2020, Vol. 44
文章信息
- 盛琛, 陈彬, 安郁辉, 张欣, 陈立雷, 刘健. 2020.
- SHENG Chen, CHEN Bin, AN Yu-hui, ZHANG Xin, CHEN Li-lei, LIU Jian. 2020.
- 长江口泥质区24Z孔沉积物粒度特征及对洪水事件的沉积响应
- Grain-size characteristics of sediments and sedimentary response to flood events from hole 24Z in muddy areas of the Yangtze Estuary
- 海洋科学, 44(3): 74-84
- Marina Sciences, 44(3): 74-84.
- http://dx.doi.org/10.11759/hykx20190513002
-
文章历史
- 收稿日期：2019-05-13
- 修回日期：2019-09-02
2. 中国地质调查局青岛海洋地质研究所, 山东 青岛 266071;
3. 青岛海洋科学与技术试点国家实验室海洋矿产资源评价与探测技术功能实验室, 山东 青岛 266071;
4. 山东科技大学 地球科学与工程学院, 山东 青岛 266590;
5. 中国地质大学(武汉)地球科学学院, 湖北 武汉 430074;
6. 中国地质科学院, 北京 100032
2. Qingdao Institute of Marine Geology, China Geological Survey, Qingdao 266071, China;
3. Laboratory for Marine Mineral Resources, Pilot National Laboratory for Marine Science and Technology(Qingdao), Qingdao 266071, China;
4. College of Earth Science and Engineering, Shandong University of Science and Technology, Qingdao 266590, China;
5. Faculty of Earth Sciences, China University of Geosciences, Wuhan 430074, China;
6. Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100032, China
长江口泥质区海陆相互作用强烈, 沉积物记录了丰富的地质环境演化信息, 沉积物的粒度指标是反应沉积变化的重要指标。肖尚斌等[1]对浙闽沿岸长江泥质区千年尺度的沉积物粒度进行了研究, 杨作升等[2]对长江口泥质区沉积物粒度变化的影响因素进行了探讨, 认为影响长江泥质区粒度变化的主要原因是长江入海主泓的变迁。但是到目前为止, 对于长江口泥质区年际粒度变化的影响因素仍有一些争议[3-6]。
长江洪水灾害是我国频率高、为患严重的自然灾害之一[7], 近百年来, 长江洪水频发严重危害了社会经济发展和人民生活。已有研究表明, 全球变暖可能进一步影响大河流域的旱涝变化[8], 从而增加了洪水发生的概率。因此研究长江流域洪水发生的规律, 成为了我国全球变化研究的重要内容。大洪水期间, 沉积物的粒度和化学特征往往发生明显改变。与陆地环境中沉积物暴露在空气中并受到侵蚀相比, 海洋沉积物的事件沉积序列通常保存较好[9]。因此, 近十几年来, 很多学者选择在长江口附近的水下区域进行洪水重建的研究[9-14]。但是前人在重建长江洪水时选择的站位一般局限在长江口门附近及长江口水下三角洲北部区域[9-11], 目前对于长江口泥质区南部重建古洪水的情况尚不清楚。
因此, 本研究对24Z孔开展了粒度和元素的分析工作, 分析长江口泥质区的南端沉积物的粒度特征, 并尝试利用平均粒度、元素Zr和Rb质量比(mZr/mRb), 在百年尺度上研究长江口泥质区南端对长江中下游洪水的响应情况。
1 区域背景长江口泥质区空间上位于长江水下三角洲前缘斜坡的下端[2], 该区域附近流系主由长江冲淡水、台湾暖流、黄海沿岸流、东海沿岸流组成(图 1)。长江入海泥沙在长江冲淡水的推动下, 约有40%堆积在南北港的口门附近, 约有30%堆积在长江口泥质区[15]。长江口泥质区的沉积物组成以黏土质粉砂为主, 近百年来平均沉积速率3.5 cm/a, 沉积速率最高可达5.4 cm/a[2, 16-19]。大通水文站距长江河口近680 km, 位于长江感潮河段最上段, 为长江径流量的总控制站, 控制流域面积占长江总流域面积的95%, 是长江入海水沙的参考站[20]。大通站入海流量和泥沙量的数据[21-23]显示(图 2), 1930—2003年长江入海径流量没有明显的降低, 而是在一定范围内波动, 1930—2003年平均入海径流量921.32 km3/a。1955—2003年长江入海泥沙量持续减小, 1964年最大为674.70× 109 kg/a, 2003年最小为147.66×109 kg/a。
长江河口复杂的地形地貌及其演变对长江入海泥沙在河口局部空间的分布有很大的影响[2]。长江河口在平面上呈现三级分汊, 四口分流的格局[24](图 1)。第一级分汊被崇明岛分为南北两支, 第二分汊是南支在吴淞口以下被长兴岛和横沙岛被分为南港和北港, 第三级分汊是南港被九段沙分隔为南槽和北槽。长江河口流路的分汊和对应入海主泓位置的演变直接影响到入海水沙与长江口泥质区距离的远近, 继而影响入海泥沙不同粗细的组份到达泥质区的距离[2]。
2 材料与方法 2.1 样品情况24Z孔(122°44′22.2″N、30°30′2.6″E)岩芯是由中国海洋大学“东方红2号”科考船于2003年4月在长江口泥质区取得, 取样方式为重力取样, 该站位水深约41.3 m(图 1)。24Z孔岩芯全长247 cm, 上下两端无缺失, 主体呈青灰色, 成分均一, 以黏土质粉砂为主, 夹有细砂质、砂质粉砂薄层。所夹薄层主要出现在0~90 cm段, 颜色为灰黄色, 厚度在2~10 mm, 呈层状分布。
24Z站位在进行多环芳烃沉积通量的研究中已经进行了年代测定, 采用CIC模式(恒定通量—恒定沉积速率模式)来测得该区域的沉积速率为3.38 cm/a, 对应沉积年代为1930—2003年(图 3)[16]。
2.2 样品处理和测试
岩芯沉积物的粒度分析测试在中国海洋大学海底科学与探测技术教育部重点实验室完成。粒度分析利用的是英国马尔文公司(Malvem)生产的Mastersize2000型激光粒度分布测量仪, 岩芯取样间隔为1 cm。样品首先经过浓度为30%的双氧水和1 mol/L的盐酸浸泡处理, 去除有机质和碳酸盐, 然后用0.5 mol/L六偏磷酸钠作为分散剂制成悬浊液, 静置24 h后上机分析, 激光粒度仪测量范围为0.02~2 000 μm, 重复测量的误差小于3%。
岩芯沉积物的元素分析测试也是在中国海洋大学海底科学与探测技术教育部重点实验室完成。元素分析利用的是能量色散型台式偏振X荧光光谱仪(XRF), 岩芯在0~170 cm处取样间隔为1 cm, 在170~247 cm处取样间隔为3 cm。首先取4 g左右的样品进行烘干研磨, 然后将样品装入半径为16 mm的聚乙稀塑料上机杯内, 将杯中样品压实, 并保证底部薄膜和样品的平整, 最后上机进行元素含量的测定, 每分析10个样品中保证加一个标样, 测试的相对误差小于2%。元素分析主要测试了常量元素Si、Fe、Mn、Mg、Mn、Ca、Na、Ti、P、K、Cl、S和微量元素V、Cu、Ni、Pb、Zn、As、Sr、Ga、Rb、Zr、Nb、Y的含量, 在本次研究仅使用到了与粒度密切相关的Fe、Ti、Sr、Zr和Rb的含量。
3 结果 3.1 粒度特征该岩芯沉积物类型均为黏土质粉砂(图 4)。粉砂的组分百分比波动较大, 在60.31%~89.91%;黏土的组分百分比在9.75%~39.52%;砂的组分百分比在0.09%~17.43%。
 |
| 图 4 岩芯粒度组成和粒度参数变化 Fig. 4 Core particle size composition and grain-size parameter variations of hole 24Z |
根据岩芯沉积物组分百分比的变化和粒度参数的波动情况将其分为3个层段(图 4)。A段(136~247 cm, 1931—1964年), 各个层位平均粒度Φ波动范围在5.58~7.65, 偏态波动范围在0.05~0.48, 分选系数介于1.24~2.10, 峰态波动范围在0.86~1.56, 粒度参数的波动较小; B段(70~136 cm, 1964—1983年), Φ在6.51~7.37, 偏态波动范围在0.03~0.17, 分选系数介于1.43~1.80, 峰态波动范围在0.89~1.07, 该段相较于A段粒度参数波动范围更小, 整段没有出现明显峰值; C段(0~70 cm, 1983—2003年), Φ在5.59~7.46, 偏态波动范围在0.04~0.43, 分选系数介于1.45~1.96, 峰态波动范围在0.88~1.25, 该段粒度参数的波动范围明显增大。A段Φ平均为7.32, B段Φ平均为7.14, C段Φ平均为6.65, 粒度从下到上逐渐变粗。
3.2 元素特征本研究选取了Sr、Ti、Zr、Rb、Fe这些和粒度密切相关的元素(图 5)。元素Sr、Zr、Rb的波动变化情况和粒度波动情况相似, 在C段0~70 cm处, 元素含量波动大, 在B段70~136 cm处, 元素含量较为稳定, 在A段136~247 cm处, 元素含量存在波动, 但是波动范围较小。此外, Zr和Rb的含量具有较好的反相关。元素Fe和Ti的含量具有相似的变化趋势, 在0~185 cm处波动不大, 在185 cm处以下随着深度增加含量增加, Fe在23 cm、67 cm处出现两处峰值, Ti在23 cm、57 cm和141 cm处出现三处峰值。
 |
| 图 5 24Z站元素含量随深度变化情况 Fig. 5 Variation of element content with depth in hole 24Z core sediments |
Zr元素的独立矿物是锆石和斜锆石, 由于锆石抗风化能力强, 与石英等稳定矿物一起在粗颗粒中富集[25-26]。沉积物中Zr的质量比变化较大, 波动范围在151.61~323.96 mg/kg, 标准差39.41 mg/kg, 标准差较大说明了各层位沉积物Zr含量的的离散程度较大。元素Rb属于典型的分散元素, 在风化过程中, Rb趋向于在黏土矿物等细颗粒中富集[27-28]。沉积物中Rb的质量比波动范围在90.22~154.73 mg/kg, 标准差13.34 mg/kg, 说明了Rb含量的波动范围小。mZr/mRb的大小实际上反映了粗粒级矿物与黏土粒级矿物的相对含量的高低[25, 29]。沉积物中mZr/mRb波动范围在1.02~3.59, 平均为1.59, 标准差0.51。
4 讨论 4.1 突变层位与洪水事件的对照长江流域地处亚热带季风气候, 雨量充沛, 洪水事件较多[30-31]。根据施雅风等统计[32-33], 在1930— 2003年期间, 共发生了16次大洪水。长江洪水可以按照覆盖范围分为全流域性洪水和区域性洪水两种[34]。本次研究考虑长江流域洪水对下游的影响, 选取了1930—2003年期间的全流域洪水和中下游洪水, 共计9次(表 1)。在本次研究选取的9次洪水中, 全流域洪水3次, 分别发生在1931、1954和1998年, 其中1954年洪水的洪峰流量(大通站)高达92 600 m3/s。
| 年份 | 区域 | 洪峰流量/(m3/s) | |
| 大通站 | 汉口站 | ||
| 1931 | 全流域特大洪水 | — | — |
| 1949 | 中下游大洪水 | — | 9 400* |
| 1954 | 全流域大洪水 | 92 600 | 76 100 |
| 1969 | 中下游特大洪水 | — | 62 400 |
| 1980 | 中下游特大洪水 | — | — |
| 1991 | 下游特大洪水 | — | 66 700 |
| 1995 | 中下游特大洪水 | 74 500 | 59 900 |
| 1998 | 全流域特大洪水 | 81 700 | — |
| 1999 | 中下游区域特大洪水 | 84 500 | — |
| 注: “—”表示无数据; “*”为6—9月流量距平。 | |||
洪水期间水动力作用增强, 导致沉积物粒度变粗、粗粒级矿物含量升高。综合分析沉积物粒度、mZr/mRb, 可以明显地识别出24Z岩芯的几个突变的层位(图 6)。
 |
| 图 6 24Z孔突变层位与水文记录洪水年份对比 Fig. 6 Comparisons of flood events recorded by sediments in hole 24Z and flood years recorded in hydrology |
在定年1997—1998年位置, 平均粒度和mZr/mRb为峰值, 推测对应于1998年和1999年洪水。依次对应, 沉积突变层1993、1990年对应1995、1991年两次洪水。沉积突变层测年1980年对应1980年洪水, 沉积物突变层1949年对应了1949年洪水。部分层位的对应年龄和洪水年份偏差1~2 a, 这可能是由于假定沉积速率恒定与实际沉积速率的差别导致的。
1983年沉积突变层峰高而宽, 且在该年份没有全流域洪水及中下游洪水发生, 这可能是由于1983年汉江及长江中游发生洪水, 洪水切割江亚南边滩形成江亚南槽[24], 在江亚南边滩形成过程中大量泥沙输入, 岩芯沉积物粒度和mZr/mRb发生突变。1983年后, 南槽分流分沙比分别达到50%和60%左右[24], 岩芯沉积物平均粒度变粗、粒度参数的波动性变大(图 6), 这与杨作升等[2]认为20世纪80年代后南北槽分流分沙比变化导致了长江口泥质区粒度变粗、粒度参数的波动性变大是一致的。
突变层测年2002年和1962年没有对应洪水事件, 但是2002年和1962年大通站洪峰流量都超过了60 000 m3/s, 是正常径流量的2~3倍, 因此长江入海过程中可能携带更多的粗颗粒物质, 导致2002年和1962年的峰值。1954年、1969年洪水对应年份的粒度和mZr/mRb都没有出现峰值, 这两次洪水在该站位没有留下沉积记录。1931年、1938年和1945年前后的粒度峰值明显, 而mZr/mRb曲线相对较为平直, 这可能与元素测试的分样间隔变大有关, 因此, 综合分析沉积物粒度、mZr/mRb并不能确定1931年洪水是否该站位留下了沉积记录。
4.2 突变层位与正常层位的粒度特征一般而言洪水期的水动力作用强劲, 这会导致洪水期和非洪水期的沉积物粒度特征存在差异。我们选取了突变层位(20、45、69、184 cm)和正常层位(90、172、230 cm)进行对比(图 7)。
 |
| 图 7 突变层位与正常层位粒度频率曲线(a)、正常层位(b)和突变层位(c)正态概率累积曲线 Fig. 7 Grain-size frequency curves during flood and non-flood periods (a), cumulative normal-probability curve during non- flood period (b) and cumulative norma- probability curve during flood period (c) |
根据沉积物的粒度频率曲线图(图 7a), 突变层位和正常层位的粒度频率曲线都是单峰, 这说明了该位置沉积物的物源来源单一。正常层位的曲线峰低而宽, 主峰在8 μm左右, 中值粒度和平均粒度小; 突变层位曲线峰高而尖, 184 cm层位主峰在20 μm左右, 20、45、69 cm层位的主峰都在40 μm左右, 可以看出在突变层位中值粒度和平均粒度变粗, 代表了水动力作用的增强。
概率累积曲线图(图 7b, 图 7c)中, 突变层位的概率累积曲线和正常层位的概率累积曲线存在着明显差异。正常层位概率累积曲线为两段式, 在非洪水期间沉积物主要搬运方式为悬浮搬运, 曲线较为平缓, 说明沉积物以细颗粒物质为主, 分选性较好。突变层位累积概率曲线为三段式, 沉积物主要搬运方式也是悬浮搬运, 但是在突变层位的概率累积曲线中可以明显看出两种不同水动力状态的影响, 较陡一段主要指示强的水动力条件, 较缓一段主要指示相对弱的水动力条件。对比突变层位和非洪水期岩芯平均概率曲线, 显示突变层位的沉积物分选性差且受到了较强的水动力作用。
4.3 洪水事件的沉积响应1954年、1969年两次洪水事件都没有在沉积物中留下记录, 尤其是在1954年洪峰流量(大通站)高达92 600 m3/s, 但粒度和mZr/mRb都没有出现峰值。1949年洪水虽然在沉积层中得到了响应, 但是较1980年之后的突变层位, 该层位平均粒度和mZr/mRb都较小, 粒度频率曲线和概率累积曲线也都显示1949年层位水动力环境较弱。整体来看, 1980年前沉积物记录不能和长江流域大洪水很好的对应。而在1980年后, 沉积物的突变层很好的记录了多次洪水事件, 且洪水层位的平均粒度和mZr/mRb较高, 粒度频率曲线和概率累积曲线也都显示出沉积过程中较强的水动力条件。
造成上述结果的原因可能比较复杂。在以往的研究中, 杨作升等[2]发现百年来长江口泥质区沉积物粒度变化主要与同时期长江水沙入海主泓通道的位置以及主汊道的分沙比三阶段演变相对应, 主泓入海位置与泥质区距离的远近是影响泥质区粗、细粒级含量变化的主要原因。一般而言, 洪水期水动力强劲, 长江携带大量粗颗粒物质入海, 导致泥质区沉积物粒度变粗, 因此粒度分布特征是洪水最直观的指标[10]。长江流域主泓的改变是影响长江口泥质区沉积物粒度特征的主要原因, 也进一步影响了洪水事件的沉积记录, 我们认为长江主泓的变化可能是影响该位置洪水记录的主要原因之一。1978—1980年南港分沙超过北港, 1983年后南槽分流分沙比达到50%和60%左右, 这可能使得该位置能够更好地接受长江流域沉积物的洪水讯号, 导致在1980年后沉积物的的平均粒度变粗, 且突变层很好地记录了多次洪水事件。同时, 不可忽略的是改革开放后大量的人类活动会导致水土的流失, 这为长江入海沉积物提供了大量的物质, 在一定程度上也可能使得长江在洪水期入海粗颗粒物质得到增强。
5 结论1) 根据24Z孔沉积物的粒度特征将岩芯从下到上可分为3个阶段: A段136~247 cm处, 对应年代为1931年至1964年, 粒度参数的波动较小, 整段Φ平均为7.32; B段70~136 cm处, 对应年代为1964—1983年, 整段各参数没有出现明显峰值, 整段Φ平均为7.14; C段0~70 cm处, 对应年代为1983—2003年, 各参数出现多个峰值, Φ平均为6.65。粒度从下到上逐渐变粗。
2) 1983年左右沉积物粒度出现了一处明显峰值, 且之后沉积物平均粒度变粗、粒度参数的波动性变大。这可能是由于1983年汉江及长江中游发生洪水, 洪水切割江亚南边滩形成江亚南槽[24], 在江亚南边滩形成过程中大量泥沙输入, 这一事件导致此后长江南槽分流分沙比提高, 岩芯沉积物平均粒度粗化。
3) 在1980年后, 沉积物的突变层较好的记录了多次洪水事件。我们认为长江主泓的变化可能是影响该位置洪水记录的主要原因之一。同时, 改革开放后大量的人类活动导致了水土的流失, 这为长江入海沉积物提供了大量的物质, 在一定程度上也可能使得长江在洪水期入海粗颗粒物质得到增强。
致谢: 感谢复旦大学环境科学与工程系郭志刚教授和上海海洋大学林田教授对实验数据整理分析方面的帮助。
| [1] |
肖尚斌, 李安春. 东海内陆架泥区沉积物的环境敏感粒度组分[J]. 沉积学报, 2005, 23(1): 122-129. Xiao Shangbin, Li Anchun. A study on environmentally sensitive grain-size population inner shelf of the east China Sea[J]. Acta Sedimentologica Sinica, 2005, 23(1): 122-129. DOI:10.3969/j.issn.1000-0550.2005.01.016 |
| [2] |
杨作升, 陈晓辉. 百年来长江口泥质区高分辨率沉积粒度变化及影响因素探讨[J]. 第四纪研究, 2007, 27(5): 690-699. Yang Zuosheng, Chen Xiaohui. Centurial high resolution records of sediment grain-size variation in the mud area off the Changjiang (Yangtze River) estuary and its influencial factors[J]. Quaternary Sciences, 2007, 27(5): 690-699. DOI:10.3321/j.issn:1001-7410.2007.05.010 |
| [3] |
罗向欣, 杨世伦, 张文祥, 等. 近期长江口-杭州湾邻近海域沉积物粒径的时空变化及其影响因素[J]. 沉积学报, 2012, 30(1): 137-147. Luo Xiangxin, Yang Shilun, Zhang Wenxiang, et al. Recent spatial pattern and temporal variation in sediment grain size in the inshore area adjacent to the Yangtze Estuary and Hangzhou Bay[J]. Acta Sedimentologica Sinica, 2012, 30(1): 137-147. |
| [4] |
陈静, 赵宝成, 战庆. 长江口水下三角洲北部近百年沉积物粒度组成及其对水动力环境的响应[J]. 沉积学报, 2014, 32(4): 692-699. Chen Jing, Zhao Baocheng, Zhan Qing. Grain-size of recent sediments in the North of Changjiang Subaqueous Delta and its implication of estuarine hydrodynamics[J]. Acta Sedimentologica Sinica, 2014, 32(4): 692-699. |
| [5] |
张瑞, 汪亚平, 高建华, 等. 长江口水下三角洲泥质区近期沉积物粒度变化特征及其影响因素[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2011, 31(5): 9-16. Zhang Rui, Wang Yaping, Gao Jianhua, et al. Recent variation in sediment grain-size in the mud area of Changjiang Subaqueous Delta an its infuence factors[J]. Marine Geology and Quaternary Geology, 2011, 31(5): 9-16. |
| [6] |
战庆, 王张华, 陈勇, 等. 长江口水下三角洲沉积物粒度组成及其在减沙背景下的响应[J]. 地质通报, 2016, 35(10): 1715-1723. Zhan Qing, Wang Zhanghua, Chen Yong, et al. Grain size of recent sediments in Yangtze River subaqueous delta and its response to sediments supply decline[J]. Geological Bulletin of China, 2016, 35(10): 1715-1723. DOI:10.3969/j.issn.1671-2552.2016.10.019 |
| [7] |
史培军, 王季薇, 张钢锋, 等. 透视中国自然灾害区域分异规律与区划研究[J]. 地理研究, 2017, 36(8): 1401-1414. Shi Peijun, Wang Jiwei, Zhang Gangfeng, et al. Research review and prospects of natural disasters regionalization in China[J]. Geographical Research, 2017, 36(8): 1401-1414. |
| [8] |
Skakun S, Kussul N, Shelestov A, et al. Flood hazard and flood risk assessment using a time series of satellite images:A case study in Namibia[J]. Risk Analysis, 2014, 34(8): 1521-1537. DOI:10.1111/risa.12156 |
| [9] |
Hu Gang, Li Anchun, Liu Jian, et al. High resolution records of flood deposition in the mud area off the Changjiang River mouth during the past century[J]. Chinese Journal of Oceanology and Limnology, 2014, 32(4): 909-920. DOI:10.1007/s00343-014-3244-x |
| [10] |
Wang Minjie, Zheng Hongbo, Xie Xin, et al. A 600-year flood history in the Yangtze River drainage:Comparison between a subaqueous delta and historical records[J]. Chinese Science Bulletin, 2011, 56(2): 188-195. DOI:10.1007/s11434-010-4212-2 |
| [11] |
田元.近百年来东海内陆架泥质区事件沉积的识别和重建[D].青岛: 中国海洋大学, 2015. Tian Yuan. Recognition and reconstruction of even deposits from the mud area in the inner shelf of the East China Sea in the past 100 years[D]. Qingdao: Ocean University of China, 2015. http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=degree&id=Y2883455 |
| [12] |
Zhan Wang, Yang Shouye, Liu Xiaoli, et al. Reconstruction of flood events over the last 150 years in the lower reaches of the Changjiang River[J]. Chinese Science Bulletin, 2010, 55(21): 2268-2274. DOI:10.1007/s11434-010-3263-8 |
| [13] |
刘明.长江水下三角洲高分辨沉积记录及其对气候环境事件的响应[D].青岛: 中国海洋大学, 2009. Liu Ming. High-resolution sedimentary records in the subaqueous Yangtze Rive Delta and their responses to climate and environment changes[D]. Qingdao: Ocean University of China, 2009. http://cdmd.cnki.com.cn/article/cdmd-10423-2009172900.htm |
| [14] |
Meng Jia, Yao Peng, Bianchi T S, et al. Detrital phosphorus as a proxy of flooding events in the Changjiang River Basin[J]. Science of the Total Environment, 2015, 517: 22-30. DOI:10.1016/j.scitotenv.2015.02.053 |
| [15] |
Milliman J D, Shen Huangting, Yang Zhuosheng, et al. Transport and deposition of river sediment in the Changjiang estuary and adjacent continental shelf[J]. Continental Shelf Research, 1985, 4(1-2): 37-45. DOI:10.1016/0278-4343(85)90020-2 |
| [16] |
Guo Zhigang, Lin Tian, Zhang Gan, et al. The sedimentary fluxes of polycyclic aromatic hydrocarbons in the Yangtze River Estuary coastal sea for the past century[J]. Science of the Total Environment, 2007, 386(1): 33-41. |
| [17] |
张瑞, 潘少明, 汪亚平, 等. 长江河口水下三角洲210 Pb分布特征及其沉积速率[J]. 沉积学报, 2009, 27(4): 704-713. Zhang Rui, Pan Shaoming, Wang Yaping, et al. Sedimentation rates and characteristics of radionuclide 210Pb at the subaqueous delta in Changjiang Estuary[J]. Acta Sedimentologica Sinica, 2009, 27(4): 704-713. |
| [18] |
刘升发, 王昆山, 刘焱光, 等. 长江口泥质区沉积物颜色反射率指示的近百年来东亚季风变迁[J]. 沉积学报, 2013, 31(2): 331-339. Liu Shengfa, Wang Kunshan, Liu Yanguang, et al. Color reflectance record of the Yangtze River mud area sediments during the Past 100yr and its implications for East Asian monsoon variation[J]. Acta Sedimentologica Sinica, 2013, 31(2): 331-339. |
| [19] |
刘莹, 翟世奎, 李军. 长江口与闽浙沿岸泥质区现代沉积记录及其影响因素[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2010, 30(5): 1-10. Liu Ying, Zhai Shikui, Li Jun. Depositional records in the mud areas of Changjiang Estuary and off Min-Zhe coast and their influence factors[J]. Marine Geologyand Quaternary Geology, 2010, 30(5): 1-10. |
| [20] |
付桂. 长江口近期来水来沙量及输沙粒径的变化[J]. 水运工程, 2018(2): 105-110. Fu Gui. Recent changes of runoff, sediment discharge and suspended sediment particle size in the Yangtze estuary[J]. Port & Waterway Engineering, 2018(2): 105-110. DOI:10.3969/j.issn.1002-4972.2018.02.018 |
| [21] |
万智巍, 连丽聪, 贾玉连, 等. 近150年来长江入海流量变化的趋势、阶段与多尺度周期[J]. 水土保持通报, 2018, 38(2): 14-18. Wan Zhiwei, Lian Licong, Jia Yulian, et al. Trend phases and periodic changes of discharges from Yangtze River in past 150 years[J]. Bulletin of Soil and Water Conservation, 2018, 38(2): 14-18. |
| [22] |
彭涛, 田慧, 秦振雄, 等. 气候变化和人类活动对长江径流泥沙的影响研究[J]. 泥沙研究, 2018, 43(6): 54-60. Peng Tao, Tian Hui, Qin Zhenxiong, et al. Impacts of climate change and human activities on flow discharge and sediment load in the Yangtze River[J]. Journal of Sediment Research, 2018, 43(6): 54-60. |
| [23] |
Yang S L, Xu K H, Milliman J D, et al. Decline of Yangtze River water and sediment discharge:Impact from natural and anthropogenic changes[J]. Scientific Reports, 2015, 5: 12581. DOI:10.1038/srep12581 |
| [24] |
恽才兴. 长江河口近期演变基本规律[M]. 北京: 海洋出版社, 2004. Yun Caixing. Recent Developments of the Changjiang Estuary[M]. Beijing: China Ocean Press, 2004. |
| [25] |
刘连文, 陈骏, 陈旸, 等. 最近130ka以来黄土中Zr/Rb值变化及其对冬季风的指示意义[J]. 科学通报, 2002, 47(9): 702-706. Liu Lianwen, Chen Jun, Chen Yang, et al. Variation of Zr/Rb ratios on the loess plateau of central China during the last 130ka and its implications for winter monsoon[J]. Chinese Science BulletinChinese, 2002, 47(9): 702-706. DOI:10.3321/j.issn:0023-074X.2002.09.012 |
| [26] |
Chen Jun, An Zhisheng, John Head. Variation of Rb/Sr ratios in the loess-paleosol sequences of central China during the last 130000 years and their implications for monsoon paleoclimatology[J]. Quaternary Research, 1999, 51(3): 215-219. DOI:10.1006/qres.1999.2038 |
| [27] |
王顺华, 张国栋, 张纪双, 等. 东海内陆架泥质沉积Rb和Sr的地球化学及其古气候意义[J]. 科技导报, 2007, 25(3): 22-27. Wang Shunhua, Zhang Gguodong, Zhang Jishuang, et al. Geochemical studies on Rb and Sr in the mud on the inner shelf of the East China Sea and their palaeoclimate significance[J]. Science and Technology Review, 2007, 25(3): 22-27. DOI:10.3321/j.issn:1000-7857.2007.03.005 |
| [28] |
Kristian V, Atle N, Eivind N S, et al. A Holocene record of snow-avalanche and flood activity reconstructed from a lacustrine sedimentary sequence in Oldevatnet, western Norway[J]. The Holocene, 2011, 21(4): 597-614. DOI:10.1177/0959683610391316 |
| [29] |
陈诗越, 王苏民, 金章东, 等. 青藏高原中部湖泊沉积物中Zr/Rb值及其环境意义[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2003, 23(4): 35-38. Chen Shiyue, Wang Sumin, Jin Zhangdong, et al. Variation of Zr/Rb ratios in lacustrine sediments of the central Tibetan Plateau and its environment implications[J]. Marine Geologyand Quaternary Geology, 2003, 23(4): 35-38. |
| [30] |
刘伟, 翟媛, 杨丽英. 七大流域水文特性分析[J]. 水文, 2018, 38(5): 79-84. Liu Wei, Zhai Yuan, Yang Liying. Analysis of hydrologic characteristics in the seven major basins[J]. Journal of China Hydrology, 2018, 38(5): 79-84. DOI:10.3969/j.issn.1000-0852.2018.05.016 |
| [31] |
徐明. 长江流域气候变化脆弱性与适应性研究[M]. 北京: 中国水利水电出版社, 2009. Xu Ming. Research on Climate Change Vulnerability and Adaptability in Yangtze River Basin[M]. Beijing: China Water Power Press, 2009. |
| [32] |
张强, 姜彤, 施雅风, 等. 6000aBP以来长江下游地区古洪水与气候变化关系初步研究[J]. 冰川冻土, 2003, 25(4): 368-374. Zhang Qiang, Jiang Tong, Shi Yafeng, et al. Relationship between climate changes and the flood occurrences since 6000 a BP in the Yangtze River Delta[J]. Journal of Glaciology and Geocryology, 2003, 25(4): 368-374. DOI:10.3969/j.issn.1000-0240.2003.04.002 |
| [33] |
施雅风, 姜彤, 苏布达, 等. 1840年以来长江大洪水演变与气候变化关系初探[J]. 湖泊科学, 2004, 16(4): 289-297. Shi Yafeng, Jiang Tong, Su Buda, et al. Preliminary analysis on the relation between the evolution of heavy floods in the Yangtze River catchment and the climate changes since 1840[J]. Journal of Lake Sciences, 2004, 16(4): 289-297. DOI:10.3321/j.issn:1003-5427.2004.04.001 |
| [34] |
程海云, 葛守西. 长江洪水分类指标体系研究[J]. 人民长江, 2008, 39(8): 1-2. Cheng Haiyun, Ge Shouxi. Research for the flood classification index system in the Yangtze River[J]. Yangtze River, 2008, 39(8): 1-2. DOI:10.3969/j.issn.1001-4179.2008.08.001 |