长江口崇明东滩及相邻区域地形演化与驱动因素分析

郭兴杰，严学新，王寒梅，沙伟，秦渭华，唐迎洲，徐健

( 1. 上海市地质调查研究院，上海 200072；2. 国家海洋局东海海洋环境调查勘察中心，上海 200137；3. 上海市水务规划设计研究院，上海 200233)

1 引言

长江河口呈“三级分叉，四口入海”基本态势，且由于其毗邻上海市，人类活动频繁，对海岸带地形演化有一定的驱动效应。滩涂是由河口及近海地区长期泥沙沉降堆积而形成[1]，但是这种特殊地貌相对尺度较小，脆弱性也很明显[2]。过去十来年沿江沿海区域高速发展，滩涂圈围成为很多地区缓解土地利用压力的重要途径[3]，其不仅是土地资源，也是重要的生态资源，研究河口滩涂的演化规律关系到其周围航运通畅、生态保护以及近岸工程等安全性。

长江口复杂的动力沉积环境塑造了多种形式的地形，其演变机理复杂，影响因素众多，既受到径流、河海两相输沙、潮汐、潮流、波浪等影响，也受到汊道分流分沙、盐淡水交互、异重流等影响，许多学者从水沙测量、沉积物采集、地形勘测等形式对长江口地貌进行了较丰富的研究[4-9]，由于潮滩地形数据监测的难度和经费的限制，对滩涂地形演化的系统性和连续性测绘和研究一直较少[10-13]，一些学者利用遥感技术对崇明东滩地形进行研究[14-16]，以及围垦工程后影响评估[10，17-18]，由于崇明东滩及其周边是国家级自然保护区和中华鲟保护区，所以近年来很多研究都集中在生物生态的研究上[18-21]。

长江口河段属于水运和资源高度利用河段，人类活动影响较为明显，受地形数据测量难度和精度的限制，对近期崇明东滩及周围地形演化需要进一步深化研究。因此，本文利用高分辨率单波束测深数据和遥感图像，并结合GIS分析方法对崇明东滩演化研究，以期回答以下问题：（1）在自然演化和人类活动双重影响下，近年来崇明东滩的演化格局及其演化机理机制；（2）径流输沙、风暴潮、水库、围垦等因素等对地形演变的驱动效应；（3）东滩演化和人类活动的相互关系。

2 研究区概况与方法

2.1 研究区的选择与概况

长江口主要水动力由潮流控制，大型滩涂基本发育于拦门沙河段。本文研究区为崇明东滩围垦区外缘区域，包括北港北沙区域，在崇明东滩及相邻区域间存在一个北港北汊道（图1）。研究区北侧为长江口北支，近年来不断束窄淤浅；南侧为北港下段，对岸为横沙东滩大型围垦区；西侧为崇明岛，1950年以来进行了大量围垦工程，2005年东滩作为国家自然保护区进行保护，外缘为中华鲟自然保护区；东侧经佘山岛濒临东海海域。研究区受到工程和自然演化因子的共同影响。

2.2 径流水沙特征

长江口来水来沙可由大通站控制，统计2001-2017年《长江泥沙公报》大通站水沙数据。长江口近年来径流输沙量有所减弱，1960-1986年之间输沙量与径流量基本保持正相关关系，在1986年后大通站径流量变化不大，但是其输沙量开始减少，尤其是1998年之后，输沙量减幅增大[9，13]，2006年之后输沙量在逐年波动，但是基本趋于稳定，年输沙量基本维持在 1.0×108～1.2×108t（图 2）。

2.3 研究方法

本文遥感影像数据收集于上海市测绘院地理信息公共服务平台，地形数据为上海市地质调查研究院实测，测量时间为每年的4-6月，定位系统采用SHCORS系统，潮滩测量采用CORS RTK无验潮水下地形测量，测量范围为一线海塘到WGS-84坐标的0 m线位置，测点间距约5 m，测线间距略大，约为2 km；0 m以下地形利用丹麦Teledyne ODOM公司的单波束测深仪测得，仪器精度约1～10 cm±1%测深，并结合美国天宝公司的R8双频GPS接收机进行间距为500 m的断面测量，单波束测点间距约5 m，测深数据经过多潮位站修正，部分海上潮位站为测量时临时设置（图1）。坐标采用理论最低潮面，WGS-84坐标。平面定位最大和最小误差分别是±1.99 m和±0.95 m。

遥感影像数据直接接入ArcGIS平台处理作图，地形数据在ArcGIS软件中进行插值和网格化处理，采用Kriging法插值，并建立DEM地形模型，在地形模型中提取断面，地形相减形成冲淤模型。数据选择年份为2011年、2013年、2015年和2017年，为更好的定量对比崇明东滩的地形变化，本文研究区域选取固定面积的区域进行对比研究，围垦堤坝为研究区边界，选择最新围垦后的研究区定量计算面积（图1）。水动力数据利用上海市地质调查研究院与三峡大学合作的滩涂相关专题研究计算所得，采用MIKE21_FM模块，东滩附近网格局部加密，并对中浚、九段沙东、鸡骨礁和小洋山4个潮位站水位数据进行验证。

3 结果

3.1 历史地形演化

图1 研究区域示意图Fig. 1 Schematic diagram of the research area

图2 2001-2016年大通站水沙量统计Fig. 2 Statistics of water and sediments of the Datong Station in 2001-2016

1842年崇明东滩呈向东延伸的“舌状”边滩，后1907年在北港拦门沙段北侧出现阴沙，1960年阴沙淤积出露成为心滩明沙，称为团结沙，后团结沙“北淤南蚀”，向西侧滩涂并靠发展，1979年人工筑坝堵汊，团结沙与东滩连在一起。由于团结沙筑坝堵汊工程的实施，改变了其周围水流特性，原团结沙外侧受涨潮流的冲刷形成第二个离滩沙体，经过多年的发育成为北港北沙，与崇明东滩之间的汊道称为北港北汊道。1842年至今，崇明东滩不断淤涨，但是近年来淤积速率逐渐趋缓[11-12]。

3.2 地形横向摆动变化

研究区外侧基本以-5 m等深线为边界，边滩沙尾整体向南偏移，而东滩以0 m等深线为边界沙尾向北偏移。北港北汊道南侧河槽较窄，深度约在-5～-6 m之间，北侧河槽渐宽，深度约在-2～-3 m，河道整体呈“北宽浅，南窄深”的格局，研究区靠近北支一侧滩涂坡度较陡，靠近北港一侧坡度较缓（图3）。

对崇明东滩0 m、-2 m和-5 m等深线进行对比，2011-2013年间崇明东滩北侧0 m和-2 m等深线略有侵蚀向南偏移，后2013-2017年逐渐向北偏移淤积，沙尾处2011-2017年间逐年向外延伸，其中2013-2017年淤积最为明显。在北港北汊道北侧口门处形成一些-2 m心滩；北港北沙南侧在2013年形成一个-2 m的阴沙心滩，在2013-2017年间逐渐淤积变大，有与北港北沙并靠的趋势；北港北沙变化相对较小；-5 m等深线变化相对较小，只在佘山岛附近略有侵蚀现象（图 4）。

图3 2011-2017年研究区地形变化Fig. 3 Topographic changes of the research area in 2011-2017

计算崇明东滩等深线包络面积，可知在2011-2013年间0 m、-2 m等深线包络面积变小，但是在2013-2017年间包络面积逐渐增大，0 m、-2 m等深线变化趋势基本一致；-5 m等深线变化很小，基本没有趋势性变化，所以研究区-5 m等深线并未向外延伸长大（图 5）。

3.3 地形冲淤变化

2011-2013年间崇明东滩出现小幅度冲刷，尤其是在崇明东滩北侧区域，冲刷较为明显，中间北港北汊道局部淤积，而南侧北港北沙区域变化较小，局部冲淤交替，无明显趋势；2013-2015年间崇明东滩和北港北沙淤积明显，崇明东滩一侧淤积更为明显，北港北汊道略为冲刷；2015-2017年间崇明东滩继续淤积，研究区南侧淤积大于北侧（图6）。

图4 研究区内 0 m（a）、-2 m（b）和-5 m（c）等深线变化Fig. 4 Changes of 0 m (a), -2 m (b) and -5 m (c) contour lines in the study area

图5 研究区 0 m（a）、-2 m（b）和-5 m（c）等深线包络面积变化Fig. 5 Envelope area variation of 0 m (a), -2 m (b) and -5 m (c)contour lines in the study area

为准确研究研究区内地形变化，在研究区上、中、下沿着单波束测线分别作了3条剖面，具体位置见图1，AA′剖面靠近北支口门水域，整体变化平缓，呈淤积态势，靠近崇明岛一侧淤积更为明显；BB′剖面在沙体中间，整个剖面基本呈淤积状态，在靠近沙尾处坡度增大，2011-2015年间出现明显的淤积；CC′剖面在北港北沙南侧，地形起伏变化大，在上段呈局部冲刷，中下段呈淤积状态，2011-2017年间崇明东滩和北港北沙基本为淤积长高态势（图7）。

4 讨论

从上述结果中可知崇明东滩和北港北沙近年来基本呈淤积态势，只在2011-2013年产生冲刷现象。河势的稳定是由于水流、泥沙和地形长期相互作用的结果，任何一个因素的改变都会打破河流原有的态势。近年来河口河槽的演化受人类活动影响明显，人类活动打破原有的河流演化平衡，后河道经过自适应演化再次达到新的平衡，整个演化过程为平衡-不平衡-平衡。分析人类活动各个因素的影响，以期对河口演化格局进行预测预判。

4.1 地貌特征发育成因

4.1.1 动力地貌特征

由于径流和潮流相互作用，在流速滞留点形成拦门沙，且径流携带泥沙在离开口门时失去两侧岸线的约束，导致泥沙落淤，所以在此处极易形成滩涂。Dyer和Huntley[22]认为泥沙供应是滩涂形成的主要原因，长江口泥沙来源由“河海双向来沙”共同决定，径流和潮流动力变化一起塑造了潮滩地形。关于河口潮滩的成因，一般认为涨落潮流路的时空分异形成横向环流，而横向环流又是泥沙沉降聚集的主要原因[23]。

Dyer和Huntley[22]研究认为在河口口门，潮流通道呈涨潮优势发展方向，而潮流沙脊呈落潮优势发展方向。本文研究区内崇明东滩“舌状”沙脊的尾端，-5 m等深线向南偏移，0 m等深线向北偏移。研究区周围存在3个主要潮流通道，分别为北支口门南汊道、北港北汊道、北港南汊道3条主要潮流通道，由于北支整体为涨潮槽[24]，而南汊道位于北支口门，更接近海域，所以北支口门南汊道基本以涨潮优势为主。茅志昌等[12]根据实测资料认为北港北汊道是一个涨潮槽，在崇明东滩沙尾处，北港北汊道的落潮流和北支口门南汊道的涨潮流交汇，涨落潮流路不同会形成一个横向环流，所以淤积明显，并且沙尾也沿着北港北汊道落潮流的方向发展。而在北港北沙-5 m沙尾处，由于北港下段落潮流与北支口门南汊道涨潮流交汇，也形成一个环流，此区域沙尾亦向落潮流方向发展（图8），这些结果都可以与Dyer和Huntley[22]的研究结果相论证。

图6 研究区内地形冲淤变化Fig. 6 Changes of erosion and siltation in the study area

图7 研究区内剖面变化Fig. 7 Changes in the sections of the study area

图8 研究区内潮流模型Fig. 8 Divergence of flood and ebb current in the study area

4.1.2 北港北汊道成因分析

根据4.1.1节地貌特征发育成因可知，崇明东滩外缘极易形成沙体，过去历史上崇明东滩外侧一直发育有独立沙体，过去是团结沙，在东滩和团结沙之间存在一个涨潮的汊道，在涨潮流的作用下，团结沙向西淤涨，汊道束窄，由于汊道的萎缩，涨潮流对东滩一侧有一定的顶冲作用，导致东滩岸线侵蚀，后1979年人为实施“种青促淤、阻汊连岛”工程，团结沙与崇明东滩并靠[14]。

团结沙和东滩并靠后，在东滩外侧又逐渐发育了北港北沙，北港北沙和东滩之间为北港北汊道，过去认为北港北汊道是一条发展的涨潮槽，任其发展的话，可能对青草沙水库盐淡水交换以及周围沙体发育产生较大的影响[25]，但是由于汊道两侧东滩和北港北沙的淤积发展，直接挤压了北港北汊道北沿，且北港和北支口门南汊道交汇形成的次级环流也不断推动了北港北沙的淤积发育，现在北港北汊道河槽中在2015-2017年间发育一些-2 m深的阴沙心滩，汊道由涨潮槽转化为落潮槽，未来此河槽将延续淤积态势，并且也将导致未来北港北沙和崇明东滩的并岸。

团结沙和北港北沙都是东滩外侧独立沙体，在发育成因和机理上有很多相似性，但也存在一定的差异，首先发育规模不同，团结沙规模约为北港北沙的1/3～1/2，其次周围围垦工程的影响也有所不同，团结沙淤涨的过程中，涨潮流对崇明东滩东侧岸线冲刷，导致岸线局部后退，但在北港北沙发育淤涨的过程中，北港北汊道先发展展宽，后由于崇明东滩2014-2016年间围垦区在其北侧，导致北侧东滩向东淤涨，直接挤压北港北汊道，东滩主要为人为驱动淤涨，而北港北沙自然驱动淤涨，两大沙体的淤涨直接导致北港北汊道萎缩，潮流由过去的涨潮优势转为现今的落潮优势。

Cheng等[26]对潮流主控的河口河槽侧向环流的不对称性影响进行研究，并提出以Keh来判断河口河槽的稳定性，Zhong等[27]利用黄海西南沿岸的潮汐通道实测数据计算Keh参数，判断潮汐通道的稳定性。本文利用Keh对北港北汊道2011-2017年间河槽稳定性进行判断，并计算宽深比，对北港北汊道的演化趋势和稳定性进行判断，

式中，f是科里奥利参数（，ω=7.27×105rad，其中北港北汊道纬度约φ=31.30°）；B是河槽宽度；U是河槽最大流速，由MIKE21中水动力模块计算并验证后所得；g=9.8 m/s2；H是河槽断面最大水深；根据文献 [26]可知，β为一个恒定常数，β=7.7×10-4，而Sc为潮汐通道侧向盐度梯度差，由于文献[27]研究区距离本研究区较近，所以也参照该取值Sc=8。根据平均水深和河宽计算宽深比。

根据表1可知，北港北汊道宽深比较大，断面bKeh小于1，而断面cKeh大于1，断面位置见图9。根据文献[26]研究可知，Keh越大河槽的侧向环流不对称性越强，河槽摆幅大，河槽越不稳定，断面bKeh在2011-2017年间逐渐减小，河槽摆幅小，河槽萎缩趋势；断面cKeh在2011-2017年间河槽不稳定，整体变化趋势亦不明显，北港北汊道整体为萎缩趋势，且2011-2017年间宽深比也整体以变小为主。

表1 北港北汊道断面参数Table 1 Cross-sectional parameters of North Branch of North Harbour

图9 北港北汊道断面位置Fig. 9 Profiles location of North Branch of North Harbour

4.2 沙体发育扰动分析

4.2.1 流域来沙的影响

来沙量是决定滩涂地形变化的重要因素，长江口流域来沙减少对下游河道演化有一定的影响，导致下游局部发生冲刷和崩岸现象[28]，从大通站输沙量和滩涂面积变化幅度关系（图10）可知，长江径流输沙对滩涂淤积影响相对较小，甚至研究区内淤积面积与来沙量变化结果截然相反，所以径流来沙减少对潮滩的影响较小。

图10 研究区内沙体面积与径流输沙的相对关系Fig. 10 The relationship between shoal area and sediment discharge in the study area

4.2.2 风暴潮影响

根据上海市水务局防汛信息可知，2012年长江口发生过一次较大的台风，并引起风暴增水，且崇明东滩和北港北沙区域正好靠近东海区域，受风暴潮影响，引起地形的局部强烈冲淤变化，可能是导致2011-2013年间研究区地形冲刷原因。

4.2.3 围垦工程影响

崇明东滩是长江口重要的围垦区之一，过去是上海市主要的土地来源之一。本文研究时间为2011-2017年，通过崇明东滩卫片对围垦堤坝进行整理描绘，以2011年的海堤线为基准，整理逐年新增的围垦堤坝（图11）。近年来由于保护区的成立，东滩围垦速率相对放缓，且2011-2017年间的围垦基本集中于崇明东滩北边滩，这些围垦阻断了潮沟水系的交流，导致泥沙在围垦区外淤积，也加快了东滩的淤积速率。

北支近年来束窄萎缩也是导致崇明东滩淤积的另一个主要原因，由于徐六泾节点的围垦工程限制了北支的分流比，且崇明东滩北沿也进行了一些较大规模的围垦工程[12]，直接束窄了北支河道，两个因素共同导致北支萎缩淤积，而北支的淤积也引起了崇明东滩的淤积态势。

图11 2011-2017年间崇明东滩围垦工程Fig. 11 The reclamation project in Chongming Eastern Beach from 2011 to 2017

由于北港青草沙水库的建设，增加了北港河槽的曲率，引起侧向环流对称性的调整，导致北港落潮流向南偏移量增大，根据“凹岸冲刷，凸岸淤积”的演化规律，落潮流对北侧崇明东滩影响变得更小，另外近年来横沙通道由于冲刷而导致的落潮分流增加[29]，这些北港河槽的变化都是导致北港北沙淤积的因素。

5 结论

通过2011-2017年高精度地形的持续测量和GIS研究等分析了长江口崇明东滩前缘区域的演化，并结合近年来的水沙、风暴潮以及一些工程影响因素进行分析，得出以下结论：

（1）2011-2017年间崇明东滩和北港北沙出现大范围淤积，研究区整体南侧地形变化大于北侧，但是-5 m等深线包络面积几乎没有变化，滩涂处于明显的“长高不长大”格局；研究区中间北港北汊道中出现心滩，呈淤积发展趋势。

（2）径流来沙对研究区地形变化影响有限，海相来沙是其淤积的主要物源。潮流是研究区地貌变化的主要动力，研究区内由于3条汊道涨落潮时空分异而形成的两大环流是形成此地形形态的主要原因。

（3）人类活动是研究区动力变化的主要驱动因素，崇明东滩、北支南沿的围垦工程直接导致北支和崇明东滩的淤积，其次水库工程导致北港河槽曲率改变和横沙通道落潮分流比增加都是引起北港北沙淤积的另一个因素。两大滩涂的淤积直接挤压北港北汊的发展，北港北汊淤积可能会引起两大沙体的并靠。未来如果没有风暴潮等极端因素影响，此区域会继续延续淤积长高态势。