長江口北支沉積動力變化及對人類活動的響應

(1. 鹽城師范學院 江蘇沿海開發(fā)研究院, 江蘇 鹽城 224007； 2. 南京大學 地理與海洋科學學院, 江蘇 南京 210023； 3. 江蘇師范大學 地理測繪與城鄉(xiāng)規(guī)劃學院，江蘇 徐州 221116)

長江口北支西起崇明島頭，東至連興港，全長約78.8 km，河口形態(tài)呈喇叭形，上段較為狹窄，最窄處青龍港附近河寬2.1 km，下段逐漸展寬，口門連興港處寬達16 km，水道中淺灘眾多，下段沙脊與深槽并行，其中東黃瓜沙和西黃瓜沙是最主要的潮流沙脊，潮流脊的北側(cè)是主槽，南側(cè)是副槽[1]。崇頭至青龍港為上段，該段地貌類型以深槽和沙嘴為主，上寬下窄，平面形態(tài)上為呈NE～SW向的倒喇叭形。青龍港至三條港段為中段，該段地貌類型以心灘和汊道為主，平面形態(tài)上呈NE～SW向的喇叭形。三條港至北支下口段為下段，潮流沙脊和潮汐水道是主要的地貌類型，水面變得寬闊，河道呈NWW～SEE向[2]。

長江三角洲經(jīng)濟發(fā)展快速，對土地資源需求旺盛，江蘇南通的海門、啟東和上海的崇明島對北支的進口段以及上段、中段、下段進行了大規(guī)模的圍墾。在自然演變和人類圍墾的影響下，長江口北支的水動力條件發(fā)生了顯著變化。近年來，已有學者在河槽演變與灘涂資源利用[3]、河床演變及綜合開發(fā)利用規(guī)劃構(gòu)想[4]、圍墾對水動力影響的數(shù)值模擬[5]、圍涂對河勢的影響[6]等方面進行了大量研究。然而，對于長江口北支沉積動力變化過程及對人類活動的響應還缺乏系統(tǒng)的梳理。本文在前人研究的基礎上，從分水分沙比下降和水沙倒灌等角度，分析北支沉積動力環(huán)境在人類活動影響下的變化過程和階段劃分。

1 自然河勢調(diào)整下的河控型沉積動力

長江口北支是長江徑流入海的一級汊道。長江河口在演化過程中共出現(xiàn)了3代北支[7]：第一代北支稱為揚泰古沙嘴，位于今揚州、泰州地區(qū)；第二代北支稱為橫江，位于今南通地區(qū)；現(xiàn)行的長江口北支是有記載以來的第三代北支，其形成與崇明島的發(fā)育密不可分，從形成到成型，先后經(jīng)歷了萌生成長期(7～11世紀，唐初至北宋后期)、多洲變遷期(11～16世紀初，北宋后期至明代中期)、島核穩(wěn)定期(16世紀初至17世紀初，明中期至明末)、北支成型期(17世紀初至18世紀，明末至乾隆時期)等4個時期。

歷史上，長江口北支是長江的主通道，在自然因素作用下，河勢演變緩慢，沉積動力環(huán)境以河流徑流作用為主。在18世紀中葉的海門沙并岸和19世紀末的啟東諸沙并岸的影響下，長江主泓開始改走南支，北支成了支汊。此后，盡管水沙分流量逐漸減少，但是北支仍然分泄25%左右的長江徑流量，北支為以落潮流為主要動力的落潮水道[8-9]。

根據(jù)漢口水文站和大通水文站的監(jiān)測資料，長江入海徑流量比較穩(wěn)定，1915年之前未發(fā)現(xiàn)明顯變化趨勢[10-11]。歷史上長江口北支的形成與演變基本以自然河勢調(diào)整為主，表現(xiàn)為北岸沖刷、南岸淤長，深泓線北移[12]。現(xiàn)代長江口北支水道于1915年開始形成，在進口段的0 m水深處，河寬長達5.8 km，等深線5 m的河槽貫穿整個北支，等深線10 m的河槽向下一直伸展到北支進口以下10 km[13]。

在自然河勢調(diào)整下，河流動力軸線變化是長江口北支萎縮的直接原因，長江口主流在地球自轉(zhuǎn)科氏力的作用下向南偏移，歷史上也曾出現(xiàn)過主流北移的現(xiàn)象，但只是短期現(xiàn)象，南移才是主流變化的總趨勢，正是主流南移決定了北支走向衰退的歷程[14-15]。此外，洪水造床作用也是北支自然演變的重要原因。長江流域地處東亞季風區(qū)，汛期暴雨集中時，易生洪澇，在20世紀上半葉的1931,1949,1954 年發(fā)生了大洪水[16-17]。洪水事件導致北支上口的徐六涇河段河槽發(fā)生較大變化，1931～1934年，通海沙淤漲下伸，造成北支上口5 m等深線中斷，1936年江心沙擴展。1949,1954年特大洪水后，徐六涇河段北側(cè)大淤，老白茆沙北移并靠崇明島[3]。洪水導致北支進口段的河寬大幅度束狹，分流角也隨之增大，分流角增大以及進口河寬的縮窄，分流比逐年減少，由1915年的25%減小到1958年的8%左右，分流比的減小導致北支徑流水量劇減，落潮水流不暢，對河床沖刷作用減弱；北支水道由落潮槽演變?yōu)闈q潮槽，在漲潮流的作用下，口外高混濁水攜帶大量泥沙在北支水道內(nèi)淤積[13]。

2 進口河段人類活動下的過渡型沉積動力

長江流域在1954年發(fā)生了百年一遇大洪水，導致北支分流比減少，1915年北支分流占25%，1923年降為23%，1958年降至7.6%，1959年起出現(xiàn)水、沙、鹽倒灌現(xiàn)象[18]。根據(jù)1958 年的海圖分析，北支上段16 km長的10 m深槽消失，僅在青龍港及北側(cè)僅存幾個斷續(xù)的10 m深潭，5 m深槽主要分布在北支北側(cè)及北支下口，北支南側(cè)多為水深不足5 m的淺灘、沙洲[3]。現(xiàn)代長江口北支自17世紀初形成至今的300多年中，經(jīng)歷了由寬縮狹，從河控到潮控的變遷[7]。

洪水造床作用為人類圍墾活動提供了條件，人類活動又加速了北支沉積動力環(huán)境由河控型向潮控型的轉(zhuǎn)變。隨著社會經(jīng)濟的發(fā)展，對土地和岸線資源的需求日益迫切，圍墾和促淤成為河口海岸地區(qū)獲取后備土地資源的必然選擇。南通市在1954～1970年期間，對北支進口段的通海沙和江心沙進行了較大范圍的圍墾，圍墾面積達140 km2，結(jié)果造成北支進口段的河寬嚴重縮窄[13]，如圖1所示。北支進口段邊灘的圍墾直接影響了北支進口段的河勢變化，通海沙和江心沙的圍墾使北支進口段的平面形態(tài)發(fā)生質(zhì)的變化，圩角沙的圈圍使北支進口段進一步縮窄[19]。

通海沙位于北支進口段的北岸水下邊灘附近，通海沙沙尾向下一直延伸到北支口門，通海沙沙頭在1915年開始展寬淤高，1948年出露水面。南通于1954年開始對北支進口段的北岸邊灘進行了局部圍墾，1958年又對通海沙開始了大規(guī)模的圍墾(圖1中南通農(nóng)場和東方紅農(nóng)場一帶)。江心沙位于北支進口段的北岸，在1907年左右開始形成雛形，即牛洪港附近的兩個小沙包，在1958年發(fā)育成了大沙洲。海門于1960年開始對江心沙進行圍墾，1970年修建的立新壩封堵了江心沙北側(cè)的水道，江心沙并陸，長江徑流由江心沙北側(cè)的水道進入北支的通道被徹底切斷，造成北支的分流角接近90°，進而北支的分流比、分沙比急劇下降。自此，長江口北支河槽性質(zhì)發(fā)生質(zhì)的變化，由徑流作用為主轉(zhuǎn)成了以潮流作用為主，由河控水道轉(zhuǎn)成了潮控水道。

圖1 長江口北支進口段邊灘的圍墾示意Fig.1 The reclamation activity at entrance of the north branch of Yangtze Estuary

圖2 長江口北支不同岸段的圍墾示意Fig.2 The reclamation activity in different sections of the North Branch of Yangtze Estuary

3 整個河段人類活動下的潮控型沉積動力

江心沙北側(cè)的水道在1970年被堵后，在陸陸續(xù)續(xù)的圍墾活動影響下，開始形成圩角港邊灘，在1981～1990年期間邊灘發(fā)育成群，圩角沙在1992～2002年期間的圍墾面積高達19.5 km2，圩角沙的圍墾使北支上段的河寬進一步縮窄，入流條件進一步惡化。在1992～2002年期間，由于南通市對圩角沙的大規(guī)模圍墾，進一步加速了北支上段、中段河寬的縮窄[13]。從1955年開始，上海市對崇明北灘的較大沙洲進行了大規(guī)模圍墾，1955～2005年期間，共圍墾了30余處灘涂，面積約412 km2，其中1960年代和1970年代的圍墾面積分別占了圍墾總面積的77%和14%。海門市對永隆沙、新躍沙、圩角沙和靈甸沙進行了較大規(guī)模的圍墾，1968～2002年期間，圍墾面積約40 km2；啟東市對永隆沙、興隆沙進行了較大規(guī)模的圍墾，1968～2002年期間，圍墾面積約32 km2[19]。

上海市和江蘇省在長江口北支大面積的圍墾活動和促淤工程，由進口段擴展到北支整個河段，如圖2所示。尤其是中段、上段的圍墾，進一步加劇了北支整個河槽縮窄淤淺的進程。北支上段、中段的圍墾一般是先進行沙洲匡圍，然后汊道堵壩，最后沙洲并陸，這種圍墾方式促使北支進一步縮窄。結(jié)果使得北支河槽在形態(tài)上逐漸發(fā)展成為喇叭口狀，尤其是1968 年對永隆沙的圍墾，1975 年進行的南汊堵壩，進一步強化了喇叭狀的河口，北支河寬從12 km減小到4.5 km[3]，潮汐作用進一步加強，時有涌潮發(fā)生[20-22]。

洲灘圍墾改變了北支河口的平面形態(tài)和水動力條件，促使北支向縮窄方向發(fā)展，水深不斷淤淺。北支整個河段的平均河寬(0 m水深)1958年為9 194 m，1991年為4 250 m，到了2005年縮窄到2 921 m，多年來，北支河寬的縮窄幅度累積為6 273 m，與此同時，平均水深也由1958年的4.91 m淤淺至2009年的2.83 m[13]。北支河寬的縮窄萎縮和河床的抬高淤淺過程同時發(fā)生，大幅度地減少了河槽容積，如圖3所示。

圖3 長江口北支不同河段河槽容積變化Fig.3 The channel storage change of the north branch of Yangtze Estuary

4 人類活動對沉積動力的影響

人類圍墾活動對長江口北支的影響，體現(xiàn)在河寬縮狹和水域面積減小，水深變淺和河槽容積減少、分水分沙比下降、水沙倒灌等多個方面。本文著重分析能夠直接反映北支沉積動力環(huán)境發(fā)生質(zhì)的變化的分水分沙比和水沙倒灌兩個方面。

4.1 分水、分沙比急劇下降

分水比和分沙比可以反映分汊型河道的發(fā)育趨勢，自1970年代大規(guī)模圍墾以來，江蘇省海門市和啟東市、上海市的崇明縣分別在長江口北支沿岸的不同岸段進行了大規(guī)模圍墾，圈圍面積高達440 km2，原有的自然平衡狀態(tài)被人類的圍墾活動打破，北支河道的平面形態(tài)和水流條件也隨之發(fā)生變化[19]。人類對北支洲灘的圍墾活動惡化了北支進口段的入流條件，加速了北支整個河段的衰亡，尤其是分流角增大到幾乎90°，直接結(jié)果就是分流比急劇下降，如圖4所示[23]，分流比由1915年的25%下降到目前的5%以下。長江口北支以徑流作用為主轉(zhuǎn)成了以潮流作用為主，成為強潮型河口[3，13]。

根據(jù)實測水文資料，運用標準水文法，對長江南、北支的分水分沙比進行了計算，結(jié)果為長江南支和北支的分流比分別為97%和3%，分沙比分別為90%和10%，顯示北支趨于淤長和衰退。漲潮匯沙比可以反映分汊型河道的泥沙倒灌趨勢，長江南支和北支的匯沙比分別為46%和54%，北支漲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；中上游河段漲、落潮流速增大，下游入海河段漲、落潮流速減??；南北支漲潮流匯流點上提至南北支交匯的崇頭，漲潮動力增強[5]。近年來分水比雖有小幅度增加，但總體仍維持較低的水平，2001 年僅為1.4%，2003，2004年和2005年北支分流比分別為1.55%，1.96%和2.8%[25-26]。近年來北支徑流有所加大，原因可能與長江徑流呈略微增加趨勢和北支的河道整治有關(guān)。已有研究表明，20世紀90年代以來，長江流域徑流呈微弱增加趨勢，尤其是中下游汛期徑流增加明顯[27]。北支的河道整治也會導致北支分流比有所加大[28-30]。北支徑流量能否在將來呈現(xiàn)出增加趨勢，還需要從現(xiàn)在開始積累長時間序列資料，深入分析后才能下結(jié)論。

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

4.2 漲潮流增強、水沙倒灌

隨著北支水沙分流比的不斷減少，漲潮流的含沙量遠遠大于落潮流的含沙量，在大潮時更為明顯，泥沙在漲潮流和落潮流的攜帶下上下往復運動，但總的趨勢是往上輸移，漲潮流成為北支河道的主要水動力。人類圍墾活動加劇了北支整個河槽縮窄淤淺的進程，北支已由落潮流占優(yōu)勢的河段轉(zhuǎn)變?yōu)闈q潮流占優(yōu)勢的河段。進潮量大是導致北支水沙倒灌南支及北支河段衰退的主要動力機制。由表1可知[24]，連興港斷面，潮量大進大出，水沙向上凈輸移，呈現(xiàn)倒灌；從潮型方面看，漲、落潮量和進、出沙量均為大潮﹥中潮﹥小潮；倒灌沙量也以此為序；而倒灌水量相反，為大潮﹤中潮﹤小潮，但相差不大。青龍港斷面，進、出潮量均小于5.5億m3，較連興港斷面小一個量級；各潮型的凈輸水量均為下泄，但量值很小，大、小潮均不足1億m3，大潮泥沙凈上溯輸移，倒灌入南支1.69萬t。

表1 長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：“-”值表示輸向上游，也稱“水沙倒灌”。

長江主泓自從18 世紀改走南支后，北支的徑流量開始漸趨減小，北支河槽不斷萎縮，在經(jīng)歷了200余年的自然演變后，到了1940年左右，北支河床具備了產(chǎn)生涌潮的條件，也就是說，從大新港向下形成了喇叭狀的平面形態(tài)，并在永隆沙一帶發(fā)育了水下沙坎(當時位于江心，現(xiàn)在已經(jīng)并陸)，在此之后，永隆沙附近便開始出現(xiàn)了涌潮[21]。喇叭形的平面形狀使得北支上段的青龍港漲潮期間水位快速上升，大潮時更為明顯，大量鹽水倒灌進入南支；落潮期間水位下降后，由于出露水面的淺灘阻擋，只有少量的鹽水能夠進入北支，最終結(jié)果就是，在一個漲周期內(nèi)，鹽水通量從北支凈倒灌南支。以北支倒灌南支的水通量為研究對象，Wu等人做了通過大量的數(shù)值模擬實驗和統(tǒng)計分析[31]。利用改進型的三維數(shù)值模式ECOM-si，朱建榮等人定量分析了北支倒灌南支的鹽水通量，綜合考慮了徑流量、潮汐和風況等因素，并進行了數(shù)值模擬分析，結(jié)果表明北支倒灌南支的鹽水通量與徑流量呈負相關(guān)關(guān)系，與潮汐動力和風應力成正相關(guān)關(guān)系[32]。

5 結(jié) 論

在人類圍墾活動影響下，能夠直接反映北支沉積動力環(huán)節(jié)發(fā)生質(zhì)的變化的是分水分沙比和水沙倒灌。長江口北支由河控通道轉(zhuǎn)變?yōu)槌笨赝ǖ溃炙稚潮燃眲∠陆?，?915年之前基本穩(wěn)定的25%下降到目前的5%以下；漲潮流的含沙量遠遠大于落潮流的含沙量，凈向上輸沙，水沙倒灌，在大潮時更為明顯。

自然河勢調(diào)整下的洪水造床運動和人類活動導致的分流角幾乎為90°，北支沉積動力環(huán)境的變化可分為3個階段。

(1) 1931以前，在自然因素作用下河勢演變緩慢，河床沖淤演變過程在河道平面變化方面表現(xiàn)為北岸沖刷，南岸淤漲，水動力以徑流作用為主。

(2) 1931～1970年，洪水造床作用為人類圍墾提供條件，人類活動對北支演變的影響逐漸增強，1970年立新壩封堵了江心沙北側(cè)的水道，造成北支的分流角接近90°直角，分流比、分沙比急劇下降，河槽性質(zhì)發(fā)生質(zhì)的變化。

(3) 1970年之后，北支中、上段和進口段的大規(guī)模圍墾進一步加劇北支的縮窄淤淺，漲潮流大于落潮流，漲潮流含沙量遠大于落潮流含沙量，泥沙凈向上輸移，水沙倒灌，在大潮時更為明顯。