地形變異條件下長江口南港河段水動力變化

錢明霞，路川藤，孫高霞，丁 偉，朱方劍

(1. 南京水利科學(xué)研究院 水文水資源與水利工程科學(xué)國家重點實驗室， 江蘇 南京 210029；2. 河海大學(xué)， 江蘇 南京 211000；3. 臺州市水利局，浙江 臺州 318000)

長江口是我國第一大河口，三級分叉，四口入海。2 000多年前，長江入?？谖挥阪?zhèn)江—揚(yáng)州一帶[1]，隨著歷史的變遷，長江入?？谥饾u下移至如今的上海。河口地形的變化會對河口潮波傳播、潮流泥沙運(yùn)動產(chǎn)生巨大影響[2]。據(jù)朱玉榮等[2-3]的研究，在冰后期最大海侵時，古長江河口灣及其周圍海域的潮波為駐波以及駐波-前進(jìn)波混合型，隨著古長江河口灣被充填、長江口東進(jìn)南移，長江口的潮波也逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)楝F(xiàn)今的前進(jìn)波型。除自然演變外，人類活動也會對河口地形產(chǎn)生巨大影響。隨著社會經(jīng)濟(jì)的發(fā)展，長江口地區(qū)的圍墾工程、水工整治建筑物等日益增多，這些工程的實施，亦會對河床地形產(chǎn)生影響，進(jìn)而影響水流運(yùn)動[4-5]。路川藤等[6-7]研究了長江口深水航道治理工程對北槽潮波傳播的影響；曹帥[8]研究了橫沙東灘圍墾工程對周邊水域水動力、地形變化的影響；Jiang等[9-10]基于長江口深水航道建設(shè)前后的地形、水文資料，探究了深水航道工程之后水動力泥沙的變化情況；朱磊[11]利用不同年份的長江河口地形建立數(shù)學(xué)模型，研究了橫向環(huán)流在驅(qū)動河口環(huán)流中的作用，闡述了河口環(huán)流變化對鹽水輸運(yùn)的影響；道付海等[12]分析了南北槽分流口河段的地形特征，利用FVCOM模型研究了分流口潛堤工程的修建、潛堤方向的偏轉(zhuǎn)以及分流口上段瑞豐沙地形變化等因素對南北槽落潮分流比的影響。

本文在前人研究基礎(chǔ)上，利用1958，1973，1997和2010年共4次長江口大范圍河床地形建立數(shù)學(xué)模型，研究南港河段潮波傳播及水動力的歷史變化特征，以深入了解南港河段地形與水動力的相互響應(yīng)特征。

1 南港近期河床演變

1958年南北港之間自上而下分布著石頭沙、瑞豐沙、潘家沙、鴨窩沙、金帶沙和圓圓沙等沙洲，沙洲之間有大小不等的竄溝相隔。南北港的主分汊口位于石頭沙頭部，南港具有單一主槽，河槽形態(tài)是形狀規(guī)則的“U”型單一深槽。1973年，經(jīng)過15年的變遷，潘家沙、鴨窩沙、金帶沙和圓圓沙已經(jīng)聯(lián)圍成長興島。南北港分汊口上提到新的中央沙頭部。中央沙北水道及中央沙南水道的10 m等深線同時貫通。瑞豐沙沙嘴快速向下延伸，在南港中部隆起，長興水道10 m深槽形成，整個南港初步變成“W”形復(fù)式深槽。

1997年，長江口深水航道治理工程開工前，瑞豐沙5和8 m以淺沙體連成一體，沙體相對完整，南港形成明顯的“W”型復(fù)式河槽，南港主槽和長興水道的水深條件均較為優(yōu)良。

2010年，隨著南北港分流口整治工程的實施，南北港分流口穩(wěn)定在新瀏河沙頭部。南港瑞豐沙受多種因素影響，侵蝕后退，南港河槽逐漸向“U”型河槽轉(zhuǎn)變。

總體來說，南港河床地形變化與上游諸沙體運(yùn)動密切相關(guān)，特別是瑞豐沙，河槽斷面形態(tài)自1958年至今，呈“U”和“W”型交替變化（見圖1）。

2 長江口二維潮流數(shù)學(xué)模型

CJK3D-WEM[13]由南京水利科學(xué)研究院開發(fā)，2014年取得國家軟件著作權(quán)登記，適用于江河湖泊、河口海岸等涉水工程中的水動力、泥沙、水質(zhì)、溫排、溢油模擬預(yù)測研究。

2.1 控制方程

水流運(yùn)動方程可寫為：

式中：z為潮位，h為水深，H=h+z為總水深；u和v分別為x和y方向上的流體速度； f2sin為Coriolis系數(shù)（其中Ω為地球自轉(zhuǎn)角速率，為當(dāng)?shù)鼐暥龋籫為重力加速度；C為謝才系數(shù)；t為=時間?；Nφx和Ny分別為x和y方向上的水流紊動黏性系數(shù)φ。

采用三角形網(wǎng)格對計算區(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，其他物理變量配置在每個單元的中心，采用有限體積法對方程（1）進(jìn)行離散求解[14]。

2.2 模型范圍

模型上邊界至江蘇儀征下游，該處常年位于潮流界上游，水流方向單一；長江口外-50 m等深線處受徑流影響可忽略不計，作為模型外邊界，模型總長600多千米。模型北至江蘇連興港北側(cè)，南至浙江乍浦港附近（圖2)。模型網(wǎng)格總數(shù)約138 281個，最小邊長約38 m，時間步長2 s，紊動黏性系數(shù)采用經(jīng)驗公式kHU*（k約為0.5～1.0，U*為摩阻流速），動邊界水深0.02 m，糙率約為0.013。

2.3 模型驗證

模型驗證時，徐六涇以上地形選用2009年長江下游地形測量數(shù)據(jù)，徐六涇以下地形選用2010年8月長江口實測地形數(shù)據(jù)。數(shù)學(xué)模型潮位、潮流驗證時間選取2011-08-14T07:00—2011-08-15T07:00大潮資料，上游邊界采用流量控制，下游邊界采用潮位控制，模擬范圍見圖2，圖2還標(biāo)注了潮位及潮流驗證點的位置。

由圖3潮位驗證可知，各站高、低潮位值偏差大都在10 cm之內(nèi)，高低潮位相位偏差在30 min以內(nèi)。

由圖4潮流驗證可知，各潮流垂線漲落潮平均流速與實測值偏差基本都在10%之內(nèi)；2011年洪季期間，實測南港落潮分流比約為47%，數(shù)學(xué)模型驗證的分流比為49.8%，與實測值基本接近。

總體來說，數(shù)學(xué)模型驗證良好，滿足規(guī)程要求，說明本文數(shù)學(xué)模型具有復(fù)演長江口潮波傳播的能力。

圖 2 數(shù)學(xué)模型范圍Fig. 2 Scope of mathematical model

圖 3 模型潮位驗證Fig. 3 Verification of model tidal level

圖 4 模型流速驗證Fig. 4 Verification of model flow velocity

3 地形變化對南港潮波傳播影響

以1958，1973，1997及2010年長江口地形為基礎(chǔ)，分別建立長江口二維潮流數(shù)學(xué)模型。自1958年至2010年期間，長興島形狀差異較大，不同年份的長興島處岸線通過地形修正。

模型上游流量采用長江多年平均流量28 400 m3/s，外海潮汐控制邊界采用上文驗證的2011年大潮潮型，牛皮礁站潮差約為3.76 m。

由前文分析可知，長江口南港自1958年以來，河槽斷面形態(tài)呈“U”和“W”型交替變化，河槽形態(tài)的變化對潮波傳播亦會產(chǎn)生一定的影響。采樣點及斷面位置見圖5。圖6為南港末端潮位過程的變化，由圖6可見，1958年南港潮差最大，為3.68 m，主要因為南北槽未充分發(fā)育，河道中沙體較少，潮波傳播過程中的阻力小，另外，1958年時南港為“U”型河槽（圖1），主槽水深大，有利于潮波傳播。1973—2010年，潮差逐漸減小，至2010年，潮差減小約0.30 m。從潮位過程看，1958—2010年，高潮位及相位變化較小，低潮位抬升幅度較大，且低潮位時刻有所滯后，即潮波變形有所加劇。

為分析潮差的沿程變化，排除其他地區(qū)地形變化的干擾，以南港末端1#點為基準(zhǔn)，進(jìn)行歸一計算，則各年份南港潮差沿程變化見圖7。由圖7知，受南港地形的影響，潮波在南港下段向上游傳播過程中，潮差整體呈增大的趨勢，主要因為南港下段水深相對較淺且斷面寬度寬，而南港上段在瑞豐沙的影響下，南側(cè)水深大，且深水區(qū)斷面寬度相對較窄（圖1）。1958年，南港潮波自下游向上游傳播時，潮差增加幅度最大，這與南港“U”型河槽形態(tài)有關(guān)，1973—1997年，隨著瑞豐沙下移范圍的增大，潮差沿程增大幅度呈減小趨勢，至2010年，南港河槽向“U”型轉(zhuǎn)變，潮差沿程增大趨勢明顯回升（表1）。因此，南港潮差的沿程變化與瑞豐沙的變化密切相關(guān)，瑞豐沙縱向范圍越大，南港沿程潮差變化越小。

圖 5 采樣點位置Fig. 5 Positions of sampling points

圖 6 1#點潮位過程變化Fig. 6 Changes of tidal level process at point 1#

圖 7 相對潮差沿程變化Fig. 7 Relative tidal range variation

表 1 南港不同年份潮差統(tǒng)計Tab. 1 Tidal range statistics of different years in south channelm

4 潮流變化

4.1 流態(tài)變化

1958年，南港河槽斷面呈“U”型，漲落急時，兩側(cè)邊灘水深淺，流速較小，深槽流速相對較大，流速平面形態(tài)較規(guī)整（圖8）。1997年，南港河槽斷面呈“W”型，在瑞豐沙的作用下，漲落急流速平面形態(tài)呈復(fù)式分布，長興水道、南港主槽漲落急流速相對較大（圖9）?？梢姡S著南港河床地形的變化，南港流態(tài)發(fā)生了明顯變化。圖10為不同年份南港河段漲落潮主流路的變化，由圖10知，漲潮主流路變化相對較大，1973年時，由于中央沙南水道的改道，致使南港進(jìn)口段漲落潮流路明顯偏北，吳淞口至馬家港（長興站）段，由于瑞豐沙的下移，漲潮主流路較1958年向南最大偏移約0.8 km，馬家港以下河段，主流路較1958年變化較??；1997年，吳淞口至馬家港河段，漲潮主流路較1973年明顯北移，與1958年較為接近，主要因為中央沙南水道淤淺，南港主槽北移，馬家港以下河段，受北槽發(fā)展影響，主流路向北偏移；2010年，漲潮主流路較1997年整體南移，最大偏移約1.1 km，主要由南槽主槽南偏造成。落潮主流路除1973年變化較大外，其他各年份相對較穩(wěn)定。

圖8 1958年漲落急流態(tài)Fig.8 Maximum flow regime in 1958

圖 9 1997年漲落急流態(tài)Fig. 9 Maximum flow regime in 1997

圖 10 漲落潮主流路變化Fig. 10 Flow path variation in ebb/flood tide

4.2 流速變化

圖11與表2為長興水道和南港主槽采樣點（3#和7#）流速過程變化，采樣點見圖5。對于長興水道采樣點，1958—2010年期間，漲急流速始終大于落急流速：1958年，由于采樣點處水深較淺，漲急流速相對較大，漲落急流速比值達(dá)1.23，優(yōu)勢流（落潮單寬潮量與漲落潮單寬潮量比值）約為54%，落潮優(yōu)勢不明顯；1973年，隨著長興水道水深的增大，漲落急流速比值明顯減小，約為1.11，優(yōu)勢流約為60%，落潮優(yōu)勢明顯；1997年，瑞豐沙將長興水道與南港主槽隔離，漲落急流速比達(dá)到最大，約為1.40，優(yōu)勢流約為49%，落潮流不再占優(yōu)，說明長興水道的潮流性質(zhì)正發(fā)生變化，由落潮槽變?yōu)闈q潮槽。2010年，南港河床斷面形態(tài)向“U”型發(fā)展，長興水道漲落急流速比值降低至1.25，優(yōu)勢流約為56%，恢復(fù)為落潮優(yōu)勢。

對于南港主槽采樣點，1958—2010年，漲落急流速比值呈逐漸下降趨勢，其中1958和1973年漲急流速大于落急，1997和2010年，落急流速大于漲急；優(yōu)勢流呈逐漸增大趨勢，落潮優(yōu)勢逐漸加強(qiáng)。

總體來說，自1958至2010年，隨著南港河槽斷面的“U”-“W”-“U”型變化，長興水道亦由落潮優(yōu)勢-漲潮優(yōu)勢-落潮優(yōu)勢交替變化，南港主槽始終為落潮占優(yōu)。

圖 11 長興水道采樣點（3#）及南港主槽采樣點（7#）流速變化Fig. 11 Velocity variation at sampling Changxing waterway and points in Changxing waterway

表 2 長興水道（3#）和南港主槽（7#）流速統(tǒng)計Tab. 2 Velocity statistics in Changxing passage and main south channel

4.3 落潮分流比變化

1958，1973，1997和2010年南港落潮（斷面A見圖5）分流比分別為54.87%，48.13%，49.40%和49.81%?？梢姡?958年，南港落潮分流比較大，超過50%，1973—2010年期間，南港落潮分流比一直穩(wěn)定在50%左右，隨地形變化較小。

5 結(jié) 語

（1）南港河床演變表明，河床地形變化與上游沙體運(yùn)動密切相關(guān)，1958年至今河槽斷面形態(tài)呈“U”和“W”型交替變化。河槽形態(tài)的變化對潮波有一定影響，南港河段潮差逐漸減小，潮波變形逐漸加劇。

（2）南港河槽斷面形態(tài)為“U”型時，流速呈“中間大，兩側(cè)小”形態(tài)，主流路單一，為“W”型時，流速平面分布呈復(fù)式，長興水道及主槽流速較大，瑞豐沙及兩側(cè)邊灘小。1958—2010年，長興水道潮流與河槽斷面形態(tài)變化呈現(xiàn)正相關(guān)的關(guān)系，即落潮占優(yōu)-漲潮占優(yōu)-落潮占優(yōu)變化，而南港主槽始終為落潮占優(yōu)。南港落潮分流比自1958至1973年明顯降低，1973年后趨于穩(wěn)定，為50%左右，隨地形變化較小。