李 鵬 楊世倫 秦渭華

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基于潮溝定點觀測的潮間帶水、沙、鹽交換研究——以長江口九段沙一潮溝為例

李 鵬1楊世倫2①秦渭華1

(1. 國家海洋局東海預(yù)報中心 上海 200081; 2. 華東師范大學(xué)河口海岸學(xué)國家重點實驗室 上海 200062)

為研究潮間帶和潮下帶的水、沙、鹽交換, 于夏、秋兩季在長江口九段沙一典型潮溝的固定點利用OBS-3A和ADP-XR進行了水深、濁度、鹽度、流速流向剖面和回聲強度觀測。結(jié)果表明: (1) 夏季大潮、冬季中-大潮、冬季小潮的潮周期垂向平均流速分別為26.5、15.9和8.4cm/s, 夏、冬季觀測到的最大流速分別為84cm/s和35cm/s。(2) 夏季鹽度變化范圍為0.65—4.91, 平均鹽度2.14; 冬季鹽度變化范圍為3.5—10.3, 中-大潮和小潮平均鹽度分別為6.26和7.98。(3) 高懸沙濃度出現(xiàn)在漲潮初期和部分落潮末期的低水位階段; 漲潮階段的平均懸沙濃度是落潮階段的1.11—7.0倍。(4) 漲、落潮階段的水體和鹽輸運量大體上趨于平衡; (5) 無論是冬夏季或大小潮, 潮溝在潮周期內(nèi)的凈輸沙方向均指向陸, 即落潮輸沙量小于漲潮輸沙量(平均小40%); 平均每個潮周期內(nèi)凈輸沙量為6102kg, 結(jié)合潮盆面積推算的潮周期沉積速率為0.0112mm/tide, 或8.2mm/a。

長江口; 九段沙; 潮溝; 灘地發(fā)育; 物質(zhì)交換

潮間帶是一種重要的濕地生境, 是地球單位面積上生產(chǎn)力最高的生態(tài)系統(tǒng)之一(Gardner,1989; Mitsch, 1993), 它是水生和陸生動植物的重要棲息地, 同時還具有消能護岸、過濾污染物、降低洪災(zāi)風(fēng)險、補充地下水、為遷徙鳥類提供棲息地以及維持生物多樣性等功能(Mitsch, 1993; Goodwin, 2001)。潮間帶是細顆粒泥沙沉積的重要場所(Voulgaris, 2004), 潮溝是潮盆和潮下帶水沙和營養(yǎng)物質(zhì)交換的主要通道(D'Alpaos, 2006, 2007; Vandenbruwaene, 2012)。人類活動引起的入海泥沙減少和三角洲濕地退化是當今世界的普遍現(xiàn)象(Syvitski, 2005; Yang, 2005)。

長江是世界五大河流之一(Milliman, 2011)。長江口發(fā)育寬廣的潮間帶濕地, 其中九段沙為重要的新生濕地(國家級濕地自然保護區(qū))。以往對九段沙物理過程的研究主要集中在沉積特征(Yang, 1999; 謝小平等, 2005)、地貌沖淤(楊世倫等, 2006a; 何茂兵等, 2008; Gao, 2010; 陳煒等, 2011; 馮永玖等, 2012), 而對潮間帶的動力泥沙過程, 特別是對通過潮溝進行的潮間帶和潮下帶物質(zhì)交換的研究很少, 對潮灘的發(fā)育演化機制和潮溝在潮灘發(fā)育演化中的作用研究還不夠深入。

為研究九段沙潮間帶和潮下帶的水、沙和鹽交換特征, 作者在下沙一代表性潮溝利用先進儀器設(shè)備進行夏冬季大小潮連續(xù)水文泥沙觀測, 重點探討物質(zhì)的凈交換方向和交換量及其與潮盆演化的關(guān)系。

1 資料與方法

1.1 研究區(qū)域概況

長江徑流量和輸沙率分別為891×109m3/a和384×106t/a(1951—2011年)。九段沙濕地是長江口第三代新生沖積沙洲, 由上沙、中沙和下沙組成(圖1)。九段沙自上世紀50年代形成以來呈逐漸擴大趨勢(楊世倫等, 2006a), 目前5m等深線以上灘地面積為413km2, 0m等深線以上面積為168km2(Gao, 2010)。九段沙水域潮汐為不正規(guī)半日淺海潮, 平均潮差為2.67m, 年均表層懸沙濃度0.54kg/m3, 鹽度3.89 (Li, 2012)。九段沙附近南北槽最大流速為2—2.5m/s (陳吉余, 1988)。

觀測潮溝位于下沙, 測點距離潮溝口的距離約為100m, 觀測點潮溝溝底寬3.2m, 潮溝上口寬26.9m, 潮溝的走向為西北-東南向, 主潮溝的長度約為1300m, 集水面積約為0.42km2(圖1), 植被主要為互花米草和海三棱藨草。

1.2 野外觀測

觀測時間是2006年6月25—28日(夏季大潮)和2006年12月29日—2007年1月4日(冬季中-大潮和小潮)。在潮溝固點用OBS-3A記錄水深、鹽度和濁度(夏季1臺, 探頭距底床0.2m; 冬季2臺, 探頭分別距底床0.2m和0.4m), 采樣間隔為1min。在水深和五個高度上(間隔≥0.2m)用ADP-XR觀測水平流速流向、垂向流速和回聲強度; 夏、冬季的采樣間隔分別為5min和2min; 兩次觀測探頭均距底床0.2m, 盲區(qū)0.2m, 即最低的一層距底床0.4m, 向上第二、三、四、五層分別距底床0.6、0.8、1.0和≥1.2m(當水深超過1.2m時第五層代表水面)。在觀測點附近采集水樣, 濃縮后帶回實驗室, 用于OBS標定。觀測期間, 用GPS-RTK對測點所在的潮溝橫斷面高程進行測量(以理論最低潮面為基準面)(圖1D), 用于計算潮溝過水斷面面積。測點觀測水深均小于潮溝深度, 即測點水體未溢出潮溝。長江(大通站)水沙資料來自水利部長江水利委員會。

1.3 懸沙濃度計算

利用測點懸沙在實驗室標定OBS濁度, 建立濁度與懸沙濃度之間的回歸關(guān)系。夏季和冬季的線性擬合方程分別為:

圖1 研究區(qū)、觀測點位置和觀測斷面示意圖

1= 0.00141-0.0192,= 0.998,1= 21,< 0.001 (1)

2= 0.00142-0.0247,= 0.998,2= 21,< 0.001 (2)

1、2和1、2分別為兩次標定的懸沙濃度和OBS濁度值,為回歸系數(shù),為數(shù)據(jù)組數(shù),為顯著性水平。

建立ADP-XR回聲信號強度與懸沙濃度的關(guān)系(汪亞平等, 1999; 楊世倫等, 2006b), 夏季和冬季分別為:

1= 0.0001e0.0979E,= 0.90,1=351,<0.001 (3)

2= 0.0003e0.1041E,= 0.87,2=879,<0.001 (4)

式中,為懸沙濃度(kg/m3),為回聲強度(dB),為回歸系數(shù),為數(shù)據(jù)組數(shù),為顯著性水平。利用這兩個關(guān)系推算了5個高度上的懸沙濃度。

1.4 潮溝輸水量和懸沙輸運量的計算

為計算潮溝的輸水量和懸沙輸運量, 將潮溝橫斷面視作規(guī)則梯形(圖1D)。該觀測的盲區(qū)為0.2m, 當水深小于0.2m時, 在漲潮和落潮階段懸沙濃度和流速均無法觀測到; 由于該段時間較短, 懸沙通量相對整個潮周期來說量較小, 計算懸沙通量時未包含該時段。當水深大于0.2m時, 盲區(qū)內(nèi)的懸沙濃度和流速均按0.2m層計算。

由于儀器數(shù)量的限制, 觀測只能在溝中央而不能在兩岸斜坡上進行。假設(shè)潮溝同一水平面上的流速相同。理論上, 兩岸斜坡對水流會產(chǎn)生一定的摩擦作用, 從而降低近坡部分的流速, 進而影響懸沙濃度。但根據(jù)作者的現(xiàn)場觀察, 其影響有限, 一般影響范圍只有幾十厘米的, 而作者開展觀測的潮溝平均寬15m。換言之, 與實測流速相比基于上述假設(shè)推算的結(jié)果可能略大, 但兩者差別不明顯。更重要的是, 本文的重點是進行漲落潮、大小潮、夏冬季的輸運量對比, 而上述假設(shè)對不同階段之間的對比沒有影響。在缺少資料的情況下, 上述假設(shè)具有實用性。

潮溝平均流速(u)通過ADP-XR實測流速和水深(見1.2)進行計算。

潮溝斷面面積()為:

=*3.2+1/2*2*tan74°+1/2*2*tan76° (5)

式中, 3.2為潮溝底寬,為水體瞬時水深, 斷面面積根據(jù)水深的變化, 處理為5個梯形(見1.2)面積。

潮溝的輸水量(Q) 為:

式中,為潮溝過水斷面面積,為時間。

懸沙濃度根據(jù)水深的變化分1~5層, 分別代表不同水深水體的懸沙濃度, 潮溝的懸沙輸運量(Q)為:

式中,為懸沙濃度。

2 結(jié)果

2.1 潮流

受潮溝的制約, 漲落潮流方向和潮溝的走向一致, 漲、落潮方向分別為(83±5)°和(258±5)°, 在垂向上流向基本一致(圖2)。落潮歷時明顯大于漲潮歷時(表1)。平均漲落潮歷時分別為200min和266min。

水平流速變化范圍為0—84cm/s, 在垂向上變化不大(圖3和圖4), 差異<10cm/s, 差異較大的階段主要是漲潮初期和落潮末期。流速的大小潮差異顯著, 冬季中-大潮和小潮的潮周期垂向平均流速分別為15.9和8.4cm/s, 中-大潮為小潮的1.9倍; 夏季大潮平均流速達到26.5cm/s, 為冬季中-大潮和小潮的1.65和3.15倍。流速在潮周期內(nèi)發(fā)生有規(guī)律的變化, 轉(zhuǎn)流階段(流速最小, 接近或等于0)一般出現(xiàn)在高潮位后約20min。現(xiàn)場觀測到的垂向流速為3—5cm/s。垂向流的方向在漲潮階段以向上為主, 落潮階段以向下為主; 垂向流速有隨潮差增大趨勢。

2.2 鹽度

冬季鹽度明顯大于夏季鹽度。夏季的鹽度變化范圍為0.65—4.91, 平均鹽度為2.14; 冬季鹽度的變化范圍為3.5—10.28, 中-大潮和小潮平均鹽度分別為6.26和7.98。漲落和落潮階段的平均鹽度差比較接近(表1)。潮周期內(nèi)鹽度的變化趨勢較為復(fù)雜。在夏季潮差較小的潮周期, 鹽度呈“M”型, 在漲潮和落潮中期均出現(xiàn)一個最高值, 而在相鄰的潮差較大的潮周期鹽度呈“W”型, 最高值出現(xiàn)在最高水位后20 min左右, 低值出現(xiàn)在漲落潮的中期(圖5); 在冬季, 小潮漲落潮鹽度變化趨勢基本一致, 高值出現(xiàn)在高水位, 中-大潮鹽度呈現(xiàn)漲潮初期迅速增大(達到潮周期最高值), 然后逐漸降低, 最高水位后相對穩(wěn)定。

圖2 水深與流向時間序列關(guān)系

表1 各潮周期內(nèi)漲落潮期間歷時、平均流速、懸沙濃度和鹽度的平均值

Tab.1 Time of flood and ebb, average current speed, suspended sediment concentration and salinity during the study tidal periods

圖3 夏季流速與水深的時間序列關(guān)系(不連續(xù)代表探頭露出)

圖4 冬季流速與水深的時間序列關(guān)系

a: 冬季小潮; b: 冬季中-大潮)(不連續(xù)代表探頭露出; 冬季水平流速隨時間變化較夏季頻繁主要是因為冬季的采樣間隔較小(2min), 記錄了更短期的流速脈動

2.3 懸沙濃度

懸沙濃度從表層向底層呈遞增趨勢, 同典型的懸沙濃度剖面一致(Dyer, 1986), 反映了重力作用的影響, 懸沙濃度在垂向上分層較為明顯, 主要是由于潮溝及鄰近水域受九段沙陸地及植被影響, 受外界海況影響較小。懸沙濃度在一個潮周期內(nèi)變化規(guī)律性較強, 高濃度出現(xiàn)在漲潮初期和部分落潮末期的低水位階段(圖7, 圖8), 但潮周期內(nèi)懸沙濃度的時間變化過程線隨最大水深的變化呈現(xiàn)3種不同趨勢, 當最大水深大于2.6 m時, 懸沙濃度除在漲潮初期和落潮末期出現(xiàn)兩個峰值外, 在高潮位階段也出現(xiàn)一個峰值(圖7, 第2和4個潮周期), 但該懸沙濃度峰值出現(xiàn)階段正是高水位流速相對較小的階段(圖3), 所以該懸沙濃度峰值不是流速增大擾動所致, 可能是由于該時段水深較大(>2.0m), 水流較弱致懸沙沉降所引起; 當最大水深位于2.0—2.6m時, 懸沙濃度只在漲潮初期和落潮末期的低水位階段出現(xiàn)2個峰值, 水深較大階段懸沙濃度相對較低(圖8, 第3個潮周期); 當最大水深小于2.0m時, 懸沙濃度僅在漲潮初期出現(xiàn)峰值, 漲潮開始后, 懸沙濃度迅速增大, 然后從高值開始逐漸減小(水深約1m), 由于水動力相對較弱, 落潮末期懸沙濃度增大不明顯(圖8)。

圖5 夏季潮溝鹽度與水深的時間序列關(guān)系(不連續(xù)代表探頭露出)

圖6 冬季潮溝鹽度與水深的時間序列關(guān)系

(a: 冬季小潮, b: 冬季中-大潮)(不連續(xù)代表探頭露出)

圖7 夏季潮溝懸沙濃度與水深的時間序列關(guān)系(不連續(xù)代表探頭露出)

圖8 冬季潮溝懸沙濃度與水深的時間序列關(guān)系

(a: 冬季小潮, b: 冬季中-大潮)(不連續(xù)代表探頭露出)

夏季觀測期間懸沙濃度最大值為1.458kg/m3, 出現(xiàn)在漲潮初期的底層(圖7), 冬季觀測最大值為1.53kg/m3, 出現(xiàn)在落潮的末期(圖8)。漲潮階段的平均懸沙濃度均大于落潮階段的平均懸沙濃度(表1)。從圖7和圖8可看出, 漲潮開始時的懸沙濃度相對漲潮初期的峰值較低, 可能與前一個潮周期落潮后形成的低懸沙濃度水體向陸推移有關(guān)。

2.4 潮溝物質(zhì)的輸移

潮周期內(nèi)從潮溝向灘地的輸水量差異較大, 不同水深(潮差)的漲落潮的輸水量相差近10倍(表2)。水深越大輸水量越大, 夏季大潮最大水深(2.91m)漲落潮階段的輸水量均達140000.0m3以上, 冬季潮差最小時(最大水深1.52m), 漲落潮輸水量僅為7000—9000m3, 相差達17倍以上。漲落潮的輸水量由漲落潮平均流速和漲落潮歷時共同決定, 例如在潮周期8中, 漲落潮平均流速分別為10.4和12cm/s, 但落潮輸水量卻為漲潮輸水量的1.28倍, 主要是落潮歷時明顯大于漲潮歷時(漲落潮歷時分別為148和242min)。雖然潮周期內(nèi)通過潮溝向灘地的凈輸水量不同, 但從整體看或長時間序列看, 通過潮溝進入灘地和落潮時從灘地流出的水量基本平衡。

潮周期內(nèi)通過潮溝向灘地的凈輸沙均為正, 潮周期內(nèi)滯留在潮盆的泥沙占漲潮量的24.7%— 85.5%。無論冬夏季和大小潮, 水深越大向灘地的凈輸沙量越大, 潮周期內(nèi)最大凈輸沙量達15002kg。

3 討論

3.1 長江徑流和季節(jié)變化的影響

九段沙由長江徑流挾帶的泥沙沖積形成, 處于長江口最大渾濁帶區(qū)域(攔門沙區(qū)域), 受到長江徑流和河口潮汐的共同影響。長江徑流量和輸沙量具有明顯的季節(jié)變化, 1950—2002年夏季的徑流量和輸沙量分別為冬季的3.6和19.3倍, 三峽工程后(2003—2009年)夏季的徑流量和輸沙量分別為冬季的3.1和8.7倍(Li2012)。所以九段沙的動力過程與物質(zhì)輸運同樣具有季節(jié)變化。觀測期間, 2006年6月和12月的徑流量分別為40000 m3/s和10000 m3/s, 6月份徑流量為12月份的4倍, 夏季長江口水域基本為長江沖淡水控制, 海洋動力相對較弱, 外海的鹽水入侵減弱, 所以夏季大潮進入潮灘的鹽度僅為2.14, 為冬季的1/3, 懸浮泥沙的絮凝通常發(fā)生在鹽度1—15的半咸水環(huán)境(Gibbs, 1983; 沈煥庭等, 2001), 說明絮凝在研究區(qū)潮灘懸沙過程中的作用非常明顯。在長江巨大的徑流影響下, 平均情況下夏季的潮差比冬季大約為20—30 cm (楊世倫, 1997), 本文觀測到的夏季大潮最高水位(2.90和2.91 m)均比冬季中-大潮觀測到最高水位(2.57 m)高約30 cm, 而水流流速又和潮差的平方呈正比, 所以夏季潮動力明顯大于冬季(圖2), 導(dǎo)致進出灘地的水量和沙量夏季遠大于冬季(表2)。

8個潮周期漲潮和落潮的水量差異較大, 但總體上8個潮周期的漲潮和落潮的輸水量趨于平衡(8個潮周期漲落潮水量的平均值相差<1%, 在觀測期間沒有明顯降水); 漲落潮水體的鹽度基本一致, 所以總體上進出灘地的鹽量也趨于平衡。

九段沙為長江河口攔門沙淺灘, 水體含沙量較高。觀測期間, 進入潮灘水體的懸沙濃度為0.332—0.588 kg/ m3, 冬季和夏季大潮的平均懸沙濃度分別為0.457 kg/ m3和0.459 kg/ m3, 非常接近, 主要由于九段沙區(qū)域位于長江口的最大渾濁帶, 該區(qū)域水體的懸沙濃度主要由泥沙的再懸浮引起, 而不是由長江徑流的懸沙濃度決定(沈煥庭等, 2001; Li, 2012)。研究區(qū)灘地的植被主要是互花米草和海三棱藨草, 植被在夏季生長茂盛, 而冬季枯萎或地上部分消失, 由于植被對懸沙具有吸附和減緩水流增加懸沙落淤的作用(Li, 2009), 所以相同動力條件下在夏季落潮時流出潮灘的水體懸沙濃度相對更低, 例如夏季2個潮周期落潮的懸沙濃度均低于0.1kg/m3。

表2 各潮周期內(nèi)漲落潮期間輸水和輸沙量(“-”代表從從灘地向外輸運)

Tab.2 Discharges of water and sediment during the flood and ebb period

3.2 灘地的發(fā)育趨勢

觀測結(jié)果表明, 潮溝的凈輸沙方向均指向灘地, 觀測期間8個潮周期向灘地的平均凈輸沙量為6102kg, 通過漲潮進入灘地的泥沙為15978kg/tide, 即約38.2%的漲潮輸入泥沙被滯留在潮盆中, 反映了潮盆目前仍處于淤積發(fā)育階段(老年或成熟的潮盆趨于進、出泥沙平衡)。潮溝的集水面積為0.42km2, 按干容重1.3t/m3(惲才興, 2004)計算, 潮盆潮周期的沉積速率為0.0112mm/tide, 每年灘地將淤高約8.2mm。長江徑流挾帶的泥沙是九段沙發(fā)育的物質(zhì)來源和基礎(chǔ), 三峽工程蓄水后, 長江年均輸沙量顯著減少, 2003—2009年長江年均輸沙為1.47×108t, 僅為1953—2002年年均的34.5%, 長江向河口輸沙的減少, 導(dǎo)致河口及鄰近水域表層懸沙濃度和三峽工程前相比減少約20%(Li, 2012)。隨著河口懸沙濃度的降低, 進入灘地的水體挾帶的泥沙將減少, 灘地的淤漲將減慢。

北槽深水航道南導(dǎo)堤修建后, 使九段沙北側(cè)水動力減弱和與北槽水沙交換受阻, 九段沙北側(cè)淤積加快(徐福敏等, 2002; 陳煒等, 2011), 但隨著流域來沙量的減少, 九段沙南側(cè)和沙尾東南方向出現(xiàn)了一定程度的侵蝕后退(陳煒等, 2011), 上沙的南岸甚至出現(xiàn)強烈沖刷(郭建強, 2011)。綜上可推測, 未來一段時間, 九段沙的中高灘將持續(xù)淤漲, 淤漲的速度可能減慢, 而整個沙體的平面淤漲將減慢甚至出現(xiàn)侵蝕, 作為國家級自然保護區(qū), 應(yīng)確保沙體整體穩(wěn)定, 需加強對九段沙發(fā)育演變的觀測研究, 為管理部門開發(fā)保護提理論支持。

4 結(jié)語

長江口九段沙下沙潮溝的現(xiàn)場觀測研究表明, 九段沙下沙潮灘水和鹽的漲落潮輸運量總體趨于平衡(<1%), 但漲潮輸入的泥沙有約38.2%被滯留在潮盆中, 潮盆潮周期的沉積速率為0.0112 mm/tide, 每年灘地將淤高約8.2 mm, 潮盆目前仍處于淤積發(fā)育階段。應(yīng)加強對九段沙沉積動力的觀測研究, 以保障灘地發(fā)育的穩(wěn)定。

馮永玖, 劉 丹, 韓 震, 2012. 遙感和GIS支持下的九段沙岸線提取及變遷研究. 國土資源遙感, 1: 65—69

楊世倫, 1997. 長江口三角洲潮灘季節(jié)性沖淤循環(huán)的多因子分析. 地理學(xué)報, 52(2): 123—130

楊世倫, 杜景龍, 郜 昂等, 2006a. 近半個世紀長江口九段沙濕地的沖淤演變. 地理科學(xué), 26(3): 335—339

楊世倫, 李 鵬, 郜 昂等, 2006b. 基于ADP-XR和OBS-3A的潮灘水文泥沙過程研究——以膠州灣北部紅島潮灘為例. 海洋學(xué)報, 28(5): 56—63

何茂兵, 吳健平, 2008. 基于多時相遙感數(shù)據(jù)的九段沙潮灘高程獲取. 長江流域資源與環(huán)境, 17(2): 310—316

汪亞平, 高 抒, 李坤業(yè), 1999. 用ADCP進行走航式懸沙濃度測量的初步研究. 海洋與湖沼, 30(6): 758—763

沈煥庭, 潘定安, 2001. 長江河口最大渾濁帶. 北京: 海洋出版社, 39-61

陳 煒, 李九發(fā), 蔣陳娟等, 2011. 長江河口九段沙近期沖淤演變過程研究. 泥沙研究, 1: 15—21

陳吉余, 1988.上海市海岸帶和海涂資源綜合調(diào)查報告. 上海: 上?？茖W(xué)技術(shù)出版社, 15—40

惲才興, 2004. 長江河口近期演變基本規(guī)律. 北京: 海洋出版社, 1—20

徐福敏, 嚴以新, 茅麗華, 2002. 長江口九段沙下段沖淤演變水動力機制分析. 水科學(xué)進展, 13(2): 166—171

郭建強, 2011. 長江九段沙濕地自然保護區(qū)地貌沖淤演變分析. 人民長江, 42: 119—121

謝小平, 王兆印, 沈煥庭, 2005. 長江口九段沙現(xiàn)代潮灘沉積特征. 沉積學(xué)報, 23(4): 566—573

D'Alpaos A, Lanzoni S, Mudd S M, 2006. Modeling the influence of hydroperiod and vegetation on the cross-sectional formation of tidal channels. Estuarine, Coastal and Shelf Science, 69: 311—324

D'Alpaos A, Lanzoni S, Marani M, 2007. Spontaneous tidal network formation within a constructed salt marsh: Observations and morphodynamic modelling. Geomorphology, 91: 186—197

Dyer K R, 1986. Coastal and Estuarine Sediment Dynamics. Chichester: John Wiley & Sons, 158-176

Gao A, Yang S L, Li G, 2010. Long-term morphological evolution of a tidal island as affected by natural factors and human activities, the Yangtze estuary. Journal of Coastal Research, 26(1): 123—131

Gardner L R, Thombs L, Edwards D, 1989. Time series analyses of suspended sediment concentrations at North Inlet South Carolina. Estuaries, 12: 211— 221

Gibbs R J, 1983. Coagulation rates of clay minerals and natural sediments. Journal of Sedimentary Petrology, 53: 1193—1203

Goodwin P, Mehta A J, Zedler J B, 2001. Coastal wetland restoration: an introduction. Journal of Coastal Research SI, 27: 1—6

Li H, Yang S L, 2009. Trapping effect of tidal marsh vegetation on suspended sediment, Yangtze Delta. Journal of Coastal Research, 25(4): 915—924

Li P, Yang S L, Milliman J D, 2012. Spatial, temporal and human-induced variations in suspended sediment concentration in the surface waters of the Yangtze estuary and adjacent coastal areas. Estuaries and Coasts, 35: 1316—1327

Milliman J D, Farnsworth K L, 2011. River discharge to the coastal ocean: A global synthesis. Cambridge University Press, 384p

Mitsch W J, Gosselink J G, 1993. Wetlands, 2nd ed. Van Nostrand Reinhold, New York, 722pp

Syvitski J P S, Vorosmartr C J, Kettner A J, 2005. Impact of Humans on the flux of terrestrial sediment to the global coastal ocean. Science, 308: 376—380

Vandenbruwaene W, Temmerman P M S, 2012. Formation and evolution of a tidal channel network within a constructed tidal marsh. Geomorphology, 151—152: 114—125. doi: 10.1016/j.geomorph.2012.01.022

Voulgaris G, Meyers S T, 2004. Net effect of rainfall activity on salt-marsh sediment distribution. Marine Geology, 207: 115—129

Yang S L, 1999. Sedimentation on a growing intertidal island in the Yangtze River Mouth. Estuarine, Coastal and Shelf Science, 49: 401—410

Yang S L, Zhang J, Zhu J, 2005. Impact of dams on Yangtze River sediment supply to the sea and delta intertidal wetland response, Journal of Geophysical Research, 110, F03006, doi: 10.1029/2004JF000271

INTERCHANGE OF WATER-SEDIMENT-SALINITY OVER AN INTERTIDAL FLAT IN JIUDUAN SHOAL IN THE CHANGJIANG RIVER ESTUARY

LI Peng1, YANG Shi-Lun2, QIN Wei-Hua1

(1. Forecast Centers for East China Sea, State Oceanic Administration of China, Shanghai 200081, China; 2. State Key Lab of Estuarine and Coastal Research, East China Normal University, Shanghai 200062, China)

To understand the interchange of water-sediment-salinity in the tidal flat of Jiuduan Shoal, Changjiang (Yangtze) River estuary, the water depth, turbidity, salinity, speed and direction of vertical current, and echo intensity were measured using OBS-3A and ADP-XR during spring tide in summer and middle-spring and neap tide in winter. Results show that: (1) the average speed of vertical current in winter middle-spring and neap tide were 15.9 and 8.4 cm/s, respectively, while in summer the current speed reached 26.5 cm/s. The biggest speed during observation in summer and winter were 84 and 35 cm/s; (2) salinity was higher in winter than in summer, in the ranges of 0.65–4.91 in summer (2.14 in average) and 3.5–10.28 in winter (6.28 and 7.98 in middle-spring and neap tide in average); (3) high SSC (suspended sediment concentration) occurred during shallow water stage at the beginning and the end of inundation. The average SSC was higher in flood period than in ebb period. The average SSC became higher from surface to bottom gradually; (4) The discharge of water and salinity in-and-out the tidal basin were in balance, while about 40% of sediment discharge transported during flood tidal period was detained in the tidal basin. The average sediment discharge carried during every tide was 6102kg, and the accretion rate was 0.0112mm/tide. The results show that the tidal basin was in accretion at rate of 8.2mm/year.

Changjiang (Yangtze) River estuary; Jiuduan Shoal; tidal channel; evolution of tidal flat; interchange of water and sediment

10.11693/hyhz20121010001

*國家自然科學(xué)基金重點項目, 41130856號; 科技部全球變化項目課題, 2010CB951202號; 國家自然科學(xué)基金面上項目, 41071014號; 上海市科委課題, 10dz1210505和128014327號; 河口海岸學(xué)國家重點實驗室自主課題, SKLEC-2012KYYW06號。李鵬, 博士, 高級工程師, E-mail: lipeng827@126.com

楊世倫, 教授, 博士生導(dǎo)師, E-mail: slyang@sklec.ecun.edu.cn

2013-04-05,

2013-08-13

P736.21