(Long-term Sediemnt Decline Cause Ongoing Shrinkage of the Mekong Megadelta, Vietnam)
Toru Tamura, Van Lap Nguyen, Thi Kim Oanh Ta, Mark D.
Bateman, Marcello Gugliotta, Edward J. Anthony, Rei Nakashima and Yoshiki Saito
– Bình Yên Đông lược dịch
Scientific Reports – 2020
Sạt lở ở Đồng bằng sông
Cửu Long. [Ảnh: VNExpress]
Đất thấp ven biển của các đồng bằng sông, cùng với khí hậu ẩm ướt của chúng, có đặc tính năng suất cao hỗ trợ cho những dân số lớn. Chúng cũng dễ bị tổn thương cao với khí hậu và thay đổi của mực nước biển cũng như ảnh hưởng của hoạt động của con người [1-3]. Đồng bằng sông Cửu Long ở miền nam Việt Nam (ĐBSCL) là đồng bằng lớn thứ 3rd trên thế giới và có nguồn phù sa lớn lâu dài trong lưu vực rộng lớn của nó chịu ảnh hưởng của gió mùa Á Châu. Tuy nhiên, những xáo trộn lưu vực do con người gây ra gần đây chẳng hạn như việc xây cất đập thủy điện [4,5] và khai thác cát sông [6-9], có thể cùng với sụt giảm lưu lượng do thay đổi khí hậu gây ra [10], được xem như là nguyên nhân của sự sụt giảm nghiêm trọng trong lượng phù sa đến bờ biển, kết hợp với những lo ngại về sụt lún tồi tệ do bơm nước ngầm tăng tốc [11] và vì thế đưa đến việc sạt lở bờ biển gia tăng với hình ảnh vệ tinh có độ phân giải cao từ năm 1993 đến 2013 cho thấy một mức gia tăng đáng kể trong 10 năm qua [12]. Phân tích lâu dài bao gồm 1973-2015 cũng xác nhận sạt lở bờ biển tăng tốc trong vài thập niên vừa qua, nhất là sau 2005, để đáp ứng với khả năng gia tăng của các đập thủy điện trong lưu vực Mekong [13] và việc khai thác cát mạnh mẽ trong các lòng lạch ở đồng bằng [6-9].
Mặc dù đặc tính được hoàn chỉnh của những thay đổi bờ biển gần đây của đồng bằng làm nổi bật ảnh hưởng của các hoạt động kỹ nghệ bên trong lưu vực Mekong sau thập niên 1990s, câu hỏi vẫn hiện hữu. Sự gia tăng của sạt lở bờ biển sau thập niên 1990s phần lớn gây lo ngại cho vùng cửa sông có nhiều cát ở đồng bằng. Bờ biển bùn dọc theo bán đảo Cà Mau, tạo nên phần lớn của ĐBSCL nhô ra Biển Đông (hay Nam Hải), đã bị sạt lở từ thập niên 1970s [13,14], với các bản đồ ịch sử cho thấy sạt lở có thể bắt đầu trước năm 1940 [15]. Sự thu hẹp đang diễn ra của ĐBSCL, do đó, không thể được quy trực tiếp cho các hoạt động kỹ nghệ gần đây trong lưu vực Mekong. Chúng tôi cho rằng một triển vọng lâu dài bằng cách dùng tài liệu phù sa thì không thể tránh để hiểu những nguyên nhân căn bản của sự thu hẹp của ĐBSCL.
Những thay đổi bờ biển lâu dài của ĐBSCL chỉ được giới hạn trong vùng cửa sông [16] và thiếu dữ kiện thích hợp trong vùng tây nam của đồng bằng nhô ra, khiến cho những nghiên cứu trước đây phải đưa ra những giả thiết về tăng trưởng/sạt lở của đồng bằng trong vùng nầy [17,18]. Ở đây, chúng tôi tái lập toàn thể bờ Biển Đông của ĐBSCL bằng cách sưu tập phù sa mới được thu thập và tài liệu hình dạng đất với dữ kiện hiện nay. Việc tái lập cho thấy những biến đổi thời gian và không gian của thay đổi bờ biển và làm nổi bật một nối kết chặt chẽ giữa sự khởi đầu của sạt lở trường kỳ và việc phát triển hệ thống kinh thủy nông ở đồng bằng, được kết hợp với sự trì hoãn của việc bồi lắng bùn nhanh chóng lâu dài.
Vùng nghiên cứu
ĐBSCL đã di chuyển trong 8.000 năm qua để đáp ứng với việc
giảm tốc của mực nước biển sau băng hà [19,20] và là đại diện của đồng bằng hỗn
hợp năng lượng [21,22]. Hiện nay, các
tiến trình sóng thủy triều dợn thống trị bờ biển [22,23], nơi các nhánh sông có
đặc tính của việc biến đổi từ thượng lưu đến hạ lưu từ các tiến trình sông đến
cửa sông với thủy triều chiếm ưu thế [24-26].
Trái ngược giữa gió mùa đông và mùa hè định nghĩa một chu kỳ bồi lắng
phù sa hàng năm ở bờ biển [23,27,28].
Gió mùa hè tây nam có đặc tính của gió và chế độ sóng yếu nhưng mang độ
ẩm gây ra ngập lụt sông và nguồn cung cấp phù sa sông, trong khi gió mùa đông
đông bắc thì khô hơn với nguồn phù sa sông hạn chế nhưng có gió và chế độ sóng
mạnh hơn. Hậu quả là, dọc theo chiều
NE-SW của bờ Biển Đông, một tỉ lệ phù sa đáng kể bồi lắng và được trữ gần các
cửa sông trong mùa hè được tái động trong mùa đông và được vận chuyển theo
hướng tây nam bởi dòng nước dọc theo bờ biển do sóng tạo nên. Điều nầy được trợ giúp bởi dòng nước thủy
triều [12,22,29] vả cũng có việc chia tách phù sa rõ rệt. Phù sa có nhiều cát hơn chiếm ưu thế từ các
cửa sông đến khoảng 30 km trôi giạt (về hướng tây) của cửa sông Bassac [Hậu],
cửa sông ở phía tây cuối cùng, trong khi trôi giạt xa bờ hơn phần lớn là bùn
[30] (Hình 1B). Sự tách chia nầy cũng
được ghi nhận trong hình dạng đất đồng bằng còn sót lại như những cồn cát ở bãi
biển chỉ xảy ra trong vùng cửa sông [16], trong khi bán đảo Cà Mau hoàn toàn là
một đồng bằng bùn.
Hình 1 (a) Vị trí của ĐBSCL. Lưu vực của sông Mekong và Hồng
được tô màu. Bản đồ được lấy từ tài liệu
tham khảo [19] và được tạo ra bởi phần mềm Adobe Illustrator 2020. (B) Bản đồ
kết hợp hình thái của ĐBSCL [45] và chiều sâu tương đối với mực nước biển trung
bình và lớp dưới mặt dất của vùng bờ biển [21,30]. Một mặt cắt (X-X’) được định nghĩa nối 6 lổ
khoan mới được thu thập để tạo thành Hình 2.
Tuổi OSL NE và SW của sông Bassac từ dữ kiện hiện có [16] và mới được
báo cáo trong bài viết nầy, theo thứ tự.
Các đoạn bờ biển được ấn định theo phân tích không gian trước đây [13]
trong khi Seg 1 được chia ở đây thành Seg 1a và 1b bởi cửa sông Bassac. Bản đồ được đơn giản hóa từ tài liệu tham
khảo [45] và được tạo nên bởi phần mềm Adobe Illustrator 2020. (C) Biến đổi
nhiệt độ của mức trung bình của thay đổi bờ biển từ 1973 đến 2015 cho các đoạn
bờ biển [13].
Hình 2 Một mặt cắt được xác định bởi các lổ khoan dọc theo
trục X-X’ trong Hình 1. Đường cùng thời
gian 2,3, 1,4, và 0,6 ngàn năm (ka) được định nghĩa theo phép nội suy thẳng của
tuổi radiocarbon thu thập từ những bồi lắng Holocene bên trên nền
Pleistocene. Chiều sâu của lổ khoan
tương đối với cao độ của mật đất ở mỗi lổ.
Bốn đoạn bờ biển (Segs 1-4) trong đồng bằng được ấn định từ việc phân tích không gian từ 1973 đến 2015 [13] (Hình 1B và 1C). Seg 1, xảy ra ở vùng cửa sông từ cuối NE của bờ biển đến 30 km SW của Bạc Liêu, cho thấy sự di chuyển trong hầu hết thời gian với sụt giảm bồi lắng và chuyển sang sạt lở từ năm 2000 đến 2015. Seg 2, kéo dài từ cuối SW của Seg 1 đến mũi của bán đảo Cà Mau, đã thụt lùi liên tục ở mức >20 m/năm. Seg 3, một bờ biển phức tạp từ mũi Cà Mau đến cửa Sông Đốc, cho thấy nhiều biến đổi lớn liên quan đến sự sụt giảm từ từ trong mức bồi lắng ròng. Seg 4, giữa Sông Đốc và Rạch giá, cho thấy bồi lắng ít nhất trong 2 đoạn cho đến đầu năm 1990 khi sạt lở bắt đầu xảy ra. Ở đây, bờ biển của Seg 1 được chia thành Seg 1a và 1b ở cửa sông Bassac (Hình 1B).
Kết quả
Các lổ khoan, mô tả đầy đủ được trình bày trong Tin tức Bổ sung, xác định một mặt cắt qua đồng bằng (X-X’ trong Hình 1B). Ba lổ cho thấy phù sa nền biển Pleistocene ở dưới đồng bằng hiện đại ở chiều sâu 17-34 m (Hình 2). Một lổ (CM3) ghi được bồi lắng phù sa đước ở trên nền nầy trong lúc nước biển dâng sau băng hà khoảng 10 ka (10 ngàn năm trước đây). Tất cả các lổ khoan khác là cát và bùn đồng bằng với vỏ của động vật thân mềm biển và những mức độ khác nhau của phù sa bồi lắng bị nhiễu loạn sinh vật. Đáng chú ý, bề mặt mịn của phù sa do vận chuyển dọc theo bờ được tìm thấy trong lổ khoan ST3 cho thấy những thay đổi nhịp nhàng của cát mịn và rất mịn và bùn, cũng như trong các lổ khoan trôi xuống CM2-6 cho thấy bùn lớn lao xen vào giữa những lớp bùn thô và cát rất mịn mỏng. Điều nầy phù hợp với sự tách rời trôi giạt được xác định dọc theo bờ biển và mặt trước của đồng bằng (Hình 1B).
Đo thời gian bằng radiocarbon và OSL [optically stimulated luminescence (dùng để đo tuổi của vật liệu cỗ)] cung cấp khuôn khổ theo thứ tự thời gian của sự kiện (Hình 1B và 2). Lổ khoan ST3 có đặc tính của sự tích lũy liên tục từ 4,4 đến 1,4 ka. Các lổ khoan CM2-6 trẻ hơn trong việc tiến ra biển và trôi giạt, phù hợp với sự di chuyển về phía tây nam của đồng bằng. Các lổ khoan CM2 và CM4 đại diện cho sự tích lũy phù sa từ 4,5 đến 3,0 ka, một giai đoạn ban đầu của sự di chuyển của ĐBSCL, trong khi tất cả các lổ khoan ghi nhận ít tích lũy cho khoảng 2,3-1,4 ka. Việc di chuyển nhanh chóng đoạn xảy ra sau 1,4 ka trong các lổ khoan CM2-6. Phần trên của các lổ khoan CM2, 3, 5, và 6 thì trẻ hơn 0,6 ka, tiết lộ rằng bờ biển nằm ngay về phía đất liền của CM2 và CM5 ở 0,6 ka. Những cồn cát bãi biển gần Sóc Trăng có tuổi từ 1,4-2,8 ka, đại diện cho sự di chuyển bờ biển cát trong khi bồi lắng ngoài biển xảy ra ở vị trí ST3 (Hình 1B). Việc tiến ra biển của Sóc Trăng ngoài 20 km bãi bùn, một cụm cồn cát bãi biển khác có tuổi < 0,6 ka. Hai nhóm cồn cát bãi biển cho thấy 2 giai đoạn của việc di chuyển bờ biển chậm ở 2,8-1,4 ka và sau 0,6 ka, giữa đó xảy ra việc di chuyển nhanh chóng ở 1,4-0,6 ka. Tuổi OSL của phù sa giữa thủy triều trong bãi bùn giữa thành phố Cà Mau và Vị Thanh thay đổi từ 0,9 đến 2,7 ka và trở thành trôi giạt và tiến ra biển trẻ hơn, phù hợp với sự di chuyển của bờ biển.
Kết hợp những dữ kiện hiện có và mới nầy cho phép, lần đầu
tiên, tái lập đường cùng thời gian và vị trí của bờ biển ở 0,6, 1,4, và 2,3 ka
cùng với toàn thể bờ Biển Đông của ĐBSCL (Hình 3A). Từ đó, chúng tôi tính mức bồi lắng cho Seg 1
và 2 (Hình 3B). Mức bồi lắng tổng quát
của Seg 1 phù hợp trong 2,3 ka vừa qua, thay đổi từ +2 đến +4 km2/năm
(ngoại trừ 1973-77 và sau thập niên 1990s).
Ngược lại, Seg 2 cho thấy một gia tăng lớn lao trong bồi lắng sau 1,4
ka, cùng giai đoạn với sự gia tăng trong Seg 2 đã trải qua một sự bồi lắng đến
+ 4 km2/năm để hình thành toàn thể bán đảo Cà Mau. Một phân tích bản đồ [15] cho thấy rằng trong
thời gian từ 1885 đến 1940, khúc phía đông dài 60 km của Seg 2 chuyển sang sạt
lở với mức độ mất bờ biển trung bình là -1,5 km2/năm. Điều nầy đã tiến hóa thành sạt lở liên tục
của toàn Seg 2 ở mức từ -2 đến -3 km2/năm [13]. Ngân sách tổng cộng của diện tích đồng bằng
Segs 1 và 2 thì dương nhẹ từ thập niên 1970s đến thập niên 1990s trước khi việc
di chuyển bờ biển giảm trong Seg 1 khiến cho đồng bằng bị thu hẹp ròng. Hai kết quả quan trọng của việc trên thì phù
hợp với sạt lở liên tục trong Seg 2 chịu trách nhiệm cho hầu hết bờ biển bị sạt
lở về mặt diện tích, và rằng một mức tụt giảm của c. 6-7 km2/năm trong
ngân sách phù sa đã xảy ra vào lúc nào đó trước thập niên 1970s tương đối với
ngân sách trung bình cho 600 năm qua.
Hình 3 (A) Bờ biển trong quá khứ được tái lập của bờ Biển Đông của ĐBSCL ở 2,3, 1,4, và 0,6 ka dựa trên sự kết hợp tuổi radiocarbon của các lổ khoan và tuổi OSL của các cồn cát bãi biển và bùn giữa thủy triều. ST: Sóc TBL: Bạc Liêu, CM: Cà Mau, TV: Trà Vinh, BT: Bến Tre, MT: Mỹ Tho. Chiều hướng của thay đổi bờ biển gần đây được cho thấy. Bản đồ được đơn giản hóa từ Hình 1B và được tạo nên bằng phần mềm Adobe Illustrator 2020. (B) Ước tính của thay đổi diện tích lâu dài cho khúc bờ biển được định nghĩa trong Hình 3A sau 2.300 năm trước cùng với mức ngắn hạn trong những thập niên gần đây [13,15]. Seg 2’ đại diện cho ½ phía đông của Seg 2 dài 60 km. Múc độ được cho thấy ở AD 1913, 1953, 150, 1000 và 1700 đại diện cho các thời gian AD 1885-1940, AD 1940-1965, 1,4-2,3 ka, 0,6-1,4 ka, và sau 0,6 ka, theo thứ tự. Vùng tô màu xám cho thấy thời gian khi hệ thống kinh đào được xây rộng rãi cho thủy nông ở ĐBSCL dưới thời triều Nguyễn và thuộc địa Pháp [41]. (C) Những thay đổi của diên tích canh tác, dân số, và tổng số chiều dài của kinh đào ở ĐBSCL trong 200 năm qua sau khi việc sưu tập dữ kiện hiện có [43].
Thảo luận
Bờ biển SW của ĐBSCL cạnh Biển Đông trải qua những thay đổi lớn lao với mức độ và lề lối của sự di chuyển trong 2,5 ka vừa qua, cuối cùng đạt đến chiều hướng sạt lở liên tục trong thế kỷ 20th. Gia tăng trong nguồn cung cấp phù sa sau 1,4 ka đến Seg 1b và 2 có thể phản ánh một sự gia tăng trong lượng phù sa bùn tổng cộng và việc tăng cường việc vận chuyển dọc theo bờ biển. Điều nầy cùng lúc với nguồn cung cấp phù sa được nâng cao đến các sông của Trung Hoa do thay đổi cách sử dụng đất ở Trung Hoa [31]. Những thay đổi cách sử dụng đất nầy có vẻ đã tăng tốc sự di chuyển của sông Hồng sau 1-2 ka [32], và điều nầy có lẽ cũng xảy ra trong lưu vực Mekong láng giềng (Hình 1A). Sự tăng tốc rõ rệt của nguồn phù sa sau 0,6 ka cũng có thể được thuận lợi bởi dân số Trung Hoa di dân đến Yunnan (Vân Nam) liên hệ với nhà Minh được thiết lập vào cuối thế kỷ 14th. Thay đổi khí hậu, như được biểu lộ gần đây [10], có thể chiếm một phần những thay đổi của lượng phù sa. Những tài liệu đại diện ở Nam Trung Hoa [33] và Tibet (Tây Tạng) [34] cho thấy độ ẩm khu vực gia tăng sau 1,5-2 ka. Thay đổi trong lề lối bồi lắng trong ĐBSCL ở 0,6 ka, từ di chuyển đồng nhất của Seg 1b và 2 đến di chuyển có chọn lọc của Seg 2, cho thấy phù sa bỏ qua Seg 1b. Việc bỏ qua nầy có thể do tính dữ dội của gió mùa mùa đông thúc đẩy vận chuyển dọc theo bờ biển. Tính dữ dội như thế được báo cáo vào khởi đầu của Little Ice Age ở Đông và Đông Nam Á [35].
Việc xây cất đập gần đây, khai hác cát sông và sụt giảm đước ở địa phương [36] không thể giải thích thỏa đáng cho sạt lở bờ biển phía đông của bán đảo Cà Mau và cho các đặc tính sạt lở liên hệ được xác định trong đồng bằng nằm dưới nước gần đó [30]. Dữ kiện của chúng tôi cho thấy rằng sụt giảm đáng kể trong nguồn cung cấp phù sa và bảo đảm sạt lở có lẽ bắt đầu từ 1885 đến 1940. Chúng tôi ghi nhận rằng mức thụt lùi trung bình trong thời gian nầy có vẻ giống (c. 20 m/năm) với mức sau thập niên 1970s [15]. Ngược với mức thụt lùi của bờ biển cát hiện đại, chúng tôi đề nghị rằng nguyên nhân của sạt lở lần nầy là do sự cô lập phù sa trong đồng lụt do thay đổi lớn lao do con người gây ra ở đó. Lưu lượng lũ và ngập lụt trong đồng lụt đã được điều chỉnh đáng kể bởi việc xây cất một hệ thống kinh đào và đê dày đặc [37-40]. Điều nầy được khuyến khích trong thời thuộc địa từ năm 1885 cho thủy vận và thủy nông nông nghiệp [41,42]. Hậ thống kinh đào đã giúp làm tăng lớn lao diện tích canh tác lúa ở đồng bằng đạt đến 24.000 km2 vào năm 1930 [43] (Hình 3C). Nước lũ được khuyến khich qua hệ thống kinh đào để tràn vào đồng lúa để bồi lắng phù sa mầu mỡ [37,44]. Việc bồi lắng phù sa nầy, được gia tăng bởi phù sa bồi lắng trong các kinh, ngân chận và tích trữ phù sa bùn trong đồng lụt thay vì được vận chuyển đến bờ biển [40,41]. Mức bồi lắng phù sa trung bình ở đồng bằng 6,86 kg/m2 (6 mm/năm) được tính toán từ việc theo dõi tại chỗ một diện tích đồng bằng khoảng 115 km2 gồm có một hệ thống kinh đào dày đặc [39]. Nước thường ứ đọng trong những đồng lúa nầy khuyến khích bồ lắng hoàn toàn chất dinh dưỡng màu mỡ vì thế có ít phù sa đi xuống các địa phương ở hạ lưu [40], và, bằng suy luận, bờ biển. Nếu mức độ nầy được áp dụng cho toàn thể diện tích trồng lúa vào năm 1930, điều nầy sẽ đưa đến một sự sụt giảm lớn lao trong nguồn cung cấp bùn cho bờ biển. Mặc dù sự xuất hiện của hệ thống kinh đào ảnh hưởng đến nguồn cung cấp bùn cho bờ biển, phù sa ở đáy sông vận chuyển cát các nhánh sông ở đồng bằng vẫn không bị thay đổi. Như là một kết quả, bờ biển cát tương ứng với Seg 1 tiếp tục di chuyển cho đến thập niên 1990s trong khi bờ biển bùn trong Seg 2 bị sạt lở nhanh chóng. Tuy nhiên, cũng cần lưu ý rằng ngay cả Seg 1 cũng cho thấy nhiều dấu hiệu của sự di chuyển chậm lại từ năm 2013 [12]. Sau cùng, sự trì hoãn của bồi lắng lâu dài cũng có vẻ tạo điều kiện thuận lợi cho sạt lở bờ biển. Sự di chuyển rất nhanh của bán đảo Cà Mau sau 0,6 ka nâng cao sự phơi bày với sóng và dòng nước theo bờ được thúc đẩy bởi gió mùa mùa đông, và điều nầy đưa đến tính dễ tổn thương gia tăng với sạt lở. Sạt lở nầy [29] có thể tồi tệ thêm bởi sụt lún đất đáng chú ý liên quan đến việc khai thác nước ngầm gia tăng lớn lao sau thập niên 1990s [11] và bởi thay đổi đang diễn ra của mực nước biển. Phạm vi của việc khai thác cát và hậu quả đào sâu các nhánh sông trong ĐBSCL [6] ảnh hưởng việc tái phân phối là một vấn đề khác cho công việc trong tương lai. Đào sâu lòng lạch có thể có ảnh hưởng phản hồi đối với sự xâm nhập của nước mặn và việc tái phân phối của bùn ở phần trên cửa sông trong mùa khô có khả năng làm giảm số bùn được vận chuyển dọc theo bờ biển phía đông đến bán đảo Cà Mau [12]. Hệ quả của nghiên cứu của chúng tôi là ngay nếu nguồn cung cấp phù sa được phục hồi lại mức trước thập niên 1990s, điều nầy không đủ để ngăn chận thêm sạt lở thêm bờ biển bùn ở ĐBSCL.
Những phương pháp
Để kềm chế tài liệu bồi lắng đồng bằng lâu dài và những thay đổi bờ biển, chúng tôi thu thập 6 lổ khoan phù sa, 66 tuổi từ radiocarbon, và 13 và 7 tuổi OSL cho cồn cát bãi biển và phù sa bùn đồng bằng, theo thứ tự. Các lổ khoan phù sa thu thập được ở vị trí ST3 và CM2-6 (Hình 1B, Bảng S1) chỉ có ½ và được mô tà để xác định hình dáng của phù sa và thu thập vỏ động vật thân mềm và các mảnh cây cối để định tuổi bằng radiocarbon. Các mẫu phù sa để định tuổi bằng OSL được thu thập bằng lưỡi khoan tay ở độ sâu từ 0,87-2,05 m, ngoại trừ 1 mẫu được lấy ở độ sâu 2,6-2,65 m trong lổ khoan CM4. Mức của các mẫu khoan tay tương ứng với phần trên của bãi biển đến mức cồn cát basal ở các vị trí cồn cát bãi biển và mức giữa thủy triều của bãi bùn, và vì thế được xem như đại diện cho bối lắng bờ biển. Sụt lún cộng dồn của các vị trí lấy mẫu được mô phỏng là < 0,3 m [11] và vì vậy không đáng kể. Chi tiết của việc phân tích định tuổi bằng radiocarbon và OSL được cung cấp trong tin tức bổ sung. Tuổi OSL và điều chỉnh tuổi radiocarbon được trình bày tương đối với AD 2015.
Tin tức bổ sung
Tin tức bổ sung cho bài viết nầy có thể tìm thấy trên mạng ở https://doi.org/10.1038/s41598-020-64630-z.
Tài liệu tham khảo
1. Syvitski, J.
P. & Saito, Y. Morphodynamics of deltas under the infuence of humans. Glob. Planet. Change 57, 261–282 (2007).
2. Giosan, L.,
Syvitski, J., Constantinescu, S. & Day, J. Climate change: protect the
world’s deltas. Nature 516, 31–33
(2014).
3. Best, J.
Anthropogenic stresses on the world’s big rivers. Nat. Geosci. 12, 7–21 (2019).
4. Walling, D.
E. Te changing sediment load of the Mekong River. AMBIO 37, 150–158 (2008).
5. Kummu, M.,
Lu, X. X., Wang, J. J. & Varis, O. Basin-wide sediment trapping efciency of
emerging reservoirs along the Mekong. Geomorphology
119, 181–197 (2010).
6. Brunier, G.,
Anthony, E. J., Goichot, M., Provansal, M. & Dussouillez, P. Recent
morphological changes in the Mekong and Bassac river channels, Mekong delta: The
marked impact of river-bed mining and implications for delta destabilisation. Geomorphology 224, 177–191 (2014).
7. Bravard,
J.-P., Goichot, M. & Galliot, S. Geography of sand and gravel mining in the
Lower Mekong River. First survey and impact assessment. EchoGéo 26, 13659, https://doi.org/10.4000/echogeo.13659
(2013).
8. Jordan, C. et
al. Sand mining in the Mekong Delta revisited - current scales of local
sediment defcits. Sci. Rep. 9, 17823,
https://doi.org/10.1038/s41598-019-53804-z
(2019).
9. Hackney, C.
et al. River bank instability is induced by unsustainable sand mining in the
lower Mekong River. Nat. Sustain. 3,
217–225, https://doi.org/10.1038/s41893-019-0455-3
(2020).
10. Darby, S. E.
et al. Fluvial sediment supply to a mega-delta reduced by shifing
tropical-cyclone activity. Nature
539, 276–279 (2016).
11. Minderhoud, P.
S. J. et al. Impacts of 25 years of groundwater extraction on subsidence in the
Mekong delta, Vietnam. Environ. Res.
Lett. 12, 064006, https://doi.org/10.1088/1748-9326/aa7146
(2017).
12. Anthony, E. J.
et al. Linking rapid erosion of the Mekong River delta to human activities. Sci. Rep. 5, 14745, https://doi.org/10.1038/srep14745 (2015).
13. Li, X., Liu,
J. P., Saito, Y. & Nguyen, V. L. Recent evolution of the Mekong Delta and
the impacts of dams. Earth-Sci. Rev.
175, 1–17 (2017).
14. Besset, M.,
Anthony, E. J., Brunier, G. & Dussouillez, P. Shoreline change of the
Mekong River delta along the southern part of the South China Sea coast using
satellite image analysis (1973–2014). Géomorphologie:
Relief, Processus, Environnement 22, 137–146 (2016).
15. Nguyen, V.L.,
Ta, T.K.O., Tateishi, M. & Kobayashi, I. Coastal variation and saltwater
intrusion on the coastal lowlands of the Mekong River Delta, Southern Vietnam.
In: Land-Sea Link in Asia in Proceedings
of an international workshop on sediment transport and storage in coastal
sea-ocean system (ed. Saito, Y., Ikehara, K. & Katayama, H.) 212–217
(1999).
16. Tamura, T. et
al. Origin and evolution of interdistributary delta plains; insights from
Mekong River delta. Geology 40,
303–306 (2012).
17. Liu, J. P.,
DeMaster, D. J., Nittrouer, C. A., Eidam, E. F. & Nguyen, T. T. A seismic
study of the Mekong subaqueous delta: Proximal versus distal sediment
accumulation. Cont. Shelf Res. 147,
197–212 (2017).
18. Zoccarato, C.,
Minderhoud, P. S. & Teatini, P. Te role of sedimentation and natural
compaction in a prograding delta: insights from the mega Mekong delta, Vietnam.
Sci. Rep. 8, 11437, https://doi.org/10.1038/s41598-018-29734-7
(2018).
19. Tamura, T. et
al. Initiation of the Mekong River delta at 8 ka: Evidence from the sedimentary
succession in the Cambodian lowland. Quat.
Sci. Rev. 28, 327–344 (2009).
20. Tjallingii,
R., Stattegger, K., Stocchi, P., Saito, Y. & Wetzel, A. Rapid fooding of
the southern Vietnam shelf during the early to mid‐ Holocene. Jour. Quat. Sci. 29, 581–588 (2014).
21. Ta, T. K. O.,
Nguyen, V. L., Tateishi, M., Kobayashi, I. & Saito, Y. Holocene delta
evolution and depositional models of the Mekong River delta, southern Vietnam
in River Deltas—Concepts, Models, and
Examples (ed. Giosan, L. & Bhattacharya, J. P.) 453–466 (SEPM, 2005).
22. Anthony, E. J.
et al. Morphodynamics of an eroding beach and foredune in the Mekong River
delta: implications for deltaic shoreline change. Cont. Shelf Res. 147, 155–164 (2017).
23. Tamura, T. et
al. Monsoon-infuenced variations in morphology and sediment of a mesotidal
beach on the Mekong River delta coast. Geomorphology
116, 11–23 (2010).
24. Nowacki, D.
J., Ogston, A. S., Nittrouer, C. A., Fricke, A. T. & Van, P. D. T. Sediment
dynamics in the lower M ekong R iver: Transition from tidal river to estuary. Jour. Geophys. Res. Oceans 120,
6363–6383 (2015).
25. Gugliotta, M.
et al. Process regime, salinity, morphological, and sedimentary trends along
the fuvial to marine transition zone of the mixed-energy Mekong river Delta,
Vietnam. Cont. Shelf Res. 147, 7–26 (2017).
26. McLachlan, R.
L., Ogston, A. S. & Allison, M. A. Implications of tidally-varying bed
stress and intermittent estuarine stratifcation on fne-sediment dynamics
through the Mekong’s tidal river to estuarine reach. Cont. Shelf Res. 147, 27–37 (2017).
27. Xue, Z., Liu,
J. P., DeMaster, D., Van Nguyen, L. & Ta, T. K. O. Late Holocene evolution
of the Mekong subaqueous delta, southern Vietnam. Mar. Geol. 269, 46–60 (2010).
28. Xue, Z., He,
R., Liu, J. P. & Warner, J. C. Modeling transport and deposition of the
Mekong River sediment. Cont. Shelf Res.
37, 66–78 (2012).
29. Marchesiello,
P. et al. Erosion of the coastal Mekong delta: assessing natural against man
induced processes. Cont. Shelf Res.
181, 72–89 (2019).
30. Unverricht, D.
et al. Modern sedimentation and morphology of the subaqueous Mekong Delta,
Southern Vietnam. Glob. Planet. Change
110, 223–235 (2013).
31. Wang, H. et
al. Recent changes of sediment fux to the western Pacifc Ocean from major
rivers in East and Southeast Asia. Earth-Sci.
Rev. 108, 80–100 (2011).
32. Tanabe, S. et
al. Holocene evolution of the Song Hong (Red River) delta system, northern
Vietnam. Sed. Geol. 187, 29–61
(2006).
33. Dykoski, C. A.
et al. A high-resolution, absolute-dated Holocene and deglacial Asian monsoon
record from Dongge Cave, China. Earth
Planet. Sci. Lett. 233, 71–86 (2005).
34. Bird, B. W. et
al. Late-Holocene Indian summer monsoon variability revealed from a
3300-year-long lake sediment record from Nir’pa Co, southeastern Tibet. The Holocene 27, 541–552 (2017).
35. Tamura, T. et
al. Luminescence dating of beach ridges for characterizing multi-decadal to
centennial deltaic shoreline changes during Late Holocene, Mekong River delta. Mar. Geol. 326, 140–153 (2012).
36. Besset, M. et
al. Mangroves and shoreline erosion in the Mekong River delta, Viet Nam. Estuar. Coast. Shelf Sci. 226, 106263, https://doi.org/10.1016/j.ecss.2019.106263
(2019).
37. Hung, N. N. et
al. Floodplain hydrology of the Mekong Delta Vietnam. Hydrol. Process. 26, 674–686 (2011).
38. Hung, N. N. et
al. Sedimentation in the foodplains of the Mekong Delta, Vietnam. Part I:
suspended sediment dynamics. Hydrol.
Process. 28, 3132–3144 (2013).
39. Hung, N. N. et
al. Sedimentation in the foodplains of the Mekong Delta, Vietnam. Part II:
deposition and erosion. Hydrol. Process.
28, 3145–3160 (2013).
40. Kuenzer, C. et
al. Flood mapping and food dynamics of the Mekong delta: ENVISAT-ASAR-WSM based
time series analyses. Remote Sens. 5,
687–715 (2013).
41. Biggs, D.
Canals in the Mekong Delta: a historical overview from 200 C.E. to the present.
Water Encyclopedia 4, 748–752 (2005).
42. SIWRP. The project for Climate Change Adaptation
for Sustainable Agriculture and Rural Development in the Coastal Mekong Delta
in Vietnam – Final Report (Japan International Cooperation Agency, 2013).
43. Nguyen, H. H.,
Dargusch, P., Moss, P. & Tran, D. B. A review of the drivers of 200 years
of wetland degradation in the Mekong Delta of Vietnam. Reg. Environ. Change 16, 2303–2315 (2016).
44. Tran, D. D.
& Weger, J. Barriers to implementing irrigation and drainage policies in an
Giang Province, Mekong Delta, Vietnam. Irrigation
and Drainage 67, 81–95 (2018).
45. Nguyen, V. L.,
Ta, T. K. O. & Tateishi, M. Late Holocene depositional environments and
coastal evolution of the Mekong River Delta, southern Vietnam. Jour. Asian Earth Sci. 18, 427–439
(2000).
No comments:
Post a Comment