长江口北支沉积动力变化及对人类活动的响应

2019-10-14

人民长江 2019年9期

(1. 盐城师范学院江苏沿海开发研究院, 江苏盐城 224007； 2. 南京大学地理与海洋科学学院, 江苏南京 210023； 3. 江苏师范大学地理测绘与城乡规划学院，江苏徐州 221116)

长江口北支西起崇明岛头，东至连兴港，全长约78.8 km，河口形态呈喇叭形，上段较为狭窄，最窄处青龙港附近河宽2.1 km，下段逐渐展宽，口门连兴港处宽达16 km，水道中浅滩众多，下段沙脊与深槽并行，其中东黄瓜沙和西黄瓜沙是最主要的潮流沙脊，潮流脊的北侧是主槽，南侧是副槽[1]。崇头至青龙港为上段，该段地貌类型以深槽和沙嘴为主，上宽下窄，平面形态上为呈NE～SW向的倒喇叭形。青龙港至三条港段为中段，该段地貌类型以心滩和汊道为主，平面形态上呈NE～SW向的喇叭形。三条港至北支下口段为下段，潮流沙脊和潮汐水道是主要的地貌类型，水面变得宽阔，河道呈NWW～SEE向[2]。

长江三角洲经济发展快速，对土地资源需求旺盛，江苏南通的海门、启东和上海的崇明岛对北支的进口段以及上段、中段、下段进行了大规模的围垦。在自然演变和人类围垦的影响下，长江口北支的水动力条件发生了显著变化。近年来，已有学者在河槽演变与滩涂资源利用[3]、河床演变及综合开发利用规划构想[4]、围垦对水动力影响的数值模拟[5]、围涂对河势的影响[6]等方面进行了大量研究。然而，对于长江口北支沉积动力变化过程及对人类活动的响应还缺乏系统的梳理。本文在前人研究的基础上，从分水分沙比下降和水沙倒灌等角度，分析北支沉积动力环境在人类活动影响下的变化过程和阶段划分。

1 自然河势调整下的河控型沉积动力

长江口北支是长江径流入海的一级汊道。长江河口在演化过程中共出现了3代北支[7]：第一代北支称为扬泰古沙嘴，位于今扬州、泰州地区；第二代北支称为横江，位于今南通地区；现行的长江口北支是有记载以来的第三代北支，其形成与崇明岛的发育密不可分，从形成到成型，先后经历了萌生成长期(7～11世纪，唐初至北宋后期)、多洲变迁期(11～16世纪初，北宋后期至明代中期)、岛核稳定期(16世纪初至17世纪初，明中期至明末)、北支成型期(17世纪初至18世纪，明末至乾隆时期)等4个时期。

历史上，长江口北支是长江的主通道，在自然因素作用下，河势演变缓慢，沉积动力环境以河流径流作用为主。在18世纪中叶的海门沙并岸和19世纪末的启东诸沙并岸的影响下，长江主泓开始改走南支，北支成了支汊。此后，尽管水沙分流量逐渐减少，但是北支仍然分泄25%左右的长江径流量，北支为以落潮流为主要动力的落潮水道[8-9]。

根据汉口水文站和大通水文站的监测资料，长江入海径流量比较稳定，1915年之前未发现明显变化趋势[10-11]。历史上长江口北支的形成与演变基本以自然河势调整为主，表现为北岸冲刷、南岸淤长，深泓线北移[12]。现代长江口北支水道于1915年开始形成，在进口段的0 m水深处，河宽长达5.8 km，等深线5 m的河槽贯穿整个北支，等深线10 m的河槽向下一直伸展到北支进口以下10 km[13]。

在自然河势调整下，河流动力轴线变化是长江口北支萎缩的直接原因，长江口主流在地球自转科氏力的作用下向南偏移，历史上也曾出现过主流北移的现象，但只是短期现象，南移才是主流变化的总趋势，正是主流南移决定了北支走向衰退的历程[14-15]。此外，洪水造床作用也是北支自然演变的重要原因。长江流域地处东亚季风区，汛期暴雨集中时，易生洪涝，在20世纪上半叶的1931,1949,1954 年发生了大洪水[16-17]。洪水事件导致北支上口的徐六泾河段河槽发生较大变化，1931～1934年，通海沙淤涨下伸，造成北支上口5 m等深线中断，1936年江心沙扩展。1949,1954年特大洪水后，徐六泾河段北侧大淤，老白茆沙北移并靠崇明岛[3]。洪水导致北支进口段的河宽大幅度束狭，分流角也随之增大，分流角增大以及进口河宽的缩窄，分流比逐年减少，由1915年的25%减小到1958年的8%左右，分流比的减小导致北支径流水量剧减，落潮水流不畅，对河床冲刷作用减弱；北支水道由落潮槽演变为涨潮槽，在涨潮流的作用下，口外高混浊水携带大量泥沙在北支水道内淤积[13]。

2 进口河段人类活动下的过渡型沉积动力

长江流域在1954年发生了百年一遇大洪水，导致北支分流比减少，1915年北支分流占25%，1923年降为23%，1958年降至7.6%，1959年起出现水、沙、盐倒灌现象[18]。根据1958 年的海图分析，北支上段16 km长的10 m深槽消失，仅在青龙港及北侧仅存几个断续的10 m深潭，5 m深槽主要分布在北支北侧及北支下口，北支南侧多为水深不足5 m的浅滩、沙洲[3]。现代长江口北支自17世纪初形成至今的300多年中，经历了由宽缩狭，从河控到潮控的变迁[7]。

洪水造床作用为人类围垦活动提供了条件，人类活动又加速了北支沉积动力环境由河控型向潮控型的转变。随着社会经济的发展，对土地和岸线资源的需求日益迫切，围垦和促淤成为河口海岸地区获取后备土地资源的必然选择。南通市在1954～1970年期间，对北支进口段的通海沙和江心沙进行了较大范围的围垦，围垦面积达140 km2，结果造成北支进口段的河宽严重缩窄[13]，如图1所示。北支进口段边滩的围垦直接影响了北支进口段的河势变化，通海沙和江心沙的围垦使北支进口段的平面形态发生质的变化，圩角沙的圈围使北支进口段进一步缩窄[19]。

通海沙位于北支进口段的北岸水下边滩附近，通海沙沙尾向下一直延伸到北支口门，通海沙沙头在1915年开始展宽淤高，1948年出露水面。南通于1954年开始对北支进口段的北岸边滩进行了局部围垦，1958年又对通海沙开始了大规模的围垦(图1中南通农场和东方红农场一带)。江心沙位于北支进口段的北岸，在1907年左右开始形成雏形，即牛洪港附近的两个小沙包，在1958年发育成了大沙洲。海门于1960年开始对江心沙进行围垦，1970年修建的立新坝封堵了江心沙北侧的水道，江心沙并陆，长江径流由江心沙北侧的水道进入北支的通道被彻底切断，造成北支的分流角接近90°，进而北支的分流比、分沙比急剧下降。自此，长江口北支河槽性质发生质的变化，由径流作用为主转成了以潮流作用为主，由河控水道转成了潮控水道。

图1 长江口北支进口段边滩的围垦示意Fig.1 The reclamation activity at entrance of the north branch of Yangtze Estuary

图2 长江口北支不同岸段的围垦示意Fig.2 The reclamation activity in different sections of the North Branch of Yangtze Estuary

3 整个河段人类活动下的潮控型沉积动力

江心沙北侧的水道在1970年被堵后，在陆陆续续的围垦活动影响下，开始形成圩角港边滩，在1981～1990年期间边滩发育成群，圩角沙在1992～2002年期间的围垦面积高达19.5 km2，圩角沙的围垦使北支上段的河宽进一步缩窄，入流条件进一步恶化。在1992～2002年期间，由于南通市对圩角沙的大规模围垦，进一步加速了北支上段、中段河宽的缩窄[13]。从1955年开始，上海市对崇明北滩的较大沙洲进行了大规模围垦，1955～2005年期间，共围垦了30余处滩涂，面积约412 km2，其中1960年代和1970年代的围垦面积分别占了围垦总面积的77%和14%。海门市对永隆沙、新跃沙、圩角沙和灵甸沙进行了较大规模的围垦，1968～2002年期间，围垦面积约40 km2；启东市对永隆沙、兴隆沙进行了较大规模的围垦，1968～2002年期间，围垦面积约32 km2[19]。

上海市和江苏省在长江口北支大面积的围垦活动和促淤工程，由进口段扩展到北支整个河段，如图2所示。尤其是中段、上段的围垦，进一步加剧了北支整个河槽缩窄淤浅的进程。北支上段、中段的围垦一般是先进行沙洲匡围，然后汊道堵坝，最后沙洲并陆，这种围垦方式促使北支进一步缩窄。结果使得北支河槽在形态上逐渐发展成为喇叭口状，尤其是1968 年对永隆沙的围垦，1975 年进行的南汊堵坝，进一步强化了喇叭状的河口，北支河宽从12 km减小到4.5 km[3]，潮汐作用进一步加强，时有涌潮发生[20-22]。

洲滩围垦改变了北支河口的平面形态和水动力条件，促使北支向缩窄方向发展，水深不断淤浅。北支整个河段的平均河宽(0 m水深)1958年为9 194 m，1991年为4 250 m，到了2005年缩窄到2 921 m，多年来，北支河宽的缩窄幅度累积为6 273 m，与此同时，平均水深也由1958年的4.91 m淤浅至2009年的2.83 m[13]。北支河宽的缩窄萎缩和河床的抬高淤浅过程同时发生，大幅度地减少了河槽容积，如图3所示。

图3 长江口北支不同河段河槽容积变化Fig.3 The channel storage change of the north branch of Yangtze Estuary

4 人类活动对沉积动力的影响

人类围垦活动对长江口北支的影响，体现在河宽缩狭和水域面积减小，水深变浅和河槽容积减少、分水分沙比下降、水沙倒灌等多个方面。本文着重分析能够直接反映北支沉积动力环境发生质的变化的分水分沙比和水沙倒灌两个方面。

4.1 分水、分沙比急剧下降

分水比和分沙比可以反映分汊型河道的发育趋势，自1970年代大规模围垦以来，江苏省海门市和启东市、上海市的崇明县分别在长江口北支沿岸的不同岸段进行了大规模围垦，圈围面积高达440 km2，原有的自然平衡状态被人类的围垦活动打破，北支河道的平面形态和水流条件也随之发生变化[19]。人类对北支洲滩的围垦活动恶化了北支进口段的入流条件，加速了北支整个河段的衰亡，尤其是分流角增大到几乎90°，直接结果就是分流比急剧下降，如图4所示[23]，分流比由1915年的25%下降到目前的5%以下。长江口北支以径流作用为主转成了以潮流作用为主，成为强潮型河口[3，13]。

根据实测水文资料，运用标准水文法，对长江南、北支的分水分沙比进行了计算，结果为长江南支和北支的分流比分别为97%和3%，分沙比分别为90%和10%，显示北支趋于淤长和衰退。涨潮汇沙比可以反映分汊型河道的泥沙倒灌趋势，长江南支和北支的汇沙比分别为46%和54%，北支涨潮倒灌到南支的泥沙多于南支上溯的泥沙[24]。最近研究表明，北支全河段平均高潮潮位抬升，平均低潮潮位降低；中上游河段涨、落潮流速增大，下游入海河段涨、落潮流速减小；南北支涨潮流汇流点上提至南北支交汇的崇头，涨潮动力增强[5]。近年来分水比虽有小幅度增加，但总体仍维持较低的水平，2001 年仅为1.4%，2003，2004年和2005年北支分流比分别为1.55%，1.96%和2.8%[25-26]。近年来北支径流有所加大，原因可能与长江径流呈略微增加趋势和北支的河道整治有关。已有研究表明，20世纪90年代以来，长江流域径流呈微弱增加趋势，尤其是中下游汛期径流增加明显[27]。北支的河道整治也会导致北支分流比有所加大[28-30]。北支径流量能否在将来呈现出增加趋势，还需要从现在开始积累长时间序列资料，深入分析后才能下结论。

图4 长江口北支在洪季、枯季的分流比Fig.4 The changes of diversion ratio between flood season and dry season

4.2 涨潮流增强、水沙倒灌

随着北支水沙分流比的不断减少，涨潮流的含沙量远远大于落潮流的含沙量，在大潮时更为明显，泥沙在涨潮流和落潮流的携带下上下往复运动，但总的趋势是往上输移，涨潮流成为北支河道的主要水动力。人类围垦活动加剧了北支整个河槽缩窄淤浅的进程，北支已由落潮流占优势的河段转变为涨潮流占优势的河段。进潮量大是导致北支水沙倒灌南支及北支河段衰退的主要动力机制。由表1可知[24]，连兴港断面，潮量大进大出，水沙向上净输移，呈现倒灌；从潮型方面看，涨、落潮量和进、出沙量均为大潮﹥中潮﹥小潮；倒灌沙量也以此为序；而倒灌水量相反，为大潮﹤中潮﹤小潮，但相差不大。青龙港断面，进、出潮量均小于5.5亿m3，较连兴港断面小一个量级；各潮型的净输水量均为下泄，但量值很小，大、小潮均不足1亿m3，大潮泥沙净上溯输移，倒灌入南支1.69万t。

表1 长江口北支水沙的全潮通量值Tab.1 The water and sediment flux in the North Branch of Yangtze Estuary

注：“-”值表示输向上游，也称“水沙倒灌”。

长江主泓自从18 世纪改走南支后，北支的径流量开始渐趋减小，北支河槽不断萎缩，在经历了200余年的自然演变后，到了1940年左右，北支河床具备了产生涌潮的条件，也就是说，从大新港向下形成了喇叭状的平面形态，并在永隆沙一带发育了水下沙坎(当时位于江心，现在已经并陆)，在此之后，永隆沙附近便开始出现了涌潮[21]。喇叭形的平面形状使得北支上段的青龙港涨潮期间水位快速上升，大潮时更为明显，大量盐水倒灌进入南支；落潮期间水位下降后，由于出露水面的浅滩阻挡，只有少量的盐水能够进入北支，最终结果就是，在一个涨周期内，盐水通量从北支净倒灌南支。以北支倒灌南支的水通量为研究对象，Wu等人做了通过大量的数值模拟实验和统计分析[31]。利用改进型的三维数值模式ECOM-si，朱建荣等人定量分析了北支倒灌南支的盐水通量，综合考虑了径流量、潮汐和风况等因素，并进行了数值模拟分析，结果表明北支倒灌南支的盐水通量与径流量呈负相关关系，与潮汐动力和风应力成正相关关系[32]。