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Volume 31 Issue 4
Aug.  2020
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CHEN Kefeng, ZENG Chengjie, WANG Nairui, XU Junhui. Dynamic geomorphological environment of large tidal channels in the South Yellow Sea and its response to human activities: a case study of Xiaomiaohong tidal channel[J]. Advances in Water Science, 2020, 31(4): 514-523. doi: 10.14042/j.cnki.32.1309.2020.04.005
Citation: CHEN Kefeng, ZENG Chengjie, WANG Nairui, XU Junhui. Dynamic geomorphological environment of large tidal channels in the South Yellow Sea and its response to human activities: a case study of Xiaomiaohong tidal channel[J]. Advances in Water Science, 2020, 31(4): 514-523. doi: 10.14042/j.cnki.32.1309.2020.04.005

Dynamic geomorphological environment of large tidal channels in the South Yellow Sea and its response to human activities: a case study of Xiaomiaohong tidal channel

doi: 10.14042/j.cnki.32.1309.2020.04.005
Funds:

The study is financially supported by the National Natural Science Foundation of China 41006048

the National Key R & D Program of China 2018YFC0407501

  • Received Date: 2019-07-01
    Available Online: 2020-04-13
  • Publish Date: 2020-07-01
  • Due to the lack of a fixed boundary, the stability of tidal channels in radial sand ridges is more sensitive to the impact of human activities. In this study, based on high-resolution underwater topography data of the Xiaomiaohong tidal channel in the southern part of the radial sand ridges collected over the past 20 years, the morphodynamic responses to the cumulative impact of human activities are investigated and simulated by numerical modeling. Results show that the section discharges at the tail, middle, and head parts of the Xiaomiaohong tidal channel induced by reclamation, which has reached 126.09 km2 in the past 20 years, are down 14.2%, 15.79%, and 9.13%, respectively; the average current velocities were also decreased by 20—30 cm/s, 10—20 cm/s, and 5—10 cm/s, respectively. The -5 m isobath on the southern side of the Xiaomiao channel has essentially remained stable with few changes; while the -10 m isobath is expanding westward and southward. Although the reclamation projects have resulted in a decrease of tidal capacity and hydrodynamics, the erosion and deposition they cause are restricted to the areas around the projects because of their high elevation. Overall, reclamation has little effect on the stability, southward moving, and the erosion trends of the Xiaomiaohong tidal channel.
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    ZHAO Q, CAO W, CAI Y H. Study on reclamation impact on sedimentary erosion and deposition in radial tidal sand ridge system in the South Yellow Sea[J]. Journal of Nanjing University(Natural Sciences), 2014, 50(5): 679-686. (in Chinese) http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=njdxxb201405016
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Dynamic geomorphological environment of large tidal channels in the South Yellow Sea and its response to human activities: a case study of Xiaomiaohong tidal channel

doi: 10.14042/j.cnki.32.1309.2020.04.005
Funds:

The study is financially supported by the National Natural Science Foundation of China 41006048

the National Key R & D Program of China 2018YFC0407501

Abstract: Due to the lack of a fixed boundary, the stability of tidal channels in radial sand ridges is more sensitive to the impact of human activities. In this study, based on high-resolution underwater topography data of the Xiaomiaohong tidal channel in the southern part of the radial sand ridges collected over the past 20 years, the morphodynamic responses to the cumulative impact of human activities are investigated and simulated by numerical modeling. Results show that the section discharges at the tail, middle, and head parts of the Xiaomiaohong tidal channel induced by reclamation, which has reached 126.09 km2 in the past 20 years, are down 14.2%, 15.79%, and 9.13%, respectively; the average current velocities were also decreased by 20—30 cm/s, 10—20 cm/s, and 5—10 cm/s, respectively. The -5 m isobath on the southern side of the Xiaomiao channel has essentially remained stable with few changes; while the -10 m isobath is expanding westward and southward. Although the reclamation projects have resulted in a decrease of tidal capacity and hydrodynamics, the erosion and deposition they cause are restricted to the areas around the projects because of their high elevation. Overall, reclamation has little effect on the stability, southward moving, and the erosion trends of the Xiaomiaohong tidal channel.

CHEN Kefeng, ZENG Chengjie, WANG Nairui, XU Junhui. Dynamic geomorphological environment of large tidal channels in the South Yellow Sea and its response to human activities: a case study of Xiaomiaohong tidal channel[J]. Advances in Water Science, 2020, 31(4): 514-523. doi: 10.14042/j.cnki.32.1309.2020.04.005
Citation: CHEN Kefeng, ZENG Chengjie, WANG Nairui, XU Junhui. Dynamic geomorphological environment of large tidal channels in the South Yellow Sea and its response to human activities: a case study of Xiaomiaohong tidal channel[J]. Advances in Water Science, 2020, 31(4): 514-523. doi: 10.14042/j.cnki.32.1309.2020.04.005
  • 潮汐水道的水动力特征及地貌演化受到波浪、潮流、纳潮量、径流、沉积物供应等因素的影响[1-2], 主要受控于水动力、沉积物输运和海底地形冲淤变化三者之间的非线性相互作用[3]。在自然条件下, 潮汐水道具有自我调控机制, 以负反馈形式适应外界环境的变化, 以保持口门的畅通, 维持自身物理与生态系统的均衡[4-5]。当受到人类活动或自然条件变化影响时, 这种均衡将被打破, 系统将通过自身调整向新的地貌均衡演化, 达到新的均衡态的时间尺度为数年至数百年乃至更长的时间[6-7]。工业社会以来, 人类活动已经成为一种重要的地质营力, 以前所未有的强度和广度影响着自然界进程, 河口地区人类活动诸如滩涂匡围、港口开发、航道整治等对河口海岸水质[8]、地貌环境[9-10]均产生巨大影响。江苏海岸从废黄河口到长江口之间岸外的南黄海海域内, 由多条沙脊组成了以弶港为顶点、呈辐射状的沙洲系统, 沙脊间均为潮汐水道。这些潮汐水道与其他海域常见的潮汐水道不同, 它是中国江苏沿海辐射沙洲区特有的一种地貌类型[11-12]。20世纪80年代以来, 专家学者对辐射沙脊群现状格局、发育过程、形成机制、水动力模拟等进行了深入研究, 对于江苏岸外潮流沙脊群形成过程与动力机制有了比较深刻的认识[13-15]。近年来, 随着江苏沿海大开发的不断深入, 特别是大量港口工程的建设, 人们更关注水道和沙洲的演变趋势及稳定性的问题[16-18]。专家学者利用海图、卫星遥感影像及岸滩实测剖面资料对比分析了南黄海辐射沙形态、潮沟的动态变化特征与趋势, 探讨了辐射沙脊近期宏观演变趋势、岸线及岸滩剖面变化[19-20], 但遥感影像只能分析沙洲水边线变化, 无法揭示水下地形的变化。通过数学模型计算分析了单个工程引起的短期地形冲淤积变化[21-22], 但由于辐射沙脊内潮汐水道没有固定的边界, 其稳定性对人类活动影响比较敏感, 受到波浪、潮流、纳潮量、沉积物供应等多因子综合影响, 且人类活动所引起的地形变化具有累积效应, 需要几年甚至十几年才能达到新平衡, 数学模型很难准确地预测人类活动对辐射沙脊群内水道演变的规律。

    本文通过收集近20年来辐射沙脊群南翼小庙洪海域实测高分辨率水下地形资料, 结合数学模型分析研究人类活动对小庙洪水道水动力和地形冲淤累积影响。研究成果将有助于理解海岸带动力地貌过程与潮汐水道系统的反馈机制, 认识潮汐水道的稳定性规律及其在工程影响下的发展演化趋势, 为辐射沙脊区滩涂保护、海港开发利用等提供借鉴。

  • 小庙洪水道位于江苏岸外辐射沙脊南翼, 是距岸最近的一条大型潮汐水道(图 1), 该水道走向基本与吕四海堤走向一致, 呈NNW—SEE向。水道从口门蒿枝港岸段至尾部长约43 km, 口门宽15 km。水道中段(大洋港)宽9 km, 尾部在通州湾浅滩消失。口门处两个0 m线以上的沙洲乌龙沙和横沙, 将口门分为北水道、中水道和南水道。水道内有3个较深的深槽, 分别位于口门南水道大唐电厂码头前沿、大洋港岸外、蛎岈山码头前沿, 3个深槽最大水深分别为-16.9 m、-19.8 m和-17.2 m(图 1)。深槽南侧为吕四浅滩, 浅滩0 m以上宽度为3~6 km, 滩面高程0~+4 m(理论最低潮面, 下同), 坡度为0.6‰。深槽北侧为腰沙, 0 m线自岸向海伸出约35 km, 0 m以上面积达295 km2, 腰沙滩面高程0~+5 m。

    Figure 1.  Location the Xiaomiaohong channel and range of mathematical model

  • 本文使用国际上先进的Delft3D模型系统, 该系统整合了水动力、物质输运、水质、生态、波浪和地貌等多个子模块, 目前全部子模块已完全开源化。可用于河口海岸水动力、沉积物输运、地貌演变、水质变化等方面模拟。本文使用其开源版(Delft3D Open Source 4.0061), 控制方程如下:

    (1) 连续方程

    $$ \frac{{\partial \zeta }}{{\partial t}} + \frac{\partial }{{\partial x}}\left[ {\left( {h + \zeta } \right)u} \right] + \frac{\partial }{{\partial y}}\left[ {\left( {h + \zeta } \right)v} \right] = 0 $$ (1)

    (2) 动量方程

    $$ \frac{{\partial u}}{{\partial t}} + u\frac{{\partial u}}{{\partial x}} + v\frac{{\partial u}}{{\partial y}} = fv - g\frac{{\partial \zeta }}{{\partial x}} - \frac{{gu\sqrt {{u^2} + {v^2}} }}{{{C^2}\left( {h + \zeta } \right)}} + {\varepsilon _x}\left( {\frac{{{\partial ^2}u}}{{\partial {x^2}}} + \frac{{{\partial ^2}u}}{{\partial {y^2}}}} \right) $$ (2)
    $$ \frac{{\partial v}}{{\partial t}} + u\frac{{\partial v}}{{\partial x}} + v\frac{{\partial v}}{{\partial y}} = fu - g\frac{{\partial \zeta }}{{\partial y}} - \frac{{gv\sqrt {{u^2} + {v^2}} }}{{{C^2}\left( {h + \zeta } \right)}} + {\varepsilon _y}\left( {\frac{{{\partial ^2}v}}{{\partial {x^2}}} + \frac{{{\partial ^2}v}}{{\partial {y^2}}}} \right) $$ (3)

    式中: ζ为潮位;h为水深;uv分别为xy方向垂线平均流速;t为时间;f为科氏力系数;g为重力加速度;C为谢才系数;εxεy分别为xy方向紊动扩散系数。

  • 为准确模拟潮波在朝鲜半岛、山东半岛和江苏岸线边界下传播及其在南黄海辐聚辐散的特征, 本项研究采用多重嵌套的方式来实现研究区域潮流运动模拟。首先进行东中国海潮波数学模型计算, 该模型计算范围包括了台湾海峡、东海、黄海和渤海, 大洋潮波开边界取在琉球群岛和台湾海峡。模型区域为东经117°—131°、北纬24°—41°, 模型网格尺度为2′×2′。在此基础上, 建立中尺度南黄海潮流数学模型, 模型范围从山东靖海角到浙江台州附近, 包括了整个江苏海岸(图 1)。局部模型数学模型计算范围北至冷家沙北侧烂沙洋深槽, 南达启东协兴港附近, 东至外海-20 m水深处, 东西长128 km, 南北宽50 km, 包括了整个小庙洪水道与三沙洪水道。模型开边界采用潮位过程控制, 潮位取自中尺度模型。模型网格采用正交曲线网格, 网格尺度为10~1 000 m, 时间步长为0.5 s, 糙率取值为0.014~0.022, 紊动扩散系数为15~25。

  • 依据2017年4月26—27日, 工程区海域3个潮位站潮位和同期9条垂线实测大潮潮流资料对工程区域平面二维潮流数学模型进行验证(图 1), 计算潮位过程与实测资料吻合较好。潮位及流速流向过程计算值与实测值的对比显示(图 2), 高低潮位偏差在0.5 h以内, 潮位值的误差在10 cm以内;流速、流向、最大流速和平均流速计算值与实测值的偏差均在5%以内, 流向的偏差在10°以内(限于篇幅只给部分验证结果)。验证结果均满足相关规范要求, 因此,计算流场能客观反映工程区海域整体的流场特征。

    Figure 2.  Verification diagram of tidal level, current velocity and flow direction

  • 小庙洪海域潮流属规则半日潮流, 最大流速出现在中潮位附近。受两大潮波辐合影响, 外海域旋转流较明显;近岸潮流运动受水道和沙洲地形影响较大, 水道深槽内的潮流椭圆扁平, 涨落潮主流向与水道深槽走向一致, 往复流特征明显;沙洲浅滩区的潮流则主要表现为涨潮漫滩和落潮归槽的运动形式(图 3)。

    Figure 3.  Flow vector map of Xiaomiaohong channel during floodand ebb tid

    涨潮初期, 由东南方向传来的前进潮波由大湾洪、网仓洪进入小庙洪海域, 来自大湾洪的潮流主要进入小庙洪水道, 来自网仓洪的水流部分经小庙洪北水道进入小庙洪西段, 部分进入三沙洪水道并在冷家沙沙脊附近与来自冷家沙北侧深水区的潮流相遇。小庙洪-5 m以深深槽的涨潮流受深槽走向制约呈东西走向;随潮位上升, 小庙洪深槽中的涨潮流逐渐向腰沙漫滩, 涨急时深槽流速逐渐增大, 深槽内涨潮流仍沿深槽走向运动, 小庙洪南侧浅滩0~-5 m之间水流也逐渐转成东西向, 0 m以上浅滩水流仍为与等深线近垂直的漫滩流(图 3(a))。由于腰沙北部地形较缓且潮沟发育, 而南部地形较陡, 此时腰沙上大部分浅滩的水体都来自三沙洪和腰沙尾部潮沟的漫滩水流。随着潮位的进一步上升, 腰沙南侧小庙洪水道的水流也逐渐漫上腰沙, 与腰沙北侧的漫滩水流在腰沙中脊线附近汇合。高潮位时, 腰沙以及小庙洪南侧浅滩的水流也全部由漫滩转为东向西运动, 但此时水流强度也开始逐渐减弱。

    落潮初期, 腰沙两侧深槽区域的落潮流沿深槽走向转落, 腰沙滩面落潮流也自西向东落潮。腰沙以北根部落潮水流主要汇入烂沙洋, 大部分水体汇入三沙洪和小庙洪。落急时, 深槽区落潮流向不变, 但腰沙及吕四边滩区因潮位降低, 滩面坡度成为控制水流流向的主要因素(图 3(b))。此时, 腰沙沙脊便成为腰沙滩面归槽水的分水脊滩, 沙脊南侧的归槽水汇入小庙洪深槽, 东北侧汇入三沙洪深槽;吕四边滩区水流主要汇入小庙洪深槽。至低潮位时, 腰沙和吕四近岸部分浅滩处于露滩状态, 潮流动力相对较弱, 主要表现为近岸潮沟向深槽汇水。

    小庙洪海域具有深槽大, 浅滩小的流速分布特征。其中小庙洪-10 m以深深槽区涨、落潮平均流速为0.6~0.8 m/s, 局部深槽区域平均流速可达1.0~1.2 m/s, 0~-5 m区域平均流速为0.4~0.6 m/s, 0 m以上浅滩平均流速仅0.2~0.4 m/s(图 4(a))。平均流速大于1.0 m/s的水动力较强区域主要分布在小庙洪水道内及口门段-10 m以深深槽, 深槽内最大流速可达1.4~1.6 m/s(图 4(b))。

    Figure 4.  Distributions of average and maximum velocities in Xiaomiaohong channel

  • 小庙洪深槽南侧具有广阔的滩涂土地资源, 深槽0 m线距海堤3.0~6.0 km。2000年以来, 边滩匡围区范围遍及小庙洪口门段、中段及尾部, 将小庙洪南侧边滩整体向海推进2.0~3.0 km(图 5), 至2018年5月, 整个小庙洪海域匡围面积达126.09 km2。根据时间先后顺序, 设置了4种计算工况(表 1), 选择5条主要潮汐水道断面(图 6), 对比分析人类活动对小庙洪水道断面进出潮量和水动力影响。

    Figure 5.  Remote sensing images of Xiaomiaohong channel from 2000 to 2018

    计算工况 年份 匡围面积/km2
    工况1 2000年 0
    2005年 3.75
    工况2 2009年 36.69
    2010年 60.34
    工况3 2013年 98.55
    2016年 120.11
    工况4 2018年 126.09

    Table 1.  Experiments for idealized cases

    Figure 6.  Locations of flow statistics section

  • 2000—2009年, 小庙洪海域匡围活动主要为通州湾尾部东灶港、遥望港近岸及小庙洪南侧吕四大唐电厂, 总面积约36.69 km2, 且匡围滩面高程为+2~+4 m。由于尾部匡围区域滩面纳潮水量均全部通过深槽流出, 蛎岈山断面(DM1)流量减小5.18%, 中部断面(DM2)减小2.90%;口门段断面(DM5)减小1.44%。2009—2013年, 小庙洪海域尾部主要增加了腰沙根部匡围、通州湾北区匡围, 中部进行了吕四渔港匡围、东灶港港池匡围及吕四边滩挖入式一期匡围, 至2013年12月匡围面积为98.55 km2。与2000年相比尾部蛎岈山断面流量减小14.14%, 中部断面减小11.08%, 口门段断面减小9.01%。2013—2018年间, 主要进行了通州湾一港池匡围、通州湾三夹沙匡围、东灶港港池匡围及吕四边滩挖入式一期匡围, 至2018年5月匡围面积为126.09 km2。相比2003年尾部蛎岈山断面流量减小14.29%, 中部断面减小15.79%, 口门段断面流量减小9.13%(表 2)。

    年份 DM1 DM2 DM3 DM4 DM5
    流量 变化率 流量 变化率 流量 变化率 流量 变化率 流量 变化率
    2003年 5.74 9.90 8.92 6.88 10.40
    2009年 5.44 5.18 9.62 -2.90 8.74 -2.01 6.83 -0.72 10.25 -1.44
    2013年 4.93 -14.14 8.81 -11.08 8.06 -9.61 6.24 -9.28 9.46 -9.01
    2018年 4.92 -14.29 8.34 -15.79 7.86 -11.90 6.04 -12.10 9.45 -9.13
    注:流量为一个潮周期内通过断面的累积流量, 单位为亿m3; 变化率单位为%

    Table 2.  Amplitude and change rate of discharge of the horizontal transects

    从小庙洪口门附近的蒿枝港断面起算, 水道内部包括南侧边滩区、深槽区腰沙沙脊线以南的滩面以及尾部滩地的全部潮盆面积约600 km2, 边滩匡围区面积占全部纳潮水域面积的21.05%。但上述匡围区均为+2~+4.5 m之间的潮间浅滩, 不仅匡围区前沿普遍较平均低潮位高0.6 m, 而且约1/3的面积在平均潮位以上;由于滩面高程较高, 该区域大潮期间的纳潮能力只是整个水道纳潮量(大潮平均高、低潮位之间的潮量)的60%左右。同时, 在落潮初期拟匡围区域的纳潮水主要以东西向漫流形式流出水道, 落潮后期对水道深槽起作用的有效潮量不及其纳潮能力的一半。因此, 尽管上述匡围区的面积较大, 但因匡围区滩面高程较高和落潮初期一部分水流以东西向漫流形式流出水道, 近岸匡围对有效纳潮量的影响并不显著。

  • 为研究2000—2018年小庙洪近岸匡围对小庙洪水道水动力的影响, 绘制了工程前后流速变化等值线(图 7)。计算结果显示,蛎岈山以西小庙洪尾部近岸浅滩区水流均直接汇入小庙洪深槽, 减小了部分纳潮水体体积, 使得小庙洪尾部深槽区平均流速减小20~30 cm/s;小庙洪中部吕四边滩虽然匡围面积较大, 但其匡围区滩面高程较高, 原滩面水流有一部分不汇入深槽, 中部深槽区平均流速减小10~20 cm/s, 口门段平均流速减小5~10 cm/s。

    Figure 7.  Variation of mean current velocity of ebb and flow tide

  • 近岸匡围占用了部分纳潮水体, 使得小庙洪水道纳潮量和深槽区水动力强度减小, 水动力的变化势必引起地形的冲淤调整。依据2000年来不同年份的实测水下地形资料, 对比分析了近20年来小庙洪水道地形冲淤变化, 结果显示(图 8),2000—2011年, 南岸0 m线及港汊的位置与形态变化不大, 尤其口门段0 m线的变化较小。南侧尤其口门段-5 m线基本稳定, 横沙及南水道南、北汊头部-5 m以浅的部分有东移趋势, 横沙与乌龙沙之间仍处于动荡之中, 北水道-5 m以深的深槽已完全消失。小庙洪南水道-10 m深槽沿东西向扩展, 南、北汊深槽分流口相应东移, 南汊-10 m深槽向西延伸过程中, 深槽宽度也在不断扩大。2011—2017年, 除吕四挖入式港池工程口门处受施工期影响0 m、-5 m线有所后退外, 小庙洪水道南侧边滩0 m和-5 m线位置与形态整体变化不大;口门段-10 m深槽仍保持着向西延伸展宽的趋势, 2017年水下地形图显示南水道口门段-10 m深槽3年多时间内向西延伸约3.3 km。南水道深槽最大水深和岸坡形态基本不变, 水道南逼趋势持续, 中水道拓宽淤浅的态势也仍然保持。

    Figure 8.  Water depth changes in Xiaomiaohong sea area in different periods

    小庙洪水道内蒿枝港、茅家港、大洋港断面水深数据对比显示(图 9), 口门蒿枝港断面南水道南汊深槽一直处于冲刷发展过程, 水深加大并向外海延伸, 而南侧水下岸坡基本保持稳定。茅家港断面形态基本稳定, 但水深有减小趋势, 反映该断面附近的深槽已处于略有淤积的发展过程, 2011年以来, 受吕四港区围堤施工影响, 近岸南侧浅滩水深略有波动, 南水道整体形态基本不变。断面北部的水道北侧、腰沙沙体南侧呈淤积过程。大洋港断面在深槽有所淤浅, 但最大水深仍保持在-17 m以上, 最大水深位置基本保持不变。

    Figure 9.  Water depth variation of typical section

    20世纪60年代以来小庙洪水道一直存在着北淤南冲的演变趋势, 口门段的北水道深槽不断萎缩直至消失, 南水道充分发育;自20世纪80年代南水道头部分成南北两汊以来, 南汊始终处于发展的过程[17]。虽然自2000年以来小庙洪海域进行了大规模匡围, 但小庙洪南侧-5 m等深线变化幅度较小, 基本处于稳定状态;南水道-10 m等深线继续向西延伸, 向南拓展, 可见小庙洪水道内现有的工程建设并未影响到小庙洪水道深槽的宏观演变趋势。

  • (1) 2000—2018年间整个小庙洪水域匡围面积达126.09 km2, 边滩匡围导致小庙洪尾部、中部及口门段断面流量分别减小14.29%、15.79%和9.13%;尾部、中部及口门段深槽区平均流速分别减小20~30 cm/s、10~20 cm/s和5~10 cm/s。近20年来小庙洪南侧-5 m等深线变化幅度较小, 基本保持稳定状态;南水道-10 m等深线继续向西延伸, 向南拓展, 小庙洪水道内现有的工程建设并未影响小庙洪水道深槽的宏观演变趋势。

    (2) 小庙洪水道沙洲的地貌演变一方面处于辐射沙脊群大范围动态的调整过程当中, 另外一方面也处于滩涂匡围等人类活动背景下向新的地貌均衡形态演进的过程。近20年来大面积匡围虽然导致水道纳潮量和水动力有所减弱, 但各匡围工程所引起的泥沙冲淤仅限于工程区附近海域, 属于工程建设引起的岸滩局部冲淤调整, 边滩匡围对小庙洪水道整体稳定型、深槽主轴南逼、口门水道整体北淤南冲的演变趋势没有产生明显影响。

Reference (22)

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