風暴作用下淤泥質潮灘-潮溝系統地貌演變研究進展

龔 政,張巖松,趙 堃,周 曾,張長寬

(1.河海大學江蘇省海岸海洋資源開發與環境安全重點實驗室,江蘇 南京 210098;2.河海大學港口海岸與近海工程學院,江蘇 南京 210098)

淤泥質潮灘在世界分布廣泛,在國外主要分布在荷蘭、法國等大西洋沿岸以及一些海灣和河口等處。中國潮灘規模大,在世界上具有特殊地位,潮灘岸線總長約4 000 km[1]。潮溝是潮灘上最活躍的地貌單元,是潮灘水、沙、營養物質等的交換通道[2]。淤泥質潮灘-潮溝系統的地貌演變受潮汐、波浪、生物、地下水、風暴等多因子的作用[3-4],學者們對正常天氣條件下潮灘-潮溝系統的動力地貌演變進行了大量基礎性的研究,對系統的長期發育演變有了一定的認識,而對短歷時風暴作用的研究較為薄弱。

“海岸風暴(coastal storms)”廣義上是指由熱帶氣旋或溫帶氣旋等大氣擾動引起的,可顯著影響水底地貌并使后灘(潮上帶)也處于波浪、水流和增水等作用之下的沿海氣象[5]。風暴對潮灘-潮溝系統的地貌演變、泥沙層理和沉積結構等有重要的影響[6-7]。隨著氣候變化的加劇,極端風暴的頻率有增大的趨勢,且主要集中在我國所處的西北太平洋地區[8],因此,對風暴作用下潮灘-潮溝系統地貌演變的認識和研究變得越來越重要。風暴期間,潮灘地貌發生短歷時、大范圍、大幅度的沖淤變化,并引起潮溝的劇烈擺動。潮溝擺動對于已匡圍海堤安全構成嚴重威脅,造成嚴重經濟損失。例如,2013年江蘇沿海條子泥一期匡圍工程施工期間,某次風暴影響下西大港潮溝擺動引起的海堤損毀,直接損失高達600多萬元[9]。此外,風暴還會加速海岸蝕退，引起鹽沼的損失退化等,對海岸濕地生態環境產生壓力[10-11]。因此,研究風暴作用下淤泥質潮灘-潮溝系統地貌演變,對于保障海岸工程安全以及海岸帶資源的開發與保護具有重要的實用價值。

本文從風暴作用下潮灘演變和潮溝演變兩個方面展開,從研究方法、演變特點和動力機制等方面回顧了國內外的研究進展,并重點綜述了潮溝擺動及其岸壁侵蝕過程的相關研究,給出了值得進一步研究的方向和內容。

1 風暴作用下的潮灘演變

1.1 研究方法

針對風暴作用下潮灘-潮溝系統的地貌演變,目前主要研究方法還是現場觀測以及遙感分析。潮灘沖淤變化觀測主要是借助標志樁法和埋板法(標志層法)以及RTK(real-time kinematic)測量[12-14],這些方法較適用于風暴前后的觀測。但風暴期間,現場觀測條件十分惡劣,容易損壞標志樁,標志板存在風暴后無法找回的風險[15],風暴期間云層厚度和降水等因素也可能導致RTK無法使用。最近,有學者利用潮灘三腳架架設高精度、高分辨率的動力-泥沙-地貌自動觀測儀器(如SEB、OBS、ADV等),成功進行了風暴期間的現場觀測,但仍需要在觀測架擾流問題以及穩定性等方面進一步研究[16]。潮灘沖淤遙感分析一般通過構建DEM(digital elevation model),對DEM進行疊加分析而實現。潮灘沖淤演變分析目前仍然是遙感應用的薄弱領域,在實際調查中,仍然以野外實地測量為主,遙感沖淤分析多提供輔助信息。航空、航片立體像對、激光雷達、合成孔徑雷達干涉測量(InSAR)、衛星遙感等技術在數據精度、成本、回歸周期等方面離實際應用還有一定距離[17-18]。地面激光掃描系統(terrestrial laser scanner)可以快速獲取高分辨率、大范圍的地貌數字高程數據,分辨率在厘米級,比較適合定量研究潮灘-潮溝系統在風暴作用下的地貌演變過程,但也存在設備費用較高等問題[19]。目前,數值模擬和物理模型試驗方面的研究多關注正常天氣下的發育演變過程,并著眼于長期地貌平衡態研究[20-21],短歷時風暴作用的研究較少。由于現場觀測的難度高,開展相應的數值模擬研究以及建立可控條件下的物理模型試驗研究勢在必行。但是,如何在實驗室對風暴過程、泥沙和潮灘-潮溝系統進行概化是后續研究中有待突破的方向[22]。

1.2 風暴剖面的形態特征

前人對風暴作用下沙質岸灘的演變進行了大量的研究,其風暴剖面的主要特點包括灘肩的侵蝕和水下沙壩的出現[22]。與之相比,淤泥質海岸對風暴響應的研究較少。黏性淤泥質灘面和非黏性沙礫質灘面的抗蝕能力有明顯差異,加之相對較強的潮汐作用、寬緩的灘坡以及生物對沉積作用的影響,淤泥質海岸對風暴的響應與沙質海岸相比有很大差異[23]。另外,沙質岸灘剖面的變化主要考慮橫向輸沙,而淤泥質潮灘剖面的演變和外來泥沙有直接的關系,需要在縱向和橫向比較大的空間尺度來考察。對淤泥質潮灘和沙質岸灘的類比研究需要謹慎,但是這種類比研究卻有助于我們理解潮灘地貌的演變特點[24]。

潮灘的平衡剖面形態特征是判斷其沖淤狀態及趨勢的重要指征[25-26]。針對潮灘的平衡剖面,前人做過較多研究[27]。在侵蝕淤積平衡剖面的基礎上,Kirby[25]提出了一個與沙質海岸Bruun法則類似的概念模型:Mehby法則。這一法則可以用來檢驗由泥沙供給控制的潮灘長期演變和風暴控制的短期演變趨勢[28]。正常天氣條件下,由于潮汐不對稱和泥沙滯后效應的存在,再加上泥沙的充足供應,潮灘總體上會呈淤積狀態。風暴天氣帶來的強烈動力條件,會使灘面出現“大沖大淤”[16, 29],這種沖淤一般在厘米到分米級范圍[30-33]。諸多學者對淤長型潮灘風暴剖面形態進行了現場觀測,得出了基本一致的結論:潮灘上部淤積,下部沖刷,如若考慮潮下帶的淤積,則是“中間沖刷,兩端淤積”的剖面形態,風暴過后,潮灘會繼續正常天氣條件下的淤積狀態,恢復到平衡剖面[6, 19, 24, 31-32, 34-35]。而對于侵蝕型潮灘風暴剖面,風暴會極大地加快潮灘原來上凹型剖面上沖下淤的趨勢[6]。由于各次風暴發生前的原始地貌狀態不同、各次風暴發生時的潮況不同、風暴的路徑不同、風暴期間潮灘及相鄰潮下帶水域風速風向的差異,風暴期間潮灘經歷的沖淤變化的細節是復雜的。潮灘剖面在風暴中的變化應該是“可沖可淤”的,既可以是凈沖刷,也可以是凈淤積[16]。

20世紀70年代后期,風暴沉積開始受到國內外沉積學家的關注。多位學者[27,36-38]相繼較系統地回顧了國內外風暴沉積的研究成果。風暴沉積一般有以下幾方面特征:在沉積結構方面,風暴沉積較正常沉積平均顆粒粒徑變粗,分選性增強,泥質含量減少,在垂向上有自下而上沉積物粒度減小的趨勢,正常天氣與風暴天氣交替形成潮灘的泥控層(mud-dominated layers)和沙控層(sand-dominated layers)[28,39]組成韻律性層理;在沉積構造方面,風暴沉積以發育丘狀交錯層理為典型特征,同時底部具有沖刷侵蝕面、平行層理、爬升層理等,而常態沉積下以發育水平紋層、交錯層理為主;在沉積序列上,風暴沉積底部一般具有明顯的沖刷面,與下伏常態沉積為不整合接觸。層序下部為平行層理,中部為緩起伏的丘狀交錯層理,上部為波狀交錯層理或爬升層理,再向上被常態沉積層覆蓋,兩者呈漸變關系,這種沉積序列的變化,反映了風暴能量弱—突強—漸弱的變化規律。不同的淤泥質潮灘風暴沉積的詳細情況不甚相同,需要通過現場觀測,進一步完善沉積模式,并探討分析其動力機制。

1.3 風暴剖面的形成機制

風暴作用帶來的風暴潮和臺風浪會極大地改變正常天氣條件下的動力條件,這種動力條件下的泥沙運動和輸移直接影響潮灘的地貌演變。針對風暴作用下的泥沙運動,蔣昌波等[22]、殷鍇[40]做過相關的綜述，他們指出前人的研究多為風暴前后現場觀測的成果,且國內研究多為風暴作用下的驟淤、輸沙率等方面的規律分析,由于缺乏風暴期間的高強度非平衡輸沙過程的觀測以及研究區域的局限性,對風暴作用下的泥沙運動機理的研究尚存在一定的缺陷。淤泥質潮灘的基本動力泥沙過程可歸結為兩種:在破波帶內,波浪掀沙造成泥沙懸浮;在破波帶外,破波帶內懸浮的泥沙在潮流作用下擴散運移,即“波浪掀沙、潮流輸沙”過程[41-43]。對于淤泥質潮灘,其底質通常為細砂、粉砂、黏土以及有機物組成的混合物,這些細顆粒多組分泥沙粒徑跨度范圍較大,常涵蓋非黏性沙到黏性沙,且呈現出水平向的分帶性和垂向分層性,泥沙運動情況比較復雜。多組分泥沙分選是泥沙運動產生的一個重要現象,很大程度上決定了潮灘剖面形態演變的趨勢。Zhou等[44]建立一維數學模型模擬了波流共同作用下潮灘灘面泥沙分選“岸向細化”的特點,反映了“波浪掀沙、潮流輸沙”規律,在模型中進一步加入風暴的作用后發現,風暴引起的極強床面剪切力可以起動較粗的泥沙,并由漲潮流向岸側輸送,改變了正常天氣情況下泥沙“岸向細化”的模式[45],從定性層面基本反映了泥沙分選過程。趙秧秧等[34]以江蘇如東海岸為例,建立了沉積動力學垂向二維概念模型,初步探究了形成風暴沉積層序及其空間分布的動力學機理。著名的“沉降和起動滯后”效應是淤泥質潮灘上重要的泥沙運動過程,在正常天氣情況下,會引起細顆粒泥沙的岸向沉積?；诂F場泥沙沉積觀測,有學者發現著名的“沉降和起動滯后”效應僅適用于較弱波浪條件下潮灘黏性泥沙沉積,而風暴作用期間不符合這一規律,且潮溝中也不適用[24, 46]。但同時也有學者指出,風暴作用下的許多動力特征與泥沙運動滯后效應有著密切的聯系,如波浪運動的非對稱性、波浪軌道速度的水平梯度、水流的垂向速度和床面底部的余流等[22]。這種滯后效應引發的非均勻沙非恒定輸移致使泥沙輸移率發生改變,因此,研究風暴作用下的泥沙運動滯后機理具有重要的意義。

針對淤長型潮灘“中間沖刷,兩端淤積”的風暴剖面的動力機制,前人的研究和分析主要有以下幾個方面:①“波浪掀沙、潮流輸沙”仍是淤泥質潮灘的基本動力泥沙過程。風暴期間,波流聯合底床剪切應力明顯增大,遠遠超過潮灘沉積物的臨界剪切應力,水體挾沙能力明顯增強,導致大量灘面泥沙再懸浮,水體懸沙濃度明顯增大[16]。懸浮泥沙隨潮流被輸送到相鄰低能區域,包括鹽沼區和潮下帶[31]。Fan等[32]建立了圖解概念模型,根據地形和動力條件將灘面分為7個部分來分析沖淤特點,并指出波浪過程及其對潮灘的作用強度受潮汐的影響,這種影響使潮灘細部沖淤模式不盡相同。具體表現在:漲潮和落潮過程中,破波帶相應的上下擺動;破碎波高受水深限制,大潮期間的弱風暴會比小潮期間的強風暴對潮灘的侵蝕區域更大,這也是因為由波浪破碎再懸浮起來的泥沙的再分配受控于潮流的作用。②正常天氣條件下的潮汐不對稱性會在風暴期間加強。這是因為風暴會加強潮流特別是漲潮流的作用,從而加劇了潮灘上潮汐的不對稱性[6];另外,風暴引起的強潮動力和波浪振蕩剪切力作用下,淤泥質底床發生軟化乃至液化而形成高濃度浮泥層[47-48]。Wells等[47]發現,當水底有浮泥時,浮泥層在波浪的作用下也會產生相應的波動,從而造成波浪波高的較快衰減,此時波浪以類孤立波的形式向高潮水邊線傳播。由于類孤立波的波峰下水質點的向岸速度比波谷下的離岸速度大,同樣加強了漲落潮流速的不對稱性,有利于細顆粒沉積物繼續向岸運移,在潮灘上部富集。③余流對泥沙輸移起著重要作用。風暴期間,潮灘淺水區水體大量向岸凈輸移是向岸風成流及波流的表現[49]。作為一種水體平衡,在水深較大的潮灘下部形成底層水體的向海凈輸移。因此,底層余流存在著一個轉向點。轉向點的形成使潮灘及潮下帶分成內、外堆積帶和侵蝕帶[35]?？偟膩碚f,風暴剖面的形成機制研究大多是現場觀測成果,研究體系還不夠強。風暴期間,動力作用增強,波浪與潮流間相互作用增大了水動力的復雜性,而這正是泥沙運動與潮灘演變的驅動力。目前,對于正常天氣下潮灘的長期發育已有一定的研究,而對于潮灘剖面風暴作用的短期過程及其形成機制有待進一步研究。

1.4 鹽沼對于風暴的響應

近年來,在面對全球氣候變化、海岸城市防洪以及海岸帶侵蝕的壓力下,越來越多的研究者關注鹽沼在削弱風暴災害方面的作用,社會也對這種基于生態系統或者基于自然的風暴防護項目越來越感興趣[50]。對于淤泥質潮灘,鹽沼多分布于潮間上帶和潮上帶,鹽沼的淤積是淤泥質潮灘風暴剖面的重要特征。很多學者通過現場觀測、數值模擬和物理模型試驗等手段研究了鹽沼對于風暴的響應,成果較為豐富。當鹽沼具有一定高度且連續分布時,鹽沼植被可以有效地緩沖水流,削弱風暴增水,耗散波浪能量,起到固沙效果,并增強鹽沼的穩定性[51]。現場觀測和數值模擬都發現鹽沼對風暴增水有削弱作用,這種削弱作用可以分為鹽沼植被的摩擦作用和潮溝的輸水或儲水作用[52-56],根據鹽沼和風暴的不同,削弱率大概在1.7～25 cm/km范圍內。不同的鹽沼植被消波效應也不同,柔韌性好的植被容易被風暴擊倒,耗散能量較少,但它們不容易出現結構損傷,并且倒下之后能夠保護鹽沼表層免于侵蝕;而柔韌性差的植被耗散能量多,但更易折斷,且會導致湍流和沖刷的加劇。現場觀測表明,鹽沼的消浪效果與相對波高成正比,與植株的淹沒度成反比[51]。我國于20世紀70～80年代引入互花米草并大量種植于沿海灘涂,現在分布較廣的地區有江蘇沿海,張忍順等[57]指出我國沿岸互花米草草帶寬度在200 m以上時,它的消浪作用非常明顯,消能率超過90%,若寬度超過500 m,則消能率可達99%。近年來,學者們對于這種“生物動力地貌學”(Biomorphodynamics)的研究進展迅速、成果豐碩。未來可進一步探究其規律,并通過適當概化用于更好地模擬潮灘風暴剖面的演變過程。

風暴期間,鹽沼前緣普遍存在著沖刷現象,主要是高潮憩流期風暴浪的侵蝕作用所造成[6],這種侵蝕常常會在鹽沼前緣產生陡坎[58],而陡坎的形成增加了鹽沼前緣光灘的水深,會加劇波浪的作用,從而對鹽沼前緣產生較長時期的影響[59]。在淤長型潮灘,風暴過后,侵蝕區會很快轉變為淤積區,淤積速率最大的地方也常出現在鹽沼前緣[19,32]。但是,鹽沼前緣的側向侵蝕導致的鹽沼損失退化在很多地區也都有觀測到,Leonardi等[11]指出從長期的角度看,鹽沼退化主要是受高頻(每月1次)的中等風暴的影響所致,而極端風暴因為其頻率低、作用時間短,造成的影響不足1%。目前,風暴影響下鹽沼的側向變化相比垂向變化研究較少,且需要更多關注風暴對鹽沼長期生長演變的影響,并考慮鹽沼季節性和周期性的變化[60],為海岸帶可持續開發、生態環境保護等提供科學依據。

2 風暴作用下的潮溝演變

2.1 演變特點及動力機制

國內外通過現場觀測、遙感分析、數值模擬和物理模型試驗等研究手段,對潮溝地貌形態特征和發育演變過程等進行了大量基礎研究。目前,還有諸多科學問題值得深入探討,如潮溝曲流發育的動力學機制等[61]。風暴作用下動力增強,潮溝活動性也相應增強,潮溝形態會發生特別顯著且形式多樣的變化,相關的研究多數來自于現場觀測和遙感分析的成果,還十分薄弱。

潮灘和潮溝作為一個系統,潮溝的穩定性是潮灘穩定性的標志[62-63]。風暴期間,潮溝通過不斷地側向遷移、擺動來改造或破壞潮灘沉積, 同時影響潮灘的穩定性[2]。龔政等[64]通過斷面觀測得出潮間帶中部區域灘面高程受制于風暴潮流對于潮溝平面擺動和潮溝形態的影響,當潮溝較多時,潮間帶中部沖刷顯著。潮溝是潮灘水、沙的交換通道,風暴期間潮溝本身的輸水輸沙作用比風暴前提高,因此越向溝梢,淤積量越大,潮間上帶的潮溝溝梢多被淤死。風暴帶來的高速漲潮流會導致灘面漲潮水灌入潮溝的現象,迅急的漲潮流對潮間下帶粉細沙有一種夷平作用,使灘面受侵蝕,而其上的潮溝則接受淤積[6]。風暴期間,潮溝的發育要通過拓寬或開辟新潮溝來適應動力條件的突變。楊世倫等[23]曾觀測到風暴期間形成的貫穿裸灘和鹽沼下部的潮溝,但在風暴過后數月完全消亡。Xie等[19]也同樣觀測到風暴期間潮溝口門段的侵蝕,但在風暴過后和潮灘一同發生淤積,可見潮溝在風暴作用下的變化有著與潮灘剖面類似的突變和恢復過程。任美鍔等[6]曾就某典型風暴作用下江蘇淤泥質海岸潮溝演變特點和動力機制做了分析研究,主要包括:①如果風暴造成的壅水方向與潮溝的延伸方向相同,潮溝的漲潮水量大增,漲潮時間提前,潮流動力作用大為增強,會造成潮溝連通關系的改變。②一些過去廢棄而淤淺了的潮溝往往成為潮溝拓寬或開辟新潮溝的可能路線,從而重新活躍起來。③風暴會增大潮溝平面擺動的速度，加速裁彎取直的過程,如風暴前潮溝已比較順直,風暴將拓寬潮溝,甚至發育彎道的沖刷陡坎;潮溝已有的岸壁陡坎在風暴作用下會加速崩塌后退,后退距離達數十米。

2.2 潮溝擺動及其岸壁侵蝕過程

風暴期間,潮溝的快速擺動對海堤安全構成嚴重威脅,是亟須解決的科學問題。這里通過總結前人的相關研究,為進一步探討潮溝擺動機制提供思路。潮溝由于發育曲流而產生橫向擺動[62]。潮溝曲流的發育機制還需要進一步研究驗證,但人們普遍認為漲、落潮最大流速路徑的不一致,是潮溝曲流發育的重要動力因素[62,65-67]。潮溝擺動需要充足的泥沙供應和水動力條件,擺動的速度與趨勢受多方面因素影響,包括潮溝規模、泥沙特性、閘下陸源水、圍墾工程等[61]。潮灘中下帶潮溝發育,平面擺動劇烈[13,68]。大型潮溝彎曲度較小,且相比中小潮溝更加穩定,風暴作用之下也是如此[9]。發育在非黏性或未固結泥沙之中的曲流擺動較大[69],且有可能在漫灘流、岸壁侵蝕或波浪的作用之下洗刷掉,而發育在鹽沼或黏性泥沙之中的曲流則相對更加穩定[70]。在風暴引起的強潮動力和波浪振蕩剪切力作用下,淤泥質底床發生軟化乃至液化而形成高濃度浮泥層[47-48]。這層浮泥層含水量高,顆粒黏結作用弱,臨界剪切應力和強度很小,潮灘-潮溝系統很容易被反復改造[9]。暴雨對潮溝擺動也有重要的作用,尤其在低潮位。暴雨的濺擊作用會使表面黏土更易侵蝕[71-73],還會加強落潮流,從而引起岸壁侵蝕和泥沙的向下輸移[74]。隨著曲流的發育,沉積物不斷在曲流凸岸邊灘水流較緩處淤積,加大了水流向凹岸的匯集,凹岸侵蝕不斷加劇,當曲流發育到一定程度,潮溝就易裁彎取直[61, 75]。

潮溝擺動是曲流邊灘沉積和岸壁侵蝕兩者共同作用的結果。諸多學者從沉積學的角度對曲流邊灘進行了研究[70,76-80]。風暴期間,潮溝裁彎拓寬、橫向遷移或改道,并增強水流側向沉積作用。這種多次風暴形成的災害性變化,使攜帶的大量沉積物快速堆積埋藏,易保存在地質記錄中。側向遷移作用使槽谷明顯呈彎曲狀,凹岸強烈受蝕不斷后退,凸岸緩平,有利于邊灘沉積。但橫向遷移不穩,經常變換方向,左右擺動,使已形成的邊灘沉積重遭破壞,再建新的邊灘或心灘沉積[81]。岸壁侵蝕是造成潮溝擺動的重要過程,潮溝的岸壁侵蝕可以分為逐漸侵蝕和瞬時崩塌兩類,岸壁逐漸侵蝕是一個緩慢而連續的過程,主要與水流強度和泥沙抗沖性能有關。岸壁瞬時崩塌是一個快速、不連續的過程,受多種因素的影響,如漲落潮過程(靜水壓力的變化)、土體性質(飽和土-非飽和土的轉化)、植被(根部的黏結作用)、土體含水量(地下滲流與地表蒸騰)等。

岸壁侵蝕的研究開始于河流系統[82]。因其顯著影響河道水質,對河道的蜿蜒、裁彎取直、漫灘過程等起到了至關重要的作用[83-84],一直是河流研究的熱點與難點。目前,基于極限平衡法的岸壁穩定模型已經發展成熟,并推出了一系列的商業軟件,如美國泥沙研究所的BSTEM模型[85]。為了進一步研究岸壁崩塌過程,有學者采用應力-應變法來研究岸壁土體內部任一點的穩定狀態[86-88]。但河流與潮灘-潮溝系統既有許多相似點也有許多差異,需要在借鑒研究方法的同時,考慮兩個系統在水流驅動力和模式、時空尺度等方面的不同。對于潮溝岸壁侵蝕的研究還處于起步階段,且研究對象多是鹽沼潮溝[66,89]。Chen等[90]發現了植被根系和土體固結對潮溝岸壁的穩定起著積極作用,前者增強了岸壁上部的穩定性,而后者增強了岸壁下部的穩定性。鹽沼潮溝低頻的擺動和高頻的岸壁侵蝕,是存在于鹽沼潮溝的悖論。為了解釋這一現象,Gabet[91]通過現場觀測分析,認為是崩塌土體保護了岸壁,阻止了進一步的岸壁侵蝕。還有學者將崩塌過程與岸壁坡度和土壤擴散系數建立了線性關系,描述了灘、溝之間的泥沙大量交換[92]。

由于岸壁侵蝕是多因子共同作用的結果,岸壁侵蝕的時間尺度和泥沙在垂向上侵蝕和沉積過程的時間尺度不同。另外,岸壁侵蝕過程無法在較粗的水動力模型網格中模擬。因此,目前的海岸地貌模型中還沒有特別精確有效的途徑去刻畫岸壁侵蝕過程[93-94]。Delft3D模型中將岸壁侵蝕過程刻畫為將發生在濕網格的侵蝕由相連干網格的侵蝕代替,這意味著泥沙從干網格輸移到與之相連的濕網格,因此濕網格的床面不變,直到干網格變為濕網格,岸壁侵蝕也就由此發生。van der Wegen等[93]將這一過程應用到河口灘槽地貌演變中,比較了考慮和不考慮岸壁侵蝕的演變差異。Chu等[94]應用這一過程,并將資料同化方法應用到地貌模型中,不斷結合觀測數據更新潮溝的擺動形態,使模型最終結果更加真實合理。但這一過程只是對岸壁侵蝕的粗略刻畫,并沒有考慮水流對岸壁的切應力以及泥沙的特性等。Gong等[95]采用應力-應變法探究岸壁崩塌過程,進而建立了潮溝邊壁后退數學模型。結果表明,潮溝岸壁崩塌過程可以分為坡腳剪切破壞、坡頂拉破壞、坡頂到坡腳的貫穿面形成3個階段,模擬發現岸壁崩塌對潮溝岸壁侵蝕后退的貢獻高達85%,表明該過程對潮溝的形態和規模起到控制作用。這一模型從機理上對潮溝岸壁侵蝕過程進行了刻畫。目前,精確有效地刻畫模擬岸壁侵蝕過程是學者研究的前沿和熱點[93],而如何預測風暴作用下的潮溝擺動趨勢更是研究的難點。

3 研究展望

針對淤泥質潮灘-潮溝系統在風暴作用下的地貌演變特點和機制,前人的研究成果主要通過現場觀測和遙感分析得到。筆者認為潮灘的風暴剖面與沙質海岸相比有較大不同,其形成機制有待進一步系統研究；鹽沼植被能有效地削弱風暴作用,起到固沙效果,但其側向變化也應該引起學者的重視；風暴作用下潮溝的活動性大大增強,潮溝擺動及其岸壁侵蝕過程的研究還十分薄弱。綜合分析目前的相關研究,風暴作用下淤泥質潮灘-潮溝系統地貌演變中有待進一步研究的內容包括:

a. 風暴作用下潮灘-潮溝系統的水動力特點和泥沙運動規律分析。應設計和改進現場觀測技術和方法,并結合遙感技術,獲取風暴作用前、中、后的現場資料,包括潮灘不同分帶、不同水深和典型潮溝控制斷面的水沙過程,研究多組分泥沙在復雜動力環境下的分選過程和運動規律,并應關注風暴作用下的泥沙運動滯后機理、浮泥形成和運動規律等,為進一步研究分析淤泥質潮灘-潮溝系統的演變特點提供基礎資料。

b. 風暴作用下潮灘地貌演變機制系統性研究。潮灘演變受多種因子的影響,風暴對其短期和長期演變都有重要影響,需在動力和泥沙運動規律研究的基礎上,綜合分析風暴作用對潮灘不同分帶的地貌演變影響機制,并考慮風暴與生物作用、地下過程、海平面上升等驅動因子的耦合,為精確模擬潮灘演變提供支撐;在考慮鹽沼削弱風暴作用的同時,關注風暴對鹽沼長期生長演變的影響,并考慮鹽沼季節性和周期性的變化。

c. 潮溝擺動動力學機制研究。借鑒河流岸壁侵蝕研究方法,研究漲落潮流、滲流力、孔隙水壓力等多因子影響下潮溝岸壁侵蝕機理;可通過物理模型試驗,根據現場潮溝邊壁情況,探究不同水位高度、不同岸壁高度、不同泥沙組分下的岸壁穩定性,并進一步概化風暴動力環境,研究其岸壁侵蝕機理;耦合潮溝岸壁侵蝕及泥沙輸運過程,建立風暴作用下淤泥質潮灘-潮溝系統“動力-泥沙-地貌”數學模型,動態模擬潮溝擺動過程,探究其動力學機制。