吳帥虎，程和琴，胥毅軍，李九發(fā)，鄭樹偉，徐 韋，陸雪駿

(1. 華東師范大學(xué) 河口海岸學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，上海 200062; 2. School of Renewable Natural Resources, Louisiana State University, Baton Rouge, LA 70803, USA)

長(zhǎng)江河口主槽地貌形態(tài)觀測(cè)與分析

吳帥虎1，2，程和琴1，胥毅軍2，李九發(fā)1，鄭樹偉1，徐 韋1，陸雪駿1

(1. 華東師范大學(xué) 河口海岸學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，上海 200062; 2. School of Renewable Natural Resources, Louisiana State University, Baton Rouge, LA 70803, USA)

人類活動(dòng)可以改變流域至河口的泥沙輸運(yùn)與沉積。盡管一些近期的研究已經(jīng)調(diào)查了長(zhǎng)江河口的形態(tài)演變，然而，流域和河口工程如何影響河口河床的形態(tài)演變?nèi)匀皇遣磺宄摹Ｔ撐睦?010年至2015年多波束測(cè)深系統(tǒng)和淺地層剖面儀等先進(jìn)現(xiàn)場(chǎng)測(cè)量?jī)x器的長(zhǎng)江口主槽走航測(cè)量資料，并結(jié)合主槽表層沉積物資料，分析了近年來(lái)人為強(qiáng)干擾下的長(zhǎng)江河口主槽底床微地貌形態(tài)，以理解近期人類活動(dòng)對(duì)河口的影響。結(jié)果顯示：近年來(lái)長(zhǎng)江河口主槽底床上除了存在平床、沙波、沖溝和沖刷痕等常見微地貌形態(tài)外，還存在著疏浚痕和凹坑等人為微地貌形態(tài)。在流域和河口大型工程的共同影響下，近年來(lái)南北港中上段、橫沙通道和南槽上段均受到不同程度的沖刷，其主槽底床上呈現(xiàn)出不同程度沖溝和沖刷痕等侵蝕性微地貌。而由于疏浚工程的影響，南港下段、圓圓沙航槽和北槽航道底床上出現(xiàn)了大范圍的疏浚痕和凹坑。近年來(lái)包括南槽上段、北槽主槽中段和下段的局部區(qū)域和北港攔門沙河段局部區(qū)域在內(nèi)的長(zhǎng)江河口最大渾濁帶的河床沉積物有粗化趨勢(shì)。南北港中上段和橫沙通道的大部分區(qū)域均發(fā)育了大量沙波微地貌；總體上，長(zhǎng)江河口沙波的波高在 0.12 ～3.12 m，波長(zhǎng)在2.83～127.89 m，波高/波長(zhǎng)在0.003～0.136，長(zhǎng)江河口中上段的沙波尺度(波高的均值為0.91 m，波長(zhǎng)的均值為20.08 m) 大于密西西比河下游 (波高的均值為0.87 m，波長(zhǎng)的均值為17.62 m)，且兩區(qū)域沙波的幾何形態(tài)差異性較小。

河槽形態(tài)；微地貌；多波速；長(zhǎng)江河口

Abstract: Human activities can alter riverine sediment transport and deposition in estuaries. Although a few recent studies have investigated the morphological evolution of the Yangtze River estuary in China, it is still unclear how micromorphologic bedforms of the estuarine bed are affected by upstream river engineering. This study analyzed the change in micromorphology of the Yangtze River estuary bed over the past five years to understand the impacts of recent human activities on estuarine river reach. In 2010, 2014 and 2015, multi-beam riverbed surface measurements were conducted in the Yangtze River estuary with acoustic multi-beam bathymetric and Sub-bottom profilers. And its bedforms were analyzed over time. Bottom sediment samples were collected for grain size analysis. Results show that in addition to four kinds of common bedforms: smooth surface, dune, gully and scour mark, there are also two kinds of bedforms under the human intervention: dredging mark and hollow. Under the influence of a series of large-scale engineering with watershed and estuary, the middle and upper reaches of the North and South Channels, the Hengsha Passage, and the upper reach of the South Passage are subject to different degrees of erosion in recent years, so there are varying degrees of erosive bedforms: gully and scour mark. Due to dredging engineering, there is a large range of dredging marks and hollows distributed in the lower reach of the South Channel, the Yuanyuansha waterway and the North Passage. And there large dunes developed in the middle and upper reaches of the South and North Channels, and the Hengsha Passage. Overall, with the dunes being 0.12 to 3.12 m high and possessing a range of wavelength from 2.83～127.89 m, there yields a range in the dune form index ( or aspect ratio; height/wavelength) of 0.003～0.136. Much larger dunes (an average height of 0.91 m and an average length of 20.08 m) were detected in the middle and upper reaches of the Yangtze River estuary, much smaller dunes (an average height of 0.87 m and an average length of 17.62 m) occurred in the lower reach of the Mississippi River, showing little difference in the geometry of these dunes.

Keywords: channel morphology; river bedforms; multi-beam profiling; Yangtze River estuary

水下微地貌普遍存在于河流、河口和淺海的底床上[1-2]，其成因與近底層流動(dòng)與不規(guī)則底床的交互作用有關(guān)[3]。微地貌在一定程度上反映了流場(chǎng)水動(dòng)力和泥沙條件的變化[4-5]，其存在和發(fā)育可能影響航運(yùn)、水下管道和水下電纜的安全[6]，對(duì)其幾何特性的預(yù)測(cè)對(duì)于估測(cè)河流洪水期間的水位尤為重要[7]。因此，各種各樣的水下微地貌被鑒別出來(lái)，包括平滑床底、沙波、沙丘、凹坑和沖溝等，其中沙波成為國(guó)內(nèi)外學(xué)者研究的焦點(diǎn)。目前國(guó)外對(duì)沙波的研究主要集中在沙波背流面橫軸渦流引起的泥沙再懸浮[8-9]和沙波形態(tài)學(xué)結(jié)合水動(dòng)力數(shù)值模擬的研究[10-11]。國(guó)內(nèi)主要從沉積學(xué)和潮動(dòng)力的角度對(duì)沙波進(jìn)行研究[12-14]。而自19世紀(jì)50年代以來(lái)人們對(duì)于微地貌和泥沙之間交互作用的理解主要來(lái)自于水槽實(shí)驗(yàn)[15-17]，對(duì)野外實(shí)測(cè)的微地貌研究仍然是不足的?；诘咨车膶?shí)驗(yàn)?zāi)Ｐ偷男螒B(tài)動(dòng)力學(xué)機(jī)制，一個(gè)綜合的微地貌相位圖被創(chuàng)建[1]，而這相位圖表明泥沙輸運(yùn)對(duì)微地貌的形成起到至關(guān)重要的作用[18]。

長(zhǎng)江為我國(guó)第一大河流，世界第三長(zhǎng)河，全長(zhǎng)6 300余米，每年從流域攜帶大量的泥沙以不同的運(yùn)動(dòng)形式輸送到河口, 塑造了肥沃的長(zhǎng)江三角洲平原和形態(tài)、規(guī)模各異的水下微地貌[19]。自19世紀(jì)以來(lái)人們一直注重較大時(shí)空尺度的地貌演變，如貝殼堤、南岸邊灘推展、北岸沙島并岸等，尤其是特大洪水對(duì)南北支、南北港和南北槽等分汊河道世紀(jì)性巨變的控制[20]。而由于儀器條件的限制，對(duì)水下微地貌的研究較少，盡管20世紀(jì)90年代已有部分學(xué)者對(duì)長(zhǎng)江口主航道和水下底坡上的微地貌形態(tài)特征進(jìn)行了初步的研究[21-23]，然而，這些研究均不夠全面且主要集中在未經(jīng)人類活動(dòng)干擾的自然河口的微地貌形態(tài)，對(duì)人類活動(dòng)強(qiáng)烈干擾下的微地貌形態(tài)的研究是極其罕見的。而近年來(lái)人類活動(dòng)對(duì)河流包括河口地區(qū)的干擾逐漸增強(qiáng)，三峽水利工程和南水北調(diào)工程等長(zhǎng)江流域大型工程的實(shí)施對(duì)長(zhǎng)江口的來(lái)水來(lái)沙產(chǎn)生較大影響，青草沙水庫(kù)和深水航道治理工程等河口大型工程的興建又必將對(duì)河口河槽地形邊界條件的變化產(chǎn)生較大影響，從而導(dǎo)致長(zhǎng)江河口河槽微地貌也處于不斷地演變適應(yīng)中。因此，本文旨在分析探討近年來(lái)人為干擾下長(zhǎng)江口主槽底床的微地貌形態(tài)特征和分布規(guī)律，為長(zhǎng)江河口的整治開發(fā)提供服務(wù)。

1 研究區(qū)域和研究方法

1.1 研究區(qū)概況

長(zhǎng)江河口屬于中等強(qiáng)度的潮汐河口，口外為正規(guī)半日潮，口內(nèi)為非正規(guī)半日淺海潮，口門附近的中浚站多年平均潮差為2.66 m，最大潮差為4.62 m。長(zhǎng)江河口為一典型的分汊河口，自徐六涇以下先被崇明島分為南支和北支，南支在瀏河口以下又被長(zhǎng)興島和橫沙島分為南港和北港，南港又被江亞南沙和九段沙聯(lián)合沙體分隔為南槽和北槽。經(jīng)歷2 000余年來(lái)河口發(fā)育而形成了如今三級(jí)分汊、四口入海的基本地形格局[24](如圖1所示)。

1.2 現(xiàn)場(chǎng)觀測(cè)

分別于2010年 1月 27- 30日、 2014 年7月 11- 18 日和2015年2月1-7日利用多波束測(cè)深系統(tǒng)和淺地層剖面儀等現(xiàn)場(chǎng)測(cè)量?jī)x器多次對(duì)長(zhǎng)江口主槽進(jìn)行走航測(cè)量，并使用抓泥斗采取底質(zhì)樣品，走航路線詳見圖1所示。其中，多波束測(cè)深系統(tǒng)為SeaBat7125，工作頻率為200/400 kHz，最大頻率為50 Hz(±1 Hz)，波束為512個(gè)，理論探測(cè)深度為0.5～500 m，測(cè)深分辨率為6 mm。淺地層剖面儀為Edge Tech 3 10 0，拖魚為SB-216S，工作頻率范圍為2～16 kHz，脈沖長(zhǎng)度20 m/s ,工作功率 2 000 W,最大適應(yīng)水深300 m,垂直分辨率6～10 cm, 能穿透6 m砂層, 松散泥層80 m。密西西比河下游的多波速測(cè)深數(shù)據(jù)來(lái)自于美國(guó)陸軍工程兵團(tuán)。

圖1 長(zhǎng)江口走航測(cè)線及微地貌分布Fig. 1 Bed configuration survey line and bedform morphology in the Yangtze River estuary

1.3 室內(nèi)數(shù)據(jù)分析

本航次使用的現(xiàn)場(chǎng)觀測(cè)儀器均由微機(jī)控制操作和獲取數(shù)據(jù), 并通過(guò)專用軟件對(duì)所有獲得的數(shù)據(jù)進(jìn)行處理、計(jì)算和制圖工作。在實(shí)驗(yàn)室將沉積物樣品經(jīng)六偏磷酸鈉溶液和超聲波分散后，用Coulter(LS-100Q)激光粒度儀進(jìn)行粒度測(cè)定。采用?？朔诸悩?biāo)準(zhǔn)，分為黏土類(<0.003 9 mm)、粉砂類(0.003 9～0.062 5 mm)和砂類(0.062 5～2 mm)，并通過(guò)砂-粉砂-黏土組分含量三角圖示法對(duì)沉積物進(jìn)行命名，含量大于20%的組分參與命名，且含量低的在前，含量高的在后。搜集了長(zhǎng)江口北港2002年(1∶10 000)、2012年(1∶25 000)、橫沙通道2002年(1∶10 000)、2013年(1∶15 000)和南槽2002年(1∶10 000)、2013年(1∶60 000)的海圖水深數(shù)據(jù)，通過(guò)數(shù)字高程模型繪制了長(zhǎng)江河口北港、橫沙通道和南槽河段沖淤變化平面圖。

2 研究結(jié)果

2.1 常見自然微地貌形態(tài)

1)平滑床底：為長(zhǎng)江口水下底床表面上分布最廣的一種微地貌現(xiàn)象，在多波束測(cè)聲系統(tǒng)和淺地層剖面儀記錄上表現(xiàn)為無(wú)任何特殊聲學(xué)反射的均勻圖像。床底表面平坦光滑，無(wú)起伏或起伏較小，床底下淺地層沉積物結(jié)構(gòu)穩(wěn)定，層理連續(xù)無(wú)間斷，沉積物組分均勻，類型較為單一，為穩(wěn)定的床底表面形態(tài)。

2)沖溝：在多波束測(cè)深系統(tǒng)和淺地層剖面儀記錄上顯示是一種狹長(zhǎng)彎曲的微地貌形態(tài)(圖2(c))，走向基本一致。規(guī)模較小的沖溝，一般長(zhǎng)度20～100 m，下切深度0.5～1 m，寬度2～5 m，發(fā)育較為普遍。規(guī)模稍大的沖溝長(zhǎng)度可達(dá)百米之上，下切深度1～3 m，寬度5～7 m。沖溝內(nèi)常由松散沉積物所充填，缺少任何與周圍床底相關(guān)的結(jié)構(gòu)和層理。沖溝主要分布在北港的中上段(圖1)。另外，大范圍的明顯的沖刷痕分布在橫沙通道的主槽床面上(圖1和2(d))。

3)沙波：近年來(lái)長(zhǎng)江口沙波波長(zhǎng)介于2.83～127.89 m，波高介于0.12～3.12 m，沙波指數(shù)介于0.003～0.136。大部分的沙波是高度不對(duì)稱的，向陸坡傾角介于1.57°～29°，向海坡傾角介于1.10°～15.51°，呈彎曲的波狀形態(tài)，方向不一，差異較大。在多波束測(cè)深系統(tǒng)和淺地層剖面儀記錄上表現(xiàn)為表面強(qiáng)反射而穿透深度淺(圖2(a))。有大范圍的沙波發(fā)育在長(zhǎng)江河口的中上段和橫沙通道(圖1)，南港中上段的沙波波高和波長(zhǎng)分別在0.12 ～3.12 m 和2.83～127.89 m (表1), 沙波指數(shù)的均值為 0.06, 多為不對(duì)稱沙波，向陸坡傾角和向海坡傾角分別在2.20°～29.0°和1.30°～13.78°。而北港中上段的沙波波高和波長(zhǎng)分別在0.13～2.4 m 和 4.3～106.72 m, 沙波指數(shù)的均值為0.047, 不對(duì)稱沙波占優(yōu)勢(shì)，向陸坡傾角和向海坡傾角分別在1.57°～20.6°和1.10 °～9.05°。橫沙通道的沙波波高和波長(zhǎng)分別 0.13～1.18 m 和3.74～20 m,均值分別為0.49 m和8.93 m，沙波指數(shù)的均值為0.056。

圖2 沙波、凹坑、沖溝、沖刷痕和疏浚痕在多波束測(cè)深系統(tǒng)和淺地層剖面儀上的記錄Fig. 2 Dune, hollow, gully, scour mark and dredging mark on the acoustic multi-beam bathymetric and sub-bottom profile record

區(qū)域波高/m波長(zhǎng)/m向海坡傾角/(°)向陸坡傾角/(°)最大值均值最大值均值最大值均值最大值均值南港中上段3.120.89127.8919.313.785.7429.09.02北港中上段2.41.11106.7225.59.054.4020.67.47

2.2 人為微地貌形態(tài)

近年來(lái)由于航道疏浚和挖槽， 凹坑或洼地以一種負(fù)地形形式出現(xiàn)在多波束測(cè)深系統(tǒng)記錄上(圖1和2(b))，凹坑多呈圓形或橢圓形，規(guī)模較小的凹坑直徑在數(shù)米至數(shù)十米不等，下切深度通常小于1 m，規(guī)模稍大的凹坑直徑在百米之上，下切深度1～5 m。洼地多由數(shù)個(gè)凹坑交匯而成，形態(tài)不規(guī)則，長(zhǎng)度一般都在百米以上。此外，還有大量的疏浚痕出現(xiàn)在南港下段、圓圓沙航槽和北槽航道底床上(圖1和2(e))，北槽中段的疏浚痕明顯多于上段和下段。

圖3 近期長(zhǎng)江河口主槽底床沉積物分布類型Fig. 3 Types of surface sediment in the Yangtze River estuary recently

2.3 沉積物類型和粒徑

對(duì)近年來(lái)在長(zhǎng)江口走航調(diào)查時(shí)同步采集的主槽表層沉積物的中值粒徑進(jìn)行對(duì)比分析，結(jié)果表明(圖3,表2)：長(zhǎng)江口主槽底床上分布的沉積物主要由細(xì)砂、粉砂質(zhì)砂、砂質(zhì)粉砂、粉砂和黏土質(zhì)粉砂組成。

黏土質(zhì)粉砂是主要的沉積物類型，占到所有沉積物(169)的30%，主要分布在長(zhǎng)江河口的下游(最大渾濁帶)，包括北槽的(14%), 南槽中下游的(5%) 和北港攔門沙河段的(8%)。細(xì)砂(20%)主要分布在長(zhǎng)江河口的中上段、橫沙通道和最大渾濁帶的主槽，南北港中上段和橫沙通道的細(xì)砂的中值粒徑分別在130～178 um、105～237 um和130～200 um，南槽上段、北港攔門沙河段和北槽局部區(qū)域的細(xì)砂的中值粒徑分別在136～204 um 、120～175 um 和144～165 um。粉砂質(zhì)砂(11%)主要分布在北港。砂質(zhì)粉砂(19%) 和粉砂(20%) 主要分布在圓圓沙航槽和河口攔門沙區(qū)域。

表2 長(zhǎng)江河口各河段主要沉積物類型及粒級(jí)分布Tab. 2 Types and grain size distribution of sediment in the Yangtze estuary

3 討 論

3.1 影響沙波形成的因素

沙波是一種河流、河口和淺海環(huán)境中常見的水下微地貌形態(tài)[25]。其發(fā)育與來(lái)沙量和底床質(zhì)地有關(guān)。其形成受底質(zhì)沉積物性質(zhì)的限制，一般形成于平均粒徑大于0.15 mm的沙質(zhì)沉積區(qū)[4]。而通過(guò)上文的分析得知近年來(lái)長(zhǎng)江口主槽底床上的沉積物大部分由黏土質(zhì)粉砂、粉砂和砂質(zhì)粉砂組成，故大部分區(qū)域發(fā)育為平滑床底形態(tài)。而南北港中上段和橫沙通道河段主槽底床大部分區(qū)域，及南槽上段、北槽深水航道南側(cè)局部區(qū)域和北港攔門沙河段局部區(qū)域的沉積物均以細(xì)砂為主，有利于沙波的發(fā)育。充足的沉積物是沙波發(fā)育的基礎(chǔ)[26]。每年接近5×1011kg 的來(lái)沙量和大約0.8 ×1011kg 的粗顆粒沉積物在長(zhǎng)江河口區(qū)域沉積下來(lái)[4], 為沙波的發(fā)育提供了豐富的泥沙來(lái)源。由于沙波的規(guī)模大小與徑流量成正相關(guān)關(guān)系[27], 而近年來(lái)北港的落潮流分流比大于南港[28], 橫沙通道的來(lái)水來(lái)沙量是更小的。因此，北港中上段的沙波尺度(波高的均值為0.98 m，波長(zhǎng)的均值為22.1 m)>南港中上段的沙波尺度(波高的均值為0.62 m，波長(zhǎng)的均值為12.5 m)>橫沙通道的沙波尺度(波高均值為0.49 m ，波長(zhǎng)均值為8.93 m)。而南北港中上段和橫沙通道的沙波指數(shù)分別為0.06、0.047 和0.056, 表明其在沙波的幾何特性上有較小的差異。

3.2 流域來(lái)水來(lái)沙變化的影響

近年來(lái)，在水土保持、水庫(kù)攔沙和河道采砂等人類強(qiáng)干擾活動(dòng)的影響下，長(zhǎng)江干流至河口的水沙態(tài)勢(shì)發(fā)生了顯著的變化，特別是干流上修建的大量的水庫(kù)樞紐工程，對(duì)河道攔沙發(fā)揮了重要作用[29]。長(zhǎng)江河口潮區(qū)界大通站徑流量在2003—2010年以來(lái)沒有明顯的變化趨勢(shì)，在多年平均值上下波動(dòng)，在2010—2013年波動(dòng)較明顯(圖4)。大通站輸沙量在2002—2013年期間波動(dòng)明顯，總體上呈持續(xù)減小趨勢(shì)(圖4)，這將提高水流的挾沙能力，導(dǎo)致近年來(lái)長(zhǎng)江河口受徑流控制的中上段的主槽處于微沖刷環(huán)境，此種環(huán)境下容易形成沖溝和沖刷痕等侵蝕性微地貌。而來(lái)沙量的減少對(duì)于南北槽的形態(tài)演變的影響比較微弱[30]。

圖4 長(zhǎng)江大通站近年來(lái)徑流量與輸沙量變化Fig. 4 Change of the annual runoff and suspended load in recent years at the Datong station in the Yangtze River estuary

3.3 河口工程的影響

近年來(lái)人類活動(dòng)對(duì)河口的干擾逐漸增強(qiáng)，修建了一系列的河口工程，如新瀏河沙頭部護(hù)灘工程、南沙頭通道限流工程等對(duì)南北港分流口的河勢(shì)穩(wěn)定起到了一定的積極作用[31]，而中央沙圈圍、青草沙水庫(kù)和橫沙東灘促淤圈圍等工程的實(shí)施，穩(wěn)固了北港上段的南邊界[32]，在其影響下，近年來(lái)北港中上段河槽不斷受到?jīng)_刷且沖刷態(tài)勢(shì)向下延伸(圖5)，導(dǎo)致其攔門沙河段也受到一定程度的沖刷，在2002年至2012年北港河段泥沙凈沖刷量為6.54 × 108m3，平均每年沖刷0.65 × 108m3。在其沖刷環(huán)境的影響下，近期北港主槽底床上廣泛發(fā)育沖溝。

圖5 長(zhǎng)江口2002-2012年北港河床沖淤厚度分布Fig. 5 Thickness of deposition or erosion from 2002 to 2012

橫沙通道是連接北港與北槽的主要通道，其演變主要受來(lái)水、來(lái)沙條件和自身河床邊界條件控制[33]，近期周邊實(shí)施的北槽深水航道治理工程、橫沙東灘促淤圈圍工程和橫沙通道內(nèi)側(cè)的岸線圈圍工程，在一定程度上改變了橫沙通道的水沙條件和河床邊界條件[34]，在其影響下近年來(lái)橫沙通道河槽持續(xù)受到?jīng)_刷(圖6(a))，2002年至2013年泥沙凈沖刷量為0.86 × 108m3，平均每年沖刷0.08 × 108m3，而其沖刷環(huán)境導(dǎo)致河槽底床上發(fā)育大量明顯的沖刷痕。

圖6 長(zhǎng)江口2002-2013年橫沙通道和南槽河床沖淤厚度分布Fig. 6 Thickness of deposition or erosion from 2002 to 2013

南港的下段、圓圓沙航槽和北槽航道均受到在1998至2010年實(shí)施的長(zhǎng)江口深水航道治理工程的影響。而南港航道和圓圓沙航槽均是未采取工程措施而通過(guò)疏浚開挖形成的人工航道[35]，為了保持航道12.5 m的水深，需進(jìn)行挖槽疏浚，導(dǎo)致近期南港下段和圓圓沙航槽底床上出現(xiàn)了大量的疏浚痕微地貌。而北槽是長(zhǎng)江口深水航道治理工程的主要整治段，當(dāng)航槽水深增至12.5 m,泥沙同樣會(huì)在航道內(nèi)產(chǎn)生快速回淤(表3)，以懸沙絮凝沉降落淤為主，且回淤主要集中在中段[36]，為了保持航道的水深,也必須不斷地進(jìn)行挖槽疏浚，導(dǎo)致其底床上出現(xiàn)了大量的疏浚痕微地貌。因此在南港下段、圓圓沙航槽和北槽中段的底床上均可見大范圍的疏浚痕，北槽上段和下段疏浚痕相對(duì)較少。

表3 10 m航道及12.5 m航道各段回淤量統(tǒng)計(jì)表[37]Tab. 3 Back silting quantity statistics of channels with 10 m and 12.5 m depths back-silting volume

注：表中回淤量均含非常態(tài)回淤量。

3.4 與前人研究的對(duì)比

前人研究表明，20世紀(jì)90年代長(zhǎng)江河口最大渾濁帶內(nèi)泥沙級(jí)配以粉砂和淤泥為主[38]，河床質(zhì)顆粒中值粒徑為0.056～0.009 8 mm，優(yōu)勢(shì)粒徑為0.063～0.008 mm；懸沙的中值粒徑為0.008 8～0.004 mm，優(yōu)勢(shì)粒徑為0.003 2～0.000 4 mm。已有研究也表明，南北槽分汊口下游河段因河床表層沉積物粒度組成較細(xì)，主要以黏土質(zhì)粉砂為主[39]。而本文研究發(fā)現(xiàn)近年來(lái)包括南槽上段、北槽深水航道南側(cè)局部區(qū)域和北港攔門沙河段局部區(qū)域在內(nèi)的長(zhǎng)江河口最大渾濁帶的底床沉積物以細(xì)砂為主，其原因與上游來(lái)沙量減少，青草沙水庫(kù)工程和深水航道治理工程關(guān)系密切。由于長(zhǎng)江河口來(lái)沙量銳減和青草沙水庫(kù)工程的實(shí)施，北港的中上段受到嚴(yán)重沖刷且沖刷態(tài)勢(shì)向下延伸[32]，導(dǎo)致攔門沙河段的局部區(qū)域也受到?jīng)_刷 (圖5)，有助于河床表層沉積物的粗化。而深水航道治理工程對(duì)南北槽河段河床沉積物的粗化至關(guān)重要，其中南北槽分流口潛壩工程的實(shí)施導(dǎo)致南北槽分流比發(fā)生變化，南槽落潮分流比明顯增加[30]，導(dǎo)致南槽河段的上段受到較強(qiáng)沖刷(圖6(b))，與該區(qū)域沉積物的粗化有關(guān)，而北槽局部區(qū)域水動(dòng)力發(fā)生明顯變化，泥沙輸運(yùn)模式也發(fā)生變化[30]，可能與該區(qū)域河床沉積物的粗化有關(guān)。

3.5 與密西西比河下游的對(duì)比

由于密西西比河口以河流作用為主，受到潮汐的影響較小，故其河口與密西西比河下游的動(dòng)力條件和微地貌特征差別不大，因此將長(zhǎng)江河口以河流作用為主的長(zhǎng)江河口中上段與密西西比河的下游的沙波微地貌進(jìn)行對(duì)比(表4)，結(jié)果發(fā)現(xiàn)：長(zhǎng)江河口中上段的沙波尺度(波高的均值為0.91 m，波長(zhǎng)的均值為20.08 m)大于密西西比河下游的沙波尺度(波高的均值為0.87 m，波長(zhǎng)的均值為17.62 m)。而長(zhǎng)江河口中上段的波高/波長(zhǎng)的平均值(0.054)與密西西比河下游(0.049)差別不大，表明長(zhǎng)江河口中上段與密西西比河口下游沙波的幾何形態(tài)差異性較小。

表4長(zhǎng)江河口中上段和密西西比河下游的沙波的幾何特征

Tab.4StatisticalcharacteristicofdunesinthemiddleandupperreachesoftheYangtzeRiverestuaryandthelowerreachesoftheMississippiRiver

區(qū)域波高/m波長(zhǎng)/m向海坡傾角/(°)向陸坡傾角/(°)波高/波長(zhǎng)最大值均值最大值均值最大值均值最大值均值均值長(zhǎng)江河口中上段3.120.91127.8920.0813.785.0929.08.780.054密西西比河下游3.160.8746.0217.6231.644.2759.339.340.049

4 結(jié) 語(yǔ)

1)近年來(lái)長(zhǎng)江口主槽底床表面上除存在沙波、沖溝和沖刷痕等常見微地貌形態(tài)，還存在著人為干擾下的疏浚痕和凹坑等微地貌形態(tài)。

2)南北港中上段和橫沙通道的大部分區(qū)域均發(fā)育了大量沙波微地貌，北港中上段沙波尺度較大，南港中上段次之，橫沙通道略小，且沙波的幾何特性上有較小的差異；總體上，長(zhǎng)江河口沙波的波高在 0.12 ～3.12 m，波長(zhǎng)在 2.83～127.89 m，波高/波長(zhǎng)在0.003～0.136。長(zhǎng)江河口中上段的沙波尺度(波高的均值為0.91 m，波長(zhǎng)的均值為20.08 m)大于密西西比河下游 (波高的均值為0.87 m，波長(zhǎng)的均值為17.62 m)，且兩區(qū)域沙波的幾何形態(tài)差異性較小。由于受三峽蓄水工程等流域大型工程的影響，在流域來(lái)水量變化不明顯，來(lái)沙量銳減的情況下，近年來(lái)長(zhǎng)江河口中上段主槽整體上處于微沖刷環(huán)境，北港河段沖刷程度更甚且沖刷態(tài)勢(shì)向下延伸，其攔門沙河段亦受到一定程度的沖刷，促進(jìn)了沖溝和最大渾濁帶河床沉積物的粗化，而深水航道治理工程的實(shí)施導(dǎo)致北槽和南槽的落潮分流比和泥沙輸運(yùn)模式發(fā)生變化，可能與北槽和南槽最大渾濁帶的沉積物的粗化有關(guān)。而由于疏浚工程的影響，南港下段，圓圓沙航槽和北槽航道主槽底床上出現(xiàn)了大范圍的疏浚痕和凹坑微地貌。

[1] ALLEN J R L. Sedimentary structures: their character and physical basis, developments in sediment ory 30[M]. Elsevier Science Publishers: Amsterdam, 1982: 593.

[2] SALVATIERRA M M, ALIOTTA S, GINSBERG S S. Morphology and dynamics of large subtidal dunes in Bahia Blanca eatuary Argentina[J]. Geomorphology, 2015, 246: 168-177.

[3] SIMARRO G, GUILLléN J, PUIG P, et al. Sediment dynamics over sand ridges on a tideless mid-outer continental shelf[J]. Marine Geology, 2015, 361: 25-40.

[4] WU J X, WANG Y H, CHENG H H. Bedforms and bed material trans-port pathways in the Changjiang (Yangtze) Estuary[J]. Geomor-Phology, 2009,104:175-184.

[5] 陳衛(wèi)民，楊作升，曹立華，等. 現(xiàn)代長(zhǎng)江口水下底坡上的微地貌類型及分區(qū)[J]. 青島海洋大學(xué)學(xué)報(bào)，1993，23(S1):45-51. (CHEN Weimin, YANG Zuosheng, CAO Lihua, et al. Microgeomorphology on the subaqueous slope of the Changjiang River delta [J]. Journal of Ocean University of Qingdao, 1993, 23 (S1): 45-51.(in Chinese))

[6] BESIO G, BLONDEAUX P, BROCCHINI M, et al. The morphodynamics of tidal sand waves: a model overview[J]. Coastal Engineering, 2008,55: 657-670.

[7] KARIM F. Bed-form geometry in san-bed flows[J]. Journal of Hydraulic Engineering, 1999, 125: 1253-1261.

[8] SHUGAR D H, KOSTASCHUK R, BEST J L, et al. On the relationship between flow and suspended sediment transport over the crest of a sand dune, RioParana, Argentian [J]. Sedimentology, 2010, 57(1): 252-272.

[9] BEAT J, SIMMONS S, PARSONS D, et al. A new methodology for the quantitative visualization of coherent flow structures in alluvial channels using multibeam echo-sounding (MBES) [J]. Geophysical Research Letters, 2010, 27(6): L06405.

[10] KNAAPEN M A F, VAN B H C N, HU Y Y. Quantifying bedform migration using multi-beam sonar [J]. Geo-Marine Letters, 2005, 25(5):306-314.

[11] BARNARD P L, ERIKSON L H, ELIAS E P L, et al. Sediment transport patterns in the San Francisco Bay Coastal System from cross-validation of bedform asymmetry and modeled residual flux [J]. Marine Geology, 2013, 345: 72-95.

[12] 曹立華，徐繼尚，李廣雪，等. 海南島西部岸外沙波的高分辨率形態(tài)特征[J]. 海洋地質(zhì)與第四紀(jì)地質(zhì)，2006，26(4)：15-22. (CAO Lihua, XU Jishang, LI Guangxue, et al. High-resolution morphological characteristics sand waves off the west Hainan Island [J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2006, 26(4):15-22. (in Chinese))

[13] 王文介. 南海北部的潮波傳播與海底沙脊和沙波發(fā)育[J]. 熱帶海洋，2000，19(1)：1-7. (WANG Wenjie. Propagation of tidal waves and development of sea-bottom sand ridges and sand ripples in northern South China Sea [J]. Tropics Oceanology, 2000, 19(1):1-7. (in Chinese))

[14] 杜曉琴，李炎，高抒. 臺(tái)灣淺灘大型沙波、潮流結(jié)構(gòu)和推移質(zhì)輸沙特征[J],海洋學(xué)報(bào)，2008，30(5)：124-136. (DU Xiaoqin, LI Yan, GAO Shu. Characteristics of the large-scale sandwaves, tidal flow structure and bedload transport over the Taiwan Bank in southern China [J]. Acta Oceanologica Sinica, 2008, 30(5):124-136. (in Chinese))

[15] SIMONS D B, RICHARDSON E V. Resistance to flow in alluvial channels[J]. Journal of Hydraulic Division, American Society Civil Engineering, 1960, 103:1303-1321.

[16] SOUTHARD J B, BOGUCHWAL L A. Bed configuration in steady unidirectional water flow: Part 2. Synthesis of flume data[J]. Journal of Sedimentary Petrology, 1990, 60: 658-679.

[17] PRENT M T H, HICKIN E J. Annual regime of bedforms, roughness and flow resistance, Lillooet River, British Columbia, BC[J]. Geomorphology, 2001, 41:369-390.

[18] BEST J. The fluid dynamics of river dunes: a review and some future research directions[J]. Journal of Geophysical Research, 2005, 110: F04S02. DOI: 10.1029/2004JF000218.

[19] 程和琴，李茂田，周天瑜，等.長(zhǎng)江口水下高分辨率微地貌及運(yùn)動(dòng)特征[J].海洋工程，2002，20(2)：91-95. (CHENG Heqin, LI Maotian, ZHOU Tianyu, et al. High-resolution micro-topography movement in the Changjiang Estuary [J]. The Ocean Engineering, 2002, 20(2):91-95. (in Chinese))

[20] 陳吉余，沈煥庭，惲才興 . 長(zhǎng)江河口動(dòng)力過(guò)程和地貌演變[M]. 上海:上?？茖W(xué)技術(shù)出版社, 1988: 31-37. (CHEN Jiyu, SHEN Huanting, YU Caixing. Processes of dynamics and geomorphology of the Changjiang Estuary [M]. Shanghai: Shanghai Scientific and Technical Publishers, 1988: 31-37. (in Chinese))

[21] 陳衛(wèi)民，劉蒼字，楊作升. 長(zhǎng)江口主航道水下底床表面形態(tài)與淺地層結(jié)構(gòu) [J]. 海岸工程，1996 ,15(3) : 25-30. (CHEN Weimin, LIU Cangzi, YANG Zuosheng. Submarine features and subbottom profile texture of the main channel, modern Changjiang River Estuary [J]. Coastal Engineering, 1996, 15(3):25-30. (in Chinese))

[22] ZHOU Chengxi . On sand-wave in Yawosha Channel of the Yangtze Estuary[C]//Proceedings of the Second International Symposium of River Sedimentation. Beijing : Water Resources and Electric Power Press, 1993: 650- 661 .

[23] 楊世倫，張正煬，謝文輝，等 . 長(zhǎng)江口南港航道沙波群研究[J]. 海洋工程，1999 , 18(2) : 79-88. (YANG Shilun, ZHANG Zhengti, XIE Wenhui, et al. A study of sandwaves in the South Channel of the Yangtze Estuary [J]. The Ocean Engineering, 1999, 18 (2): 79-88. (in Chinese))

[24] 陳吉余，惲才興，徐海根，等.兩千年來(lái)長(zhǎng)江河口發(fā)育模式[J].海洋學(xué)報(bào)，1979,1(1)：103-111. (CHEN Jiyu, YUN Caixing, XU Haigen, et al. The development model of the Chang Jiang River Estuary during last 2000 years [J]. Acta Oceanologica Sinica, 1979, 1(1): 103-111. (in Chinese))

[25] KLEINHANS M G. Phase diagrams of bed states in steady, unsteady, oscillatory and mixed flows[M]. The Netherlands: Aqua Publications, 2005.

[26] WU Z Y, JIN X L, LI J B. Linear sand ridges on the outer shelf of the East China Sea[J]. China Sci Bull. 2005, 50: 2517-2528.

[27] LI Weihua, CHENG Heqin, LI Jiufa, et al. Temporal and spatial changes of dunes in the Changjiang (Yangtze) estuary, China[J]. Estuarine, Coastal and Shelf Science, 2008, 77: 169-174.

[28] 茅志昌，武小 勇，趙長(zhǎng)青，等. 長(zhǎng)江口北港攔門沙河段上段演變分析[J]. 泥沙研究，2008(2)：41-46. (MAO Zhichang, WU Xiaoyong, ZHAO Changqing, et al. Evolution of the upper reach of mouth bars in the North Channel of the Changjiang Estuary [J]. Journal of Sediment Research, 2008(2): 41-46. (in Chinese))

[29] 王延貴，史紅玲，劉茜.水庫(kù)攔沙對(duì)長(zhǎng)江水沙態(tài)勢(shì)變化的影響[J].水科學(xué)進(jìn)展，2014,25:1-10. (WANG Yangui, SHI Hongling, LIU Xi. Influence of sediment trapping in reservoirs on runoff and sediment discharge variations in Yangtze River [J]. Advances in Water Science, 2014, 25:1-10.(in Chinese))

[30] JIANG Chenjuan, LI Jiufa, SWART H E D. Effects of navigational works on morphological changes in the bar area of the Yangtze River Estuary[J]. Geomorphology, 2012, 139: 205-219.

[31] 吳焱.長(zhǎng)江口南支下段扁擔(dān)沙護(hù)灘工程政治效果分析[J].水運(yùn)工程，2012(11)：145-150. (WU Yan. Regulation effect of Biandansha protecting- shoal project in lower section of south branch in the Yangtze estuary [J]. Port & Waterway Engineering, 2012(11): 145-150. (in Chinese))

[32] 劉瑋，唐建華，繆世強(qiáng).長(zhǎng)江口北港河勢(shì)演變趨勢(shì)及工程影響分析[J].人民長(zhǎng)江，2011,42(11)：39-43. (LIU Wei, TANG Jianhua, MIU Shiqiang. Study on evolution trend of North Channel of Yangtze River Estuary and influences of related projects [J]. Yangtze River, 2011, 42(11): 39-43. (in Chinese))

[33] 惲才興.長(zhǎng)江河口近期演變基本規(guī)律[M]. 北京：海洋出版社，2004:3-4. (YUN Caixing. Recent developments of the Changjiang Estuary [M]. Beijing: Ocean Press, 2004: 3-4. (in Chinese))[34] 程海峰，劉杰，趙德招. 橫沙通道近期河床演變及趨勢(shì)分析[J].水道港口，2010，31(5)：365-369. (CHENG Haifeng, LIU Jie, ZHAO Dezhao. Analysis of river bed evolution and prediction of its trend for Hengsha Passage [J]. Journal of Waterway and Harbor, 2010, 31 (5): 365-369. (in Chinese))

[35] 趙曉冬，李肖肖，羅小峰，等.長(zhǎng)江口圓圓沙段12.5 m航道淤積原因分析[J].泥沙研究，2014(6)：63-67. (ZHAO Xiaodong, LI Xiaoxiao, LUO Xiaofeng, et al. Study on the sediment deposition in Yuanyuansha reach of 12.5 m deepwater channel in Yangtze Estuary [J]. Journal of Sediment Research, 2014(6): 63-67. (in Chinese))

[36] DAI Zhijun, LIU J T, FU Gui, et al. A thirteen-year record of bathymetric changes in the North Passage, Changjiang (Yangtze) estuary[J]. Geomorphology, 2013,187(4):101-107.

[37] 中交上海航道勘察設(shè)計(jì)研究院. 長(zhǎng)江口南港-北槽深水航道常態(tài)回淤原因研究總報(bào)告[R].2013. (Waterway Engineering Design and Consulting Co. Research report of reasons for back silting of the deepwater navigational channel in the Yangtze River Estuary [R]. 2013. (in Chinese))

[38] 李九發(fā), 時(shí)偉榮, 沈煥庭. 長(zhǎng)江河口最大渾濁帶的泥沙特性和輸移規(guī)律[J]. 地理研究, 1994, 13(1): 51-59. (LI Jiufa, SHI Weirong, SHEN Huanting. Sediment properties and transportation in the turbidity maximum in Changjiang Estuary [J]. Geograhical Research, 1994, 13(1):51-59. (in Chinese))

[39] 李為華, 李九發(fā), 程和琴, 等. 近期長(zhǎng)江河口沙波發(fā)育規(guī)律研究[J]. 泥沙研究, 2009 (6): 45-51. (LI Weihua, LI Jiufa, CHENG Heqin, et al. Research on the dune development in the Changjiang (Yangtze) Estuary, China [J]. Journal of Sediment Research, 2009 (6): 45-51. (in Chinese))

Observation and analysis of bedform morphology of the Yangtze River estuary

WU Shuaihu1, 2, CHENG Heqin1, XU Yijun2, LI Jiufa1, ZHENG Shuwei1, XU Wei1, LU Xuejun1

(1. State Key Laboratary of Estuarine and Coastal Research, East China Normal University, Shanghai 200062, China; 2. School of Renewable Natural Resources, Louisiana State University, Baton Rouge, LA 70803, USA )

TV148

A

10.16483/j.issn.1005-9865.2016.06.008

1005-9865(2016)06-0065-09

2016-02-11

國(guó)家自然科學(xué)基金項(xiàng)目(41476075)；中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局(DD20160246)

吳帥虎(1986-)，男，陜西戶縣人，博士研究生，主要從事自然地理學(xué)專業(yè)。E-mail: wushuaihuxiaolaoda@163.com

程和琴(1962-)，女，安徽績(jī)溪人，教授，博士生導(dǎo)師，主要從事河口海岸工程地貌與環(huán)境研究。E-mail: hqch@sklec.ecnu.edu.cn