近50a 來福建海壇海峽動力地貌演變過程

王偉斌 , 姚弘毅 , 蔚廣鑫 , 鄭承忠

1. 福建海洋研究所, 福建 廈門 361013;

2. 福建省海陸界面生態(tài)環(huán)境重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 福建 廈門 361102

海壇海峽位于福建省東北部, 臺灣海峽西側(cè)北端, 是福建大陸沿海與中國第五大島——海壇島之間形成的一個長約40km 的南北向狹長型峽道, 其東南口和東北口皆與臺灣海峽相連, 西北向接福清灣, 西南口毗鄰興化灣外海。海峽整體呈現(xiàn)出南北兩頭寬、中間窄的形態(tài), 小山東至娘宮一線以北海面較為開闊, 寬度可達(dá)10km 以上, 兩岸地形低平; 以南的可門島至吉釣島一線海面狹窄, 寬度僅約3km。海壇海峽屬構(gòu)造成因的海峽, 狹長的水道內(nèi), 兩側(cè)發(fā)育有巖灘、沙灘及泥灘。在往復(fù)流長期作用下, 海峽型潮流脊系發(fā)育, 條帶狀沙脊和侵蝕溝槽相間分布, 自海峽北部的三灘兩槽演化為中部的四灘三槽, 再至南部的三灘兩槽(盧惠泉 等, 2009a; 吳承強(qiáng), 2011), 直至南口的攔門沙。同時, 海峽內(nèi)礁石及島嶼交錯分布, 地貌形態(tài)復(fù)雜(圖1)。另一方面, 半封閉型海灣一般多為駐波, 但是受到獨(dú)特的地形環(huán)境約束和太平洋潮波系統(tǒng)的影響, 海峽內(nèi)的潮波具有前進(jìn)波的特性, 同時從海峽兩側(cè)進(jìn)入海峽的南北潮流, 在分流尾嶼和籮嶼附近形成一個匯潮面, 使得海壇海峽內(nèi)水動力環(huán)境變化復(fù)雜(湯軍健 等, 2006)。 在自然條件下, 海壇海峽內(nèi)的各深槽處于弱沖刷狀態(tài), 海峽兩側(cè)港灣及其他海底位置則處于穩(wěn)定或弱淤積狀態(tài)(盧惠泉 等, 2009a)。閩江口南下及浙閩沿岸流所攜帶的泥沙為其提供了豐富的泥沙來源(鄭承忠, 1997; 盧惠泉 等, 2009a)。然而近幾十年來, 隨著人類活動對自然環(huán)境干預(yù)的不斷增強(qiáng), 海壇海峽的地形地貌演變已不是單純的自然演變過程, 而是自然作用和人類活動共同塑造的過程。這些人類活動主要包括附近入海河流流域內(nèi)的水庫建設(shè)、水土保持和河道采砂等活動, 海峽內(nèi)海灣和墾區(qū)的大規(guī)模填海造地工程, 以及海峽內(nèi)大量的海砂開采等。1950 年以來, 長江入海輸沙呈階段性減少趨勢, 其對浙閩泥質(zhì)區(qū)的影響已日益顯現(xiàn)(劉勝璟 等, 2021)。同時, 閩江流域自20 世紀(jì)70 年代至本世紀(jì)初期陸續(xù)共建設(shè)了7 座大型水庫、36 座中型水庫以及一些小型水庫, 使得上游下泄的大量泥沙被攔截在水庫。根據(jù)控制著閩江90%以上流域面積的竹岐水文站的觀測資料, 經(jīng)閩江河口入海的泥沙總量呈階段性減少(張章新, 2000; 陳堅 等, 2010; 胡毅, 2011; 武晶, 2019)。鑄造用砂、標(biāo)準(zhǔn)水泥砂礦開采以及填海造地用砂等導(dǎo)致海峽內(nèi)幸福洋西側(cè)海域發(fā)生劇烈沖刷(姚弘毅 等, 2018)。因此在人類活動不斷加強(qiáng)的背景下, 開展海壇海峽地形地貌變化的研究是十分必要的, 不但有助于了解海峽這種特殊地貌形式的地形演變過程, 同時也能深入剖析人類活動對地貌演變的影響過程和內(nèi)在機(jī)理。本文通過對1964—2015 年海壇海峽海圖地形數(shù)據(jù)的提取和分析, 深入研究了海壇海峽近50a 來的地形地貌變化過程, 并探討了其對人類活動的響應(yīng)過程。

1 資料來源和研究方法

本文搜集了自1964 年至2015 年近50a 間的海圖作為研究區(qū)基礎(chǔ)信息資料(表1), 采用高分辨率掃描儀轉(zhuǎn)換為數(shù)字圖像, 將水深點(diǎn)、等深線、大陸海岸線及島嶼岸線等數(shù)據(jù)進(jìn)行數(shù)字化。對獲取的數(shù)據(jù)作坐標(biāo)系靜態(tài)轉(zhuǎn)換后統(tǒng)一到CGCS2000 坐標(biāo)系, 以海圖上相同驗(yàn)潮站的平均海面差作為深度基準(zhǔn)面改正數(shù)(汪家君, 1995; 陳堅 等, 2010)。

表1 海壇海峽水深地形資料 Tab. 1 Water depth data in the Haitan Straight, Fujian

由數(shù)字化后的離散水深點(diǎn)結(jié)合等深線共同構(gòu)建具有約束條件的Triangulated Irregular Network(以下簡稱TIN)來保留原圖的精細(xì)特征, 生成的TIN 結(jié)合實(shí)際地形作局部必要修改, 再將TIN 轉(zhuǎn)換為高分辨率的Digital Terrain Model(以下簡稱DTM), 以參與此后的深泓線提取、沖淤演變等數(shù)據(jù)運(yùn)算, 此方法 較通常直接采用Kriging 內(nèi)插法(楊留柱 等, 2019)獲得的數(shù)據(jù)能更準(zhǔn)確地反映實(shí)際地形。對網(wǎng)格化后的DTM 進(jìn)行定量評估, 結(jié)果顯示反演后的等深線和水深點(diǎn)與原始海圖基本一致(高金耀 等, 2003; 吳自銀 等, 2017)。

2 地形變化

2.1 等深線及變化

海壇海峽內(nèi)主要分布有水下淺灘和水深均在10m 以上(盧惠泉 等, 2009a)的沖刷槽等地貌類型, 而海峽內(nèi)淺灘及沖刷槽的位置變化可以反映海峽灘、槽主要地貌的演變過程。本文采用5m 等深線來表征海峽內(nèi)水下淺灘的變化情況, 同時采用10m等深線來表征海峽內(nèi)主要潮汐沖刷槽的變化過程。

1964—1975 年間, 海峽北部5m 等深線整體表現(xiàn)為向深槽方向擴(kuò)展, 水下淺灘呈現(xiàn)明顯的淤長態(tài)勢(圖2a)。大練島淺灘、中央沙脊等區(qū)域的5m 等深線向海拓展,籮嶼與猴嶼之間的5m 等深線變化最大處向海淤進(jìn)了約360m。中央沙脊兩側(cè)均出現(xiàn)明顯淤長(圖3, N1 和N2 斷面)。小山東至娘宮一線以南, 除大嶼島淺灘灘尾向南延伸了約190m 外, 整體較為穩(wěn)定, 5m 等深線擺動幅度均相對較小, 東側(cè)攔 門沙也僅向海淤漲了約30m(圖2b)。同時,海峽北部主要深槽區(qū)域的10m 等深線則明顯束窄(圖3、圖4a),石牌草嶼水道南端及籮嶼水道北端分別后退了230m 和970m, 猴嶼周邊的3 個沖刷潭由于泥沙淤積而消亡。小山東至娘宮一線以南區(qū)域, 10m 等深線變化相對較小, 基本與20 世紀(jì)60 年代保持一致(圖4b)。整體上淺灘淤漲, 沖刷槽有沖有淤且變化較小。

1975—1990 年的15a 間, 八尺島淺灘、中央沙脊、大練島淺灘、大嶼島淺灘灘尾兩側(cè)出現(xiàn)侵蝕, 形態(tài)變?yōu)檎L型, 且向右偏轉(zhuǎn)(圖2a)。分流尾嶼沙脊北側(cè)和北青嶼沙脊受潮流侵蝕, 明顯束窄, 沖刷下泄的泥沙在北青嶼沙脊落淤(圖3, S1 斷面), 使得其與大嶼沙脊的5m 等深線連為一體。同時, 大嶼沙 脊向東并入大嶼淺灘,籮嶼水道與大嶼水道及小山東水道之間的聯(lián)系被切斷, 阻礙了大嶼島兩側(cè)的水沙交換。西攔門沙向陸蝕退, 最大后退了約175m; 東攔門沙則整體向海淤進(jìn), 僅攔門沙尾后退了約250m, 整體從尖凸型向平滑形態(tài)變化(圖2b)。海峽北側(cè)深槽均發(fā)生不同程度擴(kuò)展, 其中北東口水道在和平村附近向岸擴(kuò)展了約200m, 四嶼水道和石牌草嶼水道分別向南延伸了275m 和470m,籮嶼水道則向北延伸了約420m(圖4a), 猴嶼水道10m 等深線向東北側(cè)推進(jìn)(圖4b), 4 個典型斷面處的深槽也均出現(xiàn)明顯的侵蝕下切(圖3)。整體上, 這一時期海壇海峽表現(xiàn)為北部水下淺灘不斷蝕退, 南部水下淺灘侵蝕且向南移動, 而深槽則向海擴(kuò)展, 整體表現(xiàn)出侵蝕態(tài)勢。

1990—1999 年, 海壇海峽水下淺灘保持了沖刷的態(tài)勢(圖2、圖4)。大練島淺灘、八尺島淺灘、中央沙脊、幸福洋淺灘的5m 等深線持續(xù)后退, 淺灘和沙脊斷面均存在不同程度的沖刷侵蝕(圖3, N1 和N2 斷面)。石牌草嶼水道與猴嶼水道之間的5m 等深線貫通, 進(jìn)一步增強(qiáng)了海壇海峽內(nèi)水沙的南北交換?；j嶼淺灘灘尾在切灘水流作用下, 部分與淺灘分離, 分流尾嶼沙脊進(jìn)一步蝕退萎縮。在潮流的持續(xù)沖刷作用下, 北青嶼沙脊大幅束窄、侵蝕(圖3, S1 斷面), 大量泥沙沖刷南移, 使其右側(cè)與大嶼淺灘連成一體。大嶼淺灘灘尾持續(xù)侵蝕后退了約320m, 斷面西側(cè)出現(xiàn)明顯的侵蝕(圖3, S2 斷面)。海峽南口兩側(cè)的攔門沙也進(jìn)一步侵蝕, 東攔門沙沙嘴轉(zhuǎn)而向尖凸形態(tài)演變。這一時期, 海壇海峽深槽變化幅度明顯減緩, 海峽北側(cè)深槽的10m 等深線與1990 年時相比, 存在一定的擺動侵蝕, 但是幅度較小, 僅在石牌草嶼南側(cè)沖刷形成了兩個沖刷潭?；j嶼水道僅在娘宮和南口門處存在一定的擴(kuò)展, 猴嶼水道的10m 水深線則持續(xù)向北推進(jìn)至籮嶼東側(cè)。綜上所述, 20 世紀(jì)90年代, 海壇海峽整體上以沖刷侵蝕為主。

1999—2007 年, 大練島淺灘灘尾較1999 年時向海延伸了約170m, 并向中央沙脊方向移動, 中央沙脊則向北伸展(圖2a)。猴嶼水道與石牌草嶼水道的5m 深潮汐通道被落淤的泥沙阻斷,籮嶼淺灘灘尾則進(jìn)一步?jīng)_刷后退了約400m。北青嶼沙脊表現(xiàn)出繼續(xù)向南移動的態(tài)勢, 在漲潮流的持續(xù)沖刷下, 大嶼淺灘與北青嶼沙脊尾重新分離, 中間形成了一條水深為5m 的漲潮通道。同時, 切灘泥沙南移使得大嶼淺灘灘尾向南伸展了約100m(圖2b), 斷面西側(cè)也出現(xiàn)明顯的淤長(圖3, S2 斷面)。海峽南口兩側(cè)攔門沙的5m 等深線進(jìn)一步向后蝕退, 其中西攔門沙由于不均衡沖刷, 呈現(xiàn)出不規(guī)則鋸齒形態(tài); 東攔門沙則逐漸向沙嘴形態(tài)演變, 長度可達(dá)2km(圖2b)。這一時期海峽內(nèi)深槽的變化趨于緩和, 整體上維持了1999 年時的平面分布和斷面形態(tài)特征(圖3、圖4), 四嶼水道向南延伸了約200m,籮嶼水道北端形成了一個長約700m、寬約140m 的沖刷潭(圖4a)。由于籮嶼淺灘灘尾的蝕退,籮嶼水道的一支從其與分離淺灘之間向北延伸, 猴嶼水道10m 等深線則繼續(xù)向北延伸了約170m。由于東攔門沙沙嘴的形成, 海峽南口門處10m 等深線明顯束窄, 最小距離僅余750m(圖4b)。2007 年淺灘和沖刷槽的局部沖淤變化較大。

2007—2015 年, 八尺島淺灘灘尾5m 等深線侵蝕后退了約900m, 中央沙脊和幸福洋淺灘等均出現(xiàn)大范圍的侵蝕(圖3, N1 和N2 斷面), 中央沙脊更是從中部斷裂, 形成大小不等的數(shù)個沙脊并呈現(xiàn)碎片狀零星分布。四嶼水道、籮嶼水道和石牌草嶼水道之間的5m 等深線全面貫通, 石牌草嶼與猴嶼水道的5m 等深線通道也幾近連為一體(圖2)。這是由始于2010 年的大規(guī)模采砂填海造地工程導(dǎo)致的(姚弘毅 等, 2018)。一條新的10m 水深潮汐通道也隨之形成, 北側(cè)與石牌草嶼水道相接, 南側(cè)則一直延伸到籮嶼西南側(cè), 與籮嶼水道相連(圖4)。從整個海壇海峽的深泓線變化圖(圖5)也可以看出, 盡管1964 年以來, 海壇海峽存在著明顯的沖淤變化, 但是其深泓線走向卻基本維持不變, 僅在個別水道交接區(qū)域存在一定的年際擺動。而巨量采砂后直接導(dǎo)致籮嶼水道從籮嶼的東側(cè)改道為西側(cè), 與石牌草嶼水道貫通, 這一通道的形成勢必導(dǎo)致整個海壇海峽南北水沙交換發(fā)生劇烈變化。

2.2 平面沖淤變化

1964—1975 年, 海壇海峽內(nèi)除中央沙脊近赤表礁處、北東口水道局部、幸福洋淺灘近竹嶼口處、分流尾嶼兩側(cè)、大嶼島與金井灣間水道等與島礁伴生的地形束窄、潮流強(qiáng)勁區(qū)域存在較為明顯的沖刷外(圖6a), 整體上處于一個淤積態(tài)勢, 淤積面積達(dá)到了沖刷面積的兩倍, 年均淤積厚度為4.68cm(表2)。大量泥沙首先在水深較大的深槽、沖刷潭等潮流通道區(qū)域落淤, 如中央沙脊洲頭、北東口水道、石牌草嶼水道中部、猴嶼水道、金井灣口等局部區(qū)域的淤積厚度可達(dá)10m 以上。自深槽向淺灘隨水深減小, 淤積強(qiáng)度也隨之減弱, 這一特點(diǎn)在海峽北部表現(xiàn)得尤為顯著(圖6a)。

在1975—1990 年間, 海壇海峽內(nèi)地形沖淤變化呈現(xiàn)出“深槽沖刷, 淺灘微沖”的態(tài)勢(圖6b)。海峽內(nèi)諸深槽水道, 尤其是金井灣與大嶼之間的深槽, 因地形束窄, 水流輻聚射流特征明顯, 均出現(xiàn)劇烈的沖刷, 局部沖刷深度可達(dá)10m 以上; 而海峽內(nèi)淺灘和沙脊區(qū)域, 主要表現(xiàn)為不均衡沖淤, 變化幅度相對較小, 在-1～1m 之間。其中, 潮流切灘、沙脊沖刷等造成大量泥沙下泄, 致使北東口水道局部、四嶼水道南口、猴嶼西側(cè)及大嶼-娘宮一線等深槽區(qū)域淤積, 局部存在3m 以上的淤積。海峽內(nèi)凈沖刷量達(dá)到了1.31 億m3, 年均沖刷厚度為3.93cm。自此, 海壇海峽進(jìn)入了一個長達(dá)40a 的沖刷時期(表2)。

進(jìn)入90 年代后, 海峽北口門處島鏈帶的諸水道、中部的猴嶼水道、大嶼-娘宮一線等深槽區(qū)域持續(xù)沖深, 沖刷深度在3～10m 左右, 局部可達(dá)10m 以上。海峽北部大練島淺灘、中央沙脊、幸福洋淺灘等淺灘和沙脊以1m 左右幅度的輕微沖刷為主, 在中央沙脊北洲頭、淺灘邊坡等水深相對較深區(qū)域則伴隨有幅度在1m 以下的局部輕微淤積。海峽北部的四嶼水道和石牌草嶼水道轉(zhuǎn)為幅度在1～3m 之間的淤積為主, 表現(xiàn)出“灘沖槽淤”的特點(diǎn)(圖6c); 而在海峽中南部自籮嶼至東進(jìn)島之間的島礁密布海域, 沖淤態(tài)勢基本呈“槽沖灘淤”的特征。這一時期, 海壇海峽整體上依舊表現(xiàn)為沖刷態(tài)勢, 但是沖刷范圍和強(qiáng)度均明顯減弱, 沖刷面積較1975—1990 年減少了13km2, 年均沖刷厚度也僅為上一時期的三分之一(表2)。

1999—2007 年, 海壇海峽依舊延續(xù)了90 年代的整體沖刷態(tài)勢, 年均沖刷深度為1.37cm, 但是沖刷面積和淤積面積基本相當(dāng)(表2), 灘槽的沖淤分布趨于均衡。其中, 海峽北口門處島鏈帶的諸水道、中部的猴嶼水道、小山東至南部的可門島的深槽水域等受地形束窄影響顯著, 這些區(qū)域的水動力條件較開闊海域更強(qiáng), 地形上存在局部的較強(qiáng)沖刷變化, 變化幅度均可達(dá)5m 以上。其余區(qū)域則表現(xiàn)為沖淤相間展布的自然平衡狀態(tài), 幅度均在1m 以下, 灘槽之間沖淤分布差異較小(圖6d)。這說明此階段海峽進(jìn)入了一個整體相對穩(wěn)定、沖淤均衡分布的微沖狀態(tài)。

2007 年以來, 八尺島淺灘、中央沙脊南側(cè)及幸福洋淺灘均出現(xiàn)大范圍的幅度在3～10m 的侵蝕。嶼頭島-大練島一線的島鏈水道、猴嶼水道、大嶼-娘宮間水道、可門島-大嶼淺灘間水道等受兩側(cè)廓線約束, 過水?dāng)嗝媸? 水流能量集中, 泥沙的沖刷和再堆積過程顯著, 導(dǎo)致這些區(qū)域的沖淤幅度明顯強(qiáng)于開闊水域。海峽內(nèi)主要的淺灘、沙脊以及潮汐通道則以幅度在1m 以下的輕微沖刷為主(圖6e)。這一時期, 受中央沙脊和幸福洋淺灘的劇烈侵蝕影響, 海壇海峽整體沖刷幅度較2007 年前明顯增強(qiáng), 沖刷面積與1975—1990 年接近, 年均沖刷量為各時期中最大值, 達(dá)到了0.11 億m3(表2)。

總之, 在1964—2015 年的這51a 間, 海壇海峽以年均1.32cm 的沖刷深度表現(xiàn)為整體沖刷狀態(tài), 凈沖刷量達(dá)到1.51 億m3(表2)。沖刷較為劇烈的區(qū)域主要集中在受島嶼岸線峽道效應(yīng)影響顯著的深槽水道, 以及八尺島淺灘、中央沙脊南側(cè)及幸福洋淺灘等淺灘, 沖刷幅度在3～10m; 而海峽內(nèi)其他區(qū)域則普遍表現(xiàn)為0～3m 的弱沖刷(圖6f)。

表2 1964—2015 年海壇海峽0m 以下地形沖淤量計算統(tǒng)計表 Tab. 2 Statistics of geomorphic changes below 0 m isobath in the Haitan Strait from 1964 to 2015

3 地貌演變原因初探

海壇海峽及兩側(cè)海灣內(nèi)的表層沉積物較粗, 以砂和細(xì)砂為主, 其來源主要包括福清灣內(nèi)龍江的入海泥沙、浙閩沿岸流南下所攜帶的泥沙, 以及新構(gòu)造運(yùn)動間歇性上升期的陸地風(fēng)化剝蝕、潮流及波浪對島礁及岸巖的侵蝕和低海面時期形成的沉積物等(里丁, 1985; 佚名, 1990; 鄭承忠, 1997; 盧惠泉 等, 2009a)。全新世后, 海壇海峽一直處于現(xiàn)代海洋動力系統(tǒng)的塑造作用下, 除海峽南、北開口及中部等位置的深槽處于弱沖刷狀態(tài)外, 海峽兩側(cè)港灣及其他海底位置均處于穩(wěn)定至弱淤積狀態(tài), 沉積動力環(huán)境相對穩(wěn)定(盧惠泉 等, 2009a, b)。同時, 相關(guān)研究表明, 海壇海峽所在海域的黏土礦物主要來源于福建河流及部分來自長江的物質(zhì)混合(盧惠泉 等, 2009a, b; 徐勇航 等, 2013)。其中, 龍江的輸沙量和徑流量均相對較小, 加之上游水庫蓄水?dāng)r沙, 其泥沙的影響范圍主要集中在福清灣頂?shù)暮涌趨^(qū)域(鄭承忠, 1997), 對海壇海峽內(nèi)的沖淤環(huán)境影響較小。因此, 浙閩沿岸流所攜帶的閩江和長江入海泥沙是海壇海峽地形地貌演變的重要物質(zhì)基礎(chǔ)。

自20 世紀(jì)60 年代以來, 長江流域共建設(shè)萬余座水庫, 被攔蓄的泥沙量迅速增長, 尤其是三峽庫區(qū)蓄水以來, 流域來沙顯著減少(Dai et al, 2013)。而海壇海峽東臨浙閩泥質(zhì)區(qū)南部, 其沖淤變化趨勢可反映出其對長江輸沙量減少的響應(yīng), 但是兩者的相關(guān)顯著性不高, 且存在10～14a 的時間滯后(劉勝璟等, 2021)。同時, 到達(dá)浙閩沿岸的長江泥沙應(yīng)以懸浮輸運(yùn)的細(xì)顆粒泥沙為主, 而研究區(qū)的泥沙顆粒較粗。因此, 長江入海泥沙的持續(xù)性減少對海壇海峽沖淤變化的影響是間接和滯后的, 且影響較為有限, 對于其具體量級則仍有待進(jìn)一步研究。

由圖7可見, 海壇海峽的地形沖淤量與閩江竹岐站年輸沙量的階段性減少存在顯著的對應(yīng)關(guān)系。20世紀(jì)60 年代, 閩江流域經(jīng)歷了數(shù)次歷史上特大洪水, 同時50 年代末至60 年代的濫伐森林, 造成了嚴(yán)重的水土流失, 導(dǎo)致閩江60 年代的輸沙量明顯偏高(邵恒方, 1993)。這也是導(dǎo)致1964—1975 年海壇海峽整體淤積的重要原因。1970 年以來閩江流域陸續(xù)建設(shè)大量水電站, 其中1975 年安砂水庫的建設(shè)與1975—1990 年閩江輸沙量階段性減少的開始時間是一致的, 閩江來沙進(jìn)入了一個持續(xù)性減少的階段, 使得1975—1990 年海壇海峽整體轉(zhuǎn)為沖刷狀態(tài)。至1993 年, 閩江流域最大的水口水庫開始蓄水, 同時閩江下游開始了大規(guī)模的河砂開采, 閩江輸沙量經(jīng)歷了第二輪階梯型下降, 造成海壇海峽整體持續(xù)沖刷。而1999—2007 年和2007—2015 年閩江輸沙量依舊保持了減少的趨勢, 但是下降幅度已經(jīng)非常有限。由此可見, 近40a 來上游的人類活動通過改變河流入海泥沙總量而對海壇海峽內(nèi)的地形地貌演變產(chǎn)生了影響。

另一方面,海壇海峽內(nèi)大范圍高強(qiáng)度的人類開發(fā)活動,包括大規(guī)模的采砂、航道清淤及圍填海工程等也對海峽內(nèi)的沖淤變化有著重要影響。從圖6和表2 可以看出,1999—2007 海壇海峽的整體沖刷量已與1990—1999 年相當(dāng),而2007—2015 年的沖刷量則突然增大。研究表明, 1999—2015 年間僅中央沙脊南部及幸福洋淺灘區(qū)域由采砂造成的泥沙減少量就達(dá)到了8413.68 萬m3, 而同期整個海壇海峽的沖刷量僅為7843.83 萬m3(姚弘毅 等, 2018), 可見這一時期海壇海峽的地形沖刷主要是由海峽內(nèi)大量采砂造成的。同時圍填海工程通過改變水動力邊界條件, 進(jìn)而影響局部區(qū)域地形的沖淤變化格局。如金井灣作業(yè)區(qū)的大規(guī)模圍填海工程, 使得大嶼島與金井灣之間的深槽不斷束窄, 受其影響, 漲潮流動力不斷增強(qiáng), 水流挾沙能力增大, 深槽持續(xù)沖刷, 大量沖刷的泥沙則被帶到北側(cè)落淤, 形成一個明顯的淤積區(qū)域(圖6e)。

綜上所述, 作為海壇海峽內(nèi)沉積物重要的物質(zhì)來源, 近50a 來閩江入海泥沙變化是影響海峽內(nèi)主要地貌變化的主導(dǎo)因素。海峽的南北口門處、海峽內(nèi)的深槽水道、自中部的籮嶼至南部東進(jìn)島之間島、槽相間展布的海域等水動力強(qiáng)勁區(qū)域?yàn)闆_淤敏感區(qū)。然而近一二十年來, 隨著輸沙量減少趨勢正逐漸放緩, 其對海壇海峽內(nèi)沖淤變化的影響也正趨于穩(wěn)定。另一方面, 海峽內(nèi)大范圍高強(qiáng)度的人類開發(fā)活動對海壇海峽地貌變化的影響則日益增強(qiáng), 尤其在2007 年以后, 其已取代上游來沙變化而成為影響海壇海峽地貌演變的主要因素。

4 地貌演變對人類活動的響應(yīng)過程

地貌演變是水流、波浪、泥沙三者間相互作用的結(jié)果, 水底地形總是在不斷適應(yīng)新的水沙條件和動力環(huán)境, 并做出相應(yīng)的調(diào)整, 進(jìn)而反作用于水動力結(jié)構(gòu), 改變水體挾沙力, 形成“動力-泥沙-地貌”之間互為因果、相互制約的動態(tài)平衡過程。

閩江流域性洪水及上游水庫蓄水?dāng)r沙, 入海泥沙階段性波動, 導(dǎo)致海壇海峽的地貌變化出現(xiàn)了1964—1975 年和1975—1990 年兩次較大幅度的調(diào)整。這兩個階段10m 等深線以上及以下的沖淤變化量上下波動較大, 表現(xiàn)出較強(qiáng)的離散性(圖8), 是海峽地貌應(yīng)對水沙條件劇烈變化所作出的響應(yīng)。1964—1975 年閩江流域性洪水導(dǎo)致來沙量增大, 淺灘及深槽等不同地貌類型區(qū)域發(fā)生大范圍淤積, 過水?dāng)嗝婷娣e減小, 水動力相應(yīng)增強(qiáng), 挾沙能力增大以適應(yīng)新的高含沙水體。1975—1990 年間水庫蓄水?dāng)r沙后, 海峽內(nèi)來沙量開始階段性減少, 水體含沙量減少導(dǎo)致地形發(fā)生沖刷, 過水?dāng)嗝婷娣e增大, 水動力相應(yīng)減弱以適應(yīng)新的來沙條件。1990 年后閩江入海泥沙依舊保持了減少的趨勢, 但是下降幅度明顯放緩。1990—2007 年海峽整體表現(xiàn)為輕微沖刷, 沖淤變化量趨于集中, 進(jìn)入了動態(tài)穩(wěn)定階段, 其中1990—1999年的沖刷區(qū)域主要集中在10m 等深線以上淺水區(qū)域, 10m 等深線以深的深槽區(qū)域甚至出現(xiàn)了0.17 億m3的淤積, 尚處于“灘沖槽淤”的調(diào)整階段。1999—2007年, 海峽在整體輕微沖刷的大背景下, 沖淤空間分布呈現(xiàn)更為均衡的特征, 這表明經(jīng)過數(shù)十年的動態(tài)調(diào)整后, 海峽內(nèi)地貌正在逐漸適應(yīng)新的來沙條件。然而2007 年以后, 大范圍人工采砂活動導(dǎo)致中央沙脊及幸福洋淺灘的局部沖刷量達(dá)到了0.84 億m3,籮嶼水道與石牌草嶼水道間10m 深槽初具規(guī)模, 原中央沙脊殘體形成了新的籮嶼沙脊, 深泓線由籮嶼東側(cè)向西改道, 打破了海壇海峽南、北及主要深槽間原有的水沙交換格局。海峽內(nèi)總淤積量較1999—2007 年有小幅增長, 沖刷量則由于人工采砂的擾動而明顯增大(圖8)。這表明地貌演變對新的動力環(huán)境和水沙條件的響應(yīng)存在一定的滯后性, 隨著閩江入海泥沙逐漸趨于穩(wěn)定, 短期內(nèi)人為采砂活動僅對海峽局部的地貌演變產(chǎn)生了顯著影響。然而, 隨著時間的推移, 可以預(yù)見的是海峽將進(jìn)入新一輪由人工采砂為主導(dǎo)因素的地貌演變進(jìn)程, 以應(yīng)對改 變后的邊界條件和水動力環(huán)境, 使海壇海峽地貌演變規(guī)律變得愈加錯綜復(fù)雜。因此, 海壇海峽的地貌演變值得進(jìn)一步深入研究, 以促進(jìn)海砂資源的合理開發(fā)利用, 維護(hù)海岸工程的穩(wěn)定安全。

5 結(jié)論

通過對海壇海峽近50a 的地形資料進(jìn)行分析研究, 探討了海壇海峽近期的動力地貌演變過程、影響因素及響應(yīng)機(jī)制, 得出了以下幾點(diǎn)認(rèn)識:

1) 50a 來海壇海峽經(jīng)歷了劇烈淤積期(1964—1975 年)、劇烈沖刷期(1975—1990 年)、輕微沖刷期(1990—2007 年)和先整體輕微沖刷后局部劇烈沖刷期(2007—2015 年)等4 個階段。

2) 隨浙閩沿岸流南下的泥沙為海壇海峽地貌演變提供了重要的物質(zhì)基礎(chǔ), 其中來源于長江的泥沙物質(zhì)的影響是長時間尺度和間接的, 而閩江流域性洪水和上游水庫建設(shè)導(dǎo)致的入海泥沙量變化, 則會直接影響進(jìn)入海壇海峽的泥沙總量, 從而影響其地貌演變過程。2007 年以前, 海壇海峽的地貌演變主要受閩江來沙量制約, 而2007 年以后, 海峽內(nèi)大范圍的采砂活動和圍填海等涉水工程取而代之, 已成為影響海壇海峽地貌演變的主要因素。 3) 海壇海峽的地貌演變是對新的水沙條件和水動力環(huán)境適應(yīng)過程的外在表象, 其本質(zhì)是“動力-泥沙-地貌”三者之間的相互影響和相互制約, 以達(dá)到一個動態(tài)平衡的過程, 且其在響應(yīng)時間上存在一定的滯后性。而始于2010 年左右的大規(guī)模圍海造地工程, 使得海壇海峽練頭島至八尺島以及明江嶼至分流尾嶼形成兩個顯著的海砂開采區(qū)域。大量海砂開采直接導(dǎo)致海峽中北部局部地形發(fā)生劇烈變化,籮嶼附近的深泓線由東向西改道, 南部的籮水道與北部石牌草嶼水道之間的10m 深槽幾近貫通。作為對大量采砂之后的地形變化的響應(yīng), 海壇海峽內(nèi)的沖淤變化勢必將進(jìn)入新一輪的動態(tài)調(diào)整過程, 故值得進(jìn)一步深入研究。