盐度层化对长江口水动力的影响

孙继涛，张庆河，严冰，赵张益，杨华

（1.天津大学水利工程仿真与安全国家重点实验室，天津300072；2.交通运输部天津水运工程科学研究所工程泥沙交通行业重点实验室，天津300456）

盐度层化对长江口水动力的影响

孙继涛1，张庆河1，严冰2，赵张益2，杨华2

（1.天津大学水利工程仿真与安全国家重点实验室，天津300072；2.交通运输部天津水运工程科学研究所工程泥沙交通行业重点实验室，天津300456）

基于FVCOM三维水动力及盐度模型，在考虑盐度层化和不考虑盐度层化两种条件下对长江口附近海域进行了水动力盐度数值模拟。计算结果表明，盐度层化产生的紊动抑制对垂向紊动粘滞系数和水平流速有较明显的影响。与不考虑盐度层化的计算结果相比，考虑盐度层化后，垂向紊动粘滞系数变小，流速垂向平均值变大，表层流速变大，底层流速变小，与实测值更为吻合。

水动力；盐度层化；垂向涡粘系数；FVCOM；长江口

河口地区的各种动力因素变化极为复杂，河口水流的运动不仅和潮波传播、径流有关，而且与水体温度、盐度和含沙量等物理量有关[1-5]。特别是河口盐淡水交汇区，沿水深往往存在较大的垂向盐度梯度，再加上悬浮泥沙等因素的影响，很容易形成垂向密度梯度，即所谓的密度层化。密度层化会抑制水体紊动[6-8]，而水体紊动的变化也会反过来影响温度、盐度和泥沙的扩散，形成河口复杂的水动力与温、盐、泥沙的相互耦合作用。

长江口是我国最大的河口，除自然因素外，大量人类活动也对河口产生着较大影响，研究长江口水动力、盐度等的变化规律，对于深入认识长江河口水沙运动乃至深水航道的回淤规律等都有十分重要的意义。长江口水流及盐度变化具有明显的三维特征，现场观测资料分析以及数学模型研究是比较可行的方法，这些方面已经有较多的工作。

在实测资料分析方面，时钟[9]曾指出由盐度、悬沙浓度层化引起的“层化抑制紊流”是长江口北槽口内、口外最大浑浊带的成因机制。Ni等[10]通过对河口流速的分离，探讨了密度层化等因素对长江口南支流速的影响。Wu等[11]通过现场观测分析长江口北槽沿程层化指标的变化，并讨论层化与紊动剪切力之间的关系。李霞等[12]通过现场实测资料分析了长江口枯季时的水体混合与层化变化规律，指出水体密度层化呈现明显的涨、落潮变化特性，且在转流时刻附近水体层化最强。

在数学模型研究方面，朱建荣等[13]利用改进的ECOM模式计算了长江河口、杭州湾及邻近海区的流场。罗小峰和陈志昌[14]通过三维数值模型研究了深水航道工程后北槽盐水入侵的变化。Chen等[15]分析了长江口南槽盐度的大小潮差异，分析了没冒沙淡水带形成的动力机制。朱建荣等[16-17]采用三阶精度HSIMT⁃TVD格式改进ECOM模型对流扩散方程求解，研究了潮致余流对长江口南港盐水入侵的影响以及长江河口北支倒灌的盐通量。范中亚[18]利用改进的FVCOM模型建立了一个适合长江口、杭州湾的三维水流盐度模型，应用该模型对长江口重大工程影响下的流场、盐度场分布规律进行研究。

从上述研究成果看，在长江口水动力数值模拟方面，已有大量工作在模拟时考虑了盐度层化的影响，但长江口盐度层化问题复杂，仍需要深入分析。为此，本文将利用FVCOM三维水动力盐度数学模型，模拟长江口水动力、盐度变化过程，重点分析盐度层化效应对水动力的影响，以探讨水动力与盐度变化的耦合作用机制。

1 数学模型

1.1 控制方程

本研究采用FVCOM数学模型[19]，其三维原始控制方程由动量方程、连续性方程、温度输运方程、盐度输运方程和状态方程构成，在直角坐标系下可表示为

式中：x、y和z为直角坐标系下的三维坐标，分别为东西方向、南北方向以及垂向的坐标；u、v和w分别为x、y和z轴的速度分量；g为重力加速度；t为时间；ρ为密度；p为压力；f为科氏力参数；Km为垂向紊动粘滞系数；Fu和Fv为水平动量扩散项；T为温度；S为盐度；Kh为热力垂向扩散系数；FT和FS分别为温度和盐度的水平扩散项。

垂向采用σ坐标变换

式中：ζ为自由表面；H为海床相对于基准面的距离；D=H+ζ为总水深；σ坐标的变化范围为[-1，0]。

1.2 边界条件

1.2.1自由表面边界条件

在自由表面即z=ζ() x,y,t处，需满足如下边界条件

式中：(τsx,τsy)为表面风应力在x和y轴的分量；E和P分别为降水和蒸发通量；Qn为海表面净热通量；SW为海表面处短波辐射通量；cp为海水比热系数。本文中并未考虑风、降水和蒸发，(τsx,τsy)、E和P均取为0。

1.2.2底部边界条件

在底部即z=-H() x,y处，需满足如下边界条件

式中：(τbx,τby)为底部切应力在x和y方向的分量；Qb为地下水体积通量；Ω为地下水源面积；AH为水平热量扩散系数；n为边界的法线坐标。

1.2.3侧边界条件

侧边界条件分为开边界和闭边界两种。开边界处采用强加自由表面水位的边界条件。岸线或建筑物边界可视为闭边界，闭边界不透水，水质点可沿边界切向自由滑移

式中：vn为速度垂直于闭边界方向的分量。

1.2.4动边界条件

对于动边界的处理，FVCOM采用三维干湿网格处理技术，引入最小水深干湿网格判断标准定义为：对于节点时为湿节点时为干节点；对于三角形单元，D=min(Hi,Hj,Hk)+时为湿单元时为干单元。其中，i，j和k分别为三角形单元的3个顶点编号。

1.3 紊流闭合模型

FVCOM在水平方向上采用Smagorinsky紊流闭合模型[20]，垂向上可采用Mellor⁃Yamada 2.5阶紊流闭合模型（MY⁃2.5）[21]或包含多种紊流模型的GOTM紊流模块闭合方程，本研究选用MY⁃2.5紊流闭合模型，模型将紊动动能和紊动特征长度引入守恒方程，方程可表示为

式中：q2=(u′2+v′2)/2为紊动动能；l为紊动特征长度；Kq为紊动动能的垂向扩散系数；Fq和Fl为紊动动能和特征长度的水平扩散项为紊动动能的剪力生成项为紊动动能的浮力生成项；ε=q3/B1l为紊动动能的耗散率；W=1+E2l2/(κL)2为壁面近似函数，其中L-1=(ζ-z)-1+(H+z)-1；κ=0.4为卡门常数；E1和E2为常数，分别取为1.8和1.33。浮力生成项中包含垂向密度梯度，用此来反映密度层化的紊动抑制作用。

紊动粘性系数Km、紊动扩散系数Kh和紊动动能扩散系数Kq由下式确定

该紊流模型的自由表面边界条件为

该紊流模型的底部边界条件为

式中：uτs和uτb分别为表面和底部的水流摩擦速度。

1.4数值方法

水动力模型采用内、外模分离的模型求解。二维外模数值格式为有限体积法，将连续方程、动量方程在控制体区域积分后，通过改进的四阶龙格库塔方法求解。三维内模动量方程的求解采用显式和隐式相结合的差分格式，其中流速的局部变换采用一阶精度的迎风格式，对流项采用二阶精度的改进龙格库塔时间推进格式，垂向扩散则用隐式求解。温盐模型的求解格式类似于水动力模型的模式。紊流模型在内模求解，水平对流项和水平扩散项采用显式求解，垂向对流项采用中心差分格式，垂向扩散项采用隐式求解。

2 长江口水动力与盐度模拟设置

2.1 计算区域与网格

采用大、小模型嵌套的计算模式对长江口进行模拟，大模型主要用于调试外海潮汐边界和向小模型提供长江口上游径流流量边界条件以及小模型计算初值。大模型和小模型采用相同的外海边界范围，东至125° E，北至江苏盐城（34°N），南至浙江温州（28°N），模型外海海域南北宽约667 km，从长江口外至东边界约280 km。大模型长江口上游边界至安徽省大通水文观测站（距离徐六泾约500 km），小模型上游边界至江苏省江阴（距离徐六径约95 km，距北槽下口约137 km）。

大、小模型在水平方向均采用非结构化的三角形网格。其中，大模型采用经纬度的球形坐标系，最大网格长度0.1°，最小网格长度0.001 5°，整个模型共49 386个网格节点、89 120个网格单元，计算网格如图1所示。小模型采用直角坐标系，最大网格尺度约10 000 m，主要位于外海开边界处，最小网格约50 m，主要位于北槽导堤附近，整个模型共75 364个网格节点、148 037个网格单元，计算网格如图2所示，图3为北槽附近局部网格。

图1 大模型计算网格图Fig.1 Grids of large domain

图2 小模型计算网格图Fig.2 Grids of small domain

图3 小模型北槽附近计算网格图Fig.3 Grids around the North Passage in small domain

2.2 模型计算参数

模拟时间为2012年8月12日～2012年8月19日，涵盖完整的小、中、大潮周期。模型计算垂向上采用σ坐标，大模型采用均匀分层，分为5层，小模型采用非均匀分层，分为10层，表层厚度为水深的0.109倍，底层厚度为水深的0.008倍，中间层渐变；外模时间步长0.15 s，内模时间步长1.5 s。大模型外海边界由全球潮汐预报系统提供，通过比对计算结果和长江口实测潮位数据进行调整，最终确定外海边界条件；大模型上游边界为流量边界，直接输入大通水文站实测流量数据；盐度模型计算中，大模型上游边界盐度设置为0‰，外海边界盐度设置为32‰。小模型上游边界同样为流量边界，由大模型计算结果提供流量数据；大模型还为小模型提供潮位开边界和盐度初始场。温度场大、小模型统一赋初值26℃，不考虑温度的时空变化。干湿网格判断最小水深为0.1 m。

本研究中，为体现盐度层化对水动力的影响，分别计算2个组次，即：（1）不考虑盐度层化对水动力的影响；（2）考虑盐度层化对水动力的影响。

2.3 底部粗糙高度

计算区域内底部粗糙高度参考长江口实测床沙粒径确定，公式如下[22]

式中：ks为等效粗糙高度；d50为床沙中值粒径，其范围在0.008～0.18 mm，上游段床沙中值粒径较大，下游段及外海床沙中值粒径较小；z0为底部粗糙高度。

图4 北槽内测点位置示意图Fig.4 Distribution of stations in the North Passage

图5 潮位验证曲线Fig.5 Comparison of measured and simulated tidal level

3 模拟与实测结果的比较

2012年8月12日～8月19日在长江口北槽内进行了多点同步全潮水文观测，测点布置情况如图4所示。选取深水航道南侧上、中、下段CS2S、CSWS、CS7S 3个代表测点的实测结果和模拟结果进行比较。

3.1 水动力模拟结果与实测结果比较

图5给出了测点潮位的比较情况，图6和图7分别给出了测点流速和流向的比较情况。可见，潮位、流速、流向计算值与实测值吻合良好，所建数学模型能合理地反映长江口北槽大潮期间的水流运动。

图6 大潮期间流速验证曲线Fig.6 Comparison of measured and simulated flow velocity during spring tide

图7 大潮期间流向验证曲线Fig.7 Comparison of measured and simulated flow direction during spring tide

3.2 盐度模拟结果

图8给出了CS2S、CSWS、CS7S 3个代表测点盐度过程模拟结果，盐度计算值与实测值吻合良好。从变化趋势看，越靠近外海盐度值越大，越靠近底层盐度值越大，符合河口盐度分布规律。图9给出了落急时刻3个代表测点的盐度垂向分布。各测点盐度梯度不同，盐度层化程度也不同，CS7S处盐度梯度最大，CSWS处次之，CS2S处盐度梯度最小，CS2S、CSWS、CS7S 3个测点落急时刻层化指标(浮力频率)分别为0.000 16、0.002 3、0.004 8。

图8 大潮期间盐度验证曲线Fig.8 Comparison of measured and simulated salinity during spring tide

图9 大潮落急时刻盐度垂向分布Fig.9 Vertical distribution of salinity at the time of maximum ebb velocity of spring tide

4 盐度层化影响分析及讨论

本文第三节中关于长江口水动力与盐度计算值是包含了盐度层化（垂向密度梯度）紊动抑制影响的模拟结果，为了进一步分析盐度层化的作用，本研究还计算了不考虑盐度层化的情况（模型计算时关闭盐度计算模块），用于分析盐度层化对流速的影响。

4.1 盐度层化对流速的影响

图10给出了考虑和不考虑盐度层化前后3个测点流速垂向分布，每个测点分别给出了涨、落急时刻的流速垂向分布和大潮时间平均的流速垂向分布。可见，考虑了盐度层化后，受盐度层化影响较小的CS2S测点流速垂向分布变化较小，受盐度层化影响较大的CSWS和CS7S 2个测点流速分层更为明显，CSWS测点大潮平均表层流速增大约10%，底层流速减小约4%，CS7S测点大潮平均表层流速增大约12%，底层流速减小约13%，考虑盐度层化效应的速度分布与实测值更为吻合。另外，相较于涨急时刻，盐度层化效应对落急时刻的流速分布影响较大，这与涨急时刻盐度垂向混合较强，盐度层化程度低有关。

图10 流速垂向分布Fig.10 Vertical distribution of horizontal velocity

4.2盐度层化对垂向紊动粘性系数的影响

从上述计算结果可知，盐度层化对长江口水动力，特别是流速垂向分布的变化起着重要作用。这种变化实际上与盐度层化引起的垂向紊动粘性变化有关。一般来说，当垂向紊动粘性较大时，水流的垂向掺混作用较强，水流运动的能量耗散较大，水流流速的绝对值相应减小[23]；反之，当垂向紊动粘性较小时，水流运动的能量耗散较小，水流流速的绝对值增大。图11分别给出了涨、落急时刻的紊动粘滞系数垂向分布和潮平均的紊动粘滞系数垂向分布。结果表明，盐度层化使得水流的垂向掺混作用减弱，即紊动得到抑制，因此垂向紊动粘性系数明显减小。同时，盐度层化越强，即垂向盐度梯度值越大，紊动抑制越强，垂向紊动粘性系数减小越明显，流速增大也就越明显。3个测点中盐度梯度最大，也就是盐度层化最明显的CS7S测点紊动抑制最强，CSWS次之，盐度梯度较小的CS2S测点紊动抑制最弱。此外，3个测点落急时刻的紊动抑制均强于涨急时刻，这与图10中盐度层化对流速的影响规律一致。

4.3 关于层化效应的进一步讨论

总结上述考虑和不考虑盐度层化的水动力以及紊动粘性系数模拟结果可知，对于长江口水域，盐度层化对于水动力的变化起着重要作用，盐度层化导致紊动抑制，即水流紊动垂向掺混减弱，垂向紊动粘性系数明显减小，水流表层流速明显增大，底层流速则有所减小，垂向平均流速增大。

盐度层化对于水动力的影响实际上不仅仅限于流速分布的变化，对于河口环流的形成也起着重要作用[24]，关于长江口环流目前已经有一些研究工作[25-28]，但还需要进一步研究，特别是盐度分层对长江口环流的影响还有待深入。

从长江口泥沙输运的角度看，盐度层化导致的紊动抑制对泥沙垂向扩散有重要影响。由于垂向紊动受到抑制，悬浮泥沙更容易集中在底部形成近底高含沙，现场观测表明了这一点[29-30]。近底高含沙的出现又会导致泥沙层化效应，在盐度层化的基础上进一步促进紊动抑制，这是一个盐度、泥沙层化联合与水动力发生的耦合作用过程，该过程可能对于长江口深水航道淤积有重要影响，有待进一步研究。

图11 垂向紊动粘滞系数垂向分布Fig.11 Distribution of vertical eddy viscosity coefficient

5 结论

本文基于FVCOM模型，建立了长江口深水航道三维水动力、盐度数学模型，在考虑和不考虑盐度层化两种条件下对长江口附近海域进行了水动力、盐度数值模拟，得到以下结论：

（1）长江口北槽中下段存在明显的盐度层化效应；

（2）考虑盐度层化效应后，密度层化产生的紊动抑制使得垂向紊动粘性减小；

（3）由于盐度层化效应导致垂向紊动粘滞系数变小，使得表层流速变大，底层流速变小，流速垂向平均值变大，考虑层化效应的速度分布与实测值更为吻合。

本次数值模拟考虑并分析了盐度层化对长江口北槽水动力的影响，但并未考虑悬沙浓度层化的影响，现场观测表明，北槽内近底存在高含沙现象，悬沙浓度梯度大，因此在今后的研究中应进一步分析悬沙浓度层化和盐度层化联合与长江口水动力相互耦合作用。

［1］赵今声，赵子丹，秦崇仁，等.海岸河口动力学［M］.北京∶海洋出版社，1993.

［2］胡振红，沈永明，郑永红，等.温度和盐度分层流的数值模拟［J］.水科学进展，2001，12（4）∶439-444. HU Z H，SHEN Y M，ZHENG Y H，et al.Numerical Simulation of Thermal and Saline Stratified Flow［J］.Advances in Water Sci⁃ence，2001，12（4）∶439-444.

［3］Kineke G C，Sternberg R W，Trowbridge J H，et al.Fluid⁃mud processes on the Amazon continental shelf［J］.Continental Shelf Re⁃search，1996，16（5）∶667-696.

［4］Wolanski E，Gibbs R J，Mazda Y，et al.The role of turbulence in the settling of mud flocs［J］.Journal of Coastal Research，1992，35∶35-46.

［5］Van Der Ham R，Fontijn H L，Kranenburg C，et al.Turbulent exchange of fine sediments in a tidal channel in the Ems/Dollard estu⁃ary［J］.Continental Shelf Research，2001，21（15）∶1 605-1 647.

［6］Toorman E A，Bruens A W，Kranenburg C，et al.Interaction of suspended cohesive sediment and turbulence［J］.Proceedings in Ma⁃rine Science，2002，5∶7-23.

［7］Best J，Bennett S，Bridge J，et al.Turbulence modulation and particle velocities over flat sand beds at low transport rates［J］.Journal of Hydraulic Engineering，1997，123（12）∶1 118-1 129.

［8］Cellino M，Graf W H.Sediment⁃laden flow in open⁃channels under noncapacity and capacity conditions［J］.Journal of Hydraulic Engineering，1999，125（5）∶455-462.

［9］时钟，陈伟民.长江口北槽最大浑浊带泥沙过程［J］.泥沙研究，2000（1）∶28-39. SHI Z，CHEN W M.Fine Sediment Transport in Turbidity Maximum at the North Passage of the Changjiang Estuary［J］.Journal ofSediment Research，2000（1）∶28-39.

［10］NI Z，SONG Z，WU L.An approach to separating the current velocity in estuarine and coastal waters［J］.Journal of Hydrodynam⁃ics∶Ser.B，2009，21（4）∶512-519.

［11］Wu J，Liu J T，Wang X.Sediment trapping of turbidity maxima in the Changjiang Estuary［J］.Marine Geology，2012，303∶14-25.

［12］李霞，胡国栋，时钟，等.长江口南支南港的北槽枯季水体中混合，层化与潮汐应变［J］.水运工程，2013（9）∶79-88. LI X，HU G D，SHI Z，et al.Mixing，stratification and tidal straining in dry season within the north passage of the south branch/ south channel of the Changjiang River estuary［J］.Port&Waterway Engineering，2013（9）∶79-88.

［13］朱建荣，朱首贤.ECOM模式的改进及在长江河口，杭州湾及邻近海区的应用［J］.海洋与湖沼，2003，34（4）∶364-374. ZHU J R，ZHU S X.IMPROVEMENT OF THE ECOM WITH APPLICATION TO THE CHANGJIANG RIVER ESTUARY，HANGZHOU BAY AND ADJACENT WATERS［J］.OCEANOLOGIA ET LIMNOLOGIA SINICA，2003，34（4）∶364-374.

［14］罗小峰，陈志昌.长江口水流盐度数值模拟［J］.水利水运工程学报，2004（2）∶29-33. LUO X F，CHEN Z C.Numerical simulation of salinity in Yangtze River Estuary［J］.Hydro⁃science and Engineering，2004（2）∶29-33.

［15］Chen B R，Zhu J R，Fu L H.Formation mechanism of freshwater zone around the Meimao Sandbank in the Changjiang estuary［J］. Chinese Journal of Oceanology and Limnology，2010，28（6）∶1 329-1 339.

［16］Wu H，Zhu J R.Links between saltwater intrusion and subtidal circulation in Changjiang Estuary a model⁃guided study［J］.Conti⁃nental Shelf Research，2010，30（17）∶1 891-1 905.

［17］朱建荣，吴辉，顾玉亮.长江河口北支倒灌盐通量数值分析［J］.海洋学研究，2011，29（3）∶1-7. ZHU J R，WU H，GU Y L.Numerical analysis of the inverted salt flux from the North Branch into the South Branch of Changjiang River Estuary［J］.Journal of Marine Sciences，2011，29（3）∶1-7.

［18］范中亚.长江口深水航道整治工程对流场，盐度场影响的数值模拟研究［D］.上海∶华东师范大学，2011.

［19］Chen C，Liu H，Beardsley R C.An unstructured grid，finite⁃volume，three⁃dimensional，primitive equations ocean model∶applica⁃tion to coastal ocean and estuaries［J］.Journal of atmospheric and oceanic technology，2003，20（1）∶159-186.

［20］Smagorinsky J.General circulation experiments with the primitive equations∶I.The basic experiment［J］.Monthly weather review，1963，91（3）∶99-164.

［21］Mellor G L，Yamada T.Development of a turbulence closure model for geophysical fluid problems［J］.Reviews of Geophysics，1982，20（4）∶851-875.

［22］Nielsen P.Coastal bottom boundary layers and sediment transport［M］.Singapore∶World Scientific Publishing Company，1992.

［23］陈永平，刘家驹，喻国华.潮流数值模拟中紊动黏性系数的研究［J］.河海大学学报，2002，30（1）∶39-43. CHEN Y P，LIU J J，YU G H.A Study on Eddy Viscosity Coefficient in Numerical Tidal Simulation［J］.Journal of Hohai Universi⁃ty，2002，30（1）∶39-43.

［24］Jay D A，Smith J D.Residual circulation in shallow estuaries∶1.Highly stratified，narrow estuaries［J］.Journal of Geophysical Re⁃search∶Oceans（1978-2012），1990，95（C1）∶711-731.

［25］刘兴泉，尹宝树，侯一筠.长江口及其邻近海区环流和温，盐结构动力学研究——Ⅰ.定解条件与研究方案［J］.海洋与湖沼，2008，39（1）∶82-89. LIU X Q，YIN B S，HOU Y J.THE DYNAMIC OF CIRCULATION AND TEMPERATURE⁃SALINITY STRUCTURE IN THE CHANGJIANG MOUTH AND ITS ADJACENT MARINE AREAI.BOUNDARY CONDITION AND RESEARCH SCHEME［J］. OCEANOLOGIA ET LIMNOLOGIA SINICA，2008，39（1）∶82-89.

［26］邹涛，高会旺，孙文心，等.长江口，杭州湾及其邻近海区Lagrange环流的数值模拟研究Ⅰ——正压环流［J］.中国海洋大学学报∶自然科学版，2009，39（1）∶153-159. ZOU T，GAO H W，SUN W X，et al.Numerical Simulation of Lagrange Residual Current in the Changjiang Estuary，Hangzhou Bay and Their Adjacent SeaⅠ∶Barotropic Circulation［J］.PERIODICAL OF OCEAN UNIVERSITY OF CHINA，2009，39（1）∶153-159.

［27］倪智慧.长江口北槽潮汐环流的分析与三维数值模拟［D］.上海∶上海交通大学，2012.

［28］李林娟，严以新，郑金海.长江口南支水道余环流和盐度输移特征［C］//中国海洋学会海洋工程分会.第十六届中国海洋（岸）工程学术讨论会∶下册.江苏：中国海洋学会海洋工程分会，2013.

［29］时钟，凌鸿烈.长江口细颗粒悬沙浓度垂向分布［J］.泥沙研究，1999（2）∶59-64. SHI Z，LING H L.Vertical Profiles of Fine Suspension Concentration in the Changjiang Esturary［J］.Journal of Sediment Re⁃search，1999（2）∶59-64.

［30］Song D，Wang X H，Cao Z，et al.Suspended sediment transport in the Deepwater Navigation Channel，Yangtze River Estuary，Chi⁃na，in the dry season 2009∶1.Observations over spring and neap tidal cycles［J］.Journal of Geophysical Research∶Oceans，2013，118（10）∶5 555-5 567.

第十三次河流泥沙国际学术讨论会将于2016年召开

本刊从国际泥沙研究培训中心获悉，第十三次河流泥沙国际学术讨论会将于2016年9月19～22日在德国斯图加特召开。会议主题为：运动的泥沙—河流系统创新管理策略。议题主要包括：土壤侵蚀与产沙，河湖输沙，生物、泥沙与地貌，泥沙淤积，侵蚀过程，河型与水质，泥沙数据、测量与模拟，创新管理策略，泥沙管理的社会、经济和政策因素等。

据悉，河流泥沙国际学术讨论会于1980年发起，会议常设秘书处设在国际泥沙研究培训中心，2004年成为世界泥沙研究学会(WASER)的系列会议。在联合国教科文组织等相关国际学术团体的大力支持下，在各国专家、学者的积极参与下，已经成为一个重要的、有影响的国际学术研究会议，得到了越来越多的全球学者和专家广泛关注和参与，至今已经在中国、美国、德国、印度、中国香港、埃及、俄罗斯、南非和日本等国家和地区成功召开十二次。

第十三次河流泥沙国际学术讨论会由德国斯图加特大学承办，目前正在征集论文摘要。有关投稿信息如下：

论文摘要截止日期：2015年9月1日

联系人：Dr.Karolin Weber(kw@iws.uni⁃stuttgart.de)

会议邮箱：isrs2016@iws.uni⁃stuttgart.de

会议主页：http∶//www.isrs2016.de/

有关事宜，国内参会者可与国际泥沙研究培训中心联系、咨询。

联系人：刘成，史红玲

电话：(010)68786408传真：(010)68411174

电邮：shihl@iwhr.com

Effects of salinity stratification on hydrodynamics in the Yangtze River estuary

SUN Ji⁃tao1,ZHANG Qing⁃he1,YAN Bing2,ZHAO Zhang⁃yi2,YANG Hua2
（1.State Key Laboratory of Hydraulic Engineering Simulation and Safety,Tianjin University,Tianjin 300072,China; 2.Tianjin Research Institute for Water Transport Engineering,Key Laboratory of Engineering Sediment,Ministry of Transport,Tianjin 300456,China）

Based on the three dimensional FVCOM model,hydrodynamics of the Yangtze River estuary was simulated with and without salinity.The results show that,the turbulence suppression by salinity stratification de⁃creases the vertical eddy viscosity coefficient and affects the velocity obviously.It is also known that the depth⁃aver⁃aged velocity increases,the surface velocity becomes larger,the bottom velocity becomes smaller.The velocity with salinity is in better agreement with the measured data.

hydrodynamics;salinity stratification;vertical eddy viscosity coefficient;FVCOM;Yangtze River estuary

TV 143；O 242.1

A

1005-8443（2015）02-0093-12

2014-10-28；

2014-11-07

国家自然科学基金资助项目（51209111）；中央级公益性科研院所基本科研业务费专项资金项目（TKS140202）

孙继涛（1990-），男，天津市人，硕士研究生，主要从事港口海岸及近海工程研究。

Biography：SUN Ji⁃tao（1990⁃），male，master student.