南黃海輻射沙脊群苦水洋海域的沉積動力特征及穩定性研究

倪文斐，汪亞平，鄒欣慶，高建華

（南京大學 地理與海洋科學學院，江蘇 南京 210093）

江蘇省岸外北起射陽河口，南至蒿枝港口的南黃海海域發育有獨特的輻射狀沙脊群，稱為南海黃輻射沙脊群。該沙脊群體系主要分布在水深0～25 m的內陸架及以淺水區域，南北長約200 km，東西長約90 km，并以弶港和小洋口港為頂點向外海輻散（任美鍔，1986）。沙脊大小不等，長度可由數公里到數十公里，沙脊之間以潮流通道相隔。近岸水深變淺，一些沙洲低潮時可露出水面并與陸地相連，海平面之上面積達2 125.45 km2，形成了廣闊的岸外土地資源。當沉積物供應和水動力（包括潮流、波浪和風暴潮）發生變化時，輻射沙脊間潮流通道的位置、形態會相應調整，使沙脊區地貌體系重新組合（張東生等，1998；高抒，2008）。

近年來，由于社會經濟發展的需要，對于輻射沙脊群海域的調查和研究主要集中在具有土地利用價值的大型沙洲，以及近岸水深條件較好、具有工程意義的潮流通道（張忍順，1992）。朱大奎（1994）、尤坤元（1998）通過對沉積動力、礦物粒度以及地形資料分析，認為西洋潮流通道較為穩定；何華春（2005）和陳可鋒（2012）分別通過遙感影像解譯、地形斷面對比和數值模擬，分析了爛沙洋和小廟洪水道的地形演變及動力機制。同樣，對于潮流通道內沉積動力過程的研究，也主要限于西洋的局部區域（劉運令等，2011）。苦水洋位于輻射沙脊群中部，近岸側出露條子泥、高泥、竹根沙等大型沙洲，是一條重要的離岸型潮流通道。本文根據現場觀測數據和歷史海圖資料，研究苦水洋海域的沉積動力特征和水、沙輸運格局，并結合其近三十多年來的地形演變，分析水道的穩定性及變化趨勢，期望對區域海洋資源開發、環境保護提供參考。

1 研究區概況

江蘇岸外海域的潮汐主要受東海前進潮波和黃海旋轉潮波控制，兩大潮波在弶港附近海域交匯，形成具有輻聚輻散形式的潮流運動（任美鍔，1986）。由于淺水潮波變形和海岸線形態影響，潮差由遠海向近岸增大，在輻射中心弶港附近可達7.0 m以上。數值模擬結果顯示該區潮流流速較強，平均流速達0.7～0.9 m/s，有利于沙脊-水道地貌的形成和改造（Off，1963；諸裕良等，1998）。朱玉榮（2001）通過古潮流場模擬，認為這種輻射狀潮流場與沙脊群的存在無關，潮流動力是塑造沙脊-水道形態的主要動力條件。該海域波高較小，最大不超過2.0 m（何小燕等，2010）。臺風和風暴潮等極端天氣事件會使淺灘和深槽在短時間內發生劇烈的沖刷和淤積（張東生等，1998）。由于圍墾導致的岸線變化、海平面上升等因素會在較長時間尺度上影響輻射沙脊群海域的整體地貌格局（王艷紅等，2004）。

輻射沙脊的物質基底是全新世海侵以來的古長江水下三角洲；古黃河曾于1128-1855年在蘇北入海，巨量沉積物供應使蘇北濱岸平原和岸外水下暗沙迅速生長、淤高；黃河北歸之后，廢黃河水下三角洲侵蝕沉積物在潮流作用下向沙脊群輸運，與南部現代長江沉積物一同成為沙脊群目前主要的沉積物來源（張忍順，1992；王穎，2002）。每年進入沙脊群區的沉積物約有2×108t，而海岸帶與沙洲每年的淤積量可達7.7×108t，因而堆積的沉積物主要來自于海底物質的再分配（朱大奎，1986）。

以蔣家沙為界，南側沙洲主要受到長江沉積物供應，發育時間長，相對比較穩定；黃河在距今數百年內以巨量沉積物供應北側沙洲，之后北歸，沙洲接受潮流改造時間較短，目前合并、沖刷仍比較頻繁（汪亞平等，1998）。1973-1993年間，外圍沙洲向逐漸中心遷移，近岸沙洲總體呈現蝕退，潮流通道侵蝕加深，次級水道消長，小沙洲并入大沙洲。蔣家沙以北沙洲呈現北岸侵蝕，南岸淤漲，整體南遷（黃海軍等，1998）。水道近岸端的條子泥和高泥近期不斷淤長，竹根沙除部分區域侵蝕外也在淤高（高敏欽等，2009）。

苦水洋水道位于輻射沙脊群中部蔣家沙和北部外毛竹沙之間，大致呈喇叭狀自竹根沙沿西南-東北向外海展寬，平均水深約15 m（圖1）。近岸段水道北側分布兩個較大的沙洲，即沙洲A（121.525°E，32.985°N）和沙洲 B（121.606°E，33.029°N）。兩大潮波漲潮過程中也會在竹根沙-蔣家沙匯聚。

2 材料與方法

2.1 數據采集與樣品分析

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站共計11個站位進行25 h全潮定點同步沉積動力學觀測，獲取水深、流速、流向、波浪、懸沙濃度等數據（圖1）。在全潮期間的兩個漲急和落急時刻，在近岸兩條斷面P1、P2進行ADCP走航。除K01、K02站采用SLC9-2型直讀式海流計進行觀測外，其他站位的流速、流向剖面均觀測采用600 kHz或1 200 kHz WH-ADCP（美國RDI公司）進行連續觀測。同時，錨系站位進行同步的現場懸沙水樣采集。水樣采集與海流計觀測均采用6點法（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為測量時水深），時間間隔為1 h。在各錨系站位還采集了表層底質樣品。

圖1 研究區位置及站位分布

此外，還利用HD380型雙頻測深儀（精度1 cm±0.1%水深，工作頻率20 kHz和200 kHz），結合Sps351信標DGPS系統（定位精度0.5 m）及Haida V6.21導航定位軟件，對研究區的海底地形進行了測量。測量斷面上采樣點的空間分辨率約為10 m，斷面間距約為1 km（圖2），獲取水下地形。

圖2 水深測線位置

在室內使用孔徑為0.45 μm的濾膜對水樣進行抽濾，將附著沉積物烘干、稱重，計算得到懸沙濃度。潮周期典型時刻（漲落急、漲落憩）的水樣，以及底質表層樣用Mastersizer2000型激光粒度儀進行測試。

2.2 數據分析

2.2.1 單寬輸水率和懸沙輸運率 首先對ADCP測得的流速、水位數據做10 min平均，去除噪聲影響，流速分解為東向和北向分量。計算每層的流速和水層厚度，沿水深和時間積分，可以用下面公式計算出錨系站位潮周期輸水率Qw。

積分時間段T選取全潮水位閉合的時間段，h為t時刻水深，V（z，t）為時刻t水層深度z處的流速。對于單寬水體，以C（z，t）表示時刻t水層深度z處的懸沙濃度值，按照（2）式在垂向和全潮時間內積分，可以得到錨系站位潮周期單寬懸沙輸運率Qs。

2.2.2 推移質輸運率和再懸浮通量

采用Bagnold型Nielsen公式計算推移質輸沙率（Nielsen，1992）。推移質輸沙率qb可用下面公式計算，在全潮時間內積分得到潮周期推移質輸運率Qb。

式中，Φ無量綱推移質輸沙率，θ=Shields數，θcr=臨界Shields數，Cd=拖曳系數，V100=距海底1 m處流速，V=垂線平均流速，z0=粗糙長度，g=重力加速度，s=沉積物密度（ρs）/海水密度（ρ），d=沉積物中值粒徑，v=海水運動粘度。

底床再懸浮通量ME采用Partheniades（1965）公式計算。

其中，E為侵蝕常量，τ0和τcr分別為底部切應力和臨界底部切應力，V100cr為距海底1 m處的臨界起動流速。

2.2.3 粒度分析與地形對比

由于McManus矩法公式計算方便精確、能夠反映樣品總體特征，將獲得的沉積物樣品采用該方法計算平均粒徑、分選系數、偏態和峰態等粒度參數（賈建軍等，2006）。

將輻射沙脊群海域1979年海司航保部所制1∶25萬海圖進行數字化，獲取水深數據，并與本次測量結果統一換算到平均海平面基準，再進行地形對比。1979年海圖水深為理論深度基準面，采用海圖提供的潮信表信息及國家海洋信息中心出版的潮汐表中江蘇沿海驗潮站潮高基準面（理論深度基準面與平均海面之間的關系），網格化后采用克里金方法進行空間插值，換算為平均海面基準的水深數據。本次水下地形測量（測線見圖2），采用日本NAO991B區域的潮汐模型對測深結果進行潮汐校正（Matsumoto et al，2000），網格化后同樣采用克里金方法進行插值（網格均為758 m×905 m），獲得平均海面基準的水深數據。

3 結果

3.1 水動力與含沙量特征

苦水洋水道外海口門附近發育有一條水下沙脊，將其分為南北兩支。K01、P02和K04站位于水道主泓線上，其余站位在水道斜坡或淺灘之上。觀測期間，波高主要在0.30～0.80 m之間，口門海域以涌浪為主，近岸主要為風浪。

苦水洋潮汐類型為不規則半日潮，潮差由外海向近岸增大，在P02站可達5.84 m，屬于強潮潮差。水道內漲落潮歷時相近，受地形影響，沿向岸方向落潮歷時略大于漲潮歷時（圖3）。由于受到東海前進潮波和南黃海旋轉潮波的共同作用，潮流具有顯著的駐波特征，同時也體現出前進波的性質。在水道向岸束窄的喇叭狀地形影響下，沙洲B以西的西水道內主要為往復流，漲潮流向西南，落潮流向東北；沙洲B以東的南、北水道內呈現順時針旋轉潮流，潮流橢圓長軸與水道走向夾角為10～20°。

圖3 苦水洋部分站位漲落潮歷時和漲落潮最大垂線平均流速

大潮期間，潮流沿水道向岸增強，漲、落潮最大垂線平均流速分別在 0.83～1.86 m/s、1.02～1.58 m/s之間。在水道內的不同位置，漲落潮流優勢不同，流速相對大小也因潮而異。總體來說，南北水道內相對坡側的優勢流方向相反（K06-K09）。近岸束窄水道中最大漲落潮流流速相近，如P01、P02站，最大流速可達1.57 m/s，有利于深槽的沖刷；但平均流速顯示，漲潮流略大于落潮流（圖

近岸海域懸沙濃度高于外海，并與水道內流速分布特征有較好的對應性。竹根沙附近的K01站落潮平均懸沙濃度可達209 mg/L，而外海口門K08、K09站僅為 39 mg/L和78 mg/L（表1）。總體看來，北水道的懸沙濃度值高于南水道，尤其是北水道北坡K06站。懸沙濃度在潮周期內的變化具有不對稱性。高值一般出現在漲急或落急時刻，并與高流速相對應，表明再懸浮的主導作用，如P02、K03、K04和K09站。一些局部站位，如P01、K05和K06站，懸沙濃度在落憩時均超過198 mg/L，表明了沉積物平流輸運和沉降的控制地位。近岸水道內K01和K03站落潮懸沙濃度值遠高于漲潮，外海口門K06站漲潮濃度值遠高于落潮，具有明顯的潮不對稱特征。水體中懸沙濃度垂向分層明顯，底層可超過700 mg/L。3，表1）。平潮時，流速垂向上分層不明顯，往復流轉流時間短，流速一般小于0.20 m/s；旋轉流的轉流時間較長，流速可達0.78 m/s。P1、P2斷面走航結果顯示，沿水道橫斷面，深槽的流速大于淺灘，但其近底部流速較低。

表1 各站位流速、懸沙濃度及潮周期單寬輸水、輸沙特征

3.2 輸水、輸沙特征

大潮期間，苦水洋水道內潮周期單寬輸水率最大為10.40 m3/s，出現在南水道口門K08站，北水道中K06、K04站以及西水道K03、K01站的值較大，在2.66～3.34 m3/s之間（表1）。水道不同位置的凈輸水方向存在顯著差異。盡管輸水率較小，沙洲A附近西水道表現為凈向岸輸水，為漲潮通道。口門南、北支水道內漲落潮通道并存，北坡凈向岸輸水，而南坡則向海，在口門沙脊周圍形成順時針環流（圖4）。K04站沿水道橫斷面方向凈向南輸水。然而在中潮時，苦水洋西水道表現為凈向海輸水（吳德安等，2007）。這表明隨潮差的減小，苦水洋近岸水道的輸水性質會發生轉變。

除了K01、K02和K05站，水道內潮周期懸沙輸運方向與輸水方向基本一致。北水道北坡K06站和水道近岸端K01站輸沙率最大，分別達到1.12 kg/s和0.92 kg/s。沙洲A附近水道單寬輸沙率在0.11～0.21 kg/s之間，遠小于其他站位，且向岸輸運，方向與沙洲B附近水道正好相反。K04、K05站凈向南輸沙，這主要與凈輸水方向和落憩時的高懸沙濃度有關（圖4）。

圖4 苦水洋水道各站位潮周期單寬凈輸水率和懸沙輸運率

圖5 苦水洋水道各站位潮周期單寬推移質輸運率

水道內推移質輸運率比懸沙輸運率小1～2個數量級。這主要是由于研究區潮流動力強，底質較細，懸沙濃度較高。在海流作用下，潮周期推移質的輸運方向和大小與輸水率有較好的對應關系（圖5）。沙洲A附近水道輸運率最小，僅為3.75×10-3kg/s和6.92×10-3kg/s，說明水道底床較為穩定；其余站位的推移質輸運率相近，主要在30×10-3～50×10-3kg/s之間（表2）。K04和K05站位推移質輸運均指向南、北支水道間的水下沙脊，且K04站的南向分量遠大于K05站的北向分量。

表2 各站位潮周期推移質輸運率、再懸浮通量及底床沉積物活動時間

3.3 海底穩定性分析

3.3.1 表層及水體沉積物分布特征

苦水洋水道內海底表層沉積物的空間分布比較復雜。一般來說，深槽較細，淺灘較粗，與近岸潮間帶沉積物分布特征相異（王愛軍 等，2004）（圖6a）。平均粒徑范圍在2.94～5.90 Φ之間，主要為砂質粉砂，其次為細砂和粉砂質砂（表3）。水道中水深較淺部位（如K02和P01站）底質中砂組分含量可達95%，分選中等，粒度接近正態分布。其余站位粉砂質含量較高，一般在50%左右，粘土等細顆粒物質也占到一定比重，底質粒度呈極正偏。水道束窄段（K01、P02和K03站）和口門區域（如K07、K09站）的底質中，粘土含量在11.19%～17.19%之間，砂質含量一般不超過40%。這種脊粗槽細的底質分布特征體現了由水道向沙脊的水動力分選作用。

圖6 各站位 (a)底質平均粒徑和水深關系；(b)漲落潮懸沙平均粒徑和距岸距離關系

表3 各站位底質及懸沙粒度參數

漲落潮過程中，苦水洋海域水體里懸浮沉積物粒徑有向岸減小的趨勢（表3）。這與沉積物的輸運過程、底質粒徑組成以及水動力狀況等密切相關。懸浮沉積物的優勢粒徑在5～7Φ之間，主要成分為粉砂和粘土，兩者含量之和一般超過95%；分選較差，偏態以正偏為主。懸沙的向岸細化可能是由于沉積物在由海向陸輸運的過程中，較粗顆粒物質的逐漸沉降導致。例如，K08站水體中約含有5%粗于4 Φ的顆粒組分，而K02站中該組分為幾乎0。大部分站位的漲潮懸沙粒徑略大于落潮，僅在近岸水道站位中（K01、K02和P01站）出現相反的情況（圖6b）。近岸潮水向海岸運動，弱動力環境中細顆粒沉積物在沉降和沖刷延遲效應下，堆積在出露沙洲和潮灘上，使落潮水中懸沙粒徑大于漲潮水（Wang et al，2012）。此外，垂向上懸沙級配顯示上部水層中懸沙略粗于底部，這與前人在潮灘上觀測結果不同（圖7）（李占海等，2007）。其原因可能是近底層懸沙濃度高，絮凝作用較強導致。

3.3.2 海底活動性與再懸浮

海底沉積物的活動性通常從沉積物活動時間和活動層厚度兩個方面來考慮（高抒等，2001）。由于后者往往需要季節或年際以上的時間尺度，本文僅根據該大潮期間的觀測數據計算各個站位海底沉積物的活動性時間。計算方法如下：

參數的確定主要是根據前人在江蘇海岸帶研究結果，以及基于本次觀測流速剖面的馮卡門-普朗特對數剖面公式推導（汪亞平等，2006）。由于水深較大且波高較小，因此僅考慮潮流的作用。

結果表明，大潮期間苦水洋水道海底沉積物活動性較強，所有站位活動時間均超過80%（表2）。這主要由于該海域潮流作用強勁，底質為容易起動的細砂和粉砂。活動性較小的站位主要位于近岸西水道，由于其往復流特征，轉流時流速很低，海底沉積物無法起動。外海站位以旋轉潮流為主，轉流時次流向上流速仍較高，沉積物在整個潮周期內基本都處于活動狀態，如K05、K07和K09站。這有利于海底沉積物沿水道橫斷面向兩側沙脊輸運。在水動力較弱的小潮時段，沉積物活動時間將會顯著縮短。

圖7 K02、K03、K04和K08站底質和不同水層粒徑分布

由于底質活動性強，苦水洋水道的再懸浮通量達到10-4kg/m2/s量級（表2）。特別是在沙洲A和沙洲B附近水道深槽中，其值可以超過1.15×10-4kg/m2/s。此外，北水道和西水道之間的K04站再懸浮通量明顯高于水道其他位置。在不考慮底形遷移情況下，大潮潮周期內苦水洋海底活動層厚度可達0.5 cm左右；若考慮到推移質及懸移質輸運，可能略大于該值。年際尺度內，考慮到潮相變化和風暴事件，活動層厚度可能在10-1～100m量級之間。

對于推移質輸運和再懸浮通量的估算主要是基于海底非粘性沉積物的物質組成。但底質粒度分析顯示，沙洲A附近深槽處粘土和粉砂所占比重很高，具有粘性沉積物不易起動的性質，其實際再懸浮通量和推移質輸運率可能小于估計值。根據海底表層和水體中懸沙粒徑分布關系，底質較細站位（如K03）的細顆粒沉積物主要以懸移質進入水體，而粗顆粒在海底主要以推移質沿水道或向沙脊輸運；粗底質站位（如K02）水體懸沙主要來源于平流輸運，床面沉積物運移型態以推移質為主（圖 7）。

3.4 1979-2011年地形演變

苦水洋海域1979年和2011年海底地形以及海底沖淤空間變化表明，盡管局部水深變化較大并存在地形遷移，水道內地貌格局整體變化不大。1979年的西水道主要存在兩個深槽中心，分別位于沙洲A和沙洲B附近（圖8a）。沙洲A段深槽長度約為10 km，寬度約為5 km，最大深度超過22 m；沙洲B段深槽水深約18 m。北水道自外海向岸逐漸變淺，水道兩坡比較寬緩。南水道水深和寬度遠大于北水道，深度基本大于20 m，最大可達26 m，向岸變窄變淺。口門沙脊北坡相比南坡較緩，最淺處水深小于12 m。三條水道被17 m等深線相隔，在121.8°E，33°N附近交匯。2011年海底地形顯示，沙洲A、沙洲B附近深槽相連，形成長約20 km、深度約18 m的狹長水道（圖8b）。北水道外海深槽拓寬、加深至22 m，20 m等深線向岸延伸。南水道由于測量位置所限，無法得到整體地形，但其近岸端有向海遷移趨勢。口門處水下沙脊變化明顯，其脊頂夷平變矮，沙脊近陸端與蔣家沙沙脊東翼相連，使南水道與西水道隔開；北水道與西水道深槽貫通，苦水洋整體變得更為順直。

圖8 苦水洋海域（a）1979年（b）2011年水下地形圖（c）1979－2011年海底沖淤變化

根據32年間海底沖淤變化分布，最大沖淤可達8 m，主要分布在近岸水道束窄段和口門沙脊附近（圖8c）；這種大幅度的沖淤變化主要與水道、沙脊的遷移有關。沙洲A深槽內淤積厚度將近4 m，底床變得更加平直。受深槽變化影響，近岸水道兩側沙洲呈現侵蝕后退：沙洲A和沙洲B靠水道側沖刷約5 m，水道南岸蔣家沙北側侵蝕深度達8 m。北水道北坡淤淺3～4 m，而南坡刷深4～5 m，主泓線橫向遷移約5 km；南水道北坡堆積6～8 m，南坡侵蝕約3 m。總體而言，苦水洋東部（包括口門沙脊）整體向南遷移。口門沙脊以及北側外毛竹沙的脊頂侵蝕厚度約2 m。約3 m厚沉積物堆積在三條水道交匯處，使口門沙脊與蔣家沙東翼相連。

4 討論

由于黃河北歸后，沙脊群區北部沉積物供應逐漸減少，蔣家沙以北沙洲和水道逐漸向東和向南遷移。苦水洋水道北側外毛竹沙脊頂的侵蝕和南坡的堆積，可能主要與該區沉積物供應背景有關。但是，南部的爛沙洋和小廟洪水道主槽也有南移趨勢。因而，除了沉積物來源的影響外，水動力作用也是導致地形遷移的重要原因。本次夏季大潮期間的水動力觀測結果顯示出南方向分量余流（如K04站）。黃海軍（2004）和劉燕春（2011）通過對遙感圖像解譯，證實了苦水洋在竹根沙-蔣家沙間部分水道近年來有東南方向移動趨勢。由于輻射沙脊群海域沖蝕和淤積頻繁，地形復雜多變，現場觀測較為困難。通過對該海域建立水動力和沉積物輸運數值模型，可以模擬不同季節的流場狀況。根據Xing等（2012）的數值模擬結果，在考慮風、波浪、潮汐的作用下，苦水洋地區冬季與夏季的余流狀況相近；但在冬季較強的偏北和偏西方向風的影響下，海水有更加向岸和向南輸運的趨勢。此外，冬季海洋水體溫度低，懸沙濃度遠高于夏季。因而，冬季的水動力狀況可能更有利于苦水洋向岸方向輸沙和水道向南遷移。可以預測，未來近岸西水道和北水道間會進一步貫通、加深，成為苦水洋的主水道；口門沙脊與蔣家沙連通后繼續南移，使南水道向海縮進。與許多近岸港口水道受到碼頭建設、圍墾等人類活動影響不同，離岸型苦水洋潮流通道的沖淤演變主要是對自然環境的響應（劉秀娟等，2009；鞏明等，2011；倪云林等，2012）。在槽強脊弱的潮流作用下，苦水洋深槽會進一步刷深，海底沉積物向沙脊加積；當底質、水深達到平衡時，水道將會處于沖淤平衡的相對穩定狀態。

5 結論

本文通過對苦水洋水道內大潮全潮沉積動力觀測和1979-2011年海底地形對比分析，得到以下初步結論：

（1）苦水洋水道是潮流作用為主的潮流通道，波浪作用弱。流速和懸沙濃度自外海向陸增大，近岸束窄段水道為往復潮流，最大垂線平均流速為1.86 m/s。由岸向海，水道內的不同位置漲落潮流優勢不同，口門水道內漲落潮流通道并存。

（2）海底表層沉積物平均粒徑在2.94～5.90 Φ之間，呈現脊粗槽細特征，潮周期內活動性較強。水體中懸沙粒徑有向岸細化趨勢。水道內懸沙輸運率比推移質輸運率高1～2個量級，在沙洲 A（121.525°E，32.985°N）以西向陸方向輸運，沙洲B（121.606°E，33.029°N）以東大致向海，與輸水方向大致相同。

（3）苦水洋水道相對比較穩定，年際活動層厚度在10-1～100m量級之間。近32年間苦水洋水道形態、位置變化不大，局部存在沖淤和地形遷移。口門北支水道20 m深槽拓寬、向岸延伸，并向南遷移；西水道沙洲A附近深槽向海伸展，有與北水道貫通趨勢，整體變得更加順直，未來可能成為苦水洋的主水道。

致謝：長江委下游局李樹明、鐘躋文參加了野外工作，南京大學趙善道、杜家筆幫助進行室內過濾、沉積物樣品分析及數據資料整理，特此致謝！

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