陳 云,戴志軍*,梅雪菲,魏 穩(wěn),章馨謠

(1.華東師范大學 河口海岸學國家重點實驗室,上海 200062;2.中山大學 海洋工程與技術學院河口海岸研究所,廣東 廣州 510275)

漲潮槽是全球河口普遍存在的地貌單元[1]。在漲潮優(yōu)勢動力作用的控制下,漲潮槽形態(tài)通常展現為上窄下寬、等深線閉合端指向上游[2]。漲潮槽極易被漲潮動力攜帶的泥沙充填而處于自然萎縮狀態(tài),故其河槽變化與穩(wěn)定對河口河勢安全和水運資源合理利用頗為重要[3-5]。然而,近期高強度流域—河口人類活動已加速漲潮槽演化和淤積,由此引起世界大部分漲潮河槽或河口都處于萎縮狀態(tài)[6-9]。顯然,很有必要加強漲潮槽近期響應不同外力驅動的動力地貌演化過程研究,這不僅能增進河口漲潮槽形成與驅動機制的認識,也為穩(wěn)定河口河勢及航槽安全提供部分理論支撐。

先前已有不少學者較早地對漲潮槽進行研究,如Van Veen[10]率先提出西謝爾德河口(Western Scheldt Estuary)存在漲、落潮優(yōu)勢不同的河槽。相關研究亦表明泰晤士河口(Thames Estuary)[11]、孔庫雷河口(Konkoure Estuary)[12]及長江口[13]等都存在這種現象。隨后較多的研究主要從漲潮槽的地貌演化、形成機制及其對于人類活動響應等方面進行了探討[14-24],并指出漲潮槽的地貌演化可能具有階段性和暫時平衡性,最終將趨于萎縮[14-15],其間漲潮流[16-17]、河槽寬深比[18]、潮灘面積[19]、及淺灘位置[20]控制或影響其地貌演化[16-20]。近百年來,河口灘涂圍墾[21]、河道采砂[22],以及航道工程[23-24]的實施又加速了這種變化。雖然已有學者研究了自然與人類活動影響下的漲潮槽地貌演化過程,但較少研究涉及大型河口漲潮槽在流域-河口人類活動影響下的地貌演化,尤其是長江口南支新橋水道。

長江口一級分汊南支河段因扁擔沙橫亙其間而形成南支主槽和新橋水道。新橋水道位于崇明島南側,一般指扁擔沙北側上至廟港,下至堡鎮(zhèn)港接北港的區(qū)域,其長度大約40 km,平均寬度為1～2 km[25](圖1)。新橋水道作為崇明島的重要航運資源與水源地,其演變過程關系著崇明島岸灘與岸堤穩(wěn)定、南支河勢穩(wěn)定及居民取水安全。當前入海泥沙急劇減少、環(huán)崇明島構建綠色海堤及河口漲潮動力增強[26],新橋水道可能會發(fā)生較大程度的改變?；诖?本文利用長達60 a的地形資料分析了長江口新橋水道動態(tài)發(fā)展過程,進而揭示新橋水道動力地貌變化規(guī)律,為科學綜合治理與利用新橋水道提供理論依據。

圖1 新橋水道位置Fig.1 The location of the Xinqiao Channel

1 數據來源與研究方法

水深地形數據對河口動力地貌演變的定量化研究具有重要意義[27-28]。本文利用多年長江口自廟港到堡鎮(zhèn)港的新橋水道水深地形資料,包括1958年、1984年、1987年、1990年、1992年、1997 年、1998年、2001年、2003年、2009年、2013年、2016年及2020年共計13期實測水深地形資料(表1)。地形數據原始基面為當地理論最低潮面。因2020年長江流域水文數據尚在整編,故收集長江大通站1958—2019 年連續(xù)的水文泥沙數據,以探討長江入海水沙量對新橋水道地貌演變的影響。其中地形數據來源為交通運輸部長江口航道管理局和中華人民共和國海事局,大通站水文泥沙數據來自長江水利委員會。此外,本文使用的是2020年5月的地形數據(表1),故沒有分析2020年7月至8月長江特大洪水對新橋水道的地貌影響。同時,本文還收集了北港上段測點BG1(圖1)在2012年8月和2015年7月的單寬漲落潮量與懸沙濃度的數據。

表1 地形數據Table 1 Bathymetric data

為系統(tǒng)闡明新橋水道地貌變化過程,首先通過軟件ArcGIS對地形資料進行數字化,將不同時期的地形資料統(tǒng)一至高斯克呂格投影下北京1954坐標系和理論深度基準面上[25]。其次利用Kriging方法對水深點進行插值構建不同年份新橋水道數字高程模型(Digital Elevation Model,DEM)。隨后通過Cut Fill工具計算不同年份之間DEM的水深變化,并利用工具提取0 m等深線以下的體積作為河槽總容積。同時再次利用Contour工具提取新橋水道不同年份5 m 與10 m 等深線并對其進行空間疊加用以生成不同年份等深線平面變化對比圖,由此分析區(qū)域地貌的時空變化。根據新橋水道河勢變化特征,本文將其分為3段:廟港至崇明南門(上段S1),崇明南門至新河港(中段S2)和新河港至堡鎮(zhèn)港(下段S3)。為詳細說明新橋水道所受徑、潮流動力的變化情況,本文計算了大通站年內變差系數(Cv)和洪枯季流量比(D)以及測點BG1的優(yōu)勢流(優(yōu)勢沙)系數(R),計算公式:

式中:x i為各月徑流量,σ為標準差,x-為年內平均徑流量。

式中:da為洪季平均流量;db為枯季平均流量。

式中:Qe為單寬落潮量(單寬落潮懸沙量),Qf為單寬漲潮量(單寬漲潮懸沙量)。

2 結果分析

2.1 新橋水道等深線變化

長江流域1998年特大洪水與2003年三峽大壩修建對河口地貌已產生重要影響[26,29-30]。本文以1997年、2003年為界將新橋水道的地貌演化劃分為1958—1997年、1997—2003年及2003—2020年三個時期。

1)1958—1997年,新橋水道向上、下游往復遷移發(fā)生,河道拓寬、收縮交替。其中,1958—1984年,河槽兩側5 m 和10 m 等深線均向上游遷移,10 m 等深線向上游移動約19.20 km,在此過程中河槽擴寬(圖2a)。1984—1990年,新橋水道河道整體向下游遷移且縮窄,其中5 m 等深線相較于1984年向下游遷移約9.03 km(圖2b和圖2c)。1990—1992年,河槽兩側5 m 和10 m 等深線再次向上游遷移,其中5 m等深線上端重新延伸到河道上段,在此過程中河道加寬(圖2d)。1992—1997年,河槽兩側5 m 和10 m等深線均向下游遷移,其中5 m 等深線向下游移動約6.25 km,在此過程中河道束窄且主要出現在5 m 等深線之間寬度(圖2e)。

2)1997—2003 年,新橋水道拓寬明顯且向上游遷移。其中,1997—1998 年5 m 等深線向上游遷移8.20 km,10 m 等深線向上游移動約1.27 km,在此過程中河道拓寬200～300 m(圖2f)。至2003年,5 m 等深線尖端向北遷移至新橋水道鴿籠港以西,10 m 等深線向上游移動并分為兩部分,最北側較1998年移動6.47 km,同時河道拓寬了300～400 m(圖2g和圖2h)。

3)2003年以后,新橋水道大幅度向下游遷移,河道縮窄顯著。2003—2009年,5 m 等深線向下游移動約6.68 km,10 m 等深線北側部分向下游遷移,南側部分形狀發(fā)生彎曲,在此過程中河道縮窄500～700 m 并主要集中在5 m 等深線寬度(圖2i)。2009—2013年,5 m 等深線稍微向下游移動,10 m 等深線北側部分繼續(xù)向下游遷移,南側部分重新變順直,在此過程中河道收縮主要集中在10 m等深線之間寬度(圖2j)。2013—2020年,南北兩部分10 m等深線重新合并向下游移動約3.48 km,在此過程中河道進一步縮窄并向岸移動(圖2k和圖2l)。

圖2 1958—2020年期間5 m 與10 m 等深線形態(tài)變化Fig.2 Variations at 5 m and 10 m isobaths of the Xinqiao Channel from 1958 to 2020

2.2 新橋水道河槽容積變化

過去的62 a中,新橋水道河槽容積增減交替,總體呈現出下降趨勢。1958—1997年,新橋水道河槽容積反復增減變化,但總容積變化不大。其中,1958—1990年河槽容積先由58.49×107m3增加至68.47×107m3,再減少至58.33×107m3。類似地,1990—1997年河槽容積再次增加至64.28×107m3,又減少至57.30×107m3。1997—2003年,容積顯著增加至71.30×107m3,為近50 a來最大值,容積年均增加2.33×107m3。2003—2020年,河槽容積從急劇減少到緩慢減少,容積降至54.50×107m3,容積年均減少速率由2003—2013年間的1.35×107m3減緩至2013—2020年間的0.46×107m3(圖3a)。

新橋水道各分段河槽容積變化雖與總體趨勢相同,但又存在差異,其中以上段變化最為顯著(圖3b～圖3d)。1958—1997年,雖然各段容積均表現出“增加-減少”的旋回式變化,但相對于1958年,僅有上段河槽容積減少,中、下段容積反而還有所增加。1997—2003年,各段容積均快速增加,然而上段容積增加速率最快,容積年均增加0.96×107m3;2003—2020年,各段容積均在減少,相對于2003年上段容積減少了44%,中段容積減少了22%,下段容積減少了16%,由此可以看出新橋水道上段容積降低速率比中、下段快且變幅大。

圖3 1958—2020年新橋水道容積變化Fig.3 Yearly variations in volume of the Xinqiao Channel from 1958 to 2020

2.3 新橋水道沖淤特征

1958—2020年,新橋水道經歷顯著沖淤變化,但總體處于凈淤積狀態(tài)。淤積過程可分為3個階段。

1)1958—1997年,新橋水道“沖深-淤淺”交迭變化。①1958—1984年,新橋水道整體沖刷,水道各段形成沖刷厚度超過3 m 的沖刷區(qū)(圖4a)。②1984—1990年,新橋水道由沖刷轉淤積,原先的沖刷區(qū)域都出現淤積(圖4b和圖4c)。③1990—1992年,新橋水道區(qū)域以沖刷為主,但各段內同時形成多個淤積厚度為1～3 m 的淤積體,呈散珠式分布(圖4d)。④1992—1997年期間,原先的淤積體不斷擴大并向上游移動,造成上段淤積嚴重,淤厚超過3 m(圖4e)。

2)1997—2003年,新橋水道沖刷嚴重(圖5),沿崇明島岸灘形成沖刷帶。①1997—1998年新橋水道整體沖刷,且以上段沖刷最為嚴重,沖刷厚度可達3～5 m。此外,河道中段近岸區(qū)域零星分布著淤積厚度超過2 m 的淤積體(圖4f)。②1998—2003年新橋水道再次侵蝕,沿岸形成沖刷帶(圖4g和圖4h)。其中,1998—2001年新橋水道的上、中、下段各自初步形成多個沖刷體(圖4g)。此后,沖刷體不斷向岸遷移,于2003年連接形成一條沿崇明島岸灘的沖刷帶(圖4h)。

圖4 1958—2020年新橋水道沖淤變化Fig.4 Bathymetric changes of the Xinqiao channel from 1958 to 2020

圖5 1958—2020年新橋水道年平均沖淤變化Fig.5 The yearly changes in accretion/erosion of the Xinqiao Channel from 1958 to 2020

3)2003—2020年,新橋水道淤積嚴重,逐漸形成以河道上段為淤積中心的格局。①2003—2009年,新橋水道全面淤積,初步形成以上段為淤積中心的格局,各段均出現淤積厚度超過3 m 的區(qū)域,但中段河槽中央形成沖刷厚度為1～3 m 的沖刷體(圖4i)。②2009—2013年,原先中段的沖刷體向上、下游以及向岸移動,造成上段淤積減弱,下段西側逐漸形成沖刷厚度超過3 m 的沖刷區(qū)以及中段岸灘輕微沖刷區(qū)(圖4j)。③2013—2016年,新橋水道上段再次成為淤積中心,平均淤厚超過2 m,同時中、下段形成多個淤積厚度超過3 m 的淤積體(圖4k)。④2016—2020年,淤積體下移,導致新橋水道上段淤積減弱,中段分布有少量淤積體且淤積強度削弱,下段則進一步淤積(圖4l)。

3 討論

3.1 長江入海水沙的影響

長江入海水沙的變化對長江口河槽地貌演化具有重要影響[29,31-32]。根據大通站近60 a的水沙資料(圖6和圖7)可知,在1958—2019年期間,長江入海徑流量有小幅波動。同時,由于三峽水庫對長江徑流的調控作用,自2003年以來枯季月均流量增加,洪季月均流量降低(圖6)。此外,相對于1958—1997 年與1997—2003年,2003—2019年洪枯季之比和年內變差系數呈現下降趨勢,這表明長江徑流量的季節(jié)性差異減弱,尤其是洪季高徑流減弱(表2)。相反,長江入海泥沙量呈現急劇減少的趨勢,從1958—2003年間的年均輸沙量433×106t逐漸減少至目前約105×106t,減少了約70%(圖7)。

表2 大通站階段性徑流量年內變化特征Table 2 Variational characteristics of the monthly water discharge at the Datong Station during different periods

圖6 新橋水道河槽年均容積變化與大通站年均流量以及輸沙量之間的關系Fig.6 Relationship between the yearly volume change of the Xinqiao Channel and the water discharge and sediment discharges at the Datong Station

圖7 大通站流量與輸沙量變化Fig.7 Variations of water and sediment discharges at the Datong Station

新橋水道河槽年均容積變化和大通站的年均流量、年均輸沙量的關系表明,新橋水道河槽容積變化與長江入海流量之間的關系更密切(圖6a),若高徑流,則容積增大,反之則減少。極端事件(洪水、枯水)可能會對河道的地貌演變產生重要的影響[32-35]。受洪水高徑流影響,河槽容積增加、河道拓寬[29],這在新橋水道地貌演變過程中亦有反映,如1998年洪水后,河道拓寬明顯且向北遷移(圖2a)。其次,受到洪水影響,長江口各汊道分流分沙比發(fā)生變化[36],進入新橋水道的流量增加,徑流作用增強,新橋水道發(fā)生沖刷,河槽容積持續(xù)增加直至達到峰值(圖3a)。2003—2009年長江年均入海流量為8 210億m3,占多年平均來水量的92%,尤其在2006年長江出現特枯年,長江入海徑流僅占多年平均來水量的76%,洪季月均流量較多年月均流量平均減少29.9%[37],枯季月均流量較多年月均流量平均減少6.7%,進入新橋水道流量減少,徑流作用減弱,從而對新橋水道河槽的沖刷能力減弱,故此期間河槽因漲潮優(yōu)勢流作用而持續(xù)誘發(fā)自海向陸輸沙強度增加[17],從而導致新橋水道發(fā)生淤積(圖4i)。

然而,新橋水道年均容積變化與長江年均輸沙量之間沒有明顯的關系(圖6b)。即使長江年均輸沙量急劇減少(圖7a),新橋水道河槽容積年均減少0.58×107m3(圖3),這說明仍有大量泥沙進入新橋水道,這可能與新橋水道凈輸沙向陸有關[38]。尤其在2003—2009年,入海泥沙年均減少約0.93億t,新橋水道容積年均減少2.88×107m3(圖3a)。因此,新橋水道河槽容積的變化并非直接受控于長江入海泥沙的增減,而很可能是上游入海徑流受三峽大壩調控影響導致洪季高徑流減弱(圖7b),相應地引起漲潮動力增強[26,39-41]。新橋水道下游的北港內BG1測點的優(yōu)勢流與優(yōu)勢沙系數的變化也表明了這個趨勢,即落潮優(yōu)勢流系數和優(yōu)勢沙系數(R)從2012 年到2015年分別下降約8%和5%(圖8)。因受漲潮動力增強影響,沉積物向海輸運減少,并且加強潮泵輸沙致使更多的海域泥沙進入河槽[21]。同時,泥沙淤積引起河槽平均深度減小,還增加了潮汐不對稱性,會進一步導致將海域泥沙向陸的凈輸運[42]。

圖8 汛期BG1優(yōu)勢流(優(yōu)勢沙)系數Fig.8 The coefficients of dominant flow and sediment during the flood season at the BG1 station

3.2 扁擔沙淺灘發(fā)育的影響

扁擔沙淺灘位于南支主槽和新橋水道之間,為-5 m 閉合等深線所包絡的區(qū)域,是長江口典型的河道-淺灘系統(tǒng)[12]。扁擔沙和新橋水道關系密切,一方面扁擔沙沖刷或水流切灘而剝離的泥沙成為新橋水道的主要泥沙來源之一[25],另一方面在科氏力作用下,漲潮流北偏,新橋水道北側邊坡坡度明顯大于南側邊坡坡度[43],導致扁擔沙整體向北遷移,易引起新橋水道收縮[44],如在2009—2016 年間,因下扁擔沙淤漲與北移[45],新橋水道-10 m 等深線向南遷移,在此過程中河道束狹(圖2j和圖2k)。此外,受洪水影響,扁擔沙發(fā)生沖刷的同時形成灘面竄溝和潮汐通道[25,44],為切灘水流進入新橋水道提供了有利條件。

根據選取的新橋水道上段(S1)、中段(S2)及下段(S3)斷面變化(圖1和圖9)可知,自1958年以來,扁擔沙北坡不斷向崇明島淤漲造成新橋水道深泓線不斷向岸移動,相較于1958年向岸移動500～600 m,在此過程中新橋水道深度不斷減小。其次,扁擔沙的北移造成新橋水道的斷面形態(tài)自上游向下游從寬淺“U”形向深窄“V”形轉變,這增強了漲潮動力強度[26,46-47],進而對南支主槽與新橋水道之間的水面橫比造成影響[48],從而波及通過扁擔沙進入新橋水道的漫灘流,最終可能加速新橋水道淤積。同時,隨著南門通道的淤積萎縮和上扁擔沙灘面老竄溝的淤淺消失以及下扁擔沙灘面的淤高[44-45],進入新橋水道上段的水流減少,加速了新橋水道的淤積。新橋水道上段不斷地淤淺與束狹,影響了新橋水道內的徑流、潮流動力格局,導致新橋水道整體淤積。

圖9 新橋水道斷面水深變化Fig.9 Bathymetric variations along the Xinqiao Channel

3.3 河口局部工程的影響

新橋水道的地貌演變一方面是長期自然演變的結果,另一方面也受到河口局部工程的影響。東風西沙水庫的建設與投入使用對新橋水道地貌演變造成了一定影響。水庫修建于崇明島西南角新橋水道上段廟港附近河段(圖1),其總有效庫容達到890×103m3,于2014年投入使用[49]。東風西沙水庫投入使用攔截了原本由東風西沙北側潮汐汊道進入新橋水道的水流,加速上扁擔沙北移,改變新橋水道上段的水動力條件,可能導致新橋水道頭部淤積(圖4h和4i)。水庫構建后也引起東風西沙和扁擔沙之間的汊道不斷淤淺,進一步減少徑流進入新橋水道,改變新橋水道內的徑、潮流動力格局,因此會加劇新橋水道上段淤積(圖4i和圖4l)。此外,由2010年、2014年、2017年和2018年的低潮遙感圖(圖10)可知,上扁擔沙頭部在不斷向新橋水道方向淤展,汊道在不斷淤淺,從而導致新橋水道上段淤積?；谛聵蛩罎q潮槽屬性,如果上段繼續(xù)淤積且水動力條件不發(fā)生明顯改變,將會導致整個水道淤淺[50]。此外,考慮到無云且處于低潮的新橋水道區(qū)域連續(xù)遙感影像獲取存在較大難度。今后可利用淺地層探測以獲取地層中所蘊含豐富的沉積環(huán)境變遷信息和地層構造信息[51],進一步探究新橋水道地貌的變化特征。

圖10 東風西沙水庫構建前后扁擔沙-新橋水道Maxar高分辨率遙感影像對比Fig.10 Maxar remote sensing images showing the influences from the project of Dongfeng Xisha Reservoir

4 結論

基于1958—2020年62 a的實測的地形數據和長江入海水沙通量,分析新橋水道不同階段地貌變化的特征及其影響因素與機制、河槽容積演變與沖淤演變,得出以下結論:

1)新橋水道在1958—2020年期間的地貌演變可以分為3個階段:第一階段(1958—1997年)新橋水道反復經歷“沖刷-淤積”,水道向上、下游遷移往復,河道拓寬、收縮交替發(fā)生;第二階段(1997—2003年)洪水造成新橋水道沖刷,新橋水道向上游遷移,河道拓寬明顯;第三階段(2003—2020年)新橋水道淤積并逐漸形成以河道上段為淤積中心的格局,水道向下游遷移并束窄。

2)新橋水道地貌演變受扁擔沙的發(fā)育影響顯著:一方面扁擔沙切灘的泥沙成為了新橋水道的主要泥沙來源之一,導致新橋水道的淤積;另一方面,受扁擔沙的淤漲與北移影響,新橋水道日益縮窄淤淺,深泓線不斷向岸移動,斷面形態(tài)逐漸由寬淺“U”型轉為深窄“V”型。

3)新橋水道在不同階段的沖淤演化受到各種因素的影響:第一階段主要受控于徑流與潮流的耦合的影響,即主要由自然驅動作用所致;第二階段主要受到洪水的影響,如1998年、1999年洪水;第三階段則主要受到人類活動干預和扁擔沙北移以及徑、潮流耦合作用的影響。人類活動減弱洪枯季差異進而削弱徑流作用,扁擔沙北移通過改變新橋水道斷面形態(tài)來增強漲潮動力,進一步改變徑、潮流耦合作用。此外,在本階段隨著東風西沙水庫的建立,攔蓄了部分原本進入新橋水道的水體,加劇河槽上段淤積,導致新橋水道進一步淤淺。