钱塘江河势变迁与径潮流相互作用研究

陈 茁，李 薇，胡 鹏，贺治国

(浙江大学 海洋学院，浙江 舟山 316021)

河口沿岸区域是人类重要的生产活动基地，认识河口海岸地貌过程和规律具有重要意义。传统的河口海岸地貌研究一般基于多年野外实测数据分析冲淤演变过程[1-2]，也包括研究短时间尺度地貌变化的物理模型和数学模型[3]，他们虽易于描述地貌演变过程，却难以分析动力和地貌过程相互作用机制。近年来河口海岸中长时间尺度动力地貌系统模拟研究取得了长足地发展[4]，一种水—沙—河床耦合动力模型为研究河口实际复杂地貌演变提供了有效手段[5]，避免了传统手段在时间或者空间尺度上的局限性。

钱塘江河口为典型的强潮河口，其潮汐汊道因独特的河口平面形态及径、潮流相互作用在20世纪围垦前横向最大空间尺度可达数十千米。在强潮作用下，河口潮汐汊道的演变使得感潮河段主槽摆动频繁，历史上洪潮灾害频发[6]。为稳定河道，近几十年在钱塘江河口开展了大规模的治江围涂工程，与之相关的研究已取得了较多成果[7-12]。然而，由于径潮流相互作用复杂，目前对于感潮河段演变规律的认识尚浅，成为河道治理和航道整治的瓶颈问题。因此，对河道摆动特征和规律进行深入研究极其重要。

已有研究表明，钱塘江感潮河段的摆动与连续丰枯水年径流变化密切相关[13-15]。连续丰水年时，河段上冲下淤，主河道走北，在尖山河段形成顺直河势。连续枯水年时，河段上淤下冲，主河道走南，在尖山河段形成弯曲河势[16-18]。然而，这两种相差甚大的河势在天然情况下的转化过程及影响因素，目前还缺乏清晰的认识。因此，旨在通过数值模拟研究反演这一河势转变过程，探讨潮汐汊道河道摆动和发育的主要影响因素。以1958年天然顺直河道为初始地形，研究1958年1月至1964年12月连续枯水年间河道的摆动特征和演变规律，并进一步揭示河口潮汐汊道径潮流的相互作用机制。

1 平面二维水沙床耦合地貌模型

1.1 控制方程

基于非平衡输沙假设，数学模型的控制方程由水沙混合体的质量守恒方程、动量守恒方程、泥沙质量守恒方程、河床变形方程和床沙分粒径组份的质量守恒方程组成[5]，以守恒变量写成向量形式：

(1)

(2)

(3)

1.2 经验公式

钱塘江河口区域泥沙主要为粒径在0.02～0.09 mm的分选良好的粉砂[18]，这里采用如下公式计算泥沙冲淤[19]：

(4)

(5)

1.3 数值方法

在非结构三角形网格下，基于局部时间步长方法对控制方程采用显式格式离散，得到[5,21]：

(6)

1.4 模型验证

模型验证基于2016年钱塘江河口地形边界(图1(a))，采用1985国家高程基准高程，计算钱塘江河口从2016年7月20日到2016年8月10日的潮动力过程。计算网格总数为73 138，尺寸最小为350 m，最大为30 000 m。长江径流边界取在三江营，采用大通2016年流量过程作为径流边界条件，泥沙浓度为三峡大坝建立后平均泥沙浓度0.15 kg/m3。钱塘江河口径流量给定多年平均径流量942 m3/s[12]，忽略径流来沙。外海开边界南起福建福州、北至朝鲜半岛，涵盖渤海、黄海和东海海域，其水动力边界条件采用海潮模型TPXO[25]计算值。模型初始水位为1985国家高程基准下平均海平面0 m，初始流场流速设为0；对于床面糙率，基于李薇等[26]对钱塘江河口的分段糙率计算，这里取闸口—仓前的曼宁糙率系数为0.02、仓前—盐官为0.015， 盐官—口门为0.01。河口外海域采用糙率公式n=0.01+0.01/h计算[27]。

图1 计算区域、非结构网格和钱塘江河口1958年岸线Fig. 1 Computational domain, unstructured grids and coastline of the Qiantang Estuary in 1958

根据可得实测数据时间，验证了杭州湾和长江口四个测站(澉浦、乍浦、鸡骨礁、南槽东)的潮位(图2)，潮位计算值反映出了区域潮汐月、日不等现象，和实测值吻合较好。潮位计算值与实测值之间的均方根误差(RMSE)范围在0.213 m到0.285 m之间，相较于四个潮位验证站点5～7 m的最大潮差，此误差可以接受。相关系数(CC)和技术评分(SS)均在0.9以上，表明模型计算值与实测值吻合程度很好[28]。

图2 杭州湾和长江口计算潮位与观测值比较Fig. 2 Comparison of tidal level between the calculation and the observation in Hangzhou Bay and Yangtze River Estuary

2 尖山河段滩槽发育与河势变迁

2.1 模型设置

2.2 河床演变及泥沙输运

自然条件下钱塘江河口涨、落潮流路分歧，在径潮流作用下形成南部涨潮槽和北部落潮槽。如图3(a)所示，在1952～1958年连续丰水年径流作用下，尖山河段北部落潮槽持续刷深形成主槽而南部涨潮槽淤积，河床形态表现为顺直河势。而在1958～1964年连续枯水年径流作用下，区域径流作用较弱而潮流作用较强。落潮流量的减少使得北部落潮槽逐渐淤积形成浅滩，南部涨潮槽持续冲刷形成主槽，河床形态从顺直河势转变为弯曲河势(图3(e))。在弯曲河势下，1964年尖山北部由于原主槽淤积萎缩且原江心洲不断淤积扩大形成大面积浅滩，南槽冲刷发育形成以北支为主的南北两分支。从泥沙冲淤空间分布来看，660 m3/s枯水年径流量下1964年区域滩槽分布基本与实测[30]一致(图3(f))，尖山河段除主槽冲刷外，整体处于淤积状态。从冲淤幅度来看，尖山断面下游主槽冲淤程度与实测一致，尖山断面上游主槽冲刷略深，北部浅滩平均淤积高程稍低于实测，其误差在16%左右。

图3 尖山河段河床在连续丰、枯水径流下河床高程变化和实测1958～1964主槽变迁 Fig. 3 The riverbed elevation in the wet years and dry years and measured mainstream shift from 1958 to 1964

1958～1959年为钱塘江河口径流量从连续丰水年转为连续枯水年的第一年，河口丰水年冲淤平衡被打破区域开始进行自适应调整，河床演变剧烈且以淤积为主(图3(a)、(b))。北槽平均淤积2 m而南槽区域除S02站点冲刷外冲淤并不显著，但南槽已经初步形成明显流路。原江心洲及周围浅滩平均淤积1 m左右，其高程高于0 m区域面积增长近3倍，而该河段下游平均淤积1～2 m。与枯水年1959年河床高程相比，1 100 m3/s 丰水年径流量下1959年河床北槽冲刷明显而南槽区域淤积较少，南北槽分叉点水深已不足1 m(图3(e))，证明河口径流量变化对尖山河势演变有重要影响。1959～1960年，连续枯水年河口南槽冲刷北槽淤积的格局基本形成，北槽持续淤积而南槽冲刷显著，北槽平均淤积1 m而南槽平均冲刷1 m，南槽平均高程首次低于北槽。江心洲向南发展，其和南槽之间由于河口径潮流动力平衡作用开始发育南槽北支。1960～1964年尖山河段滩槽平面分布无变化，河口冲淤幅度明显下降。

总的来讲，在连续枯水年低径流量与潮流相互作用下，尖山河段在丰水年形成的北部落潮槽逐渐淤积形成浅滩，南部涨潮槽冲刷发展形成南、北两支，两槽间江心滩发育壮大，形成弯曲河势。从河口滩槽演变来看，与低径流量相适应的河口滩槽分布在2年内基本形成。

钱塘江河口盐官至尖山河段大潮期间净输沙图(图4)展示了1958～1964年泥沙输运方向与来源。1958年尖山河段河口净输沙格局主要分为两个部分(图4(a))：区域南部河口净输沙矢量从尖山河段下游沿南槽指向南北槽分叉点，净输沙矢量长度逐渐减小，这表明1958年江心洲南部及其下游发生大量泥沙淤积且泥沙主要源自下游杭州湾；北部河口净输沙矢量从盐官江道沿北槽指向尖山北部，净输沙矢量长度逐渐减小，这表明河口沿涨潮流上溯的泥沙在落潮过程中逐渐淤积在北槽区域导致北槽萎缩。1959年，尖山河段下游净输沙矢量变得稀疏且沿南槽上溯过程衰减速度减小，表明1959年杭州湾来沙减少且江心洲发育速度减慢。北槽依然在落潮过程中淤积(图4(b))。尖山断面南槽区域净输沙矢量显著增大，表明1959年南槽冲刷速率加快，而江心洲南部南槽净输沙矢量由指向钱塘江上游转向下游，这表明在经历了1958年河床冲淤调整后，落潮流输沙作用开始在南槽体现。江心洲南部净输沙矢量比南槽大，表明江心洲南部泥沙输运作用增强，南槽北支开始发育。1960年整体上看区域净输沙矢量减小，不仅表明杭州湾来沙进一步减少而且区域泥沙输运作用减弱(图4(c))。北槽净输沙矢量方向由指向下游转为指向上游，表明泥沙随涨潮流上溯而在涨憩时刻流速较小时淤积，但河口径潮流泥沙输运主要在南槽进行。1961～1964年尖山河段净输沙矢量逐渐减小，杭州湾来沙进一步减少，区域泥沙输运作用进一步减弱(图4(d))。新演化出的南槽北支内净输沙方向由指向上游转为指向下游且南槽南支净输沙方向指向上游，这表明南槽北支取代原南槽成为新的主槽，河口落潮流输沙主要在南槽北支。

图4 尖山河段大潮净输沙Fig. 4 Net sediment fluxes in the Jianshan reach during the spring tide

2.3 潮动力演变及南北槽分流比

1958年河口主槽内潮差从下游5.4 m减小至上游盐官4.4 m，且尖山断面南北槽内潮差相差不大，而在江心滩及南部岸滩区域潮汐难以在此形成较大水深，因此潮差较小(图5(a))。局部来看，在曹娥江河口由于沿南岸上溯的杭州湾涨潮流在此聚集，其高潮位抬升导致区域潮差局部性增大。1959年尖山河段整体高潮位抬升而该河段下游低潮位降低，使得区域最大潮差从5.6 m猛增至7 m以上(图5(b))。1960～1964年由于区域浅滩分布江道纳潮量减小高潮位抬升，主槽冲刷河床高程降低使得低潮位降低，区域潮差较1959年增加0.5 m且此时南槽内潮差显著大于北槽(图5(c))。

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

图6展示了连续枯水年下主槽变迁前后涨、落潮过程尖山河段流场情况，潮汐循环内时刻均以内南槽S02站点为参考站点。1958～1964年，区域涨潮初期流速为2～3 m/s，随着河口滩槽演变1964年涨潮流主要在南槽内运动，涨潮流速较大区域减少但其最大值无明显变化。1958年涨急时刻南槽内涨潮流速大于北槽涨潮流速但涨潮流速较大区域面积小于北槽，北槽流路较短使得北槽涨潮流先于南槽涨潮流到达南北槽分叉点。1958～1964年南槽的刷深使得槽内涨潮流速显著增大，槽内过流能力增强且分流比增大至70%以上，而北槽淤积使得槽内涨潮流上溯能力下降。1958～1964年落急时刻由于江心洲发育成为大面积浅滩，南槽内落潮流速逐渐增大且逐渐大于北槽落潮流速。

图6 主槽变迁前后尖山河段大潮期间流速场Fig. 6 Velocity fields during the spring tide in the Jianshan reach before and after mainstream shift

1958年顺直河势下，尖山河段涨潮期间江心洲南北侧分流比差异不大，南侧略高。大潮期间，分流比南侧增加，北侧减小；小潮期间，趋势相反(图7(a))。落潮期间，因北部主槽相对较深，初期落潮流主要走北槽，北侧分流比略大于南侧(图7(b))。在连续枯水年低径流与强潮流的共同作用下，尖山河段北部落潮槽淤积萎缩形成水深不足1m的浅滩，而南部涨潮槽持续冲刷形成新主槽(图7(e))。在新河势条件下，南槽水深和纳潮量增加，涨、落潮分流比均增大至75%以上(图7(d),(e))。此时，大潮期间南槽分流比略有下降，北槽增加；小潮期间，趋势相反。在一个潮周期内，南北槽的分流比随潮涨潮落也表现出小幅度的周期性波动特征。

图7 主槽变迁前后尖山断面南北槽涨、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 涨落潮过程

图8展示了钱塘江河口尖山河段1958年1月大潮涨落潮过程流场情况，且潮汐过程时刻选取均以尖山断面南槽S02站点为参考站点。涨潮初期区域流速较大且涨潮流主要流经江心洲南部南槽(图8(a))。涨急时刻，南北槽内涨潮流速均达到最大(2.5 m/s)，且南槽最大涨潮流速大于北槽涨潮流速(图8(b))。此后南北槽内涨潮流在上游盐官河道汇合，盐官涨潮流速达到最大(图8(c))。涨憩时刻区域潮位最高但流速最小(图8(d))，落急时刻南北槽落潮流速达到最大(1 m/s)，但显著小于涨潮流速(图8(e))。

图8 尖山河段1958年大潮潮汐循环内流场Fig. 8 Velocity fields in a tidal cycle during the spring in the Jianshan reach in 1958

为进一步研究单个潮周期内不同区域的河床冲淤特点，在尖山河段人为设置了4个站点(图3(a))。其中S01位于江心滩区域，S02和S03分别位于分汊河段的南槽和北槽，S04位于上游盐官河道。总体看潮位、潮流流速和河床高程三者关系(图9)，涨潮初期流速迅速增大，潮流掀起大量泥沙，河床冲刷；涨憩阶段，流速达到最低，潮流挟沙能力下降，泥沙大量落淤。落潮阶段，河床冲淤随潮汐日不等现象表现出不同特征。高高潮期间，涨潮初期冲起的泥沙较多、水体中含沙量相对较高，因而在落潮初期河床仍持续显著淤积，在落潮后期表现为不冲不淤；低高潮期间，流速相对较小，且涨潮初期冲起的泥沙较少、水体中含沙量相对较低，因而落潮初期淤积量较少或整个落潮期表现为不冲不淤。

图9 各站点1958年大潮期间潮位、流速和河床高程变化过程Fig. 9 Variations of tidal level, velocity and bed elevation during spring tide in 1958 at stations

江心滩区域(S01)，潮差和涨落潮流速相对较小，泥沙不易起悬；而下游来沙在此持续性淤积，特别是涨潮后期淤积明显，河床高程不断抬升(图9(a))。南槽区域(S02)，河床呈现涨潮冲刷、落潮淤积的周期性冲淤规律，由于冲刷强于淤积，南槽整体呈冲刷趋势(图9(b))。北槽区域(S03)，由于枯水径流作用弱，涨潮流挟带的泥沙在涨潮后期和落潮初期大量淤积，且大潮期间尤为明显，北槽因此淤积萎缩(图9(c))。上游盐官河段(S04)，涨潮阶段由于河口潮动力强劲和江道骤然缩窄，河道内流速较大、河床冲刷，涨憩阶段泥沙较难淤积。落潮阶段，在径流和落潮流双重作用下主槽继续冲刷，因此盐官河段在整个潮周期内表现为持续刷深趋势(图9(d))。总体来看，河床冲刷主要发生在涨潮初期，淤积主要在涨憩和落潮初期，且潮位、流速和河床高程变化之间存在一定相位差。

3 结 语

基于平面二维水—沙—床耦合地貌模型，反演了钱塘江河口1958年1月至1964年12月连续枯水年期间河势由顺直转变为弯曲的过程，并对河道的摆动特征和演变规律及径潮流相互作用机制作了阐述。主要结论如下：

1) 在连续枯水年期间低径流和强潮流的共同作用下，河床冲淤主要集中在前两年，至1960年区域滩槽演变格局基本形成。尖山河段在连续丰水年形成的北部落潮槽逐渐淤积形成浅滩，南部涨潮槽持续冲刷发展为主槽并形成南、北两支，两槽间江心滩淤积壮大，河口河势由顺直转为弯曲。尖山河段淤积泥沙主要源于杭州湾，滩槽演变初期北槽泥沙淤积主要为落潮流挟沙淤积而后期为涨潮流挟沙淤积，且1958～1964年区域净输沙量逐渐减小冲淤逐渐达到平衡。

2) 钱塘江河口河势由顺直转为弯曲过程中，区域潮差增大且南槽潮差逐渐大于北槽，南槽涨落潮流速增大而北槽涨落潮流速减小。顺直河势下，尖山河段江心滩南北两侧分流比差异不大，涨潮期间南侧略高、落潮期间北槽略高。弯曲河势下，南槽水深和纳潮量增加，涨、落潮分流比均显著增大至75%以上。

3) 在一个潮周期内，涨潮流速显著大于落潮流速，冲淤主要受流速控制，潮流、水位和冲淤之间存在一定相位差。但总体来看，冲刷主要发生在涨潮初期，淤积主要在涨憩和落潮初期。由于潮汐日不等现象，高高潮期间冲淤量大于低高潮期间冲淤量。