南渡江口口污染物輸運的時空變化

南渡江口口污染物輸運的時空變化

1南渡江河口泥沙主要來源水文資料,據(jù)初顯生理鹽水入侵是河口動力學的重要組成部分之一。這不僅是河口動態(tài)過程（河口循環(huán)、河口等級、河口混合、河口物質運輸、河床發(fā)育等）的結果，也是河口動態(tài)過程的結果。鹽水入侵受徑流、潮汐、風、外海的海平面、河口地形等多種因素共同影響,它對河口的水質(如缺氧)與生態(tài)、泥沙輸運(如最大渾濁帶)等都具有重要意義。國際上對各種類型河口的水動力與鹽分輸運的過程與機理進行了大量的研究,國內對長江、珠江等大河口的鹽水入侵的研究也相當深入,但對小河口鹽水入侵的研究相對較少。南渡江是海南省最大的河流,其河口長度較短(25km左右),口外是流向復雜的瓊州海峽,口內發(fā)育駐波。與我們經?？吹降牟糠只旌闲秃涌诓煌?南渡江河口更多地呈現(xiàn)出鹽水楔河口的特征,相應地其鹽分輸運與鹽水入侵過程有其自身的特點。近幾十年來因河口段的開發(fā)而引發(fā)的鹽水入侵問題嚴重,因此急需加強對其的研究。南渡江發(fā)源于海南島中部山區(qū),向北流入瓊州海峽。干流全長334km,流域面積達7033km2。龍?zhí)翂沃芬韵聻楹涌诙?河段長26.5km)。干流在麻余村附近分為三汊,即北干流(長4.2km)、橫溝河(長5km)和海甸溪(長6km)。北干流與橫溝河之間為新埠島,橫溝河與海甸溪之間為海甸島(見圖1)。河口段徑流主要來自南渡江上游地區(qū),且洪枯季變化明顯,南渡江約80%的徑流量來自洪季的6-10月。據(jù)龍?zhí)琳舅馁Y料統(tǒng)計,實測最大年平均流量為296m3/s(1973年),最小年平均流量為74.6m3/s(2004年)。2004-2007年期間,年平均流量為108.1m3/s,徑流量為34.7×108m3。其中干流河口輸水量占總徑流量的70%以上,而橫溝河占30%左右,海甸溪水沙則表現(xiàn)為凈進。本區(qū)多年平均潮差為1.21m,最大潮差2.5m左右,為弱潮河口。潮汐系數(shù)為3.86,屬于不正規(guī)全日潮。瓊州海峽潮流屬正規(guī)日潮流,為往復流性質,有漲潮東流、西流,落潮東流、西流4種流動形式,以漲潮東流和落潮西流為主,轉流一般發(fā)生在平均潮位附近,平均潮位以上以東流為主,平均潮位以下以西流為主。2學習方法2.1水下地形觀測海南省海洋開發(fā)規(guī)劃設計研究院于2009年枯水期在南渡江河口進行了兩航次的現(xiàn)場水文同步觀測(大潮期:2009年2月7日9:00至2009年2月8日10:00;小潮期:2009年2月11日10:00至2009年2月12日11:00),觀測內容有流速、流向、水溫、水深、鹽度、懸沙含量等。并在兩個航次間隔期采用走航形式對南渡江的水下地形進行了測量(圖1)。設定6個海流觀測站,多船同時作業(yè),大小潮期分別連續(xù)觀測25h,采樣的時間間隔是1h,測量儀器為日本ALEC公司EM自容式海流計。根據(jù)水深的不同,采用了不同的方法對流速、流向分層施測,當水深小于等于5m采用三點法(表、0.6H、底層);1號站采用六點法(表層、0.2H、0.4H、0.6H、0.8H、底層),其中表層為距水表面0.5m、底層為離底0.5m(H為瞬時水深)。同時在站2、3、4進行連續(xù)的鹽度觀測。在近岸設立4個水尺進行25h的短期同步潮位觀測,同時2號站隨船設一個自動潮位記錄儀。觀測期間基本為靜風條件,風對水動力的影響很小。2.2實驗設計及數(shù)據(jù)來源為彌補現(xiàn)場觀測的不足,這里運用FVCOM模型進行數(shù)值模擬。FVCOM為基于非結構網格、采用有限體積法的三維近海海洋模型。模型網格中水平方向采用三角形網格,可方便地擬合復雜的岸線與地形,垂向上采用sigma坐標。模型可很好地模擬河口區(qū)的干濕過程,且計算精度與質量守恒性良好。本研究對南渡江河口地區(qū)洪枯季的水位、流速和咸淡水混合過程進行了模擬,并采用2009年2月的實測資料對模型進行驗證。由于研究區(qū)域潮流非常復雜,為減少模型外邊界對計算結果的影響,模型網格覆蓋了整個瓊州海峽。網格共包括15468個節(jié)點,27655個單元(圖2)。模型開邊界處的分辨率為1~8km,向河道方向網格分辨率逐漸減小;河道內的網格分辨率大都小于100m,最小的為13.8m。垂向上分為10層。垂向渦動黏性和擴散采用GOTM中的MY-2.5階湍流閉合模型。內外模時間步長分別設置為2.4s和0.4s。網格的外海水深采用海圖水深數(shù)據(jù),口門附近的地形數(shù)據(jù)來源于海南省海洋開發(fā)規(guī)劃設計研究院于2008年9月測量的1∶2000的南渡江沙上港陸域及水下地形圖,河道內地形數(shù)據(jù)由大小潮測量間隔期間的走航測量獲得。模型的上游邊界采用流量控制,枯季和洪季時段分別采用龍?zhí)了畨?004-2007年2月和9月的平均流量(46m3/s,260m3/s);外海邊界采用大范圍的中國海模型所得到的潮汐調和常數(shù)加以控制,共采用8個主要分潮S2、M2、N2、K2、K1、O1、P1、Q1的振幅和相位。鹽度的初始條件為:瓊州海峽內鹽度水平和垂向方向均勻分布,為33;河道內鹽度從口門的33向上游線性減小,到龍?zhí)翂沃废掠?km處為0。由于南渡江河口較短,模型運行20d后鹽度場即已達到準均衡狀態(tài)。3潮差、潮垂向、流速的模擬結果我們采用2009年枯季的大小潮觀測數(shù)據(jù)對模擬結果進行了驗證。其中水位驗證結果見圖3。模型計算結果與實測值基本吻合,但3個水位點大潮時模擬計算的低潮時水位比實測值稍小,高潮時比實測值稍大,結果導致模擬的潮差比實測值略大;小潮時模擬計算的潮差和實測值吻合很好,但模擬計算的漲憩時間比實測值稍長。圖4為2009年枯季大小潮垂向平均鹽度的驗證結果,模擬結果與實測值基本吻合。站2大潮低潮時的模擬鹽度小于實測值;站3小潮低低潮時的模擬鹽度小于實測值,低高潮時的模擬鹽度大于實測值;站4在一個潮周期內模擬鹽度的變化也大于實測值。對于流速的驗證,這里只給出了站1、站2、站5大潮期流速、流向的驗證結果(圖5、圖6、圖7)。其中口門外的站1模擬結果較好;站2和站5的模擬流速比實測流速稍小。這些差異可能是由于地形資料的不準確,或是由于缺乏實測徑流時間序列,而使用一個定常的徑流量條件進行模擬造成的。但總體來說,模擬結果令人滿意。模型結果可用于南渡江河口中水動力與鹽度變化的分析計算。4結果分析在對模型進行良好驗證后,根據(jù)模型計算結果,分析枯季與洪季南渡江河口的流速和鹽度在潮內和大小潮的變化,以及鹽水入侵長度的變化。4.1旱季南渡河河口的循環(huán)與水體混合分析4.1.1漲落潮過程分析圖8和圖9為南渡江河口干流的縱斷面在枯季的大潮和小潮時潮內的鹽分和流速變化,各圖的時刻分別為站A的落憩、漲急、漲憩、落急、落憩時刻。枯季大潮時南渡江的河口類型為部分混合河口至高度分層河口,一個太陰日內發(fā)生一次漲落潮過程(見圖8),其中漲潮歷時10h,落潮歷時14h。鹽水楔(24等鹽度線)在漲潮過程中侵入河口內,在落潮時退出。落憩時(見圖8a),河口內鹽度相對較低,口門處的鹽度為24,這時候底部0.5等鹽度線位于自口門向陸17.5km處。從圖中可以看出,河口近口門段底層已轉為向陸流,而水體上部仍由向海流主導;此時河口分層最強,這與大多數(shù)部分混合河口分層發(fā)育的規(guī)律相一致。隨著漲潮過程的開始,高鹽水以鹽水楔的形式向河口內推進,鹽水楔上層是徑流帶來的淡水,下層是鹽水。隨著漲潮流速的增大,潮汐應變效應(tidalstraining)加強,上下層水體之間混合加劇,垂向鹽度梯度減小,并且整個水體的鹽度普遍增大。漲急時(見圖8b),水體分層已大大減弱,6的等鹽度線已伸入口內近16km。至高水位漲憩時(見圖8c),河口口門處已變?yōu)橄蚝Ａ?而口門內的底層仍為向陸流,表層為向海流。這是由于底部斜壓作用力大,鹽水楔仍向陸推進,而表層的斜壓梯度力小于徑流輸入與潮汐水位梯度所產生的正壓力,此時垂向分層又逐漸增大,10等鹽度線最遠可到達口門以內15km。大潮期鹽水入侵的最大長度發(fā)生在漲憩時。落急時(見圖8d),潮汐應變效應又顯著增大,流速的垂向剪切大,水體分層增強。至落憩時(見圖8e),大于24的高鹽水已退出口門,水體呈現(xiàn)高度分層的狀態(tài)。漲落潮歷時長短和相位在表層和底層有很大的區(qū)別,這一點可從河口流速的垂向分布看出。在落憩時,底層已轉為向陸流,而表層仍為向海流,底部轉流的時刻要比表層提前1~2h。漲潮的初始階段,底層流速最大;在漲潮過程中,由于底層受河床摩擦作用,最大流速從底層向表層遷移,在次表層流速最大。漲潮期次表層流速最大是部分混合和高度分層河口的特點,說明底部的鹽水楔被上層的分層所抑制。從圖8b中可以看出,在24等鹽度線位置,從最大流速水層向表層方向分層增強,流速減小;向底層方向分層和流速垂向剪切都減小。到達高潮后正壓力轉向,表層開始落潮,但在底部由于斜壓梯度力依然較大,仍保持一段時間的漲潮流。隨著落潮過程的進行,表層流速開始增速,垂向分層增大。由于在水體下部斜壓力較大,且與落潮方向相反,再加上摩擦力的作用,落潮流的垂向分布為表層大,底層小。從表底層流速變化過程可以看出,表層落潮歷時大于漲潮歷時,底層漲潮歷時大于落潮歷時,且底層的歷時不對稱更加明顯,從而產生了底層為漲潮流優(yōu)勢,表層為落潮流優(yōu)勢的不對稱情形。小潮時的潮汐類型與大潮時不同,小潮時為半日潮,且表現(xiàn)出明顯的日不等現(xiàn)象,一次大的漲落潮過程后出現(xiàn)一次小的漲落潮過程。漲落潮過程表現(xiàn)出與大潮時類似的性質,但是由于小潮時潮能較弱,與大潮時又有所區(qū)別。在小潮的低潮落憩時(見圖9a),水體分層強烈,高鹽水并未完全退出口外,24等鹽度線位于口門以內7km處;漲急時(見圖9b),水體混合加強,6的等鹽度線也可抵達16km處。漲憩時(見圖9c),鹽水楔侵入口內的范圍也比大潮時小。落急時(見圖9d),水體分層增強,但口門附近的鹽度大于大潮期。落憩時(見圖9e),水體分層達到最大,鹽度24的高鹽水已完全退出口門外。從枯季大小潮周期內的流速與鹽度縱剖面變化情況來看,南渡江河口在枯季時為部分混合至高度分層河口類型,鹽水楔的隨潮前進與后退是形成河口環(huán)流與鹽度變化的重要過程。4.1.2地形與河口垂向的垂向特征為研究河口內水體流速和分層在潮內的變化過程,我們根據(jù)模型結果計算了站3的漲落潮過程中垂向平均流速和水體分層變化。這里的分層系數(shù)為表底層鹽度差與垂向平均鹽度的比值。河口潮波的性質受外海潮波的性質、河口地形與河口幾何形態(tài)、底摩擦等的共同作用。在一般情況下,河口中入射潮波與反射潮波同時存在,流速與水位之間的相位差處于0°~90°之間。南渡江河口較短,且上游有水壩控制,河口發(fā)育駐波。從圖10可以看出,大潮時的垂向平均流速在漲潮時最大為0.39m/s,落潮時的最大流速為0.33m/s;小潮時的垂向平均流速在漲潮時最大為0.39m/s,落潮時為0.25m/s。圖11所示為在大潮和小潮的一個潮周期內垂向分層的變化。低潮落憩時,水體分層大,隨著漲潮的進行,垂向混合加強,水體分層急劇減小,漲急時分層最小;然后分層又逐漸增強,高度分層的狀況一直持續(xù)到落潮結束,基本在落憩時達到最大。4.1.3水體下向陸余流的分布從計算結果(圖12)可以看出,大潮和小潮時的垂向流速剖面具有相似的結構。表層向海流速為0.13m/s(大潮時)和0.12m/s(小潮時),近底層的向陸流速達到0.08m/s,無論大潮還是小潮都表現(xiàn)出“表層向海,底層向陸”的二層環(huán)流特征。值得注意的是,水體下部的向陸余流最大值位于水體的中層(水深3~4m左右),該位置正好處于鹽躍層的分布區(qū),表明漲落潮過程中鹽躍層的上下波動是形成河口環(huán)流的重要機制。大潮時的最大向陸流速發(fā)生在2.9m水深處,而小潮時的最大向陸流速在水面以下3.3m。對比圖12和13可以看出,此深度也正好是垂向鹽度梯度最大的深度,即密度躍層的位置。由于大潮時潮作用力更強,產生的鹽水楔的垂向分布更厚,所以密度躍層的深度也更小。由于小潮時受到的底摩擦更小,所以小潮時底層的潮平均流速(≈0.06m/s)比大潮時(≈0.03m/s)大,能夠產生更強的重力環(huán)流。從潮平均的鹽度剖面(圖13)可以看出大潮和小潮時的表層鹽度大約都為16.5,大潮時的底層鹽度達到26.8,但小潮時只有25.2,表明大潮時有更多的鹽分自外海向陸輸運。4.2潮內與潮鹽度的變化為了解洪季時南渡江河口的鹽水入侵狀況,我們采用龍?zhí)了恼緦崪y的2004-2007年9月份平均徑流量進行數(shù)值模擬,并根據(jù)模擬結果分析洪季時大小潮期的潮內與潮平均的流速與鹽度變化。4.2.1鹽水使用的水流條件通過比較圖8和圖14,發(fā)現(xiàn)與枯季相比,洪季大潮時的河口狀況發(fā)生了很大的變化。南渡江河口洪季時山潮比達到4.3。在大潮的落憩時刻(圖14a),河口內完全被徑流所占據(jù),表底層流均為向海方向,河口口門處的底部鹽度小于2。漲潮過程開始后,鹽水楔開始侵入河口內,但是由于受到上游徑流的頂托作用,鹽水楔的前緣被強烈壓縮,鋒面(2等鹽度線)附近及鹽水楔內縱向鹽度梯度很大;在鋒面處淡水從鹽水楔上部向海流出,垂向上分層也較明顯。漲急時(圖14b)向陸流速達到最大,此時鹽水楔前緣的鹽度梯度最大。在口門向陸約13km以上的區(qū)域的水流不再受潮汐漲落的影響,而在枯季時潮流界可達口門上游約17km處。漲憩時(圖14c)口門處已轉為向海流,口門內發(fā)育表層向海、底層向陸的二層流,24等鹽度線在口門以內約4km處;由于徑流大,漲憩時的水體分層比枯季要大很多。漲憩后,由于潮汐水位梯度與徑流均為向海方向,整個水體的向海流速迅速增大(圖14d),鹽水楔也快速后退,直至完全退出口外(見圖14e)。小潮時的河口過程(這里未用圖顯示)與大潮時類似,只是由于小潮的潮差小,使得其鹽水楔的侵入和后退范圍都沒有大潮時廣,小潮落憩時的口門底部鹽度大約為10,而24等鹽度線能夠達到的最遠范圍在口門向陸2km左右,底部0.5等鹽度線也從未到達口門內8km處。4.2.2洪潮、小潮和潮期臨床資料的統(tǒng)計分析通過分析洪季站3的大潮和小潮的垂向平均流速的時間變化(圖15),發(fā)現(xiàn)兩種情況下河口的漲潮歷時遠遠小于落潮歷時,且漲潮時的最大流速也小于落潮時的最大流速。大潮時的漲潮歷時為10h,最大漲潮流速為0.24m/s;落潮歷時為15h,最大落潮流速為0.35m/s。小潮時的漲潮歷時為11h,最大漲潮流速為0.28m/s;落潮歷時為13h,最大落潮流速為0.31m/s。表明洪季時南渡江河口為典型的落潮優(yōu)勢性河口。圖16所示為站3洪季大潮和小潮的分層狀況。從分層系數(shù)來看,洪季時的分層系數(shù)要大于枯季時。從模擬鹽度數(shù)據(jù)結果得知,無論大潮還是小潮,鹽水楔都不能到達站3位置。大小潮過程中站3表層鹽度從未大于2;大潮期底部鹽度從落憩時的0到漲憩時的22,而小潮期底層鹽度從落憩時的0到漲憩時的10.5。若采用表底層鹽度差表示分層,可以看出漲潮時的分層比落潮時大。4.2.3潮平均鹽度含量為39m/ms的情形,高從潮平均流速的垂向剖面(圖17)可以看出,小潮時整個水層的流速方向都向海,且流速從底向表逐漸增大,底層為0.03m/s,表層為0.16m/s;大潮時,3m水深以下的水層中的余流方向向陸,但不足0.02m/s;從3m水深向表層余流轉為向海方向,且逐漸增大,表層的潮平均流速為0.23m/s。與枯季情況相比,洪季小潮時已經不存在“表層向海,底層向陸”的二層環(huán)流現(xiàn)象,大潮時的環(huán)流也很微弱。這說明由于洪季的徑流量大,阻止了鹽水楔的向陸侵入,小潮時站3整個水層為淡水所控制,大潮時站3底部受到斜壓力作用較大,產生向陸的余流。從洪季站3的潮平均鹽度垂向分布(圖18)可以看出,大小潮時的表層鹽度都很小,但是底部鹽度差異很大:小潮時只有2,而大潮時達到11?？梢?洪枯季時都表現(xiàn)出大潮的底層鹽度比小潮時大,但枯季小潮時重力環(huán)流強,而洪季大潮時重力環(huán)流強。4.3洪枯季鹽水入侵長度計算本文所指的鹽水入侵長度是從口門到垂向平均鹽度為0.5的距離。其中鹽度的計算方法是:選取圖1中的河口深泓線縱斷面,并計算縱斷面上每個節(jié)點的垂向平均鹽度,然后進行縱向和垂向上的內插,將獲得的結果進行低通濾波(截斷周期為25h),獲得潮平均的鹽度分布。由計算所得的洪枯季鹽水入侵長度(圖19)可以看出,鹽水入侵長度在枯季時很大,可以達到口門以內18km,且隨大小潮變化不明顯。通過比較河口縱向地形發(fā)現(xiàn),在距口門17.5km處有一人為形成的采沙坑,采沙坑上游水深急劇變小,由于鹽分主要是通過底部輸運,鹽分在此被捕集,阻止了鹽分的進一步向陸傳輸。洪季時鹽水入侵長度變化明顯,大潮時達到8km,小潮時只有4.3km。5南渡江枯季、洪季不同斷面的鹽分通量變化對于鹽分輸運的機制,本項研究采用Lerczak等的方法對鹽分通量進行分解。選取河口中的3個橫斷面(見圖1),對于任一橫斷面,斷面總鹽分通量為:式中,角括號表示進行潮平均,u是斷面上各點處的縱向流速,S是斷面上各點處的鹽度,A是斷面的橫截面積。式中,ue788表示u或S,A0是潮平均橫截面積,ue7880為潮平均的值,ue788ε為潮平均內偏離斷面平均的值,ue788T為潮內的變化。通過將u和S進行分解,斷面總鹽分通量可以表示為:式中,-QfS0是由平流作用產生的鹽分通量,Fε是由穩(wěn)定剪切(垂向或側向的重力環(huán)流)輸運產生的鹽分通量,FT是潮振蕩輸運產生的鹽分通量。由于u0是潮平均、橫截面平均的流速,所以Qf不僅包括一個潮周期內的徑流量,還包括由于流速和水位的漲落潮不對稱而產生的Stokes水量輸運。本文在橫斷面上按照從東向西的方向平均選取40個點,每個點的水深等分為10層,各點每層的流速、水位和鹽度通過對模型的單元形心的流速和節(jié)點上的鹽度、水位加權平均得到。橫截面上的40個點將橫截面長度分為39份,最終將橫截面分解為390個小橫截面積,每個小橫截面近似為梯形。從而,鹽分通量中各個變量的計算方法為:式中,i表示每個小橫截面積的編號,hi是每個小橫截面積所在橫向位置的河道平均水深,ζ是水位。計算得到的枯季和洪季3個斷面的鹽分通量如圖20、21所示。枯季時(圖20),河口上游和中游的穩(wěn)定剪切輸運鹽分通量相差不大,大約為700~800ppt·m3/s,但中游的潮振蕩輸運遠大于上游,表明兩個位置的重力環(huán)流強度相當,但由于鹽水楔移動距離有限,因此擴散到上游的鹽分較少。口門斷面的鹽分輸運由鹽水楔的漲落潮平流主導,重力環(huán)流被抑制。凈鹽分通量與向海平流鹽分通量的變化情形一致,即凈鹽分通量的變化主要取決于向海平流通量輸運的變化。在向海鹽分通量中,上游和中游小潮時更大,但口門處大潮時更大。這是由于上游和中游重力環(huán)流強,小潮時斷面處鹽度更高,所以由水通量與斷面平均鹽度相互作用產生的向海鹽分輸運也多;而口門處以鹽水楔的平流占主導,大潮時河口的鹽度更大,所以能夠產生更多的平流鹽分通量。圖21表明,洪季時由于鹽水入侵距離較短,無鹽分能夠到達河口的上游橫斷面,鹽分的極小變化都能產生很大的通量誤差,因此洪季時不再研究上游斷面;在河口中游,穩(wěn)定剪切項占主導,且大潮時的穩(wěn)定剪切通量大于小潮時。Hansen和Rattray在對河口分類時曾采用ν=FT/(Fε+FT)表示向陸鹽分輸運中穩(wěn)定剪切量和潮振蕩量的相對大小,其中當ν接近于1時表示潮振蕩項在向陸鹽分通量中占主導。從圖20中可以看出,南渡江枯季向陸鹽分通量中,河口上游以穩(wěn)定剪切輸運占主導,在研究時間內ν均小于0.1,潮振蕩鹽分通量較小,甚至出現(xiàn)向海的潮振蕩鹽分輸運;河口中游兩種輸運方式都很重要,且都表現(xiàn)出明顯的大小潮變化:穩(wěn)定剪切項小潮時更大,潮振蕩項大潮時更大;大潮時ν約為0.5,小潮時為0.2;河口下游的鹽分輸運以潮振蕩為主,ν接近于1,穩(wěn)定剪切輸運基本可以忽略。洪季河口中游的ν在大潮時為0.15左右,小潮時為0.4左右;而河口口門處由于鹽水楔漲落變化產生的鹽分輸運遠大于由環(huán)流產生的鹽分輸運,所以ν較大。與枯季相比,洪季中游斷面的潮振蕩產生的鹽分通量更少,穩(wěn)定剪切產生的鹽分通量更大,且大小潮變化明顯。表明中游在洪季時由重力環(huán)流產生的穩(wěn)定剪切在大潮時更大,這與前期的研究結果“小潮時重力環(huán)流更強”相矛盾。Becker等也曾在CapeFearRiverEstuary中觀測到這種現(xiàn)象,他們把這種現(xiàn)象歸因于潮動力引起的垂向混合。由于大潮時的潮動力及其產生的垂向混合更強,分層減弱,上層淡水與底層咸水交換,使底層的鹽度比小潮時小,因此底部鹽度從海水鹽度過渡到0.5的水平距離更短,水平鹽度梯度更大,導致底層產生了更強的斜壓環(huán)流。從圖17中也可以看出大潮時環(huán)流更加發(fā)育。無論枯季還是洪季,河口上游和中游的凈鹽分通量在零附近擺動,說明計算時間內河道內鹽分含量保持穩(wěn)定;但口門斷面在大小潮都表現(xiàn)出向海的凈鹽分通量,主河道內損失的鹽分通過橫溝河和海甸溪的鹽分輸入進行補充,其中海甸溪中的鹽分供應占主導(圖22)。通過觀察南渡江下游垂向平均的余流場、鹽度場,并計算各支流的水通量,可以更明顯地看出各支流的的物質輸運狀況。從圖23中可以看出,在河道