黃河下游河段“假潮”成因分析

李慶金,周建偉,宋士強

(黃河水利委員會山東水文水資源局,山東濟南 250100)

黃河下游河段“假潮”成因分析

李慶金,周建偉,宋士強

(黃河水利委員會山東水文水資源局,山東濟南 250100)

結合黃河下游孫口水文站實際觀測資料,對黃河下游地區較小流量級下所發生的假潮現象進行了系統分析,得出了假潮是由于沙波運動在彎道處因控導工程作用產生雍水和回水而引發的一種水位、流速、含沙量在短時間內發生較大幅度變化的水文現象,解決了在黃河流域水量統一調度中存在的水量確定難的問題。

假潮;黃河下游;沙波運動;河床演變;泥沙運動

1 “假潮”現象的基本特征

“假潮”是發生在黃河下游小水期的一種特殊水情現象,也是黃河所獨有的水情現象,具體表現為枯水季節上游無增水情況下,某一斷面水位呈現為暴漲暴落,來勢迅猛,變化無常;由于它形似海潮,故名“假潮”。20世紀50—60年代多發生在河口段,70年代濼口至艾山段亦先后發生,80年代后孫口至高村河段也時有出現;進入20世紀90年代后,由于黃河山東段持續小水,“假潮”現象愈來愈頻繁,特別是全河水量統一調度以來,“假潮”愈演愈烈,對黃河山東段水文測驗的影響也越來越大,因此,加強對“假潮”的研究,找出其內在規律,實現對“假潮”的精確控制和測驗,對黃河水量的統一調度和上下游站間的水量平衡對照具有十分重要的作用。

1.1 “假潮”現象的基本特征

“假潮”的歷時各不相同。在不同河段、不同流量級,“假潮”表現不同。一般當日平均流量在800 m3/s以下時開始出現“假潮”,出現的日期不固定,流量越大,間隔的時間就越長,但“假潮”發生時的氣勢也更壯觀,隨著流量的遞減,假潮的發生周期也在逐漸縮短,在每次“假潮”發生前,都有一段特殊水情出現:水位持續低平,流速很小,含沙量也很小,這種情況持續時間長短不一,當“假潮”發生時,聲如海嘯,勢如卷席。水位在迅速上漲。“假潮”起始階段水勢很猛,之后漸漸衰弱,流速漸漸變小,相應水位卻變化不大。如流量在200 m3/s～400 m3/s之間時,假潮在孫口——艾山區間發生機率最高,幾乎每天都發生,甚至一天發生兩次,而在河口地區,在流量減少到200 m3/s時,假潮很少發生。

從黃河小浪底以下河段綜合情況看,在同流量級下,上下游發生機率不同;在一個流量級下,上游發生的機率大,發生周期短;在另一流量級下,下游發生的機率大,發生周期短;在河口,當流量級與上游相同時,發生的機率要小的多。相比河口和利津河段,艾山斷面的“假潮”在規模上更小,但在同等流量級下發生的概率卻是最大的。

1.2 “假潮”發生的條件

“假潮”在其剛被發現及以后的一個時期內,往往出現在汛前汛后枯水季節的12月至次年3月之間,有時也提前至11月出現。汛后出現的“假潮”至冰期大量流冰時即行消失。但近幾年來,由于黃河水量持續偏小,加上全河水量統一調度,使得“假潮”在主汛期也時有發生。2000年是黃河歷史上少有的枯水年,也是“假潮”在黃河山東段主汛期發生次數最多的一年,又以孫口和艾山兩站發生的最多。具體如表1所示。

表1 “假潮”發生次數時間分布表 單位:次

由表1可以看出“假潮”在2000年主汛期也頻繁發生。這也證明“假潮”與季節沒有必然的聯系,只不過在影響的程度及水位的變化幅度上有所不同。

在表1中可以看到,孫口、艾山兩站發生“假潮”最多的月份都在三、四、十一、十二月份,而上述兩站2000年各月的平均流量如表2。

表2 “假潮”發生次數流量分布表 單位:m3/s

由表1、表2對照可以清楚地看出,“假潮”多發期的流量在400 m3/s～800 m3/s。這說明“假潮”的發生次數及水位變化幅度與流量有密不可分的聯系。對于“假潮”發生的原因,有很多不同的說法,比如季節說、時段說、潮汐說等等,而且大家都總結出了一定的規律用于支持自己的說法,但看過之余往往給人一種牽強附會的感覺。

1.3 “假潮”對水文工作的影響

“假潮”的頻繁產生對黃河下游河段的水文測驗工作影響十分嚴重,由于各個“假潮”產生的機理不同,因此在各水文特征上有顯著的差異,如水位相同,但流量差別很大;有時流量差不多,但水位差別很大。而且不同的季節也表現出不同的特點,如在相同的水位下嚴冬時節流量相對于春季要小得多,含沙量也小得多;當然這里面有測驗時機的選擇問題。但最根本的原因還是各個“假潮”的特殊性在起作用。

從近年的實測資料來看,黃河下游河道由于受“假潮”的影響,在年終資料整編時,給上下游站的水量對照帶來很大的困難,如在2000年的水量對照中,凡是“假潮”多發的月份,孫口站的流量都大于其上下相關站;而且各站間的輸沙量有時也存在很大的矛盾,這主要是取沙時間比較固定,而“假潮”的發生時間和發生次數又具有一定的隨機性,而我們在計算水量和沙量的時候又對“假潮”在其間的作用沒有量化造成的,這也是我們以后研究工作的一個方向[1]。

2 “假潮”現象發生的理論基礎

“假潮”多發于黃河下游河段并非偶然,這與黃河下游地區特殊的自然地理條件是分不開的。黃河由桃花峪出峽谷進入平原河道,兩岸堤距一般10 km左右,最寬處長垣縣20 km,最窄處艾山卡口不足300 m,淺寬型河道與窄深型河道相間分布。

2.1 河床演變分析

黃河下游河道自1946年歸流以來尚未發生過較大規模的改道和沖決現象,半個多世紀以來,大量的泥沙淤積在下游河道內,平均每年河床抬高10 cm,至1996年“96.8”洪水時下游河道已經淤積的相當嚴重,顆分也較為復雜。特別是2002年黃河調水調沙工作開展以來,上游來水時段較為集中,大量較大粒徑粗沙沉積在河道中,因此河道內的床質沙多為粗沙[2]。

隨著小浪底水庫建成初期的進行,水庫內大量的清水集中下泄到黃河下游河道,河床中的細顆粒逐漸被帶走,粗顆粒逐漸集聚于床面,河床組成逐漸粗化。粗化后的河床泥沙組成,隨著流速的增大而增加,因為流速越大,能夠躍起甚至懸走的泥沙也就越粗。因此,調水調沙工作開展以來,大量的粗沙在黃河下游河道淤積,且河床質呈逐漸粗化之勢。小浪底水庫大量低含沙量洪水下泄以后,下游流量從400 m3/s左右迅速增大到近4 000 m3/s。原來400 m3/s情況下河床質的水沙平衡條件被瞬間打破,大量的較粗顆粒泥沙啟動,但是由于清水流的粘滯系數較小,流速也較為有限,大量啟動的粗沙并不能被懸走,而是以推移質的形式在河道內向下游輸送。由于沙質的非均勻性,推移質在河道內以“沙波”的形式向下游運動,這種輸沙方式表觀上為河道斷面在高水期河床不斷的沖淤變化,從實質上分析可以將其視為一定較小流量級下的洪水對下游河道泥沙自然選擇的過程,其結果造成了大顆粒的泥沙在下游河段集中淤積,使得下游河床情況變復雜了。

2.2 泥沙運動分析

2.2.1 泥沙顆粒的受力分析

河灣斜坡上泥沙顆粒的受力條件與順直河道斜坡上泥沙顆粒受力并無不同。假定有一傾角為α的斜坡水流沿與斜面水平軸成β角的方向流動。作用在斜面上某點的泥沙顆粒受力作用在顆粒上的力為水流沖刷力與水流方向相同。作用在顆粒上的力FD為水流沖刷力與水流方向相同[3]:

揚壓力FL,與斜面垂直

顆粒有效重力W′

式中:CD,CL為沖刷力與揚壓力系數;a1,a2為面積系數,對球體a1=a2;a3為顆粒體積系數;d為泥沙粒徑;ρ為水的密度;γs,γ分別為顆粒與水的比重;ub為臨底流速。促使顆粒運動的力包括有效重力沿斜坡的分力以及水流沖刷力二者的合力即是泥沙顆粒起動的動力。

使顆粒保持靜止狀態的力是垂直于斜坡的法向力N。

2.2.2 泥沙顆粒起動分析

泥沙顆粒起動形式多為滑動或滾動目前研究對此多有爭論,試驗中觀測到泥沙的起動并非單一的運動形式,究竟是以滑動或滾動方式起動取決于泥沙顆粒的位置與臨底水流條件的關系,如坡面較為光滑則以滑動為主,如坡面較為粗糙則以滾動為主[4]。當顆粒以滑動模式起動時泥沙起動條件為:

其中f=tanφ為摩擦系數,φ為顆粒的水下休止角。當考慮顆粒以滾動模式起動時,各力的作用力臂為:沖刷力k1d,揚壓力k2d,有效重力k3cosα,其中k1,k2,k3為相應的作用力臂系數。則顆粒由靜止以滾動方式起動時臨界條件可表示為

已有的研究表明,由滑動模式建立的公式結構與按滾動模式建立的公式結構基本相同,只是其中系數的物理意義略有差異,此處采用滑動模式建立有關公式。

對順直河道而言,臨底流速與主流方向一致;對河灣而言臨底流速由縱橫向臨底流速合成。

將公式(1)～式(6)帶入公式(7)河床上泥沙起動的臨底流速一般可表達為

參考謝鑒衡,李保如及沙莫夫有關起動流速的大量資料可取ξ=1.30,整理后可得。

其中 η2主要與臨底環流旋度有關,稱為臨底環流系數。

這表明在一定流速的水流作用下,彎道內的床質泥沙會被啟動,而啟動的泥沙在水流的沖刷力和重力的作用下完成了泥沙運動的第一個自然選擇。而對于一定粒徑,一定密度的泥沙來說,水流的挾沙流速u,要遠遠大于它的啟動流速us,正是由于這兩個流速上的差異,完成了泥沙運動的第二個自然選擇,懸移質輸沙和推移質輸沙。

2.3 河流動力學分析

河道內的床質泥沙在彎道附近被水流沖刷后大量懸起,部分粒徑較小的泥沙被水流懸起,它們在水流的沖刷力和粘滯力的作用下以懸移質的形式向下游傳輸,而其他較大粒徑的泥沙由于自身重量較大,無法被懸起,只能在底層流速的作用下以推移質的形式向下游輸送。含沙水流的紊流特性及河床的比降變化決定了推移質的輸沙過程是非均勻的,是不穩定的,從而在河道內的順流方向上形成了特有的沙波運動。

為了驗證假潮和沙波運動的關系,我們采用Englund、Brownlie的方法,此法采用阻力分割法(即糙率劃分原則)來確定沖積河流水位流量關系的一種方法,并提供隨之而變的糙率流區描述。其原理是采用劃分坡度的方法,即假設S=S′+S″,其中S′為膚面摩擦,S″主要是與沙壟下的水流分離有關的擴大損失引起。擴大損失水頭的大小可由下式估算[5]:

式中:α為損失系數;u1為波峰處的平均流速;u2為波谷處的平均流速;H為沙壟高度;λ為波長。可求得S″。

根據求得的比降可以求出點的水深。當某河段存在沙波運動時,河道為下泄定量的上游來水,勢必要調節其比降和水深,其本質目的還是要調節河段比降,而調節手段則是通過調節河段水深來實現的。沙波運動勢必引起水流阻力的改變和能耗,運動初期造成水深沿上游方向增加,迫使河道調蓄,產生回水,加大河道水流的附加比降。

同時,由于下游河道控導工程分布較多,而眾多的控導工程往往位于河流的彎道處,且每處控導工程的彎道出口處河寬較窄,根據錢寧的理論,河流在彎道處表層和底層水流會發生交流現象,由于岸灘的阻擋表層的水流在流向被阻后動能損耗。在后繼水流的推動下,為了彌補損耗掉的動能,水流的部分勢能轉化為動能,而此處的河道比降變化又不會太大,因此表層水流只能潛入底層,來維持本身的能量守恒,而底層的水流則會向上抬升,兩股水流完成交匯后流向下游。在上下層水流交流過程的同時也完成了一次水沙的交換。而潛入底層的逆行水流會與向下運動的沙波發生抵流消能現象,造成的結果一是床面水流分離,形成水在水上流,水流阻力減小,糙率瞬間降低;二是造成河床質泥沙分選,使得含沙量增大;三是順流沙波運動與逆向的潛流消能后沙波運動暫時休止,聚積成為沙壟。而沙壟在上游的沙波向下運動的作用下是不斷發育的。

根據清華大學泥沙研究室關于沖積河流河床演變的理論,沖積河流在下泄定量水流時遵循能量消耗最小的原則:

為了使vj的值最小,可以通過調節幾個變量來實現。q取決與上游的來水量,是一個恒定值,在一定范圍內是無法改變的,而只能通過改變糙率,比降及河寬來實現(即加大糙率,減小比降,增加河寬),從而滿足能量消耗最小的條件。在沙壟形成的彎道附近,糙率較上游順直河道是減小的;由于所有彎道兩岸都有控導工程,所以增加河寬也無法實現,因此只能減小彎道上游的比降。減小比降的結果便是造成了彎道上游局部性的水位雍高,水流速慢慢變低,含沙量也隨之減小,彎道上下游的比降持續變大,底部的沙壟也因為不斷有沙波加入,而形成了一道沙質的過水“圍堰”。在持續的水位雍高過后,由于底部的“圍堰”無法承受高水頭的壓力,在動水壓力和水流的沖刷力的作用下“圍堰”發生了垮塌,猶如土石壩的潰壩一般,流速迅速變大,水位也快速降低,水流的含沙量也猛然之間變大了,一次完整的假潮便形成了。

2.4 “假潮”的特征

根據上一節中的分析,結合河道整體的特征,我們可以將“假潮”大致的劃分為兩類,原發型“假潮”和傳播型“假潮”。原發型“假潮”指的是在觀測地本地河段內形成并發展起來的“假潮”;傳播型“假潮”則是發生在觀測地點上游的河道內,“假潮”形成后順河道傳播下來的。兩種“假潮”只不過形式表張上有所區別,但發生的原理是相同的[6]。根據這一定義,結合上一節中的原理,原發型“假潮”應當具有以下特點:①發生歷時較長;②漲水過程流速較慢;③落水過程流速加快;④洪峰在前,沙峰在后;⑤河床有明顯的推移輸沙過程,在彎道處可發現沙壩及堰流現象。經過一段較長時間的傳播,原發型“假潮”可以變為傳播型“假潮”,傳播型“假潮”主要具備以下特點:①發生歷時相對較短;②隨著水位的上升流速不斷加快;③水位下降后流速變慢,然后恢復正常;④沙峰在前,洪峰在后或者水沙同步;⑤無明顯沙壟和堰流現象。相對而言,傳播型“假潮”的觀測到的次數要遠遠多于原發型“假潮”的次數。

3 “假潮”現象的實例分析

3.1 原發型“假潮”分析

原發型“假潮”多發于花園口以下地區的上游河段,是全河“假潮”的“始作俑者”,正是原發型“假潮”發生后順河道向下游傳播,才形成了傳播型“假潮”。根據推斷,原發型假潮多始發于高村附近河段,高村以上多為游蕩型河道,雖然游蕩型河道也有沙波運動發育,但是由于岸灘不固定,河流可以通過增加河寬、發汊和擺動的方式來保證能量消耗最小,因此,這種大規模的雍水和回水現象發生的機率較小。黃河自擺脫游蕩型河道進入寬淺型河道以后,由于岸灘的固定,控導工程密布,使得河流只能通過雍水和回水這兩種改變比降的方式來保證能量消耗最小,于是“假潮”便頻繁發生。

孫口水文站測驗斷面下游1 km處為影唐控導工程,是一個近似90°的大型彎道;上游2 km處有京九鐵路黃河特大橋一座,停工的公路大橋橋墩兩座(模板未拆除,在主河槽中),大型公路浮橋兩座,這些條件決定了孫口水文站上下游的沙波運動較其他河段容易發生,具有原發型假潮發育的條件。但是據實際觀測,原發型假潮的多發地仍然在孫口上游較遠處。我們在觀測過程中偶遇一次原發型假潮。在“假潮”發生的過程中從水位、流速、含沙量和水深四個方面進行了系統的觀測。水位采用位于孫口測驗斷面上的遙測水位計進行觀測;流速采用流速儀和計數器,測驗地點位于停靠在位于孫口測驗斷面附近;水深采用測深桿打深法,地點為測速處;含沙量采用簡易法現場處理,地點仍為測速處。原發型假潮水位、含沙量、流速對照圖如圖1～圖3所示。

圖1 原發型假潮水位圖

圖2 原發型假潮含沙量圖

圖3 原發型假潮流速圖

此次觀測到的“假潮”水位變幅較小代表性不是太強,但仍然是一次比較有代表性的原發型“假潮”。在“假潮”期間流速、含沙量隨水位的上升而加大,但是水位陡升的階段含沙量及流速增加的比較緩慢。而當水位達到最高峰開始回落時流速、含沙量瞬間變大,含沙量變為開始時的3.6倍,流速也變為開始時的2.5倍。流速高峰和含沙量高峰均落后于水位高峰。漲水時間歷時150 min,落水歷時205 min,漲水階段占總時間的49.2%,落水階段占50.8%,從峰型上看快速漲水階段占總漲幅的72%,緩慢漲水階段占總漲幅的28%,且變幅明顯。這與第2.4節中的特征雖然稍有出入但是基本上相吻合。

3.2 傳播型“假潮”分析

就我們觀測的資料而言,絕大部分觀測到的“假潮”為傳播型“假潮”,是自上向下傳播的。這跟目前的觀測條件有很大關系,黃河流域在花園口以下干流河段共有7個水文站,這對于幾百公里的設防河段來說是遠遠不夠的,即便是加上水位站和汛期水位站,觀測力度與北美洲的主要大江大河仍有較大不足。因此,尋找“假潮”的原發河段目前來說仍是困難重重。目前分析較多的依據則是下游幾個水文站的日常觀測數據。日常的測驗方法對于提供測報服務來說是可以滿足的,但是“假潮”的發生有歷時時間短,特征值變化快的特點,傳統的測報方法所取得的數據無法滿足分析方法的需要。因此不能大量引用。我們采取了與上一節中相同的觀測方式得到了一些觀測數據可以看作傳播型“假潮”。

由于數據較多這里不再逐一的羅列,經過分析可以發現傳播型“假潮”的漲水階段也可以分為水位快速上漲和緩慢上漲兩個階段,但是變化不明顯。平均快速上漲階段為29 min,緩慢上漲階段56 min,但是落水階段持續時間較長,達到499 min,落水階段所占的比例高達81.5%,同時含沙量高峰和流速的高峰也先于水位的高峰到來。這與2.4節中的特征也是相吻合的。

3.3 “假潮”對照分析

為了確定“假潮”發生時上下游之間是否有對應關系,我們找到了孫口,艾山,洛口,利津四個水文站三年的同期觀測資料的水位過程線對照圖,除利津站無明顯的“假潮”外,其他三個站的水位過程線的峰頂和峰谷是自上而下相互對應的,明顯相關,證明“假潮”是自上而下傳播的。

在圖4～6中我們可以發現孫口、艾山、濼口三個水文站的假潮相關性還是比較密切的,但是同期利津水文站的假潮卻極為不明顯。在同一個假潮期,上下游站假潮傳播的時間比較接近,而不同的假潮期傳播時間會有一定的差異。如1988年”假潮”資料統計結果,孫口——艾山的傳播時間一般為4.3 h左右,最快4 h;艾山——濼口間的傳播時間一般為9.1 h,最快 7.5 h。1992年“假潮”資料統計孫口——艾山間的傳播時間一般在3.6 h,最快的僅3 h;艾山——濼口間的傳播時間一般為7.3 h,最快僅為6 h。為什么1992年的“假潮”傳播時間要比1988年的要快呢?主要是因為1992年的水位變幅和變率要遠大于1988年的水位變幅和變率,即1992年“假潮”的附加比降要大于1988年“假潮”的附加比降。但是這一傳播速度要大于同時期3 000 m3/s～5 000 m3/s流量級的洪水傳播速度,這主要是因為“假潮”發生時的糙率要小于洪水期,而且“假潮”雖然水位變幅沒有洪水大,但是變率要遠大于洪水的水位變率。

圖4 下游各站水位過程線(1988年11月)

圖5 下游各站水位過程線(1992年11月)

圖6 下游各站水位過程線(1992年12月)

4 結 語

假潮在黃河下游地區發生是眾多的因素共同作用的結果,這與黃河自身的特點是分不開的。經過系統的分析和研究,我們初步得到以下幾點結論:

(1)較小流量級的低含沙量洪水對汛期大洪水過后沉積在下游河道內的非均勻泥沙進行自然選擇,大量不同粒徑的泥沙在起動流速的作用下發生了滾動性起動,但是只有一小部分較小粒徑的泥沙可以被懸起以懸移質的形態向下游傳輸,而大量較大粒徑的泥沙只能在紊流的作用下以推移質的形式向下游傳輸,推移質在紊流和河床比降變化的共同作用下形成了沙波運動。

(2)沙波運動和彎道控導工程是“假潮”形成的主要因素,歸根結底體現在河床演變和泥沙運動以及床沙,水沙和推移沙之間的動態調整上,最根本的因素在床沙的分選粗化上。

(3)“假潮”影響最嚴重的河段與“駝峰”發生的河段基本相同,只不過發生的流量級不同,假潮多發于400 m3/s～800 m3/s,而“駝峰”則發生在最大流量時。這兩者之間在成因上是否存在共性或者說可以依據相同的理論基礎進行分析,值得進一步分析探討。

(4)在“假潮”的多發期,黃河下游地區的水文測驗工作難度較大,精度受到較大影響,為了更好的服務于治黃事業,應當結合假潮的特點做好水文測報工作,為治黃事業和水資源綜合調度提供更可靠的理論依據。

[1]李世舉,范國慶,李存才.“假潮”對黃河下游枯水期水量平衡計算的影響[J].人民黃河,2007,34(1):38-40.

[2]景存義,伍燕南.黃河下游河床變遷與新構造運動[J].人民黃河,1991,18(2):68-72.

[3]林益冬,孫葆沭.工程水文學[M].南京:河海大學,1993.

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Analysis on Causes of“Seiche” in Downstream Reaches of Yellow River

LI Qing-jin,ZHOU Jian-wei,SONG Shi-qiang
(Shandong Hydrology and Water Resources Bureau,Yellow River Water Conservancy Commisiion,Ji'nan,Shandong250100,China)

Combined with the practical observation data from Sunkou Hydrologic Station in the lower course of Yellow River,the systematic analysis is made for the seiche in the downstream reaches of Yellow River.It is obtained that the seiche is the hydrologic phenomenon that the water level,flow velocity and sediment concentration would change greatly in a short time because of the backwater resulted from the sand-wave movement in the bend,whichwould resolve the difficult problem in water determination for water dispatching in Yellow River Basin.

seiche;lower course of Yellow River;sand-wave movement;river-bed evolution;sediment movement

TV147

A

1672—1144(2012)05—0137—06

2012-04-13

2012-05-10

李慶金(1964—),男(漢族),山東鄆城人,高級工程師,主要從事水文水資源研究工作。