第3章　廢黃河三角洲的海岸動力特征

3.1　旋轉潮波影響下的潮汐特征與沿岸地貌格局

圖3.1　東中國海M2分潮潮汐分布(據林琿等,1999)

3.1.1　南黃海無潮點與研究區潮汐特征

黃海是由朝鮮半島西岸、山東半島南岸和江蘇海岸包圍而成的大型半封閉式海灣海域。東海前進潮波進入黃海后,西側部分受到山東半島南岸的反射,與地轉偏向力共同作用下形成南黃海旋轉潮波。旋轉潮波在廢黃河口外形成無潮點帶,并在江蘇弶港外海域與后續前進潮波輻聚形成潮差最大區(圖3.1)。蘇北淤泥質海岸受上述東海前進潮波和南黃海旋轉潮波兩大潮波系統的共同影響,潮汐和潮流特征及其對海岸地貌的塑造與兩大潮波系統的輻合和無潮點的位置有著密切的聯系。

3.1.2　無潮點影響下的沿岸潮差和陸地高程分布

在上述背景下,蘇北海岸的平均潮差在靠近無潮點的廢黃河三角洲附近僅為不到2m,向北逐漸增大到海州灣附近的3.5m,向南到弶港附近達到最大(大于4m),再向南減小到長江口附近的約2.5m。平均潮位和平均海平面在整個海區變化不大,平均高潮位以及實測最大高潮位的沿岸分布與上述潮差分布格局一致(圖3.2)。同時,由于濱海平原的成陸是海陸相互作用下泥沙堆積的結果,海洋動力在濱海平原地貌塑造過程中起著關鍵性作用。在淤長型海岸,當海灘淤高到基本不再接受海水帶來的泥沙沉積(達到最終淤積平面)時即成為陸地,這一高程接近當地最大高潮位或大潮平均高潮位。因此蘇北淤泥質海岸沿岸高程分布同樣表現出與潮差和高潮位沿岸變化一致的特點(圖3.2),即靠近無潮點的廢黃河口附近最低,向南向北均逐漸升高。這種潮汐特征和沿岸地形格局與現代黃河口附近非常類似(王艷紅,2009)。

圖3.2　江蘇海岸潮差、平均高潮位與地面高程的沿岸分布(據任美鍔等,1986)

潮流的大小同樣受到潮波傳播特征的影響。當一個前進潮波自外海傳入海灣時,由于灣頂岸壁的反射產生反射波,兩波疊加形成駐波構成了狹長半封閉海灣的潮波(圖3.3)。由前進波的性質可知,波峰處的水質點運動方向與波向相同,波谷處的水質點運動方向與波向相反,節點上的水質點水平速度為零,依此可以推斷出各時刻入射波和反射波各處的實際潮流。由圖3.3可以看出,就空間而言,波腹處始終無潮流,波節處潮流最大。就時間而言,高、低潮時潮流處處為零,半潮面時流速最大,而此時就空間而言波節處的流速最大,向波腹點逐漸減小(陳宗鏞,1980;馮士筰等,1999)。蘇北海岸受到半封閉海灣駐波的影響,潮流特征在大范圍內同樣表現出靠近無潮點大于遠離無潮點區域。但局部潮流特征由于受到水下地形影響表現出異常,如靠近波腹點的輻射沙洲區大型潮汐水道中漲落潮流最大流速常常大于北部無潮點附近。

圖3.3　半封閉海灣的潮波傳播和潮流特征

與黃河北歸前相比,研究區海域總的潮汐格局沒有發生根本性改變。因為控制該海域的南黃海旋轉潮波是由東海前進潮波經早已穩定存在的山東半島南側基巖海岸的反射而形成的,無潮點位置也未有顯著變化(閭國年等,2000;林琿等,1999;朱玉榮,2000)。然而,黃河北歸前河口地區突出岸段的岸線在目前岸線以外逾20km,且岸外有廣闊的水下三角洲淺水區。經過一個半世紀的調整改造,目前-15m等深線已內移至距岸約4km。岸線和水下地形的劇烈改變對潮波傳播的局部影響不容忽視。雖然目前尚無實測資料對比和模擬研究證實這種變化的過程及其趨勢。但可以推測廢黃河三角洲海岸整體大范圍后退對由北向南傳播的旋轉潮波阻礙作用有所減弱,從而使旋轉潮波相對加強。兩大潮波系統輻聚形成的輻射沙洲近期動態表現出主軸南移趨勢(西洋主槽和東沙灘脊東移,潮波輻聚中心區的二分水灘脊線南偏,南翼爛沙洋水道、小廟洪水道向西逼進)(陸培東等,2004;王艷紅等,2004)與廢黃河三角洲侵蝕后退后北部旋轉潮波加強可能有成因上的聯系(陳可鋒等,2010)。