指示的閩江入海泥沙歸宿

河流入海泥沙中除大量的碎屑顆粒外，還包含大量的有機碳。研究結果顯示，河流攜帶的陸源有機碳大部分被埋藏在河口三角洲地區(qū)，但不同的河口—陸架組合類型陸源有機碳的埋藏效率差別較大[63]。在判別河口及陸架有機碳來源這一問題上，常運用碳、氮元素比值（C/N）和有機碳穩(wěn)定同位素（δ13C）作為指標進行定性判別或定量計算[64￣66]。

一般來講，海源有機碳同位素較陸源植被產(chǎn)生的有機碳同位素重，因此，可以通過二端元混合模型來確定陸源有機碳的比例[65]：

式中：Fterr(%)為陸源有機碳貢獻百分比，δ13Corg-sample為樣品有機碳穩(wěn)定同位素測試結果，δ13Corg-marine為海源端元有機碳穩(wěn)定同位素值，δ13Corg-terrestrial為陸源端元有機碳穩(wěn)定同位素值。典型陸源C3植物產(chǎn)生的δ13Corg值為-36‰~-23‰[67￣68]，海洋有機質的δ13Corg值為-19‰~-22‰[69]。參考前人研究結果[70]，本文取δ13Corg-terrestrial為-26.5‰±1.5‰，δ13Corg-marine為-20.5‰±1.5‰，根據(jù)取值范圍分別計算陸源和海源有機碳貢獻比例后取平均值。計算結果表明，閩江口及周邊海域表層沉積物有機碳中陸源輸入貢獻為16%~85%，平均值為46%±18%，表明該海域表層沉積物有機碳陸源貢獻略小于海源，并且由河口內向口外海域，陸源貢獻逐漸減小，陸源有機碳主要埋藏在水下三角洲海域（圖6h）。

綜上所述，無論是沉積物粒度組成揭示的閩江河流入海泥沙分布，還是有機碳的定性和定量估算結果，均顯示閩江入海泥沙主要分布在閩江河口附近海域，僅有少量沿岸向外輸運。而馬來西亞吉蘭丹河流—南海南部陸架的案例研究結果也顯示，在熱帶中小型山溪性河流—寬陸架系統(tǒng)的河流入海的粗顆粒泥沙和細顆粒泥沙均主要圈閉在河口水下三角洲附近，僅有少量細顆粒泥沙向外海輸運[29]。因此，在熱帶和亞熱帶地區(qū)中小型山溪性河流—寬陸架系統(tǒng)的“源—匯”過程具有一致性。

4.2 人類活動對閩江入海泥沙“源—匯”過程的影響

河流入海泥沙在河口地貌、徑流、河口環(huán)流、潮流、波浪、鹽淡水混合等動力綜合作用下形成一系列具有明顯時空差異的河口沉積體系[14,71]，“動力—泥沙—地貌”的相互作用和時空變化是河口沉積體系演化的主導過程，它們的平衡是維持河口海岸系統(tǒng)穩(wěn)定的關鍵因素。然而，在急劇增加的高強度人類活動影響下，河口系統(tǒng)狀態(tài)正在發(fā)生顯著變化[31￣32]，不僅影響河口及周邊地區(qū)的沉積物組成[34,44]，還改變河口海底地形地貌[72￣73]，導致河口水下三角洲及臨近海岸的沖淤格局發(fā)生變化[71,74￣80]，給河口海岸綜合管理帶來極大壓力，嚴重制約著河口區(qū)域生態(tài)環(huán)境保護和社會經(jīng)濟可持續(xù)發(fā)展。

4.2.1 人類活動對閩江入海徑流量的影響

閩江干流水口水庫下游竹岐站的徑流量在1951—2020年間處于波動變化，沒有明顯增加或減小的變化趨勢（圖3）；從不同時段多年平均徑流量統(tǒng)計結果來看，在1951—1980年、1981—2000年和2001—2020年等三個時段的多年平均徑流量分別為533×108m3、543×108m3和545×108m3，總體表現(xiàn)為略有增大的趨勢。徑流量的變化趨勢是流域自然環(huán)境變化和人類活動共同作用的結果。研究結果顯示，在氣候變化的影響下，我國東部地區(qū)降水量出現(xiàn)一定的周期性變化[81]，而閩江流域主要受流域蒸發(fā)減少及降水強度增大影響，也同樣表現(xiàn)出一致的變化周期[82]，是影響閩江流域徑流量變化的主要原因[83]，圖3b的分析結果也顯示，閩江流域豐水年和枯水年出現(xiàn)頻率呈現(xiàn)出一定的周期性變化，顯然是受氣候變化影響所致。人類活動對閩江徑流量變化的影響主要表現(xiàn)在下墊面特征的改變方面，即通過改變流域下墊面的特征，對流域水文過程產(chǎn)生影響，進而影響流域徑流量的變化。閩江流域最主要的下墊面特征的改變就是森林植被組成變化與林分質量下降、以及快速城市化導致不透水面積增加[82]。統(tǒng)計結果顯示，雖然閩江流域森林面積持續(xù)增長，但天然林比重不斷減少，林分質量不斷降低，森林針葉林化趨勢上升[84]，在一定程度上削弱了森林植被保持水土、涵養(yǎng)水分的功能，增加了流域徑流量[82]。雖然城市化過程中的建設用地在整個土地利用中所占比重很小，但由于其對下墊面性質的絕對改變，對徑流量的增加具有積極的促進作用[82]，并且隨著城市化進程的不斷推進，土地建設開放將進一步促進閩江流域徑流量的增加[85]。由圖3b可知，近70年來枯水年出現(xiàn)頻率相對較高，但徑流量卻略有增加，說明下墊面特征的改變在一定程度上增加流域入海徑流量。

人類活動除改變土地利用格局并進而改變流域下墊面特征外，還在流域建設了大量的水庫用于調蓄洪水和發(fā)電。研究結果顯示，截至2015年，福建共有大小水庫共計3 353座，其中大中型水庫275座，并且主要分布在福建省西北部的閩江流域[86]。大量的水庫建設，雖然對閩江入海徑流量總量沒有明顯影響，但會影響入海徑流量的季節(jié)分布。不同時段月平均徑流量對比結果顯示（圖7a），雖然在兩個時間段多年月平均徑流量占比最高的都在6月，最低的都在1月，但進一步的統(tǒng)計結果顯示，1951—1979年間6月和1月的月平均徑流量占年平均徑流量的比重分別為22.7%和2.9%，洪季期間（4—9月）和枯季（10月至翌年3月）的徑流量占全年總徑流量的比重分別為75.6%和24.4%；而2002—2020年間6月和1月的月平均徑流量占年平均徑流量的比重分別為18.4%和4.7%，洪季期間和枯季的徑流量占全年總徑流量的比重分別為67.8%和32.2%。表明流域水庫建設削弱了閩江月平均及洪枯季入海徑流量的差距，切實起到了洪季蓄水、枯季放水的調水功能。

圖7 不同時段閩江入海徑流量（a）和泥沙通量（b）多年月平均百分比Fig.7 Monthly￣averaged percentages of freshwater and sediment fluxes discharged by the Minjiang River

4.2.2 人類活動對閩江入海泥沙通量的影響

由圖3a可以看出，20世紀60—70年代的閩江入海泥沙通量高于50年代，自70年代末至80年代初的安砂水庫和池潭水庫建成后，閩江入海泥沙通量開始總體緩慢減小，到1984年沙溪口水庫建成后，閩江入海泥沙通量繼續(xù)持續(xù)減小，而1993年水口水庫建成后，閩江入海泥沙通量顯著減小。閩江河流入海泥沙通量的時間序列變化與人類活動密切相關，包括流域范圍內的土地利用變化、大型水庫修建等。

閩江流域為典型的山溪性河流，流域內有90%的面積為低山丘陵[87]。因此，流域內水土流失對土地利用的響應非常敏感。研究結果顯示，雖然閩江流域耕地面積自20世紀80年代以來逐年減少，林地面積逐年增大，但由于林地結構不合理，天然林地比例逐漸減小，森林資源質量下降[84]，同時建設用地面積明顯增加[88]，導致水土流失嚴重，如閩江上游的南平地區(qū)在1958—1984年間水土流失面積增加了1 310%，三明地區(qū)則增加了585%[89]，而整個閩江流域在1985—1999年間水土流失面積增加了94%[90]。嚴重的水土流失帶來的明顯結果就是輸沙量的增大，如上游南平境內閩江年均輸沙量由20世紀50年代的560×104t增大至80年代的1 350×104t，導致河床淤積明顯[91]。同時，20世紀50年代閩江入海泥沙通量平均為651×104t，而到60年代和70年代則增加至867×104t 和711×104t（圖3a），表明該時期人類活動引起閩江入海泥沙通量增加，這與前人的研究結果一致[92]。然而，到80年代泥沙入海通量又降至645×104t，這可能與閩江流域的幾個大型水庫建設，雖然水土流失依舊嚴重并有加劇的趨勢，但上游地區(qū)因水庫建設攔截了大量的泥沙，從而使得入海泥沙通量有所減小。到水口水庫建成后，閩江河流入海泥沙通量顯著減?。▓D3a）。

水庫建設不僅起到調水的作用，還對入海泥沙通量的季節(jié)分布產(chǎn)生影響。不同時段月平均入海泥沙通量對比結果顯示（圖7b），兩個時間段多年月平均入海泥沙通量占年平均入海泥沙通量比例變化與徑流量一致，即占比最高的都在6月，最低的都在1月。進一步的統(tǒng)計結果顯示，1951—1979年間6月和1月的月平均入海泥沙通量占年平均入海泥沙通量的比重分別為38.3%和0.4%，洪季和枯季的多年平均入海泥沙通量占全年總入海泥沙通量的比重分別為91.0%和9.0%；而2002—2020年間6月和1月的月平均入海泥沙通量占年平均入海泥沙通量的比重分別為36.5%和1.4%，洪季和枯季的入海泥沙通量占全年總入海泥沙通量的比重分別為84.9%和15.1%。表明流域水庫建設也在一定程度上削弱了入海泥沙通量的季節(jié)差異。

4.2.3 水沙通量變化對閩江河口沉積環(huán)境的影響

河流攜帶的泥沙在進入河口地區(qū)后會形成一系列的堆積體[14,29]，而這些堆積體的演變及過程則明顯受入海泥沙通量變化的影響，如隨著河流入海泥沙通量的增加，河口地區(qū)發(fā)生淤積；而入海泥沙通量減小，則河口水下三角洲地區(qū)首先發(fā)生侵蝕，并逐漸影響海岸的穩(wěn)定性[76￣77]。不同時段沉積物中值粒徑的對比結果表明，在20世紀80年代初到90年代期間，閩江口南航道以南的淺灘地區(qū)表層沉積物中值粒徑總體減小，并且在空間上中值粒徑較大的等值線向北遷移，表明該時段閩江口水下三角洲南部處于淤積狀態(tài)；而閩江口南航道以北的鐵板沙、腰子沙等淺灘地區(qū)沉積物中值粒徑明顯增大，并且在空間上中值粒徑較大的等值線范圍顯著擴大，表明該時段閩江口水下三角洲北部處于侵蝕狀態(tài)[38,93￣94]。沉積物粒度的變化揭示的沖淤格局與海圖對比結果一致[75,95]。這種南部淤積、北部侵蝕的空間分布格局表明閩江口水下三角洲沉積環(huán)境變化對河流入海泥沙通量減小的響應具有顯著的空間差異，同時也表明閩江河口沉積環(huán)境變化對流域人類活動響應較長江等大河流域響應更為迅速[38,79]。

前三角洲是河流攜帶的細顆粒泥沙的主要堆積區(qū)，輸沙量的變化在該區(qū)域的影響主要表現(xiàn)為沉積速率的變化方面。閩江河口前三角洲柱狀樣沉積速率分析結果顯示[34]，20世紀60年代以前閩江河口前三角洲沉積區(qū)的平均沉積速率為0.61 cm/a，1954—1963年間的平均沉積速率為0.67 cm/a，而1963—1986年間的平均沉積速率高達1.04 cm/a，但1986年以來的沉積速率又降至0.46 cm/a。不同沉積速率的變化與入海泥沙通量的變化一致，并且沉積速率的減小比例與輸沙量的減少比例一樣[34]，也進一步說明閩江口前三角洲是閩江河流細顆粒泥沙的主要歸宿地。

4.2.4 河口采砂對閩江河口沉積環(huán)境的影響

海砂作為一種重要的淺海礦產(chǎn)資源，一般被當作建筑材料而廣泛用于大型工程項目建設和填海造地，在國民經(jīng)濟建設中起著重要的作用。閩江河口地區(qū)分布諸多粗顆粒堆積體，是海砂資源的主要富集區(qū)[42,59]，高強度的采砂活動會改變采砂區(qū)地形地貌特征，引起周邊海域海底地形地貌的不斷調整，并且該調整過程較快且復雜[75]。海砂開采還會引起采砂區(qū)及周邊海域沉積物組成及輸運過程發(fā)生變化。不同時期表層沉積物的對比結果發(fā)現(xiàn)，海砂開采對采砂區(qū)及附近海域表層沉積物的砂含量及中值粒徑都產(chǎn)生較大的影響，一方面采砂活動可以使該地區(qū)原來埋藏在地層中的粗顆粒沉積物暴露在海底表面，另一方面海砂開采后會影響局部地形、水動力及沉積物輸運過程，但對較大空間范圍內的沉積物輸運格局沒有產(chǎn)生明顯影響[44]。

4.3 極端事件對閩江—東海陸架系統(tǒng)的“源—匯”過程的影響

極端天氣事件（如洪水、臺風等）對海岸帶及陸架海域的影響主要體現(xiàn)在兩個方面，一方面是極端事件（如臺風）過程的直接作用，導致區(qū)域水動力過程、水體環(huán)境要素、海底沉積物的分布與輸運過程等發(fā)生明顯變化[96￣98]；另一方面，極端事件引起的強降雨過程，導致流域內形成洪水并攜帶大量陸源物質快速入海，從而對河口海岸及陸架海域的沉積過程產(chǎn)生重要影響[99]。這種短時間、高強度的極端事件顯著影響著河流—陸架系統(tǒng)的“源—匯”過程，對于河流—寬陸架系統(tǒng)，雖然該影響沒有海底峽谷地區(qū)那么顯著[26,28,100￣101]，但對海岸及陸架沉積體系演化的影響也不可忽視。

閩江流域—東海南部陸架系統(tǒng)屬于典型的亞熱帶海洋性季風氣候區(qū)，降雨多且臺風影響頻繁，因此流域洪水頻發(fā)[102]。已有資料表明[103]，在暖濕氣流與臺風相互作用下，1992年7月上旬在閩江流域形成了特大暴雨，導致閩江流域發(fā)生嚴重洪澇災害；在強厄爾尼諾影響下，1998年在閩江流域引發(fā)嚴重洪澇災害；在冷暖氣流低層鋒面和“珍珠”的影響下，2005年6月和2006年6月在閩江流域也引起了較為嚴重的洪水災害；而2010年6月的汛期強降雨，使得整個閩江流域在此次暴雨過程的平均降水量達到435 mm，引發(fā)了閩江流域嚴重的洪水災害。

自20世紀80年代以來，閩江入海泥沙通量總體逐漸減小，但在1992年、1998年2005—2006年、2010年均出現(xiàn)了入海泥沙通量的顯著增大（圖3a），這主要是由于上述洪水引起泥沙大量入海所致。大量泥沙快速入海，導致沉積物的分選程度相對較差，并且在頻率分布上也會出現(xiàn)粗顆粒峰值。根據(jù)閩江河口前三角洲泥質沉積區(qū)采集的柱狀樣的粒度分析及定年結果[34]，與臺風事件進行對應分析（圖8），發(fā)現(xiàn)4 cm層位的雙峰分布與2005—2006年的洪水事件相對應，而11 cm層位的雙峰分布則與1992年的洪水事件相對應；而根據(jù)1986年以來的平均沉積速率計算結果，該年份與層位對應也基本一致。但同時由圖8也可以看出，1998年和2010年的洪水事件并沒有在粒度分布上明顯體現(xiàn)出來，這可能與洪水形成的誘因有關。根據(jù)上述分析[103]，1992年和2006年的洪水主要是由暖濕氣流與臺風共同作用下形成的，而1998年和2010年的洪水主要是由于汛期強降雨形成的。在有臺風影響下，臺風過境使得河口區(qū)的沉積動力環(huán)境短期內增強，從而對河口區(qū)海底沉積物發(fā)生侵蝕，細顆粒沉積物被帶走而形成粗顆粒沉積層[104]，但隨后的流域洪水下泄導致大量細顆粒沉積物在河口水下三角洲地區(qū)堆積，從而形成粗、細顆粒的雙峰分布；而在缺少臺風影響的情況下，僅流域洪水引起的泥沙快速入海，粗顆粒沉積物被流域水庫攔截，僅有細顆粒沉積物入海，因此在水下三角洲地區(qū)形成的沉積物粒度組成并沒有明顯變化。

圖8 閩江河口前三角洲柱狀樣沉積物組成及粒度參數(shù)垂向分布（數(shù)據(jù)源自文獻[34]）圖中1954年、1963年、1986年等三個年代數(shù)據(jù)來源于文獻[34]，1962年、1992年和2006年等三個年代數(shù)據(jù)根據(jù)上述三個時段的沉積速率計算外推、并結合極端事件發(fā)生時段推算獲得Fig.8 Depth￣distribution of core sediment composition and grain￣size parameters in the prodelta area (data from reference [34])the data for 1954, 1963 and 1986 were from reference [34]; the data for 1962, 1992 and 2006 are calculated and extrapolated based on the sedimentation rate of the above three periods and combined with the occurrence time of extreme events

5 結論與展望

5.1 結論

基于資料收集、遙感解譯、樣品采集與分析等手段獲取閩江河流入海水沙通量、河口水體環(huán)境、懸浮物濃度、表層沉積物分布等數(shù)據(jù)資料，綜合分析了閩江河流—東海南部陸架系統(tǒng)的“源—匯”過程，初步得到以下結論。

（1） 近70年來閩江河流入海徑流量在波動中總體略有增加，而入海泥沙通量則在波動中表現(xiàn)出先增大后顯著減小的變化特征，流域人類活動在一定程度上起到了增加徑流量和泥沙入海通量的作用，水庫的建設運行不僅顯著減小了入海泥沙通量、還縮小了水沙入海通量的季節(jié)差異，閩江泥沙入海通量的變化對流域人類活動敏感且響應迅速。

（2） 閩江河口水體濁度及懸浮物濃度均表現(xiàn)出由河口內向口外逐漸減小的變化趨勢，表明河流入海泥沙在河口羽流的作用下向閩江口外輸運，夏季入海泥沙主要圈閉在閩江口水下三角洲，在冬季沿岸向南及東南方向輸運，但輸運范圍有限。

（3） 沉積物粒度組成的空間分布格局及陸源有機碳定量估算結果顯示，閩江入海泥沙主要分布在閩江河口附近海域，其中粗顆粒泥沙在水動力的作用下主要堆積在河口水下三角洲平原及前緣地區(qū)，細顆粒泥沙主要堆積在水下三角洲前緣斜坡及前三角洲附近海域，僅有少量沿岸向外輸運并沉積。

（4） 大河—寬陸架系統(tǒng)（如長江、黃河等）河流入海泥沙在進入河口后，大部分參與河口三角洲建設，部分細顆粒泥沙在沿岸流、陸架環(huán)流等的作用下沿岸輸運并發(fā)育大片的泥質沉積體；中小型山溪性河流—窄陸架系統(tǒng)（如高屏溪）河流入海泥沙在進入河口后經(jīng)過海底峽谷快速搬運至深海盆地，在河口區(qū)難以停留；而中小型山溪性河流—寬陸架系統(tǒng)（如閩江）河流入海泥沙絕大部分被圈閉在河口地區(qū)參與水下三角洲建設，僅有少量泥沙沿岸輸運，但輸運范圍有限。

（5） 河口采砂活動通過改變采砂區(qū)及周邊海域的海底地形及沉積物組成來影響河口沉積過程，而極端事件一方面通過短時間改變河口動力環(huán)境而影響河口沉積過程，更重要的是通過影響流域水沙輸運過程從而顯著影響河流—陸架系統(tǒng)“源—匯”過程。

5.2 研究展望

隨著流域范圍內人類活動強度的不斷增大，河流入海水沙通量發(fā)生了顯著變化，導致河口系統(tǒng)狀態(tài)正在發(fā)生變化，而河口地區(qū)的采砂等人類互動進一步加劇了河口系統(tǒng)狀態(tài)變化，并進而影響河口生態(tài)系統(tǒng)演化過程，給當前河流—陸架系統(tǒng)的“源—匯”過程研究工作提出了新的挑戰(zhàn)，產(chǎn)生了一系列新的科學問題，如：1）河口沉積地貌演變對流域人類活動響應存在哪些空間差異？響應時間有多長？2）河口地區(qū)強烈采砂活動結束后多長時間可以恢復到平衡狀態(tài)？這些變化對底棲生物群落演化、生物地球化學循環(huán)等會產(chǎn)生哪些影響？3）河流入海泥沙通量出現(xiàn)事件性驟增時，對河口地區(qū)泥沙輸運和動力地貌過程會產(chǎn)生哪些響應？對海砂資源形成和開采后的資源潛力恢復有何貢獻？因此，在當前流域來沙量銳減、河口地區(qū)海砂開采等人類活動強度增大的情況下，針對河流—陸架系統(tǒng)開展這些科學問題的研究，不僅可以進一步豐富人類活動影響下的河口沉積地貌演化的理論體系，還可以為河口三角洲地區(qū)重大海洋工程安全、確定合理的海砂開采量、海砂開采后的資源恢復潛力、流域—河口—陸架系統(tǒng)生態(tài)環(huán)境健康評價提供科學依據(jù)，在提高資源利用率、促進區(qū)域社會經(jīng)濟發(fā)展和海洋生態(tài)環(huán)境保護、助力區(qū)域生態(tài)文明建設等方面，具有非常重要的應用前景。

致謝 黃書仁、黃思添、余永澤、陳?；?、劉三善參與了野外采樣工作，黃書仁、蘇文涓參與了實驗室樣品分析，盧惠泉提供了閩江口及周邊海域水深底圖，謹致謝忱！