南黄海辐射沙脊群苦水洋海域的沉积动力特征及稳定性研究

2013-08-14倪文斐汪亚平邹欣庆高建华

海洋通报 2013年6期

倪文斐，汪亚平，邹欣庆，高建华

（南京大学地理与海洋科学学院，江苏南京 210093）

江苏省岸外北起射阳河口，南至蒿枝港口的南黄海海域发育有独特的辐射状沙脊群，称为南海黄辐射沙脊群。该沙脊群体系主要分布在水深0～25 m的内陆架及以浅水区域，南北长约200 km，东西长约90 km，并以弶港和小洋口港为顶点向外海辐散（任美锷，1986）。沙脊大小不等，长度可由数公里到数十公里，沙脊之间以潮流通道相隔。近岸水深变浅，一些沙洲低潮时可露出水面并与陆地相连，海平面之上面积达2 125.45 km2，形成了广阔的岸外土地资源。当沉积物供应和水动力（包括潮流、波浪和风暴潮）发生变化时，辐射沙脊间潮流通道的位置、形态会相应调整，使沙脊区地貌体系重新组合（张东生等，1998；高抒，2008）。

近年来，由于社会经济发展的需要，对于辐射沙脊群海域的调查和研究主要集中在具有土地利用价值的大型沙洲，以及近岸水深条件较好、具有工程意义的潮流通道（张忍顺，1992）。朱大奎（1994）、尤坤元（1998）通过对沉积动力、矿物粒度以及地形资料分析，认为西洋潮流通道较为稳定；何华春（2005）和陈可锋（2012）分别通过遥感影像解译、地形断面对比和数值模拟，分析了烂沙洋和小庙洪水道的地形演变及动力机制。同样，对于潮流通道内沉积动力过程的研究，也主要限于西洋的局部区域（刘运令等，2011）。苦水洋位于辐射沙脊群中部，近岸侧出露条子泥、高泥、竹根沙等大型沙洲，是一条重要的离岸型潮流通道。本文根据现场观测数据和历史海图资料，研究苦水洋海域的沉积动力特征和水、沙输运格局，并结合其近三十多年来的地形演变，分析水道的稳定性及变化趋势，期望对区域海洋资源开发、环境保护提供参考。

1 研究区概况

江苏岸外海域的潮汐主要受东海前进潮波和黄海旋转潮波控制，两大潮波在弶港附近海域交汇，形成具有辐聚辐散形式的潮流运动（任美锷，1986）。由于浅水潮波变形和海岸线形态影响，潮差由远海向近岸增大，在辐射中心弶港附近可达7.0 m以上。数值模拟结果显示该区潮流流速较强，平均流速达0.7～0.9 m/s，有利于沙脊-水道地貌的形成和改造（Off，1963；诸裕良等，1998）。朱玉荣（2001）通过古潮流场模拟，认为这种辐射状潮流场与沙脊群的存在无关，潮流动力是塑造沙脊-水道形态的主要动力条件。该海域波高较小，最大不超过2.0 m（何小燕等，2010）。台风和风暴潮等极端天气事件会使浅滩和深槽在短时间内发生剧烈的冲刷和淤积（张东生等，1998）。由于围垦导致的岸线变化、海平面上升等因素会在较长时间尺度上影响辐射沙脊群海域的整体地貌格局（王艳红等，2004）。

辐射沙脊的物质基底是全新世海侵以来的古长江水下三角洲；古黄河曾于1128-1855年在苏北入海，巨量沉积物供应使苏北滨岸平原和岸外水下暗沙迅速生长、淤高；黄河北归之后，废黄河水下三角洲侵蚀沉积物在潮流作用下向沙脊群输运，与南部现代长江沉积物一同成为沙脊群目前主要的沉积物来源（张忍顺，1992；王颖，2002）。每年进入沙脊群区的沉积物约有2×108t，而海岸带与沙洲每年的淤积量可达7.7×108t，因而堆积的沉积物主要来自于海底物质的再分配（朱大奎，1986）。

以蒋家沙为界，南侧沙洲主要受到长江沉积物供应，发育时间长，相对比较稳定；黄河在距今数百年内以巨量沉积物供应北侧沙洲，之后北归，沙洲接受潮流改造时间较短，目前合并、冲刷仍比较频繁（汪亚平等，1998）。1973-1993年间，外围沙洲向逐渐中心迁移，近岸沙洲总体呈现蚀退，潮流通道侵蚀加深，次级水道消长，小沙洲并入大沙洲。蒋家沙以北沙洲呈现北岸侵蚀，南岸淤涨，整体南迁（黄海军等，1998）。水道近岸端的条子泥和高泥近期不断淤长，竹根沙除部分区域侵蚀外也在淤高（高敏钦等，2009）。

苦水洋水道位于辐射沙脊群中部蒋家沙和北部外毛竹沙之间，大致呈喇叭状自竹根沙沿西南-东北向外海展宽，平均水深约15 m（图1）。近岸段水道北侧分布两个较大的沙洲，即沙洲A（121.525°E，32.985°N）和沙洲 B（121.606°E，33.029°N）。两大潮波涨潮过程中也会在竹根沙-蒋家沙汇聚。

2 材料与方法

2.1 数据采集与样品分析

2011年7月3日12：00至2011年7月4日16：00（大潮）沿苦水洋水道由近岸向外海的K01-K09、P01和P02站共计11个站位进行25 h全潮定点同步沉积动力学观测，获取水深、流速、流向、波浪、悬沙浓度等数据（图1）。在全潮期间的两个涨急和落急时刻，在近岸两条断面P1、P2进行ADCP走航。除K01、K02站采用SLC9-2型直读式海流计进行观测外，其他站位的流速、流向剖面均观测采用600 kHz或1 200 kHz WH-ADCP（美国RDI公司）进行连续观测。同时，锚系站位进行同步的现场悬沙水样采集。水样采集与海流计观测均采用6点法（即距表0.5 m，0.2 h，0.4 h，0.6 h，0.8 h，距底0.5 m，其中h为测量时水深），时间间隔为1 h。在各锚系站位还采集了表层底质样品。

图1 研究区位置及站位分布

此外，还利用HD380型双频测深仪（精度1 cm±0.1%水深，工作频率20 kHz和200 kHz），结合Sps351信标DGPS系统（定位精度0.5 m）及Haida V6.21导航定位软件，对研究区的海底地形进行了测量。测量断面上采样点的空间分辨率约为10 m，断面间距约为1 km（图2），获取水下地形。

图2 水深测线位置

在室内使用孔径为0.45 μm的滤膜对水样进行抽滤，将附着沉积物烘干、称重，计算得到悬沙浓度。潮周期典型时刻（涨落急、涨落憩）的水样，以及底质表层样用Mastersizer2000型激光粒度仪进行测试。

2.2 数据分析

2.2.1 单宽输水率和悬沙输运率首先对ADCP测得的流速、水位数据做10 min平均，去除噪声影响，流速分解为东向和北向分量。计算每层的流速和水层厚度，沿水深和时间积分，可以用下面公式计算出锚系站位潮周期输水率Qw。

积分时间段T选取全潮水位闭合的时间段，h为t时刻水深，V（z，t）为时刻t水层深度z处的流速。对于单宽水体，以C（z，t）表示时刻t水层深度z处的悬沙浓度值，按照（2）式在垂向和全潮时间内积分，可以得到锚系站位潮周期单宽悬沙输运率Qs。

2.2.2 推移质输运率和再悬浮通量

采用Bagnold型Nielsen公式计算推移质输沙率（Nielsen，1992）。推移质输沙率qb可用下面公式计算，在全潮时间内积分得到潮周期推移质输运率Qb。

式中，Φ无量纲推移质输沙率，θ=Shields数，θcr=临界Shields数，Cd=拖曳系数，V100=距海底1 m处流速，V=垂线平均流速，z0=粗糙长度，g=重力加速度，s=沉积物密度（ρs）/海水密度（ρ），d=沉积物中值粒径，v=海水运动粘度。

底床再悬浮通量ME采用Partheniades（1965）公式计算。

其中，E为侵蚀常量，τ0和τcr分别为底部切应力和临界底部切应力，V100cr为距海底1 m处的临界起动流速。

2.2.3 粒度分析与地形对比

由于McManus矩法公式计算方便精确、能够反映样品总体特征，将获得的沉积物样品采用该方法计算平均粒径、分选系数、偏态和峰态等粒度参数（贾建军等，2006）。

将辐射沙脊群海域1979年海司航保部所制1∶25万海图进行数字化，获取水深数据，并与本次测量结果统一换算到平均海平面基准，再进行地形对比。1979年海图水深为理论深度基准面，采用海图提供的潮信表信息及国家海洋信息中心出版的潮汐表中江苏沿海验潮站潮高基准面（理论深度基准面与平均海面之间的关系），网格化后采用克里金方法进行空间插值，换算为平均海面基准的水深数据。本次水下地形测量（测线见图2），采用日本NAO991B区域的潮汐模型对测深结果进行潮汐校正（Matsumoto et al，2000），网格化后同样采用克里金方法进行插值（网格均为758 m×905 m），获得平均海面基准的水深数据。

3 结果

3.1 水动力与含沙量特征

苦水洋水道外海口门附近发育有一条水下沙脊，将其分为南北两支。K01、P02和K04站位于水道主泓线上，其余站位在水道斜坡或浅滩之上。观测期间，波高主要在0.30～0.80 m之间，口门海域以涌浪为主，近岸主要为风浪。

苦水洋潮汐类型为不规则半日潮，潮差由外海向近岸增大，在P02站可达5.84 m，属于强潮潮差。水道内涨落潮历时相近，受地形影响，沿向岸方向落潮历时略大于涨潮历时（图3）。由于受到东海前进潮波和南黄海旋转潮波的共同作用，潮流具有显著的驻波特征，同时也体现出前进波的性质。在水道向岸束窄的喇叭状地形影响下，沙洲B以西的西水道内主要为往复流，涨潮流向西南，落潮流向东北；沙洲B以东的南、北水道内呈现顺时针旋转潮流，潮流椭圆长轴与水道走向夹角为10～20°。

图3 苦水洋部分站位涨落潮历时和涨落潮最大垂线平均流速

大潮期间，潮流沿水道向岸增强，涨、落潮最大垂线平均流速分别在 0.83～1.86 m/s、1.02～1.58 m/s之间。在水道内的不同位置，涨落潮流优势不同，流速相对大小也因潮而异。总体来说，南北水道内相对坡侧的优势流方向相反（K06-K09）。近岸束窄水道中最大涨落潮流流速相近，如P01、P02站，最大流速可达1.57 m/s，有利于深槽的冲刷；但平均流速显示，涨潮流略大于落潮流（图

近岸海域悬沙浓度高于外海，并与水道内流速分布特征有较好的对应性。竹根沙附近的K01站落潮平均悬沙浓度可达209 mg/L，而外海口门K08、K09站仅为 39 mg/L和78 mg/L（表1）。总体看来，北水道的悬沙浓度值高于南水道，尤其是北水道北坡K06站。悬沙浓度在潮周期内的变化具有不对称性。高值一般出现在涨急或落急时刻，并与高流速相对应，表明再悬浮的主导作用，如P02、K03、K04和K09站。一些局部站位，如P01、K05和K06站，悬沙浓度在落憩时均超过198 mg/L，表明了沉积物平流输运和沉降的控制地位。近岸水道内K01和K03站落潮悬沙浓度值远高于涨潮，外海口门K06站涨潮浓度值远高于落潮，具有明显的潮不对称特征。水体中悬沙浓度垂向分层明显，底层可超过700 mg/L。3，表1）。平潮时，流速垂向上分层不明显，往复流转流时间短，流速一般小于0.20 m/s；旋转流的转流时间较长，流速可达0.78 m/s。P1、P2断面走航结果显示，沿水道横断面，深槽的流速大于浅滩，但其近底部流速较低。

表1 各站位流速、悬沙浓度及潮周期单宽输水、输沙特征

3.2 输水、输沙特征

大潮期间，苦水洋水道内潮周期单宽输水率最大为10.40 m3/s，出现在南水道口门K08站，北水道中K06、K04站以及西水道K03、K01站的值较大，在2.66～3.34 m3/s之间（表1）。水道不同位置的净输水方向存在显著差异。尽管输水率较小，沙洲A附近西水道表现为净向岸输水，为涨潮通道。口门南、北支水道内涨落潮通道并存，北坡净向岸输水，而南坡则向海，在口门沙脊周围形成顺时针环流（图4）。K04站沿水道横断面方向净向南输水。然而在中潮时，苦水洋西水道表现为净向海输水（吴德安等，2007）。这表明随潮差的减小，苦水洋近岸水道的输水性质会发生转变。

除了K01、K02和K05站，水道内潮周期悬沙输运方向与输水方向基本一致。北水道北坡K06站和水道近岸端K01站输沙率最大，分别达到1.12 kg/s和0.92 kg/s。沙洲A附近水道单宽输沙率在0.11～0.21 kg/s之间，远小于其他站位，且向岸输运，方向与沙洲B附近水道正好相反。K04、K05站净向南输沙，这主要与净输水方向和落憩时的高悬沙浓度有关（图4）。

图4 苦水洋水道各站位潮周期单宽净输水率和悬沙输运率

图5 苦水洋水道各站位潮周期单宽推移质输运率

水道内推移质输运率比悬沙输运率小1～2个数量级。这主要是由于研究区潮流动力强，底质较细，悬沙浓度较高。在海流作用下，潮周期推移质的输运方向和大小与输水率有较好的对应关系（图5）。沙洲A附近水道输运率最小，仅为3.75×10-3kg/s和6.92×10-3kg/s，说明水道底床较为稳定；其余站位的推移质输运率相近，主要在30×10-3～50×10-3kg/s之间（表2）。K04和K05站位推移质输运均指向南、北支水道间的水下沙脊，且K04站的南向分量远大于K05站的北向分量。

表2 各站位潮周期推移质输运率、再悬浮通量及底床沉积物活动时间

3.3 海底稳定性分析

3.3.1 表层及水体沉积物分布特征

苦水洋水道内海底表层沉积物的空间分布比较复杂。一般来说，深槽较细，浅滩较粗，与近岸潮间带沉积物分布特征相异（王爱军等，2004）（图6a）。平均粒径范围在2.94～5.90 Φ之间，主要为砂质粉砂，其次为细砂和粉砂质砂（表3）。水道中水深较浅部位（如K02和P01站）底质中砂组分含量可达95%，分选中等，粒度接近正态分布。其余站位粉砂质含量较高，一般在50%左右，粘土等细颗粒物质也占到一定比重，底质粒度呈极正偏。水道束窄段（K01、P02和K03站）和口门区域（如K07、K09站）的底质中，粘土含量在11.19%～17.19%之间，砂质含量一般不超过40%。这种脊粗槽细的底质分布特征体现了由水道向沙脊的水动力分选作用。

图6 各站位 (a)底质平均粒径和水深关系；(b)涨落潮悬沙平均粒径和距岸距离关系

表3 各站位底质及悬沙粒度参数

涨落潮过程中，苦水洋海域水体里悬浮沉积物粒径有向岸减小的趋势（表3）。这与沉积物的输运过程、底质粒径组成以及水动力状况等密切相关。悬浮沉积物的优势粒径在5～7Φ之间，主要成分为粉砂和粘土，两者含量之和一般超过95%；分选较差，偏态以正偏为主。悬沙的向岸细化可能是由于沉积物在由海向陆输运的过程中，较粗颗粒物质的逐渐沉降导致。例如，K08站水体中约含有5%粗于4 Φ的颗粒组分，而K02站中该组分为几乎0。大部分站位的涨潮悬沙粒径略大于落潮，仅在近岸水道站位中（K01、K02和P01站）出现相反的情况（图6b）。近岸潮水向海岸运动，弱动力环境中细颗粒沉积物在沉降和冲刷延迟效应下，堆积在出露沙洲和潮滩上，使落潮水中悬沙粒径大于涨潮水（Wang et al，2012）。此外，垂向上悬沙级配显示上部水层中悬沙略粗于底部，这与前人在潮滩上观测结果不同（图7）（李占海等，2007）。其原因可能是近底层悬沙浓度高，絮凝作用较强导致。

3.3.2 海底活动性与再悬浮

海底沉积物的活动性通常从沉积物活动时间和活动层厚度两个方面来考虑（高抒等，2001）。由于后者往往需要季节或年际以上的时间尺度，本文仅根据该大潮期间的观测数据计算各个站位海底沉积物的活动性时间。计算方法如下：

参数的确定主要是根据前人在江苏海岸带研究结果，以及基于本次观测流速剖面的冯卡门-普朗特对数剖面公式推导（汪亚平等，2006）。由于水深较大且波高较小，因此仅考虑潮流的作用。

结果表明，大潮期间苦水洋水道海底沉积物活动性较强，所有站位活动时间均超过80%（表2）。这主要由于该海域潮流作用强劲，底质为容易起动的细砂和粉砂。活动性较小的站位主要位于近岸西水道，由于其往复流特征，转流时流速很低，海底沉积物无法起动。外海站位以旋转潮流为主，转流时次流向上流速仍较高，沉积物在整个潮周期内基本都处于活动状态，如K05、K07和K09站。这有利于海底沉积物沿水道横断面向两侧沙脊输运。在水动力较弱的小潮时段，沉积物活动时间将会显著缩短。

图7 K02、K03、K04和K08站底质和不同水层粒径分布

由于底质活动性强，苦水洋水道的再悬浮通量达到10-4kg/m2/s量级（表2）。特别是在沙洲A和沙洲B附近水道深槽中，其值可以超过1.15×10-4kg/m2/s。此外，北水道和西水道之间的K04站再悬浮通量明显高于水道其他位置。在不考虑底形迁移情况下，大潮潮周期内苦水洋海底活动层厚度可达0.5 cm左右；若考虑到推移质及悬移质输运，可能略大于该值。年际尺度内，考虑到潮相变化和风暴事件，活动层厚度可能在10-1～100m量级之间。

对于推移质输运和再悬浮通量的估算主要是基于海底非粘性沉积物的物质组成。但底质粒度分析显示，沙洲A附近深槽处粘土和粉砂所占比重很高，具有粘性沉积物不易起动的性质，其实际再悬浮通量和推移质输运率可能小于估计值。根据海底表层和水体中悬沙粒径分布关系，底质较细站位（如K03）的细颗粒沉积物主要以悬移质进入水体，而粗颗粒在海底主要以推移质沿水道或向沙脊输运；粗底质站位（如K02）水体悬沙主要来源于平流输运，床面沉积物运移型态以推移质为主（图 7）。

3.4 1979-2011年地形演变

苦水洋海域1979年和2011年海底地形以及海底冲淤空间变化表明，尽管局部水深变化较大并存在地形迁移，水道内地貌格局整体变化不大。1979年的西水道主要存在两个深槽中心，分别位于沙洲A和沙洲B附近（图8a）。沙洲A段深槽长度约为10 km，宽度约为5 km，最大深度超过22 m；沙洲B段深槽水深约18 m。北水道自外海向岸逐渐变浅，水道两坡比较宽缓。南水道水深和宽度远大于北水道，深度基本大于20 m，最大可达26 m，向岸变窄变浅。口门沙脊北坡相比南坡较缓，最浅处水深小于12 m。三条水道被17 m等深线相隔，在121.8°E，33°N附近交汇。2011年海底地形显示，沙洲A、沙洲B附近深槽相连，形成长约20 km、深度约18 m的狭长水道（图8b）。北水道外海深槽拓宽、加深至22 m，20 m等深线向岸延伸。南水道由于测量位置所限，无法得到整体地形，但其近岸端有向海迁移趋势。口门处水下沙脊变化明显，其脊顶夷平变矮，沙脊近陆端与蒋家沙沙脊东翼相连，使南水道与西水道隔开；北水道与西水道深槽贯通，苦水洋整体变得更为顺直。

图8 苦水洋海域（a）1979年（b）2011年水下地形图（c）1979－2011年海底冲淤变化

根据32年间海底冲淤变化分布，最大冲淤可达8 m，主要分布在近岸水道束窄段和口门沙脊附近（图8c）；这种大幅度的冲淤变化主要与水道、沙脊的迁移有关。沙洲A深槽内淤积厚度将近4 m，底床变得更加平直。受深槽变化影响，近岸水道两侧沙洲呈现侵蚀后退：沙洲A和沙洲B靠水道侧冲刷约5 m，水道南岸蒋家沙北侧侵蚀深度达8 m。北水道北坡淤浅3～4 m，而南坡刷深4～5 m，主泓线横向迁移约5 km；南水道北坡堆积6～8 m，南坡侵蚀约3 m。总体而言，苦水洋东部（包括口门沙脊）整体向南迁移。口门沙脊以及北侧外毛竹沙的脊顶侵蚀厚度约2 m。约3 m厚沉积物堆积在三条水道交汇处，使口门沙脊与蒋家沙东翼相连。

4 讨论

由于黄河北归后，沙脊群区北部沉积物供应逐渐减少，蒋家沙以北沙洲和水道逐渐向东和向南迁移。苦水洋水道北侧外毛竹沙脊顶的侵蚀和南坡的堆积，可能主要与该区沉积物供应背景有关。但是，南部的烂沙洋和小庙洪水道主槽也有南移趋势。因而，除了沉积物来源的影响外，水动力作用也是导致地形迁移的重要原因。本次夏季大潮期间的水动力观测结果显示出南方向分量余流（如K04站）。黄海军（2004）和刘燕春（2011）通过对遥感图像解译，证实了苦水洋在竹根沙-蒋家沙间部分水道近年来有东南方向移动趋势。由于辐射沙脊群海域冲蚀和淤积频繁，地形复杂多变，现场观测较为困难。通过对该海域建立水动力和沉积物输运数值模型，可以模拟不同季节的流场状况。根据Xing等（2012）的数值模拟结果，在考虑风、波浪、潮汐的作用下，苦水洋地区冬季与夏季的余流状况相近；但在冬季较强的偏北和偏西方向风的影响下，海水有更加向岸和向南输运的趋势。此外，冬季海洋水体温度低，悬沙浓度远高于夏季。因而，冬季的水动力状况可能更有利于苦水洋向岸方向输沙和水道向南迁移。可以预测，未来近岸西水道和北水道间会进一步贯通、加深，成为苦水洋的主水道；口门沙脊与蒋家沙连通后继续南移，使南水道向海缩进。与许多近岸港口水道受到码头建设、围垦等人类活动影响不同，离岸型苦水洋潮流通道的冲淤演变主要是对自然环境的响应（刘秀娟等，2009；巩明等，2011；倪云林等，2012）。在槽强脊弱的潮流作用下，苦水洋深槽会进一步刷深，海底沉积物向沙脊加积；当底质、水深达到平衡时，水道将会处于冲淤平衡的相对稳定状态。

5 结论

本文通过对苦水洋水道内大潮全潮沉积动力观测和1979-2011年海底地形对比分析，得到以下初步结论：

（1）苦水洋水道是潮流作用为主的潮流通道，波浪作用弱。流速和悬沙浓度自外海向陆增大，近岸束窄段水道为往复潮流，最大垂线平均流速为1.86 m/s。由岸向海，水道内的不同位置涨落潮流优势不同，口门水道内涨落潮流通道并存。

（2）海底表层沉积物平均粒径在2.94～5.90 Φ之间，呈现脊粗槽细特征，潮周期内活动性较强。水体中悬沙粒径有向岸细化趋势。水道内悬沙输运率比推移质输运率高1～2个量级，在沙洲 A（121.525°E，32.985°N）以西向陆方向输运，沙洲B（121.606°E，33.029°N）以东大致向海，与输水方向大致相同。

（3）苦水洋水道相对比较稳定，年际活动层厚度在10-1～100m量级之间。近32年间苦水洋水道形态、位置变化不大，局部存在冲淤和地形迁移。口门北支水道20 m深槽拓宽、向岸延伸，并向南迁移；西水道沙洲A附近深槽向海伸展，有与北水道贯通趋势，整体变得更加顺直，未来可能成为苦水洋的主水道。

致谢：长江委下游局李树明、钟跻文参加了野外工作，南京大学赵善道、杜家笔帮助进行室内过滤、沉积物样品分析及数据资料整理，特此致谢！

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