極淺水邊界層的沉積環境效應①

高 抒

(南京大學海岸與海島開發教育部重點實驗室南京210093)

極淺水邊界層的沉積環境效應①

高 抒

(南京大學海岸與海島開發教育部重點實驗室南京210093)

極淺水環境是水深遠小于正常邊界層厚度的環境,潮灘灘面和潮水溝就經常處于這種環境之中。來自江蘇潮灘的觀察資料表明,落潮后期灘面和潮水溝在薄層低速水流作用下可形成淺水波痕、平床和次級潮水溝形態,而邊界層內的流速結構仍然得以維持,物質輸運強度也與Von Kár mán-Prandtl模型所定義的u100數值相一致。漲急時段中潮位附近形成的灘面涌潮是極淺水邊界層的另一種動力學行為,它代表薄層高速水流作用下發生的底部邊界層系統的崩潰,此時Von Kár mán-Prandtl模型所刻畫的流速結構不復存在。灘面涌潮高度是系統崩潰的臨界水深,它可以定量地表示為Hb=4z0。極淺水邊界層過程對潮灘沉積和地貌形成具有獨特的作用。

極淺水邊界層潮灘床面形態灘面涌潮高度沉積環境江蘇海岸

在靠近海底處,上覆水流受到床面摩擦阻力影響而減速,這一層水體稱為底部邊界層,其厚度與水流的恒定性有關。波浪的周期為幾秒,所對應的邊界層厚度為厘米量級,而潮流的周期達到了天的時間尺度,其厚度為100～101m量級[1]。根據水深與邊界層厚度的關系,海洋環境可劃分為極淺水(即水深遠小于正常邊界層厚度)、淺水(水深與邊界層厚度相當)和深水(水深遠大于邊界層厚度)等不同的類型。在半日潮海域的潮灘環境,潮間帶水流的周期為12 h 25 min,此時充分發育的邊界層厚度可達3 m左右,然而在潮間帶的不同部位,一個潮周期內都可以發生水深遠小于3 m的情況,也就是說潮間帶上經常可以出現極淺水的情況。

為了表示邊界層水流對底部沉積物輸運的影響,通常用近底部流速u100(即床面之上1 m處的流速)來計算切應力、推移質輸運率和細顆粒物質的再懸浮通量。但是,如果水深小于1 m(這在潮間帶經常發生),如何定義u100?常用的方法是利用u100與垂線平均流速的關系來計算[2]。這種方法在一般情況下是可行的,但在極淺水環境下則可能會失效[3]。例如,在中潮位附近,當漲潮水流到來時,由于潮位上升速率較大,可形成類似于涌潮的現象[4,5];對于這種“灘面涌潮”或“漲潮前鋒”的情形,u100的計算方法便不再適用。本研究的目的是報道江蘇潮灘環境中觀察到的極淺水邊界層的幾種表現,并進行動力過程的初步分析,以了解極淺水邊界層對物質輸運和潮灘沉積環境的影響。

1 江蘇潮灘沉積環境背景

江蘇海岸潮灘是我國規模最大的現代潮灘系統[6],它北起連云港,南達長江口(圖1),潮間帶面積超過5 000 km2。如此大規模的潮灘體系的形成要歸因于黃河、長江的物質輸入以及本區的潮汐條件。黃河在全新世期間多次在渤海和黃海交替入海,最近一次在江蘇沿海入海的事件發生于1128—1855年間,這次事件導致江蘇海岸北部黃河三角洲的快速形成,即如今所稱的“舊黃河三角洲”,而在其南翼形成了寬達50 km以上的低地平原,在其向海一側則形成了寬5～12 km的潮間帶淺灘。南部地區由于長江沉積物的持續供給和黃河物質的補充影響,也形成了大片的低地平原和潮間帶淺灘。

江蘇海岸的潮汐為規則半日潮,漲落潮流的流向呈輻射狀,其中心位于海岸中部;在潮流輻聚中心,最大潮差可達7 m,向兩側呈減小趨勢[6]。由于潮汐的作用,黃河、長江沉積物以典型的潮汐沉積方式發生堆積。近岸地區形成的淤長型潮灘,其低潮位附近為粉砂或粉砂細砂灘,向高潮位方向依次被泥砂混合灘、泥灘和鹽沼所取代[8],這樣的沉積分布在垂向上出現“向上變細”的沉積層序;潮下帶沉積物以砂質或粉砂為主,局部夾有細顆粒物質。最典型的“潮汐層理”(薄互層層理)見于潮間帶的泥砂混合灘和潮下帶的一些層位。此外,由于特殊潮流流場的作用,岸外的沉積物堆積為“輻射狀潮流脊”[9],潮流脊最大長度超過200 km,潮流脊占據的水域面積超過20 000 km2。本區潮流脊的一些特征,如走向與潮流近于平行、物質以砂為主、脊頂與脊間水道底部的地形高差等,與一般所見的潮流脊無異,但由于本區沉積物粒度較細,因此沉積物活動性高于其他陸架上的平行狀砂礫質潮流脊,且與海岸潮灘構成一個共同演化的系統,潮流脊輻聚區成為潮間帶淺灘,形成一個潮灘—潮流脊復合沉積體系(圖1)。

圖1 江蘇海岸的潮灘—潮流脊復合沉積體系(岸線變遷資料來自文獻[7])Fig.1The combined tidal flat-tidal ridge sedimentary system on the Jiangsu coast (the infor mation on historical shoreline changes is from Reference[7])

2 極淺水邊界層幾種現象的觀察

2.1 淺水波痕與灘面平床的形成

在江蘇海岸,潮灘中下部的粉砂細砂灘通常為分選良好的非粘性沉積物(粒徑范圍為粗粉砂至細砂),因而最易于起動和輸運。潮間帶環境中,潮流流速受到水位上升率和灘面坡度的控制[10];江蘇海岸潮間帶坡度為0.001量級,與2～7 m半日潮潮差的條件相結合,致使粉砂細砂灘上有較長一段時間流速滿足臨界起動條件[11],并且該處水深與流速又正好滿足小波痕形成的條件。因此,在落潮干出階段,粉砂細砂灘上往往出現大片的小波痕(圖2a),其形態不對稱特征是落潮流作用的產物(小波痕的陡坡指向落潮流方向)。江蘇潮灘上落潮流定向的小波痕,其波長一般為8～15 cm,波高在2 cm以內;波痕較為堅固,在波痕區步行往往不能留下腳印,有硌腳的感覺;灘面的堅固性足以支撐大型車輛(如大型農用拖拉機)行駛,因而被當地人稱為“鐵板沙”。

除小波痕外,粉砂細砂灘上有些部位還出現“淺水波痕”(圖2b)和平床(圖2c)的形態。在灘面坡度很小的地方,落潮后期可出現灘面積水,同時,灘面常有水流的滲出(這是漲潮階段滲入地層的水體)。灘面滯留的水體通常流速很低,一般不超過0.1 m/s,如果有時風力較大,灘面的薄層水流可在風應力的作用下有所加強。有趣的是,在薄層低速水流作用下,床面物質仍能以推移質的方式運動,先是波痕的脊部被削平,原先的波痕被改造為“平頂波痕”,而兩翼的形態仍然可見,這就是通常所說的“淺水波痕”。隨著水位的進一步下降,平頂處的顆粒物質繼續沿水流方向運動,在波痕的谷部形成明顯的滑落面,頂部的平坦部分面積不斷擴大,而波谷的范圍不斷縮小,最終平坦的部分連成一片,成為“平床”。觀察結果表明,“淺水波痕”是波痕向平床演化的中間階段,從小波痕到平床形態,薄層水流作用的時間需1～2 h。

圖2 江蘇海岸王港潮灘極淺水邊界層作用下形成的淺水波痕和平床(位于120°49.6′E,33°13.8′N,2008年5月3日觀察):a.落潮后期灘面出露的小波痕(波長約為10 cm);b.由小波痕改造而成的淺水波痕;c.平床形態(灘面上泥螺的長度約為4 cm)Fig.2 The evolution from rippled bed towards plane bed associated with the boundary layer processes of extremely shallow water depths, on theWanggang tidal flat,Jiangsu coast(location:120°49.6′E,33°13.8′N;observation time:3rdMay 2008):a.ebb-oriented current ripples on the silt-sand flat(wave length around 10 cm);b.flat-topped ripples formed by an extremely shallow water flow;and c.plane bed(for a scale,see theBullacta exarata(Philippi)bodywhich is 4 cm in length)

2.2 潮水溝底部的“次級潮溝”現象

江蘇海岸潮灘上潮水溝極為常見。在低潮位附近,潮水溝通常與水邊線近于垂直,形態上呈寬淺形;泥砂混合灘上的潮水溝寬深比減小,有時出現微彎的形態;泥灘和鹽沼上的潮水溝往往呈窄深形,常有曲流發育。潮水溝在漲潮階段先于灘面被淹,等到灘面也被淹沒時潮水溝中因流速較大而向灘面漫出,造成灘面流速的突變,而在落潮階段潮水溝接受了來自灘面的“歸槽水”,在潮灘灘面已經露干的情況下,潮水溝仍保持較強的流速[12]。因此,在一個潮周期內,潮水溝內有漲潮輸水量小于落潮輸水量的現象,盡管由于潮波變形的緣故潮灘灘面通常表現為漲潮歷時小于落潮歷時、漲潮流速大于落潮流速,但潮水溝卻往往成為水和沉積物向海凈輸運的通道。

潮間帶上部的潮水溝,由于落潮時段匯入的流量較小,因此很快地處于干涸狀態,盡管如此,在潮水溝底部卻可能由于少量滲出供給而維持一股微弱的水流,它流經潮水溝底部,流路較為順直。更重要的是,該微弱水流也能造成沉積物的運動,在水深小于0.1 m、流速只有0.1 m/s量級的條件下,潮水溝底部的泥質沉積物可被懸浮起來并向下流輸運,從而在潮水溝底部形成“溝中溝”現象。在王港潮灘的上部,鹽沼上潮水溝的寬度為3～5 m,溝內潮流較弱,漲落潮周期內的垂線平均流速很少超過0.1 m/s,而在潮水溝的底部,薄層微弱水流卻塑造出明顯的次級水溝,其寬度約為0.3 m(圖3)。

圖3 江蘇海岸王港潮灘上部潮水溝中形成的次級潮溝形態(位于120°45.0′E,33°14.6′N,2006年5月15日觀察)Fig.3 Morphology of a secondary tidal creek at the bottom of a major tidal creek on the mudflat atWanggang,Jiangsu coast location:120°45.0′E,33°14.6′N;observation time:15thMay 2006)

2.3 潮間帶中部的“灘面涌潮”現象

潮間帶中部是一個特殊的環境,這里經歷較大流速的時段要短于潮間帶下部,而水層中懸沙沉降到底部所需的時間也短于潮間帶下部,因而細顆粒物質發生沉降的概率高于潮間帶下部。這解釋了江蘇海岸潮間帶為何從低潮灘向高潮灘沉積物粒度逐漸變細。但是,潮間帶中部還有一種低潮位附近所缺失的水動力現象,即灘面涌潮,其特點是灘面被淹沒時的瞬間水流流速很高,強流速與極淺水相配合造成漲潮水流前鋒的破碎現象,高度的紊動造成灘面物質的強烈懸浮,使水體懸沙濃度急劇上升[13]。潮灘上水流流速與水位變化率的關系可以說明灘面涌潮為何發生于中潮位附近而不是低潮位附近。由于灘面流速與水位變化率呈正比[10],因此當低潮位處開始漲潮時,水位變化率很小,潮流流速也就很小,等到水位變化率增大時,垂線平均流速雖然也增大,但此時的水深也較大,不能象中潮位附近那樣出現很小水深與大流速相配合的情況,因此灘面涌潮也就不能發生了。

江蘇海岸經常可以觀察到灘面涌潮現象(圖4)。在王港潮灘的中部,大潮期間水流初到時流速可達到0.5～0.8 m/s,漲潮前鋒處破碎水流的高度超過5 cm,并發生水體破碎時伴生的激濺現象;前鋒過去之后,水面很快恢復平靜,整個事件持續的時間只有幾秒鐘。灘面涌潮事件可形成高懸沙濃度水體,在前述的王港潮灘,漲潮前鋒引起的懸浮濃度可達1 kg/m3以上,前鋒水體的高懸沙濃度水體是伴隨著灘面涌潮沿程不斷挾帶懸沙的結果;前鋒過后,水體的懸沙濃度迅速減小[13],要注意的是,這種減小并非懸沙沉降而導致,而是表明緊隨漲潮前鋒之后到達的水流已無法造成高強度的再懸浮,因此懸沙濃度較低。

圖4 江蘇海岸王港潮灘中部形成的灘面涌潮現象(涌潮前鋒高度為5～10 cm)(位于120°48.5′E,33°14.0′N,2003年6月29日觀察)Fig.4Tidal surges(height 5～10 cm)over the middle part of the intertidal flat atWanggang,Jiangsu coast (location:120°48.5′E,33°14.0′N; observation time:29th June 2003)

3 潮間帶極淺水邊界層過程的初步分析

上述觀察結果表明,當水深很小時,即使垂線平均流速較小,也能形成較強的物質輸運能力。在淺水波痕到平床的改造過程中,設波高為2 cm、波長為10 cm的小波痕在一個小時內被改造為平床,則根據質量守恒原理,推移質輸運率應達到10-2kg/m/s量級,這樣的輸運強度在一般的河口、陸架環境中是較高的。值得注意的是,潮汐環境中潮流流速的量級通常達到1 m/s,而灘面薄層水的流速要小一個量級,這表明灘面極淺水環境的流速雖小,底部切應力卻較大,這樣才能導致較高的輸運率。根據Von Kármán -Prandtl模型,近底部流速u100(床面以上1 m處的流速)與垂線平均流速的關系為:

式中u為垂線平均流速,z0為床面糙率(與沉積物粒徑和床面微地貌等因素有關),H為水深。由于z0是一個小于1 m的常數,因此當水深H很小時,u100將有較大的值。在本文的實例中,設u=0.1 m/s,H =0.01 m,z0為0.1 mm(與底質粒徑相當),則u100為0.26 m/s,按照Hardisty推移質計算公式[14,15],此流速下的沉積物輸運率可達0.5×10-3kg/m/s,與形成平床所需的量值相當。

對于泥質沉積物的潮水溝,溝底的涓涓細流也同樣可造成顯著的物質輸運現象。與粉砂細砂灘面的情況相類似,次級水溝中的流速也相當于約0.26 m/ s的u100值,在表征沉積物起動條件的Shields曲線上,這個值高于粒徑為粉砂到粘土粒徑范圍的沉積物的起動值。

灘面和潮水溝干出時段的薄層低速水流的輸沙能力似乎能夠用Von Kármán-Prandtl模型來解釋,但潮灘中部的灘面涌潮是薄層高速水流,此時灘面涌潮高度受到什么因素的控制?Von Kármán-Prandtl模型是否仍然成立?

根據u=u(z)的函數定義域,當水深遠小于1 m時,用式(1)來推算u100時需要滿足以下關系:

否則式(1)將沒有意義。實際上,在式(1)中,當H充分小時,u100就可能變得很大而導致水層劇烈紊動,形成灘面涌潮。因此,不妨將灘面涌潮高度Hb表示為:

問題是k應取何值?此問題可以從能量的角度來考慮。當水流所含的全部動能都被轉化為底部切應力時,即τ=ρu2＊=ρu2時,水流就受到床面的完全阻滯而無法向前運動,其相應的水深就是灘面涌潮高度。根據Von Ká rmán-Prandtl模型,當u＊=u時,有

對照式(3)和式(4)可知k=e0.4。

式(4)表明,如果z0值為已知,則灘面涌潮高度可以方便地算出。在平床、低流速情況下,底床糙度與沉積物粒徑相當[16],而對于一般的潮汐環境,由于床面形態(如波痕)的附加阻力的影響,細砂物質的底床糙度一般取為z0=0.6 cm[17]。潮間帶的觀測資料表明,用流速剖面法測定的底床糙度值更高[18]。對于灘面涌潮而言,底床糙度還與極淺水層的流速、灘面坡度、灘面沉積物含水量等因素有關,目前尚未能根據現場水動力觀測來確定其數值,但式(4)表明可以用灘面涌潮高度來反演底床糙度值。

灘面涌潮的發生意味著邊界層流速結構的破壞,這種系統崩潰行為可以用數值實驗方法來顯示。以z0≧0.6 cm和Hb≦10 cm為約束條件,可以考察一定垂向平均流速下u100與水深的關系。圖5展示了u =0.5 m/s條件下的3組數值實驗結果(u100用式(1)計算),它表現出兩個顯著的特征:首先,當水深接近于灘面涌潮高度時,u100急劇上升,這是邊界層系統失穩和崩潰的前兆;其次,當水深稍有增大并偏離灘面涌潮高度時,u100呈現緩變格局,表明邊界層流速結構符合Von Kármán-Prandtl模型,這解釋了為何漲潮前鋒過后灘面水流可以迅速恢復流速結構。因此,灘面涌潮的實質是當極淺水邊界層中的水流達到一定強度時發生的系統崩潰,此時Von Kár mán-Prandtl模型所刻畫的流速結構不復存在。

圖5 相同垂線平均流速(設為0.5 m s-1)、不同床面糙度條件下的u100隨水深的變化.情形Ⅰ:z0=0.6 cm, Hb=2.4 cm;情形Ⅱ:z0=1.2 cm,Hb=4.8 cm;情形Ⅲ:z0=2.5 cm,Hb=10.0 cmFig.5The relationship bet ween u100and water depth under various boundary layer conditions(assumingu=0.5 m s-1): CaseⅠ:z0=0.6 cm,Hb=2.4 cm;CaseⅡ:z0=1.2 cm, Hb=4.8 cm;CaseⅢ:z0=2.5 cm,Hb=10.0 cm

4 結論

江蘇潮灘野外觀察和初步理論分析的結果總結如下:

(1)潮灘灘面和潮水溝經常處于極淺水邊界層的環境。在江蘇海岸,落潮后期灘面和潮水溝受到薄層低速水流的作用,形成淺水波痕、平床和次級潮水溝形態。此時邊界層內的流速結構仍然得以維持,物質輸運現象也仍能用Von Karman-Prandtl邊界層模型和沉積物輸運方程來解釋。

(2)潮灘中部漲潮時形成的灘面涌潮是極淺水邊界層的另一種動力學行為,代表薄層高速水流作用下發生的系統崩潰,此時Von Kár mán-Prandtl模型所刻畫的流速結構不復存在。灘面涌潮高度是系統崩潰的臨界水深,它與灘面涌潮水體所在位置的床面糙度相聯系:Hb=4z0。這種情況下的床面糙度應與極淺水層的流速、灘面坡度、灘面沉積物含水量等因素有關。

致謝南京大學汪亞平教授提供了圖4的材料,牛戰勝工程師在文字打印和圖件繪制上提供了幫助,謹致謝忱。

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Extremely ShallowWater Benthic Boundary Layer Processes and the Resultant Sedi mentological andMorphological Characteristics

GAO Shu
(M inistry of Education Key Laboratory for Coast and Island Development,Nanjing Un iversity,Nanjing210093)

An extremely shallow water environment is defined as an environmentwhere the water depth ismuch smaller than the thickness of a fully developed benthic boundary layer.The intertidal flat and tidal creeks represent examples of such environments.Observations from the Jiangsu coast show that,towards the end of an ebb tide phase,the bed surface and tidal creeks are subjected to water flowswith a low speed(0.1 m/s in magnitude)and a very small water depth(1 cm in magnitude).As a result,flat-topped ripples and plane bed are for med on the lower parts of the intertidal zone,whilst small-scale secondary creeks develop at the bottom ofmajor creeksover the upperpartof the intertidal zone.In these cases,the flow structure within the boundary appears to be maintained,with the u100value derived being applicable to the calculation of sedi ment transport rates.Tidal surges occurring over the middle part of the intertidal flat are another type of behavior for the s mall flow depth boundary layer,representing destruction to the Von Kármán-Prandtl flow structure;the height of the tidal surge is equivalent to the critical water depth associated with the system collapse,which can be expressed quantitatively asHb=4z0.Thus,the processes of the small flow depth boundary layer play a unique role in influencing the sedimentological and morphological patterns of intertidal flats.

boundary layerwith s mall flow depths;intertidal flats;bedfor ms;tidal surge height;sedimentary environment,Jiangsu coast

book=5,ebook=342

高抒男1956年出生教授博士海洋地質學、沉積動力學和海岸地貌學E-mail:shugao@nju. edu.cn

P512.2

A

1000-0550(2010)05-0926-07

①國家自然科學基金重點項目"長江口鄰近海區沉積動力過程對流域變化的響應"(批準號:40830853)資助。

2010-05-20;收修改稿日期:2010-06-05