长江下游河岸（滩）土质属二元结构，受水流冲刷后容易发生崩岸，崩岸有多种型式，其中危害最大的是窝崩。窝崩具有突发性，而且土体崩塌发展速度快、范围大，通常1～2 d内就会形成横宽、纵深达数十甚至数百米的巨大窝塘，崩塌土体可达上百万立方米，对防洪、河势和地方经济社会发展的危害极大[1-3]。窝崩涉及水与土的交互作用，成因机理十分复杂，与河势条件、来水条件、河岸边界及其土质组成等多种因素相关，险情规律难以掌握。目前关于长江中下游窝崩成因机理的专题研究不多，认识也不统一，主要存在以下3种观点。一是深泓逼岸形成崩塌[1-3]：认为单宽流量大、夹有粉质或砂质壤土层的土质条件抗冲性差、河岸存在不连续抗冲条件是形成窝崩的主要因素；二是土体液化观点[4-6]：认为长江河岸由可液化的土体组成是主要因素，窝崩主要由土体液化引起；三是窝塘内次生流引起大规模崩塌[7]：认为窝崩的发生都是从较深部位的某一部分开始楔入，局部形成尺度较大、高速旋转的涡流是窝崩迅速发展的主要动力。张幸农等[8-10]还进行了窝崩的试验研究。以上观点均从某一角度解释了窝崩形成机理，但对某些现象不能做出合理解释。如第1和第3种观点不能解释窝崩发生时大输沙量的现象；第2种观点不能给出沙体液化的原因。
父子型窝崩，是指在河岸（滩）上较早前已发生窝崩（父窝崩）形成的窝塘（父窝塘）内，再一次发生窝崩（子窝崩），并形成与父窝塘相连的新的窝塘（子窝塘）。父窝塘具有较为完整的地形实测资料。本文基于子窝崩发生前后父窝塘内地形的变化分析，探讨子窝崩发生的条件，检验现有窝崩机理的观点是否合适，为以后研究提供参考。
1 父子型窝崩概况
选取位于长江镇扬河段和畅洲北汊进口段的父子型窝崩，父窝塘形成于20世纪80年代初。2012年10月13日12：10至14日6：00，长江镇扬河段和畅洲北汊父窝塘内发生剧烈崩岸，在父窝塘后腰部位崩塌形成1个子窝塘，子窝塘口门宽约360 m，伸入滩面纵深达430 m，窝崩的现场照片及父子窝塘示意图分别见图1和图2。本次窝崩中，直接坍断江心生态农业园区主洲堤长度约370 m，坍失滩地面积约21万m2，民房坍失7户28间约600 m2，共坍塌土方359×104m3。
图 1 窝崩发生现场照片Fig. 1 Photographs of the scene of the collapse
图 2 父子窝塘示意Fig. 2 Diagram of father’s and son’s scour pools
以实际发生的窝崩时间、坍塌量及口门宽度，按崩塌土体的密度1 600 kg/m3计算，得出口门断面单宽输沙量约为250 kg/（s·m）。本文所采用的地形图（比例尺为1∶2 000）和照片均由镇江市工程勘测设计研究院提供[11]。
2 子窝崩发生前地形的变化
为方便起见，将父窝塘附近的地形分为3个部分：口外深槽区域、窝塘上部区域和窝塘下部区域（见图 2）。
2.1 窝崩前深槽区域地形
比较 2008年 3月、2010年 11月和 2012年2月的深槽区域地形（图3）可见：3个年份的最大深槽等高线为?60，?55和?45 m，表明 2008—2012这4年间，深槽区域有大于15 m的淤积，2008年深槽最大处淤积较多，而近潜坝淤积较小，最深点上移。说明窝崩前深槽区域地形呈淤积状态。
图 3 子窝崩发前口外深槽淤积（单位: m）Fig. 3 Deposition of deep trough outside the mouth before son’s pit collapse (unit: m)
2.2 窝崩前父窝塘上部区域地形
与深槽区域地形淤积相关，父窝塘上部腰区域靠近深槽的部分也出现淤积，2008年3月至2010年11月间，深槽淤积尚未影响到此区域，?45和?40 m等高线变化不大，而在2010年11月至2012年2月间，此区域淤积较大，原?45和?40 m都淤积到?40和?35 m之间，淤积了5 m多（图4）。变化较为复杂的是?35 ～ ?15 m之间的区域，此区域内的变化主要是沿父窝崩形成的弧形冲刷槽进行。2008年3月至2010年11月，区域内地形主要呈冲刷状态，?35 m等高线向内（方向远离长江深槽，下同）移了31.2 m，?30 m的向内移了34.3 m，?25 m等高线移动最大，向内移了58.5 m。2010年11月与2012年2月间，区域内地形主要呈淤积状态，?35 m等高线向后回淤后退了22.5 m，?30 m回淤后退了24.3 m，?25 m等高线后退了31.9 m。说明窝崩前父窝塘上部区域地形呈先冲后淤状态。
图 4 父窝塘上部区域不同年份地形变化（单位: m）Fig. 4 Topographic changes in the upper part of father’s scour pools in different years (unit: m)
2.3 窝崩前父窝塘下部区域地形
窝塘下部区域不同年份地形如图5所示，与窝塘上部靠近深槽的部分变化相似，2008年3月至2010年11月间，?45和?40 m等高线变化不大，而在2010年11月—2012年2月间，此区域淤积较大，原?45和?40 m 等高线消失，?35，?30和?25 m 等高线则与2008和2010年的变化不大。变化较为复杂的是?20 ～ ?10 m的区域。在2008年3月的地形图上，?20，?15和?10 m是沿窝塘的深槽线向下游延伸的，而在2010年11月的地形图上，形成了一个?20和?15 m所围成的深坑，2012年2月的地形图上，这个深坑变化不大。说明窝崩前父窝塘下部区域地形呈先冲后稳状态。
图 5 父窝塘下部区域不同年份地形变化（单位: m）Fig. 5 Topographic changes in the lower part of father’s scour pools in different years (unit: m)
3 子窝崩发生前后地形对比
选取子窝崩发生前后最近的两次地形，2012年2月和2012年12月的测量地形，两者的地形图比较见图2。两者最大差别是在父窝塘上湾腰形成了1个口门宽度约360 m，伸入滩面纵深达430 m，容积有359×104m3的子窝塘。
窝崩前后深槽地形比较：窝崩后的深槽较2012年2月进一步淤积，?45 m等高线范围更小，?40 m等高线只有靠近潜坝处还存在，下游均已消失，?35与?30 m范围也较2月份的有较大缩小（图3）。
父窝塘上部区域以?25 m等深线为界，?25 m等深线以下地形为淤积，?25 m以上受窝崩影响，地形发生了较大变化。原?25～0 m之间地形均冲深到?25～?20 m。在子窝塘口门处，高程大多在?22～?23 m（图 4）。
父窝塘下部区域窝崩前后地形变化较大的只是在子窝塘口门附近，受子窝塘崩塌影响而变化，其他地方则变化很少。在2010年形成的?20和?15 m所围成的深坑的大小与位置子窝崩前后没有发生较大变化，其他等高线位置也无较大变化（图5）。
4 发生子窝崩的原因分析
4.1 较浅槽内一个水文年内的河床冲刷可引发窝崩
上述深槽比较可知，2008年以后，父窝塘前沿的长江深槽处于淤积状态，深槽等高线由2008年的?60 m，淤积到2012年的?45 m，由江边深槽诱发的子窝崩可能性不大。
由2.2节可知：父窝塘上部区域内的变化主要沿窝崩形成的弧形冲刷槽进行。2008年3月至2010年11月，区域内地形主要呈冲刷状态，2010年11月至2012年2月间，区域内地形主要呈淤积状态，在2012年的测图上，此区域内最深点位于与大江相联的位置，高程约-36 m。按常识推断，淤积地形上不可能产生窝崩。
2012年2月至2012年10月，父窝塘上部区域内的地形应发生冲刷，但缺少相应的地形测量资料给予支撑。从2012年水文资料分析，此区域发生冲刷的可能性很大。2008—2012年水文特征值见表1，比较长江来水量与父窝塘上部区域冲淤的关系可以发现：2010年来水量较大，大于45 000 m3/s的有92 d，而2010年11月测图父窝塘上部区域显示为冲刷；而在2011年，流量又较小，大于45 000 m3/s的仅有6 d，但2012年2月测图父窝塘上部区域显示为淤积。初步认为父窝塘上部地形冲淤与长江流量大小正相关。2012年长江流量较大，大于45 000 m3/s的有105 d，已超过2010年的92 d，父窝塘上部地形会发生冲刷，而且冲刷强度会较2010年更大，这可能是引发子窝崩的原因。
表 1 2008—2012 年长江基本水情统计Tab. 1 Basic hydrological statistics of the Yangtze River from 2008 to 2012大通站流量大于45 000 m3/s（镇扬河段造床流量）天数/d 2008 48 600 9月10日 6.95 8月3日 47 18 2009 45 100 8月19日 6.80 8月21日 33 1 2010 65 700 6月29日 8.02 7月15日 153 92 2011 46 400 6月26日 6.50 7月19日 21 6 2012 58 100 7月31日 7.62 8月4日 115 105年份 长江大通站最大流量/（m3·s?1）最大流量出现日期镇江站最高潮位（85国家高程）/m最高潮位出现日期大通站流量大于40 000 m3/s天数/d
以上分析说明，在高程小于?40 m的河道地形中，一个水文年内发生的地形冲刷即可引起窝崩。这与以往三江口、指南村两处窝崩前的近?50 m的水深有较大的差别。
图 6 窝崩前后深槽剖面比较Fig. 6 Comparison of deep trough profiles before and after pit collapse
4.2 窝崩产生的泥沙在近底层向较低处输移
由图3可见，子窝崩发生前后，父窝塘下部地形各等高线变化均很小，尤其是父窝塘下部存在的?20 m深坑内的地形也没有发生变化。这说明子窝崩发生时，虽然高程发生了巨大变化（从窝崩前的地面高程0 m以上一直变化到子窝崩发生后的?20 m以下），但崩塌下来的泥沙均从父窝塘的上部区域向外输送，对父窝塘的下部区域没有影响。窝崩前后深槽剖面的比较见图6。
由以上情况可以推论：①子窝崩发生期间向外输送的泥沙，没有经过父窝塘的下部区域，否则会产生较大的淤积，从而引起地形变化。②子窝崩发生期间泥沙向外输送过程中，泥沙是在近底层向较低处输移。图5中父窝塘上部右侧的?15 m线与下部?20 m深坑外围的?15 m非常近，如果泥沙不在近底运动，就可能会越过此高程进入下部的?20 m深坑内，引起?20 m深坑淤积，进而导致地形发生变化。
子窝塘形成后，父窝塘的上部区域地形变化较大，靠近深槽的?30～?25 m高程区域内为子窝塘崩塌上来的泥沙淤积，水深较窝崩前变浅；靠近子窝塘的?25～?20 m高程区域，子窝崩发生前水深较浅，子窝崩发生后，水深有较大增加（图6）。
4.3 子窝塘内土体液化后由重力作用向窝外输移
由前文分析可知，子窝塘口门断面单宽输沙量约为250 kg/（s·m）。假设沙体崩塌前后相同密度，且沙层运动速度为1 m/s，则在窝崩发生的近18 h内，子窝塘口门断面需以15.5 cm厚的沙层一直向外输移，考虑断面输沙的不均匀性，断面中间水深较大处的输沙强度应远大于平均值，这种强度的输沙显然不能由普通的水流输送所能解释。窝塘内的水流强度小于口外深槽中的水流强度，而窝塘窝塌下来的泥沙会在口外的深槽中淤积，这也从另一角度说明了窝崩泥沙不是由普通的水流输送完成。
为此，丁普育等[6]根据国外一些江河海岸关于土体液化的粒径及级配资料，对比长江安徽段无为大堤窝崩发生处砂土的粒径及级配曲线，认为窝崩处的江岸土体都具有液化的条件。根据镇江市工程勘测设计研究院地质勘察成果[11]，窝崩附近（左汊口门）河岸表层1.5～4.0 m为浅黄色重粉质壤土，灰色壤土夹粉砂；中层为青灰色的粉砂，厚约50 m；下层为青灰色极细砂，含少量云母。中下层的泥沙粒径为0.05～0.25 mm；土层厚度较大处，凝聚力很小，抗冲性差，泥沙粒径也处在容易发生液化范围内（0.07～0.1 5 mm）。
根据窝塘等高线资料，子窝崩发生后，子窝塘（中心）和父窝塘（上部）体内存在一条坡度全都指向长江深槽的深沟，可以推侧，子窝崩发生时的大量泥沙沿着这一深沟通过父窝塘输入长江中。
5 结 语
通过分析长江下游和畅洲左汊洲头进口侧2012年发生的窝崩（子窝崩）原因，可以得到以下结论：（1）窝崩的发生不一定是由水流直接冲刷河道深槽所致，父窝塘内湾腰中较浅地形上受冲刷也可能发生窝崩。（2）父窝塘内湾腰中一个水文年内的地形冲刷即可引起窝崩，说明窝崩较难预警。（3）子窝塘内的土体液化后由重力作用沿深沟顺坡向通过父窝塘输入长江中，对深沟以外地形影响很小。
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长江下游河岸（滩）土质属二元结构，受水流冲刷后容易发生崩岸，崩岸有多种型式，其中危害最大的是窝崩。窝崩具有突发性，而且土体崩塌发展速度快、范围大，通常1～2 d内就会形成横宽、纵深达数十甚至数百米的巨大窝塘，崩塌土体可达上百万立方米，对防洪、河势和地方经济社会发展的危害极大[1-3]。窝崩涉及水与土的交互作用，成因机理十分复杂，与河势条件、来水条件、河岸边界及其土质组成等多种因素相关，险情规律难以掌握。目前关于长江中下游窝崩成因机理的专题研究不多，认识也不统一，主要存在以下3种观点。一是深泓逼岸形成崩塌[1-3]：认为单宽流量大、夹有粉质或砂质壤土层的土质条件抗冲性差、河岸存在不连续抗冲条件是形成窝崩的主要因素；二是土体液化观点[4-6]：认为长江河岸由可液化的土体组成是主要因素，窝崩主要由土体液化引起；三是窝塘内次生流引起大规模崩塌[7]：认为窝崩的发生都是从较深部位的某一部分开始楔入，局部形成尺度较大、高速旋转的涡流是窝崩迅速发展的主要动力。张幸农等[8-10]还进行了窝崩的试验研究。以上观点均从某一角度解释了窝崩形成机理，但对某些现象不能做出合理解释。如第1和第3种观点不能解释窝崩发生时大输沙量的现象；第2种观点不能给出沙体液化的原因。父子型窝崩，是指在河岸（滩）上较早前已发生窝崩（父窝崩）形成的窝塘（父窝塘）内，再一次发生窝崩（子窝崩），并形成与父窝塘相连的新的窝塘（子窝塘）。父窝塘具有较为完整的地形实测资料。本文基于子窝崩发生前后父窝塘内地形的变化分析，探讨子窝崩发生的条件，检验现有窝崩机理的观点是否合适，为以后研究提供参考。1 父子型窝崩概况选取位于长江镇扬河段和畅洲北汊进口段的父子型窝崩，父窝塘形成于20世纪80年代初。2012年10月13日12：10至14日6：00，长江镇扬河段和畅洲北汊父窝塘内发生剧烈崩岸，在父窝塘后腰部位崩塌形成1个子窝塘，子窝塘口门宽约360 m，伸入滩面纵深达430 m，窝崩的现场照片及父子窝塘示意图分别见图1和图2。本次窝崩中，直接坍断江心生态农业园区主洲堤长度约370 m，坍失滩地面积约21万m2，民房坍失7户28间约600 m2，共坍塌土方359×104m3。图 1 窝崩发生现场照片Fig. 1 Photographs of the scene of the collapse图 2 父子窝塘示意Fig. 2 Diagram of father’s and son’s scour pools以实际发生的窝崩时间、坍塌量及口门宽度，按崩塌土体的密度1 600 kg/m3计算，得出口门断面单宽输沙量约为250 kg/（s·m）。本文所采用的地形图（比例尺为1∶2 000）和照片均由镇江市工程勘测设计研究院提供[11]。2 子窝崩发生前地形的变化为方便起见，将父窝塘附近的地形分为3个部分：口外深槽区域、窝塘上部区域和窝塘下部区域（见图 2）。2.1 窝崩前深槽区域地形比较 2008年 3月、2010年 11月和 2012年2月的深槽区域地形（图3）可见：3个年份的最大深槽等高线为?60，?55和?45 m，表明 2008—2012这4年间，深槽区域有大于15 m的淤积，2008年深槽最大处淤积较多，而近潜坝淤积较小，最深点上移。说明窝崩前深槽区域地形呈淤积状态。图 3 子窝崩发前口外深槽淤积（单位: m）Fig. 3 Deposition of deep trough outside the mouth before son’s pit collapse (unit: m)2.2 窝崩前父窝塘上部区域地形与深槽区域地形淤积相关，父窝塘上部腰区域靠近深槽的部分也出现淤积，2008年3月至2010年11月间，深槽淤积尚未影响到此区域，?45和?40 m等高线变化不大，而在2010年11月至2012年2月间，此区域淤积较大，原?45和?40 m都淤积到?40和?35 m之间，淤积了5 m多（图4）。变化较为复杂的是?35 ～ ?15 m之间的区域，此区域内的变化主要是沿父窝崩形成的弧形冲刷槽进行。2008年3月至2010年11月，区域内地形主要呈冲刷状态，?35 m等高线向内（方向远离长江深槽，下同）移了31.2 m，?30 m的向内移了34.3 m，?25 m等高线移动最大，向内移了58.5 m。2010年11月与2012年2月间，区域内地形主要呈淤积状态，?35 m等高线向后回淤后退了22.5 m，?30 m回淤后退了24.3 m，?25 m等高线后退了31.9 m。说明窝崩前父窝塘上部区域地形呈先冲后淤状态。图 4 父窝塘上部区域不同年份地形变化（单位: m）Fig. 4 Topographic changes in the upper part of father’s scour pools in different years (unit: m)2.3 窝崩前父窝塘下部区域地形窝塘下部区域不同年份地形如图5所示，与窝塘上部靠近深槽的部分变化相似，2008年3月至2010年11月间，?45和?40 m等高线变化不大，而在2010年11月—2012年2月间，此区域淤积较大，原?45和?40 m 等高线消失，?35，?30和?25 m 等高线则与2008和2010年的变化不大。变化较为复杂的是?20 ～ ?10 m的区域。在2008年3月的地形图上，?20，?15和?10 m是沿窝塘的深槽线向下游延伸的，而在2010年11月的地形图上，形成了一个?20和?15 m所围成的深坑，2012年2月的地形图上，这个深坑变化不大。说明窝崩前父窝塘下部区域地形呈先冲后稳状态。图 5 父窝塘下部区域不同年份地形变化（单位: m）Fig. 5 Topographic changes in the lower part of father’s scour pools in different years (unit: m)3 子窝崩发生前后地形对比选取子窝崩发生前后最近的两次地形，2012年2月和2012年12月的测量地形，两者的地形图比较见图2。两者最大差别是在父窝塘上湾腰形成了1个口门宽度约360 m，伸入滩面纵深达430 m，容积有359×104m3的子窝塘。窝崩前后深槽地形比较：窝崩后的深槽较2012年2月进一步淤积，?45 m等高线范围更小，?40 m等高线只有靠近潜坝处还存在，下游均已消失，?35与?30 m范围也较2月份的有较大缩小（图3）。父窝塘上部区域以?25 m等深线为界，?25 m等深线以下地形为淤积，?25 m以上受窝崩影响，地形发生了较大变化。原?25～0 m之间地形均冲深到?25～?20 m。在子窝塘口门处，高程大多在?22～?23 m（图 4）。父窝塘下部区域窝崩前后地形变化较大的只是在子窝塘口门附近，受子窝塘崩塌影响而变化，其他地方则变化很少。在2010年形成的?20和?15 m所围成的深坑的大小与位置子窝崩前后没有发生较大变化，其他等高线位置也无较大变化（图5）。4 发生子窝崩的原因分析4.1 较浅槽内一个水文年内的河床冲刷可引发窝崩上述深槽比较可知，2008年以后，父窝塘前沿的长江深槽处于淤积状态，深槽等高线由2008年的?60 m，淤积到2012年的?45 m，由江边深槽诱发的子窝崩可能性不大。由2.2节可知：父窝塘上部区域内的变化主要沿窝崩形成的弧形冲刷槽进行。2008年3月至2010年11月，区域内地形主要呈冲刷状态，2010年11月至2012年2月间，区域内地形主要呈淤积状态，在2012年的测图上，此区域内最深点位于与大江相联的位置，高程约-36 m。按常识推断，淤积地形上不可能产生窝崩。2012年2月至2012年10月，父窝塘上部区域内的地形应发生冲刷，但缺少相应的地形测量资料给予支撑。从2012年水文资料分析，此区域发生冲刷的可能性很大。2008—2012年水文特征值见表1，比较长江来水量与父窝塘上部区域冲淤的关系可以发现：2010年来水量较大，大于45 000 m3/s的有92 d，而2010年11月测图父窝塘上部区域显示为冲刷；而在2011年，流量又较小，大于45 000 m3/s的仅有6 d，但2012年2月测图父窝塘上部区域显示为淤积。初步认为父窝塘上部地形冲淤与长江流量大小正相关。2012年长江流量较大，大于45 000 m3/s的有105 d，已超过2010年的92 d，父窝塘上部地形会发生冲刷，而且冲刷强度会较2010年更大，这可能是引发子窝崩的原因。表 1 2008—2012 年长江基本水情统计Tab. 1 Basic hydrological statistics of the Yangtze River from 2008 to 2012大通站流量大于45 000 m3/s（镇扬河段造床流量）天数/d 2008 48 600 9月10日 6.95 8月3日 47 18 2009 45 100 8月19日 6.80 8月21日 33 1 2010 65 700 6月29日 8.02 7月15日 153 92 2011 46 400 6月26日 6.50 7月19日 21 6 2012 58 100 7月31日 7.62 8月4日 115 105年份 长江大通站最大流量/（m3·s?1）最大流量出现日期镇江站最高潮位（85国家高程）/m最高潮位出现日期大通站流量大于40 000 m3/s天数/d以上分析说明，在高程小于?40 m的河道地形中，一个水文年内发生的地形冲刷即可引起窝崩。这与以往三江口、指南村两处窝崩前的近?50 m的水深有较大的差别。图 6 窝崩前后深槽剖面比较Fig. 6 Comparison of deep trough profiles before and after pit collapse4.2 窝崩产生的泥沙在近底层向较低处输移由图3可见，子窝崩发生前后，父窝塘下部地形各等高线变化均很小，尤其是父窝塘下部存在的?20 m深坑内的地形也没有发生变化。这说明子窝崩发生时，虽然高程发生了巨大变化（从窝崩前的地面高程0 m以上一直变化到子窝崩发生后的?20 m以下），但崩塌下来的泥沙均从父窝塘的上部区域向外输送，对父窝塘的下部区域没有影响。窝崩前后深槽剖面的比较见图6。由以上情况可以推论：①子窝崩发生期间向外输送的泥沙，没有经过父窝塘的下部区域，否则会产生较大的淤积，从而引起地形变化。②子窝崩发生期间泥沙向外输送过程中，泥沙是在近底层向较低处输移。图5中父窝塘上部右侧的?15 m线与下部?20 m深坑外围的?15 m非常近，如果泥沙不在近底运动，就可能会越过此高程进入下部的?20 m深坑内，引起?20 m深坑淤积，进而导致地形发生变化。子窝塘形成后，父窝塘的上部区域地形变化较大，靠近深槽的?30～?25 m高程区域内为子窝塘崩塌上来的泥沙淤积，水深较窝崩前变浅；靠近子窝塘的?25～?20 m高程区域，子窝崩发生前水深较浅，子窝崩发生后，水深有较大增加（图6）。4.3 子窝塘内土体液化后由重力作用向窝外输移由前文分析可知，子窝塘口门断面单宽输沙量约为250 kg/（s·m）。假设沙体崩塌前后相同密度，且沙层运动速度为1 m/s，则在窝崩发生的近18 h内，子窝塘口门断面需以15.5 cm厚的沙层一直向外输移，考虑断面输沙的不均匀性，断面中间水深较大处的输沙强度应远大于平均值，这种强度的输沙显然不能由普通的水流输送所能解释。窝塘内的水流强度小于口外深槽中的水流强度，而窝塘窝塌下来的泥沙会在口外的深槽中淤积，这也从另一角度说明了窝崩泥沙不是由普通的水流输送完成。为此，丁普育等[6]根据国外一些江河海岸关于土体液化的粒径及级配资料，对比长江安徽段无为大堤窝崩发生处砂土的粒径及级配曲线，认为窝崩处的江岸土体都具有液化的条件。根据镇江市工程勘测设计研究院地质勘察成果[11]，窝崩附近（左汊口门）河岸表层1.5～4.0 m为浅黄色重粉质壤土，灰色壤土夹粉砂；中层为青灰色的粉砂，厚约50 m；下层为青灰色极细砂，含少量云母。中下层的泥沙粒径为0.05～0.25 mm；土层厚度较大处，凝聚力很小，抗冲性差，泥沙粒径也处在容易发生液化范围内（0.07～0.1 5 mm）。根据窝塘等高线资料，子窝崩发生后，子窝塘（中心）和父窝塘（上部）体内存在一条坡度全都指向长江深槽的深沟，可以推侧，子窝崩发生时的大量泥沙沿着这一深沟通过父窝塘输入长江中。5 结 语通过分析长江下游和畅洲左汊洲头进口侧2012年发生的窝崩（子窝崩）原因，可以得到以下结论：（1）窝崩的发生不一定是由水流直接冲刷河道深槽所致，父窝塘内湾腰中较浅地形上受冲刷也可能发生窝崩。（2）父窝塘内湾腰中一个水文年内的地形冲刷即可引起窝崩，说明窝崩较难预警。（3）子窝塘内的土体液化后由重力作用沿深沟顺坡向通过父窝塘输入长江中，对深沟以外地形影响很小。参 考 文 献：[ 1 ]陈引川, 彭海鹰. 长江下游大窝崩的发生及防护[C]//长江中下游护岸工程论文集(第3集). 武汉: 长江水利水电科学研究院 , 1985: 112-117. （CHEN Yinchuan, PENG Haiying. 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