高抒, 賈建軍, 于謙

1. 海岸與海島開發(fā)教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 南京大學(xué)地理與海洋科學(xué)學(xué)院, 江蘇 南京 210023;

2. 華東師范大學(xué)河口海岸學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 上海 200241

綠色海堤(或稱生態(tài)海堤)是傳統(tǒng)結(jié)構(gòu)工程與生態(tài)系統(tǒng)共同組合而成的新型海堤(Temmerman et al, 2013; 張華 等, 2015; Morris et al, 2018)。氣候變化研究表明, 本世紀(jì)海面上升、風(fēng)暴加劇的趨勢已經(jīng)明朗化, 而傳統(tǒng)海堤工程難以解決未來建設(shè)成本過高問題, 并且與生態(tài)保護(hù)有相當(dāng)程度的沖突。綠色海堤的核心思想首先是利用生態(tài)系統(tǒng)消耗掉一部分風(fēng)暴浪能量, 輔助硬質(zhì)海堤擋水抗浪, 其次是減輕波浪損毀, 對硬質(zhì)結(jié)構(gòu)本身提供保護(hù), 最后是促進(jìn)生態(tài)修復(fù), 提升海岸帶生態(tài)系統(tǒng)服務(wù)功能(高抒, 2020)(圖1)。

海堤的防護(hù)功能主要是針對低地海岸, 大多與泥質(zhì)沉積物堆積而成的潮灘有關(guān)。德國-荷蘭北海、英國沃什灣和我國江蘇海岸是潮灘的典型研究區(qū)(Van Straaten et al, 1958; Evans, 1965; Gao, 2019), 再加上世界各地潮灘(包括典型潮灘與典型海灘之間的過渡類型)(Fan, 2012), 其沉積過程和地貌演化已有大量報(bào)道。海灘和基巖海岸雖然也有防護(hù)需求, 但在程度上不可比擬; 另一方面, 由于海堤形態(tài)和堤前侵蝕過程具有相似性, 因此關(guān)于波浪侵蝕、均 衡剖面、地貌演化(King, 1972; Sunamura, 1992; Komar, 1998)的研究結(jié)果對海堤設(shè)計(jì)極具參考價(jià)值。

海岸尤其是河流三角洲海岸, 其生態(tài)系統(tǒng)所依賴的空間大多是由潮灘所提供的, 而且潮灘本身也是生態(tài)系統(tǒng)的組成部分(Reise, 2001)。與綠色海堤相關(guān)的生態(tài)系統(tǒng)主要有鹽沼、紅樹林、生物礁(珊瑚礁、牡蠣礁等)。鹽沼主要分布在溫帶海岸, 是鹽生草本植物為優(yōu)勢生物群落所構(gòu)成的生態(tài)系統(tǒng)(Mitsch et al, 2000)。紅樹林生長于熱帶、亞熱帶及南溫帶, 可以在潮汐和波浪共同作用的區(qū)域生長, 以喬木、小喬木、灌木為主(林鵬, 2001; Woodroffe, 2002; Rajpar et al, 2014)。生物礁在熱帶以珊瑚礁為典型(Fagerstrom, 1987), 珊瑚生活在水體清澈、波浪作用為主的熱帶區(qū)域, 能夠很好地抵抗波浪作用。在中緯度地區(qū), 牡蠣礁最為常見(張璽 等, 1959; Wang et al, 1997), 貽貝和藤壺等也可形成小規(guī)模的礁體(朱愛意 等, 2006; 李潤祥 等, 2014)。

本文將以低地海岸的綠色海堤為主題, 總結(jié)綠色海堤的環(huán)境動力學(xué)原理, 并提出未來需進(jìn)一步研究的問題。闡述和分析的要點(diǎn)為: 1) 綠色海堤所面對的風(fēng)暴增水、風(fēng)暴大浪和岸線侵蝕問題(主要針對潮灘環(huán)境, 關(guān)于海灘的論述僅限于與海堤建設(shè)相關(guān)的內(nèi)容); 2) 近岸水域和岸線附近沉積地貌的消浪作用; 3) 鹽沼、紅樹林和生物礁的消浪作用; 4) 綠色海堤工程優(yōu)化途徑及所需研究的科學(xué)和技術(shù)問題。

1 風(fēng)暴期間的海岸水動力特征

1.1 風(fēng)暴潮與極端天氣事件的聯(lián)系

颶風(fēng)、臺風(fēng)、冬季風(fēng)暴等極端天氣引發(fā)風(fēng)暴潮, 并伴隨著大浪(Wells, 2012)。風(fēng)暴增水可以淹沒低地, 尤其是在特大風(fēng)暴潮和天文大潮疊加的情形之下, 而對于海堤安全而言風(fēng)暴大浪是最大的威脅。

風(fēng)暴潮使低地海岸水域和潮間帶出現(xiàn)強(qiáng)流、大浪。正常天氣下潮間帶的水流是漲落潮水體運(yùn)動造成的, 潮間帶中下部的流速一般小于1m·s-1, 且漲潮流速大于落潮流速, 有利于砂質(zhì)物質(zhì)的向岸輸運(yùn); 而上部泥灘的流速大多小于0.2m·s-1, 有利于細(xì)顆粒物質(zhì)的落淤, 因此潮灘是一個(gè)淤積的環(huán)境(Gao, 2019)。但風(fēng)暴潮發(fā)生時(shí)的情況就不同了, 水位的上升使進(jìn)入潮間帶的水量大幅度增加, 加上波浪的作用, 潮間帶下部發(fā)生強(qiáng)烈沖刷, 而潮間帶上部發(fā)生快速堆積(趙秧秧 等, 2015); 在建有海堤的地方, 潮間帶上部被圍墾, 缺失了原先自然狀況下的高灘部分, 于是灘面發(fā)生整體沖刷。與此同時(shí), 風(fēng)暴發(fā)生時(shí), 近海陸架區(qū)波浪浪高可達(dá)6～10m, 傳播到近岸和潮間帶仍有很大能量, 可造成海堤嚴(yán)重?fù)p毀(陳才俊, 1991)。

1.2 風(fēng)暴增水及其控制因素

風(fēng)暴潮發(fā)生是與低氣壓、風(fēng)應(yīng)力、地形因素和科氏力相聯(lián)系的。歐洲北海1953 年1 月的風(fēng)暴潮研究較為深入, 可作為典型案例來分析(Wells, 2012)。

海面上的氣壓如果下降 1mbar, 則海面上升1cm。強(qiáng)度較大的風(fēng)暴潮事件, 伴隨著幾十個(gè)mbar的氣壓下降。歐洲北海1953 年風(fēng)暴潮期間, 氣壓低于當(dāng)?shù)仄骄?2mbar, 由此造成的水位上升幅度為0.42m。然而, 該次風(fēng)暴潮的實(shí)際風(fēng)暴增水達(dá)到了3.2m, 可見低氣壓不是增水的主控因素。

風(fēng)應(yīng)力的作用要遠(yuǎn)大于低氣壓的作用。假定風(fēng)應(yīng)力的大小為τ, 風(fēng)的方向?yàn)橛珊Ｏ蜿? 把水體送往岸邊, 使得岸邊的水位上升; 而水位上升又造成水面向海傾斜, 使海水產(chǎn)生向海流動的趨勢。當(dāng)風(fēng)應(yīng)力和水面坡度力達(dá)成平衡的時(shí)候, 風(fēng)應(yīng)力與水面坡度之間的關(guān)系為:

式中: dη/dx為水面坡度(η為增水幅度,x為水平距離),τ為風(fēng)應(yīng)力,ρ為海水密度,g為重力加速度,h為水深。要注意的是, 風(fēng)應(yīng)力與風(fēng)速的平方成正比, 所以當(dāng)風(fēng)力很大時(shí), 風(fēng)應(yīng)力快速提升。歐洲北海1953年風(fēng)暴潮期間, 風(fēng)應(yīng)力約為0.9N·m-2, 水面坡度約為2.2×10-6, 水深平均為40m, 風(fēng)暴作用區(qū)域南北距離為600km。因此, 根據(jù)式(1), 北向風(fēng)作用下北海南部水域的增水幅度為1.3m。這個(gè)數(shù)據(jù)仍然小于實(shí)際值, 其原因是式(1)沒有考慮風(fēng)應(yīng)力和地形的共同作用。

對于狹長形海灣, 如果水深向?yàn)稠斨饾u變淺, 則式(1)應(yīng)改寫為:

式中:h0為x= 0 處(位于灣口,x的方向由灣口指向?yàn)稠?的水深, tanα為海底床面的坡度。

在地形寬闊的海灣, 風(fēng)暴潮運(yùn)動受到地球自轉(zhuǎn)(科氏力)的影響, 此時(shí)在北半球運(yùn)動方向向右偏轉(zhuǎn), 正壓條件下物理海洋學(xué)的控制方程中要包含科氏力因子:

式中:f為科氏力因子,u和v為流速的x和y方向分量(即東西和南北分量),τx和τy為風(fēng)應(yīng)力的x和y方向分量。從式(3)、(4)中可解出水面高程為時(shí)間和地點(diǎn)的函數(shù), 當(dāng)風(fēng)暴作用時(shí)間足夠長并達(dá)到均衡態(tài), 此時(shí)的水位就代表風(fēng)暴增水高度。

從歐洲北海的案例中獲得的風(fēng)暴潮增水計(jì)算方法, 需要考慮氣壓、風(fēng)力、地形和科氏力等變量。地形因素的影響以孟加拉灣最為典型, 此處的風(fēng)暴潮形成于印度洋, 在向北傳輸時(shí)遇到逐漸束窄的地形, 單位寬度上的水流能量聚集于越來越小的范圍, 一部分動能轉(zhuǎn)化為勢能, 到了灣頂水位就會大幅提高。孟加拉灣歷史上記錄到的最大風(fēng)暴增水超過7m, 也是全球風(fēng)暴潮災(zāi)最劇烈的區(qū)域(Flierl et al, 1972)。

1.3 風(fēng)暴潮伴隨的大浪

風(fēng)暴潮發(fā)生時(shí), 往往伴隨著大浪。在天然海岸環(huán)境中, 風(fēng)暴浪的爬高可達(dá)8m 以上, 在海岸沙丘上出現(xiàn)的風(fēng)暴沉積是波浪爬高帶來的堆積體(Donnelly et al, 2006)。

波浪能量的耗散方式對海堤安全也有很大的影響。在天然海灘條件下, 波能的耗散主要有三種形式: 底床摩擦力、波浪破碎和沉積物輸運(yùn)。波浪從外海向岸傳播, 沿程受到海底床面的阻力, 損耗部分能量, 其表現(xiàn)是沿著傳播方向, 波浪的形態(tài)發(fā)生改變, 到近岸處波高增大、波長變短, 最終在岸邊發(fā)生波浪破碎。此后波能全部轉(zhuǎn)化為動能, 在海灘上表現(xiàn)為沿灘面上沖的水流, 破波水流提供了沉積物輸運(yùn)和海灘地形改變的能量。

對于基巖海岸, 波浪破碎將發(fā)生床面侵蝕, 使灘面高程降低, 侵蝕范圍向岸進(jìn)一步擴(kuò)大, 形成海蝕穴和海蝕崖(Sunamura, 1992)。穴狀形態(tài)一旦形成, 可引發(fā)更加嚴(yán)重的侵蝕: 快速上涌的波浪水流覆蓋住海蝕穴的口門, 致使其內(nèi)部的空氣被壓縮, 巖縫中空氣壓力可使巖塊松動, 洞穴會進(jìn)一步擴(kuò)大。最終, 上部的巖層垮塌, 形成海蝕崖。

與海灘和基巖海岸類似的機(jī)制也可在海堤堤前起作用。如果海堤的基礎(chǔ)不夠深, 當(dāng)?shù)糖俺练e物遭受沖刷、灘面充分降低時(shí), 也會形成海蝕穴式地形。為了防止底部侵蝕, 海堤的基礎(chǔ)要相當(dāng)深。例如, 對于波周期為10s 的波浪, 海堤基礎(chǔ)需要深達(dá)海面之下15.6m 處(Silvester et al, 1993)。此外, 海堤面上的任何薄弱部分都可能成為沖刷過程的開始, 波浪破碎釋放的能量一旦造成局部的損毀, 接下來損毀會迅速加劇。

就波浪能量耗散而言, 平常天氣和風(fēng)暴天氣下的狀態(tài)很不相同, 風(fēng)暴大浪的能量比平常大得多。波能密度(單位面積上的波浪總能量)與波高的平方成正比(Kamphuis, 2000):

式中:ED為波能密度,ρ為海水密度,g為重力加速度,H為波高。在外海, 如果平常天氣的波高為1m, 臺風(fēng)時(shí)為8m, 那么波能就有64 倍的差異！風(fēng)暴大浪破碎產(chǎn)生的上沖流和回流強(qiáng)度將大幅度提高, 在這樣強(qiáng)大的水流面前, 海堤損毀或海堤基礎(chǔ)侵蝕更易發(fā)生, 因此海堤本身也是需要保護(hù)的對象。

2 海岸侵蝕機(jī)制

2.1 海岸侵蝕的標(biāo)志: 岸線動態(tài)

防治海岸侵蝕是海堤的功能之一, 同時(shí)海岸侵蝕也影響海堤自身的安全。因此, 了解海岸侵蝕機(jī)制, 對于綠色海堤建設(shè)是至關(guān)重要的。

海岸侵蝕的發(fā)生是由于沉積物的虧損。當(dāng)一塊海岸區(qū)域的沉積物總量減少而使平均地面高程下降時(shí), 稱之為“侵蝕”, 反之則稱之為“堆積”。侵蝕強(qiáng)度是由高程下降的速率來刻畫的, 通常用負(fù)值表示侵蝕速率, 而堆積強(qiáng)度則用正值表示。

有些情形下海岸侵蝕或淤積可從地貌形態(tài)特征上看出, 但并非都是那么易于判斷。首先要確定近岸水域中海岸帶的范圍, 該范圍是指受到陸海相互作用影響較大的區(qū)域。海岸帶范圍其實(shí)很難確定, 因此在操作層面上, 人們往往根據(jù)實(shí)用的目的來劃分海岸帶(Haslett, 2000)。例如, 為了海岸帶管理的目標(biāo), 將海岸帶定義為波浪、潮汐等海洋動力能夠作用到的上界與波浪基面(波浪能夠擾動沉積物的最大水深處)之間的區(qū)域。在上個(gè)世紀(jì)進(jìn)行的我國海岸帶與海涂資源綜合調(diào)查中, 曾把海岸帶范圍定為岸線向陸10km、向海至水深15m 之間的區(qū)域(任美鍔, 1986)。可見, 海岸帶沒有統(tǒng)一、絕對的定義, 這對于侵蝕或堆積狀況的判定也帶來了不確定性。

侵蝕或淤積的判斷還面臨另一個(gè)困難: 目前全球海面處于上升階段, 其效應(yīng)就如同地面下降。因此, 在沒有發(fā)生沉積物虧損的地方, 海面上升帶來了貌似“侵蝕”的結(jié)果。這一情形與沉積物收支無關(guān), 而與海面變化速率有關(guān), 由此定義的侵蝕和堆積也與前述的概念有矛盾或不一致。

為了避免上述困難, 一般情況下表述海岸的沖淤動態(tài)時(shí), 不再使用平均侵蝕或堆積速率, 而是以海岸線動態(tài)為標(biāo)志。海岸線是大潮高潮位處的海陸分界線, 當(dāng)其向陸后退時(shí), 稱為海岸沖刷, 而當(dāng)其向海推進(jìn)時(shí), 稱為海岸淤長。沖刷或淤長的速率通常以m·a-1為物理單位。與高程變化速率相比, 岸線進(jìn)退速率的測量要相對容易一些, 例如遙感圖像再結(jié)合現(xiàn)場高程測量就能確定岸線位置, 而且根據(jù)遙感影像的時(shí)間序列分析可以方便地算出岸線位置的進(jìn)退速率。在自然狀況下, 岸線進(jìn)退確實(shí)指示了海岸地貌變化動態(tài), 但在人為干預(yù)的地方, 岸線位置被工程措施所固定, 自然狀態(tài)的岸線后退無法被觀測到, 這種情形為“人工穩(wěn)定的海岸”。

2.2 岸線動態(tài)的影響因素

岸線動態(tài)表達(dá)為岸線位置的進(jìn)退速率時(shí), 需要獲得多個(gè)時(shí)刻的岸線位置信息。前已述及, 這可以通過觀測而實(shí)現(xiàn)。從岸線進(jìn)退機(jī)制的角度看, 它決定于兩個(gè)因素, 一是沉積物收支平衡, 二是垂直于岸線的剖面形態(tài)。圖2 顯示了這兩個(gè)因素作用下岸線動態(tài)的4 種情形。換言之, 如果這兩個(gè)因素能夠定量地表達(dá), 則岸線位置可通過計(jì)算而得。

沉積物收支平衡可表達(dá)如下:

式中:dM/dt為沉積物總量隨時(shí)間的變化率(M為沉積物總量),I和O分別為單位時(shí)間內(nèi)的沉積物輸入量和輸出量,均可表達(dá)為與M無關(guān)和有關(guān)的兩個(gè)部分,即:

式中:P1、Q1、P2、Q2均為時(shí)間的函數(shù), 而f1和f2是與M有關(guān)的兩個(gè)函數(shù)。將式(7)、(8)代入式(6)并整理, 可得:

最簡單的情形是令f(M)=M(Gao et al, 1995)。由此可得:

如果假定海岸剖面形態(tài)在岸線進(jìn)退中不發(fā)生變化, 則式(10)可直接用于岸線位置的計(jì)算。

雖然在某些情形下, 如海灘環(huán)境, 剖面形態(tài)固定的條件可得到滿足, 但如果考慮潮汐環(huán)境的一般情形, 剖面形態(tài)可以是多變的。砂礫質(zhì)海灘是波浪作用為主的海岸的特征性地貌, 其海岸剖面決定于波浪狀況和沉積物粒徑; 無論岸線發(fā)生淤長或后退, 海岸剖面的形態(tài)都是相似的, 此類剖面被稱為“海灘均衡剖面”, 其高程-位置(垂直于岸線方向)關(guān)系可近似地表示為(Woodroffe, 2002):

式中:Ht為灘面高程,x為剖面上的水平距離, A 和b為經(jīng)驗(yàn)回歸常數(shù)。

潮灘的情形則完全不同, 其岸線動態(tài)并非僅由沉積物收支狀況所控制, 也不具備像砂礫質(zhì)海灘那樣的均衡剖面。這意味著即使沉積物已經(jīng)出現(xiàn)虧損, 位于高潮灘的海岸線仍然可能繼續(xù)向海推進(jìn), 直到潮灘環(huán)境被徹底改造為波浪作用占優(yōu)勢的環(huán)境。在此過渡階段的進(jìn)程中, 潮灘海岸剖面的下部沖刷、上部堆積, 坡度逐漸變陡, 潮流流速下降, 波浪作用增強(qiáng)。

潮灘沉積和剖面形態(tài)可由潮間帶水流的連續(xù)方程(灘面上任一點(diǎn)的潮流流速與灘面坡度的關(guān)系)來刻畫(Gao, 2019):

式中:U 為垂線平均流速,β 為灘面坡度,h為潮位。由式(12)可知,潮流流速受控于灘面坡度和潮位變化率。潮位變化率與區(qū)域性的潮汐總體狀況有關(guān),但是灘面潮流流速是與沉積物的供給狀況(來源總量、泥質(zhì)和砂質(zhì)沉積物的比例)和潮灘演化階段相關(guān)的(詳見下述)。前述海灘環(huán)境的灘面坡度決定于波浪大小和沉積物粒徑,而潮灘環(huán)境的剖面形態(tài)特征則決定于潮位變化率、沉積物供給狀況、潮灘演化階段,顯然這兩種環(huán)境的差別是很大的。

2.3潮灘沉積物組成、演化階段與岸線動態(tài)

潮汐作用和細(xì)顆粒沉積物的充分供給,是潮灘形成的動力和物質(zhì)條件。全球潮灘主要形成于兩種環(huán)境:一是潮差較大、細(xì)顆粒沉積物供給豐富的環(huán)境, 如歐洲北海沿岸(德國和荷蘭的瓦登海、英國沃什灣等地)和我國江蘇-上海-浙江沿岸都具備這樣的條件; 二是波浪作用微弱的小型海灣, 潮差較小, 細(xì)顆粒沉積物供給也較少, 如西班牙、葡萄牙海岸的小海灣。

潮灘剖面形態(tài)是多樣化的, 取決于沉積物的砂、粉砂、黏土物質(zhì)的占比。潮灘下部潮流動力強(qiáng), 是砂質(zhì)物質(zhì)(主要是砂、粗粉砂)堆積的場所; 再往上, 由于潮流太弱, 砂質(zhì)物質(zhì)的運(yùn)動不能發(fā)生, 即潮灘剖面上到了一定高度, 砂就被泥質(zhì)物質(zhì)取代。根據(jù)式(12), 在砂質(zhì)物質(zhì)運(yùn)動的上限處, 潮流流速必然低于沉積物的臨界起動值, 即:

式中:Ucr為最高部位砂堆積處的垂線平均流速(取為沉積物臨界起動流速,對于潮灘砂約為0.2m·s-1),hcr為最高部位砂堆積處的潮位,tanβs-m為砂-泥交界點(diǎn)的灘面坡度。根據(jù)式(13)可以推論:首先,考慮到臨界起動流速為0.2m·s-1,且潮間帶水位變化率最大為1m·h-1,因此砂-泥交界點(diǎn)的灘面坡度為10-3量級,這說明潮灘的坡度相對于海灘是較小的。其次,如果潮灘的物質(zhì)供給總量中砂的占比不同,那么砂-泥交界點(diǎn)的灘面坡度也會不同;在砂質(zhì)物質(zhì)占比較小的地方,其坡度會更大一些,這是因?yàn)樵谑?13)里Ucr的值是固定的,而砂的占比較小意味著潮間帶砂層厚度減小,即其堆積上界的位置要更低一些,于是dhcr/dt的值就增大,tanβs-m的值也跟著增大; 在極端情況下,如果沉積物供給中完全缺失砂的組分,那么潮灘的坡度就會更大。最后,隨著潮灘的生長,潮間帶的范圍進(jìn)一步向海拓展,此時(shí)部分砂質(zhì)沉積物必然要充填到潮下帶水域,這相當(dāng)于減少砂質(zhì)物質(zhì)占比,因此在向海淤進(jìn)的進(jìn)程中,潮灘的泥質(zhì)沉積層逐漸增厚, 潮灘坡度加大(Gao,2009)。

由于物源泥、砂占比的差異可以導(dǎo)致海岸剖面形態(tài)的不同,且在向海推進(jìn)時(shí)剖面發(fā)生進(jìn)一步的變化,因此岸線變化速率并不單純地決定于潮間帶和潮下帶的物質(zhì)收支關(guān)系。當(dāng)潮間帶堆積的物質(zhì)總量為定值時(shí),則坡度小的潮灘岸線推進(jìn)速率較低,坡度大的岸線推進(jìn)速率較高(Wangetal,2012),這與砂礫質(zhì)海灘不同。相同外部物源供給條件下,潮灘發(fā)育初期岸線淤進(jìn)較快,而到后期逐漸減緩,這一點(diǎn)與砂礫質(zhì)海灘相同。

2.4 潮灘剖面對沉積物供給中斷的響應(yīng)

式(10)中, 如果函數(shù)P＞0, 即沉積物供給持續(xù),則堆積的沉積物總量將不斷增加,具體到潮灘,就是面積擴(kuò)大、岸線向海推進(jìn)。但當(dāng)P=0, 即沉積物供給中斷, 則沉積物出現(xiàn)虧損, 整個(gè)潮灘體系就開始進(jìn)入衰退階段。問題在于, 既然潮汐作用導(dǎo)致沉積物向岸運(yùn)動, 潮灘為何會轉(zhuǎn)淤為沖, 而不是保持穩(wěn)定狀態(tài)呢？答案是, 沉積物供給的中斷破壞了潮汐作用能夠持續(xù)占優(yōu)的條件, 而波浪作用卻逐漸活躍起來。換言之, 潮灘轉(zhuǎn)淤為沖不是立刻發(fā)生的, 而是要經(jīng)歷幾個(gè)不同的階段。

第一個(gè)階段, 沉積物在潮流作用下繼續(xù)向岸搬運(yùn)。由于失去了物源, 潮流的搬運(yùn)對象就是原本已經(jīng)堆積在潮下帶的物質(zhì), 其結(jié)果是潮下帶水深加大, 不再能夠有效消耗波浪的能量, 使得波浪能夠傳播到潮間帶下部, 對物質(zhì)輸運(yùn)格局產(chǎn)生影響, 即把潮灘的細(xì)顆粒物質(zhì)帶向岸外(高抒 等, 1988)。如此, 波浪作用活躍起來, 開始沖刷潮間帶下部的粉砂細(xì)砂灘。

第二個(gè)階段, 潮間帶由于波浪沖刷而持續(xù)變窄, 中下部物質(zhì)大量損失。與此同時(shí), 潮間帶上部水深過小, 波浪不能傳入, 漲潮流帶來的懸沙繼續(xù)沉降, 岸線繼續(xù)推進(jìn), 造成潮灘“下沖上淤”的現(xiàn)象(Yang et al, 2020)。這實(shí)際上是一種滯后效應(yīng), 正好說明岸線的進(jìn)退在某些環(huán)境、某個(gè)時(shí)段并非與沉積物收支格局相一致的道理。

第三個(gè)階段, 隨著剖面的持續(xù)變陡和后退, 波浪侵蝕作用達(dá)到潮灘上部, 潮灘的泥質(zhì)沉積部分遭受侵蝕。泥質(zhì)物質(zhì)在波浪作用下不能停留原地, 遭受整體沖刷, 岸線快速后退。如前所述, 其形式通常是泥質(zhì)沉積的基部被掏蝕, 上覆塊體崩落, 形成沖刷陡坎(Kamphuis, 2000)。如果潮灘沉積里不含有任何較粗顆粒, 則沖刷陡坎后退的機(jī)制可使泥質(zhì)沉積損失殆盡。江蘇北部廢黃河三角洲就是一個(gè)實(shí)例, 1855 年黃河北歸渤海, 細(xì)顆粒沉積物供給中斷, 岸線轉(zhuǎn)淤為沖, 此后一直后退了17km(任美鍔, 2006)。在某些區(qū)域, 潮灘堆積體含有較粗的砂和貝殼碎屑等物質(zhì), 經(jīng)過波浪淘洗, 以砂質(zhì)海灘或貝殼堤的形式殘留于高潮位附近。江蘇海岸潮灘岸線歷史上曾經(jīng)歷長時(shí)間的后退, 最終在海岸平原上形成貝殼堤(Wang et al, 1989)。

沉積物供給中斷后, 潮灘剖面便經(jīng)受波浪改造, 原先的形態(tài)不復(fù)存在, 這進(jìn)一步說明均衡剖面的概念只適用于砂礫質(zhì)海灘, 而潮灘淤長階段和蝕退階段的剖面則截然不同。

2.5 海岸侵蝕的不同情形和時(shí)空尺度

海堤建設(shè)的目的之一是防范岸線侵蝕, 而海岸侵蝕有不同的表象和機(jī)制。關(guān)于海岸侵蝕的特征和應(yīng)對策略, 已有不少著述(Bird, 1984; 夏東興 等, 1993; Komar, 1998; 陳吉余, 2010)。侵蝕主要與沉積物供給(Besset et al, 2019)、海岸帶水動力(van Rijn, 2011)和海面變化(Jeon et al, 2021)因素有關(guān), 并且各有不同的機(jī)制。

雖然海灘環(huán)境不是本文綠色海堤的主題, 但其侵蝕機(jī)制卻是基本的, 在此基礎(chǔ)上可以更好地理解潮灘海岸的沖淤機(jī)制, 而且對海堤設(shè)計(jì)具有重要性。海灘侵蝕的主要因素是海面上升(Bruun, 1962; Kamphuis, 2000)、沿岸漂砂強(qiáng)度沿程提高和所在岸段的物質(zhì)虧損(Komar, 1998)、風(fēng)暴事件發(fā)生時(shí)海岸剖面形態(tài)在大浪下的重新調(diào)整(Flemming et al, 1994)。

潮灘侵蝕過程與海灘侵蝕的相同點(diǎn)是均在海面上升背景下發(fā)生, 但具體情形有所不同, 現(xiàn)簡述其機(jī)制如下:

1) 當(dāng)潮灘物質(zhì)完全由泥質(zhì)沉積物組成且進(jìn)一步的供給中斷時(shí), 潮灘生長停止, 最終轉(zhuǎn)為岸線持續(xù)后退狀態(tài)。例如, 江蘇海岸的廢黃河三角洲前緣, 1855 年黃河北歸后物源中斷, 波浪作用取代潮汐作用(高抒 等, 1988)。

2) 潮灘物質(zhì)為泥、砂共存, 供給中斷后岸線先期蝕退, 后期被波浪作用改造為灘脊或貝殼堤, 它具有均衡剖面形態(tài), 海岸類型轉(zhuǎn)換為波控海灘(Wang et al, 1989)。

3) 如果沉積物供給不中斷, 卻發(fā)生岸線后退、灘面淹沒, 這是海面上升所造成的。潮灘灘面必須淤積得足夠快才能抵消海面上升的效應(yīng), 否則就呈現(xiàn)淹沒趨勢(Reed, 1988)。許多缺乏河流物質(zhì)供給的小海灣內(nèi), 其潮灘就處于這種狀況。

4) 鹽沼前緣形成陡坎, 這是一種沖刷形態(tài), 但其成因有多種, 包括沉積物供給中斷后的波浪侵蝕(潮灘近于完全被侵蝕的階段)、鹽沼植物生長導(dǎo)致的自組織現(xiàn)象、海面上升等(Gao et al, 1997)。因此, 鹽沼前緣陡坎是否代表海岸侵蝕, 需要結(jié)合海面變化、物質(zhì)供給、鹽沼植被生長的觀測數(shù)據(jù)作進(jìn)一步分析(Zhao et al, 2017)。

5) 風(fēng)暴發(fā)生時(shí), 潮間帶中、下部出現(xiàn)劇烈沖刷, 潮水溝快速擺動。這是風(fēng)暴增水導(dǎo)致灘面水流加強(qiáng)、潮間帶波浪作用加劇的結(jié)果(Ren et al, 1985; Wang et al, 2010)。與此同時(shí), 潮間帶上部發(fā)生堆積, 風(fēng)暴過后潮間帶中、下部地形逐漸恢復(fù)。

以上所列的情形之中, 1)和3)是海岸防護(hù)的要點(diǎn), 而2)、4)、5)對于海堤自身安全而言需要重視。與海灘侵蝕對比可知, 風(fēng)暴事件和海面上升是兩種環(huán)境中侵蝕發(fā)生的共同因素, 前者是長時(shí)間尺度作用, 后者是短時(shí)間尺度作用; 對于沉積物虧損造成的侵蝕, 在砂礫質(zhì)海灘環(huán)境里波浪始終是主控動力因素, 但在潮灘受到侵蝕的環(huán)境里, 原先的潮汐作用讓位給了波浪作用。

3 沉積地貌的消浪作用

3.1 砂質(zhì)床面上的波能耗散

潮灘的剖面形態(tài)與海灘的差異很大, 這提供了一個(gè)線索來解釋潮灘消浪作用為何顯著。對于海灘剖面形態(tài)與消浪作用的關(guān)系, 均衡剖面的波能耗散是最大化還是最小化, 即與其他形狀的剖面相比, 均衡剖面是消耗了更多能量還是更少能量, 學(xué)者們爭論了多年。Larson 等(1999)提出的假說是均衡剖面消耗的波能最少。最近的進(jìn)展是從泛函分析得出, 波浪破碎帶以下的砂礫質(zhì)海灘均衡剖面如果采取式(11)所示的冪函數(shù)形式, 則其波能耗散是最小化的(Maldonado, 2020; Faraoni, 2020), 冪函數(shù)中兩個(gè)參數(shù)的取值范圍也被現(xiàn)場觀測數(shù)據(jù)所證實(shí)。

這一最新進(jìn)展對于砂礫質(zhì)海灘波浪動力過程的理解和工程應(yīng)用具有重要意義。我們可以從中得出以下幾點(diǎn)推論:

1) 波浪破碎前的波能耗散最小, 這意味著波浪破碎后激流所含的動能的最大化。當(dāng)風(fēng)暴發(fā)生時(shí), 起初海灘剖面與風(fēng)暴大浪對應(yīng)的均衡剖面相差甚遠(yuǎn), 所以大浪傳播時(shí)能量較多地被耗散; 而當(dāng)大浪將初始灘面改造為與之對應(yīng)的均衡剖面時(shí), 波能傳播的效率將提高, 波浪破碎后將產(chǎn)生更強(qiáng)的上沖或爬高能力。

2) 不同的沉積物粒徑和波浪大小導(dǎo)致不同的均衡剖面。因此, 盡管不同沉積物粒徑對應(yīng)的均衡剖面都有耗能最小化的規(guī)律, 但不同粒徑必然導(dǎo)致波能耗散量的不同。人工海堤在其前緣都有一個(gè)斜坡, 如果恰好對應(yīng)于所在地區(qū)大浪條件下的均衡剖面形態(tài), 則過多的波能將通過海堤前緣斜面集中于海堤頂部; 而如果其形態(tài)遠(yuǎn)離均衡態(tài), 則波能將在斜面上大量耗散, 從而減輕堤頂?shù)膲毫? 但斜面上的壓力卻增大了。因此, 海堤前緣斜坡的設(shè)計(jì)需要在坡度上進(jìn)行優(yōu)化, 使其既能耗散波能, 又能抵擋波能耗散對自身的沖擊。

3) 潮灘的砂質(zhì)灘、泥-砂混合灘、泥質(zhì)灘是潮汐作用的產(chǎn)物, 其坡度與砂礫質(zhì)海灘相去甚遠(yuǎn), 因此不符合波能耗散最小化的條件, 波浪從潮灘上傳播, 應(yīng)該會消耗掉更多的波能。

在潮灘上, 單位面積上的波能瞬時(shí)耗散率是波致底部切應(yīng)力和波致近底部流速的乘積:

式中:ε為波能瞬時(shí)耗散率,τb為底部切應(yīng)力,ub為近底部流速, 它們均為時(shí)間t的函數(shù)。令ub0為波周期中的最大值, 則波周期平均的波能耗散率εav與ub0的三次方有關(guān)(Svendsen, 2006)。由于其比例系數(shù)本身也受到ub0的影響, 兩者之間的關(guān)系為(Maldonado, 2020):

式中:nτ為一個(gè)介于1 和2 之間的實(shí)數(shù)。對于傳入近岸的波浪,ub0受控于水深和波高, 而系數(shù)K與灘面沉積物類型有關(guān), 對于粉砂細(xì)砂灘沉積物粒徑很重要, 而對于潮間帶泥質(zhì)灘懸沙濃度影響也很大。波浪傳播越過粉砂細(xì)砂灘面, 其能量的耗散可用一段距離內(nèi)波高的變化來量度。設(shè)波浪傳入時(shí)波高為H0, 經(jīng)過距離L之后的波高為H, 則兩者的關(guān)系可表示為:

式中: ki 為衰減系數(shù), 它與H/h(h為水深)有線性關(guān)系(Houser et al, 2010), 在潮灘的粉砂細(xì)砂灘上,H/h的一般取值范圍為0.0006～0.0025(Cooper, 2005)。這樣的消浪能力遠(yuǎn)小于鹽沼濕地(見下述), 但在灘面寬闊的條件下, 消耗的波能總量是可觀的: 根據(jù)Houser 等(2010)的現(xiàn)場觀測報(bào)道, 風(fēng)暴期間波浪穿越4.5km 寬、最大水深約為4m 的粉砂細(xì)砂灘之后, 波能下降了約60%。與砂礫質(zhì)海灘的均衡剖面相比, 粉砂細(xì)砂灘坡度過小, 所以消能作用遠(yuǎn)大于海灘均衡剖面, 在很寬的粉砂細(xì)砂灘上波浪在傳播中甚至始終不能達(dá)到破碎條件, 直至波能耗盡。

3.2 泥質(zhì)床面的消浪作用

與粉砂細(xì)砂灘的情況相比, 泥質(zhì)灘的消浪能力多了一個(gè)影響因素, 即泥質(zhì)物質(zhì)的再懸浮作用(Forristall et al, 1985)。風(fēng)暴水流作用于泥質(zhì)底床, 造成床面物質(zhì)沖刷并進(jìn)入水層, 而一旦水層中的懸沙濃度達(dá)到一定程度, 就會影響能量耗散的方式, 此時(shí)底部摩擦力作用下降, 而懸沙造成的動能耗散上升(Wang et al, 2011)。

內(nèi)陸架泥質(zhì)海底的現(xiàn)場觀測顯示, 若不考慮懸沙因素, 則波能耗散率的大幅度上升難以解釋(Sheremet et al, 2003)。Samiksha 等(2017)的研究顯示, 印度西南近岸水域夏季風(fēng)到來時(shí)形成高容重浮泥, 致使相距4km、水深分別為15m 和7m 的兩地最大有效波高從3.16m 下降至1.56m, 平均波高幾乎下降了65%, 或者說波能下降了約75%, 而在浮泥層形成之前則無此現(xiàn)象, 這證實(shí)了浮泥的顯著消浪作用。由此推論, 潮灘上的波浪從粉砂細(xì)砂灘進(jìn)入到泥質(zhì)灘之后, 波能耗散將進(jìn)一步加劇。

關(guān)于泥質(zhì)灘的波能耗散效應(yīng), 優(yōu)于波高沿程變化分析的方法是波浪能譜分析法, 它能給出各個(gè)波浪頻率(或周期)上的能量密度分布。從兩地波浪能譜曲線的對比, 很容易看出哪些頻率范圍的能量密度發(fā)生了較大變化。上海崇明東灘在2018 年臺風(fēng)“溫比亞”(Rumbia)影響下, 潮間帶遭遇較大的波浪作用, 泥灘上平均水深為1.8m 的一個(gè)地點(diǎn)的有效波高達(dá)0.65m, 向岸傳播120m 后有效波降為0.54m, 波浪能譜曲線顯示其波能下降的幅度約為25%。由此可以看出, 潮灘有較大的消浪功能, 泥質(zhì)灘尤其是如此。

3.3 潮灘對風(fēng)暴事件的整體響應(yīng)

潮灘沉積地貌總體上是在常態(tài)的水動力條件下形成的(Pethick, 1999; Gao, 2019), 其分帶性和大小潮變化構(gòu)成一個(gè)規(guī)整的體系。而風(fēng)暴潮是一個(gè)外加的動力體系, 必然要對原有的分布格局進(jìn)行改造, 但一次風(fēng)暴潮事件的時(shí)間跨度較短, 難以全面改造原有體系(Corkan, 1948)。

首先, 潮灘上部成為泥質(zhì)沉積物的快速堆積場所。風(fēng)暴潮增水使得潮間帶納潮量大大增加, 相當(dāng)于加大了潮差。潮間帶、潮下帶的水流流速大幅度提高, 再加上風(fēng)暴期間的大浪, 近海水域的懸沙濃度也比平時(shí)高出許多。高潮位附近, 平時(shí)只有大潮能夠淹沒, 且潮水到了這里已成強(qiáng)弩之末, 形成的沉積層很薄, 通常只有0.1mm 量級或以下。風(fēng)暴期間則完全不同, 高潮位處水深加大、懸沙濃度提高, 沉降量比平時(shí)高出數(shù)十倍, 一次風(fēng)暴事件可造成10cm 量級的泥質(zhì)沉積(Ren et al, 1985)。潮位稍低一些的部位, 形成層厚可達(dá)厘米量級的砂-泥互層沉積, 而在正常的動力條件下, 泥-砂混合灘部位大小潮周期形成的沉積層厚度通常只有毫米量級(Wang et al, 2010)。這些潮灘上部的風(fēng)暴沉積成為風(fēng)暴事件的證據(jù)。

其次, 潮灘中下部的沉積物輸運(yùn)也比平時(shí)活躍得多。一方面, 風(fēng)暴增水疊加于潮水之上, 流速和沉積物輸運(yùn)率大幅度提高; 另一方面, 風(fēng)暴發(fā)生時(shí)潮間帶水深加大, 使得更多的波浪能量輸入潮間帶, 在浪流共同作用下, 輸運(yùn)率進(jìn)一步提高。由此潮灘中下部沖淤幅度也大幅增加, 中部可形成較厚的砂層, 而下部灘面則受到強(qiáng)烈沖刷。

最后, 風(fēng)暴期間潮水溝的活躍程度大為提高。常態(tài)之下, 潮水溝的形成演化受到其集水盆地的控制, 而后者又與潮差和潮灘寬度有關(guān), 往往是處于均衡狀態(tài), 即潮水溝的斷面形態(tài)與漲、落潮流流速之間形成了冪函數(shù)關(guān)系。風(fēng)暴期間, 這個(gè)平衡被打破, 集水盆地的范圍和水量增加, 引發(fā)了潮水溝斷面形態(tài)的調(diào)整: 1) 過水?dāng)嗝婷娣e增加, 以便通過更多的潮水; 2) 潮流動能增加, 使得潮水溝發(fā)生擺動、溯源侵蝕、改道、曲率上升; 3) 潮水溝內(nèi)沉積物輸運(yùn)加強(qiáng), 落潮時(shí)段可向海輸出更多的物質(zhì)。

總體上, 潮灘通過上部快速淤長、中下部沖淤幅度提高、潮水溝活躍化等機(jī)制來消耗風(fēng)暴增水和風(fēng)暴浪的能量。

4 濱海生態(tài)系統(tǒng)的消浪作用

4.1 鹽沼、紅樹林和生物礁生態(tài)位

關(guān)于生態(tài)位問題, Hutchinson(1965, 1978)提出了生物活動和生活空間的二元論, 他認(rèn)為適合于某個(gè)物種存在的環(huán)境, 稱為存活空間(Biotope), 而物種不僅可以生存而且能夠繁殖、完成整個(gè)生命周期的空間范圍稱為生態(tài)位(Niche)(Colwell et al, 2009; Holt, 2009; Firth et al, 2021)。從環(huán)境條件角度看, 存活空間是必要條件, 而生態(tài)位是充分條件, 生態(tài)系統(tǒng)是存活空間和生態(tài)位的統(tǒng)一。

鹽沼植被有多種, 如鹽地堿蓬、海三棱 藨草、互花米草等, 它們既不能在淡水環(huán)境久留, 也不能長時(shí)間淹沒, 于是潮間帶上部成為最為可能的生存空間范圍。此外, 它們都需要扎根于泥質(zhì)沉積物, 潮灘上部的泥質(zhì)灘正好提供了這個(gè)條件。然而, 它們所構(gòu)建的生態(tài)系統(tǒng), 卻都是以單一物種為主的, 在野外可以看見鹽地堿蓬灘、海三棱 藨草灘、互花米草灘, 它們形成了爭奪空間的競爭。由于存活空間要求的細(xì)微差別, 互花米草占有優(yōu)勢(Zhang et al, 2004; Li et al, 2018), 它能夠生長在鹽地堿蓬灘、海三棱 藨草灘的外緣, 其生長范圍與高程和潮差均有關(guān)系; 當(dāng)潮灘擴(kuò)展時(shí), 它的生長空間也擴(kuò)展, 但此時(shí)鹽地堿蓬、海三棱 藨草卻難以向海擴(kuò)展, 因?yàn)槟莻€(gè)范圍已經(jīng)被植株相對高大的互花米草所占據(jù)。久而久之, 隨著潮灘的淤高成陸, 這兩種鹽沼呈現(xiàn)衰退趨勢, 最終潮灘上的泥灘可能全部被互花米草占據(jù)。因此, 為了保護(hù)鹽地堿蓬、海三棱 藨草鹽沼, 需要對互花米草實(shí)行一定程度的管控。從海岸防護(hù)角度, 這三類鹽沼都是可以發(fā)揮作用的, 其中互花米草灘生物量大, 有更大的潛力(Ysebaert et al, 2011)。事實(shí)上, 當(dāng)年引種互花米草就是由于其抗浪促淤的作用(Chung, 1989, 1993)。

目前, 互花米草鹽沼已成為滬蘇浙海岸區(qū)域分布面積最大的鹽沼類型(張忍順 等, 2005)。另一方面, 本區(qū)域的潮灘動物和底棲微型生物已逐漸適應(yīng)了互花米草鹽沼, 生物多樣性也逐漸提高, 因此可以作為生態(tài)建設(shè)的一個(gè)對象(Gao et al, 2014)。

紅樹林主要生長在熱帶、亞熱帶低能海岸潮間帶上部, 但我國人工種植的紅樹林最北可達(dá)到浙江海岸中南部(Chen et al, 2018)。紅樹林生長的最佳環(huán)境是海灣、河口灣等開敞程度較低的海岸帶, 在波浪作用強(qiáng)的地方, 泥質(zhì)沉積受到?jīng)_刷, 不利于紅樹林的生長。

珊瑚礁應(yīng)是最重要的生物礁, 分布于熱帶海岸, 需要懸沙濃度低、波浪作用強(qiáng)的地方, 因此通常遠(yuǎn)離潮灘環(huán)境。主要有岸礁和環(huán)礁兩種類型, 前者多見于基巖海岸, 后者分布于陸架和深海。從海底向上生長, 基巖不是支撐環(huán)礁的必要條件, 珊瑚的持續(xù)生長可以是僅由礁體自行支撐的。

與潮灘相關(guān)聯(lián)的生物礁主要是牡蠣礁。潮灘內(nèi)固著生長、具碳酸鈣介殼的動物除牡蠣外, 還有貽貝(朱愛意 等, 2006)、藤壺(李潤祥 等, 2014)等, 但其規(guī)模較小。牡蠣科約有100 個(gè)物種, 我國沿海有近 20 種(張璽 等, 1959)。其中, 近江牡蠣Crassostrea arikensis(Fujita)為雙殼類巨牡蠣屬貝類, 對溫度、鹽度和pH 值有廣泛的適應(yīng)性, 江蘇海門海岸的牡蠣礁上可以觀察到長達(dá)30cm 的殼體(張忍順, 2004)。長牡蠣Crassostrea gigasThunberg (國外文獻(xiàn)稱為“太平洋牡蠣”)也適應(yīng)于低鹽度、低潮位附近的環(huán)境, 渤海灣大吳莊全新世牡蠣礁中的長牡蠣殼長可達(dá)60cm 以上(Wang et al, 1997; 王宏 等, 2011)。

按存活空間的視角, 牡蠣廣泛分布于潮灘環(huán)境, 其相關(guān)文獻(xiàn)報(bào)道很多(Galtsoff, 1964; Gain et al, 2017)。江蘇海岸的現(xiàn)場調(diào)查表明, 牡蠣在泥灘上的附著生長有多種可能(圖3):

1) 潮間帶泥灘沉積速率較低處: 在半固結(jié)狀態(tài)的泥底上, 牡蠣幼體可大片出現(xiàn), 而且由于牡蠣的生長, 灘面摩擦力加大, 懸沙不宜落淤, 避免了沉積物掩埋。江蘇如東的泥灘, 常見牡蠣斑塊, 每塊的面積可達(dá)數(shù)平方米, 牡蠣殼長達(dá)5cm(圖3a)。

2) 潮水溝地貌較穩(wěn)定處: 一些潮水溝深深地延伸到泥灘上部和鹽沼范圍, 形成窄而深的水道(Wang et al, 1999), 這里水流較弱, 泥質(zhì)的邊壁比較抗蝕, 因此牡蠣可在水道邊壁上固著。大豐王港鹽沼內(nèi)的一處潮水溝, 其底部原位堆積著許多牡蠣介殼, 直徑最大者超過16cm, 顯然已在此處生活多年, 甚至完成了從生長到繁殖的生命周期(圖3b)。

3) 互花米草植株的主干下部: 鹽沼植被中, 互花米草莖稈高大, 有較硬的基部, 可維持較長時(shí)間不倒, 常見牡蠣在此處著床, 長到直徑接近10cm 的也不少見(圖3c)。

4) 潮間帶外緣: 較大規(guī)模的牡蠣礁, 最初的固著地點(diǎn)不在泥灘, 更可能是潮下帶水域。江蘇海門潮灘上面積達(dá)4.8km2的牡蠣礁“蠣蚜山”(圖3d), 其下部的介殼為近江牡蠣, 向上生長進(jìn)入潮間帶后逐漸被其他種的牡蠣所取代(張忍順, 2004)。數(shù)值模擬結(jié)果顯示, 該牡蠣礁的初始生長點(diǎn)可能位于海灣水底16m 處(陳蘊(yùn)真 等, 2010)。

從生態(tài)位的視角看, 潮灘是環(huán)境動蕩的地方, 泥灘的堆積淤長、潮水溝擺動、風(fēng)暴事件等均不利于牡蠣礁形成, 牡蠣本身也難以忍受長時(shí)間的干出暴露, 因此泥灘不是形成牡蠣礁的理想位置, 上述情形中只有第四種是最重要的。

4.2 鹽沼的消浪功能

海岸植被消浪研究的總體思路是沿垂直于岸線的斷面頂點(diǎn)觀測波能通量, 將波能耗散分為植株耗散、床面摩擦耗散和波浪破碎耗散, 分別建立計(jì)算方法, 最后根據(jù)波能耗散平衡方程評價(jià)各項(xiàng)的相對貢獻(xiàn)(Lee et al, 2021):

式中:D為一定頻段的波能耗散總量,Dveg為植株耗散,Df為床面摩擦耗散,Db為波浪破碎耗散,N為轉(zhuǎn)移至其他頻段的波能。

近期對于鹽沼植被消浪作用的研究, 大多集中于互花米草, 從現(xiàn)場觀測、室內(nèi)實(shí)驗(yàn)、數(shù)值模擬等多個(gè)角度可評價(jià)其降低水流流速、促進(jìn)灘面淤積、消減波浪能量的作用。

關(guān)于鹽沼對水流的影響, 鹽沼植被莖稈占據(jù)一定的空間范圍, 其直徑有粗細(xì)差異, 單位面積上有一定數(shù)量的鹽沼植株。鹽沼生長之處在平常天氣下是懸沙堆積的地方, 潮流流速在這里已經(jīng)下降, 不能起動砂質(zhì)沉積物。由于植株本身的存在, 潮流進(jìn)一步減弱, 因?yàn)槌撞磕Σ亮ν? 植株在水層中還提高了紊動能量耗散, 植株的存在還減小過水?dāng)嗝婷娣e, 部分動能由于壅水而轉(zhuǎn)換為勢能。風(fēng)暴潮發(fā)生時(shí), 植被所在的位置仍然處于堆積范圍, 由于植株的存在, 減緩流速、促進(jìn)沉降的作用變得更加明顯, 現(xiàn)場觀測和數(shù)值模擬均證實(shí)了這一點(diǎn)(M?ller et al, 1999, 2014; van Proosdij et al, 2000, 2006; Temmerman et al, 2005; Neumeier et al, 2006; 王愛軍 等, 2008)。

作為植被-波浪相互作用研究領(lǐng)域的一部分, 鹽沼的消浪功能研究在文獻(xiàn)中大量出現(xiàn)。研究者們通過理論分析(Chen et al, 2012)、現(xiàn)場觀測(Cooper, 2005; Jadhav et al, 2013)、物模實(shí)驗(yàn)(Augustin et al, 2009)和數(shù)值模擬(Riffe et al, 2011; Smith et al, 2016)

來探討波浪傳播進(jìn)入鹽沼之后的過程。與泥灘的研究一樣, 鹽沼消浪作用體現(xiàn)于波高衰減和波浪能譜變化, 不同的是波能通量的沿程變化率在泥灘環(huán)境表達(dá)為波高、水深和懸沙濃度(泥質(zhì)沉積性質(zhì))的函數(shù), 而在互花米草灘環(huán)境里要加入很多生物性要素, 包括植株的高度和直徑、單位面積上植株數(shù)量(稱為植株密度)、莖稈在水層中的運(yùn)動狀況、植株占據(jù)水層空間的比例、對水流流速的改造、底部摩擦力的改變等。參照Mendez 等(2004)關(guān)于植株形態(tài)影響的經(jīng)驗(yàn)公式表達(dá), Chen 等(2012)構(gòu)建了鹽沼植株形態(tài)和數(shù)量對底部切應(yīng)力和波能通量變化率的表達(dá)式:

式中:Sd為鹽沼植被所導(dǎo)致的波能沿程消耗,CD為阻力系數(shù),b為植株直徑,N為植株密度,g為重力加速度; 函數(shù)f(H,T,urms,h)中的變量H為波高,T為波周期,urms為波致均方根流速,h為水深。

Jadhav 等(2013)在此基礎(chǔ)上加入與波浪能譜組分相關(guān)的底床阻力系數(shù), 在互花米草鹽沼內(nèi)的波浪 傳播沿程上設(shè)立多個(gè)波浪記錄站位, 進(jìn)行為期一個(gè)月的觀測, 其中包含一次風(fēng)暴過程。所獲數(shù)據(jù)顯示,鹽沼耗散的波能與入射波波能之間存在非線性關(guān)系, 波浪周期越小, 衰減率就越高, 這說明需要針對不同波周期分別建立底床阻力系數(shù)。

除植株形態(tài)和大小外, 莖稈在水層中并非固定不動, 而是會隨水流發(fā)生擺動(Mullarney et al, 2010)。Riffe 等(2011)分別模擬固定和擺動兩種情況下的波能耗散, 并與現(xiàn)場觀測對照, 發(fā)現(xiàn)考慮擺動因素之后的計(jì)算結(jié)果更加符合實(shí)際。Marsooli 等(2017)考慮了互花米草植株高度的影響, 他們在波能平衡方程中加入植物阻力項(xiàng), 經(jīng)室內(nèi)物理模擬數(shù)據(jù)驗(yàn)證后用于紐約Jamaica 灣互花米草灘的計(jì)算, 發(fā)現(xiàn)在風(fēng)暴發(fā)生時(shí)較高的互花米草植株發(fā)揮了最大的消能作用。

Willemsen 等(2020)集成荷蘭65a 的數(shù)據(jù), 提出在長時(shí)間尺度上潮灘形態(tài)的空間差異遠(yuǎn)大于時(shí)間差異, 因此將鹽沼用于海岸防護(hù)時(shí)應(yīng)注意其地貌形態(tài)的多變性; 在10-2～101a 時(shí)間尺度上, 鹽沼植被均能顯著降低波能, 消減總量與鹽沼寬度成正比。荷蘭是一個(gè)低地國家, 受風(fēng)暴影響很大, 因此海岸防護(hù)的標(biāo)準(zhǔn)設(shè)置為千年一遇。在這一時(shí)間尺度上, 欲將千年一遇的波浪消能 20%, 鹽沼寬度應(yīng)為 100～ 800m, 這依海岸開敞程度的不同而異(圖4)。該研究還認(rèn)為, 鹽沼消浪能力高于無植被泥灘。值得指出的是, 鹽沼和泥灘消浪能力對比的研究, 目前還有不確定性, 主要是鹽沼消浪能力較高的原因還包含了地勢較高的因素, 用模型方法來顯示兩者的差異較為容易, 但觀測驗(yàn)證是一個(gè)實(shí)際的問題。

4.3 紅樹林的消浪功能

紅樹林植株比鹽沼高大得多, 垂向上形成冠層、樹干、地面根等3 個(gè)單元, 但消浪作用的研究思路是相同的。浙南海岸人工種植的島嶼紅樹林內(nèi), 現(xiàn)場觀測顯示植株形態(tài)對水流的獨(dú)特影響, 高潮位時(shí)冠層仍未淹沒, 垂向上流速自上而下升高, 地面根以下才顯示出底邊界層的樣式(Chang et al, 2019)。鹽沼的流速剖面有根本的不同, 水流淹沒鹽沼冠層后, 冠層以上為自由流, 冠層內(nèi)水流受到阻滯, 自上而下流速降低。

關(guān)于波能耗散, 斷面觀測數(shù)據(jù)顯示, 由于紅樹林植株的存在, 耗散程度遠(yuǎn)高于無植被的光灘, 而且隨著植株密度上升, 耗散程度也隨之上升(Horstman et al, 2014)。廣東雷州灣紅樹林的觀測和模擬也指示植物是波能耗散的主要因素, 水深(可影響邊界層阻力)的影響在不同的植被條件下可有明顯差異(Cao et al, 2016)。雖然整體上紅樹林以增加摩擦作用、波浪破碎的方式來耗散波能, 但突出于灘面之上的植物根系也有很大作用(Sánchez-Nú?ez et al, 2020)。另一項(xiàng)觀測研究表明, 紅樹林在風(fēng)暴情形下的消浪作用比平時(shí)還要顯著, 與樹干、冠層相比, 地面根似乎更為重要(Lee et al, 2021)。

4.4 生物礁的消浪功能

天然環(huán)境里, 生物礁分布于岸線的前緣, 最早接受波浪的沖擊, 波浪破碎也首先發(fā)生在此。消浪作用最強(qiáng)的生物礁當(dāng)屬熱帶海域的珊瑚礁, 珊瑚塊體可以長成巨大的形體, 向上長到潮間帶下部之后停止, 之后生長模式改為向海推進(jìn), 經(jīng)過較長時(shí)間, 形成規(guī)模較大的珊瑚礁坪。礁坪前緣坡度接近于顆粒物質(zhì)的休止角, 上涌的波浪極易在此破碎, 風(fēng)暴發(fā)生時(shí)大浪甚至將巨大的珊瑚礁塊搬運(yùn)至礁坪。海南島南部小東海的礁坪上就堆積著大量塊體, 其中最大者重量超過30t(劉楨嶠 等, 2019)。

波浪進(jìn)入礁坪后, 波能耗散方式主要是底部摩擦, 其次是波浪破碎(Nelson, 1994; Monismith et al, 2015; Lentz et al, 2016; Rogers et al, 2016)。床面微地形造成的摩擦阻力系數(shù)可達(dá)0.3, 此時(shí)平常天氣下波 能 的 80% 被 耗 散, 而 在 風(fēng) 暴 期 間 可 達(dá)25%～80%(Osorio-Cano et al, 2019)?？梢酝普? 珊瑚礁消耗了波能, 使珊瑚礁坪后側(cè)的海灘得到保護(hù)。

但在溫帶區(qū)域, 珊瑚礁不能生長, 規(guī)模較大的生物礁是牡蠣礁, 其規(guī)模遠(yuǎn)小于珊瑚礁, 形態(tài)也不同。美國東南海岸德克薩斯和弗羅里達(dá)的海灣和潮汐水道里發(fā)現(xiàn)的埋藏牡蠣礁是規(guī)模最大者之一, 其長度可達(dá)8～10km, 寬度150m, 厚度4m, 分布于岸線附近, 外緣的坡度較大(Fagerstrom, 1987)。在世界各地, 牡蠣都是水產(chǎn)捕撈或養(yǎng)殖的對象, 近年開始用作海岸防護(hù)的設(shè)施。美國東部采用來自牡蠣養(yǎng)殖場的松散牡蠣介殼投放到待防護(hù)海岸, 待牡蠣定殖后自發(fā)生長為堤狀牡蠣礁, 可以起到防波堤的作用, 稱為“生物防波堤”(Jeanson et al, 2016; O’Donnell, 2017; Keller et al, 2019), 風(fēng)暴浪在此破碎, 從而保護(hù)向岸一側(cè)的岸線和鹽沼生態(tài)系統(tǒng)。牡蠣礁前緣波浪破碎的條件與海灘是一樣的, 對于海灘, 在以下等式成立時(shí)發(fā)生波浪破碎(Kamphuis, 2000):

式中:H為波浪破碎發(fā)生時(shí)的波高,h為破波處水深,C1和C2是與坡度相關(guān)的兩個(gè)參數(shù),g為重力加速度,T為波周期。

無波浪破碎情形下, 波浪傳播進(jìn)入牡蠣礁后的能量耗散也很顯著。在Chowdhury 等(2019)的現(xiàn)場實(shí)驗(yàn)中, 人工繁殖的牡蠣礁位于潮間帶下部, 突出底床之上0.6m, 能夠有效阻擋波高小于0.5m 的波浪。Wiberg 等(2019)在潮間帶平均水深0.9～1.3m 范圍內(nèi)多處設(shè)置牡蠣礁, 其頂端高程被置于平均水位之下0.3～0.5m, 礁體寬度最大不超過5m, 局地產(chǎn)生的風(fēng)浪經(jīng)過礁體后, 波高有不同程度的下降, 其中接近平均水位處波高衰減最快, 達(dá)30%～50%。在如此狹小的范圍內(nèi)波能下降卻如此明顯, 說明在合適的水深條件下, 牡蠣礁確實(shí)可以起到防波堤的作用。在美國東部大西洋到墨西哥灣沿岸, 潮間帶牡蠣礁分布較廣, 20 世紀(jì)中期啟動修復(fù)計(jì)劃, 以應(yīng)對過度捕撈帶來的資源衰竭, 后來又加入了修復(fù)生態(tài)系統(tǒng)服務(wù)功能的目標(biāo)(Luckenbach et al, 1999), 其防浪特性常被用于生態(tài)修復(fù)工程, 保護(hù)潮灘地貌和鹽沼(O’Donnell, 2017)。

5 討論

5.1 人工構(gòu)建鹽沼、紅樹林和生物礁生態(tài)位的技術(shù)

潮灘地貌、鹽沼、紅樹林和牡蠣礁的消浪功能已經(jīng)被定量刻畫, 然而要把它們配置到可以發(fā)揮作用的地方, 卻經(jīng)常成為一個(gè)實(shí)際問題。例如, 侵蝕岸段是最需要消浪的, 但長期的侵蝕可能已將潮灘及其鹽沼、紅樹林和牡蠣礁沖蝕殆盡。在這樣的地方, 要想重建這些系統(tǒng), 必須構(gòu)建潮間帶植物和生物礁的生態(tài)位。生態(tài)修復(fù)技術(shù)方面的研究已有很多(Luckenbach et al, 1999; Keddy, 2000; Mitsch et al, 2003; 全為民 等, 2006; Goreau et al, 2013; Hilberta et al, 2013; Byers et al, 2015; Walles et al, 2016; Theuerkauf et al, 2017; Morris et al, 2019; McAfee et al, 2021a, b), 從綠色海堤視角看, 關(guān)鍵是潮灘鹽沼、紅樹林、牡蠣礁生態(tài)位的重塑。

采用人工方式修復(fù)生態(tài)系統(tǒng), 可用結(jié)構(gòu)工程與自然地貌特征相結(jié)合的辦法(Zedler, 2001; Zimmer, 2006)。例如, 利用區(qū)域性潮汐條件, 可營造細(xì)顆粒沉積物堆積環(huán)境, 從而恢復(fù)潮灘生態(tài)。圖5 給出了一個(gè)鹽沼植被修復(fù)的示意圖。首先, 在海堤前緣設(shè)定0.5～1km 的生態(tài)修復(fù)范圍, 在其外側(cè)建造防波堤或水下潛壩, 以減小波能傳入。防波堤順岸斷續(xù)分布, 斷口寬度為每段防波堤長度的0.5～5 倍, 留有斷口的目的是讓波浪以繞射的方式進(jìn)入, 在防波堤后方形成局部弱流環(huán)境(Silvester et al, 1993)。在 侵蝕特別強(qiáng)烈之處, 可考慮建造人工岬角, 作為岸線位置的基本控制。其次, 在潮灘建造范圍的向海一側(cè)邊界, 拋入護(hù)坡塊石或水泥塊件(Kamphuis, 2000), 其尺寸需保證常態(tài)天氣下的穩(wěn)定性; 中、低潮位用人工填砂法(Dean, 2003), 提升床面高程。最后, 利用所在水域的天然懸沙堆積為高潮位附近的泥灘, 如果灘面初始最大水深為3m, 懸沙濃度為10-1kg·m-3量級, 一年中有700 多個(gè)潮周期, 那么淤積速度就可以達(dá)到每年0.1～1m 的量級, 數(shù)年后就可以達(dá)到鹽沼植被(如互花米草)生長的條件。這一流程原則上也適用于海堤前緣紅樹林植被的修復(fù), 但應(yīng)考慮紅樹林生態(tài)位與地貌、土壤、水動力、海面變化條件的不同關(guān)系(Balke et al, 2016; Woodroffe et al., 2016)。

美國在大西洋沿岸及墨西哥灣開展了一系列牡蠣礁恢復(fù)項(xiàng)目(Breitburg et al, 2000; Scyphers et al, 2011; Ridge et al, 2017; Rezek et al, 2017), 地點(diǎn)選擇和牡蠣種苗補(bǔ)充是關(guān)鍵?？紤]到牡蠣的繁殖時(shí)期, 牡蠣礁修復(fù)的具體地點(diǎn)可選在鹽沼濕地的潮溝邊坡上, 而在潮下帶可直接將體積大的礁體投向目標(biāo)水域, 為自然牡蠣幼體提供附著底物。礁體形成之后, 通常經(jīng)過數(shù)年時(shí)間便可發(fā)育成為具有自然功能的生態(tài)系統(tǒng)。在我國沿海, 海門的蠣蚜山是規(guī)模較大的現(xiàn)生牡蠣礁, 很有參照價(jià)值(Lin et al, 2021)。鹽沼的前緣, 可設(shè)立小型牡蠣礁, 保護(hù)灘面的局部穩(wěn)定性。在防波堤內(nèi)側(cè)的拋石護(hù)坡區(qū), 可投放松散牡蠣介殼, 再加入活體牡蠣, 使之較快地形成較大規(guī)模的牡蠣礁。沿海地區(qū)有許多牡蠣養(yǎng)殖場, 可作為松散牡蠣介殼的來源。

將生態(tài)修復(fù)技術(shù)應(yīng)用于綠色海堤, 侵蝕型泥質(zhì)海岸的鹽沼、牡蠣礁生態(tài)位構(gòu)建需要進(jìn)一步研究, 尤其是硬工程(海堤結(jié)構(gòu)、突堤、防波堤)參與生態(tài)系統(tǒng)修復(fù)所帶來的鹽沼-牡蠣礁的適應(yīng)性生物學(xué)、環(huán)境變化條件下生態(tài)系統(tǒng)的穩(wěn)定性等問題。

5.2 綠色海堤的工程優(yōu)化

即便綠色海堤的原理和生態(tài)修復(fù)問題均已解決, 我們?nèi)匀幻媾R工程實(shí)施和優(yōu)化問題。首先, 在生態(tài)系統(tǒng)空間配置上, 需要確定鹽沼和牡蠣礁的生態(tài)消能負(fù)荷比例, 這與海堤擋水防浪的建設(shè)標(biāo)準(zhǔn)有關(guān), 也與海堤硬質(zhì)結(jié)構(gòu)本身的設(shè)計(jì)有關(guān)。在前述荷蘭海岸的案例中, 海堤的標(biāo)準(zhǔn)被定為“千年一遇”標(biāo)準(zhǔn), 因此所配置的鹽沼被要求能夠降低風(fēng)暴浪能量的20%(Willemsen et al, 2020)(參見圖4)。如果海堤的防護(hù)標(biāo)準(zhǔn)為“千年一遇”, 但海堤硬質(zhì)結(jié)構(gòu)本身只是“二百年一遇”, 那么鹽沼的配置就要求該綠色海堤先達(dá)到“千年一遇”, 為了保證硬質(zhì)結(jié)構(gòu)的安全, 還需追加“千年一遇”風(fēng)暴浪消能20%的能力。人工鹽沼要占用空間資源、增加資金投入, 所以并非越多越好。此外, 綠色海堤的潮灘-鹽沼-牡蠣礁復(fù)合體空間配置最好要有生態(tài)功能, 有生命支撐功能, 使得納入綠色海堤生態(tài)系統(tǒng)中的物種能夠生存和繁殖, 這也需要進(jìn)一步研究。

其次, 由于綠色海堤中的生態(tài)系統(tǒng)對硬質(zhì)結(jié)構(gòu)扮演了“保護(hù)者”角色, 因此極端事件對生態(tài)系統(tǒng)的損毀風(fēng)險(xiǎn)和后續(xù)恢復(fù)的時(shí)間尺度成為突出問題。海堤設(shè)計(jì)的目標(biāo)之一是讓硬質(zhì)結(jié)構(gòu)承受波浪破碎的沖擊, 因此刻意在海堤表面建成凹進(jìn)突出、表面粗糙的結(jié)構(gòu), 如柵欄板、螺母塊體等(Kamphuis, 2000), 以便大幅度提高摩擦力, 從而消減波能。這種結(jié)構(gòu)必須是一體化的, 不能出現(xiàn)松動、裂縫、位移, 否則會成為引發(fā)大浪損毀的薄弱部分。正因?yàn)槿绱? 海堤的造價(jià)和維護(hù)成本都很高, 而鹽沼、牡蠣礁可以降低這一成本。理想狀態(tài)是, 在風(fēng)暴到來時(shí), 生態(tài)系統(tǒng)正好處于最佳狀態(tài), 而風(fēng)暴過后生態(tài)系統(tǒng)又能在下一次風(fēng)暴的到來之前及時(shí)恢復(fù)。這個(gè)問題的難點(diǎn)在于, 構(gòu)建鹽沼或紅樹林、牡蠣礁需要的時(shí)間尺度以數(shù)十年計(jì), 卻要求正好與氣候變化和極端事件的時(shí)間尺度相匹配, 需要在生態(tài)系統(tǒng)的規(guī)模和質(zhì)量上進(jìn)行優(yōu)化。

最后, 根據(jù)海灘剖面研究的最新進(jìn)展, 海堤形態(tài)也需著力優(yōu)化。海堤的橫斷面通常模仿如式(11)所示的天然海灘均衡剖面樣式, 然而這種形態(tài)導(dǎo)致最小波能耗散(Faraoni, 2020; Maldonado, 2020), 波浪在前緣堤面上將較多地保留能量, 最終集中到海堤頂部。在海堤上部, 無論波浪破碎或越頂, 均不利于海堤功能的發(fā)揮。因此, 海堤的總體形態(tài)和微觀形態(tài)應(yīng)考慮改進(jìn)。

6 結(jié)論

綠色海堤概念的核心是: 由人工結(jié)構(gòu)和生態(tài)系統(tǒng)共同組成防護(hù)系統(tǒng), 其目的與傳統(tǒng)海堤相同, 主要是用于低地海岸的擋水抗浪; 未來綠色海堤防范的對象主要是海面上升、風(fēng)暴加劇下的極端事件; 在綠色海堤體系內(nèi), 生態(tài)系統(tǒng)的功能是消減波能, 并對海堤自身提供保護(hù)。本文探討了綠色海堤的環(huán)境動力學(xué)原理, 提出了需進(jìn)一步研究的科學(xué)問題, 總結(jié)如下:

1) 潮間帶、潮下帶淺灘可有效消減波浪能量。風(fēng)暴期間的波浪傳入潮間帶中下部的砂質(zhì)床面時(shí), 由于底部摩擦阻力和推移質(zhì)沉積物運(yùn)動, 波能迅速消耗。波浪穿越泥灘時(shí), 底部摩擦阻力、再懸浮作用、浮泥運(yùn)動使得波能衰減率遠(yuǎn)高于砂質(zhì)床面。岸外泥區(qū)水深相對較大, 但依然對風(fēng)暴大浪有明顯的能量耗散作用。

2) 鹽沼、紅樹林的消浪作用強(qiáng)于淺灘地貌。通過阻滯水流、植株莖稈影響, 其波能衰減率高于泥灘上僅由底部摩擦和沉積物運(yùn)動而導(dǎo)致的波能衰減率。對于千年一遇的風(fēng)暴浪, 寬度為100～800m 的鹽沼可以削減掉20%的總波能, 降低海堤的壓力。

3) 生物礁(珊瑚礁、牡蠣礁)的外緣使波浪破碎, 礁坪摩擦阻力大, 波能衰減率也更高。分布于潮灘外緣的牡蠣礁, 可有效保護(hù)地貌和鹽沼環(huán)境的穩(wěn)定性。

4) 綠色海堤所面臨的問題是如何構(gòu)建生態(tài)位所需的高程和地貌條件、如何根據(jù)動力學(xué)原理進(jìn)行工程優(yōu)化。相關(guān)的科學(xué)問題包括: 與硬質(zhì)工程(海堤結(jié)構(gòu)、突堤、防波堤)結(jié)合的鹽沼(或紅樹林)-牡蠣礁的適應(yīng)性生物學(xué); 未來環(huán)境變化條件下生態(tài)系統(tǒng)的穩(wěn)定性; 綠色海堤的生態(tài)系統(tǒng)空間配置及生態(tài)建設(shè)途徑; 人工配置生態(tài)系統(tǒng)方法及與風(fēng)暴事件的時(shí)間尺度匹配; 基于均衡剖面理論的海堤形態(tài)優(yōu)化。