郭佳 李昌文 杨忠勇 孙诗为 栾华龙

摘要：

南北港是长江口“三级分叉、四口入海”格局中的二级河道，也是连接南支河道和北槽深水航道的重要通航水路，对其冲淤演变特征及未来演变趋势开展数值研究具有重要意义。首先构建了包含整个长江口的水沙动力学数值模型，在实测资料验证下使用地貌加速因子对未来60 a间南北港区域的河道演变趋势进行了模拟分析，同时结合南北港2006～2016年间的实测水深数据开展对比分析。结果表明：① 在新的来水来沙条件以及本地青草沙工程影响下，南北港水下地形经历了显著的冲淤演变过程，实测数据和数值模拟结果均显示出“滩淤槽冲”的基本演变格局，即河道冲淤深度与水深基本呈线性关系；② 冲淤演变的转换水深约为-4～-6 m，未来60 a内深槽区域的最大冲刷深度可达-12 m；③ 基于河口泥沙的空间运动滞后效应，分析此种河口“滩淤槽冲”模式实际上是由岸滩和深槽之间水质点和泥沙颗粒输运的相位差所致。

关 键 词：

长江口南北港； 冲淤演变； 滩淤槽冲； 空间滞后效应； 数值模拟

中图法分类号： TV82

文献标志码： A

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

0 引 言

长江是世界第三长河，长江流域巨大的输沙量促成了长江口丰富的滩涂资源，不过近年来在全球气候变化作用以及上游河道水利工程的影响下，长江口水下地貌也发生了复杂变化。长江口复杂的来水条件和来沙条件，以及长江口面临的径流、潮流相互作用，是长江口水下地貌发生复杂演变的重要原因［1-2］。陈吉余［3］、杨世伦［4］、戴志军［5］等通过系统研究，将长江口2000年以来的河道发育和演变模式总结为“南岸边滩推展，北岸沙岛并岸，河口束狭，河道成形，河槽加深”，其研究成果为后来河口演变方面的研究和围海造陆等滩涂资源综合开发与治理提供了指导。

大通站统计资料显示，1960年以来长江口年均径流量约8 906亿m3/a，虽然时有洪水发生，但来水量的年际变化特征并不明显，不过径流量在年内有明显的季节性变化特征，汛期主要集中在每年的5～10月，徑流量占比约70.3%，每年11月至次年4月为非汛期。长江流域的来沙丰富，大都以细颗粒泥沙为主，泥沙粒径一般在0.04 mm以下，长江口口门区域由于水流突然展宽，加之外海潮流的作用，因此泥沙在此沉降，形成拦门沙区域，同时也形成了大量的潮汐滩涂湿地。自20世纪70年代以来，由于长江干支流开始建坝，同时长江流域也实施了大量的退耕还林政策，长江输沙量逐渐减少。统计表明，1960～1968年间，长江年均输沙量为5.22亿 t，1985年流域输沙量略微降低至4.49亿 t，到2000年时流域输沙量降低至3.49亿 t。2004年后，随着三峡水库蓄水，输沙量发生锐减，年输沙量降低至1.47亿 t，不足1960年左右的30%［6-7］。

长江口来水和来沙量发生巨变后，河口三角洲水下地貌形态及其稳定性必然发生显著变化。大量研究显示，三峡工程的修建是长江口来沙量发生剧减的转折点［8］，此外长江各个支流上修建大坝以及国家的退耕还林政策实施也是导致来沙量降低的重要原因［9-10］。不过Dai等［11］研究发现，在长江上游来沙量剧减的大背景下，长江口的水下地貌特征自2013年起已经逐渐转为冲淤平衡状态。长江口北港作为连接北槽深水航道的重要汊道，对长江口的航运畅通［12-13］及综合治理［14-15］起着重要作用。因此针对新形势下长江口北港地貌演变开展研究具有重要意义。

1 研究区域概况

长江口地形态势如图1所示，长江口自徐六泾开始，下游河段被崇明岛分隔成南支和北支两个汊道，南支河道又进一步被长兴岛和横沙岛分隔成南港和北港两个二级汊道，继续往下游，南港河道再一次被九段沙分割为南槽和北槽两个三级汊道，最后长江口以“北支-北港-北槽-南槽”四口入海的形式与大海交接。由于北槽河道有重要工程深水航道，南港和北港是连接深水航道与上游南支河道的重要纽带，同时南港河道中暗沙较多，河道演变频繁，发育有青草沙、中央沙等大型沙体，因此南港和北港的地貌演变十分重要。南北港的河势演变主要受上游南支的与北支的分流和分沙影响是最大的，历史上北支为主要出海口时，南港和北港的面积都非常小。1954年长江发生特大洪水后，长江南支的主汊经过崇明岛水道进入南港，在此期间大量泥沙淤积在南港河道形成瑞丰沙等，从此南港由单一河槽变为复式河槽。长江口主要有9个潮位站点，包括青龙港（QLG）、连兴港（LX）、堡镇（BZ）、吴淞（WS）、横沙（HS）、中浚（ZJ）、九段东（JDD）、鸡骨礁（JGJ）和小洋山（XYS），以及6个潮流站点，包括南支（SB）、南港（SC）、南槽（SP）、长兴（CX）、北港（NC）和北槽（NP），所有站点的具体位置如图1所示。

2 数值模型构建及验证

为分析长江口南北港河段地貌演变过程及影响因素，本文采用数值模拟进行研究。MIKE21是一种专业模拟河道水流、泥沙和地貌演变等的数值模型，模型所采用的有限体积非结构网格能够很好地保证通量守恒，而且非结构三角形网格可以很好地拟合岛屿等复杂岸线，提高模拟的精度。因此本次研究中选择MIKE21 FM开展数值模拟计算。

2.1 模型区域、网格划分及边界条件

本次研究中构建的数值模型范围如图1所示，包括整个长江口潮流界以下范围，杭州湾和部分东海近海岸的区域。长江口上游设在潮流界江阴以上约100 km处，保证双向潮流不受上游边界的影响。杭州湾上游入口设置在约120.2 °E处，以实际的水位波动给定。外海开边界上，北部海洋开边界设置在约32.3 °N处，南部海洋开边界设置在约29.2 °N处，东部海洋开边界设置在约124 °E处，各海洋边界均以实际水位波动给定。整个模型范围内，共划分约72 100个节点和141 680个网格（图1左下角显示了南港和北港部分网格）。长江上游开边界区域，网格分辨率约600 m；外海开边界区域，网格分辨率放大至约5 000 m；在本次研究重点关心的区域（即长江口范围内），网格分辨率约300 m。

模型中长江口范围内的水深地形数据均来源于最新的海图测量数据。长江口外的东海区域水深数据来源于NOAA网上下载的地形数据（http：∥www.ngdc.noaa.gov）。河流边界的径流量和输沙量采用大通水文站的实测数据。由于东海前进潮波主要从东南方向传入长江口，故将东边界和南边界作为潮波入射边界，设置8 个主要分潮（M2、S2、N2、K2、K1、O1、P1、Q1），各个分潮的调和常数由中国海洋局部模型计算成果提供（http：Volkov.oce.orst.edu/tides），并采用《渤海黄海东海海洋图集（水文）》的数据进行矫正，从而计算相应时刻的水位。模型范围内，各区域的初始悬沙浓度采用2013年泥沙实测数据。

2.2 模型水位验证

针对模型计算的水位，主要选取长江口9个潮位站点（具体位置见图1）的调和常数（振幅An和位相Gn）以及实测水位进行验证。将模型计算的9个潮位站点的水位进行调和分析计算，与各个分潮潮汐表上的潮位分析结果进行对比。结果表明，部分站点模型计算出现波峰的时间较实测略有延迟，但计算所得的水位与实测水位的振幅和周期基本一致，吻合度较高。综上所述，本文采用的模型计算结果具有较高的可信度。

2.3 模型流速流向验证

根据前文构建的数值模型，分别针对图1中所示6个站点上表层水体的流速和流向进行对比，根据监测资料，模型验证时间为2018年5月5日02：00至5月7日03：00，该时段为天文大潮期间，长江口内潮流流速垂线平均值最大可达2.0 m/s。验证结果表明：各站点流速计算值与实测值差异较小，仅在部分站点的高流速期间计算值偏大，而实测值偏小，但这并不影响整体结果。从流向计算结果上看，计算结果和实测结果基本吻合，不过在涨落潮流转向期间，流向模拟结果误差较大，主要原因是该期间流速小，流场较紊乱。整体来讲，本次构建并调试过后的数值模型模拟精度较高，能够满足研究所需。

3 长江口南北港冲淤现状及趋势分析

3.1 水深特征

2006～2016年，长江口南北港河槽以及周边河道水下地貌特征如图2所示。由于2006年和2009年获取的实测数据分辨率较低（约100 m），因此得到的水下地形图不如2011年和2016年的平滑。总体来说，各年间水下地形模式基本一致，这10 a来在水深上并未发生显著变化。南北港河道主流区域水深较深，最深处可达20 m左右，且这一深度随着时间演进而逐渐增大。南北港河道在2009年发生较为显著的演变特征，2006年时水深约为15 m左右，2009年由于处于青草沙水库施工期间，水体含沙量本应相对较高，泥沙落淤后水深较浅，上口段平均水深不足10 m。不过2011年后由于北港上口段束窄后流速变大，强劲的水动力冲刷河槽，河槽加深，最大水深又重新恢复至16 m，2011年后北港河道水深逐渐趋于稳定，从侧面论证了工程影响下，局部地形发生剧烈改变但又迅速调整恢复的过程。

3.2 冲淤特征

根据2006年、2011年和2016年长江口南北港水下地貌实测数据，绘制研究区域水下地貌冲淤演变趋势如图3所示。河道地形特征和沖淤演变趋势，与断面悬沙分布特征和输运结构密切相关，图中正值表示淤积，负值表示冲刷。近年来北港为微弯型河势，其河道中央深槽主要分布在中偏南侧。在此微弯河道横断面上形成逆时针环流结构，近底层水体从南侧向北侧输运，导致泥沙大量分布在河槽北岸。从输沙结构特征上来说，北港主槽河道北侧大部分水体总输沙冲向大海、南侧小部分输沙方向与涨潮流方向一致，上溯泥沙在北港上段遇落潮流而落淤，将进一步冲刷河槽北岸，导致微弯趋势逐渐增强。2009年南北港分汊口控制工程以及青草沙水库等大型工程修建后，北港上口通道演变得以控制，河道束窄，河道的弯曲程度呈增大的趋势。此外，横沙通道的河道走向致使涨潮流直指崇明岛南岸，也是研究断面南侧深槽形成原因之一。可见图3（a）中北港主槽横断面泥沙分布特征和输沙结构特征与河势演变趋势是基本一致的。图3（b）所示的近年北港冲淤趋势主要呈“主槽冲刷，两岸淤积”的特点，一方面可归因于北港微弯河势进一步加强，主槽区域进一步刷深；另一方面与泥沙自身运动特征中的空间滞后效应相关。河口地貌在适应上游水沙条件及大型工程影响下的自适应调整中，动力较强的深槽区域泥沙易于侵蚀难以沉降，而动力较弱的浅滩区域泥沙易于沉降难以侵蚀［16］，导致“滩淤槽冲”的现象出现，这种现象在其他入海汊道如北港同样存在［1］。

3.3 未来60 a南北港河道冲淤演变趋势

根据数值模型中的地貌加速因子，计算未来60 a间北港河道冲淤趋势分布，模型加速时间比尺为1∶365，即模型计算1 d相当于1 a，结果如图4所示。图中暖色调（黄色和红色）表示淤积区域，冷色调（青色和绿色）表示冲刷区域，白色等值线表示冲淤值为0的区域。图4（a）中显示了未来10 a长江口的冲淤情况模拟结果。从图中可以看出，未来10 a间，冲淤格局的分布已经呈现出较为明显的趋势。冲刷区域集中在各个过水的通道，例如南支和南港的南部深槽区域、北支下段口门区域、北港北沙以南的区域、九段沙南部的南槽中部深槽区域和北部的深水航道下段区域，但冲刷幅度较小，最大冲刷值仅约-2 m左右。淤积区域集中在各个滩涂区域，例如南支北部的东风西沙区域、北支上游河段、崇明东滩区域、横沙岛以东的区域、九段沙区域以及南汇边滩区域，淤积幅度也较小，最大淤积值仅2 m左右。整个河口的冲淤格局基本呈现“滩淤槽冲”的趋势，在不考虑人类工程和其他外来因素的影响条件下，冲淤幅度较低，净冲淤值仅约0.2 m/a。

20 a后，长江口的冲淤格局和冲淤区域与10 a内基本一致，但冲淤的幅度略有加强，最大的冲刷和淤积幅度值都在2 m以上（见图4（b））。从20 a后长江口的水下地貌与初始地貌对比分析来看，-5 m等深线似乎进一步向陆地方向移动，其包围的区域逐渐在减小，-2 m等深线与初始水下地貌时相比几乎维持不动。然而，0 m等深线在逐渐向外海方向移动，即0 m等深线以上的面积有扩大的趋势，这也正是“滩淤槽冲”的结果。

图4（c）～4（f）分别显示了未来30 a至未来60 a长江口的冲淤图和水下地貌。可以看出，各个10 a间，长江口中“滩淤槽冲”的格局基本没有改变。各个浅滩区域总是发生不同程度的淤积，各个深槽区域总是发生不同程度的冲刷。随着模拟时间的加长，冲刷和淤积的幅度在逐渐变大，但冲刷幅度增长较快，由于浅滩区域水深本来就小，可供淤积的空间较小，因此淤积的幅度增长较慢。到60 a后，最大的冲刷幅度值可达-6～-8 m，最大的淤积幅度可达4～6 m。从60 a后各等深线的演变情况来看，-5 m等深线显著地往内陆移动，包围区域的面积显著减小，0 m等深线则显著地往外海方向移动，包围的面积显著增加，-2 m等深线则变化不大，其包围区域的面积略有增加。

总体而言，沿着主泓线方向河槽有明显的加深趋势，崇明岛南沿以及青草沙水库北侧略有淤积，北港河道基本趋于稳定。未来为维持北港两侧岸线稳定，建议需重点加固进口段北侧岸线以及横沙岛北沿的岸滩。若将-5 m等深线以内的区域都视为潜在可围垦区域的话，在未施加任何人工措施的情况下，未来几十年内，其面积是逐渐减小的，不过减小的幅度不大。但是0 m等深线以上的区域面积在未来几十年内会逐渐扩大，表明易于围垦区域的面积还在逐渐增加。

4 讨 论

从前文中针对南北港冲淤现状特征及趋势的分析可知，在长江上游大量建坝及实施退耕还林等政策影响下，长江来水来沙量发生显著变化，南北港河道基本呈现“深槽区域冲刷、浅滩区域淤积”的特征。为此，本文根据图3～4中冲淤演变数据，统计了不同水深区域的冲淤特征，结果如图5所示。不管是实测数据分析结果还是未来预测结果，均显示出显著的“滩淤槽冲”演变趋势。在水深20 m区域的河道，2006～2016年平均冲刷深度约-7.3 m，未来60 a可达-11.2 m。而当水深超过-3 m后，实测值和预测值均显示出淤积特征，不过淤积幅度较小，均不足2 m。滩淤槽冲的转换深度约在-7～-4 m之间。

河口的这种“滩淤槽冲”现象从理论上可用“空间沉降滞后”效应进行解释。图6描述了经典空间沉降滞后效应下水质点和泥沙颗粒运动示意。图6是根据Nichols等［17］的成果改绘而来，图中实线表示水质点运动轨迹，虚线表示泥沙颗粒运动轨迹。河口泥沙空间滞后效应最早由Postma［18］在Wadden海域的滩槽水沙输运研究中注意到，他发现由于平均潮流速在“滩→槽”方向递增，使得涨潮过程中的向岸输沙量大于落潮过程中的离岸输沙量。该模式经Groen［19］进一步总结并修正。涨潮过程中，泥沙颗粒在水质点A的作用下于位置①起动，并向岸边输运，到位置②时逐渐沉降，落淤于位置③。落潮过程中，水质点A不能再起动沉降于位置③的泥沙颗粒，而由靠岸的水质点B起动，最后在位置④开始沉降，并落淤于⑤点，如此一个潮周期后，泥沙颗粒将发生向岸的净位移（①→⑤），即为泥沙的空间滞后效应所致。考虑到非均匀沙的影响，泥沙输运的空间滞后效应实际上是潮流环境中水沙质点运动的欧拉-拉格朗日不对称性导致的泥沙在空间上的輸移滞后过程，也就是泥沙质量守恒方程中泥沙颗粒和水流质点相互作用的非线性对流项所贡献的含沙量和输沙量［20］。

长江口南北港这种滩淤槽冲现象在之前的研究中也有描述［2］。通过近30 a来长江口多个河槽（包括北支、北港、南汇等）的岸滩剖面形状及浅地层沉积物演变特征分析发现，岸滩剖面呈现坡脚刷深、坡顶淤积的现象。Luan等［21］通过数值模型预测了长江口未来20 a的水下地貌演变情况，其预测结果和长江口多个河槽的实测资料分析结果［22］均显示出“滩淤槽冲”的演变格局。

5 结 论

长江口南北港上承南支河道，下接长江口深水航道，是长江口重要的通航水路。本文根据2006～2016年间长江口南北港区域的实测水深数据分析了10 a间该区域的冲淤演变特征，同时基于数值模型模拟，预测了未来60 a间南北港的冲淤演变趋势，主要结论如下。

（1） 长江口南北港河道在2009～2016年间经历了较为显著的冲淤演变过程，特别是2009年青草沙水库建设期间，长兴岛头部区域淤积深度近6 m，不过随着工程建设的结束，深槽重新形成。

（2） 数值模拟结果显示，未来60 a间长江口基本维持“滩淤槽冲”的演变趋势，-5 m等深线显著地往内陆移动，包围区域的面积显著减小；0 m等深线则显著地往外海方向移动，包围的面积显著增加；-2 m等深线则变化不大，其包围区域的面积略有扩大。

（3） 实测数据和数值模拟结果的统计结果表明，长江口南北港冲淤深度与水深基本呈线性关系，即水深越大，冲刷越强，初步推断这种“滩淤槽冲”模式是长江口泥沙输运过程中的空间滞后效应所致。

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（编辑：胡旭东）