陳 婷，張 蔚，季小梅，郁夏琰，傅雨潔

(1.河海大學 江蘇省海岸海洋資源開發(fā)與環(huán)境安全重點實驗室，南京 210098； 2.上海灘涂海岸工程技術研究中心，上海 200061； 3.河海大學 疏浚技術教育部工程研究中心，南京 210098)

1 研究背景

當潮波從外海進入河口，淺水摩擦、地形、上游徑流等[1]因素的影響會導致潮波形態(tài)發(fā)生改變，使得漲落潮歷時和漲落潮流速出現(xiàn)不對等，這種現(xiàn)象被稱為潮流不對稱。潮波形態(tài)的改變會進一步影響河口地區(qū)的泥沙輸運，對地貌演變，污染物遷移產(chǎn)生影響。在以前的研究中，半日潮海區(qū)主要采用M2和M4分潮的振幅比與相位差[2]來衡量潮波變形的程度和方向。后來學者發(fā)現(xiàn)M6[3]、MS4和MS6分潮[4]也會對潮波變形產(chǎn)生影響。Nidzieko[5]提出利用統(tǒng)計學中“偏度”的方法研究潮汐和潮流不對稱，并在美國西海岸河口做了應用研究[6]。在此基礎上，Song等[7]導出了潮汐不對稱的計算方法，指出對于分潮頻率ω1、ω2、ω3，只要2個或3個分潮的頻率滿足2ω1=ω2或ω1+ω2=ω3就可以對潮汐不對稱產(chǎn)生貢獻。李誼純[8]進一步推導了漲落潮流速不對稱的計算方法，并將此方法在北侖河口加以運用。Gong等[9]提出把Song等[7]潮汐不對稱計算公式中的水位加速度項換成流速加速度項，就可以計算漲落憩歷時不對稱。

本文主要引用漲落潮流速不對稱和漲落憩歷時不對稱2個參量[9]，研究長江口的潮流不對稱特性，衡量不同分潮組合對潮流不對稱的貢獻，進一步分析長江口的泥沙運動趨勢。

2 研究區(qū)域及研究方法

2.1 研究區(qū)域

連接了長江和東海的長江口是世界上第三大河口，全長約660 km，上至安徽大通，下至外海50 m等深線附近。作為典型的喇叭形河口，長江口上游寬度13 km，外?？陂T寬度90 km，如圖1所示(圖中括號中的距離為距大通站的距離)。受季風氣候的影響，上游徑流呈明顯的季節(jié)性變化，洪季(5—10月份)徑流量占年徑流總量的71.1%，而枯季(11月份—次年4月份)僅占28.9%[10]。1950—2000年間，從長江匯入東海的年均淡水總量約為905×109m3[11]，大通的日徑流量為6 730 ～84 200 m3/s[12]。

圖1 長江口地形圖及主要站點位置示意圖Fig.1 Map of the Yangtze River Estuary and locationsof hydrologic stations

進入長江口的潮波主要由全日分潮和半日分潮組成，其振幅比(AD1/AD2)約為0.24，潮汐屬非正規(guī)半日淺海潮，平均一個周期為12 h 25 min。潮波向上游傳播的過程中，在徑流和河床邊界條件的約束下，會發(fā)生明顯的變形，導致漲落潮歷時不對稱。漲潮歷時變短，落潮歷時增長，潮差沿程遞減，這種現(xiàn)象越往上游越明顯。

2.2 研究方法

2.2.1 數(shù)據(jù)來源

本文利用課題組前期建立的長江口整體平面二維水動力數(shù)學模型開展研究。模型覆蓋整個長江河口及杭州灣主要區(qū)域，采用非正交三角形網(wǎng)格，較好地貼合長江河口汊道實際岸線。網(wǎng)格步長范圍從50 m至10 000 m，網(wǎng)格總數(shù)157 311，網(wǎng)格節(jié)點數(shù)75 154。課題組已經(jīng)在此模型基礎上開展了率定與驗證工作，結果良好，并基于此模型開展長江口潮波運動[13]、河道汊口分流[14]、潮波運動對河口分流的影響[15]等方面研究。詳細的模型參數(shù)設置和率定驗證結果見文獻[14]。

為了消除潮汐動力的影響，該模型的上邊界為大通(枯季潮區(qū)界)，并將大通的實測徑流數(shù)據(jù)作為上邊界條件；下邊界延伸到東海(對應經(jīng)度為124.5°E)，消除徑流動力的影響，邊界條件是東中國海潮波數(shù)學模型[16]。提供的天文潮位邊界。設置初始水位和流速為0，模擬2016年的流速數(shù)據(jù)。

2.2.2 非穩(wěn)態(tài)調和分析

基于傳統(tǒng)調和分析方法T_TIDE[17]，Matte等[18]通過將徑流這一非穩(wěn)態(tài)信號直接納入到潮位基本方程中，提出了一種非穩(wěn)態(tài)調和分析方法NS_TIDE。在哥倫比亞河口[18]和圣勞倫斯河口[19]的應用表明該方法對于河口內受非穩(wěn)態(tài)因素影響顯著的潮汐信號，依然能夠保持較好的準確性，可以有效地反演徑潮動力。

NS_TIDE需要選擇一個下游參考站點作為潮動力的輸入。為了盡可能地反映傳播到河道中的主要潮汐特征，同時消除徑流等非穩(wěn)態(tài)信號的干擾，通常選擇最靠近外海的站點，本文選擇牛皮礁站點作為參考站點進行計算。

2.2.3 潮流偏度

潮流不對稱包括漲落潮流速不對稱(Flow Velocity Asymmetry，F(xiàn)VA)和漲落憩歷時不對稱(Flow Duration Asymmetry，F(xiàn)DA)。引入李誼純[8]和Gong等[9]提出的偏度方法，計算長江口的潮流不對稱特征。若分潮組合頻率ωi、ωj、ωk滿足ωi+ωj=ωk或2ωi=ωj，這些分潮組合之間的相互作用就會對潮流不對稱作出貢獻，其計算公式如下：

(1)

(2)

式中：ai、aj、ak分別為分潮i、j、k的振幅；φi、φj、φk分別為分潮i、j、k的相位；ωi、ωj、ωk分別為分潮i、j、k的頻率；N為分潮個數(shù)；a0為余流振幅；φ0為余流相位；γFVA和γFDA分別為漲落潮流速不對稱和漲落憩歷時不對稱的偏度值。

落潮流速為正，γFVA取正值，表示落潮流速大于漲潮流速，有利于粗顆粒泥沙向海運動；γFDA取正值表示漲憇歷時更短，有利于細顆粒泥沙向海輸送。

3 流速時空變化

地處亞熱帶季風氣候區(qū)域，長江口徑流量呈現(xiàn)明顯的季節(jié)性變化特征，圖2為2016年大通日均徑流量及主要站點逐時流速。

圖2 2016年大通日均徑流量及主要站點逐時流速Fig.2 River discharges at Datong station and axialvelocities at Datong station in 2016

如圖2(a)所示，洪季徑流量明顯大于枯季徑流量。徑流的影響使下游的流速呈現(xiàn)明顯的季節(jié)性變化特征。由圖2(b)可知，近口段南京至江陰主要受徑流的影響，洪季增大的徑流量使得該區(qū)域的流速明顯增加。而在潮控區(qū)域徐六涇至牛皮礁，洪枯季流速的差異較小，因為該區(qū)域主要受到潮動力的影響。特別是在外海牛皮礁，潮波基本為規(guī)則的簡諧運動，呈半月周期性變化，潮波每月有2次大潮、2次小潮。

4 分潮振幅時空變化

利用非穩(wěn)態(tài)調和分析方法分解流速數(shù)據(jù)，得到6個主要分潮O(jiān)1、K1、M2、S2、M4、MS4的調和常數(shù)。6個主要分潮洪季沿程分布如圖3所示。

圖3 6個主要分潮洪季沿程分布及分潮洪枯季沿程對比Fig.3 Longitudinal amplitudes of six selected tidal cur-rent constituents in wet season and comparisons of longi-tudinal amplitudes between wet season and dry season

從圖3(a)中可以看出，長江口以半日潮為主，M2振幅在外海牛皮礁達0.6 m/s，S2達0.4 m/s，而其他分潮振幅都<0.2 m/s。同時，分潮進入河口之后，并不是立即衰減的。對于天文分潮O(jiān)1、K1、M2、S2，在河道收縮和摩擦耗散的作用下[13,18]，進入河口之后，分潮振幅略有增加；通過徐六涇之后，徑流的阻礙疊加河床底部的摩擦使得分潮振幅迅速衰減，到上游南京基本消失。對于淺水分潮M4和 MS4，其能量主要通過淺水流動的非線性效應從天文分潮轉移而來。進入河口之后，其振幅首先增加，在徐六涇M4和MS4的振幅分別可達0.05 m/s和0.15 m/s。經(jīng)過徐六涇，徑流和河床底部的摩擦作用使分潮能量迅速衰減。

對比圖3(b)— 圖3(d)，洪季更強的徑流增大了摩擦，加速了分潮的耗散，使得枯季分潮振幅大于洪季分潮振幅。經(jīng)計算最大振幅差位于鎮(zhèn)江(0.17 m/s)。這主要是因為在上游南京附近，分潮振幅幾乎消失；而在外海牛皮礁，由于徑流作用較弱，洪枯季分潮振幅相差不大。

5 潮流不對稱時空變化

5.1 漲落憩歷時不對稱

洪枯季沿程漲落憩歷時對比及不同分潮組合對漲落憩歷時的貢獻如圖4所示。

圖4 洪枯季沿程漲落憩歷時對比及不同分潮組合對漲落憩歷時的貢獻Fig.4 FDAs along the Yangtze River Estuary and con-tributions of the interaction of tidal current constituentsto FDAs in dry season and wet season

根據(jù)圖4(a),漲落憩歷時不對稱表明長江口漲落憩歷時更短，有利于細顆粒泥沙向陸運動。不對稱偏度峰值在江陰附近，枯季偏度峰值可達-0.42。潮波從牛皮礁進入河口之后，淺水摩擦、地形、上游徑流等因素的影響，使得不對稱趨勢明顯加強；而到上游地區(qū)，由于潮波信號基本消失，不對稱趨勢明顯減小。對比洪枯季漲落憩歷時不對稱偏度值，可以發(fā)現(xiàn)枯季不對稱趨勢明顯強于洪季，這是由于洪季徑流量增大，增強了徑流與潮波的相互作用，加快了分潮振幅衰減的速度。

圖4 (b)和圖4 (c)展示不同分潮組合對漲落憩歷時不對稱的貢獻。值得注意的是，在枯季，M2和M4的相互作用對歷時不對稱的貢獻更大；而在洪季，M2、S2和MS4的貢獻更突出。產(chǎn)生這種現(xiàn)象的主要原因是洪枯季不同分潮組合的相位差，如表1所示。

表1 洪枯季M2-S2-MS4與M2-M4相位差Table 1 Phase differences among M2, S2 and MS4 andbetween M2 and M4 in dry season and wet season

從表1可見，枯季M2、S2和MS4組合的相位差小于M2和M4組合的相位差，導致M2和M4組合對應的正弦值更小，使得M2和M4組合的相互作用對歷時不對稱的貢獻更大。而洪季M2、S2和MS4組合的相位差基本大于M2和M4組合的相位差，M2、S2和MS4組合的正弦值更小，相應的貢獻更突出。

洪季M2和M4的相互作用對歷時不對稱的貢獻同樣值得深究。從圖4 (c)可以發(fā)現(xiàn)，M2和M4的相互作用在江陰及下游形成負的偏度值，而在鎮(zhèn)江及上游形成正的偏度值。這主要是由不同頻率分潮傳播速度的差異導致[9]。1/4分潮的傳播速度比半日分潮慢，相應的，1/4分潮相位增加的速度比半日分潮快，導致M2和M4相位差逐漸減小。

5.2 漲落潮流速不對稱

洪枯季沿程漲落潮流速不對稱和不同分潮組合及余流項對漲落潮流速不對稱的貢獻如圖5所示。

圖5 洪枯季沿程漲落潮流速不對稱對比和不同分潮組合及余流項對漲落潮流速不對稱的貢獻Fig.5 FVAs along the Yangtze River Estuary andcontributions of the interactions and the residualterm to the FVAs in dry season and wet season

根據(jù)圖5(a)，漲落潮流速不對稱呈落潮流占優(yōu)，與楊正東等[20]得出的結論相一致，有利于粗顆粒泥沙向海運動。由于在考慮漲落潮流速不對稱時，余流項的作用非常顯著(圖5(b)和圖5(c))，且長江口徑流量巨大，對落潮流流速增強作用明顯。因此，長江口落潮流速大于漲潮流速，呈落潮流占優(yōu)。

漲落潮流速不對稱偏度峰值同樣發(fā)生在中下游地區(qū)，從牛皮礁進入河口之后，不對稱趨勢明顯加強。洪季不對稱偏度峰值在徐六涇附近,達到1.29，再往上游方向，不對稱趨勢逐漸減小并趨于平穩(wěn)；而枯季不對稱偏度峰值可達江陰附近，約為1.28。在江陰以上區(qū)域，枯季流速不對稱現(xiàn)象明顯強于洪季；而在徐六涇以下區(qū)域，洪季流速不對稱趨勢強于枯季。

根據(jù)圖5(b)和圖5(c)，由于長江口的徑流量巨大，洪季由余流項控制的潮流不對稱偏度峰值達到1.38，在徐六涇附近。而枯季徑流導致的摩阻更小，分潮衰減速度減緩，有利于潮波向上游傳播。因此，不同分潮組合產(chǎn)生的作用相對顯著，在徐六涇處取得不對稱偏度峰值，達到-0.22；由徑流控制的余流項在江陰附近取得不對稱偏度峰值，約為1.37，最終使得江陰附近落潮流占優(yōu)趨勢最為明顯，不對稱偏度約為1.28。

6 結 論

基于長江口二維水動力模型得到2016年逐時流速；利用非穩(wěn)態(tài)調和分析方法對流速進行分解，得到6個主要分潮調和常數(shù)的時空變化特征；結合偏度方法計算長江口潮流不對稱性質的時空變化趨勢。得到的主要結論如下：

(1)潮波進入河口之后，地形、淺水摩擦、徑流等因素會使其能量衰減，分潮振幅在長江口上游基本消失。同時，由于洪季徑流量大于枯季徑流量，分潮能量衰減速度加快，枯季的分潮振幅大于洪季分潮振幅。在外海牛皮礁，由于徑流作用基本消失，洪枯季差異并不明顯。

(2)漲落憩歷時不對稱偏度峰值在長江口中游江陰附近，由于徑流的影響，枯季歷時不對稱趨勢強于洪季；漲落潮流速不對稱偏度峰值在長江口中下游地區(qū)，枯季潮流不對稱強度更大。

(3)漲落憩歷時不對稱表明落憇歷時更短，有利于細顆粒泥沙向陸運動；漲落潮流速不對稱表明長江口呈落潮流占優(yōu)，落潮流速大于漲潮流速，有利于粗顆粒泥沙向海運動。