龚文平，王道儒，赵军鹏，莫文渊

（1.中山大学 海洋学院近岸海洋科技研究中心，广东 广州 510275；2.海南省海洋开发规划设计研究院，海南 海口 570125）

南渡江是海南省最大的河流，其河口长度较短（25 km左右），口外是流向复杂的琼州海峡，口内发育驻波。枯季时，南渡江河口呈现出盐水楔河口的特征（赵军鹏，2011），相应地其盐分输运与盐水入侵有其自身的特点。近几十年来因河口段的人类活动（主要为河道采砂）而产生盐水入侵的加剧，对当地的生产和生活用水产生不利影响，有必要加强对南渡江盐水入侵的研究。

国际上对各种类型河口的水动力与盐分输运的过程与机理进行了大量的研究（MacCready，2007；Lerczak etal，2006；Ralston etal，2010），国内对长江、珠江等大河口的盐水入侵的研究也相当深入（Wu etal，2010；Gong etal，2011）。但对小河口盐水入侵的研究相对较少。南渡江河口为典型的小河口，潮汐作用弱，径流作用相对较强，其盐分向陆输运的机理如何？盐水入侵在枯季时大小潮期的变化怎样？人类活动对盐水入侵的影响又如何？这些问题的解决将丰富国内外关于河口动力学的研究，同时对南渡江盐水入侵的防控具有重要意义。

南渡江发源于海南岛中部山区，向北注入琼州海峡。全长334 km，流域面积达7 033 km2。龙塘坝址以下为河口段（河段长26.5 km）。南渡江在麻余村附近分为三汊，即干流（长4.2 km），横沟河（长5 km）和海甸溪（长6 km）。干流与横沟河之间为新埠岛，横沟河与海甸溪之间为海甸岛（图1）。干流是南渡江主要的水沙排泄通道，横沟河内的涨落潮势均力敌，而海甸溪则主要受涨潮流控制。

图1 南渡江区位图及观测站位分布与纵断面位置

河口段径流主要来自南渡江上游地区，且洪枯季变化明显，南渡江约80%的径流量来自洪季的6-10月。据龙塘站多年水文资料统计，实测最大年平均流量为296m3/s（1973年），最小年平均流量为74.6m3/s（2004年）。2004-2007年期间，年平均流量为108.1m3/s，径流量为34.7×108m3。其中干流河口输水量占总径流量的70%以上，而横沟河占30%左右，海甸溪水沙则表现为净进。

本区多年平均潮差为1.21m，最大潮差2.5m左右，为弱潮河口。潮汐系数为3.86，属于不正规全日潮。琼州海峡潮流为往复流性质，有涨潮东流、西流，落潮东流、西流4种流动形式，以涨潮东流和落潮西流为主，转流一般发生在平均水位附近，平均水位以上以东流为主，平均水位以下以西流为主。

图2 沿河口的纵断面的水深变化及站3、4所在位置

1 材料和方法

本研究主要根据实测资料进行分析。赵军鹏（2011）采用FVCOM模型对南渡江河口的盐水入侵过程及机理进行了细致的研究，但模型由于时空尺度的限制以及对物理过程的简化，对一些细微的物理过程（如水跃（jump））尚不能完全反映，因此有必要对实测资料进行更细致的分析。

海南省海洋开发规划设计研究院于2009年枯水期在南渡江河口进行了两航次的现场水文同步观测（小潮期为2009年02月07日09：00至2009年02月08日10∶00；大潮期为2009年02月11日10∶00至2009年02月12日11∶00），观测内容有水位、水流、盐度、悬沙含量等。

观测期间设定6个海流观测站，多船同步作业，大小潮期分别连续观测26 h，采样的时间间隔为1 h，测量仪器采用日本ALEC公司EM自容式海流计。根据水深的不同，垂向上采用不同的分层方法测量水流，当水深≤5m采用三点法（表、0.6H、底层）；1号站采用六点法（表层、0.2 H、0.4H、0.6 H、0.8 H、底层），其中表层为距表面0.5m、底层为距底0.5 m，H为瞬时水深。同时在2、3、4站采用RBR CTD进行每小时1次的温盐剖面观测。

在近岸设立4个临时水尺进行26 h的短期同步潮位观测，同时2号站随船放置自动潮位记录仪进行水位测量。观测期间基本为静风条件，风对水动力的影响很小。观测期间上游龙塘水坝处的径流量为40m3/s左右。

此外，海南省海洋开发规划设计研究院还于2009年11月20日至2009年12月28日在站位3附近利用渔民搭建的捕鱼平台，采用自容式温盐仪进行了连续38天的表层温盐观测。

通过分析上述实测数据，本文主要研究南渡江干流（包括2至4号站）在枯季大小潮期间的流速、盐度、水体分层等的潮内变化。对于流速数据，根据一个潮周期内垂向平均流速的变化确定主流向（Emery etal，2001）。由于河道较窄，水流基本为往复流，本研究中的流速分析以主流向上的流速变化为主。水体分层采用分层系数（Sp=δs/s0，其中δs为表底层的盐度差，s0为垂向平均盐度）加以量化。结合38天的连续温盐观测，采用EFDC（Environmental Fluid Dynamics Code）（Hamrick et al，1992）模型模拟了观测期间观测点的流速过程。该模型在南渡江河口已进行过良好的水位与流速验证。

2 结果

2.1 小潮期的流速、盐度、水体分层的时空变化

这里给出干流水道口门站的水位过程。可见，在小潮期一个太阴日内，南渡江河口的水位经历了一次大的落-涨-落潮过程，但在大的涨落潮过程中，又发育有次一级的涨落潮过程，如在图中26小时附近，有一次一级的落-涨过程。

图3 口门站小潮期的水位过程

从站2的水位与流速过程的对比来看，流速变化几乎滞后于水位变化90°，显示出河口以驻波为主的潮波特征。由于南渡江的河口长度较短，远小于主要分潮波（M2，S2，K1，O1）的1/4波长，驻波系统发育。从涨落潮历时来看，涨潮历时约7 h，而落潮历时长达18 h，涨潮历时远短于落潮历时，与此相对应，涨潮最大流速与平均流速都大于落潮流速，表现出涨潮优势的流速不对称类型。

图4 站2小潮期的流速、水体分层与盐度过程

与流速过程相对应，站2的盐度表现出相应的变化。整个观测期内，水体的分层系数介于0至1之间，以部分混合的状态为主（Prandle et al，1985）。落潮时盐度不断减小，最小盐度出现在落憩时。与部分混合河口的一般规律不同（Dyer et al，1997），站2的水体分层系数在落急时较大，落憩时达到极小，符合盐水楔河口的特征（Geyer etal，1989）。涨潮过程中，底部盐度率先增大，水体分层增强，水体中上层盐度随后增大，到涨急附近时水体混合充分，分层系数达到0。这种状态一直持续到涨憩。在随后的落潮过程中，表层盐度先于底层盐度减小，水体分层系数不断增大。总体而言，由于站2位于河口口门，潮流流速大，水体呈现出部分混合到充分混合的状态，落潮时为部分混合，涨潮时变为充分混合。这是由于潮汐应变（Tidal straining）效应 （Simpson etal，1990）的影响，落潮时层化加强，涨潮时混合加强。

与站2相比，站3的流速明显减小，其表层自向海流转为向陆流的转流时刻延迟，而底层的转流时刻提前。与站2不同，在次一级的落-涨过程中（28-30 h），表层流仍为向海流，但中层与底层流则变为向陆流。可见，站3在落潮期的垂向流速剪切要大于站2，而在涨潮期流速的垂向剪切较小。

与流速较弱相对应，站3的水体分层系数在第一个落潮期内几乎都大于1，呈现出高度分层的状态（Prandle etal，1985）。在落潮过程中，表层盐度有所降低，而底层盐度则未见减小，特别是在13-19 h之间，底层盐度基本未变，这与该时段内的底层流速近乎为0相对应。站3的水深约为6 m，为人为挖沙形成的深坑（图2），落潮时水体分层强，抑制了表层与底层的动量交换，流速的垂向剪切较大，底层几乎为静水。值得注意的是，在落潮后期，站3底层的盐度大于站2，表明存在局部的底层盐度逆梯度，这是由于挖沙坑对底部高盐水的捕集作用所致。在涨潮期，站3的底层盐度减小，表层盐度增大，水体分层减弱，在涨急时水体的分层系数达到最小。我们推测：涨急时刻在站3处可能发生了水跃（jump），产生类似于sill（槛）的动力过程，垂向流速增大，水体中的动能从上部传到下部（Chao etal，1991），导致垂向混合作用显著加强。在随后的涨潮阶段，盐度增加，而水体分层系数则经历了从增加到减小的过程，到涨憩附近分层系数达到极小。涨潮过程中盐跃层（垂向盐度梯度最大处）有不断向上抬升的现象，表明涨潮过程中底边界层不断增厚，这与大多数河口的底边界层发育规律一致（Ralston etal，2010）。21-23 h之间表层盐度减小明显，是由于局部短时降雨所致。在随后的落潮过程中，水体盐度减小，特别是表层盐度。与此同时，水体分层则不断增强，这与部分混合河口的典型过程一致。可见，由于站3位于河口的中段，水体呈现出部分混合到高度分层的状态，以部分混合的状态为主。

图5 站3小潮期的流速、水体分层与盐度过程

图6 站4小潮期的流速、水体分层与盐度过程

再向上游，到站4时，流速进一步减小，表、中、底层的流速相位不同步。值得注意的是，水体中的底层流在大多数时刻都表现为向陆流，表明在站4的底层，落潮期由盐度梯度产生的斜压力要大于由水位梯度产生的正压力。站4也位于一深坑位置（图2），在落潮期水体中上部的盐度减小，而底层盐度几乎不变，表现在水体分层上，即分层系数不断增大，到落憩时达到最大。涨潮时由于潮汐应变效应以及由于地形所产生的动力过程，高盐水覆盖在低盐水之上，导致水体不稳定，垂向混合加强。该时刻底层盐度减小，表层盐度增大，水体的分层系数减小，到涨急时分层最小。在随后的落潮过程中，表层盐度减小，而底层盐度则增大，与之相对应，水体的分层系数不断增大。落潮时底层盐度增大的原因在于该时刻底层流为向陆流，高盐水自海向陆输运。总体来看，站4的水体分层系数大，处于高度分层状态。

2.2 大潮期的流速、盐度、水体分层的时空变化

在大潮期，水位过程表现为两涨两落，其中后一次的落潮过程中水位变化的幅度较小。

与小潮期不同，在大潮期的落潮流速要大于涨潮流速，流速不对称表现为落潮优势型。河口区的流速不对称受多种因素控制，Friedrichs与Madsen（1992）对美国河口的流速不对称进行了综合研究，提出了判据其中b0为断面的平均宽度，Δb为断面高水位的宽度与低水位时的断面宽度差。该判据反映的是潮波传播过程中的底磨擦效应与潮滩地形效应的对比情况，当r>0时，底磨擦效应强，涨潮优势发育，反之则落潮优势发育。但在日潮为主的河口区，Ranasinghe与Pat－tiaratchi（2000）研究发现其流速不对称主要受外海潮波的涨落潮历时不等所控制。对于南渡江河口，在大潮时r显然要大于小潮时，根据Friedrichs与Madsen（1992）的判据应为涨潮优势更发育，而结果则为大潮时落潮优势更明显，表明南渡江河口的流速不对称主要受外海潮波的涨落潮历时不等所控制。大潮时落潮历时要短于涨潮历时，而小潮时落潮历时长于涨潮历时。

图7 口门站大潮期的水位过程

与小潮时相比，大潮时站2的水体分层系数大大减小，水体分层系数在0-0.5之间变动，表明大潮期的混合作用更强，这与世界上许多河口相类似（Haasetal，1977）。在落潮期表层盐度减小，水体分层增强，在落急时分层系数达到极大。表明落潮时潮流的混合作用小于由于潮汐应变导致分层加强的效应。在落潮后期，盐度进一步减小，分层系数也有所减小，但在落憩附近分层又增大。涨潮时盐度增高，水体混合加强，呈现为充分混合状态。在随后的落潮期盐度又不断减小，水体分层也随之增强。总体来看，大潮期站2为部分混合至充分混合状态，潮汐应变效应显著，水体分层落潮期远大于涨潮期。

图8 站2大潮期的流速、水体分层与盐度过程

图9 站3大潮期的流速、水体分层与盐度过程

在站3，大潮期流速显著增大，底层流的涨潮历时要长于表层与中层。水体分层系数（0.2～1.5之间）比小潮期减小，混合作用加强。落潮时盐度减小，水体分层增强，盐跃层在垂向上不断下移，表明底边界层受分层作用的抑制不断变薄。这种现象在小潮期的落潮过程中不明显。涨潮期水体垂向混合加强，分层系数减小，在涨憩时盐度达到最大，分层系数达到最小。在随后的落潮过程中，盐度减小，分层增强，呈现出部分混合型河口的一般特征。

图10 站4大潮期的流速、水体分层与盐度过程

大潮期站4的表层流以向海流动为主，而底层流以向陆流动为主。在小的落潮过程中（26 h附近），底层出现向海流的时段很短。在涨潮期，中层流的流速大于表层（21-24 h），呈现出典型的涨潮期河口垂向流速分布中次表层流速最大的特征（Unclesetal，2002）。在落潮期，水体上部的盐度减小剧烈，且盐跃层不断下移，水体的分层系数在落潮期不断增大。涨潮时底层盐度减小，表层盐度增大，水体混合加强，分层减弱。在随后的次一级的落-涨过程中，盐度呈现出先减后增的过程，水体分层则先增大后减小。

2.3 连续38天观测所揭示的盐度变化规律

连续38天观测站观测期只进行了温盐观测，为分析观测期盐度随大小潮的变化情况，采用EFDC模型模拟了观测期间观测点的水位与流速变化，将模型计算的流速（这里给出的是垂向平均流速）与观测得到的盐度进行综合分析。

从图中可以看出，观测站在大潮期的盐度变化大，高盐度值基本出现于涨憩阶段，而低盐度值出现于涨急之前。从一个潮周期内的盐度变化幅度来看，观测站大潮期的最大盐度要大于小潮期，最小盐度则要小于小潮期。从图11b可以看出，大潮期落潮时盐度减小缓慢，而在涨潮期的涨急后盐度迅速增大，这与落潮期流速较小，而涨潮期流速较大有关，另一方面，涨急时刻由于流速大，混合作用强，也是表层盐度迅速增大的原因。这与站3（图9）在大潮期表层盐度的变化相一致。在小潮期盐度变化与流速的相关性不是很强，但基本上呈现出涨潮时盐度增大，落潮时盐度减小，盐度的极大值出现于涨急至涨憩期间的规律。

图11 连续38天观测站的轴向流速与盐度变化过程

3 讨论与结论

3.1 枯季时盐水入侵到底是大潮时强还是小潮时强

赵军鹏 （2011）发现：根据 Lerczak等（2006）对盐分通量的分解方法，将FVCOM模型计算结果进行断面盐分输运通量分析，分解成平流项 （Advection）、潮汐振荡项 （tidal oscillatory）及平均流剪切项（steady shear）。平流项为由径流作用及潮汐的Stokes效应产生的盐分输运，以向海为主，平均流剪切项主要由河口环流产生，而潮汐振荡项则由流速与盐度的潮内（intratidal）变化的相互作用产生，包括潮泵（tidal pumping）与潮汐捕集（tidal trapping）效应。平均流剪切与潮汐振荡是盐分向陆输运的主要动力机制。在南渡江干流，自海向陆，随着潮汐动力的不断减弱，径流动力的不断增强，盐分向陆输运的贡献项中，潮汐振荡项不断减小，而由重力环流所造成的平均流剪切项则不断增大。在口门附近，盐分向陆输运的主要贡献项为潮汐振荡项，在站3附近（也为38天连续观测点所在位置）的断面上，盐分向陆输运中潮汐振荡项仍占相当重要的地位。一般而言，潮汐振荡项与潮流速度的大小成正相关（Lerczak et al，2006），潮流速度越大，由潮汐振荡项所形成的盐分向陆输运通量越大，这是造成38天连续观测站中最大盐度在大潮期要大于小潮期的动力机制所在。再向陆，到站4所在的断面时，从图10和图6的对比可以看出，站4大潮期的盐度要小于小潮期。这是由于在站4附近所在断面，盐分向陆输运主要通过平均流剪切项来完成，而平均流剪切项又主要由重力环流所造成，重力环流在小潮期要强于大潮期（Haasetal，1977）。如果以某一量值（如1ppt）的底层盐度向陆延伸的距离作为盐水入侵长度的定义，可以断定，南渡江盐水入侵长度在小潮时要大于大潮时。这与部分混合的河口（如珠江口磨刀门 （Gong et al，2011）；美国 Hudson河口（Lerczak etal，2006））的规律相一致，但与充分混和河口（如长江口）的变化规律不同（Wu etal，2010）。对于充分混合的河口，盐水入侵的长度与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对盐水入侵产生怎样的影响

从对站3在小潮期盐度变化的分析来看，挖沙形成的深坑对高盐水具有捕集作用。涨潮时（特别是大潮期）通过Sill动力过程进入深坑的高盐水，在落潮期由于水体分层，垂向混合作用小，再加上深坑处的水平流速近于0，不能被向海输运而富集于深坑处。这些富集的高盐水在下一次的涨潮过程中被卷吸到水体上部随涨潮流向陆输运，从而在一次涨落潮过程中，深坑所在处落潮时盐度低，涨潮时盐度高，类似于潮泵（tidal pumping）过程，或Fisher等 （Fisher etal，1979；Geyer etal，1992；）所描述的河口边滩小湾对高盐水的捕集效应，成为盐分向陆输运的一个重要机制，对盐水入侵产生加剧作用。这一效应可能是南渡江近年来盐水入侵加剧的一个重要动力因素，有待今后进一步地定量研究。

本研究的主要结论如下：

（1）南渡江河口的潮波为驻波，流速不对称主要受外海潮波的涨落潮历时不等所控制，在2009年2月观测的大潮期表现为落潮优势，小潮期表现为涨潮优势。

（2）在小潮期水体分层自海向陆不断增强，站2为充分混合至部分混合状态，站3为部分混合至高度分层状态，而站4则以高度分层状态为主。各站的盐度在落潮时减小，涨潮时增大，而其分层系数则在落潮时增大，在涨潮时减小。站3与站4的底层盐度在落潮时变化很小。

（3）大潮期河口的混合作用加强，各站的分层系数都相应减小。各站在落潮时盐度减小，水体分层增强，落憩时分层最强。涨潮时盐度增大，水体充分混合。站3和站4在落潮期盐跃层不断下移。涨急时混合增强，其后盐跃层上移，盐度增大。

（4）结合数值模拟的流速数据，对38天观测站盐度数据的分析表明，观测站的表层盐度在大潮期的变化幅度大，最大盐度高于小潮期，最小盐度低于小潮期。盐度降低的过程缓慢，而增加的过程迅速，这与河口流速不对称以及盐度变化的动力机制密切相关。

（5）南渡江枯季时盐水入侵长度在小潮期要大于大潮期。这与其盐分输运的动力机制有关。重力环流所造成的平均流剪切项是盐分向陆输运的重要贡献项，该项在河口的向陆部分小潮期要强于大潮期。

（6）人工挖沙形成的深坑对涨潮带入的高盐水具有捕集作用，深坑处一个潮周期内平均盐分向陆输运，可能是近年来南渡江河口盐水入侵加剧的重要动力机制之一。

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