长江口非均匀沙沉速研究
长江口径流来沙量减小对河口含沙量的影响
长江口径流来沙量减小对河口含沙量的影响付桂【摘要】针对近年来长江流域来沙量大幅减小对长江河口含沙量的影响问题进行统计分析、对比研究.利用大通站来沙量数据,统计分析1950-2011年输沙量的变化,得出长江口近期径流来沙量大幅减少.对长江口各汊道1978-2011年实测含沙量进行统计分析,得知长江口径流来沙量减小对河口含沙量的影响.研究结果表明:1)长江口来沙量减小,使得口内段南支、南港总体含沙量水平明显减小,口外含沙量亦有所减小,但拦门沙区段的含沙量基本不变.减小幅度从内、外两侧向拦门沙降低.2)拦门沙区段水体含沙量主要与河口区滩地泥沙来源丰富、泥沙活动规模大、潮汐动力强以及盐淡水混合综合影响形成河口最大浑浊带等密切相关,上游来沙量减小对该区段含沙量变化规律的影响尚不明显.%In view of the influence of the sharp decrease of sediment discharge in the Yangtze River on sediment concentration in the Yangtze estuary, we carry out a statistical analysis and comparative research. The hydrologic data of Datong station are used to analyze the changes of sediment discharge between 1950 and 2011. It is concluded that the recent decrease of sediment discharge in the Yangtze estuary has influences on the sediment concentration of the Yangtze estuary. Based on the statistical analysis of measured sediment concentration over the Yangtze estuary from 1978 to 2011, the change of sediment concentration field in the Yangtze estuary is obtained.The results show that sediment discharge of the Yangtze estuary is reduced, thus total sediment concentration decreases in the South Branch and South channel, and the sediment concentration is also decreased at the mouth of Yangtzeestuary.However, the sediment concentration in the river mouth bar is basically unchanged.It decreases from both sides to the mouth bar. The sediment concentration of the river mouth bar is closely related to the rich sand source of bottomland, large-scale movement of sediment, strong tidal dynamics and estuarine turbidity maximum zone. The decrease of sediment discharge upstream has not an obvious influence on the sediment concentration in the mouth bar.【期刊名称】《水运工程》【年(卷),期】2018(000)005【总页数】7页(P138-144)【关键词】长江口;来沙量;涨潮含沙量;落潮含沙量【作者】付桂【作者单位】交通运输部长江口航道管理局, 上海200003;上海长升工程管理有限公司, 上海200137【正文语种】中文【中图分类】TV141;U61长江河口是受径、潮流共同作用的中等潮汐河口，它以丰富的泥沙供应、大量的细颗粒泥沙而著称，是典型的高浊度河口。
长江河口潮滩悬浮泥沙输移规律研究进展
长江河口潮滩悬浮泥沙输移规律研究进展王初;贺宝根【摘要】通过阅读和研究大量有关文献,对长江口潮滩悬移泥沙的输移规律有了较全面的了解.目前,长江口潮滩、潮沟、以及两者之间的悬浮泥沙输移基本规律的研究已经比较深入,但对于动力过程的探讨仍然局限在少数几个因子,而悬浮泥沙对重金属、氮、磷等营养元素吸附的研究则刚刚开始.由于在潮滩上获取实测资料的难度较大,使潮沟构成的微地貌系统动力结构和悬浮泥沙运动的研究不足,因此,需要在浅层测流的基础上,进一步探讨其规律.【期刊名称】《上海师范大学学报（自然科学版）》【年(卷),期】2003(032)002【总页数】5页(P96-100)【关键词】潮滩;长江河口;悬浮泥沙【作者】王初;贺宝根【作者单位】上海师范大学,城市与旅游学院,上海,200234;上海师范大学,城市与旅游学院,上海,200234【正文语种】中文【中图分类】S332长江河口地区广泛分布着淤泥质潮滩，徐六泾以下的潮滩面积约有800km2.潮滩和其上分布的潮沟构成了河口地区最主要的地貌类型.本文拟对长江河口潮滩及潮沟的悬浮泥沙输移规律研究进行梳理，以便寻找有关长江口潮滩研究的不足之处，为深入研究探明方向.1 长江口水文概况长江河口是一个丰水多沙的大型河口，多年平均径流量29300m3/s ,最大径流量92600 m3/s(1954.8.1)，年径流总量达9240亿m3 (资料取自大通水文站).5～10月是长江洪水期，径流量占全年的71.7%，其中尤以7月的径流量最大；11月～翌年4月是长江枯水期，径流量仅占全年的28.3%，2月的径流量最小.1.1 长江口地貌类型长江河口又是一个多汊河口，自徐六泾开始分别被崇明岛，长兴与横沙岛，九段沙分为南北支，南北港及南北槽，为三级分汊、四口入海.长江河口由悬浮泥沙沉积而成的主要地貌类型有：暗沙、拦门沙、水下三角洲和潮滩[1].长江口的潮滩一般可分为河口心滩(白茆沙、扁担沙、九段沙等)和边滩(南汇、崇明东滩及边滩).杨世伦[2,3]根据岸滩形状及其与水下地形的关系将长兴、横沙岛及九段沙的岸滩分为“江岸型”、“洲头型” 及“潮滩型”，并分析了其成因，根据潮滩的冲淤状况又可以分为“淤进型”“蚀退型”“稳定型”(或“准稳定型”).1.2 长江口动力条件长江口是一个中等潮差河口，口门处中浚站测得的多年平均潮差为2.66m，最大潮差为4.62m，最小潮差为0.17m.潮流是长江口主要的动力因子[1,2].由于受科氏力的影响，在口门外潮流表现为旋转流，口门内受到地形约束多为往复流，洪季的涨潮流速大于枯季流速.径流同样是河口重要的动力因子，由于径流作用口门内的落潮流速一般大于涨潮流速，涨潮流上溯过程中受径流顶托及地形的阻碍使潮波变形，造成涨落潮历时不一致，落潮历时大于涨潮历时[1].长江口波浪受风控制的特征较为明显，波浪对开敞的河口潮滩地貌短期演变起着重要作用[4].2 悬浮泥沙输移形式长江河口来沙量巨大且水动力条件复杂，悬浮泥沙的输移形式很多，河口段泥沙的输移形式通常可以分为槽内输移、涨落槽间输移、滩槽间输移和滩面输移[2,7]；口门处最大浑浊带泥沙在径、潮流和盐度锋的作用下发生垂直输移[7～9].2.1 槽内悬浮泥沙输移长江口河槽是长江向海输送水、沙的主要途径.根据优势流理论长江河口分成落潮优势流河段、涨潮优势流河段，口门以内径流的作用较强，槽内悬浮泥沙整体向口外输移[1].2.2 滩、槽间悬浮泥沙输移长江系多汊河口，在口门处呈现出滩、槽交替出现的特点.滩、槽之间的平面环流实现了在滩、槽之间悬浮泥沙输移交流.河槽中水、沙向海净输移，在口门处由于水面展宽，径流作用减弱和相应潮流势力加强，两者达到动力平衡；盐水锋作用令泥沙作垂直输移使悬沙滞留于口门附近并在此大量沉积下来[2].在无风或微风条件下，潮滩上径流作用很小，涨潮流的作用占主导地位，泥沙净向陆地输移，口门处的泥沙又被携至潮滩并沉积下来，这样便形成了一个完整的环流.在大风天气条件下，特别是有风暴潮出现时潮滩沉积物大量被冲刷，泥沙又进入河槽，形成了与前者相反的平面环流.2.3 滩面及潮沟的泥沙输移以前对泥沙输移的研究多集中于对槽内及滩、槽间泥沙输移模式的探讨[1,8]，对于在潮滩、潮沟这样的浅层面流、线流条件下的泥沙输移研究(包括潮滩和潮沟间的泥沙交换)十分有限，而且也局限于对一两个动力因子的探讨[4,10～12]，对其系统的研究则显得相当不够.主要原因在于：(1)潮滩上设立长期的观察点较为困难，野外实测获取第一手资料的难度极大；(2)即使设立了长期观察点，受到滩沟形态演变的影响，资料的稳定性和代表性也存有疑问；(3)潮滩及潮沟中的动力条件和地形地貌十分复杂，研究难度较大.但这方面的研究却是深入研究潮滩演变规律及物质循环规律的基础和关键，所以有着极大的研究价值.3 水动力对潮滩悬浮泥沙输移的作用长江口是水动力条件十分复杂的区域，潮流、径流、波浪、风暴潮等动力因子交织在一起极大影响了悬浮泥沙在潮滩上的输移[1,8].3.1 潮流在长江三角洲的发育过程中，潮流是一个重要的动力因子.它在长江口的悬浮泥沙输移过程中起着重要作用，也是现代潮滩地貌发育的重要动力因素[1,13,14].沉降滞后和侵蚀滞后的概念基本描述了潮滩上悬浮泥沙输移特征[13].对潮锋的研究是对浅层面流作用下滩面上泥沙输移规律有价值的研究[10,11].潮流对河口泥沙的输移作用可以分为两个阶段：潮锋作用过程和锋后水流过程.潮锋是水流在滩坡平缓的淤泥质潮间带涨潮水体前锋历时数十分钟的水流加速过程[10].通过对1979～1992年间各种类型潮滩水沙数据的分析发现从涨潮前锋到达滩面至该处达到一定水深期间会出现一段历时数10 min左右的水流高速期.其流速比随后水流的平均流速高1～3倍.相应的水体含沙量也较高，如长江口南边滩和杭州湾湾口及北岸的潮滩在风浪平静的涨潮过程中潮锋带水体的含沙量亦可达10kg/m3，相对于区域水体0.5～2.5 kg/m3的含沙量要高得多[10].究其原因是较薄水层(数10 cm)短时期内的流速脉动引起的水体高紊动状态使滩面沉积物出现再悬浮，加之从潮间带外携来的泥沙使得潮锋带水体含沙量高于锋后水体.潮锋作用的强弱由潮滩的潮位变率及滩面坡度决定[10,11].3.2 径流径流不仅为长江河口带来了巨量泥沙，同时也是河口复杂动力环境的重要组成部分.但径流对潮滩上的悬浮泥沙输移所起的作用远没有潮流大，它主要加强了落潮流的势力并改变流速不对称性从而影响悬沙的输移[8].根据优势流理论，以径流作用为主的河段称作落潮优势流河段.洪季时除了长江北支，长江口横沙岛以西的水域以径流作用为主，表层及近底层的悬沙向海输移[1].如通过对南槽上首的径流占优落潮优势流河段的输沙量的研究，发现在表层0.2水深和0.6水深的悬沙均向海发生输移.在径流作用不强的河段即涨潮优势流河段表层及近底层的悬沙输移则与落潮流优势流河段正好相反，表现为向陆地输移[1].3.3 波浪一般观点认为潮流是潮滩发育的主要动力，但在长江口一些面向开敞海域(如南汇东滩等地)的潮滩,波浪塑造滩面的作用也是不可忽视的[4,5,8,12].茅志昌[12]研究了南汇东滩的波浪作用及其对滩面冲淤的影响，发现风速、波浪与滩面冲淤之间的关系是：小于或等于5级风速引起的波浪场常使滩地发生淤积，而大于6级的风速产生的波浪则会对滩面进行冲刷.通过用能量法分析认为，影响滩面冲淤性质的波浪破碎水深和破波带宽度会随波高、潮位及底坡坡度发生变化.杨世伦[4]就波浪对开敞潮滩的作用进行了研究，以引水船站的风、浪相关性为依据，结合南汇东滩的实测数据认为风浪是控制开敞潮滩短期演变的主要动力因子，它决定了潮滩(特别是光滩)泥沙的起动或沉降.3.4 风暴潮风暴潮是台风、低气压、海啸等事件引起的短时期内造成水位陡然上升的自然灾害.长江河口在夏、秋季多有台风侵袭，此时如遇天文大潮，就会出现特大风暴潮.风暴潮虽然是短期的动力因子，但其对潮滩地貌的迅速改变却影响巨大.许世远等[16,17]研究了长江三角洲的风暴潮沉积系列，发现从长江三角洲的滨后沼泽低地到前三角洲均发育风暴沉积，在沉积剖面中的比例可达30%～40%, 与常态沉积形成韵律性层理.邵虚生[21]等也认为上海潮滩沉积物原生沉积构造中的韵律性层理是常年低能期和大潮台风高能期交替作用的产物.对风暴沉积系列研究也揭示了其动力及泥沙输移的过程.风暴沉积的底部冲刷面清晰保存，沉积结构较粗且自下而上粒度变细等显示出风暴沉积是风暴潮高峰期及随后消退期快速堆积的产物，反映了期间水动力有弱—突强—渐弱的过程变化[16,17].4 潮滩植物对悬浮泥沙输移过程的影响近年来，植物影响潮滩动力环境及泥沙输移过程的研究成为河口学的研究热点[24].当淤泥质潮滩达到一定的高程后便会有植物的出现.植物的出现会改变潮滩的动力条件，从而改变滩面的冲淤作用[19～22].4.1 植物对水动力条件的影响植物对水动力有两方面作用.一是缓流作用：植被是一种粗糙的下垫面，潮间带植物会阻滞水流[19,20].通过对南汇东滩植被带和刈割地流速的对比，发现植被带的流速在任何情况下都小于刈割地，对平均流速的缓流系数(植被带流速/无植被地流速)为0.71.通过对南汇东滩相同高程但不同植被覆盖的地区实地观测，发现沼泽的近底层流速总是小于相邻的光滩，流速可降低20%～60%.并认为植物缓流作用的大小与植株的覆盖率及测点距沼泽外缘的距离成正相关[20].另一是消浪作用：波浪对开敞型潮滩短期内演变起着重要影响，主要表现为对滩面的冲蚀，而植被却有削减波浪波高及波能的作用，特别在植被完全被淹没之前作用最为明显.涨潮初期植物冠顶未被淹没，沼泽中的平均波高及波能都只有光滩的43%和19%，并发现在正常天气条件下，波能传入沼泽后50m左右便完全消失.4.2 植物对潮滩悬沙输移的影响植物的消浪、缓流作用能改变水动力条件，再加上植物本身的特性，植物对潮滩悬浮泥沙输移有着不可忽视的影响.植被带在洪季时，悬浮泥沙浓度总的来说要小于光滩.如“沼泽岛”的悬浮泥沙浓度为相邻光滩的71%[22].其主要原因是植被对潮流及波浪的削弱作用使水体的挟沙能力大减，至使悬沙大量下沉引起的.从植被带沉积物的组成来看，不难推断出悬浮泥沙的粒度大小与光滩的差别.据杨世伦[19]的研究，沉积物在光滩—海三棱镳草—互花米草的植被变化过程中平均粒径逐渐减小，从5.83Φ减小至8.27Φ，而粘土含量则由12%增为43%.植物对潮滩上悬浮泥沙输移影响的研究仍需深入，此外，营养元素随悬沙的输移、积累对潮滩植物生长的影响，以及潮滩悬沙输移对植物生长状况的反馈也是很值得深入探讨的.5 潮滩悬沙输移的环境效应通过对上海滨岸潮滩4个具有代表性的采样断面潮滩表层沉积物中重金属含量的季节性变化的分析[28]，发现在水动力作用较弱的地貌部位，表层沉积物中重金属元素趋于富集.并发现在东海农场表层沉积物中重金属含量的季节变化与其它地区不同，认为是受长江冲谈水的影响[28].刘敏等[29,30]对长江口滨岸潮滩表层沉积物中各种形态的磷进行了研究，发现沉积物粒径与形态磷之间有密切联系，粒径越小形态磷的含量越高.高效江等[31]通过对上海滨岸潮滩的表层沉积物，上覆水和间隙水中的无机氮的研究总结出了无机氮浓度的季节性变化规律，认为水动力条件的变化对潮滩无机氮的分布有很大影响.同时滩-水界面的各类形态的N、P的垂向输移、扩散也有了一定的研究[29,31].但对于整个潮滩(包括潮沟)中的营养元素随悬沙的输移、沉积过程和机制，及其通量的研究还未涉及，潮滩对于营养元素迁移的影响仍很难确定，故这方面的研究急待深入.6 展望当前对长江口悬浮泥沙输移规律的研究取得了一系列的成果，但仍然存在着一些问题.长江口潮滩、潮沟、以及两者之间的悬浮泥沙输移基本规律的研究已经比较深入，但对于悬沙输移动力过程的探讨仍然局限在少数几个因子，系统的研究还很不够.悬浮泥沙对重金属、氮、磷等营养元素吸附的研究则刚刚开始，悬沙输移对重金属、氮、磷等物质的迁移、积累及分布的影响仍难以确定.对潮沟构成的微地貌系统动力结构和悬浮泥沙运动的研究不足是造成以上问题的主要原因.浅水条件下泥沙输移规律研究是潮滩物质循环研究的基础，所以要在长期浅层测流的基础上，进一步对浅水环境中的潮滩悬浮泥沙输移规律进行深入研究.[1] 茅志昌，潘定安，沈焕庭. 长江河口悬沙的运动方式与沉积形态特征分析[J]. 地理研究，2001(2)： 170-177.[2] 杨世伦，徐海根. 长江口长兴、横沙岛潮滩沉积特征及其影响机制[J]. 地理学报，1994 ,49(5)：450-456.[3] 杨世伦，姚炎明，贺松林. 长江口冲积岛岸滩剖面形态和冲淤规律[J]. 海洋与湖沼，1999，(6)：764-769.[4] 杨世伦. 风浪在开敞潮滩短期演变中的作用——以南汇东滩为例[J]. 海洋科学，1991,(2)：59-64.[5] 沈焕庭，潘定安. 长江口最大浑浊带[M]. 北京：海洋出版社，2000.38-61.[6] 沈焕庭，李九发，朱慧芳,等. 长江河口悬沙输移特性[J]. 泥沙研究， 1986，(1)：1-12.[7] 杨世伦，姚炎明，贺松林.长江口冲积岛岸滩剖面形态和冲淤规律[J]. 海洋与湖沼，1999，30(6)：764-769[8] 杨世伦，谢文辉，朱骏，赵庆英. 大河口潮滩地貌动力过程的研究[J]. 地理学与国土研究，2001 ,17(3)：44-48.[9] 李九发，时伟荣，沈焕庭. 长江河口最大浑浊带的泥沙特性和输移规律[J]. 地理研究，1994 ,13 (1)：51-59.[10] 徐元，王宝灿，章可奇. 上海淤泥质潮滩潮锋作用及其形成机制初步探讨[J].地理研究，1994，13(3)： 60-68.[11] 徐元. 淤泥质潮滩潮锋的形成机制及其作用[J]. 海洋与湖沼， 1998 , 29(2)：148-155.[12] 茅志昌. 南汇东滩的波浪作用和滩面冲淤分析[J]. 上海水利， 1992,(3)：1-6.[13] 时钟，陈吉余. 中国淤泥质潮滩沉积研究的进展[J]. 地球科学进展，1996 , (6)：[14] 朱玉荣. 潮流在长江三角洲形成发育过程中所起作用的探讨[J]. 海洋通报，1999 ,18(2)：1-10.[15] 徐元，王宝灿. 淤泥质潮滩表层沉积物稳定性时空变化的探讨[J]. 海洋学报，1996 ,18(6)：50-60.[16] 许世远，邵虚生. 杭州湾北岸滨岸的风暴沉积[J]. 中国科学，1984，(12)：1136-1143.[17] 许世远，严钦尚，陈中原. 长江三角洲风暴沉积系列研究[J]. 中国科学(B辑)，1989(7)：767-763.[18] 李九发，何青，徐海根. 长江河口浮泥形成机理及变化过程[J]. 海洋与湖沼，2001 ,32(3)：302-310.[19] 杨世伦，时钟，赵庆英. 长江口潮沼植物对动力沉积过程的影响[J]. 海洋学报，2001，23(4)：75-80.[20] 时钟，陈吉余. 盐沼的侵蚀、堆积和沉积动力[J]. 地理学报，1995，50(6)：562-567.[21] 贺宝根，左本荣. 九段沙微地貌演变与芦苇的生长[J]. 上海师范大学学报(自然科学版)，2000，29(4)：86-90.[22] 度武艺，谢佩尔 J. 海草对潮滩沉积作用的影响[J]. 海洋学报，1991，13(2)：230-239.[23] 杨世伦，陈吉余. 试论植物在潮滩发育演变中的作用[J].海洋与湖沼，1994，25(6)：631-635.[24] 陈卫跃. 潮滩泥沙输移及沉积动力环境-以杭州湾北岸、长江口南岸部分潮滩为例[J].海洋学报，1991，13(6)：813-821.[25] 李九发，时伟荣，沈焕庭. 长江河口最大浑浊带的泥沙特性和输移规律[J].1994,13(1):51-59.[26] 沈健，沈焕庭，潘定安,等. 长江河口最大浑浊带水沙输运机制分析[J]. 1995，50(5)：411-420.[27] 陈宝冲. 长江口北支河势的变化与水、沙、盐的输移[J]. 地理科学，1993 ，13(4)： 346-352[28] 毕春娟，陈振搂，许世远. 水动力作用对潮滩表层沉积物重金属时空分布的影响[J]. 上海环境科学，2002，21(6)：330-333.[29] 刘敏，侯立军，许世远，欧冬妮，张斌亮，刘巧梅，杨毅. 长江河口潮滩表层沉积物对磷酸盐的吸附特征[J]. 地理学报，2002 ，57(4)： 397-406.[30] 刘敏，许世远，侯立军，欧冬妮. 长江口滨岸潮滩沉积物中磷的存在形态和分布特征[J]. 海洋通报，2001，20(5)：10-17.[31] 高效江，张念礼，陈振楼，许世远，陈立民. 上海滨岸潮滩水沉积物中无机氮的季节性变化[J]. 地理学报，2002 ，57(4)： 407-412.。
长江口—杭州湾悬沙浓度的空间分布特征研究
长江口—杭州湾悬沙浓度的空间分布特征研究杨海飞;张志林;李伯昌【摘要】本文通过搜集长江口—杭州湾水域23个测点,2011年洪、枯季大潮悬沙浓度数据,研究了该区域的悬沙浓度空间分布特征.结果表明:长江口—杭州湾的悬沙浓度存在明显的空间分布差异,北支大于南支,南支拦门沙区域大于南支上段,杭州湾区域则整体上大于长江口区域;长江口-杭州湾区域悬沙浓度自内向外整体呈先增大后减小的趋势.长江口—杭州湾泥沙虽基本来自长江径流输沙,但水体的悬沙浓度更多地受海洋动力作用控制,泥沙的再悬浮作用对水体含沙量的补充决定了该区域悬沙浓度的空间分布,故该区域的悬沙浓度主要表现为海洋性.【期刊名称】《上海国土资源》【年(卷),期】2019(040)002【总页数】5页(P70-74)【关键词】长江口;杭州湾;悬沙浓度;空间分布【作者】杨海飞;张志林;李伯昌【作者单位】长江水利委员会水文局长江口水文水资源勘测局,上海 200136;长江水利委员会水文局长江口水文水资源勘测局,上海 200136;长江水利委员会水文局长江口水文水资源勘测局,上海 200136【正文语种】中文【中图分类】P737.14流域来沙是河口地貌形成的物质基础，地貌形态的变化主要依靠水动力作用。
悬沙浓度是泥沙和水动力耦合作用的直接体现，其分布特征反映了泥沙在水动力作用下的搬运、沉积和再悬浮过程，是河口地貌演变的重要影响因子[1-2]。
在长江口地区，泥沙的回淤问题一直困扰着航道和港口工程。
细颗粒的泥沙还易吸附营养盐、污染物等，在河口区汇集，对河口水域环境产生很大影响[3-5]。
作为中国最大的河流入海口，长江口的河流和海洋动力的相互作用十分强烈[6]。
据大通站（长江入海前最后一个控制性水文站）多年数据统计，上世纪七十年代（流域来沙大幅降低前）长江年均入海径流量和输沙量分别约为9×1011m3和5×108t，分别位列同期世界河流的第五和第四位[7]。
长江口细颗粒泥沙沉降速度室内试验研究
口细颗粒 泥 沙沉 降机理 的试 验 ， 研 究 的主要 目的有 ： ①
以长江 口原状 水样 和 天然 沙样 （ 非均 匀 沙 ） 为对象 ， 复
演 和确认 关 于细颗 粒 泥沙沉 降规 律 的定 性 认识 ； ② 定
量 给 出含沙 量和 泥沙 粒 径对 沉 速 的影 响 ， 加 深 对 细 颗 粒 泥沙 沉 降机理 复杂性 的认 识 。
收 稿 日期 ： ２ ０ １ ３— ０ ８— ３ １
长江 口北 槽现 场 ， 两 组沙样 的中值粒 径分 别 约为 ８ Ｌ Ｌ ｍ 和３ Ｏ ｍ， 各 代表 北槽 悬沙 和底 沙 ， 试 验 时的盐 度 统一
为 １ ２ ｐ ｓ ｕ ， 每组试 验水 温一 律 控 制在 ２ ６－ ４ － ０ ． ５ ｃ Ｃ， 试 验 的初 始含 沙量 约 为 ０ ． ５～１ ８ ｋ ｇ ／ ｍ 。泥 沙 沉 降 速度 的
沙学科 很多 悬 而未 决 的 问题 息 息 相 关 。 同时 ， 随 着 人
验、 现 场测 量 、 理 论分 析 与 数 值 模 拟 ， 已经 建 立 了许 多
或 以絮凝 粒径 或 以含 沙量 为 主要 因子 的细颗 粒泥 沙经
验 一半经 验公式 。 在前 人 大量 已有 研究 的基 础 上 ， 本 文 开 展 了长 江
凝沉降的过程可能是一个絮凝体、 絮 网结构“ 网捕 一重 构 ” 的过 程 。
关
键
词： 细颗 粒 泥 沙 ；沉 降 速 度 ； 絮 凝 ；长 江 口
文献标志码 ： Ａ
中图法分类号 ： Ｔ Ｖ １ ４
近几 十 年来 ， 细颗 粒泥沙 的物 理 、 化学 、 生物 、 动力 等 特性越 来 越受 到不 同领域 、 不 同学科 专家 的关 注 ， 并 对 其开 展 了深入 的研究 。它 所体 现 出来 的复杂性 与 泥
潮汐环境下细颗粒泥沙沉降速度研究述评Ⅱ——计算方法与公式
潮汐环境下细颗粒泥沙沉降速度研究述评Ⅱ——计算方法与公式万远扬;吴华林;沈淇;顾峰峰【摘要】作为“潮汐环境下细颗粒泥沙沉降速度研究述评”的第二部分,详细介绍了在潮汐环境下确定细颗粒泥沙沉降速度的计算公式与相关方法.通过正式文献可以考证的,关于细颗粒泥沙沉速的计算公式逾百种,每个公式均有其一定理论或经验的背景,本文系统地分析并对比了不同背景的计算公式和方法:1)以粒径为主要因子的半经验公式(武水公式、Stocks公式等),忽略了细颗粒泥沙的基本沉降特性；2)以合沙量为主要变量的泥沙沉速经验公式,不同研究者得到的结果或者公式的参数差异较大,在没有确认其计算条件、计算方法、测量工具、适用条件前,需谨慎选择,不能简单吸纳,尤其是在盐淡水混合的潮汐环境下,其相关关系和影响因子具有较强的特定性；3)劳斯公式拟合法所得的“有效沉速”,在计算过程把不同因子导致的泥沙颗粒向下的运动均归为泥沙重力沉降过程,物理概念不清晰；4)麦克劳林公式计算细颗粒泥沙沉速,符合沉速的物理定义,其理论性和物理意义也较强.【期刊名称】《水运工程》【年(卷),期】2014(000)004【总页数】5页(P16-20)【关键词】潮汐环境;细颗粒泥沙;沉降速度;经验公式;长江口【作者】万远扬;吴华林;沈淇;顾峰峰【作者单位】上海河口海岸科学研究中心,上海201201;联合国教科文组织—水教育学院,代尔夫特2601DA,荷兰;上海河口海岸科学研究中心,上海201201;上海河口海岸科学研究中心,上海201201;上海河口海岸科学研究中心,上海201201【正文语种】中文【中图分类】TV856本文作为“潮汐环境下细颗粒泥沙沉降速度研究述评”的第2部分，主要汇总介绍已有的、在潮汐环境下确定细颗粒泥沙沉降速度的计算公式及计算方法。
对于细颗粒泥沙而言，一般难以通过记录其运动轨迹来直接计算沉速，因此只能通过间接方法推求。
到目前为止，在工程实际和相关应用中，细颗粒泥沙沉降速度的计算公式或方法大致可分为以下几类。
水流挟沙力计算公式研究综述
[5] [4 ]
U ω
0.23
1
Δ h h
0 .04
d2 5 d7 5
0.1 06
（9 ）
赵龙保[1 1]根据椒江口的实测资料，引入前期含沙量的概 念，获得了较为理想的挟沙力经验公式： S f (e ) = a ( U f (e ) ) (Se ( f ) )
m n
（10 ）
（2 ）
ρ Uh m η
U
2
U
0 . 33
B h
0 .3 2 . 85 μ r
gh
ω
舒安平[35 ]从挟沙水 流紊动能量平衡时均方程理论出发， 建立了高含沙水流挟沙能力公式：
Sv = P f (μ ) r k2 fm 8
3/ 2 N
γ U3 m γ γ gR ω s m
曹如轩[ 3 6]利用南科所以及黄河等室内外实测资料，分粒 径组考虑，分别讨论了高含沙水流，建立了以下公式：
/( gR ω )
3
]
1.5 1.5
]
（2 1 ）
S*i = k μ r
α
ω i
β
(Pi
+ P KDPbi )
U3
2．波、流共同作用下的挟沙力公式
刘家驹
[21 ]
γ γ s gRω i γ
（32 ）
认为淤泥 质海岸的主要动力因素是以特征流速 吴伟明[3 1]运用床面泥沙交换机理对平衡输沙水流挟沙力 进行了探讨， 建立了平衡输沙时的非均匀沙分组挟沙力公式： （2 2 ）
Z
第 11 卷
泉与窦国仁的研究，得出的长江口半潮平均挟沙力公式为：
S * = K1 U U + K2 gh ghω
长江口粘性细泥沙有效沉速与相关因素的关系
人 民 长 江
Ｙａ ｇｚ Ｒｉｅ ｎ ｔｅ ｖｒ
Ｖｏ ＿ ９． ． Ｏ ｌ ３ Ｎｏ ２ ０ｃ ． ｔ． ２ ０ ０８
文章编号 ：Ｏ １ ４ ７ （０ ８ ２ ０ ４ Ｉ０ — １９ ２ ０ ０— ０ ５—０ Ｊ ２
点绘 含沙量 Ｃ与
一
的关 系直线 ， 直线斜 率 即悬浮 指数 ｚ 此
量 的细颗粒泥沙 的静水沉 降特性 的实验 研究 ， 国内也在这 方面 做 了许多工作 。② 现场试验法 。Ｏ ｅ ｗ ｎＭ．Ｗ 首次 于 １７ ９ １年
在 Ｔ ａ ｓ 口采用 Ｏ ｅ 直 接从 河 口 中取 得未 搅 动的 水样 ｈｍｅ 河 ｗ ｎ管
行 专 门 的研 究 Ｊ 。
ｌ 用 Ｒ ｕｅ ｏ ｓ 公式拟合法计算悬沙有效沉速
Ｒ ｕｅ ｏｓ 公式是在二维恒定均 匀流平衡 输沙 条件下 导出 的悬
沙浓度垂线分布公式 ， 其形式 为 ：
Ｃ （ ） （） １
式 中 ｃ为含沙量 ； 。 Ｃ 为参考高度 ０处的含沙量 ； Ｈ为水深 ； 为 。 参考高度 ； 为垂 向坐标 ； ｚ ｋ 为可变卡 门常数 ；
江 口悬 沙有 效沉速为 ２０— ． ｍ ｓ ； ． ５ ０ｍ ／ 陈沈 良得到 长江 口南
？ 近岸水域悬沙有 效沉 速为 ２ １ ［ ．４～４ ３ ／ 。本文 采 用 ． ８ｍｍ ｓ 收稿 Ｂ期 ：０ ８— ６—１ ２０ ０ ６ 基金项 目： 同济 大学“ ８ ９ ５工程” 二期 建设项 目（ ２０ ４ ０ ５ 上 海市 ９ ８项 目（ Ｊ ） ０ ０ １４ ０ ） ０ Ｐ４ 作者简 介 ： 钟建 军， ， 男 同济大学土木工程学院水利工程 系， 士研 究生。 硕
文献综述-长江口水文、泥沙计算分析
长江口水文、泥沙计算分析文献综述1研究背景河口地区是海陆相互作用最为典型的区域，其水动力条件复杂，如径流、潮汐、波浪、沿岸流以及地转科氏力等作用强烈；人类活动也颇为活跃，其作为经济发展的强势地位集中体现在沿江、沿海等地域优势上。
众所周知，河流泥沙资料是为防治水土流失、减轻泥沙灾害、合理开发水土资源、维护生态平衡等方面的宏观分析与决策研究，以及流域水利水电工程建设规划、设计和水库运用、调度管理等提供科学依据的重要基础工作。
我国属于多河流、广流域的国家，据统计，在我国长达21000多公里的海岸线上，分布着大小不同、类型各异的河口1800多个，其中河流长度在100公里以上的河口有60多个（沈焕庭等，2001）。
长江是我国第一大河，水量丰沛，输沙量大，全长约6300km，流域面积约180万km2，占全国面积的1/5。
其河流长度仅次于尼罗河与亚马孙河，入海水量仅次于亚马孙河与刚果河，均居世界第三位。
据长江大通站资料(1950~2004)，流域平均每年汇集于河道的径流总量达9.00 X 1011m3，并挟带约3. 78 X 108t泥沙(中华人民共和国泥沙公报，2004)，由长江河口的南槽、北槽、北港和北支等四条汉道输送入海。
根据长江口水流动力性质和形态特征，可分为径流段、过渡段、潮流段和口外海滨段。
过渡段是径流与潮流相互消长的河段，它自五峰山镇至徐六径，长约184km。
潮流段是潮流势力逐渐增强，径流势力相对减弱，风浪与风暴潮对河道的影响大增的河段，它自徐六径至河口，长约174km。
口外海滨段是诸多水动力因素非常活跃的场所，又受到海岸、海底等边界条件的制约，水流动力情况比较复杂。
它的大致范围是西起长江口拦门沙前端、东至水下三角洲前缘，南自南汇嘴附近、北达江苏省篙枝港(胡辉，1988；沈焕庭2000，2001；宋兰兰，2002)。
每个典型河段都有其固有的且相互影响的悬移质含沙量分布特性，它们在长江口地貌形态、河口演变过程中扮演着重要角色。
【国家自然科学基金】_非均匀泥沙_基金支持热词逐年推荐_【万方软件创新助手】_20140801
推荐指数 2 2 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1
2014年 序号 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13
2014年 科研热词 起动低输沙率 表面络合模型 磷迁移 石英砂 电荷分布 渗流 河流泥沙 水沙二相流 水槽试验 暴露度 数值模拟 岸坡 sph法 推荐指数 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1
科研热词 非均匀沙 泥沙淤积 鱼梁洲生态开发项目 非饱和输沙 起动条件 等效粒径 现代黄河三角洲 浆体极限浓度 洪水位 河道过水能力 河流泥沙工程学 沐胶电厂 比较 数学模型 戛洒江水电站 影响因素 干容重 崔家营库区 山区河流 多沙水库 含泥浓度 原位测试 分选 冷却蓄水池 临界侵蚀切应力
推荐指数 2 2 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1
推荐指数 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17
科研热词 起动流速 推移质 非均匀沙 附加阻力 输沙率 起动功率 起动切应力 起动 相对隐暴度 滚动起动 泥沙淤积 暴露度 数学模型 排沙比 岩滩水库 坡面非均匀沙 力矩平衡
2008年 序号 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30
科研热词 长江中游 宽级配 卵石夹沙河床 风洞实验 风沙流 非均匀沙 起动系数 起动环境 起动流速 起动概率 贴体坐标变换 相对暴露度 流管 泥沙数学模型 河流泥沙工程学 沙粒粒度分布 水流泥沙数学模型 有限差分法 最小能耗率原理 最小能耗率 数值模拟 悬沙 底沙 床沙粗化 平面二维模型 平均粒径 勒贝格-斯蒂阶积分 力臂 准二维泥沙数学模型 冲淤变形
长江口水动力学及其泥沙运输规律
长江口水动力学及其泥沙运输规律一、长江口概况：长江河口地处我国东部沿海，受到来自流域径流、泥沙和外海潮流、成水入侵、风、波浪及河口科氏力和复杂地形等绪多园了的影响，动力条件多变，泥沙输运复杂。
从陆海相互作用的角度看，长江河口至少存在几个水沙特性不同的典型河段，而每个典型河段又存在不同性质的界面，如：大通河段(潮区界)、江阴河段(潮流界)、徐六径河段(盐水入侵界)、拦门沙河段(涨落潮流优势转换界面)、口外海滨区(泥沙向海扩散的外边界和长江冲淡水扩散的外边界)。
每个典型河段及关键界而都涉及到物质和能量的传输；每个典型河段及关键界面都有其固有性质，且相互影响，可以说河口过程在很大程度上被发生在每个典型河段的界面上各种现象所制约。
二、水动力方程及验证1、长江口水动力过程的研究进展（长江口水动力过程的研究进展）在过去20多年中, 长江口水动力过程研究成果大量来自河口海岸学家、物理海洋学家、海岸工程师、环境流体力学家的文献、著作。
本文的目的是力图把这些文献(以正式发表的文献为准,不包括研究报告)汇集起来,对长江口潮流、余流、波浪、盐水入侵的研究进行总结, 究竟我们对长江口水动力过程了解多少?究竟长江口水动力过程还有哪些问题值得研究?1.1 长江口余流、环流、水团、长江冲淡水基于现场实测资料, 胡辉等1985年对长江口外海滨余流的运动变化特性进行了一定的研究。
研究结果表明: 长江口外余流约为潮流的1/ 2～1/ 5 , 上层余流以向东为主, 中层余流多偏北, 底层余流有偏西的趋势。
径流是长江口外上层余流的重要组成部分,并以冲淡水的形式存在; 中、下层余流则与台湾暖流的顶托和牵引有关。
王康、苏纪兰1987年研究了长江口南港的横向环流、垂直环流及其对悬移质输运的影响。
在前人基础上导出了长江口相对观测层次的物质断面传输公式,增加了反映环流及振荡切变的各种相互关系的有关项。
基于现场观测资料,Wang等1990年研究了长江口水团、长江冲淡水团等的基本特征。
长江口浑浊带水沙特性研究
基金项 目： 国 家 自然 科 学 基 金 项 目（ ４ １ ２ ７ ６ ０ ８ ０， ５ １ ３ ２ ０ １ ０ ５ ０ ０ ５） ； 上 海 市 科 委 科 研 项 目（ １ ２ ２ ３ ０ ７ ０ ７ ５ ０ ０， １ ２ ２ ３ １ ２ ０ ３ １ ０ １ ） ； 水 利部公 益项 目
带核心 的流速和悬沙浓度最大 ， 且最大浑浊 带浓 度远 高于其他 区域 ； 从最 大浑浊 带到 口门外 ， 测 点 流 速 逐 渐
减小 ， 悬 沙 浓 度 逐 渐 降低 ； 悬沙浓度随 涨落潮呈 现周期 性 的变化 ， 最 大 悬 沙 浓 度 一 般 出 现 在 急 流 时 刻 。通 量
计算显示 ， 最 大 浑 浊 带 核心 区 的 悬 沙 通 量 较 外 缘 要 大 ， 北 港 通 量 有 向东 输 送 的 趋 势 ， 北 槽 通 量 向东 南 输 送 ， 南
在 河 口区 ， 通常 存在 水体 悬沙 浓度 明显 高 于河 口上 游 和下 游 的区段 ， 即河 口最 大 浑浊 带 ； 其 在 世界 不 同地 区、 不 同类 型和潮 汐环 境下 的河 口均 有存 在 。长 江 口 由于 径流 量 和悬沙 浓度 大 ， 最大 浑浊 带一直 长 期稳 定存 在 。河 口最 大浑浊 带是 河 口沉 积动力 环 境 的突 出表现 ， 对 揭示 河 口水沙 过程 的本 质 ， 阐述航
潮 滩 动力 因子不 同。综上 大多 数成 果都 是研 究河 口某一 断 面 或某 一 河槽 的泥 沙输 运或 通 量情 况 ， 但 是
对 最 大浑浊 带整 体 的悬沙 通量 研究 相对 缺 乏 。 本 文通 过长 江 口浑浊 带洪 枯季 多点 水沙 数据 综合 分 析 了最 大 浑 浊带 的水 沙分 布特 征 和悬 沙 通 量 ，
长江口近期来水来沙量及输沙粒径的变化
长江口近期来水来沙量及输沙粒径的变化付桂【摘要】长江来水来沙变化影响因素众多,除自然因素外,人类活动对河流水沙运动影响越来越显著.作为长江流域的终端,长江口地区既受自然因素影响,同时也显著地受到流域人类活动的影响.通过对比分析徐六泾站与大通站的水量和沙量,得出大通站能够作为代表流域进入长江口水沙情势的控制站.利用大通站的水文数据,统计分析1950—2011年的径流量、数量及输沙粒径的变化,得出长江口近期来水来沙量及输沙粒径的变化.研究结果表明:1) 长江流域年来水量没有发生趋势性变化;2003年后三峡水库发挥调蓄作用,来水量年内分配呈现洪季径流量减少,枯季径流量增加的特征.2) 1986年以来长江流域来沙量大幅减少,季节变化总体呈现洪季比例减小、枯季比例增大的特征.2003年三峡水库蓄水后,来沙量进一步减小,洪季输沙量明显减小.3) 2003年前后大通站悬沙中值粒径变化不显著,从粒度组分上看粒度略有粗化.%The factor of runoff and sediment changes of the Yangtze River is numerous,and influence from human activities to water and sediment movement is becoming more and more obvious besides naturalfactors.Runoff and sediment changes of the Yangtze estuary are influenced by natural and human paring and analyzing the runoff and sediment discharge of Xuliujing station and Datong station,we know that Datong station can be used as the control station of the Yangtze estuary.Based on the hydrological data of Datong station,this paper analyzes the variation of runoff,sediment discharge and suspended sediment particle size in the the Yangtze estuary during 1950—2011,and obtains the runoff,sediment discharge and sediment diameter of theYangtze estuary.The results show that there is no trend change of runoff in the Yangtze River basin.After 2003,the Three Gorges reservoir plays a regulating role,and the distribution of runoff during the year shows the decrease in the flood season and the increase in the dry season.Since 1986,the sediment discharge in the Yangtze River basin has been greatly reduced.The seasonal variation proportion generally shows that it's decreasing in the flood season and increasing in the dry season.After the impoundment of the Three Gorges reservoir in 2003,the sediment discharge has been further reduced and during flood season sediment discharge is decreasing obviously.The average suspended sediment particle size in Datong station is not obvious before and after 2003,and the grain size is slightly coarser from grain size component.【期刊名称】《水运工程》【年(卷),期】2018(000)002【总页数】6页(P105-110)【关键词】长江口;来水量;来沙量;悬沙粒径【作者】付桂【作者单位】交通运输部长江口航道管理局,上海200003;上海长升工程管理有限公司,上海200137【正文语种】中文【中图分类】TV148;U656长江河口是受径、潮流共同作用的中等潮汐河口,以其丰富的泥沙供应、大量的细颗粒泥沙而著称,是典型的高浊度河口。
武汉水利电力大学泥沙研究进展_李义天
DOI:10.16239/ ki.0468-155x.1999.06.006泥沙研究 1999年12月Journal of Sediment Research第6期武汉水利电力大学泥沙研究进展李义天,谢鉴衡,王明甫(武汉水利电力大学,湖北武汉430072)中图分类号:N1 文献标识码:B 文章编号:0468-155X(1999)06-0026-031 工程泥沙实验室概况武汉水利电力大学工程泥沙(原名河流泥沙)实验室成立于1958年,实验室占地4500m2,水槽大厅内有大、中、小三个玻璃水槽,三相流管道输送系统自成体系,可单独运行,河工模型试验大厅有完备的清浑水系统及较为先进的测控网络系统。
研究方向覆盖了泥沙运动基本理论、防洪及治河工程、河流模拟理论和技术等与工程泥沙有关的领域,理论联系实际是我校泥沙研究的宗旨和特色,紧密结合我国大型水利水电工程建设一直是我校泥沙研究的主攻方向。
实验室积极参加国家重大工程建设,1985年以来,承担了大量的国家自然科学基金、国家科技攻关项目和各类生产任务,为长江三峡,黄河小浪底、李家峡、公伯峡、万家寨、小峡,金沙江向家坝及溪洛渡,澜沧江小湾、景洪,洪水河白龙滩,白龙江紫兰坝,赣江万安等20多个水电工程的建设做出了贡献。
为长江、黄河治理、城市防洪、航道及港口整治、南水北调及大型火电厂取水工程等泥沙问题的解决,做了大量的工作。
在参加国家工程建设的同时,实验室努力探索工程中涉及的泥沙运动及河床演变基本理论问题,为推动学科发展做出了贡献。
在非均匀沙起动与输移、分组水流挟沙力、高含沙水流紊动结构等泥沙运动基本理论问题,修建工程后的河床演变及河型转化、江湖关系等河床演变基本规律方面取得了大量的研究成果。
河流模拟理论与技术在我室飞速发展,所研究的多套泥沙数学模型已广泛应用于生产实践,其理论与技术水平已跻身于国际先进行列,一整套实体模型设计理论与方法已达到国际先进水平,实验室开发的河工模型试验测控网络系统已投入运用,自制的水位计、地形仪、微型流速记数器等已销往国内外。
长江口悬沙有效沉速时空变化规律
势， 且涨潮悬沙有效沉速小于落潮 ； 无论 洪季或枯 季 ， 大潮与小潮 的涨潮悬沙沉 速均接近 ， 落潮悬 沙沉速则大 潮 大于小潮 ； 平面分布上 ， 槽悬沙有效沉速大于南槽 ， 北 两者均存在 １个悬沙沉速 较大 区域 ， 恰为滞 流点和滞沙 点 活动区域 ， 即最大浑浊带发育 区域 ； 计算 得到 肖山一 口外洪季悬沙有 效沉速变化范围为 １６ ７ ９ ｍ ｓ枯 季 ．０～ ．４ｍ ／ ，
悬 沙 有 效 沉 速 变 化 范 围为 ２４ ６ ３ ｍ ｓ ．０～ ．８ｍ ／ ．
关
键
词： 悬沙有效沉速； ｏｓ公式； Ｒ ｕｅ 时空变化 ； 长江口 文献标 志码 ： Ａ 文 章编 号 ：１０ — ４ Ｘ（０ ２ ０ — ０ ４ ０ ０ ９ ６０ ２ １ ）５ ０２ — ６
中图分 类号 ： ＶＩ８ ． Ｔ ４ １
摘要 ： 通过长江口肖山一口外实测资料研究悬沙有效沉速的变化规律， 结果表明： 整个水域悬沙垂向分布近似
符 合 指 数 型 分 布 ， 用 Ｒ ｕｅ 式 计 算 悬 沙 有 效 沉 速 变 化 ， 季 和枯 季 悬 沙 沉 速 自 肖山一 南 、 港 河 段 为 减 小 趋 采 ｏｓ 公 洪 北
料， 南北港 及南 、 北槽洪 季计 算采用 ２０ ０５年资料 ， 季采 用 枯
２０ ０ ７年资料 ． 由于测 量 时间和 测量难 度 限 制 ， 口区上 段 河 为断 面测量 ， 北槽 及南 槽 测 点均 位 于深 槽 ， 面 测 量难 度 断 较大 ， 收 集 了 部 分 散 点 数 据 ． 点 布 置 及 名 称 见 图 １ 仅 测
第 ５期 ２１ ０ ２年 １ ０月水利来自水运 工程
学
报
Ｎｏ． ５
ＡＮＤ ＥＮ ＧＤ咂 Ｒ Ｎ Ｉ Ｇ
径流变化下长江口多分汊系统冲淤分布差异及动力机制
第34卷第4期2023年7月㊀㊀水科学进展ADVANCES IN WATER SCIENCEVol.34,No.4Jul.2023DOI:10.14042/ki.32.1309.2023.04.011径流变化下长江口多分汊系统冲淤分布差异及动力机制朱博渊1,2,刘凌峰1,2,李江夏1,2,程永舟1,2,胡旭跃1,2(1.长沙理工大学水利与环境工程学院,湖南长沙㊀410114;2.水沙科学与水灾害防治湖南省重点实验室,湖南长沙㊀410114)摘要:为探究水库调平径流过程下长江口多分汊系统冲淤规律,根据1950 2021年水沙㊁地形和工程资料,拟定径流强度指标(D a ,60000m 3/s 以上流量多年平均持续天数)㊁追踪滞流点位置和按航道疏浚还原北槽冲淤量辨析长江口冲淤分布差异和动力机制㊂结果表明:D a 越大,越利于北部和南部汊道落潮分流比增大和减小,促进北部汊道冲刷加剧㊁淤积减缓和南部汊道淤积加剧㊁冲刷减缓,且利于北部和南部汊道淤积重心向下游和上游移动;冲淤差异受水流惯性和南岸节点挑流驱动,径流流量变化使得落潮主流北偏或南偏,形成南北汊道横向和纵向冲淤的联动机制;随着径流过程持续坦化,长江口北部汊道整体和上段将维持淤积加剧或冲刷减缓趋势㊁下段将维持冲刷加剧或淤积减缓趋势,南部汊道冲淤趋势相反;北槽滞流点在上下段间迁移的临界径流流量为35000m 3/s,未来上段淤积可能增强,建议适时调整航道维护区段㊂关键词:冲淤分布;多分汊系统;径流坦化;深水航道;滞流点;长江口中图分类号:TV147㊀㊀㊀文献标志码:A㊀㊀㊀文章编号:1001-6791(2023)04-0585-14收稿日期:2023-03-14;网络出版日期:2023-07-26网络出版地址:https :ʊ /kcms2/detail /32.1309.P.20230726.1139.002.html 基金项目:国家自然科学基金资助项目(52209079);湖南省教育厅科学研究项目(20B021)作者简介:朱博渊(1989 ),男,湖南张家界人,讲师,博士,主要从事水力学及河流动力学研究㊂E-mail:boyuan@潮汐分汊河口处于流域与海洋交汇区,其冲淤演变与沿海城市防洪㊁航运及土地资源利用密切相关[1-3]㊂近70a 来流域兴建水库,显著改变潮汐分汊河口上游水沙边界条件,使得潮汐分汊河口呈现不同的冲淤演变过程㊂研究表明,水库拦蓄泥沙导致年入海沙量减少,使得潮汐分汊河口水流挟沙次饱和,造成冲刷[4-5]㊂水库拦蓄径流导致年入海径流量减少,对潮汐分汊河口的影响通常分为2种情况:一是导致河口水流挟沙能力降低,引发淤积[6];二是导致河口涨潮流相对增强,既可能将更多口外泥沙扫入河口产生淤积[7],也可能受增强的涨潮流作用而冲刷[8]㊂流域水库除改变年入海水沙总量外,也调节入海径流年内分配过程[9-10],径流过程变化下潮汐分汊河口冲淤演变如何响应,当前关注较少㊂长江口是亚洲第一大河口,呈多级分汊形态,围绕长江流域水库建设对长江口冲淤影响问题已有大量研究成果㊂长江上游梯级水库群建设对年入海径流量改变不大,但大幅减少年入海沙量,使得长江口水下三角洲㊁前缘潮滩和南支至长兴岛尾部区域由淤转冲[2,11-12]㊂同时,水库调平入海径流年内分配过程,使得洪水流量持续时间减少㊁中枯水流量持续时间增多[13],洪水动力减弱导致涨潮流向口内输沙增强,对长江口整体和拦门沙区域维持淤积有利[13-14]㊂然而,潮汐分汊河口冲淤演变的主要特征表现为径潮交互作用下汊道间横向冲淤交替和泥沙沿各汊道纵向输移㊁堆积[15-17],径流过程调平对长江口多分汊系统内横向和纵向冲淤作用如何,缺乏研究㊂径流过程调平已使得长江中下游分汊河道的洪水汊呈淤积萎缩趋势㊁枯水汊呈冲刷发展态势[18-19],亟待研究径流过程调平对科氏力作用下长江口 南兴北衰 演变模式[20]的影响及造成的各汊纵向冲淤特征㊂本文根据1950 2021年长江口日均径流流量系列㊁日均流域来沙量系列㊁汊道落潮分流比㊁落潮流量㊁流场分布㊁沿程潮位㊁滞流点位置㊁深水航道疏浚量和汊道地形等资料,分析不同径流强度下南北汊道及各汊内上㊁下游区段的冲淤差异,揭示多分汊系统内横向和纵向冲淤联动机制,预测冲淤趋势㊂研究成果以期586㊀水科学进展第34卷㊀为深水航道治理㊁长江口综合治理和长江上游大型梯级水库优化调度提供参考㊂1㊀研究区域与方法1.1㊀研究区域概况长江口东西长180km,南北宽6~90km,呈 三级分汊㊁四口入海 形态格局,崇明岛处分为南北支,南支在长兴岛和横沙岛处分为南北港,南港在九段沙处分为南北槽(图1)㊂图1㊀研究区域示意Fig.1Outline map of the study area长江口年径流量约9000亿m3(1950 2021年),多年变化不大(图2(a)),但径流年内分配过程受流域梯级水库调度而坦化(图2(b))㊂以三峡水库蓄水时间为界,从蓄水前(1950 2002年)到蓄水后(2003 2021年),洪水(大通站流量Q>50000m3/s)和枯水(Q<10000m3/s)流量级多年平均持续天数分别由34d 和36d减少为24d和2d,中枯水(10000<Q<20000m3/s)流量级多年平均持续天数由94d增加为136d (图2(b))㊂受长江上游水土保持活动影响[21-22],长江年入海沙量自20世纪80年代中期开始显著减少,三峡水库蓄水后减少幅度更为明显(图2(a)),蓄水前和蓄水后多年平均输沙量分别为4.25亿t和1.32亿t (图2(a))㊂长江口径流变差大,历史最大洪峰流量为91800m3/s(1954年8月1日),最小流量仅为6300m3/s(1963年2月20日),相差近15倍,为多分汊系统内主流摆动提供了动力条件㊂长江口为中等潮汐河口,口门处多年平均潮差为2~3m,多年平均流速为1m/s,潮流一天内两涨两落,但涨潮流量和潮差在年际尺度变化不大[13]㊂长江口工程众多,其中北槽深水航道工程㊁北支围垦工程和北港青草沙水源地工程(图1)对汊道演变产生重要影响㊂北槽深水航道工程1998年开工,一期工程起止时间为1998年1月至2001年6月,二期工程起止时间为2002年5月至2004年12月,三期工程起止时间为2006年9月至2010年3月,一㊁二期工程内容包括双导提㊁丁坝建设和疏浚,三期工程主要为疏浚(图1)[23-24]㊂北支围垦工程1958年开始实施,显著缩窄了河床边界(图1)[25-26]㊂北港青草沙水库2007年开始建设,位于北港进口段,束窄了进口边界(图1)[2,27]㊂㊀第4期朱博渊,等:径流变化下长江口多分汊系统冲淤分布差异及动力机制587㊀图2㊀大通站水沙多年变化过程Fig.2Multi-year variation in water and sediment fluxes at Datong station1.2㊀数据处理与研究方法1.2.1㊀径流强度指标大通水文站为长江干流最后一个具有长期水沙观测资料的站位,且大通以下无较大支流入汇(图1),以其1950 2021年水沙系列代表流域进入长江口的水沙过程㊂统计大通站洪水流量级各时段多年平均持续天数,以衡量径流对长江口冲淤作用强度,考虑到长江口造床流量为60400m3/s[15],以60000m3/s以上流量多年平均持续天数(D a)为统计对象㊂1.2.2㊀滞流点位置滞流点附近是泥沙集中落淤区域,其位置迁移影响长江口汊道纵向冲淤,具体定义为在一个全潮过程中河槽水流近底层涨落潮净流程为0的点[28-29],用方程表示如下:S=ʏT0v d t=0(1)式中:S为一个全潮过程中河槽水流近底层某点净流程,m;v为该点t时刻的流速矢量,m/s;T为一个全潮周期,s㊂本文主要关注南北槽滞流点位置,不同时间滞流点位置及对应大通站流量和中浚站潮差来源于文献[30-33]㊂1.2.3㊀地形处理汊道冲淤变化分析涉及多套水下地形测图,其中,北支测图年份为1978年㊁1991年㊁1998年㊁2001年㊁2007年和2013年,南支测图年份为2002年㊁2007年㊁2013年和2017年,北港测图年份为1997年㊁2002年㊁2007年和2013年,南港测图年份为1997年㊁2002年和2007年,北槽和南槽测图年份为1997年㊁2002年㊁2007年㊁2013年和2017年㊂地形测图比尺范围为1ʒ10000~1ʒ120000,测点密度范围为37~171个/km2,588㊀水科学进展第34卷㊀对应空间点距范围为80~150m㊂对地形测图进行数字化,投影坐标系统为北京54坐标系,并将高程基准面统一为理论最低潮面㊂采用克里金空间插值法对数字化后地形测点进行插值,生成连续地形,以计算汊道冲淤速率,对应网格分辨率根据测点平均密度取为100m ˑ100m㊂此外,还从各套地形中提取和从文献[34-37]中收集汊道深泓高程㊂表1㊀北槽冲淤速率还原计算数据Table 1Data for restoration calculation on erosion-㊀㊀㊀deposition rate in North Passage 单位:亿m 3P E D 1997 2002年-1.928 1.0692002 2007年 1.1311.9712007 2013年-5.267 5.1452013 2017年-2.936 3.460北槽于1984年开辟航道以来,以年疏浚量0.12亿m 3维持航深和航宽,1998年实施深水航道工程后,疏浚量显著增大[2]㊂根据北槽各年疏浚量[2,38-39],对北槽冲淤速率还原如式(2),式中各参数取值见表1:V =E +D AP(2)式中:V 为还原后北槽冲淤速率,m /a;E 为根据某2a 地形直接计算得到的北槽冲淤量,m 3;D 为该2a 之间北槽总疏浚量,m 3;A 为计算区域面积,A =349.2km 2;P 为相邻2套地形的时间跨度,a㊂2㊀汊道冲淤分布差异2.1㊀横向冲淤差异表2显示,除北支2001 2007年及2007 2013年㊁南支2002 2007年及2007 2013年和南槽19972002年及2002 2007年外,长江口南北汊道横向冲淤差异主要取决于D a ,D a 越大,北部汊道(北支㊁北港㊁北槽)落潮分流比越大,相应冲刷/淤积速率越大/越小㊁或由淤转冲㊁或冲刷/淤积速率大于/小于南部汊道;南部汊道(南支㊁南港㊁南槽)规律则相反㊂此外,南槽冲淤还受口外风暴潮影响,2002 2007年㊁2007 2013年和2013 2017年3个时段对比,D a ㊁南槽落潮分流比和冲淤速率取值虽符合南部汊道规律,但D a 均维持低值㊁落潮分流比均维持高值条件下,南槽均维持淤积,原因为3个时段内发生的系列风暴潮携带口外泥沙进入南槽[13-14]㊂表2中,V 正值代表淤积㊁负值代表冲刷,北槽冲淤速率为根据航道疏浚还原后的结果;λ为汊道落潮分流比,定义为各级分汊中某汊落潮流量占两汊落潮流量之和的比例㊂表2㊀长江口汊道V 与D a ㊁λ对应关系Table 2Relationship among V ,D a and λin branching channels of Yangtze Estuary时段北支D a /d λ/%V /(m㊃a -1)时段南支D a /d λ/%V /(m㊃a -1)时段北港D a /d λ/%V /(m㊃a -1)1978 1991年60.270.0721991 1998年26 3.660.0502002 2007年4110.300.0361997 2002年2952.17-0.131**** ****年36 3.66-0.0062007 2013年5110.30-0.0132002 2007年449.120.0552001 2007年3-10.300.0282007 2013年5-10.30-0.0372013 2017年996.48-0.0072007 2013年551.910.006时段南港D a /d λ/%V /(m㊃a -1)时段北槽D a /d λ/%V /(m㊃a -1)时段南槽D a /d λ/%V /(m㊃a -1)1997 2002年2947.83-0.1241997 2002年2954.83-0.0411997 2002年2945.17-0.0292002 2007年448.480.1482002 2007年451.520.0792002 2007年450.88-0.0182007 2013年542.87-0.0052007 2013年557.130.0112013 2017年943.630.0302013 2017年956.370.068㊀第4期朱博渊,等:径流变化下长江口多分汊系统冲淤分布差异及动力机制589㊀2.2㊀纵向冲淤差异表3显示长江口南北汊道深泓分段平均高程变化过程(各汊分段剖分情况见图1),可以看出,除北支各时段和南支1998 2002年外,长江口南北汊道内部纵向冲淤差异主要取决于D a,随D a增大,北部汊道(北支㊁北港㊁北槽)上段冲刷速率增大或淤积速率减小㊁下段冲刷速率减小或淤积速率增大,从而淤积重心向下游移动;南部汊道(南支㊁南港㊁南槽)规律则相反㊂南北槽纵向冲淤还受深水航道整治工程和口外风暴潮影响:北槽2007 2010年深泓受深水航道三期工程疏浚(图1)影响显著降低,2010 2019年深泓受南坝田挡沙堤加高工程实施㊁航道疏浚量减小和流域减沙[36,40]影响变幅明显减小;南槽1997 2002年λ较小,但该时期北槽上段丁坝(图1)增强了南槽落潮动力,使得深泓整体冲低㊁集中于中上段(Ⅰ Ⅱ),2002 2007年下段深泓(Ⅲ)受口外风暴潮掀沙影响[13-14]有所冲低㊂表3㊀长江口南北汊道深泓分段平均高程变化Table3Variation in segment-average thalweg elevation in branching channels of Yangtze Estuary年份北支D a/dλ/%深泓平均高程/m区段Ⅰ区段Ⅱ区段Ⅲ年份南支D a/dλ/%深泓平均高程/m区段Ⅰ区段Ⅱ区段Ⅲ1978年1991年1998年2001年2007年2013年62636350.273.663.66-10.30-10.30-8.80-10.13-10.05-8.80-6.25-6.28-6.16-5.15-6.70-5.63-6.00-7.95-6.81-5.55-7.10-6.91-6.99-8.741998年2002年2007年2010年2018年3249996.69110.3096.7296.61-23.86-32.43-33.48-32.05-39.70-29.21-30.83-22.66-24.73-33.71-12.25-20.80-20.43-24.10-25.71年份北港D a/dλ/%深泓平均高程/m区段Ⅰ区段Ⅱ区段Ⅲ年份南港D a/dλ/%深泓平均高程/m区段Ⅰ区段Ⅱ区段Ⅲ1997年2002年2007年2013年294552.1749.1251.91-14.92-11.78-7.85-15.52-13.48-7.83-15.00-12.33-8.38-16.25-9.77-5.701997年2002年2007年2019年294747.8350.8848.15-16.77-14.95-14.15-15.87-19.75-12.88-17.83-17.13-14.13-15.94-16.85-13.00年份北槽D a/dλ/%深泓平均高程/m区段Ⅰ区段Ⅱ区段Ⅲ年份南槽D a/dλ/%深泓平均高程/m区段Ⅰ区段Ⅱ区段Ⅲ1997年2002年2007年2010年2019年29491054.8348.4843.2443.13-10.00-9.18-8.08-11.35-9.60-9.00-10.48-10.46-11.03-12.88-13.09-13.58-12.69-12.39-12.611997年2002年2007年2013年294545.1751.5257.13-7.75-9.25-9.86-10.30-6.78-7.45-6.76-6.23-6.50-6.65-7.23-5.372.3㊀冲淤分布动力机制2.3.1㊀横向和纵向冲淤联动机制图3显示,长江口北支㊁北港㊁北槽落潮分流比均随径流流量增大而增大,南支㊁南港㊁南槽落潮分流比均随径流流量增大而减小㊂原因在于2个方面:一是落潮流自身惯性,在长江口 南兴北衰 自然模式下,590㊀水科学进展第34卷㊀南部汊道河底地形普遍较北部汊道低[20],落潮流量越大水流惯性越大,流路趋直,利于北部汊道分流,落潮流量越小水流惯性越小,受地形束缚明显,水流更易进入南部汊道;二是长江口南岸沿线有若干节点[15],落潮流量越大,越利于节点将落潮主流挑向北部汊道㊂图3提供了南北汊道落潮分流比与径流流量(Q)和潮差(T0)的拟合关系,图中潮差均根据3条港潮位站(图1)观测潮位求得,3条港潮位站靠近口门,可近似代表口门处潮汐动力㊂以下3个方面的检验结果反映出拟合方程的可靠性:①相关系数(R2)均在0.6以上(甚至大于0.9)㊂②方程表明北支㊁北港㊁北槽落潮分流比均随径流流量增大而增大㊁随潮差增大而减小;南支㊁南港㊁南槽落潮分流比均随径流流量增大而减小㊁随潮差增大而增大㊂③自南北支至南北槽,径流流量和潮差贡献权重(W Q㊁W T0)分别减小和增大(注:贡献权重为Q或T0前系数绝对值与两变量前系数绝对值之和的比值)㊂图3㊀长江口各汊道λ随Q和T0变化特征Fig.3Variation inλwith runoff discharge(Q)and tidal range(T0)for branching channels of Yangtze Estuary 综合南北汊道落潮分流比对径流流量和潮差变化的响应关系,汊道冲淤有如下联动机制:径流流量大时,各分汊口由南向北的横向水位差大㊁落潮主流向北部汊道偏转(图4(a)),北部汊道落潮分流比大㊁落潮动力强(图4(a)㊁图4(b)),涨潮动力则相对减弱(图4(b)),增强的落潮动力使得北部汊道冲刷加剧或淤积减缓,且由于上段迎流顶冲,冲刷加剧或淤积减缓集中在上段,下段则受涨潮流顶托和上段冲刷泥沙补给而淤积加剧或冲刷减缓,导致淤积重心位于下段(图4(b));南部汊道落潮分流比小㊁落潮动力弱(图4 (a)㊁图4(b)),涨潮动力则相对加强(图4(b)),增强的涨潮动力顶托落潮流㊁减小落潮流速的同时,也带入口外泥沙,使得南部汊道淤积加剧或冲刷减缓,且由于下段涨潮流强劲㊁迎流顶冲,冲刷加剧或淤积减缓集中于下段,上段则受落潮流顶托和下段冲刷泥沙补给而淤积加剧或冲刷减缓,导致淤积重心位于上段㊀第4期朱博渊,等:径流变化下长江口多分汊系统冲淤分布差异及动力机制591㊀(图4(b))㊂径流流量小时,南北汊道冲淤规律相反(图4(a)㊁图4(c))㊂(注:图4(a)中2004 2007年洪季和枯季落潮流量㊁落潮分流比㊁流场分布和沿程潮位资料来源于上海河口海岸科学研究中心水文原型观测资料汇编,同一种颜色的流速箭头或数字代表同一时段资料)图4㊀长江口南北汊道横向和纵向冲淤联动机制Fig.4Linkage mechanism of lateral-longitudinal erosion-deposition pattern between north andsouth branching channels of Yangtze Estuary2.3.2㊀特定汊道问题北支整体冲淤:2007 2013年D a值较小,相比前一时段无明显增大;λ值与前一时段相同,但由前一时段淤积变为该时段冲刷(表2),与围垦工程有关,2001年以前围垦集中于北支上段,2001年以后分布于北支整段(图1),显著束窄了河床边界㊁增强了河槽内涨潮动力,使得2007 2013年涨潮优势流更为明显[26],涨潮流从北支下段冲起大量泥沙(表3),造成北支整体冲刷㊂北支纵向冲淤(表3):1978 1991年D a和λ值较小,淤积重心位于中下段(Ⅱ Ⅲ);1991 1998年D a 值较大,λ值相应增大,淤积重心位于上段(Ⅰ);1998 2001年D a值进一步增大,λ维持较大值,淤积重心仍位于上段(Ⅰ)㊂以上冲淤过程㊁特别是2个洪水时段的冲淤特征与2001年以前北支上段实施的围垦工程有关,围垦对上段具有显著促淤效应(图1)㊂2001 2007年D a值大幅减小,λ变为负值,即倒灌南支,淤积重心位于中下段(Ⅱ Ⅲ),与2001年以后北支下段围垦工程促淤效应有关(图1);2007 2013年D a维持小值,λ维持负值,淤积重心位于上段(Ⅰ),原因在于该时期北支上下段围垦工程均基本完成,束窄河道边界(图1),对涨潮动力具有强化作用[26],且该时期径流动力较弱,使得北支倒灌南支,中下段床面泥沙被强劲的涨潮流冲起携往上游㊁利于上段淤积㊂南支整体冲淤:2002 2007年与2007 2013年2个时段D a和λ均相当,前一时段淤积原因为受北支倒灌泥沙(表2)和上游河段河床质推移补给影响[22,41],后一时段尽管也有北支倒灌泥沙补给(表2),但流域来沙量进一步减小,由前一时段的1.78亿t/a变为后一时段的1.31亿t/a,上游河段可供给河床质数量也明显减少[22,41],故造成冲刷㊂南支纵向冲淤:1998 2002年,D a较大,λ较小,南支深泓整体冲低(表3),淤积重心位于下游河道内㊂该时段受流域特大洪水影响[13],虽然南支λ较小,但落潮分流量绝对值大,将淤积重心推往下游㊂南槽整体冲淤:1997 2002年发生冲刷(表2),不仅与该时段流域大洪水有关[13],也受北槽上段丁坝工程(图1)增强南槽落潮归槽动力[42]的影响;2002 2007年淤积(表2),则因为该时段径流流量偏枯,南槽λ虽有所增大,但落潮分流量绝对值小,口门附近涨潮动力则相对大幅增强,增强的涨潮流和风暴潮从592㊀水科学进展第34卷㊀口外携带泥沙补给南槽[13-14]㊂2.4㊀冲淤分布变化趋势图5显示,在长江口自身 南兴北衰 演变模式[20]和流域水库共同影响下,除河口工程作用时段外,北部汊道λ和河槽容积(C )呈减小的历史过程,南部汊道相反,三峡水库蓄水以后更为明显(南北港λ受北港进口青草沙水库影响[27]除外)㊂与此同时,北部汊道(北支㊁北槽)和南部汊道(南支㊁南港㊁南槽)淤积重心分别呈上移和下移的历史过程[26,43-46]㊂具体对比南北汊道兴衰交替与流域水库建设时间节点(表4),可识别出较好的同步对应关系,进一步说明流域水库的作用㊂图5㊀长江口各汊道λ和C 多年变化过程Fig.5Multi-year variation in λand C for branching channels of Yangtze Estuary表4㊀长江口南北汊道历史演变事件和流域水库建设的对应关系Table 4Conincidences between channel evolution events in Yangtze Estuary and river-dam constructions汊道演变过程与水库建设对应关系北支形成以后超过400a 作为长江口主汊存在,之后小幅淤积并变为支汊,1950s 以后显著淤积[41]1950s 从小幅淤积到显著淤积的转变与流域初期水库建设时间一致白茆沙南北水道形成以后40a 里分别呈萎缩和发展态势,1950s 以后两汊冲淤态势扭转[47-48]1950s 两汊冲淤态势扭转与流域初期水库建设时间一致南北槽形成以后50a 里分别呈萎缩和发展态势,2003年以后两汊冲淤态势扭转[15,38]2003年两汊冲淤态势扭转与三峡水库蓄水时间一致㊀第4期朱博渊,等:径流变化下长江口多分汊系统冲淤分布差异及动力机制593㊀㊀㊀对三峡水库蓄水前后2个时段大通站流量过程进行统计,得到D a多年平均值分别为11d和8d,且60000m3/s以上各流量范围多年平均持续天数均显著减少(图2(b)),说明三峡水库和上游大型梯级水库对径流过程 削峰补枯 调平效应明显㊂随着长江上游大型梯级水库相继运行㊁协防三峡水库,长江口径流过程坦化趋势将得以维持[21]㊂根据南北汊道λ与径流流量关系(图3),北部汊道λ将继续呈减小趋势,汊道整体将呈淤积加剧或冲刷减缓趋势,淤积重心将呈上移趋势;南部汊道λ将继续呈增大趋势,汊道整体将呈冲刷加剧或淤积减缓趋势,淤积重心将呈下移趋势㊂3 对深水航道整治的启示图6(a)显示,南槽滞流点(图6中南槽和北槽滞流点起始位置分别为南槽进口和横沙水文站)随大通站流量增大逐渐移向下游,若同时考虑潮差㊁汊道水深,则可建立较好的定量关系,据此可预测各时间尺度的滞流点位置[28]㊂北槽滞流点位置则不随大通站流量逐渐变化,而是存在临界流量35000m3/s,当流量小于该临界值时,滞流点位于上段;当流量大于该临界值时,滞流点位于下段(图6(b))㊂北槽滞流点活动特征与北支类似,北支受上口分流显著减小和河槽萎缩影响,径流流量超过某个临界值,滞流点显著下移[29],北槽滞流点位于上段时多为枯季㊁位于下段时多为洪季(图6(b)),也体现出流域大洪水对滞流点位置突变的影响,早期研究成果表明,1998年特大洪水期间北槽滞流点持续徘徊于下段,造成下段强淤[49]㊂出现以上现象的原因为长江口落潮水流主要从南部汊道入海,北部汊道分流畅通性相对较差㊂与上述特征对应,北部汊道(北支㊁北槽)虽受长江口涨潮流路偏北影响呈缓慢萎缩态势[20],但历史上发生的流域特大洪水往往成为冲开上口使其迅速发展㊁贯通㊁进而维持生命力的关键动力[15]㊂图6㊀南北槽滞流点位置与径流流量关系Fig.6Relationship between position of stagnation point in North/South Passage and runoff discharge594㊀水科学进展第34卷㊀北槽整体淤积速率显著大于南槽(表2,表3,图5(f)),深水航道工程实施后至2012年北槽回淤量呈逐年上升态势[2],对水深维护不利,本文研究结果表明其原因为北槽落潮分流比持续减小,故建议通过调整工程措施增大北槽落潮分流比㊂同时,深水航道工程实施以来,在丁坝+双导堤阻流和三峡水库调平径流过程使得北槽λ持续减小(图5(e))的背景下,虽然航槽回淤重点部位集中于中下段[23,50],但滩槽总体淤积重心不断向上游移动(表3)[36,43,51],特别是流域大水年向枯水年转变时回淤部位集中于中上段航道与丁坝坝田区域[13-14]㊂与此同时,北槽滞流点虽因疏浚增大河槽容积间歇性向下游迁移[30-31],但随λ减小,多年尺度向上游迁移占主导[16,29,30]㊂三峡水库蓄水前(1950 2002年)至蓄水后(2003 2021年),大通站35000m3/s 以上流量级多年平均持续天数由125d减少为110d,未来随着三峡水库和上游大型梯级水库运用,径流过程持续坦化,滞流点位于北槽上段的频率将增加,北槽深水航道近期以疏浚性维护为主,建议重点关注上段淤积动态,适时调整疏浚区段㊂4㊀结㊀㊀论基于1950 2021年长江口水沙㊁地形和工程资料,采用洪水流量级(大通站流量Q>60000m3/s)多年平均持续天数㊁汊道落潮分流比和滞流点位置等水动力指标,对分汊系统内横向和纵向冲淤规律开展研究,主要结论如下:(1)大通站60000m3/s以上流量多年平均持续天数越大,北部汊道落潮分流比越大㊁南部汊道落潮分流比越小,横向上越利于北部汊道冲刷加剧㊁淤积减缓和南部汊道淤积加剧㊁冲刷减缓,纵向上越利于北部汊道淤积重心下移和南部汊道淤积重心上移㊂(2)分汊系统内冲淤分布差异取决于水流惯性和南岸节点挑流作用下南北汊道落潮分流比随径流流量和潮差的变化规律,并形成横向和纵向冲淤联动机制㊂北支冲淤还受围垦工程影响,南支和南槽部分时段冲淤分别与流域洪水㊁来沙和深水航道工程㊁口外泥沙补给有关㊂(3)随着长江上游大型梯级水库对径流过程调平作用持续,北部汊道整体和上段将维持淤积加剧㊁冲刷减缓趋势,下段将维持冲刷加剧㊁淤积减缓趋势,南部汊道冲淤趋势相反㊂(4)与南槽滞流点位置随径流流量渐变不同,北槽滞流点在上下段之间迁移存在突变性,对应临界径流流量为35000m3/s,在径流过程坦化趋势下,北槽滞流点位于上段的机会增多,建议进行重点关注和适时调整航道疏浚区段㊂参考文献:[1]ROVIRA A,BALLINGER R,IBÁÑEZ C,et al.Sediment imbalances and flooding risk in European deltas and estuaries[J]. Journal of Soils and Sediments,2014,14(8):1493-1512.[2]LUAN H L,DING P X,WANG Z B,et al.Decadal morphological evolution of the Yangtze Estuary in response to river input changes and estuarine engineering projects[J].Geomorphology,2016,265:12-23.[3]XU Y,CAI Y P,SUN T,et al.A multi-scale integrated modeling framework to measure comprehensive impact of coastal reclama-tion activities in Yellow River Estuary,China[J].Marine Pollution Bulletin,2017,122(1/2):27-37.[4]BLUM M D,ROBERTS H H.The Mississippi delta region:past,present,and future[J].Annual Review of Earth and Planetary Sciences,2012,40:655-683.[5]TAN C,HUANG B S,LIU F,et al.Recent morphological changes of the mouth bar in the Modaomen Estuary of the Pearl River Delta:causes and environmental implications[J].Ocean&Coastal Management,2019,181:104896.[6]FRIHY O E.Evaluation of future land-use planning initiatives to shoreline stability of Egyptᶄs northern Nile delta[J].Arabian。
长江口南支下段扁担沙护滩工程整治效果分析
长江口南支下段扁担沙护滩工程整治效果分析吴焱【摘要】长江口南支下段暗沙罗列、州滩变迁,是长江口河势变化最为频繁、也最为复杂的河段.采用mike21平面二维水流、泥沙数学模型,对该河段自然状态下以及实施扁担沙护滩工程情况下水动力条件、河床冲淤变化进行模拟,为该河段河势演变以及河势控制工程的研究提供一定的参考.【期刊名称】《水运工程》【年(卷),期】2012(000)011【总页数】6页(P145-150)【关键词】长江口;南支下段;平面二维泥沙模型;河势控制;扁担沙护滩工程【作者】吴焱【作者单位】上海勘测设计研究院,上海200434【正文语种】中文【中图分类】TV14长江口南支河段上起徐六泾，下至吴淞口，全长约70 km。
该河段河势不稳定因素较多，主要表现在近期白茆沙体活动性较大，南门港附近扁担沙滩面串沟发育，并不断向下游发展，下扁担沙南侧上冲下淤等[1]。
近年来该河段实施了一系列工程措施，如新浏河沙头部护滩工程、南沙头通道限流工程、中央沙圈围工程、青草沙水库工程等[2]，这些工程对南支下段以及南北港分流口河势的稳定起到了一定的积极作用。
但由于《长江口综合整治规划（2007）》中规划的部分河势控制工程尚未实施，如白茆沙固滩工程、扁担沙护滩工程等[3]，使得该河段不稳定因素仍在，七丫口河段节点控制作用尚不充分，南北港分流口河势近年变化剧烈[4]。
本文拟结合长江口南支下段目前存在的问题，依据相关基础资料的分析研究，首先建立长江大通至口外段水流数学模型，然后在此基础上建立南支河段泥沙数学模型，对扁担沙护滩工程实施后的工程效果进行分析，为该河段河势治理提供参考。
1 模型建立1.1 模型范围长江口水流数学模型上游边界取至大通，下游东边界至外海123°30′，北边界至32°15′，南边界至29°33′，模型范围及网格见图1。
图1 长江口水流模型计算范围及网格泥沙数学模型上游边界取至白茆沙体以上、南北支分流口以下处，下游南港边界取至南北槽分流口以上附近，下游北港边界取至横沙通道以上附近，见图2。
长江口粘性细颗粒泥沙絮凝试验研究
长江 口每年从 上 游带来 大量 泥沙人 海 ， 粘性泥 沙约 占总量的 ９ ％ 以上． ０ 由于 粘 性泥 沙 颗粒 细 有 较 大 的 表 面 积 ， 有特 有 的电化学 性质 ， 具 表面带 有 负电荷并 形成 双 电层产 生 ｝电位 ． 图 １ 见 ．
，
由 于细颗粒 泥沙 的双 电层特 性 ， 长江 水 中所带 的大量粘 性 泥 沙 ， 长江 口遇强 电解 质海 水 ， 在 在海 水 中 阳离子 作 用下 ，
维普资讯
第３ ０卷 第 ３ 期 ２Ｏ Ｏ ２年 ５胃
河 海
大 学 学 报
Ｍａ Ｏ ２ ｙ２ ０
Ｊ ￣＇ Ｌ Ｆ ＨＯＨＡ ＮＩ Ｅ毪 ｒＹ Ｏｂ ｄＡ Ｏ ｑ ＩＵ Ｖ Ｉ ｒ
长 江 口粘 － 颗 粒 泥 沙 絮凝 试 验研 究 陛细
中和 颗粒表 面 的负 电荷使 电位 下 降扩散层 变 薄 ， 粘性 细 颗粒
泥沙之 间 吸力增 强 ， 而 产 生 絮凝 现 象 形 成 絮 团 ， 从 土粒 凝 结
加 快 泥沙沉 降速 度 ， 长 江 口造成 淤 积 ， 成 拦 门 沙堵 塞 了 在 形
航道． 粘性 细颗 粒 泥沙 絮凝 机理 及影 响絮 凝 的因素是 一 个较
维普资讯
河
海
大
学
学
报
２０ ０２年 ５月
式中： Ｆ和
分 别为 絮团 和泥沙 基本粒径 大小成 反 比． 粒径 越细 ， 絮凝 量 越 大 ， 是 由于 混沙 越 细 ， 表 面积 越 大 ， 电位 也 这 其 越 大 ， 阳离 子 中和其 表面 负电荷 后 ， 遇 电位 下降 ， 撞增 多 ， 易形 成 絮 团 ， 降量 也 就增 加 ， 碰 更 沉 这也 说 明 ， 电 其 位 越大 ， 不易 絮凝 ， 就 反之 ， 电位减 小易 生成 絮 团 ， 絮凝量 就增 加 ．
两相非均质流输沙平衡关系及挟沙力研究_费祥俊_吴保生_傅旭东 (1)
实测含沙量/（kg/m3）
实测含沙量/（kg/m3）
100
洛惠渠 花园口 高村 陈骥水槽试验 王世强水槽试验
100
洛惠渠
花园口
高村 陈骥水槽试验 王世强水槽试验
10 10 100 1000
10 10
U3/gR
100 m/(s-m) * U3/gR
1000
图 1 实测含沙量与综合参数
悬移质水流挟沙力在国内外有大量研究成果， 早期经典研究多属低含沙量及颗粒组成均匀的理想 情况，其成果有一定理论意义，但距实际应用尚有距离，原因是河流泥沙运动的实际情况十分复杂。 首先泥沙组成是非均匀的，多数在研究中取平均粒径或中值粒径为代表；有的将悬移质分为床沙质 与冲泻质，认为后者颗粒很细，其运动与水流条件无关，在分析计算中于以排除；采用的实测含沙 量也难以判断是否处于输沙平衡状态；更值得注意的是限于悬沙测验仪器及技术，实测垂线平均含 沙量往往低于真实值，含沙量越低，实测值偏低越明显。因此根据低含沙量实测资料建立或验算各 种形式的挟沙力关系，不会有满意的结果。还有其他因素，使悬移质挟沙力（即使是低含沙水流） 难以得出普遍适用的关系式。由于问题复杂，本文不可能对挟沙力研究概况作全面讨论，下面只就 当前有代表性的悬移质挟沙力关系式进行分析。 上世纪 50 年代后期，张瑞瑾等[1]提出水流含沙后抑制紊动，认为含沙水流的功率消耗，相当于 清水与浑水功率之差，据此推得适用于含沙量 S<100kg/m3 的悬移质挟沙力公式：
网络出版时间：2015-04-27 10:29 网络出版地址：/kcms/detail/.20150427.1029.001.html
文章编号：0559-9350(2015)06 -0000-00
固体颗粒的群体沉降速度分析
固体颗粒的群体沉降速度分析郑邦民1，夏军强2(1.武汉大学河流系，湖北武汉430072; 2.清华大学水利系，北京100084)摘要：从流体力学原理出发，数值模拟非均匀沙随机分布对流场的影响，推导出固体颗粒群体沉速的理论解。
该公式不仅量纲和谐，浓度变化不超过极限浓度值，能反映含沙量与非均匀沙级配变化对群体沉速的影响，而且可避免其它公式量纲不和谐，计算中出现负值或降得过快的缺点。
采用黄河实测资料对该公式进行了验证，计算结果与实测资料基本符合。
关键词：固体颗粒; 群体沉速; 干扰流核；极限浓度1 引言泥沙在静止的清水中等速下沉时的速度，称为泥沙的沉降速度。
在多沙河流的浑水中，泥沙颗粒的沉降特性比清水中与低含沙水流中复杂。
此时泥沙颗粒下沉相互干扰，部分颗粒或全部颗粒成群下沉，其下沉速度称为群体沉速［1,2］。
群体颗粒沉降特性的研究具有十分重要的意义，它在多沙河流的河床演变分析和泥沙数学模型计算中广泛应用。
单个颗粒的沉速与群体沉降可以相差10倍，故50年前有人说泥沙运动严格地讲只有一个半理论。
为此应进一步分析颗粒群体沉降规律，使其在实际应用中不致有太大的误差。
本文在研究流体力学粘性流中圆球绕流规律的基础上，得出固体颗粒群体沉速的理论解，它可反映泥沙浓度与组成对群体沉速的影响。
然后将该公式与现有的群体沉速公式进行比较，并用黄河实测资料进行验证。
2 理论前提Navier_Stokes方程是流体力学的基本控制方程，它是求解流体力学诸多问题中普遍应用的方程。
对不可压缩粘性流体，在有势外力作用下，可得Helmholtz 涡量方程(1)上式中为流速矢量：Δ为哈密顿算子(Hamilton Operator)；ν为流体的运动粘滞系数;t为时间。
一般情况下，三维流函数为向量，它与流速有如下关系。
而流速与涡量，亦呈旋度关系，即。
为了便于数值计算，它可写作一般曲线坐标系的张量形式：。
其中。
式中ui为逆变分量，Δj 为协变导数，为协变基向量，它不一定是正交基，也不一定为单位基。
【国家自然科学基金】_泥沙沉降_基金支持热词逐年推荐_【万方软件创新助手】_20140802
2010年 序号 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 33 34 35 36 37 38 39 40 41 42 43 44 45 46
科研热词 絮凝 静态浑水 集成试验 过滤箱 调流墙 表面电位 藻类 节水灌溉 细颗粒泥沙 絮凝沉降 磷 生物膜模型 生物膜 生态沟渠 环境演变 溢流槽 流速 泥沙含量 波浪作用 沉降 江汉平原 汉水 氮 植物 有机絮凝 新石器晚期 斯托克斯动力学 数值模拟 拦截坝 悬锥鳃片 悬移质 悬浮泥沙 微灌沉沙池 异重流 床面稳定性 多体作用 古文化 动水沉降 加速沉降 分离鳃 农田排水 光强 光学衰减系数 两相流 三峡库区 xdlvo
推荐指数 2 2 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1
2009年 序号 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 33 34 35 36 37 38 39 40 41 42 43 44 45 46 47 48 49 50 51 52
53 54 55 56 57 58 59 60
南汇嘴 单颗粒泥沙 动力机制 动力作用 冲淤演变 临界判据 ~(137)cs质量平衡法 k-ε 模型
推荐指数 3 2 2 2 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1
推荐指数 2 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1
- 1、下载文档前请自行甄别文档内容的完整性，平台不提供额外的编辑、内容补充、找答案等附加服务。
- 2、"仅部分预览"的文档,不可在线预览部分如存在完整性等问题,可反馈申请退款(可完整预览的文档不适用该条件!)。
- 3、如文档侵犯您的权益，请联系客服反馈,我们会尽快为您处理(人工客服工作时间：9:00-18:30)。
由于非均匀沙级配连续,重复测试所得沉速的最大值为该分级泥沙中最大颗粒的沉速,且为上一粒级最小颗粒沉速。试验结果表明,过渡区沉速实测值比规范公式计算值明显偏大,粒径越小,增幅越大。
根据沉降时外力平衡,实测沉速越大,意味着一般阻力公式中沉速的次方越小。为此考虑过渡区阻力跟紊流阻力与滞性阻力的几何平均值成正比,据此推导过渡区单颗粒泥沙的静水沉速公式。
用沉降试验数据确定沉速公式的系数,发现沉速公式得到的计算值与试验值吻合度良好,说明该公式适用于过渡区单颗粒泥沙的静水沉速。非均匀沙沉降试验在含原样本沙样的混合液中进行,取分级染色沙样本进行沉降,根据高速摄像法测定沉降最快的颗粒速度,即分级染色沙中最大颗粒的沉速。
取长江口泥沙为试验用沙,测定了4种低浓度溶液中5个粒径染色沙的静水沉速。试验结果表明,非均匀沙沉速大于单颗粒沉速,系不同粒级颗粒之间的相互作用即隐暴效应所致。
非均匀沙的隐暴效应可用相对粒径和几何方差来反映,在过渡区修正沉降公式的基础上,引入隐暴系数,通过试验数据确定相对粒径和几何方差的指数,建立起非均匀沙过渡区沉降速度公式。计算结果与试验值符合良好,表明本文提出的非均匀沙过渡区沉速公式精度较高。
长江口非均匀沙沉速研究
沉速是输沙力学的重要课题和泥沙数学模型的主要参数之一。沉速是研究泥沙运动规律和河道冲淤的关键内容,其重要性不言而喻。
由于泥沙运动的复杂性,现有沉速研究多限于均匀沙,而天然水流中均为非均匀沙。因而,对非均匀沙沉ຫໍສະໝຸດ 进行研究有着重要的科学意义与应用价值。
纵观国内外对于泥沙沉速的研究,滞性区和紊流区的均匀沙沉速已基本解决,过渡区的沉速一直是薄弱环节,特别由于非均匀沙沉降运动的复杂性,至今针对非均匀沙过渡区沉速的研究甚少,尚无统一的计算方法。本文提出一种新的基于高速摄像测量泥沙沉降速度的试验方法,即高速摄像法。