入湖展寬河道淤積調整沿程變化分析

羅 優,雷文韜,丁晶晶,簡鴻福

(1.揚州大學水利與能源動力工程學院, 江蘇 揚州 225127;2,江西省水利科學研究院河流湖泊所, 江西 南昌 330029; 3.長江科學院河流研究所, 湖北 武漢 430010)

受到地質作用和人類活動等的影響,河道邊界寬度沿程不斷發生變化。典型的河道展寬邊界包括存在心灘的分汊河道,水庫庫尾、入湖尾閭和入海三角洲,以及山區到平原的沖積扇等。來水來沙條件和邊界條件的不同將促使展寬河道形成不同的淤積現象,比如黃河三角洲河槽變遷及推進[1],長江口心灘淤積造成的多級分汊[2-4]和贛江三角洲在牽引流條件下的鳥足狀生長模式[5]等。河道展寬邊界是影響泥沙淤積的重要因素,隨著河道邊界寬度的增加,水流趨緩、挾沙能力下降,河道通過自動調整作用形成泥沙淤積以減小過水斷面面積,進而提高水流挾沙能力，促成新的平衡[6]。基于撫河改道入青嵐湖河工模型試驗的研究成果,本文著重分析逐漸展寬河道邊界條件下淤積形式和河槽擺動的沿程變化,并嘗試探討其沿程變化的原因。

1 試驗設計

1.1 試驗模擬范圍

撫河改道入青嵐湖河工模型試驗在江西省鄱陽湖模型試驗研究基地開展,如圖1所示,在試驗中假定撫河B1和B2斷面之間的河道被封堵,于CS2斷面處開挖新河道(圖1中紅線為開挖邊界線),撫河水流自新開挖河道注入青嵐湖,流經CS2、CS3、CS4、CS5、CS6、CS7和CS8等斷面。考慮模型場地及相似性等因素,將模型范圍定為自CS2斷面上游約9 km至CS8斷面下游約7 km處之間的河段,包括撫河下游原河道段(模型進口至CS2斷面),新開挖河道段及青嵐湖區段,模擬河道長度約為27 km,見圖1中白色虛線。基于試驗場地限制和試驗目的,青嵐湖右側湖汊不在模擬范圍內,在模型試驗中以直立墻面作為邊界,即CS7斷面右端為直立墻面。

圖1 模擬區域和相關斷面布置

CS1～CS8橫斷面示意圖見圖2,其中斷面CS1、CS2、CS5、CS6、CS7和CS8基于鄱陽湖區2013年實測地形;根據設計方案,開挖段CS3～CS4為槽底寬度為750 m的規則梯形斷面,新開挖河道總長4.4 km,底坡0.01%。從圖中可以看出,改道后形成了一條相對于原河道斷面逐漸展寬的河道邊界,其中原型河道斷面CS1和新開挖河道進口斷面CS2的主槽面積均小于新開挖河道規則梯形斷面CS3、CS4,而CS5和CS6斷面寬度約1 600 m,約為斷面CS3和CS4的2倍,斷面CS7和CS8寬度則超過3 500 m。在此根據河道寬度,將新河道(包括開挖段和青嵐湖段)分為上段、中段和下段(圖1)。

圖2 CS1～CS8橫斷面示意圖

1.2 模型比尺及選沙

為保證模型與原型具有相同的紊流流態,需保證模型水流雷諾數大于2 000;同時為了不使水面表面張力干擾模型的水流運動,要求模型最小水深大于1.5 cm。基于上述限制條件,確定模型平面比尺為1∶200，垂直比尺為1∶80，變率為2.5,模型長100 m，寬60 m，占地面積2 700 m2。根據以往變態模型的試驗成果與原型資料對比分析研究成果,在變率不大于4且模型寬深比大于5的條件下,變態模型與正態模型的水流動力軸線、深泓線、沖淤部位和沖淤量基本一致。

基于水流運動相似和泥沙運動相似,進行了床面糙率調整和模型選沙。根據撫河李家渡站1956—2005年輸沙量資料,汛期4—7月期間的輸沙量占全年的80.5%,在此選取李家渡站2008—2012年汛期4～7月期間實測懸移質粒徑級配資料,該期間懸移質中值粒徑為0.053 mm。從原型懸移質起動特性來看,小于0.01 mm的部分約占整個懸移質的14.7%,一般情況難以起動;從模型沙的物理性能及加工難度來看,懸移質及相應模型沙的級配過細,存在加工困難以及模型沙板結、絮凝等問題。綜合以上分析,本次試驗將懸移質模擬下限取為0.01 mm,則懸移質中值粒徑為0.060 mm。為了縮短試驗運行時間,采用密度為1.053 t/m3左右的輕質沙(苯乙烯二乙烯苯)。根據沉降相似可以得到泥沙粒徑比尺為0.35,即模型沙粒徑大于原型沙,有利于減少試驗中泥沙板結,原型懸移質中床沙質及模型沙粒徑級配特征值見表1。經過驗證計算可得,在原型水深為3～7 m時,天然懸沙粒徑d50和對應粒徑模型沙起動流速比尺為9.45～10.25,原型沙特征粒徑d90、d75、d25和d10與對應粒徑的模型沙的起動流速比尺范圍分別為10.24～11.00、9.56～10.24、9.79～10.81和10.69～11.88,起動流速比尺較模型流速比尺8.94有所偏大,但基本滿足試驗要求。表2為模型試驗主要比尺數值,其中αγ0為干容重比尺。

表1 原型懸移質中床沙質及模型沙粒徑級配特征值 mm

試驗時間變態率約為26.8,為了盡量減少時間變態在非恒定流模擬中帶來的有效沖沙時間不足等問題,在水沙過程概化時兼顧水文過程相似和概化后各恒定時段時長充足。

1.3 試驗水沙過程及控制

撫河下游年徑流量與年輸沙量呈正相關,年徑流量越大,年輸沙量越大。本次試驗選取其中具有代表性的2006年、2008—2012年作為系列年,開展河工模型試驗,其中2006年和2008年為中水中沙年,2009和2011年為小水小沙年,2010和2012年為大水大沙年。采用6年系列年循環試驗方法進行動床試驗,每6年或者12年進行一次地形測量。本次試驗開展了以上系列年的連續25個循環試驗,模擬150年間改道后新河道地形沖淤變化過程。系列年內流量和尾門水位過程如圖3所示,其中試驗中尾門水位由焦石壩至三陽站(約62 km)平面二維數模計算成果確定,亦即利用“內插法”思想確定。

表2 模型試驗主要比尺

注：αt1=αl/αh1/2；αt2≈αlαγ0/αVαs。

圖3 系列年循環試驗流量水位過程概化

2 淤積形式沿程變化

2.1 平面淤積分布過程

圖4所示為新河道分別在初始時刻,淤積30年、48年、66年、78年、90年、114年、138年和150年后河床地形高程變化影像圖。圖中地形高程由11 m—15 m—24 m增加時,顏色由藍色—白色—紅色轉變,黑色線條標記為16.5 m等高線。從圖4可以看出,在此期間河道淤積過程自上而下。

圖4 新河道淤積發展過程

試驗30年(T=30 a)時,新河道上段出現堤式淤積(位置1),中段出現攔門沙式淤積(位置2)、順壩式淤積(位置3)和點壩式淤積(位置4)。挾沙水流進入平原淺水湖泊往往形成帶狀河道,即發生堤式淤積[7-8];攔門沙式淤積常見于水庫庫尾或者河口位置,成為礙航淺灘甚至可能造成溯源淤積[1, 9-11];點壩常常見于彎道凸岸,順壩則是位于河道中心,且兩側與兩汊水流方向平行[12]。30年至48年間,位置1～4處的淤積體明顯增大,上段側堤寬度亦發展擴大、接近河道寬度的1/2(16.5 m等高線覆蓋的范圍,后文同),且基本與位置2處的淤積體相連,攔門沙左側被沖開;在中段與下段交匯處(位置5,原主流位置)出現大小約為1 400 m×400 m的心灘,心灘與點壩連在一起形成彎道邊界,驅使主流向右側擺動。48年至66年時,向右側擺動的挾沙水流在主流位置繼續形成新的心灘(位置6),受此心灘影響主流出現分汊,并在位置7處形成新心灘。66年至78年間,受位置6和位置7心灘的影響,主流改向并在位置8形成新的心灘。90年后,位置5、位置7和位置8這3處淤積體不斷淤長并連成整體,而河道左側出現切灘和主流改道現象。114年至150年間,淤積逐漸發展至下游(3區),青嵐湖右側灘地(2區)明顯淤高。顯然,下段出現兩種不同尺度的游蕩式淤積,隨主流擺動而依次形成的位置6、7和8處的心灘淤積為相對小尺度的游蕩；主要淤積區域的變動,如1區(0至48年)、2區(66至90年)和3區(114至150年)為相對大尺度的游蕩。這種淤積部位的游蕩現象常見于沖積扇發展過程或者多沙河流河口淤積調整過程[13-14]。

圖5 新河道上、中和下段模型試驗照片

圖5為新河道上段、中段和下段現場試驗照片。圖5(a)所示為上段,圖中右側泥沙淤積形成側堤,左側為主流(帶箭頭藍色直線指示水流方向,下同);圖5(b)所示為中段,淤積形成的順壩造成河道分汊,主汊位于順壩與點壩之間;圖5(c)所示為下段,位置5、位置7和位置8處的淤積體相連,阻礙水流運動,左側出現切灘現象并形成新主槽,而右側存在幾股漫灘溝槽。

圖6 新河道代表斷面橫斷面發展過程

2.2 斷面淤積發展過程和淤積形式沿程變化

圖6所示為新河道CS3、CS5、CS6和CS7斷面分別在初始時刻,試驗30年、48年、66年、78年、90年、114年、138年和150年后的橫斷面變化。

上段CS3斷面在試驗30年時出現堤式淤積體,左側為主槽,右側堤高程達到17.6 m(淤積厚度約3.6 m);30至150年間,主槽和淤積位置基本不變,淤積體有所增長,淤積增長速度明顯小于試驗初30年;150年時淤積厚度接近4 m,側堤寬度接近200 m。總體而言,隨著時間的推進,CS3斷面右側淤積體略有增大。堤式淤積體泥沙主要是通過對流作用或紊動擴散由主河道向堤側輸移[15-16];從堤式淤積體形成過程來看,淤積初期有相對較多粗顆粒淤積在靠主流一側,隨著淤積體的發展,淤積主要由漫堤懸沙構成,且泥沙越粗,越難被搬運到遠離主流一側,因此堤式淤積體組成在主流一側較粗,遠離主流一側則較細[17]。

中段CS5斷面在試驗30年時形成順壩和點壩淤積體,順壩頂高程達到17.2 m,淤積厚度約5.6 m,左側點壩亦淤高約4.5 m;在30至150年間,主槽位置基本不變,順壩和灘地有所淤高,淤積增長速度明顯小于試驗初30年;150年時左側淤積體明顯發展,淤積高程增加約2 m,順壩處亦增加近1 m。CS6斷面隨著時間的推進,斷面形態發生了明顯變化,主槽位置出現了調整，相比上游CS5斷面,順壩高程略有下降。順壩往往由上游向下游發展延伸,即順壩初始淤積為其下游繼續淤積提供了水動力條件,這種發展模式使得順壩上游高程大于下游,上游河床組成亦粗于下游[12]。

下段CS7斷面在試驗150年內淤積不斷發展,主槽處于形成、擺動和消失的不斷調整中:在試驗42年前,僅在左側(初始主流位置)出現淤積體;而在48年和54年,淤積開始向右側發展;90年時斷面兩側和中間均存在河槽,150年時斷面中間河槽被淤積消失,左側變為主河槽。結合平面發展過程可以得知,河道的形成、擺動調整和消亡與下游淤積體發展密切相關。

從淤積發展過程看,淤積形式沿程呈現明顯的空間差異,具體表現為:上段以堤式淤積為主,主流位置不變,隨著淤積的發展側堤不斷淤寬和淤高,河槽出現一定縮窄;中段出現攔沙坎、順壩和點壩淤積,各淤積體隨著時間推進,河道出現分汊,河槽相對穩定,但仍受下段河道擺動影響;下段則出現兩種不同尺度的游蕩式淤積,相對小尺度如隨主流擺動形成的位置6、7和8處的心灘淤積,相對大尺度主要表現為淤積區域的變動(圖4),如1區(0至48年)、2區(66至90年)和3區(114至150年),在沖積扇和河口發展研究中亦發現這種現象,被認為是淤積發展的自生性過程[18]。

3 水沙動力條件沿程變化

3.1 流速特征分析

李家渡站多年平均徑流量為127.5億m3,多年平均年均流量為404.3 m3/s。年際徑流量變化較大,極值比可達28之多;年內徑流量主要集中在主汛期4—6月,約占全年徑流的53.8%,徑流年內分配極不均勻。根據撫河李家渡站實測徑流量資料(1953—2012年)統計分析,撫河下游2年一遇洪水流量約為4 980 m3/s,常遇洪水約為1 030 m3/s;在常遇洪水條件下,水位基本平灘,而2年一遇洪水條件下則漫過灘地。

根據2006、2008—2012年期間的日平均輸沙率Gs和日平均流量Q資料,可求得流量保證率P,采用類似馬卡維也夫的方法,利用Gs取代QmJ進行造床流量的分析[19],其中m為系數,J為水面比降。由圖7可以看出,在流量約800～1 200 m3/s(P=6%～13%)時GsP達到峰值;同一流量下GsP值變化較大與青嵐湖水位受鄱陽湖水位頂托影響有關。考慮到常遇洪水(流量約為1 000 m3/s)條件下,水位基本平灘,2年一遇洪水則漫過灘地,可以初步判斷常遇洪水流量為造床流量。

圖7 撫河下游造床流量分析示意圖

圖8 新河道代表斷面淤積前后流速分布對比

圖8為新河道上段(CL1)、中段(CL2)和下段(CL3)在常遇洪水和2年一遇洪水條件下淤積前后流速分布對比,其中常遇洪水條件下由于水深較淺僅在垂線上測了1個點流速,2年一遇洪水條件下所測為表面流速(經測定表面流速與垂線平均流速差值在0.2 m/s范圍內)。

淤積前,新河道主流區流速明顯小于原河道,且沿程減小。上段常遇洪水條件下主流區流速在0.6～0.7 m/s之間,2年一遇洪水流速超過2 m/s;中段常遇洪水條件下主流區流速在0.45～0.50 m/s之間,兩年一遇洪水流速超過1.5 m/s;下段常遇洪水條件下主流區流速小于0.2 m/s,沒有進行測量,2年一遇洪水流速接近1.5 m/s。

淤積后(試驗150年后),常遇洪水條件下CS8至CS3斷面之間河道水位在17～18.6 m之間,與淤積形成的灘地高程基本一致,亦即常遇洪水流量條件下水位基本平灘,說明之前對造床流量的判斷基本準確。2年一遇洪水條件下CS8至CS3斷面之間河道水位在18.5～20.4 m之間,高于灘地。表3為原河道主流流速和新展寬河道淤積前后主流流速對比,可以看出,淤積后常遇洪水條件下主流流速普遍大于1 m/s,在下段甚至達到1.7 m/s;在2年一遇洪水條件下,上段和下段流速增加不大,而中段增加明顯,主流在左汊。

表3 新河道主流流速對比 m/s

3.2 泥沙起動流速分析

采用式(1)和式(2)計算塑料沙(d<0.25 mm)的起動流速[20],采用張瑞瑾起動流速公式(式(3))計算天然沙的起動流速[21],可分別得到模型沙和原型沙起動流速,見表4。

(1)

K=1.95lg2d-0.17lgd+0.72

(2)

(3)

式中:K為包括黏聚力作用在內的系數；h為水深；d為粒徑；γs和γ分別為泥沙和水的容重；g為重力加速度。

表4 原型床沙質及模型沙起動流速

根據模型試驗成果,在造床流量條件下,水位在淤積前約為16.5 m,在淤積后約為18 m,即新河道水深約在2.5～6 m之間。因此,在造床流量條件下,懸移質泥沙中值粒徑起動流速Ud50在0.5 m/s左右。因此,淤積前,逐漸展寬邊界導致主流流速不斷減小,在造床流量條件下主流流速Uz經歷了大于、接近和顯著小于Ud503個階段;淤積后,Uz明顯都大于Ud10。

Uz與Ud50的強弱關系是決定河床沖淤調整的重要指標,這亦可能是造成逐漸展寬河道初期淤積方式沿程變化的重要因素:當Uz大于Ud50時,淤積發生在非主流位置,形成自然堤,減小過水斷面面積并增加主流流速,促使河道達到新的平衡;在此淤積調整過程中,上游河道水流慣性作用對河床沖淤調整方向、主河槽位置起控制作用,堤式淤積體的發展有助于加強水流慣性。自然堤往往發生在河控條件下形成的鳥足型三角洲或牽引流條件下形成的鳥足型三角洲內,這亦說明自然堤的形成需要較強的水流慣性[5, 22]。當Uz接近Ud50時,主流處出現的初始淤積將改變淤積體附近的水沙動力條件,從而促成順壩的形成和發展,而順壩的發展亦通過減小過水斷面面積促使河道形成穩定分汊;在此條件下,河道形態在上游水流慣性作用和淤積體阻礙作用彼此牽制和協調下達到新的平衡。當Uz小于Ud50時,主流位置的持續淤積將促使主流擺動調整,淤積區域也不斷游蕩;在此條件下,主流位置淤積體發展阻礙水流甚至造成回淤,是不同尺度淤積游蕩的內在動力,類似于沖積扇或三角洲拓展過程中的自生性過程[23-25]。

4 結 語

試驗進行到150年時,青嵐湖基本被淤滿,泥沙開始大量向青嵐湖下游輸送,但這并不代表新河道達到了平衡狀態,因此本文僅是對改道后的新河道初期淤積調整規律進行了分析。新河道逐漸展寬邊界內在改道初期淤積方式沿程出現變化:上段出現堤式淤積,形成穩定單一河道;中段出現攔門沙、點壩和順壩淤積,形成相對穩定的分汊河道;下段出現不同尺度的淤積體及淤積位置的調整,伴隨著水流切灘和改道現象。造床流量條件下主流流速Uz與泥沙中值粒徑起動流速Ud50的大小關系是決定河床沖淤調整的重要指標,在逐漸展寬河道中Uz經歷了大于、接近和顯著小于Ud503個階段,分析認為這兩者間大小關系的沿程變化可能是造成逐漸展寬河道初期淤積方式沿程變化的重要原因。

致謝:特別感謝長江科學院魏國遠教授和林木松教授對試驗的指導,感謝江西省水利科學研究院河湖所課題組在試驗開展中付出的艱辛努力,以及武漢大學鄭珊副教授對本文寫作的建議。

[1] 李澤剛.黃河口攔門沙的形成和演變[J].地理學報,1997,52(1): 54-62.(LI Zegang.Formation and evolution of the bar on Yellow River Esturary[J].Acta Geographica Sinica,1997,52(1):54-62.(in Chinese))

[2] 陳吉余,蔣雪中,何青.長江河口發育的新階段、上海城市發展的新空間[J].中國工程科學,2013,15(6): 20-24.(CHEN Jieyu,JIANG Xuezhong,HE Qing.The new space of Shanghai City development and the new evolution stage of the Yangtze Estuary[J].Chinese Journal of Engineering Science,2013,15(6): 20-24.(in Chinese))

[3] 和玉芳,程和琴,陳吉余.近百年來長江河口航道攔門沙的形態演變特征[J].地理學報,2011,66(3): 305-312.(HE Yufang,CHENG Heqing,CHEN Jieyu.Morphological evolution of mouth bars of the Yangtze Estuarine Waterways in the last 100 years[J].Acta Geographica Sinica,2011,66(3): 305-312.(in Chinese))

[4] 陳吉余,惲才興,徐海根,等.兩千年來長江河口發育的模式[J].海洋學報,1979,1(1): 105-113.(CHEN Jieyu,YUN Caihui,XU Haigen,et al.The development model of the Yangtze Estuary during last 2000 years[J].Acta Oceanologia Sinica,1979,1(1): 105-113.(in Chinese))

[5] 馬逸麟,危泉香.贛江三角洲的沉積機制及生長模式[J].中國地質災害與防治學報,2002,13(4): 33-38.(MA Yilin,WEI Quanxiang.The sedimentation mechanism and development model of the Ganjiang Delta[J].The Chinese Journal of Geological Hazard and Control,2002,13(4): 33-38.(in Chinese))

[6] 陸婷婷.導堤型河口航道淤積方式及長江口深水航道回淤研究[D].天津：天津大學,2014.

[7] ROWLAND J C,DIETRICH W E,STACEY M T.Morphodynamics of subaqueous levee formation: Insights into river mouth morphologies arising from experiments[J].Journal of Geophysical Research Atmospheres,2010,115(4): 1489-1500.

[8] KIM W,DAI A,MUTO T,et al.Delta progradation driven by an advancing sediment source: coupled theory and experiment describing the evolution of elongated deltas[J].Water Resources Research,2009,45(6): 495-512.

[9] EDMONDS D A,SLINGERL R L.Mechanics of river mouth bar formation: implications for the morphodynamics of delta distributary networks[J].Journal of Geophysical Research Earth Surface,2007,112(3): 237-254.

[10] 吳保生,夏軍強,王兆印.三門峽水庫淤積及潼關高程的滯后響應[J].泥沙研究,2006,31(1): 9-16.(WU Baosheng,XIA Junqiang,WANG Zaoying.Delayed response of Tongguan’s elevation to the sedimentation in Sanmenxia Reservoir[J].Journal of Sediment Research,2006,31(1): 9-16.(in Chinese))

[11] 陳吉余.長江口攔門沙及水下三角洲的動力沉積和演變[J].長江流域資源與環境,1995,4(4): 348-355.(CHEN Jieyu.Sediment dynamics and evolution of the mouthbar and subaqueous delta in the Yangtze Estuary[J].Resources and Environment in the Yangtze Valley,1995,4(4): 348-355.(in Chinese))

[12] SMITH N D.Sedimentology and bar formation in the upper Kicking Horse River,a braided outwash stream[J].The Journal of Geology,1974,82(2): 205-223.

[13] NIJHUIS A G,EDMONDS D A,CALDWELL R L,et al.Fluvio-deltaic avulsions during relative sea-level fall[J].Geology,2015,43(8): 719-722.

[14] 喻宗仁,竇素珍,趙培才,等.山東東平湖的變遷與黃河改道的關系[J].古地理學報,2004,6(4): 469-479.(YU Zhongren,DOU Suzhen,ZHAO Peicai,et al.Relationship between changes of Dongping Lake and shifting of the Yellow River in Shandong Province[J].Journal of Palaeography,2004,6(4): 469-479.(in Chinese))

[15] ADAMS P N,SLINGERLAND R L,SMITH N D.Variations in natural levee morphology in anastomosed channel flood plain complexes[J].Geomorphology,2004,61(1/2): 127-142.

[16] FILGUEIRA-RIVERA M,SMITH N D,SLINGERLAND R L.Controls on natural levée development in the Columbia River,British Columbia,Canada[J].Sedimentology,2007,54(4): 905-919.

[17] DAN C,SMITH N D.A study of morphology and texture of natural levees:Cumberland Marshes,Saskatchewan,Canada[J].Geomorphology,1998,25(1/2): 43-55.

[18] CLARKE L,QUINe T A,NICHOLAS A.An experimental investigation of autogenic behaviour during alluvial fan evolution[J].Geomorphology,2010,115(3): 278-285.

[19] 謝鑒衡.河床演變及整治[M].北京: 中國水利水電出版社,1996.

[20] 陳稚聰,王光謙,詹秀玲.細顆粒塑料沙的群體沉速及起動流速試驗研究[J].水利學報,1996(2): 24-28.(CHEN Zhicong,WANG Guangqian,ZHAN Xiuling.Experiment study of settling velocity and incipient velocity of fine plastic particles[J].Journal of Hydraulic Engineering,1996(2): 24-28.(in Chinese))

[21] 張瑞瑾.河流泥沙動力學[M].北京: 中國水利水電出版社,1998.

[22] ROWLAND J C,DIETRICH W E,DAY G,et al.Formation and maintenance of single-thread tie channels entering floodplain lakes: observations from three diverse river systems[J].Journal of Geophysical Research,2009,114(2): 363-374.

[23] GOEDHART M L,SMITH N D.Braided stream aggradation on an alluvial fan margin: Emerald Lake fan[J].Canadian Journal of Earth Sciences,1998,35(5): 534-545.

[24] WHIPPLE K X,MOHRIG D.Channel dynamics,sediment transport,and the slope of alluvial fans: experimental study[J].Journal of Geology,1998,106(6): 677-693.

[25] STEEL R J,MUTO T.Autogenic response of fluvial deltas to steady sea-level fall: implications from flume-tank experiments[J].Geology,2004,32(5): 401-404.