Morphological characteristics and geological significance of seamounts in the southern Kyushu-Palau Ridge areas
-
摘要:
对海山形态特征的定量分析与讨论，有助于理解海山的形成与演化，从而进一步了解与海山地貌形态有关的动力作用。基于九州-帕劳海脊南段及邻近海域的高分辨率海底地形和浅地层剖面资料，利用统计学、频谱分析及层序地层学等方法，查明了研究区40座海山的形态特征，并对海山的演化过程进行了分析推测，同时指出了海山对底流沉积动力的影响。结果表明，研究区海山平均高度为
1374 m，平均体积为100 km3，宽高比为0.21±0.09，平坦度为0.16±0.18；在中央海盆裂谷北侧和九州-帕劳海脊南段海山高度与底面半径具有较好的线性关系，而在中央海盆裂谷南侧相关性较差；中央海盆裂谷南侧海山的宽高比明显大于北侧，可能是由复杂的应力背景和构造机制等因素所导致。总结火山演化的4种生长模型，分析认为研究区海山的形态演化与山顶高度和基底直径成比例增加的火山生长模型基本类似，可能是由于火山间断喷发导致海山顶部与侧翼同时成比例发育。Abstract:The quantitative morphology study of volcanic seamount helps to understand the seamount evolution and intrinsic relationship between seamount morphology and geodynamics. High-resolution seabed topography data of 40 volcanic seamounts in the southern Kyushu-Palau Ridge and adjacent areas were used to analyze statistically the seamount morphology and the influence on sedimentation dynamics of bottom flow by spectral and sequence stratigraphy analyses. Results show that the average height of seamounts in the study area is
1374 m, the average volume is 100 km3, the aspect ratio is 0.21±0.09, and the flatness is 0.16±0.18. The height of seamounts in the northern Central Basin Rift and the southern Kyushu-Palau Ridge show a good linear correlation with the bottom radius, while the correlation between seamounts in the southern Central Basin Rift is poor. The aspect ratio of seamounts in the southern Central Basin Rift is significantly greater than that in the northern Central Basin rift due probably to complicated stress fields under regional tectonic frames. By summarizing four volcanic evolution models, we found that the seamounts in the study area fit the model that they grow with proportional increase in summit height and base diameter, which could be explained by intermittent volcanic eruptions leading to proportional development on the top and flanks.-
Keywords:
- genetic evolution /
- sedimentary dynamics /
- seamount /
- Kyushu-Palau Ridge
-
河口潮滩位于陆海毗连的沉积动力敏感地带，具有缓冲风暴潮侵袭沿海城市、提供生物栖息地、维持物种多样性以及存贮碳等重要功能。潮滩的进退表征三角洲对流域和海洋动力的耦合强弱与泥沙供给多寡的响应，是三角洲地貌冲淤的指示器[1]。然而，因流域建坝和水土保持工程的修建导致河流入海泥沙急剧减少、河口局部围垦、航槽开挖以及相对海平面上升，世界沿海大部分河口潮滩都面临侵蚀与沉溺的风险。近20年来受高强度人类活动及复杂的海洋应力交互影响，全球已有超过50%的滨海湿地消亡[2]，进而严重危及沿海生态系统及沿岸居民生活环境安全[3]。因此，河口潮滩地貌变化，特别是近期河口潮滩时空变化格局已引起众多学者关注[4-5]。
河口潮滩在三角洲城市和沿海经济发展中扮演极为重要的角色。已有成果相继指出，河口潮滩利用方式改变，如潮滩变为稻田[6-7]、潮滩圈围成陆变为工业用地[8]、潮滩变为鱼塘[9]等，不同潮滩利用改变了潮滩性质，造成潮滩永久性的损失。潮滩物质供给主要来自流域入海泥沙，因此较多研究已指出，当前大坝、森林恢复引起的入海泥沙减少，也在较大程度导致潮滩出现侵蚀、淤积减缓或由淤转冲的格局[10]。值得提及的是，河口潮滩一般由覆盖植被的盐沼或红树林以及其外没有覆盖植被的光滩构成[11]，由此形成相对完整的潮滩沉积地貌系统和湿地生态系统。国内外已有不少学者针对盐沼或红树林覆盖的潮滩以及其外缘的光滩演化过程及机制展开研究[12]，但关于北部湾北部河口潮滩光滩的分析成果几乎没有报道。光滩作为潮滩的有机构成，不仅是潮滩植被扩展的重要空间，更是众多候鸟或底栖动物活动的场所[13-14]，其时空变化状态直接关联潮滩冲淤进退与植被的变化过程。基于此，本文以茅尾海北部钦江河口前沿光滩作为研究对象，通过长时间遥感影像解译和实地踏勘等探讨区域光滩空间分布及变化状态，给茅尾海潮滩资源可持续高效利用及红树林保护与培育提供部分理论与技术支撑。
1. 研究区域概况
钦江发源于广西壮族自治区（图1a）灵山县罗阳山，流经灵山县、浦北县和钦州市区，干流全长179 km [15]，海拔高度约为−13～846 m, 主流坡度为0.36‰ [16]（图1b）。钦江于尖山镇黎头咀分两支分别在沙冲村和沙井港附近注入茅尾海（以下称钦江沙冲河口和钦江沙井河口）（图1c）。钦江河口区域涨潮潮差最大为2.21 m，平均潮差0.97 m，落潮潮差最大为2.20 m，平均潮差1.01 m，属不正规混合全日潮型[17]。受径流与潮流共同作用，在钦江河口区域共形成约3 000 hm2的潮滩，其中光滩约占潮滩面积的60%。潮滩沉积物主要以砂质沉积物为主[18]，分布有红树植物11科16种[19]。在此根据钦江入海河口的分布将钦江河口潮滩分为3个区域，分别为钦江沙冲河口、钦江河口中部潮滩和钦江沙井河口（图1d），由此分析其光滩的时空变化特征。
![]()
图 1 研究区域图a. 钦江流域在广西的位置，b. 钦江流域海拔高程和陆屋水文站位置，c. 钦江河口河道支流、光滩和植被空间分布与钦州潮位站和研究区（红色实线包络）位置，d. 4个子区域的用于数字岸线分析的基线、法线和岸线。Figure 1. Study areaa: Location of the Qinjiang River Basin in Guangxi, b: elevation and location of Luwu hydrological station within the Qinjiang River Basin, c: spatial distribution of upstream river distributaries, bare flats and mangroves forests and location of Qinzhou tidal gauging station and study area (solid red line enclosed) in the Qinjiang River estuary, d: the baselines, normal lines and shorelines for digital shoreline analyses in four subregions.2. 数据与方法
2.1 数据来源
本研究数据包括潮位、遥感影像及钦江入海水沙三套数据。其中潮位数据为钦州潮位站1986—2021年的逐小时潮高数据（1985国家高程基准），来自国家海洋局南海分局，潮位站位于钦州市钦州港港口附近（图1c），距离钦江河口约16 km。遥感影像数据分别来自美国地质勘探局（United States Geological Survey，USGS）和欧空局（European Space Agency，ESA），通过GEE（Google Earth Engine）平台获取。由于卫星过境时当地潮位通常为中到高潮位潮情，难以捕捉到最低潮位时的卫星影像，同时就光滩而言，一般人类活动对光滩进行改造都聚集于光滩上部，即中潮位以上的光滩。基于此，本文从300余景影像中选取了13景（1986—2021年）研究区中无云且其中包含两组潮位相近的影像数据，进而将潮位相近的影像分为中潮平均低潮位组和平均中潮位组，影像数据涵盖Landsat 5 TM、Landsat8 OLI和Sentinel-2 MSI卫星遥感影像（表1）。此外，钦江流量及泥沙数据采用的是钦江陆屋水文站1971—2021年的实测年平均数据，该水文站距离钦江河口约60 km（图1b）。
表 1 遥感影像信息及对应潮位Table 1. Satellite remote sensing imageries and corresponding tide levels序号 成像日期 卫星 分辨率/m 潮位/m 影像分组 1 1988-06-06 Landsat 5 TM 30 1.62
中潮平均低潮位2 2008-05-12 Landsat 5 TM 30 1.63 3 2020-04-15 Sentinel-2 MSI 10 1.60 4 1986-08-04 Landsat 5 TM 30 3.01 平均中潮位 5 1992-10-23 Landsat 5 TM 30 2.88 6 1997-08-02 Landsat 5 TM 30 2.98 7 1999-09-25 Landsat 5 TM 30 2.92 8 2002-11-04 Landsat 5 TM 30 2.97 9 2007-07-29 Landsat 5 TM 30 2.79 10 2011-05-29 Landsat 5 TM 30 2.74 11 2014-06-14 Landsat 8 OLI 30 2.97 12 2017-04-01 Sentinel-2 MSI 10 2.98 13 2021-07-24 Sentinel-2 MSI 10 3.03 2.2 研究方法
2.2.1 研究区域界定
研究区域范围通过在ArcGIS软件中以美国环境系统研究所公司（Environmental Systems Research Institute, Inc., ESRI）提供的World Imagery数据集为底图，采用目视解译的方法，沿钦江河口沿岸堤坝及潮滩前缘附近海域进行勾绘获得（图1c）。由于该区域潮间带内生长的植被几乎都是红树林，在此将红树林向海边缘到多年平均最低潮位的非植被潮滩定义为光滩（裸滩）。考虑到卫星过境时潮位波动，较难获得研究区域相同潮位的不同时间卫星成像，同时当地成熟红树林边缘基本位于中高潮位附近位置。因此，本文选取同时处于中潮平均低潮位及平均中潮位的二组卫星影像以探讨光滩不同部位的面积变化过程（表1）。卫星过境获取的影像基本处于平均中潮位附近，因而以平均中潮位组影像数据为基础，获取研究区内不同时期的植被及红树林植被边缘到平均中潮位附近之间的光滩面积。为便于分析，在此将红树林植被边缘到平均中潮位附近之间的光滩定义为高于中潮位的光滩，这部分光滩的变化和红树林进退直接相关。因此本文将着重分析其时空变化与影响因素。
2.2.2 影像处理
基于GEE平台，利用遥感影像数据的红、绿、蓝、近红外和短波红外波段的反射率，分别计算归一化水体指数（Normalized Difference Water Index，NDWI）、改进归一化水体指数（Modified Normalized Difference Water Index，MNDWI）、归一化植被指数（Nominalized Difference Vegetation Index，NDVI）和增强型植被指数（Enhanced Vegetation Index，EVI）（表2）。随后，以NDWI、MNDWI、NDVI和EVI作为随机森林分类算法的输入数据，将每一景影像的地物分为水体、植被和光滩三类，提取相应范围并生成矢量数据导出。每景影像分类结果的Kappa系数和Overall系数均高于85%和89%。
表 2 用于分类的光谱指数及计算公式Table 2. Spectral indices used for classification and the calculation formula指数名称 计算公式 归一化水体指数（NDWI）[20] $\dfrac{({\rho }_{\text{green} }-{\rho }_{\text{nir} })}{({\rho }_{\text{green} }+{\rho }_{\text{nir} })}$ 改进归一化水体指数（MNDWI）[21] $ \dfrac{({\mathrm{\rho }}_{\mathrm{g}\mathrm{r}\mathrm{e}\mathrm{e}\mathrm{n}}-{\rho }_{\mathrm{s}\mathrm{w}\mathrm{i}\mathrm{r}})}{({\rho }_{\mathrm{g}\mathrm{r}\mathrm{e}\mathrm{e}\mathrm{n}}+{\rho }_{\mathrm{s}\mathrm{w}\mathrm{i}\mathrm{r}})} $ 归一化植被指数（NDVI）[22] $ \dfrac{({\rho }_{\mathrm{n}\mathrm{i}\mathrm{r}}-{\rho }_{\mathrm{r}\mathrm{e}\mathrm{d}})}{({\rho }_{\mathrm{n}\mathrm{i}\mathrm{r}}+{\rho }_{\mathrm{r}\mathrm{e}\mathrm{d}})} $ 增强型植被指数（EVI）[23] $ \dfrac{2.5\times ({\rho }_{\mathrm{n}\mathrm{i}\mathrm{r}}-{\rho }_{\mathrm{r}\mathrm{e}\mathrm{d}})}{({\rho }_{\mathrm{n}\mathrm{i}\mathrm{r}}+6\times {\rho }_{\mathrm{r}\mathrm{e}\mathrm{d}}-7.5\times {\rho }_{\mathrm{b}\mathrm{l}\mathrm{u}\mathrm{e}}+1)} $ 注：ρnir为近红外波段，ρred为红波段，ρgreed为绿波段，ρswir为短波红外波段，ρblue为蓝波段。 2.2.3 光滩和植被信息提取
将在GEE平台导出的光滩、植被及水体范围矢量数据基于ArcGIS软件进行去噪、掩膜、叠加等处理，分别计算和统计各景影像中光滩和植被面积，分析光滩历年变化趋势以及植被覆盖程度对光滩的可能影响。同时，本文沿钦江河口潮滩前缘共布设8条基线，生成45条基线法线，法线间隔为100 m（图1d）。随后根据各景影像的水体范围提取出各时期潮滩的水边线，进而利用ArcGIS数字岸线分析系统（Digital Shoreline Analysis System，DSAS）中的岸线移动（Net Shoreline Movement，NSM）和终点变化速率（End Point Rate，EPR）工具来量化45条基线法线的变化过程，以分析光滩的时空变化趋势。
2.2.4 不同分辨率影像及潮位下提取光滩面积差异分析
本研究中使用的遥感影像数据分辨率有30 m和10 m两种，影像分辨率越高，地物信息提取越准确，光滩面积计算越精确。为分析基于两种分辨率的卫星影像数据提取的光滩、植被等地物的面积差异，采用两景时间、潮位相近的Landsat 8 OLI 和Sentinel-2 MSI影像数据，分别提取相同区域的光滩、植被面积进行比较，进而分析使用不同分辨率卫星影像数据分析研究区域光滩时空变化过程的可靠性。为避免由于潮位差异对提取光滩面积的影响，验证区域选择在远离水边线以上区域（图2）。结果显示，两组影像在两个检验区域提取的光滩面积分别相差约4.4%和6.0%（表3）。由不同分辨率差异造成的解译偏差在误差范围内，对于分析近40 a光滩时空的变化趋势，数据结果相对可靠。
![]()
图 2 基于不同分辨率影像提取的光滩和植被信息Figure 2. Bare flats and mangroves forests information extracted from different resolution images表 3 检验区地物面积提取结果Table 3. Extraction results of ground object area in the inspection area卫星型号 成像时间 检验区1 检验区2 检验区面积/hm2 植被/hm2 光滩/hm2 光滩面积差值
占比/%检验区
面积/hm2植被
/hm2光滩
/hm2光滩面积
差值/%Sentinel-2 MSI 2021/07/24 171.8 133.5 38.3 4.4 94.6 68.2 26.4 6.0 Landsat 8 OLI 2021/09/05 135.2 36.6 4.6 69.8 24.8 6.4 3. 结果
3.1 光滩总体面积变化特征
1988—2020年光滩展现明显时空变化差异。其中1988—2008年，钦江河口光滩整体向海淤积，淤涨部分集中于钦江沙井河口口门及内侧河槽与潮汐通道边缘，淤涨面积为288 hm2，年平均淤积14.4 hm2，平均向海推展32.5 m。侵蚀部分集中于钦江沙冲河口河道和潮沟边缘，侵蚀面积为170 hm2，年平均侵蚀8.5 hm2（图3a）。2008—2020年，钦江河口光滩出现大面积损失，损失面积高达1 146 hm2，年平均损失为95.5 hm2。该时期损失的光滩主要分布于钦江沙井河口及钦江沙冲河口航道、潮沟区域。零星淤涨的仅54 hm2，且主要出现在沙井河口南部。同时口门光滩每年向陆退却的速率约为104.5 m/a（图3b），特别是光滩向陆与红树林毗连的上部几乎都出现损失，这将在下一节细述。整体上，1988—2020年，钦江河口光滩共有1 077 hm2面积损失，新增面积为103 hm2，即32年间光滩以平均每年33.6 hm2的速度消失（图3c）。
3.2 平均中潮位以上的光滩面积变化特征
1986—2021年间，平均中潮位以上的光滩（以下称中潮位光滩）面积总体呈减少趋势（图4）。其中1986—2002年间，该位置的面积以小幅波动为主，基本维持冲淤平衡状态（图5a-d）。2002—2007年中潮位光滩淤积明显，淤积区域主要位于钦江口潮滩中部前缘、钦江沙冲河口河道及潮汐通道之间，总体淤积面积为373 hm2，年平均淤涨速率为74.6 hm2/a（图5e）。2007—2014年期间，中潮位光滩以91.5 hm2/a的速率急剧损失，损失面积达641 hm2（图5f、g），钦江河口中部潮滩前缘是损失的主要区域。2014—2021年，中潮位光滩主要以11.2 hm2/a的速率缓慢淤涨为主，淤涨面积为79 hm2，淤涨区域集中于钦江河口中部潮滩前缘（图5h、i）。总体而言，在钦江河口中部潮滩前缘和钦江沙冲河口口门处新增约90 hm2光滩的情况下（图5j），近40年来中潮位以上光滩面积仍减少370 hm2（图4）。
![]()
图 4 平均中潮位以上的光滩面积变化过程Figure 4. Variations in the area of bare flats above the mean middle tide level![]()
图 5 平均中潮位以上光滩变化特征a-d. 光滩面积基本维持冲淤平衡状态，e. 光滩快速淤涨，f-g. 光滩面积持续减少，h-i. 光滩面积呈现缓慢增长趋势，j. 光滩整体变化格局。Figure 5. Gains and losses of bare flats above the mean middle tide level from 1986 to 2021a-d: Overall stability in 1986-2002, e: quick accretion in high progradation rate in 2002-2007, f-g: quick erosion in 2001-2014, h-i: slow progradation in 2014-2021, j: the overall pattern.3.3 平均中潮位以上的光滩水边线变化特征
1986—2021年光滩区域历年水边线变化过程与其面积变化过程保持一致。其中1986—2002年，平均中潮位以上光滩水边线处于小幅波动变化过程，基本保持进退平衡状态（图6a-d）。2002—2007年期间，此范围光滩平均向海推进98 m，平均推进速率为20.8 m/a，最大向海推进距离达500 m，且主要发生在钦江河口中部潮滩前缘和潮汐通道之间（图6e）。在2007—2014期间，钦江河口中部潮滩前缘区域连续向岸蚀退，平均向岸后退161 m，平均后退速度为23 m/a（图6e、f、g）。2014—2021年平均中潮位以上光滩平均向海淤涨143 m，平均淤涨速率为31.7 m/a（图6i），淤涨区域主要集中于钦江口潮滩中部和钦江沙冲河口前缘，该区域淤涨最远距离近700 m。总体而言，1986—2021年平均中潮位以上光滩平均向海推进176 m，平均推进速率为5.0 m/a（图6j），且冲淤变化的活跃地带主要集中于钦江口中部潮滩和钦江沙冲河口区域。
![]()
图 6 平均中潮位以上光滩水边线移动过程a-d. 水边线基本维持进退平衡状态，e. 快速向海推进，f-g. 连续向岸蚀退，h-i. 缓慢向海淤进，j. 整体变化格局。Figure 6. Spatial migrations of bare flats’ edges above the mean middle tide levela-d: Stability period of the edges in 1986-2002, e: rapid seaward advancement in 2002-2007, f-g: landward erosion in 2001-2014, h-i: slow seaward advancement in 2014-2021, j: the overall patterns.4. 讨论
4.1 河流入海水沙的影响
河流入海水沙物质的多寡在河口潮滩发育和地貌塑造过程中扮演着重要的角色[24-25]。钦江河口位于茅尾海北部，钦江入海泥沙是区域潮滩物质的主要来源之一[26]。据钦江陆屋水文站历年水沙数据，自1971年以来，钦江年平均流量和输沙量总体呈波动下降趋势（图7a）。其中年平均输沙量在1971—1982年间出现较大波动，而后1982—2021年呈持续波动下降趋势，下降速率约为0.67×104 t/a（图7a）。将钦江年平均输沙量与平均中潮位以上光滩面积进行相关性分析后发现，除了2007年和2021年外，两者呈显著的正相关性（图7b）。钦江年平均输沙量越高，钦江河口平均中潮位以上光滩面积越大，造成2007年的光滩面积出现远高于拟合值的原因可能是卫星成像时的实际潮位与潮位站提供的测量数据相差过大。但由于缺乏更多相关数据，要探明其中的具体影响因素，需要进一步研究。另外，造成2021年光滩面积远低于拟合值的原因则可能是茅尾海清淤工程的影响，将在下文进行阐述。此外，由于径流挟带泥沙自上而下注入茅尾海时，河面突然展宽，加上地形与红树林植被的作用，流速降低，其挟带的泥沙在平均中潮位以上光滩更容易沉积。相较而言河道、潮汐通道和平均中潮位以下光滩的沉积效果更不显著（图5i），因此，钦江入海水沙是钦江河口光滩向海延伸的动力条件和物质基础，且一定程度上决定冲淤变化在何处发生。但由于钦江输沙量减少是一个相对缓慢的过程，光滩面积响应上游泥沙的减少同样是逐渐变小的态势，但当前光滩面积在2007—2014年呈现急剧下降，因此，输沙量的减少不是区域光滩急剧减少的主要原因。
![]()
图 7 钦江陆屋水文站1971—2021年实测平均流量及输沙量变化趋势（a）以及钦江输沙量与平均中潮位以上光滩面积的关系（b）Figure 7. Changes in riverine annual water discharge and suspended sediment load (SSL) discharged from the Qinjiang River at Luwu Station in 1971—2021 (a), and the relationship between bare flats area above the mean mid-tidal level and riverine SSL (b)4.2 植被的影响
钦江河口潮滩主要由植被和光滩构成，植被以桐花树和无瓣海桑等红树植物为主[19]。红树林与光滩之间存在着相互促进的关系，红树林的扩张将逐渐填补光滩的空间使光滩面积变小，而其沉沙促淤的作用又促进光滩的发育、扩张，光滩的发育将为红树林提供更多生长空间[27-28]。钦江河口潮滩也呈现出光滩与植被相互促进的趋势。在提取1986—2021年期间钦江河口潮滩上植被的面积后发现，其面积呈逐年上升的趋势，由1986年的769 hm2增长到2021年的1 170 hm2，共增长了401 hm2，年平均增速为12.56 hm2（图8）。逐年扩张和不断向海推移的植被不断填补潮间带的光滩斑块，使光滩上部面积不断下降，相比1986年共减少了370 hm2（图8）。然而根据1986—2021年平均中潮位以上的光滩水边线变化趋势，近40年来该区域光滩平均向海推进了176 m，最远超过600 m（图6j），意味着平均中潮位以上的光滩面积虽受植被扩张的影响而不断减少，但其前缘仍不断向海淤涨。植被的促淤沉沙作用可能是其不断向海淤涨的影响因子之一。
![]()
图 8 1986—2021年光滩与植被面积变化过程Figure 8. Coupled changes in bare flats and vegetation area from 1986 to 20214.3 海平面上升的影响
研究表明，由于全球气候变暖，海平面逐年上升，造成潮滩淤积速率减缓，海岸带侵蚀加剧[29-30]。钦江河口位于茅尾海的北部，是北部湾最北端的海域。根据《2020年中国海平面公报》，1980—2020年北部湾海平面以平均每年0.2 cm的速度上升，40年来海平面上升约10 cm（图9）。然而在此期间，钦江河口平均中潮位以上的光滩前缘平均向海推进176 m，面积增加了263 hm2（图5i、6i）。意味着，海平面的上升对钦江河口光滩的发育未造成明显影响。1986—2021年期间，钦江河口红树林的不断扩张和向海推进，为悬浮泥沙的沉积营造了有利条件，进一步促进光滩的淤积和发育，一定程度上减小区域受海平面上升所带来的影响。
![]()
图 9 北部湾1980至2020年平均海平面变化趋势Figure 9. Sea level change along the Beibu Gulf from 1980 to 20204.4 茅尾海清淤工程的影响
钦江河口光滩面积自1986—2020年总体出现大规模损失，其中1986—2007年光滩面积增加（图6a、7），而后处于递减状态（图6b、7）。即光滩面积约在2008年出现明显转折，造成光滩出现该变化的主要因素可能是人类活动（图10a-f）。2010年钦州市出台《茅尾海综合整治规划》，该规划中指出，为改善茅尾海水动力条件、加大航道水深及船舶通航能力，将分三期对茅尾海航道及浅滩进行清淤、整治。清淤深度到-2.47 m（1985国家高程基准），清淤量约1.3亿 m3，其中沙量340万m3，淤泥12 360万m3，泥岩200万m3 [31]，该海区清淤而搬运的1.3亿m3泥沙大部分来自茅尾海北部的河口潮滩。清淤工程的实施直接作用于光滩，使光滩面积急剧下降，此现象与前人研究结果相符。该研究认为，在清淤工程的实施下，茅尾海潮滩在2013年后面积显著缩小[32]。然而，2017—2021年光滩面积出现明显向海淤积，这很可能和茅尾海清淤工程完成后的海区纳潮量与近岸水深变化有关：即因清淤范围内的水深加深，茅尾海纳潮量得到显著提升，其中区域大潮纳潮量分别提升6.1%、13.0%和21.7%，而平均纳潮量分别提升3.1%、9.8%和18.1% [33]。纳潮量的增加和水深的加深使潮流流速降低，利于泥沙沉积，进而导致清淤后的钦江河口潮滩光滩不减反增（图5i）。
![]()
图 10 人类活动对钦江河口光滩的影响a-c. 茅尾海清淤工程的实施，d-f. 利用清淤而来的泥沙对沙井港部分区域进行吹填，g-i. 钦江河口大范围的生蚝养殖。Figure 10. Influence of human activities on the bare flats in the Qinjiang River estuarya-c: Implementation of dredging project in the Maowei Sea; d-f: parts of the adjacent Shajing harbor were filled with dredged sediments; g-i: extensive oyster cultivations in the estuary.4.5 茅尾海近岸海水养殖影响
茅尾海海水养殖主要以生蚝养殖为主，是目前国内最大的天然生蚝产卵和养殖区，面积约2 340 hm2，主要集中于茅尾海中部偏北区域、南部偏中区域和近东岸区域[34-36]。研究表明，大范围的生蚝养殖将造成水动力减弱，延长水循环周期，促使悬浮泥沙沉积，进而造成滩涂淤积[37]。据钦州市近年来生蚝天然采苗器投放量的监测数据显示，2011年采苗器投放量为2 500 万串，是2009和2010年的3倍，2015年采苗串投放增至5 000万串，2016年爆发增长至9 000万串，2017与2018年分别为9 200万串和9 300万串，2019年为1.3亿串[38]。其中，钦江河口分布着较大面积的生蚝养殖区（图10g、h、i）。通过分析钦江河口光滩上部的变化趋势发现，2014—2021年期间，光滩面积呈缓慢上升趋势（图8），钦江河口中部潮滩前缘不断向海淤进（图5h、i），与茅尾海生蚝养殖的增长趋势呈正相关的关系。因此，除清淤工程完成后可能导致区域光滩产生淤积效应外，大范围的生蚝养殖为钦江河口光滩面积不断增长的主要驱动因素。
此外，考虑到不同影像的潮位差异可能造成解译偏差，本研究通过采用RTK实测的方式，计算出研究区平均中潮位潮滩坡度约0.45%。而本研究使用的影像对应潮位最大相差0.29 m，由此造成的水边线提取距离偏差约为64 m，在相应的影像中占2个像元。文中关于两组相近潮位影像解译得到的光滩淤积和侵蚀速率远超过2个像元，因此，文中解译的潮滩冲淤结果可信。
5. 结论
（1）1988—2020年钦江河口光滩总体减少1 077 hm2，减少区域主要集中于钦江沙井河口和钦江沙冲河口航道、潮沟区域。1986—2021年钦江河口平均中潮位以上光滩减少370 hm2，期间经历了1986—2002年冲淤平衡、2002—2007年快速淤积、2007—2014年急剧下降和2014—2021年缓慢淤涨4个阶段。近40年来，该区域平均中潮位以上光滩以5 m/a的速度平均向海推进176 m，淤涨范围主要集中于钦江河口中部潮滩。
（2）钦江入海输沙量的变化是钦江河口平均中潮位光滩面积增减的主控要素，近年来入海泥沙的减少引起该河口光滩面积减少。区域潮间带植被面积的增长有利于滩面泥沙沉降而促使钦江河口光滩面积向海扩展。
（3）茅尾海清淤工程的实施是钦江河口光滩突然减少的直接因素。2015年后呈爆发式增长的生蚝养殖减缓潮流流速，促使钦江河口中部潮滩以上光滩面积在2014—2021年期间出现缓慢上升。此外，近40年来，海平面的上升未对区域光滩造成明显影响。
-
![]()
图 3 研究区40座海山位置及剖面位置
Figure 3. Locations of 40 seamounts and position of cross sections in the study area
![]()
图 4 海山K12、K20、N04、N06和S03的典型水深剖面图
Figure 4. Typical bathymetric profiles of Seamounts K12, K20, N04, N06, and S03
![]()
图 6 不同构造环境下海山地形的标准化功率谱
Figure 6. Normalized power spectra of seamount landforms in different tectonic settings
![]()
图 7 火山生长模型[42]
A：山顶高度和基底直径成比例增加的火山生长模型，B：峰顶高度增加而基底直径保持一致的火山生长模型，C：基底直径增加而顶部高度保持不变的火山生长模型，D：火山生长模型为峰顶高度和基底直径成比例增加，被火山侧翼的短阶段横向推进打断。①②③④为火山逐步生长的顺序。
Figure 7. Volcano growth models[42]
A: Volcano growth with a proportional increase in summit height and base diameter, B: volcano growth with summit height increase while base diameter remains constant, C: volcano growth with the base diameter increase but the summit height stays, D: volcano growth with a proportional increases in summit height and basal diameter but this growth is disrupted by a short and lateral progradation. ①②③④ indicate the sequence of volcano growth.
![]()
图 9 海山区域岬湾附近浅地层剖面
Figure 9. Typical seismic profile of cape bay showing sedimentation in seamount region
表 1 研究区域内海山的形态参数
Table 1 Shape parameters of seamounts in the study area
海山编号 高度/m 底面半径/km 顶面半径/km 体积/km3 山坡倾角/(°) 宽高比 平坦度 平均坡度/(°) S01 1267 4.6 0.15 28.0 19.5 0.28 0.03 21.7 S02 2083 5.3 0.1 51.1 14.2 0.39 0.02 12.6 S03 2173 7.8 0.5 122.1 13.7 0.28 0.06 18.4 S04 2119 5.7 2.2 51.8 12.4 0.37 0.39 15.7 S05 940 6.2 3.1 21.9 11.2 0.15 0.50 15.7 K01 1411 3.36 0.2 11.0 19.87 0.42 0.06 13.2 K02 2496 12.68 2.3 280.7 15.71 0.20 0.18 15 K03 2320 14 1.9 393.5 8.1 0.17 0.14 15.5 K04 600 4.3 2.8 13.0 6.3 0.14 0.65 13.7 K05 1150 12.5 7.8 243.8 8.8 0.09 0.62 13.7 K06 1924 9.3 3.8 82.1 9.3 0.21 0.41 14.8 K07 782 2.75 0.25 4.8 13.2 0.28 0.09 14.3 K08 1327 3.6 0.15 24.9 16.4 0.37 0.04 12.6 K09 1587 7.26 0.25 95.5 15.79 0.22 0.03 15.9 K10 1342 8.2 0.8 61.2 6.1 0.16 0.10 15.8 K11 1069 4.9 0.36 36.6 13.1 0.22 0.07 13.2 K12 1681 6.3 0.2 68.2 15.8 0.27 0.03 10.4 K13 1568 7.6 0.1 81.5 11.42 0.21 0.01 19.4 K14 1385 13.6 1.4 313.3 7.14 0.10 0.10 8.9 K15 664 2.5 0.1 2.8 22.2 0.27 0.04 13 K16 2002 10 0.5 221.5 15.4 0.20 0.05 14.2 K17 1568 7.44 0.1 78.6 8.69 0.21 0.01 11 K18 2390 7.25 2.75 118.9 17 0.33 0.38 10 K19 1172 5.1 0.25 31.5 11.31 0.23 0.05 12.7 K20 1026 3.1 0.1 12.5 23.3 0.33 0.03 10.5 K21 818 4.2 0.15 10.9 16.8 0.19 0.04 9.3 N01 976 2.9 0.2 11.2 18.09 0.34 0.07 11.2 N02 838 5.5 0.5 20.9 6.87 0.15 0.09 11.6 N03 744 4.4 0.62 16.5 13.43 0.17 0.14 12.5 N04 998 8.9 0.27 130.2 7 0.11 0.03 16.5 N05 736 7.3 1 51.7 12.1 0.10 0.14 14.7 N06 1192 9.8 0.85 118.1 7.1 0.12 0.09 18.7 N07 1065 9.8 1.3 97.8 5.96 0.11 0.13 16.4 N08 1648 12.3 0.8 254.2 5.67 0.13 0.07 16.2 N09 1408 7.9 0.5 102.7 8.68 0.18 0.06 17.4 N10 933 7.6 0.9 42.3 4.6 0.12 0.12 12.2 N11 601 6.7 0.4 8.9 4.19 0.09 0.06 14.7 N12 1232 9 1.2 99.8 5.4 0.14 0.13 12.7 N13 1917 8.8 0.8 133.2 11 0.22 0.09 15.3 N14 1805 15.2 9.1 446.2 11.8 0.12 0.60 11.4 
下载: 导出CSV
-
[1] Sanchez-Guillamón O, Vázquez J T, Palomino D, et al. Morphology and shallow structure of seafloor mounds in the Canary Basin (Eastern Central Atlantic Ocean) [J]. Geomorphology, 2018, 313: 27-47. doi: 10.1016/j.geomorph.2018.04.007
[2] 郑翔. 冲绳海槽中部热液区及典型喷溢区地形地貌特征及成因分析[D]. 中国科学院大学硕士学位论文, 2015 ZHENG Xiang. Topographic and geomorphologic features and genesis analyses of the hydrothermal fields and typical hydrothermal vents in the Mid-Okinawa Trough[D]. Master Dissertation of University of Chinese Academy of Sciences, 2015.
[3] 宫士奇. 雅浦海山区海底地形及海山形态特征研究与分析[D]. 中国科学院研究生院硕士学位论文, 2016 GONG Shiqi. Topographic and geomorphologic features and analysis of seafloor and seamounts in the Yap seamounts area[D]. Master Dissertation of University of Chinese Academy of Sciences, 2016.
[4] 甘雨, 马小川, 栾振东, 等. 西太平洋雅浦-卡罗琳海区海山多尺度地形特征[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2021, 41(1):125-137 doi: 10.16562/j.cnki.0256-1492.2020073101 GAN Yu, MA Xiaochuan, LUAN Zhendong, et al. Multiscale topographic features of the seamounts in the Yap-Caroline area of West Pacific [J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2021, 41(1): 125-137. doi: 10.16562/j.cnki.0256-1492.2020073101
[5] Menard H W. Marine Geology of the Pacific[M]. New York: McGraw-Hill, 1964.
[6] Batiza R, Vanko D. Volcanic development of small oceanic central volcanoes on the flanks of the East Pacific Rise inferred from narrow-beam echo-sounder surveys [J]. Marine Geology, 1983, 54(1-2): 53-90. doi: 10.1016/0025-3227(83)90008-7
[7] Abers G A, Parsons B, Weissel J K. Seamount abundances and distributions in the southeast Pacific [J]. Earth and Planetary Science Letters, 1988, 87(1-2): 137-151. doi: 10.1016/0012-821X(88)90070-2
[8] Smith D K. Shape analysis of Pacific seamounts [J]. Earth and Planetary Science Letters, 1988, 90(4): 457-466. doi: 10.1016/0012-821X(88)90143-4
[9] Smith W H F, Sandwell D T. Global sea floor topography from satellite altimetry and ship depth soundings [J]. Science, 1997, 277(5334): 1956-1962. doi: 10.1126/science.277.5334.1956
[10] Craig C H, Sandwell D T. Global distribution of seamounts from Seasat profiles [J]. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 1988, 93(B9): 10408-10420. doi: 10.1029/JB093iB09p10408
[11] Wessel P, Lyons S. Distribution of large Pacific seamounts from Geosat/ERS‐1: Implications for the history of intraplate volcanism [J]. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 1997, 102(B10): 22459-22475. doi: 10.1029/97JB01588
[12] Lacey A, Ockendon J R, Turcotte D L. On the geometrical form of volcanoes [J]. Earth and Planetary Science Letters, 1981, 54(1): 139-143. doi: 10.1016/0012-821X(81)90074-1
[13] Jordan T H, Menard H W, Smith D K. Density and size distribution of seamounts in the eastern Pacific inferred from wide‐beam sounding data [J]. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 1983, 88(B12): 10508-10518. doi: 10.1029/JB088iB12p10508
[14] Wood C A. Calderas: a planetary perspective [J]. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 1984, 89(B10): 8391-8406. doi: 10.1029/JB089iB10p08391
[15] 章家保, 金翔龙, 高金耀, 等. 断裂和白垩纪岩浆活动对中西太平洋海山区海山形成的影响[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2006, 26(1):67-74 doi: 10.16562/j.cnki.0256-1492.2006.01.011 ZHANG Jiabao, JIN Xianglong, GAO Jinyao, et al. Influence on the seamounts’ formation in MPM and WPSP from fractures and Cretaceous magma’s activities [J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2006, 26(1): 67-74. doi: 10.16562/j.cnki.0256-1492.2006.01.011
[16] 庞洁红, 李三忠, 戴黎明, 等. 太平洋洋底高原和海山成因: 重点以Shatsky海隆成因为例[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2011, 31(2):1-10 PANG Jiehong, LI Sanzhong, DAI Liming et al. Genesis of oceanic plateaus and seamounts in the Pacific ocean: a case study of Shatsky rise [J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2011, 31(2): 1-10.
[17] 徐建, 郑玉龙, 包更生, 等. 基于声学深拖调查的海山微地形地貌研究: 以马尔库斯-威克海岭一带的海山为例[J]. 海洋学研究, 2011, 29(1):17-24 XU Jian, ZHENG Yulong, BAO Gengsheng, et al. Research of seamount micro-topography based on acoustic deep-tow system investigation: A case from the Marcus-Wake Ridge area [J]. Journal of Marine Sciences, 2011, 29(1): 17-24.
[18] 马骏, 宋金明, 李学刚, 等. 大洋海山及其生态环境特征研究进展[J]. 海洋科学, 2018, 42(6):150-160 MA Jun, SONG Jinming, LI Xuegang, et al. Research progress on oceanic seamounts and their eco-environmental characteristics [J]. Marine Sciences, 2018, 42(6): 150-160.
[19] 章伟艳, 张富元, 胡光道, 等. 中西太平洋海山形态类型与钴结壳资源分布关系[J]. 海洋学报(中文版), 2008, 30(6):76-84 ZHANG Weiyan, ZHANG Fuyuan, HU Guangdao, et al. Relationship between shape classification of Pacific seamount morphology and distribution of cobalt-rich crust resources [J]. Acta Oceanologica Sinica, 2008, 30(6): 76-84.
[20] Genin A. Bio-physical coupling in the formation of zooplankton and fish aggregations over abrupt topographies [J]. Journal of Marine Systems, 2004, 50(1-2): 3-20. doi: 10.1016/j.jmarsys.2003.10.008
[21] Ou X L, Zhu J J, Li S Z, et al. Submarine Geomorphological features and their origins analyzed from multibeam bathymetry data in the South China Sea [J]. Journal of Marine Science and Engineering, 2021, 9(12): 1419. doi: 10.3390/jmse9121419
[22] 杨慧良, 尉佳, 李攀峰, 等. 九州-帕劳海脊两侧深海盆地浅部地层结构特征与分析[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2021, 41(1):14-21 doi: 10.16562/j.cnki.0256-1492.2020072202 YANG Huiliang, WEI Jia, LI Panfeng, et al. Characteristics of the stratigraphic architectures of the shallow sections in deep sea basin on both sides of Kyushu-Palau ridge [J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2021, 41(1): 14-21. doi: 10.16562/j.cnki.0256-1492.2020072202
[23] Hilde T W C, Lee C S. Origin and evolution of the west Philippine Basin: A new interpretation [J]. Tectonophysics, 1984, 102(1-4): 85-104. doi: 10.1016/0040-1951(84)90009-X
[24] 张洁, 李家彪, 丁巍伟. 九州-帕劳海脊地壳结构及其形成演化的研究综述[J]. 海洋科学进展, 2012, 30(4):595-607 ZHANG Jie, LI Jiabiao, DING Weiwei. Reviews of the study on crustal structure and evolution of the Kyushu-Palau ridge [J]. Advances in Marine Science, 2012, 30(4): 595-607.
[25] Park J O, Hori T, Kaneda Y. Seismotectonic implications of the Kyushu-Palau ridge subducting beneath the westernmost Nankai Forearc [J]. Earth, Planets and Space, 2009, 61(8): 1013-1018. doi: 10.1186/BF03352951
[26] Nishizawa A, Kaneda K, Katagiri Y, et al. Variation in crustal structure along the Kyushu-Palau Ridge at 15-21 N on the Philippine Sea plate based on seismic refraction profiles [J]. Earth, planets and space, 2007, 59(6): e17-e20. doi: 10.1186/BF03352711
[27] Yamashita M, Tsuru T, Takahashi N, et al. Fault configuration produced by initial arc rifting in the Parece Vela Basin as deduced from seismic reflection data [J]. Island Arc, 2007, 16(3): 338-347. doi: 10.1111/j.1440-1738.2007.00594.x
[28] Perron J T, Kirchner J W, Dietrich W E. Spectral signatures of characteristic spatial scales and nonfractal structure in landscapes [J]. Journal of Geophysical Research:Earth Surface, 2008, 113(F4): F04003.
[29] Bomberger C, Bendick R, Flesch L, et al. Spatial scales in topography and strain rate magnitude in the western United States [J]. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 2018, 123(7): 6086-6097. doi: 10.1029/2018JB016135
[30] Annen C, Lénat J F, Provost A. The long-term growth of volcanic edifices: numerical modelling of the role of dyke intrusion and lava-flow emplacement [J]. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 2001, 105(4): 263-289. doi: 10.1016/S0377-0273(00)00257-2
[31] Dobbs S C, McHargue T, Malkowski M A, et al. Are submarine and subaerial drainages morphologically distinct? [J]. Geology, 2019, 47(11): 1093-1097. doi: 10.1130/G46329.1
[32] Smith M E, Finnegan N J, Mueller E R, et al. Durable terrestrial bedrock predicts submarine canyon formation [J]. Geophysical Research Letters, 2017, 44(20): 10332-10340. doi: 10.1002/2017GL075139
[33] De Silva S, Lindsay J M. Primary volcanic landforms[M]//Sigurdsson H. The Encyclopedia of Volcanoes. 2nd ed. Amsterdam: Academic Press, 2015: 273-297.
[34] White J D L, McPhie J, Soule S A. Submarine lavas and hyaloclastite[M]//Sigurdsson H. The Encyclopedia of Volcanoes. 2nd ed. Amsterdam: Academic Press, 2015: 363-375.
[35] Rossi M J. Morphology and mechanism of eruption of postglacial shield volcanoes in Iceland [J]. Bulletin of Volcanology, 1996, 57(7): 530-540. doi: 10.1007/BF00304437
[36] Fink J H, Bridges N T, Grimm R E. Shapes of Venusian “pancake” domes imply episodic emplacement and silicic composition [J]. Geophysical Research Letters, 1993, 20(4): 261-264. doi: 10.1029/92GL03010
[37] Castruccio A, Diez M, Gho R. The influence of plumbing system structure on volcano dimensions and topography [J]. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 2017, 122(11): 8839-8859. doi: 10.1002/2017JB014855
[38] Reagan M K, Pearce J A, Petronotis K, et al. Subduction initiation and ophiolite crust: new insights from IODP drilling [J]. International Geology Review, 2017, 59(11): 1439-1450. doi: 10.1080/00206814.2016.1276482
[39] Clift P, Vannucchi P. Controls on tectonic accretion versus erosion in subduction zones: Implications for the origin and recycling of the continental crust [J]. Reviews of Geophysics, 2004, 42(2): RG2001.
[40] Bai Y L, Zhang D Y, Dong D D, et al. Aleutian island arc magma production rates and primary controlling factors [J]. Marine Geology, 2020, 430: 106346. doi: 10.1016/j.margeo.2020.106346
[41] Ding H H, Ding W W, Zhao Y H, et al. Spatiotemporal distribution of seamount volume along the Kyushu-Palau ridge: implications for rejuvenated volcanism [J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2022, 240: 105391. doi: 10.1016/j.jseaes.2022.105391
[42] Sun Q L, Magee C, Jackson C A L, et al. How do deep-water volcanoes grow? [J]. Earth and Planetary Science Letters, 2020, 542: 116320. doi: 10.1016/j.jpgl.2020.116320
[43] Magee C, Hunt-Stewart E, Jackson C A L. Volcano growth mechanisms and the role of sub-volcanic intrusions: Insights from 2D seismic reflection data [J]. Earth and Planetary Science Letters, 2013, 373: 41-53. doi: 10.1016/j.jpgl.2013.04.041
[44] Chapman D C, Haidvogel D B. Formation of Taylor caps over a tall isolated seamount in a stratified ocean [J]. Geophysical & Astrophysical Fluid Dynamics, 1992, 64(1-4): 31-65.
[45] Smith L T. Numerical simulations of stratified rotating flow over finite amplitude topography [J]. Journal of Physical Oceanography, 1992, 22(6): 686-696. doi: 10.1175/1520-0485(1992)022<0686:NSOSRF>2.0.CO;2
[46] Schär C, Davies H C. Quasi-geostrophic stratified flow over isolated finite amplitude topography [J]. Dynamics of Atmospheres and Oceans, 1988, 11(3-4): 287-306. doi: 10.1016/0377-0265(88)90003-6
[47] 王星星, 蔡峰, 吴能友, 等. 海山对深水底流沉积过程及演化的影响研究进展[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2020, 40(5):68-78 doi: 10.16562/j.cnki.0256-1492.2019111101 WANG Xingxing, CAI Feng, WU Nengyou, et al. Research progress in seamount influence on depositional processes and evolution of deep-water bottom currents [J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2020, 40(5): 68-78. doi: 10.16562/j.cnki.0256-1492.2019111101
[48] Karl H A, Carlson P R. Large sand waves in Navarinsky Canyon head, Bering Sea [J]. Geo-Marine Letters, 1982, 2(3): 157-162.
[49] Karl H A, Cacchione D A, Carlson P R. Internal-wave currents as a mechanism to account for large sand waves in Navarinsky Canyon head, Bering Sea [J]. Journal of Sedimentary Research, 1986, 56(5): 706-714.
[50] 高振中, 何幼斌, 刘成鑫, 等. 深水牵引流沉积的研究历程、现状与前景[J]. 古地理学报, 2006, 8(3):331-338 GAO Zhenzhong, HE Youbin, LIU Chengxin, et al. History, status and prospect of study on deep-water traction current deposits [J]. Journal of Palaeogeography, 2006, 8(3): 331-338.
[51] 王青春, 何幼斌, 贺萍, 等. 日本海富山深海水道堤坝大型泥波的成因[J]. 海洋学报, 2004, 26(6):143-148 WANG Qingchun, HE Youbin, HE Ping, et al. The formation of large mud-waves on the levees of Toyama Deep-sea Channel in the Sea of Japan [J]. Acta Oceanologica Sinica, 2004, 26(6): 143-148.
[52] 张兴阳, 高振中, 姚雪根. 北大西洋洛克尔海槽东北部内波沉积: 深水大型沉积物波成因的再解释[J]. 沉积学报, 1999, 17(3):464-472 ZHANG Xingyang, GAO Zhenzhong, YAO Xuegen. Internal-wave Deposits in the North-eastern Rockall Trough, North Atlantic Ocean: Reinterpretation of deep-water sediment waves formation [J]. Acta Sedimentologica Sinica, 1999, 17(3): 464-472.
[53] Hernández-Molina F J, Larter R D, Rebesco M, et al. Miocene reversal of bottom water flow along the Pacific Margin of the Antarctic Peninsula: Stratigraphic evidence from a contourite sedimentary tail [J]. Marine Geology, 2006, 228(1-4): 93-116. doi: 10.1016/j.margeo.2005.12.010
[54] 李俞锋, 蒲仁海, 张功成. 琼东南盆地晚中新世以来底流流向及沉积侵蚀特征[J]. 地球物理学进展, 2018, 33(6):2546-2554 LI Yufeng, PU Renhai, ZHANG Gongcheng. Direction and deposition/erosion characteristics of the bottom currents in the QDNB, northwestern South China Sea [J]. Progress in Geophysics, 2018, 33(6): 2546-2554.
[55] 陈慧, 解习农, 毛凯楠. 南海北缘一统暗沙附近深水等深流沉积体系特征[J]. 地球科学—中国地质大学学报, 2015, 40(4):733-743 doi: 10.3799/dqkx.2015.061 CHEN Hui, XIE Xinong, MAO Kainan. Deep-water contourite depositional System in vicinity of Yi’tong shoal on northern margin of the South China Sea [J]. Earth Science—Journal of China University of Geosciences, 2015, 40(4): 733-743. doi: 10.3799/dqkx.2015.061
[56] Taylor G I. Experiments on the motion of solid bodies in rotating fluids [J]. Proceedings of the Royal Society A:Mathematical, Physical and Engineering Sciences, 1923, 104(725): 213-218.
[57] Boyer D L, Zhang X Z. Motion of oscillatory currents past isolated topography [J]. Journal of Physical Oceanography, 1990, 20(9): 1425-1448. doi: 10.1175/1520-0485(1990)020<1425:MOOCPI>2.0.CO;2
[58] Bograd S J, Rabinovich A B, LeBlond P H, et al. Observations of seamount‐attached eddies in the North Pacific [J]. Journal of Geophysical Research:Oceans, 1997, 102(C6): 12441-12456. doi: 10.1029/97JC00585
[59] Adduce C, Cenedese C. An experimental study of a mesoscale vortex colliding with topography of varying geometry in a rotating fluid [J]. Journal of Marine Research, 2004, 62(5): 611-638. doi: 10.1357/0022240042387583
[60] 方中华, 李攀峰, 杨源, 等. 菲律宾海深水环境下浅地层沉积特征分析[J]. 海洋学报, 2022, 44(3):53-60 FANG Zhonghua, LI Panfeng, YANG Yuan, et al. Analysis on sedimentary characteristics of shallow strata in deep water environment of Philippine Sea [J]. Acta Oceanologica Sinica, 2022, 44(3): 53-60.
[61] Zhang X Z, Boyer D L. Current deflections in the vicinity of multiple seamounts [J]. Journal of Physical Oceanography, 1991, 21(8): 1122-1138. doi: 10.1175/1520-0485(1991)021<1122:CDITVO>2.0.CO;2
[62] Roden G I. Effect of seamounts and seamount chains on ocean circulation and thermohaline structure[M]//Keating B H, Fryer P, Batiza R, et al. Seamounts, Islands, and Atolls. Washington: American Geophysical Union, 1987, 43: 335-354.
[63] Rogerson M, Schönfeld J, Leng M J. Qualitative and quantitative approaches in palaeohydrography: A case study from core-top parameters in the Gulf of Cadiz [J]. Marine Geology, 2011, 280(1-4): 150-167. doi: 10.1016/j.margeo.2010.12.008
-
期刊类型引用(1)
1. 李海琪，王爱军，叶翔，梁灏深，张望泽，吴水兰，李云海. 闽江口琅岐岛潮滩沉积物粒度时空变化特征研究. 海洋地质与第四纪地质. 2023(06): 14-24 . 
本站查看
其他类型引用(0)
计量
- 文章访问数: 50
- HTML全文浏览量: 4
- PDF下载量: 37
- 被引次数: 1
