河口水沙运动与河流水沙运动的差异

河口水沙运动与河流水沙运动的差异
指导老师：黄惠明
姓名：王伟
学号：131303020068
河口水沙运动与河流水沙运动的差异
摘要：河口的地理位置特殊，由于潮汐，盐淡水交界等众多原因，水沙运动在很大程度上与河流有重大不同。

在分析国内存在的长江口、珠江口、黄河口等众多河口进行分析的基础上，从水流条件、水流运动机理、泥沙特征、泥沙运动机理方面分析对比了河口水沙与河流水沙的不同点。

关键词：河口潮汐盐淡水水沙运动水流泥沙运动机理河流
1.引言：
河口水沙和河流水沙在运动规律以及影响条件的都有诸多的不同点，在对其进行分析的时候，且不可一概而论。

目前对河口水沙的研究甚多，但对河流水沙运动略有不足。

河口与河流作为流域的一部分，在对整个流域的水沙进行分析的时候，明确两者的区别也是必不可少的。

在面对不同的河口时，其水沙运动还是有一些不同，在不同的地理条件，水动力条件下，泥沙运动的情况也会有所不同。

在河口海岸地区, 波浪与潮流是引起泥沙输移的主要动力因素[1]。

而在河流地区，河流泥沙则主要来自于降水和径流所造成的土壤侵蚀[2]。

在对不同的河口时，我们主要进行了分析：
2.水流条件
对于海陆双相河口，但随着下泄径流的急剧减少，河口水流动力已被潮汐动力所控制。

风和浪不像潮汐一样每天发生，但是一旦出现，便能量很大，也足以使潮流强度增大数倍。

温随群[3]等在对海河口、李东风等[4]在对黄河口、于东生[5]在对长江口、张华庆在对珠江口的研究中，都清楚的表明河口区主要是陆相和海相动力共同作用区，水流条件比较复杂，其主要水流动力也以潮汐动力为主。

以于东生在对长江口的研究为例，长江口的水流泥沙运动复杂，其主要体现在[5]：（1)长江口水流受海洋动力和河流径流的多种制约,水流变化多端;
(2)由于科氏力及盐水入侵等因素的影响而产生的环流增加了问题的复杂性;
(3)槽滩相间的复杂地形使对流非线性的作用增强;
(4)潮流的非线性藕合作用增大了研究的难度;
(5)频繁发生的风暴潮给长江口研究加大了难度
而对于河流而言，水流条件比较单一，受地形条件约束，水流大小也比较单一。

大多数河道来水来沙情况主要受降水影响，而降水在一年各季之间以及年
际之间的变化幅度是相当大的。

因此，各河流的来水来沙变化幅度也相当大。

另外，河床经常处于冲淤变化中，河床边界也随时间变化，这也就造成了河道水流的非恒定性。

河道水流一般为非恒定流，且具有三维性。

严格的来讲，河道水流具有非均匀性。

3.水流运动机理
根据收集到的20个河口的资料,按山潮水比值和平面外形指标,周志德(1982)将潮汐河口分为三个类型:河口湾型、过渡型和三角洲型,其中三角洲型河口又可根据水道演变的特点,划分为三个亚类:少汉型、网状型和摆动型。

对于河口水流，当径流进入几乎无潮的河口时,由于淡水的密度小于海水,淡水将在表层下泄入海,海水以盐水楔的形式呈现在底部"在口门处盐水楔布满整个水深,随着向河口上游的推进,盐水楔逐渐变小变薄"在两种水体之间,存在一个狭窄的条状层,该层位于界面的上方,具有陡峭的盐度梯度"当密度较小的淡水以较低的流速在静止的!密度较大的盐水上部流动时,其盐淡水之间的分界面一密度界面是光滑的"由于密度差的缘故,界面趋于静止,两种水体之间几乎没有混合"随着流速的增大,界面上的剪切力也随之增大,产生界面波"随着剪切力的进一步增加,由于受界面内波波动的影响,界面变得不稳定"这些内波变高而波峰变陡,最终破碎,从而导致高密度的海水从破碎的波峰处进入到密度较低的淡水区域。

卷吸是一个单向过程,导致一些盐水进入上层,而无淡水向下混合,下层水体的盐度几乎是不变的,为了维持河口水体的连续性,下层海水存在一个缓慢的向上游的补偿流动。

河口水流为非恒定紊动流,在这里密度梯度通常起主导作用,紊动过程尤其重要,它促使动量、热量、质量的输运,影响流速剖面及溶解物和悬浮物的分布。

当出现较大的潮流运动时,河口中整个水体都随潮流往复运动,河床阻力将产生流速剪切力,进而导致紊动现象的发生"紊动比卷吸更为有效,它不但把下层盐水混合到上层的淡水中,同样也使上层淡水混合到下层的盐水中"紊动扩散是双向过程,导致相等数量的水体在上层与下层之间相互交换"紊动过程冲淡下层海水,形成向上游倾斜的盐度梯度"相对于盐水楔河口,由于上下两层水体的交换,界面变得不连贯,虽然界面上仍有卷吸发生,但与紊动相比,卷吸混合作用已经很弱。

河口中的水体流动受四个因素控制,它们确定了水流的流速与流向,按影响
程度大小,四个因素依次为:
（1）遍及整个盐水入侵长度的潮流影响;
（2）由于盐淡水密度变化而产生的重力影响
（3）产生淡水净向海输移的重力
（4）科氏力和离心力的作用
在前述的河口分类方法中,都基于一个隐含的假设,即垂向环流只发生在河口纵向范围内,在横向上,流速或密度均保持不变"事实上,垂向环流并不是在整个河宽内均布,水流是以螺旋状运动的,形成横向环流。

河流平面形态分类主要分为顺直型、弯曲型、分汊型、游荡型河流。

在河流的水流运动中则主要是重力、阻力和惯性力作用。

天然河道一般呈紊流状态,水流中每一点的瞬时流速，不论大小和方向都是不断变化着的，这种现象叫做脉动。

它有随机性，可用统计理论描述。

弯曲河段的水流受重力和离心力作用，出现凹岸水面高于凸岸的现象，形成横向水面坡度，产生表层水流指向凹岸，底层水流指向凸岸的流速分量，它们与水流纵向运动合成，使弯道流呈螺旋式运动，称为弯道环流。

当流域内降落暴雨，地面径流大量迅速地汇集到河槽中，使某些河段内水位、流量迅速增加，形成波动，向下游传播，河流也会产生洪水波运动。

河道水流具有较大的雷诺数，一般都是紊流，且都能进入阻力平方区。

从工程角度来看，这是把河道水流的流型归属于阻力平方区的重要原因之一。

当然，不能进入阻力平方区河道水流也不是完全没有。

另外，河道水流的流态或河势要比简单的棱柱体明渠流的流态复杂得多，除了正流以外，还有副流。

正流，亦称主流、元生流，它是河道水流中的主体部分。

它的流向与河道纵比降趋向相一致。

在河道水流中，与正流相对应的，有副流或次生流。

所谓副流或次生流就是从属于正流的水流，不能单独存在。

这种副流或次生流，有的具有复归性，或者基本上与正流脱离，在一个区域内呈循环式的封闭流动；或者与正流或其他副流结合在一起，呈螺旋式的非封闭的复归性流动。

4.泥沙运动特征
在通常情况下，河口的泥沙沿程在涨潮时间冲淤分布情况变化不大。

在落潮时间, 沿程基本上都转为冲刷。

在整个涨落潮周期内, 泥沙总的冲淤量基本上接近相互抵消[7]。

河口地区,径流、潮流、风浪共存,水流、泥沙运动均具有很强
的非恒定性,非恒定输沙也正是未来泥沙科学发展的主要生长点之一[8]。

海岸河口泥沙运动有如下特点[9]:
(1) 波浪、潮流是泥沙运动的主要动力,泥沙运动具有非恒定性;
(2) 泥沙运动具有非饱和性(不平衡输沙) ,即水体含沙量不一定等于水体挟沙力或说水体含沙量并不是总等于挟沙力;
(3) 泥沙颗粒很细,受盐水和泥沙本身的电化学性质及吸附作用的影响,悬移质(悬沙) 一般呈絮凝沉降;
(4) 由于泥沙粒径较细,泥沙运动通常属于悬移质运动范畴[1],在潮汐河口及其
附近海域,底床的冲淤变化主要由悬沙造成;
(5) 海岸河口水体大多属于低含沙水体,悬移质的存在不影响水流动力。

而对长江口泥沙输移特性进行了研究,结果表明:
(1)泥沙再悬浮由潮流驱动,造成悬沙含量变化滞后于流速的变化,悬沙含量的峰值滞后于流速峰值"在流速达到最大值后,悬沙含量才达到最大值,相应地,在流速达到最小值后悬沙含量才达到最小值。

(2)横沙通道既是涨潮串沟又是落潮串沟,以落潮串沟为主。

(3)悬沙含量(含临底悬沙含量)在一个涨落潮过程中可出现两个峰值,第一个峰值出现在转流后的2一h3内,第二个峰值出现在涨!落潮流速最大或稍后一些。

河流中泥沙在水流作用下产生的各种运动。

泥沙按其在水流中的运动状态，分为推移质和悬移质。

推移质指受拖曳力作用沿河床滚动、滑动或跳跃前进的泥沙；悬移质指受重力作用和水流紊动作用悬浮于水中随水流前进的泥沙。

在一定水流条件下，这两种泥沙可以互相转化。

5.泥沙运动机理
河口的泥沙来源主要分为陆相和海相来源，陆相主要是径流的大小和上游沙源的富贫。

海相来源主要是潮汐的作用，外海波浪的挟沙运动，所带来的泥沙[3]。

河口海岸泥沙运动机理为波浪掀沙、潮流输沙[1]。

在河口地区，除了潮流带动泥沙运动之外，波浪也是泥沙运动的另外一个主要动力。

河口水流具有振荡特征,必须考虑潮汐、波浪对泥沙运动的影响。

振荡流的湍流特性、猝发特征及其与泥沙起动、近底泥沙上扬通量等的定量关系的研究将极大地促进河口泥沙运动理论的发展。

泥沙输移主要受控于径流、潮流和盐水异重流。

与河流相比,在海岸河
口地区,潮流运动与河流运动不同,悬移质运动是主要的,推移质运动相对较小。

海岸河口泥沙运动十分复杂,泥沙运动及底床冲淤演变是由波浪、潮流、径流、波生流、风等多种动力因素共同造成的(同时泥沙运动还受盐度及自身粒径等的影响)[9]。

悬沙随径流进入潮流界后,虽有两向流存在,但涨、落潮含沙量的垂线分布基本上与河流相同。

河口地区的泥沙输移出现三种类型的环流形式:一是深槽中表层出沙、底层进沙的垂向环流;二是汉道中北侧进沙、南侧出沙的平面环流;三是横断面上表层与底层因横向环流引起的横向输沙。

对于盐水楔型河口，下方高含盐度水体与上方低含盐度水体（流向海洋）之间没有或很少存在交换。

陆相径流与海相潮流相互作用的结果是形成细沙聚集的含沙量峰值带，并在陆相与海相粗沙推移质汇合处形成沙洲。

部分细沙继续随淡水流向海洋，但随淡水与海水混合强度的减弱，最终将会返回并加入流向陆相的盐水体之中，这一过程称为河口泥沙“分选”机理。

研究表明（Dyer，1979）：能够在含沙量峰值带沉积的泥沙粒径范围十分有限，河口淤泥与咸水滩位置与含沙
量峰值带位置密切相关。

部分混合型河口由于不出现含沙量峰值带，陆相径流与海相潮流的相互作用使
得这类河口的大部分河段表现出朝向陆相的床面粗沙推移运动以及朝向海相的水面
细沙悬浮运动特征。

尽管强潮、强流有利于部分混合型河口细沙与粗沙的交换，但
其主要泥沙运动特征仍表现为淤积为主[10]。

对于河流而言，其泥沙也主要来自于降水和径流所造成的土壤侵蚀[2]。

要
而一些人为因素以及自然条件，也会对河流泥沙造成重大影响。

河流水沙关系是反映河流径流量和泥沙含量匹配关系的指标, 不同类型水沙关系的河流, 有着
不同的泥沙沉积特征。

研究河流水沙关系, 对揭示河流泥沙时空变化规律和来源, 分析河流泥沙沉积特征和河道整治措施均有重要作用。

影响河流径流量的因素也很多, 如前期降水量、降水特征、地下水补给条件、水系特征、蒸发量、流域下垫面因素等[11]。

在河流中泥沙都是在非恒定流中输送的，在一般情况下，无论是推移质还
是悬移质，一般都处于不平衡输沙状态，这种状态又称为非饱和输沙状态。

当水流处于不平衡输沙状态时，它总是通过在流动空间上的自动调整作用，使含沙量
沿程变化，力图与水流挟沙力相适应，达到饱和（平衡）输沙状态。

当水流中的泥沙含量超过水流的挟沙力时，水流处于超饱和状态，河床沿程发生淤积。

反之，当小于饱和含沙量时，水流处于次饱和状态，河床沿程冲刷。

通过这种淤积或冲刷，使水流中的泥沙含量趋于饱和，河床恢复不冲不淤平衡状态。

严格的说，饱和输沙状态在非恒定流条件下是不可能达到的，但冲积河流调整具有平衡倾向性，朝着相对平衡状态方向演变，当河流处于相对平衡状态时，就平均情况而言，可以认为达到了饱和输沙状态。

参考文献：
[1]. 陆永军, 左利钦等.波浪与潮流共同作用下二维泥沙数学模型[J].泥沙研究，2005（12）.
[2]. 程东升, 王兆印等.东江上游河流水沙分析[J].泥沙研究，2008（12）.
[3]. 温随群，邢焕政.海河口水沙特征及运动规律分析[J].海河水利，2004.
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[5]. 于东生.基于ADCP的长江口水沙运动分析及三维水流数学模型[J].2004（12）.
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展,1986(12).
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[9]. 李孟国.海岸河口泥沙数学模型研究进展[J].海洋工程，2006（12）.
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