白玉川，胡 曉，徐海玨，鄒大勝，白 洋

（1.天津大學 水利工程仿真與安全國家重點實驗室，天津 300072；2.江西省水利規(guī)劃設計研究院，江西 南昌 330029；3.河海大學 港口海岸與近海工程學院，江蘇 南京 210098）

1 研究背景

入湖淺水三角洲通常發(fā)育在坡度較小的湖盆中，其成因機制與入海三角洲一樣，但沒有潮汐、波浪的交替作用影響。因此，河流入湖時常形成河流能量占主導、河道沉積占主體、天然堤較為發(fā)育的河相三角洲［1-3］。這種沉積體系在我國入湖三角洲自然沉積中較為常見，如我國鄱陽湖三角洲和洞庭湖三角洲都是典型的入湖淺水三角洲。入湖淺水三角洲的演變過程對于入湖河道尾閭生態(tài)、湖泊岸線變化及河道航運都有著重要影響。近年來，在贛撫尾閭及鄱陽湖等地區(qū)，水利工程的建設及氣候變化，使入湖河流水沙條件發(fā)生改變，湖區(qū)面積及水位發(fā)生頻繁大幅波動，進而引起入湖三角洲河流動力與沉積關(guān)系的變化，其對鄱陽湖區(qū)域城市取水及生態(tài)環(huán)境的影響備受關(guān)注［4］。因此，從科學的高度深入開展對入湖淺水三角洲演變過程的研究，不僅有助于完善對其演變規(guī)律的認知，還能為區(qū)域內(nèi)生態(tài)規(guī)劃、岸線預測及災害風險管理等提供有效的指導。

對于入湖淺水三角洲演化的研究，其手段和方法多樣，有現(xiàn)場調(diào)查探勘、理論分析、數(shù)學模擬及物理模型復演［5-7］。理論分析、數(shù)學模擬及物理模型都依賴于對物理過程的認識和力學方程的構(gòu)建，而對于三角洲形成過程的認識、分類及描述，目前基本處于探索的階段。從國際和國內(nèi)研究來看，在通過復演其演化的類似過程，探索其機理，以為構(gòu)建物理描述方程做準備的研究中，多采用自然模型法。

Hamilton等［8］在沖積扇試驗中保持恒定的來水來沙條件，通過測量地形變化，研究急流狀態(tài)下沖積扇自生反饋循環(huán)過程中不同階段的水沙輸移特性，并指出河槽末端與泥沙堆積體相連接的區(qū)域內(nèi)會形成小型水躍，促使河道上游淤積加速。Straub和Wang［9］用非黏性沙進行沖積扇實驗，發(fā)現(xiàn)水沙比對沖積扇自生循環(huán)的影響比水沙量的影響更大，水沙比相同但水沙量不同時，沖積扇的演變過程十分接近，只是其演變的空間和時間尺度不同。Van Dijk等［10］發(fā)現(xiàn)三角洲上的河型演變過程與沖積扇十分類似，都出現(xiàn)片狀流與歸槽流的交替演變。但三角洲的河槽坡降、沖刷速度以及回淤速度都大于沖積扇。Powell［11］通過對9組沖積扇試驗對比發(fā)現(xiàn)，單獨增加流量時河型周期變長，但單獨增加含沙量時，沙水比較小時河型周期隨沙量增加而變長，沙水比較大時河型周期無明顯變化規(guī)律。Clark等［12］在試驗沖積扇下游邊緣安裝弧形水槽以及時排出堆積的泥沙，當沖積扇邊緣發(fā)展到水槽位置后，泥沙無法淤積所以河道回淤受到抑制，沖積扇表面維持單一河槽形態(tài)，隨時間發(fā)展河槽變深且擺動幅度越來越小。Sheets等［13］利用聚合物模擬黏性河控鳥足狀三角洲的演變過程，提出在所有分流河道系統(tǒng)中，下游形成的地形會影響上游侵蝕發(fā)展過程，從而控制表面河道發(fā)展和地形變化。但目前對入湖三角洲大多數(shù)的研究僅從河道形態(tài)變化和泥沙累積角度出發(fā)，分析河道周期性變化的成因，缺乏對表面流場及其與河道周期性演變關(guān)系的分析，而且對外界條件影響的研究僅局限于對河道周期的改變，并未分析其對河流形態(tài)的影響。

本文利用自然模型實驗模擬入湖淺水三角洲的形成及演變過程，用示蹤粒子法測量表面流場，并將其與觀察到的河道形態(tài)變化相結(jié)合，分析河道周期性演變過程及機理，并通過改變上游來沙量及下游水位，以探究不同外界條件對河流擺動及最終河流形態(tài)的影響，同時也為理論分析和三角洲精細數(shù)學模型建立提供實驗數(shù)據(jù)。

2 實驗裝置與方法

2.1 實驗裝置 模擬實驗在天津大學河流泥沙實驗室內(nèi)完成。整體水槽長3.6 m，寬1.7 m，高0.2 m，來水由水箱、流量計、蝶閥等控制，來沙由頻率加沙器控制。實驗裝置由供水箱、進水管、水槽、出水口、沉沙池、水泵及回水管路等組成完整的水循環(huán)系統(tǒng)。水槽上方2 m處有兩個平行于床面的攝像頭，用于拍照記錄三角洲形成變化過程。通過調(diào)整水槽支座可以控制水槽整體坡度。實驗裝置結(jié)構(gòu)如圖1，圖中橫軸X代表起點距，縱軸Y代表流程方向。

圖1 實驗結(jié)構(gòu)圖（單位：m）

實驗水槽內(nèi)分為3個部分：①Y=0～0.5 m為河道區(qū)域，鋪沙高度10 cm，中間挖設5 cm深、6 cm寬矩形河道；②Y=0.5～3.5 m為實驗段，鋪設5 cm厚的底沙，三角洲在該段形成；③Y=3.5 m處設置尾門，通過調(diào)節(jié)尾門高度，控制下游湖區(qū)范圍。由于水槽整體存在坡度，下游淺水實驗區(qū)從湖區(qū)水面線到尾門處，水深逐漸增大，文中下游水位指的是尾門處水深，不同水位對應湖區(qū)向上延伸范圍不同。

2.2 實驗方案 實驗采用天然非均勻沙，比重2650 kg/m3，中值粒徑0.62 mm，級配曲線見圖2。整體水槽坡降設置為1%。本文共進行5組實驗，工況Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ為第一組對照組，保持下游模擬湖區(qū)范圍一定，只讓加沙速率加倍（Qs），以研究上游不同泥沙濃度對三角洲形成的影響。工況Ⅳ、Ⅰ、Ⅴ為第二組對照組，保持上游來沙量相同，通過改變尾門高度，控制下游水位，以研究湖區(qū)范圍的影響。具體工況設計見表1。其中，工況Ⅲ加沙量較大，實驗進行到8 h三角洲橫向即發(fā)育到水槽邊壁，為避免其形態(tài)和生長受到邊界條件限制和影響，提前停止實驗。

圖2 實驗采用天然砂級配曲線

表1 實驗工況設計

上述實驗條件是綜合前人實驗、實驗裝置、實際淺水入湖三角洲特點及預實驗效果而確定的。其中，來水量考慮到上游河流流速需大于泥沙起動速度，且流速較大時三角洲發(fā)展形態(tài)較明顯，所以根據(jù)實驗裝置選用流量計最大值流量200 cm3/s；泥沙粒徑的選取考慮到泥沙過細顆粒之間會發(fā)生黏結(jié)，產(chǎn)生絮凝現(xiàn)象，如Sheets［13］的試驗中，使用粒徑0.1 mm以下的泥沙來模擬黏性三角洲演變，粒徑在0.1～0.4 mm左右的天然沙模擬來水較大條件下沖積扇試驗效果較明顯，沖積扇表面河道較為穩(wěn)定［8，11］，而用粒徑在0.4～0.65 mm的天然砂實驗出現(xiàn)鳥足狀三角洲形態(tài)明顯［9，13-14］，本實驗選用中值粒徑d50=0.62 mm的天然非均勻沙；泥沙分選系數(shù)參照張俊勇、陳立的試驗［15］，天然砂的分選系數(shù)在1.5～2.5時實驗河道形態(tài)較明顯，故實驗中選取分選系數(shù)為2來設置泥沙粒徑，分選系數(shù)S由式（1）計算：

來沙量的確定參考了其他實驗［5-10］，發(fā)現(xiàn)在沖積扇模擬實驗中泥沙濃度較大，一般在1%～10%左右；而在塑造淺水鳥足狀三角洲的實驗中，泥沙濃度較小，多在0.1%以下?？紤]到實際入湖淺水三角洲如鄱陽湖三角洲上游來沙量很小，本實驗中設置基本實驗組泥沙濃度0.05%，對照組泥沙濃度成倍增加；設置初始床面比降時根據(jù)不同坡度預試驗結(jié)果發(fā)現(xiàn)，小比降更有利于將整個水沙的自由造床過程展現(xiàn)出來，方便觀察總結(jié)，大比降時河床的沖刷過程會加快且實驗周期較長，所以設置整體坡降為1%；下游尾門的設置可以避免水槽尾部水流集中流出對流場的影響，使實驗水流運動與實際河流入湖狀態(tài)相同，尾門水深分別設置為0.5、1.5和2.5 cm，使下游模擬湖區(qū)長度分別為2.5、1.5和0.5 m，充分利用實驗區(qū)長度，且使湖區(qū)面積有明顯差別。

2.3 過程相似原理 本實驗采用自然模型法，在概化水槽中觀測三角洲形成發(fā)育過程，旨在進行相應的機理研究。自然模型法不要求將自然系統(tǒng)的幾何形態(tài)、運動學及動力學特征都嚴格模擬，沒有明確的比尺關(guān)系，旨在塑造出與自然界發(fā)展過程相類似的現(xiàn)象［16］。所以本實驗模型參數(shù)不涉及比尺問題，但遵循Hooke的“過程相似”規(guī)律［17］，即模型能夠再現(xiàn)自然原形的地形特征，且模型中塑造地形特征的影響因素，從邏輯上可以認為與自然原形中對應因素的影響效果相同。

實驗水槽中的小型三角洲沉積模型和自然界中真實三角洲的形成在水流運動及泥沙輸移等方面的機理是相同的，而且其形成都受水沙條件、地形坡度、湖水位等因素的影響。

3 淺水三角洲河道及流場形態(tài)的周期性演變

3.1 河道形態(tài)變化 圖3為工況I各時刻三角洲地形等高線圖，從圖中可以看出三角洲表面河槽的長度、深度及位置等都隨堆積過程不斷發(fā)生變化，順直、分汊及無河槽的形態(tài)交替出現(xiàn)。

圖3 工況I條件下不同時刻的三角洲堆積形態(tài)

結(jié)合實驗過程中的觀察記錄可以發(fā)現(xiàn)，河型呈周期性演變。若將一條順直主流形成到下一次新的順直主流出現(xiàn)視為一個完整的河型演變過程，在此過程中三角洲發(fā)生如下變化：在三角洲表面形成主流河道后，大量泥沙輸運到河槽末端堆積，形成慣性壩，也稱之為前緣朵體，三角洲隨朵體的生成發(fā)生前積。當河槽下游端的泥沙堆積發(fā)展到一定程度時會出露水面，此時上游河槽底部高程相對較低，沿主流方向會出現(xiàn)逆坡。

一方面，三角洲岸線前緣水流被抬高后發(fā)生擴散；另一方面逆坡地形影響上游水流的下泄，水流受阻減速，泥沙在河槽中落淤位置向中上游移動，此時地形對水流形成反壓力，河道發(fā)生溯源淤積。上游河道淤積抬高后，水流逐漸越過兩岸河堤，隨后形成新主流。這種河道的崩塌、廢棄和遷移過程和 Clarke［12］和Sheets［13］的觀察結(jié)果都相似。

在三角洲表面河道演變過程中，無河槽、順直河槽、分汊河槽交替出現(xiàn)，每經(jīng)過一個周期，原來的流路都被廢棄，會在新的區(qū)域發(fā)育新的主流，與之伴隨的是河道的橫向擺動的現(xiàn)象。河道的橫向遷移是三角洲演變過程中最常見的河道運動形式，在表面水流河道化之后，河道擺動就在不停地發(fā)生。河道遷移的速度通常受水流越堤和河岸侵蝕崩塌共同影響。實驗觀察發(fā)現(xiàn)，上游河道通常較穩(wěn)定，遷移多發(fā)生在三角洲中下游區(qū)域，且如果單一主流河道彎曲較明顯，則由于水流局部沖刷較強，遷移點多位于彎曲度較大的區(qū)域。

實驗得到的“鳥足狀”三角洲，是河道延伸和河壩沉積而引起地形調(diào)整的結(jié)果。這種調(diào)整是一種負反饋，也稱為自我管理或自我平衡，主要表現(xiàn)為地形給水流的反壓力和河道溯源淤積。在一個單獨的慣性壩形成后，回水流都會比較強，這種水流反壓力的影響源于水動力回水效應引起的泥沙沉積（也稱回水沉積），沉積在早期抬高河壩，減弱水流的河道化程度。但水流反壓力的影響也是有一定的范圍的，由其形成的溯源淤積的距離叫做影響長度。這個長度最重要的意義在于，一部分三角洲的沉積和河道動力變化會不受三角洲岸線的影響而自己發(fā)展（如試驗中Y=0.5～0.8 m范圍內(nèi)河道始終有橫向側(cè)流）。上游來沙量影響堆積體縱向坡度，從而影響地形雍水影響長度，同時下游水位通過影響前緣延伸，從而一定程度上決定反壓力影響開始發(fā)生的位置，兩者共同影響著流速減小的始發(fā)位置和范圍，最終影響三角洲前緣岸線發(fā)育、泥沙累積和河道遷移。

地形反壓力減小水流流速的過程是三角洲自身循環(huán)的一部分，河道回水造成床面堤岸迅速淤積形成的潛在能量梯度是河岸崩塌的根本原因。因此，崩塌很大程度上受到下游河壩、朵體生長的影響，是一種下游控制的河岸崩塌和遷移。這種自生循環(huán)造成了洲體表面水流動力的變化和淤積體不同層次的積累。崩塌是河道發(fā)生擺動的直接原因，也是河道能量梯度自我平衡的表現(xiàn)。

3.2 流場的變化 對于入湖淺水三角洲來說，形成時的水動力條件是其沉積特征和砂體展布規(guī)律存在差異的主要因素。本實驗中采用示蹤粒子法測量三角洲表面流場［18］，在模擬河流入口處均勻灑落等大的圓形輕質(zhì)泡沫作為示蹤顆粒，當其隨水流運動時用試驗臺上方的攝像頭進行視頻拍攝，將視頻按幀數(shù)拆分為多個圖像后，用PTV軟件處理生成流場圖。圖4為工況I條件下各時刻流場變化圖。

分析圖4流場圖，可以得到如下啟示：

首先，三角洲表面流場形態(tài)與河型一致，流速受河型約束。在順直河道穩(wěn)定形成時，水流歸槽率高，水流能量在上游都聚集在河槽內(nèi)，流速較大（如2 h、9 h時）。且河流寬度越小，能量越集中，流速越快（1 h和2 h對比）。隨著下游前緣河口壩抬高，河道下游出現(xiàn)分汊后主流長度變短，主導地位減弱，側(cè)向漫流的發(fā)育使主槽內(nèi)流速變?。? h）。而水流處于片狀流覆蓋整個沙面時，能量最分散，流速也最?。?～7 h）。除此之外，下游分汊點也是河道水流速度驟減的轉(zhuǎn)折點（8～9 h）。

其次，流速大小與主流流動擴散距離及地形延伸有關(guān)。實驗中由于沿程能量損失，流速向下游逐漸減小，水流到達下游湖區(qū)時流速驟減。1 h時刻主流到達Y=2 m處便與下游湖區(qū)接觸，在Y=2.5 m處流速減小至0。但隨時間推移，表面流速減小到0的位置逐漸向下游移動。在8 h時刻，Y=2.6 m處仍然存8 cm/s的流速，10 h這樣的流速延伸至Y=2.8 m處，15 h時刻Y=2.5 m處主河道還有20 cm/s的速度。這是由于隨著三角洲向下游生長發(fā)展，前緣堆積體逐漸高出水面，其表面形成陸上河道，匯入湖水的位置隨河道延伸向下游推移，水動力場受湖水的減弱范圍也向下游移動。

此外，受河型演變階段的影響，即使河道形態(tài)基本相同，河道流速仍會出現(xiàn)較大差異。如1 h和9 h時刻，主流在上中游都未發(fā)育支汊，形態(tài)相似，但其最大流速分別為36 cm/s和30 cm/s；11 h和15 h河槽形態(tài)基本相同，但中上游流速差異也較大。這是由于在河流剛形成一條新的明顯主流時，原來的支汊都在萎縮甚至即將消失，此時三角洲縱向坡度大，主流動力較強。但如果河流剛好發(fā)展到溯源淤積狀態(tài)，開始發(fā)育支汊，則受地形反壓力的影響，主流流速較小。這與上節(jié)描述的河道演變的周期機制是相對應的，且從4～7 h的流場變化來看，這種主流流速的減小是從下游開始的，存在明顯主流的區(qū)域范圍逐漸向上游縮小，直至最后出現(xiàn)新的主流。

從流場的變化還可以看出，河道主要以原來主流衰退、支汊發(fā)育為新主流的方式發(fā)生擺動，如2～3 h，3～4 h，10～11 h，12～13 h等，都是在原來主流動力減弱的基礎(chǔ)上，支汊動力增強而發(fā)育為新主流，從而形成主流橫向移動現(xiàn)象。還有一種產(chǎn)生新主流的方式，是由于上游河道淤積，水流由歸槽徹底變?yōu)楦飨蚵?，泥沙隨片流落淤，三角洲縱向坡度增加，當縱向坡度超過穩(wěn)定臨界值時，水流開始下切，在某個改道點以一定角度形成新路徑（如7～8 h）。由圖中看出，支汊發(fā)育為新主流時，分汊點多出現(xiàn)在中下游1.5～2 m之間的區(qū)域，平均分汊角度較小，而在片流狀態(tài)下，從上游直接下切形成新主流的分汊點多位于1 m處，分汊角度較大。但是不管以哪種方式形成新的主流，模型Y=1 m以內(nèi)區(qū)域的主流基本沒有發(fā)生變化，這是因為入口水動力較強，且溯源淤積影響長度無法延伸到該區(qū)域。

在此過程中側(cè)向橫流的強度和范圍也會隨河型的變化而出現(xiàn)周期性改變，如圖5中各階段為側(cè)向橫流發(fā)展過程示意圖。當主流強度很大水流歸槽率很高時，側(cè)向橫流幾乎是不存在的，主河槽明顯且順直（a階段）；隨著下游前緣發(fā)生淤積，水流向前運動受阻，前緣水流會隨地形的抬高而散開，下游先出現(xiàn)側(cè)向橫流（b階段）；隨后中游地區(qū)泥沙落淤加快，河槽抬高，側(cè)向橫流發(fā)生點逐步向中游移動，側(cè)流面積增大，主流動力減弱（c階段）；最后發(fā)育為整體漫流，除入口處有較明顯主流外，其他區(qū)域都被較均勻的片流覆蓋（d階段）。隨后某方向支汊發(fā)育（e階段），上游側(cè)向橫流先消失（f階段），側(cè)流發(fā)生點隨著主流的發(fā)育向下游移動，側(cè)流范圍減?。╣階段）。直至新的主流形成，側(cè)流消失，水流完全歸槽（h階段）。這種側(cè)流的周期性變化與河型演變相一致。

圖5 側(cè)向橫流發(fā)展過程示意圖

3.3 三角洲自身的嵌套式周期性變化 總結(jié)發(fā)現(xiàn)，不論是上述分析的岸線發(fā)展、河流形態(tài)還是水流動力變化，都是三角洲自身嵌套式周期性變化影響的結(jié)果。

首先，尺度最小的是慣性壩的周期性演變，即在三角洲前緣岸線處會出現(xiàn)不穩(wěn)定的慣性沖破口，積累形成河口慣性壩。一個河口慣性壩的周期演變包括隨三角洲前緣淤積高處水面，河道在其表面延伸，沉積河口壩的增長和加寬，以及最終的河道分汊。這種周期循環(huán)會在不同時間不同地點，周而復始地發(fā)生。

其次，稍大尺度的循環(huán)演變是朵體的崩塌，主要由重力式河道的不穩(wěn)定崩塌引起。一個朵體崩塌循環(huán)始于最初的河道擴展形成沖破口，接著隨崩塌和分汊的發(fā)生形成河網(wǎng)和分層排布的壩體。朵體末端是由重力壩循環(huán)生長形成的復合河口壩，朵體通常伴隨著分汊河道不同順序的崩塌而分層構(gòu)成更大的朵體。

最大尺度的三角洲周期發(fā)展（僅為推斷，沒有在試驗中觀察到）是基于三角洲的沉積和擴展的，包括所有的分層累積沖刷，以及更長時間更大尺度的嵌套式的循環(huán)。這些周期演變是由于長時間范圍內(nèi)，地形存在內(nèi)在不穩(wěn)定性，而引起的整個三角洲系統(tǒng)穩(wěn)定狀態(tài)的波動。當某一個不穩(wěn)定因素導致整個系統(tǒng)偏離平衡（例如河道化加強），動態(tài)地形系統(tǒng)會進行自我管理（如泥沙沉積、坡度減緩），又使得系統(tǒng)回到準平衡狀態(tài)。

在此周期循環(huán)過程中，水沙的耦合作用貫穿于整個三角洲的發(fā)育過程中，三角洲在流路自組織性和構(gòu)造平衡趨向性的影響下演變。河道和水流形態(tài)都隨著地形的積累發(fā)生變化，水沙作用具有耦合聯(lián)動性，水流是塑造地形的動力因素，但反過來也受地形變化的約束和影響。三角洲動力通常情況下從慣性主導向重力主導演變，這種動力主導地位是由地形的累積和河型的發(fā)展決定的。水流變化具有及時性和瞬時性，可以對地形變化做出快速反應，而地形通過泥沙沉積塑造，是一個過程變化，是水沙綜合條件下一定時間積累的反饋。水流形態(tài)是地形發(fā)展的方向，地形的累積相對于水流變化有一定的滯后性。

4 不同因素對三角洲河道演變的影響

三角洲表面河型由水流和泥沙共同塑造，它不只是某一時刻河道發(fā)育程度的反映，也是之前水流形態(tài)和泥沙積累的記憶。河道的周期性演變?yōu)閯討B(tài)變化，通過水沙作用形成不同河道形態(tài)。本文從河道橫向擺動和表面河道形態(tài)來研究不同因素對三角洲河道演變的影響。

4.1 上游來沙條件的影響 選取工況Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ進行對照，保持尾門水位一定，即湖區(qū)范圍一定，只讓加沙速率增倍，以研究上游不同泥沙濃度對河道橫向擺動和河型發(fā)育的影響。

4.1.1 對河道周期性擺動的影響 本文以明顯主流河槽的出現(xiàn)作為河型周期的起始時刻，依次統(tǒng)計了各周期的歷時，同時測量主流擺動幅度。主流擺動角度定義如圖6，將人工河道平行y軸的中軸線記為縱向參照線，根據(jù)主流繪制其主流線，兩線夾角為主流擺動角，交點為擺動點，擺動點對應的Y坐標為其擺動位置。主動力軸向X軸正向偏轉(zhuǎn)時，記擺動角度為正，向X軸負向偏轉(zhuǎn)時，記擺動角度為負，其絕對值記做主流偏轉(zhuǎn)的絕對角度。圖7為各工況下主流角度隨試驗時間的變化圖，表2統(tǒng)計了主流擺動平均周期、平均偏轉(zhuǎn)絕對角度及擺動點平均Y坐標。

圖6 主流擺動參數(shù)統(tǒng)計方法

圖7 不同上游來沙條件下主流擺動角度隨時間的變化

表2 不同上游來沙條件下主流擺動參數(shù)統(tǒng)計表

由于加沙量不同，上游地形沉積量不同，由此決定了三角洲整體河道的能量范圍和梯度。上游加沙量增大，三角洲表面河型周期歷時變短，主流擺動速率變大，當沙量成倍增加時，主流平均擺動周期依次減小0.6 h和0.8 h。這是兩方面的因素共同作用的結(jié)果：一方面，加沙量增大可以加快河槽回淤；另一方面，沙量的增大使水流侵蝕形成的河深較小，由于流量沒有增加，河槽寬度并沒有明顯的變化，由此河槽寬深比變大，寬淺河槽相對較不成熟、不穩(wěn)定，更易擺動，這些都會使河型周期變短。但Powell等人［11］在對沖積扇試驗的研究中發(fā)現(xiàn)，含沙量增加后河型周期的變化趨勢復雜，且具有不確定性。這是由于來沙增多可以加快河槽回淤，河型周期縮短，但沙量大時形成的三角洲坡度大，又會促使河型周期變長。由于本文的試驗時間并未上述沖積扇試驗時間長，上游來沙的影響大于坡度對水流的驅(qū)動，所以會有沙量增大，河型周期變短的趨勢。

其次沙量增加，主流擺動角度變大，主流擺動點位置向上游移動。這是由于沙量增加可以加快河槽回淤，原來中上游河槽底部會被迅速抬高，一方面中上游側(cè)流的角度和主流的夾角本身就較

大，使得由側(cè)流發(fā)育的支流在發(fā)育為下一個周期主流時的角度也較大，另一方面快速的河槽回淤增加了中上游側(cè)向流出現(xiàn)的機會，所以其擺動點出現(xiàn)在上游的概率變大。

4.1.2 對河型發(fā)育的影響 不同泥沙濃度會直接影響三角洲發(fā)育過程中的沉積速度，使三角洲河道形態(tài)、河寬等各不相同。本文在每組試驗結(jié)束后沿河道每隔30 cm測量一次河寬，所有測量值的平均值記為該工況下的平均河寬，并將河道中軸線之間的夾角記做河道張角。圖8為不同工況下最終河道形態(tài)發(fā)育圖，表3為最終河道數(shù)量、平均張角和平均河寬的統(tǒng)計。

圖8 不同上游來沙條件下最終河型的發(fā)育對比

表3 不同上游來沙條件下最終河型參數(shù)統(tǒng)計

整體來看河道基本都呈現(xiàn)出上游主流較明顯，向下游逐漸發(fā)育鳥足狀支汊的趨勢。隨上游來沙增多，最終河道數(shù)量增多，平均河寬變大。

在少沙條件下（工況I），整個三角洲上部為明顯順直主河槽，到下游時才向四周散開，河深較淺。發(fā)育此種河道的Fr數(shù)最小，這也是大多數(shù)自然輸入為主控的三角洲形態(tài)。其主要成因是由于水流的沖刷和重力的不穩(wěn)定性，但慣性流的重力偏轉(zhuǎn)僅限于進湖岸線附近的區(qū)域，水流在那里撕裂后累積形成的坡度更陡，通道更淺，沉積更多。這表明Fr數(shù)通常在靠近下游岸線的地方最大，并向上游的方向逐漸減小。當泥沙濃度增加時，河道下游分汊增多，平均張角變小。這是由于泥沙沉積速率變大時，河道更容易發(fā)生切灘改道，但是溯源累積的范圍有限，所以并不會改變上游主河道形態(tài)，河道在下游擺動。當泥度增大時（工況Ⅱ），水流覆蓋面積增大，水流阻力增大，增大河道坡度，F(xiàn)r數(shù)隨之增大。實際上，這類分汊河道并不成熟，它們從本質(zhì)上來說是停留在河口壩發(fā)展階段的晚期慣性河堤階段。

隨著泥沙濃度的繼續(xù)增加（工況Ⅲ），發(fā)育河道的區(qū)域擴增至整個三角洲表面，堆積體兩肩多發(fā)育發(fā)散的辮狀細小溝道，整體河型呈多角度輻射狀，河道數(shù)量增多，平均張角變大。由于泥沙累積和地形變化速率都很快，較難形成穩(wěn)定的歸槽水流，溯源淤積影響距離也較遠，所以上游主河道兩側(cè)多有溝道發(fā)育。這種高Fr數(shù)的三角洲系統(tǒng)發(fā)育存在一個很重要特點，就是上游信息傳播受到抑制，這使三角洲大部分與岸邊線沒有交流，這對三角洲表面和底層發(fā)展過程有著重要影響。比起Fr數(shù)較小的情況，這種三角洲積累岸線相對平滑，幾何形態(tài)和底層結(jié)構(gòu)也更簡單。在自然界中坡度較陡峭的沖積扇和扇三角洲與這種形態(tài)相似。可以推測如果來沙量繼續(xù)增大，整體河型會向更加完全的輻射狀甚至破碎狀發(fā)育。

4.2 下游水位的影響 工況Ⅳ、Ⅰ、Ⅴ為第二組對照，保持來水來沙相同的條件下，通過改變尾門高度，控制不同模擬湖水位，以研究湖區(qū)范圍的影響。

4.2.1 對河道周期性擺動的影響 圖9為各工況下主流角度隨試驗時間的變化圖，表4統(tǒng)計了不同工況下主流擺動的平均周期、平均偏離角度及擺動點Y坐標。

圖9 不同下游湖水位條件下主流擺動角度隨時間的變化

表4 不同下游湖水位條件下主流擺動參數(shù)統(tǒng)計

湖水位主要從下游影響三角洲前緣堆積體形態(tài)及發(fā)展，改變能量轉(zhuǎn)移的出口及形式。下游水位越高，水流更早受到阻礙后減速，河槽溯源淤積更快發(fā)展，促進形成決口，發(fā)育新河道，所以河型周期越短。同時，高水位下河槽形態(tài)較寬淺，更容易發(fā)生回淤，擺動周期也會較短。其次，下游水位越高，主流平均擺動的角度越大，而擺動點也越接近上游。這是由于下游水面抑制堆積體縱向發(fā)展，三角洲縱坡降減小，橫坡降增加，更容易出現(xiàn)橫向決口，形成的河槽偏離角度也較大。由于高水位下河流擺動范圍較小，河槽長度較短，所以潰堤改道發(fā)生在上游區(qū)域的機會增多。當河槽下游開始溯源淤積后，上游的水位能更快地抬升，更容易形成漫堤水流，所以分汊擺動點越接近入口河流。

4.2.2 對河型發(fā)育的影響 圖10為不同工況下最終河道形態(tài)發(fā)育圖，表5為河道數(shù)量、平均張角和平均河寬的統(tǒng)計。

表5 不同下游湖水位條件下最終河型參數(shù)統(tǒng)計

圖10 不同下游湖水位條件下最終河型的發(fā)育對比

整體來看三種工況下最終三角洲的河型基本都呈現(xiàn)出上游主流較明顯，向下游逐漸發(fā)育鳥足狀支汊的形態(tài)。下游積水的影響范圍有限，無法直接干預出露水面的沖積扇地貌演變過程，只能間接的影響河道坡降、流速、水深等來影響河道最終形態(tài)的。下游水位越低，陸上河道發(fā)育范圍越大，河道數(shù)量自然越多，因為河流擺動的范圍大，頻率高，留下的故道痕跡就越多，平均張角也較小，但對河寬影響較小，從根本上來看下游水位并不會影響三角洲表面河道形態(tài)的類型。

5 實驗過程及結(jié)果與實際三角洲的比較

本文以我國典型的淺水入湖三角洲——鄱陽湖三角洲（圖11）為實際背景，通過實驗模擬以對三角洲形成演變進行探究。鄱陽湖三角洲由贛江攜帶泥沙淤積形成，實驗中模擬河流挾沙落淤于試驗區(qū)，堆積形成三角洲，與實際三角洲形成的基本過程相似。贛江屬于少沙河流，所處的贛江平原地形坡度很小，所以實驗設置較小的泥沙濃度和水槽坡降。試驗選取的變量——上游來沙及下游水位也都是影響鄱陽湖三角洲形態(tài)的主要因素［3］。但在自然界中邊界條件是不斷變化的，如上游贛江來水來沙和下游湖水位都會隨著氣候和人為因素而變化，但實驗中為了突出單因子變量的影響，每種工況下邊界條件非歷時變化，而是恒定的。

實際三角洲形成及演變時間很長，尤其在鄱陽湖上三角洲平原的河道兩側(cè)都布置圩堤，自然演變受到限制，所以試驗形成的三角洲主要與鄱陽湖三角洲下三角洲平原至湖區(qū)部分的動態(tài)發(fā)育演變過程相似，分流河道和河口壩為最活躍的部分［5］。由圖10與圖11相比較可以看出，實驗中河道的鳥足狀延伸與鄱陽湖三角洲分流河口鳥足狀發(fā)育形態(tài)相似，實驗中分流河道形成的V形河口壩與鄱陽湖三角洲前緣河口壩的形態(tài)也相同。實驗中三角洲橫向擺動和出汊形成新河道的過程，與鄱陽湖三角洲決口分汊形成新河流的主要生長模式相同［3］。從河型參數(shù)來看，在不同泥沙濃度和下游水位條件下，實驗中分流河道之間最終形成的張角都在30°～50°之間，這與鄱陽湖三角洲的實際測量情況也相同［3］。實驗中低水位條件下河道擺動幅度小、頻率低，高水位時河道更活躍，這與鄱陽湖三角洲低水位下分流河道分汊向前生長，河口壩沿河道發(fā)育延伸，而在高水位下，分流河道多沖決天然堤發(fā)育決口扇、決口水道及支流間彎，河道擺動性更大的生長規(guī)律相符［5］。所以實驗三角洲雖無法按照比尺還原于實際，但其與實際三角洲的形成過程和生長規(guī)律具很多相似性，實驗結(jié)果對揭示三角洲演變，探究發(fā)育機理具有重要的參考價值。

圖11 鄱陽湖三角洲衛(wèi)星圖

6 結(jié)論

（1）在三角洲發(fā)育演變過程中，三角洲表面河道在無河槽、順直河槽、分汊河槽之間交替演變，與之伴隨的是主流河道的崩塌、廢棄和遷移過程。下游河壩淤積，朵體生長，隨后出現(xiàn)地形反壓力，河道溯源淤積，進而造成河道崩塌，這是河道周期性擺動的直接原因。

（2）三角洲表面流場形態(tài)與河型相一致，流速隨河道沿程減小，在河流分汊點處流速驟減。即使是河型相同，河道流速也與演變階段有關(guān)，剛形成明顯主流時，流速大，發(fā)生溯源淤積時，流速小。從流場的變化來看，河道主要以原主流衰退，新支汊發(fā)育為新主流的方式發(fā)生擺動和易道。

（3）上游加沙量越大，主流擺動速率越大，三角洲表面的河型周期歷時越短，主流擺動角度越大，同時主流擺動點位置越向上游移動；隨泥沙量增加，三角洲下游分汊河流增多，平均分汊角變小。泥沙繼續(xù)增多時，河道由原來鳥足狀向輻射狀發(fā)育，整體河道數(shù)量增加，分汊角變大，平均河寬始終隨泥沙的增加而變大。

（4）下游水位越高，河道擺動周期越短，主流平均擺動的角度越大，而擺動點也越接近上游，最終形成的河道數(shù)量越少，平均張角越大，但下游水位對河寬無明顯影響。

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