山東榮成天鵝湖沙壩水下岸坡地貌沖淤演變分析

余建奎, 任宗海, 戰(zhàn)超, 張雨晨, 耿文倩, 王慶

魯東大學(xué) 海岸研究所, 山東 煙臺 264025

山東榮成天鵝湖位于山東半島西南部的榮成大天鵝國家級自然保護(hù)區(qū)內(nèi), 是我國北方最大的大天鵝集中越冬棲息地之一。天鵝湖是一個通過一條狹窄的水道與榮成灣相連的 潟湖(牟曉燕 等, 1999), 面積不足5km2, 由于天鵝湖東側(cè)有一條形似月牙形的沙壩, 故又名月湖(殷效彩 等, 1999)。天鵝湖還是一個小型潮汐汊道系統(tǒng), 距今已有4000 多年的歷史(賈建軍 等, 2004), 湖內(nèi)生物種類繁盛, 被列為國家級名勝風(fēng)景區(qū)、國家級自然保護(hù)區(qū)。小型潮汐汊道對外界的環(huán)境變化更為敏感和脆弱, 人類的活動可能會影響甚至干擾其演化的方向和進(jìn)程(高抒, 1998)。

天鵝湖自1957 年開始, 被不斷地開發(fā)利用, 導(dǎo)致環(huán)境與生態(tài)系統(tǒng)發(fā)生了劇烈的變化(高抒, 1998), 天鵝湖東側(cè)沙壩外圍的岸灘和水下岸坡沖淤在上個世紀(jì)60 年代至今發(fā)生了一定程度的變化。水下岸坡是砂質(zhì)海岸的三大動力地貌單元之一, 其沖淤狀態(tài)是整個砂質(zhì)海岸系統(tǒng)地貌演變的重要部分。目前有關(guān)天鵝湖的研究多集中于對天鵝湖的沉積物和微生物的調(diào)查(張文斌 等, 2019; 陳逸雪 等, 2020; 魏烈群, 2021)。其中, 在沉積方面, 賈建軍等(2004)分析計算了天鵝湖的沉積速率, 認(rèn)為人類活動導(dǎo)致了天鵝湖淤積加劇; 薛允傳等(2002)研究了天鵝湖潮汐汊道口門處的流速和推移質(zhì)運(yùn)輸速率; 賈建軍(2001)研究了天鵝湖的沉積動力過程, 發(fā)現(xiàn)小型汊道系統(tǒng)的納潮量與口門面積之間存在聯(lián)系; 薛允傳(2000)通過對天鵝湖沉積物輸運(yùn)與堆積的研究, 認(rèn)為人類活動導(dǎo)致天鵝湖生態(tài)環(huán)境急劇惡化, 如不進(jìn)行綜合整治, 天鵝湖將會很快消失。因此, 對天鵝湖沙壩水下岸坡的沖淤演變開展研究, 將有助于認(rèn)識我國典型 潟湖-沙壩系統(tǒng)的演變規(guī)律, 以及為天鵝湖的綜合整治提供參考。

1 研究區(qū)概況

天鵝湖又名月湖、馬山港, 位于山東半島最東端的榮成灣灣頂(圖1), 隸屬于山東省榮成市成山衛(wèi)鎮(zhèn)管轄(魏合龍 等, 1997)。 天鵝湖屬于典型的 潟湖-潮汐汊道體系(牟曉燕 等, 1999), 是我國現(xiàn)存最典型、最完整的天然沙壩-潟湖體系, 同時 潟湖海岸是地球上最具價值和生產(chǎn)力的生態(tài)系統(tǒng)之一(叢新 等, 2021)。榮成灣海域開闊, 水動力較強(qiáng), 灘面窄而陡, 其西側(cè)過渡為 潟湖潮灘或?yàn)I海濕地。沙壩的組成物質(zhì)為中、粗砂及礫石, 表面受風(fēng)力作用改造, 覆有風(fēng)沙, 地形略有起伏。天鵝湖有5 條季節(jié)性河流注入, 最大的河流為黃埠河, 匯水面積僅為0.35km2, 在豐水期有淡水注入。

天鵝湖位于暖溫帶北緣季風(fēng)型氣候區(qū), 多年平均氣溫11.1℃, 氣溫年較差為24.6℃, 年平均降水量768.0mm, 年平均風(fēng)速6.7m·s-1, 常風(fēng)向?yàn)镹 向, 頻率為14%。研究區(qū)的潮汐類型屬于不正規(guī)半日潮, 平均潮差約為1.08m, 平均高潮位為1.86m, 口門處漲急、落急流速可達(dá) 1.0m·s-1以上(賈建軍 等, 2003)。天鵝湖外側(cè)海域常浪向?yàn)镹E 向, 頻率為13%; 次常浪向?yàn)镹 向和S 向, 頻率均為11%, 靜浪頻率為47%。天鵝湖所屬榮成灣的波浪作用不強(qiáng)(中國海灣志編纂委員會, 1991), 沿岸輸沙較弱(王永紅 等, 2000)。

天鵝湖東側(cè)的沙壩, 目前侵蝕后退嚴(yán)重。沙壩南北長2130m, 寬度50～300m, 高程1.7～4.5m, 地勢北高南低、北寬南窄、東陡西緩。1977—2021 年潟湖面積變化不大, 面積平均值為4.32km2, 北淺南深, 平均水深1.6m, 最深約6m。潮 流通道位于 潟湖東南角、沙壩南端以南, 1977—2021 年的平均寬度為159.32m, 1986 年最窄只有56.52m。

在20 世紀(jì)80 年代以前, 天鵝湖的環(huán)境和生態(tài)系統(tǒng)基本處于相對穩(wěn)定的狀態(tài), 但天鵝湖作為一個小型潮汐汊道系統(tǒng), 容易受到人類活動的影響。從1957 年開始, 當(dāng)?shù)卣畬μ禊Z湖進(jìn)行了有計劃的開發(fā)活動, 擴(kuò)大了當(dāng)?shù)睾⒌酿B(yǎng)殖規(guī)模, 至20 世紀(jì)60年代末甚至提出了“封港養(yǎng)護(hù)”的方針, 使得天鵝湖的環(huán)境和生態(tài)系統(tǒng)處于較好的狀態(tài), 海參干品的產(chǎn)量在1970—1976 年保持在每年1000～3200kg(高抒, 1998)。1979 年, 當(dāng)?shù)卣谔禊Z湖口門建造了水壩, 試圖人為控制海水進(jìn)出, 以期加強(qiáng)養(yǎng)殖管理, 提高海參產(chǎn)量(魏合龍 等, 1997), 結(jié)果造成天鵝湖的物理環(huán)境和生態(tài)系統(tǒng)惡化, 主要表現(xiàn)為泥沙淤積, 水 體交換不暢, 水質(zhì)惡化, 刺海參的年產(chǎn)量迅速下降。1985 年, 當(dāng)?shù)貪O業(yè)公司拆除了壩體, 試圖恢復(fù)天鵝湖的環(huán)境, 雖然情況有所好轉(zhuǎn), 但是環(huán)境演化具有不可逆性, 且壩基未徹底清除, 水體循環(huán)與向外輸沙的能力仍然不足。1986 年在天鵝湖漲潮流三角洲和天鵝湖北岸修建的兩座養(yǎng)蝦池, 進(jìn)一步加劇了環(huán)境的惡化, 使口門的水交換嚴(yán)重受滯(圖2)。1988 年天鵝湖被列為國家一級動物保護(hù)區(qū), 同時對當(dāng)?shù)氐穆糜钨Y源進(jìn)行開發(fā)。進(jìn)入21 世紀(jì), 政府開始重視對榮成天鵝湖地區(qū)環(huán)境的保護(hù), 2000 年山東省政府批復(fù)成立榮成天鵝湖省級自然保護(hù)區(qū), 并于2007 年08 月10 日由國務(wù)院批準(zhǔn)成為國家級自然保護(hù)區(qū)。2015 年在天鵝湖沙壩尾端修建的3座丁壩阻礙了沿岸輸沙。

2 數(shù)據(jù)與方法

本文采用1960—2014 年榮成灣及其附近海域海圖, 資料時間跨度 54a(表 1), 比例尺最大為1:15000, 最小為1:100000。海圖深度基準(zhǔn)面有2 個, 分別為理論深度基準(zhǔn)面、理論最低潮面, 二者實(shí)際上為同一基面的不同叫法。理論深度基準(zhǔn)面為1956年起海軍司令部海道測量部在全國海洋測繪中統(tǒng)一采用的深度基準(zhǔn)面。

表1 榮成灣及附近海域不同時期測量的海圖Tab.1 Survey charts of the Rongcheng Bay and its nearby waters at different periods of time

將1960—2014 年的海圖統(tǒng)一采用WGS84 經(jīng)緯度坐標(biāo)進(jìn)行配準(zhǔn), 獲得散點(diǎn)數(shù)據(jù), 并選用UTMZone51投影, 建立地理數(shù)據(jù)庫。對研究區(qū)范圍內(nèi)海圖的等深點(diǎn), 運(yùn)用ArcGIS 10.2 軟件中的3D 分析工具→柵 格插值→克里金(Kriging)插值的方法,進(jìn)行等間距插值,獲得了各個年份的DEM 高程模型。海圖文件中已有0m、2m、5m 和10m 的等深線數(shù)據(jù),利用各個年份的DEM 高程模型提取出不同年份的6m、7m、8m 和9m 等深線數(shù)據(jù),繪制等深線的變遷圖。將不同年份的DEM 高程模型, 運(yùn)用ArcGIS10.2 軟件中的3D 分析工具→柵格計算→減法的方法,計算1960—1980 年、1980—2014 年兩個時段內(nèi)地形的沖淤變化, 并繪制相應(yīng)的海床沖淤圖。在天鵝湖東側(cè)沙壩外圍岸段均勻選取7 條地形剖面(圖3), 用于研究岸段邊灘及深槽在垂向上的演變特征。將剖面及等深線疊加至不同年份的DEM 高程模型上, 運(yùn)用ArcGIS 10.2 中的測量功能, 測量出剖面至不同等深線的距離, 并在ORIGIN 軟件中繪制每條剖面的深度-距離變化圖。

3 結(jié)果

3.1 等深線變化特征

等深線是水下岸坡地形特征的重要標(biāo)志, 等深線變遷可反映水下岸坡的沖淤演變規(guī)律以及海床在垂直于岸線方向上的變化(馮凌旋 等, 2020)。本文重點(diǎn)分析了0m、2m、5m、10m 等深線處的水深變化(圖4)。

1960—1980 年, 0m 等深線在天鵝湖外圍沙壩的北面基本維持現(xiàn)狀, 在沙壩處平均向海推進(jìn)30m, 在沙壩尾部向岸平均退縮52.04m, 潮汐通道處平均向海推進(jìn)65.69m(圖4a)。1960 年潮汐通道處的0m等深線整體向天鵝湖內(nèi)部彎曲, 而1980 年潮汐通道處的0m 等深線處于沙壩的外圍且向海彎曲推進(jìn)。2m 等深線在天鵝湖沙壩的北面呈沖淤相間分布, 在沙壩及潮汐通道處平均向海推進(jìn)80m。5m 等深線在天鵝湖沙壩的北面呈沖、淤相間分布, 在沙壩及潮汐通道處平均向海推進(jìn)70m, 潮汐通道處向海推進(jìn)的距離明顯大于沙壩處向海推進(jìn)的距離。10m 等深線整體平均向海推進(jìn)90m。

1980—2014 年, 0m 等深線在天鵝湖外圍沙壩的北部及沙壩中上部較為穩(wěn)定, 處于沖淤平衡的狀態(tài)(圖4b)。0m 等深線在沙壩尾部向海平均推進(jìn)64.33m, 在潮汐通道口門處向岸平均退縮153.94m, 退縮距離大于沙壩尾部向海推進(jìn)的距離。2m 等深線在沙壩北部處于沖淤平衡的狀態(tài), 在沙壩處及口門處整體向岸退縮, 平均后退30m, 其中潮汐通道口門處向岸退縮更加顯著, 為43.02m。5m 等深線整體處于沖淤平衡的穩(wěn)定狀態(tài), 僅沙壩根部處存在向岸退縮現(xiàn)象, 平均后退65m, 潮汐通道處存在略微的向岸后退趨勢。10m 等深線在靠近馬山頭的位置處于沖淤平衡的狀態(tài), 但在向海延伸方向上, 10m 等深線呈現(xiàn)由向岸退縮轉(zhuǎn)為向海推進(jìn)的趨勢。

以1980 年為界, 1980 年以前, 沙壩水下部分總體趨勢是淤高變淺, 等深線向海推移, 尤其以6m 等深線以淺區(qū)域最為顯著; 1980 年以后, 6m 等深線以淺部分均為向岸退縮, 等深線向陸遷移, 6m 等深線以深部分向海推進(jìn)不顯著。1980 年以前, 海岸淤積泥沙來源于沙壩上游的海岸輸沙, 而1980 年以后侵蝕泥沙向岸外水下(即向東)輸運(yùn)不明顯, 主要沿岸向南搬運(yùn), 并通過潮汐通道進(jìn)入 潟湖內(nèi)的漲潮三角洲區(qū)域堆積。

總體而言, 1960—1980 年沙壩水下部分趨勢是淤高變淺, 等深線向海推移, 其中2m、5m、10m 等深線整體向海推進(jìn), 0m 等深線在沙壩尾部向岸退縮52.04m, 在口門處向海推進(jìn)65.69m。1980—2014 年 沙壩水下部分淤積趨勢變緩, 0m 等深線在沙壩尾部向海推進(jìn)64.33m, 在口門處向岸退縮153.94m, 2m等深線整體向岸后退30m, 5m 和10m 等深線則沖淤相間分布。在天鵝湖潮汐通道口門處, 1960—2014年期間0m 等深線平均向岸退縮126.70m, 2m 等深線平均向海推進(jìn) 48.24m, 5m 等深線平均向海推進(jìn)101.48m。

3.2 水下岸坡地貌沖淤時空分布

1960—2014 年天鵝湖沙壩外側(cè)海域的水下岸坡沖淤變化如圖5 所示。1960—1980 年, 研究區(qū)整體以淤積態(tài)勢為主, 但存在局部沖刷侵蝕的現(xiàn)象, 平均淤積厚度0.72m, 年淤積率為3.60cm·a-1。潮汐汊 道口門處以淤積為主, 最大淤積厚度達(dá)3.33m。沙壩根部及以北地區(qū)呈輕微侵蝕, 在離岸較遠(yuǎn)的海域, 也處于輕微侵蝕的狀態(tài)(圖5a)。

1980—2014 年, 由于天鵝湖地區(qū)受到海岸帶開發(fā)與海岸工程建設(shè)等人類活動的影響, 附近海域的水動力條件被改變, 導(dǎo)致1980—2014 年水下岸坡的沖淤狀況與上一時段有明顯的區(qū)別。1980—2014 年, 沙壩外側(cè)海域以淤積為主, 但侵蝕區(qū)域顯著變大, 呈現(xiàn)沖淤相間分布的特點(diǎn), 平均淤積厚度減小至0.27m, 但最大淤積厚度可達(dá) 5.51m, 淤積速率為0.79cm·a-1。潮汐汊道口門處則侵蝕顯著, 最大侵蝕深度達(dá)1.53m。在距沙壩較遠(yuǎn)的海域, 尤其是靠近馬山頭的海域, 呈現(xiàn)明顯的淤積狀態(tài)(圖5b)。

1960—1980 年和1980—2014 年水下岸坡的沖淤對比分析結(jié)果表明, 同一時期的沖、淤條帶大體相間分布, 前期嚴(yán)重淤積變淺的區(qū)域, 一般后期侵蝕也較深, 反之亦然。1960—2014 年期間, 天鵝湖水下岸坡的平均淤積速率為1.83cm·a-1。

潮汐通道的口門處, 1960—1980 年處于淤積的狀態(tài), 淤積速率為14.62cm·a-1; 1980—2014 年則處于侵蝕的狀態(tài), 侵蝕速率為4.22cm·a-1。綜合兩個時段來看, 口門處在這54a 內(nèi)總體處于淤積的狀態(tài), 淤積速率為8.07cm·a-1。

3.3 剖面水深變化

7 個地形剖面的變化在一定程度上反映了天鵝湖沙壩區(qū)域海岸及海床在垂向上的演變特征(圖6)。1960—2014 年, 7 個剖面整體處于淤積的狀態(tài), 僅剖面1 有部分區(qū)段存在侵蝕后退的情況, 且越接近潮汐通道口門處, 水下地形越陡峭。

剖面1 位于天鵝湖沙壩根部, 1960 年以及2014年的剖面地形在6m 深處左右存在一個明顯的平臺區(qū)域, 且平臺以淺地形陡峭, 平臺以深則地形平緩。7m 深度處存在一個明顯的沖淤分界點(diǎn), 7m 以淺區(qū)域1960—2014 年逐漸侵蝕后退, 且1980—2014 年的侵蝕后退規(guī)模大于1960—1980 年的規(guī)模; 7m 以深區(qū)域則在1960—2014 年的時間段內(nèi)逐漸淤積, 且坡度在逐漸變陡。剖面1 在1960—2014 年期間平均向海推進(jìn)的距離為85.06m。

剖面2、3、4 位于天鵝湖沙壩的中部, 并且逐漸向潮汐通道口門處接近。總體而言, 剖面2、3、4 在1960—1980 年處于淤積的狀態(tài), 在1980—2014年處于沖淤相間的狀態(tài), 并且越靠近潮汐通道口門處, 水下岸坡的地形越趨于陡峭。剖面2 中水深6m以淺的海域在前20a 表現(xiàn)為淤積, 在后34a 表現(xiàn)為侵蝕, 且1960—2014 年整體處于淤積的狀態(tài)。剖面2 在水深7～8m 的位置54a 內(nèi)基本處于沖淤平衡的狀態(tài), 故地形基本保持不變。剖面3 在1980—2014 年處于沖淤相間的狀態(tài), 但是對比1960 年總體保持淤積的狀態(tài), 僅在7～8m 深度的位置處于沖淤平衡的狀態(tài)。剖面4 相較于剖面2、3 出現(xiàn)了明顯的變陡峭的情況, 1980—2014 年處于沖淤相間的態(tài)勢, 相較于1960 年仍處于淤積的狀態(tài)。剖面2、3、4 在1960—2014 年期間, 平均向海推進(jìn)的距離分別為97.46m、118.66m、92.77m。

剖面5、6 分別位于潮汐通道口門的北側(cè)和南側(cè), 相較于沙壩中部及根部位置的剖面, 剖面5 和剖面6 明顯更為陡峭。剖面5、6 的形態(tài)較為相似, 在1980—2014 年整體均處于沖淤平衡的狀態(tài), 對比1960 年略微淤積。其中, 剖面5 于7m 以淺區(qū)域在1960—1980 年處于淤積的狀態(tài), 1980—2014 年則處于侵蝕后退的狀態(tài), 1960—2014 年整體呈輕微的淤積狀態(tài)。剖面5、6 在1960—2014 年期間, 平均向海推進(jìn)的距離分別為93.38m 和103.50m。

剖面7 位于距潮汐通道口門一定距離的位置, 地形仍然較陡峭, 1960—1980 年整體向海推進(jìn), 即呈淤積狀態(tài); 1980—2014 年為沖淤平衡的狀態(tài); 在1960—2014 年平均向海推進(jìn)145.56m。

總體上, 7 個地形剖面在1960—1980 年整體處于向海淤長的狀態(tài); 1980—2014 年受人類活動的影響, 7 個剖面處于沖淤平衡或侵蝕后退的狀態(tài); 在1960—2014 年則整體向海淤進(jìn)。

4 討論

4.1 人類活動對水下岸坡沖淤的影響

天鵝湖作為一個小型潮汐汊道系統(tǒng), 環(huán)境容量小, 環(huán)境與生態(tài)系統(tǒng)脆弱, 其演化發(fā)展的方向更容易被人類活動影響。小型潮汐汊道系統(tǒng)是由不穩(wěn)定的環(huán)境動態(tài)平衡所維系, 即使外界環(huán)境有微小變化, 也會對整個系統(tǒng)產(chǎn)生嚴(yán)重影響。人類活動可能是影響天鵝湖水下岸坡演變的重要因素。已有資料與前人研究表明(Jia et al, 2003; Gao et al, 2004), 人類活動對榮成天鵝湖的影響主要有兩個方面: 1) 1979 年在天鵝湖 潟湖入海口處修建堤壩, 導(dǎo)致泥沙淤積, 水交換不暢; 2) 1986 年在天鵝湖的北岸和漲潮三角洲分別修建養(yǎng)蝦池, 導(dǎo)致落潮流作用減弱、漲潮流作用增強(qiáng), 造成天鵝湖 潟湖內(nèi)的淤塞(Speer et al, 1985; Nichols et al, 1994)。漲潮流優(yōu)勢型為漲潮歷時小于落潮歷時, 且漲潮流速大于落潮流速; 落潮流 優(yōu)勢型為漲潮歷時大于落潮歷時, 且漲潮流速小于落潮流速。漲潮流優(yōu)勢型會使沉積物易于向潮汐汊道灣內(nèi)輸運(yùn)并堆積, 落潮流優(yōu)勢型會使口門處向海的凈輸沙能力得到提高, 有利于潮汐汊道系統(tǒng)保持相對穩(wěn)定(賈建軍 等, 2003; 楊留柱 等, 2019)。1979年在天鵝湖潮汐通道口門處修建的人工壩削弱了落潮流的作用, 使天鵝湖口門由落潮流優(yōu)勢型逐漸向漲潮流優(yōu)勢型轉(zhuǎn)化; 1986 年蝦池的建設(shè), 直接導(dǎo)致天鵝湖原有較為穩(wěn)定的環(huán)境狀態(tài)被破壞, 加強(qiáng)了漲潮流的優(yōu)勢, 使天鵝湖地區(qū)由原先的落潮流優(yōu)勢型完全轉(zhuǎn)化為漲潮流優(yōu)勢型(Gao et al, 1998), 從而致使沿岸輸沙被漲潮流帶入湖內(nèi)。

本文的研究表明, 天鵝湖東側(cè)沙壩的水下岸坡在1960—1980 年整體處于淤積狀態(tài), 而1980—2014 年整體處于沖淤平衡狀態(tài), 局部存在侵蝕后退的現(xiàn)象, 尤其是潮汐通道口門處, 侵蝕后退現(xiàn)象更加明顯。其主要原因是20世紀(jì)80年代人類在天鵝湖內(nèi)的開發(fā)利用活動, 使天鵝湖口門由原先的落潮流優(yōu)勢轉(zhuǎn)變?yōu)闈q潮流優(yōu)勢, 沙壩及潮汐通道口門處的沉積物被漲潮流帶入潟 湖內(nèi)沉積, 致使天鵝湖內(nèi)淤積而潮汐通道口門處侵蝕。

鑒于目前沙壩尾端蝕退嚴(yán)重, 天鵝湖沿岸環(huán)境惡化, 對天鵝湖的修復(fù)整治迫在眉睫。在充分考慮沙壩-潟湖自然演化規(guī)律和潮汐通道長期整治修復(fù)需求的基礎(chǔ)上, 制定一套切實(shí)可行的沙壩-潟湖綜合整治修復(fù)方案, 可有效遏止目前沙壩持續(xù)蝕退的狀態(tài), 進(jìn)而改善天鵝湖沿岸環(huán)境。

4.2 輸沙變化對水下岸坡沖淤的影響

天鵝湖東側(cè)沙壩臨近榮成灣, 海域開闊, 動力較強(qiáng), 沙壩灘面窄而陡, 組成物質(zhì)為中、粗砂及砂礫。水下岸坡呈狹長帶狀分布于沙壩近岸, 具有上陡下緩的剖面形態(tài), 底質(zhì)以細(xì)砂為主, 含少量粉砂, 在基巖岸外常有粗砂或砂礫分布。馬山頭以北, 包括天鵝湖地區(qū), 泥沙以由北東向西南運(yùn)移為主(王永紅 等, 2000)。天鵝湖地區(qū)潮汐類型屬于以半日潮為主的混合潮, 大潮潮差為1m 左右; 口門所處的地理位置開敞程度較低, 波浪作用較小, 水動力主要以潮流作用為主(中國海灣志編纂委員會, 1997)。

海岸的均衡剖面是指在一定的泥沙物質(zhì)特性、海洋動力及海平面條件下, 從水下岸坡至潮間帶、潮上帶都具有確定的空間形態(tài)結(jié)構(gòu)及物質(zhì)結(jié)構(gòu)的海岸剖面(陳西慶 等, 1998; 高抒 等, 2021), 它是研究水下岸坡沖淤的重要指標(biāo)。天鵝湖地區(qū)的均衡剖面形態(tài)均呈現(xiàn)上陡下緩的特征, 這是因?yàn)樘禊Z湖海灘屬于較粗顆粒的砂質(zhì)海灘, 下滲過程顯著, 地表流損耗使向海方向的回流大大減弱, 沉積物在海灘上部堆積, 使剖面上部坡度變大(Pethick, 1984)。海岸剖面的閉合深度是泥沙活動的最大水深, 即閉合深度以內(nèi)仍然是泥沙頻繁活動的區(qū)域, 而閉合深度以外的海床則處于穩(wěn)定狀態(tài)(戴志軍 等, 2009)。應(yīng)銘等(2007)認(rèn)為水動力作用與沉積物抗沖強(qiáng)度相當(dāng)則出現(xiàn)閉合深度, 且相對水動力作用越強(qiáng), 閉合深度越深, 沉積物銳減也會導(dǎo)致閉合深度的加深。天鵝湖近岸閉合水深在1960 年為6m, 1980 年以后由于沉積物在漲潮流的作用下被帶入潟湖沉積下來, 導(dǎo)致岸外的水下岸坡沉積物減少, 閉合水深向下刷深, 其中潮汐通道處的閉合水深向下刷深更為明顯。

薛允傳等(2002)指出天鵝湖潮汐汊道口門北側(cè)的底質(zhì)為砂, 南側(cè)為礫石, 漲落潮流的變化是影響輸沙變化的主要因素。1960—1980 年期間, 天鵝湖潮汐汊道口門以落潮流占優(yōu)勢, 北側(cè)的砂隨漲潮流進(jìn)入天鵝湖內(nèi), 后又被落潮流帶出 潟湖, 并在水下岸坡處堆積。因此, 剖面5 在1960—1980 年期間處于淤積的狀態(tài), 平均向海推進(jìn)65.70m。后來由于人類活動導(dǎo)致落潮流減弱, 只有少量沉積物會被落潮流帶出 潟湖, 水下岸坡得不到充足的沉積物供應(yīng), 故剖面5 在1980—2014 年期間整體處于侵蝕后退的狀態(tài), 平均向岸后退55.20m。潮汐通道口門南側(cè)的礫石在當(dāng)前的流速條件下不能起動, 而沿岸輸沙的一部分會越過口門在其南側(cè)堆積, 所以剖面6 在1960—1980 年期間處于淤積的狀態(tài), 平均向海推進(jìn)81.10m, 向海推進(jìn)距離較剖面5 更遠(yuǎn); 1980—2014年期間, 剖面6 顯示出更穩(wěn)定的狀態(tài), 平均向海推進(jìn)22.32m。

由于天鵝湖特殊的地理位置, 榮成灣自北東向西南的沿岸漂沙成為了天鵝湖潮汐通道口門的主要物源, 而源源不斷的來沙使沙壩不斷延伸, 并迫使天鵝湖口門不斷向南遷移(薛允傳, 2000)。即天鵝湖潮汐汊道口門處在理論上處于淤積狀態(tài), 水下岸坡同時也呈現(xiàn)淤積的狀態(tài)。但是調(diào)查結(jié)果表明, 天鵝湖沙壩尾部正在逐年侵蝕后退, 潮汐通道口門處的水下岸坡也處于侵蝕后退的狀態(tài), 反映了榮成灣沿岸來沙多數(shù)被漲潮流帶入 潟湖內(nèi)部沉積, 而 潟湖外部的水下岸坡則處于侵蝕的狀態(tài)。1979 年建閘前, 潮汐通道水深大, 潮流不能攜粗砂, 沙壩尾端泥沙流不能越過潮汐通道, 沙壩外側(cè)海岸泥沙沒有出現(xiàn)虧損情況, 動力地貌保持穩(wěn)定; 建閘后, 潮汐通道水深變小, 成為潮間帶, 沙壩尾端侵蝕, 泥沙流越過潮汐通道, 沙壩外側(cè)海岸泥沙虧損, 海岸侵蝕后退。1980 年以前海岸淤積泥沙來源于沙壩上游海岸縱向輸沙, 1980 年以后侵蝕泥沙向岸外水下輸運(yùn)不明顯, 主要沿岸向下游搬運(yùn), 并通過潮汐通道進(jìn)入潟湖漲潮三角洲堆積。泥沙不斷通過潮汐通道在天鵝湖內(nèi)的漲潮三角洲沉積, 導(dǎo)致天鵝湖潮汐通道內(nèi)側(cè)嚴(yán)重淤積, 沙壩及水下岸坡部分不斷侵蝕, 如不采取整治措施, 遏止目前沙壩持續(xù)蝕退的狀態(tài), 天鵝湖會加速消亡。

5 結(jié)論

本文基于海圖數(shù)據(jù)及建立的DEM 高程模型, 分析了天鵝湖東側(cè)沙壩水下岸坡的沖淤演變特征, 得出以下結(jié)論:

1) 1960—1980 年沙壩水下部分總體趨勢是淤高變淺, 等深線向海推移, 其中2m、5m、10m 等深線向海推進(jìn)尤為顯著, 0m 等深線在沙壩尾部向岸退縮52.04m, 在口門處向海推進(jìn)65.69m。而1980—2014 年沙壩水下部分淤積趨勢變緩, 2m 等深線整體向岸退縮, 5m、10m 等深線沖淤相間分布, 0m 等深線在沙壩尾部向海推進(jìn)64.33m, 在口門處則向岸退縮153.94m。1960—2014 年潮汐通道口門處0m 等深線向岸退縮126.70m。

2) 1960—1980 年, 天鵝湖沙壩外水下岸坡以淤積態(tài)勢為主, 但存在局部沖刷侵蝕現(xiàn)象, 淤積速率為3.60cm·a-1; 1980—2014 年, 沙壩外側(cè)海域以淤積為主, 淤積速率為 0.79cm·a-1, 但侵蝕區(qū)域也顯著變大, 呈現(xiàn)同一時期沖、淤條帶大體相間分布。前期強(qiáng)烈淤積變淺的區(qū)域, 后期侵蝕就變深, 反之亦然。

3) 天鵝湖沙壩外水下岸坡剖面呈現(xiàn)上陡下緩的形態(tài), 且越靠近潮汐通道口門處, 水下岸坡越陡峭。在1960—2014 年期間, 天鵝湖水下岸坡的剖面形態(tài)整體處于向海淤進(jìn)的狀態(tài), 其中1960—1980 年為向海淤進(jìn), 而1980—2014 年則處于沖淤平衡的狀態(tài), 甚至局部出現(xiàn)向岸侵蝕后退的現(xiàn)象。