当前的世界环境

介绍

沙滩和浅海的沙滩是鱼类、贝类、虾类、蟹类和一些昆虫的幼虫的重要栖息地，因为这些区域富含溶解氧，这些物种的呼吸依赖于溶解氧。¹因此，沙滩对鱼类和生物多样性很重要。相比之下，有垂直海堤的海湾和港口往往有更多的海底沉积物和溶解氧水平，比这些有沙子的浅海地区低。¹

在了解沙的来源、形成过程以及疏浚和水坝的影响方面，对沙滩的研究还不够充分。琵琶湖的湖岸有沙滩。在1898年至1906年的塞塔河疏浚和1905年旧的荒泽基大坝建成后，毕瓦湖的平均水位下降了约50厘米。1939年重新疏浚塞塔河后，琵琶湖的平均水位又下降了40厘米左右。²人们认为，琵琶湖目前的沙滩处于1898年以前的状态，因为在建造水坝的河流上，很少有新的颗粒沉积在沙滩上。

在这里，通过从琵琶湖的湖岸收集沙子样品来检查沙滩形成，并研究大坝施工对琵琶湖淤积和六潮汐发生的粒度和影响。

材料和方法

沉积物样品于2007年10月2日从湖泊湖（图1,3和5）的海岸线收集。最近的采样位点的水位低于塞拉河最终疏浚后测定的零水位0.4米。图3显示了从Ane River南部到彦根市的采样位置，图5示出了从Inukami River南部到Echi River北部的抽样位置。将沙子从表面（深度为5cm）的层中取样到30厘米的深度。通过2,1.4,1.0,0.5和0.25mm的开口筛分在风干后，通过开口筛分500g，形成六个尺寸分数：> 2mm，2至1.4mm，1.4至1.0mm，1.0至1.0至0.5毫米，0.5至0.25毫米，£0.25毫米。确定各部分的重量。

琵琶湖的平均水位是由国土、基础设施、交通和旅游部、近木地区发展局网站确定的²取琵琶湖周围五个点的平均水位。^3.琵琶湖赤潮的数量来自琵琶湖/约都河水质保护组织创建并维护的一个网站。^4.有关志贺县大坝建设的信息来自日本大坝基金会的网站。^5.

濑户内海海底沉积物的分布是在1974年至1976年期间从井内的论文中获得的。^6.濑户内海海域的边界是从国际Emecs中心获得的。^7.Seto Inland Sea中的潮汐方向和流速是由日本海岸警卫队的水文和海洋论坛创建和维护的网站。^8.日本大坝基金会的一个网站获得了日本水坝的信息。^5.1975年，濑户内海的红潮发生的位置是从环境部的网站获得的。^9.

结果

对于图4中1 - 5的采样点，可以明显看出，靠近安河河口的采样点>2.0 mm的颗粒比例更大。相比之下，2.0毫米到0.25毫米和0.25毫米级颗粒的比例在靠近安河口处变得更小。然而，对于6号试验点，>2 mm馏分中的颗粒比例大于5号试验点。随着取样地点离天野河(地点6至8)越来越远，>2毫米的沙粒所占比例越来越小，直径为2.0至0.25毫米和£0.25毫米的沙粒所占比例越来越大。特别是，直径为0.25毫米的颗粒所占的比例从6号试验点增加到7号试验点，而在8号试验点所占的比例明显更大。天野河在5号和6号站点之间的入流，预计将扰乱安河产生的沙粒分布格局，形成新的天野河沙流格局。

随着采样位置离Inukami河(图5中位置2 ~ 6)越远，粒径> 2 mm的沙粒百分比越小。然而，在5号试验点，直径为1.4 - 1.0 mm和1.0 - 0.5 mm的砂粒比例大于4号试验点。乌索河的流入点位于第4和第5点之间。同样，在7号试验点> 2.0 mm的沙粒比例也大于l6号试验点。野马祖河的流入点位于第6和第7点之间。据认为，来自天牛河和野马津河的水流干扰了犬上河形成的沙粒分布格局。野马祖河上没有水坝，但乌苏河水坝于1979年完工，占地17公顷。然而，由于琵琶湖的新零水位比疏浚前降低了约1.0 m，因此估计乌苏河大坝对旧沙岸带的影响不大。

大坝建设与毕洼湖赤潮发生的关系如图6所示。在水坝建成后，赤潮有发生的趋势。摘要1972年慈河特征集大坝(98公顷)建成5年后，赤潮开始出现，赤潮数量不断增加。同样，在1979年在乌索河上建成17公顷水坝后，赤潮从1981年到1985年增加。赤潮增加的同一年，奥祖堤大坝(建成年，表面积;1989年，62公顷)建在Yasu河上。随着日野河上的造坝(1990年，33公顷)的建设，红潮从1992年到1996年增加。随着安河大坝(2002年，33公顷)的建设，赤潮从2003年到2009年不断增加。

讨论

如果砂的颗粒被视为球形物体，则颗粒的沉降速度，Vs（m / s）由Stokes Lave提供如下



在ρ_p=粒子的质量密度(kg/m)^3.），ρ_f=流体的质量密度(kg/m)^3.)， μ =动态粘度(Ns/m .²)， g =重力加速度(m/s²)， R =球形物体的半径(m)。一般认为砂、粉砂和粘土的颗粒是球形的。式1表示粒子半径越小，Vs越慢。沙子比淤泥沉淀得快，淤泥比粘土沉淀得快。这些颗粒以同样的速度被带入海洋或湖泊，但较小的颗粒在脱离水柱之前被带到离河口更远的地方。

河流的流速显示日常变异性，同样地，河流携带的沙子颗粒显示出一系列流速。因此，更大的砂颗粒沉积在河口上更近，颗粒沉积的图案是扇形。

通过对沿岸线采集的沉积物进行采样和粒度格局分析，可根据斯托克定律计算出颗粒沉积格局(图3)。图5)由于琵琶湖水深范围为0 ~ 90 m，颗粒大小不同，沉积物颗粒分布呈扇形，但呈椭圆形而非半圆形。砂粒越小，沉到底部所需的时间越长，沉到底部的距离也越长。半径相同的粒子在沉淀到琵琶湖更深的地方之前会被带到更远的地方。

日本滋贺县泽塔河上的荒泽木大坝于1961年重建。新坝与旧坝在几个方面不同。混凝土墙取代了木块，新坝只需30分钟就能完全阻断河水流动，而旧坝需要2天。新水坝能把河水的流量从零控制到600米^3./s，而旧坝控制河流量从0到400米^3./ s。

在第二次世界大战后，大坝被建造在流入琵琶湖的河流。河流流入琵琶湖的河流（1946,35公顷）在亚洲河（1972,98公顷）上的Yasu River Dam（1951,50公顷）上的河流（1946,35公顷）是Inukami Dam（1946,35公顷），海河大坝（1965,29公顷）在汉野河和USO River Dam（1979,17公顷）上Uso River（图1）。在这些水坝完成后，由于通过减少或关闭新的Araizeki大坝而缓慢，泥在琵琶湖中容易存放。由于新的Araizeki大坝比旧水坝更有效地关闭Seta河，泥浆更容易沉积在琵琶湖。MITAMURA等人于2007年报道，几乎整个湖泊BIWA的地板被小于MDφ4的粒子覆盖。^10.MdΦ是颗粒直径的中值，由地质学定义为等于对数₂其中D是粒子直径的中值(mm)。对于D (2)^-2mm，mdφ是2。

在我之前的论文中，我展示了四个日本湾的大坝建设和红潮之间的关系。^11.与这些海湾相似，Biwa湖的富营养化和赤潮被认为是由建设大坝流入的泥颗粒造成的(图6)。

濑户内海:

濑户内海，井内^6.确定了泥沙淤积分布规律(图7)，并在河口处呈现扇形中心淤积分布规律(图8红线)。潮流方向和最大流速如图8所示。

在图1中。如图9所示，指示大于MDφ3或小于MDφ4的粒子的流动方向，并表示砂轮内海中的NADAS的边界。

Suo-Nada海

Suo-nada海表层沉积物呈扇形分布，主要集中在Hushino河、Ono河和/或大分河(图8和图9)。离河口越远，沉积物粒度越小。直到1983年，一大阪府大坝和1987年荒谷大坝的建设之前，都没有在Hushino河上建造大坝。根据琵琶湖的调查结果，到1983年为止，有大量的沙子被胡之野河带入梭那达海，梭那达海形成了扇形分布。

基于粒度分布图案（图7），尺寸小于MDφ6的颗粒流出从Kotou和Koya河流中流出。将这些颗粒携带至布铃海并沉积在那里。从图6和图6.如图8所示，显然，小于mdφ6的粒子从科特河和koya河进行，并在大河河（1948,249公顷）和koya河完成后到达了Buzen海大坝（1955,161公顷）。然而，据估计，当从科托河和koya河流的流速缓慢时，颗粒被潮流带到kanmon通道，因为从云台通道到kanmon通道存在快速的潮流（图8）。在布岑大海中，最大潮流为0.3结，在Suo-Nada海的中心，最大潮流范围为0.6至1.8结。

在我之前的论文中，^12.我展示了在萨巴河大坝(1955年，116公顷)完工后，萨巴河带入梭那达海的部分淤泥，估计被沿岸流集中到东海沿岸。如井内所示^6.在图1中。如图7所示，尺寸MDφ4至6的颗粒沿着海岸分布在Saba河口的东部。该结果与从我的论文获得的确定模式匹配。^12.

淤泥从萨巴河口迅速流出，据认为向西和/或向东流动，到达梭那达海中部后消散在梭那达海。

在Yamakuni和Yakkan Rivers上没有建造大坝，直到1976年，这是奥奇岛报告的研究样品收集后。^6.据估计，直到1976年，这两条河流携带了大量的沙子进入梭那达海，但根据图7所示的数据，胡之野河携带的沙子比这两条河流更多。据推测，这些沉积物是由胡之野河在该海域长期累积搬运而沉积的。造成这种结果差异的原因可能是组成盆地的山脉的岩石成分不同;需要进一步考虑这些盆地的地质情况。在Hushino河上建造了两座大坝:一大阪坝(1983年，14公顷)和荒谷坝(1987年，25公顷)。

Iyo-Nada海

别府湾近海有一大片扇形区域，以别府湾为中心。据估计，颗粒的扇形分布是在大坝建造前由大分河和/或小野河带入别府湾的(图7-9)。

1976年之前，大分河上修建了三座大坝:列川大坝(1956年，135公顷)、筱原大坝(1958年，21公顷)和若佐木斋大坝(1965年，8公顷)。在小野河上，直到2000年才修建了大坝。因此，据推测，1976年以前，比MdΦ 4小的颗粒物大部分是通过这三个大坝由大分江被带到伊代那达海的。在别府湾，由于潮流缓慢，有小于MdΦ 6的颗粒沉积(图7)。但别府湾外的海流非常快，Bungo海峡附近的流速达到1.9 ~ 3.0节。预计直径小于MdΦ 6的粒子将被携带到伊约虚无海之外。

本频道

在Bungo通道中，有两个扇形沉积物分布以USUKI和Banjo Rivers为中心。对于从这些河口的口腔更远的地方，沉积物的粒度变小。直到1976年，这两个河流没有建造任何水坝。在这些河流的口中未观察到小于mdφ6的颗粒。

广岛湾

在广岛湾，小于MdΦ 6的粒子沉积(图7)，最快海流为0.3 ~ 0.4节。然而，在广岛湾以外，海流速度变成了1.2到1.8节，一个沉积了MdΦ <0、MdΦ 0-2、MdΦ -3的nd粒子。流入广岛湾的河流有三条:太田河、大泽河和西木河。在大田河上，建造了Tarutoko水坝(1957,180公顷)、Oudomari水坝(1959,144公顷)和Uga水坝(1959,8公顷)。在小泽河上，分别修建了井山大坝(1932年36公顷)、渡濑大坝(1956年97公顷)和小川大坝(1964年90公顷)，在西木河上，修建了菅野大坝(1965年302公顷)和Mizukosi大坝(1965年14公顷)。这三条河流上的水坝被认为是在广岛湾沉积比MdΦ 6小的颗粒的原因。

在这些河流在这些河流建造坝之前，这些河流将大颗粒被加入广岛湾，并且观察到的扇形沉积物分布模式是筛选沉积物湖泊中估计的那些。在这些河流上的大坝施工之后，小于MDφ6的粒子开始于广岛湾沉积。假设首先将粗颗粒分布，并且随后在广岛岛沉积小于mdφ6的颗粒。因此，这将说明大于MDφ0，MDφ0至2和MDφ2至3的大小等级的粒子将被远离比MDφ6的颗粒沉积的区域更远地观察到（图7）。

Hiuti-nada海，宾戈那达海和比桑塞托海

在Hiuti-nada海和Bingo-nada海沉积了小于MdΦ 6的颗粒。这一地区有两条大河，芦田河和高桥河流入大海。在高桥河上修建了7座大坝，1976年以前在高桥河上修建的大坝总面积达601公顷。尤其值得一提的是，1968年建成的“成河川大坝”，面积达360公顷，是世界上最大的大坝。1976年以前，在芦田河上修建了两座大坝，总表面积为86公顷。据估计，小于MdΦ 6的颗粒在这些水坝建成后被带入海域并沉积下来，基于潮流的最大速度的0.4到1.1节区离岸高桥的口河(图8)。粒子小于MdΦ6由高桥河很容易传播从河里和Harima-nada东海的快速潮流(1.4 - -1.7节)(图8)。相比之下,粒子携带的西河口沉积不久,因为当前速度很慢(0.1 - -0.2节)Bingo-nada海和Hiuti-nada海(图8)。颗粒小于MdΦ6是由太空河入海后在这一地区两座水坝建成。

Harima-nada海

Harima-nada海沉积物呈扇形分布。扇形的中心位于Kako河口。该地区与水纳达海相似，因为在离卡可江河口越远的地方，沉积物的粒径越小。在Kako河其中，1976年以前修建了5座大坝:鸭川坝(1951年，54公顷)、Hunaki坝(1959年，16公顷)、第一平索坝(1969年，100公顷)、图拜赤坝(1971年，9公顷)、Hachimandani坝(1973年，9公顷)。据推测，有大量的淤泥从Kako河流入了Harima-nada海。但是，由于卡古江入海口的快速潮流(最高1.6 ~ 2.0节)，淤泥会被带离卡古江入海口。据推测，一种是通过明石海峡向东进入大阪湾，另一种是向西进入Bisanseto海，另一种是进入Harima-nada海的南半部。潮流的南半部Harima-nada海是缓慢而变成了0.3到0.5节最多,这样从Kako泥河沉积在南部一半Harima-nada海洋(图7、图8)。两个大坝建在阿河1976年之前:黑川纪章Ikuno大坝(1972、90公顷)和大坝(1974、109公顷)。1957年，依原大坝(88公顷)建在伊波河上。小于MdΦ 6的颗粒被认为被带入Harima-nada海，并通过与Kako河流出物相同的机制到达四国岛和浅治岛海岸。

大阪湾

三个大河流流入大阪湾：穆科河，亚达河和大谷河。Yodo River是一条有三个大型支流的主要河流：Kizu River，Katura River和Uji河。森卡里大坝于1919年在穆科河上建造，有112公顷的表面积。在1976年之前在Yodo河上完成了大约12个水坝。在其他河流上，Segi Dam（1951,48公顷）是在Katura River上建造的，amagase大坝（1964,188公顷）建造在Uji河上高山大坝（1968年，260公顷）是在奎河河上建造的。在构造这些坝之后，由于大阪湾东部的一半0.4结下的最大潮流，很快沉积了小于大阪湾的MDφ6的颗粒。

颗粒大小与赤潮的关系

泥浆的地质定义是粒径小于1/16毫米。据估计，与淤泥有关的营养物导致了这些海域的富营养化。以前的论文已经表明，赤潮往往发生在那些新修建水坝的河流携带的泥沙流入的地区。^11、12本文得到的结果与这些研究结果是一致的。

由图7和图10可以看出，赤潮发生在颗粒小于MdΦ 4的沉积区域，如大阪湾、Harima-nada海、hiutinada海、广岛湾、大分湾和Buzen海。这些发现支持了我的假设，即赤潮是由新建水坝的河流将淤泥带入大海造成的^11、12并证明在大坝完成后在海域观察到较重负载细颗粒（MDφ<4）。

如图10所示，出现赤潮的海域也有一些例外，出现赤潮的海域恰好符合小颗粒的大小。图10中a、b、c、d所示的赤潮发生区与原始沉积物颗粒不小于MdΦ 4的区域相吻合。据认为，在这些地区观测到的红潮是由其他地区活跃的红潮带进来的。用e表示的赤潮被认为是从广岛湾带进来的。用a到d表示的红潮被认为是由更北的红潮带过来的。用f表示的赤潮被认为是由西部带来的。然而，要解释这些现象，还需要进一步考虑其机制。

从这些结果中考虑了大坝施工导致琵琶湖和濑户内海湖的淤积和红潮发生。

结论

对琵琶湖岸线沉积物样品的分析表明，颗粒的分布符合斯托克斯定律，并以河口为中心形成扇形分布。在井内的身上也可以发现类似的模式^6.濑户内海沉积物分布规律研究。根据在流入河流上修建水坝前后采集的样本，新修建的水坝被认为携带了比MdΦ 4更小的颗粒(地质学上说，是泥)，这些小颗粒的沉积受潮流速度的控制，更快的潮流将颗粒带离海岸更远。

1975年在濑户内海观测到的赤潮发生地点，与井内在1974年至1976年进行的研究发现的淤积泥的地区大致一致。这些发现支持了我的假设，即赤潮在一定程度上是由河流携带的泥沙引起的，而这些河流上又新建了水坝。

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