吳增斌 郭磊城 吳雪楓 何 青

2020年特大洪水作用下長江口南槽水沙輸移特征*

吳增斌 郭磊城①吳雪楓 何 青

(華東師范大學(xué)河口海岸學(xué)國家重點實驗室 上海 200241)

徑流是影響河口水沙輸運(yùn)的關(guān)鍵動力之一。以長江口為例, 歷史最大洪水為1954年的92 600 m3/s, 但以往洪枯季水沙觀測期間的大通流量多數(shù)小于60 000 m3/s, 對于特大流量情況下的河口水沙輸移特征還缺少觀測資料和相關(guān)研究報道。2020年長江發(fā)生了流域性大洪水, 大通洪峰流量高達(dá)84 500 m3/s。為認(rèn)識特大流量情況下的河口水沙輸移格局特征, 文章基于2020年7月78 300 m3/s流量期間南槽中下段大小潮水沙鹽定點觀測資料, 分析認(rèn)識到大洪水期間南槽下段水體垂向混合良好, 層化發(fā)生位置向海外移, 表明大流量抑制了鹽水入侵。對比分析歷史不同流量情況下的南槽區(qū)域水沙資料, 表明在特大徑流作用下, 南槽中下段區(qū)域鹽度和懸沙濃度整體減小, 相比在9 900 m3/s (2014年)、17 637 m3/s (2003年2月)和41 450 m3/s (2013)流量下, 南槽下段大潮平均鹽度分別減小75%、82%和82%, 小潮分別減小80%、89%和91%; 全潮懸沙濃度分別比9 345 m3/s (2004)、17 637 m3/s (2003)、41 450 m3/s (2013)、60 877 m3/s (2003)情況下減少63%、62%、70%、73%。懸沙濃度減小的原因可能包括河流減沙的長期影響以及大流量情況下的水體稀釋作用。這一研究豐富了特大徑流情況下的河口水沙輸移特征的認(rèn)識, 可為航道和河口治理提供認(rèn)知基礎(chǔ)。

特大徑流; 長江口; 南槽; 水沙輸運(yùn)

氣候變化和人類活動影響河口徑流、泥沙的輸入量和持續(xù)時間。河流流量大小影響河口鹽水入侵的距離和水體懸沙的濃度。河口最大渾濁帶是河流與海洋相互作用的特殊地區(qū), 其懸沙濃度通常高于河口上下區(qū)域(Jay, 2015)。河口最大渾濁帶的位置取決于徑流與海洋的相互作用, 枯季時最大渾濁帶位置上移, 洪季隨徑流增大而下移(Allen, 1973; Geyer2001; Diaz, 2020)。當(dāng)流量足夠大時, 甚至可將渾濁帶沖出河口, 如亞馬遜河口、Loire河口、Wairoa河口(Doxaran, 2009; Jalón-Rojas2016; Pritchard2017; Asp, 2018)。流量的改變影響著河口海岸地貌、漁業(yè)、航道、航運(yùn)發(fā)展的多個方面, 故極端流量背景下河口動力沉積環(huán)境的變化規(guī)律、渾濁帶區(qū)域的泥沙分布特征、河口的水沙關(guān)系的研究具有現(xiàn)實意義。

潮汐和徑流流量的變化共同控制了河口鹽度、懸沙濃度、污染物、營養(yǎng)物和生物的運(yùn)移(Kimmerer2018), 洪枯季流量差異導(dǎo)致河口具有不同的水沙鹽特征(Garel2009)。以長江河口為例, 常態(tài)天氣下的洪枯季流量與水-沙-鹽輸運(yùn)關(guān)系已有較多成果。賀松林等(1996)通過對比洪枯季南槽水沙過程, 揭示潮泵效應(yīng)、懸沙底沙交換是渾濁帶的主要機(jī)制。張迨(2014)通過實測數(shù)據(jù)探討了河口渾濁帶區(qū)域的水動力、泥沙特性以及不同流量條件下渾濁帶的時空分布特征。劉志國等(2007)利用遙感數(shù)據(jù)分析長江口洪枯季水沙特征, 探討了水沙變化與洪季徑流量與最大混濁帶核心區(qū)位置推移的相互關(guān)系。陳沈良等(2009)通過2006和2007年觀測數(shù)據(jù)分析表明長江入海流量減少使得南槽在研究期間幾乎被鹽水占據(jù)。朱建榮等(2004)利用數(shù)值模擬方式, 采用不同的流量來探究渾濁帶對徑流量變化的響應(yīng), 表明徑流量增大使得水流攜帶泥沙增多, 進(jìn)而導(dǎo)致渾濁帶區(qū)域的濃度增大。隨著近年全球氣候變暖, 河口洪水等極端事件頻發(fā), 顯著改變了河口水沙輸運(yùn)、地貌的長期自然演變過程, 如極端洪水事件往往侵蝕河道泥沙, 導(dǎo)致河道懸沙濃度增加(Parsons2007; Dai2010), 同時影響河口泥沙在近海地區(qū)的輸運(yùn)模式(Yu2017), 在短時間尺度下改變河道形態(tài)(Coppus, 2002)。因此, 有必要研究特大徑流作用下的河口水沙輸移特征, 拓展相關(guān)研究廣度。

由于極端天氣出現(xiàn)頻率低, 野外獲取數(shù)據(jù)困難, 導(dǎo)致以往研究主要關(guān)注常態(tài)流量和天氣條件下的河口水沙動力過程, 僅少量研究采用數(shù)模方法探討特大流量對河口影響(魏守林等, 1990; Ralston,2013; Yan,2021;), 也缺少特大流量情況下的模型驗證。對長江口而言, 以往觀測研究主要發(fā)生在大通流量小于60 000 m3/s的情況, 對于更大流量情況下長江口水沙輸移模式和渾濁帶響應(yīng)機(jī)制還缺乏現(xiàn)場觀測資料和相關(guān)研究報道。長江大通最大徑流是發(fā)生在1954年的92 600 m3/s, 其次是1998年的82 300 m3/s, 然而對兩次洪水期間的河口水沙動力特征均沒有觀測報道。2020年7月長江再次發(fā)生了流域性的大洪水, 大通最大洪峰流量達(dá)到84 500 m3/s, 給研究極端徑流情況下長江口河口動力特征提供了寶貴機(jī)會。本文基于長江口2020年7月的現(xiàn)場觀測, 獲取了特大流量下的長江口南槽河道的水沙鹽數(shù)據(jù), 與平常條件下的水沙輸移特征對比分析, 有助于揭示特大流量這一極端情況對南槽河道水沙輸移格局特征, 為南槽航道治理和周邊灘涂濕地保護(hù)等提供科學(xué)依據(jù)。

1 材料和方法

1.1 研究區(qū)域概況

長江是我國第一大河流, 其入?？谑菑匠弊饔脼橹鞯亩嗉壏帚?、中等潮汐河口, 徑流主要通過南支下泄。長江年際年內(nèi)流量變化巨大, 大通站夏季徑流量通常為10 000～60 000 m3/s, 最大可達(dá)92 600 m3/s (1954年), 冬季徑流通常為10 000～20 000 m3/s, 最小為4 600 m3/s。1950～2000年間長江入海平均徑流量8 898億m3, 年均流量近28 700 m3/s。(張二鳳等, 2003)。1998年長江流域出現(xiàn)了較大洪水, 大于70 000 m3/s可達(dá)75天(圖1)。三峽工程建設(shè)后, 進(jìn)入河口的流量過程發(fā)生改變, 洪季大流量出現(xiàn)的頻率減小, 枯季小流量的量級略有增大(Guo, 2018)。2020年, 長江流域再次發(fā)生特大洪澇災(zāi)害, 持續(xù)強(qiáng)降雨使得長江入海流量劇增, 7月13日最大洪峰流量為84 500 m3/s (圖1)。雖然2020年洪峰流量大于1998年, 但2020年大流量的持續(xù)時間要小于1998年。

圖1 近50年長江大通站歷年年最大洪水持續(xù)時間統(tǒng)計(部分引自Zhao et al, 2018)

長江口作為河流入海口, 其口門區(qū)域的平均潮差為2.66 m, 最大潮差可達(dá)5.90 m (陳吉余, 1988)。在徑流和潮汐相互作用下, 口門區(qū)水體發(fā)生明顯層化, 出現(xiàn)最大渾濁帶, 范圍囊括北港、北槽和南槽水域。除北支外, 絕大數(shù)河道呈現(xiàn)落潮優(yōu)勢, 使落潮流速通常大于漲潮流速。作為長江入海重要通道, 南槽是長江口的第三級分汊的南汊道, 平面呈喇叭形, 上口寬約3 km, 口門寬約30 km。河道兩岸淺灘發(fā)育, 受攔門沙淺灘影響, 河道中心水深較兩側(cè)淺, 口內(nèi)最大水深在5～7 m范圍變化。北槽深水航道建設(shè)完成后, 南槽分流比有增加的趨勢, 2015年南槽大小潮落潮分流比分別為58%和57% (楊萬倫等, 2018)。2020年6月南槽一期工程通過交工驗收, 將在已有的12.5 m北槽深水航道上添加一條長86 km、水深6 m、寬度600～1 000 m的輔助航道。

受徑流作用影響, 長江口門區(qū)域落潮潮流平均歷時7.1 h, 漲潮歷時一般僅有5.4 h, 垂向平均最大漲潮流速可達(dá)1.88 m/s, 垂向平均最大落潮流速可達(dá)2.23 m/s, 落潮優(yōu)勢顯著。由于地形束縛, 南槽口內(nèi)外潮流特征明顯不同。河道主槽、淺灘均以往復(fù)流為主, 流向呈現(xiàn)出東北-西南走向, 與河槽走向接近一致?？谕庥捎诤拥婪艑? 開始向旋轉(zhuǎn)流過渡。南槽泥沙輸運(yùn)一方面由上游陸源泥沙的輸入, 另一方面與臨近海灣存在著較為明顯水沙交換。研究顯示, 泥沙除了直接向海輸送外, 還有部分泥沙經(jīng)過南槽后, 在科氏力的作用下進(jìn)入杭州灣, 而南匯邊灘則是輸運(yùn)中轉(zhuǎn)站(李九發(fā), 1990; 黃廣, 2007; 孔俊等, 2009)?？菁緯r南槽中段各潮周期內(nèi)水體凈輸運(yùn)以向海為主, 而懸沙的凈輸運(yùn)方向則以向陸為主(邢超鋒等, 2016)。受鹽淡水混合后密度分層的影響, 南槽地區(qū)易產(chǎn)生表層向海、底層向陸的河口環(huán)流, 從而加大近底部懸沙向陸輸運(yùn)的通量(時鐘, 2000; 陳吉余等, 1988)。河道內(nèi)沉積物以粉砂為主, 砂含量次之, 黏土含量較少(戴志軍等, 2005)。

1.2 數(shù)據(jù)組成及其來源

本次觀測分別在南槽內(nèi)和南槽外布設(shè)兩個站點(圖2), 于2020年7月中下旬進(jìn)行了大小潮兩個潮周期的定點水位、流速、流向、鹽度和含沙量觀測。其中A2001位于南槽內(nèi)(122°05′E; 31°05′N), B2001位于南槽外側(cè)(122°22′E; 30°52′N)。觀測期間南槽內(nèi)大潮平均風(fēng)速為5.53 m/s, 平均風(fēng)向為161°, 最大風(fēng)速7.6 m/s。南槽外大潮期間風(fēng)力整體減小, 平均風(fēng)速1.8 m/s, 風(fēng)向131°。小潮期間口內(nèi)外風(fēng)速整體較大, 口內(nèi)平均風(fēng)速5.5 m/s, 風(fēng)向151°; 口外平均風(fēng)速4.7 m/s, 風(fēng)向164°。期間大通實測流量74 500～ 78 300 m3/s。流速數(shù)據(jù)獲取采用大小潮同步24～26 h連續(xù)水文測量資料, 從聲學(xué)多普勒流速剖面儀(acoustic doppler current profiler, ADCP)中提取流速流向數(shù)據(jù)。鹽度、含沙量采用六點法在大小潮期間間隔1 h采取600 mL水樣, 進(jìn)行室內(nèi)含沙量和鹽度的測量, 其中含沙量采用0.45 μm醋酸纖維濾膜對水樣進(jìn)行過濾烘干稱重計算得出, 鹽度采用SYA2-2型鹽度計對水樣進(jìn)行測量。流速流向進(jìn)行垂向平均計算, 求出垂線平均流速與流向。對于鹽度和含沙量采用類似方法。具體如式(1)所示。

式中,代表垂向平均流速或垂向平均懸沙濃度;0、0.2、0.4、0.6、0.8、1分別代表相對水深表層、0.2、0.4、0.6、0.8、底層的流速或懸沙濃度值。垂向累積輸沙率sed能夠體現(xiàn)水體泥沙的輸運(yùn)方向和速率, 其表達(dá)式如下:

式中,為層流速;方向向量; Δ6表示每層的厚度;為水深;C為層懸沙濃度;代表漲落潮周期時間。同時對泥沙進(jìn)步進(jìn)行機(jī)制分解, 公式如下(Wu, 2006):

式中,代表流速;為各層含沙量; < >代表潮平均; (′′)()-()。

此外本文還收集了左書華等(2006)、張釗(2017)、翟曉鳴(2006)、張迨(2014)等發(fā)表的南槽中下段研究區(qū)域的觀測資料, 觀測站位相對鄰近, 約方圓4 km內(nèi)。各觀測期間的大小潮潮差除個別年份外, 總體接近表1, 但對應(yīng)的大通流量顯著差異, 包括從9 345 m3/s到本文的78 300 m3/s。所有這些觀測的含沙量測定由室內(nèi)實驗烘干測量或采用光學(xué)后向散射濁度計(optical back scattering, OBS)濁度反演得出。濁度標(biāo)定相關(guān)系數(shù)達(dá)0.999。流速則采用聲學(xué)多普勒剖面儀(acoustic doppler profiler, ADP)或ADCP等儀器獲取, 平均誤差為0.5%, 具有對比性。綜合這些數(shù)據(jù)對比分析流量變化對南槽區(qū)域水沙輸移的影響。

為進(jìn)步探究特大洪水前后河口地區(qū)懸沙變化, 本文結(jié)合地球靜止海洋水色成像儀(geostationary ocean color imager, GOCI)遙感圖像, 反演洪水前后的表層水體含沙量。數(shù)據(jù)由韓國海洋衛(wèi)星中心(Korea Ocean Satellite Center, KOSC)提供。經(jīng)過輻射定標(biāo)和大氣校正等預(yù)處理工作, 反演算法參考劉志國等(2007)于2004～2006年在長江口開展水體光譜測量觀測, 所建立表層(0.5 m)泥沙濃度與水體反射率光譜模式。數(shù)據(jù)采用洪水發(fā)生時, 或臨近日期影像, 由于觀測正處雨季, 觀測期間云量多, 故選取相鄰流量接近影像作為代表及驗證。同時為了保證數(shù)據(jù)良好準(zhǔn)確、具有對比性, 盡可能選取相同潮期潮情數(shù)據(jù)進(jìn)行對比。此外選取天數(shù)將考慮大通水體傳播到長江口4～6 d的時間差(唐建華等, 2011)。具體信息如表1所示。

表1 地球靜止海洋水色成像儀（GOCI）反演數(shù)據(jù)來源

Tab.1 Data information of satellite images

2 結(jié)果分析

2.1 流速特征

在特大徑流條件下, 南槽口內(nèi)(A2001)和口外(B2001)站點在大小潮期間流向差異明顯(圖3)?？趦?nèi)由于河道束縛, 以往復(fù)流為主?？谕夂拥婪艑? 同時受杭州灣流影響使得流向分散, 呈旋轉(zhuǎn)流。相同站點南槽垂向平均流速也有所差異。平面上, 口內(nèi)垂線平均流速大于口外, 由于受到地形與徑流的作用, 南槽口內(nèi)河道流速明顯大于灘槽。垂向分布上, 平均流速整體呈現(xiàn)表層>中層>底層(圖4)。時間上, 大潮期間南槽內(nèi)外垂線平均流速是小潮1.2～1.5倍?？趦?nèi)站點的表層最大流速在小潮和大潮期間分別為1.23和2.12 m/s, 口外分別為1.42和2.01 m/s?？趦?nèi)大小潮的垂線流速遠(yuǎn)大于口外。從潮周期上可知, 南槽內(nèi)外均在漲急落急時期有較大的流速, 而最大值多處在落急時刻。

2.2 鹽度特征

鹽度的平面分布從口內(nèi)至口外逐漸增大(圖4), 口外鹽度變化范圍為4.6～26.5, 而口內(nèi)鹽度變化范圍為0.2～10.7。口外大小潮平均鹽度分別是口內(nèi)的4.6倍和7.8倍。由于口內(nèi)徑流作用強(qiáng)勁, 鹽度整體較小。小潮期間, 口內(nèi)水體由于鹽水上溯受阻使得鹽度垂向分布較均勻, 口外呈現(xiàn)出底部大表層小的分層現(xiàn)象。鹽度在大小潮期間也有明顯差異。由于口內(nèi)外徑流、潮汐作用強(qiáng)度不同, 使鹽度時空上有所差異。漲潮時刻, 高鹽度海水從外海進(jìn)入河道, 當(dāng)位于漲急漲憩時刻, 潮汐作用加強(qiáng), 口內(nèi)外鹽度因此持續(xù)增加, 并于漲憩前后達(dá)到最大值。

口內(nèi)外潮汐徑流作用的差異使得從口外向口內(nèi)徑流作用逐漸增強(qiáng), 潮汐上溯受阻增大, 使得鹽度沿程減小。大小潮徑潮作用的變化也使得鹽度在時間上有所差異。大潮期間, 潮汐作用增強(qiáng), 鹽水入侵明顯。小潮時刻由于潮汐作用減小, 使得鹽水入侵現(xiàn)象減弱, 使得大潮鹽度大于小潮。

圖4 2020年7月南槽觀測流速、懸沙、鹽度時間剖面圖

注: a、b、c為流速、含沙量、鹽度; 序號1～4為南槽內(nèi)外大小潮; 負(fù)值為漲潮方向, 正值為落潮方向

2.3 懸沙濃度特征

大小潮期間研究區(qū)域口內(nèi)到口外垂線平均懸沙濃度分布由大逐漸減小(圖4)。小潮期間南槽口內(nèi)外垂向平均懸沙濃度分別為0.11和0.06 g/L, 大潮口內(nèi)外垂向平均濃度則分別為0.47和0.21 g/L。大潮垂線平均懸沙濃度可達(dá)小潮3～4倍。懸沙分別在漲急落急時刻達(dá)到最大值。懸沙濃度與水體動力環(huán)境關(guān)系密切, 懸沙濃度峰值常出現(xiàn)于落急和漲急流速較大的時刻。由于漲落急時期較大的流速使泥沙懸浮能夠到達(dá)表層, 懸沙垂向平均濃度在漲落憩時達(dá)到最大, 表明短周期內(nèi), 流速發(fā)生變化從而引起泥沙沉積-再懸浮過程, 懸沙峰值出現(xiàn)于徑流潮流同向的流速峰值處, 切應(yīng)力增大, 泥沙再懸浮。當(dāng)流速較小時, 部分懸沙沉降使?jié)舛葴p小。從圖4可以看出, 流速與懸沙濃度大小周期分布規(guī)律具有較大相關(guān)性。流速增大伴隨著懸沙濃度增大, 表明泥沙隨著流速的增大, 表明河床泥沙隨著流速增大而侵蝕懸浮, 導(dǎo)致水體含沙量增大進(jìn)而影響著泥沙濃度垂向分布的大小。

3 討論

3.1 洪季流量的影響

3.1.1 流速變化 流速受河道地形、潮流等多方面的共同作用, 導(dǎo)致其規(guī)律相較復(fù)雜。在特大徑流作用下, 河口水體流速與流量在不同潮汐狀態(tài)下的關(guān)系并不相同(表2)。對比分析表明南槽內(nèi)站點A2001大潮落潮垂線平均流速均在1.08～1.33 m/s之間變化。漲潮垂線平均流速在0.81～1.31 m/s之間變化。小潮流速整體降低, 其落潮垂線平均流速在0.51～0.75 m/s范圍內(nèi)變化, 漲潮垂線平均流速在0.42～0.66 m/s變化。對比17 637、41 450、60 877 m3/s流量情況, 特大徑流作用下, 河道漲落潮垂線平均流速稍有所減小。小潮變化不顯著。

3.1.2 鹽度變化 對比歷年南槽觀測數(shù)據(jù)可知, 徑流量大小對南槽鹽度變化有較大影響, 本次極端洪水使得測站點的鹽度整體減小。如表2所示, 對比9 900、17 637和4 1450 m3/s情況, 大潮平均鹽度分別減小了75%、82%、82%, 小潮分別減小了80%、89%、91%?？芍? 極端洪水條件下, 南槽口內(nèi)鹽度出現(xiàn)顯著減小(表2)。鹽度的減小一方面表明南槽口內(nèi)潮汐作用在大流量下出現(xiàn)減弱, 流量的增大阻礙了潮汐上溯, 進(jìn)而減緩了鹽水入侵, 使水體鹽度垂向分布均勻。也間接表明南槽內(nèi)河流作用增強(qiáng), 潮汐作用相對減弱。

表2 南槽內(nèi)站點流速、鹽度、含沙量對比

Tab.2 Comparison in velocity, salinity, and suspended sediment concentration

3.1.3 懸沙濃度變化 對比常態(tài)情況下可知, 特大徑流作用下河口含沙量整體減小(表2)。2020年7月全潮垂線平均懸沙濃度分別比9 345、17 637、41 450、60 877 m3/s情況下減少63%、62%、70%、73%。河口懸沙濃度的變化是徑流和潮汐共同作用所致。在大流量背景之下懸沙濃度發(fā)生了不同程度減小。一方面原因是洪水所致的大流量對于含沙水體的稀釋作用, 使得水體懸沙濃度出現(xiàn)短期減小。其次, 近年來, 上游大壩建設(shè), 長江入海泥沙減少間接導(dǎo)致河口懸沙濃度的長期趨勢性降低。

通過遙感反演, 得實測與反演結(jié)果的平均誤差約為20% (圖5), 表明反演結(jié)果變化趨勢能夠代表現(xiàn)實情況。對比反演結(jié)果, 長江河口地區(qū)懸沙濃度整體呈現(xiàn)口內(nèi)大、口外小趨勢。不同徑潮作用下懸沙濃度的平面分布特征也所差異。對比2月、4月枯季大潮, 在特大洪水前后, 由于較大的徑流量導(dǎo)致南槽渾濁帶區(qū)域整體懸沙濃度減?。▓D6）。南槽口外, 特大洪水使得泥沙能夠輸送的較遠(yuǎn)的范圍, 位于122°15′～ 123°00′E的近海區(qū)域懸沙濃度有所增加。對比同年2011、2013、2019年洪季大潮遙感反演結(jié)果可知, 在流量增大情況下, 渾濁帶濃度整體出現(xiàn)減小。渾濁帶濃度峰值沒有發(fā)生明顯的偏移, 仍處于最大渾濁帶核心區(qū)內(nèi)。而隨近年上游人類工程的建設(shè), 長江入海泥沙出現(xiàn)顯著減小, 導(dǎo)致入海水體泥沙攜帶減少(Luo2022), 洪水在河口地區(qū)起到稀釋懸浮泥沙作用。而短期的大流量變化, 使河口懸浮泥沙被帶到外海區(qū)域, 而對渾濁帶峰值位置并沒有明顯的影響。

3.2 輸水輸沙特征

通過流速流向資料可知, 在特大洪水作用下, 泥沙向下輸運(yùn)逐漸增強(qiáng)?？趦?nèi)大潮期間凈輸沙0.60 kg/(m2·s),向口外東北輸運(yùn)。小潮凈輸沙0.14 kg/(m2·s), 向口外東方向輸送?？谕獯蟪眱糨斏?.34 kg/(m2·s), 向口內(nèi)西北向輸送。小潮凈輸沙0.11 kg/(m2·s), 向口內(nèi)輸送。

圖5 2003～2020年間懸沙懸沙變化圖

圖6 2011～2020年長江口最大渾濁帶表層懸沙濃度分布圖

潮汐與徑流的共同作用對河道泥沙輸運(yùn)有明顯的影響。大潮時刻, 由于潮汐作用較強(qiáng), 底層泥沙整體向上游輸運(yùn)(圖7), 表層由于徑流作用顯著, 使得泥沙向下游輸送。而在小潮時刻, 潮汐作用減弱, 徑流作用相對增強(qiáng), 因此, 底層泥沙輸運(yùn)顯著減少, 口內(nèi)底層向下游輸送。整體而言, 南槽口內(nèi)由于流速較大, 使得懸沙輸運(yùn)量高于口外。且南槽口外在大潮時刻, 上游輸運(yùn)趨勢明顯。潮汐作用與徑流作用的相對大小也影響著泥沙輸運(yùn)方向, 從口內(nèi)向口外, 其泥沙輸運(yùn)是逐漸由下游轉(zhuǎn)變成上游。表明徑流作用從口內(nèi)向口外逐漸減弱, 而潮汐作用逐漸增強(qiáng)。

口內(nèi)外表中底泥沙輸運(yùn)也有所差異。小潮期間, 南槽內(nèi)表層大于底層輸沙, 而南槽外懸沙底層輸沙量要明顯大于表層。大潮期間, 由于潮汐控制增強(qiáng), 南槽內(nèi)泥沙發(fā)生懸浮, 水體各層含沙量均處于較大值。由此表明潮汐對泥沙輸運(yùn)的影響在大流量的背景下依舊顯著。這些分析表明南槽區(qū)域雖然受到徑流影響明顯, 但潮汐動力仍是南槽中下段泥沙向上凈輸移的主要驅(qū)動力。通過機(jī)制分解法可知(圖8), 在南槽口內(nèi)平流項占據(jù)主導(dǎo), 使口內(nèi)泥沙凈向口外輸運(yùn), 而在口外區(qū)域, 由于受到潮泵作用影響, 使泥沙由向上游輸運(yùn)趨勢。輸運(yùn)方向不僅在大小潮口內(nèi)外發(fā)生改變, 也在相對水深上有明顯差異。

4 結(jié)論

通過本次觀測與分析可知, 在特大徑流作用下, 河口渾濁帶區(qū)域的水沙特征將與以往的大徑流特征有所區(qū)別:

圖7 南槽口內(nèi)口外輸沙量

圖8 南槽泥沙機(jī)制分解(正負(fù)分布代表漲落潮方向)

(1) 對比往年觀測數(shù)據(jù), 在大徑流作用下, 南槽內(nèi)外水體鹽度整體減小。其中南槽內(nèi)水體鹽度處于10以下。南槽外水體由于徑流的增強(qiáng), 使得鹽度分層嚴(yán)重。阻礙南槽外懸沙的垂向擴(kuò)散, 間接導(dǎo)致懸沙濃度減小。在航道工程建設(shè)以及上游來沙減少的背景下, 渾濁帶區(qū)域懸沙濃度和鹽度整體減小, 對比2014、2003、2013年9 900、17 637、41 450 m3/s流量情況下, 大潮平均鹽度分別減小了75%、82%、82%, 小潮分別減小了80%、89%、91%。而懸沙濃度在全潮期間也顯著減小。

(2) 特大洪水背景下, 南槽大體保持口內(nèi)向海、口外向陸、底層向陸、表層向海的輸沙特征。小潮由于潮汐減小, 以平流輸沙為主, 使得口外水體懸沙濃度整體小于上游, 僅在落潮落急和漲潮漲急期間水體懸沙濃度接近上游。而大潮期間, 由于底部較大的流速, 潮泵輸沙顯著, 泥沙得以大量懸浮進(jìn)而促使懸沙濃度整體提高。

(3) 盡管流量增大使得渾濁帶區(qū)域的鹽度與懸沙濃度減小, 但通過遙感數(shù)據(jù)可以發(fā)現(xiàn), 短時間內(nèi), 流量的改變對渾濁帶面積有所影響, 尤其在122°15′～ 123°00′E的近海區(qū)域懸沙濃度有所增加; 而流量對懸沙濃度峰值的位置影響并不明顯, 仍然處于121°45′～ 122°15′E內(nèi)。

致謝 感謝國家自然科學(xué)基金重點項目-河口泥沙運(yùn)動關(guān)鍵過程與灘槽格局轉(zhuǎn)化研究(No.51739005); 科技部中荷戰(zhàn)略合作(重點研發(fā)項目)-應(yīng)對轉(zhuǎn)型中的河口三角洲(No. 2016YFE0133700); 上海市科委社發(fā)研究項目-長江河口灘涂生態(tài)脆弱區(qū)監(jiān)測與安全預(yù)警關(guān)鍵技術(shù)(No.20DZ1204700; 19QA1402900); 長江水科學(xué)研究聯(lián)合基金(國家自然科學(xué)基金重點項目)-長江河口河勢穩(wěn)定性及人類驅(qū)動的轉(zhuǎn)化機(jī)制研究(U2040216) 的贊助。

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A FIELD STUDY OF HYDRODYNAMICS AND SEDIMENT TRANSPORT IN THE SOUTH PASSAGE OF THE CHANGJIANG RIVER ESTUARY DURING BIG RIVER FLOOD IN JULY 2020

WU Zeng-Bin, GUO Lei-Cheng, WU Xue-Feng, HE Qing

(State Key Laboratory of Estuarine and Coastal Research, East China Normal University, Shanghai 200241, China)

River discharge is one of the key factors affecting hydrodynamics and sediment transport in estuary. Previous field surveys and studies in the Changjiang (Yangtze) River estuary were mainly conducted for river discharge, and the discharge recorded at Datong Station is often <60 000 m3/s. However, estuarine dynamics under higher river discharge conditions remains poorly studied. In 2020, a large flood took place in the river basin and the peak volume at Datong reached 84 500 m3/s. We conducted a field survey in the South Passage of the river mouth in July 2020 when river discharge at Datong was 78 300 m3/s. The results show that the seaward water mass of the South Passage is well-mixed and stratified beyond the channel, which implies that high river discharge could mitigate salt intrusion. Historical data show that the average salinity was 75%, 82%, and 82% lower in 2020 than those under different river discharges of 9 900 m3/s (2013), 17 637 m3/s (February 2003), and 41 450 m3/s (2014), respectively, during spring tide; and 80%, 89%, and 91% lower, respectively, during neap tide. In addition, under river discharge of 9 345 m3/s (2004), 17 637 m3/s (February 2003), 41 450 m3/s (2013), and 60 877 m3/s (July 2003), the average concentration of suspended particles decreased by 63%, 62%, 70%, and 73%, respectively, due to long-term decline in riverine sediment carriage and dilution of larger river flow. This study enriches the understanding of estuarine hydrodynamics and sediment transport under extremely large river discharge, and provides basic knowledge for waterway and estuarine management.

extreme flood; Changjiang River estuary; the South Passage; sediment transport

*國家自然科學(xué)基金, 51739005號; 長江水科學(xué)研究聯(lián)合基金, U2040216號; 上海市科委社發(fā)研究項目, 20DZ1204700號, 19QA1402900號; 科技部中荷戰(zhàn)略合作, 2016YFE0133700號。吳增斌, 碩士研究生, E-mail: 51193904053@stu.ecnu.edu.cn

郭磊城, 副研究員, E-mail: lcguo@sklec.ecnu.edu.cn

2021-08-31,

2021-12-16

TV148

10.11693/hyhz20210800194