河口泥沙研究的进展_周济福

泥沙研究　2003年12月Journal of Sediment Research第6期收稿日期:2002-07-03基金项目:国家自然科学面上基金(10002023);国家自然科学重点基金(10332050);水资源与水电工程科学重点实验室开放研究基金(2003B003)作者简介:周济福(1965-),男,湖北麻城人,博士,中国科学院力学研究所副研究员,主要从事环境流体力学研究。

河口泥沙研究的进展周济福1,曹文洪2,杨淑慧3,刘青泉1(1.中国科学院力学研究所,北京　100080;2.中国水利水电科学研究院,北京　100044;3.北京市水利科学研究所,北京　100044)摘要:作者通过大量的文献调研,评述了国内外学者在河口泥沙运动的基本理论、数值模型等方面的研究工作和成果,结合近年来作者关于河口水流结构、盐淡水混合以及泥沙输运的研究工作,提出加强对河口泥沙非恒定运动过程、河口最大浑浊带形成机理及其与河口拦门沙演化关系研究的必要性,并指出河口泥沙运动与河口地区湿地演变和浮游生物生长环境的关系是当前河口泥沙运动研究的两大热点。

关键词:河口;非恒定泥沙运动;盐淡水混合;最大浑浊带;湿地;生态环境中图分类号:TV148 文献标识码:A 文章编号:0468-155X (2003)06-0075-07河口泥沙运动是河口地区可持续发展中的重要科学问题之一。

如:长江口的航道整治[1～5]、黄河口造陆过程和湿地演变[6,7]、海河口的河道萎缩[8]等等,尤其是近年来关于河口生态环境与泥沙输运过程的关系问题,都需要对河口泥沙输运的基本规律进行深入的研究。

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。

[9]归纳起来,泥沙研究的对象主要分为推移质和悬移质两大类,而在大多数实际问题中,悬移质泥沙更为重要。

悬移质运动的研究内容主要包括:边界层内的水流行为、泥沙沉降的机制、泥沙扩散的规律、泥沙起动以及底沙与悬沙交换的机理等。

本文主要就河口泥沙运动所涉及的这些基本理论问题的研究现状及进展作一简要评述。

1　河口边界层受潮汐、波浪作用,河口边界层具有波动特征,波或振荡边界层理论[10]认为,边界层中的速度剖面可表达为u (z ,t )=A Ψ[1-D (z )]ei Ψt (1)D (z )=exp -(1+i )z z 1p (2)其中　A 为水质点摆幅,Ψ为圆频率,z 1和p 是相对粗糙度r /A 和波雷诺数A 2Ψ/ν的函数,ν为水的运动粘性系数,r 为粗糙度。

从光滑到粗糙边界层,p 从1/3增加到1。

实际的河口边界层要复杂得多,只有完整的三维模型才能准确模拟它的运动,但对实际问题,三维模型的计算量十分庞大。

因此,应用中仍普遍采用二维或准三维模式。

然而,对河口泥沙和盐度的输运来说,流动的垂向结构不容忽视,如表底水流的异向运动,虽然历时较短,但对于河口海岸地区的泥沙输运却是至关重要的[12]。

周济福等(1999)[2,3]运用波流分解方法,获得了精确描述河口水流垂直结构的理论模式75DOI :10.16239/j .cn ki .0468-155x .2003.06.013u c (z )=U c 1+n g κh1 61-11+κh 1 6n g ln h z (3)u w (z )=A cos -A exp -z δp cos z δp - (4)其中, =arcsin U w(A +α)2+β2-arctan A +αβ,u 、U 分别表示流速剖面和平均流速,下标c 、w 分别表示径流和潮流分量,A 为水面流速潮流分量的幅值,α,β为水深h 和Stokes 长度δ的解析函数。

κ为卡门常数,n 为糙率系数,g 为重力加速度。

周济福(1998)[1]据此建立了物理机理清晰、且可以大大节约计算时间的准三维模型。

2　近床区泥沙运动机理2.1　泥沙起动泥沙起动是泥沙输运最重要的动力学过程之一,传统的研究是从床面泥沙的受力平衡出发,推导泥沙的临界起动剪应力或流速。

近期的研究将泥沙起动的间歇性与湍流的猝发现象联系起来[13,14]。

尤其是,Nino Y .,et al .(1996)[15]采用天然沙进行的实验研究进一步证明了泥沙起动与湍流猝发的喷发事件密切相关的事实:一方面,泥沙颗粒集中在低速条纹附近,这显然与湍流边界层中反向旋转的成对流向涡结构有关,这些泥沙积聚所形成的条纹的几何尺寸与湍流猝发的条纹特征一致;另一方面,泥沙颗粒喷射的角度10°～20°,与低速条纹抬升形成由集中展向涡构成的剪切层的倾角14°极其相似。

这充分说明了泥沙起动与湍流喷发事件的密切关系。

河口区近底泥沙运动还具有波流场中泥沙运动的特征。

波浪对泥沙运动有重要影响。

原则上讲,一旦波流场中床面的剪应力得以确定,单向流中很多关于泥沙运动与床面剪切力关系的理论和经验都可直接移植到波流场中泥沙运动的研究中来[16]。

然而,由于波运动存在着流速和压力的周期性振荡,泥沙颗粒的惯性作用相对地显著起来,其运动不再仅依赖于水流运动的状态,而更重要的是与水流运动的过程有关。

Myrhaug et a1.(1995)[17]对北海某海域进行现场测量,以研究海底泥沙运动与波流特征量之间的关系,得出:最大含沙量出现在低流速时,最大流速则对应着较低的含沙量;高含沙量往往发生在流动转向的时刻附近。

Zhihong Li (1996)[18]用湍流模型研究了波流场中的泥沙输运,其结果表明泥沙浓度廓线与速度廓线存在相位差。

这些研究表明,波流边界层中泥沙起动不完全等同于单向流中的情形,泥沙运动不完全依赖于水流运动的状态,而是与水流、泥沙运动的历史有关。

因此,研究波流场中泥沙运动的规律,必须加强对泥沙运动的非恒定动力学过程的研究。

2.2　悬沙与底沙的交换悬沙底沙的交换机理,也即近底部泥沙的沉降通量D n 和上扬通量E n 的描述,是泥沙运动力学最重要的基本问题之一,是泥沙模型的重要基础。

窦国仁(1963)[19]曾用湍流脉动的观点研究平衡输沙时的近底泥沙通量,他假定泥沙颗粒的沉降几率P r 等于垂向脉动流速(假定为高斯分布)小于泥沙沉速ωf 的事件出现的几率,则D n =P r ωf CC 为断面平均含沙量。

平衡输沙时,从河底掀起的泥沙数量与沉降到河底的泥沙数量相等,即C =C ＊,C ＊为挟沙力,则E n =P r ωf C ＊(5) 对不平衡输沙的情况,韩其为(1988)[20]进行了系统的研究,认为河床变形应有一个过程,含沙量并不总是等于挟沙力,而是通过河床冲淤逐步趋近于挟沙力,由此76D n =αc ωf C ,E n =αc ＊ωf C ＊(6)在平衡输沙情况下,αc =αc ＊。

利用式(5)或(6)描述底部泥沙上扬通量,需要首先确定挟沙力C ＊。

在河口环境下,必须考虑波浪和潮汐对挟沙力的影响,窦国仁(1995)[21]、曹文洪(1999,2000)[22,23]等研究了潮流和波浪的挟沙能力,后者对这方面的研究工作进行了详细的评述。

最近,Cao Z .(1997)[24]根据湍流猝发的平均时间、空间尺度,构造了具有较好力学基础的泥沙上扬通量E n =PC 0Sgd τ′τc -1τ′γs -γ(7)P 为与湍流猝发时空尺度有关的参数,C 0为床面泥沙的体积含沙量,S =γs -γγ,γ,γs 分别为水和泥沙的比重,τc 为临界起动应力,τ′为沙粒切应力,即底部切应力中与沙粒阻力相关的部分。

该模式与以往的经验模式相比,具有一定的优越性。

以上可见,现有关于近底泥沙通量的研究大多仍停留在经验或半理论半经验模式上,所研究的问题大多限于简单的平衡输沙情况,都不利于准确描述通量随水沙特性的变化规律。

Cao Z .把湍流猝发现象与泥沙近底上扬通量定量化,是富有启发性的。

但应用中仍需对P 进行率定。

另外,波流场中的猝发机制与单向流情形有无本质的差别,猝发现象的时空尺度有何异同等,需要进行深入的研究。

因此,关于波流边界层中近底泥沙交换机理的课题将是未来泥沙运动力学研究的热点。

3　泥沙沉降泥沙沉速是标志泥沙运动特征的一个重要物理量,影响泥沙沉速的因素很多,如:颗粒的形状、比重、液体含盐度、含沙量、湍流强度、液体的物理化学特性、温度等等。

研究泥沙沉降运动应区分两种不同的形式:单颗粒沉降和群体沉降。

对于单颗粒沉降,可将泥沙视为球体,通过重力和阻力的平衡关系推出沉速公式。

河口区泥沙的粒径很细,受盐水环境、水体和泥沙本身的电化学性质及吸附作用等的影响,泥沙极易絮凝成团,其沉降运动不再具有单颗粒沉降的规律,而是聚集成团,整体沉降。

絮凝作用的强弱可用絮凝因子进行描述。

Mignoit P .C .通过实验研究,得出絮凝因子与基本颗粒粒径的关系,发现絮凝可使泥沙沉速成千倍、万倍地增大;泥沙基本颗粒愈粗,絮凝作用愈弱,大于0.03mm 的泥沙颗粒,絮凝作用便不再显著[16]。

河口泥沙总是处在不断运动的水体环境中,因此仅研究静水中泥沙的沉降特性是不够的,还有必要对流动水体中的泥沙沉降规律进行探讨。

Owen M .W .直接采用Thames 河口中的未扰动水样进行试验,得出沉速随含沙量、大小潮而变化;阮文杰(1991)[25]对长江口天然水流中细颗粒泥沙的絮凝作用进行研究,认为水流切应力是继颗粒表面电荷、电介质性质之后影响絮凝的又一重要因素;赵龙保(1992)[26]利用环形水槽模拟流动盐水中的细颗粒泥沙沉降运动,并与流动淡水、静止盐水、静止淡水的情形对比,试验数据表明,静止盐水沉速>流动盐水沉速>静止淡水沉速>流动淡水沉速。

另有一些学者采用理论解拟合法求泥沙沉速,这种方法是利用悬沙浓度垂线分布的实测资料对Rouse 解进行拟合分析,反求沉速。

采用这种方法有两点是值得商榷的,首先Rouse 公式是在二维恒定均匀流条件下导出的,对于河口非均匀非恒定的水流条件,浓度分布很可能偏离Rouse 解,如Z .Shi ,et al .(1996)[27]现场观测表明,含沙量分布随时间、空间变化,除初落时刻外,初涨、涨憩、落憩时刻的浓度廓线均不符合Rouse 公式。

其次,Rouse 公式中参考高度的确定带有很强的经验性。

可见,河口细颗粒泥沙的絮凝沉降机理很复杂,它不仅依赖于泥沙粒径、含沙量、盐度等,还与水流切应力等动力学因素有关。

但絮凝的结果使得絮团之间沉速的差别远小于泥沙基本颗粒之间沉速的差别。

Migniot 指出,由淤泥质形成的悬浮液,不论其基本颗粒粒径的大小如何,在形成絮团的情况下,平均沉速均在0.15～0.6m m /s [16]。

钱宁,万兆惠(1986)[16]给出了絮团平均沉速随水体盐度和含沙量变化77曲线。

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河口泥沙研究综述

人类活动加剧情况下渤海湾河口泥沙运动及减淤研究一、研究目的与意义泥沙运动问题的早期关注起因于海洋暴风潮和波浪对海岸、滨海地区的破坏及其由此引发的洪水问题，其它相关问题还包括：全球海平面变化引起的海岸缓慢侵蚀，海岸土地资源流失及海滨亲和环境丧失；可通航水道因泥沙淤积而断航，港口疏浚与维护，船舶在海图未标明浅滩上搁浅；海底人为垃圾、重金属和辐射等污染物堆积而导致的泥沙颗粒污染物藏匿等等。

土木工程师由于直接负责防浪墙、码头、海岸治河工程、港口疏浚等工程设计，因而他们对于泥沙运动研究的重要性体会最为深刻[1]。

河口是河流沉积物向海传输的通道，动力环境和盐淡水混合，使得河口泥沙传输过程相当复杂。

河口泥沙运动是河口地区可持续发展中的重要科学问题之一。

如：长江口的航道整治、黄河口造陆过程和湿地演变、海河口的河道萎缩等等。

全球河流每年向海洋输送的泥沙约为100～200亿t，主要部分沉积在河口三角洲区域，同时河流沉积物是诸多化学物质的输运载体。

因此河口泥沙输运过程不仅是河口陆海相互作用的重要研究内容，对研究河口和近岸生物地球化学循环也有很好的参考意义[2]。

尤其是近年来关于河口生态环境与泥沙输运过程关系问题，都需要对河口泥沙输运的基本规律进行深入的研究[3-4]。

河口泥沙运动是河口地区可持续发展中的重要科学问题之一。

如：长江口的航道整治[5-6]、黄河口造陆过程和湿地演变、海河口的河道萎缩等等，尤其是近年来关于河口生态环境与泥沙输运过程的关系问题，都需要对河口泥沙输运的基本规律进行深入的研究[3]。

渤海占我国4大海区总面积的1.6%，面积近8万km2，从环渤海地区中的黄河、海河、辽河、滦河、鸭绿江、锦江等河流输往渤海的沉积物通量达7.5×108t/a的量级，从地质尺度来看，这意味着渤海环境的巨大变化，在短短十几年至数十年的尺度上，入海沉积物的输运和堆积可以使渤海的物理环境发生显著的变化，直至渤海的消失。

中国河口研究五十年_回顾与展望

第38卷第6期海洋与湖沼Vol.38, No.62007年11月OCEANOLOGIA ET LIMNOLOGIA SINICA Nov ., 2007*陈吉余，教授、中国工程院院士。

主要从事河口海岸学及其工程应用研究收稿日期: 2007-05-21, 收修改稿日期: 2007-08-08中国河口研究五十年: 回顾与展望*陈吉余陈沈良(华东师范大学河口海岸学国家重点实验室上海 200062)提要过去50年中国的河口研究取得了巨大的成就。

在理论研究方面, 一个显著的特征是动力、沉积和地貌研究相结合, 取得了一系列的成果, 如河口冲淡水、河口锋、最大浑浊带、泥沙运动、拦门沙的形成、河口不连续现象、河口发育等。

在应用方面, 如钱塘江河口和长江河口等有许多成功的范例。

然而, 河口是复杂的, 随着人类活动和人工控制的增强, 当前河口研究面临着许多新的挑战, 人类活动已成为第三驱动力, 河口的自然适应与人工控制协调问题将是河口未来理论研究和应用实践的重要问题。

关键词河口研究, 评述, 展望中图分类号 P737中国漫长的海岸线分布着众多大小不同、类型各异的河口。

据统计, 我国沿海有100多条河流排泄入海。

由于流域盆地和邻近海洋环境的差异, 河口类型存在很大的不同, 每个河口都有其各自的特征。

这些不同类型的河口为我国的河口研究提供了基础和重要场所。

我国的河口研究有近一个世纪的历史。

长江口的潮位记录开始于1917年。

在20世纪早期阶段, 在长江口和杭州湾开展了水文调查。

20世纪上半叶, 港口建设, 如天津新港始于1939年等。

然而, 上世纪50年代以前, 除了一些描述性研究涉及几个大河三角洲外, 很少有关于河口方面的系统研究。

近50多年来, 科学技术的巨大进步和经济建设的迫切需求使得许多河口的系统研究成为可能。

通过研究, 不仅建立和发展了中国的河口研究学科体系, 而且有效地促进了河口三角洲地区的社会经济发展。

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.。

潮汐河口平面二维悬沙输移及河床变形的数值模拟

潮汐河口平面二维悬沙输移及河床变形的数值模拟
史英标
【期刊名称】《河口与海岸工程》
【年(卷),期】1997(000)001
【摘要】本文应用平面二维非恒定水流运动方程和悬移质不平衡输沙方程，针对不同物理量的特性，采用不规则网格的差分法求解水流运动方程和有限控制体积法求解悬移质泥沙输移方程。

利用杭州湾水文泥沙实测资料对模型进行了验证，所得结果是满意的。

【总页数】13页(P9-21)
【作者】史英标
【作者单位】浙江省河口海岸研究所规划研究室
【正文语种】中文
【中图分类】TV148.5
【相关文献】
1.小浪底水库拦沙初期泥沙输移及河床变形研究 [J], 张俊华;陈书奎;李书霞;马怀宝
2.垂向二维悬沙输移有限元数学模型 [J], 李世森;李国杰;蔡惊涛
3.基于平面二维潮流模型的北仑河口悬沙输运与底床冲淤数值模拟 [J], 董德信;陈波;李谊纯;陈宪云;张荣灿
4.东碇倾倒区疏浚泥悬沙输移和海床冲淤数值模拟 [J], 张世民;陈德文;邓兆青
5.黄河2009年调水调沙期间河口水动力及悬沙输移变化特征 [J], 刘锋;陈沈良;周永东;彭俊;陈一强;任韧希子
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长江输入河口段床沙粒径的变化及机制研究

江人海泥沙变化、成因及其趋势作了若干探索研究［］１，但其研究对象至今局限于悬沙变化，长江进卜
入河口区底沙的变化特点至今仍然缺乏研究．本研究
在２０世纪７Ｏ年代为葛洲坝工程开展的原型观测研
究［，至２６］０世纪８ — ９００年代为建造三峡工程开展的原型观测研究［，也从另一侧面反映了原型观测７］
研究揭示出大通断面１月份床沙粒径ｄ＜Ｏ１０ｍｍ的百分含量较７月份多，而０１０．０．０ｍｍ≤ ＜
２Ｏｍ之间的含量较７月份少．床沙与悬沙之间交换是导致这一季节变化的主要原因．１７年以来，．０ｍ９６长江进入河口段的床沙粒径（。显示出显著的粗化趋势，与同期长江入海悬沙量下降密切相关．入海）悬沙量下降增大本河段侵蚀能力、减少淤积量和促进粗细床沙交换．１７年以来最大床沙粒径没有出９６
后者又可分为床沙质（ｅ— ａ）冲泄质（ｓ— ｂｄｌｄ与ｏｗａｈｌａ）ｏｄ．在水动力作用下，床沙运动与床沙质的不断交换，是导致河床演变的根本原因．人类探索床沙的运动，可以追溯到１７８９年Ｄｏｓ的研究，其ｕＢｙ后，许多学者建立了一系列公式，试图去描述和估

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这种悬沙与床沙之间的相互交换导致水文断面上细颗粒泥床沙含量相对增多年洪水年的床沙粒度作为典型样本年图标出了这两个典型年在长江水文长期变化中的位置年间构成一个从枯水年到洪水年的准周期变化过程清楚显示洪水年泥沙粒径要大于枯水年
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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。

海岸河口水动力数值模拟研究及对泥沙运动研究的应用

海岸河口水动力数值模拟研究及对泥沙运动研究的应用一、本文概述随着全球气候变化和人类活动的不断加剧，海岸河口地区的水动力环境和泥沙运动特性发生了显著变化，这对海岸河口地区的生态、环境和经济发展产生了深远影响。

因此，对海岸河口的水动力数值模拟及泥沙运动研究具有重要的理论和实践意义。

本文旨在探讨海岸河口地区的水动力数值模拟方法，并分析其在泥沙运动研究中的应用。

本文将对海岸河口的水动力数值模拟进行概述，介绍数值模拟的基本原理、常用模型和方法，以及模型建立和验证的一般流程。

本文将重点分析水动力数值模拟在泥沙运动研究中的应用，包括泥沙输移、沉积和再悬浮等方面的模拟和研究。

本文将通过具体案例，探讨水动力数值模拟在海岸河口地区泥沙运动研究中的实际效果和应用前景。

通过本文的研究，旨在为海岸河口地区的水动力数值模拟和泥沙运动研究提供理论支持和实践指导，为海岸河口地区的可持续发展和生态环境保护提供科学依据。

二、海岸河口水动力数值模拟基础海岸河口水动力数值模拟是对海岸河口地区水流运动进行量化分析和预测的重要手段。

它基于流体力学的基本原理，结合数值计算方法，对水流、潮汐、波浪等动力因素进行模拟，揭示这些动力因素在海岸河口地区的运动规律。

在进行海岸河口水动力数值模拟时，需要首先建立数学模型。

这些模型通常包括控制方程、边界条件、初始条件等。

控制方程一般基于Navier-Stokes方程，描述水流运动的基本规律。

边界条件和初始条件则根据具体的研究区域和实际问题进行设定，如河口的开敞程度、潮汐的影响、风的作用等。

数值求解方法是数值模拟的核心。

常用的数值求解方法包括有限差分法、有限元法、谱方法等。

这些方法各有优缺点，需要根据具体的问题和模型选择合适的方法。

例如，对于复杂的海岸河口地形，有限元法可能更适合；而对于大尺度的海洋流场模拟，谱方法可能更有优势。

在进行数值模拟时，还需要考虑模型的验证和校准。

这通常通过与实际观测数据进行对比来实现。