火苗, 范代读, 徐过冬. (2011)长江三角洲南汇潮滩沉积速率及其影响因素* [J]. 古地理学报, 13(1): 111-118
Huo Miao, Fan Daidu, Xu Guodong. (2011)Sedimentation rates of Nanhui tidal flats in Changjiang River Delta and analysis of their influence factors[J]. Journal Of Palaeogeography, 13(1): 111-118. DOI:  
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长江三角洲南汇潮滩沉积速率及其影响因素*
火苗1, 范代读1,2, 徐过冬1
1 同济大学海洋地质国家重点实验室,上海 200092
2 海洋沉积与环境地质国家海洋局重点实验室,山东青岛 266061

第一作者简介:火苗,女,1986年生,同济大学硕士研究生,海洋地质学专业。E-mail: huomiao@gmail.com。

通讯作者简介:范代读,男,1972年生,同济大学教授,博士生导师,从事沉积学研究。E-mail: ddfan@tongji.edu.cn。

收稿日期:2010-08-01
基金:*国家自然科学基金项目(编号:40876021)、国家科技支撑计划项目(编号:2007BAC03A06)、上海市908专项(编号:PJ4)、新世纪优秀人才支撑计划项目(编号:NCET-07-0619)和海洋沉积与环境地质重点实验室项目(编号:MASEG200802)联合资助
摘要

近 100余年来,南汇潮滩尤其是中、高潮滩,以淤涨为主,使岸线迅速向海推进。但潮滩沉积并非连续,而是以冲、淤相间,长期净淤积的方式进行。潮滩沉积剖面主要由风暴成因的小型层序组成,粗、细粒交替分别代表风暴与平静天气的产物。潮滩沉积环境的不稳定性使其难以满足两种常用来计算 210Pb 沉积速率的方法—— CIC(稳定的初始比度)模型和 CRS(稳定的沉降通量)模型的前提条件。在实验时,如果只选择代表平静天气沉积的细颗粒层进行 210Pb 活度分析,则可能得到一组相对符合 CIC模型的数据,利用此方法计算出南汇潮间带环境的平均沉积速率为 6.11~6.23cm/yr。对历史海图数字化建立的数字高程模型( DEM)分析表明,中、高潮滩近 50余年的平均沉积速率为 1.91~2.05cm/yr,不及 210Pb 沉积速率的一半。造成这种差异的原因有:( 1) DEM法在高程推算过程中使用简单的潮滩纵剖面模型,导致计算的沉积速率偏低;( 2) 210Pb 法受到沉积过程中强烈的物理混合作用和沉积后的生物扰动、化学迁移作用等影响,使计算的沉积速率偏高。推断近 50余年来,南汇中、高潮滩的沉积速率为 4~5cm/yr。

关键词: 潮滩; 沉积速率; 210Pb测年; 数字高程模型; 南汇; 长江三角洲
中图分类号:P512.32 文献标志码:Ａ 文章编号:1671-1505(2011)01-0111-08
Sedimentation rates of Nanhui tidal flats in Changjiang River Delta and analysis of their influence factors
Huo Miao1, Fan Daidu1,2, Xu Guodong1
1 State Key Laboratory for Marine Geology,School of Ocean and Earth Science,Tongji University,Shanghai 200092
2 Key Laboratory of Marine Sedimentology & Environmental Geology,State Oceanic Administration,Qingdao 266061,Shandong

About the first author：Huo Miao,born in 1986,is a master candidate at Tongji University,and is engaged in marine geology. E-mail: huomiao@gmail.com.

About the corresponding author：Fan Daidu,born in 1972,is a professor of sedimentology at Tongji University. E-mail: ddfan@tongji.edu.cn.

Abstract

The Nanhui tidal flats are characterized by multi-decadal cycles of erosion and deposition,and net accretion over a longer time.Rapid deposition occurs on the upper and middle intertidal flats,resulting in shoreline progradation seaward quickly.The regressive tidal flat sequence is principally composed of storm-generated small successions with the coarse-grained layers deposited during storms and the fine-grained layers during calm-weather conditions.Highly active surface layer generally disables the premise of CIC(constant initial concentration)or CRS(constant rate of supply)model to calculate210Pb sedimentation rates.In this study,210Pb dating samples are strict from the fine-grained layers,and the resulting210Pb data almost satisfy the CIC model,illustrating mean sedimentation rates of 6.11~6.23cm/yr on the intertidal flats of Nanhui.The sedimentation rates are calculated by using Digital Elevation Model(DEM) on the basis of nautical maps to be 1.91~2.05cm/yr,less than half of those of210Pb inventory. The significant difference between two deduced sedimentation rates is due to not only the deflated rates based on DEM that the elevation data are generated by simple assumption of uniform slope across the intertidal flats,but also the inflated rates based on210Pb inventory which is greatly influenced by physical mixing during the deposition and post-deposition bioturbation and elemental migration.It is therefore reasonable to extrapolate the real sedimentation rate of recent upper-and-middle-intertidal deposits around 4~5cm/yr in the late 50 years.

Key words: tidal flat; sedimentation rate; 210Pb dating; Digital Elevation Model; Nanhui; Changjiang River Delta
1 概述

210Pb 的半衰期为22.3 yr, 目前常被用来确定百年尺度沉积速率, 半衰期更短的 7Be 和 234Th(半衰期分别是53 d和24.3 d)则常被用于现代事件沉积过程的示踪研究。自20世纪60年代以来, 210Pb 已被广泛、有效地运用于现代沉积速率的测定, 取得了许多重要的进展(万国江, 1997)。210Pb 往往与 137Cs 定年法联用, 可以进一步提高测量结果的可信度。该方法已被广泛运用于世界众多河口海岸与陆架沉积速率的研究(Demaster et al., 1985; 王爱军等, 2006; Wei et al., 2007)。理想的 210Pbex活度的深度剖面通常呈指数递减, 但因受到沉积物粒度效应(210Pb 易与细颗粒结合而相对富集)、水动力混合作用、沉积后生物扰动和垂向迁移以及本底值测定与剔除等的影响, 210Pbex活度的深度剖面可能出现锯齿状变化, 甚至向下递增, 从而无法用以计算沉积率(范德江等, 2000; 孙丽等, 2007)。

为了进一步提高现代沉积定年的准确度, 除了对 210Pb 测试与数据分析方法进行改进外, 近年来发展了光释光法和数字高程模型法(DEM)等。光释光法不受粒度的影响, 可运用于沙质海岸沉积, 测量准确度更高, 测年范围更大(Hong et al., 2003; Madsen et al., 2007; Madsen and Murray, 2009), 因此可能在今后得到推广。数字高程模型法是另一种被广泛运用于河口海岸沉积地貌演变和沉积速率研究的方法, 海图、遥感图像资料是最重要的数据来源(陈沈良等, 2002; 胡红兵等, 2007; Wei et al., 2007; Ryu et al., 2008)。在一些较早开发的港口地区, 有详细水深器测数据的海图资料可以追溯到数十年至100 yr前。在这些地区运用不同方法同时测定沉积速率, 通过对比分析可以提高研究结果的可信度。

南汇潮滩位于长江三角洲南岸(图 1), 在过去的2000 yr中岸线快速向海推进(Chen and Zong, 1998), 沉积了相对连续的地层。同时, 长江口是中国最早开发、开放的港口, 历史海图资料较丰富, 紧邻南汇潮滩的南港、南槽有区域最老的海图, 可以追溯到1842年。作者充分利用上述优势, 在南汇潮滩的高潮滩上通过连续钻探取心, 进行 210Pb 分析, 计算沉积速率; 同时搜集历史海图资料, 比对不同年代高程或水深数据来确定冲淤变化速率。通过比较两种不同方法得到的沉积速率, 探讨在水动力较强的潮滩环境应用 210Pb 法计算沉积速率的可行性、适用性和需注意的事项。

图1 长江三角洲南汇潮滩以及钻孔(NH0505与NH0506)位置Fig.1 Location of drilling holes(NH0505, NH0506)on Nanhui tidal flats of Changjiang River Delta

2 材料与方法

本次实验分析的NH0505孔(N30° 57'18″, E121° 54'58″) 和NH0506孔(N30° 55'34″, E121° 55'06″), 位于南汇潮滩九四海塘(1994年围垦修建的海堤)外150m左右的高潮滩上部, 两孔相距约3 km(图 1)。两孔分别进尺20余米, 皆钻遇末次盛冰期的古土壤层, 文中只对顶部约10m的岩心进行详细的观察与描述, 制备样品分别进行粒度和 210Pb 测试。粒度分析使用Coulter LS230激光粒度分析仪, 测量范围为0.04~2000, μ m。

根据岩心普遍发育粗、细粒韵律层, 可能为风暴与正常天气交替的产物(Fan et al., 2002)的特点, 为了减少粒度效应和强烈水动力混合事件的影响, 210Pb 测试样品的取样层位严格选择代表平静天气沉积的细粒层。顶部2.6m取样间距为20cm左右, 2.6m往下为30~50cm, 为了获得本底值, 取样最大深度达5.6m, 两个钻孔分别取了19个(NH0505)和23个(NH0506)样品。每个样品湿重40~50 g, 以保证干重在20 g以上。样品低温烘干后, 研磨至200目以下, 包装好后送中国科学院贵州地球化学研究所资源环境测试分析中心完成测试分析, 分析仪器为Canberra S-100多道能谱仪, 用γ 法进行测量。其中, NH0505孔还做了 137Cs 活度的测量。

图2 NH0505孔和NH0506孔岩心结构、构造与沉积相分析(潮位数据来自国家海洋信息中心, 2004)（MHWS— 平均大潮高潮位; MHWN— 平均小潮高潮位; MLWN— 平均小潮低潮位; MLWS— 平均大潮低潮位）Fig.2 Facies interpretation on basis of sedimentary textures and structures of drilling holes NH0505 and NH0506

海图资料共收集了1842年以来涵盖南汇潮滩的7张海图, 年份分别是:1842、1864、1880、1911、1958、1983和1998。海图扫描后用Mapinfo软件提取各个时期岸线、等深线及各测深点的位置与水深信息。由于不同时期海图基准面存在差异, 先将水深数据统一换算到理论深度基准面(吴华林等, 2002)。海图上的岸线没有高程值, 依据中浚站平均大潮高潮位(图2)确定岸线统一高程为4.3 m。由此建立研究区的数字高程模型(DEM)。通过比对不同年代的高程数据, 可以计算出不同时期南汇潮滩的冲淤量和平均冲淤速率。在Surfer 8软件环境中, 利用Kriging插值法得到两个钻孔所在位置不同年代的高程数据, 进而推算沉积速率。

3 结果与讨论
3.1 沉积相分析

现代潮滩沉积相带可依据潮位线、沉积结构与构造、植物根茎与底栖生物孔穴或壳体的分布特征等进行划分。紧邻南汇潮滩的中浚潮位站的平均大潮潮差约3.8 m(图 2), 平均大潮高潮位约4.3 m(吴淞高程), 与两个钻孔位置的高程相当, 由此判断钻孔岩心缺失潮上带沉积物。综合依据潮位线、岩性等特征, 对两个钻孔的相带划分如下(图 2):

高潮滩:埋深约0~1.6m, 介于平均大潮高潮位与平均小潮高潮位之间; 土黄色含粉沙黏土, 平均粒径约8 Ф 。见大量植物根茎和黑色有机质斑染, 发育水平沙泥薄互层, 向下沙质含量增多, 底部出现向上变细的小型层序, 厚数厘米, 旋回底部以细沙质粉沙为主, 见少量贝壳碎片, 可能为风暴沉积层序。

中潮滩:埋深约1.6~2.7m, 介于平均小潮高潮位与平均小潮低潮位之间; 黄色、灰黄色、黄灰色粉沙质黏土与黏土质粉沙, 平均粒径介于7.5~6 Ф 。顶部见少量植物根系和黑色有机斑染, 发育风暴成因的小型层序, 单个层序厚数厘米至十几厘米, 由沙、泥质单层组成。沙质单层由粉细沙质层夹泥质纹层组成, 纹层通常呈挠曲变形, 见少量贝壳碎片和生物潜穴构造; 泥质单层由粉沙质黏土夹粉沙质纹层(毫米级)、团块或斑囊组成。

低潮滩:埋深约2.7~4m, 介于平均小潮低潮位与平均大潮低潮位之间; 灰黄色、黄灰色含细沙泥与粉沙质细沙, 平均粒径6~4 Ф 。发育沙、泥质单层交替组成的小型层序, 系风暴成因。沙质单层见较丰富的贝壳碎片, 因液化、泄水作用使纹层多呈旋卷的不规则形状; 泥质单层见波状层理。

潮下带:埋深大于4m, 位于平均大潮低潮位之下; 灰色、黄灰色粉沙质细沙与细沙质泥, 平均粒径7.5~3.5 Ф 。可见丰富的贝壳碎片和泥砾, 有的层段贝壳碎屑相对富集; 发育沙、泥互层, 但纹层多呈挠曲不规则形状。

3.2 210Pb 与 137Cs 活度及沉积速率

图3 NH0505孔和NH0506孔 210Pb 和 137Cs 活度剖面和沉积速率（灰色方块是总 210Pb 活度, 圆圈是过剩 210Pb 活度, 实心的圆点是选作进行线性回归计算沉积速率的数据）Fig.3 210Pb and 137Cs profiles and calculated sedimentation rates of drilling holes NH0505 and NH0506

NH0505孔与NH0506孔 210Pb 活度的变化范围分别为1.212~6.642 dpm/g和1.380~5.616 dpm/g(图 3)。最低值1.212 dpm/g或1.380 dpm/g, 与区域上潮滩沉积环境的 210Pb 本底值1.1~1.2 dpm/g相接近, 该值分别出现在NH0505孔的403cm和NH0506孔的464cm, 此深度之下 210Pbex(过剩 210Pb, 即总 210Pb 活度减去本底值; 本次研究中的实验本底值采用1.2 dpm/g)活度应为零, 属本底值区。最大值并非出现在最表层, 而是在埋深分别为21 cm(NH0506孔)和39 cm(NH0505孔)的次表层, 这种现象在以往的研究中常见(张瑞等, 2008; 李平等, 2009), 是生物扰动、混合作用等造成的, 称混合层。介于混合层与本底值区段之间, 即衰减层的 210Pb 才呈现出一定形式的随深度衰减特征, 其衰减规律可用于沉积速率的推算。

衰减层 210Pbex活度深度剖面呈锯齿状, 而非理想的指数递减直线, 这在河口海岸具普遍性(李炎等, 1993)。有一些层位的 210Pbex活度明显偏低, 前人研究认为是老的、 210Pbex活度低的沉积物大量混入造成(Andersen et al., 2000)。去掉这些老的沉积物混入层的低值和个别明显偏高的值后, 进行回归分析, 发现 210Pbex活度明显随深度增加呈现指数递减, 而且相关度很好, 相关系数R分别为0.8618(NH0505孔)和0.9620(NH0506孔)。利用CIC法(Constant Initial Concentration)计算得到的平均沉积速率分别为6.11cm/yr(NH0505孔; 图3)和6.23cm/yr(NH0506孔; 图3)。结合沉积相分析表明, 210Pb 法计算的沉积速率应为潮间带沉积的平均速率。

NH0505孔 137Cs 的最大可测深度达454cm, 明显的初始峰值出现在351cm处, 之上分别在埋深189cm和39cm处出现第2和第3峰值。后两者尽管强度比第1峰值高, 但峰态不明显(图 3)。3个峰值可能分别对应于 137Cs 年代标记时间1954、1964和1986年。研究区潮间带于2001年左右被围垦后成为陆地, 不再接受新的沉积, 即标记最表层的沉积时间应为2001年, 由此计算1954年以来的平均沉积速率为7.47cm/yr。

3.3 根据数字高程计算的沉积速率

利用海图数字化建立的南汇潮滩数字高程模型(DEM), 分别计算出岸线至5m等深线之间岸滩在1842— 1998年间6个不同时期的淤积与冲刷面积、体积, 并假设淤积(冲刷)区内的堆积(侵蚀)幅度相同, 计算出平均冲淤速率; 同时计算得到5m等深线以上的冲、淤区面积, 净冲淤体积和平均冲淤速率(表 1)。结果表明, 岸滩冲淤是动态变化的但具一定规律性, 任一时期内都同时存在淤积区和侵蚀区, 只是两者的面积有大小之分, 淤积期(净冲淤值为正)淤积区的面积是冲刷区的2~5倍, 如1864— 1980年、1958— 1998年; 冲刷期(净冲淤值为负)发生侵蚀的面积远大于淤积的面积(表 1)。淤积区的平均堆积速率介于1.45~8.49cm/yr, 冲刷区的平均侵蚀速率介于-2.20~-12.02cm/yr, 如果不区分冲刷与淤积区域, 整个南汇潮滩的平均沉积速率则变化在较小的区间里, 即-1.28~+3.17cm/yr。研究还表明, 潮滩上多数区域在某一时间段为淤积区, 在下一时间段可能转为冲刷区, 冲淤更替, 导致长时间尺度的平均沉积速率较低, 南汇潮滩1842— 1998年间的平均沉积速率仅为0.10cm/yr。

表1 南汇潮滩岸线至5, m等深线之间冲淤体积、面积和平均沉积速率 Table1 Depositional and erosional area, volume and averaged sedimentation rates of Nanhui tidal flats between shoreline and 5, m isobaths

两个钻孔的位置处在岸线和0m等深线之间, 1842年时钻孔位置靠近0m等深线, 1998年时仅距岸线100余米, 由此说明, 潮间带是快速淤涨的。海图上并没有0m等深线以上部分的高程数据, 作者假设整个潮间带具有一致的坡度, 岸线位置的潮滩高程均为4.3m, 由此通过插值得到钻孔所处位置的高程, 比较分析不同时期的高程变化得出平均冲淤速率(表 2)。定点计算结果表明, 与整个边滩冲淤规律基本一致, 存在3个淤积期, 间隔3个冲刷期。两个钻孔所在位置的冲淤幅度和平均冲淤速率相接近, 平均冲淤速率变化在-0.56~+8.93 cm/yr 之间。1842— 1998年间NH0505孔和NH0506孔的平均沉积速率分别为1.11 cm/yr和1.32cm/yr, 其中1842— 1958年间的平均沉积速率分别为0.83cm/yr和1.02cm/yr, 1958— 1998年间分别为1.91cm/yr和2.05cm/yr(表 2), 表明近期沉积速率略有增加。

表2 NH0505孔和NH0506孔所在位置的高程变化与平均沉积速率 Table2 Calculated sedimentation rates from elevation changes at location of drilling holes NH0505 and NH0506
3.4 不同方法计算的沉积速率的异同性及其原因分析

NH0505孔和NH0506孔顶部6m左右的 210Pb 活度深度剖面特征非常相似, 都存在上部的混合层、中间的衰减层和底部的本底层。衰减层厚约4m, 由过剩 210Pb 活度衰减趋势计算的两个钻孔平均沉积速率分别为6.11 cm/yr 和6.23cm/yr, 两者非常接近。此外, NH0505孔的 137Cs 法计算的平均沉积速率值7.47cm/yr, 也与其 210Pb 法得出的平均沉积速率值6.11cm/yr相当接近。两个钻孔位置相当, 都处在高潮滩上部; 距离不远, 仅差3km; 顶部数米钻孔岩心沉积相组成相似。由此推断, 210Pb 法计算的沉积速率基本可信。

采用DEM法计算得到的南汇潮滩1842— 1998年间的平均沉积速率仅为0.10cm/yr, 但如果只计算淤积区的平均沉积速率, 该值可提高到0.96cm/yr。在过去160余年里, 南汇潮滩明显存在数十年的冲淤交替旋回(表 1), 如果仅计算淤积区在最近的淤积期内(1958— 1998年)的平均沉积速率, 该值可达3.29cm/yr, 是长期平均速率(0.96cm/yr)的3倍多。采用均一岸滩坡度进行潮间带高程插值后, 用DEM法推算的两个钻孔所在位置1842— 1998和1958— 1998年间的平均沉积速率分别为1.11~1.32cm/yr和1.91~2.05cm/yr(表 2)。前者比同期间淤积区的平均沉积速率(1.16cm/yr)略高, 与研究区中、高潮滩淤积较快的总体趋势相符。但是, 淤积期(1958— 1998年)内推算的两个钻孔单点沉积速率(1.91~2.05cm/yr)却较淤积区的平均沉积速率(3.29cm/yr)低, 可能与事实不符。造成DEM法计算单点沉积速率偏低的主要原因是采用了均一的岸滩坡度进行潮间带高程插值, 事实上潮间带岸滩坡度差别明显。1999年研究区岸滩高程实测数据显示, 中、高潮滩的坡度为0.0001~0.0013, 约为中、低潮滩坡度(0.0005~0.0007)的2倍(Fan et al., 2006)。据此推算, 中、高潮滩沉积速率应为中、低滩沉积速率的2倍左右。两个钻孔目前位于平均大潮高潮线附近, 近50 yr来当属中、高潮滩堆积, 其沉积速率应为均一岸滩坡度条件下推算的平均沉积速率的1.5倍以上。同时, 1958年之前的一段时期为冲刷期, 岸滩冲刷通常是中、低潮潮滩冲刷幅度大, 而中、高潮滩冲刷幅度较小, 甚至高滩因受植被保护而发生淤积(Fan et al., 2006), 即1958年的岸滩剖面与1998年淤积期的剖面相比较, 其中、低潮滩更加低缓, 而中、高潮滩更陡。综上所述, DEM法计算的1958— 1998年间钻孔位置的平均沉积速率应为4.0cm/yr左右, 是均一坡度条件下推算值的两倍, 略大于同期淤积区的平均沉积速率(3.29 cm/yr)。

210Pb 法计算的衰减层平均沉积速率也相当于近50余年的中、高潮滩平均淤积速率, 与用DEM法计算的1958— 1998年间钻孔位置的平均沉积速率应该相当。但是, 210Pb 法计算的沉积速率(6.11~6.23 cm/yr)明显高于DEM法计算的平均速率, 比校正后的DEM法沉积速率(4.0cm/yr)还高。造成上述差异的主要原因可能是, 研究区潮滩水动力较强, 顶部存在一活动层(表层沉积物参与侵蚀、再沉积作用的层段), 其厚度随风浪强度而发生变化, 平静天气时为数厘米, 而风暴天气时可达20~30cm或更大。活动层的存在, 尤其是风暴强烈混合作用可使新、老沉积物混合, 导致过剩 210Pb 活度不出现随深度增加而呈指数递减现象。根据经验(李炎等, 1993), 本次研究中, 选择代表平静天气沉积的细颗粒层进行 210Pb 活度测试, 但 210Pb 活度的深度剖面仍呈锯齿状起伏。其次是沉积后 210Pb 和 137Cs 在生物活动和孔隙水交换等作用下可发生向下迁移, 速度可达1.0~2.6cm/yr(陈家军等, 2003; 黄乃明等, 2003)。如果研究区 210Pb 向下迁移速度与此相当, 则校正后的 210Pb 沉积速率变化为3.51~5.23cm/yr, 与校正的DEM法计算的单点沉积速率(4.0cm/yr)非常接近。由此比较合理的结论是, 近50余年来研究区中、高潮滩的平均沉积率为4~5cm/yr。

4 结论

近100余年来, 南汇潮滩总体是淤涨, 但以存在数十年的冲淤旋回和中、高潮滩快速淤积而低潮滩和潮下带缓慢淤积或冲淤动态平衡为特征。整个边滩的长期平均沉积速率很低, 但若只考虑淤积区则该沉积速率显著提高。

对比分析表明, 两个钻孔不同方法推算的沉积速率原始值差别较大。210Pb 法因受沉积过程的物理混合作用、沉积后的生物混合和孔隙水交换等的影响, 导致计算的沉积速率明显偏高。数字高程(DEM)法因海图资料缺少潮间带的高程数据, 采用均一岸滩坡度无法反映实际岸滩存在“ 中、高潮滩较陡, 中、低潮滩较平缓, 岸滩淤积剖面为上凸型和侵蚀剖面为下凹型” 等变化, 导致所计算的中、高潮滩沉积速率偏低。经各项校正后, 认为近50余年南汇中、高潮滩较合理的平均沉积速率应为4~5cm/yr。

作者声明没有竞争性利益冲突.

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