洪季长江口径流量与近海海平面的响应关系

匡翠萍，陈 维，顾 杰，贺露露

（1.同济大学 土木工程学院，上海200092；2.上海海洋大学 海洋科学学院，上海201306；3.浙江工业大学 建筑工程学院，浙江 杭州310014）

长江口是我国第一大河口，其径流量仅次于亚马孙河和刚果河，位居世界第三，潮流亦强，在这两股强劲动力的相互作用下构成了长江口有规律的分汊.长江口河段呈三级分汊和四口入海的河势格局，有北支、北港、北槽和南槽4个入海通道.2012年中国海平面公报［1］显示，1980～2012年东中国海的海平面上升速率为2.0～3.0mm·a-1，而根据2013年的IPCC（政府间气候变化专业委员会）气候变化评估报告，1901～2010年全球海平面上升速率为1.7mm·a-1［2］.东中国海平面上升速度高于全球平均水平，其机理尚不清楚.海平面上升将引起一系列的自然环境灾害，对沿海地区人们的日常生活和生命安全构成威胁，其引起海平面上升的各种原因已经引起了全球的高度关注.

从大的范围讲，全球平均海平面变化的机制可归纳为两个主要因素：一个是海水质量的变化，包括雪、冰的溶化和累积，以及通过降水、蒸发、径流与大气和陆地之间水的质量交换；另一个因素是由海水的密度变化（包括温度和盐度的变化）引起的体积变化，称之为比容效应.陈立奇等［3］研究了热膨胀、冰川、冰帽、格陵兰冰盖以及南极冰盖对海平面变化的贡献量，研究结果表明格陵兰冰盖全部融化估计会使全球海平面上升7m；冯伟等［4］探讨了海水比容变化和海水质量变化对中国南海海平面变化的影响，研究结果表明海水质量的变化会引起南海平均海平面的变化.除此之外，还有其他因素也可能导致海平面的变化，如杨春辉等［5］研究菲律宾以东太平洋海区Rossby（罗斯贝）波与海平面年际变化的关系，反映了海平面年际变化特征和低（高）异常信号由东侧产生并向西传播的过程；李艳芳等［6］研究了海面风的年际变化对海平面变化的影响，研究结果表明海平面的年际变化与赤道流相关系数达0.6，风主要是通过Ekman（艾克曼）作用影响海平面变化.

然而，大多数研究者对海平面贡献的研究集中在冰盖方面，忽略了河流径流量对近海海平面上升的影响因素.河流径流量对河口地区及近海将产生重要的影响，除了能引起河口及近海海平面的变化外，河流径流量还对河口地区的盐度［7-9］、浑浊带［10］、环流［11］以及潮波传播［12］等产生重要的影响.本文重点研究河流径流量对近海海平面上升的影响，利用软件MIKE 21建立长江口杭州湾二维潮流数学模型，分析长江洪季径流量对长江口河口及近海海平面的响应关系（本文的海平面值指典型年5～10月的平均潮位）.

1 二维潮流数学模型

1.1 模型简介

MIKE 21是丹麦水力学研究所（DHI）［13］研发的通用数学模拟系统，主要模拟河流、湖泊、河口、海洋及海岸的水流、波浪、泥沙及环境变化，为工程应用、海岸管理及规划提供了完备、有效的设计环境.Mike 21Flow Model（FM）子模块属二维潮流模型，根据Boussinesq假设、静水压力假设、浅水条件和适定边界条件，通过控制体积法求解由不可压缩雷诺平均Navier-Stokes概化的浅水方程.

1.2 模型计算范围及网格

模型计算范围北到江苏泰州以北（北纬32.5°），南至浙江健跳以南（北纬29°），西至长江口江阴和杭州湾仓前，东至东经124°.模型采用无结构三角形网格（见图1），网格节点数为29 424，网格单元数为55 325，空间步长在0.008°～0.160°的范围内.

1.3 模型参数设置

模型糙率采用曼宁系数，数值范围为0.012～0.014，时间步长由模型自动调节，为0.000 1～30s，模型计算采用冷启动，科朗数限值为0.8，上边界河流边界采用流量控制，下边界外海边界条件采用东中国海大模型［14］计算得到的潮位时间序列控制.模型采用动边界处理技术，模型中干点临界水深取0.005m，湿点临界水深取0.05m，干、湿点临界水深之间保留0.1m的差值有利于提高模型的稳定性.

图1 模型计算网格、分析点以及潮位站位置Fig.1 Computational mesh，locations of tidal level survey and representing stations

根据大通径流量和江阴径流量的相关性分析［15］，江阴径流量和大通径流量基本相等，故本模型的江阴边界流量条件采用大通径流量，钱塘江仓前边界径流量取1 000m3·s-1.

2 模型的验证

模型验证采用长江口长时间序列的实测潮位资料，江阴边界采用大通水文站实测流量过程控制.模型计算时间从2005年8月1日1：00开始，到2005年8月19日23：00结束，计算19d.模型验证时间为2005年8月15日0：00到8月19日9：00［15］.潮位站位置如图1所示.验证结果见图2.

图2 潮位验证Fig.2 Verification of tidal level

为了定量评价潮流模型模拟结果的优劣，需要寻求一个评价标准来进行衡量.Allen等［16］提出了一个评估模型好坏的方法，定义如下式：

式中：E是模型效率系数；Xmod是模型计算值；Xobs是实测值；X-obs是实测值的均值；N为实测值的个数.根据E的大小，确定模型的优劣：E＞0.65时，模型效率极好；0.50＜E≤0.65时，模型效率较好；0.20＜E≤0.50，模型效率好；E≤0.20时，模型效率较差.应用该式计算本模型的E值，得到中浚和北槽中潮位验证点的E值分别为0.92和0.87，因此本模型的模型效率是极好的.河口近岸区域的潮位受很多因素的影响，如潮汐、径流量、风、河口形状以及人类活动等，而潮流模型模拟结果不可能完全能与实测值吻合，经评估模型的评价，模型的误差是在可接受的范围内，可以用于计算分析长江口径流量对长江口河口及近海海平面上升的贡献.

3 海平面变化分析

3.1 径流量变化引起的潮位过程变化分析

基于1950～2011年大通站月均径流量资料，洪季考虑5～10月，分别统计多年平均径流量以及洪季频率为25%，50%和75%的径流量.经统计计算分析，洪季频率为25%，50%和75%的径流量分别为43 800，39 600和35 400m3·s-1，多年平均流量为23 800m3·s-1.

分别 采 用 径 流 量 23 800，35 400，39 600 和43 800m3·s-1作为模型的江阴边界条件，通过计算得到SB1，SB2，NB1，NB2，NC1，SC1以及 T1～T8共14个分析点的潮位变化过程；其中，SB1位于南北支分流口以上，SB2位于南支下段，NB1和NB2分别位于北支上段和下段，NC1位于北港中段，SC1位于南港下段，T1～T8均匀分布在近海（见图1）.图3为不同径流量下部分分析点的潮位变化过程.由图可知，南北支上段潮位上升非常明显，其他位置潮位增长相对较小.

图3 不同径流量下部分分析点的潮位变化过程Fig.3 Variation of tidal level at different discharges

表1为不同径流量下长江口北支分析点的计算平均潮位.从表中可以看出，从北支上段到北支下段及近海，随着径流量的增加，其平均潮位都有一定幅度的增加，且北支上段的增幅大于北支下段及近海的增幅.特别地，近海T1分析点的潮位增幅大于北支下段NB2分析点的潮位增幅，这是由于NB2主要受北支径流的影响，而北支分流比较小（＜1%［17］），而T1潮位的增幅除了受北支径流影响外，还受到南支径流的影响.

表2为不同径流量下长江口南支分析点的平均潮位及增幅.从表中可以看出，随着径流量的增加，南支各分析点的平均潮位都有较大幅度的增长，且潮位增幅大于北支的平均潮位的增幅.从南支上游分析点SB1和SB2至北港NC1及南港SC1分析点，平均潮位增幅沿程减小.根据长江口近岸流场图［18］可知，T3受北港径流影响较明显，而T5和T7受南槽径流的影响较为明显.此外，近海T3，T5和T7平均潮位增幅分别大于较远的T4，T6和T8的平均潮位增幅，说明各分析点平均潮位增幅跟径流作用存在很好的响应关系.

表1 不同径流量下北支分析点的平均潮位Tab.1 Mean tidal level of North Branch at different discharges

表2 不同径流量下南支分析点的平均潮位Tab.2 Mean tidal level of South Branch at different discharges

3.2 平均潮位与径流量的响应关系

图4为长江口及近海分析点径流量与平均潮位的相关性.从图上可以看出，径流量与平均潮位呈线性正相关关系，且相关性良好，相关系数在0.987 8～1.000 0的范围内.此外，斜率的大小反映了径流量对平均潮位影响程度的大小.在南支上口处，SB1分析点的斜率是2×10-5，斜率最大，说明径流量对SB1平均潮位影响最大.北支上口处NB1和南支下口处SB2分析点的斜率分别是9×10-6和1×10-5，比较接近，这两点相距较远，说明径流对平均潮位的影响与分流比的大小及与近海的距离都有关系.北港NC1点和南港SC1点几乎处在同一条垂直线上，北港NC1点和南港SC1点的斜率都是6×10-6，这说明径流量对北港和南港平均潮位的影响差不多.北支下口NB2点斜率最小，为8×10-8，与北支分流比较小（＜1%［17］）及北支主要为落潮通道是一致的.在近海区域，T3点的斜率最大，为3×10-6.T3点在北港下面，受北港径流影响较大.T2点的斜率最小，为1×10-8，T2点在北支口以下，北支较小的分流比对北支口外近海区域的平均潮位的影响就很小.

3.3 长江口杭州湾海平面空间分布变化

图5为洪季不同流量下平均潮位与多年平均流量（23 800m3·s-1）下平均潮位的差值.流量越大，河口内的平均潮位增加越明显，口外的影响相对较小.在流量增加的情况下，各增幅线（0.3，0.2，0.1，0.05m）均有不同程度的向外扩张.由于长江口与杭州湾水体交换比较剧烈，受长江径流增加的影响，杭州湾平均潮位也有一定幅度的增长，尤其当径流量增加20 000m3·s-1时，杭州湾湾内平均潮位增加0.005～0.010m（即43 800m3·s-1流量与23 800 m3·s-1流量下平均潮位之差）.

图4 长江口及近海分析点径流量与海平面的相关性Fig.4 Correlation between discharges and sea levels in the Yangtze estuary and offshore

图5 洪季不同流量与多年平均流量（23 800m3·s-1）下长江口海平面的差值Fig.5 Difference of sea level between different discharges and multi-year discharge in flood season

表3为洪季不同流量与多年平均流量23 800 m3·s-1进行比较得到的平均潮位增幅线位置（将各增幅线中间位置经纬度坐标转换为西安80大地坐标，并以横坐标衡量）.随着径流量的增加，增加0.3 m的平均潮位线由徐六泾附近逐渐向徐六泾以下移动，至南支扁担沙以上河段内，移动距离约为29.56 km；增加0.2m的平均潮位线在扁担沙至青草沙之间的河段内移动，移动距离约为33.08km；增加0.1 m的平均潮位线在青草沙至横沙东滩之间的河段内移动，移动距离约为22.40km；而增加0.05m的平均潮位线在横沙东滩以下近海区域内移动，移动距离约为7.78km.

图6是长江口河势.从图上可以看出，南支河势特别是浅滩和沙岛的阻水作用对平均潮位增幅线的移动起了很重要的作用.首先，由南支而下的径流，在徐六泾下面遇到白茆沙和扁担沙等几个沙体的阻水作用，水流不够顺畅，这个区间内平均潮位增幅最大，为0.3m；水流继续向下，再遇中央沙、青草沙等沙体的阻挡作用，平均潮位增幅次之，为0.2m，且这段河段内沙体较多，水流形势复杂，横向移动距离最大；水流由中央沙体及长兴岛分两支水流分别进入南港北港，而南港北港河势较顺畅，从青草沙至横沙东滩平均潮位增幅较小，为0.1m；横沙东滩以下因是宽阔的近海，水面面积更大，水流更加顺畅，平均潮位的增幅更小，为0.05m，横向移动范围也最小.因此，径流量对长江口及其近海平均潮位的影响与河势存在着一定的关系.

图6 长江口河势Fig.6 River regime of the Yangtze estuary

表3 洪季不同流量时相对于23 800m3·s-1流量下各个增幅线的位置Tab.3 Location of different amplification line at different discharges compared to the discharge of 23 800m3·s-1

4 结论

利用1950～2011年大通站实测径流量资料，统计分析出大通站洪季频率为25%，50%及75%时对应的径流量，结合长江口杭州湾二维潮流数学模型，分析了径流量变化对长江口及近海海平面的影响，结果表明：

（1）在长江口河口及近海区域，随着径流量的增加，其平均潮位将呈线性增长.河口内，径流量对平均潮位的影响是由上游到下游沿程逐渐减小的；在近海区域，径流量对海平面的影响是南部大于北部.

（2）长江口口内及近海分析点的平均潮位与径流量呈线性关系，相关系数在0.987 8～1.000 0的范围内.河口内，SB1点的斜率系数最大，为2×10-5；北支下口NB2点斜率最小，为8×10-8；与北支分流比较小及北支主要为落潮通道有关.在近海区域，受北港径流的影响，T3点的斜率最大，为3×10-6；受北支分流比较小的影响，T2点的斜率最小，为1×10-8.

（3）随着径流量的增加，海平面增幅线均不同程度地向外扩张，且增幅线与长江口河势存在一定的关系.在径流量为43 800m3·s-1的情况下，杭州湾湾内大部分区域海平面增加0.005～0.010m.

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