長江口南北港水下地形演變數(shù)值模擬研究

郭佳 李昌文 楊忠勇 孫詩為 欒華龍

摘要：

南北港是長江口“三級分叉、四口入?！备窬种械亩壓拥溃彩沁B接南支河道和北槽深水航道的重要通航水路，對其沖淤演變特征及未來演變趨勢開展數(shù)值研究具有重要意義。首先構(gòu)建了包含整個(gè)長江口的水沙動(dòng)力學(xué)數(shù)值模型，在實(shí)測資料驗(yàn)證下使用地貌加速因子對未來60 a間南北港區(qū)域的河道演變趨勢進(jìn)行了模擬分析，同時(shí)結(jié)合南北港2006～2016年間的實(shí)測水深數(shù)據(jù)開展對比分析。結(jié)果表明：① 在新的來水來沙條件以及本地青草沙工程影響下，南北港水下地形經(jīng)歷了顯著的沖淤演變過程，實(shí)測數(shù)據(jù)和數(shù)值模擬結(jié)果均顯示出“灘淤槽沖”的基本演變格局，即河道沖淤深度與水深基本呈線性關(guān)系；② 沖淤演變的轉(zhuǎn)換水深約為-4～-6 m，未來60 a內(nèi)深槽區(qū)域的最大沖刷深度可達(dá)-12 m；③ 基于河口泥沙的空間運(yùn)動(dòng)滯后效應(yīng)，分析此種河口“灘淤槽沖”模式實(shí)際上是由岸灘和深槽之間水質(zhì)點(diǎn)和泥沙顆粒輸運(yùn)的相位差所致。

關(guān) 鍵 詞：

長江口南北港； 沖淤演變； 灘淤槽沖； 空間滯后效應(yīng)； 數(shù)值模擬

中圖法分類號： TV82

文獻(xiàn)標(biāo)志碼： A

DOI：10.16232/j.cnki.1001-4179.2023.S2.033

0 引 言

長江是世界第三長河，長江流域巨大的輸沙量促成了長江口豐富的灘涂資源，不過近年來在全球氣候變化作用以及上游河道水利工程的影響下，長江口水下地貌也發(fā)生了復(fù)雜變化。長江口復(fù)雜的來水條件和來沙條件，以及長江口面臨的徑流、潮流相互作用，是長江口水下地貌發(fā)生復(fù)雜演變的重要原因［1-2］。陳吉余［3］、楊世倫［4］、戴志軍［5］等通過系統(tǒng)研究，將長江口2000年以來的河道發(fā)育和演變模式總結(jié)為“南岸邊灘推展，北岸沙島并岸，河口束狹，河道成形，河槽加深”，其研究成果為后來河口演變方面的研究和圍海造陸等灘涂資源綜合開發(fā)與治理提供了指導(dǎo)。

大通站統(tǒng)計(jì)資料顯示，1960年以來長江口年均徑流量約8 906億m3/a，雖然時(shí)有洪水發(fā)生，但來水量的年際變化特征并不明顯，不過徑流量在年內(nèi)有明顯的季節(jié)性變化特征，汛期主要集中在每年的5～10月，徑流量占比約70.3%，每年11月至次年4月為非汛期。長江流域的來沙豐富，大都以細(xì)顆粒泥沙為主，泥沙粒徑一般在0.04 mm以下，長江口口門區(qū)域由于水流突然展寬，加之外海潮流的作用，因此泥沙在此沉降，形成攔門沙區(qū)域，同時(shí)也形成了大量的潮汐灘涂濕地。自20世紀(jì)70年代以來，由于長江干支流開始建壩，同時(shí)長江流域也實(shí)施了大量的退耕還林政策，長江輸沙量逐漸減少。統(tǒng)計(jì)表明，1960～1968年間，長江年均輸沙量為5.22億 t，1985年流域輸沙量略微降低至4.49億 t，到2000年時(shí)流域輸沙量降低至3.49億 t。2004年后，隨著三峽水庫蓄水，輸沙量發(fā)生銳減，年輸沙量降低至1.47億 t，不足1960年左右的30%［6-7］。

長江口來水和來沙量發(fā)生巨變后，河口三角洲水下地貌形態(tài)及其穩(wěn)定性必然發(fā)生顯著變化。大量研究顯示，三峽工程的修建是長江口來沙量發(fā)生劇減的轉(zhuǎn)折點(diǎn)［8］，此外長江各個(gè)支流上修建大壩以及國家的退耕還林政策實(shí)施也是導(dǎo)致來沙量降低的重要原因［9-10］。不過Dai等［11］研究發(fā)現(xiàn)，在長江上游來沙量劇減的大背景下，長江口的水下地貌特征自2013年起已經(jīng)逐漸轉(zhuǎn)為沖淤平衡狀態(tài)。長江口北港作為連接北槽深水航道的重要汊道，對長江口的航運(yùn)暢通［12-13］及綜合治理［14-15］起著重要作用。因此針對新形勢下長江口北港地貌演變開展研究具有重要意義。

1 研究區(qū)域概況

長江口地形態(tài)勢如圖1所示，長江口自徐六涇開始，下游河段被崇明島分隔成南支和北支兩個(gè)汊道，南支河道又進(jìn)一步被長興島和橫沙島分隔成南港和北港兩個(gè)二級汊道，繼續(xù)往下游，南港河道再一次被九段沙分割為南槽和北槽兩個(gè)三級汊道，最后長江口以“北支-北港-北槽-南槽”四口入海的形式與大海交接。由于北槽河道有重要工程深水航道，南港和北港是連接深水航道與上游南支河道的重要紐帶，同時(shí)南港河道中暗沙較多，河道演變頻繁，發(fā)育有青草沙、中央沙等大型沙體，因此南港和北港的地貌演變十分重要。南北港的河勢演變主要受上游南支的與北支的分流和分沙影響是最大的，歷史上北支為主要出海口時(shí)，南港和北港的面積都非常小。1954年長江發(fā)生特大洪水后，長江南支的主汊經(jīng)過崇明島水道進(jìn)入南港，在此期間大量泥沙淤積在南港河道形成瑞豐沙等，從此南港由單一河槽變?yōu)閺?fù)式河槽。長江口主要有9個(gè)潮位站點(diǎn)，包括青龍港（QLG）、連興港（LX）、堡鎮(zhèn)（BZ）、吳淞（WS）、橫沙（HS）、中浚（ZJ）、九段東（JDD）、雞骨礁（JGJ）和小洋山（XYS），以及6個(gè)潮流站點(diǎn)，包括南支（SB）、南港（SC）、南槽（SP）、長興（CX）、北港（NC）和北槽（NP），所有站點(diǎn)的具體位置如圖1所示。

2 數(shù)值模型構(gòu)建及驗(yàn)證

為分析長江口南北港河段地貌演變過程及影響因素，本文采用數(shù)值模擬進(jìn)行研究。MIKE21是一種專業(yè)模擬河道水流、泥沙和地貌演變等的數(shù)值模型，模型所采用的有限體積非結(jié)構(gòu)網(wǎng)格能夠很好地保證通量守恒，而且非結(jié)構(gòu)三角形網(wǎng)格可以很好地?cái)M合島嶼等復(fù)雜岸線，提高模擬的精度。因此本次研究中選擇MIKE21 FM開展數(shù)值模擬計(jì)算。

2.1 模型區(qū)域、網(wǎng)格劃分及邊界條件

本次研究中構(gòu)建的數(shù)值模型范圍如圖1所示，包括整個(gè)長江口潮流界以下范圍，杭州灣和部分東海近海岸的區(qū)域。長江口上游設(shè)在潮流界江陰以上約100 km處，保證雙向潮流不受上游邊界的影響。杭州灣上游入口設(shè)置在約120.2 °E處，以實(shí)際的水位波動(dòng)給定。外海開邊界上，北部海洋開邊界設(shè)置在約32.3 °N處，南部海洋開邊界設(shè)置在約29.2 °N處，東部海洋開邊界設(shè)置在約124 °E處，各海洋邊界均以實(shí)際水位波動(dòng)給定。整個(gè)模型范圍內(nèi)，共劃分約72 100個(gè)節(jié)點(diǎn)和141 680個(gè)網(wǎng)格（圖1左下角顯示了南港和北港部分網(wǎng)格）。長江上游開邊界區(qū)域，網(wǎng)格分辨率約600 m；外海開邊界區(qū)域，網(wǎng)格分辨率放大至約5 000 m；在本次研究重點(diǎn)關(guān)心的區(qū)域（即長江口范圍內(nèi)），網(wǎng)格分辨率約300 m。

模型中長江口范圍內(nèi)的水深地形數(shù)據(jù)均來源于最新的海圖測量數(shù)據(jù)。長江口外的東海區(qū)域水深數(shù)據(jù)來源于NOAA網(wǎng)上下載的地形數(shù)據(jù)（http：∥www.ngdc.noaa.gov）。河流邊界的徑流量和輸沙量采用大通水文站的實(shí)測數(shù)據(jù)。由于東海前進(jìn)潮波主要從東南方向傳入長江口，故將東邊界和南邊界作為潮波入射邊界，設(shè)置8 個(gè)主要分潮（M2、S2、N2、K2、K1、O1、P1、Q1），各個(gè)分潮的調(diào)和常數(shù)由中國海洋局部模型計(jì)算成果提供（http：Volkov.oce.orst.edu/tides），并采用《渤海黃海東海海洋圖集（水文）》的數(shù)據(jù)進(jìn)行矯正，從而計(jì)算相應(yīng)時(shí)刻的水位。模型范圍內(nèi)，各區(qū)域的初始懸沙濃度采用2013年泥沙實(shí)測數(shù)據(jù)。

2.2 模型水位驗(yàn)證

針對模型計(jì)算的水位，主要選取長江口9個(gè)潮位站點(diǎn)（具體位置見圖1）的調(diào)和常數(shù)（振幅An和位相Gn）以及實(shí)測水位進(jìn)行驗(yàn)證。將模型計(jì)算的9個(gè)潮位站點(diǎn)的水位進(jìn)行調(diào)和分析計(jì)算，與各個(gè)分潮潮汐表上的潮位分析結(jié)果進(jìn)行對比。結(jié)果表明，部分站點(diǎn)模型計(jì)算出現(xiàn)波峰的時(shí)間較實(shí)測略有延遲，但計(jì)算所得的水位與實(shí)測水位的振幅和周期基本一致，吻合度較高。綜上所述，本文采用的模型計(jì)算結(jié)果具有較高的可信度。

2.3 模型流速流向驗(yàn)證

根據(jù)前文構(gòu)建的數(shù)值模型，分別針對圖1中所示6個(gè)站點(diǎn)上表層水體的流速和流向進(jìn)行對比，根據(jù)監(jiān)測資料，模型驗(yàn)證時(shí)間為2018年5月5日02：00至5月7日03：00，該時(shí)段為天文大潮期間，長江口內(nèi)潮流流速垂線平均值最大可達(dá)2.0 m/s。驗(yàn)證結(jié)果表明：各站點(diǎn)流速計(jì)算值與實(shí)測值差異較小，僅在部分站點(diǎn)的高流速期間計(jì)算值偏大，而實(shí)測值偏小，但這并不影響整體結(jié)果。從流向計(jì)算結(jié)果上看，計(jì)算結(jié)果和實(shí)測結(jié)果基本吻合，不過在漲落潮流轉(zhuǎn)向期間，流向模擬結(jié)果誤差較大，主要原因是該期間流速小，流場較紊亂。整體來講，本次構(gòu)建并調(diào)試過后的數(shù)值模型模擬精度較高，能夠滿足研究所需。

3 長江口南北港沖淤現(xiàn)狀及趨勢分析

3.1 水深特征

2006～2016年，長江口南北港河槽以及周邊河道水下地貌特征如圖2所示。由于2006年和2009年獲取的實(shí)測數(shù)據(jù)分辨率較低（約100 m），因此得到的水下地形圖不如2011年和2016年的平滑?？傮w來說，各年間水下地形模式基本一致，這10 a來在水深上并未發(fā)生顯著變化。南北港河道主流區(qū)域水深較深，最深處可達(dá)20 m左右，且這一深度隨著時(shí)間演進(jìn)而逐漸增大。南北港河道在2009年發(fā)生較為顯著的演變特征，2006年時(shí)水深約為15 m左右，2009年由于處于青草沙水庫施工期間，水體含沙量本應(yīng)相對較高，泥沙落淤后水深較淺，上口段平均水深不足10 m。不過2011年后由于北港上口段束窄后流速變大，強(qiáng)勁的水動(dòng)力沖刷河槽，河槽加深，最大水深又重新恢復(fù)至16 m，2011年后北港河道水深逐漸趨于穩(wěn)定，從側(cè)面論證了工程影響下，局部地形發(fā)生劇烈改變但又迅速調(diào)整恢復(fù)的過程。

3.2 沖淤特征

根據(jù)2006年、2011年和2016年長江口南北港水下地貌實(shí)測數(shù)據(jù)，繪制研究區(qū)域水下地貌沖淤演變趨勢如圖3所示。河道地形特征和沖淤演變趨勢，與斷面懸沙分布特征和輸運(yùn)結(jié)構(gòu)密切相關(guān)，圖中正值表示淤積，負(fù)值表示沖刷。近年來北港為微彎型河勢，其河道中央深槽主要分布在中偏南側(cè)。在此微彎河道橫斷面上形成逆時(shí)針環(huán)流結(jié)構(gòu)，近底層水體從南側(cè)向北側(cè)輸運(yùn)，導(dǎo)致泥沙大量分布在河槽北岸。從輸沙結(jié)構(gòu)特征上來說，北港主槽河道北側(cè)大部分水體總輸沙沖向大海、南側(cè)小部分輸沙方向與漲潮流方向一致，上溯泥沙在北港上段遇落潮流而落淤，將進(jìn)一步?jīng)_刷河槽北岸，導(dǎo)致微彎趨勢逐漸增強(qiáng)。2009年南北港分汊口控制工程以及青草沙水庫等大型工程修建后，北港上口通道演變得以控制，河道束窄，河道的彎曲程度呈增大的趨勢。此外，橫沙通道的河道走向致使?jié)q潮流直指崇明島南岸，也是研究斷面南側(cè)深槽形成原因之一?？梢妶D3（a）中北港主槽橫斷面泥沙分布特征和輸沙結(jié)構(gòu)特征與河勢演變趨勢是基本一致的。圖3（b）所示的近年北港沖淤趨勢主要呈“主槽沖刷，兩岸淤積”的特點(diǎn)，一方面可歸因于北港微彎河勢進(jìn)一步加強(qiáng)，主槽區(qū)域進(jìn)一步刷深；另一方面與泥沙自身運(yùn)動(dòng)特征中的空間滯后效應(yīng)相關(guān)。河口地貌在適應(yīng)上游水沙條件及大型工程影響下的自適應(yīng)調(diào)整中，動(dòng)力較強(qiáng)的深槽區(qū)域泥沙易于侵蝕難以沉降，而動(dòng)力較弱的淺灘區(qū)域泥沙易于沉降難以侵蝕［16］，導(dǎo)致“灘淤槽沖”的現(xiàn)象出現(xiàn)，這種現(xiàn)象在其他入海汊道如北港同樣存在［1］。

3.3 未來60 a南北港河道沖淤演變趨勢

根據(jù)數(shù)值模型中的地貌加速因子，計(jì)算未來60 a間北港河道沖淤趨勢分布，模型加速時(shí)間比尺為1∶365，即模型計(jì)算1 d相當(dāng)于1 a，結(jié)果如圖4所示。圖中暖色調(diào)（黃色和紅色）表示淤積區(qū)域，冷色調(diào)（青色和綠色）表示沖刷區(qū)域，白色等值線表示沖淤值為0的區(qū)域。圖4（a）中顯示了未來10 a長江口的沖淤情況模擬結(jié)果。從圖中可以看出，未來10 a間，沖淤格局的分布已經(jīng)呈現(xiàn)出較為明顯的趨勢。沖刷區(qū)域集中在各個(gè)過水的通道，例如南支和南港的南部深槽區(qū)域、北支下段口門區(qū)域、北港北沙以南的區(qū)域、九段沙南部的南槽中部深槽區(qū)域和北部的深水航道下段區(qū)域，但沖刷幅度較小，最大沖刷值僅約-2 m左右。淤積區(qū)域集中在各個(gè)灘涂區(qū)域，例如南支北部的東風(fēng)西沙區(qū)域、北支上游河段、崇明東灘區(qū)域、橫沙島以東的區(qū)域、九段沙區(qū)域以及南匯邊灘區(qū)域，淤積幅度也較小，最大淤積值僅2 m左右。整個(gè)河口的沖淤格局基本呈現(xiàn)“灘淤槽沖”的趨勢，在不考慮人類工程和其他外來因素的影響條件下，沖淤幅度較低，凈沖淤值僅約0.2 m/a。

20 a后，長江口的沖淤格局和沖淤區(qū)域與10 a內(nèi)基本一致，但沖淤的幅度略有加強(qiáng)，最大的沖刷和淤積幅度值都在2 m以上（見圖4（b））。從20 a后長江口的水下地貌與初始地貌對比分析來看，-5 m等深線似乎進(jìn)一步向陸地方向移動(dòng)，其包圍的區(qū)域逐漸在減小，-2 m等深線與初始水下地貌時(shí)相比幾乎維持不動(dòng)。然而，0 m等深線在逐漸向外海方向移動(dòng)，即0 m等深線以上的面積有擴(kuò)大的趨勢，這也正是“灘淤槽沖”的結(jié)果。

圖4（c）～4（f）分別顯示了未來30 a至未來60 a長江口的沖淤圖和水下地貌。可以看出，各個(gè)10 a間，長江口中“灘淤槽沖”的格局基本沒有改變。各個(gè)淺灘區(qū)域總是發(fā)生不同程度的淤積，各個(gè)深槽區(qū)域總是發(fā)生不同程度的沖刷。隨著模擬時(shí)間的加長，沖刷和淤積的幅度在逐漸變大，但沖刷幅度增長較快，由于淺灘區(qū)域水深本來就小，可供淤積的空間較小，因此淤積的幅度增長較慢。到60 a后，最大的沖刷幅度值可達(dá)-6～-8 m，最大的淤積幅度可達(dá)4～6 m。從60 a后各等深線的演變情況來看，-5 m等深線顯著地往內(nèi)陸移動(dòng)，包圍區(qū)域的面積顯著減小，0 m等深線則顯著地往外海方向移動(dòng)，包圍的面積顯著增加，-2 m等深線則變化不大，其包圍區(qū)域的面積略有增加。

總體而言，沿著主泓線方向河槽有明顯的加深趨勢，崇明島南沿以及青草沙水庫北側(cè)略有淤積，北港河道基本趨于穩(wěn)定。未來為維持北港兩側(cè)岸線穩(wěn)定，建議需重點(diǎn)加固進(jìn)口段北側(cè)岸線以及橫沙島北沿的岸灘。若將-5 m等深線以內(nèi)的區(qū)域都視為潛在可圍墾區(qū)域的話，在未施加任何人工措施的情況下，未來幾十年內(nèi)，其面積是逐漸減小的，不過減小的幅度不大。但是0 m等深線以上的區(qū)域面積在未來幾十年內(nèi)會(huì)逐漸擴(kuò)大，表明易于圍墾區(qū)域的面積還在逐漸增加。

4 討 論

從前文中針對南北港沖淤現(xiàn)狀特征及趨勢的分析可知，在長江上游大量建壩及實(shí)施退耕還林等政策影響下，長江來水來沙量發(fā)生顯著變化，南北港河道基本呈現(xiàn)“深槽區(qū)域沖刷、淺灘區(qū)域淤積”的特征。為此，本文根據(jù)圖3～4中沖淤演變數(shù)據(jù)，統(tǒng)計(jì)了不同水深區(qū)域的沖淤特征，結(jié)果如圖5所示。不管是實(shí)測數(shù)據(jù)分析結(jié)果還是未來預(yù)測結(jié)果，均顯示出顯著的“灘淤槽沖”演變趨勢。在水深20 m區(qū)域的河道，2006～2016年平均沖刷深度約-7.3 m，未來60 a可達(dá)-11.2 m。而當(dāng)水深超過-3 m后，實(shí)測值和預(yù)測值均顯示出淤積特征，不過淤積幅度較小，均不足2 m。灘淤槽沖的轉(zhuǎn)換深度約在-7～-4 m之間。

河口的這種“灘淤槽沖”現(xiàn)象從理論上可用“空間沉降滯后”效應(yīng)進(jìn)行解釋。圖6描述了經(jīng)典空間沉降滯后效應(yīng)下水質(zhì)點(diǎn)和泥沙顆粒運(yùn)動(dòng)示意。圖6是根據(jù)Nichols等［17］的成果改繪而來，圖中實(shí)線表示水質(zhì)點(diǎn)運(yùn)動(dòng)軌跡，虛線表示泥沙顆粒運(yùn)動(dòng)軌跡。河口泥沙空間滯后效應(yīng)最早由Postma［18］在Wadden海域的灘槽水沙輸運(yùn)研究中注意到，他發(fā)現(xiàn)由于平均潮流速在“灘→槽”方向遞增，使得漲潮過程中的向岸輸沙量大于落潮過程中的離岸輸沙量。該模式經(jīng)Groen［19］進(jìn)一步總結(jié)并修正。漲潮過程中，泥沙顆粒在水質(zhì)點(diǎn)A的作用下于位置①起動(dòng)，并向岸邊輸運(yùn)，到位置②時(shí)逐漸沉降，落淤于位置③。落潮過程中，水質(zhì)點(diǎn)A不能再起動(dòng)沉降于位置③的泥沙顆粒，而由靠岸的水質(zhì)點(diǎn)B起動(dòng)，最后在位置④開始沉降，并落淤于⑤點(diǎn)，如此一個(gè)潮周期后，泥沙顆粒將發(fā)生向岸的凈位移（①→⑤），即為泥沙的空間滯后效應(yīng)所致?？紤]到非均勻沙的影響，泥沙輸運(yùn)的空間滯后效應(yīng)實(shí)際上是潮流環(huán)境中水沙質(zhì)點(diǎn)運(yùn)動(dòng)的歐拉-拉格朗日不對稱性導(dǎo)致的泥沙在空間上的輸移滯后過程，也就是泥沙質(zhì)量守恒方程中泥沙顆粒和水流質(zhì)點(diǎn)相互作用的非線性對流項(xiàng)所貢獻(xiàn)的含沙量和輸沙量［20］。

長江口南北港這種灘淤槽沖現(xiàn)象在之前的研究中也有描述［2］。通過近30 a來長江口多個(gè)河槽（包括北支、北港、南匯等）的岸灘剖面形狀及淺地層沉積物演變特征分析發(fā)現(xiàn)，岸灘剖面呈現(xiàn)坡腳刷深、坡頂淤積的現(xiàn)象。Luan等［21］通過數(shù)值模型預(yù)測了長江口未來20 a的水下地貌演變情況，其預(yù)測結(jié)果和長江口多個(gè)河槽的實(shí)測資料分析結(jié)果［22］均顯示出“灘淤槽沖”的演變格局。

5 結(jié) 論

長江口南北港上承南支河道，下接長江口深水航道，是長江口重要的通航水路。本文根據(jù)2006～2016年間長江口南北港區(qū)域的實(shí)測水深數(shù)據(jù)分析了10 a間該區(qū)域的沖淤演變特征，同時(shí)基于數(shù)值模型模擬，預(yù)測了未來60 a間南北港的沖淤演變趨勢，主要結(jié)論如下。

（1） 長江口南北港河道在2009～2016年間經(jīng)歷了較為顯著的沖淤演變過程，特別是2009年青草沙水庫建設(shè)期間，長興島頭部區(qū)域淤積深度近6 m，不過隨著工程建設(shè)的結(jié)束，深槽重新形成。

（2） 數(shù)值模擬結(jié)果顯示，未來60 a間長江口基本維持“灘淤槽沖”的演變趨勢，-5 m等深線顯著地往內(nèi)陸移動(dòng)，包圍區(qū)域的面積顯著減小；0 m等深線則顯著地往外海方向移動(dòng)，包圍的面積顯著增加；-2 m等深線則變化不大，其包圍區(qū)域的面積略有擴(kuò)大。

（3） 實(shí)測數(shù)據(jù)和數(shù)值模擬結(jié)果的統(tǒng)計(jì)結(jié)果表明，長江口南北港沖淤深度與水深基本呈線性關(guān)系，即水深越大，沖刷越強(qiáng)，初步推斷這種“灘淤槽沖”模式是長江口泥沙輸運(yùn)過程中的空間滯后效應(yīng)所致。

參考文獻(xiàn)：

［1］ 郭興杰，程和琴，楊忠勇，等.長江口北港河勢演變及趨勢分析［J］.泥沙研究，2016（5）：33-39.

［2］ 計(jì)娜，程和琴，楊忠勇，等.近30年來長江口岸灘沉積物與地貌演變特征［J］.地理學(xué)報(bào)，2013，68（7）：937-946.

［3］ 陳吉余，惲才興，徐海根.兩千年來長江河口的發(fā)育模式［J］.海洋學(xué)報(bào)，1979，1（1）：103-111.

［4］ 楊世倫，吳秋原，黃遠(yuǎn)光.近40年崇明島周圍灘涂濕地的變化及未來趨勢展望［J］.上海國土資源，2019，40（1）：68-71.

［5］ 戴志軍.海岸與近海環(huán)境變化過程［J］.熱帶海洋學(xué)報(bào)，2022，41（4）：3-4.

［6］ 萬遠(yuǎn)揚(yáng)，吳華林.徑流量變化對長江口北槽最大渾濁帶影響分析［J］.水利水運(yùn)工程學(xué)報(bào)，2021（5）：1-7.

［7］ 左書華，楊春松，付桂，等.長江口入海水沙通量變化及其影響分析［J］.海洋地質(zhì)前沿，2022，38（11）：56-64.

［8］ GAO A，YANG S L，LI G，et al.Long-term morphological evolution of a tidal island under influences of natural episodes and human activities，the Yangtze Estuary［J］.Journal of Coastal Research，2010，26（1）：123-131.

［9］ YANG S L，LUO X X，STIJN T，et al.Role of delta-front erosion in sustaining salt marshes under sea-level rise and fluvial sediment decline［J］.Limnology and Oceanography，2020，65（9）：1990-2009.

［10］ LUO X X，YANG S L，WANG R S，et al.New evidence of Yangtze delta recession after closing of the Three Gorges Dam［J］.Scientific Reports，2017（7）：41735.

［11］ DAI Z J，LIU J T，WEI W，et al.Detection of the Three Gorges Dam influence on the Changjiang （Yangtze River）submerged delta［J］.Scientific Reports，2014（4）：6600.

［12］ 吳帥虎，程和琴，鄭樹偉，等.近期長江口北槽河段河槽演變對人類活動(dòng)的響應(yīng)［J］.長江流域資源與環(huán)境，2020，29（6）：1401-1412.

［13］ 應(yīng)銘，季嵐，周海.長江口北槽12.5 m深水航道回淤的物理過程［J］.水運(yùn)工程，2017，536（11）：77-85.

［14］ 韓玉芳，竇希萍.長江口綜合治理歷程及思考［J］.海洋工程，2020，38（4）：11-18.

［15］ 陳正兵，陳前海，侯衛(wèi)國，等.新情勢下長江口綜合整治的思考［J］.人民長江，2022，53（增 1）：1-4.

［16］ CHEN Y，LI Y，THOMPSON C，et al.Differential sediment trapping abilities of mangrove and saltmarsh vegetation in a subtropical estuary［J］.Geomorphology，2018，318：270-282.

［17］ NICHOLS M M，BIGGS R B.Estuaries：coastal sedimentary environments［M］.New York：Springer，1985：77-186.

［18］ POSTMA H.Hydrography of the Dutch Wadden Sea［J］.Archives Néerlandaises De Zoologie，1954，10（4）：405-511.

［19］ GROEN P.On the residual transport of suspended matter by an alternating tidal current［J］.Netherland Journal of Sea Research，1967，3（4）：564-574.

［20］ DE SWART H E，ZIMMERMAN J.Morphodynamics of tidal inlet systems［J］.Annual Review of Fluid Mechanics，2009，41（1）：203-229.

［21］ LUAN H，DING P，WANG Z，et al.Process-based morphodynamic modeling of the Yangtze Estuary at a decadal timescale：controls on estuarine evolution and future trends［J］.Geomorphology，2017，290：347-364.

［22］ ZHANG X，LI J，ZHU W，et al.The self-regulation process and its mechanism of channels′ bed changes in the Changjiang （Yangtze）Estuary in China［J］.Acta Oceanologica Sinica，2015，34（7）：123-130.

（編輯：胡旭東）