三峡截流以来长江洪季潮区界变动河段冲刷地貌

石盛玉，程和琴*，郑树伟，徐文晓，陆雪骏，姜月华，周权平

(1. 华东师范大学 河口海岸学国家重点实验室，上海 200062；2. 中国地质调查局南京地质调查中心，江苏 南京 210016)

三峡截流以来长江洪季潮区界变动河段冲刷地貌

石盛玉1，程和琴1*，郑树伟1，徐文晓1，陆雪骏1，姜月华2，周权平2

(1. 华东师范大学 河口海岸学国家重点实验室，上海 200062；2. 中国地质调查局南京地质调查中心，江苏 南京 210016)

潮区界河段河势演变对三峡工程的响应是长江经济带建设中的重要问题。然而受观测手段所限，对三峡截流以来潮区界变动范围及其地貌演变的客观认识亟待探讨。对大通站洪季水位资料进行频谱分析，初步判断了近期长江洪季潮区界位置；对比1998年和2013年水下地形资料，分析了三峡大坝截流以来该河段河槽的冲淤演变特征；利用多波束测深系统对冲刷明显河段的微地貌进行了高分辨率观测。结果显示：(1)1998-2013年潮区界变动河段河槽整体冲刷5 649.7万m3。其中，上段全面冲刷，太白、太阳两洲并岸，铜陵沙被冲开，主槽刷深达5.6 m；中段主泓摆动，天然洲南冲北淤，黑沙洲中水道淤死，南水道左岸最大冲深达8.9 m；下段近岸冲刷强烈，北岸最大冲深达15.4 m；(2)该河段近期处于剧烈的冲刷环境，左岸冲刷尤为显著；(3)冲刷深槽分布在顺直河段，深达5.4～12.6 m；冲刷坑分布在分汊河段平面形态突变处，最大冲深达28.1～30.5 m；水下侵蚀陡坡分布在近岸侵蚀严重的顺直河段，坡度为0.59～0.62。

多波束测深；冲刷；微地貌；潮区界；长江下游

1 引言

自20世纪以来，世界各大河流域大型水利工程对河口水动力、沉积、地貌过程产生了深刻的影响[1—5]。长江是货运量位居全球内河第一的黄金水道[6]，其下游潮区界河段地域辽阔、资源丰富，在区域发展总体格局中具有重要战略地位。随着人类活动日益加剧，诸多水利工程大幅改变了径流的时空过程，进而影响到潮波向上传播，加之全球气候变暖、海平面上升、局部工程等综合影响，潮区界位置势必发生改变，确定近期潮区界新的变动范围，有利于黄金水道的合理开发利用，具有重要的现实意义；同时，人类活动使长江来沙量急剧减少，在以三峡为主的大型工程影响下，大通水文站自1950年以来多年平均输沙量从1951—2000年的4.33亿t剧减至2001—2014年的1.59亿t[7—8]。因此，三峡截流以来潮区界变动河段河势演变也是亟待回答的关键科学问题。

针对河势演变问题，前人多以GIS技术、水沙通量计算、单波束测深或模拟等方法进行研究，如屈贵贤[9]利用GIS技术分析了大通至江阴河段水下地形冲淤变化，揭示了该段1959—2008年自上而下呈“冲-淤-冲”的总体特征；李芳[10]结合GIS技术与水沙计算对长江河口冲淤演变进行了定量分析，发现长江口自1981—2005年由冲转淤再转冲；卢金友等[11]利用水沙模型分析三峡蓄水后长江中下游河势演变特征等。以上研究很好地回答了长历时或长距离的河槽冲淤演变规律，但是，针对三峡截流以来潮区界位置变动的新范围及该河段高分辨率地貌演变的综合研究尚未见报道。因此，本文通过多波束测深技术对长江大通至芜湖河段进行了微地貌探测，分析了典型冲刷区域微地貌特征，以期为长江经济带建设提供参考。

2 资料与方法

2.1 水位数据分析

收集了近期以大通站为代表的长江池州至芜湖河段多年洪季水位资料。首先对水位与流量进行整理，使水位与流量数据采样间隔均为1 h。通过u=(x-μ)/σ对水位数据进行标准化处理(式中u为标准化水位，x为实际水位，μ为样本均值，σ为标准差)[12]，将标准化水位变量进行快速傅里叶分解与一阶自回归模型下的红噪音检验，分析不同流量下各测站水位变化受潮差影响周期性变化的程度，以此判断近期长江洪季潮区界变动河段大致范围。根据上述结果，重点分析了大通水文站2014年与2015年5-10月水位及流量资料。

2.2 水下地形图数字化

为研究河槽演变特征，搜集了大通-芜湖河段1998年与2013年水下地形图资料(比例尺1∶40 000)，在ArcGIS10.2中对其进行数字化，利用Kriging法构建数字高程模型(DEM)，并对河槽纵横断面变化，整体冲淤体积与速率进行定量计算。

2.3 现场测量与室内分析

2015年7月27日至8月15日利用Teledyne Reson SeaBat 7125高分辨率多波束测深系统对研究河段进行走航式测量。换能器利用定制钢架固定在测船左侧，并用缆绳兜底固定；姿态仪安装于船体中轴线上(靠近船体重心位置)，多波束测深系统工作时船速控制在1.5～2 m/s；艏向与定位数据由Trimble DGPS提供；工作频率选用400 kHz，共512个波束，采样模式为等距测量，开角为140°。为确保数据质量，在局部地形变化剧烈区域通过调整开角，控制船速进行测量。走航过程中每10 km用帽式采泥器进行床面底质样采集。

所测数据在成图之前均经过横摇、纵摇和艏摇的校准，异常波束点剔除、插值等步骤。床面微地貌可视化图像利用PDS 2000格网编辑器生成，成图分辨率为1 m×1 m。在网格编辑器中对微地貌进行3D处理，并统计相关参数，如沙波波长、波高、冲刷槽/坑深度、水下岸坡坡向坡角等。悬沙与沉积物样品在实验室中经过H2O2和HCl去除有机质，静置24 h后取上层清液，经六偏磷酸钠分散后，利用Mastersizer 2000激光粒度仪分析。

3 结果与讨论

3.1 近期长江洪季潮区界变化

潮水进入长江口后溯江而上，潮差为0处即潮区界。潮波的传播衰减过程受到径、潮流等条件以及沙洲边滩、河型河宽等边界条件综合影响，因此潮区界位置时刻在变化，近50年来，长江枯季潮区界曾到达安庆以上，洪季潮区界曾到过南京以下[13]。前人研究认为，长江洪季潮区界位于芜湖水文站附近[14—15]。但三峡水库等大型工程建设运行后，洪季拦水削峰影响了径、潮流相对强弱，可能导致潮区界位置向上游移动[16]。

由于潮区界河段潮动力微弱，为避免潮差导致的水位周期性变化被径流变化掩盖，采用径流变化小的“平台期”水位资料，结合标准化水位变化过程与功率谱密度分析使潮区界位置更具客观性与合理性。频谱分析表明，大通流量达到51 000 m3/s时，标准化水位变量-时间有微弱周期性，但振幅很小，波形不明显(图1a)，功率谱密度中水位变化在12 h处也仅出现一个小峰(图1b)，说明该流量下水位过程受潮周期影响极小。当流量在45 000 m3/s左右时，水位周期性变化出现(图1c)，但12 h周期处的功率谱密度仍较低(图1d)，说明潮差导致的水位变化依然微弱。当流量降至42 000 m3/s时，标准化水位变量-时间存在明显周期性，波形平滑、完整，振幅较大(图1e)，水位变化周期在12 h左右出现高峰且远高于红噪音曲线(图1f)，水位变化周期与潮差周期性变化吻合，说明该流量下大通测站水位受长江口半日潮影响明显，此时水位变化虽然低于9.6 cm，但其对长江口半日潮仍有较好的敏感性。

一直以来，大通站水位与流量相关关系良好[17—18]，近60年来，洪季流量均在27 800～64 630 m3/s之间[19]。近年来高于42 000～45 000 m3/s的大流量累积频率占整个洪季的21.6%～30.1%，该结果较好地代表了洪季潮区界平均位置。因此，可初步推断近期长江洪季平均潮区界位于安徽大通附近。而前人研究发现三峡截流初期大通流量约42 000 m3/s时潮区界位于荻港附近[15]，即相近流量下近期洪季平均潮区界可能上移约81.8 km，但仍需提取三峡截流初期长时间序列的流量-水位半日潮信号予以证实。

图1 近期大通站水位变化频谱分析Fig.1 Spectral analysis of water level of Datong Station图b、d、f中黑线为功率谱密度曲线，红线为一阶自回归模型AR(1)下的红噪音曲线Black lines in b, d, and f represent power spectral density curves, red lines in b, d, and f represent red noise curves of AR(1)

图2 研究区概况与分区Fig.2 Sketch and division of the study areaa.三峡与长江流域示意图; b.研究河段分区示意图，横断面：1.成德洲头，2.成德洲尾，3.黑沙洲北水道，4.黑沙洲南水道，5.白茆水道西，6.白茆水道东a. Three Georges and the Yangtze River Basin; b.division of the study reach, cross-sections: 1.South Chengdezhou, 2.North Chengdezhou, 3.Heishazhou North Waterway, 4.Heishazhou South Waterway, 5.West Baimao Waterway, 6.East Baimao Waterway

3.2 潮区界变动河段地貌演变

3.2.1 河槽整体冲淤

大通-芜湖河段全长约100 km(图2a)。根据河道平面形态特征将其分为3段：Ⅰ区，羊山矶至顺安河口；Ⅱ区，顺安河口至三山河；Ⅲ区，三山河至漳河口(图2b)。其中，Ⅰ、Ⅱ区河段为典型的鹅头型分汊；Ⅲ区河段为单一河道。

1998—2013年研究河段整体冲刷，冲刷总量为5 649.7万m3，平均冲刷深度0.29 m，年均冲刷速率为376.7万m3(表1)。Ⅰ区表现为河槽总体冲刷；Ⅱ区表现为局部冲淤剧烈，总体小幅淤积；Ⅲ区表现为整体冲刷，局部冲刷强烈。研究河段显著冲刷区域大多位于河道左岸，其中黑沙洲北水道下段、天然洲南侧水道以及白茆水道下段最为严重，左岸平均冲刷深度分别为6.5 m、7.2 m和9.1 m(图3)。

3.2.2 平面形态变化

整体上，Ⅰ区平面形态变化为岸线后退，江心洲下蚀，浅滩衰退。如宽约2 km的太白洲与太阳洲并入北岸，并岸后太阳洲南岸后退约600 m；冲刷导致铜陵沙、章家洲、紫沙洲分离，下蚀形成长约11.2 km，宽约200 m的浅滩通道(图4a)。同时，-5 m、-10 m以深水域面积普遍增大(图4c，图4d)。

Ⅱ区平面形态变化为局部河段冲淤剧烈，深槽摆动明显。如天然洲南冲北淤，南侧大面积浅滩消失，北侧岸线推进约1.5 km，黑沙洲与天然洲之间被浅滩完全淤塞(图4f)。黑沙洲北侧小沙洲面积剧减至原来一半(图4e)。黑沙洲北水道西北岸线向前推进约800 m。同时，部分河段-5 m、-10 m线摆动明显，局部河槽此冲彼淤(图4g，图4h)。

表1 研究河段分区冲淤特征

注：负值为冲，正值为淤；平均冲刷深度=冲淤变化/河槽投影面积。

图3 河槽整体冲淤Fig.3 The rough balance of erosion/siltation in the reach岸线为2013年数据，AB、CD、EF、Sp1、Sp2为典型冲刷区域Using 2013 shoreline data, AB, CD, EF, Sp1, and Sp2 are typical erosional area

图4 河槽平面形态Fig.4 Planform of river channel

图5 河槽横断面形态Fig.5 Cross-sections of river channel

图6 冲刷区微地貌Fig.6 Micro-geomorphology in scouring zonea.冲刷槽, AB.平面形态; b.冲刷槽, AB中M-M′横剖面; c.冲刷槽, CD.平面形态; d.冲刷槽, CD中N-N′横剖面; e.冲刷坑, Sp1.平面形态; f.冲刷坑, Sp2.平面形态; g.水下陡坎, EF.平面形态; h.水下陡坎, EF. 剖面; 红线表示剖面位置a. Planform of erosional channel AB; b.cross-section M-M′in erosional channel AB; c. planform of erosional channel CD, d. cross-section N-N′ in erosional channel CD; e. planform of scouring pit Sp1; f. planform of scouring pit Sp2; g. planform of subaqueous bank slope EF; h. pro-file of subaqueous bank slope EF; red lines represent the location of the sections

Ⅲ区平面形态变化为河道缩窄，河型趋于狭长。如北岸上段向前推进约640 m；漳河口河段岸线因围垦向前推进了1～2 km(图4i)；大河圩江中心及大白茆沙北岸浅滩均向下游蚀退约1.8 km(图4j)。同时，-5 m、-10 m以深河槽展宽(图4k，图4l)。

3.2.3 典型断面变化

Ⅰ区横断面(图2b-1/2)变化为江心冲刷，浅滩衰退，主槽刷深。如成德洲头断面由“W”型转化为“U”型，最大冲刷深度达5.6 m(图5a)；洲尾中心河槽下切5.6 m，成为新主槽(图5b)。

Ⅱ区横断面(图2b-3/4)变化为强烈的左冲右淤，主槽明显左偏。如黑沙洲北水道深泓点左偏约613.0 m，右岸形成宽约307.0 m出水滩地(图5c)。南水道左岸最大冲深达8.9 m，新主槽较之前偏移了约1.0 km(图5d)。

Ⅲ区横断面(图2b的断面5、6)变化主要表现为北岸剧烈冲刷。如白茆水道上段北侧深槽显著展宽，最大冲深约8.9 m，断面滩顶高程下降了2.4 m(图5e)，同时，下段断面形态变化很大，最大冲深达15.4 m(图5f)。

自成德洲以下，横断面左岸大多呈强烈冲刷(图3)，主槽下切、向左侧切显著，沿岸普遍冲刷约3.8～7.5 m，在白茆水道东甚至高达15.4 m。研究河段为分汊河道，左侧多为凹岸，易受水流侵蚀，加之右岸为经济相对发达的铜陵、芜湖，人工防护措施提升了当地岸线的抗冲性，导致河槽不断左切下切，在形成港口航道水深优势的同时，也给岸坡稳定性带来隐患。

3.2.4 典型冲刷区床面微地貌特征

Ⅰ区冲刷区域观测到“V”型冲刷槽，河槽下切趋势明显，左岸受冲强烈。成德洲左汊冲刷槽(图3a，AB)，底部深槽平均宽度约44.0 m，深泓平均水深23.8 m(图6a)，西侧坡度约0.41(文中坡度为多次计算取平均值，下同)，东侧坡度约0.10(图6b)。太阳洲水道北侧冲刷槽(图3a，CD)，观测长度约1.1 km，底部深槽宽41～90 m，深泓平均水深36.5 m(图6c)，北侧坡度约0.41，南侧坡度约0.13(图6d)。

土桥水道与太阳洲水道江心洲分汊后江心位置整体平面形态变化较小，深泓轻微刷深摆动，河势处于较稳定状态，且顺直微弯河道流速较为平稳，流向与河向夹角很小，因此冲刷环境下河槽主要表现为下切及小幅侧切，形成了以冲刷槽为代表的冲刷微地貌。

Ⅱ区江心洲局部冲刷强烈区域观测到范围较大，冲深明显的冲刷坑，限于航行安全要求未能测扫冲刷坑全貌。天然洲南侧冲刷坑(图3b，Sp1)顺水方向长约431.2 m，最大冲刷深度28.1 m。轴线朝水流上游方向最大坡度约0.76，下游方向坡度约0.59(图6e)。天然洲尾冲刷坑(图3b，Sp2)长约1.0 km，最大冲深30.5 m。轴线朝水流上下游方向最大坡度均为0.08，坑底有长约412.7 m，深约43.9 m的平缓区域(图6f)。

鹅头型分汊极易引起主流线大幅摆动、各汊水沙重分配以及纵横剖面调整[20]。分汊河岸受上下游节点控制作用，具有一定的抗冲性[21]，冲刷区主要集中于江心洲附近。天然洲南侧与洲尾平面形态突变且深泓摆动幅度很大。水流经过天然洲分汊时，受到沙洲阻碍向下掏蚀并产生涡流，引起洲头冲刷后退，导致天然洲南侧逐渐突出，黑沙洲水道主泓南偏，水流转而直接冲击天然洲南侧；黑沙洲北水道在强烈局部冲淤演变后，下段深槽靠向北岸，经江岸的挑流作用与南水道水流在天然洲尾汇合。局部河槽地貌突变导致水动力大幅增强，与含沙量大幅降低双重作用下形成以冲刷坑为代表的冲刷微地貌。

Ⅲ区受强烈冲刷的近岸区域(图3c，EF段)观测到水下侵蚀岸坡。水下岸坡缓坡坡度为0.25～0.34，陡坡坡度为0.59～0.62(图6g)。陡坡宽6.9～26.9 m，平均宽度约17.0 m，相邻陡坡平均间隔约23.3 m(图6h)。

水下侵蚀岸坡形成于单一顺直、左岸冲刷严重的白茆水道下段，漳河口的围垦工程导致南岸大幅推进，河槽自适应调整使主泓深槽紧贴北岸。冲刷环境下主泓下切导致近岸刷深超15 m，同时侧切作用造成水下岸坡侵蚀。顺直河道作为冲积河流在强制性河岸限制下一种暂时的河道形态, 自然条件下难以长期稳定存在[22]，剧烈的水下岸坡侵蚀很可能对堤防、护岸等工程安全性构成威胁。

3.3 近期潮区界变动河段冲刷环境

三峡工程的截流与运行对近期潮区界变动河段冲刷环境的形成影响重大。三峡于1997年11月6日进行大江截流，江水改由右岸导流明渠下泄并逐步将主河道截断，自此大通站年输沙量逐年下降(图7)。河道大规模束窄产生类似丁坝的拦截作用，使江水流速流向剧变，大量泥沙在一侧落淤，直接导致下游来沙量大幅削减；随着工程逐步推进，三峡水库对泥沙的拦蓄作用不断增强，2003—2013年三峡水库蓄水后泥沙淤积总量高达15.31亿t[23]，坝下河床泥沙的自适应补充难以填补出库泥沙空缺[24]，大通站来沙量进一步减少。为达到新的动态平衡，潮区界变动河段形成强烈的冲刷环境。

表层沉积物粒径的粗化印证了这一想法。前人曾在2000年对铜陵至芜湖河段表层沉积物采样研究，平均粒径为98～130 μm[25]。选取本次现场测量中相近位置表层沉积物进行粒度分析，土桥水道中段西侧、太阳洲水道南段西侧以及黑沙洲南水道北侧表层沉积物平均粒径分别为103.7 μm、203.8 μm、223.2 μm，多测点床沙粒径均表现为粗化，说明在三峡截流泥沙来源减少后，相近挟沙能力下水体含沙量降低使动力对床沙的起动作用相对增强，该河段近期的确处于冲刷环境。

大通水文站年输沙量于2007年小幅回升并逐渐稳定在1.3亿t左右。但其输沙量比三峡截流初期仍年均降低约2.1亿t，并且研究发现下游河段沉积地貌演变对三峡截流的响应是具有延时性的累积效应[26]，因此，在较长的时间尺度下，潮区界变动河段冲刷地貌演变趋势仍将持续。

图7 1998-2014年大通站年输沙量Fig.7 Sediment discharge at Datong Station during 1998-2014左侧虚线为三峡截流前多年平均输沙量，右侧虚线为三峡完全竣工后多年平均输沙量The left dashed line represents the annual average sediment discharge before the Three Gorges’ river closure, the right dashed line represents the annual average sediment discharge after the comple-tion of the Three Gorges Project

全流域尺度减沙后变动河段冲刷下切，河槽纵比降减小；潮区界上移雍水，水面坡降降低，径流速度减弱，潮流上溯到原受径流单一控制的河段，导致附近地貌系统逐渐从河流向潮汐河口转换。此外，航道整治、盗采江砂等人类活动直接导致局部河槽加深；日益密集的人工护岸虽增强了局部岸线的抗冲能力，也使整体冲刷趋于河槽下切。这都使地貌系统的过渡范围更大，作用更强。若河口区域继续向上延伸，潮流界上移后涨潮流侧蚀作用还可能导致变动河段左岸冲刷环境进一步增强。

4 结论

在分析前人研究结果的基础上，初步分析了大通水文站多年水位资料，同时利用GIS计算了该河段1998—2013年的冲淤量，并利用多波束测深技术对该河段河槽微地貌进行了调查，主要得到以下认识：

长江潮区界变动河段整体处于冲刷环境，冲刷总量约5 649.71万m3，平均冲刷深度为0.52 m。研究河段上段岸滩后退，主槽刷深，江心洲下蚀，太白、太阳两洲并岸，铜陵沙被冲开。中段主槽摆动，局部冲淤剧烈，天然洲南冲北淤，黑沙洲中水道淤死。下段河道缩窄，浅滩蚀退，北岸侵蚀强烈。三峡工程截流至今潮区界变动河段大部分河段左岸冲刷严重，部分冲刷河段发育有典型冲刷槽、冲刷坑、水下侵蚀岸坡等微地貌，潮区界上移以及人类活动或将导致这种现象的加剧。

致谢：感谢吴帅虎、张家豪在野外工作中的帮助，感谢占建在数据处理中的帮助。

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Erosional topography of the tidal limit in the Yangtze River in flood seasons after the river closure at Three Gorges

Shi Shengyu1，Cheng Heqin1，Zheng Shuwei1，Xu Wenxiao1，Lu Xuejun1，Jiang Yuehua2，Zhou Quanping2

(1.StateKeyLaboratoryofEstuarineandCoastalResearch,EastChinaNormalUniversity,Shanghai200062,China; 2.NanjingCenter,ChinaGeologicalSurvey,Nanjing210016,China)

The evolution of tidal limit and its river regime in response to the Three Gorges Project (TGP) is an important issue in the construction of the Yangtze River Economic Belt. However, due to the limitation of the observation method, there has been no report about the comprehensive study on the change of position of the tidal limit and the geomorphic evolution in this area since TGP river closure. In this study, the average location of tidal limit in recent flood season was identified through spectral analysis of water level in Datong station, the evolution characteristics of landform were analyzed by comparison of bathymetric data in 1998 and 2013 and the high resolution micro-geomorphology in typical erosional areas was carried out by the multibeam echo sounding data. The research shows that: (1) From 1998 to 2013, the overall channel erosion in tidal limit reaches was 5 649.7×104m3. The upper segment was all-round eroded with the erosion depth in the main channel up to 5.6 m. Taibaizhou and Taiyangzhou merged into bank and Tonglingsha was scoured aside. The middle segment was deposited with small amplitudes and the main stream line swung. The north side of Tianranzhou, Heishazhou Middle Waterway was silted up while south side eroded up to 8.9 m. The lower segment was generally eroded with strong erosion near the northern shoreline where the max depth was 15.4 m. (2) The grain size of surface sediment was apparently coarsened, which indicates that the river channels are under severe erosional environment in the near future. (3) The erosional channels were mainly distributed in straight reaches, and the depth was 5.4-12.6 m. The scour pits were distributed in braided reaches where the planform suddenly changed, and the max erosion depth was 28.1-30.5 m. The erosional subaqueous bank slope mostly appeared in straight reaches with serious nearshore erosion, and its slope was 0.59-0.62.

multi-beam bathymatry; erosion; micro-geomorphology; tidal limit; lower Yangtze River

2016-06-24；

2016-11-29。

国家自然科学基金面上项目(41476075)；中国地质调查局南京地质调查中心委托项目“重大水利工程对长江中下游地质环境影响研究”(DD20160246)。

石盛玉(1992—)，男，广东省广州市人，从事港口海岸及近海工程研究。E-mail：ossyo@163.com

*通信作者：程和琴，女，教授，主要从事河口海岸工程地貌与环境研究。E-mail：hqch@ sklec.ecnu.edu.cn

P737.1

A

0253-4193(2017)03-0085-11