簡介
清康熙《定海縣誌》卷三載：“龜鱉洋，縣北，因龜、鱉兩山得名”，後諧音為灰鱉洋。洋內水深多在5-10米間，由西向東漸深。年平均水溫17.3度，年均含鹽度25.6‰。水呈黃色，透明度0.5米。底質均為泥沙。夏季多東南風，冬季多西北風，年均風速5.7米/秒，最大風速23米/秒。年均霧日 12.7天，12月至次年4月為霧季，夏秋少霧，8月無霧。洋區為定海、寧波、上海間的航行要道，可通行5萬噸以下船舶。在金塘島西側有寬闊的深水錨地，可供船錨泊。洋內七里峙，大菜花山、大鵬山、大長壇山、魚腥腦島、長白島等上均設有燈標和霧警設備。洋內產鯧魚、馬鮫魚、鯢魚等。近岸區養殖對蝦、紫菜。金塘島與冊子島之間的西堠門水道有豐富潮流能資源，1979年8千瓦潮流能發電裝置試驗成功。
杭州灣灰鱉洋海域海床演變趨勢研究
杭州灣灰鱉洋海域海床演變趨勢研究灰鱉洋海域位於杭州灣的南部，海域西南部依託鎮海區海岸，接納甬江來水，東部受金塘島等島嶼的阻擋，通過金塘水道連線東海海域，形成自金道水道至杭州灣內的潮汐通道。海域平面形態呈喇叭狀，自大沙灣與大浦口山連線始，至鎮海澥浦與大鵬山連線，海域寬度從5km放寬到21km，放寬率約為1:1。從海域形勢看，金塘水道窄而深，狹窄處寬度約為3km，水道平均水深為50m（85基面，下同）。海底出金塘水道後，沿西北方向漸漸抬高，至甬江口一帶，水深尚有20～40m，至澥浦外，淺水海域寬闊平坦，水深僅7～8m，深水區窄小，且緊貼在大鵬山邊緣，10m以深的寬度約3km。海域面積約190km2（圖1）。
以往的研究主要集中在金塘水道的北侖岸灘的變化以及甬江口潮波性質的探討[1～4]，隨著海域和周邊岸線的開發利用，如碼頭工程、圍塗工程和橋樑建設的需要，對灰鱉洋海域的海床演變特性的研究顯得十分迫切。本文利用2002年春季的水文測驗和地形測量資料，結合以往有限的歷史海圖資料，從水動力條件、地貌單元的分布、沉積特點和海床沖淤多角度分析灰鱉洋海域海床演變的基本規律。
1灰鱉洋海域的水動力條件及懸沙運動
1.1水動力條件
控制本海區潮波運動的是以M2分潮為主的東海前進潮波系統，潮波從舟山群島的東側傳入工程海域。經統計鎮海站歷年最大潮差僅3.67m，多年平均潮差只有1.76m；漲落潮歷時基本相同。
據2002年3月14日～3月15日的水文測量，潮流流向與海域邊界及地形相輔相成。金塘水道西出口以北海域受金塘水道及其本身的喇叭形邊界的制約，潮流運動形式仍具往複流的性質，流向呈放射狀，但漲落流路不完全一致。漲潮急流方向與岸線基本平行，與水下深槽的方向也較為一致；但甬江口兩側岸線附近落潮流向南偏，與岸線有交角，利於邊灘的發育（圖2）。大潮測點落急流速大於漲急流速，絕大多數垂線平均流速也是落急大於漲急。從大潮至小潮，潮流以落潮占優勢向以漲潮占優勢轉變。小潮期，絕大多數垂線平均漲潮流速大於落潮流速。從淨的進潮量來看，儘管海域大潮的落急流速大於漲急，但海域的漲潮總水量大於落潮總量，自金塘水道至灰鱉洋存在淨進潮量，這也說明該海域的潮波是前進潮波。大潮漲潮進潮量可達38.6億方，淨進潮量可達3.3億方。小潮淨進潮量還要大，可達9.0億方，中潮淨進潮量則在兩者之間。
根據鎮海外游山海洋水文站（1991年11月～1992年10月）的波浪觀測資料可知：①每個季節，海域的常浪向均為偏北向，強浪向也為偏北向，1985年至1996年間，實測最大波高為5.4m，該波高對應的周期為8.1s；②該海域是風浪與涌浪兼有的混合浪海區，該海域東至西南因受舟山群島的阻擋，波浪較少。
1.2懸沙含量與斷面輸沙
灰鱉洋海域懸沙中值粒徑0.0039～0.01mm。大潮漲潮垂線平均最大含沙量可達8.47kg/m3，平均為1.25～4.75kg/m3，落潮為10.2kg/m3，平均為1.22～5.73kg/m3，落潮期大多數測點的垂線最大含沙量和半潮過程平均含沙量大於漲潮期。小潮漲潮垂線平均最大含沙量為2.32kg/m3，落潮為2.62kg/m3，與大潮過程相反，落潮期大多數測點的垂線最大含沙量和半潮過程平均含沙量小於漲潮期。從含沙量的橫向分布看，金塘西側主槽含沙量較小，鎮海邊灘含沙量較大。大潮期，泥沙從杭州灣內進入該海域，一個潮周期其量值可達0.0113億t，中潮時淨輸沙的方向以及量值與大潮基本相同。小潮期，淨輸沙方向相反，泥沙從該海域進入杭州灣內部，其值達0.0094億t。比較潮過程淨輸沙量的大小，可見杭州灣內向灰鱉洋海域存在淨輸沙。
2灰鱉洋海域地貌和沉積特徵
由水下地形可見（圖1），海域的地貌主要有潮流沖刷槽、邊灘和水下淺灘。灰鱉洋海域與金塘水道西出口相連。沖刷槽在金塘水道的西出口分成兩股，呈現樹杈狀，西股沖刷槽連線甬江出口外游山深潭，在甬江口形成深槽；東股貼金塘山岸線向北伸展，和大鵬山沖刷坑貫通，尖滅於大鵬山北端，該類地貌形態表現為深切的深槽，與漲落潮流路一致。
深槽分汊處，即金塘水道西出口（大沙灣～大浦口斷面）之外的七里嶼一帶水域，底質以細砂為主，沉積物分選性良好。在金塘水道西口擴散水流的作用下發育有輻射狀潮流槽脊系。海域中高差1～3m的正負地形相間。杭州灣內波浪僅在邊灘上起作用，而在海域的深水處反映不明顯，加上沉積物以細砂級物質為主，與粉砂類沉積物相比，細砂級泥沙較難起動懸浮，促成了大浦口～大沙灣斷面至七里嶼附近海域的泥沙粒級漸漸趨於一致。水下平原發育於七里嶼以北邊灘與深槽之間的廣闊海域，水深較淺，地形平緩，略有起伏，是灰鱉洋海域的主要淺灘，幾乎占據七里嶼以北海域面積90%以上，是為杭州灣灣口南部水下淺灘的一部分。粘土質粉砂類沉積分布於鎮海邊灘及海域的西部。金塘山西側深槽由於落潮流比漲潮強，形成蝕余沉積。由於細顆粒泥沙沉積後，來自強勁的落潮流對其進行沖刷改造，一部分在鎮海邊灘及峽道淺水區沉積，另一部分被潮流帶走。
灰鱉洋海域的漲、落潮流向3灰鱉洋海域海床演變
3.1海床沖淤的基本面貌
覆蓋整個灰鱉洋海域的海圖極少，最早的海圖見於1888年，為英國“漫遊者”號測量船所測，因比尺較小，基面轉換存在一定誤差，僅作為參考。此後為1928年（1:5萬）以及2002年水下地形測量圖。多數測圖僅含甬江口出海航道和金塘水道部分的測圖，且比尺和範圍大小不一。1928年至2002年的74年間沖淤分布見圖3。從圖中反映出，74年間，搗杵山以北海域呈現東部微沖西部微淤的特點，淤積的幅度可達3m，東部沖刷區大多數區域的沖刷幅度與之相仿。搗杵山以南，西部淤積，東部在兩股深槽分汊區出現微弱淤積。若按圖1所示的海域分區計，A區平均每年沖深0.028m，B區每年淤積0.012m，C區每年淤積0.027m。74年間海域總體淤積0.017億m3。
在搗杵山以北取一斷面，綜合不同年份的地形資料，以北海域東沖西淤呈單向發育狀態，沖淤的分界點在距金塘島11km～12km處，此處深槽自1928年至1987年沖刷，此後基本穩定。
歷年等高線的變化（-15m） Fig.5 Change of contour line(-15m)
歷年等高線的變化（-8m） Fig.6 Change of contour line(-8m) 3.2 海床沖淤變化的原因分析海區等高線的變化見圖5和圖6。-15m等高線框定了深槽出金塘水道後分汊的大致位置，自1888年至2002年百餘年間，深槽位置基本未變，七里嶼處存在局部深潭。1928年金塘山西側-15m線未貫通，此後大鵬山一帶沖刷，深潭擴展與金塘水道西出口汊道相連成槽。-8m線變化較大，從1928年的測圖看，海域高低相間的槽脊系統遍布整個海域，至1995年-8m線把海域分隔成東深西淺兩海區，槽脊系統已萎縮至七里嶼一帶局部海區。說明西部淤積改變了水下平原的地貌微單元。
3.2海床沖淤變化的原因分析
灰鱉洋海域淤積區的底質基本上是粘土質粉沙，而沖刷區多數測點砂的含量較高。水流出金塘水道西出口後分散，在兩股深槽分汊區出現弱流區，泥沙易於落淤，略有淤積。可以說，海域總體的沖淤分布與水下形態和沉積分布較為一致，這種狀態與邊灘的人類活動以及海域南邊界穩定不變有關。
3.2.1人類活動造成邊灘淤積
灰鱉洋海域的邊灘主要存在於鎮海一側。長江口經杭州灣的泥沙由落潮流從杭州灣內帶入此區域。自冰後期海侵以來，邊灘成陸的過程十分緩慢，甬江口位置20世紀50年代以前基本不變[1]，而從海塘修築的歷史來看，千餘年來，鎮海後海塘始終臨水[2]。20世紀50年代以來，從招寶山到澥浦鎮，塗灘較窄，為緩慢淤漲岸灘（圖7），因灘涂圍墾及導堤工程，海岸線已向前推進2.8～3.2km。1984年到1994年十年中，導堤伸入海側3.2km，圍堤的堤線向外推進1～2km，其幅度雖然較大，-2m線才向外推進了300m，-5m等高線則位置基本未變。1995以後，因圍墾又築新堤，泥螺山至外游山導堤之間岸線外推約1.7km，東部-5m等高線基本未變，而西部等高線外推約3km。
鎮海邊灘等高線的變化 Fig.7 Contour shifting of the beach影響這一帶岸灘變化的因素主要有兩類，沿岸潮流的輸沙作用和風暴潮對堤線的破壞等自然因素，以及圍海造地、修築導堤等人類活動。-5m等深線以內淺灘演變的因素除上述外，還與波浪作用有關。首先還是潮流。一般來講，淺灘易於淤積，往往在高灘上修築了堤塘，堤塘外又淤成高灘。這有兩個原因，一是某一地段修築垂直岸線的堤壩後，減少沿岸潮流量，其兩側岸段的隱蔽區自然容易淤積，20世紀60年代伏龍山到澥浦的圍塗，70年代，招寶山到外游山長3186m的導堤建成，截斷了岸灘與甬江口外的水沙交換。正由於此原因，導致灘涂淤漲；二是落潮流指向邊灘有利於泥沙向岸邊搬運，易在邊灘沉積。受錢塘江、甬江和長江輸出淡水的影響，細顆粒泥沙進入邊灘後，在有利的環境條件和相對較弱的水動力條件下，使得淤泥質粉砂沉積。鎮海海岸淺灘隨圍堤外推而有所擴展即由於這兩個原因。風浪掀沙作用是這一帶岸灘季節性變化的重要因素。這一帶含沙量隨季節變化，每年5～10月，含沙量小，尤以7、8月兩月為最；11月到次年4月含沙量大，尤以2、3月為最，1984年7、8月及11月、12月兩次水文測驗，月平均含沙量12月為0.83～3kg/m3，7月為0.13～0.71kg/m3，相差4.4倍。但是，這一帶岸灘變化恰相反，冬沖夏淤。之所以如此，主要因為風浪。這一帶，冬半年（10月到次年3月）盛行西北風，夏半年（4月到9月）盛行東南風。冬季岸灘迎風，波浪掀沙作用較強，因波浪造成的離岸流將泥沙帶至灘外，儘管此時海域含沙量大，潮流仍有能力將風浪掀起的泥沙輸離海岸；夏季岸灘背風，波浪不大，儘管海域含沙量小，岸灘仍有淤積。根據1984年兩次岸灘斷面測量結果看，風浪的作用限於-2m到1m高程之間的岸灘。沖淤幅度為每季0.3～0.5m，岸灘東部略大於西部。1995年後鎮海岸線向海側推進2～3km，隨著岸線推進，岸線附近淺灘淤高，海域寬度的縮窄10%左右。海域縮窄後來自金塘水道的漲落潮量並沒有改變，因此，必然加大了斷面流速，流速的加大抑制鎮海邊灘的外推速度，同時使得東部出現輕微的沖刷。由於海域以北地區是長江口泥沙的主要擴散場地，杭州灣口門與中部泥沙交換頻繁，存在冬沖夏淤的特點，杭州灣內大規模的圍墾整治工程，減少了下泄到工程海域的泥沙量，有可能是導致海區東區沖刷的另一個原因。
等深線的變化(-20m) Fig.8 Contour shifting of the flow depth(-20m)3.2.2海域南邊界穩定
來自金塘水道的漲潮流沖刷槽，若以-30m等高線界定其範圍，其北邊界即為灰鱉洋海域的南邊界。邊界線變化較少，向北，在大浦山北側停止不前，北沖南退的幅度僅200m，說明大浦山北側後渡崗處深槽深水區十分穩定；向西北，等深線進退幅度在300m以內；向西，-30m等高線在甬江口東側，進退幅度略大，為300m（圖8）。此值與測量、繪圖可能產生的誤差同一量級，-20m等高線的變化與-30m的變化情況大體一致。可見深槽邊界數十年來變化甚微。70年來，金塘水道西出口深槽受漲潮流制約，伸展幅度不大，縱向上比較穩定。
灰鱉洋海域通過金塘水道的漲潮流改造局部地形，富宏的進潮量使金塘水道能維持70～80m水深，漲落潮流緊貼甬江口兩側岸線，在深槽區往複流動，受外游山阻擋，形成一衝刷深潭，最深點在外游山正北約300m。外游山外的深潭水深長期保持在38～39m之間，在西口門外至七里嶼間海床呈現放射狀槽脊相間的形態。從甬江口的形態看，甬江口緊接深槽，在甬江長年累月將上游泥沙排至口外的條件下，並沒有在口門附近形成沙坎一類的地貌形態，口外也沒有存在攔門沙之類地貌單元，這些反映了來自金塘水道的漲潮流的作用。從金塘水道的變化看，近70年來，海床變化微弱，水域深槽的範圍基本不變，抑制了灰鱉洋海區的大幅度沖淤。
4灰鱉洋海域演變趨勢分析
等深線的變化(-30m) Fig.9 Contour shifting of the flow depth(-30m)從海域北邊界看，半月潮周期內，杭州灣內的泥沙向海域下泄，這和杭州灣整體的泥沙輸移途徑“北進南出”的一般認識是一致的。而對淨進出水量而言，是從工程海區向杭州灣內部輸移，淨輸沙和淨輸水方向截然不同反映了工程海域海床演變的複雜性。金塘水道西出口以西，即甬江口以北，海域廣闊，落潮流控制了海區的基本面貌，漲潮流起到改造局部地形的作用，海床及岸灘與水動力相適應，同樣趨於動態平衡，基本穩定階段。主要是（1）控制演變的動力條件落潮流基本不變，到目前為止，杭州灣口門的人類活動相對較少，進出杭州灣的數個潮汐通道的幾何形態基本未變，相應各通道進出的潮流分配比不會受到影響。（2）該區近70年來，呈現東沖西淤的特點，除局部沖刷坑海床變化較大外，絕大多數區域沖淤幅度少於2m。（3）岸灘前沿等高線基本與漲潮流向平行，受漲潮流抑制，淺灘的外推極緩，邊坡變陡。（4）金塘水道西出口的邊界線基本穩定不變。（5）沉積物的分布已與水動力條件相配。海床以後的變化主要受制於潮灘的發育和岸線邊界的變化以及海域上下游圍墾等人類活動。（6）金塘水道岸灘已趨於動態平衡，略微向海側推進，基本穩定[3]。其理由是，受金塘水道的高速水流制約，由甬江出口細顆粒泥沙、長江口出海懸沙和杭州灣再懸浮泥沙只有極少部分在金塘水道南岸灘地沉積，絕大多數為過境泥沙。金塘水道中部深槽內含沙量的變化基本不受流速變化影響，說明水流已不能使底部泥沙懸浮，中部深槽粗粒沉積物已不參與現代岸灘塑造[4]。從潮灘發育階段看，無論鎮海灘涂或北侖灘涂，目前高、中灘均已被圍，塘外灘地只要有泥沙供應，潮灘將繼續淤漲，但估計淤速極慢。鑒於鎮海岸灘和金道水道岸灘，流線與等深線走向基本吻合，加之偏北風浪的沖蝕破壞，灘坡的進一步加積受到抑制，因而邊灘的淤漲速率將是十分緩慢的。灘涂圍墾的影響。鎮海一線圍堤規劃上外推到外游山導堤與澥浦連線，而多數圍區已建成，一旦達到規劃線後，繼續圍墾的餘地已不大。主要是，低灘上淤高的速率越來越緩慢，可圍的區域很少，低灘上的圍堤建設的代價較高；另外，堤線外移超過外游山導堤，就有可能造成甬江口淤積，對航道可能造成一定的影響。北侖一側包括金塘山西邊灘緊鄰深槽，可圍墾餘地均不大。可以說，工程海域繼續圍墾的餘地很少，以後海床的變化主要在於堤線外推到規劃線後的回響，也就是，其附近海床有所淤高，沖刷發生在離堤線一定距離以外的海域海床。工程海域海床的沖淤變化還受杭州灣內的大規模整治活動的影響，杭州灣南岸計畫圍墾40萬畝，這將引起多大程度的沖淤變化，尚需進一步研究。至少從目前的情況看，甬江口以北，海床將延續近70年來的變化趨勢，西側微淤，東側微沖，這一東沖西淤的狀況將持續相當長的時間。
5結論
灰鱉洋海域是杭州灣與東海水沙交換的一個重要通道。通過水動力條件和泥沙輸移、海域的地貌形態和底質分布特徵等的分析，海域的海床演變受制於來自杭州灣內的落潮流，金塘水道的漲潮流起到改造局部地形作用。目前，海域的海床演變已與水動力條件相適應，基本穩定。海床以後的變化主要與潮灘的發育和岸線邊界的變化以及上游杭州南岸圍墾有關，從潮灘的發育看，淤積十分緩慢，且圍堤外推的餘地已不大，因此海床仍維持動態平衡狀態，微沖微淤。
