近年来长江口南港河道泥沙特性变化研究

朱文武，李九发，LAWRENCE P. Sanford，王飞，张晓鹤

（1.华东师范大学 河口海岸学国家重点实验室，上海 200062；2.马里兰大学环境科学中心 角点实验室，马里兰 21613）

河口是河流搬运物质入海的必经之地，是流域来沙的天然“过滤器”。流域来沙在河口区域潮流-径流以及盐水-淡水相互作用的影响下，将产生各种复杂的物理、化学、生物和沉积过程，在河口形成滩槽相间的地貌格局，并对入海泥沙通量产生影响。因此，流域来水来沙条件的变异必将在很大程度上改变河口泥沙输移特性，并对河口泥沙的颗粒组成，含沙量的分布和变化，以及滩槽演变和三角洲冲淤进退，甚至河口生态环境、港口航道工程等产生重大的影响（Milliman et al，1985）。

随着流域人类活动的增强，全球河流入海泥沙通量自20 世纪中后期开始呈减少趋势，如尼罗河（Stanley et al，1998），多瑙河（Walling et al，2003），密西西比河（Meade et al，1984），埃布罗河（Sánchez-Arcilla et al，1998） 和黄河（Chen et al，2002） 等。长期河流输沙量记录表明，河流泥沙通量减少的人为影响因素主要有大坝建设，土地开垦，水土保持和各种泥沙控制工程等，其中大坝建设截流了大量的河流泥沙被认为是导致河流输沙减少的最重要因素。长江是我国第一大河，也是世界重要的河流之一。近年来，长江流域的大坝建设，水土保持等人类活动也导致其流域来沙明显减少（杜景龙 等，2013）。尤其是2003年三峡大坝蓄水拦沙以来，大通站年输沙量已降至1.43×108t（2003-2011 平均值），不及20 世纪70年代之前的三分之一。有研究表明，流域来沙锐减已导致长江河口三角洲前缘由淤积转为侵蚀（Yang et al，2011；杜景龙等，2012）。在流域来沙锐减的背景下，长江河口区域内的含沙量分布、泥沙颗粒沉速、泥沙颗粒组成和形态等特性必然会发生一定的响应变化，而这些科学问题仍值得深入研究。

南港上连南支，下接南北槽，是长江口第二级分汊的重要河道，成为北槽深水航道向上延伸的必经之地，同时也是上海外高桥港口及长兴造船厂所在区段（闫龙浩等，2010），见图1。因此，在流域来沙锐减的背景下，研究南港河道泥沙特性的响应变化，具有重要的理论和现实意义，可为南港港口航道工程的建设及维护提供科学参考。本文基于南港多年实测水文泥沙资料，结合实验室泥沙颗粒电镜观测数据，对近年来尤其是三峡大坝蓄水拦沙后南港河道泥沙特性的变化进行分析研究。

图1 研究区域及测站位置

1 数据和方法

2011年洪季（8月） 在南港上游河道A 和下游河道B 两个站位（图1） 进行了连续8 d 的观测。潮流流速和流向由多普勒流速剖面仪（ADCP）观测；同时采用相对水深六点法（0.0H，0.2H，0.4H，0.6H，0.8H，1.0H） 在每小时整点时刻取水样（在典型时刻取双样），以供实验室测量含沙量。分别在高流速和低流速的条件下取床面沉积物样。沉积物样和水样经过去除有机质，分散，再用粒度分析仪（Mastersizer 2000） 测量泥沙粒径大小。同时，取少量悬沙样品放置于玻片上，经过干燥，镀膜，再用扫描电子显微镜（JSM-5610） 观测泥沙的微观形态和大小。此外，本文还收集了A、B 两测站2002-2010年洪季（8月） 大潮（两个潮周期） 的水沙数据，并对数据进行了同化，利用加权平均法计算得到每小时垂线平均流速和垂线平均含沙量（张志林等，2010）。考虑到资料的完整性和可比性，本文仅选取每年洪季大潮数据作为代表，分析南港河道泥沙特性的变化。

河口水体中悬沙的来源包括水平方向的输送（平流作用） 和底部泥沙的再悬浮。实际上，平流挟带的悬沙往往是异地再悬浮的泥沙随潮搬运而来（陈沈良等，2004）。下文所述的泥沙再悬浮包括本地再悬浮和异地再悬浮。为了研究泥沙的再悬浮作用，定义再悬浮率如下：

其中：F 是再悬浮率；Cmax为涨落急时刻最大含沙量平均值；Cb为涨落憩时刻最小含沙量平均值，即水体背景含沙量（Sanford et al，1991）；Cres为再悬浮产生的含沙量。

为了分析泥沙粒径的变化，利用冯卡门-普朗特对数流速公式（Oertel，2004） 估算了剪切速度：

其中：u 为距床面z 处的流速；U*为剪切速度；κ为卡门常数，通常取0.41（Nowell，1983）；z0为粗糙度。对（3） 式进行最小二乘法线性回归分析，最后计算得到剪切速度U*。

利用Rouse 公式（Rouse，1937） 估算了Rouse数和泥沙沉速，其解析解通常表示为：

其中：C 和Ca分别为距床面z 和a 处的悬沙浓度；H 是总水深；ws是泥沙沉速；β 是泥沙和动量湍流扩散系数的比例常数，通常取1；P 即为Rouse 数，其值越小，悬沙垂线分布越均匀。对（4） 式两边求自然对数并进行最小二乘法线性回归分析，最后计算得到泥沙沉速ws（=κU*P）。

2 南港泥沙基本特性

南港是长江口第二级分汊的重要河道之一，流域来水来沙近一半经南港输送入海。南港潮汐为非正规半日潮，月平均潮差2.52 m，多年平均涨落潮历时分别为4.85 h 和7.53 h；涨落潮流向集中，属典型的往复流；洪季平均流速大于枯季，落潮平均流速大于涨潮，南港主槽以落潮流为主（杨许侯等，1999）。多年统计资料表明，南港含沙量洪季大于枯季，洪枯季平均含沙量分别为0.41 kg/m3和0.34 kg/m3；大潮大于小潮，大小潮平均含少量分别为0.46 kg/m3和0.27 kg/m3；一般情况下落潮含沙量大于涨潮含沙量，但如果遇到风浪天气，也存在相反情况。在泥沙组分方面，悬沙平均中值粒径为15 μm；床沙以细砂和粉砂为主，平均中值粒径为150 μm（戚秀莲 等，2000；Li et al，1998）。

3 含沙量的时空变化

3.1 含沙量的年际变化

含沙量是泥沙的重要特性之一，南港河道A和B 两测站2002-2011年洪季（8月） 大潮（两个潮周期） 平均含沙量的年际变化如图2 所示。从图2a 可以看出，2002-2009年南港上游河道含沙量变化不大，基本在0.40 kg/m3左右。只是2006年的含沙量稍微偏低，分析认为与2006年流域的特枯水情有关。然而2009年以后，含沙量开始明显减少，2011年的含沙量仅为0.25 kg/m3。这可能表明自2003年三峡大坝蓄水拦沙后，南港上游河道的含沙量响应减少存在滞后现象。南港下游河道B测站的平均含沙量比A 测站小，约为0.30 kg/m3。图2b 表明2002-2011年南港下游河道含沙量时高时低，变化范围为0.23～0.34 kg/m3，但没有明显的趋势变化，可能表明南港下游河道的含沙量对河流来沙锐减的响应不大，这应该与再悬浮作用产生的泥沙补给有关。有学者得出，河口经过长期的沉积过程形成一个可侵蚀“泥库”，只要“泥库”能够满足河口系统再悬浮泥沙的能力，该河口水体含沙量可视为再悬浮控制。流域来沙的减少最终会导致可侵蚀“泥库”耗尽，此时河口水体含沙量会从再悬浮控制转变为流域供沙控制，因此含沙量会迅速减少（Schoellhamer，2011）。此外，研究表明由于受河流直接影响的程度不同，长江河口上游河道含沙量对流域来沙变化的响应比河口中下游更为敏感（Dai et al，2013；Li et al，2012）。因此，上面结果似乎表明南港上游河道含沙量于2009年从再悬浮控制转变为流域供沙控制，而下游河道含沙量仍然为再悬浮控制。

图2 A、B 两测站洪季大潮平均含沙量的年际变化

3.2 流速和含沙量的潮周期变化

以三峡大坝蓄水拦沙之前的2002年和之后的2011年为例，分析流速和含沙量的潮周期变化过程。图3 显示了南港上游河道A 测站分别在2002年和2011年洪季大潮垂线平均流速和含沙量的变化过程。2002年潮流经历了涨憩-落急-落憩-涨急的循环过程（图3a）。比较流速和含沙量的变化过程（图3b），在涨憩之后出现一个低含沙量（背景含沙量） 时期，落憩时低含沙量滞后最小流速1 小时左右。由于流速变化较快，落憩之后的低含沙量往往高于涨憩时的低含沙量。随着涨潮或落潮流速的增大，河床底部泥沙悬浮增强使得水体含沙量迅速增大。2011年流速和含沙量的变化过程几乎完全一致，涨落憩时含沙量相对于流速并没有明显的时间滞后（图3c 和3d）。这说明2011年南港上游河道泥沙颗粒憩流时刻沉得较快，即泥沙颗粒相对变粗。

图3 A 测站2002年（a，b） 和2011年（c，d） 洪季大潮流速和含沙量的潮周期变化

相对于A 测站，B 测站流速和含沙量的潮周期变化稍微不同（图4）。2002年落憩时刻最低含沙量与最低流速同时出现并不存在时间滞后（图4a 和4b）；而在涨憩时刻最低含沙量滞后最低流速大约1 小时。2011年流速和含沙量的变化过程与2002年基本一致（图4c 和4d）。

图4 B 测站2002年（a，b） 和2011年（c，d） 洪季大潮流速和含沙量的潮周期变化

总之，南港上、下游河道流速和含沙量的变化对流域来沙锐减及陆海动力作用差异性的响应存在不一致性。

根据前文公式1 和2 计算得到再悬浮产生的含沙量Cres以及再悬浮率F。表1 显示了A、B 两测站2002 和2011年洪季水体背景含沙量Cb，再悬浮量Cres以及再悬浮率F。和2002年相比，2011年两测站背景含沙量均减小，且A 测站的背景含沙量减小了更多。虽然A 测站的再悬浮量减小而再悬浮率却相对增大；B 测站的再悬浮量增大且再悬浮率也相对增大。计算结果表明，南港泥沙再悬浮作用2002 和2011年都很强，平均再悬浮量为0.232±0.021 kg/m3，达到了涨落急最大含沙量的一半以上；和2002年相比，两测站2011年再悬浮率略增大，其中南港上游河道增大了1.6%，而南港下游河道增大了4.7%，这也是南港下游河道含沙量变化不大的原因所在。

表1 A、B 两测站2002 和2011年洪季水体背景含沙量，再悬浮量及再悬浮率

3.3 流速和含沙量的垂向变化

分别对每层流速和含沙量进行潮周期平均得到南港A、B 两测站2002 和2011年洪季平均流速和含沙量的垂向分布图（图5）。如图所示，流速从底层到表层逐渐增大（图5a 和5c），而含沙量从底层到表层却逐渐减小（图5b 和5d）。相对2002年，2011年A 测站上层流速基本不变，而中下层流速变大（图5a）；B 测站下层流速变大，而中上层流速变小（图5c），最大流速出现在0.2 层并非表层，这是由水面风的作用引起的。与2002年相比，2011年两测站中上层含沙量变小而下层含沙量变大（图5b 和5d）。流速和含沙量的垂向分布均符合Rouse 剖面动力学规律，即流速垂直梯度越小，含沙量垂直梯度越大。

4 泥沙颗粒沉速和粒径的变化

图5 A（a，b）、B（c，d） 两测站2002 和2011年洪季大潮流速和含沙量的垂向变化

根据前文公式3-5 估算出Rouse 数P，剪切速度U*，泥沙沉速ws，并根据泥沙沉速和Stokes 沉降规律得到泥沙当量粒径De，见表2。相对于2002年，2011年两测站的剪切速度变小而Rouse数变大。而剪切速度的变小是流速和含沙量垂向分布变化的主要原因，其次就是泥沙沉速增大的原因。2011年A 测站泥沙沉速（0.421 cm/s） 远大于2002年（0.240 cm/s），而B 测站2002 和2011年的泥沙沉速分别为0.708 cm/s 和0.709 cm/s，几乎完全一致。南港区域盐度通常很低并且垂向混合均匀（孔亚珍等，2004）。虽然泥沙沉速的影响因素有很多，但对于同一地点而言，更高的沉速通常意味着更粗的颗粒。当量粒径也表明，近年来A 测站的泥沙颗粒变大而B 测站的泥沙颗粒大小基本不变。

综合上文对含沙量年际变化和潮周期变化的分析可以得出，近年来南港上游河道水体含沙量及背景含沙量变小，泥沙颗粒沉速变大，即泥沙粒径变粗，细颗粒泥沙组分变少；而南港下游河道水体含沙量及背景含沙量、泥沙颗粒组分的变化均不明显，表明在流域来沙锐减的背景下，南港泥沙细颗粒组分在时间和空间上呈现滞后减少的特点。

表2 A、B 两测站不同年份Rouse 数，剪切速度，泥沙沉速和当量粒径

5 泥沙颗粒组成和形态的垂向变化

为研究南港悬沙和底沙的交换，对A 测站2011年洪季大潮期间悬沙和床沙的颗粒组成和形态进行分析。如表3 所示，在高流速条件下水体中的泥沙颗粒较大，反之较小。总体上，粒径由表层至底层逐渐增大。在大潮落急时刻，近底层（1.0H） 泥沙中值粒径为43.28 μm，有些极值颗粒可达数百微米（图6a）；中层（0.6H） 泥沙中值粒径为23.73 μm，仍然有些极值颗粒可达数百微米（图6b）；次表层（0.2H） 泥沙中值粒径为11.96 μm，但也有些颗粒大于100 μm（图6c），此时床面沉积物的中值粒径为170 μm。在大潮涨憩时刻，各层流速和泥沙中值粒径都很小并且变化不大，床面沉积物的中值粒径只有6.30 μm，和水体中泥沙中值粒径基本一致，电镜照片显示泥沙细小，单个颗粒不明显（图6d）。

表3 A 测站2011年洪季大潮期间中值粒径和流速的垂向分布

泥沙颗粒组成和形态的垂向变化表明近期南港上游河道底沙运动活跃，悬沙和底沙的交换作用强烈（表3）。在涨落憩时刻，流速很小，悬沙会落淤河床，床面沉积物相对较细；在涨落急时刻，流速增大，沉积的泥沙又被再悬浮进入水体，床面沉积物相对较粗。图6b 中的泥沙颗粒较大且被磨圆抛光得很好，表明此类泥沙可能曾作为推移质经历了长期的滚动过程；而图6c 中的泥沙颗粒较小且表面很粗糙，表明此类泥沙可能并未经历长期的滚动过程而常悬浮在水中。可见，由于泥沙再悬浮作用增强，近期南港上游河道底沙运动活跃，悬沙和底沙的交换作用强烈。

图6 A 测站2011年洪季大潮期间泥沙扫描电镜照片（图中横线为比例尺）

6 结论

近年来长江口南港河道泥沙特性在三峡大坝蓄水拦沙后呈现一定的时间和空间变化规律。

（1） 南港上游河道含沙量在三峡大坝蓄水拦沙后的前几年变化不大，但从2009年开始显著减少。南港下游河道含沙量到目前为止响应变化较小。

（2） 南港两测站流速和含沙量的潮周期变化表明，南港上、下游河道流速和含沙量的变化对流域来沙锐减及陆海动力作用差异性的响应存在不一致性。

（3） 泥沙再悬浮对南港含沙量的贡献较大，再悬浮量可以达到最大含沙量的一半以上。并且，南港泥沙再悬浮作用相对三峡大坝蓄水拦沙之前有所增强。

（4） 泥沙颗粒组成和形态的垂向变化表明，由于泥沙再悬浮作用增强，近年来南港上游河道底沙运动活跃，悬沙和底沙的交换作用强烈。

（5） 在流域来沙锐减的背景下，南港泥沙特性最主要的变化是细颗粒泥沙组分的滞后减少。南港上游河道水体背景含沙量变小，泥沙颗粒沉速变大，即泥沙粒径变粗，细颗粒泥沙组分变少；而南港下游河道水体背景含沙量、泥沙颗粒组分的变化均不明显。可见，南港河道泥沙特性变化正处于对流域来沙锐减和陆海动力相互作用的调整过程中。

致谢：华东师范大学河口海岸学国家重点实验室的戴志军老师给本文提出了宝贵建议；电子显微镜中心的倪兵老师在电镜观测过程中给予了帮助；323 课题组成员参与了实地取样工作，在此一并致谢！

Chen J,Chen S,2002.Estuarine and coastal challenges in China.Chinese Journal of Oceanology and Limnology,20(2):174-181.

Dai Z, Chu A, Li W, et al, 2013. Has suspended sediment concentration near the mouth bar of the Yangtze(Changjiang)Estuary been declining in recent years?Journal of Coastal Research,29(4):809-818.

Li P,Yang S,Milliman J D,et al,2012.Spatial,temporal,and human-induced variations in suspended sediment concentration in the surface waters of the Yangtze estuary and adjacent coastal areas. Estuaries and Coasts,35:1316-1327.

Li J,Zhang C,1998.Sediment resuspension and implications for turbidity maximum in the Changjiang Estuary. Marine Geology, 148: 117-124.

Meade R H, Parker R S, 1984. Sediment in rivers of the United States.National Water Summary. US Geological Survey Water Supply Paper,2275:49-60.

Milliman J D, Shen H, Yang Z, et al, 1985. Transport and deposition of river sediment in the Changjiang estuary and adjacent continental shelf.Continental Shelf Research,4:37-45.

Nowell ARM, 1983. The benthic boundary layer and sediment transport.Reviews in Geophysics and Space Physics,21:1181.

Oertel H, 2004. Prandtl′s Essentialsof Fluid Mechanics. New York：Springer-Verlag.

Rouse H,1937.Modern conceptions of the mechanics of?uid turbulence.Transactions of the American Society of Civil Engineers, 102: 463-541.

Sánchez-Arcilla A, Jiménez J A, Valdemoro H I, 1998. The Ebro Delta：morphodynamicsand vulnerability. Journal of Coastal Research, 14(3):754-772.

Sanford L P,Panageotou W,Halka J P,1991. Tidal resuspension of sediments in northern Chesapeake Bay.Marine Geology,97 (1-2):87-103.

Schoellhamer,D H,2011.Sudden clearing of estuarine waters upon crossing the threshold from transport to supply regulation of sediment transport as an erodible sediment pool is depleted：San Francisco Bay,1999.Estuaries and Coasts,34:885-899.

Stanley D J,Warne A G,1998.Nile delta in its destruction phase.Journal of Coastal Research,14(3):794-825.

Walling D E, Fang D, 2003. Recent trends in the suspended sediment loads of the world′s rivers. Global and Planetary Change, 39 (1-2):111-126.

Yang S,Milliman J D,Li P,et al,2011.50 000 dams later：Erosion of the Yangtze River and its delta. Global and Planetary Change, 75: 14-20.

陈沈良，张国安，杨世伦，等，2004.长江口水域悬沙浓度时空变化与泥沙再悬浮.地理学报，2：260-266.

杜景龙，杨世伦，陈德昭，2012.三峡工程对现代长江三角洲地貌演化影响的初步研究.海洋通报，31（5）：489-495.

杜景龙，杨世伦，陈广平，2013.30 多年来人类活动对长江三角洲前缘滩涂冲淤演变的影响.海洋通报，32（3）：296-302.

孔亚珍，贺松林，丁平兴，等，2004.长江口盐度的时空变化特征及其指示意义.海洋学报，26（4）：9-18.

戚秀莲，朱元生，2000.长江口南港河段水文泥沙特性及河床演变分析.海洋工程，18（4）：74-79.

闫龙浩，杨世伦，李鹏，等，2010.近期（2000-2008年） 长江口南港河槽的冲淤变化——兼议外高桥新港区岸段强烈淤积的原因.海洋通报，29（4）：378-384.

杨许侯，金成法，马道华，1999.长江口南港水道潮流特征分析.海洋通报，18（1）：1-11.

张志林，高敏，廖建英，2010.徐六泾站悬移质含沙量比测与精度分析.人民长江，41（6）：48-52.