1　前　言

　　廣東省西部電白縣境的水東灣地區是一個典型的沙壩潟湖海岸體系，該體系由沙壩、潟湖、泥坪、潮汐通道、漲潮三角洲和落潮三角洲等地形單元組成。潟湖灣口即潮汐通道，寬700~1 000m，水深l0~l2m。通道外側的扇形淺灘區，包括通道外向海一側的深槽及其末端的攔門沙，統稱爲落潮三角洲。落潮三角洲區域水深小於5m的攔門沙段長2km，航道最淺點水深僅1.9m，成爲該港灣開發利用的重要障礙。爲了探討該港灣攔門沙成因及其開挖的可能性，作者等於1982~1985年間在該區進行了廣泛的研究調查。本文依據有關調查資料，重點對該海岸體系的潮汐通道與落潮三角洲的動力地貌過程進行討論，並對該處建港最關切的兩個問題——通道穩定性和攔門沙開挖可能性提出初步看法。

　　2　通道動力特徵

　　本區域無大河注入，影響本岸段的主要動力因素是潮汐和波浪。海岸體系的動力結構是：通道内側的潟湖灣，主要由潮汐動力控制；通道口外兩邊的沙壩沿岸帶主要由波浪動力控制；通道口及其外側的落潮三角洲區域受潮汐和波浪的交互作用，爲混合能作用範圍。以下首先討論影響通道的潮汐和波浪動力特點。

　　2.1 潮差與納潮量相對較大，潮汐動力較强

　　華南大部分沙壩潟湖海岸平均潮差1m左右，潟湖灣納潮面積一般20km2。大潮納潮量500~3600×104m3。而水東地區年平均潮差1.75m，大潮潮差2.6m，最大潮差大於4m，納潮水域32km2。1982年7月在通道咽喉斷面實測小潮納潮量3752×104m3 （14~15日），大潮納潮量5 941×104m3 （20~21日）。可見本港潮汐動力相對較强，納潮量甚大。

　　2.2 潮波變形明顯 

　　水東通道的潮波變形現象表現在：①通道兩端潮時延滯約35min，潮相角爲17.4；②通道實測最大潮振幅2.15m，比口外小l0cm；③漲潮歷時延長，落潮歷時縮短，通道口實測漲、落潮歷時分别是6h51min~15h47min；④潮波具駐波特性，最高與最低潮位時憩流，流速峰值出現在中潮位附近。

　　2.3 通道流速大，且具突變性和不對稱性

　　通道實測漲、落潮最大流速分别是1.20m/s和l.44m/s。如圖1所見，漲潮至中潮位以上的一定時刻陡然出現最大值，然後迅速减小；落潮至中潮位或中潮位略下時出現流速最大值，以後迅速减小。這就是流速的突變性。中潮位以上漲潮流速的突然加大，與漲潮水流淹没廣大泥坪後納潮面積驟增有關；中潮位略下落潮流速的陡然加大，是通道外側潮道邊緣淺灘（tidal channel margin bars）出露後水流歸槽使然。流速面積主要分佈在右側落潮區域，即落潮平均流速較漲潮平均流速大；漲潮流速分佈偏於中潮位以上區域。這些都是流速不對稱現象。

　　2.4 常浪向爲ESE，沿岸净輸沙方向向西

　　本區以風浪影響爲主，涌浪爲次。據晏鏡嶺測波站1987年實測資料，平均波高0.66m，最大波高4.42m，平均週期4s。常浪向爲ESE，其頻率爲82.6％；另有SE向浪，頻率17.2％，SSE向浪，頻率0.2％。波浪作用下造成了沿岸泥沙輸移。選用美國CERC公式［2］和趙今聲公式［3］計算的通道沿岸總輸沙量很相近，大約每年28×104m3；净輸沙方向向西，每年約18×104m3。

　　3　落潮三角洲區域的動力與泥沙運動

　　落潮三角洲是通道外側的淺灘區。就動力及泥沙運動特性來説，此區與通道狹口是不同的。

　　3.1動力特性

　　（1）中心區爲落潮優勢，具湍流噴射擴散特性： 從圖2看出，通道外側的潮道深槽漲潮流速很小（20~30cm/s），落潮流速大（50~113cm/s），單寬落潮總量較單寬漲潮總量大1倍，明顯爲落潮優勢。這種動力特性主要與通道口的射流效應有關。

　　水東通道夏、冬兩季實測鹽度分别爲19~25和30~32，通道外側垂向鹽度差一般在1左右，故可視爲均質水體。據研究［4］，對均質水體來説，水流結構取决於慣性力和粘滯力之比，

　　，h0和b0分别爲口門深度和寬度，γ是運動粘滯係數。據Pearce（1966）研究［5］，R>3 000時爲完全湍流噴射。水東通道噴射口在中潮位時的平均水深爲10.2 7m，斷面寬425m，平均流速1.04m/s，將這些數據代入（1）式知噴射口的R值爲4.86×107，此值遠大於3 000，故落急時水東通道外泄水流爲完全湍流噴射擴散。參照有關方法［6］計算繪製的水東通道外泄湍流擴散的概化模式見圖3。據此模式對射流區22站（Ⅰ區）和21站（Ⅱ區）計算得出的流速值及實測值列於表1。從表看出，計算值與實測值接近，説明完全湍流噴射模式［4］適合於本港通道的擴散水流。噴射流擴散分兩區：鄰近口門的潮道區主要爲軸向噴射（I區）；攔門沙區水深小，阻力大，主要爲平面噴射（Ⅱ區）。這種動力狀况基本與地形相符，如Ⅰ區計算得出的長度Xe爲1 945m，恰好屬潮道深槽區（水深>5m）範圍，深槽兩側發育沙咀或稱“潮道邊緣淺灘”，沙咀尖端不超出I區，即I、Ⅱ區交界處爲沙咀向海延伸的極限點，此處擴散寬度（be）爲1247m；第Ⅱ區由於水流平面擴散，挾沙能力降低，有利於泥沙沉積，促進攔門淺灘擴大。攔門沙頂位於口外3 020m，計算此處横向擴散寬度爲3 493m。

　　（2）噴射流兩側屬補償流影響區，爲漲潮優勢： 在通道外側，當以潮道爲中心的噴射流發展時，其兩側存在補償流。初漲時，漲潮流主要經由兩側淺灘貼岸進入通道，此時深槽仍爲落潮流。由圖2看出，潮道兩側淺灘區的3、4站的漲潮時間較深槽的2站提早1~2h，這與射流中心的2站爲落潮優勢呈鮮明對照。

　　（3）射流末端即攔門沙區存在“岬角效應”：  波浪動力從相反的方向起着抑制湍流噴射的作用。落潮中潮位後，通道噴射流泄入海中起着“岬角”作用，外海波浪傳播至此將産生“岬角效應”［4］：入射波波能在射流末端輻聚，其兩側波浪折射輻散。實際上，整個落潮三角洲堆積體向SE方向突伸於海中，本身就起着岬角作用，因此即使在射流很弱或不存在的情况下，落潮三角洲前端即攔門沙淺灘區也是波能輻聚，而其兩側波能輻散。射流末端（Ⅱ區）由於動量减弱，平面擴散圖形易受波能作用而變形。本岸段常浪向爲ESE和SE，所以總的來看，攔門沙地區落潮流的擴散方向右偏，此區測站實測餘流方向偏西即是證明。

　　3.2 泥沙運動

　　落潮三角洲區域的泥沙運動受波浪和潮流的共同作用。波浪作用主要沿岸搬運泥沙（漂沙），搬運的物質主要是細砂。潮流作用主要沿潮道搬運泥沙，本港因無大河注入，潮流挾帶的懸浮泥沙很少，潮道中的泥沙運動以底砂運移爲主。潮道中的底質有細砂和粗砂，但現通道内側和上游河流均無這種泥沙來源。從根本上來説，潮道中的細砂物質是沿岸漂沙落入形成，它們雖可再次被落潮流起動後向攔門沙轉運，但從性質和來源來説可將之一並作爲沿岸輸沙來處理。而潮道底部少量的中粗砂屬殘留砂性質。以下具體分析落潮三角洲不同區段泥沙運動的特點。

　　（1） 通道東側： 在常波向浪作用下，通道東側沿岸泥沙主要向西搬運。因波浪在通道東側沙壩的堤頭繞射折射，部分沿岸運移的泥沙向陸推移進入灣口，在通道口東邊貼岸形成漲潮沙咀；而落潮時，通道東側沿岸漂沙可在落潮流的牽引下向海搬運，於潮道東側堆積形成東沙咀。東沙咀前端近乎與常波向垂直，該處泥沙主要作横向搬運，部分泥沙可推移落入潮道中。由於潮道延伸方向（SSE）與岸綫走向（E—W）呈鋭角相交，不利於通道東側沿岸漂沙直接經外壩（即東沙咀）推移轉運至攔門沙。

　　（2）通遭西側： 通道西側淺灘區，ESE常波向浪在此發生繞射折射，沿岸泥沙主要自西向東形成“反向沙咀”。由圖4A看出，通道西側貼岸有兩條自西向東伸延的沙咀，其前端向北彎轉指向通道口，它們主要是中潮位以上時刻的沿岸泥沙搬運形成，可稱爲“高位反向沙咀”。另有一沿潮道方向向海延伸的“低位反向沙咀”（即西沙咀），它是中潮位以下時刻繞射折射的波浪與落潮流共同作用形成，前已指出，西沙咀的向海發展以射流I區和Ⅱ區的交界處爲限。

　　（3）攔門沙地區：Bruun和Gerritsen（1960）提出通道外側沿岸泥沙轉移有兩種方式［7、8］，即潮流轉運（tidal flow bypassing）和外壩轉運（bar bypassing），其判别指標r=M/Qmax（M爲沿岸輸沙量，Qmax爲通道最大流量），當10<r<20時，以潮流轉運爲主；r=200~300時，以外壩轉運爲主。水東潮汐通道的r值爲83.3，屬混合轉運，但明顯偏於潮流轉運優勢。這就是説，水東通道外側，不論從東向西（這是主要的）或是從西向東進入通道的沿岸輸沙，主要通過落潮噴射流（I區）搬運轉移到攔門沙。至噴射流Ⅱ區即攔門沙地區後，潮流運來的泥沙才逐漸改爲外壩轉運。本區常波向爲ESE及SE，所以攔門沙泥沙外壩轉運方向主要向西。因攔門沙具有“岬角效應”，此處波能輻聚，泥沙横向搬運，攔門沙頂形成若干水深僅0.5m的、呈E—W走向並向陸凹入的新月形淺灘（圖4A）。這種新月形淺灘即所謂“冲流壩”（swash bars），它是外壩泥沙向下波側轉運並横向向陸運動的産物［9］。

　　4　攔門沙成因及落潮三角洲近期冲淤動態

　　4.1 攔門沙的物質組成及形成演變  

　　①攔門沙的核心爲基岩風化殻。基岩風化殻上依附發育了一套較緊實的灰黑色粘土和砂質粘土，此爲古壩後潟湖沉積，14C測出其年齡爲距今17000至6800年，它們共同搆成明顯的隆突體横欄於通道口外。②隆突體之上，覆蓋着一套中粗砂、細砂和砂質淤泥等鬆散沉積，厚3~5m，此爲古攔門沙沉積體——古通道冲出物。其中覆於隆突體外坡的砂質淤泥14C年齡爲距今5 020 ± 130年，覆於隆突體内坡的中粗砂内的貝殻14C年齡爲距今4 156±65年。這套沉積物在垂向層序上粒度自下往上從細變粗，在水平方向上則從陸向海由粗變細，表示它們是一套海退前展型沉積，因而可判斷是隆突體阻滯古通道水流，使古通道向海搬運的泥沙從細到粗依次沉積形成的。③若干鑽孔中的表層沉積可見薄薄的細砂覆蓋層，厚度一般不足1m，此即攔門沙上的現代沿岸漂沙沉積。④攔門沙前緣斜坡的坡面（即地形面）與攔門沙物質的沉積面呈不整合關係斜交接觸，説明攔門沙前緣存在冲刷面，反映攔門沙現在在侵蝕後退。據上得出結論：水東港攔門沙的形成在很大程度上與歷史沉積過程有關，而不僅僅是沿岸漂沙淤積所致，攔門沙在全新世中期曾淤積前展，但現今在侵蝕退縮。

　　4.2近期攔門沙與落潮三角洲冲淤動態

　　曾收集1967年和1978年水深、地形測量資料進行對比，算出落潮三角洲區域11年間共淤積泥沙200×104m3，平均每年淤積泥沙18.2×104m3。（表2）。從表2看出，通道口、潮道、西沙咀、西淺灘和攔門沙頂部淤積較明顯，而落潮三角洲前緣斜坡及東沙咀却呈現爲冲刷。這體現了沿岸泥沙總體從東向西搬運的特點。潮道淤積與落潮三角洲向陸退縮（通過前緣斜坡和東沙咀的侵蝕表現出來），反映了近十多年來通道外側潮汐動力减弱和波浪動力相對增强的變化。但沿岸供沙不足，爲了滿足一定的輸沙能力以達平衡，落潮三角洲只得通過自身（東沙咀和攔門沙前緣斜坡）的侵蝕來補充部分泥沙來源。

　　5　討論與結論

　　水東潮汐通道和落潮三角洲研究的主要目的是要回答：建港位置即通道口的穩定性能如何和攔門沙有無開挖的可能性。下面試對這兩個問題進行討論。

　　5.1 通道穩定性問題

　　通道是否穩定，主要看其平面位置是穩定抑或頻繁擺動，通道斷面的幾何形態是穩定抑或極易驟冲或驟淤。

　　（1）從通道兩側堆積體的性質和地貌標誌來看：據Hubbard等（1979）［9］研究，波能和潮汐能的相對重要性控制着通道口向陸或向海一側砂體的分佈，波浪作用爲主型的通道，沿岸漂沙主要通過通道口進入潟湖，在口内形成漲潮三角洲，通道斷面寬深比大且爲多汊道；潮汐作用爲主型通道，沿岸漂沙主要在口外形成落潮三角洲，口外潮道兩旁發育邊緣淺灘，通道斷面窄深和穩定；而過渡型通道界於上述兩者之間，其砂體堆積在口子上，淺灘寬度大，航道淺而多變。因此就通道穩定性來説，波浪型最劣，過渡型較差，潮汐型較好。水東潮汐通道就其潮汐與波浪條件以及通道側翼砂體堆積的部位來看，顯然爲潮汐作用爲主型，故本通道穩定性是較好的。

　　（2）從潮汐能和波能相對重要性的數量分析來看：通道穩定性取决於潮差、納潮面積與形狀、海底泥沙特性、運動泥沙的沿岸能量、外海進入的波能與泥沙源地等多種因素，這些因素可概括於兩個因素中，即代表潮汐能的大潮納潮量Q（或P）和代表波能强度的沿岸泥沙運動總量M，前者有利於通道保持暢通，後者易使通道趨於封閉［8］。Bruun等認爲［11］，若P/M>200，通道是穩定的。因納潮量與流量（Q）和通道斷面面積（A）有良好相關關係，故Q/M或A/M亦可作爲判斷通道穩定性的參數。按水東通道大潮納潮量（P）、大潮流量（Q）、通道斷面面積（A）以及沿岸輸沙總量M等參數求得的該通道的穩定數據及標準判據列於表3。由表看出，水東通道的穩定性是良好的。

　　式中T爲潮週期， a0爲口外潮振幅，Ac爲通道咽喉斷面面積，AB爲潟湖面積，g爲重力加速度，F是能量損失總和。Oliveria（1970）證明［13］，通道穩定狀態下K>0.8，不穩定時K<0.64。按（2）式計算的水東通道的K值是1.41，可見本通道處於穩定狀態。

　　當然，任何穩定的概念都是相對的。由於目前本區沙壩海岸在侵蝕後退，通道位置亦在向陸退縮，通道兩側由沿岸輸沙形成的漲潮沙咀還乘機沿岸邊推移侵入到通道中來［1］，加之自1958年以來盲目圍墾灣内泥坪使海灣納潮量减少了   20％，潮汐動力較前削弱，這些都是使通道向不良方向發展的非穩定性因素，值得引起足够的重視。

　　5.2攔門沙開挖可能性問題

　　5.2.1.攔門沙“穩定性”問題

　　近年來，若干成果在討論華南一些港口攔門沙開挖可能性問題時，常常使用攔門沙“穩定”、“穩定性較差”或“不穩定”的概念。其“穩定性”判據仍套用通道穩定性的判據指標，即P/M、Q/M和Qmax/M，或增加一個指標τmax/M（τmax爲最大底應力）。這樣，一個明顯的問題出現了：不論攔門沙的斷面形態和平面位置是多麽地穩定，由於經由其上的納潮量P、流量Q和底應力τmax總是小於或大大地小於通道的P、Q、τ值，在不變换分母M的情况下僅變换分子P、Q、τ值，所得的“判據”總是要較通道的相應判據小或小得多，結果攔門沙只能是所謂的“穩定性較差”或“不穩定”。我們認爲，這樣的討論方法是值得商榷的。這是因爲，通道峽口（gorge）與攔門沙入口（entrance）“總的來看是兩個不同的問題”，它們的“條件顯然不能等同，這是許多試圖解釋通道穩定性而産生的基本誤解”［14］。具體地講，除了攔門沙的P、Q、τ值較通道的P、Q、τ值小之外，沿岸輸沙也未必全部進入攔門沙，何况攔門沙的形成並非僅僅與P、M值有關，有時還受其他因素的重要影響。因此采用通道穩定性判指據標論证攔門沙的“穩定性”及其開挖的可能性，不符合實際情况，也難達到良好的應用效果。

　　5.2.2水東港攔門沙開挖可能性問題

　　我們認爲，水東港攔門沙開挖成功的可能性是存在的。主要理論依據是：水東港攔門沙的形成，並不完全取决於現代沿岸漂沙的沉積，攔門沙的主要物質由歷史沉積作用和過程産生，挖除這些物質，去其梗塞後再難得到同樣物質的補充，攔門沙開挖有可能取得成效。以下作一些論证。

　　Bruun等（1978）認爲［11］，納潮量P與沿岸輸沙量M的比率是確定口外攔門沙在平均潮位以下深度的非常主要的參數。他們得到的統計規律是：P/M≤60，攔門沙深1~3m；100≤P/M≤150，攔門沙深3~6m；P/M≥150，攔門沙深5~9m。華南一些港口攔門沙的深度與P/M的關系列於表4。

　　由表看出，神泉、甲子、汕尾和新村等港的P/M值與攔門沙深度的關係，基本與Bruun的統計規律相符；而水東、汕頭和防城三港的攔門沙高程，則偏於淤淺或大大淺於應該具有的指標值（5~9m）。這究竟是爲什麽?我們分析認爲，這主要是由於後三個港口攔門沙的形成並不只與納潮量P和現代沿岸輸沙量M所代表的因素有關。如水東港攔門沙即主要屬歷史沉積過程之産物，其情况已如上述；防城港攔門沙的物質亦主要是古河口沉積物［15、16］，而不是現代沿岸漂沙；汕頭港攔門沙現代沿岸漂沙的沉積僅限於表層lm，其主要基礎也是古海岸沙壩［17］或古通道冲出物［18］。三港之攔門沙既與歷史沉積過程有關又受現代沿岸泥沙輸移的影響，其發育自然要較單純只受現代沿岸漂沙影響的攔門沙更淤淺。由此可以反推：如果水東、防城等港攔門沙不存在古沉積物（例如挖除），在各自現有潮汐動力和沿岸輸沙條件下，它們的攔門沙高程是否會應低於現在的水平?結論應該是肯定的。防城港攔門沙開挖的成功即證明瞭這點。汕頭港攔門沙“試挖”之不成功，除了與該港波能較强和沿岸輸沙量較大有關外，另一個重要原因是太過於淺挖，即只浚深1m，根本未能觸及古沉積物。所以從水東港攔門沙特性及華南有關港口攔門沙開挖的經驗教訓來看，水東港攔門沙只要采取深挖措施，挖除一部分古沉積物，而且開挖方向較合理，是有可能取得成效的。

　　以上主要是從攔門沙成因上探討水東港攔門沙開挖的可能性。實際回淤分析計算亦證明，本港攔門沙航道開挖浚深後回淤量不大和較易維持，有關情况擬另文介紹，存此不予贅述。

　　

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　　原載:《海洋工程》,1990,8（2）:78-88;China Ocean Engeering,1991,5（1）:85~98.合作者:應秩甫,楊干然,田向平.）