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

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(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)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(dòng)正在前所未有地改變河流的演變規(guī)律和發(fā)展趨勢(shì)[1- 2]。世界大部分河流存在修建水庫(kù)、筑壩、采砂、圍墾等人類活動(dòng)，對(duì)河道水沙與地貌造成深刻影響，受到國(guó)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?cè)凶匀粵_淤[3- 4]；人工采砂增大河床容積，改變潮波變形和動(dòng)力環(huán)境，引起河床演變變化[5]；水庫(kù)及圍墾等短時(shí)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(dòng)驅(qū)動(dòng)成為河流海岸演變發(fā)展的主要?jiǎng)恿?，開展自然與人類活動(dòng)作用下的河床演變機(jī)制研究具有重要的理論意義和實(shí)踐價(jià)值。

在中國(guó)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(dòng)力強(qiáng)勁，泥沙輸移劇烈，灘槽沖淤變動(dòng)頻繁，對(duì)人類活動(dòng)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(dòng)力軸線的擺動(dòng)對(duì)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(duì)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(shí)受暴漲暴落的徑流和強(qiáng)潮影響，動(dòng)力機(jī)制演變相對(duì)更為復(fù)雜。甌江歷史上存在筑壩、人工采砂等人類活動(dòng)，對(duì)河床演變影響顯著。王順中和李浩麟[15]分析了航道整治對(duì)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(shí)測(cè)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(shì)等是其演變的主要因素，但對(duì)人類活動(dòng)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(dòng)對(duì)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(dòng)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(dòng)力條件、泥沙運(yùn)動(dòng)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(dòng)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(dòng)共同驅(qū)動(dòng)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(guó)顯著的強(qiáng)潮海區(qū)之一。口門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(shí)小于落潮歷時(shí)，平均漲潮歷時(shí)324 min，平均落潮歷時(shí)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(wú)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(shì)呈南汊道河床窄深、北汊寬淺的態(tài)勢(shì)，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(dòng)

江心嶼河段人類活動(dòng)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(duì)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(zhǎng)3 870 m，壩頂標(biāo)高0.68 m(85基面，下同)，其中下端潛壩長(zhǎng)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(zhǎng)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(zhǎng)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(zhǎng)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(gè)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(wú)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(jì)，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(jì)，下文分析時(shí)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(dòng)，以下主要從3個(gè)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(shí)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(shí)測(cè)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(duì)自然條件及人類活動(dòng)影響下江心嶼河段河道演變機(jī)制進(jìn)行研究。

實(shí)測(cè)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(cè)驗(yàn)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(shí)測(cè)地形數(shù)據(jù)來自溫州港務(wù)局、中國(guó)國(guó)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(dòng)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(dòng)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(shí)測(cè)資料進(jìn)行模型驗(yàn)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(jì)算與實(shí)測(cè)的比較。計(jì)算的潮位與流量過程與實(shí)測(cè)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(dòng)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(yàn)證。驗(yàn)證表明，計(jì)算值與實(shí)測(cè)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(yàn)證Fig.4 Comparison of the measured and simulated water levels and flow discharges

圖5 垂線含沙量過程驗(yàn)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(dòng)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(dòng)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(shí)，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(zhǎng)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(shí)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(zhǎng)，向下游發(fā)展，形成沙嘴。洪水流量下，深泓對(duì)主流影響減弱，上游動(dòng)力軸線趨直，切割沙嘴形成江心沙，從而迫使汊道動(dòng)力軸線發(fā)生改變。

深泓線的變化除上游河勢(shì)影響外，同時(shí)也與灘槽移動(dòng)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(shí)動(dòng)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辏拥揽傮w表現(xiàn)為淤積態(tài)勢(shì)，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(wàn)m3與1 078萬(wàn)m3；豐水年，河道表現(xiàn)為沖刷態(tài)勢(shì)，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(wàn)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(dòng)力軸線擺動(dòng)多變，主支汊易位頻繁。

4 自然- 人類活動(dòng)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(shì)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(jì)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(yàn)預(yù)測(cè)[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(shí)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(shí)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(shí)預(yù)測(cè)南汊分流比要達(dá)到80%以上。實(shí)測(cè)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(shí)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(shí)物理模型預(yù)測(cè)值很接近。2000年后，河道分流比保持相對(duì)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(shí)段內(nèi)，河道邊界岸線的調(diào)整對(duì)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(shí)，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(dòng)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(shì)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(duì)分流分沙的影響

根據(jù)實(shí)測(cè)地形數(shù)據(jù)統(tǒng)計(jì)(表1)，1970—1999年江心嶼南北汊河床總?cè)莘e處于同一量級(jí)，基本屬于南北汊之間的此消彼長(zhǎng)動(dòng)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(wàn)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(wàn)m3，增幅為8.9%，2005—2020年累計(jì)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(dòng)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(duì)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(wàn)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(shì)、極值低潮位呈系統(tǒng)性下降趨勢(shì)。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(shì)，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(duì)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(dòng)力增強(qiáng)，表2統(tǒng)計(jì)了年平均流量446 m3/s時(shí)，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(jì)

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(shí)，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(jì)算給出了徑流為8 890 m3/s(50%頻率洪水流量)時(shí)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(duì)江心嶼河段演變發(fā)展的影響增大。

4.2.2 潮流不對(duì)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(duì)漲落潮不對(duì)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(jì)算相同徑流流量時(shí)大潮情況下楊府山斷面(圖1)的漲落潮歷時(shí)與流速的變化，結(jié)果匯總于表3?？梢?，隨河床下切，漲潮歷時(shí)增加，漲落潮歷時(shí)比值Tf/Te增大，趨近1，其中Tf為漲潮歷時(shí)，Te為落潮歷時(shí)。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(shì)；而較大流量下，Uf/Ue<1，隨地形下切呈增加趨勢(shì)，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(jì)

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(gè)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(shí)，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(shí)，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(duì)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(shí)，引起河道出現(xiàn)往復(fù)流。因此，在分析潮波對(duì)流量分配的影響時(shí)，相比單獨(dú)漲潮分流比或落潮分流比，1個(gè)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(duì)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(shí)，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(shí)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(shí)刻水位對(duì)比，1999年大小潮下北汊水位均高于南汊，大潮時(shí)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(shí)南北汊水位差約0.01 m。南北汊水位差異雖小，但長(zhǎng)期來看，水位差引起的水流橫向運(yùn)動(dòng)不可忽視，對(duì)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(duì)分流不均勻性影響減弱。根據(jù)對(duì)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(shí)，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(shí)，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(jì)

表5 大小潮下不同年份泥沙凈輸沙率與ψs統(tǒng)計(jì)

4.3 演變趨勢(shì)的討論

在自然與人類活動(dòng)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(dòng)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(dòng)力和邊界條件下是可預(yù)測(cè)的。人類活動(dòng)本身具有不可預(yù)測(cè)性，引起河道邊界甚至河勢(shì)產(chǎn)生突發(fā)性改變。而人類活動(dòng)實(shí)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(dòng)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(dòng)力作用，河道演變?yōu)┎蹧_淤頻繁、動(dòng)力軸線多變，主支汊頻繁易位。人類活動(dòng)中對(duì)河勢(shì)格局改變最大的無(wú)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(dòng)態(tài)平衡。受河道岸線邊界限制與采砂活動(dòng)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(duì)稱性，汊道單向發(fā)展速率降低，河道發(fā)展相對(duì)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(shì)，但出現(xiàn)了斑點(diǎn)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?！跋虑小?、2020—2021年江心嶼尾部的“沖刷坑”。從自然水動(dòng)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(dòng)影響所致。因此，該河段自然演變與人類活動(dòng)影響并存，在某些區(qū)域甚至人類活動(dòng)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(duì)江心嶼分汊河段在自然條件和人類活動(dòng)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(shì)、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(dòng)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(zhǎng)期單向發(fā)展，30 a后基本達(dá)到動(dòng)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(duì)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(duì)稱性減弱有利于減緩支汊萎縮趨勢(shì)。

(3) 大多河段河床演變已超過以往水動(dòng)力- 泥沙自然演變的范疇，在某些局部區(qū)域人類活動(dòng)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(dòng)管控，在演變分析時(shí)需“一段一策”。自然- 人類活動(dòng)作用下動(dòng)力地貌過程比較復(fù)雜，是值得進(jìn)一步深入研究的課題。