近50a 来福建海坛海峡动力地貌演变过程

王伟斌 , 姚弘毅 , 蔚广鑫 , 郑承忠

1. 福建海洋研究所, 福建 厦门 361013;

2. 福建省海陆界面生态环境重点实验室, 福建 厦门 361102

海坛海峡位于福建省东北部, 台湾海峡西侧北端, 是福建大陆沿海与中国第五大岛——海坛岛之间形成的一个长约40km 的南北向狭长型峡道, 其东南口和东北口皆与台湾海峡相连, 西北向接福清湾, 西南口毗邻兴化湾外海。海峡整体呈现出南北两头宽、中间窄的形态, 小山东至娘宫一线以北海面较为开阔, 宽度可达10km 以上, 两岸地形低平; 以南的可门岛至吉钓岛一线海面狭窄, 宽度仅约3km。海坛海峡属构造成因的海峡, 狭长的水道内, 两侧发育有岩滩、沙滩及泥滩。在往复流长期作用下, 海峡型潮流脊系发育, 条带状沙脊和侵蚀沟槽相间分布, 自海峡北部的三滩两槽演化为中部的四滩三槽, 再至南部的三滩两槽(卢惠泉 等, 2009a; 吴承强, 2011), 直至南口的拦门沙。同时, 海峡内礁石及岛屿交错分布, 地貌形态复杂(图1)。另一方面, 半封闭型海湾一般多为驻波, 但是受到独特的地形环境约束和太平洋潮波系统的影响, 海峡内的潮波具有前进波的特性, 同时从海峡两侧进入海峡的南北潮流, 在分流尾屿和箩屿附近形成一个汇潮面, 使得海坛海峡内水动力环境变化复杂(汤军健 等, 2006)。 在自然条件下, 海坛海峡内的各深槽处于弱冲刷状态, 海峡两侧港湾及其他海底位置则处于稳定或弱淤积状态(卢惠泉 等, 2009a)。闽江口南下及浙闽沿岸流所携带的泥沙为其提供了丰富的泥沙来源(郑承忠, 1997; 卢惠泉 等, 2009a)。然而近几十年来, 随着人类活动对自然环境干预的不断增强, 海坛海峡的地形地貌演变已不是单纯的自然演变过程, 而是自然作用和人类活动共同塑造的过程。这些人类活动主要包括附近入海河流流域内的水库建设、水土保持和河道采砂等活动, 海峡内海湾和垦区的大规模填海造地工程, 以及海峡内大量的海砂开采等。1950 年以来, 长江入海输沙呈阶段性减少趋势, 其对浙闽泥质区的影响已日益显现(刘胜璟 等, 2021)。同时, 闽江流域自20 世纪70 年代至本世纪初期陆续共建设了7 座大型水库、36 座中型水库以及一些小型水库, 使得上游下泄的大量泥沙被拦截在水库。根据控制着闽江90%以上流域面积的竹岐水文站的观测资料, 经闽江河口入海的泥沙总量呈阶段性减少(张章新, 2000; 陈坚 等, 2010; 胡毅, 2011; 武晶, 2019)。铸造用砂、标准水泥砂矿开采以及填海造地用砂等导致海峡内幸福洋西侧海域发生剧烈冲刷(姚弘毅 等, 2018)。因此在人类活动不断加强的背景下, 开展海坛海峡地形地貌变化的研究是十分必要的, 不但有助于了解海峡这种特殊地貌形式的地形演变过程, 同时也能深入剖析人类活动对地貌演变的影响过程和内在机理。本文通过对1964—2015 年海坛海峡海图地形数据的提取和分析, 深入研究了海坛海峡近50a 来的地形地貌变化过程, 并探讨了其对人类活动的响应过程。

1 资料来源和研究方法

本文搜集了自1964 年至2015 年近50a 间的海图作为研究区基础信息资料(表1), 采用高分辨率扫描仪转换为数字图像, 将水深点、等深线、大陆海岸线及岛屿岸线等数据进行数字化。对获取的数据作坐标系静态转换后统一到CGCS2000 坐标系, 以海图上相同验潮站的平均海面差作为深度基准面改正数(汪家君, 1995; 陈坚 等, 2010)。

表1 海坛海峡水深地形资料 Tab. 1 Water depth data in the Haitan Straight, Fujian

由数字化后的离散水深点结合等深线共同构建具有约束条件的Triangulated Irregular Network(以下简称TIN)来保留原图的精细特征, 生成的TIN 结合实际地形作局部必要修改, 再将TIN 转换为高分辨率的Digital Terrain Model(以下简称DTM), 以参与此后的深泓线提取、冲淤演变等数据运算, 此方法 较通常直接采用Kriging 内插法(杨留柱 等, 2019)获得的数据能更准确地反映实际地形。对网格化后的DTM 进行定量评估, 结果显示反演后的等深线和水深点与原始海图基本一致(高金耀 等, 2003; 吴自银 等, 2017)。

2 地形变化

2.1 等深线及变化

海坛海峡内主要分布有水下浅滩和水深均在10m 以上(卢惠泉 等, 2009a)的冲刷槽等地貌类型, 而海峡内浅滩及冲刷槽的位置变化可以反映海峡滩、槽主要地貌的演变过程。本文采用5m 等深线来表征海峡内水下浅滩的变化情况, 同时采用10m等深线来表征海峡内主要潮汐冲刷槽的变化过程。

1964—1975 年间, 海峡北部5m 等深线整体表现为向深槽方向扩展, 水下浅滩呈现明显的淤长态势(图2a)。大练岛浅滩、中央沙脊等区域的5m 等深线向海拓展,箩屿与猴屿之间的5m 等深线变化最大处向海淤进了约360m。中央沙脊两侧均出现明显淤长(图3, N1 和N2 断面)。小山东至娘宫一线以南, 除大屿岛浅滩滩尾向南延伸了约190m 外, 整体较为稳定, 5m 等深线摆动幅度均相对较小, 东侧拦 门沙也仅向海淤涨了约30m(图2b)。同时,海峡北部主要深槽区域的10m 等深线则明显束窄(图3、图4a),石牌草屿水道南端及箩屿水道北端分别后退了230m 和970m, 猴屿周边的3 个冲刷潭由于泥沙淤积而消亡。小山东至娘宫一线以南区域, 10m 等深线变化相对较小, 基本与20 世纪60 年代保持一致(图4b)。整体上浅滩淤涨, 冲刷槽有冲有淤且变化较小。

1975—1990 年的15a 间, 八尺岛浅滩、中央沙脊、大练岛浅滩、大屿岛浅滩滩尾两侧出现侵蚀, 形态变为窄长型, 且向右偏转(图2a)。分流尾屿沙脊北侧和北青屿沙脊受潮流侵蚀, 明显束窄, 冲刷下泄的泥沙在北青屿沙脊落淤(图3, S1 断面), 使得其与大屿沙脊的5m 等深线连为一体。同时, 大屿沙 脊向东并入大屿浅滩,箩屿水道与大屿水道及小山东水道之间的联系被切断, 阻碍了大屿岛两侧的水沙交换。西拦门沙向陆蚀退, 最大后退了约175m; 东拦门沙则整体向海淤进, 仅拦门沙尾后退了约250m, 整体从尖凸型向平滑形态变化(图2b)。海峡北侧深槽均发生不同程度扩展, 其中北东口水道在和平村附近向岸扩展了约200m, 四屿水道和石牌草屿水道分别向南延伸了275m 和470m,箩屿水道则向北延伸了约420m(图4a), 猴屿水道10m 等深线向东北侧推进(图4b), 4 个典型断面处的深槽也均出现明显的侵蚀下切(图3)。整体上, 这一时期海坛海峡表现为北部水下浅滩不断蚀退, 南部水下浅滩侵蚀且向南移动, 而深槽则向海扩展, 整体表现出侵蚀态势。

1990—1999 年, 海坛海峡水下浅滩保持了冲刷的态势(图2、图4)。大练岛浅滩、八尺岛浅滩、中央沙脊、幸福洋浅滩的5m 等深线持续后退, 浅滩和沙脊断面均存在不同程度的冲刷侵蚀(图3, N1 和N2 断面)。石牌草屿水道与猴屿水道之间的5m 等深线贯通, 进一步增强了海坛海峡内水沙的南北交换。箩屿浅滩滩尾在切滩水流作用下, 部分与浅滩分离, 分流尾屿沙脊进一步蚀退萎缩。在潮流的持续冲刷作用下, 北青屿沙脊大幅束窄、侵蚀(图3, S1 断面), 大量泥沙冲刷南移, 使其右侧与大屿浅滩连成一体。大屿浅滩滩尾持续侵蚀后退了约320m, 断面西侧出现明显的侵蚀(图3, S2 断面)。海峡南口两侧的拦门沙也进一步侵蚀, 东拦门沙沙嘴转而向尖凸形态演变。这一时期, 海坛海峡深槽变化幅度明显减缓, 海峡北侧深槽的10m 等深线与1990 年时相比, 存在一定的摆动侵蚀, 但是幅度较小, 仅在石牌草屿南侧冲刷形成了两个冲刷潭。箩屿水道仅在娘宫和南口门处存在一定的扩展, 猴屿水道的10m 水深线则持续向北推进至箩屿东侧。综上所述, 20 世纪90年代, 海坛海峡整体上以冲刷侵蚀为主。

1999—2007 年, 大练岛浅滩滩尾较1999 年时向海延伸了约170m, 并向中央沙脊方向移动, 中央沙脊则向北伸展(图2a)。猴屿水道与石牌草屿水道的5m 深潮汐通道被落淤的泥沙阻断,箩屿浅滩滩尾则进一步冲刷后退了约400m。北青屿沙脊表现出继续向南移动的态势, 在涨潮流的持续冲刷下, 大屿浅滩与北青屿沙脊尾重新分离, 中间形成了一条水深为5m 的涨潮通道。同时, 切滩泥沙南移使得大屿浅滩滩尾向南伸展了约100m(图2b), 断面西侧也出现明显的淤长(图3, S2 断面)。海峡南口两侧拦门沙的5m 等深线进一步向后蚀退, 其中西拦门沙由于不均衡冲刷, 呈现出不规则锯齿形态; 东拦门沙则逐渐向沙嘴形态演变, 长度可达2km(图2b)。这一时期海峡内深槽的变化趋于缓和, 整体上维持了1999 年时的平面分布和断面形态特征(图3、图4), 四屿水道向南延伸了约200m,箩屿水道北端形成了一个长约700m、宽约140m 的冲刷潭(图4a)。由于箩屿浅滩滩尾的蚀退,箩屿水道的一支从其与分离浅滩之间向北延伸, 猴屿水道10m 等深线则继续向北延伸了约170m。由于东拦门沙沙嘴的形成, 海峡南口门处10m 等深线明显束窄, 最小距离仅余750m(图4b)。2007 年浅滩和冲刷槽的局部冲淤变化较大。

2007—2015 年, 八尺岛浅滩滩尾5m 等深线侵蚀后退了约900m, 中央沙脊和幸福洋浅滩等均出现大范围的侵蚀(图3, N1 和N2 断面), 中央沙脊更是从中部断裂, 形成大小不等的数个沙脊并呈现碎片状零星分布。四屿水道、箩屿水道和石牌草屿水道之间的5m 等深线全面贯通, 石牌草屿与猴屿水道的5m 等深线通道也几近连为一体(图2)。这是由始于2010 年的大规模采砂填海造地工程导致的(姚弘毅 等, 2018)。一条新的10m 水深潮汐通道也随之形成, 北侧与石牌草屿水道相接, 南侧则一直延伸到箩屿西南侧, 与箩屿水道相连(图4)。从整个海坛海峡的深泓线变化图(图5)也可以看出, 尽管1964 年以来, 海坛海峡存在着明显的冲淤变化, 但是其深泓线走向却基本维持不变, 仅在个别水道交接区域存在一定的年际摆动。而巨量采砂后直接导致箩屿水道从箩屿的东侧改道为西侧, 与石牌草屿水道贯通, 这一通道的形成势必导致整个海坛海峡南北水沙交换发生剧烈变化。

2.2 平面冲淤变化

1964—1975 年, 海坛海峡内除中央沙脊近赤表礁处、北东口水道局部、幸福洋浅滩近竹屿口处、分流尾屿两侧、大屿岛与金井湾间水道等与岛礁伴生的地形束窄、潮流强劲区域存在较为明显的冲刷外(图6a), 整体上处于一个淤积态势, 淤积面积达到了冲刷面积的两倍, 年均淤积厚度为4.68cm(表2)。大量泥沙首先在水深较大的深槽、冲刷潭等潮流通道区域落淤, 如中央沙脊洲头、北东口水道、石牌草屿水道中部、猴屿水道、金井湾口等局部区域的淤积厚度可达10m 以上。自深槽向浅滩随水深减小, 淤积强度也随之减弱, 这一特点在海峡北部表现得尤为显著(图6a)。

在1975—1990 年间, 海坛海峡内地形冲淤变化呈现出“深槽冲刷, 浅滩微冲”的态势(图6b)。海峡内诸深槽水道, 尤其是金井湾与大屿之间的深槽, 因地形束窄, 水流辐聚射流特征明显, 均出现剧烈的冲刷, 局部冲刷深度可达10m 以上; 而海峡内浅滩和沙脊区域, 主要表现为不均衡冲淤, 变化幅度相对较小, 在-1～1m 之间。其中, 潮流切滩、沙脊冲刷等造成大量泥沙下泄, 致使北东口水道局部、四屿水道南口、猴屿西侧及大屿-娘宫一线等深槽区域淤积, 局部存在3m 以上的淤积。海峡内净冲刷量达到了1.31 亿m3, 年均冲刷厚度为3.93cm。自此, 海坛海峡进入了一个长达40a 的冲刷时期(表2)。

进入90 年代后, 海峡北口门处岛链带的诸水道、中部的猴屿水道、大屿-娘宫一线等深槽区域持续冲深, 冲刷深度在3～10m 左右, 局部可达10m 以上。海峡北部大练岛浅滩、中央沙脊、幸福洋浅滩等浅滩和沙脊以1m 左右幅度的轻微冲刷为主, 在中央沙脊北洲头、浅滩边坡等水深相对较深区域则伴随有幅度在1m 以下的局部轻微淤积。海峡北部的四屿水道和石牌草屿水道转为幅度在1～3m 之间的淤积为主, 表现出“滩冲槽淤”的特点(图6c); 而在海峡中南部自箩屿至东进岛之间的岛礁密布海域, 冲淤态势基本呈“槽冲滩淤”的特征。这一时期, 海坛海峡整体上依旧表现为冲刷态势, 但是冲刷范围和强度均明显减弱, 冲刷面积较1975—1990 年减少了13km2, 年均冲刷厚度也仅为上一时期的三分之一(表2)。

1999—2007 年, 海坛海峡依旧延续了90 年代的整体冲刷态势, 年均冲刷深度为1.37cm, 但是冲刷面积和淤积面积基本相当(表2), 滩槽的冲淤分布趋于均衡。其中, 海峡北口门处岛链带的诸水道、中部的猴屿水道、小山东至南部的可门岛的深槽水域等受地形束窄影响显著, 这些区域的水动力条件较开阔海域更强, 地形上存在局部的较强冲刷变化, 变化幅度均可达5m 以上。其余区域则表现为冲淤相间展布的自然平衡状态, 幅度均在1m 以下, 滩槽之间冲淤分布差异较小(图6d)。这说明此阶段海峡进入了一个整体相对稳定、冲淤均衡分布的微冲状态。

2007 年以来, 八尺岛浅滩、中央沙脊南侧及幸福洋浅滩均出现大范围的幅度在3～10m 的侵蚀。屿头岛-大练岛一线的岛链水道、猴屿水道、大屿-娘宫间水道、可门岛-大屿浅滩间水道等受两侧廓线约束, 过水断面束窄, 水流能量集中, 泥沙的冲刷和再堆积过程显著, 导致这些区域的冲淤幅度明显强于开阔水域。海峡内主要的浅滩、沙脊以及潮汐通道则以幅度在1m 以下的轻微冲刷为主(图6e)。这一时期, 受中央沙脊和幸福洋浅滩的剧烈侵蚀影响, 海坛海峡整体冲刷幅度较2007 年前明显增强, 冲刷面积与1975—1990 年接近, 年均冲刷量为各时期中最大值, 达到了0.11 亿m3(表2)。

总之, 在1964—2015 年的这51a 间, 海坛海峡以年均1.32cm 的冲刷深度表现为整体冲刷状态, 净冲刷量达到1.51 亿m3(表2)。冲刷较为剧烈的区域主要集中在受岛屿岸线峡道效应影响显著的深槽水道, 以及八尺岛浅滩、中央沙脊南侧及幸福洋浅滩等浅滩, 冲刷幅度在3～10m; 而海峡内其他区域则普遍表现为0～3m 的弱冲刷(图6f)。

表2 1964—2015 年海坛海峡0m 以下地形冲淤量计算统计表 Tab. 2 Statistics of geomorphic changes below 0 m isobath in the Haitan Strait from 1964 to 2015

3 地貌演变原因初探

海坛海峡及两侧海湾内的表层沉积物较粗, 以砂和细砂为主, 其来源主要包括福清湾内龙江的入海泥沙、浙闽沿岸流南下所携带的泥沙, 以及新构造运动间歇性上升期的陆地风化剥蚀、潮流及波浪对岛礁及岸岩的侵蚀和低海面时期形成的沉积物等(里丁, 1985; 佚名, 1990; 郑承忠, 1997; 卢惠泉 等, 2009a)。全新世后, 海坛海峡一直处于现代海洋动力系统的塑造作用下, 除海峡南、北开口及中部等位置的深槽处于弱冲刷状态外, 海峡两侧港湾及其他海底位置均处于稳定至弱淤积状态, 沉积动力环境相对稳定(卢惠泉 等, 2009a, b)。同时, 相关研究表明, 海坛海峡所在海域的黏土矿物主要来源于福建河流及部分来自长江的物质混合(卢惠泉 等, 2009a, b; 徐勇航 等, 2013)。其中, 龙江的输沙量和径流量均相对较小, 加之上游水库蓄水拦沙, 其泥沙的影响范围主要集中在福清湾顶的河口区域(郑承忠, 1997), 对海坛海峡内的冲淤环境影响较小。因此, 浙闽沿岸流所携带的闽江和长江入海泥沙是海坛海峡地形地貌演变的重要物质基础。

自20 世纪60 年代以来, 长江流域共建设万余座水库, 被拦蓄的泥沙量迅速增长, 尤其是三峡库区蓄水以来, 流域来沙显著减少(Dai et al, 2013)。而海坛海峡东临浙闽泥质区南部, 其冲淤变化趋势可反映出其对长江输沙量减少的响应, 但是两者的相关显著性不高, 且存在10～14a 的时间滞后(刘胜璟等, 2021)。同时, 到达浙闽沿岸的长江泥沙应以悬浮输运的细颗粒泥沙为主, 而研究区的泥沙颗粒较粗。因此, 长江入海泥沙的持续性减少对海坛海峡冲淤变化的影响是间接和滞后的, 且影响较为有限, 对于其具体量级则仍有待进一步研究。

由图7可见, 海坛海峡的地形冲淤量与闽江竹岐站年输沙量的阶段性减少存在显著的对应关系。20世纪60 年代, 闽江流域经历了数次历史上特大洪水, 同时50 年代末至60 年代的滥伐森林, 造成了严重的水土流失, 导致闽江60 年代的输沙量明显偏高(邵恒方, 1993)。这也是导致1964—1975 年海坛海峡整体淤积的重要原因。1970 年以来闽江流域陆续建设大量水电站, 其中1975 年安砂水库的建设与1975—1990 年闽江输沙量阶段性减少的开始时间是一致的, 闽江来沙进入了一个持续性减少的阶段, 使得1975—1990 年海坛海峡整体转为冲刷状态。至1993 年, 闽江流域最大的水口水库开始蓄水, 同时闽江下游开始了大规模的河砂开采, 闽江输沙量经历了第二轮阶梯型下降, 造成海坛海峡整体持续冲刷。而1999—2007 年和2007—2015 年闽江输沙量依旧保持了减少的趋势, 但是下降幅度已经非常有限。由此可见, 近40a 来上游的人类活动通过改变河流入海泥沙总量而对海坛海峡内的地形地貌演变产生了影响。

另一方面,海坛海峡内大范围高强度的人类开发活动,包括大规模的采砂、航道清淤及围填海工程等也对海峡内的冲淤变化有着重要影响。从图6和表2 可以看出,1999—2007 海坛海峡的整体冲刷量已与1990—1999 年相当,而2007—2015 年的冲刷量则突然增大。研究表明, 1999—2015 年间仅中央沙脊南部及幸福洋浅滩区域由采砂造成的泥沙减少量就达到了8413.68 万m3, 而同期整个海坛海峡的冲刷量仅为7843.83 万m3(姚弘毅 等, 2018), 可见这一时期海坛海峡的地形冲刷主要是由海峡内大量采砂造成的。同时围填海工程通过改变水动力边界条件, 进而影响局部区域地形的冲淤变化格局。如金井湾作业区的大规模围填海工程, 使得大屿岛与金井湾之间的深槽不断束窄, 受其影响, 涨潮流动力不断增强, 水流挟沙能力增大, 深槽持续冲刷, 大量冲刷的泥沙则被带到北侧落淤, 形成一个明显的淤积区域(图6e)。

综上所述, 作为海坛海峡内沉积物重要的物质来源, 近50a 来闽江入海泥沙变化是影响海峡内主要地貌变化的主导因素。海峡的南北口门处、海峡内的深槽水道、自中部的箩屿至南部东进岛之间岛、槽相间展布的海域等水动力强劲区域为冲淤敏感区。然而近一二十年来, 随着输沙量减少趋势正逐渐放缓, 其对海坛海峡内冲淤变化的影响也正趋于稳定。另一方面, 海峡内大范围高强度的人类开发活动对海坛海峡地貌变化的影响则日益增强, 尤其在2007 年以后, 其已取代上游来沙变化而成为影响海坛海峡地貌演变的主要因素。

4 地貌演变对人类活动的响应过程

地貌演变是水流、波浪、泥沙三者间相互作用的结果, 水底地形总是在不断适应新的水沙条件和动力环境, 并做出相应的调整, 进而反作用于水动力结构, 改变水体挟沙力, 形成“动力-泥沙-地貌”之间互为因果、相互制约的动态平衡过程。

闽江流域性洪水及上游水库蓄水拦沙, 入海泥沙阶段性波动, 导致海坛海峡的地貌变化出现了1964—1975 年和1975—1990 年两次较大幅度的调整。这两个阶段10m 等深线以上及以下的冲淤变化量上下波动较大, 表现出较强的离散性(图8), 是海峡地貌应对水沙条件剧烈变化所作出的响应。1964—1975 年闽江流域性洪水导致来沙量增大, 浅滩及深槽等不同地貌类型区域发生大范围淤积, 过水断面面积减小, 水动力相应增强, 挟沙能力增大以适应新的高含沙水体。1975—1990 年间水库蓄水拦沙后, 海峡内来沙量开始阶段性减少, 水体含沙量减少导致地形发生冲刷, 过水断面面积增大, 水动力相应减弱以适应新的来沙条件。1990 年后闽江入海泥沙依旧保持了减少的趋势, 但是下降幅度明显放缓。1990—2007 年海峡整体表现为轻微冲刷, 冲淤变化量趋于集中, 进入了动态稳定阶段, 其中1990—1999年的冲刷区域主要集中在10m 等深线以上浅水区域, 10m 等深线以深的深槽区域甚至出现了0.17 亿m3的淤积, 尚处于“滩冲槽淤”的调整阶段。1999—2007年, 海峡在整体轻微冲刷的大背景下, 冲淤空间分布呈现更为均衡的特征, 这表明经过数十年的动态调整后, 海峡内地貌正在逐渐适应新的来沙条件。然而2007 年以后, 大范围人工采砂活动导致中央沙脊及幸福洋浅滩的局部冲刷量达到了0.84 亿m3,箩屿水道与石牌草屿水道间10m 深槽初具规模, 原中央沙脊残体形成了新的箩屿沙脊, 深泓线由箩屿东侧向西改道, 打破了海坛海峡南、北及主要深槽间原有的水沙交换格局。海峡内总淤积量较1999—2007 年有小幅增长, 冲刷量则由于人工采砂的扰动而明显增大(图8)。这表明地貌演变对新的动力环境和水沙条件的响应存在一定的滞后性, 随着闽江入海泥沙逐渐趋于稳定, 短期内人为采砂活动仅对海峡局部的地貌演变产生了显著影响。然而, 随着时间的推移, 可以预见的是海峡将进入新一轮由人工采砂为主导因素的地貌演变进程, 以应对改 变后的边界条件和水动力环境, 使海坛海峡地貌演变规律变得愈加错综复杂。因此, 海坛海峡的地貌演变值得进一步深入研究, 以促进海砂资源的合理开发利用, 维护海岸工程的稳定安全。

5 结论

通过对海坛海峡近50a 的地形资料进行分析研究, 探讨了海坛海峡近期的动力地貌演变过程、影响因素及响应机制, 得出了以下几点认识:

1) 50a 来海坛海峡经历了剧烈淤积期(1964—1975 年)、剧烈冲刷期(1975—1990 年)、轻微冲刷期(1990—2007 年)和先整体轻微冲刷后局部剧烈冲刷期(2007—2015 年)等4 个阶段。

2) 随浙闽沿岸流南下的泥沙为海坛海峡地貌演变提供了重要的物质基础, 其中来源于长江的泥沙物质的影响是长时间尺度和间接的, 而闽江流域性洪水和上游水库建设导致的入海泥沙量变化, 则会直接影响进入海坛海峡的泥沙总量, 从而影响其地貌演变过程。2007 年以前, 海坛海峡的地貌演变主要受闽江来沙量制约, 而2007 年以后, 海峡内大范围的采砂活动和围填海等涉水工程取而代之, 已成为影响海坛海峡地貌演变的主要因素。 3) 海坛海峡的地貌演变是对新的水沙条件和水动力环境适应过程的外在表象, 其本质是“动力-泥沙-地貌”三者之间的相互影响和相互制约, 以达到一个动态平衡的过程, 且其在响应时间上存在一定的滞后性。而始于2010 年左右的大规模围海造地工程, 使得海坛海峡练头岛至八尺岛以及明江屿至分流尾屿形成两个显著的海砂开采区域。大量海砂开采直接导致海峡中北部局部地形发生剧烈变化,箩屿附近的深泓线由东向西改道, 南部的箩水道与北部石牌草屿水道之间的10m 深槽几近贯通。作为对大量采砂之后的地形变化的响应, 海坛海峡内的冲淤变化势必将进入新一轮的动态调整过程, 故值得进一步深入研究。