刘桂卫1,2，黄海军1，丘仲锋
1(1 中国科学院海洋研究所，山东青岛 266071;2 中国科学院研究生院，北京 100039)
摘要：基于实测的水深、潮流、悬浮体、底质数据及历史气象资料等，采用导入S W AN 波浪参数的ECOM SED 三维
模型，模拟大风浪对小清河口附近海域悬浮体浓度和底床冲淤变化的影响程度。并利用全潮水文观测资料对水动
力和输沙率模拟结果进行检验，对比分析表明计算值与实测值吻合良好。模拟结果表明，大风浪影响下近岸海域泥
沙输运变化较大，悬浮体浓度可达一般天气的10倍左右，而底床冲淤变化可达平时的百余倍。大风浪期间剧烈的
底床冲淤变化对河口拦门沙演化影响较大。
关键词：大风浪；近岸海域；泥沙输运；数值方法
中图分类号:TV 148 7 文献标志码:A 文章编号:1001 6791(2010)05 0701 07
收稿日期:2010 03 29基金项目：国家自然科学基金资助项目(40676037)；国家高技术研究发展计划(863)资助项目(2007AA12Z161)
作者简介：刘桂卫(1982-)，男，黑龙江海伦人，博士研究生，主要从事海岸带灾害及泥沙运动数值模拟研究。
E ma i:l li ugu i w e @i tsdi g co m
近几十年来诸多专家学者对河口海湾的泥沙输运展开研究，如朱建荣等
[1]，应用改进的ECOM 模式耦合泥沙输运模型，研究了最大浑浊带形成的动力机制；陆永军等
[2]，应用波流共同作用下二维泥沙数学模
型，研究渤海湾曹妃甸港区开发方案；王家生等[3]，应用水槽试验研究了黏性泥沙的运动特性及水流条件和泥沙含量对黏性泥沙运动的影响。目前，泥沙输运的数学模拟方法已广泛应用于许多河流、海岸地区
[4 8]。模型多采用二维方法，而河口与海岸环境中的泥沙输运具有明显的空间三维特性，很有必要发展和完善海岸河口三维水沙数学模型。W ang [9]将三维水动力学模型的控制方程用普遍张量的形式表示，并复演了美国
Galveston 海湾的三维流动和盐度分布;B laas 等
[10]，利用RMOS 三维模式模拟美国Califor n ian 南部沙洲的泥沙输运；假冬冬等[11]，将粘性河岸崩塌模拟力学方法与水沙模型相结合，构建了考虑河岸变形的三维水沙数值模型。本文针对目前大风浪天气现场观测资料不足，泥沙数学模型多使用二维模型等局限，立足于大量的实测资料，利用改进的ECOM SED 三维模型，定量研究大风浪影响下莱州湾西岸小清河口海域泥沙输运变化特征，并在此基础上，探讨其对河口拦门沙演化的影响。
1 研究方法与区域
ECOM SED 模型是基于PO M 模型发展起来，适用于浅水环境，如河流、海湾、河口和近岸，是一个比较稳定而可靠的水力学 泥沙输运模型
[12]，可以较为真实地模拟环流、温度盐度、粘性与非粘性泥沙的输运、沉积与再悬浮[13]。该模型已经在许多河口海岸地区得到了广泛应用和验证[14 16]。
ECOM SED 模型计算海域泥沙输运的第一步，是模拟海区的水动力环境。研究区域的海水以潮流的运动为主，利用ECOM SED 模型的水动力模块，通过大小网格嵌套来模拟研究区域的潮汐潮流运动。大区为整个渤海，小区为小清河口附近海区。波浪模拟时，考虑到ECO M SED 自身波浪模块不能计算空间变化的风场、波浪折射和波浪破碎效应，这里采用S WAN 模型的计算结果作为波浪参数在每一步输入到ECOM SED 模型。已有研究者采用S WAN 模型在渤海进行风浪模拟，结果显示S WAN 模拟风浪符合观测实际
[17 18]。鉴于此,
第21卷第5期
2010年9月 水科学进展ADVANCES IN WATER SC IENCE V o l 21,N o 5 Sep ,2010
本文不再进行S WAN 适用性的验证。泥沙输运计算采用SED 模块模拟，主要模拟粘性和非粘性泥沙的再悬浮、沉积和输运。粘性泥沙包括细颗粒沉积物和粒径小于75 m 的部分；非粘性泥沙，主要是细砂，粒径在75~500 m 范围。底床屏蔽的影响也被引入非粘性泥沙的输运模拟。
图1 研究区地理及取样站位图
F i g 1Locations of study area and sa m pli ng stati ons 莱州湾西岸小清河口附近地区(图1)为典型的
粉砂
淤泥质海岸，潮滩坡度平缓，平均比降1/2000。海底地
形平缓，水深一般在7m 以内。底质属粉砂质，中值粒
径大都在3~7 之间，其活动性在小清河口北侧水域较
强，活动性百分比范围为50%~70%，其它海区活动性
相对较弱，多数在10%~30%之间[19]。该区常风向为
SE 、SSE 和S ，出现频率29 8%，但风速较小，强风向
为NE ，最大风速28m /s 。波浪参数计算时，根据研究区
常年的风速变化特征，选取45 (NE)和22 5 (NNE)风向
的定常风(风向定义为来风方向，北向为0 ，顺时针为
正)。其中22 5 对应的定常风，对研究区来说风区最长，波浪成长比较充分；而45 对应的定常风，其引起的NE
吴辉向波浪是研究区的主浪向和强浪向波浪。悬浮体及底质
参数采用2007年冬季实测结果，站位见图1。水深采用2007年实测值插值到模型网格。
2 模拟结果检验
模拟结果的检验包括水动力和输沙率检验等。首先，将ECOM SED 模型计算的主要分潮调和常数与渤海19个验潮站(包括石油平台)的实测数据进行比较，计算与实测结果的绝对值平均误差为:K 1分潮的振幅为2 48c m，迟角为4 02 ;M 2分潮的振幅为4 47c m，迟角为3 45 。这与实测情况一致。从而保证大区的结果能够为小区的数值模型提供可靠的开边界条件。根据大区模拟的结果给出小区的开边界条件，从而模拟小区的流场。从模拟结果中摘取相应数值与多船同步潮流观测(站位分布见图1)资料进行比较，检验模式结果。比较发现模拟潮流结果与实测值吻合很好(图2、图3)。由水动力检验情况可看出，本模型能够较好地
模拟实际流场。
图2 大潮流速流向验证
F ig 2V er ifi cation o f flo w ve l oc ity and directi on o f spr i ng ti de
702水科学进展第21卷
图3 小潮流速流向验证
F i g 3V erificati on of flow ve locity and directi on of neap ti de
输沙率采用如下方法计算，先将计算的垂向平均流速的E W 分量和NS 分量分别乘以每层悬浮体浓度，并对整个水柱积分，然后再将输沙率的E W 分量和NS 分量合成为输沙率矢量。输沙率的验证采用V3站的流速和悬浮体浓度数据。对比发现，计算值与实测值处于同一数量级并具有相似的变化趋势(图4)，说明本
模型可以满足输沙强度数值模拟的需求。
图4 V 3站计算与实测的输沙率时间序列对比
F i g 4Co m parison bet w een observed data and ca lcu l a ted da ta on sed i m ent transport rate o f V 3sta tion
3 结果与讨论
3 1 大风浪影响下泥沙输运数值模拟结果分析
为了说明大风浪对泥沙输运及海底泥沙活动的影响，将对一般天气(风速取为5m /s)和大风浪天气下悬浮体浓度变化和底床冲淤变化进行对比分析。在悬浮体和底床冲淤计算中，分别选取了对其影响最大的定常风向，风速参数选取参照历史气象资料。
(1)大风浪影响下海域表层悬浮体浓度变化 根据海区特征，结合羊角沟气象站常年的风速变化情况，本文的模拟选取22 5 (NNE )的风向，大风风速取为12m /s 。一般天气下，海域表层悬浮体浓度分布(图5(a))呈现明显的北高、南低和河口近岸低、离岸高的特点。河口近岸海域表层悬浮体浓度均小于40g /m 3
。大风浪作用下海区泥沙悬运作用非常明显(图5(b))，悬浮体浓度分布与风前(图5(a))有较大差异，总的趋势为近岸悬浮体浓度增大，而离岸较远海域悬浮体浓度基本未变。小清河口近岸海域表层悬浮体浓度增加显
著，特别在小清河口主泓道以北区域，悬浮体含量最大值将近400g /m 3，大约是无风时的10倍。703
第5期刘桂卫，等：大风浪影响下海域泥沙输运异变数值模拟
图5 大风浪影响下表层悬浮体浓度变化
F ig 5Changes of surface suspended sedi m ent concentrati on under the i nfl uence of larg e w i nd and w aves
(2)大风浪影响下底床冲淤变化 底床冲淤速率由计算末时刻底床厚度减去初时刻底床厚度，再除以时间间隔得到。由于模型稳定后只模拟了1个月的底床变化，将根据此模拟结果作为一般天气下的底床冲淤变化。在模拟大风天气底床冲淤变化时，参照该区极端天气气象特征，风参数选取45 (NE )的风向，
风速取为25m /s 。考虑到误差等因素影响，均将冲淤变化在-1~1mm 之间的区域视为冲淤平衡的稳定区。一般天气下海区月底床冲淤变化特征为(图6(a))：稳定区范围广阔，面积占研究区80%以上，主要分布在离岸较远的海域。冲淤区范围较小，主要分布在小清河口两侧近岸海域。其中，小清河口北侧海域有一较强侵蚀区，冲刷速率在2 5~10c m /a 之间；淤积区主要分布在小清河口门主泓道两侧的近岸区域，淤积幅度一般在2 5~10c m /a 之间。其间分布块状强淤积带，最大年淤积量约为25c m；大风浪天气下海区底床冲淤变化特征为(图6(b))：离岸区受风影响较小，仍保持冲淤平衡的稳定状态；近岸区对风影响敏感，底床冲淤变化剧烈。冲刷区广泛分布在离河口较远的近岸海域，淤积区只存在于河口口门两侧近岸海域。冲淤速率一般在2~
10图6 大风浪影响下底床冲淤变化
F i g 6Changes o f bed scour and s iltation under t he i nfl uence o f l arge w i nd and w aves
c m /
d 之间。相比一般天气，大风浪对近岸海域底床冲淤变化影响剧烈。冲淤区分布格局变化不大，但冲刷区
704水科学进展第21卷
范围和冲淤速率急剧增大。大风期1d 的底床冲淤量甚至达到了一般天气下1年的冲淤量。可见，风暴潮等大风浪天气成为底床冲淤变化的一个重要影响因素。
3 2 大风浪影响下泥沙输运异变对河口拦门沙演化的影响
小清河口拦门沙为-1m 水深的浅水带。在统一坐标系和深度基准下，对1985年和2007年水深数据进行空间分析，提取-1m 等深线，以追踪拦门沙演化特征(图7)。1985~2007年河口北侧拦门沙不断向东偏南生长发育，拦门沙前缘向东偏南推进约1 5km，年均推进速率0 068km /a 。分析其原因，一般天气下，该区泥沙来源不丰富，主要为区域泥沙悬浮再搬运。泥沙在潮流作用下做离岸 向岸的往复运动，
落潮流速大于涨潮流速，泥沙向东运移，其成为拦门沙向东生长演化的部分驱动力；大风浪影响下，海域泥沙迅速起运，加之岸滩侵蚀物质及黄河泥沙南下等共同作用，底床冲淤变化剧烈。北向大风作用下，海域泥沙以向南运移为主，部分泥沙在北侧拦门沙处淤积，促使该处沙体向南淤积发育。大风期该处底床淤积量1d 可达10c m ，几乎为平时1年的淤积幅度。由此可认为,
大风浪对河口北侧拦门沙的推进演化起重要作用。
图7 1985~2007年小清河口北侧拦门沙演化
F ig 7Sandbar evo lve m en t of X iaoq i ng R iver estuary fro m 1985to 2007
4 结 论
数值模拟结果表明:
(1)大风浪天气主要影响该区近岸泥沙输运，离岸较远区受其影响较小。
(2)大风浪影响下，近岸表层悬浮体浓度快速增大，局部可达400g /m 3，为平时的10倍左右，而离岸较远海域其浓度几乎未变。
(3)河口近岸海域底床冲淤变化受大风浪影响大，冲淤速率在2~10c m /d 之间，较平时高出百余倍。剧烈的底床冲淤变化对河口拦门沙演化影响大，为河口北侧拦门沙向南推移的驱动因素之一。此外，大风参数的设定参照了该区极端天气气象特征，模拟结果可以反映风暴潮天气下该区域泥沙运动特征。
参考文献:
[1]朱建荣，傅德健，吴辉，等 河口最大浑浊带形成的动力模式和数值试验[J] 海洋工程,2004,22(1):66 73 (Z HU Jian
rong ,FU D e ji an ,WU H u,i et a l The dyna m ic m ode l and num erical exper i m ent o f est uar i ne m ax i m um turb i dity zone[J] T he O cean Eng ineer i ng ,2004,22(1):66 73 (i n Chinese))
[2]陆永军，左利钦，季荣耀，等 渤海湾曹妃甸港区开发对水动力泥沙环境的影响[J] 水科学进展,2007,18(6):793 800
(LU Y ong j un ,Z U O L i q i n ,JI R ong yao ,et a l E ff ec t o f deve lop m ent of Caofe i d i an harbor area in Bohai bay on hydrodynam ic sedi m ent env iron m ent[J] A dvances i n W ate r Sc i ence ,2007,18(6):793 800 (i n Chinese))
[3]王家生，陈立，刘林，等 粘性泥沙分层运动特征的试验研究[J] 水科学进展,2008,19(1):13 18 (WANG Ji a sheng ,
C H EN L ,i L I U L i n ,e t al Experi m enta l st udy o f feature of the cohesi ve sedi m ent l am i nation m ove m ent[J] A dvances i nW ate r Sc i 705 第5期刘桂卫，等：大风浪影响下海域泥沙输运异变数值模拟
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