陳 茁，李 薇，胡 鵬，賀治國

(浙江大學(xué) 海洋學(xué)院，浙江 舟山 316021)

河口沿岸區(qū)域是人類重要的生產(chǎn)活動基地，認(rèn)識河口海岸地貌過程和規(guī)律具有重要意義。傳統(tǒng)的河口海岸地貌研究一般基于多年野外實測數(shù)據(jù)分析沖淤演變過程[1-2]，也包括研究短時間尺度地貌變化的物理模型和數(shù)學(xué)模型[3]，他們雖易于描述地貌演變過程，卻難以分析動力和地貌過程相互作用機制。近年來河口海岸中長時間尺度動力地貌系統(tǒng)模擬研究取得了長足地發(fā)展[4]，一種水—沙—河床耦合動力模型為研究河口實際復(fù)雜地貌演變提供了有效手段[5]，避免了傳統(tǒng)手段在時間或者空間尺度上的局限性。

錢塘江河口為典型的強潮河口，其潮汐汊道因獨特的河口平面形態(tài)及徑、潮流相互作用在20世紀(jì)圍墾前橫向最大空間尺度可達(dá)數(shù)十千米。在強潮作用下，河口潮汐汊道的演變使得感潮河段主槽擺動頻繁，歷史上洪潮災(zāi)害頻發(fā)[6]。為穩(wěn)定河道，近幾十年在錢塘江河口開展了大規(guī)模的治江圍涂工程，與之相關(guān)的研究已取得了較多成果[7-12]。然而，由于徑潮流相互作用復(fù)雜，目前對于感潮河段演變規(guī)律的認(rèn)識尚淺，成為河道治理和航道整治的瓶頸問題。因此，對河道擺動特征和規(guī)律進(jìn)行深入研究極其重要。

已有研究表明，錢塘江感潮河段的擺動與連續(xù)豐枯水年徑流變化密切相關(guān)[13-15]。連續(xù)豐水年時，河段上沖下淤，主河道走北，在尖山河段形成順直河勢。連續(xù)枯水年時，河段上淤下沖，主河道走南，在尖山河段形成彎曲河勢[16-18]。然而，這兩種相差甚大的河勢在天然情況下的轉(zhuǎn)化過程及影響因素，目前還缺乏清晰的認(rèn)識。因此，旨在通過數(shù)值模擬研究反演這一河勢轉(zhuǎn)變過程，探討潮汐汊道河道擺動和發(fā)育的主要影響因素。以1958年天然順直河道為初始地形，研究1958年1月至1964年12月連續(xù)枯水年間河道的擺動特征和演變規(guī)律，并進(jìn)一步揭示河口潮汐汊道徑潮流的相互作用機制。

1 平面二維水沙床耦合地貌模型

1.1 控制方程

基于非平衡輸沙假設(shè)，數(shù)學(xué)模型的控制方程由水沙混合體的質(zhì)量守恒方程、動量守恒方程、泥沙質(zhì)量守恒方程、河床變形方程和床沙分粒徑組份的質(zhì)量守恒方程組成[5]，以守恒變量寫成向量形式：

(1)

(2)

(3)

1.2 經(jīng)驗公式

錢塘江河口區(qū)域泥沙主要為粒徑在0.02～0.09 mm的分選良好的粉砂[18]，這里采用如下公式計算泥沙沖淤[19]：

(4)

(5)

1.3 數(shù)值方法

在非結(jié)構(gòu)三角形網(wǎng)格下，基于局部時間步長方法對控制方程采用顯式格式離散，得到[5,21]：

(6)

1.4 模型驗證

模型驗證基于2016年錢塘江河口地形邊界(圖1(a))，采用1985國家高程基準(zhǔn)高程，計算錢塘江河口從2016年7月20日到2016年8月10日的潮動力過程。計算網(wǎng)格總數(shù)為73 138，尺寸最小為350 m，最大為30 000 m。長江徑流邊界取在三江營，采用大通2016年流量過程作為徑流邊界條件，泥沙濃度為三峽大壩建立后平均泥沙濃度0.15 kg/m3。錢塘江河口徑流量給定多年平均徑流量942 m3/s[12]，忽略徑流來沙。外海開邊界南起福建福州、北至朝鮮半島，涵蓋渤海、黃海和東海海域，其水動力邊界條件采用海潮模型TPXO[25]計算值。模型初始水位為1985國家高程基準(zhǔn)下平均海平面0 m，初始流場流速設(shè)為0；對于床面糙率，基于李薇等[26]對錢塘江河口的分段糙率計算，這里取閘口—倉前的曼寧糙率系數(shù)為0.02、倉前—鹽官為0.015， 鹽官—口門為0.01。河口外海域采用糙率公式n=0.01+0.01/h計算[27]。

圖1 計算區(qū)域、非結(jié)構(gòu)網(wǎng)格和錢塘江河口1958年岸線Fig. 1 Computational domain, unstructured grids and coastline of the Qiantang Estuary in 1958

根據(jù)可得實測數(shù)據(jù)時間，驗證了杭州灣和長江口四個測站(澉浦、乍浦、雞骨礁、南槽東)的潮位(圖2)，潮位計算值反映出了區(qū)域潮汐月、日不等現(xiàn)象，和實測值吻合較好。潮位計算值與實測值之間的均方根誤差(RMSE)范圍在0.213 m到0.285 m之間，相較于四個潮位驗證站點5～7 m的最大潮差，此誤差可以接受。相關(guān)系數(shù)(CC)和技術(shù)評分(SS)均在0.9以上，表明模型計算值與實測值吻合程度很好[28]。

圖2 杭州灣和長江口計算潮位與觀測值比較Fig. 2 Comparison of tidal level between the calculation and the observation in Hangzhou Bay and Yangtze River Estuary

2 尖山河段灘槽發(fā)育與河勢變遷

2.1 模型設(shè)置

2.2 河床演變及泥沙輸運

自然條件下錢塘江河口漲、落潮流路分歧，在徑潮流作用下形成南部漲潮槽和北部落潮槽。如圖3(a)所示，在1952～1958年連續(xù)豐水年徑流作用下，尖山河段北部落潮槽持續(xù)刷深形成主槽而南部漲潮槽淤積，河床形態(tài)表現(xiàn)為順直河勢。而在1958～1964年連續(xù)枯水年徑流作用下，區(qū)域徑流作用較弱而潮流作用較強。落潮流量的減少使得北部落潮槽逐漸淤積形成淺灘，南部漲潮槽持續(xù)沖刷形成主槽，河床形態(tài)從順直河勢轉(zhuǎn)變?yōu)閺澢觿?圖3(e))。在彎曲河勢下，1964年尖山北部由于原主槽淤積萎縮且原江心洲不斷淤積擴大形成大面積淺灘，南槽沖刷發(fā)育形成以北支為主的南北兩分支。從泥沙沖淤空間分布來看，660 m3/s枯水年徑流量下1964年區(qū)域灘槽分布基本與實測[30]一致(圖3(f))，尖山河段除主槽沖刷外，整體處于淤積狀態(tài)。從沖淤幅度來看，尖山斷面下游主槽沖淤程度與實測一致，尖山斷面上游主槽沖刷略深，北部淺灘平均淤積高程稍低于實測，其誤差在16%左右。

圖3 尖山河段河床在連續(xù)豐、枯水徑流下河床高程變化和實測1958～1964主槽變遷 Fig. 3 The riverbed elevation in the wet years and dry years and measured mainstream shift from 1958 to 1964

1958～1959年為錢塘江河口徑流量從連續(xù)豐水年轉(zhuǎn)為連續(xù)枯水年的第一年，河口豐水年沖淤平衡被打破區(qū)域開始進(jìn)行自適應(yīng)調(diào)整，河床演變劇烈且以淤積為主(圖3(a)、(b))。北槽平均淤積2 m而南槽區(qū)域除S02站點沖刷外沖淤并不顯著，但南槽已經(jīng)初步形成明顯流路。原江心洲及周圍淺灘平均淤積1 m左右，其高程高于0 m區(qū)域面積增長近3倍，而該河段下游平均淤積1～2 m。與枯水年1959年河床高程相比，1 100 m3/s 豐水年徑流量下1959年河床北槽沖刷明顯而南槽區(qū)域淤積較少，南北槽分叉點水深已不足1 m(圖3(e))，證明河口徑流量變化對尖山河勢演變有重要影響。1959～1960年，連續(xù)枯水年河口南槽沖刷北槽淤積的格局基本形成，北槽持續(xù)淤積而南槽沖刷顯著，北槽平均淤積1 m而南槽平均沖刷1 m，南槽平均高程首次低于北槽。江心洲向南發(fā)展，其和南槽之間由于河口徑潮流動力平衡作用開始發(fā)育南槽北支。1960～1964年尖山河段灘槽平面分布無變化，河口沖淤幅度明顯下降。

總的來講，在連續(xù)枯水年低徑流量與潮流相互作用下，尖山河段在豐水年形成的北部落潮槽逐漸淤積形成淺灘，南部漲潮槽沖刷發(fā)展形成南、北兩支，兩槽間江心灘發(fā)育壯大，形成彎曲河勢。從河口灘槽演變來看，與低徑流量相適應(yīng)的河口灘槽分布在2年內(nèi)基本形成。

錢塘江河口鹽官至尖山河段大潮期間凈輸沙圖(圖4)展示了1958～1964年泥沙輸運方向與來源。1958年尖山河段河口凈輸沙格局主要分為兩個部分(圖4(a))：區(qū)域南部河口凈輸沙矢量從尖山河段下游沿南槽指向南北槽分叉點，凈輸沙矢量長度逐漸減小，這表明1958年江心洲南部及其下游發(fā)生大量泥沙淤積且泥沙主要源自下游杭州灣；北部河口凈輸沙矢量從鹽官江道沿北槽指向尖山北部，凈輸沙矢量長度逐漸減小，這表明河口沿漲潮流上溯的泥沙在落潮過程中逐漸淤積在北槽區(qū)域?qū)е卤辈畚s。1959年，尖山河段下游凈輸沙矢量變得稀疏且沿南槽上溯過程衰減速度減小，表明1959年杭州灣來沙減少且江心洲發(fā)育速度減慢。北槽依然在落潮過程中淤積(圖4(b))。尖山斷面南槽區(qū)域凈輸沙矢量顯著增大，表明1959年南槽沖刷速率加快，而江心洲南部南槽凈輸沙矢量由指向錢塘江上游轉(zhuǎn)向下游，這表明在經(jīng)歷了1958年河床沖淤調(diào)整后，落潮流輸沙作用開始在南槽體現(xiàn)。江心洲南部凈輸沙矢量比南槽大，表明江心洲南部泥沙輸運作用增強，南槽北支開始發(fā)育。1960年整體上看區(qū)域凈輸沙矢量減小，不僅表明杭州灣來沙進(jìn)一步減少而且區(qū)域泥沙輸運作用減弱(圖4(c))。北槽凈輸沙矢量方向由指向下游轉(zhuǎn)為指向上游，表明泥沙隨漲潮流上溯而在漲憩時刻流速較小時淤積，但河口徑潮流泥沙輸運主要在南槽進(jìn)行。1961～1964年尖山河段凈輸沙矢量逐漸減小，杭州灣來沙進(jìn)一步減少，區(qū)域泥沙輸運作用進(jìn)一步減弱(圖4(d))。新演化出的南槽北支內(nèi)凈輸沙方向由指向上游轉(zhuǎn)為指向下游且南槽南支凈輸沙方向指向上游，這表明南槽北支取代原南槽成為新的主槽，河口落潮流輸沙主要在南槽北支。

圖4 尖山河段大潮凈輸沙Fig. 4 Net sediment fluxes in the Jianshan reach during the spring tide

2.3 潮動力演變及南北槽分流比

1958年河口主槽內(nèi)潮差從下游5.4 m減小至上游鹽官4.4 m，且尖山斷面南北槽內(nèi)潮差相差不大，而在江心灘及南部岸灘區(qū)域潮汐難以在此形成較大水深，因此潮差較小(圖5(a))。局部來看，在曹娥江河口由于沿南岸上溯的杭州灣漲潮流在此聚集，其高潮位抬升導(dǎo)致區(qū)域潮差局部性增大。1959年尖山河段整體高潮位抬升而該河段下游低潮位降低，使得區(qū)域最大潮差從5.6 m猛增至7 m以上(圖5(b))。1960～1964年由于區(qū)域淺灘分布江道納潮量減小高潮位抬升，主槽沖刷河床高程降低使得低潮位降低，區(qū)域潮差較1959年增加0.5 m且此時南槽內(nèi)潮差顯著大于北槽(圖5(c))。

圖5 尖山河段潮差Fig. 5 Tidal ranges in the Jianshan reach

圖6展示了連續(xù)枯水年下主槽變遷前后漲、落潮過程尖山河段流場情況，潮汐循環(huán)內(nèi)時刻均以內(nèi)南槽S02站點為參考站點。1958～1964年，區(qū)域漲潮初期流速為2～3 m/s，隨著河口灘槽演變1964年漲潮流主要在南槽內(nèi)運動，漲潮流速較大區(qū)域減少但其最大值無明顯變化。1958年漲急時刻南槽內(nèi)漲潮流速大于北槽漲潮流速但漲潮流速較大區(qū)域面積小于北槽，北槽流路較短使得北槽漲潮流先于南槽漲潮流到達(dá)南北槽分叉點。1958～1964年南槽的刷深使得槽內(nèi)漲潮流速顯著增大，槽內(nèi)過流能力增強且分流比增大至70%以上，而北槽淤積使得槽內(nèi)漲潮流上溯能力下降。1958～1964年落急時刻由于江心洲發(fā)育成為大面積淺灘，南槽內(nèi)落潮流速逐漸增大且逐漸大于北槽落潮流速。

圖6 主槽變遷前后尖山河段大潮期間流速場Fig. 6 Velocity fields during the spring tide in the Jianshan reach before and after mainstream shift

1958年順直河勢下，尖山河段漲潮期間江心洲南北側(cè)分流比差異不大，南側(cè)略高。大潮期間，分流比南側(cè)增加，北側(cè)減??；小潮期間，趨勢相反(圖7(a))。落潮期間，因北部主槽相對較深，初期落潮流主要走北槽，北側(cè)分流比略大于南側(cè)(圖7(b))。在連續(xù)枯水年低徑流與強潮流的共同作用下，尖山河段北部落潮槽淤積萎縮形成水深不足1m的淺灘，而南部漲潮槽持續(xù)沖刷形成新主槽(圖7(e))。在新河勢條件下，南槽水深和納潮量增加，漲、落潮分流比均增大至75%以上(圖7(d),(e))。此時，大潮期間南槽分流比略有下降，北槽增加；小潮期間，趨勢相反。在一個潮周期內(nèi)，南北槽的分流比隨潮漲潮落也表現(xiàn)出小幅度的周期性波動特征。

圖7 主槽變遷前后尖山斷面南北槽漲、落潮分流比和平均潮位Fig. 7 Discharge ratio of flood and ebb tide and tidal level at Jianshan cross-section before and after mainstream shift

2.4 漲落潮過程

圖8展示了錢塘江河口尖山河段1958年1月大潮漲落潮過程流場情況，且潮汐過程時刻選取均以尖山斷面南槽S02站點為參考站點。漲潮初期區(qū)域流速較大且漲潮流主要流經(jīng)江心洲南部南槽(圖8(a))。漲急時刻，南北槽內(nèi)漲潮流速均達(dá)到最大(2.5 m/s)，且南槽最大漲潮流速大于北槽漲潮流速(圖8(b))。此后南北槽內(nèi)漲潮流在上游鹽官河道匯合，鹽官漲潮流速達(dá)到最大(圖8(c))。漲憩時刻區(qū)域潮位最高但流速最小(圖8(d))，落急時刻南北槽落潮流速達(dá)到最大(1 m/s)，但顯著小于漲潮流速(圖8(e))。

圖8 尖山河段1958年大潮潮汐循環(huán)內(nèi)流場Fig. 8 Velocity fields in a tidal cycle during the spring in the Jianshan reach in 1958

為進(jìn)一步研究單個潮周期內(nèi)不同區(qū)域的河床沖淤特點，在尖山河段人為設(shè)置了4個站點(圖3(a))。其中S01位于江心灘區(qū)域，S02和S03分別位于分汊河段的南槽和北槽，S04位于上游鹽官河道。總體看潮位、潮流流速和河床高程三者關(guān)系(圖9)，漲潮初期流速迅速增大，潮流掀起大量泥沙，河床沖刷；漲憩階段，流速達(dá)到最低，潮流挾沙能力下降，泥沙大量落淤。落潮階段，河床沖淤隨潮汐日不等現(xiàn)象表現(xiàn)出不同特征。高高潮期間，漲潮初期沖起的泥沙較多、水體中含沙量相對較高，因而在落潮初期河床仍持續(xù)顯著淤積，在落潮后期表現(xiàn)為不沖不淤；低高潮期間，流速相對較小，且漲潮初期沖起的泥沙較少、水體中含沙量相對較低，因而落潮初期淤積量較少或整個落潮期表現(xiàn)為不沖不淤。

圖9 各站點1958年大潮期間潮位、流速和河床高程變化過程Fig. 9 Variations of tidal level, velocity and bed elevation during spring tide in 1958 at stations

江心灘區(qū)域(S01)，潮差和漲落潮流速相對較小，泥沙不易起懸；而下游來沙在此持續(xù)性淤積，特別是漲潮后期淤積明顯，河床高程不斷抬升(圖9(a))。南槽區(qū)域(S02)，河床呈現(xiàn)漲潮沖刷、落潮淤積的周期性沖淤規(guī)律，由于沖刷強于淤積，南槽整體呈沖刷趨勢(圖9(b))。北槽區(qū)域(S03)，由于枯水徑流作用弱，漲潮流挾帶的泥沙在漲潮后期和落潮初期大量淤積，且大潮期間尤為明顯，北槽因此淤積萎縮(圖9(c))。上游鹽官河段(S04)，漲潮階段由于河口潮動力強勁和江道驟然縮窄，河道內(nèi)流速較大、河床沖刷，漲憩階段泥沙較難淤積。落潮階段，在徑流和落潮流雙重作用下主槽繼續(xù)沖刷，因此鹽官河段在整個潮周期內(nèi)表現(xiàn)為持續(xù)刷深趨勢(圖9(d))。總體來看，河床沖刷主要發(fā)生在漲潮初期，淤積主要在漲憩和落潮初期，且潮位、流速和河床高程變化之間存在一定相位差。

3 結(jié) 語

基于平面二維水—沙—床耦合地貌模型，反演了錢塘江河口1958年1月至1964年12月連續(xù)枯水年期間河勢由順直轉(zhuǎn)變?yōu)閺澢倪^程，并對河道的擺動特征和演變規(guī)律及徑潮流相互作用機制作了闡述。主要結(jié)論如下：

1) 在連續(xù)枯水年期間低徑流和強潮流的共同作用下，河床沖淤主要集中在前兩年，至1960年區(qū)域灘槽演變格局基本形成。尖山河段在連續(xù)豐水年形成的北部落潮槽逐漸淤積形成淺灘，南部漲潮槽持續(xù)沖刷發(fā)展為主槽并形成南、北兩支，兩槽間江心灘淤積壯大，河口河勢由順直轉(zhuǎn)為彎曲。尖山河段淤積泥沙主要源于杭州灣，灘槽演變初期北槽泥沙淤積主要為落潮流挾沙淤積而后期為漲潮流挾沙淤積，且1958～1964年區(qū)域凈輸沙量逐漸減小沖淤逐漸達(dá)到平衡。

2) 錢塘江河口河勢由順直轉(zhuǎn)為彎曲過程中，區(qū)域潮差增大且南槽潮差逐漸大于北槽，南槽漲落潮流速增大而北槽漲落潮流速減小。順直河勢下，尖山河段江心灘南北兩側(cè)分流比差異不大，漲潮期間南側(cè)略高、落潮期間北槽略高。彎曲河勢下，南槽水深和納潮量增加，漲、落潮分流比均顯著增大至75%以上。

3) 在一個潮周期內(nèi)，漲潮流速顯著大于落潮流速，沖淤主要受流速控制，潮流、水位和沖淤之間存在一定相位差。但總體來看，沖刷主要發(fā)生在漲潮初期，淤積主要在漲憩和落潮初期。由于潮汐日不等現(xiàn)象，高高潮期間沖淤量大于低高潮期間沖淤量。