長江三角洲研究者衆多，其研究的深度和廣度引人矚目，但也存在一些有争議的問題，值得進一步研究和討論。

　　1　古岡身問題

　　長江三角洲南北兩翼均有寬數公里至二十餘公里、長百餘公里的古灘脊平原（俗稱岡身）發育。灘脊平原由古潮灘濕沼和含貝殻的沙脊相間搆成。早在1959年，陳吉餘等就指出，蘇南福山—太倉—漕涇一綫分佈着這種古海岸地形，並稱之爲“反曲沙咀”［1］。此後三十年内，不少學者從考古學、沉積學、地貌學、歷史地理學和土壤學等方面對其成陸年代、沉積物特徵和形成過程進行了考證和研究調查，長江三角洲古岡身問題的研究逐步深入。但古岡身研究似乎還存在如下問題。

　　1.1最老古海岸位置及其時代問題  

　　沙脊（或沙岡）是古濱綫或古海岸位置的反映。由於古岡身最裏一條沙岡中的藍蛤有6 805±65a B.P.［2］和7 050±100 a B.P.［3］等14C測年數據，因此有人認爲，長江三角洲地區在七千年前海侵範圍最大，其時濱綫或古海岸位置已達福山—太倉—漕涇一綫。另一種意見認爲，福山—太倉—漕涇一綫是六千年前的古海岸綫，該綫以西還有一條更加古老、彎曲的7 000（或7 500）a B.P.的古“海岸綫”。由此使人産生疑問：全新世海侵結束時，長江三角洲南翼最老的古海岸位置究竟在何處，最老古海岸的形成到底在什麽時間?

　　1.2 古岡身成因問題

　　灘脊地形是怎樣形成即古岡身的成因問題，目前有以下見解：河口沙咀延伸説［1］，侵蝕與沉積平衡説［4］，淤漲與侵蝕交替説［2］，海侵砂體説［5］，海面變化影響説［6］和濱面轉移説［7］等。應該如何評價這些不同的學術觀點?

　　1.3 古岡身與太湖窪地的關係問題

　　早年，陳吉餘等在研究長江三角洲地貌時，認爲岡身發育與太湖的形成有着密切的關係。雖然當時對於兩者成因的具體看法，現在看來尚有值得商榷之處，但他們將兩者作爲一個有聯繫的整體來考慮的觀點，至今仍是有意義的，反觀近年來某些討論古岡身或太湖成因的論著，大多只是孤立地談論岡身或太湖本身，很少或全然没有考慮兩者之間的關係。古岡身的發育與太湖窪地的形成，是否毫不相干或没有多少聯繫?

　　1.4 古岡身與其東側平原的“成陸間斷”問題

　　如所周知，古岡身主體部分的介殻14C測年數據在7 000~5 500a B.P.，最外一條沙岡介殻的14C年齡爲4 200~4 000a B.P.，個别爲3 200a B.P.。這表明整個古岡身4 000a（3000a）B.P.已經形成；而據歷史資料分析，古岡身以東現代長江三角洲平原的成陸基本上是近千餘年或近2 000a内的事情［4］。這樣，從古岡身最外一條沙岡的形成到其東側現代長江三角洲平原的成陸，在時間上並不連續，即大約有一、二千年的時間間斷。那麽，這種“成陸間斷”現象如何解釋?

　　以上諸問題中最關鍵的是古岡身的成因問題。爲了探討這一問題，作者曾引入“濱面轉移”的觀點，認爲研究長江三角洲古岡身的成因可能要考慮海侵影響下濱面泥沙向陸搬運轉移的作用［7］。根據這一觀點，岡身的物質由濱面侵蝕産生的泥沙補給；岡身地形是海面基本穩定後，濱面剖面調整過程中波浪侵蝕濱面産生的泥沙，滯後在海面穩定時緩慢向陸和向上轉移加積海岸帶形成；濱面經調整重新趨於平衡後，供沙减弱或終止，岡身停止發育。

　　如按上述觀點考慮問題，岡身地形形成的時間當較岡身物質（包括貝類）原來形成或生長時的年代爲晚。現知最裏沙岡中的蛤、貝介殻的14C年齡大多在6 500~6 000aB.P.（個别7 000~6 800aB.P.），故蘇南最老古海岸的形成時間一般不會早於6 500~6 000aB.P.。看來，這條古海岸綫被確認在六千年前形成是較適宜的。至於此綫之内是否還有一條彎曲和更古老（7000a B.P.）的“海岸綫”，目前似乎證據還不够充分。作者認爲，即使有這麽一條彎曲的“海陸分界綫”，與其説它是“海岸綫”，倒不如稱它是海水的“進侵邊界綫”。因爲在上述六千年前古海岸綫形成的同時，必有海水沿該海岸的缺口（即潮汐通道）向陸進一步侵入。波浪作用下的“濱綫”或“海岸綫”，與海水越過海岸綫沿河谷或潮汐通道向陸深入的“進侵邊界綫”，含義和概念是不相同的。

　　若按濱面轉移的觀點解釋古岡身的成因，古岡身與其東側的長江三角洲平原，不僅形成機制不同，泥沙來源和泥沙運動形式也不一樣，兩者成陸的時間不連續或出現“成陸間斷”現象並不奇怪。這一現象倒是説明：三、四千年前，長江三角洲南翼古岡身的濱面剖面經自身調整後已趨平衡，其時由濱面向岸的供沙作用很弱或終止，古岡身不再繼續向海淤積推進，而此時長江尚未有大量的泥沙輸入本岸段並對這裏海岸的淤漲造成重要的影響；只是在近二千年内，長江人海泥沙明顯增多後，古岡身以東的現代長江三角洲平原才迅速向海淤展。

　　2　太湖窪地成因問題

　　太湖的性質與成因，主要有潟湖［1］、搆造湖［8］和堰塞湖［9,10］等觀點及其他看法（1988年9月3日的《沈陽日報》報導,國家地震跼地質研究所何永年還提出了“太湖是一個古隕石衝擊坑”的猜想,最近更有人積極支持這種想法。）。“潟湖説”是關於太湖成因的較早假説。該假説認爲，全新世海侵最大時，太湖地區淪爲滄海，海水直拍西南部山地丘陵和大茅山山麓，以後由於長江南側反曲沙咀的發育延伸，此區成爲潟湖式海灣。這一觀點三十年來廣爲各界所注意，它對推動學術界開展太湖問題的研究討論起了積極的作用，而且至今在指導解釋蘇南古岡身内側某些低地平原和杭嘉湖平原的部分古海灣或湖蕩窪地的成因方面仍不失一定的意義。但自60年代以來，太湖流域的平原區以及太湖、陽澄湖、澱山湖和滆湖等湖底大量發現新石器時期文化遺址，這些遺址包括原始的馬家濱文化（距今7100~5900a）、崧澤文化（距今5800~4900a）、良渚文化（距今5200~4000a）和湖熟文化（與良渚文化同時，下限更晚），説明全新世中期太湖地區一直爲陸地環境，這使“潟湖説”在解釋太湖成因方面遇到了困難。“搆造説”和“堰塞説”是近年來提出的新觀點。前者强調太湖形成與斷裂搆造的控制影響有關，主要依據是太湖基底老地層中有較多的斷層搆造，至於這些古老的斷層搆造究竟與現代地貌——湖泊的形成有何關係，尚未很好地加以説明。後者注重從現代地形和水文因素的變化方面探討太湖的成因，指出太湖湖底堅硬黄土上的古河道被淤泥堰塞，湖泊在近期人類歷史時期形成，這期間太湖水系的出海口淤塞，渲水不暢，導致湖泊相繼出現和擴大，歷史時期的氣候變化（如降水增加）也有一定的影響。其他有關太湖及其周圍古地理環境問題的論述還不少，這裏難以一一列舉。作者總的印象是，有關太湖成因問題的研究以考古學、第四紀地質學和沉積學居多，地形學的研究相對較少。1985年10月，作者參加在江蘇省常州市召開的第二届中國第四紀海岸綫學術會議時，有幸自長江岸邊的沙洲縣（鹿苑等地）和江陰縣向西南方向穿越長江三角洲平原，經常州至金壇縣的五葉和宜興縣的新建等地，觀察了蘇南平原由現代長江三角洲的古岡身→泛濫平原與湖蕩窪地→晚更新世堆積階地平原的沿程變化，獲得了長江三角洲南翼沉積地形特點及其變化規律的較深印象。這次考察使我感到，進一步從宏觀上分析長江三角洲南翼平原的地形結構特點，對於探討太湖窪地形成的背景和原因，也許是有益的。

　　2.1 晚更新世末期至全新世早期的階地平原

　　晚更新世末期或冰後期海侵前的低海面時期，蘇南地區是一個黄土質的、地勢高亢和遭受輕微切割的階地式平原。該平原自西南向東北傾斜，平原上的河流（溪）循此方向向東或東北注入東海或長江［9］。因當時海面位置低，河流（溪）呈切割狀態。據研究［11］，太湖區域切割深度達15~20m。再往東至上海地區，最大切割深度達50~ 60m［12］。全新世早期，雖然海面回昇，海侵過程已經開始，部分切割谷地被淤積充填，但其時廣大階地平原面仍出露地表。

　　2.2 全新世早期至中期溯源沉積的發展與下游階地平原的埋藏

　　全新世海侵時，太湖流域各河流或溪谷的下游河段應發育溯源沉積體系。據我們研究珠江三角洲沉積形成過程的體會認爲：海侵開始時，各河流或溪谷的河口只受海水頂托影響發生回水（淡水倒流）；海侵擴大時，海水沿河谷向裏侵入，回水區向上遊方向擴展移動，河流比降逐漸减小。因此海侵過程中，各河流或溪谷的沉積作用主要發生在其河口回水區以及受回水影響使河流比降减小的河段。這種沉積作用以溯源堆積方式縱向向陸和垂向向上淤積發展，最初只是加積充填海侵前的切割谷地，進而淤積向上和向源擴大，掩及海侵前的堆積平原，使海侵前的地面被埋藏，由此形成的沉積體呈楔狀，沉積厚度自海向陸逐漸减小，垂向沉積層序自下而上具有物質由粗變細、沉積相由陸相過渡到河口灣相（下游河段）或甚至整體爲陸相（上遊方向河段）的特點，這種沉積體系稱爲“進侵型溯源充填沉積體系”。研究表明，冰後期或全新世早中期海侵過程中，長江三角洲頂部的鎮江地區［13，14］和尾部上海地區［12］呈侵蝕切割狀態的長江支谷中，均有這種溯源充填沉積體系或“溺谷相沉積層”發育，在上海地區，這種沉積體系使晚更新世末期的地面——暗緑色硬粘土被埋於今地面下20~27m。蘇南長江三角洲頂部和尾部都有這種沉積過程和沉積體系存在，其間太湖流域地區應當亦不例外。實際情况也是如此：太湖平原現常州—無錫—蘇州—嘉興一帶的區域，原傾斜的晚更新世地面或階地平原被埋於現地表下1~6m不等，且埋藏深度自西向東逐漸加大。如景存義指出［9］，更新世晚期沉積物在茅山以東和金壇、丹陽西部多出露地表，向東至常州埋於地表下1m許，無錫於地表下2m左右，吴縣、吴江在地面下4~5m，崑山在地面下5m多，上海則埋藏深達25m。孫順才等也有類似的描述［10］。筆者1985年在現場考察時感受到蘇南平原沉積地形變化的這種鮮明特點。

　　2.3 全新世晚期湖蕩窪地的形成出現

　　實際上，上述全新世早、中期太湖流域各河流、溪谷下游地段溯源沉積過程的發展和溯源沉積體系的發育，已爲全新世晚期太湖平原腹地湖蕩窪地的形成出現奠定了基礎。這是因爲：①這種過程的動力特點是，在海侵影響下長江各支流河口區海水（或潮水）倒灌，即所謂的回水作用（包括鹽水入侵和淡水回溯），隨着海面上昇和海侵的擴大，倒灌作用向上遊方向擴展。倒灌或回水作用本身就使各河溪泄水不暢和易於潴水；②溯源淤積過程的發展，使各河溪下游水位不斷壅水抬高，河流比降不斷變小，相應使平原的地下水位逐步昇高，最終出現沼澤化過程。這一發展過程爲以後部分地區水域擴大爲湖蕩創造了條件。正是這一發展過程的影響，晚更新世末期和全新世早期以來太湖流域下游地區的地形和環境，經歷了由“地勢高亢的階地平原”（距今7000a以前）→“沼澤衆多的泛濫平原”（沼澤泥炭的14C年齡大多在距今7000~4000a，部分延續至距今2500~2000a） →“湖蕩窪地”（距今25000~2000a之後）的變化；（3）由於溯源淤積過程首先從河口和河流的下游地段開始，然後逐步向上遊方向擴展，各河流或溪谷的溯源沉積作用在其河口區和靠近河口的下游地段淤積最甚，愈往上遊方向淤積愈少，這就造成河口和靠近河口的下游河段河床的淤高和阻塞，從而影響上游逕流的渲泄；而上遊方向的河床泥沙淤積少，水位却因壅水而抬高，致使河水横溢，沿河流方向出現狹長的湖蕩，太湖從其形態看，明顯由幾個狹長的湖蕩合併擴大而成。

　　由此看來，蘇南平原腹地湖蕩的形成有其特定的背景和條件，湖蕩的成因確乎與“堰塞”（確切地説應稱“壅塞”）作用有關，而壅塞作用的産生在很大程度上是受全新世早、中期各支谷溯源淤積作用和過程造成的影響，福山—太倉—漕涇一綫古岡身的形成使太湖平原的環境趨於封閉，無疑亦是太湖水系泄水不暢的一個因素。

　　3　近六千年來長江河口三角洲發展的階段性和差异性問題

　　現代長江河口三角洲是在冰後期海侵結束後的近六千年内形成發展的。不少單位和個人討論過現代長江河口及其三角洲的形成發展過程和歷史。較有代表性的研究是同濟大學海洋地質係三角洲科研組（1978）［15］和與該科研組有關的學者［5，16~19］分别就全新世長江三角洲發育過程、地層、沉積相、砂體特徵及其發展階段性等問題發表的多篇論文以及陳吉餘等（1979）［20］對近二千年來長江河口發展模式的論述。上述研究的主要觀點或論點已廣爲學術界熟知，這裏不一一介紹。作者認爲，這些研究成果揭示了現代長江河口及其三角洲形成發展的基本趨勢，把人們的認識提到一個新的高度。但畢竟長江河口水域浩瀚，動力因素和動力過程復雜，要完整、準確地認識歷時長達六千年之久的河口過程及其三角洲形成發展的規律，可能還有一些問題或細節需要斟酌和進一步研究。例如，不少研究者雖然指出了海侵結束以來長江河口及其三角洲的發展存在階段性的特點，並將之區分爲“紅橋期”、“黄橋期”、“金沙期”、“海門期”、“崇明期”和“長興期”等，却較少分析各階段的差异性，以致使人對各階段三角洲發展模式有過於雷同之感。應當認爲，在長達數千年的時間内，長江河口的動力特性不可能是始終如一的，相應地，河口過程、泥沙供給、河口砂島（或砂壩）發育的原因和河道分汊的動力機理等情况，在不同的時期或階段也可能不一定完全相同。筆者曾經提出這一問題並扼要談了初步的看法（李春初,198l.長江河口演變問題的管見,第二届全國海岸河口學術會議論文。），本文進一步對這個問題進行評論。

　　3.1 海侵結束後長江河口的性質和特點

　　6000aB.P.的海侵結束後的長江河口是一個以鎮江和揚州爲頂點的三角港或河口灣。這種河口形態反映，其時河口動力和河口過程應以潮汐動力爲主或稱由潮汐作用控制，灣頂有龐大的河口砂壩——“紅橋期”砂體發育。有關研究在解釋“紅橋期”砂體成因時，與當今長江河口動力條件下發育的攔門沙類比，認爲該砂體是長江進入河口地區後水面比降减小，水流展寬，咸、淡水體混合，流速降低，江水携帶的大部分泥沙在河口迅速沉降所致。但是一般認爲，海侵結束後的相當一段時期内，流域下泄的粗粒泥沙——以推移運動爲主的細砂，應阻滯在回水末端即潮流界以上的河床，這時，流域難以立即有大量的細砂物質輸出口外；加之潮汐作用爲主的河口灣，底流爲上溯流占優勢，底沙應以向陸搬運趨勢爲主，故“紅橋期”砂體能否按今天長江口攔門沙砂體的形成模式來解釋是值得商討的。由於海侵過程中，長江河口河床中廣泛發育“海侵河床充填砂體”［5］，“紅橋期”砂體厚達五十餘米的砂層中，下部具河相沉積層序，因此所謂的“紅橋期”砂壩，其基礎實質上是海侵結束前後發育在河口灣頂的海侵河床充填砂體，砂體上部物質在海侵結束後受到過潮流作用的改造和再搬運。“紅橋期”砂體嵌入在灣頂，明顯屬沙坎性質，此與今錢塘江口（杭州灣）的攔門沙坎有類似之處。

　　3.2 五六千年前至二三千年前長江河口特性和泥沙搬運趨勢

　　6 000（或5 000）~3 000（或2 000）a B.P.，長江河口三角港的形態還很明顯，表明其時河口的潮流作用仍很强大。有的研究指出，這期間河口灣中相繼發育了“黄橋期”和“金沙期”等龐大的河口沙壩，並認爲這些砂體的發育與長江流域的輸沙有關，沉積速率還受到與氣候波動有關的逕流量和輸沙量變化的影響。但據長江流域規劃辦公室的考證，這期間長江流域植被繁茂，水豐沙少。河口淤積發展的實際情况也證明瞭這點。如這時長江口南北兩岸淤展不快：南岸岸綫長期穩定在寬7~8km或2~3km的古岡身地帶［4］；北岸自揚州—泰州—海安一綫淤展到揚州—黄橋—磨頭一綫，實際淤展速度平均每年亦不足10m。因此這時長江流域中上游是否有大量的泥沙經河口輸出口外爲“黄橋期”和“金沙期”等砂體的發育提供主要的泥沙來源，這是值得推敲的。筆者根據“紅橋期”砂體呈“海侵河床砂體和海退河口砂壩迭覆”狀態以及“黄橋期”砂壩和“紅橋期”砂壩的發育在時間上具有“重迭相接”等特點（同濟大學海洋地質係三角洲科研組, 1978.長江三角洲發育過程和砂體特徵。），推斷“黄橋期”砂壩是“紅橋期”砂壩及其以上河口河床充填砂體推移進人河口灣内造成，换言之，是逕流影響逐漸向外擴展和在下泄流作用下原河口攔門沙坎外移的結果。這一時期是長江河口由海侵後退階段向海面穩定時期河口前伸階段過渡轉變的重要時期，此時中上游來沙雖然不多，海侵時的河口充填砂却可隨河口動力的下移而不斷地向下遊方向推移運動，“黄橋期”、“金沙期”乃至“海門期”砂壩的相繼發育，可能與這樣的推移質泥沙群體運動有關。推移質泥沙群體的這種運動反映了這期間長江河口徑流作用的影響漸漸增强並逐步向下遊方向擴展；砂體按潮流方向展佈體現這時河口灣的潮流作用仍然甚强。一個值得注意的現象是：長江河口砂壩從“紅橋期”、“黄橋期”→“金沙期”、“海門期”、“崇明期”→“長興期”、“九段沙期”，砂體體積逐漸减小，即由二、三百億立方米减少到一百多億立方米，再减至幾十億立方米。這説明，在河口外伸和南遷的過程中，由原海侵河床充填砂體下移形成的“紅橋期”和“黄橋期”等砂壩向北並岸後不再參加長江河口的泥沙運動，則長江河口推移質泥沙（底沙）的來源總的呈减少趨勢，“金沙期”及其以後各時期河口砂壩的砂體體積和規模便逐漸變小。

　　3.3 近三千或兩千年來長江河口發育演變特點

　　這一時期長江河口發育的模式，陳吉餘等概括爲南岸邊灘推展、北岸沙島並岸、河口束狹、河道形成和河槽加深等幾方面［20］。這一時期河流動力進一步下移，河口具有潮流强、逕流亦强的動力條件，加之流域開發，河流輸沙增多，淤積加快。漲、落潮流路不一造成的河口分汊現象及其伴生的砂島淺灘，是這一時期河口發育的特點，汊道北廢南興是這一時期河口演變的趨勢。

　　3.4 當今長江河口特性和發展趨勢

　　今天的長江口除北支外已不具河口灣特點；河口過程亦主要由逕流動力控制；鹽淡水混合主要是緩混合型，洪水小潮時甚至發育高度分層的鹽水楔；攔門沙或新的河口砂壩的物質組成不再是細砂而是以粉砂和粉砂質粘土沉積爲主，其生長部位也不再是嵌入在河口灣内，而是外移至口門和口外海濱，且形成的原因主要方面不再是漲、落潮動力軸交錯和消能引起（雖然還有一定的影響），而是與河口環流和鹽水楔作用下的泥沙運動有關。所有這些都表明，今日長江河口的發育已進入到一個新的階段，未來河口的演變可能要更加明顯地受到口外海域水文條件如臺灣暖流（夏）和南下沿岸流（冬）的影響，河口分汊作用將主要是調節、分泄洪水逕流所致並有可能遵循新的演變規律（如右汊淤淺、左汊冲刷）。

　　由上分析，近六千年來，長江河口三角洲的發展不但具有明顯的階段性，而且各階段河口的動力過程、沉積過程和地貌過程存在差别，三角洲的發展並未遵循統一的演變模式。 

　　

　　參考文獻:

　　［1］陳吉餘等,1959.長江三角洲的地貌發育,地理學報,25 （5）:20l~222.

　　［2］劉蒼字等,1985.長江三角洲南部砂堤（岡身）的沉積特徵.海洋學報,7（1）:55~66.

　　［3］Liu Cangzi and Cao Min, 1987.The Chenier Plains of China, International Geomorphology 1986 PartI Ed.,V.Gardiner,John Wiley&Sons Ltd, 1269~1279.

　　［4］譚其驤, 1973.上海市大陸部分的海陸變遷和開發過程/考古, （1）:2~10.

　　［5］李從先等,1979.全新世長江三角洲地區砂體的特徵和分佈.海洋學報,1（2）:252~268.

　　［6］楊懷仁,陳西慶,1985.中國東部第四紀海面昇降、海侵海退與岸綫變遷.海洋地質與第四紀地質,5（4）:59~79.

　　［7］李春初,1987.濱面轉移與我國沉積性海岸地貌的幾個問題.海洋通報,6（1）:69~73.

　　［8］陳月秋,1986.太湖成因的新認識.地理學報,41（1）:23~31.

　　［9］景存義, 1985.太湖地區全新世以來古地理環境演變.地理科學, （3）:227~234.

　　［10］孫順才等, 1987.太湖地形及現代沉積.中國科學院南京地理研究所集刊, （4）:1~6.

　　［11］楊達源,1986.晚更新世冰期最盛時長江中下游地區的古環境.地理學報,41（4）,302~310.

　　［12］竹淑貞,吕全榮等,1986.長江口全新世沉積區及其沉積層序.中國第四紀研究,7（2）:18~29.

　　［13］李從先等, 1981.冰後期長江三角洲的海進時間和海面位置.同濟大學學報, （3）:104~108.

　　［14］李萍,陳剛,1983.長江三角洲頂部冰後期地層的沉積特徵與劃分.海洋通報,2（4）:66~71.

　　［15］同濟大學海洋地質係三角洲科研組,1978.全新世長江三角洲的形成和發育.科學通報,23 （5）:3l0~313.

　　［16］王靖泰等,1981.全新世長江三角洲的發育.地質學報,55 （1）:67~81.

　　［17］郭蓄民等, 1979.長江河口區全新統的分層與分區.同濟大學學報（海洋地質版）, （2）: 15~26.

　　［18］李從先等, 1979.長江三角洲沉積相的初步研究.同濟大學學報（海洋地質版）, （2）:l~ 4

　　［19］許世遠等, 1985.論長江三角洲發育的階段性.海岸河口區動力、地貌、沉積過程論文集,科學出版社, 20~34.

　　［20］陳吉餘等,1979.2000年來長江河口發育的模式.海洋學報,l（1）:103~111.

　　原載:地理學報,1991,46（1）:115~121;The Journal of Chinese Geography,1992,3（2）:89~100.