長(zhǎng)江河口水流輸運(yùn)時(shí)間研究

王亞，何青＊，沈健

（1.華東師范大學(xué) 河口海岸學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，上海 200062；2.Virginia Institute of Marine Science，College of William and Mary，Gloucester Point，VA.，23062，USA）

1 引言

在水環(huán)境系統(tǒng)中，絕大多數(shù)生物、溶解營(yíng)養(yǎng)鹽、污染物和懸浮顆粒均隨水體運(yùn)動(dòng)；在過去的幾十年，過量的營(yíng)養(yǎng)鹽排放導(dǎo)致近岸海域、河口、湖泊的嚴(yán)重的環(huán)境問題。近30a來，人們普遍認(rèn)識(shí)到水體物理過程和生物化學(xué)過程相互影響并控制污染物的歸宿，在近海水域生態(tài)系統(tǒng)問題中起著重要的作用［1－2］。因此，在研究河口環(huán)境問題之前，定量研究水體輸運(yùn)過程至關(guān)重要。

多數(shù)海洋運(yùn)動(dòng)過程非常復(fù)雜，常規(guī)的現(xiàn)場(chǎng)觀測(cè)和數(shù)值模擬，多著眼于常規(guī)的狀態(tài)變量及其過程，難以衡量它們之間的內(nèi)在機(jī)理，因此就需要一些特定的解讀方法，引入一些輔助性的變量來說明，水齡（water age）就是這一類的輔助變量。以水齡、滯留時(shí)間（residence time）和通過時(shí)間（transit time）為代表的時(shí)間尺度，提供了一個(gè)量化動(dòng)力與系統(tǒng)功能之間聯(lián)系的可能性，這些變量不僅可以進(jìn)一步理解模型計(jì)算結(jié)果，更重要的是在跨學(xué)科交叉研究特別是水環(huán)境管理方面是一個(gè)極其有益的方法［3－5］。

水交換一直是海洋學(xué)科中基礎(chǔ)的科學(xué)問題之一。目前，箱式、質(zhì)點(diǎn)追蹤和保守物質(zhì)的擴(kuò)散模型在我國(guó)得到廣泛的應(yīng)用，使得水體交換能力的研究得到長(zhǎng)足發(fā)展。匡國(guó)瑞等［6］以高低潮鹽度變化給出了乳山灣一個(gè)潮周期內(nèi)的水交換率。朱小兵等［7］依據(jù)全潮水文觀測(cè)資料，采用平均滯留時(shí)間研究海南島博鰲港水體交換能力。姬厚德等［8］利用實(shí)測(cè)水文資料采用納潮量的方法進(jìn)行了筼筜湖海水平均半交換時(shí)間的研究。對(duì)于岸線和水深變化相對(duì)簡(jiǎn)單區(qū)域，以上方法計(jì)算簡(jiǎn)單，不失為有效的方法，但是對(duì)于岸線和水深變化復(fù)雜的區(qū)域，上述方法計(jì)算結(jié)果精度較差。水交換的另一重要方法保守性物質(zhì)的擴(kuò)散的方法常被用來計(jì)算河口、海灣的水交換，董禮先和蘇紀(jì)蘭［9］應(yīng)用于象山港水交換的研究；Liu等［10］應(yīng)用此方法研究膠州灣的平均滯留時(shí)間；王聰?shù)龋?1］采用保守物質(zhì)擴(kuò)散方法研究平均風(fēng)場(chǎng)作用下大亞灣水體交換能力。由于保守物質(zhì)濃度存在復(fù)雜時(shí)空變化，在研究海灣河口的交換能力時(shí)，需要對(duì)時(shí)間和空間進(jìn)行積分，所以此方法難以表達(dá)在河口海灣區(qū)域水流交換能力的時(shí)空差異，在近岸海域的水流交換能力研究方面存在局限性。

針對(duì)上述水交換方法的不足，科學(xué)家先后提出了一系列新的水交換的計(jì)算方法，其中最具有代表性并被廣泛采用的是“水齡”法。空間上某點(diǎn)的水齡定義為水體進(jìn)入研究區(qū)域到該點(diǎn)所需要的時(shí)間；在Bolin與 Rohde［12］和 Takeoka［1－2］研究中，水體滯留時(shí)間定義為從該點(diǎn)到離開研究區(qū)域所需要的時(shí)間。近年來，這些概念被發(fā)展和應(yīng)用在潟湖、河口、湖泊和深海的輸運(yùn)時(shí)間的研究中。

Deleersnijder等［3］首先引入計(jì)算水齡的歐拉理論，并將其運(yùn)用在英吉利海峽和北海南部平均水齡的空間分布。從此數(shù)值模擬在水齡和滯留時(shí)間的研究中得到廣泛的應(yīng)用。Shen和 Hass［13］與Shen和Lin［4］分別利用水齡理論研究美國(guó)Chesapeake灣中York河口和James河口的水流輸運(yùn)，發(fā)現(xiàn)河口區(qū)的水齡垂向分布存在與鹽度類似的層化現(xiàn)象，徑流是控制水齡的主要因素，河口汛期的水齡比平均流量條件下縮短2個(gè)月左右。Gong等［5］利用水齡理論，研究了風(fēng)對(duì)Rappahannock河河口環(huán)流的影響，發(fā)現(xiàn)風(fēng)對(duì)河口水流輸運(yùn)時(shí)間的作用在很大程度上取決于風(fēng)應(yīng)力與浮力之間的對(duì)比和河口環(huán)流的初始狀態(tài)。Wang等［14］利用水齡理論探討了長(zhǎng)江河口水流輸運(yùn)時(shí)間的洪枯季變化，并系統(tǒng)探討了長(zhǎng)江口北槽深水航道工程對(duì)河口水流輸運(yùn)時(shí)間的影響。本文集中討論多年平均徑流條件下，潮汐作用對(duì)長(zhǎng)江河口水流輸運(yùn)時(shí)間的影響。

2 研究區(qū)域與研究方法

長(zhǎng)江河口水量豐沛，據(jù)大通水文站資料，多年平均年徑流總量9 034×108m3（1950—2005年），最大年徑流量13 600×108m3（1954年），最小徑流量6 760×108m3（1978年）。長(zhǎng)江徑流量具有明顯的洪、枯季變化，每年5—10月為洪季，徑流占年徑流量的71.7%，11—4月為枯季，徑流量占年徑流量的28.3%。年內(nèi)最小徑流量出現(xiàn)在1—3月，最大出現(xiàn)在7、8月［15］。

長(zhǎng)江河口是中等強(qiáng)度的潮汐河口，口外為正規(guī)半日潮，口內(nèi)為非正規(guī)半日淺海潮，平均周期為12時(shí)25分?？陂T多年平均潮差2.66m，最大潮差達(dá)4.62m。潮波向口內(nèi)傳播過程中（傳播方向305°），由于科氏力作用，北岸潮差比南岸大，如南港北岸潮差比南岸高0.4～0.5m。由于口門較寬，納潮量巨大，枯季小潮進(jìn)潮量為13×108m3，洪季大潮納潮量為53×108m3，兩者相差近4倍。在口外近于平均潮差上游徑流量接近于年平均值時(shí)，河口進(jìn)潮量達(dá)266 300m3/s，約為大通站多年平均徑流量的9倍。

本文采用環(huán)境水動(dòng)力學(xué)模型（Environmental Fluid Dynamic Code，EFDC）對(duì)長(zhǎng)江口水齡進(jìn)行研究。EFDC是在美國(guó)國(guó)家環(huán)保署資助下弗吉尼亞海洋 研 究 所 （VISM，Virginia Institute of Marine Science at the College of William and Mary）的John Hamrick等［16］根據(jù)多個(gè)數(shù)學(xué)模型集成開發(fā)的綜合模型，該模型集水動(dòng)力、泥沙輸運(yùn)、污染物擴(kuò)散和水質(zhì)預(yù)報(bào)于一體，可用于模擬三維動(dòng)力、物質(zhì)輸運(yùn)（包括溫度、鹽度、非黏性和黏性泥沙的輸運(yùn)）、生態(tài)過程和淡水取水、排水等等。其模擬范圍包括河流、湖泊、水庫(kù)、濕地、河口以及自近岸到陸架的海域。模式可綜合考慮風(fēng)、浪、潮、徑流等多因素的影響［13］。

2.1 模型設(shè)置

長(zhǎng)江河口和杭州灣毗鄰，水沙交換非常頻繁，將它們作為一個(gè)整體進(jìn)行計(jì)算不但能更容易給出邊界，而且還可以消除邊界對(duì)研究區(qū)域的影響，計(jì)算區(qū)域如圖1，計(jì)算網(wǎng)格如圖2。長(zhǎng)江口上邊界取在長(zhǎng)江中下游最后一個(gè)徑流控制站，潮區(qū)界安徽大通，距離河口約600km。杭州灣上界取到閘口附近，其余3個(gè)外海邊界為東邊界到123°E，北邊界到32°11′N，南邊界到29°53′N。模型區(qū)域共有39 727個(gè)計(jì)算網(wǎng)格，網(wǎng)格的分辨率相差很大，其中最大格距為2 219m（在外海），最小格距僅為254m。在垂直方向分為等間距8層。曲線正交網(wǎng)格在走向上兼顧了長(zhǎng)江口的4個(gè)入海通道，并兼顧了北槽深水航道工程。這樣一套網(wǎng)格在不過多地增加計(jì)算量的同時(shí)，卻能保證了關(guān)鍵區(qū)域的計(jì)算精度。時(shí)間步長(zhǎng)為20s，模型計(jì)算90d后，模型達(dá)到準(zhǔn)穩(wěn)定條件下，重新啟動(dòng)，對(duì)計(jì)算結(jié)果進(jìn)行分析。在數(shù)值模擬實(shí)驗(yàn)中，溫度設(shè)為常數(shù)20℃。

圖1 研究區(qū)域與選定斷面

圖2 模型計(jì)算區(qū)域網(wǎng)格

計(jì)算區(qū)域的初始條件涉及水位、流速和鹽度，由于水位和流速對(duì)外界動(dòng)力響應(yīng)較快，初值均取為零；鹽度取洪季或枯季的典型分布值。

外海開邊界通過水位變化作為模式的驅(qū)動(dòng)，水位ζ的表達(dá)式為：

式中，A為余水位；fi為各分潮的交點(diǎn)因子；（V0＋u）i為分潮的天文相角，它們可由地理位置以及具體的年、月、日求得；ωi為分潮的角頻率；Hi和gi為潮波的振幅和地方遲角；M為分潮個(gè)數(shù)，在本研究中，M＝6，包括S2、M2、N2、K1、O1、P1。

外海開邊界鹽度設(shè)為平均流量下全潮平均特征值，其中底層設(shè)為恒定值34，表層設(shè)為25，通過調(diào)節(jié)恢復(fù)時(shí)間Trec使得計(jì)算值和實(shí)際測(cè)量值最接近。

式中，cout為開邊界上一次出流時(shí)刻的濃度值，cbnd為指定邊界上的濃度值，tout為由出流轉(zhuǎn)為入流的時(shí)間，Trec為恢復(fù)時(shí)間［17－18］，在該研究中，恢復(fù)時(shí)間為1h。

本研究主要著重討論長(zhǎng)江河口潮汐作用對(duì)河口水流輸運(yùn)時(shí)間的影響，長(zhǎng)江口上游邊界取多年平均流量（29 000m3/s），鹽度取0，杭州灣上邊界取多年平均流量1 280m3/s，鹽度取0。

河口是由河流進(jìn)口段、河流河口段和口外海濱組成的一個(gè)特殊的水域。就長(zhǎng)江河口而言，河流近口段在安徽的大通到江蘇的江陰之間，前者是潮區(qū)界，后者為潮流界；河流河口段在江陰到河口攔門沙灘頂之間，也就是滯流點(diǎn)附近。徐六涇在地形上是河口的節(jié)點(diǎn)所在，自徐六涇以下河口開始分汊，研究長(zhǎng)江口的問題，常以徐六涇作為起點(diǎn)，本文也選擇徐六涇作為水流輸運(yùn)時(shí)間的起點(diǎn)，長(zhǎng)江河口水流的輸運(yùn)時(shí)間為相對(duì)于徐六涇為起點(diǎn)的時(shí)間。

2.2 模型方法

在數(shù)學(xué)模型中，利用輸運(yùn)方程計(jì)算示蹤物濃度和年齡濃度，考慮示蹤物僅從一個(gè)河流邊界進(jìn)入，不考慮其他源和匯項(xiàng)，因此，示蹤物濃度和年齡濃度可以通過如下方程表示：

式中，C（t，x→）表示蹤物濃度，α（t，x→）為年齡濃度，u為流速，K為擴(kuò)散系數(shù)張量，t表示時(shí)間，x→表示空間位置。因此平均年齡可以表示為：

在邊界的設(shè)置上，上游邊界示蹤物濃度設(shè)為1，年齡濃度設(shè)為0，其他的開邊界示蹤物濃度和年齡濃度均設(shè)為0。由各層的水齡平均得到垂向平均水齡。

長(zhǎng)江河口水動(dòng)力模型經(jīng)過大量野外實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)驗(yàn)證，具體驗(yàn)證情況可參考 Wang等［14］，結(jié)果表明該模型能夠全面反映本海區(qū)的主要?jiǎng)恿μ卣?，為?shù)值模擬試驗(yàn)精度提供了保障。選定從徐六涇至河口（122.5°E）通過南港－南槽和南港－北槽的南北兩個(gè)縱斷面分析長(zhǎng)江河口水流輸運(yùn)時(shí)間的沿程變化（見圖1）。

3 結(jié)果與討論

3.1 水齡平面分布

水齡通常用來衡量水體或溶解性物質(zhì)從進(jìn)入起到河口某處所需要的時(shí)間。圖3給出了多年平均流量下長(zhǎng)江河口大小潮全潮平均的垂向平均水齡分布，結(jié)果表明，在多年平均流量條件下，水流從進(jìn)入河口（徐六涇）到南、北港分流口大約需要4d，到最大渾濁帶海域（約122°～122.5°E）需要16d，出長(zhǎng)江口（122.5°E）大約需要24d。水齡等值線分布在口門處開始右偏，長(zhǎng)江河口水團(tuán)從徐六涇輸送至杭州灣水域一般需要48d。Wang等［14］研究表明長(zhǎng)江下瀉徑流在洪、枯季分別需要20和36d從徐六涇傳輸出長(zhǎng)江河口。

長(zhǎng)江河口水流輸運(yùn)在空間分布上具有明顯的橫向結(jié)構(gòu)：受河床摩擦的影響，在大小潮期間均為邊灘水體輸運(yùn)速度要比主泓處慢。垂向平均水齡在橫向表現(xiàn)為左岸大于右岸（向海方向），水齡等值線右偏，說明水流輸運(yùn)右岸比左岸更快 （圖3）。同時(shí)長(zhǎng)江河口水齡空間分布存在與余流分布類似的舌狀結(jié)構(gòu)，水齡則表現(xiàn)為主槽小，相鄰淺灘值大。

圖3 多年平均徑流條件下，長(zhǎng)江河口垂向平均水齡的分布

長(zhǎng)江河口水齡等值線由徐六涇向下游至口門基本平行分布，水平梯度逐漸變大，在河口口門存在一個(gè)水平梯度最大的區(qū)域（122°～122.5°E之間），說明此河段水流輸運(yùn)速度比上、下河段更慢，與長(zhǎng)江口最大渾濁帶主體部分吻合，水體輸運(yùn)速度與最大渾濁帶的形成應(yīng)該有密切的關(guān)系。南匯邊灘位于長(zhǎng)江口和杭州灣的分界，潮汐、徑流和灘槽相間的地形決定了本區(qū)域復(fù)雜的余流結(jié)構(gòu)，水流主槽凈向海，邊灘凈向陸。南匯邊灘處水齡值明顯高于周圍的區(qū)域，表明該區(qū)域動(dòng)力條件并不利于水體向外輸運(yùn)。此外模型結(jié)果還表明該區(qū)域存在明顯邊灘向陸，主槽向海的順時(shí)針環(huán)流，前人基于野外觀測(cè)數(shù)據(jù)的分析結(jié)果也曾發(fā)現(xiàn)類似的結(jié)構(gòu)［19－20］。

3.2 水齡垂向分布

通過分析南北兩個(gè)斷面的縱向水齡分布（圖4），發(fā)現(xiàn)徐六涇至南北槽分流口附近，水齡垂向分布均勻，水流方向均指向下游；南北槽分流口往下，水齡出現(xiàn)和鹽度相似的分層現(xiàn)象，水齡表層小底層大；水體余流方向表層向海，底層向陸（圖4、圖5）。大潮南北斷面的水齡分層不明顯，垂向上水流方向基本均向海；小潮水齡分層明顯，水流表層向海，底層向陸；北槽上段是底層余流方向轉(zhuǎn)化的區(qū)域，上游部分底層余流向海，下游部分底層余流向陸，即此處為滯留點(diǎn)區(qū)域所在，也是攔門沙灘頂。水齡的水平梯度最大的位置也位于此處，說明了本區(qū)域水流傳輸速度比上、下河段都要慢。

水流輸運(yùn)時(shí)間的層化與鹽度分層類似，小潮分層更加明顯（圖4）。南北兩個(gè)縱斷面水齡分布表明北斷面大潮表底層水齡相差約為2d，其中表層為20d，底層為22d；在小潮期間，表層為16d，而底層為24d，表底層的水齡差異可達(dá)到8d。南斷面在大潮期間表底層水齡差異不足2d，而在小潮時(shí)段，表底層水齡差異最大可至6d，其中表層水齡18d，底層水齡24d。上述結(jié)果表明小潮潮汐混合作用較弱，河口重力環(huán)流增強(qiáng)，表層水流向海輸運(yùn)更快，底層輸運(yùn)速度則慢。

圖4 多年平均徑流條件下，長(zhǎng)江河口水齡的沿程分布（單位：d）

圖5 多年平均徑流條件下鹽度的沿程分布

3.3 垂向平均分布

分析南北縱斷面垂向平均水齡的沿程分布（見圖6），從徐六涇至南北港分流口，水體主要受到淡水控制，且水面寬度變化明顯，在這個(gè)河口段水齡與水體輸移的路徑線性增加，對(duì)于徑流控制的區(qū)域，基本上可用L/ˉu粗略估算水流的輸運(yùn)時(shí)間，其中L為該點(diǎn)與徐六涇的距離，ˉu為斷面平均的余流速。南北港分流口向下游至南北槽分流口區(qū)段，由于長(zhǎng)興島和橫沙島的影響，水面寬度略微縮窄，水流輸運(yùn)速度相應(yīng)增加，該段水齡的梯度略微減小。進(jìn)入南北槽后，在水面變寬和潮汐混合作用多重影響下，水齡顯著增加，垂向平均水齡的水平梯度變大，在該段水流輸運(yùn)速度減小，在南北槽下段，水齡增加的速度再次放慢。

圖6 多年平均徑流條件下，長(zhǎng)江河口垂向平均水齡的沿程分布

長(zhǎng)江河口垂向平均水齡在南北斷面的大小潮過程中表現(xiàn)出相同的變化趨勢(shì)。具體表現(xiàn)為多年平均流量條件下，徐六涇至南、北港分流口之間，兩個(gè)縱斷面大小潮全潮平均水齡幾乎相等，從南北港分流口向下，大小潮差異越來越明顯，南北斷面，最東端大潮輸移時(shí)間比小潮減小3d（圖6）。因此可以認(rèn)為在南北港分流口以上，長(zhǎng)江河口水流輸運(yùn)時(shí)間基本上由河流作用控制，向下開始逐漸受潮汐作用的影響。

從南北兩個(gè)縱斷面水齡沿程增加的速度可以發(fā)現(xiàn)在距離徐六涇約100km至120km之間，水齡的水平梯度最大，說明該段水流輸運(yùn)速度比上、下河段都慢，其出現(xiàn)的位置與長(zhǎng)江口最大渾濁帶及攔門沙系的主體位置一致?？梢哉J(rèn)為此段為河口水流輸運(yùn)時(shí)間的徑流主控向潮汐控制的過渡地帶，愈往下游，潮汐作用對(duì)水流輸運(yùn)影響愈加明顯。

3.4 無潮汐作用的水齡垂向分布

為了研究長(zhǎng)江河口潮汐作用對(duì)水流輸運(yùn)時(shí)間的影響，保持其他條件一致，通過改變開邊界動(dòng)力邊界條件設(shè)置。對(duì)比數(shù)值計(jì)算和實(shí)驗(yàn)結(jié)果分析兩種設(shè)置下長(zhǎng)江河口水流輸運(yùn)時(shí)間變化，確定潮汐作用對(duì)該河口水體輸運(yùn)的作用。不考慮潮汐的振蕩作用時(shí)，長(zhǎng)江河口水流輸運(yùn)時(shí)間表現(xiàn)出高度的分層，在多年平均流量條件下，表底層水流輸運(yùn)時(shí)間相差高達(dá)30d（圖7）。在整個(gè)河口段主槽均可以發(fā)現(xiàn)表層凈向海，底層凈向陸的垂向環(huán)流。距離徐六涇以下80km以下水齡梯度開始顯著增加，水齡等值線非常密集。上述結(jié)果表明長(zhǎng)江河口的潮汐作用是影響河口水流輸運(yùn)時(shí)間的關(guān)鍵要素，河口巨大的進(jìn)潮量顯著增強(qiáng)河口水流交換能力，影響輸運(yùn)格局。潮汐混合作用促進(jìn)上游水體向外海輸運(yùn)。此外其他的研究也發(fā)現(xiàn)長(zhǎng)江河口潮致余流非常明顯。Wu等［21］研究表明潮汐的非線性作用與河口淺灘的地形相互影響，潮汐作用加強(qiáng)，潮致余流增加，所以大潮時(shí)潮致余流大于小潮。這個(gè)結(jié)果與斜壓作用占主導(dǎo)作用的弱潮河口不同［4］。

圖7 多年平均徑流，無潮汐作用下長(zhǎng)江河口水齡的沿程分布（單位：d）

3.5 無潮汐作用下垂向平均水齡的沿程分布

無潮汐作用下，垂向平均水流輸運(yùn)時(shí)間由潮汐作用下的20d增加至50d，增幅150%。同時(shí)，垂向平均水齡的沿程分布也發(fā)生了明顯的變化，徐六涇向下20km到80km段水流輸運(yùn)時(shí)間緩慢增加。再向下段，水流輸運(yùn)顯著減慢，水齡增加速度明顯加快（圖8）?？v斷面自上而下水齡梯度最大的過渡區(qū)域在無潮條件并未發(fā)現(xiàn)，說明潮汐振蕩作用對(duì)最大渾濁帶的形成有重要的影響。通過對(duì)比有無潮汐作用的結(jié)果發(fā)現(xiàn)，當(dāng)潮汐作用存在的時(shí)候，由于潮汐的非線性作用和河口地形相互影響，河口渾濁帶區(qū)域水齡梯度大于上下游河段，表明在這個(gè)河段，水流輸運(yùn)速度顯著慢于上下河段，有利于泥沙在此河段堆積，為河口最大渾濁帶形成提供動(dòng)力支持。上述結(jié)果表明：長(zhǎng)江河口潮汐的周期性混合作用在調(diào)節(jié)河口水流輸運(yùn)時(shí)間及物質(zhì)輸運(yùn)過程起關(guān)鍵的作用。

圖8 多年平均徑流，無潮汐作用下長(zhǎng)江河口垂向平均水齡的沿程分布

4 結(jié)語

利用長(zhǎng)江河口水動(dòng)力數(shù)學(xué)模型，研究了多年平均流量條件潮汐作用對(duì)長(zhǎng)江河口水流輸運(yùn)時(shí)間的影響。研究得出如下主要認(rèn)識(shí)：

（1）在多年平均徑流流量和潮汐作用共同作用下，水流從進(jìn)入河口到南、北港分流口大約需要4d，到最大渾濁帶海域需要16d，出長(zhǎng)江口大約需要24d。南、北港分流口以上，長(zhǎng)江河口水流輸運(yùn)時(shí)間基本由河流控制，往下游至最大渾濁帶及攔門沙系存在一個(gè)水流輸運(yùn)速度比上、下游都慢的過渡帶，再向下游潮汐影響比較明顯。

（2）徑流、潮汐共同作用下，長(zhǎng)江河口水流輸運(yùn)時(shí)間存在明顯的分層結(jié)構(gòu)，小潮分層比大潮明顯，表底層水齡差異，最大可達(dá)6d。

（3）長(zhǎng)江河口潮汐的周期性混合作用在調(diào)節(jié)河口水流輸運(yùn)時(shí)間及物質(zhì)輸運(yùn)過程起到了關(guān)鍵的作用，無潮條件下水齡表底差異最大可達(dá)30d，徑流、潮汐共同作用下水齡水平梯度最大的區(qū)域消失，說明潮汐作用與河口最大渾濁帶的形成有密切的關(guān)系。

本文利用水流輸運(yùn)概念量化河口動(dòng)力過程，成功應(yīng)用于長(zhǎng)江河口。通過數(shù)值試驗(yàn)研究了潮汐作用，可以量化動(dòng)力條件對(duì)河口關(guān)鍵過程影響，有助于豐富河口海岸的基本理論。本文研究?jī)H限于多年平均流量與潮汐作用下長(zhǎng)江河口水流輸運(yùn)時(shí)間分布特征，風(fēng)和科氏力作用在大型分汊河口的水流輸運(yùn)時(shí)間作用也有十分重要的意義。

［1］ Takeoka H.Fundamental concepts of exchange and transport time scales sea［J］.Continental Shelf Research，1984，3：322－326.

［2］ Takeoka H.Exchange and transport time scales in the Seto Inland Seas［J］.Continental Shelf Research，1984，3：327－341.

［3］ Deleersnijder E，Campin J M，Delhez E J M.The concept of age in marine modeling：Ⅰ.Theory and preliminary model results［J］.Journal of Marine Systems，2001，28：229－267.

［4］ Shen J，Lin J.Modeling study of the influences of tide and stratification on age of water in the tidal James River［J］.Estuarine，Coastal and Shelf Science，2006，68（12）：101－112.

［5］ Gong W，Shen J，Hong B.The influence of wind on the water age in the tidal Rappahannock River［J］.Marine Environmental Research，2009，68：203－216.

［6］ 匡國(guó)瑞，楊殿榮，喻祖祥，等 .海灣水交換研究——乳山東灣環(huán)境容量初步探討［J］.海洋環(huán)境科學(xué)，1987，6：13－23.

［7］ 朱小兵，高抒，陳妙紅，等 .海南島博鰲港水體交換的初步研究［J］.熱帶海洋學(xué)報(bào)，2003，22：71－77.

［8］ 姬厚德，潘偉然，張國(guó)榮，等 .筼筜湖納潮量與海水交換時(shí)間的計(jì)算［J］.廈門大學(xué)學(xué)報(bào)：自然科學(xué)版，2006，45：660－663.

［9］ 董禮先，蘇紀(jì)蘭 .象山港水交換數(shù)值研究：Ⅱ.模型應(yīng)用和水交換研究［J］.海洋與湖沼，1999，30（5）：465－470.

［10］ Liu Z，Wei H，Liu G，et al.Simulation of water exchange in Jiaozhou Bay by average residence time approach［J］.Estuarine，Coastal and Shelf Science，2004，61：25－35.

［11］ 王聰，林軍，陳丕茂，等 .年平均風(fēng)場(chǎng)作用下大亞灣水交換的數(shù)值模擬［J］.上海海洋大學(xué)學(xué)報(bào)，2009，18（3）：351－358.

［12］ Bolin B，Stommel H.On the abyssal circulation of the world ocean：Ⅳ.Origin and rate of circulation of deep ocean water as determined with aid of tracers［J］.Deep－Sea Research，1961，8：95－110.

［13］ Shen J，Haas L.Calculating age and residence time in the tidal York River using three－dimensional model experiments［J］.Estuarine，Coastal and Shelf Science，2004，61：449－461.

［14］ Wang Y，Shen J，He Q.A numerical model study of the transport timescale and change of estuarine circulation due to waterway constructions in the Changjiang Estuary，China［J］.Journal of Marine Systems，2010，82：154－170.

［15］ 陳吉余，沈煥庭，惲才興，等 .緒論［M］//長(zhǎng)江河口動(dòng)力過程和地貌演變 .上海：上?？茖W(xué)技術(shù)出版社，1988：1－4.

［16］ Hamrick J M.A Three－Dimensional Environmental Fluid Dynamics Computer Code：Theoretical and Computational Aspects［R］.Special Report in Applied Marine Science and Ocean Engineering.No.317College of William and Mary，VIMS，1992：63.

［17］ Leendertse J J，Gritton E C.A water quality simulation model for well mixed estuaries and coastal seas：Vol.Ⅱ，Computation Procedures［R］.Report R－708－NYC，The Rand Corporation（Santa Monica），1971.

［18］ Thatcher M L，Harleman R F.A mathematical model for the prediction of unsteady salinity intrusion in estuaries［R］.Massachusetts Institute of Technology，Report no.144，1972.

［19］ 惲才興 .長(zhǎng)江河口潮灘沖淤和灘槽泥沙交換［J］.泥沙研究，1983，4：43－52.

［20］ 李九發(fā)，茅志昌，孫介民 .長(zhǎng)江口南匯邊灘及鄰近水域洪季水文泥沙條件分析［M］//長(zhǎng)江河口動(dòng)力過程和地貌演變 .上海：上海海洋學(xué)科技出版社，1998：253－267.

－