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Journal of Tropical Oceanography >

2021 , Vol. 40 >Issue 4: 1 - 13

DOI: https://doi.org/10.11978/2020076

Marine Hydrology

Tidal wave propagation dynamics in Lingdingyang Bay-Humen outlet-tidal channel of the Pearl River

  • XIE Meifang , 1, 2, 3, 4 ,
  • ZHANG Ping 1, 2, 3, 4 ,
  • YANG Hao 1, 2, 3, 4 ,
  • FU Linxi 1, 2, 3, 4 ,
  • WANG Heng 1, 2, 3, 4 ,
  • CAI Huayang , 1, 2, 3, 4 ,
  • YANG Qingshu 1, 2, 3, 4
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  • 1. Institute of Estuarine and Coastal Research, School of Marine Engineering and Technology, Sun Yat-sen University, Guangzhou 510275, China
  • 2. State and Local Joint Engineering Laboratory of Estuarine Hydraulic Technology, Guangzhou 510275, China
  • 3. Guangdong Provincial Engineering Research Center of Coasts, Islands and Reefs, Guangzhou 510275, China
  • 4. Southern Laboratory of Ocean Science and Engineering (Zhuhai), Zhuhai 519000, China
CAI Huayang. email:

Copy editor: YAO Yantao

Received date: 2020-07-22

  Revised date: 2020-10-23

  Online published: 2020-10-25

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National Key Research and Development Program of China(2016YFC0402600)

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National Natural Science Foundation of China(41476073)

Science and Technology Program of Guangzhou(202002030452)

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Copyright reserved © 2021. Office of Acta Agronomica Sinica All articles published represent the opinions of the authors, and do not reflect the official policy of the Chinese Medical Association or the Editorial Board, unless this is clearly specified.
Fold

Abstract

The Lingdingyang Bay-Humen outlet-tidal channel of the Pearl River is a typical geomorphic structure in the networks-bay system of the Pearl River Estuary. Tidal wave propagation in the channel is significantly influenced by the channel convergence in the estuary, the conversion effect at Humen outlet, the divergence of the tidal channel, and the riverbed friction. Thus, the spatio-temporal variation of the tidal regime is rather complex. Based on the daily high and low tidal levels from gauging stations along thetidal channel from 1990 to 2016, tidal amplitude gradient and wave celerity of different tidal constituents are computed using harmonic constants (i.e., tidal amplitude and phase of different tidal constituents) extracted from a standard harmonic analysis, and tidal wave propagation characteristics are investigated. The results show that the annual increase in amplitude and wave celerity gradients of the diurnal constituents (the amplitude gradients of K1 and O1 being 9% and 18%, respectively; both wave celerity being 1.4%) in Lingdingyang Bay were larger than those of the semi-diurnal tides (the amplitude gradients of M2 and S2 being 3% and 6%, respectively; both the wave celerity being 1%). The tidal waves changed abruptly due to the substantial variation in morphology. The change-points of the tidal wave celerity in Lingdingyang Bay and tidal channel were in 2009 and 2000, respectively. The relationship between wave celerity and tidal amplitude gradient changed considerably after the abrupt change.

Key words： tide-dominated estuar; harmonic analysis; wave celerity; amplitude gradient; abrupt change

Cite this article

XIE Meifang , ZHANG Ping , YANG Hao , FU Linxi , WANG Heng , CAI Huayang , YANG Qingshu . Tidal wave propagation dynamics in Lingdingyang Bay-Humen outlet-tidal channel of the Pearl River[J]. Journal of Tropical Oceanography, 2021 , 40(4) : 1 -13 . DOI: 10.11978/2020076

*感谢所有对本文有帮助的单位和个人, 感谢各位评审专家对本文提出宝贵建议。
潮优型河口潮波传播是潮动力与地形相互耦合的结果, 是河口地貌动力研究的重要科学问题。潮优型河口潮波传播主要受地形、摩擦效应及人类活动的影响, 随地形不同其潮波传播特征(如振幅梯度和传播速度等)的时空变化具有特殊性。探讨潮优型河口不同地形条件的潮波传播变化特征及其主要影响因素, 不仅是河口地貌动力研究的前沿问题, 而且对口门治理、航道整治、港口建设等河口开发治理具有重要指导意义。
潮优型河口潮波传播与河口特殊地貌结构密切相关, 其与地形变化(如水深、河口形状等)的关系问题, 历来受国内外学者关注。为定量分析地形变化对潮波传播的影响, 很多学者采用数值模拟(贾良文 等, 2006; 刘伟峰 等, 2008; 龚文平 等, 2012)[10]和解析解(Savenije et al, 2008; Cai et al, 2012; Cai et al, 2016, 2018)[10]的方法建立地形驱动下的潮波传播模型, 研究结果表明潮优型河口地形变化(包括沿程水深和河宽变化)是影响潮波传播时空演变的主导因素。当地形辐聚(即河道横截面积沿程减小)引起的能量增大效应大于底床摩擦引起的能量衰减效应时, 潮波振幅沿程增大, 潮波传播速度大于无摩擦棱柱形河口的传播速度; 反之, 潮波振幅则减小, 潮波传播速度小于无摩擦棱柱形河口的传播速度(Savenije et al, 2005, 2008)[10]。
珠江口由西江、北江和东江以及其他汇入珠江三角洲的诸小河流的河口组成, 构成“五江汇流, 八口出海”的水系格局(李春初, 2004)。珠江河口属于不规则半日混合潮流类型(林祖亨 等, 1996), 潮波向珠江河口传播时, 具有前进波特征。由于东侧水深较深, 潮波传播动力较强, 而西侧浅滩水深较浅, 引起能量损耗, 潮流总体上呈东强西弱, 且落潮历时长于涨潮历时(丁芮 等, 2016)。由于地形差异产生潮波传播变形、叠加, 导致涨落潮流在各个口门不同河道之间有明显的非同步性(丁芮 等, 2016)。珠江河口受上游径流影响, 其平均水位洪季高于枯季, 潮差及各分潮波振幅与径流量大小呈反相关关系, 即径流量越大、潮差越小(欧素英 等, 2004, 2016)。此外, 潮波传播过程在洪季受地形浅水效应的影响比枯季小(胡德礼 等, 2011), 且潮汐特征对上游流量变化的响应存在空间变异性, 而挖砂引起的地形变化减小了以洪水为主导的潮汐不对称(Cao et al, 2020)。自20世纪80年代以来, 珠江三角洲河网区地形的变化(如采砂活动及土地围垦导致河口窄深化)使径潮动力发生显著异变(李静, 2006; Zhang et al, 2015; 申其国 等, 2017)。强烈的人类活动导致河床大幅下切和河道断面面积大幅增加, 引起河网区和口门处水量的重新分配(申其国 等, 2017), 河网区潮差普遍增大, 潮汐动力显著增强(张蔚 等, 2008)。河网中、上游河段潮差明显增大, 下游口门区受围垦影响, 潮差减小, 河网区潮动力增强, 纳潮能力增强, 且不同分潮种类的响应存在差异(张蔚 等, 2008, 2010; Chen et al, 2020)。
珠江“伶仃洋河口湾-虎门-潮汐通道”是特殊“河网-河口湾”(简称“网-湾”, 下同)结构的重要组成部分, 其潮波传播受地形、径流等因素影响, 由于该区域纳潮量显著大于其下泄径流量(邓俊杰 等, 2009), 故径流对潮波传播的影响较小。伶仃洋不同区段地形形态参数和相应的潮汐动力时空演变具有较大差异。伶仃洋位于珠江三角洲东南部, 是珠江河口最大的喇叭形河口湾, 地理位置特殊。随着伶仃洋东、西两翼经济的迅猛发展, 人类活动(如伶仃洋航道整治工程、口门围垦及人工采砂等)对河口环境的影响加剧, 地形地貌发生显著改变, 并直接影响其潮汐动力的演变(Cai et al, 2019; 王世俊, 2019)[10]。研究表明, 1990年以来伶仃洋河口湾地形逐渐趋于窄深化, 即航道疏浚和人工采砂导致河口水深增加, 滩涂围垦导致河口湾水域面积减小(Wu et al, 2014); 在自然冲刷及采砂活动的影响下, 河口湾上游潮汐通道水深明显增加(Wu et al, 2016), 进一步促使沉积物再悬浮, 使其向西槽运移, 导致河口浅滩沉积物减少(Deng et al, 2020)。因此, 人类活动驱动的河口地形变化对潮波传播的影响已然成为亟待进一步深入研究的科学问题, 而珠江“伶仃洋河口湾-虎门-潮汐通道”是探讨不同区段(河口湾段、口门和潮汐通道)及其构成的有机整体的潮波传播过程的典型代表。为揭示这一特殊地貌结构近30年潮波传播的演变过程及影响因子, 本文基于实测资料, 采用潮汐调和分析方法, 探讨潮波传播特性的时空变化, 并揭示地形变化条件下该特殊地貌结构的河口潮波传播特征。

1 研究区域和数据收集

1.1 研究区域

珠江水系由西江、北江、东江及珠江三角洲诸小河流组成(图1), 其进入中国南海的年径流量约为2.82×106m3, 年输沙率约为72.41t(Liu et al, 2018)。珠江河网作为陆地与外海的连接段, 由八大口门(即崖门、虎跳门、鸡啼门、磨刀门、横门、洪奇门、蕉门及虎门)汇入南海, 同时受径流和潮汐动力影响。其潮汐具有混合潮特征, 口门处的平均潮差介于1.0~1.7m(Mao et al, 2004)。
图1 珠江“伶仃洋河口湾-虎门-潮汐通道”区域图以及赤湾、泗盛围与黄埔潮位站点位置

该图基于国家测绘地理信息局标准地图服务网站下载的审图号为GS(2019)4342号的标准地图制作, 底图无修改。红色虚线框为本文研究区

Fig. 1 Map of Lingdingyang Bay-Humen outlet-tidal channel of the Pearl River, showing the locations of Chiwan, Sishengwei and Huangpu tidal gauging stations

伶仃洋河口湾走向为NNW—SSE, 其汇入径流量和输沙量约占珠江总径流量和输沙量的61.1%和54.0%(胡德礼 等, 2010)。八大口门中有四大口门(即虎门、蕉门、洪奇门及横门)汇集于此。外海的涨潮流主流从东南而来, 涨潮流动力轴线偏东, 而径流来水集中于伶仃洋西岸(李孟国 等, 2019)。西北部横门、洪奇沥和蕉门主要受径流作用为主的分流河口注入的径流动力控制, 北部和中部虎门潮汐通道主要受潮流控制(李孟国 等, 2019)。伶仃洋河口湾能量通量主要由虎门水道进入河网区, 约占总能量的51%(刘欢 等, 2011; 欧素英 等, 2016)。在人类活动(如上游水库建设、航道疏浚、人工采砂、滩涂围垦等)影响下, 伶仃洋河口湾地形地貌已发生显著变化, 浅海区填海造陆面积高达200km2(Wu et al, 2014), 主航道水深增大至约25m(姚海元 等, 2018), 入海泥沙以约8.4Mt∙a-1的速度在减少(Wu et al, 2016), 导致伶仃洋河口湾向“窄深化”模式发展, 进而引起“伶仃洋河口湾-虎门-潮汐通道”特殊地貌结构的潮波传播模式发生转变。
本文研究区域如图1红色方框所示。选取“伶仃洋河口湾-虎门-潮汐通道”为研究对象(取伶仃洋河口湾的北部为伶仃洋河口湾段), 以赤湾站、泗盛围站和黄埔站作为其不同地貌结构的代表站(详见表1)。赤湾站处于伶仃洋河口湾段东部, 伶仃洋河口湾的潮波特性(主要是沿着东槽—矾石水道向上的潮波传播)由赤湾站和泗盛围站两个潮位站来确定。赤湾站至泗盛围站的距离约为58km; 黄埔站处于虎门内潮汐通道段, 潮汐通道的潮波特性由泗盛围站和黄埔站两个潮位站来确定, 两站点间距离约为24km。总体沿程(赤湾-泗盛围-黄埔, 简称“总程”, 下同)为虎门连接的伶仃洋河口湾段和潮汐通道段构成的有机整体。根据本文1990—2016年的潮位数据调和分析结果, 河口主要天文分潮为M2, 其次为K1、O1和S2, 潮波传播由伶仃洋河口湾向北传播至虎门内潮汐通道。
表1 1990—2016年潮位(相对珠江基面)统计量

Tab. 1 Statistics of tidal level data (relative to the Pearl River datum) during 1990-2016

站点名称 简称 潮位/m
平均值 标准差 最大值 最小值
赤湾 CW -0.19 0.80 2.32 -2.04
泗盛围 SSW -0.02 0.91 2.64 -1.81
黄埔 HP -0.02 0.92 2.70 -1.83

1.2 数据收集

本文收集了1990—2016年珠江河口赤湾、泗盛围和黄埔3个潮位站的逐日高、低潮位资料, 数据来源于珠江水文年鉴《珠江流域水文资料》, 原始潮位数据的高程基面为冻结基面, 本文均统一校正至珠江基面。表1为赤湾站、泗盛围站及黄埔站的潮位统计量。由表1可知, 赤湾的多年平均潮位为-0.19m, 泗盛围和黄埔的多年平均潮位基本一致, 为-0.02m。赤湾的潮位标准差为0.80m, 小于泗盛围和黄埔的潮位标准差(分别为0.91m和0.92m), 表明赤湾的潮位变化较泗盛围和黄埔稳定, 而泗盛围和黄埔的潮位标准差基本相等, 稳定性相似。

2 研究方法

2.1 分潮振幅梯度和传播速度计算方法

基于赤湾、泗盛围及黄埔3个站点的逐日高、低潮位数据, 采用三角方法(Trigonometric interpolation method)插值为逐时潮位数据。采用MATLAB软件中的T_TIDE工具箱(Pawlowicz et al, 2002)进行潮汐调和分析得到各主要天文分潮(M2、K1、O1和S2)的振幅和相位, 并在此基础上计算各主要天文分潮的振幅梯度和传播速度, 分析潮波传播特征参数(振幅梯度和传播速度)在伶仃洋河口湾(赤湾—泗盛围)、潮汐通道(泗盛围—黄埔)和总程(赤湾—泗盛围—黄埔)的年际变化, 探究近30年来该地貌结构的潮波传播时空变化特性。
潮波振幅梯度(振幅增大/衰减率)δ的计算公式(Wang et al, 2020)为:
$\delta =\frac{1}{({{\eta }_{1}}+{{\eta }_{2}})/2}\cdot \frac{({{\eta }_{2}}-{{\eta }_{1}})}{\Delta x}$
式中: $\Delta x$表示伶仃洋河口湾统计站点间的距离,${{\eta }_{1}}$和${{\eta }_{2}}$分别为河口由口外向内传播所对应两个潮位站同一分潮的潮波振幅。若δ>0(即${{\eta }_{2}}-{{\eta }_{1}}$>0), 潮波振幅增加, δ为潮波振幅增大率; 若δ<0(即 <0 ), 潮波振幅减小, δ为潮波振幅衰减率。
各主要分潮的潮波传播速度c的计算公式(Wang et al, 2020)为:
$c=\frac{\Delta x}{\left| {{\varphi }_{2}}-{{\varphi }_{1}} \right|\cdot T/360}$
式中: $\varphi_{1}$和$\varphi_{2}$分别表示由口外向内对应两潮位站同一分潮的相位(单位: °), T为不同分潮的周期。

2.2 潮波传播特征参数的趋势性和突变性检验方法

本文采用Mann-Kendall(MK)方法(Kendall, 1970)检验河口不同区段(河口湾段、潮汐通道段)及其构成的有机整体(总程)的潮波传播特征参数变化趋势和突变年份。MK方法作为一种非参数统计方法, 其优点在于原始数据无需假设为特定分布类型, 同时具有较高的准确度(Serrano et al, 1999), 因此该方法在水文时间序列趋势分析中得到了广泛应用(Cai et al, 2019; Wang et al, 2020)。
趋势性检验时, 取显著性水平为0.01, 计算Z统计值(Kendall, 1970)的最小显著性水平p值, 当p<0.01时, 认为系列数据变化显著, 反之, 则认为变化不显著。突变性检验时, 计算统计量UF(Kendall, 1970), UF>0表示时间序列呈上升趋势, UF<0则表示时间序列呈下降趋势, 当UF超过临界直线时, 表明上升或下降趋势显著。将同样的方法应用到反时间系列中, 得到另一条曲线UB。如果UF和UB两条曲线出现交点, 该交点则为突变点。

3 结果分析

3.1 分潮潮波振幅和相位变化

分潮调和常数反映了海洋潮汐对相应分潮频率外力的响应情况, 这种响应决定于海洋本身的动力学性质。由于海洋地形环境的变化十分缓慢, 一般海区的调和常数具有一定的稳定性, 而对于河口, 其快速的地形变化对潮汐调和常数具有较大的影响。近30年来, 珠江“伶仃洋河口湾-虎门-潮汐通道”的地形地貌发生了显著变化, 分潮调和常数亦有明显变化。图2、表2和表3分别为研究区赤湾站、泗盛围站和黄埔站各分潮调和常数随时间的变化图、调和常数统计量及其MK趋势检验结果。
图2 赤湾站、泗盛围站和黄埔站主要天文分潮(M2、S2、K1和O1)的振幅和相位变化图

Fig. 2 Temporal variation in amplitude and phase for the main tidal constituents (M2, S2, K1, O1) in CW, SSW and HP gauge stations

表2 1990—2016年不同站点的分潮振幅和相位统计量

Tab. 2 Statistics of tidal amplitude and phase during 1990-2016

调和常数 分潮 赤湾 泗盛围 黄埔
平均值 标准差 最大值 最小值 极差 平均值 标准差 最大值 最小值 极差 平均值 标准差 最大值 最小值 极差
振幅/m M2 0.57 0.02 0.60 0.52 0.08 0.69 0.03 0.77 0.66 0.11 0.71 0.03 0.78 0.66 0.12
K1 0.42 0.01 0.44 0.41 0.03 0.43 0.01 0.45 0.42 0.03 0.41 0.01 0.43 0.39 0.04
O1 0.34 0.01 0.35 0.32 0.03 0.34 0.01 0.35 0.32 0.03 0.32 0.01 0.34 0.30 0.04
S2 0.22 0.01 0.24 0.21 0.03 0.25 0.01 0.28 0.24 0.04 0.25 0.01 0.27 0.23 0.04
相位/° M2 -61 2 -55 -66 11 -1 5 8 -10 18 26 6 36 17 19
K1 -53 1 -50 -56 6 -23 4 -19 -30 11 -7 4 -1 -13 12
O1 -105 1 -102 -106 4 -75 4 -70 -82 12 -59 4 -53 -65 12
S2 -28 3 -22 -33 11 36 6 46 26 20 65 6 75 56 19
表3 不同站点主要分潮振幅及相位的MK趋势检验结果

Tab. 3 MK trend test results of tidal amplitude and phase for the main tidal constituents at different gauge stations

潮位站 分潮 振幅 相位
年变化量/cm Z值 p值 年变化量/° Z值 p值
赤湾 M2 -0.10 -1.67 0.09 -0.04 -0.42 0.68
K1 -0.04 -1.79 0.07 -0.03 -0.88 0.38
O1 -0.03 -0.92 0.36 -0.05 -2.25 0.02
S2 -0.04 -2.21 0.03 -0.10 -1.50 0.13
泗盛围 M2 0.21 2.67 <0.01 -0.64 -6.59 <0.01
K1 0.07 3.17 <0.01 -0.44 -5.71 <0.01
O1 0.08 3.04 <0.01 -0.42 -5.96 <0.01
S2 0.11 4.25 <0.01 -0.72 -6.63 <0.01
黄埔 M2 0.28 5.09 <0.01 -0.78 -6.67 <0.01
K1 0.05 1.58 0.11 -0.48 -6.21 <0.01
O1 0.05 1.67 0.09 -0.51 -6.00 <0.01
S2 0.12 5.38 <0.01 -0.79 -6.71 <0.01

注: 加粗字体表示变化显著, 显著性水平为0.01

由图2和表2可见, 天文分潮随时间变化较小(所有潮位站4个分潮中振幅极差的最大值为0.12 m, 相位极差的最大值为20°), 但亦有趋势性变化, 不同站点的调和常数变化存在一定差异。半日分潮(M2和S2)从口门外向内比重增加, 其中M2分潮振幅在赤湾、泗盛围、黄埔的平均值分别为0.57m、0.69m、0.71m, 其他分潮振幅平均值基本不变; 相位从口门外向内均增加。表3显示赤湾站的调和常数年变化不显著; 泗盛围站各分潮振幅呈上升趋势, 相位则呈下降趋势, 调和常数年变化均显著, 其中M2分潮振幅每年增大约0.21m, 相位每年下降约0.64°; 黄埔站的半日分潮调和常数年变化显著, 全日分潮(K1和O1)振幅年变化不明显, 相位年变化显著。上述结果表明近30年来赤湾站的潮汐动力较泗盛围站和黄埔站稳定。

3.2 分潮振幅梯度和传播速度的年变化

潮波传播特征是潮汐动力与地形耦合的结果, 为探讨“伶仃洋河口湾-虎门-潮汐通道”的潮波传播特征, 基于分潮调和常数, 据式(1)和式(2)分别计算分潮的振幅梯度和传播速度, 并对不同区段分潮振幅梯度和传播速度的年变化趋势进行分析。统计结果表明(图3、表4), 相比潮汐通道, 总程的潮波特征参数逐年变化与伶仃洋河口湾的变化趋势较相近。M2分潮振幅梯度δ值在总程及伶仃洋河口湾每年各增大约6.83×10-8m-1和8.46×10-8m-1, 传播速度c值则每年各增加约0.07m·s-1和0.09m·s-1, 表明这两个区段的潮波振幅梯度δ值和传播速度c值均变化显著。然而在潮汐通道, 除M2分潮传播速度变化显著(每年增加约0.03m·s-1)外, 其他分潮的振幅梯度和传播速度均变化不显著。这反映了不同区段分潮的振幅梯度和传播速度年变化存在异同点。
图3 不同区段主要分潮的振幅梯度和传播速度变化图

Fig. 3 Variation of tidal amplitude gradient and wave celerity at different sections

表4 不同区段主要分潮振幅梯度和传播速度的MK趋势检验结果

Tab. 4 MK trend test results of tidal amplitude gradient and wave celerity for the main tidal constituents at different sections

区段 分潮 振幅梯度 传播速度
年变化量/(×10-8m-1) Z值 p值 年变化量/(m·s-1) Z值 p值
伶仃洋河口湾 M2 8.46 5.59 <0.01 0.09 5.09 <0.01
K1 3.94 4.59 <0.01 0.11 5.59 <0.01
O1 4.57 3.88 <0.01 0.10 5.46 <0.01
S2 11.6 5.21 <0.01 0.08 4.92 <0.01
潮汐通道 M2 2.92 1.63 0.10 0.03 3.46 <0.01
K1 -0.61 -0.38 0.71 0.02 2.29 0.02
O1 -0.81 -0.38 0.71 0.02 2.04 0.04
S2 2.10 0.63 0.53 0.02 1.63 0.10
总程 M2 6.83 5.55 <0.01 0.07 5.71 <0.01
K1 2.90 3.04 <0.01 0.07 5.71 <0.01
O1 2.89 2.08 0.04 0.07 5.50 <0.01
S2 8.28 4.96 <0.01 0.06 5.13 <0.01

注: 加粗字体表示变化显著, 显著性水平为0.01

其中, 全日分潮和半日分潮振幅梯度和传播速度的年均变化量存在差异。在伶仃洋河口湾, K1、O1分潮的传播速度年均变化量(约为0.1m·s-1)比M2、S2分潮(约为0.08m·s-1)大; 从年变化的百分比来看, 全日分潮振幅梯度和传播速度(K1和O1分潮的振幅梯度平均每年分别增加9%和18%, 传播速度每年均增加1.4%)比半日分潮(M2和S2分潮的振幅梯度平均每年分别增加3%和6%, 传播速度每年分别增加1.1%和1%)大, 表明伶仃洋河口湾区段的地形窄深化对全日分潮的影响大于半日分潮。这主要是由于全日分潮K1和O1的有效摩擦比半日分潮M2和S2的比重大(Cai et al, 2018), 地形窄深化使有效摩擦减小, 全日分潮K1、O1的有效摩擦减小的比重也会较大, 相应的全日分潮传播速度增大就更为明显。此外, 各区段半日分潮振幅梯度δ值的年均变化量均比全日分潮大。全日分潮在潮汐通道的振幅呈衰减趋势(δ<0), K1和O1的年均变化量分别为-6.14×10-9m-1 和-8.10×10-9m-1, 表明全日分潮在潮汐通道的振幅衰减效应增强; 而半日分潮的δ值年均变化量均为正值, 表明半日分潮在潮汐通道的振幅梯度呈现增加趋势, 振幅增大效应增强。

3.3 伶仃洋河口湾和潮汐通道潮波传播的差异性变化

为分析伶仃洋河口湾和潮汐通道潮波传播的差异性变化, 首先根据2.2节所述方法对总程潮波传播特征参数进行趋势分析及突变检验, 进而确定总程潮波传播的突变年份。根据图4所示, 总程M2分潮的振幅梯度和传播速度的突变点分别为2000年(图4b)和2008年(图4d)。将数据分为突变前和突变后两个时段分别进行趋势分析(图4a、4c), 得到在突变前潮波振幅梯度和传播速度的Z值分别为2.65和3.43, 突变后这两个值分别为2.48和3.09。除了振幅梯度突变后的Z值小于2.58外, 其余3个数值均大于2.58, 表明总程潮波振幅梯度在2000年前、传播速度在2008年前及2008年后均呈现明显增大趋势。
图4 总程M2分潮振幅梯度(a、b)及传播速度(c、d)的MK检验

a和c为趋势分析; b和 d为突变检验。黑色虚线表示总程潮波传播特征值的突变年份; 图b、d中紫色虚线表示显著性水平为0.01时的Z值

Fig. 4 MK tests for tidal amplitude gradient (a, b) and wave celerity (c, d) of M2 tide along the channel.

The black dashed vertical line indicates the abrupt year for the tidal regime shift for the whole estuary

将伶仃洋河口湾的潮波传播特征参数值减去潮汐通道相应的参数值, 所得之差作为这两个区段的潮波传播差异(图5)。分别把2005年前和2005年后两区段潮波传播特征参数的差值取平均, 分析突变前和突变后两者间潮波传播特征参数的差异, 结果如表5所示。根据结果显示, 2005年后M2、K1、O1和S2的δ差值分别是2005年前的1.59倍、1.31倍、1.58倍和1.62倍; 全日分潮K1和O1的c差值接近2005年前的2倍(K1为2.11倍、O1为1.93倍), 半日分潮M2和S2的c差值则达到2005年前的3~6倍(M2为3.18倍、S2为5.93倍)。这表明该河口潮波传播具有典型的时空变化特征, 表现为时间上存在突变点, 空间上存在河口湾与潮汐通道的差异, 且差异在逐年增大。
图5 伶仃洋河口湾与潮汐通道潮波振幅梯度(a)和传播速度(b)的差值逐年变化

黑色虚线表示两区段间分潮振幅梯度(或传播速度)差值的突变年份(2005年)

Fig. 5 Temporal difference of tidal amplitude gradient (a) and wave celerity (b) between two sections.

The black dashed vertical line indicates the year of the abrupt difference in tidal amplitude gradient (or wave velocity) between the two sections

表5 2005年前、后不同区段间潮波振幅梯度和传播速度的平均差值

Tab. 5 Averaged difference of tidal amplitude gradient and wave celerity between two sections before and after 2005

分潮 振幅梯度平均差值/(×10-6m-1) 传播速度平均差值/(m·s-1)
2005年前 2005年后 2005年前 2005年后
M2 2.04 3.24 0.46 1.30
K1 1.95 2.56 1.33 2.82
O1 1.72 2.72 1.48 2.85
S2 2.36 3.81 0.21 1.25

4 讨论

4.1 伶仃洋河口湾和潮汐通道潮波传播的异变

潮波传播特征参数的时空变化表明伶仃洋河口潮波传播具有典型的时空变化特性。由于伶仃洋河口湾和虎门内潮汐通道的进潮总量均显著大于下泄径流量(邓俊杰 等, 2009), 因此径流对总程潮波传播的影响相对较小, 但对上游黄埔站的潮波传播特性仍有一定影响。潮波传播的变形受河口地形的影响较为显著, 河口不同区段的地形变化(包括河宽辐聚快慢及水深变化)差异对伶仃洋河口湾和潮汐通道的潮波传播具有不同的影响, 主要体现在其演变趋势及突变点。以M2分潮及其传播速度为例, 图6显示两个区段的传播速度年际变化趋势及其MK突变性检验。根据2.2节所述方法对两区段的传播速度c进行趋势分析, 取显著性水平为0.01。经计算, 河口湾和潮汐通道传播速度c数据系列的Z值分别为5.09和3.46, Z值均大于2.58, 表明两区段的M2分潮传播速度均呈现明显的增大趋势(图6a、6c)。
图6 伶仃洋河口湾(a、b)和潮汐通道(c、d)M2分潮传播速度的MK检验

a和c为趋势分析; b和d为突变检验。黑色虚线表示相应的突变年份; 图b和d中的紫色虚线表示显著性水平为0.01是的Z值; 图c中红色虚线框表示潮汐通道的异变点, 红色粗虚线表示潮汐通道的异变年份

Fig. 6 MK tests for wave celerity of M2 tide at Lingdingyang Bay (a, b) and tidal channel (c, d).

The black dashed vertical line indicates the abrupt change year. The red dashed box indicates the Change-points of the tidal channel.

M2分潮传播速度在两区段的突变点分别为2009年(图6b)和2000年(图6d)。2009年, M2分潮传播速度在伶仃洋河口湾发生突变, 在潮汐通道却没有达到突变点, 但发生了异于相邻年份的情况。计算并分析两个区段的M2分潮传播速度在突变前和突变后的Z值, 结果显示在伶仃洋河口湾突变前、后分别为2.38和2.84, 突变后的Z值大于2.58, 表明伶仃洋河口湾M2分潮的传播速度突变后呈现明显的增大趋势; 潮汐通道的Z值在突变前和突变后分别为0和0.86, 均小于2.58, 表明潮汐通道M2分潮的传播速度在突变前、后均呈现不明显的增大趋势。相比突变前, 伶仃洋河口湾M2、K1、O1和S2分潮的传播速度平均值在突变后分别增加了18%、24%、24%和17%; 在潮汐通道, 突变后这4个分潮的传播速度平均值则分别增加了10%、10%、13%和6%(表6)。两区段分潮传播速度的增大与研究时段内各区段的水深增加、纳潮容积增大及潮汐动力增强有关(Cai et al, 2018)。
表6 不同区段潮波振幅梯度和传播速度突变前、后的变化

Tab. 6 Alterations in tidal amplitude gradient and wave celerity at different sections before and after the abrupt change year

区段 分潮 特征值 平均值 标准差 最大值 最小值
突变前 突变后 突变前 突变后 突变前 突变后 突变前 突变后
伶仃洋河口湾 M2 δ/(×10-6m-1) 3.09 4.20 0.58 0.33 4.54 4.79 2.43 3.68
c/(m·s-1) 7.49 8.86 0.43 0.30 8.31 9.25 6.82 8.41
K1 δ/(×10-6m-1) 0.29 0.77 0.37 0.28 0.84 1.04 -0.35 0.27
c/(m·s-1) 7.59 9.43 0.44 0.48 8.44 10.03 7.01 8.66
O1 δ/(×10-6m-1) -0.13 0.56 0.54 0.32 0.58 0.98 -1.06 0.10
c/(m·s-1) 7.24 8.99 0.45 0.46 8.21 9.64 6.57 8.33
S2 δ/(×10-6m-1) 1.55 3.07 0.69 0.69 2.44 3.98 0.35 2.04
c/(m·s-1) 7.31 8.58 0.39 0.44 7.98 9.22 6.80 8.00
潮汐通道 M2 δ/(×10-6m-1) 0.36 1.19 0.42 0.60 1.08 2.11 -0.26 0.16
c/(m·s-1) 6.69 7.33 0.15 0.42 6.93 8.11 6.46 6.37
K1 δ/(×10-6m-1) -1.93 -1.67 0.33 0.62 -1.44 -0.76 -2.48 -2.81
c/(m·s-1) 5.86 6.41 0.20 0.48 6.06 7.41 5.52 5.76
O1 δ/(×10-6m-1) -2.30 -1.90 0.37 0.78 -1.60 -0.77 -2.90 -3.35
c/(m·s-1) 5.30 5.97 0.19 0.51 5.55 7.19 5.03 5.17
S2
δ/(×10-6m-1) -1.52 -0.61 0.33 0.82 -1.07 0.71 -2.12 -1.83
c/(m·s-1) 6.79 7.21 0.20 0.45 7.13 8.21 6.47 6.32
为进一步对比河口湾与潮汐通道的地貌形态变化差异, 基于伶仃洋河口湾和虎门潮汐通道1996年与2016年的地形资料, 建立数字高程模型, 用于统计两个不同区段地形参数的变化(表7)。由表7可知,1996年至2016年伶仃洋河口湾因水体容积增大而表面积减少; 平均水深由5.04m增大至6.31m, 且水深最大增大幅度约为0.48m, 而宽深比(定义为$\sqrt{b}/h$, 其中b为断面宽度)则由23.52减少至18.71。与伶仃洋河口湾不同, 1996年和2016年对比, 虎门潮汐通道的容积、表面积以及宽深比均减少, 且变化幅度较小。此外, 虎门潮汐通道的平均水深由10.65m增大至10.82m, 而水深最大增大幅度约为1.56m, 约为河口湾变化幅度的3倍。
表7 伶仃洋河口湾和潮汐通道地形参数变化

Tab. 7 Topographic variation of Lingdingyang Bay and tidal channel

区段 年份 容积/(×106m3) 表面积/(×106m2) 平均水深/m 最大水深/m 宽深比
伶仃洋河口湾 1996 5434.22 1077.75 5.04 24.19 23.52
2016 6100.34 966.82 6.31 24.57 18.71
潮汐通道 1996 1912.85 179.61 10.65 24.35 5.34
2016 1888.34 174.50 10.82 25.91 5.22
总体来看, 潮波在“伶仃洋河口湾-虎门-潮汐通道”地貌结构中的传播, 因不同区段的地形特征不同, 其演变存在明显的时空差异性。就突变前、后分潮潮波传播速度增大比例来看, 伶仃洋河口湾大于潮汐通道, 这是因为河口湾趋于窄深化, 水深增幅较大, 特别是深槽水深的增幅更大; 而从突变后分潮潮波传播速度标准差来看, 潮汐通道大于伶仃洋河口湾, 表明潮波在潮汐通道的波动性较大。这与潮波在传播过程中的地形特征有关, 即受河道辐聚和河道摩擦的非线性作用, 潮波发生变形。相比伶仃洋河口湾, 这种影响在潮汐通道更为显著, 潮汐通道的潮波传播还受河网分汊的影响。

4.2 伶仃洋河口湾和潮汐通道传播速度与振幅梯度关系演变

河口地形变化对潮波传播时空演变的影响还可通过其传播速度与振幅梯度之间关系的演变来定量研究。根据Savenije等(2005)提出的河口潮波传播速度计算公式(Savenije et al, 2005), 可得传播速度的平方与振幅梯度的关系式:
$c^{2}=\alpha \delta^{2}+\beta\delta+\gamma$
式中: α、β和γ均为待定回归系数。
图7为伶仃洋河口湾和潮汐通道M2分潮的c2与δ关系在突变前后的变化。结果表明, 河口湾与潮汐通道存在两种不同的模式, 在伶仃洋河口湾M2分潮的c2随δ单调递增(图7a), 而在潮汐通道则存在δ临界值和单调区间(图7b)。潮波突变后, 两个区段中c2与δ的关系均发生明显变化。在伶仃洋河口湾, 潮波突变后, c2与δ均明显增大, 且随δ的增大, c2速率增加亦有所加快。对于潮汐通道, 潮波突变前, M2分潮δ值的临界值为0.29×10-6m-1, 此时c2取得最大值44.48m2·s-2, 即c取得最大值6.67m·s-1; 当其δ值小于这个临界值时, c2随δ单调递增, 大于这个临界值时则单调递减。潮波突变后, 潮汐通道中M2分潮δ值的临界值为1.19×10-6m-1, 此时c2取得最小值51.53m2·s-2, 即c取得最小值7.16m·s-1。这种振幅梯度与传播速度关系的演变主要受河道地形异变控制。伶仃洋河口湾水域面积在1998年至2016年间减小了约5%, 其中0~5m水深变化较小, 水深在5~10m之间的水域面积减小了约11%, 2016年10m以上的水域面积是1998年的2.78倍。这表明强烈的人类活动驱动下, 河口湾的纳潮容积大幅增加, 增大了约23%, 从而导致潮汐动力增强, 潮波传播速度和振幅梯度明显增加(Zhang et al, 2015)。虎门潮汐通道的潮波振幅、传播速度与潮汐通道的河宽辐聚或辐散、水深变化及河网分汊三要素有关, 是三要素协同作用的结果, 使潮波传播速度与振幅的关系变化存在阈值或临界值, 但其具体的影响过程和机制仍有待深入研究。
图7 M2分潮传播速度的平方c2与振幅梯度δ的拟合关系及其变化

Fig. 7 Evolution of the relationship between the square of wave celerity c2 and tidal amplitude gradient δ for the M2 tide

5 结论

本文基于珠江“伶仃洋河口湾-虎门-潮汐通道”沿程赤湾、泗盛围和黄埔3个潮位站1990—2016年的逐日高、低潮位数据分析, 采用三角方法插值得到逐时潮位序列。基于经典调和分析方法T_TIDE分解出主要天文分潮的调和常数, 对伶仃洋河口湾、潮汐通道和总程各主要天文分潮的振幅梯度和传播速度进行了统计分析, 结合地形特征, 探讨了不同区段主要分潮传播特性的时空演变, 以及不同区段因地形特征不同而引起的地貌动力差异, 获得如下主要结论:
1) 全日分潮振幅梯度和传播速度的年变化率均比半日分潮大。K1和O1分潮的振幅梯度平均每年分别增加9%和18%, 而M2和S2分潮平均每年分别增加3%和6%; K1和O1分潮的传播速度每年均增加1.4%, 而M2和S2分潮每年均增加1%。
2) 伶仃洋河口湾段和潮汐通道段的潮波传播特性差异增大。伶仃洋河口湾段和潮汐通道段的潮波传播特征参数的差值在2005年后明显增大, 表明突变后两区段的潮波传播特性差异逐年增大, 其中2005年后不同分潮的振幅梯度约是2005年前的1.3~1.6倍, 传播速度则约是之前的2~6倍。
3) 在强烈人类活动引起的地形异变条件下, 伶仃洋河口湾和潮汐通道的M2分潮传播速度发生突变, 其突变年份分别为2009年和2000年。突变后, 各分潮传播速度均增大, 其中伶仃洋河口湾M2、K1、O1、S2分潮的传播速度平均值在突变后依次增加了18%、24%、24%、17%, 潮汐通道M2、K1、O1、S2分潮的传播速度平均值在突变后依次增加了10%、10%、13%、6%。
4) 传播速度与振幅梯度的关系分析表明, 伶仃洋河口湾和潮汐通道的c2-δ关系存在差异, 河口湾M2分潮的c2随δ单调递增, 潮汐通道则因河宽辐散、水深变化及河网分汊等复杂因子间的耦合影响而使δ存在临界值和单调区间, 但对于其具体的物理过程及机制还有待进一步研究。潮波突变后, 受河道窄深化影响, 两个区段的c2-δ关系均发生明显变化。

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