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        山溪性強(qiáng)潮河口分汊河道演變機(jī)制
        ——以甌江江心嶼河段為例

        2022-05-10 13:21:38左利欽陸永軍侯慶志
        水科學(xué)進(jìn)展 2022年2期

        劉 菁,左利欽,徐 群,陸永軍,侯慶志

        (1. 南京水利科學(xué)研究院水文水資源與水利工程科學(xué)國家重點實驗室,江蘇 南京 210024;2. 河海大學(xué)水利水電學(xué)院,江蘇 南京 210098)

        人類活動正在前所未有地改變河流的演變規(guī)律和發(fā)展趨勢[1- 2]。世界大部分河流存在修建水庫、筑壩、采砂、圍墾等人類活動,對河道水沙與地貌造成深刻影響,受到國內(nèi)外學(xué)者的廣泛關(guān)注。已有研究表明,丁壩及導(dǎo)流堤等調(diào)整水流,改變原有自然沖淤[3- 4];人工采砂增大河床容積,改變潮波變形和動力環(huán)境,引起河床演變變化[5];水庫及圍墾等短時期內(nèi)引發(fā)水沙條件突變,引起河床數(shù)十年至上百年的調(diào)整[6- 8],甚至永久性改變河道水沙環(huán)境。自然演變和人類活動驅(qū)動成為河流海岸演變發(fā)展的主要動力,開展自然與人類活動作用下的河床演變機(jī)制研究具有重要的理論意義和實踐價值。

        在中國東南浙閩地區(qū)存在山溪性強(qiáng)潮河口,包括甌江、椒江、飛云江、閩江等[9]。山溪性強(qiáng)潮河口動力強(qiáng)勁,泥沙輸移劇烈,灘槽沖淤變動頻繁,對人類活動響應(yīng)迅速[10],山溪性強(qiáng)潮河流河口段多為分汊河型[11]。分汊河道是一種常見河型,其演變機(jī)制已有大量研究,大多聚焦于徑流為主或潮控為主汊道的演變。徑流型汊道口門處的分流分沙是決定汊道演變的重要因素,年際洪枯交替、水動力軸線的擺動對分汊河道的發(fā)展起著重要的調(diào)節(jié)作用[12];潮流控制型汊道的發(fā)展則更多受到漲落潮不對稱性的影響,漲潮通道更易出現(xiàn)淤積[13- 14]。山溪性強(qiáng)潮分汊河道同時受暴漲暴落的徑流和強(qiáng)潮影響,動力機(jī)制演變相對更為復(fù)雜。甌江歷史上存在筑壩、人工采砂等人類活動,對河床演變影響顯著。王順中和李浩麟[15]分析了航道整治對甌江口內(nèi)河段的影響;李玲等[16]分析發(fā)現(xiàn),僅2012—2015年間受人工采砂影響,甌江河流段河床平均高程降低0.9 m,最大降幅5.0 m;張伯虎等[17]根據(jù)實測水文資料分析了人工采砂造成的甌江河口潮汐特征變化,潮流界已大幅上溯;李彥偉等[18]研究了甌江分汊河段分流比變化,提出徑潮流共同作用、大洪水、洲灘邊界變化、上游河勢等是其演變的主要因素,但對人類活動影響下分汊河段演變機(jī)制未做深入分析。由此可見,隨著人類活動對河流干預(yù),河道演變的主控因子也發(fā)生了相應(yīng)的改變,自然與人類活動共同作用下的山溪性強(qiáng)潮分汊河道演變機(jī)制還需要進(jìn)一步研究。

        江心嶼河段位于甌江河口過渡段,為順直微彎分汊河段,是水動力條件、泥沙運(yùn)動最為復(fù)雜的河段之一。本文以甌江江心嶼分汊河段為例,收集1958—2014年自然條件與人類活動作用下的河床地形與水文資料,建立二維水沙數(shù)學(xué)模型,分析山溪性強(qiáng)潮河口在自然條件與人類活動共同驅(qū)動下河道演變主控機(jī)制,以期為類似河流保護(hù)利用提供借鑒。

        1 研究河段概況

        1.1 河道概況

        甌江(圖1)徑流源短流急、洪峰暴漲暴落,是典型的山溪性河流。歷史最大洪峰流量22 800 m3/s(1952年7月20日),最小流量為10.5 m3/s(2016年12月7日),洪枯流量比值高達(dá)2 171。多年平均流量為446 m3/s,甌江徑流年內(nèi)分配具有明顯的季節(jié)性,汛期(4—9月)流量占全年水量的78%以上。

        溫州灣海區(qū)潮汐屬正規(guī)半日潮,是中國顯著的強(qiáng)潮海區(qū)之一??陂T附近黃華站最大潮差7.21 m,平均潮差4.50 m。河口潮差由溫州灣經(jīng)口門向內(nèi)逐漸增大,至龍灣附近達(dá)最大,然后向上游遞減。甌江河道通常漲潮歷時小于落潮歷時,平均漲潮歷時324 min,平均落潮歷時421 min。

        圖1 甌江口內(nèi)河段示意(85基面)Fig.1 Sketch of the Oujiang River and Jiangxinyu reach

        甌江流域來沙大多集中在汛期輸入河口區(qū)。在枯水期上游徑流幾乎為清水,河口外攔門沙地區(qū)含沙量也很小(無風(fēng)浪天氣),受喇叭狀河口束窄、潮能輻集影響,河口區(qū)梅岙至口門卻出現(xiàn)了高含沙量區(qū),又稱“最大渾濁帶”;中間沙峰位于龍灣附近,漲落潮含沙量高達(dá)5~7 kg/m3,呈現(xiàn)兩頭清中間渾的特征,海域懸沙和底床沿程泥沙沖刷懸揚(yáng)成為河口段懸沙的主要物質(zhì)來源;梅岙以下至河口主槽呈現(xiàn)粉沙和沙混合特征。根據(jù)2011年11月和2020年6月采樣結(jié)果,江心嶼南汊底質(zhì)中值粒徑為0.178~0.388 mm,表層沉積物主要由沙和礫組成;北汊和洲尾匯流區(qū)底質(zhì)中值粒徑為0.018~0.210 mm,以粉沙居多。江心嶼河段懸沙中值粒徑為0.007 1~0.007 9 mm,屬黏土質(zhì)粉沙類型。

        江心嶼河段總體河勢呈南汊道河床窄深、北汊寬淺的態(tài)勢,南汊落潮分流比約85%。南汊平均寬約440 m,深泓線靠近南岸,-10 m等深線全線貫通;北汊平均寬度約720 m,在江心嶼北汊中部和出口處有兩大片高灘,淺灘高程最高約0.7 m。

        1.2 人類活動

        江心嶼河段人類活動主要包括上村丁順壩、岸線并岸、磯頭調(diào)平、人工采砂(河床下切)等[15]。

        在20世紀(jì)七八十年代,為保障溫州港航道水深,對甌江口內(nèi)航道進(jìn)行了整治。上村丁順壩是主要工程之一(圖1),建于1970年,全長3 870 m,壩頂標(biāo)高0.68 m(85基面,下同),其中下端潛壩長350 m,壩頂標(biāo)高為-1.82 m。根據(jù)2018年調(diào)查,大部分丁順壩已掩埋于上村邊灘,僅北汊進(jìn)口約350 m長的潛壩在發(fā)揮作用。

        除上村丁順壩外,嶼頭山至魚旗山一帶岸線發(fā)生了較大變化(圖2)。20世紀(jì)70年代末,中央涂和臥旗涂等并岸,束窄了南汊河道;1984—1989年江心孤嶼發(fā)展成東西向長約2 700 m、南北向最寬約400 m、面積約0.7 km2的江心嶼;20世紀(jì)90年代初,上村邊灘淤積成型使得岸線向江內(nèi)推移近800 m,南北長度達(dá)3 500 m,進(jìn)一步束窄了北汊進(jìn)口;2005年后,魚旗山至巖門山3個磯頭岬角間凹岸被人工圍墾拉平,磯頭挑流作用減弱。

        甌江存在人工采砂,除了如圖3所示的規(guī)劃采砂區(qū),歷史上還存在無序采砂。20世紀(jì)世紀(jì)80年代采砂量較少,1999年開始采用吸泵式采砂船,采砂面積廣,深度大[19]。根據(jù)相關(guān)統(tǒng)計,2007—2009年間,楠溪江口至龍灣區(qū)域內(nèi)采砂量達(dá)2 137 t[20]。規(guī)劃之外的過度采砂量較難統(tǒng)計,下文分析時通過河床容積變化來反映。2020年5月,甌江人工采砂已被禁止。

        根據(jù)人類活動,以下主要從3個階段分析各階段河床演變的主控因子:1970年以前自然演變時期、1970年上村丁順壩建設(shè)至影響平衡期(2000年左右)、2000年以來人工采砂等河床較大下切階段。

        圖2 1958—2014年江心嶼河段岸線與深泓變化 圖3 規(guī)劃采砂區(qū)分布示意(2018年)[20]Fig.2 Changes of the river bank and thalweg of Jiangxinyu reach from 1958 to 2014 Fig.3 Schematic distribution of the planning sand mining area

        2 資料與方法

        采用實測數(shù)據(jù)分析與二維水沙數(shù)學(xué)模型相結(jié)合的方法對自然條件及人類活動影響下江心嶼河段河道演變機(jī)制進(jìn)行研究。

        實測數(shù)據(jù)包括水文數(shù)據(jù)與地形數(shù)據(jù)。鶴城水文站為甌江主干道水文站,采用鶴城站1956—2019年日均流量、水位與含沙量數(shù)據(jù),以及溫州站、龍灣站、黃華站1956—2019年潮位資料。收集1970年、1999年、2015年、2017年、2020年水文測驗資料,包括潮位、流速、流向、含沙量等。利用江心嶼河段1958—2020年水下地形圖研究泥沙沖淤變化,實測地形數(shù)據(jù)來自溫州港務(wù)局、中國國家海洋局與溫州市水利局等部門,利用地形數(shù)據(jù)構(gòu)建數(shù)字高程模型,并進(jìn)行定量分析。

        為分析不同影響因素下水沙運(yùn)動和河床演變,建立了二維水沙數(shù)學(xué)模型[21]。模型上邊界定在甌江上游的青田樞紐,離溫州市約45 km,海域外邊界取在飛云江口- 南麂島- 坎門一線(含樂清灣),水域總覆蓋面積約4 500 km2。數(shù)學(xué)模型的基本原理(包括水流運(yùn)動控制方程、泥沙輸運(yùn)方程)及相關(guān)算法詳見參考文獻(xiàn)[17]。網(wǎng)格間距大部分為100~500 m,外海區(qū)域網(wǎng)格間距為300~600 m,其中甌江口內(nèi)網(wǎng)格間距為100~200 m,江心嶼河段進(jìn)行了局部加密,網(wǎng)格間距15~20 m。

        采用2015年6月大潮潮位、小潮潮位、流速、流向、流量、含沙量等實測資料進(jìn)行模型驗證。圖4給出了龍灣站、溫州站潮位(落潮為正,漲潮為負(fù))與江心嶼南北汊(位置見圖1斷面1#與斷面2#)流量過程計算與實測的比較。計算的潮位與流量過程與實測值在相位、數(shù)值上吻合較好,可以反映出研究河段的水流運(yùn)動特征。限于篇幅,圖5僅給出江心嶼南汊2#垂線含沙量過程(2015年6月15—16日)驗證。驗證表明,計算值與實測值在相位及數(shù)值上基本一致,能夠反映研究河段輸沙的一般規(guī)律。水體含沙量與流速成正相關(guān),漲急、落急含沙量大于漲憩和落憩含沙量,大潮含沙量大于小潮含沙量。

        圖4 水位及流量過程驗證Fig.4 Comparison of the measured and simulated water levels and flow discharges

        圖5 垂線含沙量過程驗證(2#)Fig.5 Verification of the suspended load concentration at cross section 2#

        3 自然河床演變主控因子

        1970年上村丁順壩建設(shè)前,江心嶼河段以自然徑流- 潮流動力作用下的周期性演變?yōu)轱@著特征。作為典型山溪性強(qiáng)潮河流,洪水期間,水流動力強(qiáng)勁,流速可達(dá)3~5 m/s;枯水期平均潮差達(dá)4 m以上,受到強(qiáng)潮水流影響,泥沙輸移劇烈,河道內(nèi)灘槽演變頻繁,汊道的興衰主要取決于汊道流量與含沙量的分配變化。根據(jù)歷史資料記載,1878—1916年、1958—1961年間主流流經(jīng)南汊,1916—1958年與1961—1969年間主流流經(jīng)北汊,江心嶼主支汊周期性交替。根據(jù)分流比變化可以看到(圖6),20世紀(jì)50年代時,南汊作為主汊分流比約為55%;60年代連續(xù)出現(xiàn)豐水年,灘槽下移使得主支汊發(fā)生交替,北汊分流比在1960—1970年由67%增長至83%,此10 a間北汊不斷沖刷發(fā)展,而南汊則淤積衰退,嚴(yán)重影響了當(dāng)時南汊主航道水深。

        江心嶼河段是甌江河口區(qū)強(qiáng)制性直角河灣,沿江有許多山尖突入江中,形成磯頭,如巖門山、嶼頭山與魚旗山。磯頭的存在既控制了河床的橫向展寬,又起到了挑流阻水的作用。一般流量下,主流受深泓影響,流經(jīng)南岸魚旗山,受魚旗山挑流影響,挑離該河段的凹岸從江心嶼北側(cè)通過;而位于凸岸的上村邊灘穩(wěn)定淤長,向下游發(fā)展,形成沙嘴。洪水流量下,深泓對主流影響減弱,上游動力軸線趨直,切割沙嘴形成江心沙,從而迫使汊道動力軸線發(fā)生改變。

        深泓線的變化除上游河勢影響外,同時也與灘槽移動密切相關(guān)。1958年間(圖2),深泓線由北汊進(jìn)入汊道后由江心嶼西側(cè)轉(zhuǎn)入南汊;60年代出現(xiàn)了連續(xù)的豐水年(圖7),新涂與上村邊攤相應(yīng)下移,新涂東側(cè)淺灘向下游發(fā)展與江心嶼相連,1969年時動力軸線完全從北汊通過;1970年上村丁順壩建成后,主流被迫轉(zhuǎn)至南汊;1979年至今,深泓線穩(wěn)定于南汊,不再發(fā)生較大偏移[19]。

        圖6 江心嶼河段分流比變化 圖7 甌江鶴城站1950—2019年均徑流流量Fig.6 Variation of diversion ratio at Jiangxinyu reach Fig.7 Annual- averaged discharge during 1950—2019 of the Hecheng station in the Oujiang River

        圖8 甌江鶴城站年均流量與江心嶼河段沖淤關(guān)系Fig.8 Relation between multi- annual scouring and deposition and multi- annual average discharge of the Hecheng station in the Oujiang River

        由甌江鶴城站年均流量與江心嶼河段沖淤量關(guān)系可知(圖8),河道沖淤基本遵循豐沖枯淤的規(guī)律??菟?,河道總體表現(xiàn)為淤積態(tài)勢,淤積量隨著流量的增大而減小,如1964—1966年、1966—1968年,年平均流量分別為379 m3/s與359 m3/s,河道淤積約802萬m3與1 078萬m3;豐水年,河道表現(xiàn)為沖刷態(tài)勢,如1968—1970年來水總量較大,年均流量約520 m3/s,河道發(fā)生普遍沖刷約2 270萬m3。

        由此可見,自然條件下江心嶼河段受山溪性徑流季節(jié)性變化與強(qiáng)潮周期性變化影響,深泓線及水流動力軸線擺動多變,主支汊易位頻繁。

        4 自然- 人類活動作用下河床演變及主因分析

        4.1 上村丁順壩影響期河床演變

        1970年上村丁順壩建設(shè)后,改變了江心嶼河勢格局,主汊由北汊調(diào)整到南汊。受壩體影響,北汊中低潮位抬高明顯,加大了江心嶼河段水面橫比降,從而增大了南汊過流量。模型計算表明(圖9),在1970年地形基礎(chǔ)上建設(shè)上村丁順壩后,南汊落潮平均流速增大0.2 m/s左右,局部最大增加約0.4 m/s,南汊沖刷能力增強(qiáng);1970—1979年間南汊最大沖刷深度可達(dá)16 m;北汊過流量減小,漲落潮平均減小約0.1 m/s,北汊沖刷能力減弱,北汊最大淤積厚度達(dá)6.5 m。

        根據(jù)20世紀(jì)60年代建壩前物理模型試驗預(yù)測[22],上村丁順壩北汊進(jìn)口潛壩壩頂高程為-4.82 m(85高程)時南汊分流比平衡后可達(dá)65%左右,即可滿足港區(qū)航道水深要求。而建設(shè)時為了盡快滿足港區(qū)水深,加大水流沖刷能力,北汊進(jìn)口潛壩堤頂高程提高到了-1.82 m,當(dāng)時預(yù)測南汊分流比要達(dá)到80%以上。實測資料表明,建壩初期,1970—1975年,北汊落潮分流比以11%/a的速率減小至30%/a,主汊易位至南汊;1975—2000年,北汊分流比減小速率減緩至1.2%/a;2000年時北汊分流比僅為12%/a ~15%/a左右,南汊分流比為85%左右(圖6),南北汊分流比變化與當(dāng)時物理模型預(yù)測值很接近。2000年后,河道分流比保持相對穩(wěn)定(圖6),表明上村丁順壩建設(shè)30 a后其影響基本達(dá)到了平衡。

        在此時段內(nèi),河道邊界岸線的調(diào)整對河道演變也有重要影響。以魚旗山磯頭為例,20世紀(jì)60年代時,江心嶼南、北汊分流比變化受魚旗山磯頭挑流影響;90年代后,魚旗山凹岸被圍填,磯頭挑流減弱甚至消失,主流很難交替至已位于凸岸的北汊,進(jìn)一步鞏固了南汊作為主汊的地位,減少了主支汊易位的幾率。

        由此可見,1970年上村丁順壩建設(shè)后,改變了自然條件下主支汊頻繁易位現(xiàn)象,經(jīng)過30 a,2000年南北汊分流比保持動態(tài)平衡。魚旗山等磯頭調(diào)順,磯頭挑流現(xiàn)象基本消失,進(jìn)一步鞏固了南汊為主汊、北汊為支汊的河勢格局,在目前的水沙條件下主支汊易位的可能性很小。

        圖9 上村丁順壩建壩后落潮平均流速變化與沖淤發(fā)展(1970—1979年)Fig.9 Variation of flow velocity and river bed erosion and deposition (1970—1979) after the Shangcun spur dike construction

        4.2 河床下切引起的潮波變形及對分流分沙的影響

        根據(jù)實測地形數(shù)據(jù)統(tǒng)計(表1),1970—1999年江心嶼南北汊河床總?cè)莘e處于同一量級,基本屬于南北汊之間的此消彼長動態(tài)調(diào)整;2005年后,河床容積大幅增加,2005—2014年江心嶼河段容積增大547萬m3,增幅為45.8%,遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于之前自然演變情況;2014—2020年江心嶼河段容積增大156萬m3,增幅為8.9%,2005—2020年累計增加了54.7%。同樣,甌江口內(nèi)江心嶼—黃華河段2005—2014年河床容積增大了12.1%,2014—2020年增大了1.6%。2005—2014年增幅較大,主要由人工采砂等造成,而2014年后人類活動管控加大,河床容積增加幅度有所減小。根據(jù)河床深泓線高程變化(圖10),楊府山至龍灣河段,1999—2014年楊府山至黃華深泓平均下切達(dá)4 m,河床地形的大幅下切對潮波變形和河床演變產(chǎn)生較大影響,成為影響河道演變的重要因素。

        表1 甌江河床容積變化 萬m3

        圖10 甌江河段深泓高程Fig.10 Thalweg elevations of the Oujiang River

        4.2.1 潮差、潮量變化

        由圖11可知,2000年后甌江干流溫州站和龍灣站極值高潮位呈系統(tǒng)性升高趨勢、極值低潮位呈系統(tǒng)性下降趨勢。低潮位是反映床面特性的指標(biāo)之一,在徑流特性不變的條件下,低潮位下降,表明床面高程降低。隨河床下切,潮差呈現(xiàn)增大趨勢,如圖11所示,20世紀(jì)90年代之前,溫州站平均潮差為3.99 m左右,1999年增大至4.21 m,2018年平均潮差已達(dá)4.70 m。而位于口門附近的龍灣站離外海較近,受外海潮汐影響大,故潮汐特征變化相對較小一些。根據(jù)圖12可見,河床容積與潮差密切相關(guān),潮差隨著河床容積基本線性增加,江心嶼河段河床容積每增大0.19億m3,溫州站平均潮差增大約0.1 m。

        圖11 溫州站、龍灣站年潮位極值及潮差變化Fig.11 Variations of tidal level and tidal range at Wenzhou station and Longwan staion

        圖12 溫州站潮差與河床容積的關(guān)系Fig.12 Relationship between riverbed volume and tidal range at Wenzhou station

        潮差增大使得江心嶼河段潮流動力增強(qiáng),表2統(tǒng)計了年平均流量446 m3/s時,相同外海潮型在不同年代地形下的漲落潮潮量。1999年溫州站平均潮差為4.21 m,漲潮量約為1.34億m3,2014年溫州站平均潮差4.70 m,漲潮量約為1.97億m3。即溫州站潮差增大了0.49 m,漲潮量增大約47%。

        表2 江心嶼河段潮量與年平均潮差統(tǒng)計

        地形下切、潮差增大直接引起了甌江潮流界的上溯,增大了潮流影響的河段范圍。當(dāng)徑潮流比值較小時,潮流界位置上溯,反之,潮流界位置下移。歷史上,枯水流量下甌江潮流界位于溫溪附近;2014年后,枯水流量下的潮流界可達(dá)鶴城上游[16]。本文通過計算給出了徑流為8 890 m3/s(50%頻率洪水流量)時不同年份地形的潮流界,20世紀(jì)70年代該流量下潮流界可達(dá)七都涂頭部附近,1999年上溯至楊府山處,2014年進(jìn)一步上移到江心嶼上游的巖門山處,較1999年上移8 km。綜上可見,2014年后,一般流量下,江心嶼河段始終處于潮流界下游,潮流對江心嶼河段演變發(fā)展的影響增大。

        4.2.2 潮流不對稱性變化及沖淤效應(yīng)

        潮波傳播與水深關(guān)系密切,河床下切對漲落潮不對稱性產(chǎn)生影響。根據(jù)1979年、1999年與2014年不同地形,平均河底高程分別為-3.0 m、-4.8 m、-6.8 m,采用二維水沙數(shù)學(xué)模型計算相同徑流流量時大潮情況下楊府山斷面(圖1)的漲落潮歷時與流速的變化,結(jié)果匯總于表3??梢姡S河床下切,漲潮歷時增加,漲落潮歷時比值Tf/Te增大,趨近1,其中Tf為漲潮歷時,Te為落潮歷時。漲落潮流速比值Uf/Ue也逐步趨于1,其中Uf為漲潮流速,Ue為落潮流速,變化值與流量影響有關(guān),即小流量下,漲潮流速大于落潮流速,Uf/Ue>1,隨地形下切呈減小趨勢;而較大流量下,Uf/Ue<1,隨地形下切呈增加趨勢,表明漲落潮流速差異性減小。

        表3 不同水深與流量下漲落潮特征值比值統(tǒng)計

        圖13 1969年與2014年流速分布與斷面單寬輸沙率Fig.13 Distributions of flow velocity and net sediment flux through a section in 1969 and in 2014

        圖13為1969年及2014年地形下,同一斷面(圖1(b)楊府山斷面)漲落潮流速分布與1個潮周期內(nèi)泥沙凈輸移量分布圖。甌江口泥沙來源主要是海相來沙,如果漲潮流速較大,隨漲潮流進(jìn)入河道的泥沙落潮流不能完全帶走,因此導(dǎo)致汊道淤積;若落潮流速較大時,汊道則沖刷。1969年地形下,漲落潮流速差異較大,斷面單寬輸沙率最大可達(dá)67 kg/(m·s),隨著地形下切,2014年時,漲落潮流速差異明顯減小,斷面單寬輸沙率最大僅為35 kg/(m·s)。由此可見,水深增大使得漲落落潮流速差異減小,進(jìn)而減弱了流速差異帶來的沖淤變化。

        4.2.3 潮波變形對分流不均勻性的影響

        不規(guī)則半日潮1 d內(nèi)兩漲兩落,潮波在河道內(nèi)傳播時,引起河道出現(xiàn)往復(fù)流。因此,在分析潮波對流量分配的影響時,相比單獨漲潮分流比或落潮分流比,1個潮周期的平均流量分布更容易體現(xiàn)潮波的作用,在此引入分流不均勻系數(shù)(ψ)的概念[23],其表達(dá)式為

        (1)

        對于分汊河道的演變,汊道輸沙量的分配與河道的沖淤直接相關(guān)。根據(jù)潮流不均勻性概念,在此提出了分沙不均勻性指數(shù)(ψs):

        (2)

        表4給出了枯水流量(117 m3/s)時,1999年與2014年地形南北汊分流不均勻系數(shù)與南北汊進(jìn)口處漲急時刻水位。由表中可以看到,1999年與2014年地形下,ψ始終大于0,說明南汊分流大于北汊。在大潮條件下,ψ值甚至大于1。通過漲急時刻水位對比,1999年大小潮下北汊水位均高于南汊,大潮時南北汊水位差為0.04 m,小潮期間,南北汊水位相差0.02 m。同樣,2014年大潮時南北汊水位差約0.01 m。南北汊水位差異雖小,但長期來看,水位差引起的水流橫向運(yùn)動不可忽視,對分流比產(chǎn)生深遠(yuǎn)影響,而隨著地形下切,主支汊水位差異減小,潮波對分流不均勻性影響減弱。根據(jù)對比不同地形下分沙不均勻系數(shù)(表5)也可以看出,地形下切減弱了了分沙的不均勻性。大潮時,1999年ψs為1.01,北汊凈輸沙率約為40 kg/s,南汊約為4 250 kg/s,可見,北汊為漲潮輸沙占優(yōu),南汊落潮輸沙占優(yōu);2014年大潮下ψs為0.47,北汊輸沙量提高,受潮流增大影響,表明漲潮輸沙均占優(yōu)。1999年與2014年小潮時,ψs均小于1,兩汊皆為落潮輸沙占優(yōu),其中1999年ψs為0.93,2014年ψs為0.65,北汊輸沙率增大約176 kg/s。由此可見,1999—2014年間,分沙不均勻性減弱了0.28~0.54,地形下切提高了北汊泥沙輸移能力,有利于維持北汊的發(fā)展。

        表4 大小潮下不同年份水位與ψ統(tǒng)計

        表5 大小潮下不同年份泥沙凈輸沙率與ψs統(tǒng)計

        4.3 演變趨勢的討論

        在自然與人類活動雙重作用機(jī)制的主導(dǎo)下,河床演變呈現(xiàn)確定性和不確定性并存的局面。在自然條件下,水動力、泥沙、河道邊界等主導(dǎo)河床演變,河床變形主要由輸沙不平衡引起,在一定的動力和邊界條件下是可預(yù)測的。人類活動本身具有不可預(yù)測性,引起河道邊界甚至河勢產(chǎn)生突發(fā)性改變。而人類活動實施后,在自然因素作用下又具有一定的確定性演變,即往往朝著恢復(fù)輸沙平衡、反哺人類活動影響的方向發(fā)展。

        具體到江心嶼河段,在自然條件下受山溪性洪水和強(qiáng)潮動力作用,河道演變?yōu)┎蹧_淤頻繁、動力軸線多變,主支汊頻繁易位。人類活動中對河勢格局改變最大的無疑是上村丁順壩工程,穩(wěn)定了主支汊,改變了歷史上主支汊易位規(guī)律,經(jīng)過30 a左右的作用期,2000年以來江心嶼南、北汊漲落潮分流比處于動態(tài)平衡。受河道岸線邊界限制與采砂活動的影響,江心嶼河段潮差增大與河床大規(guī)模下切,減弱了分汊段流量分配不均勻性與漲落潮流速不對稱性,汊道單向發(fā)展速率降低,河道發(fā)展相對穩(wěn)定。

        近期河床演變表明(圖14),2014—2020年、2020—2021年江心嶼河段總體處于微沖微淤態(tài)勢,但出現(xiàn)了斑點狀沖淤突變(圖14中方框位置)。如2014—2020年甌江- 楠溪江交匯口邊灘上異常“下切”、2020—2021年江心嶼尾部的“沖刷坑”。從自然水動力角度與1979—1999年歷史沖淤變化(圖14(a))來看,這些區(qū)域基本處于緩流區(qū),不可能產(chǎn)生較大沖刷,可認(rèn)為受人類活動影響所致。因此,該河段自然演變與人類活動影響并存,在某些區(qū)域甚至人類活動遠(yuǎn)超自然演變。

        圖14 江心嶼河段沖淤分布Fig.14 Distribution of erosion and deposition in the Jiangxinyu reach

        5 結(jié) 論

        根據(jù)甌江河段多年水文資料與地形資料,利用二維水沙數(shù)學(xué)模型對江心嶼分汊河段在自然條件和人類活動影響下的演變機(jī)制進(jìn)行了研究,得到以下主要結(jié)論:

        (1) 自然條件下山溪性強(qiáng)潮河口受大洪水、強(qiáng)潮、上游河勢、河道邊界等因子影響,呈現(xiàn)深泓多變、主支汊易位頻繁的特征。20世紀(jì)70年代以來,河床演變受到自然與人類活動雙重因素主導(dǎo)。1970年建設(shè)的上村丁順壩改變了歷史上江心嶼河段主支汊周期性交替的自然規(guī)律,分流比長期單向發(fā)展,30 a后基本達(dá)到動態(tài)平衡。

        (2) 1999年后,江心嶼河段演變的主要影響因子為人工采砂等影響下的河床大規(guī)模下切。2005—2020年江心嶼河段容積增大54.7%,引起溫州站潮差增大約0.5 m,漲潮量增大約47%,引起潮流不對稱性和分流分沙不均勻性減弱。2014年較1999年枯期大小潮分流不均勻性減小約0.08~0.30,分沙不均勻性減小約0.28~0.54。因甌江河口洪沖枯淤的特性,潮流不對稱性減弱有利于減緩支汊萎縮趨勢。

        (3) 大多河段河床演變已超過以往水動力- 泥沙自然演變的范疇,在某些局部區(qū)域人類活動成為主導(dǎo)因素,河床演變呈現(xiàn)不確定性。因此,需加強(qiáng)人類活動管控,在演變分析時需“一段一策”。自然- 人類活動作用下動力地貌過程比較復(fù)雜,是值得進(jìn)一步深入研究的課題。

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