倪文斐，汪亞平，鄒欣慶，高建華

（南京大學(xué) 地理與海洋科學(xué)學(xué)院，江蘇 南京 210093）

江蘇省岸外北起射陽(yáng)河口，南至蒿枝港口的南黃海海域發(fā)育有獨(dú)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(nèi)陸架及以淺水區(qū)域，南北長(zhǎng)約200 km，東西長(zhǎng)約90 km，并以弶港和小洋口港為頂點(diǎn)向外海輻散（任美鍔，1986）。沙脊大小不等，長(zhǎng)度可由數(shù)公里到數(shù)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(shí)可露出水面并與陸地相連，海平面之上面積達(dá)2 125.45 km2，形成了廣闊的岸外土地資源。當(dāng)沉積物供應(yīng)和水動(dòng)力（包括潮流、波浪和風(fēng)暴潮）發(fā)生變化時(shí)，輻射沙脊間潮流通道的位置、形態(tài)會(huì)相應(yīng)調(diào)整，使沙脊區(qū)地貌體系重新組合（張東生等，1998；高抒，2008）。

近年來(lái)，由于社會(huì)經(jīng)濟(jì)發(fā)展的需要，對(duì)于輻射沙脊群海域的調(diào)查和研究主要集中在具有土地利用價(jià)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(guò)對(duì)沉積動(dòng)力、礦物粒度以及地形資料分析，認(rèn)為西洋潮流通道較為穩(wěn)定；何華春（2005）和陳可鋒（2012）分別通過(guò)遙感影像解譯、地形斷面對(duì)比和數(shù)值模擬，分析了爛沙洋和小廟洪水道的地形演變及動(dòng)力機(jī)制。同樣，對(duì)于潮流通道內(nèi)沉積動(dòng)力過(guò)程的研究，也主要限于西洋的局部區(qū)域（劉運(yùn)令等，2011）。苦水洋位于輻射沙脊群中部，近岸側(cè)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(jù)現(xiàn)場(chǎng)觀測(cè)數(shù)據(jù)和歷史海圖資料，研究苦水洋海域的沉積動(dòng)力特征和水、沙輸運(yùn)格局，并結(jié)合其近三十多年來(lái)的地形演變，分析水道的穩(wěn)定性及變化趨勢(shì)，期望對(duì)區(qū)域海洋資源開(kāi)發(fā)、環(huán)境保護(hù)提供參考。

1 研究區(qū)概況

江蘇岸外海域的潮汐主要受東海前進(jìn)潮波和黃海旋轉(zhuǎn)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(yùn)動(dòng)（任美鍔，1986）。由于淺水潮波變形和海岸線形態(tài)影響，潮差由遠(yuǎn)海向近岸增大，在輻射中心弶港附近可達(dá)7.0 m以上。數(shù)值模擬結(jié)果顯示該區(qū)潮流流速較強(qiáng)，平均流速達(dá)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(guò)古潮流場(chǎng)模擬，認(rèn)為這種輻射狀潮流場(chǎng)與沙脊群的存在無(wú)關(guān)，潮流動(dòng)力是塑造沙脊-水道形態(tài)的主要?jiǎng)恿l件。該海域波高較小，最大不超過(guò)2.0 m（何小燕等，2010）。臺(tái)風(fēng)和風(fēng)暴潮等極端天氣事件會(huì)使淺灘和深槽在短時(shí)間內(nèi)發(fā)生劇烈的沖刷和淤積（張東生等，1998）。由于圍墾導(dǎo)致的岸線變化、海平面上升等因素會(huì)在較長(zhǎng)時(shí)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(zhì)基底是全新世海侵以來(lái)的古長(zhǎng)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(yīng)使蘇北濱岸平原和岸外水下暗沙迅速生長(zhǎng)、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(yùn)，與南部現(xiàn)代長(zhǎng)江沉積物一同成為沙脊群目前主要的沉積物來(lái)源（張忍順，1992；王穎，2002）。每年進(jìn)入沙脊群區(qū)的沉積物約有2×108t，而海岸帶與沙洲每年的淤積量可達(dá)7.7×108t，因而堆積的沉積物主要來(lái)自于海底物質(zhì)的再分配（朱大奎，1986）。

以蔣家沙為界，南側(cè)沙洲主要受到長(zhǎng)江沉積物供應(yīng)，發(fā)育時(shí)間長(zhǎng)，相對(duì)比較穩(wěn)定；黃河在距今數(shù)百年內(nèi)以巨量沉積物供應(yīng)北側(cè)沙洲，之后北歸，沙洲接受潮流改造時(shí)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(xiàn)蝕退，潮流通道侵蝕加深，次級(jí)水道消長(zhǎng)，小沙洲并入大沙洲。蔣家沙以北沙洲呈現(xiàn)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(zhǎng)，竹根沙除部分區(qū)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(cè)分布兩個(gè)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(guò)程中也會(huì)在竹根沙-蔣家沙匯聚。

2 材料與方法

2.1 數(shù)據(jù)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(jì)11個(gè)站位進(jìn)行25 h全潮定點(diǎn)同步沉積動(dòng)力學(xué)觀測(cè)，獲取水深、流速、流向、波浪、懸沙濃度等數(shù)據(jù)（圖1）。在全潮期間的兩個(gè)漲急和落急時(shí)刻，在近岸兩條斷面P1、P2進(jìn)行ADCP走航。除K01、K02站采用SLC9-2型直讀式海流計(jì)進(jìn)行觀測(cè)外，其他站位的流速、流向剖面均觀測(cè)采用600 kHz或1 200 kHz WH-ADCP（美國(guó)RDI公司）進(jìn)行連續(xù)觀測(cè)。同時(shí)，錨系站位進(jìn)行同步的現(xiàn)場(chǎng)懸沙水樣采集。水樣采集與海流計(jì)觀測(cè)均采用6點(diǎn)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(cè)量時(shí)水深），時(shí)間間隔為1 h。在各錨系站位還采集了表層底質(zhì)樣品。

圖1 研究區(qū)位置及站位分布

此外，還利用HD380型雙頻測(cè)深儀（精度1 cm±0.1%水深，工作頻率20 kHz和200 kHz），結(jié)合Sps351信標(biāo)DGPS系統(tǒng)（定位精度0.5 m）及Haida V6.21導(dǎo)航定位軟件，對(duì)研究區(qū)的海底地形進(jìn)行了測(cè)量。測(cè)量斷面上采樣點(diǎn)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(cè)線位置

在室內(nèi)使用孔徑為0.45 μm的濾膜對(duì)水樣進(jìn)行抽濾，將附著沉積物烘干、稱重，計(jì)算得到懸沙濃度。潮周期典型時(shí)刻（漲落急、漲落憩）的水樣，以及底質(zhì)表層樣用Mastersizer2000型激光粒度儀進(jìn)行測(cè)試。

2.2 數(shù)據(jù)分析

2.2.1 單寬輸水率和懸沙輸運(yùn)率 首先對(duì)ADCP測(cè)得的流速、水位數(shù)據(jù)做10 min平均，去除噪聲影響，流速分解為東向和北向分量。計(jì)算每層的流速和水層厚度，沿水深和時(shí)間積分，可以用下面公式計(jì)算出錨系站位潮周期輸水率Qw。

積分時(shí)間段T選取全潮水位閉合的時(shí)間段，h為t時(shí)刻水深，V（z，t）為時(shí)刻t水層深度z處的流速。對(duì)于單寬水體，以C（z，t）表示時(shí)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(shí)間內(nèi)積分，可以得到錨系站位潮周期單寬懸沙輸運(yùn)率Qs。

2.2.2 推移質(zhì)輸運(yùn)率和再懸浮通量

采用Bagnold型Nielsen公式計(jì)算推移質(zhì)輸沙率（Nielsen，1992）。推移質(zhì)輸沙率qb可用下面公式計(jì)算，在全潮時(shí)間內(nèi)積分得到潮周期推移質(zhì)輸運(yùn)率Qb。

式中，Φ無(wú)量綱推移質(zhì)輸沙率，θ=Shields數(shù)，θcr=臨界Shields數(shù)，Cd=拖曳系數(shù)，V100=距海底1 m處流速，V=垂線平均流速，z0=粗糙長(zhǎng)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(yùn)動(dòng)粘度。

底床再懸浮通量ME采用Partheniades（1965）公式計(jì)算。

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

2.2.3 粒度分析與地形對(duì)比

由于McManus矩法公式計(jì)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(jì)算平均粒徑、分選系數(shù)、偏態(tài)和峰態(tài)等粒度參數(shù)（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(wàn)海圖進(jìn)行數(shù)字化，獲取水深數(shù)據(jù)，并與本次測(cè)量結(jié)果統(tǒng)一換算到平均海平面基準(zhǔn)，再進(jìn)行地形對(duì)比。1979年海圖水深為理論深度基準(zhǔn)面，采用海圖提供的潮信表信息及國(guó)家海洋信息中心出版的潮汐表中江蘇沿海驗(yàn)潮站潮高基準(zhǔn)面（理論深度基準(zhǔn)面與平均海面之間的關(guān)系），網(wǎng)格化后采用克里金方法進(jìn)行空間插值，換算為平均海面基準(zhǔn)的水深數(shù)據(jù)。本次水下地形測(cè)量（測(cè)線見(jiàn)圖2），采用日本NAO991B區(qū)域的潮汐模型對(duì)測(cè)深結(jié)果進(jìn)行潮汐校正（Matsumoto et al，2000），網(wǎng)格化后同樣采用克里金方法進(jìn)行插值（網(wǎng)格均為758 m×905 m），獲得平均海面基準(zhǔn)的水深數(shù)據(jù)。

3 結(jié)果

3.1 水動(dòng)力與含沙量特征

苦水洋水道外?？陂T附近發(fā)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(cè)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(fēng)浪。

苦水洋潮汐類型為不規(guī)則半日潮，潮差由外海向近岸增大，在P02站可達(dá)5.84 m，屬于強(qiáng)潮潮差。水道內(nèi)漲落潮歷時(shí)相近，受地形影響，沿向岸方向落潮歷時(shí)略大于漲潮歷時(shí)（圖3）。由于受到東海前進(jìn)潮波和南黃海旋轉(zhuǎn)潮波的共同作用，潮流具有顯著的駐波特征，同時(shí)也體現(xiàn)出前進(jìn)波的性質(zhì)。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(nèi)主要為往復(fù)流，漲潮流向西南，落潮流向東北；沙洲B以東的南、北水道內(nèi)呈現(xiàn)順時(shí)針旋轉(zhuǎn)潮流，潮流橢圓長(zhǎng)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(shí)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(qiáng)，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(nèi)的不同位置，漲落潮流優(yōu)勢(shì)不同，流速相對(duì)大小也因潮而異?？傮w來(lái)說(shuō)，南北水道內(nèi)相對(duì)坡側(cè)的優(yōu)勢(shì)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(dá)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(nèi)流速分布特征有較好的對(duì)應(yīng)性。竹根沙附近的K01站落潮平均懸沙濃度可達(dá)209 mg/L，而外海口門K08、K09站僅為 39 mg/L和78 mg/L（表1）?？傮w看來(lái)，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(nèi)的變化具有不對(duì)稱性。高值一般出現(xiàn)在漲急或落急時(shí)刻，并與高流速相對(duì)應(yīng)，表明再懸浮的主導(dǎo)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(shí)均超過(guò)198 mg/L，表明了沉積物平流輸運(yùn)和沉降的控制地位。近岸水道內(nèi)K01和K03站落潮懸沙濃度值遠(yuǎn)高于漲潮，外?？陂TK06站漲潮濃度值遠(yuǎn)高于落潮，具有明顯的潮不對(duì)稱特征。水體中懸沙濃度垂向分層明顯，底層可超過(guò)700 mg/L。3，表1）。平潮時(shí)，流速垂向上分層不明顯，往復(fù)流轉(zhuǎn)流時(shí)間短，流速一般小于0.20 m/s；旋轉(zhuǎn)流的轉(zhuǎn)流時(shí)間較長(zhǎng)，流速可達(dá)0.78 m/s。P1、P2斷面走航結(jié)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(nèi)潮周期單寬輸水率最大為10.40 m3/s，出現(xiàn)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(xiàn)為凈向岸輸水，為漲潮通道?？陂T南、北支水道內(nèi)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(shí)針環(huán)流（圖4）。K04站沿水道橫斷面方向凈向南輸水。然而在中潮時(shí)，苦水洋西水道表現(xiàn)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(zhì)會(huì)發(fā)生轉(zhuǎn)變。

除了K01、K02和K05站，水道內(nèi)潮周期懸沙輸運(yùn)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(dá)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(yuǎn)小于其他站位，且向岸輸運(yùn)，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(shí)的高懸沙濃度有關(guān)（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(yùn)率

圖5 苦水洋水道各站位潮周期單寬推移質(zhì)輸運(yùn)率

水道內(nèi)推移質(zhì)輸運(yùn)率比懸沙輸運(yùn)率小1～2個(gè)數(shù)量級(jí)。這主要是由于研究區(qū)潮流動(dòng)力強(qiáng)，底質(zhì)較細(xì)，懸沙濃度較高。在海流作用下，潮周期推移質(zhì)的輸運(yùn)方向和大小與輸水率有較好的對(duì)應(yīng)關(guān)系（圖5）。沙洲A附近水道輸運(yùn)率最小，僅為3.75×10-3kg/s和6.92×10-3kg/s，說(shuō)明水道底床較為穩(wěn)定；其余站位的推移質(zhì)輸運(yùn)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(zhì)輸運(yùn)均指向南、北支水道間的水下沙脊，且K04站的南向分量遠(yuǎn)大于K05站的北向分量。

表2 各站位潮周期推移質(zhì)輸運(yùn)率、再懸浮通量及底床沉積物活動(dòng)時(shí)間

3.3 海底穩(wěn)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(nèi)海底表層沉積物的空間分布比較復(fù)雜。一般來(lái)說(shuō)，深槽較細(xì)，淺灘較粗，與近岸潮間帶沉積物分布特征相異（王愛(ài)軍 等，2004）（圖6a）。平均粒徑范圍在2.94～5.90 Φ之間，主要為砂質(zhì)粉砂，其次為細(xì)砂和粉砂質(zhì)砂（表3）。水道中水深較淺部位（如K02和P01站）底質(zhì)中砂組分含量可達(dá)95%，分選中等，粒度接近正態(tài)分布。其余站位粉砂質(zhì)含量較高，一般在50%左右，粘土等細(xì)顆粒物質(zhì)也占到一定比重，底質(zhì)粒度呈極正偏。水道束窄段（K01、P02和K03站）和口門區(qū)域（如K07、K09站）的底質(zhì)中，粘土含量在11.19%～17.19%之間，砂質(zhì)含量一般不超過(guò)40%。這種脊粗槽細(xì)的底質(zhì)分布特征體現(xiàn)了由水道向沙脊的水動(dòng)力分選作用。

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

表3 各站位底質(zhì)及懸沙粒度參數(shù)

漲落潮過(guò)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(shì)（表3）。這與沉積物的輸運(yùn)過(guò)程、底質(zhì)粒徑組成以及水動(dòng)力狀況等密切相關(guān)。懸浮沉積物的優(yōu)勢(shì)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(guò)95%；分選較差，偏態(tài)以正偏為主。懸沙的向岸細(xì)化可能是由于沉積物在由海向陸輸運(yùn)的過(guò)程中，較粗顆粒物質(zhì)的逐漸沉降導(dǎo)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(xiàn)相反的情況（圖6b）。近岸潮水向海岸運(yùn)動(dòng)，弱動(dòng)力環(huán)境中細(xì)顆粒沉積物在沉降和沖刷延遲效應(yīng)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(jí)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(cè)結(jié)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(qiáng)導(dǎo)致。

3.3.2 海底活動(dòng)性與再懸浮

海底沉積物的活動(dòng)性通常從沉積物活動(dòng)時(shí)間和活動(dòng)層厚度兩個(gè)方面來(lái)考慮（高抒等，2001）。由于后者往往需要季節(jié)或年際以上的時(shí)間尺度，本文僅根據(jù)該大潮期間的觀測(cè)數(shù)據(jù)計(jì)算各個(gè)站位海底沉積物的活動(dòng)性時(shí)間。計(jì)算方法如下：

參數(shù)的確定主要是根據(jù)前人在江蘇海岸帶研究結(jié)果，以及基于本次觀測(cè)流速剖面的馮卡門-普朗特對(duì)數(shù)剖面公式推導(dǎo)（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(jié)果表明，大潮期間苦水洋水道海底沉積物活動(dòng)性較強(qiáng)，所有站位活動(dòng)時(shí)間均超過(guò)80%（表2）。這主要由于該海域潮流作用強(qiáng)勁，底質(zhì)為容易起動(dòng)的細(xì)砂和粉砂?；顒?dòng)性較小的站位主要位于近岸西水道，由于其往復(fù)流特征，轉(zhuǎn)流時(shí)流速很低，海底沉積物無(wú)法起動(dòng)。外海站位以旋轉(zhuǎn)潮流為主，轉(zhuǎn)流時(shí)次流向上流速仍較高，沉積物在整個(gè)潮周期內(nèi)基本都處于活動(dòng)狀態(tài)，如K05、K07和K09站。這有利于海底沉積物沿水道橫斷面向兩側(cè)沙脊輸運(yùn)。在水動(dòng)力較弱的小潮時(shí)段，沉積物活動(dòng)時(shí)間將會(huì)顯著縮短。

圖7 K02、K03、K04和K08站底質(zhì)和不同水層粒徑分布

由于底質(zhì)活動(dòng)性強(qiáng)，苦水洋水道的再懸浮通量達(dá)到10-4kg/m2/s量級(jí)（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(guò)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(nèi)苦水洋海底活動(dòng)層厚度可達(dá)0.5 cm左右；若考慮到推移質(zhì)及懸移質(zhì)輸運(yùn)，可能略大于該值。年際尺度內(nèi)，考慮到潮相變化和風(fēng)暴事件，活動(dòng)層厚度可能在10-1～100m量級(jí)之間。

對(duì)于推移質(zhì)輸運(yùn)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(zhì)組成。但底質(zhì)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(dòng)的性質(zhì)，其實(shí)際再懸浮通量和推移質(zhì)輸運(yùn)率可能小于估計(jì)值。根據(jù)海底表層和水體中懸沙粒徑分布關(guān)系，底質(zhì)較細(xì)站位（如K03）的細(xì)顆粒沉積物主要以懸移質(zhì)進(jìn)入水體，而粗顆粒在海底主要以推移質(zhì)沿水道或向沙脊輸運(yùn)；粗底質(zhì)站位（如K02）水體懸沙主要來(lái)源于平流輸運(yùn)，床面沉積物運(yùn)移型態(tài)以推移質(zhì)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(nèi)地貌格局整體變化不大。1979年的西水道主要存在兩個(gè)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(zhǎng)度約為10 km，寬度約為5 km，最大深度超過(guò)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(yuǎn)大于北水道，深度基本大于20 m，最大可達(dá)26 m，向岸變窄變淺?？陂T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(zhǎng)約20 km、深度約18 m的狹長(zhǎng)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(cè)量位置所限，無(wú)法得到整體地形，但其近岸端有向海遷移趨勢(shì)?？陂T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(kāi)；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(jù)32年間海底沖淤變化分布，最大沖淤可達(dá)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(guān)。沙洲A深槽內(nèi)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(cè)沙洲呈現(xiàn)侵蝕后退：沙洲A和沙洲B靠水道側(cè)沖刷約5 m，水道南岸蔣家沙北側(cè)侵蝕深度達(dá)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?？陂T沙脊以及北側(cè)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(qū)北部沉積物供應(yīng)逐漸減少，蔣家沙以北沙洲和水道逐漸向東和向南遷移?？嗨笏辣眰?cè)外毛竹沙脊頂?shù)那治g和南坡的堆積，可能主要與該區(qū)沉積物供應(yīng)背景有關(guān)。但是，南部的爛沙洋和小廟洪水道主槽也有南移趨勢(shì)。因而，除了沉積物來(lái)源的影響外，水動(dòng)力作用也是導(dǎo)致地形遷移的重要原因。本次夏季大潮期間的水動(dòng)力觀測(cè)結(jié)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(guò)對(duì)遙感圖像解譯，證實(shí)了苦水洋在竹根沙-蔣家沙間部分水道近年來(lái)有東南方向移動(dòng)趨勢(shì)。由于輻射沙脊群海域沖蝕和淤積頻繁，地形復(fù)雜多變，現(xiàn)場(chǎng)觀測(cè)較為困難。通過(guò)對(duì)該海域建立水動(dòng)力和沉積物輸運(yùn)數(shù)值模型，可以模擬不同季節(jié)的流場(chǎng)狀況。根據(jù)Xing等（2012）的數(shù)值模擬結(jié)果，在考慮風(fēng)、波浪、潮汐的作用下，苦水洋地區(qū)冬季與夏季的余流狀況相近；但在冬季較強(qiáng)的偏北和偏西方向風(fēng)的影響下，海水有更加向岸和向南輸運(yùn)的趨勢(shì)。此外，冬季海洋水體溫度低，懸沙濃度遠(yuǎn)高于夏季。因而，冬季的水動(dòng)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?？梢灶A(yù)測(cè)，未來(lái)近岸西水道和北水道間會(huì)進(jìn)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(xù)南移，使南水道向?？s進(jìn)。與許多近岸港口水道受到碼頭建設(shè)、圍墾等人類活動(dòng)影響不同，離岸型苦水洋潮流通道的沖淤演變主要是對(duì)自然環(huán)境的響應(yīng)（劉秀娟等，2009；鞏明等，2011；倪云林等，2012）。在槽強(qiáng)脊弱的潮流作用下，苦水洋深槽會(huì)進(jìn)一步刷深，海底沉積物向沙脊加積；當(dāng)?shù)踪|(zhì)、水深達(dá)到平衡時(shí)，水道將會(huì)處于沖淤平衡的相對(duì)穩(wěn)定狀態(tài)。

5 結(jié)論

本文通過(guò)對(duì)苦水洋水道內(nèi)大潮全潮沉積動(dòng)力觀測(cè)和1979-2011年海底地形對(duì)比分析，得到以下初步結(jié)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(fù)潮流，最大垂線平均流速為1.86 m/s。由岸向海，水道內(nèi)的不同位置漲落潮流優(yōu)勢(shì)不同，口門水道內(nèi)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(xiàn)脊粗槽細(xì)特征，潮周期內(nèi)活動(dòng)性較強(qiáng)。水體中懸沙粒徑有向岸細(xì)化趨勢(shì)。水道內(nèi)懸沙輸運(yùn)率比推移質(zhì)輸運(yùn)率高1～2個(gè)量級(jí)，在沙洲 A（121.525°E，32.985°N）以西向陸方向輸運(yùn)，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(duì)比較穩(wěn)定，年際活動(dòng)層厚度在10-1～100m量級(jí)之間。近32年間苦水洋水道形態(tài)、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(shì)，整體變得更加順直，未來(lái)可能成為苦水洋的主水道。

致謝：長(zhǎng)江委下游局李樹(shù)明、鐘躋文參加了野外工作，南京大學(xué)趙善道、杜家筆幫助進(jìn)行室內(nèi)過(guò)濾、沉積物樣品分析及數(shù)據(jù)資料整理，特此致謝！

Matsumoto K，Takanezawa T，Ooe M，2000.Ocean tide model developed by assimilating TOPEX/POSEIDON altimetry data into hydrodynamical model：A global and regional model around Japan.Journal of Oceanography，56：567-581.

Nielsen P，1992.Coastal Bottom Boundary Layers and Sediment Transport.Singapore：World Scientific Publishing， Advanced Series on Ocean Engineering，4.

Off T，1963.Rythmic linear sand bodies caused by tidal currents.Bulletin of the American Association of Petroleum Geology， 47：324-341.

Partheniades E，1965.Erosion and Deposition of Cohesive Soils.Journal of the Hydraulics Division，ASCE91（HY 1）：105-139.

Wang Y P，Gao S，Jia J J，et al，2012.Sediment transport over an accretional intertidal flat with influences of reclamation，Jiangsu coast，China.Marine Geology，291-294：147-161.

Xing F，Wang Y P，Wang V H，2012.Hydrodynamics and finegrained sediment transport on the radial sand ridge system in the southern Yellow Sea.Marine Geology，291-294：192-210.

陳可鋒，陸培東，喻國(guó)華，2012.輻射沙脊小廟洪水道口門形態(tài)演變及其水動(dòng)力機(jī)制研究.中山大學(xué)學(xué)報(bào)（自然科學(xué)版），51（2）：101-106.

高敏欽，徐亮，黎剛，2009.基于DEM的南黃海輻射沙脊群沖淤演變初步研究.海洋通報(bào)，28（4）：168-176.

高抒，方國(guó)洪，于克俊，等，2001.沉積物輸運(yùn)對(duì)砂質(zhì)海底穩(wěn)定性影響的評(píng)估方法及應(yīng)用實(shí)例.海洋科學(xué)集刊，43：25-37.

高抒，2008.潮汐汊道形態(tài)動(dòng)力過(guò)程研究綜述.地球科學(xué)進(jìn)展，23（12）：1237-1248.

鞏明，李伯銀，周鴻權(quán)，2011.樂(lè)清灣大烏港水道沖淤變化分析.海洋通報(bào)，30（2）：205-212.

何華春，鄒欣慶，李海宇，2005.江蘇岸外輻射沙脊群爛沙洋潮流通道穩(wěn)定性研究.海洋科學(xué)，29（1）：12-16.

何小燕，胡挺，汪亞平，等，2010.江蘇近岸海域水文氣象要素的時(shí)空分布特征.海洋科學(xué)，34（9）：44-54.

黃海軍，2004.南黃海輻射沙洲主要潮溝的變遷.海洋地質(zhì)與第四紀(jì)地質(zhì)，24（2）：1-8.

黃海軍，李成治，1998.南黃海海底輻射沙洲的現(xiàn)代變遷研究.海洋與湖沼，29（6）：640-645.

賈建軍，高抒，薛允傳，2002.圖解法與矩法沉積物粒度參數(shù)的對(duì)比.海洋與湖沼，33（6）：577-582.

李占海，高抒，陳沈良，2007.江蘇大豐潮灘底質(zhì)與懸沙的粒徑組成特征.泥沙研究，6（3）：30-37.

劉秀娟，高抒，汪亞平，2010.倚岸型潮流沙脊體系中的深槽沖刷——以江蘇如東海岸為例.海洋通報(bào)，29（3）：271-276.

劉燕春，張鷹，2011.遙感中軸線法在江蘇輻射沙洲潮溝演變監(jiān)測(cè)中的應(yīng)用.海洋科學(xué)，35（2）：72-81.

劉運(yùn)令，汪亞平，吳祥柏，等，2011.南黃海蘇北近岸西洋水道水沙輸運(yùn)機(jī)制分析.海洋科學(xué)，35（11）：120-127.

倪云林，李伯銀，詹明旭，2012.金塘水道沖淤變化分析.海洋通報(bào)，31（2）：146-153.

任美鍔，1986.江蘇海岸帶和海涂資源綜合調(diào)查報(bào)告.北京：海洋出版社，122-134.

王愛(ài)軍，汪亞平，楊旸，2004.江蘇王港潮間帶表層沉積物特征輸運(yùn)趨勢(shì).沉積學(xué)報(bào)，22（1）：124-129.

汪亞平，高抒，賈建軍，2006.浪流聯(lián)合作用下潮灘沉積動(dòng)力過(guò)程的高分辨率數(shù)據(jù)采集與分析.科學(xué)通報(bào)，51（3）：339-348.

汪亞平，張忍順，1998.江蘇岸外沙脊群的地貌形態(tài)及動(dòng)力格局.海洋科學(xué)，3：43-47.

王艷紅，張忍順，謝志仁，等，2004.相對(duì)海面變化與江蘇中部輻射沙洲的變化動(dòng)態(tài).海洋科學(xué)進(jìn)展，22（2）：198-203.

王穎，2002.黃海陸架輻射沙脊群.北京：中國(guó)環(huán)境科學(xué)出版社，7-368.

吳德安，張忍順，沈永明，2007.江蘇輻射沙洲水道垂線平均余流的計(jì)算與分析.海洋與湖沼，38（4）：289-295.

尤坤元，朱大奎，王雪瑜，等，1998.蘇北岸外輻射沙洲王港西洋潮流通道穩(wěn)定性研究.地理研究，17（1）：10-16.

張東生，張君倫，張長(zhǎng)寬，等，1998.潮流塑造－風(fēng)暴破壞－潮流恢復(fù)（試釋黃海海底輻射沙脊群形成演變的動(dòng)力機(jī)制）.中國(guó)科學(xué)（D輯），28（5）：394-402.

張忍順，陳才俊，1992.江蘇岸外沙洲演變與條子泥并陸前景研究.北京：海洋出版社，17-31.

朱大奎，傅命佐，1986.江蘇岸外輻射狀沙洲的初步研究.江蘇省海岸帶東沙灘綜合調(diào)查文集，北京：海洋出版社，28-32.

朱大奎，龔文平，1994.江蘇岸外海底沙脊群西洋水道的穩(wěn)定性分析.海洋通報(bào)，13（5）：36-43.

朱玉榮，常瑞芳，2001.南黃海輻射狀沙脊成因的動(dòng)力學(xué)研究.海洋科學(xué)集刊，43：38-49.

諸裕良，嚴(yán)以新，薛鴻超，1998.南黃海輻射沙洲形成發(fā)育水動(dòng)力機(jī)制研究——1.潮流運(yùn)動(dòng)平面特征.中國(guó)科學(xué)（D輯），28（5）：403-410.