Marine Hydrology

Spatial-temporal variations in tide-river dynamics of typical transverse channel in the Pearl River channel networks——Taking the ‘Nansha-Nanhua’ transverse channel as an example

  • QIU Xiufang , 1, 2, 3, 4 ,
  • LI Bo 1, 2, 3, 4 ,
  • WANG Bozhi 1, 2, 3, 4 ,
  • GU Junhao 1, 2, 3, 4 ,
  • WANG Jisi 1, 2, 3, 4 ,
  • SU Yanan 1, 2, 3, 4 ,
  • CAI Huayang , 1, 2, 3, 4
Expand
  • 1. Institute of Estuarine and Coastal Research, School of Ocean 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: 2022-07-20

  Revised date: 2022-08-23

  Online published: 2022-08-30

Supported by

National Natural Science Foundation of China(51979296)

National Natural Science Foundation of China(52279080)

Science and Technology Plan Project of Guangzhou, China(202002030452)

Abstract

The transverse channel plays an indispensable role in the maintenance of dynamic equilibrium of the Pearl River channel networks. Therefore, studying the spatial-temporal variations in river-tide dynamics has important implications for flood control, water supply and navigation in the Guangdong-Hong Kong-Macao Greater Bay Area. Based on the high and low water level series observed at tidal gauging stations along the typical transverse channel (i.e., ‘Nansha-Nanhua’ reach) and the daily averaged river discharge series observed at Makou and Sanshui hydrological stations from 1966 to 2016, the double cumulative curve method and the T_TIDE tidal harmonic analysis model were adopted to quantify the spatial-temporal variations in tide-river dynamics in the transverse channel. The results show that the tide-river dynamics in the transverse channel changed considerably in 1993, the annual mean absolute value of the tidal amplitude gradient and the annual mean value of the residual water level slope decrease by 25% and 38%, respectively; the tidal dynamics in the Nansha station at the estuary mouth weakens (the amplitudes of M2 and K1 constituent decreased by 0.01 m and 0.02 m on average, respectively), while the tidal dynamics at other stations enhanced after 1993. Meanwhile, the tidal damping effect slightly increased in the central reach, but decreased in both the upstream and downstream reaches, in which the alteration is more significant in summer than that in winter. This suggests that the dependence of the tidal amplitude gradients of two main constituents on the river discharge is significantly decreased. The phenomenon mentioned above can be mainly attributed to the nonlinear cumulative influence of natural changes and human activities. On the one hand, the combined influences of intensive reclamation and waterway regulation near the estuary mouth lead the rapid extension of the estuary mouth, which can result in an increase in the friction for tidal wave propagation. On the other hand, the intensive sand excavation in the upper reaches of the transverse channel results in a substantial deepening of the river bed, reducing the friction for tidal wave propagation. In addition, the seasonal dynamics can be primarily attributed to the seasonal variations in river discharge and sea water level. Moreover, it is expected that the fundamental regime of river flow debouching and tidal discharge storage of the transverse channel system change, leading to a reduced flood risk together with an enhanced tidal hydrodynamics.

Cite this article

QIU Xiufang , LI Bo , WANG Bozhi , GU Junhao , WANG Jisi , SU Yanan , CAI Huayang . Spatial-temporal variations in tide-river dynamics of typical transverse channel in the Pearl River channel networks——Taking the ‘Nansha-Nanhua’ transverse channel as an example[J]. Journal of Tropical Oceanography, 2023 , 42(4) : 77 -90 . DOI: 10.11978/2022160

横向汊道是河网区受多条河流汇合与外海潮流顶托耦合作用所产生的网状河道体系的重要组成部分(戴清, 2007), 常见于受径潮相互作用强烈的复合型河口, 在耦合径潮相互作用、连接纵向水道及维系河网稳定等方面发挥着重要作用(王博芝 等, 2021)。珠江河网横向汊道体系受到径流和潮汐动力相互作用的控制, 具有稳定的水面梯度。上游流量使上溯潮流运动阻力增大, 而潮流又可增加河道内的平均底床摩擦, 对下泄径流运动起阻碍作用(Sassi et al, 2013)。潮波振幅及其梯度作为表征径潮动力的重要参数, 直接影响河网区盐水入侵、水体更新、泥沙输运及地貌演变等物理过程(Matte et al, 2019), 因此探讨其时空演变规律对理解横向汊道的径潮动力时空差异性至关重要。
珠江河网位于粤港澳大湾区的核心区域, 与水安全密切相关的径潮动力演变对大湾区的防洪、供水及通航等社会经济活动具有重要意义。自20世纪80年代以来, 强人类活动驱动下(本文定义对河网环境的影响大大超过河网自身的调节和修复能力的人为干预为强人类活动, 即当人类活动的累积效应达到一定阈值时, 将导致该体系的动力格局发生显著异变)(张先毅 等, 2020), 珠江河网区来水来沙和地形地貌发生显著异变(彭静 等, 2003; Liu et al, 2019; 陈小齐 等, 2020), 潮波传播过程与动力边界的关系发生变化(蒋陈娟 等, 2020; 李博 等, 2022), 进而导致径潮动力时空演变过程存在明显的差异性。针对横向汊道的径潮动力格局演变, 国内外学者已有不少研究。研究表明, 横向汊道具有重要的泄洪纳潮功能, 洪水期的主要功能为泄洪, 因洪水期河网的横比降大于纵比降, 横向汊道泄洪效率更高, 洪水波更易展平扩散; 枯水期的主要功能为纳潮, 横向汊道通过增加河网的纳潮量来保证通航水深(何为, 2012; Fu et al, 2017)。实测资料分析表明, 珠江河网内大部分潮位站的潮差和洪潮位持续时间普遍呈上升趋势, 且站点位置越往上游, 变化幅度越明显, 表明河网区潮汐动力显著增强(Zhang et al, 2010)。异变格局下, 珠江河网典型横向汊道的水面线及河床冲淤演变均发生显著转变, 如东平水道水面线由下凹转换为上凸型, 且其水面梯度整体下降 (王博芝 等, 2021, 2022), 又如磨刀门河口沿程河床由淤积-冲刷-淤积趋势转变为冲刷-淤积-冲刷趋势(马玉婷 等, 2022)。人类活动对复杂河网区径潮动力格局演变影响十分显著, 可通过研究长序列水文参数的变化规律, 辨识人类干预和自然变化双重影响下河口系统的演变趋势(张蔚 等, 2010)。已有研究虽已认识到横向汊道的重要动力功能, 但强人类活动驱动下珠江河网横向汊道径潮动力的时空演变过程及机制仍有待深入探究。
本文选取珠江河网典型横向汊道“南沙—南华”河道为研究对象, 基于该横向汊道1966—2016年沿程潮位站的逐日高、低潮位数据及三角洲顶端马口、三水水文站的日均流量数据, 采用双累积曲线方法和T_TIDE潮汐调和分析模型, 重点分析强人类活动干预下珠江河网横向汊道径潮动力的异变过程及其机制, 研究结果可为珠江河网的生态环境保护、资源可持续开发利用、粤港澳大湾区水安全保障等提供科学依据。

1 研究区域与研究方法

1.1 研究区域概况

“南沙—南华”横向汊道体系位于珠江河网的核心地带, 自西向东分别经过南华、容奇、板沙尾和南沙潮位站(图1), 该体系包括4条横向汊道(容桂水道、桂州水道、上横沥水道与下横沥水道)及2条纵向水道(洪奇门水道和蕉门水道)。该横向汊道体系始自南华, 终于南沙, 通过蕉门注入伶仃洋河口湾, 全长约61km, 其水位变化既受上游径流的影响, 又受外海潮波的作用, 因此具有明显的径潮动力时空差异性(陈小齐 等, 2020; 杨易 等, 2021)。为方便下文描述, 定义“容奇—南华”为“南沙—南华”横向汊道的上游, “板沙尾—容奇”为中游, “南沙—板沙尾”为下游。根据实测资料统计, 横向汊道上游马口、三水站多年(1966—2016年)平均流量之和为8716m3·s-1, 其中洪季(5—10月)平均流量之和可达13250m3·s-1, 枯季(11月—翌年4月)平均流量为4183m3·s-1。河段上游来水季节变化显著, 因上游下泄流量对外海潮波传播具有显著的影响作用, 且流量变化具有显著的季节性, 横向汊道下游口门潮汐属不规则半日混合潮, 南沙站多年平均潮差为1.05m。下文将从春(3—5月)、夏(6—8月)、秋(9—11月)、冬(12月—翌年2月)4个季节对该横向汊道的径潮动力时空差异性进行分析。
图1 珠江河网(a)及“南沙—南华”横向汊道体系(b)潮位站分布

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

Fig. 1 Map of the Pearl River channel networks (a) and the ‘Nansha-Nanhua’ transverse channel system (b) displaying the tidal gauging stations used in this study

1.2 数据来源

本文采用的数据来源于《广东省水文年鉴》第八卷和广东省水文局, 潮位原始数据高程为冻结基面, 已统一转换至珠江基面。数据包括珠江三角洲顶端马口、三水水文站1966—2016年的逐日流量数据, 以及“南沙—南华”横向汊道沿程南沙、板沙尾、容奇和南华潮位站1966—2016年的逐日高低潮位数据, 其中高低潮位数据采用三次Hermite插值方法处理后获得逐时数据, 用于调和分析(Zhang et al, 2021)。

1.3 方法

1.3.1 径潮动力特征参数的计算方法

潮波振幅梯度和余水位梯度是河口区径潮动力演变的重要特征指标, 对二者进行分析可揭示珠江河网横向汊道径潮动力的时空演变过程。它们的计算公式分别为(Cai et al, 2014):
δ = η 1 η 2 Δ x
S = z 1 z 2 Δ x
式中: δ代表潮波振幅梯度; η1η2分别表示上、下游站点的潮波振幅; S为余水位梯度; z1z2分别表示上、下游站点的余水位; Δx表示两站点间的距离。

1.3.2 双累积曲线方法

双累积曲线方法常用于考查水文气象要素的一致性及其长期演变趋势, 是一种简单、直观且实用的方法(穆兴民 等, 2010)。该方法是将同时期内两个具有正比关系的变量(x、y)的连续累积值( X = i = 1 n x i Y = i = 1 n y i)绘制在直角坐标系中, 若曲线的斜率k发生突变, 则斜率突变点对应的年份就是两个变量关系发生突变的时间。为确定潮波变量R(如潮波振幅、潮波振幅梯度等)的改变量, 采用突变后的值(Ra)减去突变前的值(Rb)来定量描述, 即ΔR=Ra-Rb。由于河口区受多种外力与高强度人类活动的共同影响, 河口区两个水文要素之间普遍存在非线性关系, 故为提高曲线拟合效果, 本文的双累积曲线采用幂函数进行拟合(Gao et al, 2017)。以流量Q作为参考变量, 拟研究的水文参数Y(潮波振幅梯度绝对值|δ|、余水位梯度S等)为检验变量, 曲线拟合的表达式为:
Y=AQB
对式(3)进行对数变换, 可转换成线性形式, 即:
ln(Y)=Bln(Q)+ln(A)

1.3.3 T_TIDE潮汐调和分析模型

调和分析是潮汐分析中常用的一种方法, 是傅里叶分析的一种具体应用, 其中T_TIDE潮汐调和分析模型是基于MATLAB编写的一套用于海洋潮汐分析的工具箱(下载网址: http://www.eos.ubc.ca/~rich/t_tide/t_tide_v1.4beta.zip)。
当不考虑径流影响时, 由月球和太阳引起的周期性潮汐现象可看作许多假想天体引起的潮汐简谐波动的总和(Pawlowicz et al, 2002), 潮位曲线可近似看作是由多个周期、振幅和相位不同的分潮曲线叠加而成, 则潮位的表达式为:
z t = z 0 + i = 1 N f i H i cos ( σ i t + V i + u i g i )
式中: z(t)为站点的实测潮位; z0为平均海面高度; N为分潮个数; fi为分潮振幅的订正因子(为时间的函数, 常取一年的中值); Hi为分潮振幅的平均值; σi为分潮角频率(为某一恒定值); t为时间; Vi为分潮的初相角; ui为天文相角的交角订正角; gi为由于海底摩擦、海水惯性等引起的迟角。其中, Higi合称为分潮调和常数。本文基于T_TIDE调和分析工具箱提取横向汊道沿程潮位站的分潮调和常数, 每次调和分析所用数据长度均为1个月。分析结果表明, 模型根据数据长度自动调和出的分潮个数均为29, 但各站点分潮振幅较显著的是M2、K1、O1、S2四大分潮, 其平均振幅见表1。由表1可知, 显著影响该横向汊道潮汐动力的分潮为主要天文半日分潮M2与主要天文全日分潮K1, 因此以M2与K1分潮的月均振幅变化为切入点, 探究珠江河网典型横向汊道“南沙—南华”横向汊道的径潮动力时空演变规律及成因。
表 1 T_TIDE提取的各站点四大分潮的平均振幅(单位: m)

Tab. 1 The main tidal amplitudes at each station of the Nansha-Nanhua transverse channel (unit: m)

站点 M2 K1 O1 S2
南沙 0.53 0.38 0.29 0.21
板沙尾 0.40 0.30 0.24 0.16
容奇 0.34 0.27 0.21 0.14
南华 0.18 0.19 0.15 0.08

2 结果分析

2.1 径潮动力格局演变的阶段性划分

以1966—2016年三角洲顶端马口、三水水文站的年均流量之和Q为参考变量, 以同时段内“南沙—南华”横向汊道沿程潮位站的年均潮波振幅梯度绝对值|δ|和余水位梯度S为检验变量, 绘制双累积曲线, 结果如图2所示, 其中参考变量和检验变量均已进行标准化(即无量纲化)处理。根据双累积曲线的变化趋势, 曲线斜率在无量纲累积流量约为15时明显变小, 其对应的时间节点约为1993年。同时三角洲顶端西北江分流比于1993年亦发生明显突变, 即1993年后西江通过思贤滘水道流入北江河网的分流比增加约8.8%, 造成汇入河网东四口门进入伶仃洋的分流比增加约7.7%(Luo et al, 2007; 陈小齐 等, 2020)。因此, 本文选取1993年为“南沙—南华”横向汊道径潮动力的异变年份, 并将研究时段划分为强人类活动前(1966—1993年)与强人类活动后(1994—2016年)两个阶段。其中1993年后, “南沙—南华”横向汊道年均潮波振幅梯度绝对值的多年均值由1.47×10-5减小至 1.15×10-5, 减幅约为21%; 年均余水位梯度的多年均值由1.48×10-5减小至9.23×10-6, 减幅约为38%。Q-|δ|Q-S曲线斜率分别由1.46、1.35减小为0.47、0.58, 表明在相同流量条件下, 潮波衰减效应减弱, 余水位梯度变缓, 即潮波振幅梯度和余水位梯度对流量变化的响应程度均减弱。
图2 “南沙—南华”横向汊道年均径潮动力特征参数与马口和三水年均流量之和的双累积关系

a. 年均潮波振幅梯度绝对值; b. 年均余水位梯度

Fig. 2 Double mass curves between the typical dynamic variables of the ‘Nansha-Nanhua’ transverse channel and the sum of the river discharge observed at the Makou and Sanshui hydrological stations. (a) Absolute value of the tidal amplitude gradient; (b) residual water level gradient

2.2 T_TIDE模型的率定效果

为探究T_TIDE模型在研究区域的普遍适用性, 对逐时水位的模型重构值与实测值进行比较分析(图3)。由图3可见, 各潮位站大部分数据点均分布于黑色实线上(实测与重构水位的等值线), 表明各站点的重构水位与实测水位吻合较好。为评价模型的效果, 统计逐时水位的实测值和模型重构值之间的均方根误差和相关指数(表2)。由表2可见, “南沙-南华”横向汊道沿程各站点重构水位与实测水位的均方根误差均小于0.5m, 但上游站点均方根误差略大于下游站点, 这主要是由于T_TIDE在提取各分潮的调和常数时, 并未考虑下泄径流和极端天气(如风暴潮)等因素的影响。但上游站点的重构水位与实测水位的相关指数均大于0.88, 表明调和分析结果整体上是满足研究需求的, 因此可采用该模型提取“南沙—南华”横向汊道主要半日分潮(如M2)和全日分潮(如K1)的振幅, 对其径潮动力时空差异性做进一步分析。
图3 “南沙—南华”横向汊道T_TIDE模型重构水位与同时段的实测水位的对比

Fig. 3 The comparison between the reconstructed water levels derived from the T_TIDE model and the measured water levels of the ‘Nansha-Nanhua’ transverse channel

表2 南沙—南华横向汊道各站点重构水位与实测水位的均方根误差与相关指数

Tab. 2 The root mean square error and correlation coefficient of the reconstructed and the measured water levels at each station of the Nansha-Nanhua transverse channel

参数 南沙 板沙尾 容奇 南华
均方根误差/m 0.20 0.24 0.28 0.43
相关指数 0.94 0.91 0.89 0.88

2.3 潮波振幅及其梯度的阶段性及季节性变化

潮波振幅及其梯度的变化可直接反映潮汐动力的时空演变特征。图4为强人类活动干预前后“南沙—南华”横向汊道沿程各潮位站M2与K1分潮潮波振幅的季节性变化柱状图; 表3为1993年前后各潮位站分潮振幅的变化量(“变化量”定义为1993年后与1993年前的差值, 下同)。由图4表3可知, 1993年前后, 横向汊道的M2与K1分潮潮波振幅具有明显的时空不均匀性。1993年后, 南沙站M2与K1分潮潮波振幅均减小, 且K1分潮变化幅度大于M2分潮(K1分潮潮波振幅四季降幅分别为0.03、0.02、0.03和0.02m, M2分潮潮波振幅四季变化均约为0.01m); 板沙尾和容奇站的M2分潮潮波振幅四季均增大, 而K1分潮潮波振幅均仅在夏季略有增大(增幅约为0.01m); 南华站的M2与K1分潮潮波振幅均大幅增大, 且表现为M2分潮变化幅度较K1分潮大(M2与K1分潮振幅的多年平均增幅分别为0.06m和0.04m), 这些变化均表现为夏季较冬季明显。上述结果表明, 伶仃洋输入横向汊道的潮波能量在南沙站减小, 在板沙尾、容奇站略有增大, 在南华站则大幅增大。
图4 强人类活动前后“南沙—南华”横向汊道沿程各潮位站主要分潮潮波振幅的季节性变化

a~d: M2分潮; e~h: K1分潮

Fig. 4 Seasonal variations of the main tidal amplitudes in the ‘Nansha-Nanhua’ transverse channel before and after the intensive human interventions. (a)~(d) M2 constituent; (e)~(h) K1 constituent

表3 1993年前后南沙—南华横向汊道沿程各潮位站的分潮振幅及其变化量

Tab. 3 Amplitude changes of the Nansha-Nanhua transverse channel before and after the intensive human interventions

河段 分潮 时期 分潮振幅/m
年均
南沙 M2 1966—1993年 0.53 0.54 0.55 0.50 0.53
1994—2016年 0.53 0.51 0.54 0.50 0.52
变化量 -0.01 -0.03 -0.01 0.00 -0.01
K1 1966—1993年 0.34 0.39 0.37 0.45 0.39
1994—2016年 0.32 0.37 0.35 0.42 0.34
变化量 -0.03 -0.02 -0.03 -0.02 -0.02
板沙尾 M2 1966—1993年 0.39 0.34 0.41 0.41 0.39
1994—2016年 0.43 0.37 0.44 0.43 0.42
变化量 0.04 0.03 0.03 0.02 0.03
K1 1966—1993年 0.27 0.29 0.29 0.36 0.30
1994—2016年 0.27 0.30 0.29 0.36 0.31
变化量 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00
容奇 M2 1966—1993年 0.33 0.26 0.36 0.37 0.33
1994—2016年 0.36 0.29 0.38 0.37 0.35
变化量 0.03 0.03 0.02 0.00 0.02
K1 1966—1993年 0.24 0.25 0.26 0.32 0.27
1994—2016年 0.24 0.26 0.26 0.32 0.27
变化量 0.00 0.01 -0.01 0.00 0.00
南华 M2 1966—1993年 0.53 0.54 0.55 0.50 0.53
1994—2016年 0.53 0.51 0.54 0.50 0.52
变化量 -0.01 -0.03 -0.01 0.00 -0.01
K1 1966—1993年 0.34 0.39 0.37 0.45 0.39
1994—2016年 0.32 0.37 0.35 0.42 0.34
变化量 -0.03 -0.02 -0.03 -0.02 -0.02
潮波振幅梯度可直接反映潮波振幅沿河道方向的空间变化。由图5可知, 1993年后南沙—南华河段的M2与K1分潮潮波振幅梯度绝对值均减小, 表明该横向汊道的各分潮潮波衰减效应减弱。其中, M2与K1分潮潮波振幅梯度绝对值变化均表现为夏季变化最大(M2与K1分潮夏季的变化量分别约为1.39×10-6、1.10×10-6), 冬季变化最小(M2与K1分潮冬季的变化量分别约为0.80×10-6、0.91×10-6)。1993年之后, M2与K1分潮潮波振幅梯度绝对值在下游(南沙—板沙尾河段)和上游(容奇—南华河段)均有减小, 在中游(板沙尾—容奇河段)均增大, 且M2分潮潮波振幅梯度绝对值变化较K1分潮更显著, 表明M2与K1分潮潮波的衰减效应在下游和上游均减弱, 在中游增强, 且半日分潮的响应更显著。
图5 1993年前后“南沙—南华”横向汊道沿程不同河段分潮潮波振幅梯度绝对值(|δ|)的季节性变化

a~d: M2分潮; e~h: K1分潮

Fig. 5 Seasonal variations of the absolute value of the tidal amplitude gradient (|) in the ‘Nansha-Nanhua’ transverse channel before and after the intensive human interventions. (a)~(d) M2 constituent; (e)~(h) K1 constituent

2.4 潮波振幅衰减效应与流量的双累积曲线时空演变

图6图7揭示了M2与K1分潮在“南沙—南华”横向汊道沿程各河段不同季节潮波振幅梯度绝对值和流量的双累积关系, 采用一次线性函数拟合曲线, 曲线斜率的季节性差异见表4。除板沙尾—容奇河段以外, 其余河段在1993年后M2与K1分潮的Q-|δ|曲线斜率均显著减小, 且季节性差异明显。南沙—南华河段M2分潮的Q-|δ|曲线斜率在冬季变化最大, 夏季变化最小, 两季的曲线斜率分别变化1.15和0.34; K1分潮的Q-|δ|曲线也在冬季变化最大, 但在秋季变化最小, 两季的曲线斜率分别变化0.98和0.20。南沙—板沙尾与容奇—南华河段各分潮Q-|δ|曲线斜率均表现为冬季变化最大, 秋季变化最小, 例如南沙—板沙尾河段M2与K1分潮对应的曲线斜率冬季分别减小0.94和1.03, 而秋季均减小0.21。上述三个河段的变化表明, M2分潮振幅梯度的变化较K1分潮更为显著, 且冬季比夏、秋季的变化显著, 即当流量较大时, 潮波衰减效应的变化反而较小; 而在板沙尾—容奇河段, 两大分潮的Q-|δ|曲线斜率变化均不明显(两大分潮对应的曲线斜率年均变化分别为0.12、0.01), 表明该河段潮波振幅梯度的变化对流量变化的响应较不显著。
图6 “南沙—南华”横向汊道沿程各河段M2分潮潮波振幅梯度绝对值(|δ|)与马口、三水流量之和(Q)双累积曲线的季节性变化

a~d: 南沙—南华河段; e~h: 南沙—板沙尾河段; i~l: 板沙尾—容奇河段; m~p: 容奇—南华河段

Fig. 6 Seasonal variations of double mass curve between the absolute value of the M2 tidal amplitude gradient (|δ|) and the sum of the river discharges (Q) observed at the Makou and Sanshui hydrological stations. (a)~(d) Nansha-Nanhua; (e)~(h) Nansha-Banshawei; (i)~(l) Banshawei-Rongqi; (m)~(p) Rongqi-Nanhua

图7 “南沙—南华”横向汊道沿程各河段K1分潮潮波振幅梯度绝对值(|δ|)与马口、三水流量之和(Q)双累积曲线的季节性变化

a~d: 南沙—南华河段; e~h: 南沙—板沙尾河段; i~l: 板沙尾—容奇河段; m~p: 容奇—南华河段

Fig. 7 Seasonal variations of double mass curve between the absolute value of the K1 tidal amplitude gradient (|) and the sum of the river discharges (Q) observed at the Makou and Sanshui hydrological stations: (a)~(d) Nansha-Nanhua; (e)~(h) Nansha-Banshawei; (i)~(l) Banshawei-Rongqi; (m)~(p) Rongqi-Nanhua

表4 南沙—南华横向汊道两大分潮潮波振幅梯度绝对值与马口、三水流量之和双累积曲线斜率及其变化值的季节性差异

Tab. 4 Seasonal variations of double mass curve slope between the absolute value of the tidal amplitude gradient of main constituents and the sum of the river discharges observed at the Makou and Sanshui hydrological stations

河段 分潮 时期 双累积曲线斜率
年均
南沙—南华 M2 1966—1993年 1.33 1.09 1.38 2.29 1.52
1994—2016年 0.86 0.75 1 1.14 0.94
变化量 -0.47 -0.34 -0.38 -1.15 -0.59
K1 1966—1993年 1.21 1.03 1.23 3.13 1.65
1994—2016年 0.87 0.81 1.03 2.15 1.22
变化量 -0.34 -0.22 -0.2 -0.98 -0.44
南沙—板沙尾 M2 1966—1993年 1.43 1.14 1.47 2.75 1.70
1994—2016年 1.12 0.89 1.26 1.81 1.27
变化量 -0.31 -0.25 -0.21 -0.94 -0.43
K1 1966—1993年 1.07 0.88 1.14 2.9 1.50
1994—2016年 0.67 0.66 0.93 1.87 1.03
变化量 -0.4 -0.22 -0.21 -1.03 -0.47
板沙尾—容奇 M2 1966—1993年 1.49 1.15 1.56 3.08 1.82
1994—2016年 1.65 1.15 1.85 3.09 1.94
变化量 0.16 0 0.29 0.01 0.12
K1 1966—1993年 1.26 1.01 1.31 3.56 1.79
1994—2016年 1.34 1.02 1.57 3.17 1.78
变化量 0.08 0.01 0.26 -0.39 -0.01
容奇—南华 M2 1966—1993年 1.68 1.13 1.78 3.91 2.13
1994—2016年 1.5 0.96 1.69 2.79 1.74
变化量 -0.18 -0.17 -0.09 -1.12 -0.39
K1 1966—1993 1.53 1.2 1.59 3.64 1.99
1994—2016 1.31 1 1.41 2.65 1.59
变化量 -0.22 -0.2 -0.18 -0.99 -0.40

3 讨论

3.1 流量与余水位梯度对潮波振幅衰减效应的非线性影响

余水位梯度的时空演变过程是探究地形异变对潮波传播影响机制的重要依据。径潮动力耦合条件下, 一维动量守恒方程(Savenije et al, 2005)的表达式为:
U t + U U x + Z x + g h 2 ρ ρ x + g U U K 2 h 4 3 = 0
式中: U为断面平均流速; t为时间; x为距离口门处的距离; Z为自由水面高程; g为重力加速度; h为水深; ρ为水体密度; K为曼宁摩擦系数的倒数。若忽略密度效应和对流加速度项, 并假定流速具有周期性变化特征, 则式(6)在一个潮周期内积分可得余水位梯度的表达式(Cai et al, 2014):
S = Z ¯ x = U U K 2 h 4 3 ¯
式中: S为余水位梯度; 上划线表示潮平均。由式(7)可知, 余水位梯度与有效摩擦项平衡, 即余水位梯度越大, 有效摩擦越大。
图8为南沙—南华河段M2与K1分潮振幅梯度与流量和余水位梯度的关系曲线, 其中实线为二次函数拟合的结果。由图8a可知, 曲线呈下凹形, 流量在增大过程中, M2分潮潮波振幅梯度减小速度减缓并趋近于其极小值, 达到极小值后继续增大; 1993年后, 曲线仍为下凹形, 但流量的阈值略有减小。1966—1993年, M2分潮潮波振幅梯度的极小值为-0.79×10-5, 对应阈值流量为21529m3·s-1; 而1994—2016年, M2分潮潮波振幅梯度的极小值为-0.64×10-5, 对应阈值流量为21629m3·s-1。同理, 由图8b可知, 1993年前后, 曲线均呈上凸形, 随着流量增大, K1分潮潮波振幅衰减速率逐渐增大, 即流量对潮波衰减效应的影响逐渐增强。同时可知, 1993年后, 流量的变化区间减小, 最小值基本不变, 但最大值明显减小。在相同流量条件下, M2与K1分潮潮波振幅梯度明显增大, 且洪季比枯季变化更显著。如在流量为30000m3·s-1时, 1993年前后M2与K1分潮潮波振幅梯度的差值分别为1.4×10-6、1.5×10-6; 而流量为200m3·s-1时, 1993年前后M2与K1分潮潮波振幅梯度的差值分别为8.8×10-8、8.6×10-8
图8 南沙—南华河段各分潮潮波振幅梯度(δ)与流量(Q)、余水位梯度(S)的变化关系

Fig. 8 The variations in the relationship between the main tidal amplitude gradient (δ) and the sum of the river discharges (Q), residual water level gradient (S) along the ‘Nansha-Nanhua’ transverse channel

上述结果表明, 受上游水库“蓄洪补枯”的影响, 洪季流量明显减小, 且流量对M2与K1分潮潮波传播的衰减效应减弱。由图8c可见, 南沙—南华河段的M2分潮潮波振幅与余水位具有显著的非线性关系, 曲线呈下凹形, 表明余水位梯度增大过程中潮波振幅梯度减小速度减缓并趋近于其极小值, 达到极小值后继续增大。由于余水位梯度与有效摩擦相平衡, 因此此时潮波振幅梯度的变化已不受底床摩擦主导。同理由图8d可知, K1分潮潮波振幅与余水位呈负相关, 当余水位梯度增大时, K1分潮潮波振幅梯度减小, 即当有效摩擦增大时, K1分潮潮波衰减效应增大。在相同余水位梯度条件下, 两大主要分潮潮波振幅梯度均增大, 表明有效摩擦对潮波传播的影响减弱, 这与河道采砂、航道疏浚等强人类活动干预后的河道水深增大密切相关。

3.2 动力与地形变化对径潮动力格局的非线性影响

“南沙—南华”横向汊道径潮动力的阶段性变化受人类活动与自然变化的双重影响, 其中横向汊道涉及的强人类活动主要包括水库建设、河道采砂、土地围垦和航道疏浚等, 自然变化主要涉及下游海平面的季节性变化等。横向汊道上游主要受流量季节性变化的影响。图9a为马口与三水流量之和的阶段性变化。由图9a可见, 1993年后马口与三水的流量之和总体呈增加趋势, 共增加4234m³·s-1, 其中夏季的上升幅度最为显著(增加3744m³·s-1), 在冬季上升幅度较小(仅增加1811m³·s-1)。流量增加导致潮波传播阻力增大, 因此在地形保持不变的条件下, 上游潮波衰减效应将增强, 且夏季变化较冬季更为显著。横向汊道下游主要受海平面季节性变化的影响, 因南沙站位于“南沙—南华”横向汊道的入海口, 其水位变化可作为海平面变化的指示变量, 南沙站水位的阶段性变化如图9b所示。由图9b可知, 南沙站夏季水位明显高于冬季, 1993年后南沙站平均水位略有增高, 且夏季与冬季增幅均显著(两季水位均增高约0.25m)。研究表明, 海平面上升导致水深增大、潮波传播有效摩擦减小(颜云峰 等, 2010; 谢洋, 2015), 因此, 在地形保持不变的条件下, 河口处潮汐动力将增强, 下游潮波衰减效应将减弱。但由于冬季流量小, 在相同地形条件下, 冬季水位较低, 海平面上升量值较小(1993年后南沙站冬季最高水位为0.01m, 而夏季最高水位为0.20m), 故冬季潮波衰减效应远小于夏季, 因此下游潮波衰减效应变化在夏季较冬季更显著。
图9 马口和三水月均流量之和(a)与南沙站水位(b)变化

Fig. 9 Variations in the sum of the monthly averaged river discharge observed at the Makou and Sanshui hydrological stations (a) and the monthly averaged water level observed at the Nansha station (b)

自20世纪80年代以来, 珠江河网存在大规模与高强度的采砂活动, 其中1986—2003年总挖砂量达到8.7亿m³, 年均采砂量高达0.7亿m³(罗章仁, 2004)。高强度采沙活动叠加航道疏浚、河道束窄等使得“南沙—南华”横向汊道河床大幅下切, 导致河道整体向窄深化发展, 其中河道上、中游窄深化趋势更为显著, 其冲刷幅度分别增加28.01%、41.68%(李春初 等, 2002; 李静, 2006)。因此, 在相同流量条件下, 横向汊道上、中游水位下降, 纳潮量增加, 潮波传播阻力减小, 进而导致潮波衰减效应减弱。而在“南沙—南华”横向汊道下游, 由于大范围的城镇化建设, 大量滩涂被开发为建设用地, 且叠加口门处高强度及大面积的土地围垦(李静, 2006), 如在1970—2015年这45a内, 内伶仃洋西侧陆地面积增加约273km2, 西侧岸线推进速率由原先的7m·a-1增大至50m·a-1, 西侧淤积区推进速率由1993年前的3.61cm·a-1增大至7.28cm·a-1(赵荻能, 2017), 使得河道缩窄延伸, 泥沙淤积。因此在相同流量条件下, 下游河段纳潮量减小, 潮波传播阻力增大, 即潮波衰减效应增强(Chen et al, 2005; 张萍 等, 2020)。

4 结论

本文基于珠江河网“南沙—南华”这一主要横向汊道1966—2016年沿程潮位站的高、低潮位数据及马口、三水水文站的月均流量数据, 采用双累积曲线方法和T_TIDE潮汐调和分析模型, 定量分析了珠江河网典型横向汊道径潮动力的时空演变特征及规律, 主要结论如下:
1) 1993年为该横向汊道径潮动力的异变年份。根据双累积曲线方法, 将研究时段划分为强人类活动前(1966—1993年)和强人类活动后(1994—2016年)两个阶段, 受强人类活动影响(1993年后), 潮波振幅梯度绝对值和余水位梯度量值均明显减小(多年均值下降幅度分别为25%和38%), 且对流量变化的响应程度均减弱(Q-|δ|Q-S曲线斜率分别由1.46、1.35变为0.47、0.58)。
2) 强人类活动后“南沙—南华”横向汊道各河段径潮动力变化存在时空差异性。1993年后, M2、K1分潮潮波振幅在南沙站减小(平均降幅分别为0.01、0.02m), 而在其他站点均增大, 表明“南沙—南华”横向汊道潮动力整体增强; M2、K1分潮潮波衰减效应在中游增强, 在上、下游减弱, 且上述变化在夏季比冬季更显著; 潮波振幅梯度的变化对流量变化的响应程度在中游处基本不变(双累积曲线斜率基本不变), 在上、下游均减弱, 且该变化在冬季比夏季更显著。
3) “南沙—南华”横向汊道径潮动力的阶段性及季节性变化受强人类活动与自然变化的双重影响。受河道采砂等活动导致的有效摩擦减小效应与流量非线性摩擦效应的双重影响, 上游潮波衰减效应减弱, 中游潮波衰减效应增强; 而受海平面上升与口门处围垦等活动加剧的耦合作用, 下游潮波衰减效应减弱。同时, 受流域上游流量季节性变化与下游海平面季节性变化的双重影响, “南沙—南华”横向汊道径潮动力变化呈现夏季变化幅度大于冬季的特征, 即横向汊道洪季泄洪压力减小, 枯季纳潮能力增强。
[1]
陈小齐, 余明辉, 刘长杰, 等, 2020. 珠江三角洲近年地形不均匀变化对洪季水动力特征的影响[J]. 水科学进展, 31(1): 81-90.

CHEN XIAOQI, YU MINGHUI, LIU CHANGJIE, et al, 2020. Impact of recent uneven channel evolution on hydrodynamic characteristics during flood season in the Pearl River Delta[J]. Advances in Water Science, 31(1): 81-90 (in Chinese with English abstract).

[2]
戴清, 2007. 河道演变机理及其成因分析系统探讨[J]. 泥沙研究, (5): 54-59.

DAI QING, 2007. Study on analysis system of mechanism and causes of river channel processes[J]. Journal of Sediment Research, (5): 54-59 (in Chinese with English abstract).

[3]
何为, 2012. 珠江河口分汊机制及其对排洪和咸潮上溯的影响[D]. 上海: 华东师范大学.

HE WEI, 2012. Bifurcated mechanism and its impact on flood discharge and saline intrusion in Pearl River Estuary[D]. Shanghai: East China Normal University (in Chinese with English abstract).

[4]
蒋陈娟, 周佳楠, 杨清书, 2020. 珠江磨刀门河口潮汐动力变化对人类活动的响应[J]. 热带海洋学报, 39(6): 66-76.

DOI

JIANG CHENJUAN, ZHOU JIANAN, YANG QINGSHU, 2020. Effects of human intervention on tidal dynamics in the Modaomen Estuary, Pearl River[J]. Journal of Tropical Oceanography, 39(6): 66-76 (in Chinese with English abstract).

DOI

[5]
李博, 杨昊, 欧素英, 等, 2022. 珠江磨刀门河口潮波振幅梯度与上下游动力边界的关系异变研究[J]. 海洋与湖沼, 53(3): 513-527.

LI BO, YANG HAO, OU SU-YING, et al, 2022. The variation of the relationship between ridal amplitude gradient and upstream and downstream dynamic boundary conditions in Modaomen estuary, Zhujiang (Pearl) River[J]. Oceanologia et Limnologia Sinica, 53(3): 513-527 (in Chinese with English abstract).

[6]
李春初, 雷亚平, 何为, 等, 2002. 珠江河口演变规律及治理利用问题[J]. 泥沙研究, (3): 44-51.

LI CHUNCHU, LEI YAPING, HE WEI, et al, 2002. Evolutional processes of the Pearl River estuary and its protective regulation and exploitation[J]. Journal of Sediment Research, (3): 44-51 (in Chinese with English abstract).

[7]
李静, 2006. 珠江三角洲网河近20年河床演变特征分析[J]. 水利水电科技进展, 26(3): 15-17.

LI JING, 2006. Characteristic analysis of fluvial process of river network in Pearl River Delta for recent 2 decades[J]. Advances in Science and Technology of Water Resources, 26(3): 15-17 (in Chinese with English abstract).

[8]
罗章仁, 2004. 人类活动引起的珠江三角洲网河和河口效应[J]. 海洋地质动态, 20(7): 35-36 (in Chinese).

[9]
马玉婷, 蔡华阳, 杨昊, 等, 2022. 珠江磨刀门河口水位分布演变特征及其对人类活动的响应[J]. 热带海洋学报, 41(2): 52-64.

DOI

MA YUTING, CAI HUAYANG, YANG HAO, et al, 2022. Evolution of water level profile dynamics in the Modaomen estuary of the Pearl River and its responses to human activities[J]. Journal of Tropical Oceanography, 41(2): 52-64 (in Chinese with English abstract).

[10]
穆兴民, 张秀勤, 高鹏, 等, 2010. 双累积曲线方法理论及在水文气象领域应用中应注意的问题[J]. 水文, 30(4): 47-51.

MU XINGMIN, ZHANG XIUQIN, GAO PENG, et al. 2010. Theory of double mass curves and its applications in hydrology and meteorology[J]. Journal of China Hydrology, 30(4): 47-51 (in Chinese with English abstract).

[11]
彭静, 何少苓, 廖文根, 等, 2003. 珠江三角洲大系统洪水模拟分析及防洪对策探讨[J]. 水利学报, 34(11): 78-84.

PENG JING, HE SHAOLING, LIAO WENGEN, et al. 2003. Large scale system simulation for flood and anti-flood counter measures in Pearl River delta[J]. Journal of Hydraulic Engineering, 34(11): 78-84 (in Chinese with English abstract).

[12]
王博芝, 杨昊, 欧素英, 等, 2021. 珠江河网横向汊道水面线演变过程及原因探讨——以东平水道为例[J]. 热带地理, 41(2): 410-422.

DOI

WANG BOZHI, YANG HAO, OU SUYING, et al, 2021. Water surface profile dynamics and underlying mechanism of transverse channel in Pearl River channel networks: a case study of the Dongping Channel[J]. Tropical Geography, 41(2): 410-422 (in Chinese with English abstract).

DOI

[13]
谢洋, 2015. 海平面上升对珠江口风暴潮增水和波浪的影响研究[D]. 南京: 东南大学.

Xie Yang, 2015. Research on the impact of sea level rise on storm surge and waves in the Pearl River Estuary[D]. Nanjing: Southeast University (in Chinese with English abstract).

[14]
颜云峰, 左军成, 陈美香, 2010. 海平面长期变化对东中国海潮波的影响[J]. 中国海洋大学学报: 自然科学版, (11): 19-28.

YAN YUNFENG, ZUO JUNCHENG, CHEN MEIXIANG, 2010. Influence of the long-term sea level variation on tidal waves in the Eastern China Sea[J]. Journal of East China Normal University: Natural Science, (11): 19-28 (in Chinese with English abstract).

[15]
杨易, 贺涛, 2021. 近年珠江三角洲洪季余水位和潮差的演变特征研究[J]. 中国农村水利水电, (7): 19-23.

YANG YI, HE TAO, 2021. Research on the evolution of residual water level and tidal range of flood season in the Pearl River delta in recent years[J]. China Rural Water and Hydropower, (7): 19-23 (in Chinese with English abstract).

[16]
张萍, 谢梅芳, 杨昊, 等, 2020. 潮优型河口动力对水深变化的响应机制研究——以葡萄牙Guadiana河口为例[J]. 热带海洋学报, 39(1): 1-11.

DOI

ZHANG PING, XIE MEIFANG, YANG HAO, et al, 2020. Response of tidal dynamics to the variation of water depth: case study of Guadiana estuary in Portugal[J]. Journal of Tropical Oceanography, 39(1): 1-11 (in Chinese with English abstract).

DOI

[17]
张蔚, 严以新, 郑金海, 等, 2010. 珠江三角洲年际潮差长期变化趋势[J]. 水科学进展, 21(1): 77-83.

ZHANG WEI, YAN YIXIN, ZHENG JINHAI, et al, 2010. Interannual tidal range trend in Pearl River Delta[J]. Advances in Water Science, 21(1): 77-83 (in Chinese with English abstract).

[18]
张先毅, 杨昊, 黄竞争, 等, 2020. 强人类活动驱动下珠江磨刀门河口径潮动力的季节性异变特征[J]. 海洋与湖沼, 51(5): 1043-1054.

ZHANG XIANYI, YANG HAO, HUANG JINGZHENG, et al, 2020. Impact of intensive human activity on seasonal variation in river-tide dynamics in the modaomen estuary of zhujiang (Pearl) River[J]. Oceanologia et Limnologia Sinica, 51(5): 1043-1054 (in Chinese with English abstract).

[19]
赵荻能, 2017. 珠江河口三角洲近165年演变及对人类活动响应研究[D]. 杭州: 浙江大学.

ZHAO DINENG, 2017. Morphological evolution of the Pearl River Delta in the past 165 years and its response to human activities[D]. Hangzhou: Zhejiang University (in Chinese with English abstract).

[20]
CAI HUAYANG, SAVENIJE H H G, TOFFOLON M, 2014. Linking the river to the estuary: influence of river discharge on tidal damping[J]. Hydrology and Earth System Sciences, 18(1): 287-304.

DOI

[21]
CHEN SHUI-SEN, CHEN LIANG-FU, LIU QIN-HUO, et al, 2005. Remote sensing and GIS-based integrated analysis of coastal changes and their environmental impacts in Lingding Bay, Pearl River Estuary, South China[J]. Ocean & Coastal Management, 48(1): 65-83.

[22]
FU CIFU, LIU QIUXING, YU FUJIANG, et al, 2017. Flood-tide interaction numerical simulation at Min River tidal reach[J]. Procedia IUTAM, 25: 119-125.

DOI

[23]
GAO PENG, LI PENGFEI, ZHAO BAILI, et al, 2017. Use of double mass curves in hydrologic benefit evaluations[J]. Hydrological Processes, 31(16): 4639-4646.

DOI

[24]
LIU FENG, XIE RONGYAO, LUO XIANGXIN, et al, 2019. Stepwise adjustment of deltaic channels in response to human interventions and its hydrological implications for sustainable water managements in the Pearl River Delta, China[J]. Journal of Hydrology, 573: 194-206.

DOI

[25]
LUO XIAN-LIN, ZENG E Y, JI RONG-YAO, et al, 2007. Effects of in-channel sand excavation on the hydrology of the Pearl River Delta, China[J]. Journal of Hydrology, 343(3): 230-239.

DOI

[26]
MATTE P, SECRETAN Y, MORIN J, 2019. Drivers of residual and tidal flow variability in the St. Lawrence fluvial estuary: Influence on tidal wave propagation[J]. Continental Shelf Research, 174: 158-173.

DOI

[27]
PAWLOWICZ R, BEARDSLEY B, LENTZ S, 2002. Classical tidal harmonic analysis including error estimates in MATLAB using T_TIDE[J]. Computers & Geosciences, 28(8): 929-937.

DOI

[28]
SASSI M G, HOITINK A J F, 2013. River flow controls on tides and tide-mean water level profiles in a tidal freshwater river[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 118(9): 4139-4151.

DOI

[29]
SAVENIJE H H G, VELING E J M, 2005. Relation between tidal damping and wave celerity in estuaries[J]. Journal of Geophysical Research, 110(C4): C04007.

[30]
ZHANG PING, YANG QINGSHU, PAN HAIDONG, et al, 2021. Impacts of human interventions on the seasonal and nodal dynamics of the M2 and K1 tidal constituents in Lingdingyang Bay of the Zhujiang River Delta, China[J]. Acta Oceanologica Sinica, 40(10): 49-64.

DOI

[31]
ZHANG WEI, RUAN XIAOHONG, ZHENG JINHAI, et al, 2010. Long-term change in tidal dynamics and its cause in the Pearl River Delta, China[J]. Geomorphology, 120(3-4): 209-223.

DOI

Outlines

/