姚炎明，鄭逸群，趙新宇，袁金雄，李莉*

(1.浙江大學 海洋學院，浙江 舟山 316021；2.臺州市港航事業(yè)發(fā)展中心，浙江 臺州 318001)

1 引言

河口海灣泥沙侵蝕和沉積過程，根據(jù)其尺度，往往表現(xiàn)出對環(huán)境響應(yīng)的復雜行為[1]。隨著人類活動的進行，這種復雜性就會急劇增加。近些年來沿海建筑物的發(fā)展和建設(shè)，使受潮汐與河口徑流相互作用影響的河口懸沙動力學變得極為復雜。

層化是河口最重要的過程之一，它影響河口垂向混合，繼而影響懸浮微粒物質(zhì)的運輸和生態(tài)系統(tǒng)[2]層化抑制河口水體的混合，是影響河口懸浮泥沙濃度和殘余泥沙輸移的關(guān)鍵因素之一[3]，繼而影響最大渾濁帶的形成和維持。由于鹽水楔控制絮凝和分層的化學和物理過程，所以當出現(xiàn)鹽水楔時，水體也會被強烈層化[4]。Figueroa等[5]通過實測資料得出河口處的縱向鹽度梯度變化會造成周期性層化，且周期性層化與落潮不對稱性、深度平均的懸沙濃度（SSC）和絮體大小有關(guān)。當同時考慮鹽度和懸沙濃度對水體密度的影響，水體密度分層會進一步增強，且小潮期強于大潮期，漲潮期強于退潮期[6]。

1871年Thomson[7]發(fā)現(xiàn)了單一連續(xù)流體中速度剪切或二層相鄰流體中速度差異造成不穩(wěn)定現(xiàn)象，即Kelvin-Helmholtz 不穩(wěn)定性。20世紀80年代后，大量研究表明：在高度層化的河口，由于潮汐相對較弱，Kelvin-Helmholtz 不穩(wěn)定性對垂向水體的混合有著重要的作用，某些情況下甚至可以主導垂向的混合過程。為了量化河口水體層化的程度，眾多學者提出了一系列的計算方法，如表1所示。

表1 關(guān)于層化機制研究的部分相關(guān)文獻Table 1 References of stratification mechanism research

椒江河口地處浙江省臺州市，被臺州灣、南洋海涂和臺州淺灘所包圍，椒江是浙江第三大入海河流。椒江河口受徑流和潮流雙向作用，多年平均流量為163 m3/s，年平均徑流量為 66.6×108m3[20]。椒江徑流多年平均年輸沙量為123.4×104t，懸沙中值粒徑的范圍大致在0.005～0.008 mm之間[21]。椒江河口在口門內(nèi)發(fā)育有最大渾濁帶，其大致范圍在石仙婦與口門牛頭頸之間，縱向跨度約為20 km，核心部分在柵浦與海門之間，垂線平均懸沙濃度一般大于5 kg/m3，懸沙濃度隨水深增加而增加[22]。椒江河口咸、淡水混合強烈，小潮時水體容易出現(xiàn)層化現(xiàn)象。在洪季小潮時，從河口上端石仙婦至口外臺州灣的36 km范圍，鹽度從0.1增至26；其中鹽度在3～22之間，縱向水平梯度大在柵浦至牛頭頸間會形成跨度為15 km的鹽水楔[5]。

近30年來，眾多學者對椒江河口進行了大量的實地觀測，對河口的水動力特征、懸浮泥沙濃度分布規(guī)律、懸浮泥沙輸移機制和絮凝沉降等方面進行了較多研究，但是對椒江河口鹽度、懸浮泥沙和水體層化的相關(guān)性以及層化物理機制方面還有進一步探索的空間，因此本文基于椒江河口的水流、鹽度和泥沙的觀測數(shù)據(jù)，研究主潮汐通道動力的三維特征，以及水體層化混合的物理機制，為深入了解椒江河口海陸相互作用的特點和進一步研究椒江河口細顆粒泥沙動力過程提供基礎(chǔ)數(shù)據(jù)。

2 現(xiàn)場觀測資料

椒江河口水域潮位流速泥沙鹽度測驗站分布如圖1所示，水文觀測參數(shù)如表2所示。沿主潮汐通道軸線選取S1?S5測站，用于獲取從海門到外海的潮位、潮流、鹽度、濁度垂向剖面數(shù)據(jù)。在海門和瑯磯山設(shè)置潮位測站H1和H2，獲取長期潮位數(shù)據(jù)。

圖1 椒江河口測站位置（采用 1985 國家高程基準面）Fig.1 Locations of the field stations in the Jiaojiang Estuary(refers to the 1985 National Vertical Datum of China)

表2 水文、泥沙觀測參數(shù)及時間Table 2 Hydrological,sediment observation parameters and time

椒江河口的潮位觀測采用自記式水位計（TGR-2050型），采樣間隔為1 h。潮流觀測采用直讀海流記（SLC9-2）搭配水文絞車（HY-100型），采樣間隔為10 min。觀測期間采用DGPS定位系統(tǒng)（DGPS-MAX）進行地理定位。懸沙濃度、鹽度數(shù)據(jù)是基于橫式采樣器（XCL型2升）所采水樣進行實驗室分析得到。底床泥沙樣品是采用蚌式采樣器（曙光HNM-2型）獲取。水文、泥沙觀測儀器如表3所示。

表3 觀測儀器Table 3 Observation instruments

在淺海 (如河口、淺灘) 中，對懸沙濃度和鹽度進行定量觀測是研究懸沙濃度和鹽度時空分布的重點，傳統(tǒng)的觀測方法是在垂向上采集3～6層水樣，然后采用濾膜過濾或靜置沉淀干燥的方法以獲取懸沙濃度和鹽度[23]，通過插值平滑處理[24]，可獲得垂向剖面數(shù)據(jù)。

3 數(shù)據(jù)方法

3.1 水體密度ρ 的估算

水體密度是影響河口海岸地區(qū)水動力的重要因子之一。通常水體密度隨水深的增加而逐漸增大，密度大的海水會沉降在密度小的淡水下面，下重上輕，從而使水體在垂向上成層分布[25]。水體垂向混合和層化的程度可以通過水體密度的垂向分布來反映。

在河口區(qū)域，壓強對水體密度的影響較小，水體密度主要是由溫度與鹽度決定的。在不考慮壓強時，可通過Geyer和Maccready[26]給出的公式估算海水密度

式中，鹽度收縮系數(shù)β=7.8×10?4[27]；Sw為水體鹽度；ρw為純海水密度，可用Biggd的公式進行計算[28]

式中，a0=999.842 594；a1=6.793 952×10?2；a2=–9.095 290×10?3；a3=1.001 685×10?4；a4= –1.120 083×10?6；a5=6.536 332×10?9。

式（2）適用于鹽度在0.5～43和溫度在0～40℃范圍的水體，標準誤差為 3.6×10?3kg/m3[14]，并常被用于數(shù)學模型中河口和大陸架淺海水體密度的計算。由于本文所研究的水域（圖1）溫度、鹽度符合條件，因此可采用該估算公式。但是當水體中懸沙濃度較大時，水體密度可用體積法來估算[29]：

式中，ρss為考慮含沙量后的密度；ρs為泥沙密度，取ρs=2 650 kg/m3；C為含沙量（單位：kg/m3）。

椒江河口水體密度除了受到溫度與鹽度的影響外，含沙量對水體密度的影響也不能忽略，所以可根據(jù)式（1）至式（3）估算水體密度。2014年 8–9 月，椒江河口水體溫度約為28℃。

3.2 Richardson 數(shù)的估算

為了了解水體混合、層化隨水深的變化規(guī)律，可通過Richardson數(shù)Ri來衡量：

式中，?ρ和?u可用某一水層的密度差值（單位：kg/m3）和流速差值（單位：m/s）近似計算；ρ為垂向平均密度（單位：kg/m3）；?z可用某一水層的水深（單位：m）近似計算?；诰€性穩(wěn)定理論，水體混合的臨界值為Ri=0.25，當Ri≤0.25時，水體發(fā)生混合。許多研究還以Ri=0.25作為河口剪切失穩(wěn)發(fā)生的必要條件。

3.3 混合參數(shù)M 的估算

為了估計潮汐混合的有效性，可用Geyer和Maccready給出的混合參數(shù)M進行計算[18]。

式中，阻力系數(shù)Cd=2.5×10?3；UT是垂向平均流速的振幅（單位：m/s）；ω=2π/T；T是潮汐周期；h是水深（單位：m）；N0是河口分層水體中表層–底層最大鹽度值的浮力頻率。

式中，Socean是河口水體的表層–底層鹽度差值。

3.4 勢能差異φ 的估算

為了進一步分析水體層化的時/空變化及其物理機制，可以采用Pu和Shi等[18]改進的縱向一維勢能差異方程對椒江河口水域?qū)踊锢頇C制進行定量研究。

考慮到影響椒江河口勢能差異大小的主要機制，可以用 φ的時間導數(shù)來描述，

此式即為改進后的勢能差異方程，等式右邊各項分別反映潮汐應(yīng)變、河流效應(yīng)、重力環(huán)流、潮汐攪動和風攪動對勢能差異值的影響，ε=0.0037和δ=0.023為混合系數(shù)；k=2.5×10?3和ks=6.4×10?5分別為底層和表層的拖曳系數(shù)；W為風速；ρa為空氣密度；、分別表示深度平均的純潮流流速和河流流速，可通過巴特沃斯過濾器低通過濾分離出、；渦流粘度Nz的計算如下

3.5 Simpson 數(shù)的估算

為了確定基于潮汐混合和應(yīng)變誘導約束之間平衡的應(yīng)變致周期性層化（SIPS）的產(chǎn)生，可以通過對Simpson數(shù)Si的估算來判斷[30]，

4 結(jié)果

4.1 分潮特征

椒江河口潮型為不規(guī)則半日潮，臺州灣則是典型的正規(guī)半日潮，潮波自外海傳入臺州灣，又經(jīng)喇叭形河口傳入椒江。根據(jù)H1、H2站的潮位數(shù)據(jù)時間序列（圖2），最大、最小和平均潮差，皆由北向南、由灣口至灣內(nèi)呈逐步增大的分布。H2站最大潮差為586 cm，至H1站為602 cm，由灣口至灣內(nèi)增大了2.7%，最小潮差或平均潮差等特征值亦有類似的分布。椒江河口外航道海域漲、落潮最大潮差都在586 cm以上，且由海域外側(cè)逐漸向河口、岸側(cè)增大，最大潮差在海門附近達602 cm，各站平均潮差都在355 cm以上。各站的最高潮位和平均高潮位、最低潮位和平均低潮位，由灣口至灣內(nèi)呈逐步增大的分布，H2站與H1站相比，抬升了8.8%。H1站漲、落潮平均歷時差達1 h 31 min，H2站漲、落潮歷時基本相同，這可能是受椒江河口內(nèi)納潮量和河道徑流下泄的影響，使H1站漲潮歷時減短、落潮歷時增長。兩個驗潮站數(shù)據(jù)的調(diào)和分析結(jié)果顯示（表4和表5），主要全日分潮K1、O1的振幅之和與主要半日分潮M2振幅之比值，(HK1+HO1)/HM2，主要在0.25～0.29之間，均小于0.50，故各站皆屬正規(guī)半日潮。H2站的主要淺水分潮M4與主要半日分潮M2的振幅之比為0.01，潮汐性質(zhì)可歸屬為“規(guī)則半日潮”類型，H1站因比值HM4/HM2已達0.07大于0.04，可歸屬為“不規(guī)則半日淺海潮”類型。經(jīng)計算兩個驗潮站的HS2/HM2的值均大于0.4，故各站潮高日不等現(xiàn)象顯著；兩個站的半日潮與全日潮相位差值在180°～270°之間，故各站潮汐均表現(xiàn)為低、高潮日不等現(xiàn)象。

圖2 H1、H2 站潮位時間序列Fig.2 Time series of tide elevation at stations H1 and H2

表4 各潮位站主要全日、半日和淺海分潮的特征Table 4 Main characteristics of the tidal constituents at stations H1 and H2

表5 由調(diào)和常數(shù)計算的潮汐性質(zhì)和潮汐特征Table 5 Tidal characteristics calculated by harmonic constants

4.2 潮流特征

根據(jù)5個潮流站的觀測資料，從各潮汛的平均歷時來看，在椒江河口主潮汐通道東外側(cè)的S5站從大潮期至小潮期，落潮流歷時增長，漲潮流歷時減短，而在椒江河口主潮汐通道上的S1、S2、S3、S4站恰好相反，另外大、小潮期漲潮的持續(xù)時間比落潮分別短約2 h 和 1.5 h，如圖3和圖4所示。

圖3 5個測站大潮期垂向各層流速大小和方向的時間序列（起始時間為2014年8月26日上午8點）Fig.3 Time series of vertical current profiles during spring tides at the 5 field stations (thex-axis is in hours from 8:00 a.m.,August 26,2014)

圖4 5個測站小潮期垂向各層流速大小和方向的時間序列（起始時間為2014年9月3日上午8點）Fig.4 Time series of vertical current profiles during neap tides at the 5 field stations (thex-axis is in hours from 8:00 a.m.,September 3,2014)

從時間尺度上分析，大潮期各流速站潮位的變化幅度約達4.8 m，小潮期各流速站潮位的變化幅度約達3.3 m。大潮期最大漲、落潮流速均大于小潮期的最大漲、落潮流速。小潮期的最大漲潮流速為大潮期的40%～96%。小潮期的最大落潮流速約為大潮期的28%～84%。即大潮潮流強于小潮，該特征與徐海等[31]對椒江河口2013年的觀測資料分析結(jié)果一致。在漲潮期間，最大潮流出現(xiàn)在S1站表層，達2.6 m/s，S2站次之(2 m/s)。位于椒江主潮汐通道水域中心的S2、S3、S4站無論大小潮期，均是落潮流速大于漲潮流速，且這 3 個測站落、漲潮流速差為 0.2 m/s、0.4 m/s、0.3 m/s；位于椒江口門外較平坦水域的S5站，漲、落潮流速值相差不大；而位于椒江口主潮汐通道最狹窄處的S1站受地形影響，落潮流通道瞬間變寬，漲潮流通道瞬間變窄，使?jié)q潮流能量增大，其大、小潮均表現(xiàn)為最大漲潮流速大于落潮流速，漲、落潮流速差為0.4 m/s。最大漲、落潮流速出現(xiàn)在漲憩落憩之間。

從空間尺度上分析，位于椒江河口主潮汐通道水域上的S1?S5站流速依次減小，S5站的流速峰值（0.75 m/s）只能達到主航道第一個測流站S1的80.2%從流速的垂向上分析，由于受底部摩擦力和河流徑流的影響，各站點表層流速均大于底層流速，總體來看底層流速約為表層流速的67%。5個測流站大小潮期流速方向及其時空變化可由圖3和圖4中的流速矢量進行分析，受潮汐和地形的控制，河口水流多為往復流，位于椒江河口主潮汐通道水域的S1、S2 S3、S4站，漲潮流指向偏西方向（SWW?WNW），落潮流指向偏東方向（ENE?SSE）；位于椒江河口主潮汐通道東外側(cè)的S5站漲潮流指向西北偏西方向（WNW）落潮流指向東南方向（SE）。5個測流站從表層到底層的流速方向基本一致。有關(guān)潮流特性結(jié)果本文與劉偉等[32]對椒江河口2016年的觀測資料分析結(jié)果一致。

根據(jù)潮流的調(diào)和分析計算，可獲得各測站大、小潮期表層–中層–底層的余流大小和方向，如表6所示。各測站余流流速均小于0.5 m/s，最大余流流速出

現(xiàn)在大潮期S3站表層，達0.5 m/s，最小余流流速出現(xiàn)在小潮期S5站底層，為0.02 m/s。在椒江河口主潮汐通道的余流隨大、小潮演變而變化，即大潮大于小潮。從余流的垂向上分析，各測站大、小潮期的余流流速均是從表層向底層逐漸減弱，就余流方向而言，其規(guī)律不明顯，但總地來說，各測站余流方向以向海方向為主。

表6 5個測站大、小潮余流計算結(jié)果Table 6 Residual currents during spring and neap tides at the 5 field stations

4.3 懸沙濃度特征

根據(jù)5個泥沙測站的觀測資料繪制出懸沙濃度剖面的時間序列圖（圖5），最大含沙量出現(xiàn)在S2站大潮期垂線落潮流中的底層，達5.0 kg/m3，最小含沙量出現(xiàn)在S5站小潮期漲潮流中的表層，為0.1 kg/m3，整個水域垂線平均含沙量介于0.1～3.5 kg/m3之間。2014年在S2站的最大含沙量為5.0 kg/m3，而劉偉等[31]對椒江河口2016年的觀測資料則為18 kg/m3，其原因可能是本文取樣深度為底床以上1 m的深度，未涉及近底床高濁度浮泥層。

圖5 5個測站大小潮期（上為大潮期，下為小潮期）垂向懸沙濃度剖面時間序列Fig.5 Time series of vertical profiles of suspended sediment concentration during spring (upper panel) and neap (lower panel) tides at the 5 field stations

從時間尺度上分析，在大潮期，S1、S3、S5 3個測站漲潮流的平均含沙量小于落潮流的平均含沙量，差值在 0～0.1 kg/m3之間；S2、S4 站漲潮流的平均含沙量大于落潮流的平均含沙量，差值在0～0.05 kg/m3之間（圖5上）。在小潮期，除S4站落潮流的含沙量稍大外，其他水域漲潮含沙量略大于落潮含沙量（圖5下）。大潮期垂線平均含沙量約為小潮期的8倍，如S3站大潮期垂線平均含沙量為1.6 kg/m3，而小潮期垂線平均含沙量為0.2 kg/m3。根據(jù)測站全潮的總體情況顯示，本次觀測基本上表現(xiàn)為漲潮含沙量略大于落潮含沙量，但兩者差異不大，僅維持在 10?3～10?2的量級上。

從空間尺度上分析，各泥沙測站垂線的含沙量均大體相近，大潮期的垂線平均含沙量分別介于0.9～3.2 kg/m3（S1）、 1.2～ 3.5 kg/m3（S2）、 1.0～ 2.7 kg/m3（S3）、0.6～2.8 kg/m3（S4）和 1.1～2.8 kg/m3（S5）之間，并且小潮期亦具有較類似的分布特征，故本水域含沙量的分布較為均勻。含沙量的垂向分布亦具有良好的特征，即隨著深度的增加而逐漸增高。含沙量具明顯的半日潮周期的變化分布特征。該結(jié)果與徐海等[32的椒江河口2013–2014年懸沙濃度的時空分布分析結(jié)果一致。

4.4 鹽度特征

根據(jù)5個鹽度測站的觀測資料可以繪制出垂向各層鹽度的時間序列圖（圖6），椒江河口鹽度的最大值，出現(xiàn)在椒江河口主潮汐通道東外側(cè)S5站大潮期垂線漲憩時段底層，達26.4，鹽度的最小值出現(xiàn)在椒江河口主潮汐通道S1站小潮期垂線表層，為0.4。從時間尺度上分析，整個測區(qū)的平均鹽度，小潮期為15.4、大潮期為16.8，故測區(qū)鹽度隨潮汛的變化總體上具有較好的規(guī)律，即大潮稍高，小潮稍低。

圖6 5個測站大小潮期（上為大潮期，下為小潮期）垂向鹽度剖面時間序列Fig.6 Time series of vertical profiles of salinity during spring (upper panel) and neap (lower panel) tides at the 5 field stations

從空間尺度上分析，在由口門外向口門內(nèi)布設(shè)的S5、S4、S3、S2、S1站的5條垂線上，小潮期平均鹽度分別為 24.4、14.2、12.8、7.6和 5.6，大潮期平均鹽度分別為 25.7、18.2、13.4、9.9和 6.3，故總體上呈現(xiàn)為由口門外向口門內(nèi)遞減的趨勢。椒江河口測區(qū)各站的鹽度均表現(xiàn)為由表層向底層逐漸增高的垂向分布。

5 討論

5.1 流速、鹽度和懸沙濃度的時空變化

為了研究鹽度和泥沙隨潮汐的變化，本文對主潮汐通道水域的S1、S2、S3、S4和S5站大小潮期間水位、流速、鹽度和懸沙濃度的時空變化進行分析。由于椒江河口主潮汐通道的控制作用，河口水流多為往復流。

在大潮期，S1站表層和底層的流速最大值出現(xiàn)在漲潮過程中，分別為 2.6 m/s和 2.1 m/s，而 S5 站表層和底層流速最大值出現(xiàn)在落潮過程中，分別為0.9 m/s和0.6 m/s，S3站與S5站類似，表底層流速最大值出現(xiàn)在落潮過程中，分別為 1.8 m/s和 1.3 m/s。5 個測站在小潮期表、底層流速最大值分布與大潮期相似，僅流速值比大潮期略小。由于椒江徑流影響，各測站落潮流速有所加強。S1站和S3站表層的鹽度值分別在0.4～8.0和1.7～20.5之間，底層的鹽度值分別在0.8～9.3和3.7～21.2之間，并且鹽度最大值都是出現(xiàn)在漲憩前后，由于海水入侵的緣故，底層鹽度值高于表層鹽度值，而S5站由于位于椒江主航道東外側(cè)，靠近外海，故表底層鹽度梯度較小。5個測站在小潮期表底層鹽度值分布與大潮期相似，但鹽度值比大潮期大一些。S1站表底層的懸沙濃度分別為0.7～1.8 kg/m3和1.2～3.2 kg/m3；并且該測站的懸沙有明顯的分層現(xiàn)象（圖5）。S2?S5站的懸沙濃度值與S1站類似，但懸沙濃度值較低，泥沙分層現(xiàn)象較弱。這5個測站懸沙濃度最大值都是出現(xiàn)在兩個潮周期的漲憩和落憩之間。在小潮期，S1?S5站表底層的懸沙濃度都小于0.5 kg/m3。

S5站的最低潮位出現(xiàn)的比較早，其后為S4、S3、S2及S1站。在這5個測站中，流速最大值出現(xiàn)在S1站表層（圖3，圖4）。在S1?S4站的兩個潮周期中，水流呈現(xiàn)往復流的特性，但在S5站，流速方向略有旋轉(zhuǎn)（圖3，圖4）。從S5?S1站的鹽度值降低可以看出（圖6）鹽水入侵發(fā)生在椒江河口主潮汐通道至S1站。S1站的懸沙濃度值和在垂直方向的差異均大于S2?S5站，并且懸沙濃度最大值出現(xiàn)在流速最大值之后（圖 5）。

為了研究椒江河口主潮汐通道的河口特征，繪制出了大潮期漲憩、落急、落憩、漲急4個特征時刻流速、鹽度、懸沙濃度的縱向分布（圖7）。從S1站至S5站，流速在各個特征時刻都是逐漸減小的（圖7a）。從圖7b可以看出，椒江河口有明顯的鹽水楔出現(xiàn)，鹽水楔是指河口淡水從表層泄入海中，密度較大的海水從底部侵入的一種現(xiàn)象[33]。鹽淡水分界面的水平距離大約為3～10 km，主要位于S3站附近。在漲憩和漲急時鹽淡水分層比較明顯，而在落急和落憩時不明顯。

根據(jù)圖7c可得，在觀測期間出現(xiàn)泥沙分層現(xiàn)象，最大渾濁帶出現(xiàn)在落急和漲急時的S1和S3之間，最大懸沙濃度分別達到 3.41 kg/m3和 3.65 kg/m3。

5.2 鹽度和懸沙濃度對層化的影響

由各測站的Ri值的時間序列可以看出，Richardson數(shù)值（式（4））隨潮汐高度有顯著的變化，如圖8所示。當只考慮鹽度（圖8中的黑線）時，大潮期內(nèi)，椒江河口主潮汐通道的S1?S5站均出現(xiàn)過Ri<0.25（即圖8中的黑線低于0）；小潮期內(nèi)，5個測站的Ri值均大于0.25。在大潮期內(nèi)，除去S1站各測站的Richardson數(shù)值最大值都是在漲憩附近出現(xiàn)，在小潮期內(nèi)，S5站的Richardson數(shù)值最大值出現(xiàn)在落憩，其余測站是出現(xiàn)在漲憩，故漲潮時的層化強于落潮。當同時考慮懸沙濃度和鹽度的影響時，大小潮期的Ri值（圖8中的紅線）和只考慮鹽度時有相似的結(jié)果，但是Ri值要稍微大一些。

為了比較椒江河口鹽度和濁度對水體層化的貢獻率，分別選取大潮、小潮各一個周期，選取表?中?底層鹽度和懸沙濃度數(shù)據(jù)，基于式（4）計算S1?S5測站鹽度和懸沙濃度對梯度Ri計算的占比（表7）所示。結(jié)果顯示，大潮期間，鹽度對層化的貢獻率在落急時刻（流速為1.77 m/s）S1站位達到最大，為89.6%，懸沙濃度在落憩–漲急之間（流速為0.47 m/s）S5站達到最大，為93.4%。小潮期間，鹽度對層化的貢獻率在漲憩–落急之間（流速為 0.37 m/s）S1站位達到最大，為98.2%，懸沙濃度在落急時刻（流速為0.30 m/s）S5站達到最大，為53.7%。潮平均數(shù)據(jù)顯示，大潮期間鹽度和懸沙濃度對水體層化的貢獻占比分別平均為56.3%和43.7%；小潮期鹽度和懸沙濃度對水體層化的貢獻占比分別平均為89.0%和11.0%。

表7 各測站大小潮期鹽度、懸沙濃度對層化的貢獻占比Table 7 Contributions of salinity and suspended sediment concentration to the stratification during spring and neap tides at the 5 field stations

由于河道上游主要以椒江徑流為主，故僅對河口附近的混合參數(shù)（M）進行估算，得出大潮期M為1.47～2.18，小潮期M為0.46～0.8，M具有顯著的大小潮變化，M在小潮期低于臨界值1.0，在大潮期高于臨界值1.0，表明大潮期水體混合狀態(tài)大于小潮期。

5.3 層化物理機制分析

為了進一步分析不同混合過程和不同時間尺度分層的主要機制，根據(jù)S2、S3站（位于鹽淡水分界面附近）的觀測數(shù)據(jù)，計算了勢能差異、潮汐應(yīng)變、河流效應(yīng)、重力環(huán)流、潮汐攪動和勢能差異的總時間導數(shù)；另外為了得到沿主潮汐通道的水體層化特性，計算了 Simpson 數(shù)（log10（Si）），如圖 9 所示。

當只考慮鹽度來計算水體密度時（圖9黑線），勢能差異φ在S3站均隨潮汐高度的變化而變化，大潮期φ值在 0～100 J/m3之間，小潮期φ值在 0～200 J/m3之間，因為φ值越大水體層化越強，故小潮期水體層化強于大潮期；由潮汐應(yīng)變引起的? φ/?t值與深度平均流速的趨勢一致，大潮期值為–2.5×10?3～2.5×10?3W/m3，小潮期值為–1.8×10?3～1×10?3W/m3；來自河流效應(yīng)的? φ/?t值大小潮期范圍分別為0～5×10?4W/m3和 0～ 4×10?4W/m3，其峰值與潮位峰值一致；由重力環(huán)流引起的? φ/?t值大潮期最大值為2.5×10?4W/m3，在小潮期最大值為 4.8×10?5W/m3，在?φ/?t的各項中最小；由潮汐攪動引起的? φ/?t值其變化呈現(xiàn)一定的半日變化。大潮期φ的平均總時間導數(shù)從–0.01 W/m3至0.01 W/m3不等，小潮期取值在–2×10?3～1×10?4W/m3之間。綜上可得潮汐應(yīng)變是影響勢能差異變化率的重要機制。log10(Si)值隨著漲落潮出現(xiàn)周期性變化，即落潮期間從層化狀態(tài)向混合狀態(tài)變化，漲潮期間相反。

圖9 S3 測站大小潮期潮位（Ele）（a）、流速（U）（b）、勢能差異（φ）（c）、潮汐應(yīng)變（Strain）（d）、河流效應(yīng)（Riv）（e）、重力環(huán)流（Circ）（f）、潮汐攪動（Stir）（g）、勢能差異的總時間導數(shù)（Total）（h）和 log10(Si)時間序列（i），左列為大潮期，右列為小潮期Fig.9 Time series of the tidal elevation (Ele) (a),current speed (U) (b),potential energy anomaly (φ) (c),tidal straining (Strain) (d),river effect (Riv) (e),gravitational circulation (Circ) (f),tidal stirring (Stir) (g),total time derivative of the potential energy anomaly (Total) (h),and the Simpson number log10(Si) (i) at Station S3

當同時考慮鹽度和懸沙濃度對水體密度的影響時（圖9紅線），無論大小潮，勢能差異、潮汐應(yīng)變、河流效應(yīng)、重力環(huán)流、潮汐攪動、勢能差異的總時間導數(shù)和 Simpson 數(shù)（log10（Si））變化趨勢與只考慮鹽度時相一致，僅勢能差異φ值比只考慮鹽度的值稍大；由于橫向懸沙濃度變化引起的水體密度變化與橫向位置的變化相比較小，故導致是否考慮懸沙濃度的Si差異小。

6 結(jié)論

基于椒江河口2014年8–9月觀測數(shù)據(jù)，分析河口的流速、鹽度和泥沙的三維特征，并分析鹽度和泥沙對水體層化混合的影響，主要結(jié)論如下：

（1）強潮不對稱現(xiàn)象顯著，潮流、鹽度懸沙濃度潮周期變化顯著，時空分布不均；潮流以往復流為主，余流以海向為主；鹽水入侵鋒面出現(xiàn)在S2站附近，鋒面附近出現(xiàn)泥沙最大渾濁帶。

（2）受鹽水入侵與高濁度影響，椒江河口主潮汐通道水體層化顯著。理查森數(shù)和混合參數(shù)顯示，小潮期水體層化區(qū)域范圍大于大潮期，且鹽度對水體層化的貢獻率大于濁度，另外小潮期鹽度對水體層化的貢獻率大于大潮期?；旌蠀?shù)M具有顯著的大小潮變化，大潮期水體混合狀態(tài)大于小潮期。

（3）潮汐應(yīng)變、潮汐攪動、重力環(huán)流和河流效應(yīng)是影響椒江河口水體垂向混合的關(guān)鍵因素，它們之間的平衡關(guān)系決定了水體的混合狀態(tài)。S3站小潮期水體層化強于大潮期；潮汐應(yīng)變項相較于其他項最大；Si數(shù)隨漲落潮出現(xiàn)周期性變化，即落潮期間從層化狀態(tài)向混合狀態(tài)變化，漲潮時相反。