章衛(wèi)勝， 周 鈞， 王金華， 張金善

(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 210029; 2. 江蘇省水利廳， 江蘇 南京 210029)

我國很多入海河口建有擋潮閘，用以擋潮蓄淡、排洪除澇和抵擋風(fēng)暴潮。潮汐河口建閘也使得閘下河段動力環(huán)境發(fā)生改變。由于受到閘門反射作用，閘下河段上溯潮波由前進(jìn)波轉(zhuǎn)為駐波，與此同時，上溯潮波沿程不斷受到底摩擦、地形變淺等影響，產(chǎn)生明顯變形[1-2]。其中，地形影響產(chǎn)生的潮汐漲落潮不對稱性和閘下反射作用產(chǎn)生的駐波因?qū)﹂l下潮汐水流運(yùn)動和泥沙輸運(yùn)產(chǎn)生明顯影響，被很多研究者解釋為閘下淤積的重要原因之一[3-4]。然而，對于閘下河段風(fēng)暴潮傳播會不會產(chǎn)生與潮波傳播類似的變形，閘下風(fēng)暴潮水位是否存在類似變化，目前關(guān)注相對較少。由于風(fēng)暴潮預(yù)警一般針對沿海岸地區(qū)至河口及口內(nèi)，因此關(guān)注閘下風(fēng)暴潮變化對于風(fēng)暴潮防護(hù)、防洪排水等具有實際意義。

江蘇沿海地區(qū)風(fēng)暴潮頻發(fā)，風(fēng)暴期間外海水位抬升，河口地區(qū)暴雨匯流和上游徑流向海排洪受阻，極易產(chǎn)生河口地區(qū)的洪澇災(zāi)害。蘇北沿海地勢低洼，入海河流眾多、河口擋潮閘密集，其中以里下河地區(qū)最為突出。里下河地區(qū)河網(wǎng)密布，地勢極低，歷史上洪水災(zāi)害時有發(fā)生。境內(nèi)主要排水通道有射陽河、黃沙河、新洋河和斗龍河，下游分別設(shè)置射陽河閘、新洋河閘、黃沙河閘、斗龍河閘、大豐閘等大小擋潮閘10余座，承擔(dān)著地區(qū)引水灌溉、防洪排澇、通航運(yùn)輸?shù)热蝿?wù)。本文在江蘇沿海風(fēng)暴潮模型基礎(chǔ)上，建立里下河地區(qū)風(fēng)暴潮數(shù)學(xué)模型，以“9711”臺風(fēng)風(fēng)暴潮為例，計算分析射陽河、新洋河和斗龍河閘下風(fēng)暴潮水位的變化，并與潮汐水位變化進(jìn)行比較，分析風(fēng)暴潮波傳播變形與潮波變形的異同；并在此基礎(chǔ)上模擬外海風(fēng)暴潮對閘下排洪過程的影響，為建閘河口防洪排水提供理論參考。

1 模型簡介

1.1 基本方程

在笛卡爾坐標(biāo)系下，采用靜壓假定、剛蓋假定和Boussineq近似，并認(rèn)為水流垂線不均勻分布產(chǎn)生的積分修正系數(shù)為1.0，描述水流基本運(yùn)動方程的Navier-Stokes方程可簡化為沿水深平均的平面二維淺水方程：

(1)

(2)

(3)

其中：ρa(bǔ)為空氣密度；W10為海面10 m風(fēng)速；W10x，W10y分別為x，y方向上的分量；cd為風(fēng)應(yīng)力系數(shù)。

1.2 模型設(shè)置

風(fēng)暴潮模型采用大-中-小模型嵌套的方法。大模型為西北太平洋風(fēng)暴潮模型[6]，模型范圍90°E～160°E，0°N ～60°N ；大模型計算提供中模型邊界條件。中尺度模型為江蘇沿海模型(圖1)，采用球坐標(biāo)下的Adcirc模式[7]；模型為局部模型提供邊界條件。里下河局部模型范圍見圖1，上游邊界取在閘門附近位置，下游邊界在外海距離河口約50 km。網(wǎng)格采用非均勻三角形網(wǎng)格，局部閘門網(wǎng)格在10 m左右，外海邊界網(wǎng)格在1 000 m左右(見圖2)。模型采用Mike 21水流計算模塊進(jìn)行計算，其中閘門過流模擬采用模塊中的gate建筑物模擬(表1，85國家高程基面，下同)，參數(shù)選取參考表1(將航孔進(jìn)行合并)。計算閘下水位變化時，將閘門關(guān)閉；研究排水影響時，將閘門開啟。計算時紊動擴(kuò)散系數(shù)采用Smagorinsky公式計算(系數(shù)為0.28)，底部曼寧系數(shù)根據(jù)經(jīng)驗取為1/60。

表1 各閘門尺寸參數(shù)Tab.1 Size parameters of sluice gate

圖1 中尺度風(fēng)暴潮模型和局部數(shù)學(xué)模型范圍Fig.1 Domains of middle-scale storm surge model and local model

圖2 局部模型網(wǎng)格Fig.2 Meshs of local model

臺風(fēng)風(fēng)場采用Holland模式[8-9]，背景風(fēng)場采用日本氣象廳第二代全球氣候再分析數(shù)據(jù)JAR-55?！?711”臺風(fēng)路徑見圖3，臺風(fēng)登陸時風(fēng)場見圖4。

圖3 “9711”臺風(fēng)路徑Fig.3 Trace of “9711” typhoon

圖4 臺風(fēng)登陸時風(fēng)場Fig.4 Wind fields during of typhoon landfall

1.3 模型驗證

利用2006年8月射陽河口口內(nèi)實測潮位和流速對局部模型進(jìn)行驗證，驗證結(jié)果見圖5(T1和V1位置見圖6)。從驗證結(jié)果可以看出，數(shù)學(xué)模型計算結(jié)果與實測結(jié)果比較一致，表明模型邊界條件和參數(shù)設(shè)置合理。圖6為局部模型模擬的漲落潮流場(驗證期間，射陽河口攔沙堤未建；為與目前現(xiàn)狀一致，流場圖為攔沙堤建成后工況)。由圖可見，口外漲潮流沿河道上溯，由口門向口內(nèi)流速大體呈先增后減趨勢，在閘門處漲潮流速逐漸減小趨于0；落潮流速規(guī)律類似，但量值較小。

圖5 里下河局部模型潮位和流速驗證(2006-08-09T16:00/2006-08-10T23:00)Fig.5 Tidal level and velocity verification of Lixiahe local model (2006-08-09T16:00/2006-08-10T23:00)

圖6 里下河漲、落潮流場(a,c,e為漲潮；b,d,f為落潮)Fig.6 Flow fields of flood tide (a,c,e,) and ebb tide (b,d,f) at Lixiahe

由于局部模型范圍內(nèi)缺少站點風(fēng)暴潮實測資料，給出江蘇沿海風(fēng)暴潮模型的驗證情況。圖7為連云港站風(fēng)暴潮水位和增水實測過程與計算過程比較，可以看出數(shù)學(xué)模型計算結(jié)果與實測結(jié)果吻合較好。

圖7 江蘇沿海風(fēng)暴潮數(shù)學(xué)模型驗證Fig.7 Storm surge verification of Jiangsu coastal model

2 閘下潮汐與風(fēng)暴潮特征

2.1 閘下潮汐特征

為更好地對比閘下風(fēng)暴潮變化，首先計算了潮汐水位變化，計算潮汐邊界條件為“9711”臺風(fēng)風(fēng)暴增水期間的預(yù)報天文大潮(1997-08-19T00:00/1997-08-20T08:00)，結(jié)果見圖8和表2。計算結(jié)果顯示：①在實例潮型下，各入海河流擋潮閘下高潮位均有所抬升，幅度為0.14～0.28 m；低潮位基本呈降低趨勢，幅度約0.10 m；潮差均有所增加，幅度為9%～15%。②高潮位抬升幅度和潮差增加由北向南呈逐漸增加趨勢，黃沙河閘下高潮位和潮差抬升幅度明顯大于射陽河。③相對河口而言，閘下低潮時滯后60～70 min，高潮時則滯后10～20 min，因此，閘下水位漲潮歷時比河口縮短50 min左右，而落潮歷時則延長50 min左右。

圖8 河口-閘下天文潮過程比較Fig.8 Comparisons between tidal level hydrographs during astronomical tide along mouth and downstream of tide sluice

位置高潮位/m低潮位/m最大增水/m數(shù)值變化數(shù)值變化數(shù)值變化射陽河、黃沙河射陽河口1 57--0 82-2 39-射陽河閘下1 71+0 14-0 89-0 072 608 8%黃沙河閘下1 84+0 27-0 89-0 072 7414 6%新洋河新洋河口1 85--1 47-3 32-新洋河閘下2 05+0 20-1 58-0 113 639 3%斗龍河斗龍河口1 93--1 30-3 23-斗龍河閘下2 31+0 28-1 31-0 013 6211 2%

潮波由河道上溯過程中主要受到底摩擦、淺水變形、潮波反射等作用，其中底摩擦使得潮波振幅減小，高潮位降低，低潮位升高；而地形通過淺水項使得高潮時提前、低潮時滯后，即漲潮歷時縮短，落潮歷時延長，潮波不對稱性加強(qiáng)。邊界反射(閘門)使得潮波呈駐波性質(zhì)，潮差增加，流速與潮位相位發(fā)生變化[10]。因此，閘下潮波的變化反映了淺水非線性效應(yīng)、底摩擦、河口變形以及邊界反射等相互作用的結(jié)果[11-12]，即與河道地形、河槽寬度、河道形態(tài)、閘門位置等有關(guān)。本例中閘下河段長度分別為射陽河16.2 m，黃沙河13.9 m，新洋河11.5 m，斗龍河13.2 m；閘下河段寬度射陽河220 m，黃沙河120 m，新洋河170 m，斗龍河130 m；閘下河段平均底高程射陽河-3.7 m，黃沙河-2.4 m，新洋河-2.1 m，斗龍河-2.0 m。黃沙河、斗龍河寬度較窄，水深地形較淺，閘下潮汐水位變化相對顯著。

2.2 閘下風(fēng)暴潮特征

圖9為風(fēng)暴潮水位和增水過程，表3為里下河四港閘下與河口風(fēng)暴潮水位特征值比較?？梢钥闯觯孩匍l下風(fēng)暴潮的變化與潮汐變化特征幾乎一致，但幅度有所增加。其中，閘下高潮位抬升幅度為0.15～0.37 m，最大增水增幅12%～32%。②不同河口之間高潮位和增水抬升幅度分布規(guī)律與潮汐變化一致。由北向南呈增加趨勢。由于河道較窄、河底地形較淺，黃沙河閘下高潮位和增水抬升幅度相對較大。③閘下風(fēng)暴潮水位同樣存在潮時滯后、漲落潮歷時不等的特征。滯后時間與潮汐過程基本一致。

圖9 閘下風(fēng)暴潮過程比較Fig.9 Comparisons between storm surge hydrographs along mouth and downstream of tide sluice

對比閘下風(fēng)暴潮與潮汐變化可以看出，閘下風(fēng)暴潮變化趨勢與潮汐特征幾乎完全一致，亦即閘下風(fēng)暴潮高潮位和最大增水同樣呈抬升趨勢，而抬升幅度比潮汐水位和潮差更為明顯。這說明作用于潮波變形的淺水非線性效應(yīng)、底摩擦、河口變形以及邊界反射等因素同樣作用于風(fēng)暴潮波在河道內(nèi)的傳播過程；且各因素綜合作用使得閘下風(fēng)暴潮變化趨勢更為突出。

表3 閘下風(fēng)暴潮變化Tab.3 Storm surge variations in downstream of tide sluice

3 風(fēng)暴潮對閘下排水影響

圖10 潮汐、風(fēng)暴潮條件下閘下排洪流量過程Fig.10 Hydrographs of flood discharge from tide sluice under conditions of tide with storm surge

以“9711”臺風(fēng)風(fēng)暴潮為例，分析外海風(fēng)暴潮對射陽河、新洋河和斗龍河閘下河道排水的影響。計算時，考慮到閘頂高程，設(shè)定閘上游水頭為1.8 m，相當(dāng)于閘門完全開啟時的下沿。模擬了外海在天文潮和風(fēng)暴潮作用下的排水過程，見圖10?？梢钥闯?，在天文潮條件下，設(shè)定閘上排洪條件時，河口閘均可排水。在1997-08-19T00:00/1997-08-20T08:00共32 h內(nèi)，射陽河閘、黃沙河閘(包括運(yùn)棉河閘和利民河閘)、新洋河閘和斗龍河閘排水總流量分別為89.4×106, 37.4×106, 54.5×106和21.8×106m3。計算結(jié)果顯示，“9711”風(fēng)暴潮條件下，相同時間內(nèi)，射陽河閘、黃沙河閘(包括運(yùn)棉河閘和利民河閘)、新洋河閘和斗龍河閘排水量分別為71.6×106，30.1×106，42.0×106和16.7×106m3；減少比例分別為19.9%，19.5%，23.0%和23.3%，即下降20%～25%。

4 結(jié) 語

以江蘇里下河地區(qū)為例，通過平面二維數(shù)學(xué)模型模擬了里下河主要入海河流閘下潮汐水位和風(fēng)暴潮水位過程，分析了閘下水位相比河口水位過程的變化特征，得出以下結(jié)論：

(1)相對河口而言，由于受到底摩擦、淺水變形、潮波反射等相互作用影響，閘下潮汐水位存在明顯變化：高潮位抬升，低潮位下降，潮差增加；漲潮歷時縮短，落潮歷時延長。潮汐水位變化幅度與河道地形、河槽寬度、河道形態(tài)、閘門位置等有關(guān)。

(2)閘下風(fēng)暴潮變化趨勢與潮汐特征幾乎完全一致，閘下風(fēng)暴潮高潮位和最大增水同樣存在抬升趨勢，且抬升幅度相比潮汐水位和潮差更為顯著。閘下河段風(fēng)暴潮波受到淺水非線性效應(yīng)、底摩擦、河口變形以及邊界反射等因素作用更為突出。

(3)風(fēng)暴潮過程對于閘下排水具有顯著影響。在與閘門頂高程一致的上游水位條件下，相比天文潮過程，計算實例中的風(fēng)暴潮過程可影響閘門過流流量的20%～25%。

參 考 文 獻(xiàn)：

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