入湖浅水三角洲形成过程实验模拟分析

白玉川，胡 晓，徐海珏，邹大胜，白 洋

（1.天津大学 水利工程仿真与安全国家重点实验室，天津 300072；2.江西省水利规划设计研究院，江西 南昌 330029；3.河海大学 港口海岸与近海工程学院，江苏 南京 210098）

1 研究背景

入湖浅水三角洲通常发育在坡度较小的湖盆中，其成因机制与入海三角洲一样，但没有潮汐、波浪的交替作用影响。因此，河流入湖时常形成河流能量占主导、河道沉积占主体、天然堤较为发育的河相三角洲［1-3］。这种沉积体系在我国入湖三角洲自然沉积中较为常见，如我国鄱阳湖三角洲和洞庭湖三角洲都是典型的入湖浅水三角洲。入湖浅水三角洲的演变过程对于入湖河道尾闾生态、湖泊岸线变化及河道航运都有着重要影响。近年来，在赣抚尾闾及鄱阳湖等地区，水利工程的建设及气候变化，使入湖河流水沙条件发生改变，湖区面积及水位发生频繁大幅波动，进而引起入湖三角洲河流动力与沉积关系的变化，其对鄱阳湖区域城市取水及生态环境的影响备受关注［4］。因此，从科学的高度深入开展对入湖浅水三角洲演变过程的研究，不仅有助于完善对其演变规律的认知，还能为区域内生态规划、岸线预测及灾害风险管理等提供有效的指导。

对于入湖浅水三角洲演化的研究，其手段和方法多样，有现场调查探勘、理论分析、数学模拟及物理模型复演［5-7］。理论分析、数学模拟及物理模型都依赖于对物理过程的认识和力学方程的构建，而对于三角洲形成过程的认识、分类及描述，目前基本处于探索的阶段。从国际和国内研究来看，在通过复演其演化的类似过程，探索其机理，以为构建物理描述方程做准备的研究中，多采用自然模型法。

Hamilton等［8］在冲积扇试验中保持恒定的来水来沙条件，通过测量地形变化，研究急流状态下冲积扇自生反馈循环过程中不同阶段的水沙输移特性，并指出河槽末端与泥沙堆积体相连接的区域内会形成小型水跃，促使河道上游淤积加速。Straub和Wang［9］用非黏性沙进行冲积扇实验，发现水沙比对冲积扇自生循环的影响比水沙量的影响更大，水沙比相同但水沙量不同时，冲积扇的演变过程十分接近，只是其演变的空间和时间尺度不同。Van Dijk等［10］发现三角洲上的河型演变过程与冲积扇十分类似，都出现片状流与归槽流的交替演变。但三角洲的河槽坡降、冲刷速度以及回淤速度都大于冲积扇。Powell［11］通过对9组冲积扇试验对比发现，单独增加流量时河型周期变长，但单独增加含沙量时，沙水比较小时河型周期随沙量增加而变长，沙水比较大时河型周期无明显变化规律。Clark等［12］在试验冲积扇下游边缘安装弧形水槽以及时排出堆积的泥沙，当冲积扇边缘发展到水槽位置后，泥沙无法淤积所以河道回淤受到抑制，冲积扇表面维持单一河槽形态，随时间发展河槽变深且摆动幅度越来越小。Sheets等［13］利用聚合物模拟黏性河控鸟足状三角洲的演变过程，提出在所有分流河道系统中，下游形成的地形会影响上游侵蚀发展过程，从而控制表面河道发展和地形变化。但目前对入湖三角洲大多数的研究仅从河道形态变化和泥沙累积角度出发，分析河道周期性变化的成因，缺乏对表面流场及其与河道周期性演变关系的分析，而且对外界条件影响的研究仅局限于对河道周期的改变，并未分析其对河流形态的影响。

本文利用自然模型实验模拟入湖浅水三角洲的形成及演变过程，用示踪粒子法测量表面流场，并将其与观察到的河道形态变化相结合，分析河道周期性演变过程及机理，并通过改变上游来沙量及下游水位，以探究不同外界条件对河流摆动及最终河流形态的影响，同时也为理论分析和三角洲精细数学模型建立提供实验数据。

2 实验装置与方法

2.1 实验装置 模拟实验在天津大学河流泥沙实验室内完成。整体水槽长3.6 m，宽1.7 m，高0.2 m，来水由水箱、流量计、蝶阀等控制，来沙由频率加沙器控制。实验装置由供水箱、进水管、水槽、出水口、沉沙池、水泵及回水管路等组成完整的水循环系统。水槽上方2 m处有两个平行于床面的摄像头，用于拍照记录三角洲形成变化过程。通过调整水槽支座可以控制水槽整体坡度。实验装置结构如图1，图中横轴X代表起点距，纵轴Y代表流程方向。

图1 实验结构图（单位：m）

实验水槽内分为3个部分：①Y=0～0.5 m为河道区域，铺沙高度10 cm，中间挖设5 cm深、6 cm宽矩形河道；②Y=0.5～3.5 m为实验段，铺设5 cm厚的底沙，三角洲在该段形成；③Y=3.5 m处设置尾门，通过调节尾门高度，控制下游湖区范围。由于水槽整体存在坡度，下游浅水实验区从湖区水面线到尾门处，水深逐渐增大，文中下游水位指的是尾门处水深，不同水位对应湖区向上延伸范围不同。

2.2 实验方案 实验采用天然非均匀沙，比重2650 kg/m3，中值粒径0.62 mm，级配曲线见图2。整体水槽坡降设置为1%。本文共进行5组实验，工况Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ为第一组对照组，保持下游模拟湖区范围一定，只让加沙速率加倍（Qs），以研究上游不同泥沙浓度对三角洲形成的影响。工况Ⅳ、Ⅰ、Ⅴ为第二组对照组，保持上游来沙量相同，通过改变尾门高度，控制下游水位，以研究湖区范围的影响。具体工况设计见表1。其中，工况Ⅲ加沙量较大，实验进行到8 h三角洲横向即发育到水槽边壁，为避免其形态和生长受到边界条件限制和影响，提前停止实验。

图2 实验采用天然砂级配曲线

表1 实验工况设计

上述实验条件是综合前人实验、实验装置、实际浅水入湖三角洲特点及预实验效果而确定的。其中，来水量考虑到上游河流流速需大于泥沙起动速度，且流速较大时三角洲发展形态较明显，所以根据实验装置选用流量计最大值流量200 cm3/s；泥沙粒径的选取考虑到泥沙过细颗粒之间会发生黏结，产生絮凝现象，如Sheets［13］的试验中，使用粒径0.1 mm以下的泥沙来模拟黏性三角洲演变，粒径在0.1～0.4 mm左右的天然沙模拟来水较大条件下冲积扇试验效果较明显，冲积扇表面河道较为稳定［8，11］，而用粒径在0.4～0.65 mm的天然砂实验出现鸟足状三角洲形态明显［9，13-14］，本实验选用中值粒径d50=0.62 mm的天然非均匀沙；泥沙分选系数参照张俊勇、陈立的试验［15］，天然砂的分选系数在1.5～2.5时实验河道形态较明显，故实验中选取分选系数为2来设置泥沙粒径，分选系数S由式（1）计算：

来沙量的确定参考了其他实验［5-10］，发现在冲积扇模拟实验中泥沙浓度较大，一般在1%～10%左右；而在塑造浅水鸟足状三角洲的实验中，泥沙浓度较小，多在0.1%以下。考虑到实际入湖浅水三角洲如鄱阳湖三角洲上游来沙量很小，本实验中设置基本实验组泥沙浓度0.05%，对照组泥沙浓度成倍增加；设置初始床面比降时根据不同坡度预试验结果发现，小比降更有利于将整个水沙的自由造床过程展现出来，方便观察总结，大比降时河床的冲刷过程会加快且实验周期较长，所以设置整体坡降为1%；下游尾门的设置可以避免水槽尾部水流集中流出对流场的影响，使实验水流运动与实际河流入湖状态相同，尾门水深分别设置为0.5、1.5和2.5 cm，使下游模拟湖区长度分别为2.5、1.5和0.5 m，充分利用实验区长度，且使湖区面积有明显差别。

2.3 过程相似原理 本实验采用自然模型法，在概化水槽中观测三角洲形成发育过程，旨在进行相应的机理研究。自然模型法不要求将自然系统的几何形态、运动学及动力学特征都严格模拟，没有明确的比尺关系，旨在塑造出与自然界发展过程相类似的现象［16］。所以本实验模型参数不涉及比尺问题，但遵循Hooke的“过程相似”规律［17］，即模型能够再现自然原形的地形特征，且模型中塑造地形特征的影响因素，从逻辑上可以认为与自然原形中对应因素的影响效果相同。

实验水槽中的小型三角洲沉积模型和自然界中真实三角洲的形成在水流运动及泥沙输移等方面的机理是相同的，而且其形成都受水沙条件、地形坡度、湖水位等因素的影响。

3 浅水三角洲河道及流场形态的周期性演变

3.1 河道形态变化 图3为工况I各时刻三角洲地形等高线图，从图中可以看出三角洲表面河槽的长度、深度及位置等都随堆积过程不断发生变化，顺直、分汊及无河槽的形态交替出现。

图3 工况I条件下不同时刻的三角洲堆积形态

结合实验过程中的观察记录可以发现，河型呈周期性演变。若将一条顺直主流形成到下一次新的顺直主流出现视为一个完整的河型演变过程，在此过程中三角洲发生如下变化：在三角洲表面形成主流河道后，大量泥沙输运到河槽末端堆积，形成惯性坝，也称之为前缘朵体，三角洲随朵体的生成发生前积。当河槽下游端的泥沙堆积发展到一定程度时会出露水面，此时上游河槽底部高程相对较低，沿主流方向会出现逆坡。

一方面，三角洲岸线前缘水流被抬高后发生扩散；另一方面逆坡地形影响上游水流的下泄，水流受阻减速，泥沙在河槽中落淤位置向中上游移动，此时地形对水流形成反压力，河道发生溯源淤积。上游河道淤积抬高后，水流逐渐越过两岸河堤，随后形成新主流。这种河道的崩塌、废弃和迁移过程和 Clarke［12］和Sheets［13］的观察结果都相似。

在三角洲表面河道演变过程中，无河槽、顺直河槽、分汊河槽交替出现，每经过一个周期，原来的流路都被废弃，会在新的区域发育新的主流，与之伴随的是河道的横向摆动的现象。河道的横向迁移是三角洲演变过程中最常见的河道运动形式，在表面水流河道化之后，河道摆动就在不停地发生。河道迁移的速度通常受水流越堤和河岸侵蚀崩塌共同影响。实验观察发现，上游河道通常较稳定，迁移多发生在三角洲中下游区域，且如果单一主流河道弯曲较明显，则由于水流局部冲刷较强，迁移点多位于弯曲度较大的区域。

实验得到的“鸟足状”三角洲，是河道延伸和河坝沉积而引起地形调整的结果。这种调整是一种负反馈，也称为自我管理或自我平衡，主要表现为地形给水流的反压力和河道溯源淤积。在一个单独的惯性坝形成后，回水流都会比较强，这种水流反压力的影响源于水动力回水效应引起的泥沙沉积（也称回水沉积），沉积在早期抬高河坝，减弱水流的河道化程度。但水流反压力的影响也是有一定的范围的，由其形成的溯源淤积的距离叫做影响长度。这个长度最重要的意义在于，一部分三角洲的沉积和河道动力变化会不受三角洲岸线的影响而自己发展（如试验中Y=0.5～0.8 m范围内河道始终有横向侧流）。上游来沙量影响堆积体纵向坡度，从而影响地形雍水影响长度，同时下游水位通过影响前缘延伸，从而一定程度上决定反压力影响开始发生的位置，两者共同影响着流速减小的始发位置和范围，最终影响三角洲前缘岸线发育、泥沙累积和河道迁移。

地形反压力减小水流流速的过程是三角洲自身循环的一部分，河道回水造成床面堤岸迅速淤积形成的潜在能量梯度是河岸崩塌的根本原因。因此，崩塌很大程度上受到下游河坝、朵体生长的影响，是一种下游控制的河岸崩塌和迁移。这种自生循环造成了洲体表面水流动力的变化和淤积体不同层次的积累。崩塌是河道发生摆动的直接原因，也是河道能量梯度自我平衡的表现。

3.2 流场的变化 对于入湖浅水三角洲来说，形成时的水动力条件是其沉积特征和砂体展布规律存在差异的主要因素。本实验中采用示踪粒子法测量三角洲表面流场［18］，在模拟河流入口处均匀洒落等大的圆形轻质泡沫作为示踪颗粒，当其随水流运动时用试验台上方的摄像头进行视频拍摄，将视频按帧数拆分为多个图像后，用PTV软件处理生成流场图。图4为工况I条件下各时刻流场变化图。

分析图4流场图，可以得到如下启示：

首先，三角洲表面流场形态与河型一致，流速受河型约束。在顺直河道稳定形成时，水流归槽率高，水流能量在上游都聚集在河槽内，流速较大（如2 h、9 h时）。且河流宽度越小，能量越集中，流速越快（1 h和2 h对比）。随着下游前缘河口坝抬高，河道下游出现分汊后主流长度变短，主导地位减弱，侧向漫流的发育使主槽内流速变小（4 h）。而水流处于片状流覆盖整个沙面时，能量最分散，流速也最小（6～7 h）。除此之外，下游分汊点也是河道水流速度骤减的转折点（8～9 h）。

其次，流速大小与主流流动扩散距离及地形延伸有关。实验中由于沿程能量损失，流速向下游逐渐减小，水流到达下游湖区时流速骤减。1 h时刻主流到达Y=2 m处便与下游湖区接触，在Y=2.5 m处流速减小至0。但随时间推移，表面流速减小到0的位置逐渐向下游移动。在8 h时刻，Y=2.6 m处仍然存8 cm/s的流速，10 h这样的流速延伸至Y=2.8 m处，15 h时刻Y=2.5 m处主河道还有20 cm/s的速度。这是由于随着三角洲向下游生长发展，前缘堆积体逐渐高出水面，其表面形成陆上河道，汇入湖水的位置随河道延伸向下游推移，水动力场受湖水的减弱范围也向下游移动。

此外，受河型演变阶段的影响，即使河道形态基本相同，河道流速仍会出现较大差异。如1 h和9 h时刻，主流在上中游都未发育支汊，形态相似，但其最大流速分别为36 cm/s和30 cm/s；11 h和15 h河槽形态基本相同，但中上游流速差异也较大。这是由于在河流刚形成一条新的明显主流时，原来的支汊都在萎缩甚至即将消失，此时三角洲纵向坡度大，主流动力较强。但如果河流刚好发展到溯源淤积状态，开始发育支汊，则受地形反压力的影响，主流流速较小。这与上节描述的河道演变的周期机制是相对应的，且从4～7 h的流场变化来看，这种主流流速的减小是从下游开始的，存在明显主流的区域范围逐渐向上游缩小，直至最后出现新的主流。

从流场的变化还可以看出，河道主要以原来主流衰退、支汊发育为新主流的方式发生摆动，如2～3 h，3～4 h，10～11 h，12～13 h等，都是在原来主流动力减弱的基础上，支汊动力增强而发育为新主流，从而形成主流横向移动现象。还有一种产生新主流的方式，是由于上游河道淤积，水流由归槽彻底变为各向漫流，泥沙随片流落淤，三角洲纵向坡度增加，当纵向坡度超过稳定临界值时，水流开始下切，在某个改道点以一定角度形成新路径（如7～8 h）。由图中看出，支汊发育为新主流时，分汊点多出现在中下游1.5～2 m之间的区域，平均分汊角度较小，而在片流状态下，从上游直接下切形成新主流的分汊点多位于1 m处，分汊角度较大。但是不管以哪种方式形成新的主流，模型Y=1 m以内区域的主流基本没有发生变化，这是因为入口水动力较强，且溯源淤积影响长度无法延伸到该区域。

在此过程中侧向横流的强度和范围也会随河型的变化而出现周期性改变，如图5中各阶段为侧向横流发展过程示意图。当主流强度很大水流归槽率很高时，侧向横流几乎是不存在的，主河槽明显且顺直（a阶段）；随着下游前缘发生淤积，水流向前运动受阻，前缘水流会随地形的抬高而散开，下游先出现侧向横流（b阶段）；随后中游地区泥沙落淤加快，河槽抬高，侧向横流发生点逐步向中游移动，侧流面积增大，主流动力减弱（c阶段）；最后发育为整体漫流，除入口处有较明显主流外，其他区域都被较均匀的片流覆盖（d阶段）。随后某方向支汊发育（e阶段），上游侧向横流先消失（f阶段），侧流发生点随着主流的发育向下游移动，侧流范围减小（g阶段）。直至新的主流形成，侧流消失，水流完全归槽（h阶段）。这种侧流的周期性变化与河型演变相一致。

图5 侧向横流发展过程示意图

3.3 三角洲自身的嵌套式周期性变化 总结发现，不论是上述分析的岸线发展、河流形态还是水流动力变化，都是三角洲自身嵌套式周期性变化影响的结果。

首先，尺度最小的是惯性坝的周期性演变，即在三角洲前缘岸线处会出现不稳定的惯性冲破口，积累形成河口惯性坝。一个河口惯性坝的周期演变包括随三角洲前缘淤积高处水面，河道在其表面延伸，沉积河口坝的增长和加宽，以及最终的河道分汊。这种周期循环会在不同时间不同地点，周而复始地发生。

其次，稍大尺度的循环演变是朵体的崩塌，主要由重力式河道的不稳定崩塌引起。一个朵体崩塌循环始于最初的河道扩展形成冲破口，接着随崩塌和分汊的发生形成河网和分层排布的坝体。朵体末端是由重力坝循环生长形成的复合河口坝，朵体通常伴随着分汊河道不同顺序的崩塌而分层构成更大的朵体。

最大尺度的三角洲周期发展（仅为推断，没有在试验中观察到）是基于三角洲的沉积和扩展的，包括所有的分层累积冲刷，以及更长时间更大尺度的嵌套式的循环。这些周期演变是由于长时间范围内，地形存在内在不稳定性，而引起的整个三角洲系统稳定状态的波动。当某一个不稳定因素导致整个系统偏离平衡（例如河道化加强），动态地形系统会进行自我管理（如泥沙沉积、坡度减缓），又使得系统回到准平衡状态。

在此周期循环过程中，水沙的耦合作用贯穿于整个三角洲的发育过程中，三角洲在流路自组织性和构造平衡趋向性的影响下演变。河道和水流形态都随着地形的积累发生变化，水沙作用具有耦合联动性，水流是塑造地形的动力因素，但反过来也受地形变化的约束和影响。三角洲动力通常情况下从惯性主导向重力主导演变，这种动力主导地位是由地形的累积和河型的发展决定的。水流变化具有及时性和瞬时性，可以对地形变化做出快速反应，而地形通过泥沙沉积塑造，是一个过程变化，是水沙综合条件下一定时间积累的反馈。水流形态是地形发展的方向，地形的累积相对于水流变化有一定的滞后性。

4 不同因素对三角洲河道演变的影响

三角洲表面河型由水流和泥沙共同塑造，它不只是某一时刻河道发育程度的反映，也是之前水流形态和泥沙积累的记忆。河道的周期性演变为动态变化，通过水沙作用形成不同河道形态。本文从河道横向摆动和表面河道形态来研究不同因素对三角洲河道演变的影响。

4.1 上游来沙条件的影响 选取工况Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ进行对照，保持尾门水位一定，即湖区范围一定，只让加沙速率增倍，以研究上游不同泥沙浓度对河道横向摆动和河型发育的影响。

4.1.1 对河道周期性摆动的影响 本文以明显主流河槽的出现作为河型周期的起始时刻，依次统计了各周期的历时，同时测量主流摆动幅度。主流摆动角度定义如图6，将人工河道平行y轴的中轴线记为纵向参照线，根据主流绘制其主流线，两线夹角为主流摆动角，交点为摆动点，摆动点对应的Y坐标为其摆动位置。主动力轴向X轴正向偏转时，记摆动角度为正，向X轴负向偏转时，记摆动角度为负，其绝对值记做主流偏转的绝对角度。图7为各工况下主流角度随试验时间的变化图，表2统计了主流摆动平均周期、平均偏转绝对角度及摆动点平均Y坐标。

图6 主流摆动参数统计方法

图7 不同上游来沙条件下主流摆动角度随时间的变化

表2 不同上游来沙条件下主流摆动参数统计表

由于加沙量不同，上游地形沉积量不同，由此决定了三角洲整体河道的能量范围和梯度。上游加沙量增大，三角洲表面河型周期历时变短，主流摆动速率变大，当沙量成倍增加时，主流平均摆动周期依次减小0.6 h和0.8 h。这是两方面的因素共同作用的结果：一方面，加沙量增大可以加快河槽回淤；另一方面，沙量的增大使水流侵蚀形成的河深较小，由于流量没有增加，河槽宽度并没有明显的变化，由此河槽宽深比变大，宽浅河槽相对较不成熟、不稳定，更易摆动，这些都会使河型周期变短。但Powell等人［11］在对冲积扇试验的研究中发现，含沙量增加后河型周期的变化趋势复杂，且具有不确定性。这是由于来沙增多可以加快河槽回淤，河型周期缩短，但沙量大时形成的三角洲坡度大，又会促使河型周期变长。由于本文的试验时间并未上述冲积扇试验时间长，上游来沙的影响大于坡度对水流的驱动，所以会有沙量增大，河型周期变短的趋势。

其次沙量增加，主流摆动角度变大，主流摆动点位置向上游移动。这是由于沙量增加可以加快河槽回淤，原来中上游河槽底部会被迅速抬高，一方面中上游侧流的角度和主流的夹角本身就较

大，使得由侧流发育的支流在发育为下一个周期主流时的角度也较大，另一方面快速的河槽回淤增加了中上游侧向流出现的机会，所以其摆动点出现在上游的概率变大。

4.1.2 对河型发育的影响 不同泥沙浓度会直接影响三角洲发育过程中的沉积速度，使三角洲河道形态、河宽等各不相同。本文在每组试验结束后沿河道每隔30 cm测量一次河宽，所有测量值的平均值记为该工况下的平均河宽，并将河道中轴线之间的夹角记做河道张角。图8为不同工况下最终河道形态发育图，表3为最终河道数量、平均张角和平均河宽的统计。

图8 不同上游来沙条件下最终河型的发育对比

表3 不同上游来沙条件下最终河型参数统计

整体来看河道基本都呈现出上游主流较明显，向下游逐渐发育鸟足状支汊的趋势。随上游来沙增多，最终河道数量增多，平均河宽变大。

在少沙条件下（工况I），整个三角洲上部为明显顺直主河槽，到下游时才向四周散开，河深较浅。发育此种河道的Fr数最小，这也是大多数自然输入为主控的三角洲形态。其主要成因是由于水流的冲刷和重力的不稳定性，但惯性流的重力偏转仅限于进湖岸线附近的区域，水流在那里撕裂后累积形成的坡度更陡，通道更浅，沉积更多。这表明Fr数通常在靠近下游岸线的地方最大，并向上游的方向逐渐减小。当泥沙浓度增加时，河道下游分汊增多，平均张角变小。这是由于泥沙沉积速率变大时，河道更容易发生切滩改道，但是溯源累积的范围有限，所以并不会改变上游主河道形态，河道在下游摆动。当泥度增大时（工况Ⅱ），水流覆盖面积增大，水流阻力增大，增大河道坡度，Fr数随之增大。实际上，这类分汊河道并不成熟，它们从本质上来说是停留在河口坝发展阶段的晚期惯性河堤阶段。

随着泥沙浓度的继续增加（工况Ⅲ），发育河道的区域扩增至整个三角洲表面，堆积体两肩多发育发散的辫状细小沟道，整体河型呈多角度辐射状，河道数量增多，平均张角变大。由于泥沙累积和地形变化速率都很快，较难形成稳定的归槽水流，溯源淤积影响距离也较远，所以上游主河道两侧多有沟道发育。这种高Fr数的三角洲系统发育存在一个很重要特点，就是上游信息传播受到抑制，这使三角洲大部分与岸边线没有交流，这对三角洲表面和底层发展过程有着重要影响。比起Fr数较小的情况，这种三角洲积累岸线相对平滑，几何形态和底层结构也更简单。在自然界中坡度较陡峭的冲积扇和扇三角洲与这种形态相似。可以推测如果来沙量继续增大，整体河型会向更加完全的辐射状甚至破碎状发育。

4.2 下游水位的影响 工况Ⅳ、Ⅰ、Ⅴ为第二组对照，保持来水来沙相同的条件下，通过改变尾门高度，控制不同模拟湖水位，以研究湖区范围的影响。

4.2.1 对河道周期性摆动的影响 图9为各工况下主流角度随试验时间的变化图，表4统计了不同工况下主流摆动的平均周期、平均偏离角度及摆动点Y坐标。

图9 不同下游湖水位条件下主流摆动角度随时间的变化

表4 不同下游湖水位条件下主流摆动参数统计

湖水位主要从下游影响三角洲前缘堆积体形态及发展，改变能量转移的出口及形式。下游水位越高，水流更早受到阻碍后减速，河槽溯源淤积更快发展，促进形成决口，发育新河道，所以河型周期越短。同时，高水位下河槽形态较宽浅，更容易发生回淤，摆动周期也会较短。其次，下游水位越高，主流平均摆动的角度越大，而摆动点也越接近上游。这是由于下游水面抑制堆积体纵向发展，三角洲纵坡降减小，横坡降增加，更容易出现横向决口，形成的河槽偏离角度也较大。由于高水位下河流摆动范围较小，河槽长度较短，所以溃堤改道发生在上游区域的机会增多。当河槽下游开始溯源淤积后，上游的水位能更快地抬升，更容易形成漫堤水流，所以分汊摆动点越接近入口河流。

4.2.2 对河型发育的影响 图10为不同工况下最终河道形态发育图，表5为河道数量、平均张角和平均河宽的统计。

表5 不同下游湖水位条件下最终河型参数统计

图10 不同下游湖水位条件下最终河型的发育对比

整体来看三种工况下最终三角洲的河型基本都呈现出上游主流较明显，向下游逐渐发育鸟足状支汊的形态。下游积水的影响范围有限，无法直接干预出露水面的冲积扇地貌演变过程，只能间接的影响河道坡降、流速、水深等来影响河道最终形态的。下游水位越低，陆上河道发育范围越大，河道数量自然越多，因为河流摆动的范围大，频率高，留下的故道痕迹就越多，平均张角也较小，但对河宽影响较小，从根本上来看下游水位并不会影响三角洲表面河道形态的类型。

5 实验过程及结果与实际三角洲的比较

本文以我国典型的浅水入湖三角洲——鄱阳湖三角洲（图11）为实际背景，通过实验模拟以对三角洲形成演变进行探究。鄱阳湖三角洲由赣江携带泥沙淤积形成，实验中模拟河流挟沙落淤于试验区，堆积形成三角洲，与实际三角洲形成的基本过程相似。赣江属于少沙河流，所处的赣江平原地形坡度很小，所以实验设置较小的泥沙浓度和水槽坡降。试验选取的变量——上游来沙及下游水位也都是影响鄱阳湖三角洲形态的主要因素［3］。但在自然界中边界条件是不断变化的，如上游赣江来水来沙和下游湖水位都会随着气候和人为因素而变化，但实验中为了突出单因子变量的影响，每种工况下边界条件非历时变化，而是恒定的。

实际三角洲形成及演变时间很长，尤其在鄱阳湖上三角洲平原的河道两侧都布置圩堤，自然演变受到限制，所以试验形成的三角洲主要与鄱阳湖三角洲下三角洲平原至湖区部分的动态发育演变过程相似，分流河道和河口坝为最活跃的部分［5］。由图10与图11相比较可以看出，实验中河道的鸟足状延伸与鄱阳湖三角洲分流河口鸟足状发育形态相似，实验中分流河道形成的V形河口坝与鄱阳湖三角洲前缘河口坝的形态也相同。实验中三角洲横向摆动和出汊形成新河道的过程，与鄱阳湖三角洲决口分汊形成新河流的主要生长模式相同［3］。从河型参数来看，在不同泥沙浓度和下游水位条件下，实验中分流河道之间最终形成的张角都在30°～50°之间，这与鄱阳湖三角洲的实际测量情况也相同［3］。实验中低水位条件下河道摆动幅度小、频率低，高水位时河道更活跃，这与鄱阳湖三角洲低水位下分流河道分汊向前生长，河口坝沿河道发育延伸，而在高水位下，分流河道多冲决天然堤发育决口扇、决口水道及支流间弯，河道摆动性更大的生长规律相符［5］。所以实验三角洲虽无法按照比尺还原于实际，但其与实际三角洲的形成过程和生长规律具很多相似性，实验结果对揭示三角洲演变，探究发育机理具有重要的参考价值。

图11 鄱阳湖三角洲卫星图

6 结论

（1）在三角洲发育演变过程中，三角洲表面河道在无河槽、顺直河槽、分汊河槽之间交替演变，与之伴随的是主流河道的崩塌、废弃和迁移过程。下游河坝淤积，朵体生长，随后出现地形反压力，河道溯源淤积，进而造成河道崩塌，这是河道周期性摆动的直接原因。

（2）三角洲表面流场形态与河型相一致，流速随河道沿程减小，在河流分汊点处流速骤减。即使是河型相同，河道流速也与演变阶段有关，刚形成明显主流时，流速大，发生溯源淤积时，流速小。从流场的变化来看，河道主要以原主流衰退，新支汊发育为新主流的方式发生摆动和易道。

（3）上游加沙量越大，主流摆动速率越大，三角洲表面的河型周期历时越短，主流摆动角度越大，同时主流摆动点位置越向上游移动；随泥沙量增加，三角洲下游分汊河流增多，平均分汊角变小。泥沙继续增多时，河道由原来鸟足状向辐射状发育，整体河道数量增加，分汊角变大，平均河宽始终随泥沙的增加而变大。

（4）下游水位越高，河道摆动周期越短，主流平均摆动的角度越大，而摆动点也越接近上游，最终形成的河道数量越少，平均张角越大，但下游水位对河宽无明显影响。

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