【《赣江某河段非恒定流数值模拟分析》9100字（论文）】

赣江某河段非恒定流数值模拟分析目录TOC\o"1-3"\h\u10004赣江某河段非恒定流数值模拟分析 1313601.1模型构建及率定验证 1191511.1.1研究区域及断面划分 1149411.1.2四支河道情况 3188701.1.3模型率定 4172291.1.4模型验证 5231871.2河网洪季水动力对地形不均匀变化的响应 9224821.2.1水位及水面比降变化 10269611.2.2流量变化 12250431.2.3流速变化 13223301.2.4分流比变化 15267331.3地形变化引起的分流比变化机制研究 18302241.3.1水流资料的选择 1823371.3.2计算结果 19237881.4小结 22模型构建及率定验证1.1.1研究区域及断面划分本文采用赣江尾闾河段1998年、2013年及2020年实测大断面数据建立模型，上游边界取为外洲站，下游边界有5处，分别位于主、官港、沙汊、中、南五条支流入湖口处。主支段长42.11km，官港段长21.22km，沙汊段长12.38km，中支段长31km，南支段长30.67km，模拟段总长184.48km。上游边界以外洲站实测水位过程作为进口边界，下游主支以吴城逐日实测水位作为出口边界条件、北支以南昌站和蒋埠站的逐日水位插值作为下游出口边界条件、南支中支分别以南昌站楼前站，滁槎站康山站逐日实测水位插值作为下游出口边界条件。各水文、水位站水位的观测高程系统均为吴淞基面，文中所涉及的水位数据均采用1985国家高程，各水文（位）站的高程换算系数如表4.1所示。1985国家高程=吴淞高程-高程换算值。水文（位）站情况表站名所在河流站别高程换算值（m）外洲赣江干流水文2.409南昌赣江干流水位2.519吴城（一）赣江主支水位2.009昌邑赣江主支水位2.009蒋埠赣江北支水位1.909楼前赣江中支水位1.739滁槎赣江南支水位2.289康山鄱阳湖水位2.339模拟区域示意图1.1.2四支河道情况南昌外洲水文站河段水域宽阔，常年通航，河道平面形态顺直微弯。上游左岸陈家村建一较大丁坝，约2.3km处有一座生米大桥；下游1km左右两座大型丁坝改变了水流的方向，下游7.6km、3.2km处分别有南昌八一大桥和南昌大桥，河段两岸有圩堤控制，河床为细沙组成。一般洪水期河宽约1500m左右，枯水期河宽约800m左右，河槽纵断面沿程起伏交替，呈阶梯状自上而下高程逐步降低，其间深槽浅滩交替，水深相差较大，断面形态深槽窄深，多为“U”型或“V”型，滩地宽浅，除少数河段为单一河槽外，多为复式断面，边滩低矮，发育不充分。赣江北支位于西河河段，河长36km，河宽200～250m，在樵舍右岸芦州头处与主支（西支）分开，向东北方向流去。北支自分支口东流转东北流约11km，经蒋家埠至下堡闵家又分出两支。南侧一支名沙汊河，东南流转东北流约15km，经成新农场于南湖闸汇入鄱阳湖；北侧一支名官港河，穿行于成朱联圩与廿四联圩之间，曲折东北流约20km，于官港站附近注入鄱阳湖。赣江南支位于东河，处赣江尾闾和鄱阳湖腹地，流经礁矶头、叶楼、滁槎、吉里万家，在三江口依次与抚河、信江西支交汇后，再经康山、锣鼓山，止于鄱阳湖中的瓢山。三江口河段以上属赣江尾闾，三江口—瓢山河段则属鄱阳湖区。赣江南支自西南向东北，河段在程家池以上的两岸建有连续的防洪圩堤，防洪标准20或100年一遇不等，主流基本上沿左右两岸圩堤或湖区两岸洲滩的中间而下。洪水河势主要受左右岸的防洪圩堤与高水护岸矶头的控制，中枯水河势主要受两岸宽窄相间的地形控制。赣江南支属宽浅型河道，河宽200～250m，河槽纵断面沿程起伏交替，呈阶梯状自上而下高程逐渐降低，其间浅滩深槽交替，水深相差悬殊，一般水深8.6m，深槽最深枯水水深22.3m，浅滩最浅枯水水深仅0.2m，全河段枯水落差小，水流平缓，平均比降0.043‰，枯水期落差分布不均匀，大部分集中在中段的浅滩河段，中段比降达0.087‰，比降大，流速也大，全河段各浅滩的流速0.2～0.4m/s，深槽水面较平缓，流速0.1～0.3m/s，洪水时由于受湖汛与长江水位顶托或倒灌影响，随鄱阳水位与长江水位高低影响，存在各种不同的正或负比降。赣江中支位于东河靠左，处赣江尾闾和鄱阳湖腹地，自分支口由西南向东北流，主流基本上沿左右两岸圩堤或湖区两岸洲滩的中间而下，穿行于南昌县南新、蒋巷两大联圩之间，东北流约31km，过蒋巷镇、银福高速赣江中支大桥、南新乡分三支汇入鄱阳湖。河宽150～250m，两岸为广阔的湖区平原，丰水期可全程通航。洪水期赣江中支河势主要受左右岸的防洪圩堤的控制，中枯水时期赣江中支河势主要受两岸宽窄相间的地形控制。1.1.3模型率定天然河道蜿蜒曲折，过水断面不规则，糙率往往沿程变化，天然河道的糙率与河道形态、床面粗糙情况、河道冲淤等各种因素有关[64]。对河道糙率的研究很多，所提出的公式也多种多样，但目前尚无能够统一应用于各条河流的公式。李义天[65]等通过整理实测资料，认为横断面上糙率沿河宽变化的一般规律为近岸区的糙率大于中央流区，凹岸糙率大于凸岸糙率，并提出了糙率以下的公式形式： (4.1)式中，为断面综合糙率，是二维糙率，为一维比降，为二维比降，，为横向坐标，为河宽，为经验函数。西北水科所巨胜利[66]等通过理论分析，认为对于同一河段，高水位水流裁弯走直，阻力减小，而低水位河床阻力增大，因此河床阻力可以用随流量而变化的曼宁系数定义： (4.2)式中，是河段的综合糙率，为水位高程，为断面平均流速，为水力半径，是方向指向下游的距离坐标。戴文鸿[50]在对赣江尾闾进行一维河网模拟时，在水面线计算中，对河道糙率n采用从外洲向下游，各支衍生至各支水尺的实测水位、流量和地形数据对模型糙率进行验证。对于某一河段，根据实测水位Z，流量Q，断面面积A，湿周P等，应用谢才公式及曼宁公式得： (4.3)式中：J为水面比降，R为水力半径。具体推算步骤为：按式(4.3)拟定一个糙率，然后自下而上依次推算各断面水位，如推算至河道末端与实际水位相符合，则拟定的n为所求，否则重新修正n值，重复以上步骤，直到符合为止[67][68]。本文沿用公式(4.3)所涉及方法，对河网水流模型模型糙率的进行初步的确定，后利用模型及实测数据进行精确。采用1996年6月1日至30日逐日水位流量资料，对1998年模型各河道的糙率进行率定，得到各河道糙率。各河道糙率在0.020-0.033之间，主河道糙率在0.035-0.038之间，西河糙率0.024，东河糙率0.027，主支糙率0.020，北支官港糙率在0.032-0.033之间，北支沙汊糙率0.033之间，中支糙率0.028，南支糙率0.026。采用2012年6月1日至30日逐日水位流量信息对2013年模型各河道的糙率进行率定，得到各河道糙率，其中主河道糙率在0.035-0.038之间，西河糙率0.028，东河糙率0.027，主支糙率0.018，北支官港糙率在0.032-0.033之间，北支沙汊糙率0.033，中支糙率在0.028-0.030之间，南支糙率0.026。采用2018年6月1日至30日逐日水位流量资料，对2020年模型各河道的糙率进行率定，得到各河道糙率。其中主河道糙率在0.035-0.037之间，西河糙率0.028，东河糙率0.027，主支糙率0.018，北支官港糙率在0.032-0.033之间，北支沙汊糙率0.033，中支糙率在0.028-0.030之间，南支糙率0.026。模型各支糙率数据干流西河东河主支北支干流官港沙汊中支南支1998年模型0.0330.0240.0270.020.0320.0330.0330.0280.0262013年模型0.0380.0280.0300.0180.0320.0330.0330.028-0.0300.0262020年模型0.0370.0280.0300.0180.0320.0330.0330.028-0.0300.0261.1.4模型验证采用1998年6月共30日的外洲站实测流量数据，南昌、昌邑、蒋埠、楼前与滁槎的实测水位数据对模型进行验证，下图5-2、5-3为1998年6月水位模拟值与实测值的验证对比结果，表4.3为分流比验证结果，水位模拟的均方根误差（）为0.028-0.79m，流量模拟的均方根误差为257m3/s，分流比计算最大误差为3.91%。1998年地形流量验证图（外洲站）1998年地形水位验证图1998年地形分流比验证（Q=16800m3/s）分流比西河（%）东河（%）主支（%）北支（%）中支（%）南支（%）实测42.4057.6021.8016.6029.3028.30计算44.2051.8029.7114.4929.4026.40差值-1.801.80-3.912.11-0.101.90选用2013年6月1日至30日逐日实测水位流量数据对2013年模型进行验证，下图5-4、5-5为2013年洪期流量和水位模拟值与实测值的验证对比结果，表4.4为分流比验证结果。水位模拟的均方根误差（）为0.03-0.10m，流量模拟的均方根误差为323m3/s，分流比最大误差为4.6%。2013年地形流量验证图（外洲站）2013年地形水位验证图2013年地形分流比验证（Q=17000m3/s）分流比西河（%）东河（%）主支（%）北支（%）中支（%）南支（%）实测49.1050.9036.7012.4027.1023.80计算51.1848.8241.309.8821.3423.47差值-2.082.08-4.602.521.760.33选用2017年7月1日至30日逐日水位流量资料对模型进行验证，下图5-6、5-7为2017年洪期流量和水位模拟值与实测值的验证对比结果，水位模拟的均方根误差（）为0.03-0.10m，流量模拟的均方根误差为480m3/s。模型验证选用2017年的实测水位流量，模型地行为2020年地形，研究区域在2017-2020年期间受一定程度的人类活动影响，地形变化不可忽视，因此在模型验证是不可避免地会出现一定的误差。从验证结果来看，各站点水位模拟的均方根误差均未超过0.10m，流量模拟的均方根误差为480m3/s，远小于其对应站点流量均值的10%。总体上看，模拟误差在可接受范围内[69]，模型具有足够的可信度，计算结果能较好地反应赣江尾闾水动力过程。2020年地形流量验证图（外洲站）2020年地形水位验证图河网洪季水动力对地形不均匀变化的响应目前针对赣江尾闾水沙变化特征的研究有很多，研究人类活动对输沙量径流量影响的研究也有很多。但鲜有对水沙变化引起赣江尾闾水动力特征变化的研究。为探明在新水沙条件人类活动的影响下赣江尾闾河网地形变化与洪季水动力特征变化之间的关系，以1998-2020年为研究时段，基于2013年与2020年地形建立一维河网数学模型，复演赣江尾闾地区1998年6月特大洪水，并与1998年6月实测资料进行对比，分析河网地形变化对洪季水动力特征的影响。1998年的长江洪水是一宗引发非常难严重后果的水文气象事件，洪灾造成可用货币计算的直接损失额，创历史新高，达到1666.6亿元。98特大洪水过程中，外洲水文站记录的最大水位达到21.02m，发生在1998年6月27日（而外洲水位站历史最高水位为21.60m），流量达到16500m3/s（发生在1998年6月26日），为百年一遇洪水。98洪灾为我们带来了深刻的教训，对于变动不定的自然，我们必须要加强风险意识，由于暴雨和洪水的时空分布及数量都具有很强的随机性，任何防洪工程的设计标准都有被超过的风险。尽管近年来赣江水位有明显的下降趋势，但对于特大洪水的敏感度不能降低，研究特大洪水在新地形下的水动力变化，可以在恶劣的雨洪事件发生时，给予防洪布置一定的参考，将灾害损失大幅度消减下来。1.2.1水位及水面比降变化图5-8为赣江尾闾各支在“98.6”洪水过程内，沿程最高水位的变化情况。其中，“地形变化前”为1998年实测数据绘出的水面线，另外两支分别为利用2013年地形与2020年地形计算的数值。三者之间的差异，即为赣江尾闾洪期水动力对1998-2020年该区域地形变化的相应。在上下游水位条件相同情况下，模拟计算出的主支河道水面线，由高到低分别为2013年地形、2020年地形、1998年地形，上游端水位（图5-8a距离为0处）分别为20.78m、20.68m、20.62m。在主支河道上，2013年地形下计算的水面线平均高出1998年3.7cm。由于北支与主支是由同一汊点分出的两支，故两支上游端水位一致。北支河道上，2013年地形下计算的水面线平均高出1998年9.8cm。与主支不同的是，1998年地形计算下的水面线与2020年水面线在官港CS11处相交，同时高低关系发生置换，置换后平均高出2020年水面线4.8cm。中支与南支共同为樵舍分汊点分出的支流，其上游端水位情况为1998年地形计算下的水位高于2013年高于1998年，水位值分别为21.60m、21.48m、21.34m。1998年地形计算的水位，河段坡降由上游至下游变化不大，水面线较为平滑；而2013年地形与2020年地形计算的水面线均有较明显的转折变化，中支的坡降转折点发生在中CS12附近，两条水面线也在该点交叉，在该点处2013年地形下水位高出1998年地形计算水位近30cm。（a）主支（b）北支（c）中支（d）南支赣江尾闾河网洪水水面线1.2.2流量变化下图5-9是“98”洪水过程过程内，使用1998、2013、2020年地形计算的各河段平均最大流量变化情况（由于河段内流量沿程变化不大，故取河段内各断面平均值进行研究）。三者进行对比，差异即为赣江尾闾洪水期流量对1998-2020年该区域地形变化的响应。可以看出，在外洲站水位相同情况下，各河段流量总体上是呈增大趋势的，只是增长幅度有所不同。地形变化后干流平均流量增幅超过9000m3/s，西河增加4030m3/s，东河增加5054m3/s。上述研究表明，赣江尾闾河道断面均有不同程度的变化，主要表现为河槽加深，断面面积增加。此转变致使河网河槽容积增大，在上下游水位条件相同情况下，各河段流量增加。同时地形下切不均衡也导致各河段流量增加幅度不一，地形下切更多的河道袭夺更多水流，分流比随之发生变化。由下图5-9可以看出，地形在经历采砂期变化后（2013年）各支流量均大幅增加，干流、主北中南四支分别增长了43%，35%，17%，22%及45%，南支增长幅度最大，北支最小。主支分流比由29.71%增加至36.37%，主要袭夺中支与北支分流，南支分流小幅减小。地形经过整治期变化后（2020年），东河的两条分支由于河道进一步下切，流量持续增加，此时南支分流比超过30%。主支北支也因分流比下降的原因流量相对第一次变形小幅下降。下表1.5为洪峰流量时各支流量及分流比变化情况。综上，地形不均匀下切改变了洪水期东西河乃至四支的流量分配，主支作为四支分流最强的一支，地形变化后，流量增幅最大。南支分流比与流量持续增加，中支尽管流量一直增加，分流比是逐渐减少的。采砂期前后，主支与中支分流比此消彼长，整治期后一起被南支削弱。北支由于地形变化较小，尽管分流比一直在小幅度降低，对流量的影响并不明显。赣江尾闾河网洪水流量赣江尾闾洪峰流量分流变化河段1998年地形2013年地形2020年地形流量分流比流量分流比流量分流比赣主17015—24376-26100-干流17011100%24372100%26096100%主支503929.71%884936.37%874433.57%北支245914.49%287511.82%278410.69%中支500029.40%609721.02%642324.62%南支449026.40%652726.79%812131.12%通过分析地形变化引起的流量分流比变化来解释赣江尾闾水位壅高的原因。首先是模型的入口外洲站，外洲站断面面积在从1998年到2013年平均增加了5199m2，远超各个分支。外洲断面面积的大幅增加，使得在水位相同的情况下河道行洪能力增强，由1998年地形的17019m3/s至2013年地形的24378m3/s再至2020年地形计算的26102m3/s。入口流量增加，致使分配至各支的流量增多，尽管分流比有一定程度的调整，各支流量总体上是呈增大趋势的，且增加幅度巨大（见图5-9）。这一点与许世超等的研究结果相同，赣江下游河道下切，造成水位流量关系右移，同水位下流量上升[70]。西支（樵舍-吴城）整体水位壅高，是在由于2013年段模型下，流量增加的同时分流比也同步增长，使之袭夺了更多水流，流量增加3810m3/s，增加了75%，远远大于因地形下切而增加的行洪能力。在2020年段模型下，分流比降低，流量降低，水面线也随之降低。在1998年至2013年段，中支南支地形变化的规律均为中上游下切严重（中CS2-中CS11、南CS2-南CS21），下游变化较小，故水面线在上游稍低，后在断面面积变化变小处出现拐点，洪水壅高，上下水位差变化大。2013年至2020年段，中支上游断面（中CS2-中CS11）进一步下切，南支河道整体下切（南CS8-南CS32），且下切幅度相对更大一些，且下且位置主要在下游（南CS15-南CS32），所以在2020年段南支的洪水线相对2013年下降，由于下游地形的下切，上游水位壅高也回落下来。1.2.3流速变化水流流速变化是评价涉河工程影响的主要因素之一，流速变化可能引起河床冲淤、岸坡稳定及河势等方面变化。下图5-10为洪水期各河段沿程最大流速变化情况。可以看出随着地形的变化，赣江尾闾各断面流速均发生变化。从变化幅度上看，主支、中支、南支变化幅度都较大；从变化方向上看，主支整体变大，其余河段流速围绕地形变化前计算流速值上下波动。西河、主支、北支、中支、南支的流速分别在0.65-1.99m/s、0.60-2.08m/s、0.16-1.21m/s、0.35-2.04m/s、0.61-2.08m/s之间波动。主支下游流速增幅甚至超过1m/s，流速的整体或局部增大，会导致部分区域被持续冲刷，应予以一定重视。中支在上游部分流速有所降低，这可能与中支上游断面面积大幅增加，但流量增加较小有关，在中下游，随着地形下切减小，面积变化减小，流速回升。南支流速整体上波动较大，地形变化后，中上游流速变化较不规律，这与南支地形下切量沿着河道十分不规律有关（见上图4-5），随着下游变化减少，流速变化趋向稳定。（a）西河（b）主支（c）北支（d）中支（e）南支洪水期各河段沿程最大流速图1.2.4分流比变化裘家洲分流节点直接控制了进入东西河的水量，分流比变化会直接影响到东西河的兴衰甚至是各支汊的演变，同时也会对河道的防洪、航运产生影响。（a）西河分流比变化（b）东河分流比变化（c）东西河分流比变化“98.6”洪水下东西河分流变化情况图5-11为“98.6”洪水期东西河分流比情况图。在不同地形条件下，东西河分流比与外洲站水位关系线型变化不大，趋势一致，均为西河分流随着水位增加而减少，东河分流相反；但不同水位下分流比的变化幅度不一，随着外洲站水位递增，分流差呈递减趋势。在变化方向上，西河分流比先大幅增加，后小幅回落，与之相对应东河先大幅减少后小幅增加。西河：在1998年地形计算条件下，“98.6”洪水期时（外洲水位：11.75-22.61m），西河分流比为44.21%-50.2%。2013年地形下增加4.01%-16.68%，2020年地形又相对2013年减少3.69%-8.18%。东河：在1998年地形计算条件下，“98.6”洪水下，东河分流比为49.8%-51.79%。随着地形的变化，分流比先减少后增加。由上图可以明显看出，当外洲水位大于19.00m时，东西河分流比趋向稳定，随着水位高度变化趋势逐渐放缓。1998年地形时，东西河分流比已经稳定在51.5（44.5%），尽管在2013年及2020年地形下仍有变大（小）趋势，但变化幅度相对19.00m以下时已减少很多。洪期赣江尾闾东西河分流情况河段1998年地形2013年地形2020年地形最小值最大值最小值最大值最小值最大值西河44.21%50.20%48.22%66.87%44.26%58.70%东河49.80%51.79%33.13%51.78%41.30%51.74%（a）主支分流变化 （b）北支分流变化（c）中支分流变化 （d）南支分流变化“98.6”洪水下四支分流变化情况图5-12为“98.6”洪水期赣江尾闾四支分流比变化情况图。在不同地形条件下，各支分流比与外洲站水位关系趋势变化不大，线型有轻微调整。但随着各支容积的变化，各支分流比整体增长或减小幅度各不相同。主支是四支中分流比变化最大的一支，1998年地形下，“98.6”洪水期（外洲水位：11.75-22.61m）时主支分流比为29.75-42.68%，采砂期后分流增加十分明显，变为36.42-63.11%，增加了6.68%-20.43%，随着水位的增长，增加幅度逐渐减小。整治期后分流比整体回调至33.57%-51.60%。北支分流经历了采砂期与整治期后，逐渐减小，洪水期分流由1998年地形的7.45%-14.47%减至2020年地形下的3.10%-10.69%。进一步缩减了北支的分流。中支在洪期分流比较稳定，在1998年地形时稳定在30%。采砂期与整治期后，分流减至21%-27%。南支随着地形的变化，分流比与水位关系曲线的线型变化最大。拟合的线性方程斜率由0.85降低到0.59，也即每增加一米水位分流比增长1.17%变为增加1.69%。地形变化后，分流整体上先减小后增大。分流比由1998年地形下的18.7%-26.39%变为19.88%-21.12%。洪期赣江尾闾四支分流情况河段1998年地形2013年地形2020年地形最小值最大值最小值最大值最小值最大值主支29.74%42.68%36.42%63.11%33.57%51.60%北支7.45%14.47%3.76%11.80%3.10%10.69%中支29.40%31.85%21.13%26.26%21.43%26.48%南支18.70%26.39%11.99%26.76%19.88%31.12%地形变化引起的分流比变化机制研究对分流比的研究主要用以确定不同水位流量级别下外洲水文站流量对应的四支流量，也可用以根据外洲站水位推算四支水面曲线，有利于赣江洪水计算和水资源分配，能为四支防洪工程改造、涉水工程建设和水资源开发利用提供重要依据，其社会经济和生态环境意义十分重要[71]。而影响分流比的因素有多种，一般来说流量、水位、过水面积、流速、流向、分流角、汊道比降等因数均与分流比有关[72]，但目前相关研究极少，且主要是围绕着外洲流量、鄱阳湖水位顶托对分流比的影响。本文基于一维河网数值模型，对1998年、2013年、2020年地形进行工况计算，研究地形变化下，赣江尾闾分流比的变化情况。1.3.1水流资料的选择根据目前现有的资料，本文选取了1991-2013这23年外洲水文站的月平均流量进行参数统计分析，并采用P－Ⅲ型曲线进行适线，求得洪峰流量的统计参数为：均值2240m3/s，Cv=0.76，Cs=1.77，绘制得其相应的流量频率曲线见图5-13。1990-2013年外洲站月平均流量频率曲线对于年际情况的分析，选取频率10%作为洪水流量(4660m3/s)，频率50%作为中水流量(1720m3/s)，频率90%作为枯水流量(629m3/s)，最终选取了2002年6月，2001年6月，1993年4月，2010年2月，1996年12月，1991年11月共计6组情况分别进行计算，同时将4.2节中1998年6月计算值作为百年一遇特大洪水情况补充。1.3.2计算结果下图5-14、5-15为各支分流比变化图，尽管由于地形的变化各支分流比有所调动，但整体上还是呈现出一定的规律：北支、中支和南支的分流比都随着外洲水位的增加而增大，西河则相反，且水位越大，影响越不明显，分流比的分布随着外洲水位的增大逐渐趋于稳定;各级外洲水位下，赣江尾闾各支流的分流比为西支、中支、南支、北支依次减小，说明当赣江尾闾入湖水位不受鄱阳湖水位影响时，西支为主要入湖通道，而北支过流最少；枯水时分流主要集中在主支，随着水位的增加，水流逐渐向其他三支分散。随着地形的变化，分流比变化情况如下：（1）主支分流比先是大幅右移，后随着整治期南支中支地形的进一步下切，分流比轻幅回调，在外洲水位为19m时，地形变化前后分流比分别为30.27%、53.42%、50.19%。裘家洲与樵舍断面面积的变化（图3-10）是造成分流比变化的主要原因。由于裘家洲左槽断面面积增幅（1998-2013年增加1577m2）远大于右槽（1998-2013增加90m2），这种断面增大的不均匀性引起了节点流量的重新分配，使得断面面积增幅更