夏云峰，聞云呈，梁 婷

（南京水利科學研究院，南京210024）

長江大通至吳淞口全長約567 km，為長江口以上受潮汐影響區(qū)段。其中大通至江陰為潮區(qū)界至潮流界的近口段414 km，河道平面形態(tài)多為分汊和縮窄相間的藕節(jié)狀。江陰至吳淞口約153 km，為長江潮流界以下的河口段，長江自江陰鵝鼻嘴以下江面展寬，江中洲灘群生，汊道眾多，分為澄通河段、白茆沙河段。福姜沙河段位于長江口潮流界變動區(qū)江陰以下澄通河段，屬長江河口河流段。進口鵝鼻嘴處江面寬1.4 km，河床窄深，至長山江面放寬至4.1 km，其后福姜沙分左右兩汊，右汊為鵝頭型彎道，長約22.2 km，江面寬約950 m，分流比約為20%；左汊順直，為主汊，江面寬約3 km，長約19 km，分流比約為80%。長江主流由鵝鼻咀導流岸壁導入福姜沙左汊，福姜沙左汊下段又被雙澗沙分為福北水道和福中水道，水流走福中水道至福姜沙尾和福南水道匯合，進入瀏海沙水道，部分水流由雙澗沙北水道進入如皋中汊。如皋中汊為左汊，長約10 km，江面寬850～1 000 m，分流比約為30%，右汊瀏海沙水道江面寬約2 500 m，分流比約為70%，至老海壩下側九龍港一帶與瀏海沙水道匯合，此處江面寬約1.6 km。其后長江主流緊貼南岸，經(jīng)九龍港至十二圩港，脫離南岸過渡到南通姚港至任港一帶，主流緊貼左岸順通州沙東水道下泄。本河段位于長江口潮流界變動區(qū)，屬河口河流段，受上游徑流及下游潮汐影響，水流條件復雜，河床沙細易動［1］。

圖1 大通至河口長河段示意圖Fig.1 Sketch of river reach from Datong to estuary

1 水流、泥沙特性

1.1 徑流條件

長江下游最后一個水文站大通站距工程河段長400 km，根據(jù)大通水文站資料（1950～2003年），歷年平均年徑流量為9 250×109m3；歷年最大流量為92 600 m3/s（1953-08-01）；歷年最小流量為4 260 m3/s（1979-01-31）；多年平均流量為 28 700 m3/s。

1.2 潮汐和潮流

長江口為中等強度潮汐河口，本河段潮汐為非正規(guī)半日淺海潮，每日兩漲兩落，且有日潮不等現(xiàn)象，在徑流與河床邊界條件阻滯下，潮波變形明顯，漲落潮歷時不對稱，漲潮歷時短，落潮歷時長，潮差沿程遞減，落潮歷時沿程遞增，漲潮歷時沿程遞減。長江口潮流界隨徑流強弱和潮差大小等因素的變化而變動，枯季潮流界可上溯到鎮(zhèn)江附近，洪季潮流界可下移至西界港附近。

1.3 泥沙條件

該河段泥沙主要為流域來沙，懸沙中值粒徑范圍為0.001～0.025 mm。主槽內粒徑較粗，懸沙基本不含0.01 mm以上細沙。河床質分析表明，本河段底沙主要是細沙。主槽床沙較粗，中值粒徑d50為0.13～0.25 mm，河心沙灘灘面d50約為0.1 mm。福南水道深槽河床質中值粒徑約為0.17 mm，福南水道北邊灘d50為0.01～0.02 mm；福姜沙北汊深槽d50約為0.18 mm，北汊邊灘d50為0.014～0.017 mm。可見本河段的灘槽沖淤變化以床沙推移運動和臨底懸沙造床作用為主。

2 一維水流、泥沙數(shù)學模型建立及驗證

2.1 水流運動基本方程

式中：t為時間坐標；x為空間坐標；Q為流量；Z為水位；u為斷面平均流速；n為糙率；A為過流斷面面積；B為主流斷面寬度；BW為水面寬度（包括主流斷面寬度B及僅起調蓄作用的附加寬度）；R為水力半徑；q為旁側位流流量［2-3］。

2.2 泥沙輸移基本方程

式中：Q為流量；A為過流斷面面積，B為主流斷面寬度；S和S觹分別為斷面平均含沙量及挾沙能力；Nb和Nb*分別為水深范圍內平均推移質輸沙率和推移質輸沙能力；ω為沉速；α和β為泥沙恢復飽和系數(shù)［4］。

2.3 河床沖淤變形方程

式中：γ′為淤積物干容重；Ads為懸移質引起沖淤變化面積；Abs為推移質引起沖淤變化面積［5］。

2.4 模型的驗證

數(shù)學模型計算范圍上起安徽大通，下迄長江口，上游控制邊界為大通站，下游控制邊界長江北支為連興港站，南支在南北港的六效附近［6］。

本文對工程河段洪枯季水動力、泥沙條件以及河床沖淤進行了驗證，計算結果與實測值較一致（圖2～圖5），結果表明一維數(shù)學模型較好地模擬了洪、枯季條件下徑流下泄、潮波沿程傳播、潮流運動以及泥沙輸移特性。

3 潮汐特性初步分析及典型代表性潮型選擇

3.1 計算河段沿程各潮位站潮位徑流量相關分析

由于計算河段位于長江下游潮流界變動區(qū)以下，受上游徑流和下游潮汐共同作用，其沿程潮波傳播和潮流運動較復雜。為確定河段典型代表性水流運動和潮波特性，根據(jù)所處河段和計算控制邊界，特選取江陰站、天生港站和六效站來分析高潮位和日平均潮位與上游來流的關系，分析時考慮大通站徑流下泄運動時間為2～3 d，其中大通流量與日平均潮位關系曲線見圖6。各潮位站高潮位及日平均潮位和上游徑流的相關系數(shù)見表1。

由表1可知，江陰站的相關系數(shù)相對較大，表明江陰站附近河段潮位受上游徑流影響較大。而六效站的相關系數(shù)較小，表明上游徑流對接近河口河段潮位影響較小。

圖2 枯季水位驗證Fig.2 Verification of water level in dry season

圖3 洪季大潮流量驗證圖Fig.3 Verification of flux of spring tide in flood season

圖4 枯季含沙量驗證圖Fig.4 Verification of sediment concentration in dry season

圖5 枯季輸沙率驗證Fig.5 Verification of sediment transportation rate in dry season

表1 各潮位站高潮位及日平均潮位和上游徑流量相關系數(shù)R2Tab.1 Correlation coefficient between high tide level and daily average tidal level with the runoff of upper reaches in each station

圖6 大通流量與日平均潮位相關關系曲線Fig.6 Correlation between Datong flux and daily average tidal level

3.2 六效站和連興港站潮差累積頻率分析

作為計算模型控制邊界，典型代表性潮型的選擇既要考慮潮位高低，更要關注潮差的大小。潮差的大小反映了潮汐動力的強弱即漲落潮流速的大小，通過六效和連興港潮差累積頻率分析，計算出不同頻率的潮差大小，其特征潮差見表2。

3.3 典型代表性潮型和徑流組合方案分析

考慮到長江上游流量的變化對長江口潮位有一定的影響，通過選定的相應潮差和上游洪季造床流量55 000 m3/s及枯季平均流量16 800 m3/s對應潮型，來確定典型的洪枯季代表性潮型（圖7～圖8）。

根據(jù)《海岸與河口潮流泥沙模擬技術規(guī)程》的要求，宜選擇潮差中等偏大的潮型作為代表性潮型，分析其下游潮汐過程對該河段河床沖淤變化的影響。為此選擇了潮差累積頻率為50%、85%、95%代表性潮型作為比選的3種計算條件，分別表示為A，B，C三個方案，計算時間段為1998年9月～2000年12月，各區(qū)段河床沖淤變化計算結果見表3。

由表3可知，鎮(zhèn)江以上河床沖淤變化主要受上游徑流影響，下游潮汐的變化對河床沖淤變化影響甚??；鎮(zhèn)江至江陰段河床沖淤變化主要受徑流造床控制，沖淤特性基本一致，沖淤數(shù)量受潮汐影響。從3個方案的計算結果來看，工程河段受潮汐影響較明顯，其中B方案和實測控制潮型計算結果較吻合，由此可見，依據(jù)85%潮差所選擇的典型代表性潮型能基本反映計算河段河床沖淤變化。

圖7 洪季代表性潮型曲線圖Fig.7 Curve diagram of representative tidal type in flood season

圖8 枯季代表性潮型曲線圖Fig.8 Curve diagram of representative tidal type in dry season

表2 六效和連興港相應潮差及其累積頻率Tab.2 Corresponding tidal difference and cumulative frequency of Liuxiao and Lianxinggang

表3 各代表性潮型方案計算各區(qū)段河床沖淤變化Tab.3 River bed erosion-deposition variation of representative tidal type in each river reach 億m3

4 結論

本文建立了長江下游大通至長江口一維非恒定非平衡非均勻水流泥沙數(shù)學模型，并對其進行水動力條件和泥沙條件驗證。結果表明，本模型建立及離散求解和有關參數(shù)選取是可行的，可用來進行相關水沙控制條件的比選計算，并為物理模型提供相應的邊界控制條件。

下游各潮位站徑流量和潮位相關分析表明，上游徑流對計算河段潮位影響較明顯，相關系數(shù)較大；隨著向長江河口趨近，相關系數(shù)越來越小，潮位受徑流影響進一步減弱。說明該河段水流運動及潮波傳播受上游徑流和長江口潮波共同作用，也反映了該河段水動力條件的復雜性。

不同代表性潮型方案計算結果表明，鎮(zhèn)江以上造床作用主要受上游徑流控制；鎮(zhèn)江—江陰河段造床作用以徑流為主，受潮汐影響較??；河段河床沖淤變化受徑流和潮汐共同作用。下游中等偏大潮差的典型代表性潮型和上游徑流組合基本反映計算河段河床沖淤變化。

［1］方波.長江下游大通—鎮(zhèn)江河道干流水流挾沙力公式［J］.人民長江，2004，35（12）：42-44.FANG B.The formula of main stream sediment carrying force from Datong to Zhengjiang in lower Yangtze rive［rJ］.Yangtze River，2004，35（12）：42-44.

［2］楊國錄，吳衛(wèi)民.一維河流數(shù)值模擬算法的概述［J］.泥沙研究，1995（4）：34-41.YANG G L，WU W M.Resume of numerical modeling for one-dimension river mode［lJ］.Journal of Sediment Research，1995（4）：34-41.

［3］李義天，尚全民.一維不恒定泥沙數(shù)學模型研究［J］.泥沙研究，1998（1）：81-87.LI Y T，SHANG Q M.Modeling of sediment transport in unsteady flow［J］.Journal of Sediment Research，1998（1）：81-87.

［4］張瑞瑾，謝鑒衡.河流泥沙動力學［M］.北京：水利電力出版社，1989.

［5］竇國仁，趙士清.三峽水庫變動回水區(qū)二維全沙數(shù)學模型的研究和初步應用［M］.武漢：武漢工業(yè)大學出版社，1993.

［6］夏云峰.感潮河段三維水流泥沙數(shù)學模型研究［D］.南京：河海大學，2002.