绿色海堤的沉积地貌与生态系统动力学原理: 研究综述*

高抒, 贾建军, 于谦

1. 海岸与海岛开发教育部重点实验室, 南京大学地理与海洋科学学院, 江苏 南京 210023;

2. 华东师范大学河口海岸学国家重点实验室, 上海 200241

绿色海堤(或称生态海堤)是传统结构工程与生态系统共同组合而成的新型海堤(Temmerman et al, 2013; 张华 等, 2015; Morris et al, 2018)。气候变化研究表明, 本世纪海面上升、风暴加剧的趋势已经明朗化, 而传统海堤工程难以解决未来建设成本过高问题, 并且与生态保护有相当程度的冲突。绿色海堤的核心思想首先是利用生态系统消耗掉一部分风暴浪能量, 辅助硬质海堤挡水抗浪, 其次是减轻波浪损毁, 对硬质结构本身提供保护, 最后是促进生态修复, 提升海岸带生态系统服务功能(高抒, 2020)(图1)。

海堤的防护功能主要是针对低地海岸, 大多与泥质沉积物堆积而成的潮滩有关。德国-荷兰北海、英国沃什湾和我国江苏海岸是潮滩的典型研究区(Van Straaten et al, 1958; Evans, 1965; Gao, 2019), 再加上世界各地潮滩(包括典型潮滩与典型海滩之间的过渡类型)(Fan, 2012), 其沉积过程和地貌演化已有大量报道。海滩和基岩海岸虽然也有防护需求, 但在程度上不可比拟; 另一方面, 由于海堤形态和堤前侵蚀过程具有相似性, 因此关于波浪侵蚀、均 衡剖面、地貌演化(King, 1972; Sunamura, 1992; Komar, 1998)的研究结果对海堤设计极具参考价值。

海岸尤其是河流三角洲海岸, 其生态系统所依赖的空间大多是由潮滩所提供的, 而且潮滩本身也是生态系统的组成部分(Reise, 2001)。与绿色海堤相关的生态系统主要有盐沼、红树林、生物礁(珊瑚礁、牡蛎礁等)。盐沼主要分布在温带海岸, 是盐生草本植物为优势生物群落所构成的生态系统(Mitsch et al, 2000)。红树林生长于热带、亚热带及南温带, 可以在潮汐和波浪共同作用的区域生长, 以乔木、小乔木、灌木为主(林鹏, 2001; Woodroffe, 2002; Rajpar et al, 2014)。生物礁在热带以珊瑚礁为典型(Fagerstrom, 1987), 珊瑚生活在水体清澈、波浪作用为主的热带区域, 能够很好地抵抗波浪作用。在中纬度地区, 牡蛎礁最为常见(张玺 等, 1959; Wang et al, 1997), 贻贝和藤壶等也可形成小规模的礁体(朱爱意 等, 2006; 李润祥 等, 2014)。

本文将以低地海岸的绿色海堤为主题, 总结绿色海堤的环境动力学原理, 并提出未来需进一步研究的问题。阐述和分析的要点为: 1) 绿色海堤所面对的风暴增水、风暴大浪和岸线侵蚀问题(主要针对潮滩环境, 关于海滩的论述仅限于与海堤建设相关的内容); 2) 近岸水域和岸线附近沉积地貌的消浪作用; 3) 盐沼、红树林和生物礁的消浪作用; 4) 绿色海堤工程优化途径及所需研究的科学和技术问题。

1 风暴期间的海岸水动力特征

1.1 风暴潮与极端天气事件的联系

飓风、台风、冬季风暴等极端天气引发风暴潮, 并伴随着大浪(Wells, 2012)。风暴增水可以淹没低地, 尤其是在特大风暴潮和天文大潮叠加的情形之下, 而对于海堤安全而言风暴大浪是最大的威胁。

风暴潮使低地海岸水域和潮间带出现强流、大浪。正常天气下潮间带的水流是涨落潮水体运动造成的, 潮间带中下部的流速一般小于1m·s-1, 且涨潮流速大于落潮流速, 有利于砂质物质的向岸输运; 而上部泥滩的流速大多小于0.2m·s-1, 有利于细颗粒物质的落淤, 因此潮滩是一个淤积的环境(Gao, 2019)。但风暴潮发生时的情况就不同了, 水位的上升使进入潮间带的水量大幅度增加, 加上波浪的作用, 潮间带下部发生强烈冲刷, 而潮间带上部发生快速堆积(赵秧秧 等, 2015); 在建有海堤的地方, 潮间带上部被围垦, 缺失了原先自然状况下的高滩部分, 于是滩面发生整体冲刷。与此同时, 风暴发生时, 近海陆架区波浪浪高可达6～10m, 传播到近岸和潮间带仍有很大能量, 可造成海堤严重损毁(陈才俊, 1991)。

1.2 风暴增水及其控制因素

风暴潮发生是与低气压、风应力、地形因素和科氏力相联系的。欧洲北海1953 年1 月的风暴潮研究较为深入, 可作为典型案例来分析(Wells, 2012)。

海面上的气压如果下降 1mbar, 则海面上升1cm。强度较大的风暴潮事件, 伴随着几十个mbar的气压下降。欧洲北海1953 年风暴潮期间, 气压低于当地平均值42mbar, 由此造成的水位上升幅度为0.42m。然而, 该次风暴潮的实际风暴增水达到了3.2m, 可见低气压不是增水的主控因素。

风应力的作用要远大于低气压的作用。假定风应力的大小为τ, 风的方向为由海向陆, 把水体送往岸边, 使得岸边的水位上升; 而水位上升又造成水面向海倾斜, 使海水产生向海流动的趋势。当风应力和水面坡度力达成平衡的时候, 风应力与水面坡度之间的关系为:

式中: dη/dx为水面坡度(η为增水幅度,x为水平距离),τ为风应力,ρ为海水密度,g为重力加速度,h为水深。要注意的是, 风应力与风速的平方成正比, 所以当风力很大时, 风应力快速提升。欧洲北海1953年风暴潮期间, 风应力约为0.9N·m-2, 水面坡度约为2.2×10-6, 水深平均为40m, 风暴作用区域南北距离为600km。因此, 根据式(1), 北向风作用下北海南部水域的增水幅度为1.3m。这个数据仍然小于实际值, 其原因是式(1)没有考虑风应力和地形的共同作用。

对于狭长形海湾, 如果水深向湾顶逐渐变浅, 则式(1)应改写为:

式中:h0为x= 0 处(位于湾口,x的方向由湾口指向湾顶)的水深, tanα为海底床面的坡度。

在地形宽阔的海湾, 风暴潮运动受到地球自转(科氏力)的影响, 此时在北半球运动方向向右偏转, 正压条件下物理海洋学的控制方程中要包含科氏力因子:

式中:f为科氏力因子,u和v为流速的x和y方向分量(即东西和南北分量),τx和τy为风应力的x和y方向分量。从式(3)、(4)中可解出水面高程为时间和地点的函数, 当风暴作用时间足够长并达到均衡态, 此时的水位就代表风暴增水高度。

从欧洲北海的案例中获得的风暴潮增水计算方法, 需要考虑气压、风力、地形和科氏力等变量。地形因素的影响以孟加拉湾最为典型, 此处的风暴潮形成于印度洋, 在向北传输时遇到逐渐束窄的地形, 单位宽度上的水流能量聚集于越来越小的范围, 一部分动能转化为势能, 到了湾顶水位就会大幅提高。孟加拉湾历史上记录到的最大风暴增水超过7m, 也是全球风暴潮灾最剧烈的区域(Flierl et al, 1972)。

1.3 风暴潮伴随的大浪

风暴潮发生时, 往往伴随着大浪。在天然海岸环境中, 风暴浪的爬高可达8m 以上, 在海岸沙丘上出现的风暴沉积是波浪爬高带来的堆积体(Donnelly et al, 2006)。

波浪能量的耗散方式对海堤安全也有很大的影响。在天然海滩条件下, 波能的耗散主要有三种形式: 底床摩擦力、波浪破碎和沉积物输运。波浪从外海向岸传播, 沿程受到海底床面的阻力, 损耗部分能量, 其表现是沿着传播方向, 波浪的形态发生改变, 到近岸处波高增大、波长变短, 最终在岸边发生波浪破碎。此后波能全部转化为动能, 在海滩上表现为沿滩面上冲的水流, 破波水流提供了沉积物输运和海滩地形改变的能量。

对于基岩海岸, 波浪破碎将发生床面侵蚀, 使滩面高程降低, 侵蚀范围向岸进一步扩大, 形成海蚀穴和海蚀崖(Sunamura, 1992)。穴状形态一旦形成, 可引发更加严重的侵蚀: 快速上涌的波浪水流覆盖住海蚀穴的口门, 致使其内部的空气被压缩, 岩缝中空气压力可使岩块松动, 洞穴会进一步扩大。最终, 上部的岩层垮塌, 形成海蚀崖。

与海滩和基岩海岸类似的机制也可在海堤堤前起作用。如果海堤的基础不够深, 当堤前沉积物遭受冲刷、滩面充分降低时, 也会形成海蚀穴式地形。为了防止底部侵蚀, 海堤的基础要相当深。例如, 对于波周期为10s 的波浪, 海堤基础需要深达海面之下15.6m 处(Silvester et al, 1993)。此外, 海堤面上的任何薄弱部分都可能成为冲刷过程的开始, 波浪破碎释放的能量一旦造成局部的损毁, 接下来损毁会迅速加剧。

就波浪能量耗散而言, 平常天气和风暴天气下的状态很不相同, 风暴大浪的能量比平常大得多。波能密度(单位面积上的波浪总能量)与波高的平方成正比(Kamphuis, 2000):

式中:ED为波能密度,ρ为海水密度,g为重力加速度,H为波高。在外海, 如果平常天气的波高为1m, 台风时为8m, 那么波能就有64 倍的差异！风暴大浪破碎产生的上冲流和回流强度将大幅度提高, 在这样强大的水流面前, 海堤损毁或海堤基础侵蚀更易发生, 因此海堤本身也是需要保护的对象。

2 海岸侵蚀机制

2.1 海岸侵蚀的标志: 岸线动态

防治海岸侵蚀是海堤的功能之一, 同时海岸侵蚀也影响海堤自身的安全。因此, 了解海岸侵蚀机制, 对于绿色海堤建设是至关重要的。

海岸侵蚀的发生是由于沉积物的亏损。当一块海岸区域的沉积物总量减少而使平均地面高程下降时, 称之为“侵蚀”, 反之则称之为“堆积”。侵蚀强度是由高程下降的速率来刻画的, 通常用负值表示侵蚀速率, 而堆积强度则用正值表示。

有些情形下海岸侵蚀或淤积可从地貌形态特征上看出, 但并非都是那么易于判断。首先要确定近岸水域中海岸带的范围, 该范围是指受到陆海相互作用影响较大的区域。海岸带范围其实很难确定, 因此在操作层面上, 人们往往根据实用的目的来划分海岸带(Haslett, 2000)。例如, 为了海岸带管理的目标, 将海岸带定义为波浪、潮汐等海洋动力能够作用到的上界与波浪基面(波浪能够扰动沉积物的最大水深处)之间的区域。在上个世纪进行的我国海岸带与海涂资源综合调查中, 曾把海岸带范围定为岸线向陆10km、向海至水深15m 之间的区域(任美锷, 1986)。可见, 海岸带没有统一、绝对的定义, 这对于侵蚀或堆积状况的判定也带来了不确定性。

侵蚀或淤积的判断还面临另一个困难: 目前全球海面处于上升阶段, 其效应就如同地面下降。因此, 在没有发生沉积物亏损的地方, 海面上升带来了貌似“侵蚀”的结果。这一情形与沉积物收支无关, 而与海面变化速率有关, 由此定义的侵蚀和堆积也与前述的概念有矛盾或不一致。

为了避免上述困难, 一般情况下表述海岸的冲淤动态时, 不再使用平均侵蚀或堆积速率, 而是以海岸线动态为标志。海岸线是大潮高潮位处的海陆分界线, 当其向陆后退时, 称为海岸冲刷, 而当其向海推进时, 称为海岸淤长。冲刷或淤长的速率通常以m·a-1为物理单位。与高程变化速率相比, 岸线进退速率的测量要相对容易一些, 例如遥感图像再结合现场高程测量就能确定岸线位置, 而且根据遥感影像的时间序列分析可以方便地算出岸线位置的进退速率。在自然状况下, 岸线进退确实指示了海岸地貌变化动态, 但在人为干预的地方, 岸线位置被工程措施所固定, 自然状态的岸线后退无法被观测到, 这种情形为“人工稳定的海岸”。

2.2 岸线动态的影响因素

岸线动态表达为岸线位置的进退速率时, 需要获得多个时刻的岸线位置信息。前已述及, 这可以通过观测而实现。从岸线进退机制的角度看, 它决定于两个因素, 一是沉积物收支平衡, 二是垂直于岸线的剖面形态。图2 显示了这两个因素作用下岸线动态的4 种情形。换言之, 如果这两个因素能够定量地表达, 则岸线位置可通过计算而得。

沉积物收支平衡可表达如下:

式中:dM/dt为沉积物总量随时间的变化率(M为沉积物总量),I和O分别为单位时间内的沉积物输入量和输出量,均可表达为与M无关和有关的两个部分,即:

式中:P1、Q1、P2、Q2均为时间的函数, 而f1和f2是与M有关的两个函数。将式(7)、(8)代入式(6)并整理, 可得:

最简单的情形是令f(M)=M(Gao et al, 1995)。由此可得:

如果假定海岸剖面形态在岸线进退中不发生变化, 则式(10)可直接用于岸线位置的计算。

虽然在某些情形下, 如海滩环境, 剖面形态固定的条件可得到满足, 但如果考虑潮汐环境的一般情形, 剖面形态可以是多变的。砂砾质海滩是波浪作用为主的海岸的特征性地貌, 其海岸剖面决定于波浪状况和沉积物粒径; 无论岸线发生淤长或后退, 海岸剖面的形态都是相似的, 此类剖面被称为“海滩均衡剖面”, 其高程-位置(垂直于岸线方向)关系可近似地表示为(Woodroffe, 2002):

式中:Ht为滩面高程,x为剖面上的水平距离, A 和b为经验回归常数。

潮滩的情形则完全不同, 其岸线动态并非仅由沉积物收支状况所控制, 也不具备像砂砾质海滩那样的均衡剖面。这意味着即使沉积物已经出现亏损, 位于高潮滩的海岸线仍然可能继续向海推进, 直到潮滩环境被彻底改造为波浪作用占优势的环境。在此过渡阶段的进程中, 潮滩海岸剖面的下部冲刷、上部堆积, 坡度逐渐变陡, 潮流流速下降, 波浪作用增强。

潮滩沉积和剖面形态可由潮间带水流的连续方程(滩面上任一点的潮流流速与滩面坡度的关系)来刻画(Gao, 2019):

式中:U 为垂线平均流速,β 为滩面坡度,h为潮位。由式(12)可知,潮流流速受控于滩面坡度和潮位变化率。潮位变化率与区域性的潮汐总体状况有关,但是滩面潮流流速是与沉积物的供给状况(来源总量、泥质和砂质沉积物的比例)和潮滩演化阶段相关的(详见下述)。前述海滩环境的滩面坡度决定于波浪大小和沉积物粒径,而潮滩环境的剖面形态特征则决定于潮位变化率、沉积物供给状况、潮滩演化阶段,显然这两种环境的差别是很大的。

2.3潮滩沉积物组成、演化阶段与岸线动态

潮汐作用和细颗粒沉积物的充分供给,是潮滩形成的动力和物质条件。全球潮滩主要形成于两种环境:一是潮差较大、细颗粒沉积物供给丰富的环境, 如欧洲北海沿岸(德国和荷兰的瓦登海、英国沃什湾等地)和我国江苏-上海-浙江沿岸都具备这样的条件; 二是波浪作用微弱的小型海湾, 潮差较小, 细颗粒沉积物供给也较少, 如西班牙、葡萄牙海岸的小海湾。

潮滩剖面形态是多样化的, 取决于沉积物的砂、粉砂、黏土物质的占比。潮滩下部潮流动力强, 是砂质物质(主要是砂、粗粉砂)堆积的场所; 再往上, 由于潮流太弱, 砂质物质的运动不能发生, 即潮滩剖面上到了一定高度, 砂就被泥质物质取代。根据式(12), 在砂质物质运动的上限处, 潮流流速必然低于沉积物的临界起动值, 即:

式中:Ucr为最高部位砂堆积处的垂线平均流速(取为沉积物临界起动流速,对于潮滩砂约为0.2m·s-1),hcr为最高部位砂堆积处的潮位,tanβs-m为砂-泥交界点的滩面坡度。根据式(13)可以推论:首先,考虑到临界起动流速为0.2m·s-1,且潮间带水位变化率最大为1m·h-1,因此砂-泥交界点的滩面坡度为10-3量级,这说明潮滩的坡度相对于海滩是较小的。其次,如果潮滩的物质供给总量中砂的占比不同,那么砂-泥交界点的滩面坡度也会不同;在砂质物质占比较小的地方,其坡度会更大一些,这是因为在式(13)里Ucr的值是固定的,而砂的占比较小意味着潮间带砂层厚度减小,即其堆积上界的位置要更低一些,于是dhcr/dt的值就增大,tanβs-m的值也跟着增大; 在极端情况下,如果沉积物供给中完全缺失砂的组分,那么潮滩的坡度就会更大。最后,随着潮滩的生长,潮间带的范围进一步向海拓展,此时部分砂质沉积物必然要充填到潮下带水域,这相当于减少砂质物质占比,因此在向海淤进的进程中,潮滩的泥质沉积层逐渐增厚, 潮滩坡度加大(Gao,2009)。

由于物源泥、砂占比的差异可以导致海岸剖面形态的不同,且在向海推进时剖面发生进一步的变化,因此岸线变化速率并不单纯地决定于潮间带和潮下带的物质收支关系。当潮间带堆积的物质总量为定值时,则坡度小的潮滩岸线推进速率较低,坡度大的岸线推进速率较高(Wangetal,2012),这与砂砾质海滩不同。相同外部物源供给条件下,潮滩发育初期岸线淤进较快,而到后期逐渐减缓,这一点与砂砾质海滩相同。

2.4 潮滩剖面对沉积物供给中断的响应

式(10)中, 如果函数P＞0, 即沉积物供给持续,则堆积的沉积物总量将不断增加,具体到潮滩,就是面积扩大、岸线向海推进。但当P=0, 即沉积物供给中断, 则沉积物出现亏损, 整个潮滩体系就开始进入衰退阶段。问题在于, 既然潮汐作用导致沉积物向岸运动, 潮滩为何会转淤为冲, 而不是保持稳定状态呢？答案是, 沉积物供给的中断破坏了潮汐作用能够持续占优的条件, 而波浪作用却逐渐活跃起来。换言之, 潮滩转淤为冲不是立刻发生的, 而是要经历几个不同的阶段。

第一个阶段, 沉积物在潮流作用下继续向岸搬运。由于失去了物源, 潮流的搬运对象就是原本已经堆积在潮下带的物质, 其结果是潮下带水深加大, 不再能够有效消耗波浪的能量, 使得波浪能够传播到潮间带下部, 对物质输运格局产生影响, 即把潮滩的细颗粒物质带向岸外(高抒 等, 1988)。如此, 波浪作用活跃起来, 开始冲刷潮间带下部的粉砂细砂滩。

第二个阶段, 潮间带由于波浪冲刷而持续变窄, 中下部物质大量损失。与此同时, 潮间带上部水深过小, 波浪不能传入, 涨潮流带来的悬沙继续沉降, 岸线继续推进, 造成潮滩“下冲上淤”的现象(Yang et al, 2020)。这实际上是一种滞后效应, 正好说明岸线的进退在某些环境、某个时段并非与沉积物收支格局相一致的道理。

第三个阶段, 随着剖面的持续变陡和后退, 波浪侵蚀作用达到潮滩上部, 潮滩的泥质沉积部分遭受侵蚀。泥质物质在波浪作用下不能停留原地, 遭受整体冲刷, 岸线快速后退。如前所述, 其形式通常是泥质沉积的基部被掏蚀, 上覆块体崩落, 形成冲刷陡坎(Kamphuis, 2000)。如果潮滩沉积里不含有任何较粗颗粒, 则冲刷陡坎后退的机制可使泥质沉积损失殆尽。江苏北部废黄河三角洲就是一个实例, 1855 年黄河北归渤海, 细颗粒沉积物供给中断, 岸线转淤为冲, 此后一直后退了17km(任美锷, 2006)。在某些区域, 潮滩堆积体含有较粗的砂和贝壳碎屑等物质, 经过波浪淘洗, 以砂质海滩或贝壳堤的形式残留于高潮位附近。江苏海岸潮滩岸线历史上曾经历长时间的后退, 最终在海岸平原上形成贝壳堤(Wang et al, 1989)。

沉积物供给中断后, 潮滩剖面便经受波浪改造, 原先的形态不复存在, 这进一步说明均衡剖面的概念只适用于砂砾质海滩, 而潮滩淤长阶段和蚀退阶段的剖面则截然不同。

2.5 海岸侵蚀的不同情形和时空尺度

海堤建设的目的之一是防范岸线侵蚀, 而海岸侵蚀有不同的表象和机制。关于海岸侵蚀的特征和应对策略, 已有不少著述(Bird, 1984; 夏东兴 等, 1993; Komar, 1998; 陈吉余, 2010)。侵蚀主要与沉积物供给(Besset et al, 2019)、海岸带水动力(van Rijn, 2011)和海面变化(Jeon et al, 2021)因素有关, 并且各有不同的机制。

虽然海滩环境不是本文绿色海堤的主题, 但其侵蚀机制却是基本的, 在此基础上可以更好地理解潮滩海岸的冲淤机制, 而且对海堤设计具有重要性。海滩侵蚀的主要因素是海面上升(Bruun, 1962; Kamphuis, 2000)、沿岸漂砂强度沿程提高和所在岸段的物质亏损(Komar, 1998)、风暴事件发生时海岸剖面形态在大浪下的重新调整(Flemming et al, 1994)。

潮滩侵蚀过程与海滩侵蚀的相同点是均在海面上升背景下发生, 但具体情形有所不同, 现简述其机制如下:

1) 当潮滩物质完全由泥质沉积物组成且进一步的供给中断时, 潮滩生长停止, 最终转为岸线持续后退状态。例如, 江苏海岸的废黄河三角洲前缘, 1855 年黄河北归后物源中断, 波浪作用取代潮汐作用(高抒 等, 1988)。

2) 潮滩物质为泥、砂共存, 供给中断后岸线先期蚀退, 后期被波浪作用改造为滩脊或贝壳堤, 它具有均衡剖面形态, 海岸类型转换为波控海滩(Wang et al, 1989)。

3) 如果沉积物供给不中断, 却发生岸线后退、滩面淹没, 这是海面上升所造成的。潮滩滩面必须淤积得足够快才能抵消海面上升的效应, 否则就呈现淹没趋势(Reed, 1988)。许多缺乏河流物质供给的小海湾内, 其潮滩就处于这种状况。

4) 盐沼前缘形成陡坎, 这是一种冲刷形态, 但其成因有多种, 包括沉积物供给中断后的波浪侵蚀(潮滩近于完全被侵蚀的阶段)、盐沼植物生长导致的自组织现象、海面上升等(Gao et al, 1997)。因此, 盐沼前缘陡坎是否代表海岸侵蚀, 需要结合海面变化、物质供给、盐沼植被生长的观测数据作进一步分析(Zhao et al, 2017)。

5) 风暴发生时, 潮间带中、下部出现剧烈冲刷, 潮水沟快速摆动。这是风暴增水导致滩面水流加强、潮间带波浪作用加剧的结果(Ren et al, 1985; Wang et al, 2010)。与此同时, 潮间带上部发生堆积, 风暴过后潮间带中、下部地形逐渐恢复。

以上所列的情形之中, 1)和3)是海岸防护的要点, 而2)、4)、5)对于海堤自身安全而言需要重视。与海滩侵蚀对比可知, 风暴事件和海面上升是两种环境中侵蚀发生的共同因素, 前者是长时间尺度作用, 后者是短时间尺度作用; 对于沉积物亏损造成的侵蚀, 在砂砾质海滩环境里波浪始终是主控动力因素, 但在潮滩受到侵蚀的环境里, 原先的潮汐作用让位给了波浪作用。

3 沉积地貌的消浪作用

3.1 砂质床面上的波能耗散

潮滩的剖面形态与海滩的差异很大, 这提供了一个线索来解释潮滩消浪作用为何显著。对于海滩剖面形态与消浪作用的关系, 均衡剖面的波能耗散是最大化还是最小化, 即与其他形状的剖面相比, 均衡剖面是消耗了更多能量还是更少能量, 学者们争论了多年。Larson 等(1999)提出的假说是均衡剖面消耗的波能最少。最近的进展是从泛函分析得出, 波浪破碎带以下的砂砾质海滩均衡剖面如果采取式(11)所示的幂函数形式, 则其波能耗散是最小化的(Maldonado, 2020; Faraoni, 2020), 幂函数中两个参数的取值范围也被现场观测数据所证实。

这一最新进展对于砂砾质海滩波浪动力过程的理解和工程应用具有重要意义。我们可以从中得出以下几点推论:

1) 波浪破碎前的波能耗散最小, 这意味着波浪破碎后激流所含的动能的最大化。当风暴发生时, 起初海滩剖面与风暴大浪对应的均衡剖面相差甚远, 所以大浪传播时能量较多地被耗散; 而当大浪将初始滩面改造为与之对应的均衡剖面时, 波能传播的效率将提高, 波浪破碎后将产生更强的上冲或爬高能力。

2) 不同的沉积物粒径和波浪大小导致不同的均衡剖面。因此, 尽管不同沉积物粒径对应的均衡剖面都有耗能最小化的规律, 但不同粒径必然导致波能耗散量的不同。人工海堤在其前缘都有一个斜坡, 如果恰好对应于所在地区大浪条件下的均衡剖面形态, 则过多的波能将通过海堤前缘斜面集中于海堤顶部; 而如果其形态远离均衡态, 则波能将在斜面上大量耗散, 从而减轻堤顶的压力, 但斜面上的压力却增大了。因此, 海堤前缘斜坡的设计需要在坡度上进行优化, 使其既能耗散波能, 又能抵挡波能耗散对自身的冲击。

3) 潮滩的砂质滩、泥-砂混合滩、泥质滩是潮汐作用的产物, 其坡度与砂砾质海滩相去甚远, 因此不符合波能耗散最小化的条件, 波浪从潮滩上传播, 应该会消耗掉更多的波能。

在潮滩上, 单位面积上的波能瞬时耗散率是波致底部切应力和波致近底部流速的乘积:

式中:ε为波能瞬时耗散率,τb为底部切应力,ub为近底部流速, 它们均为时间t的函数。令ub0为波周期中的最大值, 则波周期平均的波能耗散率εav与ub0的三次方有关(Svendsen, 2006)。由于其比例系数本身也受到ub0的影响, 两者之间的关系为(Maldonado, 2020):

式中:nτ为一个介于1 和2 之间的实数。对于传入近岸的波浪,ub0受控于水深和波高, 而系数K与滩面沉积物类型有关, 对于粉砂细砂滩沉积物粒径很重要, 而对于潮间带泥质滩悬沙浓度影响也很大。波浪传播越过粉砂细砂滩面, 其能量的耗散可用一段距离内波高的变化来量度。设波浪传入时波高为H0, 经过距离L之后的波高为H, 则两者的关系可表示为:

式中: ki 为衰减系数, 它与H/h(h为水深)有线性关系(Houser et al, 2010), 在潮滩的粉砂细砂滩上,H/h的一般取值范围为0.0006～0.0025(Cooper, 2005)。这样的消浪能力远小于盐沼湿地(见下述), 但在滩面宽阔的条件下, 消耗的波能总量是可观的: 根据Houser 等(2010)的现场观测报道, 风暴期间波浪穿越4.5km 宽、最大水深约为4m 的粉砂细砂滩之后, 波能下降了约60%。与砂砾质海滩的均衡剖面相比, 粉砂细砂滩坡度过小, 所以消能作用远大于海滩均衡剖面, 在很宽的粉砂细砂滩上波浪在传播中甚至始终不能达到破碎条件, 直至波能耗尽。

3.2 泥质床面的消浪作用

与粉砂细砂滩的情况相比, 泥质滩的消浪能力多了一个影响因素, 即泥质物质的再悬浮作用(Forristall et al, 1985)。风暴水流作用于泥质底床, 造成床面物质冲刷并进入水层, 而一旦水层中的悬沙浓度达到一定程度, 就会影响能量耗散的方式, 此时底部摩擦力作用下降, 而悬沙造成的动能耗散上升(Wang et al, 2011)。

内陆架泥质海底的现场观测显示, 若不考虑悬沙因素, 则波能耗散率的大幅度上升难以解释(Sheremet et al, 2003)。Samiksha 等(2017)的研究显示, 印度西南近岸水域夏季风到来时形成高容重浮泥, 致使相距4km、水深分别为15m 和7m 的两地最大有效波高从3.16m 下降至1.56m, 平均波高几乎下降了65%, 或者说波能下降了约75%, 而在浮泥层形成之前则无此现象, 这证实了浮泥的显著消浪作用。由此推论, 潮滩上的波浪从粉砂细砂滩进入到泥质滩之后, 波能耗散将进一步加剧。

关于泥质滩的波能耗散效应, 优于波高沿程变化分析的方法是波浪能谱分析法, 它能给出各个波浪频率(或周期)上的能量密度分布。从两地波浪能谱曲线的对比, 很容易看出哪些频率范围的能量密度发生了较大变化。上海崇明东滩在2018 年台风“温比亚”(Rumbia)影响下, 潮间带遭遇较大的波浪作用, 泥滩上平均水深为1.8m 的一个地点的有效波高达0.65m, 向岸传播120m 后有效波降为0.54m, 波浪能谱曲线显示其波能下降的幅度约为25%。由此可以看出, 潮滩有较大的消浪功能, 泥质滩尤其是如此。

3.3 潮滩对风暴事件的整体响应

潮滩沉积地貌总体上是在常态的水动力条件下形成的(Pethick, 1999; Gao, 2019), 其分带性和大小潮变化构成一个规整的体系。而风暴潮是一个外加的动力体系, 必然要对原有的分布格局进行改造, 但一次风暴潮事件的时间跨度较短, 难以全面改造原有体系(Corkan, 1948)。

首先, 潮滩上部成为泥质沉积物的快速堆积场所。风暴潮增水使得潮间带纳潮量大大增加, 相当于加大了潮差。潮间带、潮下带的水流流速大幅度提高, 再加上风暴期间的大浪, 近海水域的悬沙浓度也比平时高出许多。高潮位附近, 平时只有大潮能够淹没, 且潮水到了这里已成强弩之末, 形成的沉积层很薄, 通常只有0.1mm 量级或以下。风暴期间则完全不同, 高潮位处水深加大、悬沙浓度提高, 沉降量比平时高出数十倍, 一次风暴事件可造成10cm 量级的泥质沉积(Ren et al, 1985)。潮位稍低一些的部位, 形成层厚可达厘米量级的砂-泥互层沉积, 而在正常的动力条件下, 泥-砂混合滩部位大小潮周期形成的沉积层厚度通常只有毫米量级(Wang et al, 2010)。这些潮滩上部的风暴沉积成为风暴事件的证据。

其次, 潮滩中下部的沉积物输运也比平时活跃得多。一方面, 风暴增水叠加于潮水之上, 流速和沉积物输运率大幅度提高; 另一方面, 风暴发生时潮间带水深加大, 使得更多的波浪能量输入潮间带, 在浪流共同作用下, 输运率进一步提高。由此潮滩中下部冲淤幅度也大幅增加, 中部可形成较厚的砂层, 而下部滩面则受到强烈冲刷。

最后, 风暴期间潮水沟的活跃程度大为提高。常态之下, 潮水沟的形成演化受到其集水盆地的控制, 而后者又与潮差和潮滩宽度有关, 往往是处于均衡状态, 即潮水沟的断面形态与涨、落潮流流速之间形成了幂函数关系。风暴期间, 这个平衡被打破, 集水盆地的范围和水量增加, 引发了潮水沟断面形态的调整: 1) 过水断面面积增加, 以便通过更多的潮水; 2) 潮流动能增加, 使得潮水沟发生摆动、溯源侵蚀、改道、曲率上升; 3) 潮水沟内沉积物输运加强, 落潮时段可向海输出更多的物质。

总体上, 潮滩通过上部快速淤长、中下部冲淤幅度提高、潮水沟活跃化等机制来消耗风暴增水和风暴浪的能量。

4 滨海生态系统的消浪作用

4.1 盐沼、红树林和生物礁生态位

关于生态位问题, Hutchinson(1965, 1978)提出了生物活动和生活空间的二元论, 他认为适合于某个物种存在的环境, 称为存活空间(Biotope), 而物种不仅可以生存而且能够繁殖、完成整个生命周期的空间范围称为生态位(Niche)(Colwell et al, 2009; Holt, 2009; Firth et al, 2021)。从环境条件角度看, 存活空间是必要条件, 而生态位是充分条件, 生态系统是存活空间和生态位的统一。

盐沼植被有多种, 如盐地碱蓬、海三棱 藨草、互花米草等, 它们既不能在淡水环境久留, 也不能长时间淹没, 于是潮间带上部成为最为可能的生存空间范围。此外, 它们都需要扎根于泥质沉积物, 潮滩上部的泥质滩正好提供了这个条件。然而, 它们所构建的生态系统, 却都是以单一物种为主的, 在野外可以看见盐地碱蓬滩、海三棱 藨草滩、互花米草滩, 它们形成了争夺空间的竞争。由于存活空间要求的细微差别, 互花米草占有优势(Zhang et al, 2004; Li et al, 2018), 它能够生长在盐地碱蓬滩、海三棱 藨草滩的外缘, 其生长范围与高程和潮差均有关系; 当潮滩扩展时, 它的生长空间也扩展, 但此时盐地碱蓬、海三棱 藨草却难以向海扩展, 因为那个范围已经被植株相对高大的互花米草所占据。久而久之, 随着潮滩的淤高成陆, 这两种盐沼呈现衰退趋势, 最终潮滩上的泥滩可能全部被互花米草占据。因此, 为了保护盐地碱蓬、海三棱 藨草盐沼, 需要对互花米草实行一定程度的管控。从海岸防护角度, 这三类盐沼都是可以发挥作用的, 其中互花米草滩生物量大, 有更大的潜力(Ysebaert et al, 2011)。事实上, 当年引种互花米草就是由于其抗浪促淤的作用(Chung, 1989, 1993)。

目前, 互花米草盐沼已成为沪苏浙海岸区域分布面积最大的盐沼类型(张忍顺 等, 2005)。另一方面, 本区域的潮滩动物和底栖微型生物已逐渐适应了互花米草盐沼, 生物多样性也逐渐提高, 因此可以作为生态建设的一个对象(Gao et al, 2014)。

红树林主要生长在热带、亚热带低能海岸潮间带上部, 但我国人工种植的红树林最北可达到浙江海岸中南部(Chen et al, 2018)。红树林生长的最佳环境是海湾、河口湾等开敞程度较低的海岸带, 在波浪作用强的地方, 泥质沉积受到冲刷, 不利于红树林的生长。

珊瑚礁应是最重要的生物礁, 分布于热带海岸, 需要悬沙浓度低、波浪作用强的地方, 因此通常远离潮滩环境。主要有岸礁和环礁两种类型, 前者多见于基岩海岸, 后者分布于陆架和深海。从海底向上生长, 基岩不是支撑环礁的必要条件, 珊瑚的持续生长可以是仅由礁体自行支撑的。

与潮滩相关联的生物礁主要是牡蛎礁。潮滩内固着生长、具碳酸钙介壳的动物除牡蛎外, 还有贻贝(朱爱意 等, 2006)、藤壶(李润祥 等, 2014)等, 但其规模较小。牡蛎科约有100 个物种, 我国沿海有近 20 种(张玺 等, 1959)。其中, 近江牡蛎Crassostrea arikensis(Fujita)为双壳类巨牡蛎属贝类, 对温度、盐度和pH 值有广泛的适应性, 江苏海门海岸的牡蛎礁上可以观察到长达30cm 的壳体(张忍顺, 2004)。长牡蛎Crassostrea gigasThunberg (国外文献称为“太平洋牡蛎”)也适应于低盐度、低潮位附近的环境, 渤海湾大吴庄全新世牡蛎礁中的长牡蛎壳长可达60cm 以上(Wang et al, 1997; 王宏 等, 2011)。

按存活空间的视角, 牡蛎广泛分布于潮滩环境, 其相关文献报道很多(Galtsoff, 1964; Gain et al, 2017)。江苏海岸的现场调查表明, 牡蛎在泥滩上的附着生长有多种可能(图3):

1) 潮间带泥滩沉积速率较低处: 在半固结状态的泥底上, 牡蛎幼体可大片出现, 而且由于牡蛎的生长, 滩面摩擦力加大, 悬沙不宜落淤, 避免了沉积物掩埋。江苏如东的泥滩, 常见牡蛎斑块, 每块的面积可达数平方米, 牡蛎壳长达5cm(图3a)。

2) 潮水沟地貌较稳定处: 一些潮水沟深深地延伸到泥滩上部和盐沼范围, 形成窄而深的水道(Wang et al, 1999), 这里水流较弱, 泥质的边壁比较抗蚀, 因此牡蛎可在水道边壁上固着。大丰王港盐沼内的一处潮水沟, 其底部原位堆积着许多牡蛎介壳, 直径最大者超过16cm, 显然已在此处生活多年, 甚至完成了从生长到繁殖的生命周期(图3b)。

3) 互花米草植株的主干下部: 盐沼植被中, 互花米草茎秆高大, 有较硬的基部, 可维持较长时间不倒, 常见牡蛎在此处着床, 长到直径接近10cm 的也不少见(图3c)。

4) 潮间带外缘: 较大规模的牡蛎礁, 最初的固着地点不在泥滩, 更可能是潮下带水域。江苏海门潮滩上面积达4.8km2的牡蛎礁“蛎蚜山”(图3d), 其下部的介壳为近江牡蛎, 向上生长进入潮间带后逐渐被其他种的牡蛎所取代(张忍顺, 2004)。数值模拟结果显示, 该牡蛎礁的初始生长点可能位于海湾水底16m 处(陈蕴真 等, 2010)。

从生态位的视角看, 潮滩是环境动荡的地方, 泥滩的堆积淤长、潮水沟摆动、风暴事件等均不利于牡蛎礁形成, 牡蛎本身也难以忍受长时间的干出暴露, 因此泥滩不是形成牡蛎礁的理想位置, 上述情形中只有第四种是最重要的。

4.2 盐沼的消浪功能

海岸植被消浪研究的总体思路是沿垂直于岸线的断面顶点观测波能通量, 将波能耗散分为植株耗散、床面摩擦耗散和波浪破碎耗散, 分别建立计算方法, 最后根据波能耗散平衡方程评价各项的相对贡献(Lee et al, 2021):

式中:D为一定频段的波能耗散总量,Dveg为植株耗散,Df为床面摩擦耗散,Db为波浪破碎耗散,N为转移至其他频段的波能。

近期对于盐沼植被消浪作用的研究, 大多集中于互花米草, 从现场观测、室内实验、数值模拟等多个角度可评价其降低水流流速、促进滩面淤积、消减波浪能量的作用。

关于盐沼对水流的影响, 盐沼植被茎秆占据一定的空间范围, 其直径有粗细差异, 单位面积上有一定数量的盐沼植株。盐沼生长之处在平常天气下是悬沙堆积的地方, 潮流流速在这里已经下降, 不能起动砂质沉积物。由于植株本身的存在, 潮流进一步减弱, 因为除底部摩擦力外, 植株在水层中还提高了紊动能量耗散, 植株的存在还减小过水断面面积, 部分动能由于壅水而转换为势能。风暴潮发生时, 植被所在的位置仍然处于堆积范围, 由于植株的存在, 减缓流速、促进沉降的作用变得更加明显, 现场观测和数值模拟均证实了这一点(Möller et al, 1999, 2014; van Proosdij et al, 2000, 2006; Temmerman et al, 2005; Neumeier et al, 2006; 王爱军 等, 2008)。

作为植被-波浪相互作用研究领域的一部分, 盐沼的消浪功能研究在文献中大量出现。研究者们通过理论分析(Chen et al, 2012)、现场观测(Cooper, 2005; Jadhav et al, 2013)、物模实验(Augustin et al, 2009)和数值模拟(Riffe et al, 2011; Smith et al, 2016)

来探讨波浪传播进入盐沼之后的过程。与泥滩的研究一样, 盐沼消浪作用体现于波高衰减和波浪能谱变化, 不同的是波能通量的沿程变化率在泥滩环境表达为波高、水深和悬沙浓度(泥质沉积性质)的函数, 而在互花米草滩环境里要加入很多生物性要素, 包括植株的高度和直径、单位面积上植株数量(称为植株密度)、茎秆在水层中的运动状况、植株占据水层空间的比例、对水流流速的改造、底部摩擦力的改变等。参照Mendez 等(2004)关于植株形态影响的经验公式表达, Chen 等(2012)构建了盐沼植株形态和数量对底部切应力和波能通量变化率的表达式:

式中:Sd为盐沼植被所导致的波能沿程消耗,CD为阻力系数,b为植株直径,N为植株密度,g为重力加速度; 函数f(H,T,urms,h)中的变量H为波高,T为波周期,urms为波致均方根流速,h为水深。

Jadhav 等(2013)在此基础上加入与波浪能谱组分相关的底床阻力系数, 在互花米草盐沼内的波浪 传播沿程上设立多个波浪记录站位, 进行为期一个月的观测, 其中包含一次风暴过程。所获数据显示,盐沼耗散的波能与入射波波能之间存在非线性关系, 波浪周期越小, 衰减率就越高, 这说明需要针对不同波周期分别建立底床阻力系数。

除植株形态和大小外, 茎秆在水层中并非固定不动, 而是会随水流发生摆动(Mullarney et al, 2010)。Riffe 等(2011)分别模拟固定和摆动两种情况下的波能耗散, 并与现场观测对照, 发现考虑摆动因素之后的计算结果更加符合实际。Marsooli 等(2017)考虑了互花米草植株高度的影响, 他们在波能平衡方程中加入植物阻力项, 经室内物理模拟数据验证后用于纽约Jamaica 湾互花米草滩的计算, 发现在风暴发生时较高的互花米草植株发挥了最大的消能作用。

Willemsen 等(2020)集成荷兰65a 的数据, 提出在长时间尺度上潮滩形态的空间差异远大于时间差异, 因此将盐沼用于海岸防护时应注意其地貌形态的多变性; 在10-2～101a 时间尺度上, 盐沼植被均能显著降低波能, 消减总量与盐沼宽度成正比。荷兰是一个低地国家, 受风暴影响很大, 因此海岸防护的标准设置为千年一遇。在这一时间尺度上, 欲将千年一遇的波浪消能 20%, 盐沼宽度应为 100～ 800m, 这依海岸开敞程度的不同而异(图4)。该研究还认为, 盐沼消浪能力高于无植被泥滩。值得指出的是, 盐沼和泥滩消浪能力对比的研究, 目前还有不确定性, 主要是盐沼消浪能力较高的原因还包含了地势较高的因素, 用模型方法来显示两者的差异较为容易, 但观测验证是一个实际的问题。

4.3 红树林的消浪功能

红树林植株比盐沼高大得多, 垂向上形成冠层、树干、地面根等3 个单元, 但消浪作用的研究思路是相同的。浙南海岸人工种植的岛屿红树林内, 现场观测显示植株形态对水流的独特影响, 高潮位时冠层仍未淹没, 垂向上流速自上而下升高, 地面根以下才显示出底边界层的样式(Chang et al, 2019)。盐沼的流速剖面有根本的不同, 水流淹没盐沼冠层后, 冠层以上为自由流, 冠层内水流受到阻滞, 自上而下流速降低。

关于波能耗散, 断面观测数据显示, 由于红树林植株的存在, 耗散程度远高于无植被的光滩, 而且随着植株密度上升, 耗散程度也随之上升(Horstman et al, 2014)。广东雷州湾红树林的观测和模拟也指示植物是波能耗散的主要因素, 水深(可影响边界层阻力)的影响在不同的植被条件下可有明显差异(Cao et al, 2016)。虽然整体上红树林以增加摩擦作用、波浪破碎的方式来耗散波能, 但突出于滩面之上的植物根系也有很大作用(Sánchez-Núñez et al, 2020)。另一项观测研究表明, 红树林在风暴情形下的消浪作用比平时还要显著, 与树干、冠层相比, 地面根似乎更为重要(Lee et al, 2021)。

4.4 生物礁的消浪功能

天然环境里, 生物礁分布于岸线的前缘, 最早接受波浪的冲击, 波浪破碎也首先发生在此。消浪作用最强的生物礁当属热带海域的珊瑚礁, 珊瑚块体可以长成巨大的形体, 向上长到潮间带下部之后停止, 之后生长模式改为向海推进, 经过较长时间, 形成规模较大的珊瑚礁坪。礁坪前缘坡度接近于颗粒物质的休止角, 上涌的波浪极易在此破碎, 风暴发生时大浪甚至将巨大的珊瑚礁块搬运至礁坪。海南岛南部小东海的礁坪上就堆积着大量块体, 其中最大者重量超过30t(刘桢峤 等, 2019)。

波浪进入礁坪后, 波能耗散方式主要是底部摩擦, 其次是波浪破碎(Nelson, 1994; Monismith et al, 2015; Lentz et al, 2016; Rogers et al, 2016)。床面微地形造成的摩擦阻力系数可达0.3, 此时平常天气下波 能 的 80% 被 耗 散, 而 在 风 暴 期 间 可 达25%～80%(Osorio-Cano et al, 2019)。可以推论, 珊瑚礁消耗了波能, 使珊瑚礁坪后侧的海滩得到保护。

但在温带区域, 珊瑚礁不能生长, 规模较大的生物礁是牡蛎礁, 其规模远小于珊瑚礁, 形态也不同。美国东南海岸德克萨斯和弗罗里达的海湾和潮汐水道里发现的埋藏牡蛎礁是规模最大者之一, 其长度可达8～10km, 宽度150m, 厚度4m, 分布于岸线附近, 外缘的坡度较大(Fagerstrom, 1987)。在世界各地, 牡蛎都是水产捕捞或养殖的对象, 近年开始用作海岸防护的设施。美国东部采用来自牡蛎养殖场的松散牡蛎介壳投放到待防护海岸, 待牡蛎定殖后自发生长为堤状牡蛎礁, 可以起到防波堤的作用, 称为“生物防波堤”(Jeanson et al, 2016; O’Donnell, 2017; Keller et al, 2019), 风暴浪在此破碎, 从而保护向岸一侧的岸线和盐沼生态系统。牡蛎礁前缘波浪破碎的条件与海滩是一样的, 对于海滩, 在以下等式成立时发生波浪破碎(Kamphuis, 2000):

式中:H为波浪破碎发生时的波高,h为破波处水深,C1和C2是与坡度相关的两个参数,g为重力加速度,T为波周期。

无波浪破碎情形下, 波浪传播进入牡蛎礁后的能量耗散也很显著。在Chowdhury 等(2019)的现场实验中, 人工繁殖的牡蛎礁位于潮间带下部, 突出底床之上0.6m, 能够有效阻挡波高小于0.5m 的波浪。Wiberg 等(2019)在潮间带平均水深0.9～1.3m 范围内多处设置牡蛎礁, 其顶端高程被置于平均水位之下0.3～0.5m, 礁体宽度最大不超过5m, 局地产生的风浪经过礁体后, 波高有不同程度的下降, 其中接近平均水位处波高衰减最快, 达30%～50%。在如此狭小的范围内波能下降却如此明显, 说明在合适的水深条件下, 牡蛎礁确实可以起到防波堤的作用。在美国东部大西洋到墨西哥湾沿岸, 潮间带牡蛎礁分布较广, 20 世纪中期启动修复计划, 以应对过度捕捞带来的资源衰竭, 后来又加入了修复生态系统服务功能的目标(Luckenbach et al, 1999), 其防浪特性常被用于生态修复工程, 保护潮滩地貌和盐沼(O’Donnell, 2017)。

5 讨论

5.1 人工构建盐沼、红树林和生物礁生态位的技术

潮滩地貌、盐沼、红树林和牡蛎礁的消浪功能已经被定量刻画, 然而要把它们配置到可以发挥作用的地方, 却经常成为一个实际问题。例如, 侵蚀岸段是最需要消浪的, 但长期的侵蚀可能已将潮滩及其盐沼、红树林和牡蛎礁冲蚀殆尽。在这样的地方, 要想重建这些系统, 必须构建潮间带植物和生物礁的生态位。生态修复技术方面的研究已有很多(Luckenbach et al, 1999; Keddy, 2000; Mitsch et al, 2003; 全为民 等, 2006; Goreau et al, 2013; Hilberta et al, 2013; Byers et al, 2015; Walles et al, 2016; Theuerkauf et al, 2017; Morris et al, 2019; McAfee et al, 2021a, b), 从绿色海堤视角看, 关键是潮滩盐沼、红树林、牡蛎礁生态位的重塑。

采用人工方式修复生态系统, 可用结构工程与自然地貌特征相结合的办法(Zedler, 2001; Zimmer, 2006)。例如, 利用区域性潮汐条件, 可营造细颗粒沉积物堆积环境, 从而恢复潮滩生态。图5 给出了一个盐沼植被修复的示意图。首先, 在海堤前缘设定0.5～1km 的生态修复范围, 在其外侧建造防波堤或水下潜坝, 以减小波能传入。防波堤顺岸断续分布, 断口宽度为每段防波堤长度的0.5～5 倍, 留有断口的目的是让波浪以绕射的方式进入, 在防波堤后方形成局部弱流环境(Silvester et al, 1993)。在 侵蚀特别强烈之处, 可考虑建造人工岬角, 作为岸线位置的基本控制。其次, 在潮滩建造范围的向海一侧边界, 抛入护坡块石或水泥块件(Kamphuis, 2000), 其尺寸需保证常态天气下的稳定性; 中、低潮位用人工填砂法(Dean, 2003), 提升床面高程。最后, 利用所在水域的天然悬沙堆积为高潮位附近的泥滩, 如果滩面初始最大水深为3m, 悬沙浓度为10-1kg·m-3量级, 一年中有700 多个潮周期, 那么淤积速度就可以达到每年0.1～1m 的量级, 数年后就可以达到盐沼植被(如互花米草)生长的条件。这一流程原则上也适用于海堤前缘红树林植被的修复, 但应考虑红树林生态位与地貌、土壤、水动力、海面变化条件的不同关系(Balke et al, 2016; Woodroffe et al., 2016)。

美国在大西洋沿岸及墨西哥湾开展了一系列牡蛎礁恢复项目(Breitburg et al, 2000; Scyphers et al, 2011; Ridge et al, 2017; Rezek et al, 2017), 地点选择和牡蛎种苗补充是关键。考虑到牡蛎的繁殖时期, 牡蛎礁修复的具体地点可选在盐沼湿地的潮沟边坡上, 而在潮下带可直接将体积大的礁体投向目标水域, 为自然牡蛎幼体提供附着底物。礁体形成之后, 通常经过数年时间便可发育成为具有自然功能的生态系统。在我国沿海, 海门的蛎蚜山是规模较大的现生牡蛎礁, 很有参照价值(Lin et al, 2021)。盐沼的前缘, 可设立小型牡蛎礁, 保护滩面的局部稳定性。在防波堤内侧的抛石护坡区, 可投放松散牡蛎介壳, 再加入活体牡蛎, 使之较快地形成较大规模的牡蛎礁。沿海地区有许多牡蛎养殖场, 可作为松散牡蛎介壳的来源。

将生态修复技术应用于绿色海堤, 侵蚀型泥质海岸的盐沼、牡蛎礁生态位构建需要进一步研究, 尤其是硬工程(海堤结构、突堤、防波堤)参与生态系统修复所带来的盐沼-牡蛎礁的适应性生物学、环境变化条件下生态系统的稳定性等问题。

5.2 绿色海堤的工程优化

即便绿色海堤的原理和生态修复问题均已解决, 我们仍然面临工程实施和优化问题。首先, 在生态系统空间配置上, 需要确定盐沼和牡蛎礁的生态消能负荷比例, 这与海堤挡水防浪的建设标准有关, 也与海堤硬质结构本身的设计有关。在前述荷兰海岸的案例中, 海堤的标准被定为“千年一遇”标准, 因此所配置的盐沼被要求能够降低风暴浪能量的20%(Willemsen et al, 2020)(参见图4)。如果海堤的防护标准为“千年一遇”, 但海堤硬质结构本身只是“二百年一遇”, 那么盐沼的配置就要求该绿色海堤先达到“千年一遇”, 为了保证硬质结构的安全, 还需追加“千年一遇”风暴浪消能20%的能力。人工盐沼要占用空间资源、增加资金投入, 所以并非越多越好。此外, 绿色海堤的潮滩-盐沼-牡蛎礁复合体空间配置最好要有生态功能, 有生命支撑功能, 使得纳入绿色海堤生态系统中的物种能够生存和繁殖, 这也需要进一步研究。

其次, 由于绿色海堤中的生态系统对硬质结构扮演了“保护者”角色, 因此极端事件对生态系统的损毁风险和后续恢复的时间尺度成为突出问题。海堤设计的目标之一是让硬质结构承受波浪破碎的冲击, 因此刻意在海堤表面建成凹进突出、表面粗糙的结构, 如栅栏板、螺母块体等(Kamphuis, 2000), 以便大幅度提高摩擦力, 从而消减波能。这种结构必须是一体化的, 不能出现松动、裂缝、位移, 否则会成为引发大浪损毁的薄弱部分。正因为如此, 海堤的造价和维护成本都很高, 而盐沼、牡蛎礁可以降低这一成本。理想状态是, 在风暴到来时, 生态系统正好处于最佳状态, 而风暴过后生态系统又能在下一次风暴的到来之前及时恢复。这个问题的难点在于, 构建盐沼或红树林、牡蛎礁需要的时间尺度以数十年计, 却要求正好与气候变化和极端事件的时间尺度相匹配, 需要在生态系统的规模和质量上进行优化。

最后, 根据海滩剖面研究的最新进展, 海堤形态也需着力优化。海堤的横断面通常模仿如式(11)所示的天然海滩均衡剖面样式, 然而这种形态导致最小波能耗散(Faraoni, 2020; Maldonado, 2020), 波浪在前缘堤面上将较多地保留能量, 最终集中到海堤顶部。在海堤上部, 无论波浪破碎或越顶, 均不利于海堤功能的发挥。因此, 海堤的总体形态和微观形态应考虑改进。

6 结论

绿色海堤概念的核心是: 由人工结构和生态系统共同组成防护系统, 其目的与传统海堤相同, 主要是用于低地海岸的挡水抗浪; 未来绿色海堤防范的对象主要是海面上升、风暴加剧下的极端事件; 在绿色海堤体系内, 生态系统的功能是消减波能, 并对海堤自身提供保护。本文探讨了绿色海堤的环境动力学原理, 提出了需进一步研究的科学问题, 总结如下:

1) 潮间带、潮下带浅滩可有效消减波浪能量。风暴期间的波浪传入潮间带中下部的砂质床面时, 由于底部摩擦阻力和推移质沉积物运动, 波能迅速消耗。波浪穿越泥滩时, 底部摩擦阻力、再悬浮作用、浮泥运动使得波能衰减率远高于砂质床面。岸外泥区水深相对较大, 但依然对风暴大浪有明显的能量耗散作用。

2) 盐沼、红树林的消浪作用强于浅滩地貌。通过阻滞水流、植株茎秆影响, 其波能衰减率高于泥滩上仅由底部摩擦和沉积物运动而导致的波能衰减率。对于千年一遇的风暴浪, 宽度为100～800m 的盐沼可以削减掉20%的总波能, 降低海堤的压力。

3) 生物礁(珊瑚礁、牡蛎礁)的外缘使波浪破碎, 礁坪摩擦阻力大, 波能衰减率也更高。分布于潮滩外缘的牡蛎礁, 可有效保护地貌和盐沼环境的稳定性。

4) 绿色海堤所面临的问题是如何构建生态位所需的高程和地貌条件、如何根据动力学原理进行工程优化。相关的科学问题包括: 与硬质工程(海堤结构、突堤、防波堤)结合的盐沼(或红树林)-牡蛎礁的适应性生物学; 未来环境变化条件下生态系统的稳定性; 绿色海堤的生态系统空间配置及生态建设途径; 人工配置生态系统方法及与风暴事件的时间尺度匹配; 基于均衡剖面理论的海堤形态优化。