海 洋 地 质 与 第 四 纪 地 质
M A R I N E GEOLO GY & Q U A T ERN A R Y GEOLO GY
2000 年 11 月
第 20 卷第 4 期
V o l . 20, N o . 4 N o v . , 2000
闾国年1 , 林 珲2 , 宋志尧3 , 贾建军4
( 1南京师范大学 地理信息科学江苏省重点实验室, 南京 210097; 2香港中文大学 地理系, 香港; 3河海大学 海岸与海洋工程研究所, 南京 210098; 4中国科学院 海洋研究所, 青岛 266071)
我国拟立法禁止暴力伤医摘要: 在系统地研究了中国东部边缘海区引潮力、入射潮波、科氏力、水下地形、海岸形态及摩擦作用等因素对 区域潮波系统形成影响的基础上, 确定了中国东部边缘海的海岸轮廓是区域潮波系统形成的主导 因素, 认为模拟 末次冰期最盛时期以来中国东部边缘海区潮波系统的形成过程需要3个重要的控制性条件, 即入射潮波、海岸线变 迁过程和海面变化曲线。利用中国东部边缘海潮波系统与海岸演变模拟支持系统, 对末次冰期最盛时期以来30个 时期中国东部边缘海区潮波系统的形成与演变过程进行了模拟再现研究, 系统地恢复了在不同的海面高程、不同 的岸线形态条件下全日潮、半日潮潮汐分布特征。模拟结果显示, 末次冰期最盛时期以来, 12 400 aB. P. 和7 500 aB . P . 两个时间界限分别代表了旋转潮波系统—无潮点开始出现、
中国东部边缘海潮波系统现代格局基本奠定这两个 特征事件的发生时间, 将中国东部边缘海潮波系统的演变过程划分为3个发展时期。
关键词: 潮汐; 数值模拟; 末次冰期最盛时期; 中国东部边缘海
中图分类号: P 736. 21+ 3 文献标识码: A 文章编号: 025621492 (2000) 0420001207
末次冰期最盛时期以来, 海平面在剧烈波动中 迅速上升, 到达全新世高海面后又在波动中略有下
降, 与此同时, 中国东部边缘海 (包括黄海、渤海和东 海海域) 陆架区则经历了桑田沧海的巨变, 而海洋动 力系统也必然随之发生变化。由于潮波是中国东部 边缘海区主要的海洋动力, 因此, 对其演变过程的深 入理解, 必将带来对这一海区沉积物的类型、分布、 形成及海岸地貌演变的深入认识, 特别是对
这一区 域分布着的许多大型水下沙脊发育的动力条件、 物质基础、形成时代及演变过程的诠释具有重要的 意义。在过去的几十年, 人们在海面的升降、岸线的 变迁、海岸带环境演变等的研究方面做了大量的工 作, 取得了大量的研究成果, 但在海岸动力的历史再 现方面, 特别是通过数值模拟手段的反演工作几乎 没有进行。本文在研究了中国东部边缘海地区引潮 力、入射潮波、科氏力、水下地形、海岸形态、摩擦作 用等因素对潮波系统形成影响的基础上, 在地理信 息系统 (G IS ) 的支持下, 对末次冰期最盛时期以来 30个时期不同的海面高程、不同的岸线形态的条件
下中国东部边缘海区潮波系统的形成与演变过程进
行了模拟再现。
1 恢复潮波系统演变过程的理论基础
长期以来, 关于中国东部边缘海潮波系统的形 成机制人们所知甚少, 也就无从讨论其演变过程。根
据贾建军等1
可以认为, 由于大洋入射潮波、科氏 力、海底地形、水深分布及摩擦系数相对稳定, 在现 实中不可能发生模拟试验中所假设条件的巨大变 化。因此, 中国东部边缘海的海区条件特别是海区的 海岸轮廓就成为潮波系统的主要形成因素, 可以说 中国东部边缘海区的潮波系统是在特定的海岸轮廓 条件下形成
的。正是基于这样的认识, 模拟末次冰期 最盛时期以来中国东部边缘海区潮波系统的形成过 程就只需要3个最重要的控制性条件: 入射潮波、海 岸线变迁过程、海面变化曲线。
在中国东部边缘海潮波系统形成机制的研究中发现: (1) 引潮力对中国东部边缘海区潮波系统的影响较小; (2) 不同入射分潮的振幅和迟角发生较大变化时, 潮波系统的图式基本不变。因此, 可以假设, 末次冰期最盛时期以来110～ 130 m 幅度的绝对海面
美国人性生活基金项目: 香港政府大学基金资助项目 (CU H K 318ƒ95H ) ; 教育 部优秀青年教师基金资助项目
三十六脚湖
第一作者简介: 闾国年 ( 1961—) , 男, 教授, 博士生导师, 从事地 理信息系统、遥感及自然地理学研究.
2 变化量 不会对从太平洋入射的潮波产生很大影 响。在模拟中国东部边缘海潮波系统演变过程时, 始
收稿日期: 2000207217
数理化自学丛书
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终保持大洋入射潮波的振幅和迟角与现代一致。 末次冰期最盛时期以来的海面变化过程我们是 在综合前人5条代表性的中国东部边缘海海面变化 曲线
3 ～ 11
后获得的, 而30个时期的岸线位置及粗略
的水深是根据文献2 、4～ 6、9、12 确定的。末次冰期 最盛时期以来, 海面变化造成的海岸线迁移量要远 大于水深的变化。就某一时段而言, 岸线形状发生显 著变化, 而其它因素相对而言只是微变。因此, 以现 代大洋入射潮波的振幅和迟角作为边界输入条件, 以中国东部边缘海潮波数值模型为模拟基础, 用末 次冰期最盛时期以来岸线变迁和海面变化构造各个 时期的海区轮廓与水下地形, 就可以恢复末次冰期 最盛时期以来中国东部边缘海潮波系统的演变过 程。
上述方程的求解通过计算外模式方程和内模式 方程实现。中国东部边缘海现代潮波系统模拟结果 的验证见文献 14 。
2. 2 G IS 对潮波数值模拟的支持
对中国东部边缘海潮波系统形成过程的模拟研 究, 模型的边界条件如水下地形、海岸线等是十分重 要的, 而对这些数据的获取、分析和管理是借助 G IS 进行的。全区地形数据来自10幅1» 100万的海图, 苏 北幅射沙洲区、长江口区的地形数据来自1» 25万和 1» 20 万海图。利用 G IS 进行数据采集, 自动进行图 幅的拼接、数据插补, 自动生成潮波数值模型的差分 计算格网, 格网大小由用户自定义。利用 G IS 可以 方便地改变水下地形、岸线形态、水下摩擦系统, 并 快速重构新的计算格网, 实现数据更新与处理功能, 同时提供模拟结果的对比分析环境。利用 G IS 支持 模型, 形成集成系统, 较方便地实现格
网的嵌套、模 型嵌套, 实现变长格网的模拟以及地理数据和模拟 结果的可视化表达。
2 中国东部边缘海潮波系统演变再现
方法
工业反哺农业2. 1 球面坐标系下的三维潮波运动基本方程
本项研究所使用的模式方程13 由三维球面坐 标基本方程出发, 经垂直方向的伸缩变换 ( 垂向的 Ρ 坐标) 而成:
3 中国东部边缘海潮汐的演变过程
3. 1 半日潮汐的演变
3 [ 5 (U D ) + 5 (
V D co s Υ
) + 5W 5Φ 1 5Ρ 5t + 0 aco s Υ 5Κ 5Υ
15 000 aB . P . 以前, 中国东部边缘海区海平面
(1)
高程在- 150 m 左右, 海水仅及冲绳海槽区, 水深流 3 5U U 5U + V 5U +
W 5U 缓, 潮波系统极其简单, 振幅一般小于70 cm , 最大振 幅也只有90 cm 。到14 400 aB . P. 前后, 海面经过一
5t + aco s Υ5Κ a 5Υ D 5Ρ
γ g 5( Φ- Φ) U V 2 + A H A H U + 2ΞV si n Υ+ = - tg Υ
次快速上升过程, 达到- 113 m , 但这次海侵的范围 aco s Υ 5Κ
a 1 5 5V )
不大, 潮波系统与前期基本一致; 海岸轮廓保持与冲 绳海槽平行, 只是在钓鱼岛以北和济州岛东南形成 局部小海湾, 海湾内潮波的浅水效应明显, 振幅明显 增加, 在钓鱼岛以北的海湾潮波振幅达到180 cm , 济 州岛附近的海湾内振幅可达250 cm , 同时潮波波长 变短, 同潮时线显著密集。
12 400 aB. P. 时海面经过一次迅速上升, 达到
+ D 2 5Ρ
(A V
(2) 5Ρ
γ 3 5V U 5V + V 5V + W 5V g 5( Φ-
Φ) 5t + aco s Υ5Κ a 5Υ D 5Ρ = - a 5Υ
2 1 5 5V A V U 2
V - 2ΞU si n Υ- tg Υ+ + A H A H D 2 5Ρ (
(3) a 5Ρ 这里W 3 = D d Ρ W = W 3 + Ρ(
U 5D + V 5D )
d t , aco s Υ5Κ a 5Υ
U 5Φ V 5Φ 5Φ
+ ( + ) + (1+ Ρ) ,
aco s Υ5Υ a 5Υ 5t
- 56～ - 61 m 。此次海水入侵范围较大, 东海大部
2 5 (co s Υ 5 + 1 5 d = 5 1 1 分及黄海深槽已被海水淹没, 在黄海形成了半封闭 的海湾形态, 开始出现旋转潮波系统, 黄海北部的无 潮点发育完全, 南部的已有雏形。值得注意的是, 潮 波绕台湾岛北端时形成一个准无潮点; 此期潮波的 最大振幅出现在西朝鲜湾和舟山岛以东海湾内 (超过200 cm )。由于受扬子浅滩的影响, 潮波的传播 明显分为两支: 一支传入黄海深槽, 一支传向舟山以 东的海湾 (图1)。
2 A H = a [ co s Υ5Υ 5Υ co s 2 Υ5Κ2
, d t 5t
U 5 + V 5 + W 5 + aco s Υ5Κ a 5Υ 5Z
(U , V , W ) 分别为流速的东分量、北分量和垂直分 量; (Κ, Υ, Z ) 分别为球面坐标系的经向、纬向和垂向; Ξ 为地球的自转角速度; a 为地球的平均半径; g 为 重力加速度; t 为时间; A H 为水平扩散系数; A V 为垂 直扩散系数; Φ为考虑固体潮效应后的引潮势。
图1 12 400 aB . P . 中国东部边缘海M 2 分潮潮汐同潮时图
F ig 1 Co 2am p litude an d co 2p h a s e o f th e M 2 c o n st i tuen t in th e m a r g i n a l sea s ad j acen t to ea s te r n C h in a , 12 400 aB . P .
11 500 a B . P . 海 面 从 - 60 m 左 右 上 升 到 动, 退化为一个不完全无潮点, 台湾海峡内出现了振
幅为240 cm 的高振幅区。这时在山东半岛与辽东半
岛之间海域出现一个无潮点, 在辽东湾内也出现了 一个无潮点。在长江口外侧、西朝鲜湾的振幅都超过 150 cm 。到8 300 a B . P . , 海岸线大致与现今一致, 中 国东部边缘海区的潮波系统的格局基本于这一时期 成型, 但是秦皇岛附近海域的无潮点尚未发育完全,
而舟山岛附近的低潮区则发育比较明显。
7 500 aB . P . 前后, 全新世海侵达到最大范围, 由于岸线轮廓变化较大, 这时的潮波系统也就变得 比较复杂: 在黄海的两个无潮点位置没有大的变化, 在渤海内出现了3个无潮点, 现代苏北平原的位置受 海侵而形成一个无潮点, 而在杭州湾出现一个准无 潮 点; 最大潮差主要出现在西朝鲜湾 ( 图 2)。7 500
- 37 m , 海岸线形态产生大幅度的变化, 这时的潮 波系统变得较为复杂。由于台湾海峡已经贯通, 岸线 向西北推进, 原来位于台湾岛北端的准无潮点也随
之向北移动, 发育成一个完整的旋转潮波系统; 同 时, 整个东海海区前进潮波系统的特征已很明显。在 北部, 山东半岛突入黄海海区, 南北两侧形成两个小 型半封闭海湾, 分别发育了一个完全的无潮点, 而在 潮波传入小海湾的岸线转折处则形成两个准无潮 点, 中心振幅小于30 cm , 其形成机制与早期台湾岛 北端的准无潮点类似。另外, 在舟山岛的东南部海 域, 有一个60 cm 左右的相对低振幅区, 同潮时线也 有向此收敛的迹象, 可能这是现代舟山低潮位区的 雏形。
10 000 aB . P . 前后, 海面上升到- 2615 m , 黄东 海的大部分水域已经形成, 辽东湾也见雏形。台湾以 北曾经发育完整的无潮点逐渐向基隆附近海域移
a B . P. 以 后 海 面 经 过 几 次 波 动, 海 侵 主 要 出 现 在 5 500、3 500、2 500 aB . P. , 而 海 退 主 要 发 生 在 6 000、4 500、3 000 aB . P. 及2 000 aB . P. 以来。在发月壤
生 海 侵 的 时 期, 中 国 东 部 边 缘 海 区 的 潮 波 系 统 与 7 500 aB . P . 的潮波系统相似, 而在海退时期的潮波 系统主要与现今的潮波系统相近, 所不同的是随着 长江口的南移和向海的推进, 苏北辐射沙洲地区的 高潮位区逐渐形成, 特别是到明清时期开始表现得 较为明显; 随着岸线的进退, 无潮点位置也相应变 化。值得注意的是, 从2 000 a B . P . 至明清之间, 由于 长江口南汇嘴向东南不断生长, 舟山岛的低潮区 变得越来越不明显。另外, 台湾岛北部曾经发育完全 的无潮点自10 000 aB . P . 开始退化后, 逐渐移至基 隆附近形成一个不完全的无潮点, 并一直保持到现 代。
水侵入黄海、南黄海中央深槽的半封闭形海湾已经 形成, 在山东半岛东南方向的海域出现了一个准无 潮 点, 此 时 湾 顶 最 大 振 幅 仅 30 cm ( 图 3 )。11 500 a B . P . 前后, 山东半岛东南方的无潮点基本成形, 湾 顶振幅最大近60 cm , 在南黄海区又形成一个准无潮 点。到10 000 aB . P . 前后, 原来位于山东半岛东南的 无潮点移至山东半岛的顶端; 南黄海的无潮点发育 完全, 移至古长江口附近; 在辽东湾湾口出现一个规 模很小的无潮点。7 500 a B . P . 中国东部边缘海的日 潮潮波系统基本奠定。东海日潮系统振幅低、分布简 单, 在台湾岛北端存在一个准无潮点型式的低振幅 区; 南黄海中部和渤海湾口分别存在一个较大规模 的旋转潮波系统, 与现代中国东部边缘海日潮系统 差异很小。全新世最大海侵以后, 随着岸线的变化，南黄海和渤海湾口的无潮点的位置有些变化。
3. 2 日潮汐的演变
在12 400 aB . P. 以前, K 1 分潮潮波极其简单, 没 有无潮点, 潮波振幅仅20 cm 。到12 400 aB. P. 时, 海
图2 7 500 aB . P . 中国东部边缘海M 2 分潮潮汐同潮时图
F ig . 2 Co 2am p litude an d co 2p h a s e o f th e M 2 c o n st i tuen t in th e m a r g i n a l sea s ad jacen t to ea s te r n C h in a , 7, 500 aB . P .
图3 12 400 aB. P. 中国东部边缘海K 1 分潮潮汐同潮时图
F ig. 3 co 2am p litude an d Co 2p h a s e o f th e K 1 c o n st i tuen t in th e m a r g i n a l sea s ad j acen t to ea s te r n C h in a, 12 400aB. P.与半日潮波系统相比, 中国东部边缘海日潮系
统的演变过程要简单一些。首先, 由于全日潮波和半日潮波波长的差异, 对于形成旋转潮波系统所必须的半封闭海湾形态的要求并不一致。因此, 日潮系统在演变过程中形成的无潮点数量逊于半日潮波系统, 而旋转潮波系统的规模较大; 其次, 日潮系统振幅和迟角的分布与变化远较半日潮波简单; 第三, 半日潮波系统在台湾岛北端的无潮点几经反复, 到10 000 aB. P. 以后已经萎缩, 而日潮系统在这一带的低振幅区从12 400 aB. P. 开始出现后相对较为稳定。但是, 12 400 aB. P. 和全新世最大海侵期这两个分界时间对半日潮波和全日潮波的演变过程都适用, 具有整个中国东部边缘海区的意义。这表明, 潮波系统的演变与岸线变迁紧密关联, 而半封闭海湾是出现旋转潮波系统和无潮点的必要条件。4 结论
模拟结果显示, 末次冰期最盛时期以来, 12 400 a B. P. 和全新世最大海侵期两个时间界限分别代表了旋转潮波系统—无潮点开始出现、中国东部边缘海潮波系统现代格局基本奠定这两个特征事件的发生时间, 将中国东部边缘海潮波系统的演变过程划分为3个发展时期。
初期(15 000～12 400 aB. P. ) , 海水尚未进入黄海陆架, 无半封闭海湾出现, 不具备旋转潮波系统的形成条件。因此, 中国东部边缘海潮波系统图式极其简单, 属前进潮波, 水深流缓, 基本保持了大洋入射潮波的特征, 没有旋转潮波系统和无潮点, 潮差不大, 仅在局部小海湾有明显的浅水潮汐效应, 表现为潮差增大、潮波波长变短。中期( 12 4 0 0aB. P. 至全
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