《1 问题提出》
1 问题提出
渤海湾位于黄河三角洲和滦河三角洲之间 (图1) , 开敞平缓的淤泥质潮滩, 在波浪和潮流共同作用下, 细颗粒泥沙运动活跃, 岸滩冲淤多变, 构成了近岸过程的基本骨架。为开辟我国西煤东运第二条大通道, 国家决策建设矿、路、港一体化的神华工程, 通过比选, 下海港点选在河北省黄骅港, 该地位处现代黄河三角洲的北缘, 岸滩开阔浅平, 港口建设部门提出“浅水深用”的目标, 并围绕泥沙问题开展大口河沿岸和海域的气象、水文、地质、地貌、遥感、环境等现场调查勘测工作。本文以第一性资料为依据, 通过黄河入海泥沙影响范围, 风天含沙量分布特征, 近岸浅水波浪作用, 沿岸流输移方向, 岸滩剖面塑造等问题的剖析, 为黄骅港的选址和平面布置决策提供了科学依据。
《2 黄河入海泥沙对建港的影响》
2 黄河入海泥沙对建港的影响
大口河原是11世纪 (1048年) 黄河从马颊河入海的一支古道, 海陆交互作用形成的河口三角洲相沉积层中所含的亚砂土层及粉砂透镜体为工程提供了较好的地质条件。1128～1855年期间, 黄河南迁夺淮由苏北入海以后, 该处海岸转入侵蚀夷平阶段。原来亚三角洲平原消失, 海岸侵蚀后退的标志为平均高潮位附近的贝壳堤 (图2) , 经 14C年代测定, 大口河北侧狼坨子贝壳堤年龄为距今700～500年左右, 离岸2～3 km低潮滩附近的残存贝壳堤, 形成年代为距今1080±90年
1855年6月黄河由铜瓦厢决口夺大清河重归山东入海已有近145年历史, 其中实际行水134年, 大的改道经历过10次, 入海水道摆动范围跨越海岸线达186 km (套尔河口至支脉沟) , 平均每年10.6×108 t的入海泥沙量塑造了2600 km2面积的现代黄河三角洲 (图3, 图4) 。大口河地处黄河三角洲的西侧, 三角洲边缘套尔河仅距黄骅港港区22 km, 黄河入海泥沙对建港的影响必须给予充分的估计, 经过多方论证, 结论是没有直接影响, 间接影响也不大, 其主要依据是:
1) 黄河改道迁移摆动的范围日益缩小。从根本上说, 黄河改道出口的位置由河口侵蚀基准面及河床纵比降所决定, 摆动迁移的范围受三角洲顶点位置控制。1855～1934年间, 黄河三角洲顶点在宁海, 摆动半径65 km, 摆动影响范围186 km;1934～1976年, 三角洲顶点下移至鱼洼, 摆动半径56 km, 摆动影响范围缩短为102 km海岸线。1976年现行河口从钓口人工改道入清水沟流路出海以来, 从胜利油田滨海高产油田建设开发布局需求考虑, 黄河入海流路改道已受人为控制, 黄骅港距黄河现行入海口达156 km, 远在规划流路影响范围之外
2) 泥沙淤积部位集中在口门附近。据统计计算, 多年来, 入海泥沙约有70%用于口门附近的成陆过程和滨海水下三角洲建造, 现行河口的淤积部位更为集中, 0 m至-5 m等深浅之间的浅水地区占总淤积量的47%～61%, 直接淤积范围一般不超过30 km, 这已被卫星遥感图像显示的河口淤积扇信息所证实。
3) 入海泥沙主要向外海及莱州湾输移扩散。根据青岛海洋大学海洋系在黄河三角洲海域调查研究成果
《图3》
Fig.3 The map of the Yellow River delta changed
1-1855-1889;2-1889-1897;3-1899-1904;41-1904-1917;42-1917-1926;5-1926-1929;61-1929;62-1929-1934;63-1929-1934;7-1934-1937;1947-1953;81-1953-1960;82-1953-1960;91, 92, 93-1970-1974;10-1976.5至今
《3 风天含沙量分布特征》
3 风天含沙量分布特征
大口河海区非风天或离岸风情条件下, 水体含沙量较小, 当海面大风出现时, 近岸含沙量急剧上升。根据多次风天含沙量现场追测及卫星遥感图像所显示的信息 (表1, 图5, 图6) , 发现该区风天含沙量分布可划分为三个区
《图4》
图4 黄河口外表层盐度及断面盐度分布图 (A、B、C) A, B—表面盐度; C—断面盐度
Fig.4 The distribution maps of surface and section salinity in the Yellow River mouth offshore
Table 1 The sediment concentration distribution in the Dakouhe sea area during windy days kg·m-3
《表1》
资料来源 | #6浮 | #5浮 | #4浮 | 0 m | -1 m | -2 m | -3 m | -4 m | -5 m | -6 m | -7 m | -8 m | -9 m |
天科所大风天 追测 | 2.57 | 2.04 | 1.64 | 1.43 | 0.62 | 0.63 | 0.60 | 0.40 | |||||
华东师大河口所 (1987.6.30) | 2.00 | 1.71 | 1.43 | 0.88 | 0.74 | 0.53 | 0.38 | 0.32 | 0.27 | 0.10 | 0.04 | 0.01 | |
黄骅港务局 (1987.9.6) | 2.49 | 1.64 | 0.56 | 0.62 | 0.41 | ||||||||
华东师大河口所 (1987.10.2) | 1.78 | 1.15 | 0.74 | 0.48 | 0.31 | 0.20 | 0.19 | 0.18 | 0.17 | 0.16 | 0.14 | 0.08 |
《图5》
图5 渤海湾表层含沙量 (kg·m-3) 分布 (据1987.8.27 NOAA卫星图像)
Fig.5 The distribution of surface sediment concentration in Bohai Bay (according to the NOAA image on august 27, 1987)
《4 近岸浅水波浪作用》
4 近岸浅水波浪作用
如前所述, 大口河海域风天近岸浅水区高浓度含沙分布状况主要由浅水波浪作用所致, 为此, 笔者等选择在大口河外-1.2 m水深处利用浅水测波仪 (Inter Ocean Co.WG-7500) 对近岸波浪特征进行为期2个月的跟踪观测, 实测资料表明, 该海区近岸浅水波浪具有以下几个特点。
1) 波能随水深变化逐渐衰减。通过研究海区-5 m测波站与浅水区监测站非同步资料相关分析, 以及不同水深、不同潮位, 不同波向组合运算, 得到-5 m至-1 m之间的浅水波浪等效底摩擦系数为0.0075～0.0095, 所引起的波高衰减量不超过60%, 其中NE浪向的折射角最小, 波高衰减量只有12%, 波能随水深减小的具体反映为波高减低, 周期缩短。
2) 0 m～-2 m等深线之间海域的破波频率增高。从大口河海域浅水区各等深线出现的破波频率分布图 (图9～11) , 可将淤泥质海岸破波带分为三个区:
(1) -2 m～-5 m之间远岸区。破波主要由周期大于5 s, 波高超过2 m的强向浪 (NE) 产生, 该区的破波出现频率较小 (0.98%～3.3%) , 时间及空间变化不明显。
(2) 0 m～-2 m之间近岸浅水区。破波主要由周期4～5 s, 波高为0.5～2.0 m的常浪向产生, 这类波浪从外海传入后, 受底摩擦、浅水效应及折射因素等影响, 破波频度增高至2.47%～9.7%, 0 m线附近破波频率最大。
(3) 0 m等深线以上潮间带, 由于水深不足和周期性出露, 破波概率迅速下降。
3) 风浪消长与风向、风速、延时、流向密切相关。据实测资料统计, 在向岸强风作用下, 如遇涨潮流方向一致, 顺风顺流可短时间内可形成大波 (1 h内波高可增高1.5 m) 。风天后波高的衰减速度较慢, 波高衰减率与风速下降率有较好的相关关系, 计算结果表明, 1.5 m波高衰减需2 d, 2.0 m初始波高衰减延时需3 d 。从浅水波浪仪实测资料, 发现相同波高下, 向岸风 (NE) 和离岸风 (SW) 的等效风速, 后者比前者功耗大0.5～2.4倍 (表2) 。
《图8》
Fig.11 The map of sediments re-suspendedunder the wave action in windy day
《5 沿岸流输移方向》
5 沿岸流输移方向
本海区沿岸流由潮致余流、风海流和河口射流三部分组成。根据1987年6～7月建港部门在大口河海域布设的25个测站全潮同步水文测验资料, 显示该海区的潮汐属不正规半日潮, 潮流属规则半日潮流, 全潮过程水流作逆时针方向旋转等。实测潮流椭圆长轴为SW-NE向, 涨潮期主流向为245°～270°之间, 落潮主流向为65°～85°, 涨落潮平均流速的量值一般在0.3～0.5 m/s之间 , 近底流速仅为表层流速的55%～80%, 而该区岸滩底沙的中值径为0.07～0.002 mm, 计算起动流在0.30～0.60 cm/s, 说明潮流挟沙能力较低, 泥沙运动为风浪掀沙和潮流输沙。本海区的余流在-6 m等深线以内为SSE向, 余流流速3～7 cm/s, -6 m等深线以外, 余流方向为NE, 余流流速10～15 cm/s (图12) , 说明正常天气条件下, 近岸泥沙向岸输移, 远岸泥沙向海扩散。
Table 2 A comparing talbe of equivalent wind velocities of coastward wind and offshore wind
《表2》
-1 等深线 | NE | 风速/m·s-1 | 2.0 | 4.0 | 6.0 | 9.0 | 12.0 | 15.0 | 18.0 |
风级 | 2 | 3 | 4 | 5 | 6 | 7 | 8 | ||
SW | 风速/m·s-1 | 6.8 | 8.6 | 10.8 | 15.3 | 21.6 | 30.7 | >32.6 | |
风级 | 4 | 5 | 6 | 7 | 9 | 11 | >12 | ||
-2 等深线 | NE | 风速/m·s-1 | 2.0 | 4.4 | 6.0 | 9.0 | 12.0 | 15.0 | 18.0 |
风级 | 2 | 3 | 4 | 5 | 6 | 7 | 8 | ||
SW | 风速/m·s-1 | 5.4 | 7.0 | 9.1 | 13.4 | 19.8 | 29.3 | >32.6 | |
风级 | 3 | 4 | 5 | 6 | 8 | 11 | >12 | ||
-3 等深线 | NE | 风速/m·s-1 | 2.0 | 4.0 | 6.0 | 9.0 | 12.0 | 15.0 | 18.0 |
风级 | 2 | 3 | 4 | 5 | 6 | 7 | 8 | ||
SW | 风速/m·s-1 | 4.4 | 5.8 | 7.6 | 11.5 | 17.3 | 26.1 | >32.6 | |
风级 | 3 | 4 | 4 | 6 | 8 | 10 | >12 |
渤海湾的沿岸流季节变化比较明显, 从20世纪80年代海岸带与海涂综合调查资料得知
大口河为漳卫新河与宣惠河交会后的潮汐河口, 流域总面积约4×104 km2, 多年平均径流总量8×108 m3, 多年平均流量为25.6 m3/s, 汛期 (7～9月) 径流量为年径流总量的64%, 非汛期以潮滩及潮汐水道纳潮量为主。70年代河道修建挡潮闸以后, 径流量与纳潮量明显减少, 但落潮期大口河口门附近射流依然存在, 据卫星图像信息, 河口射流喷射的距离可达7.5 km, 射流末端的扩散宽度约3 km, 由于潮情与风向的变更, 射流最大摆幅范围达7 km (图14) 。河口射流与潮水顶托, 口门附近即形成-1～-1.5 m水深的拦门浅滩。
《6 岸滩剖面塑造》
6 岸滩剖面塑造
河北、山东交界的大口河海岸曾经历过两次大的侵蚀过程, 第一次为黄河夺淮南迁苏北入海期间, 历时700多年, 主要表现形式为古三角洲被冲蚀消散, 海岸线夷平, 海区-1～-2.5 m海岸保存的2～3 m厚的黄褐色条带状粉砂层就是当年近岸波浪作用下底质粗化的产物 (图15) 。第二次为现代黄河三角洲形成以来, 黄河入海流路东迁以后, 海滩剖面因沿岸输沙不足而进行调整, 其表现形式反映沿岸贝壳堤侵蚀后退和水下岸坡变陡。如大口河口门附近的狼坨子自1939年特大风暴潮袭击以来, 岸线后退估计达500 m, 70年代至今, 沿岸贝壳堤已后退100 m;从不同年代航片比较, 1954年至1985年间, 大口河以北的冯家堡—狼坨子岸段, 岸线蚀退了350 m, 年平均冲刷速率最大11.3 m, 大口河以南棘家堡石砣子贝壳堤, 31年中最大冲蚀移距272 m。水下岸坡调整发生在0～-8 m等深浅之间, 通过不同年代海测图比较, 棘家堡以东海域为岸滩全面侵蚀区, 1959～1983年间, 0 m～-10 m等深线之间海底平均蚀低0.4 m, 侵蚀量最大部位在-3～-4等深线区域, 最大侵蚀厚度0.7～0.8 m, 24年中-3 m等深线向岸蚀退近2 km;棘家堡至徐家堡间拟建港区范围为冲淤对平衡的过渡区, 以狼坨子剖面为例, -5 m等深浅以浅海域呈现少量淤积, 淤积厚度0.2～0.4 m, -5 m等深线以外为冲刷区, 平均冲刷深度0.2 m;徐家堡至赵家堡岸段, -5 m等深线以内出现普遍淤积, 平均淤积厚度0.6 m, 0 m及-1 m水深处最大淤厚分别为1.2 m和0.8 m (图16) 。从沿岸冲淤平面分布也可以进一步证实渤海湾沿岸泥沙的优势输移方向为由南向北, 目前黄河三角洲西部岸滩正处于侵蚀过程之中。
《图14》
Fig.14 The sketch of estuarine efflux of coastal area from Dakouhe to the Yellow River delta
《图16》
Fig.16 The map of scouring and siltation in Dakouhe offshore area (1959～1983)
《7 结论》
7 结论
研究表明, 由河流入海泥沙塑造的淤泥质海岸, 当入海流路改道, 主汊、支汊水沙分配调整或河流中下游建坝筑闸, 原有受泥沙补给的岸段就会产生海岸侵蚀过程, 黄河三角洲、滦河三角洲、辽河三角洲、苏北废黄河三角洲, 海南南渡江三角洲, 以及受长江入海泥沙影响的杭州湾北岸的侵蚀均是典型的实例。
潮汐较强的淤泥质海岸, 近岸波浪和潮流的掀沙作用导致细颗粒泥沙再悬浮, 近底高浓度泥沙浑浊区及浮泥层的形成, 是沿岸工程泥沙进一步探讨研究的重点。
沿岸流是潮流和风生流共同作用的产物, 对于沿岸泥沙输移方向的确定, 除利用实测资料和数模分析计算余流、余沙等手段外, 对研究地区全年盛行风向和强风向的频率统计, 也是一种较为有效的途径。
平原淤泥质海岸侵蚀过程, 在平面上表现为海岸线夷平和后退, 横向剖面上表现为底坡逐渐变陡的上凹型曲线, 上凹剖面的拐点发生在大波作用下的临界水深附近, 冲刷强度最大部位位于拐点以上的岸坡上部。
从历史过程及海岸发育角度, 渤海湾平原淤泥质海岸的形成有赖于黄河入海泥沙的补给, 但从局部岸段的冲淤变化和工程泥沙问题考虑, 必须从沿岸波浪和水流共同作用的动力场求解。
《注释》
注释
1 侍茂崇, 赵松鹤.黄河口附近海域潮流场特征以及与泥沙输送的关系.青岛海洋大学海洋系.黄河口水文动力学论文集.1989年10月
2 恽才兴等.黄骅港扩建3.5万吨级深水泊位海域条件综合评述.华东师范大学河口海岸研究所.1987年11月
3 姜太良.1987年河北省海岸浅水动力因素及其对海岸地貌的影响.国家海洋局第一海洋研究所
京公网安备 11010502051620号
