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2020 , Vol. 40 >Issue 4: 694 - 708

DOI: https://doi.org/10.13284/j.cnki.rddl.003255

Evolution of Coral Shingle Cays in the Nansha Islands during 2009-2017

  • Shengnan Zhou , 1, 2, 4 ,
  • Qi Shi , 1, 2 ,
  • Huayu Guo 5 ,
  • Hongqiang Yang 1, 2, 3 ,
  • Hongqiang Yan 1, 2
Expand
  • 1. Key Laboratory of Ocean and Marginal Sea Geology, South China Sea Institute of Oceanology, Innovation Academy of South China Sea Ecology and Environmental Engineering, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510301, China
  • 2. Southern Marine Science and Engineering Guangdong Laboratory (Guangzhou), Guangzhou 511458, China
  • 3. Nansha Marine Ecological and Environmental Research Station, Chinese Academy of Sciences, Sansha 573199, China
  • 4. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
  • 5. Naval Logistics Department, Beijing 100841, China

Received date: 2019-10-11

  Revised date: 2019-12-30

  Online published: 2020-08-11

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Highlights

Coral shingle cays are distributed widely around coral reefs and islands in the South China Sea; however, their formation and evolution are little understood. A Digital Elevation Model (DEM) of three coral shingle cays at the Yongshu, Ximen, and Anda reefs, respectively, in the Nasha Islands had been built after they were investigated in 2017. Based on the modern DEMs of the shingle cays, different DEMs of the shingle cays were reconstructed at the past four intervals of 2011 (2009), 2013, 2015 and 2017 by remote sensing analysis; thus, the geomorphic features and evolution that the cays underwent from 2009-2017 was revealed. During this periods, the shingle cay at the Anda Reef experienced near constant erosion, shrinking continuously and showing losses of 50%, 70%, and 72% in average height, area, and volume, respectively, as part of a general declining trend. The shingle cay at the Yongshu Reef was dominated by horizontal and vertical accretions; its average height, area, and volume increased by approximately 21%, 62% and 103%, respectively, from 2011-2017. The area of the shingle cay at the Ximen Reef showed horizontal accretion, with an increase of approximately 160%, but its average height declined by approximately 31% and changes in its volume were insignificant. At both the Yongshu and Ximen reefs, the shingle cays moved eastward or southeastward into the lagoon or inner reef flat, with the centroid being displaced 41.18 m and 55.71 m, respectively; the average rates of movement were 0.6 m/month and 0.8 m/month, respectively. In contrast, the shingle cay at the Anda Reef moved northwestward towards the outer reef flat for a larger distance (193.1 m) and at a greater velocity (2.1 m/month) than the other reefs moved. The evolution of three shingle cays was controlled mainly by monsoon- and typhoon-driven waves, and was influenced by differences in hydrodynamics based on their locations and the shapes of the reef flat. As a result, the three shingle cays showed two different modes of evolution: migration and shrinking towards the outer reef flat and migration and extension into the lagoon or inner reef flat. The geomorphic evolution of these coral shingle cays in the Nansha Islands provides an important scientific basis for extensive study of the geomorphic development, and the dynamic mechanism thereof, of coral islands in the South China Sea. Further research will combine long-term remote sensing analysis and regular field observations of the ecology, sedimentology, and hydrodynamics of the coral shingle cays and neighboring reef areas, and focus on the long-term processes of coral shingle cay formation and evolution to reveal the key environmental factors thereof and the mechanisms affecting them.

Cite this article

Shengnan Zhou , Qi Shi , Huayu Guo , Hongqiang Yang , Hongqiang Yan . Evolution of Coral Shingle Cays in the Nansha Islands during 2009-2017[J]. Tropical Geography, 2020 , 40(4) : 694 -708 . DOI: 10.13284/j.cnki.rddl.003255

珊瑚礁沙洲和灰沙岛属于钙质生物碎屑松散堆积，隆起出露于礁坪高潮面之上，是珊瑚岛礁的主要地貌类型之一（钟晋樑 等，1996）。沙洲是灰沙岛形成的前期地貌类型（钟晋樑 等，1996），也是灰沙岛形成的必经阶段，其形成的动力因素是由于波浪折射汇聚，在礁坪动力平衡位置发生堆积而成（Gourlay, 1988; Hopley, 2011; Kench et al., 2006）。因动力环境的不同，通常又包括砂洲和砾洲，在礁坪高能环境下发生粗颗粒堆积而形成砾洲（McLean, 1980），而在低能环境下细颗粒堆积则形成砂洲。砂洲和砾洲上通常无植被生长，其地貌形态相比灰沙岛更不规则和多样化，同时也具有更高的地貌不稳定性，极易受气候条件（季风，年际及年代际气候波动等）以及动力条件（风暴，海啸等）的改变而发生形态和位置的变化（Hopley, 1978；Aston, 1995；Hopley et al., 2007；Kench et al., 2009；Webb et al., 2010; Zhu et al., 2016；Jiang et al., 2014, 2018）。我国南海珊瑚礁分布广泛，南海诸岛礁体面积大，发育有较多的沙洲和灰沙岛。南海珊瑚礁沙洲和灰沙岛具有重要的战略地位和意义，对沙洲地貌特征及其发育演变过程和规律的认识，可为南海珊瑚礁灰沙岛形成演变机制和稳定性研究，以及南海岛礁建设开发和管理维护提供重要的科学基础和理论依据。
珊瑚礁岛屿的长期演变过程研究通常采用遥感分析方法，对于远离大陆的区域，遥感技术具有快速、大范围、定期和高分辨率获取地物特征信息的特点，在珊瑚岛礁的调查研究和动态监测方面具有极大优势，突破了传统实地潜水测量调查的局限性。但大多数遥感分析都是通过提取岛屿或沙洲的水边线来研究岛屿平面形态的演变（Bayliss-Smith, 1988; Ford, 2011; Zhu et al., 2016），由于缺少现场直接测量数据，无法反演垂向高度的变化，导致无法全面反映沙洲或灰沙岛地貌特征及其三维变化。遥感影像所含有的丰富波谱信息适合开展遥感影像的水深及高程反演（Lyzenga, 1978; Sandidge et al., 1998; Stumpf et al., 2003；王艳姣，2006；王晶晶 等，2007；张鹰 等，2008），而基于现场测量数据的控制，可用于开展沙洲地形地貌的反演和重建。我们在南沙群岛3个珊瑚礁展开调查，发现有砾洲分布，前期研究基于现场测量获得了3个砾洲高分辨率三维数字高度模型（DEM），分析了其现代地貌特征，但对其演变过程缺乏了解。因此，本文基于前期现场测量数据，利用高分辨率卫星影像数据，开展多个时段遥感影像分析，重建不同时段砾洲的DEM，分析2011（2009）—2017年间的南沙群岛珊瑚礁砾洲演变过程与规律，对认识南海灰沙岛的发育演变和未来发展趋势有重要科学意义，可为南海人工灰沙岛的管理维护提供重要参考。

1 研究区概况

南沙群岛珊瑚礁分布广泛，沙洲和灰沙岛发育，20世纪90年代之前的调查记录了南沙群岛有植被覆盖的灰沙岛11座，植被覆盖的沙洲3座以及裸沙洲10座（钟晋樑 等，1996）。南沙海区为典型的季风气候，表现为NE盛行风向的冬季风和SW盛行风向的夏季风，热带气旋主要影响10°N以北海区；受季风影响，冬季为盛行NE向风浪，夏季盛行S和SW向浪；南沙海区以不规则日潮为主，潮差较小，潮流为不规则日潮流（赵焕庭 等，1996）。
南沙群岛众多岛礁中，永暑礁、西门礁和安达礁发育有典型砾洲，堆积物质多为粗大的珊瑚枝和珊瑚块。永暑礁为北东—南西向环礁，本文所调查的砾洲位于其东北部的西北侧礁坪上，礁坪西北外侧为礁外坡，东南内侧为永暑礁潟湖。西门礁位于九章群礁北侧，主体为北西—南东向礁坪，砾洲位于礁坪西北部，西北外侧为礁外坡，东南内侧为内礁坪和潟湖。安达礁位于郑和群礁东北端，主体为北东—南西向狭长礁坪，砾洲位于礁坪东北部。
笔者于2017年春季对这3个珊瑚礁砾洲进行了现场调查和地形测量，发现砾洲均呈北东—南西向展布，其中永暑礁和西门礁砾洲中部低洼，周边较高，且分布有多重砾脊，安达礁砾洲中部凸起，无多重砾脊分布（周胜男 等，2019）。

2 研究方法

2.1　卫星影像数据

本文分别选取了3个珊瑚礁2011（2009）、2013、2015和2017年4个时段高分辨率卫星影像数据（表1），影像分辨率可达0.3~0.6 m。遥感影像数据选取的原则是卫星过境时天气晴朗无云或云量较少，卫星影像清晰。此外，3个礁2017年的影像尽可能地选择与现场地形测量时段相近的时段，以便构建卫星影像数据与现场实测地形数据的定量反演关系。其中，西门礁2个时段最为接近，相差1~2 d，安达礁和永暑礁影像时段分别早于现场测量时段39 d和26 d。本文遥感分析主要采用各卫星影像数据所共有的蓝、绿、红、近红外4个光谱波段信息，以便不同卫星影像数据的比对。
表1 3个珊瑚礁的卫星影像数据概况

Table 1 Satellite images data for three coral reefs

区域 卫星型号 影像分辨率/m 波段 时间
安达礁 GE-01 0.5 4 2009-09-29
WV-02 0.5 8 2013-08-17
WV-03 0.3 8 2015-04-11
Pleiades 0.5 4 2017-05-16
西门礁 QB-02 0.6 4 2011-08-10
WV-02 0.5 8 2013-04-28
WV-03 0.3 8 2015-04-11
GE-01 0.5 4 2017-06-05
永暑礁 QB-02 0.6 4 2011-06-24
Pleiades 0.5 4 2013-10-26
WV-02 0.5 8 2015-10-24
Pleiades 0.5 4 2017-04-22

2.2　卫星影像分析

2.2.1　遥感影像预处理

遥感影像数据的通用预处理过程（胡蕾秋 等，2010；廖彬彬 等，2013；孟凡秋，2016；郑贵洲 等，2017）主要包括：同期多光谱影像与全色影像辐射定标、大气校正、影像配准、影像融合；不同时期融合后的遥感影像配准、投影转换、影像裁剪。遥感影像数据预处理采用遥感影像处理软件ENVI完成。

2.2.2　耀斑校正

晴空条件下，在浅水区域由于风、潮汐等因素引起波浪等水面不平整，使阳光在水面上形成镜面反射，造成影像出现亮斑甚至形成白色波纹条带，被称为耀斑（glint）（孟俊敏 等，2004；康健 等，2010；李龙龙 等，2015），卫星影像中耀斑的存在干扰了浅水底层的光谱反射信号，造成对浅水地形水深反演的偏差，因此需要去除影像中海面明显的耀斑。Hochberg等（2003）研究提出了基于近红外波段校正耀斑的方法，但是该方法仅仅使用2个像元进行校正，容易受到影像噪声影响，且需要掩膜陆地和云等，费时费力；Hedley等（2005）对该方法进行了改进，建立近红外波段和可见光波段之间的线性关系，无需掩膜，排除了噪声像素的影响，在国内珊瑚礁区遥感分析中得到应用（陈本清 等，2017；李龙龙 等，2015）。本文采用该改进方法对3个砾洲共12幅影像进行了耀斑校正。

2.2.3　边缘检测（砾洲水边线提取）

水边线是珊瑚礁出露岛礁和砾洲部分的瞬时边界线，可将砾洲和水体分离开来，便于后面分别对砾洲和礁坪开展高度反演。前人研究常采用水体指数法（徐涵秋，2005）来提取水边线，基本原理就是利用水体对不同波段光谱吸收和反射的能力不同。本文采用单波段阈值法（郑逢斌 等，2020）对经过耀斑校正后的影像进行砾洲水边线的提取。

2.2.4　砾洲与礁坪分离

根据以上所获得的3个珊瑚礁砾洲不同时段的水边线，分别提取砾洲部分和邻近礁坪部分，使得砾洲和礁坪分离。之后的影像高度反演将分别基于砾洲和礁坪的影像及其实测DEM数据展开。

2.3　遥感影像高度反演

2.3.1　实测砾洲及礁坪 DEM与遥感影像配准

考虑到礁区潮汐的影响，礁区DEM的建立以理论最低潮面（TLT）为基准。为了将砾洲和礁坪的实测数据统一转换到理论最低潮面上，先求出3个礁区的理论最低潮面，然后根据潮位计数据计算出实时潮位，结合测深数据和RTK数据即可计算出砾洲和礁坪相对于理论最低潮面的高度（周胜男 等，2019），构建砾洲及礁坪DEM。
基于2017年卫星影像分别对砾洲2011（2009）、2013和2015年的影像以及实测DEM进行配准。影像间的配准选择固定礁石顶点或附近建筑物拐点作为控制点进行；而实测DEM和遥感影像的配准缺乏有效地面控制点，本文采用同一时刻实测DEM和卫星影像中砾洲的水边线进行校正。提取3个砾洲2017年影像的水边线，代表了影像拍摄时刻的0 m水深线。利用3个礁区现场监测的潮位数据，计算同一时刻砾洲实测DEM上对应的实时0 m水深线范围（相对于TLT）。以砾洲卫星影像作为基准，通过2条水边线的校准获取一系列控制点，进而把砾洲实测DEM与卫星影像进行配准；同时对两者进行分辨率配准，使得实测DEM具有和卫星影像在相同的投影坐标系中，具有良好的地物对应关系和像素对应关系。利用水边线对实测DEM和卫星影像分别进行掩膜处理，分别提取出砾洲部分的实测DEM和卫星影像，以及礁坪部分实测DEM以及卫星影像。

2.3.2　遥感影像的砾洲和礁坪高度反演

对以上分割后的砾洲和礁坪影像和实测DEM进行全幅数据提取，获得整个砾洲和礁坪影像所有像素点的4波段反射率数据和高度数据，将砾洲区域的高度和礁坪区域的水深，分别与波段反射率进行回归拟合分析，获取砾洲和礁坪波段反射率与高度的定量拟合关系。参考前人研究提出的多个珊瑚礁区水深与卫星影像多波段反射率的反演模式（Hochberg et al., 2003; Hedley et al., 2005; Doxani et al., 2012；李秀瑞 等，2016；吴忠强 等，2016；陈本清 等，2017；郭晓雷 等，2017；刘亮 等，2017；Zheng et al., 2017），本文分别对砾洲高度和礁坪水深与相应的卫星影像4波段反射率及其对数化反射率进行单波段回归分析和多波段回归分析。结果发现，多波段反射率与高度的关系明显要优于单波段反射率与高度的关系，从而构建了各礁区砾洲和礁坪的多波段高度反演方程，对过去不同时期砾洲和礁坪进行高度反演，重建过去3个时段砾洲及邻近礁坪DEM。高度反演基本方程模式如下：
H = aln(B 1)+bln(B 2)+cln(B 3)+dln(B 4)+e
式中：H为反演高度或水深；a、b、c、d、e为常数；B 1、B 2、B 3、B 4为卫星影像4个波段的反射率值。

3 结果与讨论

3.1　砾洲DEM遥感重建

遥感影像波段反射率与地形高度数据的多波段变量回归拟合关系均达到99%的置信度水平（表2）。其中，砾洲影像反射率与地形高度的拟合度为0.45~0.56，要小于礁坪影像反射率与地形高度的拟合度（0.63~0.85）。遥感水深反演的原理是依据可见光在水体中的穿透性，水体对各遥感波段光谱吸收率的不同，基底各波段反射率随水深的增大呈不同的衰减；干出砾洲出露于水面之上直接反射各波段光线，空气中各波段反射率较水体中的衰减明显要小，对高度变化的敏感性要小于水体，因此砾洲高度的遥感拟合关系要弱于水深遥感拟合，但在一定程度上仍然能反映出高度的变化（图1）。与前人对珊瑚礁区水深遥感反演相比，本文对礁坪水深和影像数据的拟合度要偏小，前人遥感水深的拟合度可达到0.9以上，这可能与研究区的水深不同有关。本文砾洲研究区礁坪大部分水深在1 m左右，最深处不超过4 m；而前人研究区多集中在礁坡区，水深多大于2 m，深可达逾10 m以上（Lyzenga, 1978;李秀瑞 等，2016；陈本清 等，2017；郭晓雷 等，2017）。相对较浅的礁坪基底以及浅水水体和水面的各波段光谱反射，比较深礁坡基底和相对深水水体和水面的反射更为复杂，对水深拟合关系的干扰更大，因此浅水礁坪区水深遥感影像的拟合关系相对要差一些。而利用遥感影像来反演干出砾洲的高度则未见有文献报道。
表2 砾洲卫星影像多波段反射率与地形高度回归分析统计结果及遥感重建DEM与现场实测DEM误差参数

Table 2 Statistical results of regression analysis between Multi-band reflectance of satellite images and height and the error parameters between the reconstructed DEM by remote sensing and measured DEM of the shingle cays at three coral reefs

礁区 地貌带 数据量（N/pixel） 拟合优度（R 2） 平均绝对误差（MAE）/m 平均相对误差（MRE）/%
安达礁 砾洲 195 0.45*** 0.26 15.6
礁坪 113 297 0.63***
西门礁 砾洲 9 726 0.56*** 0.34 17.8
礁坪 445 134 0.73***
永暑礁 砾洲 9 853 0.54*** 0.51 16.8
礁坪 312 301 0.85***

注： ***表示达到99%置信水平。

图1 2017年砾洲卫星影像（a1、b1、c1）及其遥感重建DEM（a2、b2、c2）与现场实测DEM（a3、b3、c3）

Fig.1 Satellite images (a1, b1, c1), reconstructed DEM by remote sensing (a2, b2, c2) andmeasured DEM (a3, b3, c3) of the shingle cays at three coral reefs in 2017

由于安达礁现场测量时段没有合适的卫星影像，所选择的卫星影像与现场测量时段有近40 d的时差，砾洲的形态发生了变化（图1-a1、a2、a3），对遥感拟合分析存在较大影响，导致安达礁砾洲和礁坪的拟合度小于西门礁和永暑礁。永暑礁由于卫星影像清晰，无明显耀斑，以及礁坪水深大于西门礁等，因而永暑礁礁坪拟合度优于西门礁。
为了揭示遥感重建DEM的反演精度，采用2个常用的误差参数来比对遥感重建DEM和现场实测DEM，包括平均绝对误差（MAE）和平均相对误差（MRE），见表2。3个砾洲区重建DEM的平均绝对误差值都不大，其中安达礁的平均绝对误差最小，仅为0.26 m，西门礁和永暑礁也只有0.34和0.51 m，这与3个砾洲区的整体高度分布范围不大有关。3个砾洲区重建DEM的平均相对误差为15.6%~17.8%，与前人利用遥感反演珊瑚礁区水深10%~30%的精度范围相当（吴忠强 等，2016；刘亮 等，2017；王纪坤 等，2018；王燕红 等，2018）。总体上看，3个砾洲区遥感影像重建的DEM具有较高的可信度，基本上能反映出影像时刻砾洲调查区的地形地貌特征，因此可以利用上述反演方程对过去不同时段的遥感影像进行高度反演，并按1 m×1 m的空间分辨率，重建3个砾洲区过去4个时段的DEM（图2）。
图2 砾洲4个时段卫星影像及其重建的DEM（基于TLT）

Fig.2 Satellite images and reconstructed DEMs by remote sensing of three shingle cays in four periods (based on the TLT)

3.2　2011（2009）、2013、2015和2017年4个时段的砾洲地貌特征

珊瑚礁沙洲一般定义为出露于平均大潮高潮面（MHWS）之上（钟晋樑 等，1996），平均大潮高潮面也是岛屿海岸线的起算面（许家琨 等，2007），因此，珊瑚礁砾洲的范围可基于平均大潮高潮面来计算。平均大潮高潮面可以由潮位预报方法代替实测水位，用统计计算方法求取（暴景阳 等，2013），即通过2009—2017年永暑礁潮汐表中，每月大潮期间连续3 d高潮位的平均值取平均获得。根据永暑礁平均大潮高潮面的数据，利用潮差比传递法（周胜男 等，2019）计算西门礁和安达礁的平均大潮高潮面。基于平均大潮高潮面，计算确定了4个时段3个砾洲的分布范围（图3），并估算各自的基本地形参数（表3）。
图3 4个时段遥感重建砾洲分布（基于MHWS）

Fig.3 Distribution of three shingle cays reconstructed by remote sensing in four periods (based on the MHWS)

表3 砾洲4个时段遥感重建DEM基本地形参数（基于MHWS）

Table 3 Basic topographic parameters of three shingle cays reconstructed by remote sensing in four periods (based on the MHWS)

礁区 时间 长度/m 宽度/m 长轴方向 短轴方向

平均

高度/m

最大

高度/m

外侧坡

度/（°）

内侧坡

度/（°）

 面积/m2 体积/m3

安

达

礁

 2009-09-29 106 46 NE—SW NW—SE 0.43 1.53 26.4 13.6 2 005 869
2013-08-17 203 7 NE—SW NW—SE 0.39 1.08 20.8 10.5 2 059 794
2015-04-11 131 14 NE—SW NW—SE 0.46 1.13 23.0 7.5 1 558 715
2017-05-16 26 8 NE—SW NW—SE 0.11 0.37 20.9 7.2 142 15

西

门

礁

 2011-08-10 44 19 E—W S—N 0.42 0.86 13.3 10.5 871 374
2013-04-28 50 11 E—W S—N 0.28 0.87 18.1 16.6 2 569 212
2015-04-11 67 20 E—W S—N 0.26 0.72 16.4 3.9 1 138 295
2017-06-05 130 14 S—N E—W 0.30 0.83 15.6 5.6 1 749 519

永

暑

礁

 2011-04-11 51 34 E—W S—N 0.46 0.92 15.5 3.5 1 580 702
2013-10-26 88 28 NNE—SSW NWW—SEE 0.41 1.21 29.4 6.7 2 448 938
2015-10-24 110 34 NNE—SSW NWW—SEE 0.44 1.01 22.1 5.3 3 443 1 479
2017-04-22 102 28 NE—SW NW—SE 0.55 1.37 15.0 6.7 2 566 1 369
安达礁（图3-a）砾洲大致呈北东—南西向展布，呈东北端较大头部和西南向细长尾部的形态，2009、2013年砾洲内部地势低于平均大潮高潮面，主要以外围砾脊形式出露。2009、2013和2015年砾洲长度为106~203 m，而2017年长度仅有26 m。砾洲宽度在2009年曾达到46 m，而2013、2015和2017年宽度不到20 m。2009、2013和2015年砾洲的高度、面积和体积均大致相当，平均高度为0.39~0.46 m，面积为1 558~2 059 m2，堆积量为715~869 m3；而2017年的高度、面积和体积处于较低水平，平均高度仅为0.11 m，面积和体积分别不到200 m2和20 m3。2009—2017年间砾洲的外侧坡度约为20°~26°，内侧坡度约为7°~14°。
西门礁（图3-b）砾洲2011、2013和2015年主要为东—西向分布，2017年则呈现南—北向弧形展布。2011—2017年间砾洲长度由44 m增加到130 m；宽度则变化于10~20 m；高度大致相当，平均高度为0.26~0.42 m。砾洲面积在2011年不到900 m2，2013、2015和2017年变化于1 138~2 569 m2；体积在2011、2013和2015年变化于212~374 m3，2017年则达到519 m3。砾洲外侧坡度约为13°~18°，内侧坡度约为4°~17°。
永暑礁（图3-c）砾洲在2011年呈东西向，之后2013、2015和2017年主要呈北东—南西向展布。砾洲长度2011、2013年为51~88 m，而2015、2017年超过100 m；2011—2017年间砾洲的宽度和高度则相差不大，宽度约为30 m，平均高度为0.41~0.55 m。砾洲面积在2011年为1 580 m2，2013、2015和2017年达到2 448~3 443 m2；2011、2013年砾洲体积不到1 000 m3，2015、2017年则达到1 369~1 479 m3。砾洲外侧坡度约为15°~29°，内侧坡度约为4°~7°。
4个时段3个砾洲大致以北东—南西向或东—西向为主，除2017年安达礁砾洲长宽、高度、面积和体积有显著减小之外，其他各时段3个礁砾洲的长宽、高度、面积和体积的变化范围相当。安达礁砾洲平均长度要大于西门礁和永暑礁砾洲，而永暑礁砾洲平均宽度、高度、面积和体积则大于安达礁和西门礁砾洲。3个砾洲的外侧坡度明显大于内侧坡度，其中安达礁砾洲外侧坡度相对要更大，而永暑礁砾洲内侧坡度相对要更平缓。

3.3　2011（2009）—2017年间砾洲演变过程

3.3.1　平均高度、面积和体积变化趋势

4个时段3个砾洲的平均高度、面积和体积变化幅度各有不同，但在整体变化趋势上表现出一定规律性。通过对4个时段的线性拟合展现出2011（2009）—2017年间3个砾洲平均高度、面积和体积的变化趋势（图4）。考虑到参与线性拟合的数据偏少，对统计参数的约束较大，本文采用60%的置信度（P<0.4）来评价线性趋势的统计意义。3个砾洲的平均高度、面积和体积的变化趋势不尽相同（见图4）。2009—2017年，安达礁砾洲的平均高度、面积和体积均呈下降趋势，分别减少了约50%（0.24 m）、70%（1 649.83 m2）和72%（727.43 m3）。2011—2017年，西门礁砾洲平均高度呈下降趋势，减少了约31%（0.11 m），面积呈增加趋势，增加了约160%（960.9 m2），而体积增加了约57%（155.4 m3），但增加的趋势并不显著；永暑礁砾洲的平均高度、面积和体积则均呈增加趋势，分别增加了约21%（0.09 m）、62%（1 185.9 m2）和103%（762.6 m3）。
图4 4个时段砾洲平均高度、面积和体积变化（基于MHWS）

Fig.4 Variations of the average height, area and volume of three shingle cays in four periods (based on the MHWS)

3个砾洲平均高度、面积和体积不同变化趋势的组合揭示出3个砾洲的不同地貌演变过程。2009—2017年间，安达礁砾洲表现出砾洲堆积高度的降低和水平分布范围的缩小，导致砾洲堆积量减小，表明安达礁砾洲侵蚀作用的增强，特别是2015—2017年间砾洲的侵蚀最甚，波浪将砾洲的组成物质搬运至砾洲周边形成大面积分布的水下砾滩（见图2）。2011—2017年间，西门礁砾洲虽然堆积高度减小，但水平分布范围有扩展，使得砾洲堆积量没有明显的变化，表明砾洲碎屑物质以水平堆积为主，尤其是2013年以来砾洲面积和体积均有增加，而高度变化不显著。永暑礁砾洲则表现出不断堆积加高和水平扩展的态势，导致砾洲堆积量同步增加，砾洲稳定扩大增高。2011（2009）—2017年间，3个砾洲的形态走向逐步演变为与所在礁坪形态和盛行风向较为一致。

3.3.2　砾洲位置移动

除了平均高度、面积和体积的变化之外，3个砾洲的位置也有明显的改变（图5）。一般利用质心分析方法来研究浅水沙洲（刘永学 等，2004）或珊瑚礁沙洲的位置移动变化（Zhu et al.，2016）。质心（centroid）指的是物体质量集中的一个假想点，是物体质量分布的一个平均位置。基于4个时段3个砾洲DEM影像，求取各时段砾洲的质心位置，指示了2011（2009）—2017年间砾洲的位置移动轨迹（图5）。
图5 4个时段砾洲变化过程与质心位移轨迹

Fig.5 Variation and centroid moving tracks of three shingle cays in four periods

2009—2017年安达礁砾洲质心位置大致呈现向西移动的轨迹（图5-a），期间2009—2015年移动方向为北西向，2015—2017年转为西南向，质心移动距离总和约为220 m，按月估算3个时段质心移动速率约为2.1~2.7 m/月（表4）。2011—2017年西门礁砾洲质心位置大致呈现向东南移动的轨迹（图5-b），期间2011—2015年移动方向为南东向，2015—2017年转为南向；移动距离总和约为63 m，3个时段质心移动速率约为0.8~1.1 m/月（见表4）。2011—2017年永暑礁砾洲质心位置变化则较安达礁和西门礁更为复杂（图5-c），总体向东移动，期间2011—2013年沙洲位置向东移动，2013—2015年转为向北移动，而2015—2017年则转为南东向；移动距离总和仅有约46 m，3个时段质心移动速率约为0.2~0.9 m/月（见表4）。
表4 4个时段砾洲质心位移距离和方向

Table 4 The moving distance and direction of centroid of three shingle cays in four periods

时间 安达礁 时间 西门礁 时间 永暑礁
距离/m 月速率/m 方向 方位角/(°) 距离/m 月速率/m 方向 方位角/(°) 距离/m 月速率/m 方向 方位角/(°)
2009—2013年 109.55 2.4 NW 302.5 2011—2013年 16.26 0.8 SE 147.6 2011—2013年 28.48 0.9 E 85.9
2013—2015年 41 2.1 NW 316.8 2013—2015年 17.94 0.8 SE 116.3 2013—2015年 4.08 0.2 N 351.9
2015—2017年 68.16 2.7 SW 246.5 2015—2017年 29.27 1.1 S 184.1 2015—2017年 13.71 0.8 SE 104.6
2009—2017年 193.1 2.1 NW 288.6 2011—2017年 55.71 0.8 SE 156 2011—2017年 41.18 0.6 E 86.4
2011（2009）—2017年间，3个礁砾洲的位置移动方向、距离和速率有明显差异，西门礁和永暑礁砾洲总体的移动方向为东南和东向，均是向礁坪内侧潟湖方向移动，质心总位移分别为55.71和41.18 m，平均移动速率分别为0.8和0.6 m/月。安达礁砾洲位于礁体东北端的礁坪，砾洲由礁坪东南向北西礁坪外侧移动，表明2009—2017年间安达礁砾洲主要受东南和西北向水动力条件的影响，质心总位移为193.1 m，平均移动速率为2.1 m/月。安达礁砾洲移动距离和移动速率都明显要大于西门礁和永暑礁，反映出安达礁砾洲所受动力环境强于永暑礁和西门礁砾洲。

3.4　砾洲演变的动力环境探讨

砾洲地貌稳定性与其所在礁坪的生态状况（沉积物供应）密切相关（Flood et al., 1986; Perry et al., 2011）。砾洲在不断接收礁坪或礁坡生物碎屑物质的同时也在经受侵蚀，因此连续的沉积物供应对于砾洲维持以及扩展至关重要（Kayanne et al., 2016）。只要有充足的物质来源，即使遭受了风暴等的侵蚀，砾洲仍能再次恢复（Bayliss-Smith, 1988）。本文3个砾洲都位于各自礁坪中部，现场调查发现砾洲组成多为粗大的珊瑚枝和珊瑚块，明显搬运自周边礁体的死亡珊瑚残体。邻近礁坡、潟湖坡和礁坪有着大量的活珊瑚分布，活珊瑚覆盖率可达到约20%~40%，这些活珊瑚为砾洲的形成提供了丰富的物质来源。
砾洲容易受到短期气候事件（风暴、气旋等）和长期气候波动（季风、年际波动等）引起的水动力改变的影响而发生动态调整（Hopley, 1978; Aston, 1995; Hopley et al., 2007; Kench et al., 2009, 2014; Webb et al., 2010; Zhu et al., 2016; Jiang et al., 2018）。在影响珊瑚礁水动力环境的海洋动力因素（波浪、潮汐、风和海流等）中，波浪被广泛认为是塑造珊瑚礁地貌形态的关键动力因素(Gourlay et al., 1988；孙宗勋 等，1995，1996;Kench et al., 2006; Hopley et al., 2007; Monismith, 2015）。南海海区波浪受控于季风和台风的影响（许林之，1987）。受季风影响，南海南部海区波浪波高与风速以及波向与风向整体一致（郑崇伟 等，2011，2012；宗芳伊 等，2014；易风 等，2018）。根据中国气象局热带气旋中心提供的热带气旋路径数据，2009—2017年间，途经南海南部的台风多来自西太平洋，向西部运移，经过研究区进入中南半岛或直接在研究海区内消失；研究区台风浪主要为东向，台风浪最大区域是风向与台风移动方向一致的区域（许林之，1987）；南海南部的台风浪要少于季风浪，主要出现在11至来年1月份，维持时间较短，强度和季风浪相当（王绿卿 等，2019）。本文3个珊瑚礁中仅永暑礁有气象水文的调查报道，其他2个礁都缺少现场观测。考虑到3个礁相距约25~110 n mile，受相同的季风气候影响，并且处于台风最强波浪区240 n mile范围之内（许林之，1987），可以大致认为3个礁区具有相似的季风浪和台风浪环境。永暑礁礁区风浪、涌浪传播方向与季风风向基本一致，冬季以NE向为主，春季从NE—E向转变为E、SW向，夏季以SW向为主，秋季NE—E向和SW—W向并存，波高以轻浪和中浪为主，但大浪基本受西南季风和台风的影响，礁区东北向最大波高要弱于西南向（王婷婷 等，2012）。
波浪对砾洲形成发育的控制得益于波浪在礁缘的破碎和礁坪的汇聚。外海波浪在礁缘因深度变浅而破碎，波能大幅度消减（Gourlay et al., 1994; Hardyt et al., 1996;黎满球 等，2003；柳淑学 等，2015）；波浪穿过礁缘进入礁坪后，因礁坪水深较浅且地形地貌结构复杂，礁坪基底粗糙度高，进一步增强了波浪的衰减作用（Lowe et al., 2005; Monismith et al., 2015；姚宇 等，2019）。进入礁坪后波浪发生折射由单一波向转变为多方向（Mandlier et al., 2012），同时在礁坪上产生增水现象（Gourlay, 1996; Jago et al., 2007;姚宇 等，2015），在增水正压力驱动下在礁坪产生波生流（Gourlay, 1996; Monismith, 2014;姚宇 等，2017）。礁坪上波浪传播的动力特性促进了碎屑物在礁坪的运移和堆积。礁坪上波浪运输碎屑物质的能力取决于礁坪上波能的大小，除了与入射波能有关外，也与礁坪宽度（波浪传播距离）和礁坪水深有关，对于接近海平面的礁坪，通常水深越大，搬运能力越大；礁坪越宽，搬运能力越小（Kench et al., 2006）。波浪通常在礁坪前端或外礁坪和礁突起带形成高波能汇聚区（Gourlay, 1988; Mandlier et al., 2012）或称高波能带（孙宗勋 等，1995；1996），大部分波能在此耗散，使得粗颗粒碎屑物质诸如珊瑚枝、珊瑚块在这些地方此堆积形成砾滩，逐步发展形成砾洲。礁坪上波浪传播时在砾洲两侧会形成波能差，促使碎屑物向波浪传播的下方向移动，驱使砾洲迁移（Flood et al., 1986; Kayanne et al., 2016）。
本文3个砾洲所在珊瑚礁均位于各自所在大型环礁的北端或东北端，属于高波能区（孙宗勋 等，1995，1996），但礁区西南向季风浪和东向台风浪要强于东北向季风浪（王婷婷 等，2012）。其中，永暑礁和西门礁2个砾洲具有相类似的区位，分别位于2个大型环礁（永暑礁和九章群礁）的北端礁坪上，礁坪宽度分别约为1.3和2.3 km，礁坪西北侧为外海，东南侧面临潟湖和另一端礁坪或珊瑚礁。东北向季风浪直接作用到西北侧礁坪形成发育砾洲，而受环礁南侧珊瑚礁或礁坪以及潟湖的阻挡，西南向季风浪和东向台风浪的作用相对于东北向季风浪有明显减弱，这2个砾洲2011—2017年间逐渐向礁坪内侧潟湖方向的移动主要受东北季风浪的影响，且砾洲有扩大的趋势，是砾洲向海侧侵蚀和向潟湖进积过程的综合作用结果（Webb et al., 2010; Costa et al., 2017）。同时由于砾洲的阻碍作用，在砾洲形成后其他生物碎屑可依附于砾洲外凸向海侧（高波能区）形成水下砾滩，礁坪水深逐渐变浅（见图2），可成为后期砾洲演变的碎屑物质储存区（Kayanne et al., 2016）。
不同于永暑礁和西门礁，安达礁位于郑和群礁的东北部顶端，礁坪狭长呈东北—西南走向，礁坪西北—东南向距离短约500 m，礁坪西北和东南两侧都临海，礁坪直接受到来自偏北向和偏南向季风浪以及东向台风浪的作用。并且，安达礁礁坪水深比前述2个礁礁坪水深大，波浪在礁坪上传播时波能耗散小，因此安达礁砾洲所处的波能环境大于前两者，砾洲移动的距离和速率也最大。安达礁砾洲由其三面礁缘的波浪经折射汇聚形成，砾洲距西北和东南两侧礁缘距离要小于距离东北礁缘距离，故西北和东南两侧礁缘传播来的波浪能量大于东北礁缘的波浪，砾洲或波浪汇聚区位置变化主要受经西北和东南两侧礁缘折射后波浪相对强弱控制，使其在北西—南东方向移动。参照永暑礁，这一礁区偏南季风浪和东向台风浪要强于偏北季风浪（王婷婷 等，2012），即砾洲东南侧的水动力条件要强于西北侧，因此安达礁砾洲2009—2017年间表现为向西北方向的移动，水下砾滩也主要分布在砾洲的东南侧（见图2）。2009—2017年，安达礁砾洲面积体积和平均高度逐渐减小，表明波浪对于安达礁砾洲的侵蚀作用大于堆积作用。其中，2015—2017年安达礁砾洲的快速缩小可能与台风浪作用有关。
总体上，2011（2009）—2017年间3个珊瑚礁砾洲经历了2种不同的演变模式，永暑礁和西门礁砾洲表现为向礁坪内侧潟湖方向的移动和扩展，而安达礁砾洲则表现为向礁坪外侧的移动和缩减。在相同的季风浪和台风浪动力环境背景下，由于砾洲所在礁坪位置和形态的不同，造成各自礁坪水动力作用的差异，导致了3个砾洲的不同演变模式。珊瑚礁沙洲或岛屿迁移演变在太平洋和大西洋珊瑚环礁区多有报道，认为是受风和波浪变化、海平面上升、以及人为因素等的影响（Webb et al., 2010； Costa et al., 2017, 2019），其直接原因是礁坪波能的增大。研究发现，近几十年来南海波浪有逐年增强的趋势（郑崇伟 等，2015；易风 等，2018），南海海平面也呈上升趋势（张惠军 等，2019）。这表明，3个珊瑚礁砾洲在2011（2009）—2017年间的演变过程与南海波浪的增强以及海平面上升所导致的礁坪波浪能量增大有关。

4 结论

基于实测DEM对南沙群岛3个珊瑚礁砾洲的遥感分析，重建了过去不同时段砾洲DEM，以平均大潮高潮面为基准划分了砾洲范围，详细揭示了过去砾洲的地形地貌特征及其将近十年间的演变过程和规律。2009—2017年间，安达礁砾洲的平均高度、面积和堆积量均呈下降趋势，分别减少了约50%、70%和72%，砾洲以侵蚀为主，不断缩小，并向礁坪外侧方向有较大幅度移动，质心总位移和平均移动速率分别为193.1 m和2.1 m/月。2011—2017年间，西门礁砾洲堆积的总体变化趋势不明显，平均高度呈下降趋势，减少了约31%，面积呈增加趋势，增加了约160%，砾洲以水平扩展为主；永暑礁砾洲的平均高度、面积和堆积量均呈增加趋势，分别增加了约21%、62%和103%，砾洲呈现稳定的水平扩展和垂向增高。2011—2017年间，西门礁砾洲和永暑礁砾洲均呈现出向内侧潟湖方向的移动，质心总位移分别为55.71和41.18 m，平均移动速率分别为0.8和0.6 m/月。3个珊瑚礁砾洲演变主要受季风浪和台风浪的控制，但砾洲所在礁坪位置和形态所造成的礁坪水动力环境的差异形成了3个珊瑚礁砾洲的2种不同演变模式。
本文结合砾洲的实测DEM和4个时段高分辨率遥感影像反演分析，研究了2009—2017年间南沙群岛珊瑚礁砾洲的演变过程和规律。由于研究时段较短，尚无法完整地揭示珊瑚礁砾洲形成和演变的全过程。此外，由于珊瑚礁区水动力环境数据的缺乏，还无法认识珊瑚礁砾洲发育演变过程中的具体水动力过程和影响机制。未来可以通过更长时段的遥感分析结合珊瑚礁区生态、沉积和水动力等现场的定期观测，详细研究珊瑚礁砾洲形成发育的长期演变过程，以揭示其关键的环境影响因素和作用机制。

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