长江口北槽最大浑浊带泥沙过程.doc

1 长江口北槽最大浑浊带泥沙过程摘要:利用长江口北槽口内和口外大潮和小潮的流速、盐度和含沙量资料, 对北槽最大浑浊带水动力、泥沙过程及成因机制进行了分析和研究。此外, 还利用一维悬沙数学模型对北槽的悬沙过程进行了模拟。研究结果表明: 在北槽口内, 最大浑浊带形成的主要动力过程是潮汐的不对称性和河口重力环流。在北槽口外, 最大浑浊带形成的主要动力过程则是河口底部泥沙的周期性再悬浮。在长江口北槽口内、口外最大浑浊带中, 细颗粒泥沙的再悬浮过程也存在着一定的周期性。此外, 由盐度、悬沙浓度层化引起的“层化抑制紊流”也是长江口北槽口内、口外最大浑浊带的成因机制之一。长江口北槽口内和口外水动力悬沙过程的差异性在一维数学模拟的结果中也得到了证实。关键词:长江口最大浑浊带潮汐不对称性重力环流再悬浮层化 2 1 引言河口“最大浑浊带”是河口细颗粒泥沙运动的主要沉积特性。它发生在河口口内盐度入侵较大的区域附近, 含沙量明显高于上游和下游地区, 而且在不同的水文条件下持续出现。自法国学者 Glangeaud[1] 在吉论特河口(La Gironde) 首先发现并定义河口浑浊带( 法文 Bouchon Vaseux) 后,世界各国学者都对这一现象作了大量的深入的研究。影响浑浊带形成和发育的过程包括( 详见综述, 时伟荣等[2]) : (1) 沉降和起动滞后效应( 主要存在于潮汐不对称且潮差沿程变化的河口); (2) 絮凝作用( 由于紊动碰撞和盐度引起的絮凝作用的相互作用)[3] ; (3) 高浓度悬浮体的悬浮作用( 浮泥层在风浪和潮流作用下的大规模悬浮)[4] ; (4) 河口环流模式( 混合型河口内存在的底层向陆、表层向海的余环流模式)[5] ; (5) 潮波变形引起的输沙作用( 单纯的潮汐作用影响, 斯托克斯输移)[6] ; (6) 冲刷浑浊带( 河口潮差的沿程变化受到断面束窄和低边界摩擦因素的作用)[7] 。国外, 河口最大浑浊带的研究主要依赖于现场实验[8~ 13] 。值得一提的是, Geyer[14] 用一个简单的数学模型说明了由于层化产生的紊流抑制大大加强了在河口最大浑浊带悬沙的捕集。他认为, 在中等和高度分层的河口中, 紊流扩散 3 在盐水入侵的上游区域和盐水入侵的层化区域之间明显减小, 在上游区域中紊流不受盐度层化的影响, 而在盐水入侵的层化区域紊流受到盐度层化的影响减小。紊流扩散的减小导致了水流挟沙量的减小, 从而使泥沙被捕集在盐水入侵的陆缘。这种捕集过程发生在与河口辐聚同一地方, 但前者在捕集细颗粒方面比后者更有效许多倍。这为河口最大浑浊带成因提出了新机制。长江口是长江注入东海的入海口,自徐六泾以下经过三次分汊, 共形成四个入海通道。崇明岛将长江口分为南支和北支; 长兴岛和横沙岛又将南支分为南港和北港; 南港又进一步被九段沙分为南槽和北槽(图 1)。长江口水动力情况复杂,径流、潮汐、科氏力、波浪及沿岸流作用都较强烈,口外还受上升流影响[15] 。根据大通水文站多年统计资料,长江多年平均流量 29500m3 · s-1 。长江口为中等潮差的河口, 根据中浚站多年统计资料,多年平均潮差为 。长江口实测最大年输沙量为 亿t ,最小年输沙量 亿t ,年 4 平均输沙量大约有 亿t 。每年由上游携带来的泥沙中有 50% 左右在长江口水下三角洲地区沉积下来,成为形成长江口拦门沙的主要成份。(A:9310 站位: B: 9405 、 9410 站位;详细经纬度见文中) 图1 长江口及观测站位分布图 Changjiang Estuary and monitoring stations 自 90 年代, 河口学家对长江口细颗粒泥沙输移过程进行了更加深入的实验研究。沈焕庭等[16] 系统地分析了长江 5 口最大浑浊带形成的环境背景、时空变化规律、泥沙来源和絮凝作用对悬沙落淤的影响、浮泥的特性与分布以及悬沙的富集机制。时伟荣[17] 和 Shi Li[18] 利用长江口南槽底层含沙量资料, 分析计算了不同潮时的泥沙垂向紊动扩散系数, 研究了底床泥沙再悬浮与最大浑浊带形成的关系。对长江口不同河段的悬沙特性( 大小、沉速、含沙量) 和输移规律的分析对比,李九发等[19] 探讨了这些因素对长江口最大浑浊带形成过程的重要性, 认识到最大浑浊带潮流强劲, 引起床沙再悬浮,因而输沙能力强。沈健等[20] 对长江口最大浑浊带的水沙输运机制进行了定量分析。贺松林、孙介民[21] 研究了长江口最大浑浊带悬沙输移过程中的“潮泵效应”(在涨落潮中,悬沙颗粒在水体与底床之间周期性地做上下悬扬、沉降的现象), 并指出南、北槽之间的大尺度平面环向悬沙输移和南、北槽内的次级尺度的平面环向悬沙输移的重要性。 Zhou Wu[22] 利用通量