内孤立波作用下南海北部陆坡沙波形成过程实验模拟❋

余 乐， 郭秀军,2❋❋， 田壮才， 贾永刚,2

(1.中国海洋大学环境科学与工程学院，山东 青岛 266100； 2. 山东省海洋环境地质工程重点实验室，中国海洋大学 山东 青岛 266100)

内孤立波作用下南海北部陆坡沙波形成过程实验模拟❋

余 乐1， 郭秀军1,2❋❋， 田壮才1， 贾永刚1,2

(1.中国海洋大学环境科学与工程学院，山东 青岛 266100； 2. 山东省海洋环境地质工程重点实验室，中国海洋大学 山东 青岛 266100)

为探究内孤立波作用下陆坡坡面沙波形成机制，在室验水槽内模拟恒定振幅下凹型内孤立波对砂质粉砂、黏土质粉砂、细砂三种沉积物坡面连续作用过程，利用超声地形自动测量分析系统(TTMS)、电阻率探针、温盐深仪(RBR·CTD)分别监测内孤立波作用前后土坡高程变化，作用过程水土界面实时变化及悬浮物浓度时空变化，基于测试结果分析沉积物悬浮、运移及沉积过程特征。研究表明，沙波形成过程中不同类型沉积物悬浮-运移方式不一致，在恒定振幅内孤立波作用下，砂质粉砂发生悬浮向坡顶运移，其中较大的颗粒在坡顶发生沉积，较小颗粒沿坡面运移到坡底；黏土质粉砂发生悬浮后同时向坡顶和坡中运移，在坡顶和坡中位置形成雾状层沿等密度层水平扩散；砂质粉砂运移方式主要为推移质运动，黏土质粉砂主要为悬移质运动。内孤立波形成的沙波体坡顶无尖刃，较为圆滑，两坡不对称，迎流面薄，背流面厚。

内孤立波；沙波；再悬浮；运移沉积；底形特征

南海北部海底沙波分布广泛，并普遍发育有各种类型的沙波、沙垄和沙丘等沙体地貌，总体呈 NE 或 NEE 向条带分布，仅在113°E～117° E 之间的大陆坡折处，沙波覆盖面积就达7 200 km2[1-2](见图1)。沙波分布区油气资源十分丰富，沙波的移动会对海上钻井平台、海底输油管道、海底电缆等人工设施造成危害，严重情况下可导致管道断裂、平台垮塌，进一步造成溢油事故等重大灾害，给人们带来巨大经济损失，威胁海洋环境[3-4]。因而沙波形成与迁移受到了广泛的关注。

海底沙波可分为残留沙波和现代沙波，冯文科等分析了南海北部沙波形成环境和时代，认为海底沙波是末次冰盛期低海面时期形成的残留沉积[1-2]。王尚毅和李大鸣提出了南海北部沙波的准共振界面波形成理论，认为现代底流条件能够起动泥沙，南海北部陆架区的海底沙波为现代形成[5]。大多数学者认为海底沉积物为残留沉积物，在现代动力下可以形成沙波，但对沙波形成的主控因素存在争议。栾锡武等通过研究海底沙波和现今的海底底流体系的关系，认为沙波是在现今底流体系条件下形成的[3]。吴建政等则认为南海北部陆架沙波由现代潮流与风暴共同作用形成[6]。王文介分析了各沙脊和沙波区的潮流动力环境和地貌沉积特征，认为两者的形成是潮流动力对海底砂砾物质作用的结果[7]。夏华永等通过在南海北部外陆架与陆坡的沙波区进行了海底流速连续观测，发现底部强流方向特征与南海北部内波传播方向特征一致，认为底层强流是内波活动所致，沙波形成与移动的原因主要是内波作用和潮流-风暴潮耦合作用，前者为主要机制[8-9]。张兴阳等在国内外研究基础上总结了内孤立波对深水沉积物波形成与迁移的作用，认为界面内孤立波波动面(密跃面)接近海底时,可形成与内孤立波传播相反方向的单向优势流动。在此流动的持续作用下,形成与内孤立波规模相当的非对称沉积物波[10]。内孤立波在向岸过程中与海底斜坡发生激烈的相互作用，产生底部强流，对海底泥沙产生强烈扰动，从而在该区形成沙波并造成沙波迁移[11-12]。张晶晶等根据陆坡底质的沉积形态和动态特征，结合区域水动力环境论证了内波塑造特大型沙波的合理性[13]。目前对于沙波形成的研究主要局限于通过砂质底形的沉积形态和动态特征，结合区域水动力环境研讨了它们的沉积动力机理，尚缺乏沙波形成过程系统的研究。为了全面认识内孤立波作用下沙波形成过程,有必要开展室内物理模拟研究。

(据文献[1]修改。Modified from reference[1])图1 南海北部陆坡沙波分布Fig.1 Distributions of sand ripples on northeastern continental shelf of South China Sea

笔者在前人研究基础上，以南海北部陆坡沉积物及内孤立波特点为背景，以实地采集资料为基础，结合室内水槽实验模拟结果，分析了恒定振幅(10 cm)下凹型内孤立波作用下细砂、砂质粉砂、黏土质粉砂三种沉积物土坡形成沙波的过程。研究结果对于量化研究内孤立波改造海底地形地貌作用具有参考价值。

1 水槽实验

1.1 实验材料与装置

实验在山东省海洋环境地质工程重点实验室的实验水槽内进行。水槽长14 m，宽0.5 m，高0.7 m，分为内波生成区、传播区、波土作用区和消波区。内波生成区在水槽右侧2 m范围内，基于重力塌陷式造波原理[14]，采用抽板法产生下凹形内孤立波。生成的内波经传播区到达波土作用区，该位置设置斜坡模拟南海北部陆坡的陡坡地形；水槽最左侧2 m范围为消波区，设置三角楔形装置，防止产生回波进行干扰。分层水的制取采用传统的双缸法，实验中总水深为0.5 m，淡水层与盐水层深度分别为0.1 m，0.4 m，盐水密度为1 025 kg/m3，淡水密度为998 kg/m3，该分布近似于海洋中的密度跃层结构。整个结构如图2所示。

图2 波浪水槽示意图Fig.2 Sketch of the wave flume

按照南海北部陆坡区沉积物的级配曲线[15]，使用高岭土、粉土、细砂和中粗砂人工配置黏土质粉砂、砂质粉砂和细砂三种典型沉积物，具体组分如图3所示。

1.2 测量技术

坡面高程测量采用超声地形自动测量分析系统(TTMS)。实验时将其放置于斜坡的正上方，利用测车携载超声测量组件在测桥上沿模型断面移动，测量土坡坡面垂直高程；同时，固定于测桥一端的激光测距组件测量测车的水平位置。系统测量精度为1 mm，在测量斜坡高程之前进行垂向和横向标定。

内孤立波形态特征采用高速图像采集系统(CCD)观测。

水体中悬浮物浓度采用图2所示的T1、T2、T3位置浊度探头测量。其中，T2浊度探头位于内孤立波理论完全破碎的位置[16](后面简称为破波位置), T1、T3探头分别在破波点上游和下游位置，相邻探头之间水平间距为0.31 m。浊度数据每3 s采集一次，温盐深浊度仪RBR·CTD记录的浊度(UTN)与悬浮沉积物浓度(SSC)的对应关系采用Zhang[17]的公式进行转换，误差约为百分之一。对实验得到的沉积物初始浓度数据进行归一化处理。

图3 沉积物粒度分布曲线Fig.3 Sediment particle size distribution curve

SSC(mg/L)=0.96UTN。

(1)

内孤立波破碎位置水土界面变化使用自制电阻率探针测量。探针长15 cm，杆体由PVC管制成，探杆上安装30个点电极，相邻点电极间的距离为0.5 cm。测量时，将探针垂直插入破波位置土体中，其中10个点电极位于水体中，20个点电极在土体中。电阻率测量选用温纳装置，实验前进行一致性检验。

1.3 实验过程

将配置的不同类型土样均匀铺放在水槽底部形成土坡，土坡高度约0.2 m，在水槽侧壁贴好对应高度和长度的尺子来调整坡度为9.1°。造波开始前缓慢向水槽注入用海水晶配置的盐度为35的标准海水，使试验段水面达到设定深度0.4 m，之后注入染色的厚度为0.1 m的上层水。沿每种类型沉积物坡面完成3组室内实验。在每组实验波浪作用停止后，更换土样开始下一组实验。每组实验中内孤立波振幅保持10 cm不变，内孤立波持续作用于海底沉积物上。具体实验参数如表1所示。

表1 室内实验参数设置

Note：ρ1为上层水密度Opper layer water density;ρ2为下层水密度Lower water density;h1为上层水深Upper layer thickness;h为总水深Total depth;a为振幅，Wave amplitude;d50为沉积物中值粒径Median particle size of sediment.

2 实验结果分析

2.1 坡面形态变化特征

利用实验前后超声地形自动测量分析系统采集的坡面高程数据，绘制坡面高程对比图，如图4所示。图4显示细砂土坡在7次内孤立波作用后，斜坡坡底高程最大增加36.9%，破波位置高程最大降低2.8%，破波位置上方高程最大增加7.7%。砂质粉砂土坡在7次内孤立波作用后，斜坡坡底高程最大增加42.0%；破波位置高程最大降低4.8%；破波位置上方高程增加了2.5%。砂质粉砂坡面高程变化趋势与细砂一致，土坡破波位置高程降低，坡底及坡顶的高程增加，坡面底部高程增加的量比顶部增加的量更大，坡面中部高程无明显变化，破波位置高程明显降低，且在坡底形成了明显的沙波底形。

2.2 悬浮物浓度时空变化特征

根据实验过程中RBR·CTD实时记录的坡面不同位置水体浊度变化，绘制单个内孤立波作用下砂质粉砂和细砂悬浮泥沙浓度变化时序图，如图5所示。

图5显示在1～3 min时段，设置在破波位置的T2探头首先记录到水体中悬浮物浓度出现峰值，随后坡顶位置的T1探头、破波位置的T2探头、坡中位置的T3探头依次出现峰值。这说明内孤立波破碎传播过程，不同位置悬浮物浓度变化存在明显的时空特征，悬浮物浓度峰值按照破波点-坡顶-破波点-坡中的次序依次出现。

(a实验照片 a Experimental pictures after internal solitary wave action；b 砂质粉砂 b Sandy silt；c 细砂 c Fine sand)

图4 坡面高程变化图

Fig.4 Slope elevation map

对比砂质粉砂和细砂两种坡面沉积物悬浮过程可以看到，两者具有相同的悬浮时序特征，不过砂质粉砂悬浮周期更长。

2.3 破波位置水土界面变化特征

由于实验水体电阻率在0.15 Ω·m左右，土体电阻率在0.35～0.5 Ω·m之间，两者电性差异明显。前期研究表明在电阻率探针实测电阻率曲线上，界面位置附近视电阻率测量值发生跳跃性变化，表现为“之”字型异常。当界面交于电极杆不同位置时，异常点极大值位置也相应变化，可分辨的距离变化尺度为半个极距( 0.5 cm)[18]。根据这一判定标准，利用电阻率探针实测电阻率曲线确定内孤立波作用过程细砂坡面位置变化如图6所示。

图6中黑色虚线表示内孤立波破碎位置水土界面的高程变化，从整体趋势来看，内孤立波连续作用过程中坡面高程持续下降，内孤立波作用过后坡面高程会上升。内孤立波作用前后界面位置高程降低了2 cm左右。内孤立波第一次作用使得破波点坡面高程明显下降，下降了2 cm；之后高程下降变缓，以0.6 cm/次的速度下降，坡面高程下降程度与作用次数呈线性相关。

3 问题讨论

3.1 沉积物悬浮-运移-沉积方式

根据沉积物坡面形态变化特征、水体中悬浮物浓度时空变化特征，结合海水搬运理论可分析内孤立波作用下不同类型坡面沉积物悬浮-运移-沉积方式。

(1) 砂质粉砂悬浮-运移-沉积方式

如图7所示，在内孤立波作用下破波点位置砂质粉砂发生悬浮后，悬浮物浓度迅速升高后又迅速降低到基准值，持续时间仅为1 min左右。这是因为在内孤立波作用下砂质粉砂悬浮至上层水流后，较大颗粒会很快原位沉积到坡面上，同时较细颗粒会被水流向坡顶方向搬运(见图7a)，大约1.5 min后到达坡顶(见图7b)，此时该位置悬浮物浓度出现峰值。坡顶悬浮物在沉积的同时会立刻向坡脚方向输运(见图7c)，导致在1 min内破波位置和坡中位置依次出现悬浮物浓度峰值，最后不同位置悬浮物经过快速沉积后，其浓度值恢复到基准值。整个沉积物悬浮-运移-沉积过程表现出快速悬浮、快速沉积的特点。悬浮物源起破波点位置后运移到坡顶，而后又快速输运到坡脚的过程特征明显。从悬浮-运移-沉积过程特征可推断整个过程中沉积物运移方式主要为推移质运动。

(T1为坡顶位置 T1 at the top of the slope；T2破波位置 T2 in the broken wave position；T3为坡中位置 T3 at the middle of the slope)图5 悬浮物浓度时间变化图Fig.5 The graph of variation in suspended sediment concentration

图6 砂质粉砂破波位置水土界面变化图Fig.6 Soil and water interface changes of sandy silt in breaking wave position

图7 砂质粉砂悬浮物浓度变化图及对应沉积物悬浮-运移-沉积方式示意图Fig.7 Variation in suspended sediment concentration and corresponding sediment suspension-transport-deposition mode of sandy silt

(2)黏土质粉砂悬浮-运移-沉积方式

黏土质粉砂悬浮-运移-沉积方式和砂质粉砂不同。如图8所示，黏土质粉砂在破波点发生悬浮后悬浮浓度迅速增加，达到峰值后浓度降低过程缓慢，高浓度持续时间长，悬浮物浓度是砂质粉砂的10～40倍，在实验过程当中还可以观察到坡中会形成沉积物的雾状层。这是因为黏土质粉砂在内孤立波作用下主要为悬移质运动，颗粒较小的黏土质粉砂跃离床面进入主流区，悬浮在水中，随水流运动，水流进一步加强，转化成悬移质的颗粒越来越多，达到一定强度后，床面的颗粒出现成层的运动形成雾状层。根据其不同位置悬浮物浓度峰值出现顺序可以发现，黏土质粉砂在内孤立波作用下破波点位置首先发生悬浮，高程降低(见图8a)，然后同时向坡顶和坡中发生运移(见图8b)，二者浓度峰值时间不一样是由于内孤立波上层流流速比底部流速小，之后悬浮物在坡顶和坡中形成雾状层沿等密度层水平扩散(见图8c)。研究结果表明黏土质粉砂运移过程与已有研究理论[19-22]一致。

图8 黏土质粉砂悬浮物浓度变化图及对应沉积物悬浮-运移-沉积过程示意图Fig.8 Variation in suspended sediment concentration and corresponding sediment suspension-transport-deposition mode of clay powder

沉积物悬浮-运移-沉积会导致土坡破波位置水土界面的降低，破波位置界面持续性变化表明沉积物在内孤立波连续作用下的悬浮-运移-沉积具有阶段性，此外内孤立波作用过后破波位置高程的上升，这是由于水体中的悬浮物在内孤立波作用后发生了沉积。图4观测到的沙波是内孤立波作用下沉积物阶段性悬浮-运移-沉积的结果。

3.2 沙波形态特征

沙波形态与已赋存地形地貌、可供泥沙量、沉积物特征参数、水流条件等因素有复杂密切的相互关系，海底沙波的形态特征能够反映海底动力特征、底质特征以及本身的活动性[23]。为研究坡底的沙波形态及几何特征绘制表2，沉积物波位置如图2所示，试验过程中形成的沙波单个沙波不对称指数1.07～1.11，向坡顶倾斜面的最大倾角1°～7°，向坡脚倾斜侧面的最大倾角2°～10°，沙波指数16～55。内孤立波形成沙波的波脊线延伸基本平行陆坡等深线，坡顶无尖刃，较为圆滑。大部分沙波两坡不对称，向陆倾角明显大于向海倾角，缓坡向海，陡坡向陆。沙波体的迎流面薄，背流面厚；沙波指数沿斜坡逐渐增大，不对称指数越来越接近1，沙波的活动性越来越弱，从沙波的尺度和形态分析沙波有向下运移的趋势，属于浅水沙波[11]。浅水沙波在内孤立波产生的底流作用下，强烈的剪切力将迎流侧泥沙带向波脊顶，过脊顶受重力作用而不断崩落于背流侧，导致背流侧不断增厚而迎流侧不断受侵蚀，最终沙波个体以推移的方式不断沿底流的流动方向迁移，在坡底形成系列沙波地貌。

表2 沙波的形态特征

注：α和β分别是向陆地和海倾斜侧面的最大倾角。The maximum incliation to the land side; The maximum incliation to the sea.

4 结论

(1)内孤立波持续作用下坡面沉积物的阶段性悬浮-运移-沉积会形成浅水沙波，沙波体坡顶无尖刃，较为圆滑，两坡不对称，迎流面薄，背流面厚。

(2)沙波形成过程中砂质粉砂与黏土质粉砂悬浮-运移-沉积的方式不一致，在恒定振幅内孤立波连续作用下，砂质粉砂在内孤立波作用下发生悬浮向坡顶发生运移，其中较大的颗粒受重力作用在坡顶部发生沉积，较小颗粒在底流作用下会沿海床面向下运移；黏土质粉砂在内孤立波作用下同时向坡顶和坡中发生运移，在坡顶和坡中形成雾状层沿等密度层水平扩散；砂质粉砂其运移方式主要为推移质运动，黏土质粉砂主要为悬移质运动。

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Abstract: In order to investigate the formation process of sand wave under the action of internal solitary waves, the three kinds sediment slope including sandy silt, clayey silt and fine sand was simulated by the indoor flume experiment beneath by the concave internal solitary wave. TTMS is used to monitor the changes of sediment slope before and after the solitary wave. Using the resistivity probe to monitor the change of soil-water interface, the temporal and spatial changes of suspended matter concentration in water were monitored by RBR·CTD. Basing on test results analyzed process characteristics of sediment suspension, migration and deposition. The results show that different types of sediments Suspension-migration methods are inconsistent in the sand wave formation process. sandy silt and fine sand transport to the top of the slope. The larger particles are deposited on the top of the slope, and the smaller particles are transported along the slope to the bottom of the slope beneath Internal Solitary Waves; The clayey silt is transported to the top of the slope and the slope, forming nepheloid layers along the equal density layer to the horizontal diffusion in the sea. The top of the sand body is smooth and two slope is asymmetry that the flow facing surface of sand body is thin, the dorsal stream surface is thick. Transportation of Fine sand and sandy silt is mainly for bed load movement, while clayey silt is mainly for suspended sediment movement

Key words: internal solitary waves; sand waves; resuspension; transportation and sedimentation; bottom characteristics

责任编辑 徐 环

Experimental Research on Formation Process of Sand Waves Induced by Internal Solitary Waves in Northern South China Sea shelf

YU Le1, GUO Xiu-Jun1, 2, TIAN Zhuang-Cai1, JIA Yong-Gang1, 2

(1.College of Environmental Science and Engineering，Ocean University of China, Qingdao 266100，China; 2.Shandong Provincial Key Laboratory of Marine Environment and Geological Engineering, Ocean University of China, Qingdao 266100，China)

P733

A

1672-5174(2017)10-113-08

10.16441/j.cnki.hdxb.20160479

余乐， 郭秀军， 田壮才， 等. 内孤立波作用下南海北部陆坡沙波形成过程实验模拟[J]. 中国海洋大学学报(自然科学版), 2017, 47(10): 113-120.

YU Le, GUO Xiu-Jun, TIAN Zhuang-Cai, et al. Experimental research on formation process of sand waves induced by internal solitary waves in Northern South China Sea shelf[J]. Periodical of Ocean University of China, 2017, 47(10): 113-120.

国家自然科学基金重大科研仪器研制项目(41427803)资助 Supported by the National Natural Science Foundation of China for Development Project of Major Scientific Research Instrument (41427803)

2017-05-20；

2017-07-16

余 乐(1994-)，男，硕士生，主要从事于海洋环境岩土方面的研究工作。E-mail：yuleouc@163.com

❋❋ 通讯作者：E-mail：guojunqd@ouc.edu.cn