珠江三角洲位于广东省中南部, 自西向东分为西江三角洲、北江三角洲和东江三角洲, 三角洲河网由西江、北江、东江和诸多支流汇聚而成, 经崖门、虎跳门、鸡啼门、磨刀门、横门、洪奇门、蕉门、虎门八大口门入注南海, 形成“三江汇流, 八口出海”的水系格局。珠江口潮汐特征属不规则半日潮, 多年平均潮差为0.91 m。珠江三角洲河网受径流与潮汐共同作用, 是典型的感潮河网^[1-2]。

20世纪80年代初至90年代末, 因经济建设需要, 珠江三角洲采砂活动大规模增加。据Luo等^[3]的统计调查, 1986—1999年珠江三角洲河网区采砂总量超过8.500亿m³, 这使得河网河道演变趋势由淤积为主转变为普遍下切, 其中西江、北江和东江三角洲河道平均下切深度分别达0.59~1.73 m、0.34~4.43 m和1.77~6.48 m。珠江三角洲强采砂活动导致河床剧烈下切, 进而引起河网水动力特性的调整。河网区水位流量关系改变, 同流量下水位降低, 水面比降变缓, 并且水位下降现象在洪水期更为明显, 而采砂河段断面面积显著增大对水流产生较强的袭夺作用, 使得其相邻河道流量减小^[4-5]。而90年代以来, 三角洲河网局部河段却在多场洪水中出现水位壅高现象, 周作付等^[6]在对比分析水位资料和多套航道平面测图后, 发现河道采砂正是水位异常壅高的主因。Zhang等^[7]、张蔚等^[8]通过对1955—2005年长序列实测水文资料进行Mann-Kendall检验, 得出强采砂活动是造成河网潮差普遍增大、涨潮历时延长等潮动力增强现象主要原因的结论。但2000年后珠江三角洲地区开始控制采砂, 采砂区基本都移至出海口门处, 使得三角洲河网河道急剧下切的态势得到了控制, 采砂活动已经不再是三角洲河道演变的主导因素。另一方面, 由于珠江水系中上游修建的众多水库(特别是1992年建成的岩滩水库)对河道泥沙的拦截作用, 珠江三角洲的来沙量在1999年后开始大幅减少。Wu等^[9-10]指出珠江三角洲来沙量的减少将引起大部分河道河床继续冲刷下切, 断面面积进一步增大。此外, 1999—2008年珠江三角洲实施的大范围航道整治工程也加剧了局部河段的下切；但与采砂活动的影响相比, 来沙量变化和航道整治工程造成河床下切的位置和强度均有很大改变, 珠江三角洲河网水动力特性势必会发生新的调整。目前针对1980—2000年强人类活动对珠江三角洲河网水动力影响的研究很多, 但聚焦到1999年后由新水沙条件引起三角洲洪季水动力特征变化的研究不足。本文以珠江三角洲来沙量减少后的第一个10年(1999—2008年)为研究时段, 调查河道典型断面地形的变化, 基于1999年地形建立一维河网模型, 分析地形变化所引起的三角洲河网洪季水动力特性的新变化, 初步探讨由此可能带来的影响。

1   模型及方法

1.1   模型求解原理及河网概化

一维河网水动力模型微段方程基于圣维南方程组建立, 运用Preissmann方法离散求解, 河网采用三级联合解法^[11], 求解时计算步长设为10 s。

河网模型范围涵盖整个珠江三角洲网河区, 如图 1所示, 上游边界取为石咀、高要、石角、老鸦岗、博罗, 给予实测流量过程, 并将麒麟咀站的流量过程在增江与东江北干流交汇处作点源入汇处理, 下游边界为崖门、虎跳门、鸡啼门、磨刀门、横门、洪奇门、蕉门、虎门八大口门, 给予实测水位过程。对河网进行一维概化后共有河道120条, 划分断面2 017个。本文所用高程系统为珠基高程系统, 建模地形采用1999年珠江河网大范围实测断面地形。

图  1  珠江三角洲河网概化

Fig.  1  Sketch of river networks in the Pearl River Delta

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1.2   模型率定及验证

采用珠江三角洲河网1999年7月15日23:00到7月24日6:00总时长200 h的实测水位流量资料对模型各河道的糙率进行率定, 得到各河道糙率在0.016~0.05之间；采用珠江三角洲河网1998年6月23日4:00到6月30日10:00总时长175 h的实测水位流量资料对模型进行验证。图 2和图 3为水位和流量模拟值与实测值的验证对比结果, 水位模拟的均方根误差(E_RMS)为0.07~0.10 m, 流量模拟的均方根误差为315~650 m³/s。

图  2  “98·6”洪水模拟水位与实测水位对比

Fig.  2  Comparison of simulated and measured water level in flood "98·6"

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图  3  “98·6”洪水模拟流量与实测流量对比

Fig.  3  Comparison of simulated and measured discharge in flood "98·6"

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模型验证时采用1998年6月的实测水位流量, 模型地形为1999年地形, 而研究区域在1998—1999年期间受强人类活动影响, 地形变化不可忽视, 因此在模型验证时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0.10 m, 流量模拟的均方根误差最大值为650 m³/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^[12], 模型具有足够的可信度, 计算结果能够较好地反映珠江河网水动力过程。

2   1999—2008年珠江三角洲河道地形变化

统计1978—2008年西江高要站、北江石角站和东江博罗站的流量和输沙率变化情况, 并将3站之和汇总如图 4所示。1978—2008年汇入珠江三角洲的流量基本保持稳定波动的状态, 但受到岩滩水库等大型水库建成蓄水的影响, 珠江三角洲上游3站输沙率总和从1998年开始总体上呈减小趋势, 至2008年时减小幅度超过43%。珠江三角洲来沙量的减少, 导致三角洲河床在1999—2008年整体显著下切。另外, 在此期间珠江三角洲实施了大范围航道整治工程, 如西江下游航道整治工程和磨刀门航道整治工程等, 加剧了三角洲河道的不均匀下切。

图  4  珠江三角洲水沙条件变化

Fig.  4  Variation of water and sediment discharge of the Pearl River Delta

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图 5为珠江三角洲河网干流河道断面面积(珠基0 m以下值)沿程的变化情况。从图 5可以看出, 1999—2008年珠江三角洲河道断面面积整体上呈增大趋势, 且各河道增大的幅度并不均匀。西江主干流河道断面面积平均增大1 372 m², 大于北江主干流断面面积的平均增幅827 m²；并且河网上游河道面积增大幅度大于河网下游河道, 特别是西江三角洲上游马口—天河段, 断面面积平均增大2 480 m², 其中个别断面面积增大甚至超过12 000 m²。根据图 5中的河道断面面积, 可知西江、北江主干流河槽容积在此期间亦发生不均匀增大。经推算可得, 西江主干流河槽容积由10.90亿m³增大至12.70亿m³, 增大了1.800亿m³, 远大于北江主干流河槽容积的增大值0.720 0亿m³。

图  5  珠江三角洲河网河道断面面积

Fig.  5  Cross section areas of the river networks in the Pearl River Delta

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珠江三角洲河道地形变化的不均匀性还表现在其主要分流节点断面面积变化上。图 6为连接西江、北江三角洲的两个重要分流节点马口、三水节点和天河、南华节点的断面变化情况。由图 6可知, 马口断面在1999—2008年由8 862 m²增大至11 019 m², 增大了2 157 m², 三水断面面积则由2 676 m²增大至3 244 m², 仅增大568 m², 三水断面面积的增大幅度远小于马口断面；天河断面面积由7 610 km²增大至9 150 m², 增大1 540 m², 而南华断面面积由7 425 m²增大至8 385 m², 增大960 m², 天河断面面积增大幅度明显大于南华断面。

图  6  珠江三角洲主要节点断面变化

Fig.  6  Variation of cross section at the main nodes in the Pearl River Delta

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表 1为珠江三角洲主要河道在采砂高峰时期(1991—1998年)和本文研究时段(1999—2008年)的河床平均高程变化情况。从表 1可以看出, 珠江三角洲河道的地形在这两个时期总体上均是下切的, 但下切的位置和程度有所不同。1999—2008年的地形下切程度弱于1991—1998年的下切程度；1991—1998年北江河网下切程度比西江河网更大, 而1999—2008年西江河网的下切更为剧烈。两个时期地形下切位置和程度的不同, 将引起珠江三角洲河网水动力产生新的调整。

表  1  珠江三角洲主要河道河床平均高程变化

Table  1  Variation of mean elevation of river bed of main channel in the Pearl River Delta m

时期	西江河网			北江河网
	西海水道(19 km)	磨刀门水道(50 km)		东平水道(30 km)	顺德水道(36 km)
1991—1998年	-0.32	-1.55		-0.93	-2.10
1999—2008年	-1.26	-1.14		-1.41	-0.36

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3   结果及讨论

3.1   水位及水面比降变化

图 7为珠江三角洲西江、北江主干流洪水过程内沿程最高水位的变化情况。其中, “地形变化前”表示水位流量过程的计算值, “地形变化后”表示“08·6”洪水实测水位流量过程, 两者进行对比, 其差异即为珠江三角洲洪水期水动力对1999—2008年该区域地形变化的响应。由图 7可见, 相较于地形变化前水面线, 地形变化后水面线明显降低, 且上游段水位降幅最大。西江主干流马口站最高水位降幅超过0.9 m, 北江主干流三水站最高水位降幅也达到0.8 m。河道断面面积变化(图 5)是造成这种现象的原因, 三角洲河网河道断面普遍增大使河网内洪水位整体下降, 但河网内各河段断面变化的不均匀性导致断面增幅大的河网上游段洪水位降幅比下游段更大。此外, 河网下游水位还受河口潮位的顶托, 下降幅度很小, 导致西江、北江主干流水面比降总体上变缓。其中西江主干流最高水面线比降由6.9 cm/km降为6.0 cm/km, 北江主干流最高水面线比降由7.5 cm/km降为6.8 cm/km。

图  7  珠江三角洲河网洪水水面线

Fig.  7  Flood lines of the river networks in the Pearl River Delta

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与朱金格等^[4]在研究中发现的1999年前强采砂活动对珠江三角洲河网洪水位的影响相似, 1999—2008年地形下切使得河网洪水位继续下降, 沿程水面比降变缓, 三角洲河道整体行洪能力增强, 但洪水位降幅相比1999年前有所减小。

3.2   分流比变化

马口、三水分流节点直接控制了进入西江、北江河网的水量^[13], 图 8为1978—2008年马口、三水节点的年分流比统计图。由图 8可知, 1978—1997年马口分流比呈减小趋势, 90年代采砂高峰期间减小趋势更加明显, 三水分流比则相应增大；而1998—2008年, 马口分流比开始回升, 三水分流比则相应减小。为进一步探明珠江三角洲主要节点洪水期分流比的变化, 以25 h为一个潮周期统计洪水过程中马口、三水两站的潮周期平均分流比, 如图 9(a)所示, 马口站潮周期平均分流比由地形变化前的74%增大至地形变化后的76%, 洪峰流量增加1 500 m³/s, 三水站分流比则相应减小2%。马口、三水断面的变化(图 6(a)、图 6(b))是造成分流比变化的主要原因。由于马口断面面积增幅(2 157 m²)远大于三水断面(568 m²), 这种断面面积增大的不均匀性引起了节点流量的重新分配, 而断面面积增幅大的断面对水流的袭夺能力更强, 因此马口站分流比增大, 洪水更多地进入西江主干流。

图  8  马口、三水节点年分流比

Fig.  8  Annual discharge ratio at Makou and Sanshui

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图  9  珠江三角洲主要节点洪水期分流比

Fig.  9  Discharge ratios of the main nodes of flood season in the Pearl River Delta

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天河、南华节点是西江、北江河网自上而下连接的第3个节点, 该节点的流量分配将影响进入西江、北江河网中部腹地的水量。统计天河、南华两站的潮周期(25 h)平均分流比, 如图 9(b)所示, 天河站潮周期平均分流比, 由地形变化前的53%增大至地形变化后的55%, 洪峰流量增大1 000 m³/s, 三水站分流比则相应减小2%。而从图 6(c)、图 6(d)可知, 天河断面面积增幅为1 540 m², 相比于南华断面的面积增幅960 m², 天河为断面面积增幅更大的汊口。与马口、三水节点分流比的调整类似, 面积增幅大的汊口分得了更多的流量, 因此天河站分流比增大, 洪水更多地进入西江主干流。

与1999年前强采砂活动引起的马口分流比显著下降截然不同, 1999—2008年马口站洪水期分流比开始回升, 进而导致洪水期进入西江主干流的洪水流量增大。由于西江主干流是河网区主要的泄洪通道, 适合洪水宣泄, 洪水更多地进入西江主干流在一定程度上有利于珠江三角洲河网腹地的防洪。

3.3   潮动力变化

河网内河道地形的下切使河网河槽容积增大, 将导致河网纳潮量增加、潮流动力增强。潮差是潮流动力的直接表征之一, 取潮周期(25 h)内最大潮位和最小潮位的差值作为最大潮差, 统计西江、北江主干流洪水过程中沿程的最大潮差均值及其标准差。如图 10所示, 地形改变前后, 河网内潮差均呈现由下游向上游递减的趋势；相较于地形变化前, 地形变化后河网内各站点的潮差平均增大0.08 m；而在地形变化剧烈的河段, 地形变化后潮差的增幅也更显著, 如西江马口—天河段和北江上横—板沙尾段, 潮差平均增大0.1 m以上, 表明地形变化是河网内潮差增大的主要原因。河网顶部马口站和三水站, 地形变化前潮差为0, 即在潮区界以上, 而地形变化后潮差分别增大为0.11 m和0.07 m, 表明地形变化后潮区界上移至马口、三水以上。而由于西江、北江地形变化的不均匀性, 地形下切幅度较大的西江主干流上游, 其潮差增大幅度亦大于地形下切幅度较小的北江主干流上游, 因此西江河网潮区界的上移更加明显。

图  10  珠江三角洲河网洪水期潮差

Fig.  10  Tidal range of the river networks of flood season in the Pearl River Delta

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潮汐传播速度是表征潮动力强弱的另一重要指标, 河网内潮波一般为浅水微幅波, 可通过平均水深推求其传播速度。如表 2所示, 在计算的洪水期, 地形变化后, 西江主干流最高水面线和平均水面线下的平均水深分别增大1.16 m和1.60 m, 增幅分别达9.56%和14.13%, 潮波传播速度则分别增加1.85 km/h和2.59 km/h；北江主干流最高水面线和平均水面线下的平均水深则分别增大0.15 m和0.40 m, 潮波传播速度分别增大0.26 km/h和0.69 km/h。表明地形下切后平均水深增大, 使得潮汐传播速度增加, 而平均水面线下平均水深增幅要大于最高水面线下平均水深的增幅, 表明地形变化对潮汐传播速度的影响在较低水位时将更为显著。同理, 由于西江河网地形下切幅度更大, 平均水深增幅也更大, 因此西江河网的潮汐传播速度增幅大于北江河网。

表  2  珠江三角洲河网河道平均水深及潮汐传播速度

Table  2  Average depth and tidal propagation velocity of the river networks in the Pearl River Delta

地形变化	西江最高水面线			北江最高水面线			西江平均水面线			北江平均水面线
	平均水深/m	潮波速度/(km·h-1)		平均水深/m	潮波速度/(km·h-1)		平均水深/m	潮波速度/(km·h-1)		平均水深/m	潮波速度/(km·h-1)
地形变化前	12.13	39.26		11.18	37.70		11.32	37.93		10.45	36.45
地形变化后	13.29	41.11		11.33	37.96		12.92	40.52		10.85	37.14
变化率/%	9.56	4.71		1.34	0.69		14.13	6.83		3.83	1.89

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可见由于地形下切, 河槽容积增大, 河网纳潮量增加, 河网内潮流动力增大, 潮差增大, 潮区界上移。由潮差引起的水位抬高对防洪安全造成的威胁加剧, 而潮区界下游河段径流受阻, 其复杂的水流特性也将给防洪和岸坡稳定带来一定的负面影响。这与Zhang等^[7]、张蔚等^[8]研究1999年前强采砂活动引起的河网潮动力变化所得到的结论相似, 即地形下切导致了河网潮动力增强。但1999年前北江河网采砂活动的强度大于西江河网, 因此1999年前北江河网潮动力增强的现象要比西江河网显著, 而1999—2008年间西江河网地形下切的程度则更大, 故1999—2008年西江河网的潮动力增强更加明显。虽然在洪水的强径流条件下, 由地形下切引起的潮动力增强的影响范围有限, 但在枯水情况时, 这种潮动力的增强将会导致潮流界和咸水界的上移, 引起网河区盐水入侵的加剧^[14-16]。

3.4   讨论

3.4.1   局部河段洪水位异常壅高的径潮动力机制

上述研究成果表明地形下切导致洪水位降低, 河道行洪能力增强, 但在西江天河—大敖段出现了洪水位异常壅高的现象。如图 11所示, 地形变化后, 虽然天河、大敖两站最高洪水位略有下降, 但在整个洪水过程中, 这两站大部分时段的洪水位是升高的。

图  11  西江天河、大敖站洪水水位过程

Fig.  11  Time series of flood water level at Tianhe station and Daao station in the Xijiang River

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本文通过分析地形变化引起的径潮动力变化来解释西江天河—大敖段洪水位异常壅高的原因, 如图 5(a)所示, 西江主干流在天河站以下的断面增大趋势并不明显, 多数断面面积增大幅度不足500 m², 天河站以下河道行洪能力增强的幅度不大。而由于西江、北江主干流断面的不均匀变化, 马口和天河分流比增大, 如图 12所示, 在洪水过程中, 进入天河以下河段(磨刀门水道)的流量逐渐增加, 洪水历时50 h后, 天河站流量相较于地形变化前已增大近1 500 m³/s, 其增幅超过了磨刀门水道因地形下切而增加的行洪能力。因此, 在地形变化后, 位于磨刀门水道上段的天河—大敖段在洪水过程中虽然最高水位略有下降, 但随着上游来流量的持续增加, 洪水位较地形变化前逐渐壅高。这也与周作付等^[6]和彭静等^[17]对珠江三角洲90年代“94·6”、“94·7”、“97·7”、“98·6”等多场洪水中出现的局部河段水位异常壅高现象的解释相符。另外, 从图 11中还可以发现, 由于地形下切导致的潮差增大, 也对洪水位的抬高起到了一定作用。西江天河—大敖段出现的洪水位异常壅高现象, 表明该段河道堤防在洪水中会长时间处于高水位的压力下, 在防汛时应予以重视。

图  12  天河站洪水流量过程

Fig.  12  Time series of flood discharge at Tianhe station

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3.4.2   马口、三水分流比随上游洪水流量变化的梯度分析

图 8所示的马口站2008年年分流比为79%, 而图 9(a)中马口站“08·6”洪水分流比仅为76%, 表明马口站分流比会随上游来流的增大而减小。为探讨马口、三水分流比随上游来流流量改变而变化的梯度, 本文以高要站洪峰流量为控制标准, 将珠江三角洲“08·6”洪水过程同倍比放大, 分别转化为高要站洪峰流量为200年、100年、20年、10年和5年一遇(55 900 m³/s、52 900 m³/s、45 500 m³/s、41 900 m³/s和37 900 m³/s)的洪水过程, 并将原模型中的河网断面替换为2008年的实测断面, 作为地形变化后的河网模型。使用地形变化前后的河网模型分别对上述洪水过程进行模拟, 统计马口、三水节点潮周期平均分流比的变化, 得到该节点分流比随上游洪水流量改变而变化的梯度。如图 13所示, 地形变化前后, 马口站分流比均随上游洪水流量的增大而减小, 这是因为上游来流量增大时, 马口水位升高幅度大于三水水位的升高幅度, 形成水位差, 使得上游来流更多地通过思贤滘流向三水, 导致三水分流比增大^[18-19]。地形变化后马口站分流比与Q_{高要+石角}^0.053成反比, 而地形变化前马口站分流比与Q_{高要+石角}^0.022成反比, 表明地形变化后马口站分流比随上游洪水流量改变而变化的梯度增大。显然, 当枯季上游来流量较小时, 马口分流比与上游来流量的关系将发生改变, 而此时马口、三水分流比与上游来流量是否存在另外的函数关系, 将在以后的工作中进一步分析。

图  13  不同频率洪水下马口站分流比

Fig.  13  Discharge ratio at Makou station at different flood frequencies

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4   结 论

(1) 地形下切使得珠江三角洲河道整体行洪能力增强。在遭遇上游高要站洪峰流量为30年一遇的洪水时, 三角洲顶部马口站洪水位最大降幅可达0.9 m, 西江主干流和北江主干流水面比降也分别下降0.9 cm/km和0.7 cm/km。而地形下切的不均匀性则导致西江主干流洪水位降幅大于北江主干流。

(2) 地形的不均匀下切导致三角洲河网内几个重要分流节点的流量重新分配, 西江河网洪水期分流增加2%, 马口站和天河站洪峰流量增幅分别接近1 500 m³/s和1 000 m³/s, 这在一定程度上有利于北江河网腹部的防洪, 但分流比增大会引起西江天河—大敖段河段洪水位壅高, 洪水时长时间处于高水位的压力下, 成为防洪的隐患；同时地形的不均匀下切也使得马口、三水节点分流比随上游洪水流量改变而变化的梯度增大。

(3) 地形下切引起珠江三角洲河网内潮动力增强。河网内潮差增大, 洪季潮区界上移至马口、三水以上。潮差引起的水位抬高对防洪安全造成的威胁加剧, 而潮区界下游河段径流受阻, 其复杂的水流特性对防洪和岸坡稳定均带来一定的负面影响。而地形的不均匀下切则导致潮动力增强的现象在西江干流更为明显。