长江口潮流不对称时空分布特征

陈 婷，张 蔚，季小梅，郁夏琰，傅雨洁

(1.河海大学 江苏省海岸海洋资源开发与环境安全重点实验室，南京 210098； 2.上海滩涂海岸工程技术研究中心，上海 200061； 3.河海大学 疏浚技术教育部工程研究中心，南京 210098)

1 研究背景

当潮波从外海进入河口，浅水摩擦、地形、上游径流等[1]因素的影响会导致潮波形态发生改变，使得涨落潮历时和涨落潮流速出现不对等，这种现象被称为潮流不对称。潮波形态的改变会进一步影响河口地区的泥沙输运，对地貌演变，污染物迁移产生影响。在以前的研究中，半日潮海区主要采用M2和M4分潮的振幅比与相位差[2]来衡量潮波变形的程度和方向。后来学者发现M6[3]、MS4和MS6分潮[4]也会对潮波变形产生影响。Nidzieko[5]提出利用统计学中“偏度”的方法研究潮汐和潮流不对称，并在美国西海岸河口做了应用研究[6]。在此基础上，Song等[7]导出了潮汐不对称的计算方法，指出对于分潮频率ω1、ω2、ω3，只要2个或3个分潮的频率满足2ω1=ω2或ω1+ω2=ω3就可以对潮汐不对称产生贡献。李谊纯[8]进一步推导了涨落潮流速不对称的计算方法，并将此方法在北仑河口加以运用。Gong等[9]提出把Song等[7]潮汐不对称计算公式中的水位加速度项换成流速加速度项，就可以计算涨落憩历时不对称。

本文主要引用涨落潮流速不对称和涨落憩历时不对称2个参量[9]，研究长江口的潮流不对称特性，衡量不同分潮组合对潮流不对称的贡献，进一步分析长江口的泥沙运动趋势。

2 研究区域及研究方法

2.1 研究区域

连接了长江和东海的长江口是世界上第三大河口，全长约660 km，上至安徽大通，下至外海50 m等深线附近。作为典型的喇叭形河口，长江口上游宽度13 km，外海口门宽度90 km，如图1所示(图中括号中的距离为距大通站的距离)。受季风气候的影响，上游径流呈明显的季节性变化，洪季(5—10月份)径流量占年径流总量的71.1%，而枯季(11月份—次年4月份)仅占28.9%[10]。1950—2000年间，从长江汇入东海的年均淡水总量约为905×109m3[11]，大通的日径流量为6 730 ～84 200 m3/s[12]。

图1 长江口地形图及主要站点位置示意图Fig.1 Map of the Yangtze River Estuary and locationsof hydrologic stations

进入长江口的潮波主要由全日分潮和半日分潮组成，其振幅比(AD1/AD2)约为0.24，潮汐属非正规半日浅海潮，平均一个周期为12 h 25 min。潮波向上游传播的过程中，在径流和河床边界条件的约束下，会发生明显的变形，导致涨落潮历时不对称。涨潮历时变短，落潮历时增长，潮差沿程递减，这种现象越往上游越明显。

2.2 研究方法

2.2.1 数据来源

本文利用课题组前期建立的长江口整体平面二维水动力数学模型开展研究。模型覆盖整个长江河口及杭州湾主要区域，采用非正交三角形网格，较好地贴合长江河口汊道实际岸线。网格步长范围从50 m至10 000 m，网格总数157 311，网格节点数75 154。课题组已经在此模型基础上开展了率定与验证工作，结果良好，并基于此模型开展长江口潮波运动[13]、河道汊口分流[14]、潮波运动对河口分流的影响[15]等方面研究。详细的模型参数设置和率定验证结果见文献[14]。

为了消除潮汐动力的影响，该模型的上边界为大通(枯季潮区界)，并将大通的实测径流数据作为上边界条件；下边界延伸到东海(对应经度为124.5°E)，消除径流动力的影响，边界条件是东中国海潮波数学模型[16]。提供的天文潮位边界。设置初始水位和流速为0，模拟2016年的流速数据。

2.2.2 非稳态调和分析

基于传统调和分析方法T_TIDE[17]，Matte等[18]通过将径流这一非稳态信号直接纳入到潮位基本方程中，提出了一种非稳态调和分析方法NS_TIDE。在哥伦比亚河口[18]和圣劳伦斯河口[19]的应用表明该方法对于河口内受非稳态因素影响显著的潮汐信号，依然能够保持较好的准确性，可以有效地反演径潮动力。

NS_TIDE需要选择一个下游参考站点作为潮动力的输入。为了尽可能地反映传播到河道中的主要潮汐特征，同时消除径流等非稳态信号的干扰，通常选择最靠近外海的站点，本文选择牛皮礁站点作为参考站点进行计算。

2.2.3 潮流偏度

潮流不对称包括涨落潮流速不对称(Flow Velocity Asymmetry，FVA)和涨落憩历时不对称(Flow Duration Asymmetry，FDA)。引入李谊纯[8]和Gong等[9]提出的偏度方法，计算长江口的潮流不对称特征。若分潮组合频率ωi、ωj、ωk满足ωi+ωj=ωk或2ωi=ωj，这些分潮组合之间的相互作用就会对潮流不对称作出贡献，其计算公式如下：

(1)

(2)

式中：ai、aj、ak分别为分潮i、j、k的振幅；φi、φj、φk分别为分潮i、j、k的相位；ωi、ωj、ωk分别为分潮i、j、k的频率；N为分潮个数；a0为余流振幅；φ0为余流相位；γFVA和γFDA分别为涨落潮流速不对称和涨落憩历时不对称的偏度值。

落潮流速为正，γFVA取正值，表示落潮流速大于涨潮流速，有利于粗颗粒泥沙向海运动；γFDA取正值表示涨憇历时更短，有利于细颗粒泥沙向海输送。

3 流速时空变化

地处亚热带季风气候区域，长江口径流量呈现明显的季节性变化特征，图2为2016年大通日均径流量及主要站点逐时流速。

图2 2016年大通日均径流量及主要站点逐时流速Fig.2 River discharges at Datong station and axialvelocities at Datong station in 2016

如图2(a)所示，洪季径流量明显大于枯季径流量。径流的影响使下游的流速呈现明显的季节性变化特征。由图2(b)可知，近口段南京至江阴主要受径流的影响，洪季增大的径流量使得该区域的流速明显增加。而在潮控区域徐六泾至牛皮礁，洪枯季流速的差异较小，因为该区域主要受到潮动力的影响。特别是在外海牛皮礁，潮波基本为规则的简谐运动，呈半月周期性变化，潮波每月有2次大潮、2次小潮。

4 分潮振幅时空变化

利用非稳态调和分析方法分解流速数据，得到6个主要分潮O1、K1、M2、S2、M4、MS4的调和常数。6个主要分潮洪季沿程分布如图3所示。

图3 6个主要分潮洪季沿程分布及分潮洪枯季沿程对比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

从图3(a)中可以看出，长江口以半日潮为主，M2振幅在外海牛皮礁达0.6 m/s，S2达0.4 m/s，而其他分潮振幅都<0.2 m/s。同时，分潮进入河口之后，并不是立即衰减的。对于天文分潮O1、K1、M2、S2，在河道收缩和摩擦耗散的作用下[13,18]，进入河口之后，分潮振幅略有增加；通过徐六泾之后，径流的阻碍叠加河床底部的摩擦使得分潮振幅迅速衰减，到上游南京基本消失。对于浅水分潮M4和 MS4，其能量主要通过浅水流动的非线性效应从天文分潮转移而来。进入河口之后，其振幅首先增加，在徐六泾M4和MS4的振幅分别可达0.05 m/s和0.15 m/s。经过徐六泾，径流和河床底部的摩擦作用使分潮能量迅速衰减。

对比图3(b)— 图3(d)，洪季更强的径流增大了摩擦，加速了分潮的耗散，使得枯季分潮振幅大于洪季分潮振幅。经计算最大振幅差位于镇江(0.17 m/s)。这主要是因为在上游南京附近，分潮振幅几乎消失；而在外海牛皮礁，由于径流作用较弱，洪枯季分潮振幅相差不大。

5 潮流不对称时空变化

5.1 涨落憩历时不对称

洪枯季沿程涨落憩历时对比及不同分潮组合对涨落憩历时的贡献如图4所示。

图4 洪枯季沿程涨落憩历时对比及不同分潮组合对涨落憩历时的贡献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

根据图4(a),涨落憩历时不对称表明长江口涨落憩历时更短，有利于细颗粒泥沙向陆运动。不对称偏度峰值在江阴附近，枯季偏度峰值可达-0.42。潮波从牛皮礁进入河口之后，浅水摩擦、地形、上游径流等因素的影响，使得不对称趋势明显加强；而到上游地区，由于潮波信号基本消失，不对称趋势明显减小。对比洪枯季涨落憩历时不对称偏度值，可以发现枯季不对称趋势明显强于洪季，这是由于洪季径流量增大，增强了径流与潮波的相互作用，加快了分潮振幅衰减的速度。

图4 (b)和图4 (c)展示不同分潮组合对涨落憩历时不对称的贡献。值得注意的是，在枯季，M2和M4的相互作用对历时不对称的贡献更大；而在洪季，M2、S2和MS4的贡献更突出。产生这种现象的主要原因是洪枯季不同分潮组合的相位差，如表1所示。

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

从表1可见，枯季M2、S2和MS4组合的相位差小于M2和M4组合的相位差，导致M2和M4组合对应的正弦值更小，使得M2和M4组合的相互作用对历时不对称的贡献更大。而洪季M2、S2和MS4组合的相位差基本大于M2和M4组合的相位差，M2、S2和MS4组合的正弦值更小，相应的贡献更突出。

洪季M2和M4的相互作用对历时不对称的贡献同样值得深究。从图4 (c)可以发现，M2和M4的相互作用在江阴及下游形成负的偏度值，而在镇江及上游形成正的偏度值。这主要是由不同频率分潮传播速度的差异导致[9]。1/4分潮的传播速度比半日分潮慢，相应的，1/4分潮相位增加的速度比半日分潮快，导致M2和M4相位差逐渐减小。

5.2 涨落潮流速不对称

洪枯季沿程涨落潮流速不对称和不同分潮组合及余流项对涨落潮流速不对称的贡献如图5所示。

图5 洪枯季沿程涨落潮流速不对称对比和不同分潮组合及余流项对涨落潮流速不对称的贡献Fig.5 FVAs along the Yangtze River Estuary andcontributions of the interactions and the residualterm to the FVAs in dry season and wet season

根据图5(a)，涨落潮流速不对称呈落潮流占优，与杨正东等[20]得出的结论相一致，有利于粗颗粒泥沙向海运动。由于在考虑涨落潮流速不对称时，余流项的作用非常显著(图5(b)和图5(c))，且长江口径流量巨大，对落潮流流速增强作用明显。因此，长江口落潮流速大于涨潮流速，呈落潮流占优。

涨落潮流速不对称偏度峰值同样发生在中下游地区，从牛皮礁进入河口之后，不对称趋势明显加强。洪季不对称偏度峰值在徐六泾附近,达到1.29，再往上游方向，不对称趋势逐渐减小并趋于平稳；而枯季不对称偏度峰值可达江阴附近，约为1.28。在江阴以上区域，枯季流速不对称现象明显强于洪季；而在徐六泾以下区域，洪季流速不对称趋势强于枯季。

根据图5(b)和图5(c)，由于长江口的径流量巨大，洪季由余流项控制的潮流不对称偏度峰值达到1.38，在徐六泾附近。而枯季径流导致的摩阻更小，分潮衰减速度减缓，有利于潮波向上游传播。因此，不同分潮组合产生的作用相对显著，在徐六泾处取得不对称偏度峰值，达到-0.22；由径流控制的余流项在江阴附近取得不对称偏度峰值，约为1.37，最终使得江阴附近落潮流占优趋势最为明显，不对称偏度约为1.28。

6 结 论

基于长江口二维水动力模型得到2016年逐时流速；利用非稳态调和分析方法对流速进行分解，得到6个主要分潮调和常数的时空变化特征；结合偏度方法计算长江口潮流不对称性质的时空变化趋势。得到的主要结论如下：

(1)潮波进入河口之后，地形、浅水摩擦、径流等因素会使其能量衰减，分潮振幅在长江口上游基本消失。同时，由于洪季径流量大于枯季径流量，分潮能量衰减速度加快，枯季的分潮振幅大于洪季分潮振幅。在外海牛皮礁，由于径流作用基本消失，洪枯季差异并不明显。

(2)涨落憩历时不对称偏度峰值在长江口中游江阴附近，由于径流的影响，枯季历时不对称趋势强于洪季；涨落潮流速不对称偏度峰值在长江口中下游地区，枯季潮流不对称强度更大。

(3)涨落憩历时不对称表明落憇历时更短，有利于细颗粒泥沙向陆运动；涨落潮流速不对称表明长江口呈落潮流占优，落潮流速大于涨潮流速，有利于粗颗粒泥沙向海运动。