海南島南渡江河口枯季大小潮的鹽度變化特征

龔文平，王道儒，趙軍鵬，莫文淵

（1.中山大學 海洋學院近岸海洋科技研究中心，廣東 廣州 510275；2.海南省海洋開發規劃設計研究院，海南 海口 570125）

南渡江是海南省最大的河流，其河口長度較短（25 km左右），口外是流向復雜的瓊州海峽，口內發育駐波。枯季時，南渡江河口呈現出鹽水楔河口的特征（趙軍鵬，2011），相應地其鹽分輸運與鹽水入侵有其自身的特點。近幾十年來因河口段的人類活動（主要為河道采砂）而產生鹽水入侵的加劇，對當地的生產和生活用水產生不利影響，有必要加強對南渡江鹽水入侵的研究。

國際上對各種類型河口的水動力與鹽分輸運的過程與機理進行了大量的研究（MacCready，2007；Lerczak etal，2006；Ralston etal，2010），國內對長江、珠江等大河口的鹽水入侵的研究也相當深入（Wu etal，2010；Gong etal，2011）。但對小河口鹽水入侵的研究相對較少。南渡江河口為典型的小河口，潮汐作用弱，徑流作用相對較強，其鹽分向陸輸運的機理如何？鹽水入侵在枯季時大小潮期的變化怎樣？人類活動對鹽水入侵的影響又如何？這些問題的解決將豐富國內外關于河口動力學的研究，同時對南渡江鹽水入侵的防控具有重要意義。

南渡江發源于海南島中部山區，向北注入瓊州海峽。全長334 km，流域面積達7 033 km2。龍塘壩址以下為河口段（河段長26.5 km）。南渡江在麻余村附近分為三汊，即干流（長4.2 km），橫溝河（長5 km）和海甸溪（長6 km）。干流與橫溝河之間為新埠島，橫溝河與海甸溪之間為海甸島（圖1）。干流是南渡江主要的水沙排泄通道，橫溝河內的漲落潮勢均力敵，而海甸溪則主要受漲潮流控制。

圖1 南渡江區位圖及觀測站位分布與縱斷面位置

河口段徑流主要來自南渡江上游地區，且洪枯季變化明顯，南渡江約80%的徑流量來自洪季的6-10月。據龍塘站多年水文資料統計，實測最大年平均流量為296m3/s（1973年），最小年平均流量為74.6m3/s（2004年）。2004-2007年期間，年平均流量為108.1m3/s，徑流量為34.7×108m3。其中干流河口輸水量占總徑流量的70%以上，而橫溝河占30%左右，海甸溪水沙則表現為凈進。

本區多年平均潮差為1.21m，最大潮差2.5m左右，為弱潮河口。潮汐系數為3.86，屬于不正規全日潮。瓊州海峽潮流為往復流性質，有漲潮東流、西流，落潮東流、西流4種流動形式，以漲潮東流和落潮西流為主，轉流一般發生在平均水位附近，平均水位以上以東流為主，平均水位以下以西流為主。

圖2 沿河口的縱斷面的水深變化及站3、4所在位置

1 材料和方法

本研究主要根據實測資料進行分析。趙軍鵬（2011）采用FVCOM模型對南渡江河口的鹽水入侵過程及機理進行了細致的研究，但模型由于時空尺度的限制以及對物理過程的簡化，對一些細微的物理過程（如水躍（jump））尚不能完全反映，因此有必要對實測資料進行更細致的分析。

海南省海洋開發規劃設計研究院于2009年枯水期在南渡江河口進行了兩航次的現場水文同步觀測（小潮期為2009年02月07日09：00至2009年02月08日10∶00；大潮期為2009年02月11日10∶00至2009年02月12日11∶00），觀測內容有水位、水流、鹽度、懸沙含量等。

觀測期間設定6個海流觀測站，多船同步作業，大小潮期分別連續觀測26 h，采樣的時間間隔為1 h，測量儀器采用日本ALEC公司EM自容式海流計。根據水深的不同，垂向上采用不同的分層方法測量水流，當水深≤5m采用三點法（表、0.6H、底層）；1號站采用六點法（表層、0.2 H、0.4H、0.6 H、0.8 H、底層），其中表層為距表面0.5m、底層為距底0.5 m，H為瞬時水深。同時在2、3、4站采用RBR CTD進行每小時1次的溫鹽剖面觀測。

在近岸設立4個臨時水尺進行26 h的短期同步潮位觀測，同時2號站隨船放置自動潮位記錄儀進行水位測量。觀測期間基本為靜風條件，風對水動力的影響很小。觀測期間上游龍塘水壩處的徑流量為40m3/s左右。

此外，海南省海洋開發規劃設計研究院還于2009年11月20日至2009年12月28日在站位3附近利用漁民搭建的捕魚平臺，采用自容式溫鹽儀進行了連續38天的表層溫鹽觀測。

通過分析上述實測數據，本文主要研究南渡江干流（包括2至4號站）在枯季大小潮期間的流速、鹽度、水體分層等的潮內變化。對于流速數據，根據一個潮周期內垂向平均流速的變化確定主流向（Emery etal，2001）。由于河道較窄，水流基本為往復流，本研究中的流速分析以主流向上的流速變化為主。水體分層采用分層系數（Sp=δs/s0，其中δs為表底層的鹽度差，s0為垂向平均鹽度）加以量化。結合38天的連續溫鹽觀測，采用EFDC（Environmental Fluid Dynamics Code）（Hamrick et al，1992）模型模擬了觀測期間觀測點的流速過程。該模型在南渡江河口已進行過良好的水位與流速驗證。

2 結果

2.1 小潮期的流速、鹽度、水體分層的時空變化

這里給出干流水道口門站的水位過程。可見，在小潮期一個太陰日內，南渡江河口的水位經歷了一次大的落-漲-落潮過程，但在大的漲落潮過程中，又發育有次一級的漲落潮過程，如在圖中26小時附近，有一次一級的落-漲過程。

圖3 口門站小潮期的水位過程

從站2的水位與流速過程的對比來看，流速變化幾乎滯后于水位變化90°，顯示出河口以駐波為主的潮波特征。由于南渡江的河口長度較短，遠小于主要分潮波（M2，S2，K1，O1）的1/4波長，駐波系統發育。從漲落潮歷時來看，漲潮歷時約7 h，而落潮歷時長達18 h，漲潮歷時遠短于落潮歷時，與此相對應，漲潮最大流速與平均流速都大于落潮流速，表現出漲潮優勢的流速不對稱類型。

圖4 站2小潮期的流速、水體分層與鹽度過程

與流速過程相對應，站2的鹽度表現出相應的變化。整個觀測期內，水體的分層系數介于0至1之間，以部分混合的狀態為主（Prandle et al，1985）。落潮時鹽度不斷減小，最小鹽度出現在落憩時。與部分混合河口的一般規律不同（Dyer et al，1997），站2的水體分層系數在落急時較大，落憩時達到極小，符合鹽水楔河口的特征（Geyer etal，1989）。漲潮過程中，底部鹽度率先增大，水體分層增強，水體中上層鹽度隨后增大，到漲急附近時水體混合充分，分層系數達到0。這種狀態一直持續到漲憩。在隨后的落潮過程中，表層鹽度先于底層鹽度減小，水體分層系數不斷增大。總體而言，由于站2位于河口口門，潮流流速大，水體呈現出部分混合到充分混合的狀態，落潮時為部分混合，漲潮時變為充分混合。這是由于潮汐應變（Tidal straining）效應 （Simpson etal，1990）的影響，落潮時層化加強，漲潮時混合加強。

與站2相比，站3的流速明顯減小，其表層自向海流轉為向陸流的轉流時刻延遲，而底層的轉流時刻提前。與站2不同，在次一級的落-漲過程中（28-30 h），表層流仍為向海流，但中層與底層流則變為向陸流。可見，站3在落潮期的垂向流速剪切要大于站2，而在漲潮期流速的垂向剪切較小。

與流速較弱相對應，站3的水體分層系數在第一個落潮期內幾乎都大于1，呈現出高度分層的狀態（Prandle etal，1985）。在落潮過程中，表層鹽度有所降低，而底層鹽度則未見減小，特別是在13-19 h之間，底層鹽度基本未變，這與該時段內的底層流速近乎為0相對應。站3的水深約為6 m，為人為挖沙形成的深坑（圖2），落潮時水體分層強，抑制了表層與底層的動量交換，流速的垂向剪切較大，底層幾乎為靜水。值得注意的是，在落潮后期，站3底層的鹽度大于站2，表明存在局部的底層鹽度逆梯度，這是由于挖沙坑對底部高鹽水的捕集作用所致。在漲潮期，站3的底層鹽度減小，表層鹽度增大，水體分層減弱，在漲急時水體的分層系數達到最小。我們推測：漲急時刻在站3處可能發生了水躍（jump），產生類似于sill（檻）的動力過程，垂向流速增大，水體中的動能從上部傳到下部（Chao etal，1991），導致垂向混合作用顯著加強。在隨后的漲潮階段，鹽度增加，而水體分層系數則經歷了從增加到減小的過程，到漲憩附近分層系數達到極小。漲潮過程中鹽躍層（垂向鹽度梯度最大處）有不斷向上抬升的現象，表明漲潮過程中底邊界層不斷增厚，這與大多數河口的底邊界層發育規律一致（Ralston etal，2010）。21-23 h之間表層鹽度減小明顯，是由于局部短時降雨所致。在隨后的落潮過程中，水體鹽度減小，特別是表層鹽度。與此同時，水體分層則不斷增強，這與部分混合河口的典型過程一致。可見，由于站3位于河口的中段，水體呈現出部分混合到高度分層的狀態，以部分混合的狀態為主。

圖5 站3小潮期的流速、水體分層與鹽度過程

圖6 站4小潮期的流速、水體分層與鹽度過程

再向上游，到站4時，流速進一步減小，表、中、底層的流速相位不同步。值得注意的是，水體中的底層流在大多數時刻都表現為向陸流，表明在站4的底層，落潮期由鹽度梯度產生的斜壓力要大于由水位梯度產生的正壓力。站4也位于一深坑位置（圖2），在落潮期水體中上部的鹽度減小，而底層鹽度幾乎不變，表現在水體分層上，即分層系數不斷增大，到落憩時達到最大。漲潮時由于潮汐應變效應以及由于地形所產生的動力過程，高鹽水覆蓋在低鹽水之上，導致水體不穩定，垂向混合加強。該時刻底層鹽度減小，表層鹽度增大，水體的分層系數減小，到漲急時分層最小。在隨后的落潮過程中，表層鹽度減小，而底層鹽度則增大，與之相對應，水體的分層系數不斷增大。落潮時底層鹽度增大的原因在于該時刻底層流為向陸流，高鹽水自海向陸輸運。總體來看，站4的水體分層系數大，處于高度分層狀態。

2.2 大潮期的流速、鹽度、水體分層的時空變化

在大潮期，水位過程表現為兩漲兩落，其中后一次的落潮過程中水位變化的幅度較小。

與小潮期不同，在大潮期的落潮流速要大于漲潮流速，流速不對稱表現為落潮優勢型。河口區的流速不對稱受多種因素控制，Friedrichs與Madsen（1992）對美國河口的流速不對稱進行了綜合研究，提出了判據其中b0為斷面的平均寬度，Δb為斷面高水位的寬度與低水位時的斷面寬度差。該判據反映的是潮波傳播過程中的底磨擦效應與潮灘地形效應的對比情況，當r>0時，底磨擦效應強，漲潮優勢發育，反之則落潮優勢發育。但在日潮為主的河口區，Ranasinghe與Pat－tiaratchi（2000）研究發現其流速不對稱主要受外海潮波的漲落潮歷時不等所控制。對于南渡江河口，在大潮時r顯然要大于小潮時，根據Friedrichs與Madsen（1992）的判據應為漲潮優勢更發育，而結果則為大潮時落潮優勢更明顯，表明南渡江河口的流速不對稱主要受外海潮波的漲落潮歷時不等所控制。大潮時落潮歷時要短于漲潮歷時，而小潮時落潮歷時長于漲潮歷時。

圖7 口門站大潮期的水位過程

與小潮時相比，大潮時站2的水體分層系數大大減小，水體分層系數在0-0.5之間變動，表明大潮期的混合作用更強，這與世界上許多河口相類似（Haasetal，1977）。在落潮期表層鹽度減小，水體分層增強，在落急時分層系數達到極大。表明落潮時潮流的混合作用小于由于潮汐應變導致分層加強的效應。在落潮后期，鹽度進一步減小，分層系數也有所減小，但在落憩附近分層又增大。漲潮時鹽度增高，水體混合加強，呈現為充分混合狀態。在隨后的落潮期鹽度又不斷減小，水體分層也隨之增強。總體來看，大潮期站2為部分混合至充分混合狀態，潮汐應變效應顯著，水體分層落潮期遠大于漲潮期。

圖8 站2大潮期的流速、水體分層與鹽度過程

圖9 站3大潮期的流速、水體分層與鹽度過程

在站3，大潮期流速顯著增大，底層流的漲潮歷時要長于表層與中層。水體分層系數（0.2～1.5之間）比小潮期減小，混合作用加強。落潮時鹽度減小，水體分層增強，鹽躍層在垂向上不斷下移，表明底邊界層受分層作用的抑制不斷變薄。這種現象在小潮期的落潮過程中不明顯。漲潮期水體垂向混合加強，分層系數減小，在漲憩時鹽度達到最大，分層系數達到最小。在隨后的落潮過程中，鹽度減小，分層增強，呈現出部分混合型河口的一般特征。

圖10 站4大潮期的流速、水體分層與鹽度過程

大潮期站4的表層流以向海流動為主，而底層流以向陸流動為主。在小的落潮過程中（26 h附近），底層出現向海流的時段很短。在漲潮期，中層流的流速大于表層（21-24 h），呈現出典型的漲潮期河口垂向流速分布中次表層流速最大的特征（Unclesetal，2002）。在落潮期，水體上部的鹽度減小劇烈，且鹽躍層不斷下移，水體的分層系數在落潮期不斷增大。漲潮時底層鹽度減小，表層鹽度增大，水體混合加強，分層減弱。在隨后的次一級的落-漲過程中，鹽度呈現出先減后增的過程，水體分層則先增大后減小。

2.3 連續38天觀測所揭示的鹽度變化規律

連續38天觀測站觀測期只進行了溫鹽觀測，為分析觀測期鹽度隨大小潮的變化情況，采用EFDC模型模擬了觀測期間觀測點的水位與流速變化，將模型計算的流速（這里給出的是垂向平均流速）與觀測得到的鹽度進行綜合分析。

從圖中可以看出，觀測站在大潮期的鹽度變化大，高鹽度值基本出現于漲憩階段，而低鹽度值出現于漲急之前。從一個潮周期內的鹽度變化幅度來看，觀測站大潮期的最大鹽度要大于小潮期，最小鹽度則要小于小潮期。從圖11b可以看出，大潮期落潮時鹽度減小緩慢，而在漲潮期的漲急后鹽度迅速增大，這與落潮期流速較小，而漲潮期流速較大有關，另一方面，漲急時刻由于流速大，混合作用強，也是表層鹽度迅速增大的原因。這與站3（圖9）在大潮期表層鹽度的變化相一致。在小潮期鹽度變化與流速的相關性不是很強，但基本上呈現出漲潮時鹽度增大，落潮時鹽度減小，鹽度的極大值出現于漲急至漲憩期間的規律。

圖11 連續38天觀測站的軸向流速與鹽度變化過程

3 討論與結論

3.1 枯季時鹽水入侵到底是大潮時強還是小潮時強

趙軍鵬 （2011）發現：根據 Lerczak等（2006）對鹽分通量的分解方法，將FVCOM模型計算結果進行斷面鹽分輸運通量分析，分解成平流項 （Advection）、潮汐振蕩項 （tidal oscillatory）及平均流剪切項（steady shear）。平流項為由徑流作用及潮汐的Stokes效應產生的鹽分輸運，以向海為主，平均流剪切項主要由河口環流產生，而潮汐振蕩項則由流速與鹽度的潮內（intratidal）變化的相互作用產生，包括潮泵（tidal pumping）與潮汐捕集（tidal trapping）效應。平均流剪切與潮汐振蕩是鹽分向陸輸運的主要動力機制。在南渡江干流，自海向陸，隨著潮汐動力的不斷減弱，徑流動力的不斷增強，鹽分向陸輸運的貢獻項中，潮汐振蕩項不斷減小，而由重力環流所造成的平均流剪切項則不斷增大。在口門附近，鹽分向陸輸運的主要貢獻項為潮汐振蕩項，在站3附近（也為38天連續觀測點所在位置）的斷面上，鹽分向陸輸運中潮汐振蕩項仍占相當重要的地位。一般而言，潮汐振蕩項與潮流速度的大小成正相關（Lerczak et al，2006），潮流速度越大，由潮汐振蕩項所形成的鹽分向陸輸運通量越大，這是造成38天連續觀測站中最大鹽度在大潮期要大于小潮期的動力機制所在。再向陸，到站4所在的斷面時，從圖10和圖6的對比可以看出，站4大潮期的鹽度要小于小潮期。這是由于在站4附近所在斷面，鹽分向陸輸運主要通過平均流剪切項來完成，而平均流剪切項又主要由重力環流所造成，重力環流在小潮期要強于大潮期（Haasetal，1977）。如果以某一量值（如1ppt）的底層鹽度向陸延伸的距離作為鹽水入侵長度的定義，可以斷定，南渡江鹽水入侵長度在小潮時要大于大潮時。這與部分混合的河口（如珠江口磨刀門 （Gong et al，2011）；美國 Hudson河口（Lerczak etal，2006））的規律相一致，但與充分混和河口（如長江口）的變化規律不同（Wu etal，2010）。對于充分混合的河口，鹽水入侵的長度與潮流流速振幅的一次方至二次方成正比（Mac－Cready etal，2007）。

3.2 人工挖沙所形成的深坑對鹽水入侵產生怎樣的影響

從對站3在小潮期鹽度變化的分析來看，挖沙形成的深坑對高鹽水具有捕集作用。漲潮時（特別是大潮期）通過Sill動力過程進入深坑的高鹽水，在落潮期由于水體分層，垂向混合作用小，再加上深坑處的水平流速近于0，不能被向海輸運而富集于深坑處。這些富集的高鹽水在下一次的漲潮過程中被卷吸到水體上部隨漲潮流向陸輸運，從而在一次漲落潮過程中，深坑所在處落潮時鹽度低，漲潮時鹽度高，類似于潮泵（tidal pumping）過程，或Fisher等 （Fisher etal，1979；Geyer etal，1992；）所描述的河口邊灘小灣對高鹽水的捕集效應，成為鹽分向陸輸運的一個重要機制，對鹽水入侵產生加劇作用。這一效應可能是南渡江近年來鹽水入侵加劇的一個重要動力因素，有待今后進一步地定量研究。

本研究的主要結論如下：

（1）南渡江河口的潮波為駐波，流速不對稱主要受外海潮波的漲落潮歷時不等所控制，在2009年2月觀測的大潮期表現為落潮優勢，小潮期表現為漲潮優勢。

（2）在小潮期水體分層自海向陸不斷增強，站2為充分混合至部分混合狀態，站3為部分混合至高度分層狀態，而站4則以高度分層狀態為主。各站的鹽度在落潮時減小，漲潮時增大，而其分層系數則在落潮時增大，在漲潮時減小。站3與站4的底層鹽度在落潮時變化很小。

（3）大潮期河口的混合作用加強，各站的分層系數都相應減小。各站在落潮時鹽度減小，水體分層增強，落憩時分層最強。漲潮時鹽度增大，水體充分混合。站3和站4在落潮期鹽躍層不斷下移。漲急時混合增強，其后鹽躍層上移，鹽度增大。

（4）結合數值模擬的流速數據，對38天觀測站鹽度數據的分析表明，觀測站的表層鹽度在大潮期的變化幅度大，最大鹽度高于小潮期，最小鹽度低于小潮期。鹽度降低的過程緩慢，而增加的過程迅速，這與河口流速不對稱以及鹽度變化的動力機制密切相關。

（5）南渡江枯季時鹽水入侵長度在小潮期要大于大潮期。這與其鹽分輸運的動力機制有關。重力環流所造成的平均流剪切項是鹽分向陸輸運的重要貢獻項，該項在河口的向陸部分小潮期要強于大潮期。

（6）人工挖沙形成的深坑對漲潮帶入的高鹽水具有捕集作用，深坑處一個潮周期內平均鹽分向陸輸運，可能是近年來南渡江河口鹽水入侵加劇的重要動力機制之一。

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