 点击上方“溪流之海洋人生”即可订阅哦陆架海底砂质沉积物在海洋浪、潮、流等水动力作用下，发育了各种起伏的海底地貌，统称底床形态，波脊线垂直于陆架主水流方向的丘状或新月状底床形态称为海底沙波。海底沙波在全球潮流陆架、海岸、海峡、海湾以及有定向流速的陆架海区等地普遍发育，如Hinder Banks北部、白令海、日本海、北海荷兰外岸、地中海沿岸、Long Island Sound东部、韩国西岸Garolim Bay潮滩等海底区域均发育有沙波地貌。中国的沙波则主要分布在渤海东部浅滩、东海中外陆架、扬子浅滩、台湾海峡东山岛岸外、南海北部陆架以及海南东方岸外等海域。
& } V# r6 [/ H 对于海底沙波的研究，国外首见于1901年Cornish V.的文章，我国较早的系统研究是1990年代冯文科对南海北部陆架沙波的研究。本文讨论的都是可能造成海底工程地质灾害的现代海底沙波，它是区域沉积系统在现今海洋动力条件下所形成的，对其演化的研究有利于更好的了解海底沉积物输运以及当今水动力特征下海底地形地貌的演变。 ; d- L( Y# y7 ^2 f# z
近年国家对海洋资源开发的力度加大，在大陆架铺设了大量的电缆和油气输运管线。而海底沙波在潮流、热带风暴或内波等作用下会产生快速迁移，可能造成海底输运管道的悬空或掩埋，更严重的可能导致海底输运管道和光缆断裂、海上平台倾斜，给经济和环境带来巨大损失。目前已有许多学者对海底沙波的演化做过研究分析，但是对其形成与迁移机制仍未有系统理论形成，同时也无法对海底沙波的迁移进行准确预测。所以，对海底沙波演化的深入研究具有重要理论和现实意义。 8 f% p8 @6 E; P0 @
本文对海底沙波的成因认识与分类进行了归纳总结，对海底沙波迁移的观测与预测进行了分析讨论，并指出了海底沙波未来研究的主要方向，希望能对今后的研究工作提供借鉴指导。
) p. @) L" X" ]9 D5 r& T. n* l; S9 w 一、海底沙波的成因 ; X/ r; {. R; V# V% }
海底沙波的形成实质上就是海床面的砂质沉积物为适应水流剪切而使海床面发生规则的变化，与地形、沉积物供给、水动力条件以及水深息息相关。对于成因的研究，仍然是海底沙波研究领域的重点和难点。海底沙波成因机制研究的程度直接影响对海底沙波的认识深度和预测迁移的可信度。
% N- K5 n; f: B, o 海底沙波形成的基本机制与陆地沙波有相似之处，与此同时，海洋环境更为复杂，其成因又具有特殊性。究其成因大体可分两类：一是与地形地质特征有关，一是与水动力条件有关，两者缺一不可。
; b) F7 H4 @$ z- k8 q! K F* K ⒈ 海底沙波形成的内在因素 ! w9 n9 X- s7 |, X. y6 M$ p
海底沙波形成的内在因素是其形成的基本条件，包括海底地形、沉积物类型及供应等。
P1 A2 d& s' I7 e, U; B ⑴平坦宽阔的海底地形
0 Y; d% U! j6 s# E( ~7 X: s: @" D 以东海大陆架为例，陆架北部地形平坦，平均坡度只有17″～20″，适合沙波发育。中部地形起伏较大，水流不稳，南部海底又恢复平坦。经实际调查，北部和南部发育着海底沙波，中部没有沙波发育痕迹。所以，平坦广阔的海底地形是发育海底沙波必不可少的有利条件。 : H" u8 }, k* j1 L* a# O! ^
⑵充足的中细砂供应
! U! @2 ~# Z& x8 n 黏土含量大于15％或者粗砂分布的海域不发育海底沙波，沙波一般在中细砂沙质的底床上形成，粒径范围在0.15～1.15mm，粒径过大或过小均不会有沙波生成。庄振业曾统计过世界19个陆架海区的海底沙波，发现它们的粒径均在0.15～0.6mm之间。说明中细砂是形成海底沙波有利的物质条件。
2 w; h j* X- Q& o6 c$ G: m 除了粒径大小，供沙量也起着重要作用。根据现场观测和实验证明，海底底流流速降低，供沙量增大时，沙丘将发育成沙波。 . P$ F) {1 \* z& a+ V4 N( r; `
⒉ 海底沙波形成的外部水动力因素
4 ]% X) t: Q" G7 U" {; U. z 海底沙波形成的外部因素主要是水动力环境条件，包括海流、波浪以及内波等。
; ?7 u- e% y, Y6 O 对海底沙波的形成，王尚毅与窦国仁针对不同底质类型形成沙波的流速进行模拟计算，得到沙波形成和迁移需满足的最小底流流速，如图1所示，a、b图分别是依据王尚毅、窦国仁的数据绘制。  " Y3 Z, i) z, z0 ?5 t; f' U$ m
图1 沙波形成和迁移的最小底流流速
# I1 f3 L) m1 G$ B; {* J. _' | 如图所示，两者的计算研究都只是沙波形成与底流流速的关系，未涉及其他水动力条件。王尚毅认为沙波形成和迁移的最小流速与砂粒粒径成正相关关系，而窦国仁则认为当砂粒粒径很小时，沙波形成与迁移的底流流速会比较大，这是由于黏粒对细颗粒的影响。不仅如此，还充分考虑了水深对细颗粒泥沙起动流速的影响。但就南海北部实测水流数据分析，许多海域的底层海流平均值在10～18cm/s之间，根据计算结果，沙波形成所需的最小流速为19.8cm/s，迁移所需最小流速为27.7cm/s，所以单单只是底流作用，不足以形成沙波和造成沙波迁移。在这方面，两者得出的结论还是一致的。 - v$ l {1 D% B) e" |
继王尚毅之后，许多学者都对海底沙波形成的水动力条件进行研究。⑴波浪作用，Hill在水槽试验中发现波浪在向前传播时能带动泥沙运动并形成沙波地貌；Yalin认为表面波是沙波产生的直接原因；Voropayev则认为驻波是海底沙波形成的动力，而且在水槽试验中验证了这一过程。⑵往复流作用，潮流的往复运动是海底沙波形成最主要的动力来源，并指出底床发育与底流流速有着密切关系。Dalrymp，Harris也是相同的观点。⑶波潮耦合作用，认为海底沙波是在波浪与潮流共同作用下所形成。Li使用海底视频图像观测，发现波浪与潮流以小角度叠加作用下形成的海底沙波形状更加规则，波峰呈现圆形。⑷内波作用，内波能起动泥沙，Cacchioe已经在试验中证明。但是内波作为形成海底沙波的水动力条件的研究还很薄弱，内波波致强流起动泥沙形成海底沙波有待进一步研究。⑸极端海况，在台风作用下，底流流速增大，出现了能起动泥沙的流速。同时，过境台风也可重建小型沙波。
+ w& D3 f$ N% [; I V/ q 对于各类水动力条件，波浪与潮流的研究较多，极端海况的研究较少。现今台风等极端天气发生的频率和强度逐渐增大，导致短期的强流对近海海底的影响不断增强。然而极端海况很难预测，且在台风等发生时对海底砂质沉积物响应进行实际观测也很困难，所以，台风等极端天气是否能形成沙波需要重点研究。
: B E2 S. j% B4 L 虽然许多学者对不同海域海底沙波的成因都做了大量工作，也得到了一定的研究成果，但是不同海域的水动力环境差异较大，不同学者关于海底沙波成因机制的解释不尽相同。总体来说，对海底沙波的成因机制目前缺乏一个比较系统的理论，有待研究总结。
$ u/ M/ L- ^: l! ^ 二、海底沙波的分类
& c! @/ G' m, N9 X3 x 海底沙波作为一种极具活动性的海底底形，类型划分的研究对完善其理论体系、正确把握海底泥沙运动规律意义重大，同时有助于我们更全面的了解海底沙波。国内外众多学者对不同海域海底沙波的形态、泥沙运移和水动力环境做了大量研究，提出了多种分类方法，但目前尚无共识。
7 E7 v" Q; i2 k/ g ⒈ 根据海底沙波的尺度分类
/ d' A+ h; S9 i9 S8 `. h9 U( \! f0 n 1980年代，波长L＜0.6m，波高H＜0.06m的砂质底形称为小沙波（Smallripples），大于这个范围则统称为沙波和沙丘。这个分类过于笼统，沙波和沙丘无明显区分。在1987年美国沉积地质专业会议上，建议根据Flemming波高（H）与波长（L）的关系式H＝0.0677L0.8098将沙波分为小型、中型、大型以及巨型沙波，至今普遍使用。如表1所示。
; s% _% i. M6 `5 } 表1 海底沙波分类表
4 j& N$ d6 K; s 沙波等级
p* m n. B C, h- N( e/ D' ^ 波长/m
- _& { B7 }0 {9 @: ^ 波高/m ! `9 ?6 X( S) T) O) Z5 k# x
小型沙波 2 x! w D R2 b! c' B) L- f
0.6～5 & L- r) |$ x, D+ R6 N8 W
0.075～0.4
: }2 e" S) N0 T; t 中型沙波
2 Z) f% w) N2 c" Z 5～10
; Z2 b8 p4 O% M 0.4～0.75
. J' d* w! {1 R 大型沙波 . |4 w6 a. m" A
10～100 6 Z3 J/ L; ?. F& R& ^
0.75～5
. h, x/ Y0 m U# Y 巨型沙波 $ Q# p& d( F# d
＞100
1 k* D6 Y9 B9 V9 p; a& @ ＞5
; {2 @1 f$ T& q w6 [6 X 该分类方式较为简单，从尺度来说基本覆盖了已观测到的海底沙波类型，制定了较为统一的类型划分标准，但并没有给出一个具体量化的划分依据。时至今日，由于各海区水动力条件的差异和营力作用不统一，致使今天海底沙波的命名还是未能明确。
- G$ B# F6 ^& o4 E ⒉ 根据海底沙波形成时期分类 : E# v C3 W* k
根据海底沙波形成时期，可分两类：残留沙波和现代沙波。残留沙波是指在晚更新世末次冰期时，裸露在海底面或浅水潮滩所形成的沙波，和现代的水动力环境无关，长期稳定无变化；现代沙波则是在现代沉积物供应条件和水动力环境下形成，随着水动力环境的改变而改变，是变化且不稳定的。
# w; r: E5 @9 i 长期以来，对海底沙波是稳定的残留沙波或者是活跃的现代沙波，都还存在着争议，需要具体分析。以南海北部陆坡的海底沙波为例，冯文科认为南海北部陆坡的海底沙波是在晚更新世末次冰期形成的残留沙波，而王尚毅、彭学超等认为是在现代潮流作用下形成的现代沙波。经泥沙启动流速和底形相图参数近似计算这两种方法计算分析以及现场观测研究，发现该区域的沙波存在迁移现象，即为现代沙波。 7 P( K/ [- I" U# v- V2 D% |) e
虽然残留沙波的形成与现代的水动力条件无关，但是在现代的水动力条件下可能会发生重塑和起动迁移。当然，这种情况只是很少数，也有可能会误导判断。仅以残留和现代沙波进行分类，也略显不足。
* k- p4 J+ z7 E3 I( m+ H. Z1 C- w ⒊ 根据海底沙波的形态分类 ' X' b4 X# @3 }7 W3 w0 P
根据沙波的剖面形态，可分为摆线型、双峰型以及余弦型沙波。如下图所示，摆线型沙波一边陡峭、一边平缓，在波谷处发育有小沙波或波痕；余弦型沙波对称性好，波高较大、波谷较宽、规则性好，没有次一级沙波或波痕发育；双峰型沙波的波高和波长在三者之中最大且走向多样，在波谷上有着次一级沙波发育，叠加型特征明显，可以看作是余弦型沙波和摆线型沙波叠加形成。 
* q% Q O9 c; v' g4 A; e( h3 M 图2 海底沙波形态分类图 ! F% C, s7 z$ l5 h( L4 x( e8 T, b
从图形形态对比，余弦型沙波对称性最好，摆线型次之，双峰型最差。3类沙波的初始阶段都是余弦型沙波，可以推测沙波最开始应该是在往复流的作用下形成，所以对称性很好。之后水动力条件改变形成了不同类型的沙波。由此可见，根据沙波的类型，我们能够了解当时的水动力环境以及更多信息。 / m: y* M$ j3 R2 L6 W" I4 x
刘振夏和夏东兴根据平面形态将海底沙波分为三维新月型水下沙丘、二维直脊型水下沙波和波痕。如表2所示。
8 ?' f4 `; i5 M! E. b 表2 水下沙丘类型与特征
9 F6 B1 ^/ ~1 w+ e! y 类型
/ X8 n; m; x, j1 t9 |/ o 波痕
! e$ T+ [7 m$ }8 l 水下沙波 9 B" f. o+ c1 `, k( N4 v
水下沙丘
, t8 Q- ]8 A9 j) l) m* e, D5 S 平面形态
8 c$ I+ ^, o# S% I: { 直脊型
; z6 ^1 F6 N1 ^6 k$ l. x" q+ y! H 二维直脊型 5 V) R# Z2 r2 d/ s8 }
三维新月型 6 I: n6 k, Y; K2 z1 P: c
形成流速
$ z. c# j) O F3 \$ z ＜40
" C; A- w) d' r& V. {+ A- w+ x 40～75
& f$ C% p; {3 q) t4 }* j 76～100 7 @! ?( n- k7 S" `+ W
底质结构
) n( V+ I3 A2 K 底质较细较硬 2 y5 X4 h- T2 _/ L
底质较细较硬
4 G. I& W& A* Y7 @4 U+ d 底质较粗较硬 3 z! L7 c: X4 \- F+ c) }- ^
沉积物供应 % T6 [+ R: E2 x9 g$ u
较丰富 " E7 ]8 {6 \/ k | d1 s$ T9 g: E
丰富 0 u7 H' q7 a ]7 b
不足 * z) \- D; a3 d
稳定性 " R8 }- S |9 ^# ]- c
极不稳定 , z4 D) B) C2 {& G. h6 P
稳定 8 L$ ]; P- u. ]/ i/ n* q% V
不稳定 ) l5 V4 j" u8 F: W3 E- N
根据剖面形态还可分为对称型水下沙波与不对称水下沙波，对称型沙波波峰线两侧坡度相近，不对称型沙波两侧坡度差异大。 4 U% G& P: M; a) P% n/ C6 ~1 l- t
⒋ 根据海底沙波的迁移程度分类 * t' z8 z9 O* h* z$ B: s
海底沙波在波浪、潮流以及内波作用下可能会发生迁移。根据海底沙波的运移程度将其划分为强运动、弱运动、不运动和埋藏沙波四类，如表3所示。还有一些学者是根据运移程度将沙波分为运动型、稳定型、侵蚀型以及埋藏型沙波。
- d; i+ a; h4 W$ q! e( O% T8 m 表3 海底沙丘动态分类
0 a+ ?2 X' J0 w# `1 [9 h9 a 沙丘类型 |; X4 v9 a: ?, D. S1 l& E
外形特征
8 S _, C4 h, L; ~9 ^- | 粒度结构 4 y0 K( v3 q1 p6 Q! x1 }
运动状况
1 h7 {6 ]$ u2 B2 i. ]+ p 强运动型沙丘 " l; W5 r7 [, M6 f2 ^$ ?, `! ~
脊线弯曲，两坡交切尖锐，沙波指数和对称指数均大，坡面光滑 0 Z1 ]& i& c5 d" h- ~5 y4 D+ h
细、中砂、分选好，松散，有孔虫壳有磨损，破碎 3 t! E/ g0 g$ ?0 Q: p
移动速率大于10m/a，底沙活动层大于0.05m/a % z3 z { m# d) C2 x% v
弱运动型沙丘 ' f/ d( n7 A) \/ I; }% ~3 n5 e2 V" t! G
脊线直，两坡交切尖锐，沙波指数和对称指数不大，坡面叠置异向小沙波
( `2 ~8 e* Y! O" p t4 _& u 细砂，分选较好，松散，有孔虫壳有磨损，破碎 8 q% U# s W. D+ i, B% L! |
移动速率小于10m/a，底沙活动层小于0.05m/a & A7 f* f6 T d+ j! r! Y$ @/ v
不运动沙丘 1 X4 K" n3 k* s9 {) v
脊线模糊，两坡交切圆浑，沙波指数和对称指数均较小，表面有植物碎屑 6 n' ^8 N% t+ x% A' H
细、中砂，含3％以上粉砂黏土，有孔虫壳有锈染
+ ?$ X8 ^6 u$ }' K% s 不移动，无底沙活动层
, _8 u% a6 U9 r* U 埋藏沙丘 - V0 H# H1 I# f3 M0 ?
脊线模糊，表面有植物碎屑和生物活动痕迹，有多个黏土夹层 # F7 ^8 U0 i2 L3 U) ^3 t- \
粉砂黏土层覆盖砂层 1 i4 p, n# l$ u
长期不移动 ) T8 ?0 t5 P) F! [: N
该分类对沙波的稳定性和运动量级作了初步综合，为陆架工程设计提供借鉴。根据以往研究，强、弱运动型沙丘所占比例很大，运动型沙丘的存在对海底基础工程有重大安全隐患。所以在运动型沙丘存在海域，基础工程设计前应先确定其稳定类型，再根据不同类型予以不同强度的设计。
% W. U- u9 E! ^; O/ b9 B/ ^ ⒌ 其他分类
2 G3 O a% }% H0 p# x/ b 除了上述分类方法，根据形成原因分类，将海底沙波分为浪成沙波、流成沙波与混合成沙波。根据形态与规模特征，分为强生长弱迁移沙波、强迁移弱生长沙波和再发育沙波。 - {+ w% s, p W$ @8 n6 u( V
郑树伟于2015年提出“沙波形态－伴生底形”的命名分类方法，首次对长江口南北港河槽床面形态进行测量，发现了由链状沙波和椭圆形凹坑组成的微地貌，定义为链珠状沙波，丰富了对海底沙波类型的认识。 $ F. } a- v5 G* X ~% f, ]
众多学者对海底沙波的分类持有不同意见，一般来说，海底沙波是不同时期、不同类型的复合体，目前的物理技术手段，只能观测到它的外在特征和内部形态，对其迁移机制还不了解。由于海底沙波在全球不同海域都有分布，不同海域的地形底质、沉积物性质以及水动力条件都有很大差异，所以不同海域形成的海底沙波形态大小各异，即便是同一海域，也有较大差异。所以，对海底沙波开展深入分类研究是今后工作的重点，合理分类，一定会对海底沙波的研究大有裨益。 / _$ k6 Q: I" I
三、海底沙波的迁移
" J6 r/ E# {! Z3 ]" w# G, i 目前，国内外对于海底沙波迁移的研究主要集中在现场观测和迁移预测两方面。观测只是手段，最终目的是对海底沙波的迁移速率和方向进行精准的预测判断，从而保护海底基础工程设施。
3 ~+ g8 ~5 Z; J ⒈ 海底沙波迁移的预测
: k0 B. I2 O5 q2 B; b 海底沙波的迁移可能对海底工程设施造成巨大危害，在加强海底设施的安全性能之外，各学者还对海底沙波迁移的预测进行研究，希望能将危害降到最低。 ; w3 C* m( U2 |* l- ]1 d$ P
海底沙波迁移的实质是沙波表面泥沙冲淤的不均匀，迎流面冲刷、背流面淤积是其迁移的主要形式。在沙波迁移过程中，表面一定厚度砂层变为活动层，沿着向水坡方向移动，并在背水坡上形成交错层理，如图3所示，即以推移质的形式向水流方向迁移。在突发热带风暴的情况下，海底沙波有部分会以悬移质的形式向前迁移，两种形式同时存在时悬移质迁移占多少比例，还有待研究。  ) V3 b7 f2 x1 C f
图3 海底沙波移动示意图 / X; U' w4 X" [) ], r# N n
Cherlet将二维垂向理论模型应用到比利时海岸，对沙波迁移进行预测，与现场结果比较吻合。从风成流的角度，林缅针对南海沙波建立了模拟沙波运移过程的准三维力学模型，凭借水文资料和多波束水深数据，预测研究区沙波的运移，预测结果在沙脊脊沟处与实际情况一致，在脊背处则存在较大的差异。其模型只是针对小尺度推移质迁移的海底沙波，没有考虑到悬移质迁移的情况，同时对大尺度的海底沙波也不适用，相对比于Cherlet的二维垂向理论模型稍显不足。
; u; |& B5 U$ ~9 u: C3 i 对于波浪作用和波潮耦合作用下沙波的迁移预测，是利用已知的几何形态预测公式，并用实测数据进行公式验证。为预测沙波的迁移，周其坤利用rubin公式模拟计算，与收集到的实际资料进行对比分析，结合台风资料与底流数据，分析台风对海底沙波运移演化的影响，结果发现使用rubin公式计算的海底沙波迁移方向和距离与实际资料比较吻合，但是在某些海域仍旧存在着差异。现在还缺乏对极端天气条件下的实测数据，只能进行理论数值研究，所以这些差异目前无法避免。 * Z/ ?1 p1 w) X* _4 {5 S' O( y: x$ D
对海底沙波迁移的预测通常需要与实测数据的对比来验证其准确性，虽然现有的预测模型显著提高了人们对海底沙波的认识水平，但是海底沙波迁移预测的结果和实际观测的结果经常会出现较大差异，模型有待优化。同时在海域热带风暴愈发频繁，所以今后应该考虑热带风暴的影响，以便合理预测海底沙波的运移。 % L T, O) d) s4 \3 ~
⒉ 海底沙波迁移的现场观测 / z! {( g. o3 X8 s
沙波模型模拟以及预测的准确性都需要实测的现场数据来证实，只有相互对比，理论模型才能得以改进，才能更加符合实际情况。现在海底沙波迁移的主要观测手段有多波束测深、水下摄影、沙波坡面自动测量仪等，这些精密仪器的使用，使人们更加了解沙波的形态特征和动力行为，也给我们检验模型是否准确带来了希望。
6 @- Y" E3 c, j5 l ⑴水深重复测量法 % y& ^- Y" B( }$ ~
国外研究者多采用定位重复测量水深的方法对海底沙波的迁移进行观测，并用剖面对比研究地貌演化，这是目前最直接也是最有效的方法，尤其是对于单个大尺度的海底沙波，如Ludwick、Van Dijk、Idier、Fenster等，如图4所示。Ludwick提出了海底沙波迁移速率与沙波大小成反比的观点。Van Dijk测得了北海荷兰外岸海底沙波的分布与迁移速率，分析讨论波浪和潮流对远近岸沙波演化的影响。Idier的水深重复测量结果显示英吉利海峡Dover Straits区域沙波的移动速率可达17m/s。Li在1996～2001年间多次重复测量加拿大塞布尔吉岛附近海域的沙波区，通过脊线比对确定其迁移距离。Fenster通过对十几年的高精度水深数据的分析讨论，发现了Long Islsng Sound东部海底沙波沿着波峰方向的迁移速度是不均匀的，并且在迁移的过程中发生了旋转。  # D& L2 B/ z( J" _5 x
图4 英吉利海峡1938、1993、2007年海底沙波剖面对比 8 _* [+ e- {8 T: ~! z+ y6 l
国内学者也多使用同样的方法研究海底沙波的迁移，综合2007～2009年海南东方外岸多波束测深数据资料，如图5所示，黑色表示2007年的沙波脊线，红色表示2009年的沙波脊线，图片直观表达了海底沙波两年迁移的距离，由测量结果得出海底沙波的移动速度最大为43.2m/a。通过对比分析连续三年的区域水深和侧扫声纳数据，王伟伟认为同一组沙波存在着反向扭转迁移的现象，与底层海流和海底地形都有着密切关系，并且认识到浪流联合作用在底床所形成的剪切力是沙波迁移的直接动力来源。这和Fenster结论相似，可以说明，底层海流与地形影响着海底沙波的迁移对不同海域都具有适用性。 
$ o1 D" C5 |# [$ j% { 图5 海底沙波的迁移距离示意图
1 y# d. s/ z2 _( R- { 多波束水深重复测量虽然能比较直观的反映海底沙波的迁移，但它只能使用科考船对某海域进行定期的水深测量，然后对比多次测量的水深数据得到迁移的距离，计算出沙波迁移速率。这种方法测量次数多、时间短且不连续，单从间断的水深数据不能完全准确的判定迁移的实际距离，进行长期观测应是今后工作的众中之重。
4 }2 p! P! P7 K" v ⑵实时监测法 5 R0 p# z- `2 i; D1 |7 u
除了利用水深重复测量，还可以使用声、光学观测仪器集成构建的综合观测平台，进行海底动力过程实时监测。现有的综合观测平台只能直接完整观测单个小沙波的动力过程但无法长时间观测，Jo and Lee曾经利用实时监测的综合观测平台采集了韩国西岸Garolim Bay潮滩上的水动力特征以及底面沙波的动力过程，测得了沙波纹随涨落潮的变化，并且总结出与推移质输运的关系。Peter Traykovski利用LEO-15平台，如图6所示，对沙纹进行原位观测。该观测包括扇形区域扫描声纳和声学反向散射系统，不过只适用于很小的沙纹，要想观测海底沙波的迁移还有待改进。  + ?0 m4 o' J" ?. L% n
图6 扇形测扫声呐和声学反向散射系统
2 s0 q) _3 V7 S, l$ B 然而海底沙波的迁移并不仅仅是单个小沙波迁移，利用综合平台实时监测对财力物力以及技术水平的要求较高，所以应该从新的角度考虑，比如设计出一套简便易行的观测装置布放在海底长期监测，等到海底长期观测技术成熟后，再布设海底沙波迁移的监测网。 9 V7 p3 T2 [9 S
至今为止，各学者对不同海域海底沙波迁移的观测和预测做了大量的研究工作，但要想实现沙波的长期原位观测，准确地预测迁移速率和方向，还需要长期深入的研究。
# k- X. D# V% K) Q# F6 S2 P* L 四、总结与展望
. @! p) D* U/ _ 鉴于海底沙波带来的严重危害，本文总结了国内外先进的研究成果，归纳了海底沙波的类型划分，并从内因与外因两种视角剖析了海底沙波的成因机制，着重分析讨论了海底沙波迁移的观测和预测。已有研究结果表明，海底沙波的内涵正逐步深化、类型逐步细化，但其形成与迁移机制尚未形成系统理论。
1 k7 l2 H8 N# B7 k$ ? 为深入研究海底沙波的形成与迁移，建立海底沙波预警系统，应该重点开展以下工作： , Z/ H9 F `, h
⑴将理论研究和现场观测紧密结合，加大对沙波分类和形成机制的研究。目前对于海底沙波的研究就是观测创新不够、理论创新匮乏，分类尚无共识，成因与迁移也没有系统的理论。因此，在研究过程中不能局限于某一种方法，应该结合多种有效手段进行研究。如数值模拟与室内试验，数值模拟参数的选取与真是值存在较大差异，室内试验的尺度效应在所难免，若与现场观测紧密结合，则可根据实际情况调整室内试验、完善数值模型，将理论研究提升到新的高度，对沙波分类和成因的研究大有裨益。 # w( h2 D& @9 @4 a$ O
⑵加强极端天气下海底沙波理论与观测的研究。极端天气对海底沙波的形成与迁移均有重要作用，然而极端海况很难预测，且在台风等发生时对海底砂质沉积物响应进行实际观测也很困难，所以目前的研究大多局限在理论研究和数值计算，缺乏实测的数据，以后应当多开展极端海况下海底沉积物运移的原为观测研究。 2 U' a% i( u, c; b
⑶设计新的原位长期观测方法，完善预测模型，建立数据库为海底基础工程预警。对于海底沙波迁移的观测，可以分步进行，如设计搭载平台，使平台能随沙波的迁移而上下运动，利用水深压力计所测水压变化反映搭载平台的高程变化，相邻的水压最值所记录的时间间隔即为沙波迁移一个波长所需的时间；旋转式沉积物剖面成像仪测量地形得出沙波波长，然后计算出沙波迁移的速率。再根据长期的监测数据，建立全面的资料数据库，综合分析，更好的监测和预测海底沙波的迁移。  fill=%23FFFFFF%3E%3Crect x=249 y=126 width=1 height=1%3E%3C/rect%3E%3C/g%3E%3C/g%3E%3C/svg%3E) ~ H3 |' P2 T/ q/ C: e
【作者简介】本文作者/单红仙 沈泽中 刘晓磊 文明征 朱超祁 贾永刚，来自中国海洋大学环境科学与工程学院和山东省海洋环境地质工程重点实验室；第一作者单红仙，女，1965年出生，中国海洋大学环境科学与工程学院，教授，主要从事海洋工程地质研究；本文为国家自然科学基金项目（43172287；41427803；41402253）资助；本文来自《中国海洋大学学报》（2017年第10期），参考文献略，用于学习与交流，版权归作者与出版社共同拥有。 - c z( ^- K. K3 H* A! |% _
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