路川藤，羅小峰，韓玉芳

(南京水利科學(xué)研究院 水文水資源與水利工程科學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，江蘇 南京 210029)

研究潮波變形的方法主要有三種。一為現(xiàn)場(chǎng)水文觀測(cè)研究，這是研究河口潮波變形的最直接手段，結(jié)論可信實(shí)用，但成本較高。如Kosuth 等［2］指出特定徑流與潮汐情況下，亞馬遜河口可同時(shí)出現(xiàn)3 個(gè)波峰。二為半經(jīng)驗(yàn)解析模型，是估算潮波傳播比較實(shí)用的工具，但計(jì)算結(jié)果誤差較大。該方法基于的理論方程為圣維南方程以及潮波能量輸運(yùn)方程，通過(guò)不同的離散格式，離散理論方程，在概化地形的基礎(chǔ)上，考慮底摩擦［3］、河口邊界形狀［4-6］、徑流對(duì)潮差、潮波能量沿程變化的影響。三為數(shù)學(xué)模型研究，是目前研究潮波傳播的主要手段。數(shù)學(xué)模型采用不同方法［7-8］離散N-S 方程，在計(jì)算機(jī)上實(shí)現(xiàn)程序運(yùn)算，計(jì)算成本低，可操作性強(qiáng)，可視化好，但數(shù)學(xué)模型計(jì)算結(jié)果的優(yōu)劣取決于計(jì)算格式、網(wǎng)格的疏密［9］及計(jì)算參數(shù)［10］等眾多因素。

在近?；蛘吆涌诘貐^(qū)，水深相對(duì)較淺，潮波向前傳播過(guò)程中，高潮位潮波傳播速度大于低潮位，即潮波傳播過(guò)程中，潮波變形會(huì)逐漸加劇。然據(jù)長(zhǎng)江口2005 ～2010年實(shí)測(cè)水文資料(圖1 所示)分析知，洪水期，潮波上溯過(guò)程中，潮波變形具有先加劇后趨緩的特點(diǎn)，枯水期這一現(xiàn)象不明顯，這有別于一般的河口潮波傳播認(rèn)識(shí)。為深入認(rèn)識(shí)洪水期長(zhǎng)江口潮波變形特點(diǎn)，建立大通至外海的長(zhǎng)江口整體數(shù)學(xué)模型，分析長(zhǎng)江口洪水期潮波變形特征。

圖1 長(zhǎng)江口潮波變形沿程變化Fig.1 The tidal wave deformation in the Yangtze estuary

1 控制方程

1.1 控制方程及離散

水流運(yùn)動(dòng)方程向量形式:

1.2 方程求解

采用三角形網(wǎng)格對(duì)計(jì)算區(qū)域進(jìn)行離散，并將單一的網(wǎng)格單元作為控制單元，水深布置在網(wǎng)格頂點(diǎn)，其他物理變量配置在每個(gè)單元的中心，如圖2 所示。

將第i 號(hào)控制元記為Ωi，在Ωi上對(duì)向量式的基本方程組(1)進(jìn)行積分，并利用Green 公式將面積分化為線積分，得

方程(2)求解主要分三部分，一為對(duì)流項(xiàng)求解;二為紊動(dòng)項(xiàng)求解;三為底坡項(xiàng)處理。對(duì)流項(xiàng)數(shù)值通量可采用Roe 格式的近似Riemann 解，紊動(dòng)項(xiàng)采用單元交界面的平均值計(jì)算通過(guò)該界面紊動(dòng)粘性項(xiàng)的數(shù)值通量，有限體積法底坡項(xiàng)若不加任何處理，則會(huì)造成靜水的偽流動(dòng)現(xiàn)象，如圖3 所示。

圖2 物理量布置示意Fig.2 The arrangement of physical quantities

圖3 有限體積法偽流動(dòng)現(xiàn)象Fig.3 The phenomenon of false flow in FVM

為避免水流偽流動(dòng)現(xiàn)象，記某個(gè)控制體三個(gè)

頂點(diǎn)坐標(biāo)為xi，yi，zi(i =1，2，3)，三個(gè)頂點(diǎn)按逆時(shí)針?lè)较蚺判?，由這三個(gè)頂點(diǎn)確定的平面方程為:

當(dāng)Dz≠0 時(shí)，式(4)可寫為:

1.3 邊界條件

1.3.1 水位開邊界

開邊界又分為急流開邊界和緩流開邊界，因這里所建模型為緩流模型，故只給出緩流開邊界的處理方法。Roe 利用間斷左右的物理量UR、UL構(gòu)造常數(shù)矩陣代替非線性雅可比矩陣A(Un)，并提出，當(dāng)UR，UL→Un，即:

式中:cL和cR表示單元左右靜水波傳播速度。

則:

式中:Zd為邊界上通量積分點(diǎn)處的底高程。

1.3.2 閉邊界

采用鏡像法［11］處理。在閉邊界外側(cè)虛擬一個(gè)單元，邊界上兩側(cè)的法向流速相反，切向流速相同，即DR= DL，un，R= － un，L，uτ，R= － uτ，L，un、uτ表示單元法向和切向流速。

1.3.3 動(dòng)邊界

動(dòng)邊界是數(shù)學(xué)模型的難點(diǎn)，動(dòng)邊界的處理精確與否直接影響模型計(jì)算的質(zhì)量。文中動(dòng)邊界技術(shù)采用干濕法，當(dāng)單元水深小于hmin(動(dòng)邊界水深設(shè)定值)時(shí)，認(rèn)為該單元為干單元，不參與數(shù)值計(jì)算，當(dāng)水深大于hmin時(shí)，該單元重新參與數(shù)值計(jì)算。

2 數(shù)學(xué)模型

2.1 模型范圍

長(zhǎng)江潮區(qū)界位于安徽大通，大通以上水域水位基本不受潮波影響，作為模型的上邊界;長(zhǎng)江口外－50 m等深線處受徑流影響可忽略不計(jì)，作為模型外邊界，模型總長(zhǎng)700 多公里。模型北至江蘇呂四港南側(cè)，南至金山嘴，如圖4 所示。模型網(wǎng)格總數(shù)114 489 個(gè)，最小邊長(zhǎng)128 m，時(shí)間步長(zhǎng)4 s，紊動(dòng)粘性系數(shù)取常數(shù)0.1，動(dòng)邊界水深0.02 m。

圖4 數(shù)學(xué)模型范圍Fig.4 The range of mathematical model

2.2 模型驗(yàn)證

徐六涇以上地形選用2003年長(zhǎng)江下游地形測(cè)量數(shù)據(jù)，徐六涇至綠華山地形數(shù)據(jù)選用2005年8月長(zhǎng)江口實(shí)測(cè)地形數(shù)據(jù)，外海地形選用大范圍海圖地形數(shù)據(jù)。模型計(jì)算時(shí)間為2005年8月18日～2005年8月25日，上游邊界采用大通實(shí)時(shí)流量控制，外海潮位邊界由東中國(guó)海模型提供，驗(yàn)證點(diǎn)位置如圖4 所示。由表1及圖5 ～6 知，各站高、低潮位值偏差大都均在10 cm 之內(nèi)，個(gè)別點(diǎn)高低潮位值偏差超過(guò)10 cm，高低潮位相位偏差在30 分鐘內(nèi)。CS6 點(diǎn)位于航道邊緣，流速偏差較大，因網(wǎng)格較粗，模型地形與實(shí)際地形有偏差，其他各點(diǎn)偏差基本都在10%之內(nèi)，驗(yàn)證良好，滿足規(guī)程要求。

表2 為各汊道分流比情況驗(yàn)證，長(zhǎng)江口北支日益萎縮，至2001年時(shí)，其落潮分流比僅占1% ～4%，南支分流比96% ～99%［12］，南北港及南北槽分流比選用2006年8月大潮實(shí)測(cè)資料驗(yàn)證，本數(shù)學(xué)模型計(jì)算分流比值與實(shí)測(cè)值基本吻合。驗(yàn)證說(shuō)明本數(shù)學(xué)模型具有復(fù)演長(zhǎng)江口潮波傳播的能力。

表1 潮位誤差分析Tab.1 Tidal level error analysis

表2 落潮分流比驗(yàn)證Tab.2 Ebb flow ratio verification

圖5 模型潮位驗(yàn)證Fig.5 The tidal level verification

圖6 模型流速驗(yàn)證Fig.6 The tidal current verification

3 潮波變形影響因素分析

影響河口潮波變形的因素主要有河床底摩擦、河口邊界形狀、徑流、水深及邊灘反射等。河床底摩擦及徑流削弱潮波能量，而河口邊界形狀收縮與邊灘反射使潮波能量增強(qiáng)。對(duì)于某一特定河口，邊界形狀、淺灘、水深等因素短時(shí)間內(nèi)相對(duì)穩(wěn)定，不會(huì)發(fā)生大的格局變化，其對(duì)潮波傳播的影響亦相對(duì)穩(wěn)定。

河床底摩擦在數(shù)學(xué)模型上體現(xiàn)為糙率，糙率是表征河床底部和岸壁影響水流阻力的綜合因素系數(shù)，與河床底質(zhì)構(gòu)成及水深密切相關(guān)。徑流對(duì)潮波傳播的影響反映在徑流量的大小對(duì)潮波傳播阻力影響不同。因此，年際內(nèi)對(duì)潮波變形影響較大的因素為河床底摩擦與徑流。下文基于數(shù)學(xué)模型，研究河床底摩擦與徑流對(duì)潮波變形的影響。

3.1 計(jì)算條件

3.1.1 糙率

本數(shù)學(xué)模型空間尺度大，自大通至外?？傞L(zhǎng)約700 km，上下游糙率取值差別大。表3 列舉了前人在長(zhǎng)江口數(shù)學(xué)模型中糙率的取值，由表知，大通附近最大糙率取值0.032，最小0.018，口外海濱段取值約為0.012。

表3 長(zhǎng)江感潮河段糙率選取Tab.3 Roughness selection in the Yangtze estuary

文中數(shù)學(xué)模型糙率采用附加糙率方法，即:n = n0+n＇/h，基本糙率n0自大通至外海線性插值，附加糙率n＇計(jì)算過(guò)程中固定不變，基本糙率分四種工況計(jì)算討論，見表4 所示。

表4 數(shù)學(xué)模型中大通至外海4 種基本糙率n0的取值Tab.4 The selection of basic roughness n0 from Datong to seas in mathematic model

3.1.2 徑流

模型上邊界位于長(zhǎng)江口潮區(qū)界安徽大通，大通流量即為徑流量。據(jù)大通站實(shí)測(cè)資料分析［21］，大通站多年平均流量為28 518 m3/s，多年最小月平均流量10 400 m3/s，多年最大月平均流量48 600 m3/s，最大月平均洪峰流量84 000 m3/s。為充分分析徑流對(duì)潮波傳播的影響，分別取10 000、30 000、60 000和90 000 m3/s四種流量代表枯水流量、年平均流量、洪水流量和特大洪水流量。

3.2 潮波變形對(duì)糙率的響應(yīng)

謝才公式:

式中:v 為流速，R 為水力半徑，J 為水面比降。

由上式可知，糙率的變化直接影響流速的大小。潮汐河口中，潮量由流速和水位共同反應(yīng)，當(dāng)潮量不變時(shí)，流速的變化必然影響潮位。由圖7 知，隨著糙率的增大，河口平均水位逐漸升高，越往上游，水位升高幅度越大，南京站最大糙率與最小糙率水位差接近0.6 m，換言之，糙率的增大可增大河口平均水面比降(如表5 所示)。徐六涇以下水域受潮汐影響大，且水面開闊，糙率對(duì)水位影響相對(duì)較小。

圖8 為潮波變形對(duì)糙率變化的響應(yīng)。徐六涇站以下水域，糙率的變化對(duì)潮波變形影響相對(duì)較小。徐六涇以上水域，隨著糙率的增大，漲落潮歷時(shí)比值逐漸增大，潮波變形加劇。自下游至上游，落潮歷時(shí)先增大后減小的趨勢(shì)不變，說(shuō)明糙率不是洪季潮波變形拐點(diǎn)形成的主要原因。

圖7 平均水位水面線變化Fig.7 The variation of mean water level

表5 糙率變化條件下長(zhǎng)江感潮河段平均水位水面比降Tab.5 Mean water surface slope of different roughnesses in the Yangtze tidal reach (×10 －5)

圖8 潮波變形對(duì)糙率變化的響應(yīng)Fig.8 Tidal wave deformation caused by roughness changing

3.3 潮波變形對(duì)徑流的響應(yīng)

徑流量在水位上的反映為水位隨徑流量的增大而升高，越往上游該現(xiàn)象越明顯(如圖9 所示)，因越往上游徑流作用越大，潮汐作用越弱，南京站徑流為10 000 m3/s 與90 000 m3/s 時(shí)，平均水位差超過(guò)7 m，北槽口外，潮汐作用為主，徑流作用微弱，故徑流變化后，該處平均水位變化微小。由此可見，徑流量的增大改變了長(zhǎng)江河口平均水位的水面比降(表6)，越往上游，水面坡降增加越大。

圖9 平均水位水面線變化Fig.9 The variation of mean water level

圖10 為潮波變形對(duì)徑流變化的響應(yīng)。當(dāng)徑流量為10 000 m3/s 時(shí)，自下游至上游，落潮歷時(shí)呈逐漸增大的趨勢(shì)，由于徑流量較小，徑流對(duì)潮波傳播阻力小，落潮歷時(shí)整體相對(duì)較短。徑流量增大到30 000 m3/s 時(shí)，落潮歷時(shí)整體大于徑流量為10 000 m3/s 時(shí)，且自下游至上游，落潮歷時(shí)出現(xiàn)先增大后減小的現(xiàn)象，拐點(diǎn)位于揚(yáng)中附近。徑流量增大到60 000 m3/s 時(shí)，自下游至上游，落潮歷時(shí)出現(xiàn)先增大后減小的現(xiàn)象明顯，且轉(zhuǎn)折點(diǎn)向下游偏移至江陰上游，當(dāng)徑流量增大到90 000 m3/s 時(shí)，拐點(diǎn)位于江陰附近。據(jù)路川藤［20］的研究，徑流量為30 000、60 000、90 000 m3/s 時(shí)，潮流界的位置位于炮子洲、天生港、白茆河處，潮波變形拐點(diǎn)均位于潮流界上游。潮流界下游，隨著徑流量的增大，潮波上溯阻力增大，落潮歷時(shí)延長(zhǎng)。潮流界上游，隨著徑流量的增大，落潮歷時(shí)出現(xiàn)先增大后減小的現(xiàn)象愈趨顯著，拐點(diǎn)隨徑流量的增大向下游偏移。

表6 徑流變化條件下平均水位水面比降Tab.6 Mean water surface slope under different runoffs (×10 －5)

圖10 潮波變形對(duì)徑流量變化的響應(yīng)Fig.10 The tidal wave deformation caused by changing runoff

3.4 潮波變形分析

前文研究了特定河道中，徑流及糙率對(duì)潮波變形的影響。經(jīng)分析知，糙率對(duì)潮波變形的影響遠(yuǎn)小于徑流，徑流量的大小在河道中主要反映為平均水位水面比降(圖9、表6)的變化，即平均水位水面比降的變化對(duì)潮波變形影響較大。

洪水期，潮波上溯過(guò)程中，潮波變形存在明顯的轉(zhuǎn)折點(diǎn)。對(duì)于轉(zhuǎn)折點(diǎn)以下河段，徑流量的增大致使潮波上溯阻力增大，潮波能量損耗多，潮波變形加劇。轉(zhuǎn)折點(diǎn)上游河段，潮波變形逐漸趨緩的現(xiàn)象難以用潮波理論解釋，下文試從力學(xué)角度解釋該現(xiàn)象。

假設(shè)徑流與潮波二者相互獨(dú)立，潮波疊加在徑流水面之上，潮波傳播在河道上反應(yīng)為水面的升降。將平均水面線以上高潮位水體看作一個(gè)整體，高潮位水體在徑流水面向上游運(yùn)動(dòng)，其受自身重力和徑流向下游運(yùn)動(dòng)而產(chǎn)生的水流拖曳力及水面支持力，如圖11 所示。重力和水流拖曳力是高潮位向上游運(yùn)動(dòng)的阻力，可表示為:

式中:FH為高潮位水體向上游運(yùn)動(dòng)的阻力，f 為水流拖曳力，G 為重力，α 為平均水面與水平方向的夾角。

低潮位向上游傳播表現(xiàn)為水位的下降，若將平均水面線以下低潮位看作一個(gè)整體，則低潮位向上游運(yùn)動(dòng)只受徑流向下游運(yùn)動(dòng)而產(chǎn)生的水流拖曳力(設(shè)漲落潮過(guò)程中水流拖曳力不變):

式中:FL為低潮位水體向上游運(yùn)動(dòng)的阻力。

當(dāng)α →0 時(shí)，F(xiàn)H→FL，說(shuō)明平均水面比降越小，高潮位重力對(duì)潮波向上游傳播影響越小，相反，平均水面比降越大，高潮位重力對(duì)潮波向上游傳播影響越大。

洪水期，潮流界以上河段水面比降明顯大于潮流界以下河段(表6)，潮波變形程度受高低潮位潮波傳播速度差異和高潮位自身重力兩個(gè)因素影響。高、低潮位潮波傳播速度差異致使越往上游潮波變形越劇烈，高潮位自身重力致使越往上游潮波變形越趨緩;當(dāng)高潮位自身重力對(duì)潮波傳播的影響大于高低潮位潮波傳播速度差異時(shí)，潮波變形趨緩;當(dāng)高潮位自身重力對(duì)潮波傳播的影響小于高低潮位潮波傳播速度差異時(shí)，潮波變形繼續(xù)加劇。

圖11 潮波傳播力學(xué)分析示意Fig.11 The force analysis of tidal wave propagation

4 結(jié) 語(yǔ)

1)據(jù)長(zhǎng)江口實(shí)測(cè)水文資料分析，洪水期，潮波上溯過(guò)程中潮波變形先加劇后趨緩，枯水期這一現(xiàn)象不明顯。

2)基于非結(jié)構(gòu)網(wǎng)格FVM 方法，研究了潮波變形對(duì)糙率和徑流量變化的響應(yīng)。研究認(rèn)為徑流量對(duì)潮波變形的影響遠(yuǎn)大于糙率，徑流量對(duì)潮波變形的影響主要原因在于平均水位水面比降的變化。

3)據(jù)潮波上溯力學(xué)分析，認(rèn)為潮流界以上水域，高潮位上溯傳播的阻力較大，當(dāng)阻力對(duì)潮波傳播的影響大于潮差引起的高低潮位潮波傳播速度差異時(shí)，便造成了洪水期潮波變形先加劇后趨緩的特點(diǎn)。

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