基于水邊線方法的遼河口鴛鴦島形成與演變模擬

凡姚申,陳沈良*,孫永光,袁 蕾,蔣 超,姬泓宇,陳 晴

(1.華東師范大學(xué)河口海岸學(xué)國家重點實驗室,上海200062;2.國家海洋環(huán)境監(jiān)測中心,遼寧大連116023)

基于水邊線方法的遼河口鴛鴦島形成與演變模擬

凡姚申1,陳沈良1*,孫永光2,袁 蕾2,蔣 超1,姬泓宇1,陳 晴1

(1.華東師范大學(xué)河口海岸學(xué)國家重點實驗室,上海200062;2.國家海洋環(huán)境監(jiān)測中心,遼寧大連116023)

針對河口泥沙島淤泥質(zhì)潮灘坡度和潮汐變化對水邊線的影響,提出一種利用兩期遙感水邊線模擬海島岸線及潮灘數(shù)字高程模型(Digtal Elevation Model,DEM)的方法,研究遼河口鴛鴦島的形成與演變過程。結(jié)合遙感影像、實測地形和潮位數(shù)據(jù)分析表明:1)模擬潮灘DEM與實測DEM之間的誤差集中在—40～55 cm的范圍內(nèi),平均誤差14.24 cm,表明遙感模擬作為一種手段對實測資料的欠缺是一種有效的補充。2)從20世紀(jì)80年代初至今,鴛鴦島的發(fā)育經(jīng)歷了萌生、生長和動態(tài)穩(wěn)定三個時期;入海徑流量的增加是鴛鴦島萌生的誘因,漲落潮流路分歧及其形成的緩流區(qū)促進(jìn)鴛鴦島的持續(xù)生長。3)在鴛鴦島生長過程中,南沙處在次生緩流區(qū)中,在相同時段內(nèi)其潮灘淤積量大于北沙;在鴛鴦島演變穩(wěn)定期,就岸線和面積變化而言,東北部潮灘侵蝕程度小于南部潮灘淤積程度,但從體積變化來看,東北部潮灘侵蝕量略大于南部潮灘淤積量。

水邊線方法;潮位校正;河口泥沙島;沖淤演變

河口泥沙島由水下陰沙或汊河分隔三角洲發(fā)育而來,是河口發(fā)育及三角洲演化的縮影[1]。其地質(zhì)年齡輕,沖淤變化快,是一種動態(tài)不穩(wěn)定的新生土地資源,受全球氣候變化、海平面上升及人類活動的影響,具有復(fù)雜性、敏感性和多變性,是環(huán)境監(jiān)測重點關(guān)注的區(qū)域之一。尤其是在近50 a來中國主要河流入海泥沙減少[2-3]、濱海濕地資源面臨侵蝕威脅的背景下[3-4],加強(qiáng)對河口泥沙島動態(tài)監(jiān)測研究十分必要。

相對整個河口泥沙島形成與沖淤演變而言,學(xué)者們對淤泥質(zhì)潮灘的沖淤變化研究較多。淤泥質(zhì)潮灘水淺灘平、灘面泥濘、沖淤多變,地面調(diào)查和地形測繪困難較大,往往是現(xiàn)場測繪的盲區(qū),于是學(xué)者多采用遙感影像提取水邊線的方法進(jìn)行潮灘演變分析[5],主要有3種方式:第1種是從不同時期相近潮位的影像中獲取特征水邊線或植被線,通過分析水邊線或植被線水平位移來分析潮灘的進(jìn)退[6-9];第2種是基于水邊線潮汐模型,對水邊線進(jìn)行潮位校正得到特定高程線,進(jìn)而分析潮灘的平面沖淤變化[10-12];第3種是利用短時期內(nèi)不同潮位下多時相遙感影像獲得的水邊線,生成一系列己知高程信息的等高線,空間插值后生成潮灘的數(shù)字高程模型(DEM),進(jìn)而分析潮灘沖淤變化[13-16]。第2種方法將水邊線修正到同一高程基面上,與第1種方法相比,提高了分析的準(zhǔn)確性和科學(xué)性。第3種方法較前2種可以分析潮灘沖淤變化的空間分布情況,但是對地觀測衛(wèi)星過境時間基本固定,在短時期內(nèi)可能難以捕捉到大潮高潮線或低潮線,使高程反演范圍受限,且短時期內(nèi)多時相遙感數(shù)據(jù)的要求使成本較高[17]。如果拓展第2種方法,即對遙感水邊線進(jìn)行不同基準(zhǔn)面上的潮位校正,就可以得到不同高程的等高線,從而提取出泥沙島岸線及潮灘高程。

本研究以遙感數(shù)據(jù)和潮位信息為基礎(chǔ),利用2期遙感水邊線,經(jīng)潮位校正提取潮灘高程線,進(jìn)而模擬典型新生河口沙島——遼河口鴛鴦島的岸線及潮灘DEM,研究其形成與演變過程,以期優(yōu)化遙感水邊線方法在潮灘沖淤變化中的應(yīng)用、豐富對河口泥沙島發(fā)育規(guī)律的認(rèn)識。

1 研究區(qū)概況

遼河口2 000 a以前位于今遼寧海城以南,大約在金遼時期,遼河口西移至牛莊,清末遼河口又南遷至營口。1851年遼河?xùn)|冷家口潰決,河水傾注雙臺子潮溝入海,1896年為分洪河道,人工開挖雙臺子潮溝,遼河水分兩股,即雙臺子河和大遼河入海。1958年,為使遼河干流和渾河、太子河洪水能分別暢排入海,也為滿足三岔河地區(qū)的排洪要求,在遼中縣六間房堵截外遼河,將遼河干流來水全部引向雙臺子河從盤山入海。至此,遼河又完成一次大的西遷,原遼河流域分成兩個獨立的入海水系,即遼河水匯同繞陽河全部由雙臺子河注入遼東灣,渾河、太子河、海城河等經(jīng)大遼河在營口入海。2011-11遼寧省政府將雙臺子河正式更名為遼河,至此,“雙臺子河口”地名棄用,“遼河口”地名正式使用,解決了遼河上下游名稱不一致的問題。

遼河自從盤錦入海后,受河流來沙和沿岸輸沙的影響,河口沉積地貌發(fā)育明顯。遼河口目前整體處于淤積的趨勢,河口攔門沙、江心洲、潮灘不斷淤積發(fā)育[18],典型的有蓋州灘、鴛鴦島等。鴛鴦島位于遼河口小道子至三道溝漁港海域(圖1),2013年被國家海洋局列入海島名錄。目前該島面積約為4.65 km2,最高潮時南部被海水浸沒,北部露出。島上植物豐富,有海藨草、翅堿蓬等,鳥類種類繁多,有丹頂鶴、黑嘴鷗、灰鶴等數(shù)十種。鴛鴦島所在的遼河口平均高潮位為1.81 m,平均低潮位為-1.12 m[19]。因此,按平均高潮線與平均低潮線之間的地帶是潮間帶的定義,將高程-1.0～1.5 m的地帶規(guī)定為鴛鴦島的潮灘。

圖1 遼河口鴛鴦島地圖位置Fig.1 The location of Yuanyang Island,Liaohe Esturary

2 材料和方法

2.1 遙感影像及處理

選用1975—2015年31景Landsat-MSS/TM/ETM/OIL衛(wèi)星影像用于模擬鴛鴦島的形成和演變過程(表1)。依據(jù)遼河水沙量變化和已有研究成果,影像選取包括1985年、2000年、2010年前后等幾個重要的遼河徑入海水沙變化的時間結(jié)點。

首先使用ENVI 5.1提供的FLAASH大氣校正模塊,對所有影像做大氣校正處理。從美國地質(zhì)勘探局網(wǎng)站(http:∥earthexplorer.usgs.gov/)下載的Landsat影像通常已經(jīng)做過幾何粗校正,為了更好地減小幾何畸變對水邊線提取結(jié)果的影響,統(tǒng)一以2013-08-11 Landsat8-OLI影像為基準(zhǔn),利用ENVI 5.1提供的Image to Image幾何校正模塊對其他年份的影像進(jìn)行幾何精校正處理,最后對幾何精校正后的影像做邊緣增強(qiáng)處理。

2.2 水邊線提取

對遙感影像進(jìn)行二值化,將水體與其它地物區(qū)分開。圖像二值化的方法有多種,運用波譜間關(guān)系(SPM)來將水體和非水體區(qū)分開實現(xiàn)圖像的二值化效果最佳[20]。波譜間關(guān)系的方法也有多種[21],如:TM2+TM3＞TM4+TM5,KT3+TM4＞TM2+TM7,KT3+TM2＞TM4+TM3(TMi代表Landsat-5衛(wèi)星的第i個波段影像經(jīng)大氣校正后的DN值)。纓帽變換(tasseled cap transform,K-T變換)的KT3分量,是可見光和近紅外與較長紅外的差值,對土壤濕度最為敏感,反映了地物的濕度信息,是較好的水體信息識別的特征波段。因此,使用KT3+TM2＞TM4+TM3這種波譜關(guān)系模型,提取水體效果更好[22-23]。對二值化的圖像進(jìn)行邊緣檢測,可提取出水邊線。

2.3 潮位標(biāo)定

為獲取準(zhǔn)確的岸線位置,并進(jìn)行岸線變化分析,需對瞬時水邊線進(jìn)行潮位標(biāo)定。使用國家海洋環(huán)境監(jiān)測中心于2012-05-19T8:00—08-03T10:00開展的共計75 d在鴛鴦溝驗潮站觀測的潮位資料,采用最小二乘法進(jìn)行調(diào)和分析,得到鴛鴦島區(qū)域38個主要分潮的調(diào)和常數(shù)。衛(wèi)星過境時的瞬時潮高計算采用方國洪等的主港潮汐預(yù)報調(diào)和方法[24]:

式中,A0是多年平均海平面在潮高基準(zhǔn)面上的高度,如果從潮高基準(zhǔn)面起算,則可將其值取為0;H和g分別為振幅和遲角,是分潮的調(diào)和常數(shù);σ是分潮的角速率;v0是分潮的格林威治天文初相角;f和u是分潮的交點因子和交點訂正角;i是分潮數(shù)。各參數(shù)的具體計算方法參見方國洪等的研究[24]。此外,還收集了本區(qū)內(nèi)老北河口驗潮站(121°50'E,48°58'N)實測的高低潮位(1990—2016年)作為參照。

2.4 潮位校正

首先假設(shè)粉砂淤泥質(zhì)潮灘的潮間帶同一斷面(垂直于岸線)的坡度大致均一,通過在同一年中相近時間的2期遙感圖像中提取出的水邊線,將調(diào)和常數(shù)代入式(1),可算出衛(wèi)星過境時的瞬時潮高(表1)。遼河口老北河口驗潮站的潮高基準(zhǔn)面低于當(dāng)?shù)仄骄Ｆ矫?.09 m,當(dāng)?shù)仄骄Ｆ矫媾c“1985年國家高程基準(zhǔn)”的差值為-0.050 m,因此,瞬時潮高可看作是以-2.14 m高程面為基準(zhǔn)面的高程值。由圖2可知,如果以等高面H為基準(zhǔn)面,那么水邊線的相應(yīng)高程為

式中,hni為第i條水邊線相對于高程為n的等高線的高程,ζni是其潮位高。

潮位校正采用ArcGIS擴(kuò)展模塊功能和DSAS軟件來實現(xiàn)。運用DSAS軟件包中的Transect Layer模塊生成一組間隔為10 m且垂直于基線的垂線。圖3說明了相鄰3條垂線所處的海岸地形。圖中A1,A2,A3和B1,B2,B3分別為3條相鄰垂線與第1條第2條水邊線的交點,這些水邊線在基準(zhǔn)面上的投影為A′1,A′2,A′3和B′1,B′2,B′3。圖中C1,C2,C3為3條垂線與基準(zhǔn)面的交點,依次將C1,C2,C3連成線,即所需等高線。因此確定等高線位置的問題轉(zhuǎn)化為如何確定各垂線與基準(zhǔn)面交點坐標(biāo)的問題。下面以C1點為例,說明計算過程。由相似三角形的關(guān)系可知:

由式(2)可算出2條水邊線相對于基面的高程h1,h2,即A1A′1=h1,B1B′1=h2;據(jù)上述各點的定義,可知A′1B′1的長度可以計算出來,設(shè)其長度為l,則公式(3)可表示為

式中,h1,h2,l均已知,因此C1的坐標(biāo)也可求出。用同樣的方法求出其它交點的坐標(biāo),按順序連接交點,即可得到各等高線的位置。

圖2 高程推算示意圖Fig.2 Sketch of elevation calculation

圖3 海岸地形示意圖Fig.3 Diagram of coastal topography

表1 遙感影像資料及潮情Table 1 Remote sensing image data and tidal conditions

續(xù)表

2.5 高程提取及岸線定義

按上述方法,分別以-1.0,-0.5,0,0.5,1.0和1.5 m等高面作為基準(zhǔn)面,分別提取出來相應(yīng)的等高線,在ArcGIS支持下,以平面5 m×5 m的間隔將這些等高線生成DEM,即遙感水邊線法模擬的鴛鴦島潮灘數(shù)字高程模型DEMm。不同學(xué)者在利用遙感圖像提取岸線時,對岸線的定義標(biāo)準(zhǔn)不一,比較常見的岸線解譯標(biāo)識包括水邊線、干濕線、植被線、大潮高潮線、平均高潮線等[25-28]。等高線或等深線也能反應(yīng)潮灘的沖淤變化,本文將DEM中0 m等高線等效為海島岸線,分析其時空變化,進(jìn)而研究鴛鴦島形成和演變過程。河道岸線不是本文研究的重點,可不考慮潮位對其水邊線的影像,因此將水邊線作為河道岸線。

2.6 實測數(shù)據(jù)

本研究于2014-03對鴛鴦島及其鄰近海域進(jìn)行了地形測量。鴛鴦島地形測量采用THALES公司生產(chǎn)的Z-MAX超級RTK測量系統(tǒng),其水平定位精度為5 mm+0.5×10-6,垂直定位精度為5 mm+1×10-6,鄰近海域地形測量采用單波束測深儀,其測深精度為1 cm±0.1%D。岸灘(RTK)測點布設(shè)按1∶2 000比例尺設(shè)置,點間隔20 m,水域(單波束)測線布設(shè)按1∶3 000比例尺設(shè)置,線間隔30 m,測量過程滿足按《海洋調(diào)查規(guī)范》[29]的相關(guān)規(guī)定。測量數(shù)量獲取后,在ArcGIS支持下,同樣以平面5 m×5 m的間隔將其生成潮灘數(shù)字高程模型DEMr。

海流和懸沙數(shù)據(jù)來自國家海洋局海洋信息中心于2016年觀測的資料。在大潮期間(2012-06-05—06)和小潮期間(2012-06-24—25)的T1～T4測站(位置見圖1)進(jìn)行同步海流周日連續(xù)定點觀測。懸沙采樣、站位、時間與海流觀測同步進(jìn)行。分為大潮、小潮二個航次,每航次連續(xù)進(jìn)行25 h分層取樣,各層次每小時取樣1次。海流和懸沙數(shù)據(jù)分析結(jié)果分別見圖4和圖5。

圖4 測站海流矢量圖Fig.4 The current vector map at stations

圖5 各測站懸沙濃度圖Fig.5 The sediment concentration diagram for each station

3 結(jié)果與討論

3.1 模擬DEM精度檢驗

用2014年的2期遙感影像水邊線方法模擬的DEMm與用實測數(shù)據(jù)構(gòu)建的DEMr相減所生成的結(jié)果見圖6,二者誤差統(tǒng)計見圖7。圖7表明,遙感與實測高程模型的相對誤差基本呈正態(tài)分布,誤差集中于-40～55 cm范圍內(nèi)的的區(qū)域占總潮灘面積約82.36%,平均誤差14.24 cm。由此可知,遙感模擬的潮灘DEM與實測潮灘地形存在較小的誤差,作為一種手段對實測資料的欠缺是一種有效的補充。

圖6 DEMm-DEMr的結(jié)果Fig.6 The result of DEMm-DEM r

圖7 遙感模擬與實測高程模型的誤差統(tǒng)計Fig.7 Error statistics of remote sensing model and measured elevation

3.2 鴛鴦島形成過程

1)萌生期

20世紀(jì)80年代中期到1999年間是鴛鴦島發(fā)育的萌生期。由圖8a可知,1975—1985年間小臺子節(jié)點(節(jié)點①)以上河道整體向西北偏移,節(jié)點位置也向西北移動;1985—1988年小臺子節(jié)點以下河道,河口右岸邊灘受侵蝕,逐漸被切出1個節(jié)點(節(jié)點③),與上游左岸的小臺子節(jié)點左右交錯分布。由圖8b可知,遼河口門附近出現(xiàn)-0.5 m以淺的陰沙,1995年陰沙擴(kuò)大到東西兩塊,面積達(dá)2.28 km2;1999年2塊陰沙西移,以NE向?qū)χ欧植?面積達(dá)1.56 km2。

此階段,入海徑流侵蝕右岸邊灘是鴛鴦島萌生的直接誘因。1985年,受連續(xù)多次臺風(fēng)登陸,遼河流域出現(xiàn)多次暴雨,遼河六間房徑流量達(dá)59.84億m3,是之前年份(1969—1984年)的23.28億m3平均入海徑流量的兩倍多,并且此后連續(xù)3 a都在40億m3以上。陰沙的形成和發(fā)育與漲落潮流流路分歧有關(guān)。由實測海流資料可知,遼河口存在漲落潮流路分歧。如圖4所示,T1測站漲潮過程中水流流速大于落潮時,而T2測站相反,說明漲潮流偏向左岸,落潮流偏向右岸。分歧的漲落潮流路之間出現(xiàn)緩流區(qū),水流挾帶來的泥沙易在這里淤積,形成陰沙。受潮波傳播方向的影響,漲落潮流路分歧的河口兩岸往往會出現(xiàn)一岸先漲先落,一岸則遲漲遲落,加之科氏力的作用[30-31],河口地區(qū)極易產(chǎn)生水面橫比降,在水位差、密度重力流的作用下,形成橫向切灘流[31]。因此,我們推測陰沙間的水道由橫向切灘流沖刷而來。

2)生長期

張落潮流路分歧,緩流區(qū)持續(xù)存在,陰沙進(jìn)一步堆高,高潮時出漏水面,形成明沙。由圖8c可知,2002年已出現(xiàn)0 m等深線以上的南北兩個沙體,面積達(dá)1.05 km2,隨后沙體以北部(沙頭)淤積快的規(guī)律持續(xù)發(fā)育。

圖8 水邊線方法模擬的鴛鴦島形成過程Fig.8 Waterline approach modleing the formation process of Yuanyang Island

受余流影響[32],遼東灣頂部懸浮泥沙整體自西往東輸送,至蓋州灘南端懸沙往北東方向輸送,遼河口淤積的沉積物主要是河口以東的大、小凌河等入海泥沙隨沿岸流、潮流輸運而來。由于大、小凌河上游地處黃土丘陵、沙丘草原以及沙地區(qū)域,河流含沙量遠(yuǎn)大于遼河,入海泥沙量也較大(表2)[33]。由實測懸沙資料可知(圖5),水體含沙量漲潮時大于落潮時,T1,T2測站漲潮平均流速大于落潮平均流速(圖4)。因此,可推測潮流流路分歧后,水流以漲潮槽為主汊。

橫向切灘流發(fā)生在以漲潮槽為主汊的情況時,其流向是從漲潮槽主汊流向落潮槽支汊的。橫向切灘流與漲潮流方向一致,與落潮流方向相反,稱為漲潮切灘流,它與落潮流之前形成的緩流區(qū)可稱為次生緩流區(qū)。南沙處在次生緩流區(qū)中,泥沙更易落淤,因此,南沙較北沙面積增長快。圖9所示面積增長率k值南沙大于北沙。南沙東北部位在漲潮切灘流的邊緣,北沙北部位在漲潮流槽的邊緣,漲潮流從口門外帶來的泥沙在緩流區(qū)邊緣淤積,促使該段岸線向海前進(jìn)迅速。2006年南北兩沙合并,鴛鴦島左右兩側(cè),潮流流路分歧的現(xiàn)象愈來愈不明顯,橫向切灘流也隨之消失。此后,如圖8d,鴛鴦島南部岸線前進(jìn)快速,鴛鴦島面積繼續(xù)擴(kuò)大,到2009年面積達(dá)到7.12 km2,較2000年面積擴(kuò)大近7倍。因此,將2000—2009年間沙體快速淤積期,稱為鴛鴦島的生長期。

圖9 南沙和北沙面積增長速率Fig.9 The growth rate of the South Bar and North Bar

表2 遼東灣主要入海河流泥沙通量[33]Table 2 Sediment flux of major river flowing into the Liaodong Bay[33]

3)動態(tài)穩(wěn)定期

2009年后鴛鴦島進(jìn)入動態(tài)穩(wěn)定期,受該島西側(cè)狹窄水道和南側(cè)堆積體的影響,漲落潮流路分歧現(xiàn)象已移至島東側(cè)寬闊水道。鴛鴦島遇大徑流鴛鴦島東部侵蝕,尤以東北部侵蝕最多。2010年夏,遼河干流徑流受到4次強(qiáng)降水過程的影響,鐵嶺站和六間房站2010年實測徑流量與多年平均值比較,分別偏大89%和142%。大的入海徑流導(dǎo)致2010年鴛鴦島潮灘侵蝕。2011年秋鴛鴦島面積5.86 km2,較2009年面積減少了17.63%,如圖8e。2012年東北部繼續(xù)侵蝕,面積較2011年減少了0.47 km2。2013年后受穩(wěn)定入海徑流量的影響,東北部潮灘稍有侵蝕,西北部、南部淤積,島面積基本保持穩(wěn)定,如圖8f所示。

以一年為時間間隔,分析2011—2015年間東北部和南部典型沖淤區(qū)的岸線變化(圖10),發(fā)現(xiàn)東北部岸線侵蝕速率四個時段分別為75.61,62.31,48.82和22.28 m/a,后退速率減慢,年平均后退52.25 m,南部岸線淤積速率分別為25.40,85.66,89.33和35.43 m/a,淤進(jìn)速率較為波動,年平均淤進(jìn)68.95 m。由此可知,從岸線變化來看,南部淤積程度大于東北部侵蝕程度。

圖10 2011—2015年鴛鴦島典型沖淤段岸線變化Fig.10 Coastline change in typical part of rosion and deposition in the Yuanyang Island,during the period of 2011 to 2015

3.3 鴛鴦島潮灘沖淤演變

3.3.1生長期潮灘沖淤演變

南北兩沙合并前是鴛鴦島生長的典型時期。根據(jù)邊線的潮情和水位特點,模擬構(gòu)建鴛鴦島2002和2005年南北沙潮灘高程如圖11a和圖11b,發(fā)現(xiàn)北沙東部和南沙東南部潮灘0 m以下高程的位置向海域方向移動,說明潮灘在該位置是淤漲的。

將兩期地形進(jìn)行代數(shù)運算,可得到該時段內(nèi)潮灘的空間沖淤變化情況,如圖11c和表3,除北沙南部、南沙西部潮灘稍有侵蝕外,兩沙潮灘大部分處于淤積狀態(tài),其中北沙淤積高度在1 m以上的區(qū)域占56.18%,南沙淤積高度在1 m以上的區(qū)域占78.13%,南沙潮灘淤積面積大于北沙。對兩期地形代數(shù)運算后的DEM柵格圖層在ArcGIS中的直方圖進(jìn)行積分,可得到?jīng)_淤體積,從沖淤體積來看,北沙淤積17 034 m3,南沙淤積34 363 m3,南沙淤積泥沙量是北沙的兩倍多,這再次證實了泥沙在次生緩流區(qū)更易落淤,南沙發(fā)育比北沙快。

圖11 生長期典型年份潮灘沖淤變化Fig.11 Erosion and deposition change of tidal flat in typical year of growing period

表3 2002—2005年南沙和北沙潮灘沖淤對比Table 3 Comparison in erosion and deposition of the tidal flats between South Bar and North Bar,during the period of 2002 to 2005

3.3.2 動態(tài)穩(wěn)定期潮灘沖淤演變

模擬構(gòu)建的2011年和2014年潮灘高程如圖12a和圖12b,由此可知鴛鴦島北部潮灘窄而南部寬平。比較2011年和2014年兩期潮灘地形,發(fā)現(xiàn)島西南部潮灘0 m以下高程的位置絕大部分是向海域方向移動,說明潮灘在該位置是淤漲的,東北部潮灘向島陸方向移動,說明此處的潮灘是侵退的。將兩期地形進(jìn)行代數(shù)運算,可得到該時段內(nèi)潮灘的空間沖淤變化情況,如圖12c,由此可知該時段鴛鴦島西部、南部潮灘淤積,而東北部潮灘侵蝕,與前文分析一致。

圖12 穩(wěn)定期典型年份潮灘沖淤變化Fig.12 Erosion and deposition change of tidal flat in typical year of stable period

表4 2011—2014年鴛鴦島南部和東北部典型沖淤段潮灘沖淤對比Table 4 Comparison in erosion and deposition between south and northeast tidal flat of Yuanyang Island,during the period of 2011 to 2014

將圖10中所示的鴛鴦島東北部和南部的典型沖淤段潮灘不同沖淤程度的面積和體積分別進(jìn)行對比分析(表4),發(fā)現(xiàn)2011—2014年:從沖淤面積來看,東北部典型侵蝕段潮灘總侵蝕面積達(dá)0.42 km2,南部典型淤積段潮灘沖淤面積達(dá)0.74 km2,南部淤積大于東北部侵蝕,與前文岸線變化距離分析的結(jié)果一致;從沖淤體積來看,東北部典型侵蝕段潮灘總侵蝕體積達(dá)0.63 km3,南部典型淤積段潮灘總淤積體積達(dá)0.54 km3,南部淤積小于東北部侵蝕,與前文岸線變化距離分析的結(jié)果不一致。由此可見,基于岸線距離和面積變化的平面沖淤分析,可能掩蓋了沖淤體的空間分布,出現(xiàn)了與基于體積變化的空間沖淤分析截然相反的結(jié)果。因此,基于模擬潮灘DEM分析沖淤的空間三維變化更科學(xué)、準(zhǔn)確。

4 結(jié) 論

水邊線方法是目前利用遙感技術(shù)模擬河口泥沙島沖淤變化的有效手段。本研究以遼河口鴛鴦島為研究區(qū),利用遙感水邊線方法模擬了近30 a來該島岸線、潮灘高程及沖淤空間分布,得出結(jié)論:

1)沖淤變化快的新生河口泥沙島往往是測繪的盲區(qū),利用兩期遙感水邊線潮位校正提取潮灘高程線,進(jìn)而模擬出的鴛鴦島潮灘地形與實測地形比較,平均誤差為14.24 cm,獲得了一定的精度的結(jié)果。

2)從20世紀(jì)80年代始,鴛鴦島發(fā)育演變可分3個時期:1985—1999年是鴛鴦島的萌生期,2000—2009年是鴛鴦島的生長期,2010年后鴛鴦島進(jìn)入動態(tài)穩(wěn)定期。入海徑流量的增加是鴛鴦島萌生的誘因,漲落潮流路分歧及其形成的緩流區(qū)促進(jìn)鴛鴦島的持續(xù)生長。

3)在鴛鴦島生長過程中,南沙處在次生緩流區(qū)中,與北沙相比在相同時段內(nèi)其潮灘淤積量大于北沙;在鴛鴦島演變穩(wěn)定期,就岸線和面積變化而言,東北部潮灘侵蝕程度小于南部潮灘淤積程度,但從體積變化來看,東北部潮灘侵蝕略大于南部潮灘淤積,這主要是因為基于模擬DEM建立的潮灘體積沖淤變化考慮到了沖淤的空間分布,較分析岸線或面積變化更科學(xué)、準(zhǔn)確。

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Modeling Formation and Evolution of Yuanyang Island in the Liaohe Estuary Using Waterline Approach

FAN Yao-shen1,CHEN Shen-liang1,SUN Yong-guang2,YUAN Lei2,JIANG Chao1,JI Hong-yu1,CHEN Qing1
(1.State Key Laboratory of Estuarine and Coastal Research,East China Normal University,Shanghai 200062,China;2.National Marine Environmental Monitoring Center,Dalian 116023,China)

Tidal and landform variations have a significant impact on detection of coastline changes for a tidal flat of estuary island dominated by sediment deposits.In thisstudy,we presented a methodology that simulate the shoreline of island and the Digtal Elevation Model(DEM)of tidal flat,and studied the formation and evolution of Yuanyang Island in Liaohe Estuary.Combined with remote sensing images,the measured topography and tidal data analysis show that,1)The error between DEM and practical tidal flat varies from-40 cm to 55 cm,with the average value of 14.24 cm,which imply that remote sensing modeling can be an effective supplementary way under the case of the scarcity ofthe measured data.2)From the 1980s to present,the development of Yuanyang Island can be divided into the following three periods,initiating,growth and dynamic stablingstages.The increase of river discharge led to the initiation of the formation of Yuanyang Island.The different routines of flood flow and ebb flow,together with the slow water area between these two channels,promote the growth of this island.3)During the growing period of Yuanyang Island,South Bar is in the second slow water area and its tidal flat sedimentation rate is greater relative to North Bar.During the stable period of Yuanyang Island,in terms of the variations of coastline and area changing,the erosion degree of tidal flat in the northeast tidal flat is less thanthe deposition degree of the tidal flat in the southern tidal flat.However,from the point of view of volume variations,the erosion amount of the northeast tidal flat is slightly larger than the deposition amount of the southern tidal flat.

waterline apprpach;tide correction;estuary sediment island;evolution of erosion and deposition

September 24,2016

P736

A

1671-6647(2017)01-0579-14

10.3969/j.issn.1671-6647.2017.04.014

2016-09-24

海洋公益性行業(yè)科研專項——典型海島生態(tài)脆弱性評估及綜合調(diào)控技術(shù)研究與示范(201505012)

凡姚申(1989-),男,河南項城人,博士研究生,主要從事海岸動力地貌與遙感應(yīng)用方面研究.E-mail:fysmyself@126.com

*通訊作者:陳沈良(1964-),男,浙江鹽海人,教授,博士,主要從事海岸動力地貌及其工程應(yīng)用研究.E-mail:slchen@sklec.ecnu.edu.cn

(陳 靖 編輯)