2017, Vol. 29 
(2: 河海大学浅水湖泊综合治理与资源开发教育部重点实验室, 南京 210098)
(3: 中国科学院南京地理与湖泊研究所, 南京 210008)
(4: 新加坡南洋理工大学南洋环境与水源研究院环境模拟中心, 新加坡 637457)
(2: Key Laboratory of Integrated Regulation and Resource Development on Shallow Lakes, Ministry of Education, Hohai University, Nanjing 210098, P. R. China)
(3: Nanjing Institute of Geography and Liminology, Chinese Academy of Sciences, Nanjing 210008, P. R. China)
(4: Environmental Process Modelling Centre, Nanyang Environmental and Water Research Institute, Nanyang Technological University, 637457, Singapore)
大型浅水湖泊由于其水浅的特点，易受到风动力的影响.在风场的强迫作用下，形成水面波动和底层湖流的剪切作用[1]，导致水-土界面底泥再悬浮和水体污染的内源释放.水-土界面是负责水体和沉积物之间物质输送和交换的重要边界环境，该界面处天然水体的物理、化学和生物特征具有显著的差异性，根据以往经验来看底边界层内底泥起悬引起的内源释放是湖泊富营养化的主要来源[2-3]，这种动态释放严重影响了湖泊的水质，因此湖泊沉积物的起悬及内源释放日益受到重视. Lick[4]基于对美国Great Lakes开展的野外观测，发现悬浮物浓度(Suspended Solid Concentration, SSC)与底泥粒径大小及水-土界面切应力密切相关.秦伯强等[5-6]在野外调查观测与试验分析的基础上，研究了太湖沉积物悬浮的动力机制及相关的水动力过程，罗潋葱等[1, 7]借助波浪与水化学指标的实测资料也曾进行过类似的研究，但前人设置的观测点往往远离水-土界面，使获取的水-土界面底泥临界驱动力的有效性大大降低.逄勇等[8]采用太湖湖区底泥, 根据波浪水槽实验总结了各种扰动强度下太湖底泥的起动切应力，李一平等[9]利用泥沙起动的理论模型计算了太湖底泥在3种不同起动标准(个别动、少量动、普遍动)下的起动流速和起动切应力，汤露露等[10]利用ECOMSED模型对太湖湖流、波浪、沉积物的三维数值进行模拟.总的来看，前人的研究多侧重于室内试验和数值模拟，无论是室内试验还是数值模拟都有其不可避免的缺陷性.室内试验难以保证底泥的原状性，表层上覆水体特征与野外真实情况存在差异，且室内水槽实验基本上都只是构建了波浪或湖流单独作用的水动力环境.数值模拟由于假设条件及基于建模者的某些参数的取值，往往造成与实际结果存在必然的差异.在过去有限的关于沉积物起悬的原位观测中，受观测条件和观测仪器的限制，很难得到水-土界面同一采样点上的流速和SSC的高频时间序列，使得沉积物再悬浮的驱动机制以及内源释放模式在国内外仍具有争议[11].近年来随着科技的发展，基于声学设备Acoustic Doppler Velocimeter(ADV)、Acoustic Doppler current profiler(ADCP)及光学设备Optical Backscatter Sensor(OBS)探讨底边界层上悬浮物动力过程成为沉积物动力学研究领域的热点，目前这些仪器被广泛应用于海洋中，在太湖中应用仍不多，Zheng等[12]借助ADCP研究了太湖不同风速下的沉积物再悬浮过程，但其监测剖面的最底层距泥床仍有十几厘米的差距.
太湖是我国典型的大型浅水湖泊，本研究以太湖为例，选取典型湖区，搭建野外观测平台，配备能够观测近底点流速和SSC高频时间序列的仪器，以及气象、波浪等观测仪器.基于获取的水体垂向及水-土界面高时空分辨率的波浪、瞬时三维流速、SSC等时间序列参量，界定水-土界面底泥起悬的临界切应力与临界风速，为今后湖泊内源污染治理措施的制定和悬浮泥沙扩散输移模型的建立提供理论支撑.
1 仪器与方法 1.1 采样地点及时间太湖位于长江三角洲南缘，是我国第三大淡水湖.太湖水域面积2338 km2，南北长68.5 km，东西宽34 km，多年平均水深1.89 m.太湖的风速可从0 m/s变化至10 m/s，春、夏季平均风速为4.3 m/s，秋、冬季平均风速为0.9 m/s[13].环湖河流共有228条，2014年入湖水量为101.56×108 m3、出湖水量为104.06×108 m3.湖西区仍是入湖水量的主要来源，全年有71 %的入湖水量来自湖西区.梅梁湾系太湖北部一半封闭湖湾，南北长约14 km，东西宽约7 km，水面面积约129 km2，平均水深2.1 m，是无锡市主要旅游区及水源地.梅梁湾主要入湖河道有3条，为武进港、直湖港和梁溪河.
本研究于2014年4月23-27日在太湖梅梁湾与湖心区交界处拖山附近(31°23′34.29″N，120°9′24.86″E) (图 1)搭建的野外观测平台进行定点连续观测，测点北部为梅梁湾湖湾区，南部为开阔湖区.观测期间太湖处于高水位，水位在2.63~2.81 m范围内变化，平均水深2.7 m.
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图 1 太湖梅梁湾监测点位 Fig.1 Location of the study site at Meiliang Bay in Lake Taihu |
本研究现场同步高频监测了风场、湖流、波浪、浊度等数据.风速和风向测定采用固定于风浪观测支架上的PH-ⅡHandheld手持式气象站和PHWD风向传感器，频率为10 min，距离水面5 m.流速采用单点声学高频流速仪ADV Ocean(工作频率为5 MHz)进行连续观测.其探头靠近湖底，实际测点距离底部5 cm，监测频率10 Hz，获取底层距离泥床5 cm范围内的三维流速序列.波浪采用MIDAS DWR方向波潮仪连续监测，采样间隔为5 min，仪器固定在水下95 cm，采用线性波理论分析方法，64位数字处理技术，实时测量有效波高、波周期、平均波向及其他统计要素.浊度采用2台OBS-3A型浊度仪自动采集高频浊度数据，监测频率均为3 min一次.上层OBS(测量范围为0~250 NTU)放置在水面以下95 cm，用于监测近表层浊度值；底层OBS(测量范围为0~1000 NTU)放置在与ADV Ocean同高度处，用于监测水-土界面浊度值，此外通过真空泵现场抽滤采集近表层与底层的水样，同时记录下不同深度水样的采集时间，采样频率约为3 h一次，一天进行4次，水样在实验室进行分析得到SSC.
1.3 数据处理 1.3.1 湖泊水-土界面由波浪产生的切应力水表面质点沿椭圆轨道运动，当波进入浅水区时，水质点的椭圆形路径逐渐压扁呈水平直线，尤其是在没有垂直流的底部.随着轨道被压扁，水质点的运动逐渐变为水平震荡.底床附近最大的波动轨道速度可用下式表示：
| $ {u_{\rm{w}}} = \frac{{{\rm{ \mathsf{ π} }}\cdot{H_{\rm{s}}}}}{{{T_{\rm{s}}}\cdot{\rm{sinh}}\left( {\frac{{2{\rm{ \mathsf{ π} }}\cdot h}}{{{L_{\rm{s}}}}}} \right)}} $ | (1) |
| $ {L_{\rm{s}}} = \left( {\frac{{g\cdot{T_{\rm{s}}}^2}}{{2{\rm{ \mathsf{ π} }}}}} \right)\tanh \left( {\frac{{2{\rm{ \mathsf{ π} }}\cdot h}}{{{L_{\rm{s}}}}}} \right) $ | (2) |
式中，uw为底床附近最大的波动轨道速度(m/s)；h代表观测点水深(m)；Hs为有效波的波高(m)；Ts为有效波的周期(s)；Ls为有效波的波长，其初值可取与研究区域中有效波长相近的数值，经多次迭代达到稳定可输入式(1)参与计算.
基于Grand & Madsen系统地提出的水底边界层切应力计算的基本理论，波切应力τw可采用下式进行计算[14]：
| $ {\tau _{\rm{w}}} = 0.5\rho \cdot {f_{\rm{w}}} \cdot u_{\rm{w}}^2 $ | (3) |
式中，τw表示波切应力(N/m2)；ρ为水体密度(kg/m3)；uw为底床附近最大的波动轨道速度(m/s)；fw表示波摩擦系数，无量纲，其与水底粗糙度和雷诺数有关. fw计算公式为[15]：
| $ \begin{array}{l} {f_{\rm{w}}} = \exp \left[ {5.2{{\left( {{A_{\rm{ \mathsf{ δ} }}}/{K_{\rm{s}}}} \right)}^{ - 0.19}} - 6.0} \right]\\ {f_{{\rm{w}}{\rm{.max}}}} = 0.3\;\;\;\;\;\;\;\;\left( {若{A_{\rm{ \mathsf{ δ} }}}/{K_{\rm{s}}} \le 1.57} \right) \end{array} $ | (4) |
式中，Ks为湖底物理粗糙度，难以通过野外观测获得其真实值，本文参照Luetich等[16]、Hawley[17]和秦伯强等[6]的取法，取0.0002 m；Aδ为近底波浪质点振幅(m)，通过线性波理论确定：
| $ {A_{\rm{ \mathsf{ δ} }}}{\rm{ = }}\frac{{{H_{\rm{s}}}}}{{2{\rm{sinh}}\left( {\frac{{2{\rm{ \mathsf{ π} }}}}{{{L_{\rm{s}}}}}h} \right)}} $ | (5) |
湖流产生的切应力主要是根据流速的对数分布，与摩阻流速的平方呈正比，其计算方法为[17-18]：
| $ {\tau _{\rm{c}}} = \rho {\rm{ }}{\left( {u_{\rm{b}}^*} \right)^2} $ | (6) |
| $ u_{\rm{b}}^* = \frac{{k \cdot {u_z}}}{{\ln \frac{z}{{{K_{\rm{s}}}}}}} $ | (7) |
式中，τc表示流切应力(N/m2)；ub*为流摩阻流速(m/s)；k为卡曼常数，取0.4；uz表示湖底以上z高处(m)的湖流速度(m/s).
1.3.3 湖泊水-土界面由波流产生的综合切应力波流相互作用生成了强度和方向都发生变化的切应力.综合切应力τcw计算方法为[19]：
| $ {{\vec \tau }_{{\rm{cw}}}} = {{\vec \tau }_{\rm{c}}} + {{\vec \tau }_{\rm{w}}} $ | (8) |
| $ {\tau _{{\rm{cw}}}} = {\tau _{\rm{w}}}\sqrt {1 + {{\left( {{\tau _{\rm{c}}}/{\tau _{\rm{w}}}} \right)}^2} + 2\left( {{\tau _{\rm{c}}}/{\tau _{\rm{w}}}} \right)\left| {\cos \left( {\delta - \alpha } \right)} \right|} $ | (9) |
式中，τcw表示波流产生的综合切应力(N/m2)；α和δ是波和流的方向.
1.3.4 湖泊水-土界面浊度的标定通过实验室分析得到SSC，建立起其与水-土界面浊度的关系，将浊度时间序列转换成SSC时间序列. OBS测得的浊度在标定范围内(0~1000 NTU)存在良好的线性关系，相关系数R2为0.9375(图 2).秦伯强等在野外调查观测与实验室试验分析的基础上，发现了太湖水-土界面物质交换主要发生在沉积物表层5~10 cm范围内[6].罗潋葱等对太湖不同湖区沉积物粒径分析结果表明深度达到10 cm的沉积物粒径比较稳定，而深度在10 cm以下的会出现波动[20].因此可初步判定本研究中野外观测点位悬浮物粒径组成相对比较稳定，OBS观测得到的浊度与悬浮物浓度SSC的线性关系比较可靠，可通过浊度推演水体悬浮物浓度.
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图 2 现场水样抽滤物质浓度标定水-土界面浊度 Fig.2 Calibration of OBS turbidity in the bottom layer with bottle samples |
采用监测时间段每隔1 h的同步数据，进行风速与上层和底层SSC的关系分析(图 3).结果表明，在风速小于3 m/s时，上层和底层SSC变化范围相差不大，集中在50~90 mg/L左右，这是由于上层悬浮物中有机物占一半以上，因此在风速很小时，悬浮物同样可以浮到上层[5].风速在3~6 m/s时，SSC波动范围较大，表层集中在54~140 mg/L，最大增加到小风速的2~3倍，底层集中在45~238 mg/L，最大增加到小风速的4~5倍，底层SSC变化范围明显大于表层，这种情况可能是因为底泥发生起悬.在风速大于6 m/s后，整个水体的SSC大幅增加，表层集中在30~210 mg/L，底层集中在45~296 mg/L，底层水体SSC变化要比表层水体剧烈得多，平均SSC底层比表层大7 mg/L左右.风浪扰动强度，除了与风速相关外，还与风的吹程有关，而风的吹程与风向密切相关，因此有必要对观测期间不同风向下(E、ENE、ESE、SE、SSE、W、WNW)底层SSC与风速的变化关系进行分析(图 4).在W和WNW风场中，即使风速大于6 m/s，SSC变化也并不明显，这主要是因为W和WNW风场的吹程短，风区长度小，即使大风速下气-水界面处也没有产生很大的能量，在观测到的其他风向下，SSC的整体变化趋势随风速的增大而增大. E、ESE、SE是观测期间出现频率较高且风区长度相对较大的风场，综合3种风向下底层SSC和风速的变化关系来看，也是近似符合风速3~6 m/s时SSC初步增加、风速大于6 m/s时SSC大幅增加的规律的.在E和ESE风场中，相对仍有个别代表小风速大SSC和大风速小SSC的点，这可能是由于水面波动对风场变化的滞后效应，也有可能风速的瞬时变化率才是影响沉积物起悬的关键因素.
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图 3 上层和底层悬浮物浓度与同时刻风速的变化关系 Fig.3 The relationship between SSC in the surface and bottom layers and wind speed |
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图 4 观测期间不同风向情况下风速与底层悬浮物浓度的关系 Fig.4 The relationship between SSC in the bottom layer and wind speed with different wind directions during the observation |
波切应力、流切应力和综合切应力随风速的变化而变化，且三者变化趋势与风速的变化趋势基本一致，只是在大风速的情况下，产生较大的风浪，波浪产生的切应力和综合切应力在量级上远大于湖流产生的切应力(图 5).只有在风速较小的情况下(例如，4月26日6:00-8:00)，湖流产生的切应力与波浪产生的切应力、综合切应力相对接近(切应力在0.005~0.02 N/m2左右).监测期间综合切应力的大小及变化趋势与波浪切应力基本一致，这主要是由于大部分时间内波浪产生的切应力占主导作用，具体可以通过比较波切应力与流切应力比值来反映波、流切应力对综合切应力的贡献(图 6).当风速小于3 m/s时，波切应力与流切应力的比值(以下简称切应力的比值)小于1和大于1的情况都有出现，说明小风速情况下流切应力对水-土界面沉积物悬浮的贡献是可能大于波切应力的.当风速在3~6 m/s之间时，切应力的比值大多数时候大于1，最大达到17.7，即大部分情况下水-土界面沉积物悬浮是由波切应力引起的.当风速大于6 m/s时，切应力的比值始终大于1，波浪产生的切应力在底泥起悬的动力过程中占据了绝对主导地位，此时可以忽略流切应力.
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图 5 2014年观测期间风速与底层波切应力、流切应力、综合切应力的比较 Fig.5 Comparison of wind speed and shear stress induced by wave, current and combination during the observation of 2014 |
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图 6 观测期间波切应力与流切应力的比值随风速的变化关系 Fig.6 The relationship between the wind and ratio of wave-induced shear stress/current-induced shear stress during the observation |
上文中切应力与风速的变化关系同风速与底层SSC的变化关系在量上保持高度一致，即当风速达到3~6 m/s以上时，剪切力迅速增强，底层SSC也随即增大，这可能由于底泥颗粒物的内聚力被打破.为了进一步说明风引起的底部剪切力与底层SSC的关系，将两者进行曲线拟合(图 7).本次观测中，按照悬浮物浓度随底层剪切力的整体变化规律，将底泥起悬分为3个阶段：
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图 7 观测期间底层SSC与波流综合切应力之间的关系 Fig.7 The relationship between SSC in the bottom layer and shear stress generated by wind-induced waves and currents during the observation |
A阶段：底泥未起悬或在底床附近极小范围内发生起悬，τcw < 0.015 N/m2.此时床面处于稳定状态，水-土界面处SSC变化不大，平均SSC为59 mg/L.
B阶段：底泥中等规模起悬，0.015≤τcw < 0.25 N/m2.此时底床受到破坏，水-土界面处SSC开始增大，随着剪切力的增加，不断掀起底泥，悬浮物浓度增速加快，平均SSC达到103 mg/L.
C阶段：底泥大规模起悬，τcw≥0.25 N/m2.此时床面受到大程度破坏，水-土界面水体很快便完全浑浊，平均SSC达到174 mg/L.
以底泥中等规模起悬为标准，本次观测得到的临界剪切力在0.015 N/m2左右，其与水深、流速、底泥特性等有关.沉积物悬浮的临界剪切力一般取值范围为0.01~0.1 N/m2[18, 21-22]，本次观测得到的临界切应力在此范围之内.将不同风速下综合切应力与水-土界面沉积物悬浮临界切应力相比较可知，当风速大于3 m/s时，切应力随风速变化呈线性上升趋势，综合切应力的数值远大于临界切应力，该过程对应底泥中等规模与大规模起悬.当风速小于3 m/s时，综合切应力与风速变化的相关性较弱，综合切应力的数值基本处于临界切应力以下，该过程底泥处于未起悬或者在底床附近极小范围内起悬的状态(图 8).因此本次观测得到的泥沙起悬临界风速大约为3 m/s.
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图 8 不同风速下波流综合切应力与底层沉积物悬浮临界切应力的比较 Fig.8 Comparison of shear stress generated by wind-induced waves and currents and the critical stress of sediments on sediment-water interface |
风的扰动是影响太湖底泥起悬的主要因子，秦伯强等[5-6]、张运林等[23]基于1998年2-3月太湖梅梁湾SSC的观测发现深层水悬浮物浓度要大于表层水，随着风速的增强，垂直方向的差异更加明显，这与本文的结果是一致的.以上结果同时证明由于风浪对沉积物的扰动引起的再悬浮在水-土界面尤为强烈，因此在风浪条件下是无法用表层SSC计算整个水柱的悬浮物总量的，前人通过高精度分层同步采样器曾获得类似的结果[24].风并不是直接作用于底泥，而是先作用于湖面，使得水动力条件发生变化，然后水-土界面的沉积物在波浪和湖流综合切应力作用下产生悬浮、输移.罗潋葱[7]、秦伯强[6]等认为小风速下波浪与湖流产生的切应力大致相当, 但是当风速较大时, 波浪作用占主导，本文的结果与其相似.在获得了底层切应力及SSC后，可通过分析SSC的变化来获得临界切应力.秦伯强等[6]在实验室获得的底泥的临界起动切应力约为0.037 N/m2，临界风速为4 m/s，当风速达到6.5 m/s时，沉积物发生大规模悬浮.前人获得的临界切应力比本文的结果大，主要是因为秦伯强等将沉积物起动标准定义为普遍动，在进行室内水槽实验时无法保证底泥的原状性且只考虑了波浪的单一作用. Zheng等[12]认为底泥起悬的临界风速为3.7~4.0 m/s，临界切应力为0.011 N/m2，底泥大规模起悬时风速达到6 m/s，本文结果与之相近，但临界风速比其结果略大，可能是因为Zheng等测量得到的SSC数列较少，与风速拟合的精确度有限所致.罗潋葱等[1, 7]在分析波浪与湖流对沉积物再悬浮的不同影响时指出当风速达5 m/s以上时，SSC将显著增加.罗潋葱得到的起悬风速之所以明显大于本文结果是因为其参考标准是剖面SSC变化，且因观测手段和资料有限，仅仅获取了湖底以上0.5 m处的流速，并不能真正反映水-土界面处流速及相应切应力的变化情况，而本文不但观测到了水-土界面以上5 cm的三维高频流速序列，而且获取了相应高度的高频SSC序列，因此本次监测获得的临界切应力、临界风速作为底泥起悬的判别标准更具有合理性和代表性，可为今后悬浮泥沙扩散输移的数值模拟提供更加准确的参数依据.从微观紊动角度来看，三维高频流速序列的垂向流速对沉积物再悬浮也是有影响的，床面上的紊动作用使得低流速水团可以直接挟带一部分泥沙颗粒上升到主流区，但本文的侧重点为与底泥悬浮相关的平均态动力参数，因此与底泥悬浮相关的脉动参数可以在以后的工作中进行更为细致的研究.窦国仁[25]认为泥沙起动可分为3种状态，即个别动、少量动和普遍动，并将少量动定为泥沙起动的标准，本文要说明的是窦先生研究的主要是泥沙颗粒从推移运动到悬移运动的状态变化过程，但是太湖泥沙不经跃移过程，直接从静止状态转为悬移运动是存在的，这时候得到的切应力实为临界扬动切应力，这种过程可能和床面附近的紊动作用有关联.
4 结论基于野外原位观测实验获取的风场、流场、波浪场、浊度等数据发现在风速小于3 m/s时，上层和水-土界面处SSC变化集中在50~90 mg/L左右，波、流切应力相当，τcw < 0.015 N/m2，底泥未起悬或者在底床附近极小范围内发生起悬；风速在3~6 m/s时，上层SSC集中在54~140 mg/L，水-土界面处SSC集中在45~238 mg/L，波浪产生的切应力大部分情况远大于湖流产生的切应力，0.015≤τcw < 0.25 N/m2，底泥中等规模起悬；风速大于6 m/s时，上层SSC集中在30~210 mg/L，水-土界面处SSC集中在45~296 mg/L，水-土界面处水体SSC变化要比上层水体剧烈得多，波浪产生的切应力占据绝对的主导地位，τcw≥0.25 N/m2，底泥大规模起悬.梅梁湾底泥起悬的临界切应力在0.015 N/m2左右，临界风速大约为3 m/s.本研究反映出浅水湖泊水-土界面的底泥易受到扰动而发生起悬，在本文的基础上研究太湖及其他大型浅水湖泊沉积物再悬浮驱动机理时必须更多地考虑具体观测位置的地形、地貌等因素，不同的地形、地貌有着不同的底泥特征及风浪孕育程度.
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