1、【水丈呢妙J淺海潮流流速剖面參數(shù)的相位分析倪志輝'，吳立春2（1.河海大學(xué)海洋學(xué)院，江蘇南京210098；2.重慶教育學(xué)院，重慶400067）摘要：總結(jié)了潮流摩阻流速的確定方法，并根據(jù)對江蘇岸外西洋海域的實剝資料進行了流速剖面參數(shù)的計算和相位分析，結(jié)果表明：淺海潮流的摩阻流速要早于平均流速達到最大值;受潮流海底紊動切應(yīng)力的影響，底層最大流速到達時間要比上層及表層最大流速稍雀提前;在一個潮周期中，達到最大值的首先是摩阻流速及4&槌長度，然后是流速，我后才是水深。關(guān)鍵詞：根槌長度；摩阻流速；平均流速；相位分析；流速制面；潮流；淺海中圖分類號：P333文獻標(biāo)識碼:Adoi:10.39

2、69/j.issn.1000-1379.2009.06.021在沿岸水域尤其是在淺海陸架和近岸區(qū)，潮流（非恒定流）在水流運動中起著主導(dǎo)作用。因此，研究潮流的流速剖面參數(shù)（如流速、潮位、粗糙長度、摩阻流速等）隨時間變化的相位關(guān)系，對理解和模擬洪水預(yù)報、淺海與海洋水流、泥沙輸運、污染物擴散和生物過程有策要作用。3詳細(xì)分析了明渠非恒定流的流量、水位、流速之間的關(guān)系,認(rèn)為非恒定流傳播時，流速通常先達到最大值，然后是流量,其次是水深的最大值，而且其他的水力參數(shù)如阻力系數(shù)、摩阻流速等都是不同步的，并旦得出摩阻流速要先于平均流速達到最大值的結(jié)論。劉春晶認(rèn)為不同高程水深的流速最大值的不同步現(xiàn)象可能是存在的，但

3、是也可能是由測fit和分析手段造成的具有不確定性。此外,Coleman等3-少均對非恒定流水力參數(shù)到達最大值的時刻進行過研究。陳宗儲等2"）對潮流潮汐沿水深的最大流速發(fā)生時間進行了觀測和分析，認(rèn)為水深越大,潮流最大流速發(fā)生時間越毒前。杜勇“°）討論了一種變截面河中潮位與潮流的相位關(guān)系。賀寶根'W通過實測崇明東灘的水位和流速得出一個潮次有兩次流速高峰,并進行了相關(guān)分析。李占海'對摩阻流速和沿水深分布的各層流速進行了相關(guān)比較分析，得出摩阻流速和中層流速相關(guān)性最好。但是對于淺海潮流的水力參數(shù)（如水深、流速、摩阻流速、粗糙長度等）在相位上的統(tǒng)一關(guān)系，目前研究還比較少

4、見。筆者根據(jù)對江蘇岸外西洋海域的實測資料，對流速剖面參數(shù)和相位進行了計算分析。1摩阻流速的確定方法（1）素動動能耗散率法在一個均一、純剪切流動過程中，雷諾應(yīng)力對平均流速做功的紊動動能產(chǎn)生率等于素動動能耗散率：-u'w'£=&式中:為時均流速檔為紊動動能耗散率，與測點離床面高度Z有關(guān)，即6=£（£）；"'、"'分別為水平和垂向流速的瞬時脈動值。平均流速滿足對數(shù)分布，則有u.=（*"（2）式中:"為摩阻流速;x為卡門常數(shù)。（2）高頻觀測法根據(jù)也力的原始定義，有t=p-u-'w

5、9;（3）摩阻流速即可由近底切應(yīng)力Tb得到：式中:P為水流密度。（3）經(jīng)驗拖曳力系數(shù)法"6J。有時從測量數(shù)據(jù)中很難清楚確定摩阻流速，這時可以通過建立經(jīng)驗阻力系數(shù)、摩阻流速和參考流速（虬）的關(guān)系式Cd=來計算。通常選擇海底以上1m的流速作為參考流速來計算CD：u.=（CDu；）,/2（5）（4）流速剖面法。在沒有風(fēng)浪、近底水流密度和懸沙濃度所造成的分層現(xiàn)象不明顯的情況下，近底的水流可以看成是完全紊動。這樣就可以假設(shè)近底水流符合對數(shù)流速分布公式。Dyer等就是用這種簡便的方法求解邊界層參數(shù)的。摩阻流速和粗糙長度可以通過Karman-Prandtl方程得出：u（z）=In-（6）KZo式中

6、:U（z）為離床面高度為Z處的流速;K=0.4。在潮流處于加減速階段加速度較大的情況下，摩阻流速和粗糙長度可以采用宋志堯等）建立的對數(shù)線性分布模式：收稿日期：2008-07-03作看簡介:倪志奸（1980），另，湖南街陽人.博士，研完方向為河口海岸水動力學(xué)及貌it整治。E-mail：benny251com式中:a。-r（-Jr+丁業(yè)畢一），反映潮流加減速對流速剖面4D|u.|u.的影響，其中。為水深、U為水深平均流速。當(dāng)a=0時，式（7）可簡化為式（6）。當(dāng)需要考慮近底水流密度和懸沙濃度所造成的明顯分層情況時，底部邊界層參數(shù)計算需要根據(jù)Adams模型】：式中M為常數(shù)，通常取5.5；/?,為水體

7、分層參數(shù),代表密度梯度對素動作用的抑制強度,其表達式為式中:p為水沙混合體的密度;g為重力加速度;氏與密度梯度成正比，與流速梯度成反比。當(dāng)K=0時，式（8）可簡化為式（6）,兩式將具有相同的表達形式。方法1和方法2需要觀測微加尺度上的流速特征，如垂向和水平方向上的紊動流速、紊動能量的耗散速率等.使用起來較為不便。方法3中的拖曳力系數(shù)不是常值，使用起來也不方便。方法4的流速削面法簡單方便，被廣泛采用°利用方法4時,假定淺海區(qū)沒有風(fēng)浪，近底水流密度和懸沙濃度所造成的分層現(xiàn)象不明顯，采用式（6）計算潮流摩阻流速。2潮流水力參數(shù)相位分析在江蘇近岸輻射狀沙樣群海區(qū)，有幾個主要潮汐通道，其漲、落

8、潮流速均較大，如西洋實測最大垂線平均流速可達15m/s。根據(jù)1992年8月15日10月8日江蘇岸外西洋海域進行的海洋水文測驗資料，共有7條垂線，編號分別為17,垂線布置見圖】。筆者采用這7條垂線1992年9月29口15：0030H14：00（大潮）和1992年10月6日08：007009：00（小潮）的測驗數(shù)據(jù)。圖1江蘇岸外西洋海域測流站位置2.1水深與流速的相位關(guān)系由于在潮灘上落潮時灘面出露，因此最大水深可以用來代替潮差，以衡量潮勢的強弱。最大水深（力）即在一個潮次中潮水所達到的水深的最大值，其一般出現(xiàn)在潮流轉(zhuǎn)流的時刻所以最大水深的出現(xiàn)時刻也可以作為判斷漲落潮的分界線。從圖2和圖3（平均流速

9、的正、負(fù)表示落潮和漲潮過程）可以看出，無論大潮或小潮，流速過程均呈現(xiàn)出明顯的“雙峰”型,漲落潮各有一次高流速，高水位期間的流速并不是高流速期。形成流速“雙峰”型的原因是：在漲潮初，潮鋒的作用使水流在漲潮時形成潮流高流速；落潮時，潮灘歸槽水的不斷注入并向時間圖2水深與流速的相位關(guān)系比較（大潮，垂踐3）80）12:00160020:00（HX）4:008:0012:00時間圖3水深與流速的相位關(guān)系比較（小制，垂線5）80）12:00160020:00（HX）4:008:0012:00時間圖3水深與流速的相位關(guān)系比較（小制，垂線5）(-:EV憩察式Br由圖2可以看出，大潮最大水深到達時刻為3:00,

10、而最大流速到達時刻為漲潮初的23：00,最大流速提前4h出現(xiàn)。由圖3可以看出，小潮最大水深到達時刻為2i：00,而最大流速到達時刻為17：00,最大流速也提前4h出現(xiàn)，最大水深滯后時間比率，=4/7=4/】3。0.31。由此可見，在一個潮次中，流速要先于水深達到最大值。2.2沿水深各層流速相位關(guān)系從大、小潮時沿水深各層流速相位關(guān)系可以看出，盡管從表層到底層流速具有相同的相位趨勢，但仍可以看出底層最大流速到達時間要比較上層及表層域大流速稍微提前一些（提前1h左右"由此可以得出結(jié)論:最大流速超前發(fā)生的時間隨深度的增加而增大。這個結(jié)論同陳宗墻等的研究結(jié)果相一致。形成這種相位差的原因是:越接

11、近海底，素動切應(yīng)力越大，壓強梯度首先與切應(yīng)力取得平衡.所以底層最大流速出現(xiàn)時刻提前。2.3摩阻流速與流速的相位關(guān)系影響流速剖面分布的因素有多種，如風(fēng)、波浪、水流的加減速、水體分層、懸沙濃度、底床形態(tài)等。潮流在多數(shù)時間都處于加減速過程,在加減速緩慢時流速剖面基本為對數(shù)分布，但在加速較快時流速剖面時常偏離對數(shù)分布。由于筆者采用對數(shù)分布模式流速剖面法來計算潮流摩阻流速，因此去除了偏離對數(shù)分布的實測數(shù)據(jù)。由圖4、圖5中可以看出：無論大潮或小潮，在數(shù)值大小方面,摩阻流速與流速有大致相同的變化趨勢;在相位方面，最大摩阻流速到達時間都要比最大平均流速提前一些。根據(jù)變化趨勢，可以大概估測最大摩阻流速比最大流速

12、要提前2h,也就是說最大流速滯后時間比率£=2/7=2/137）.170由此可見,在一個潮次中，摩阻流速要先于流速達到最大值。形成這種相位差的原因是沿水深各層最大流速存在相位差。海底的紊動切應(yīng)力較大,因此摩阻流速最先達到平衡.即較沿水深的平均流速先取得最大值。2.4摩阻流速與粗糙長度的相位關(guān)系摩阻流速和粗糙長度都是流速剖面的重要參數(shù)。由式（6）可以看出，一旦摩阻流速確定，粗糙長度即可確定。為了便于比較，摩阻流速沒有考慮方向，均取正值。8KX)12:0016:002000(HX)4:008:00時間085ME阻流速與流速的相位關(guān)系比較（小潮,垂統(tǒng)5）由圖6、圖7中可以看出，摩阻流速與粗

13、糙長度在相位關(guān)系上具有很好的一致性，說明二者同時達到最大值。這個結(jié)果同宋志堯的成果一致。I21OO8O6O4O2(X)O2&O.O.O.O.O.O.Q-O.TsEv«*f*I21OO8O6O4O2(X)O2&O.O.O.O.O.O.Q-O.TsEv«*f*時間摩阻流速與粗糙長度的相位關(guān)系比較（小潮，垂經(jīng)5）3分析與討論3.1關(guān)于摩阻流速與流速達到最大值的情況首先對式（6）兩邊對時間求導(dǎo)：du1.zdu.u.dz-r=In+dlKzQdtKzdt即du_u_七u.1az.dlu,dtkzdt(10)(11)(10)(11)當(dāng)u取得最大值時，式（11）中普=0。

14、水深要晚于流速取dt得最大值，即奪0,加上心.均大于0,所以當(dāng)0。因dtkzdt此,要滿足方程左右平衡，上竺必小于0,也就是說u.已經(jīng)udl達到最大值,處于減小階段，從而在理論上推導(dǎo)出摩阻流速U.要早于流速U達到最大值。3.2關(guān)于各水力參數(shù)之間滯后時間比率由水深和流速的相位關(guān)系比較可知，最大水深滯后時間比率&=0.31；由摩阻流速和流速的相位關(guān)系比較可知，鼓大流速滯后時間比率6=0.】7。這同Nielson1221提出的最大流速滯后剪應(yīng)力的相位角為45°以及Anwar'23】提出的最大懸沙濃度滯后時間比率的范圍為0.17-0.3均非常接近。4結(jié)論(1) 摩阻流速要早于

15、流速達到最大值。(2) 受潮流海底紊動切應(yīng)力的影響,沿水深從表層到底層的流速具有相同的相位變化趨勢,但底層最大流速出現(xiàn)時間要比上層及表層最大流速稍微提前。(3) 在潮流剖面參數(shù)的相位關(guān)系中，到達最大值的先后順序是:摩阻流速及粗糙長度首先同時達到最大值，然后是流速,最后才是水深。參考文獻：1QuZUnshMidyopen-channelflowoveramobilebcdDj.Lausanne:EPFL,2003.2 劉春晶.明集非恒定流運動炭掙及推移質(zhì)輸沙待性的試驗研究D.北京：清華大學(xué),2004.3 ColemanNL.ObservationsofresiMancrcorfficientei

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20、ionsofNear-bedVelocityProfilesandSeabedRoughnfinTidalCurrenbiFlowingoverSandyGraveUfJ.&hiarine.CoastalandShelfScience,1988(26)：459-482.19 NormandEBergeron,AtholDAbrahams.EstimatingShearVelocityandRough-neirtLengthFromVelocityProfilesJ.WaterResourcesResearch,1992(8):2155-2158.(下轉(zhuǎn)第57頁)2.2'無洼地D

21、EM生成DEM被認(rèn)為是比較光滑的地形表面的模擬，但是由于內(nèi)插及一些真實地貌的存在，DEM表面存在一些凹陷區(qū)域，因此在進行水流方向計算之前，應(yīng)先對原始DEM數(shù)據(jù)進行洼地填充，得到無洼地DEM。(1) 水流方向提取。利用全球1km精度的DEM數(shù)據(jù)文件,選出三花間所處區(qū)域范圍的20個DEM文件。利用FlowDirection進行水流方向計算。(2) 洼地計算。在進行洼地填充之前必須計算洼地深度，通過分析對比確定洼地是否真實地反映了地表形態(tài)，從而可在洼地填充的過程中設(shè)置合理的填充閾值，使得生成的無洼地DEM更準(zhǔn)確地反映地表形態(tài)。首先用sink命令進行洼地計算，再用watershed工具進行深度計算。用

22、zonalstatistic計算每個洼地所形成的貢獻區(qū)域的最低高程，用zonalfill計算每個洼地貢獻區(qū)域出口的最低高程即洼地出水口高程。經(jīng)過以上運算就可得到所有洼地貢獻區(qū)域的洼地深度。(3) 洼地填充。用Fill命令進行洼地填充。進行洼地填充的過程是一個反復(fù)的過程,因此當(dāng)數(shù)據(jù)量很大時該過程會持續(xù)一段時間。2.3累計匯流量計算在地表徑流模擬過程中，累計匯流量是基于水流方向數(shù)據(jù)計算而來的。在得到水流方向之后，用flowaccumulation命令計算累計匯流量。2.4河網(wǎng)的提取(1) 生成河網(wǎng)。目前常用的河網(wǎng)提取方法是采用地表徑流漫流模型。上面計算的匯流雖達到一定值時就會產(chǎn)生地表水流。所有匯流

23、量大于臨界數(shù)值(閾值)的柵格就是潛在的水流路徑，由這些水流路徑構(gòu)成的網(wǎng)絡(luò)就是河網(wǎng)。生成柵格河網(wǎng)有3種方法:mapalgebra工具集中的multimapoutput工具中的con命令;m叩algebra工具集中的multimapoutputY.具中的setnull命令;3)singleoutputmapalgebra命令。用streamtofeature就可以得到矢量形式的河網(wǎng)圖，另一種方法是利用rastertopolyline命令生成矢晝結(jié)果。兩者結(jié)果一致。(2) streamlink的生成。通過Streamlink計算得到每一個河網(wǎng)弧段的起止點以及該匯水區(qū)域的出水點。Streamlink命

24、令將柵格河網(wǎng)分成不包含匯合點柵格河網(wǎng)的片段,并將片斷進行記錄，在屬性表中除了記錄該片段的ID號之外，還記錄著每個片段所包含的柵格數(shù)。(3)streamorder的生成。用Strahler分級方法與Shreve分級方法計算出兩種河網(wǎng)分級。對于streamlink和streamorder計算出的柵格數(shù)據(jù)列，可用streamlinetofeature工具轉(zhuǎn)化成矢量數(shù)據(jù)。2.5流域邊界生成(1)流域盆地的確定。利用hydrology工具集中的basin工具生成流域盆地。將矢量河網(wǎng)數(shù)據(jù)在同一個酬口中打開進行輔助分析，所有流域盆地的出口都在研究區(qū)域的邊界上。通過流域盆地分析，可以從很大的一個研究區(qū)域中選擇

25、感興趣的流域并將該流域從整個研究區(qū)域分割出來進行單獨分析。(2) 匯水區(qū)出水口的確定。用spatialanalysistools工具箱下的hydrology工具集中的snappourpoint工具尋找匯水區(qū)出水口。那些屬性值存在的點作為潛在的出水點，在指定距離內(nèi)于匯流累計量數(shù)據(jù)層上搜索那些具有較高匯流累計量柵格點的位置，這些搜索到的柵格點就是小級別流域的出水點，也可以利用已有的出水點的矢雖數(shù)據(jù)。如果沒有出水點的柵格或矢量數(shù)據(jù)，則可以用已有河網(wǎng)數(shù)據(jù)進一步生成streamlink數(shù)據(jù)，作為匯水區(qū)的出水口數(shù)據(jù)。(3) 集水流域的生成。使用watershedX具先確定一個出水點，也就是該集水區(qū)的最低點，然后結(jié)合水流方向數(shù)據(jù).搜索出該出水點上游所有流過該出水曰的柵格.直到所有的集水區(qū)柵格都確定了位置。(4) 矢量化流域盆地與集水流域。用rastertopolygon命令將流域盆地與集水流域柵格數(shù)據(jù)圖層進行矢量化。2.6形