臺風路徑對磨刀門水道咸潮上溯動力過程的影響機制

潘明婕, 孔俊, 楊芳, 羅照陽, 章衛(wèi)勝, 荊立, 4, 王青, 李占臣

?

臺風路徑對磨刀門水道咸潮上溯動力過程的影響機制

潘明婕1, 2, 孔俊1, 楊芳3, 羅照陽1, 章衛(wèi)勝1, 荊立1, 4, 王青1, 李占臣5

1. 海岸災害及防護教育部重點實驗室(河海大學), 江蘇 南京 210098; 2. 南京昊控軟件技術有限公司, 江蘇 南京 211100; 3. 珠江水利委員會珠江水利科學研究院, 廣東 廣州 510611; 4. 生態(tài)環(huán)境保護部南京環(huán)境科學研究所, 江蘇 南京 210042; 5. 海軍北海工程設計院, 山東 青島 266012

隨著全球氣候變暖加劇, 臺風強度和強臺風數(shù)量不斷增加, 加劇了磨刀門水道咸潮災害的變化形勢。本文采用SCHISM(semi-implicit cross-scale hydroscience integrated system model)模型建立磨刀門水道三維水流鹽度數(shù)值模型, 分析臺風路徑對磨刀門水道鹽水入侵的影響。選取以“納沙”為代表的西徑型臺風和以“天兔”為代表的東徑型臺風, 發(fā)現(xiàn)二者對鹽度輸運和層化過程的動力響應具有差異性。東徑型臺風導致外海減水, 平流通量向海增大; 而西徑型臺風引起外海增水, 逆轉(zhuǎn)了原本向口外輸出鹽度的平流通量, 會引起嚴重的鹽水入侵。臺風不僅引起外海的增減水效應, 還帶來強勁的局地風作用, 對水道流速和鹽度分布產(chǎn)生重要影響。在西徑型臺風下, 順河口向上游的風會減弱鹽淡水分層, 并加強平流項的向海輸出; 而在東徑型臺風下, 一定強度順河口向下游的風加強鹽淡水分層, 但當風速過強時, 則會削弱鹽淡水分層。

鹽水入侵; 臺風路徑; 數(shù)值模型; 磨刀門

21世紀以來, 隨著全球變暖的加劇, 全球臺風總數(shù)變化不明顯或可能出現(xiàn)下降趨勢, 但臺風的強度及強臺風的數(shù)量可能會不斷增加(Flato et al, 2013)。根據(jù)1949—2008年登陸珠江的熱帶氣旋情況統(tǒng)計, 平均每年登陸珠江的熱帶氣旋有5.7個。臺風作為短期改變海洋環(huán)境的重要動力因素, 會對近岸河口環(huán)境產(chǎn)生巨大的影響。臺風過境時, 強烈的氣旋性風應力使水體發(fā)生劇烈混合, 加快了陸—海、?！獨饧昂Ｋ练e物之間的物質(zhì)和能量交換(Fujii et al, 2002), 顯著改變海洋的溫度、鹽度、濁度和生態(tài)要素分布特征(Herbeck et al, 2011), 同時也會使海水化學性質(zhì)、水質(zhì)、海洋生物等要素在短時間內(nèi)發(fā)生急劇變化(Yang et al, 2011)。Li等(2006)揭示了強臺風影響下, 半封閉海灣經(jīng)歷了強鹽水上涌、鹽淡水分層現(xiàn)象破壞以及臺風過后重力調(diào)整下的鹽淡水再層化過程。Li等(2009)根據(jù)實測資料, 分析了兩場連續(xù)颶風影響下水通量和鹽通量的差異化響應過程。Cho等(2012)通過綜合分析“弗洛依德”(Floyd)和“伊莎貝爾”(Isabel)兩次臺風過程對切薩皮克灣(Chesapeake Bay)的影響, 發(fā)現(xiàn)風暴潮作用主要有兩個階段, 一是遠風引起水面的增減水, 二是局地風通過影響垂向混合和縱向鹽度輸運調(diào)整流場和鹽度場分布; 并針對局地風深入探究發(fā)現(xiàn), 順河口向下游的風在一定強度下會加強層化, 但當風應力增強則會經(jīng)歷層化增強后減弱的過程; 順河口向上游的風深入水體中擾動, 通過逆轉(zhuǎn)重力環(huán)流減弱層化。

磨刀門水道位于中國第三大河流珠江的下游, 年徑流量占珠江入海徑流總量的28.3%, 為珠江八大口門之最。磨刀門水道沿途分布有竹洲頭泵站、全祿水廠取水口、平崗泵站等眾多取水口, 是中山、珠海、澳門特別行政區(qū)的主要飲用水水源地。近年來, 磨刀門口門的圍墾工程和上游人工采沙活動導致河道河床下切, 使得潮汐作用相對增強加大了外海鹽水的涌入, 使得鹽水入侵形勢日益嚴峻(呂愛琴等, 2006)。Gong等(2011, 2014)基于大量實測數(shù)據(jù), 利用EFDC(environmental fluid dynamics code)建立磨刀門水道三維水流鹽度數(shù)值模型, 分析枯季鹽度輸運動力特征, 結果顯示磨刀門鹽水入侵主要受潮汐和徑流的相互作用, 大的徑流量能有效抑制鹽水入侵。而在枯季正常流量條件下, 水道在小潮期間進鹽, 大潮期出鹽, 從鹽通量機制上進行解釋, 即使鹽度向陸輸運的穩(wěn)定剪切通量在小潮達到最大, 大潮達到最小。關于磨刀門水道的鹽水入侵特征已有諸多學者展開研究(Chen et al, 2009; Yuan et al, 2015), 然而隨著臺風強度的加大及強臺風數(shù)量的增多, 且磨刀門作為受臺風影響的高頻區(qū), 強臺風對磨刀門水道動力特征的改變已經(jīng)不容忽視, 但是由于臺風期觀測困難, 實測資料較少, 針對磨刀門水道臺風期鹽水入侵特征的研究較少。

本文選取以“納沙”為代表的西徑型臺風和以“天兔”為代表的東徑型臺風, 研究不同臺風路徑下, 磨刀門水道鹽水入侵的差異性響應過程, 針對遠風產(chǎn)生的增減水效應和局地風對水流運動的直接作用, 深入探究其影響機制。

1 實測資料分析

磨刀門水道地處中國南部沿海地區(qū), 面向南海, 屬于亞熱帶季風氣候區(qū), 每年洪季受熱帶氣旋影響較為頻繁。本文選取2011年17號臺風“納沙”和2013年19號臺風“天兔”, 二者分別從磨刀門水道的西、東兩側過境, 分析不同路徑的臺風對磨刀門水道鹽水入侵的影響。

“納沙”為2011年登陸珠江的年度最強臺風, 如圖1中臺風移動路徑所示, “納沙”于9月24—30日從研究區(qū)域的西側過境。移動過程中, “納沙”先后于9月26日23時和29日7時兩次加強到強臺風強度且長期維持在臺風強度。從澳門大潭山(圖1W點)2h/次的風矢量圖(圖2a)可以看出, “納沙”過境期間, 風向由之前持續(xù)的偏北風, 突然沿順時針轉(zhuǎn)到東南風, 風速最大可達13.9m·s–1, 之后隨著臺風消散又轉(zhuǎn)為偏北風。臺風“天兔”的移動路徑與“納沙”不同, 于9月17—23日期間從磨刀門東側過境?！疤焱谩笔?013年全球最強臺風, 其移動過程中, 臺風風勢持續(xù)強勁, 大部分時間都是強臺風和超強臺風等級。從澳門大潭山2h/次的風矢量過程(圖2b)可以看出, “天兔”過境期間, 風向從偏東風轉(zhuǎn)到偏西北風, 21日至23日期間隨著臺風的臨近, 風速持續(xù)增大, 最大達到11.8m·s–1, 之后隨著臺風登陸風速不斷減小。不同的臺風路徑導致磨刀門水道受不同方向的強風影響, 受“納沙”影響期主要盛行順河口向上游的風, 而“天兔”影響期主要盛行順河口向下游的風。

圖1 研究區(qū)域及臺風路徑圖TD: 熱帶低壓; TS: 熱帶風暴; STS: 強熱帶風暴; TY: 臺風; STY: 強臺風; tr1、tr2、tr3為所選橫斷面; M為所選分析點; A-A為所選縱斷面

磨刀門水道鹽水入侵主要受徑流和潮汐的相互作用, 大徑流量對鹽水入侵有明顯的抑制作用?！凹{沙”和“天兔”都發(fā)生在9月洪季, 但是鹽水入侵情況卻截然不同。如圖3所示, 平崗泵在“納沙”期間連續(xù)15天測到鹽度, 而“天兔”期間鹽度卻一直為零。觀察其流量過程, 可以初步得到解釋, 即兩個時期上游流量懸殊。2011年珠江流域遭受干旱災害, 9月期間流量在2000m3·s–1左右, 利于鹽水上溯。而2013年9月正值洪季, 流量大于5000m3·s–1, 極大地抑制了鹽水上溯。為避免流量差異過大的影響, 因此下文探討“納沙”和“天兔”不同臺風路徑對鹽水入侵的影響時, 采用數(shù)值試驗的方法, 取相同的定流量作為上游流量邊界進行分析。

圖2 納沙(a)、天兔(b)期間實測風速矢量圖圖中虛線框為臺風期影響時期

圖3 納沙(a)、天兔(b)期間實測表層鹽度和流量過程圖

2 數(shù)值模型及機制分析方法

2.1 數(shù)值模型

2.1.1 模型建立

磨刀門水道三維水流鹽度數(shù)值模型采用Zhang等(2016)在SELFE并行版的基礎上開發(fā)的SCHISM (Semi-implicit Cross-scale Hydroscience Integrated System Model)跨尺度湖泊-河流-河口-海洋水動力模型, 該模型在水動力模型基礎上耦合了波浪、生態(tài)、水質(zhì)、風暴潮等模塊, 廣泛用于河口海洋水動力問題研究。模型水平方向采用無結構網(wǎng)格(圖4), 共有25998個網(wǎng)格單元, 15046個節(jié)點, 垂向采用SZ混合坐標, 輸運方程采用TVD2(高階隱式平流格式)進行求解。上游流量邊界和外海水位、鹽度邊界從珠江大范圍潮流數(shù)學模型提取, 二維模型范圍及網(wǎng)格如圖4所示, 共有91161個網(wǎng)格單元、81049個節(jié)點。大范圍二維模型上游邊界為實測流量, 外海水位由潮汐預報值和實測水位值綜合率定調(diào)整而來, 鹽度邊界為定值33‰; 風速條件采用構建的臺風場計算得出, 臺風場由基于Myers氣壓模型構建的臺風經(jīng)驗模型風場疊加CCMP/NECP背景風場而來, 詳細構建方法參見葉榮輝等(2013)。模型運行102天達到穩(wěn)定狀態(tài)。

圖4 大范圍二維模型網(wǎng)格(a)和磨刀門水道三維模型網(wǎng)格(b)

2.1.2 模型驗證

采用“納沙”和“天兔”期間實測水位和表層鹽度數(shù)據(jù)對模型進行驗證, 水位及鹽度測站位置如圖1所示。模型結果驗證圖如5、6所示, 由于臺風期外海風浪較大, 大橫琴部分鹽度數(shù)據(jù)缺測。計算了各個驗證點的均方根誤差(RMSE)附于驗證圖上, 顯示模型驗證結果較好, 模型可以用于后期分析。

圖5 納沙(2011年)、天兔(2013年)期間不同測站實測和模擬水位對比圖

圖6 納沙(2011年)、天兔(2013年)期間不同測站實測和模擬表層鹽度對比圖

2.2 鹽通量機制分析方法

為分析臺風期鹽度輸運的動力機制, 采用Lerczak等(2006)提出的鹽通量機制分解方法, 其中總鹽通量s表示為:

式中, 方括號表示33小時的低通濾波;為法向流速,為鹽度,為斷面面積, 方括號內(nèi)橫斷面積分則得到瞬時的鹽通量值。而s可被分解為:

式中,和被分解為潮平均和斷面平均項(0和0)、潮平均和斷面變化項(E和E), 以及潮汐變化和斷面變化項(T和T)。機制分解結果顯示, 鹽通量輸運取決于潮平均斷面平均的平流輸運(f0)、潮平均剪切擴散(E)和潮汐震蕩(T)三者動力輸運的平衡。此外, Lerczak等(2006)特別指出,E和T項主要驅(qū)動鹽分向陸輸運, 而f0項主要受上游徑流量影響, 驅(qū)動鹽分向海輸運。

3 結果分析與討論

根據(jù)前文實測數(shù)據(jù)分析部分可知, 納沙和天兔過境時間雖然都在9月, 但是由于不同年份旱澇災害情況不同, 導致上游徑流量差異較大。而磨刀門水道作為強徑弱潮型入海水道, 其鹽水入侵形勢受徑流影響很大。故本文在探討不同臺風路徑對磨刀門水道鹽水入侵影響過程中, 為排除徑流效應, 兩次臺風期間取相同的上游定流量邊界。數(shù)值試驗方法為: 大模型邊界2取2000m3·s–1的定流量(其余上游流量邊界根據(jù)邊界2按分流比給定值)分別在納沙和天兔驗證好的數(shù)值案例基礎上運行, 得到小模型流量邊界, 而納沙和天兔期間的小模型水位、鹽度邊界和風速條件, 與經(jīng)實測數(shù)據(jù)驗證過的模擬案例保持一致, 數(shù)值試驗的詳細設置見表1。

表1 數(shù)值試驗匯總表

注: “無局地風”即磨刀門水道三維模型沒有風輸入

3.1 不同臺風路徑導致的差異性增減水響應過程

利用2000m3·s–1流量下納沙和天兔期間磨刀門水道三維數(shù)學模型, 對比分析西徑型和東徑型臺風對水體運動的影響。從臺風特征來看, 納沙期間(圖7中空心箭頭所示), 臺風前期(29日10時前)風速大致垂直于水道, 之后風速方向轉(zhuǎn)為順河口向上游, 且風速整體較大, 在5m·s–1以上; 天兔期間(圖8), 主要盛行順口向下游的風, 而風速整體較小, 在3~5m·s–1, 臺風后期風速增大, 22日19時達到10.2m·s–1。從臺風期水位的響應過程來看, 納沙期間, 水位整體升高至少0.2m, 29日10時至12時高水位期水位增高更為明顯, 升高到1.8m, 較平時漲了0.4m, 可見納沙導致的增水現(xiàn)象十分明顯; 天兔期間, 水位整體降幅不大, 但是22日5時至7時落潮期, 低水位持續(xù)時間較長, 不同于平時降到低水位后迅速漲水, 可見天兔造成一定的減水效應?？傮w看來, 以納沙為代表的西徑型臺風影響下, 磨刀門水道盛行順河口向上游的風并產(chǎn)生增水效應, 而以天兔為代表的東徑型臺風影響下, 水道盛行順河口向下游的風并產(chǎn)生減水效應。

進一步, 分析磨刀門水道橫斷面水量和鹽分的輸運情況, 驗證增減水效應, 探究鹽分輸運特征。根據(jù)Kuo等 (1992)提出的公式(3)計算體積輸運, 分析斷面水通量的變化情況:

其中,指斷面水通量,指某一橫斷面每個小單元的面積,指斷面每個小單元的法向流速(流速方向以向海為正, 向陸為負)。計算得到三個橫斷面(位置見圖1)隨潮汐變化的水通量變化過程, 取12h的平均過程繪出圖9。對比納沙和天兔期間水體輸運過程可以發(fā)現(xiàn): 納沙期間, 9月29日12時前, 水通量總體較小且以向海輸出為主, 而29日前半日突然有較多水量向陸輸送, 之后連續(xù)24h大量向?；芈? 充分印證了外海增水引起的向陸水通量突然增大, 可見納沙影響顯著; 天兔期間, 水通量總體向海輸出, 尤其是9月22日至23日12時, 輸出總量較大, 與天兔期間的減水效應相對應。從斷面鹽通量過程(圖10)來看, 磨刀門水道斷面鹽通量變化過程與水體輸運過程保持一致。納沙期間, 28日12時至29日12時有較多鹽分向陸輸運, 是增水導致高濃度鹽度進入水道所致; 天兔期間, 21日有鹽分向陸輸入, 可能是順河口向下游的風較小, 加強鹽淡水層化, 使得鹽水從水道底層上溯, 而22日至23日12時向海輸出較多鹽分, 為風應力增大后減水效應下鹽水向海運動。

采用鹽通量機制分解方法, 分析鹽度的輸運過程, 結果如圖11所示。從沿程分布來看, 從斷面tr1至tr3鹽通量變化幅度逐漸減小, 這主要與鹽度入侵距離相關, 外海潮汐上溯動力從口門向上游不斷減弱, 平流項和震蕩項也隨之沿程減弱, 而剪切輸運項沿程變化不大, 主要因為斷面流速、鹽度剪切較大, 水道沿程形成重力環(huán)流, 促進鹽分向陸輸運。對比臺風納沙和天兔期間的動力輸運特征可以發(fā)現(xiàn): 納沙期間, 鹽通量總體輸運強度較大, 其中平流通量發(fā)生顯著變化, 通常情況下向海輸運的平流項, 在28、29日期間轉(zhuǎn)為向陸輸運, 導致凈向陸的總鹽通量(S)大幅增加, 震蕩項和剪切項也隨之略有增加; 天兔期間, 鹽通量總體輸運強度較弱, 21日震蕩項和剪切項有所增大, 導致凈鹽通量向陸, 而22、23日期間向海的平流通量明顯增大, 將鹽分完全帶出水道。平流通量的變化與水體輸運密切相關, 受臺風增減水影響顯著, 西徑型臺風造成外海增水, 逆轉(zhuǎn)了原本向海方向的平流通量, 導致大量高鹽水從口門向上游涌入, 造成磨刀門水道產(chǎn)生更嚴重的咸潮災害, 而東徑型臺風導致外海減水, 平流通量向海增大, 鹽度向口門外輸出, 緩解鹽水上溯形勢。

圖7 2000m3·s–1流量下納沙期間磨刀門水道水位和水深平均流速過程圖空心箭頭表示風速

圖8 2000m3·s–1流量下天兔期間磨刀門水道水位和水深平均流速過程圖空心箭頭表示風速

圖9 2000m3·s–1流量下納沙(a)、天兔(b)期間橫斷面 tr1、tr2和tr3的半日平均水體積輸運正值表示向海, 負值表示向陸

圖10 2000m3·s–1流量下納沙(a)、天兔(b)期間橫斷面tr1、tr2和tr3的半日鹽通量正值表示向海, 負值表示向陸

圖11 2000m3·s–1流量下納沙(左)、天兔(右)期間的鹽通量33h濾波, 正值表示向海, 負值表示向陸, 虛線框表示臺風影響階段; FE、FT、QFS0、FS分別指剪切擴散鹽通量、潮汐震蕩鹽通量、平流輸運鹽通量和總鹽通量

3.2 流量變化對不同臺風路徑下鹽度輸運的影響

針對臺風期平流項的大幅變化, 改變上游徑流量, 如表1中設定的數(shù)值試驗(N-1、N-2、N-3、N-4、N-6、N-8, U-1、U-2、U-3、U-4、U-6、U-8), 并選取中間tr2斷面分析徑流量變化對鹽通量的影響。

結合圖12和圖13分析發(fā)現(xiàn), 徑流量變化后, 平流項、震蕩項以及總鹽通量均有較大變化。當徑流量減小時, 對比圖12中1000和2000m3·s–1徑流情況: 納沙期間, 較低徑流量下, 平流項明顯向陸增大, 震蕩項和剪切項向陸略有減小, 凈鹽通量向陸輸運加強; 天兔期間, 各項變化趨勢與納沙基本一致, 平流項甚至從向海輸運轉(zhuǎn)為向陸輸運, 而剪切項幾乎保持不變。當徑流量增大時, 對比圖12中2000和4000m3·s–1徑流情況: 納沙期間, 較高徑流量下, 平流項由向陸輸運大致轉(zhuǎn)為向海輸運, 震蕩項和剪切項向陸均有增大, 凈鹽通量向陸輸運減弱; 天兔期間, 平流項明顯向海增大, 震蕩項向陸增大, 但是剪切項向陸減小, 凈鹽通量向陸輸運明顯減弱。

圖12 1000、2000、4000m3·s–1流量下納沙(左)、天兔(右)期間斷面2鹽通量圖(33h濾波)

選取特征時刻, 對比各流量下的鹽通量變化情況, 如圖13。所選時刻均在臺風期, 且凈鹽通量為向陸輸運。納沙(選取29日0時)期間鹽水上溯嚴重, 斷面鹽通量較大, 當徑流量不斷增大時, 凈鹽通量向陸輸運明顯減弱, 平流項向陸輸運不斷減小, 徑流量大于6000m3·s–1后轉(zhuǎn)為向海輸運并逐漸增大。震蕩項隨徑流量的變化也十分明顯, 徑流量越大, 向陸的震蕩項越大。天兔(選取22日12時)期間鹽水入侵較弱, 斷面鹽通量較小, 當徑流量增大時, 凈鹽通量向陸輸運明顯減弱, 流量為8000m3·s–1時, 斷面凈鹽通量為零, 結合圖14鹽水入侵長度線可知, 徑流量為8000m3·s–1時鹽度未能上溯到斷面2。隨著徑流量增大, 向海的平流項和向陸的震蕩項呈拋物線形式變化, 當徑流量小于4000m3·s–1時, 二者不斷增大, 而徑流量大于4000m3·s–1后, 二者受限于水道鹽度的整體下降, 而不斷減小。納沙和天兔期間, 隨著徑流量的加大, 剪切項卻呈現(xiàn)出幾乎相反的規(guī)律, 即納沙期間剪切項不斷增大而天兔期間剪切項略有增大后不斷減小。其主要原因在于, 納沙期間水道沿程含鹽度高, 徑流越大, 鹽度梯度越大, 形成的重力環(huán)流越強, 使得剪切輸送的鹽度越多, 而天兔期間, 水道沿程含鹽度低, 徑流從1000m3·s–1增大到2000m3·s–1時尚能增強重力環(huán)流, 徑流更大時, 則將上游鹽分帶出口外, 沿程鹽度梯度減小, 重力環(huán)流不斷減弱, 剪切輸送隨之減小。

圖13 不同徑流量下納沙(29日0時)和天兔(22日12時)期間斷面2鹽通量對比圖

沿縱向斷面A-A選取2‰作為臨界鹽度繪出鹽水入侵長度線, 如圖14所示。納沙期間, 鹽水上溯距離較長, 低徑流量鹽水上溯更遠, 高徑流量鹽水上溯受到抑制。徑流量高于3000m3·s–1時, 臺風期鹽度則不能上溯到平崗泵處, 徑流量大于4000m3·s–1時, 平崗泵基本不受咸潮影響。天兔期間, 鹽水上溯距離較短, 即使是1000m3·s–1流量下, 也未能上溯到平崗泵處, 主要原因在于臺風之前受汛期徑流量大的影響, 近海鹽度普遍低于納沙時期, 加上臺風減水期間潮汐動力較弱, 鹽水上溯動力不足。同樣, 與納沙期間規(guī)律一致, 隨著徑流量不斷加大, 鹽水上溯距離逐漸變短。

總體看來, 徑流量對鹽水上溯影響顯著, 低徑流量時, 平流項向陸輸運加強(或向海輸運減弱), 鹽通量凈向陸增加, 鹽水上溯更遠, 而高徑流量時, 平流項向陸輸運減弱(或向海輸運加強), 鹽通量凈向陸減弱, 鹽水上溯受到抑制。

圖14 不同流量(顏色實線, 單位: m3·s–1)下納沙(a)、天兔(b)期間磨刀門水道底層鹽水(2‰)上溯距離(33h濾波)

3.3 不同臺風路徑產(chǎn)生的不同方向局地風對鹽度輸運的影響

風直接作用于水表面, 不僅能夠改變表層流速的大小, 還能夠通過?？寺斶\(Ekman transport)改變垂向上的流速分布, 進而影響鹽度分布。選取磨刀門水道深槽處的點M(位置如圖1所示), 對比臺風期間有無局地風作用下, 該點漲落潮期間的垂線流速和鹽度分布情況。具體分析的潮周期時刻如圖15所示, 其中a、b、c、d分別代表潮周期漲憩、落急、落憩、漲急四個特征時刻, 得到的垂線流速和鹽度分布結果如圖16、17、18所示。

納沙期間盛行順河口向上游的風, 如圖16所示, 所選潮周期內(nèi)風速較強, 在5.0m·s–1以上。從垂線流速分布來看, 與無風條件(N-nlw)對比, 有風(N-2)情況下, 表層流速向陸增加, 中、底層流速向陸減小, 特別是落憩時刻的流速受到較大影響, 使得表層原本向海的流速轉(zhuǎn)而向陸, 破壞了落憩時刻的重力環(huán)流結構, 加強了水體混合。從垂線鹽度分布來看, 有風情況下, 漲憩至落急時刻的垂線鹽度均低于無風情況, 而落憩至漲急時刻, 受表層流速向陸增加、底層流速向陸減小的影響, 表層鹽度加大而底層鹽度降低, 表底層鹽度差不斷減小。

圖15 納沙(2011年)、天兔(2013年)期間選取分析的時刻標志a、b、c、d分別對應漲憩、落急、落憩、漲急四個時刻

圖16 納沙(2011年)期間有無局地風條件下(N-2和N-nlw)水道M點垂線流速、鹽度分布圖中虛線為流速方向區(qū)分線, 流速正值表示向海, 負值表示向陸; z為水深值, H為總水深值

天兔期間盛行順河口向下游的風, 且風速變化分為兩個階段: 臺風前期(22日14時前)風速較小, 在5m·s–1以下, 但持續(xù)時間長; 后期(22日15—24時)風速較大, 在5m·s–1以上, 最大可達11.4m·s–1, 但是持續(xù)時間短。因此針對兩個階段的風況, 分別選取不同時段的潮周期(如圖15, 天兔期間, 分別對應兩個漲憩、落急、落憩、漲急周期), 分析垂線流速、鹽度變化特征。

臺風前期, 順河口向下游的風速大小在4~5m·s–1, 如圖17所示。從垂線流速分布來看, 與無風條件(U-nlw)相比, 有風(U-2)情況下, 表層流速向海增加, 漲憩時刻形成表層向海、底層向陸的環(huán)流, 落急時刻表、中層流速向海增加, 而底層向海減小, 落憩時刻流速變化不大, 漲急時刻影響最為明顯, 表、底層流速均向陸減小, 而中上層流速向陸增大。從垂線鹽度分布來看, 有風情況下, 底層鹽水明顯增大, 漲憩時刻垂向鹽度較無風情況已整體增大1‰, 鹽水入侵較多, 落急時刻隨著表層流速向海增大導致表層鹽度流失較快, 底層流速向海減小使得鹽度流失較慢, 表底層鹽度差進一步加大, 落憩時刻除底層鹽度略有偏大外, 表、中層鹽度較無風情況偏小, 形成一定的鹽度差, 漲急時刻隨著表、底層向陸流速減小, 中層流速加大, 鹽水從中、底部入侵較多, 表底層鹽度差進一步加大。

圖17 天兔(2013年)期間有無局地風條件下(U-2和U-nlw)第一階段水道M點垂線流速、鹽度分布

臺風后期, 順河口向下游的風增強(圖18), 風速大小在5m·s–1以上, 但由于其持續(xù)時間短, 未能覆蓋一個完整的潮周期, 故選取的漲憩時刻風速仍偏小。從垂線流速分布來看, 與無風條件(U-nlw)相比, 有風(U-2)情況下, 表層流速較一定風速強度下進一步向海增大, 風的擾動作用加強, 且擾動范圍從表層向水下加深; 落急時刻表層流速向海增大, 而中、底層幾乎不變; 落憩時刻加強了表層向海、底層向陸的環(huán)流; 漲急時刻影響依然最為明顯, 表層向陸流速明顯減弱, 中層向陸流速明顯增大, 底層向陸流速稍有減小。從垂線鹽度分布來看, 有風情況下, 鹽度整體偏小, 落急時刻表層鹽度隨流速向海輸出較多, 而底層影響不大; 落憩時刻即使環(huán)流加強, 底層鹽度也未有增加, 且中層鹽度顯著減小; 漲急時刻垂線鹽度整體偏小, 鹽水人侵強度減弱。

圖18 天兔(2013年)有無局地風條件下(U-2和U-nlw)水道M點垂線流速、鹽度分布圖

綜合兩種風強度影響來看, 順河口向下游的風對漲潮時的流速、鹽度分布作用最為明顯。一定的風強度下, 風對表層流速有所擾動, 表層流速向陸減小, 中、上層流速向陸增大帶動中層較高鹽度向陸輸運, 并向底層擴散, 由漲急至漲憩時期, 中、底層鹽度不斷累積, 表底層鹽度差增大, 鹽水入侵不斷加強。風速過強時, 風對流速的擾動向下擴深, 表層流速向陸減小較多, 表、中層鹽度隨之減少, 底層鹽度隨中層流速向陸增大而有所增加, 但垂線鹽度整體降低, 鹽水入侵強度減弱。此外, 在落潮期間, 一定風強度下, 底層流速的減小能減緩底層鹽度向海輸出, 水道形成較強的分層, 而過強的風力下, 除表層流速向海增大外, 中、底層流速變化不大, 總體上加快了鹽度的向海輸出。

為分析局地風對水體分層的影響, 采用Hansen等 (1966)提出的分層系數(shù)進行對比:

式中, 為底層鹽度, 為表層鹽度, 為垂線平均鹽度。根據(jù)分層系數(shù)將河口劃分為高度分層(>100), 部分混合(10–2 ~100)和強混合(<10–2)三種類型。繪出有無局地風條件下, M點的分層系數(shù)變化曲線, 如圖19。整體來看, 納沙期間水道一直處于高度分層狀態(tài), 分層的強弱隨漲落潮變化, 且受到局地風的重要影響; 天兔期間水道大部分時間處于高度分層狀態(tài), 20日至22日落潮期間, 受局地風作用, 水體混合較強。

針對臺風期的特殊局地風作用, 分析其對分層的作用效果, 風作用范圍如圖19中虛線框標出。納沙期間盛行順河口向上游的風, 有風條件下, 分層明顯減弱, 與前面垂向流速、鹽度分布相對應, 風力加強了水體混合, 促進鹽度向海輸出。天兔期間, 與無風情況相比, 前期一定風力強度下, 鹽度分層加強, 是因為表層的風生流使得表層水體運動加快, 而底部水體受底摩擦影響運動較慢, 鹽度從底層上溯, 表底層鹽度差逐漸加大, 而在后期過強的風力下, 鹽度分層減弱, 原因在于風對水體運動的作用范圍從水表面向水下延伸, 加強了水體的垂向混合。進一步印證了Scully等(2005)、Purkiani等(2016)的觀點, 即順河口向上游的風會加強水體混合, 減弱鹽淡水分層, 而一定強度的順河口向下游的風會增加鹽淡水分層, 過強的順河口向下游的風則減弱鹽淡水分層。

進一步, 對比有無局地風作用下鹽通量各項分布(圖20), 整體來看, 風通過改變流速和鹽度分布, 對鹽通量產(chǎn)生重要影響。西徑型臺風帶來順河口向下游的風, 與無風情況對比, 有風條件下, 剪切項明顯向陸減小, 震蕩項向陸略有減小, 平流項向海先增大后減小, 總體加快了凈鹽通量的向海輸出。東徑型臺風帶來順河口向上游的風, 前期一定風強度下, 剪切項向陸增加, 震蕩項向陸明顯增加, 平流項向海增大, 凈鹽通量向陸輸運加強; 后期強風作用下, 剪切項向陸先增大后減小, 震蕩項向陸明顯減小, 平流項向海先增大后減小, 凈鹽通量向海輸出加強。與流速、鹽度分布及分層系數(shù)結果一致。

總體看來, 在西徑型臺風下, 順河口向上游的風會減弱重力環(huán)流, 加強水體混合, 減弱鹽淡水分層并促進鹽度向海輸出。在東徑型臺風下, 順河口向下游的風的作用取決于風的強度, 一定的風強度下, 鹽淡水分層加強, 鹽度向陸輸運加強, 但當風速過強時, 則會增強垂向擾動, 削弱鹽淡水分層, 促進鹽度向海輸出。

4 結論

本文采用SCHISM建立三維水動力數(shù)值模型, 研究了臺風路徑對磨刀門水道鹽水入侵動力機制的特殊影響。選取以“納沙”為代表的西徑型臺風和以“天兔”為代表的東徑型臺風, 它們都在9月生成且臺風強度大, 但由于路徑不同, 給磨刀門水道帶來了不同方向的風應力作用。模型抓住了兩場臺風的特點, 與實測水位、鹽度數(shù)據(jù)驗證較好。鑒于兩次臺風過程徑流量懸殊, 對鹽水入侵產(chǎn)生較大影響, 故設計數(shù)值試驗, 取相同徑流下的兩場臺風作用結果進行對比。

圖20 納沙(2011年)、天兔(2013年)期間有無風條件下斷面2鹽通量各項對比圖

磨刀門水道對兩次臺風過程的響應結果表明: 不同的臺風路徑對應著磨刀門水道受不同方向的風應力作用, 進而產(chǎn)生相反的增減水效應, 而海面增減水對鹽通量機制中的平流通量項影響較大, 改變了鹽度輸運過程。其中, 東徑型臺風帶來順河口向下的風應力作用, 并產(chǎn)生外海減水, 導致平流項向海增大, 在一定程度上緩解鹽水入侵; 西徑型臺風帶來順河口向上的風應力作用, 并產(chǎn)生外海增水, 逆轉(zhuǎn)了原本向口外輸出鹽度的平流通量, 導致大量高鹽水從口門向上游涌入, 造成磨刀門水道發(fā)生更嚴重的咸潮災害。針對平流項的重要影響, 設計流量敏感性試驗進一步分析發(fā)現(xiàn): 無論東徑型或西徑型臺風期間, 當流量減小時, 平流項隨之向陸增加(或向海減小), 震蕩項向陸減小, 鹽通量凈向陸增加, 鹽水上溯加劇; 流量增大時, 平流項隨之向海增大(或向陸減小), 震蕩項向陸增大, 鹽通量凈向陸減小, 可以有效抑制鹽水入侵, 當流量增大到4000m3·s–1時, 水道平崗泵站往上基本不受咸潮影響。臺風不僅引起外海的增水效應, 還帶來強勁的局地風作用, 對水道流速分布及鹽度輸運產(chǎn)生重要影響。西徑型臺風下, 順河口向上游的風會減弱重力環(huán)流, 鹽淡水分層隨之減弱, 剪切項向陸減小, 加快了凈鹽通量的向海輸出。而在東徑型臺風下, 順河口向下游的風的作用取決于風的強度, 一定的風強度下, 鹽淡水分層加強, 剪切項和震蕩項均向陸增加, 凈鹽通量向陸輸運加強, 但當風速過強時, 風對水體的垂向擾動增強, 削弱鹽淡水分層, 震蕩項向陸明顯減小, 凈鹽通量向海輸出加強。

總之, 西徑型臺風帶來的增水作用對磨刀門鹽水入侵影響最為顯著, 雖然順河口向上游的風在一定程度上利于鹽度向外海輸出, 但受潮汐、地形等因素影響, 大量涌入水道的高濃度鹽水難以及時排出水道。東徑型臺風前期在一定強度的風力作用下, 鹽度凈向陸輸運略有增強, 但受外海的減水效應影響以及后期強風作用下, 鹽水入侵距離迅速減弱。

呂愛琴, 杜文印, 2006. 磨刀門水道咸潮上溯成因分析[J]. 廣東水利水電, (5): 50–53. LV AIQIN, DU WENYIN, 2006. Salty tide tracing back reason in Modaomen waterway[J]. Guangdong Water Resources and Hydropower, (5): 50–53 (in Chinese).

葉榮輝, 錢燕, 孔俊, 等, 2013. 珠江三角洲大系統(tǒng)風暴潮數(shù)學模型建立與驗證 [J]. 人民長江, 44(21): 76–80. YE RONGHUI, QIAN YAN, KONG JUN, et al, 2013. Mathematical model establishment and verification for large scale storm surge in Pearl River Delta [J]. Yangtze River, 44(21): 76–80. (in Chinese with English abstract).

CHEN SHUISEN, FANG LIGANG, ZHANG LIXIN, et al, 2009. Remote sensing of turbidity in seawater intrusion reaches of Pearl River Estuary – a case study in Modaomen water way, China[J]. Estuarine, Coastal and Shelf Science, 82(1): 119–127.

CHO K H, WANG H V, SHEN JIAN, et al, 2012. A modeling study on the response of Chesapeake Bay to hurricane events of Floyd and Isabel[J]. Ocean Modelling, 49–50: 22–46.

FLATO G, MAROTZKE J, ABIODUN B, et al, 2013. Evaluation of Climate Models[C]//Climate change 2013: the physical science basis. Contribution of working group I to the fifth assessment report of the intergovernmental panel on climate change. Cambridge: Cambridge University Press: 741–866.

FUJII T, MAEDA J, ISHIDA N, et al, 2002. An analysis of a pressure pattern in severe Typhoon Bart hitting the Japanese Islands in 1999 and a comparison of the gradient wind with the observed surface wind[J]. Journal of Wind Engineering and Industrial Aerodynamics, 90(12–15): 1555–1568.

GONG WENPING, SHEN JIAN, 2011. The response of salt intrusion to changes in river discharge and tidal mixing during the dry season in the Modaomen Estuary, China[J]. Continental Shelf Research, 31(7–8): 769–788.

GONG WENPING, MAA J P-Y, HONG BO, et al, 2014. Salt transport during a dry season in the Modaomen Estuary, Pearl River Delta, China[J]. Ocean & Coastal Management, 100: 139–150.

HANSEN D V, RATTRAY M JR, 1966. New dimensions in estuary classification[J]. Limnology and Oceanography, 11(3): 319–326.

HERBECK L S, UNGER D, KRUMME U, et al, 2011. Typhoon-induced precipitation impact on nutrient and suspended matter dynamics of a tropical estuary affected by human activities in Hainan, China[J]. Estuarine, Coastal and Shelf Science, 93(4): 375–388.

KUO A, PARK K, 1992. Transport of hypoxic waters: an estuary-subestuary exchange[M]//PRANDLE D. Dynamics and exchanges in estuaries and the coastal zone. Washington: American Geophysical Union: 599–615.

LERCZAK J A, GEYER W R, CHANT R J, 2006. Mechanisms driving the time-dependent salt flux in a partially stratified estuary[J]. Journal of Physical Oceanography, 36(12): 2296–2311.

LI CHUNYAN, WEEKS E, REGO J L, 2009. In situ measurements of saltwater flux through tidal passes of Lake Pontchartrain estuary by Hurricanes Gustav and Ike in September 2008[J]. Geophysical Research Letters, 36(19): L19609.

LI MING, ZHONG LIEJUN, BOICOURT W C, et al, 2006. Hurricane-induced storm surges, currents and destratification in a semi-enclosed bay[J]. Geophysical Research Letters, 33(2): L02604.

PURKIANI K, BECHERER J, KLINGBEIL K, et al, 2016. Wind induced variability of estuarine circulation in a tidally energetic inlet with curvature[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 121(5): 3261–3277.

SCULLY M E, FRIEDRICHS C, BRUBAKER J, 2005. Control of estuarine stratification and mixing by wind-induced straining of the estuarine density field[J]. Estuaries, 28(3): 321–326.

YANG T-N, LEE T-Q, MEYERS P A, et al, 2011. The effect of typhoon induced rainfall on settling fluxes of particles and organic carbon in Yuanyang Lake, subtropical Taiwan[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 40(6): 1171–1179.

YUAN RUI, ZHU JIANRONG, WANG BIAO, 2015. Impact of sea-level rise on saltwater intrusion in the Pearl River estuary[J]. Journal of Coastal Research, 31(2): 477–487.

ZHANG Y J, YE FEI, STANEV E V, et al, 2016. Seamless cross-scale modeling with SCHISM[J]. Ocean Modelling, 102: 64–81.

The particular influence caused by typhoon path on salt intrusion in the Modaomen Waterway, China

PAN Mingjie1, 2, KONG Jun1, YANG Fang3, LUO Zhaoyang1, ZHANG Weisheng1, JING Li1, 4, WANG Qing1, LI Zhanchen5

1. Key Laboratory of Coastal Disaster and Defence (Hohai University), Ministry of Education, Nanjing 210098, China; 2. Nanjing Hawksoft Technology Company Limited, Nanjing 211100, China; 3. Scientific Research Institute, Pearl River Water Resources Commission, Guangzhou 510611, China; 4. Nanjing Institute of Environmental Sciences, Ministry of Environmental Protection, Nanjing 210042, China; 5. Beihai Navy Engineer Design Institute, Qingdao 266012, China

As global warming intensifies, the intensity of typhoon and the number of powerful typhoons have been increasing, which exacerbate the changing situation of salty tide disaster in the Modaomen Waterway. A three-dimensional baroclinic model was applied with SCHISM (semi-implicit cross-scale hydroscience integrated system model) in the Modaomen Waterway to analyze the effect of typhoon path on saltwater intrusion. Taking Typhoon Nesat (the west-path typhoon) and Typhoon Usagi (the east-path typhoon) as examples, different dynamic responses of saltwater transport and stratification were revealed. The east-path typhoon led to the set-down of coastal sea level, which increased the oceanward advective flux. However, the west-path typhoon led to the set-up of coastal sea level, which promoted the oceanward advective flux landward and caused more serious saltwater intrusion. Apart from the effect on coastal sea level, typhoons also cause strong local winds, which have important influences on velocity field and saltwater transport. The up-estuary local wind caused by the west-path typhoon tended to reduce stratification and increase the oceanward advective flux. However, the down-estuary local wind caused by the east-path typhoon tended to enhance stratification under moderate wind, but it reduced stratification when the wind stress increased.

saltwater intrusion; typhoon path; numerical model; Modaomen Waterway

P731.2; P732.6

A

1009-5470(2019)03-0053-15

10.11978/2018081

2018-08-06;

2018-11-24。林強編輯

水利部珠江河口動力學及伴生過程調(diào)控重點實驗室開放研究基金([2018]KJ07); 海岸災害及防護教育部重點實驗室開放基金(201706)

潘明婕(1993—), 女, 碩士, 主要從事河口海岸水動力機理及模擬技術研究。E-mail: panmingjie1993@126.com

孔俊。E-mail: kongjun999@126.com

2018-08-06;

2018-11-24. Editor: LIN Qiang

Open Research Fund of Key Laboratory of Pearl River Estuary Dynamics and Associated Process Regulation, Ministry of Water Resources ([2018]KJ07); Open Fund for Key Laboratory of the Ministry of Coastal Disaster and Protection Education (201706)

KONG Jun. E-mail: kongjun999@126.com