迪河河口灣形態(tài)演變課件

1、迪河河口灣形態(tài)演變位于英國東愛爾蘭海的潮汐不對稱河口摘 要潮汐不對稱（漲潮和落潮持續(xù)時間不相等）是導致河口剩余沉積物搬運和河口形態(tài)變化的主要因素。河口形態(tài)演變是一個短期的動態(tài)平衡過程，然而，這些特征在對于長期來說確是短暫的。在這項研究中，我們用三維數(shù)值模型法調(diào)查了迪河河口潮汐變形和潮汐不對稱的空間分布。從流域測高法和近來的區(qū)域侵蝕和沉積方面來說，高分辨率的激光雷達測量被用來支持并解釋我們的數(shù)值模型結(jié)果。數(shù)值模型結(jié)果的諧波分析表明更淺的潮間帶區(qū)域潮汐最不對稱，表現(xiàn)出漲潮控制作用。在主要的通航水道顯示出一些落潮流處于控制地位，但是這些地方的潮水相對的沒有變形.?？傮w看來，漲潮流處于主導作用的情況下

2、，將沉積物帶入河口地區(qū)，這可以用來解釋大家都知道的歷史形態(tài)變化（在過去的兩個多世紀中大面積的增長）及近期的可以從LIDAR測量中看到20032006年的形態(tài)變化。測高分析表明迪河河口可能趨于平衡，并且，在將來漲潮流的控制作用和沉積速率可能因此而降低。一個填充型的河口，潮灘面積的增長及海拔的升高會最終使得河口變成一個落潮控制型河口，如以前的研究所表現(xiàn)及在這項研究中理想化河口模型結(jié)果所呈現(xiàn)的結(jié)果一樣。然而，迪河大潮幅與液壓深度比率表明潮灘必然會向廣闊發(fā)展。關(guān)鍵字：形態(tài)學 迪河河口灣 潮汐不對稱 水動力學 測高法1.引言和目的河口和潮灘是受海洋和陸地影響的復雜的動力系統(tǒng)。通常有著非常高的娛樂、商業(yè)和

3、生態(tài)價值，因此，對其管理是非常重要的，深入的了解河口形態(tài)過程和演變對于海岸管理是不可缺少的，因為可以預(yù)測沉積物沉積和運移的變化模式。這項研究的目的是調(diào)查形態(tài)動力過程和識別導致現(xiàn)在迪河河口水深測量的機制，以用于預(yù)測將來的變化趨勢。最近的LIDAR調(diào)查數(shù)據(jù)已經(jīng)出來，并且已經(jīng)用于推斷河口范圍的行為趨勢的測高分析。隨后，與迪河有關(guān)的河口平衡和穩(wěn)定性的概念被討論。迪河的潮汐傳播被用數(shù)值模型分析法描畫出來。迪河河口的潮汐不對稱、剩余流和剩余沉積物搬運的模式也被研究。最后，用理想河口模型概念，漲潮和落潮控制作用的敏感度在測高學方面（比如，改變河道深度和潮灘海拔）也被探索。河口形態(tài)是由水動力條件、沉積環(huán)境、沉

4、積物供應(yīng)及基礎(chǔ)的地質(zhì)情況共同作用控制的。特別是潮汐港灣的形態(tài)演變是沉積環(huán)境和非線性的潮汐傳播不斷的相互作用造成的。這樣的相互作用會引起剩余循環(huán)和沉積物通量的空間變化。此外，形態(tài)改變的反作用影響潮汐的水動力特征和沉積物運移，特別是河口平均深度的改變和對潮間帶區(qū)域海拔容積的改變。反饋機制和非線性相互作用使得潮汐港灣的地貌演變成為復雜的現(xiàn)象，并且很難預(yù)測。同時，以前假設(shè)沉積物特征控制河口水深。但是近來的理論卻表明基礎(chǔ)的測深參數(shù)（深度剖面和潮汐長度）取決于潮幅和河流徑流的長期變化。無論在哪種情況下，無疑的，在長期的演變過程中，形態(tài)動力學和水動力學是緊密聯(lián)系在一起的。.最近幾年，形態(tài)模型已經(jīng)有了重大的進

5、步，已經(jīng)有幾種方法了。首先，自下而上的模式在流場和沉積物搬運的獨立模塊中用物理過程的動力學方程。相反的，自上而下的模式用港灣范圍形態(tài)行為預(yù)測變化，如幾何學聯(lián)系。這樣的例子包括流態(tài)關(guān)系，如O'Brien (1931) and Eyesink (1991)的潮水量關(guān)系，形成分析(Prandle and Rahman, 1980)和潮汐不對稱分析(Dronkers, 1986; Friedrichs and Aubrey, 1988)。這兩種方法的混合被認為是半經(jīng)驗主義或結(jié)合了復雜的自下而上方法來模擬水動力，但用經(jīng)驗公式模型來模擬形態(tài)變化。然而，水動力模擬的精確性遠遠大于沉積物侵蝕、搬運、沉

6、積模擬的精確性。因此，這項研究不是致力于沉積物侵蝕、搬運、沉積的數(shù)值模型，而是使用能推斷變化的基于過程的水動力模型。1.1.潮汐不對稱潮汐對稱是指漲潮和落潮有相等的持續(xù)時間，并且能夠達到大致相等的最大速度，最終沒有凈沉積物搬運。當漲潮和落潮持續(xù)時間不相等時，這就是大家都知道的潮汐不對稱，潮汐不對稱是當潮汐傳播進入淺灘，沿著沿海大陸架和進入河口灣時產(chǎn)生潮波變形導致的。引起潮波變形的機制就是潮汐傳播的非線性作用。非線性的主要原因是二次摩擦、隨時間變化的水深、隨時間變化的橫截面寬度。當潮波接近海岸的時候變成淺水波（相速與水深的平方根成比例），波峰比波谷運動快，因為更大的水深在最高點之下。最終，在潮汐

7、變化幅度很大和強烈收斂港灣的極端條件下，潮波很可能變陡，直到波峰趕到波谷，從而形成一個涌潮，相同的基本原理，后面的波在海岸上破碎。潮汐變形可以用天文分潮的諧波來描述。基本潮汐周期的高潮汐諧頻是由非線性的潮汐傳播引起的。估計潮汐不對稱的程度以前已經(jīng)被研究過了，用河口結(jié)構(gòu)分析的方法，還有對照M2和M4分潮的潮汐分析方法。M2分潮是占主導地位的太陰主要半日分潮，（M代表月亮，腳標2代表頻率，每天兩次），M4分潮是四分之一日潮，M2倍潮的非線性諧波。關(guān)于潮汐不對稱在形態(tài)上的綜合影響的細節(jié)可以參考Wang et al. (2002)。不斷有論據(jù)證明，如果落潮的持續(xù)時間比漲潮長，應(yīng)該有持續(xù)時間更短，更強烈

8、（更高的速度）的漲潮流。與落潮流相比，在漲潮時更高的漲潮流速導致對海床更強的剪切作用。一旦河床的臨界剪切應(yīng)力（啟動沉積物運動的最小剪切應(yīng)力）被超過，任何更多的增加都會引起大量的沉積物懸浮。因此，沉積物搬運是給定時間剪切應(yīng)力和臨界剪切應(yīng)力被超過時水流持續(xù)時間的函數(shù)。最終，在潮汐周期中產(chǎn)生凈沉積物搬運，漲潮控制水流導致向河口內(nèi)的凈沉積物搬運。這可能會引起河口充填。在落潮流控制條件下，會產(chǎn)生反方向的向海的凈沉積物搬運，是沉積物從河口向外輸出。沉積物搬運的懸浮負荷部分很大程度是受潮汐不平衡影響，而床底負荷部分不是。因此，當小顆粒處于優(yōu)勢并且懸浮是主要的搬運方式時，影響是最大的。這包括許多河口，如像迪河

9、這樣主要是細砂和粉砂(為主)的河口。同樣值得考慮的是，由于密度差異的原因，在海床附近水道最深的地區(qū)，河流徑流會加強漲潮流同時消弱落潮流。這樣的重力環(huán)流的加強或減弱（河流徑流分別高或低時）可能會引起潮汐不平衡的顯著變化，甚至是在高度混合型的強潮河口。潮汐不平衡通常是引起凈沉積物搬運和沉積的主要因素，導致沉積物沉積于海岸區(qū)和河口灣。河口水道的適航性和河口的地質(zhì)演變都會受潮汐不平衡的影響。因此，潮汐不平衡是潮汐港灣形態(tài)發(fā)展的控制因素。所以，了解河口的潮汐傳播類型對于研究河口的沉積物動力學是至關(guān)重要的。1.2.形態(tài)平衡和穩(wěn)定河口平衡原理的概念，在給定的水動力條件下，會存在一種平衡地貌，河口都會向這種平

10、衡地貌演變，然后變得穩(wěn)定。形態(tài)動力學平衡需要長時期進入水灣河口灣的平均沉積物通量等于零。一個形態(tài)平衡的河口可能仍然保留一定程度的潮汐不對稱。形態(tài)穩(wěn)定性就是，在擾亂之后河口回到它的原始狀態(tài)的能力(Hume and Herdendorf, 1993)。如果一個系統(tǒng)是形態(tài)學穩(wěn)定的，形態(tài)的微弱擾動會使潮流的傳播發(fā)生改變。為了使系統(tǒng)恢復到它的原始狀態(tài)，漲潮和落潮的沉積物通量會失去平衡。然而，由于外部條件如平均海平面和風成浪模式隨時間也會發(fā)生變化，很難說一個完全穩(wěn)定的河口是否能存在(Dronkers, 1986)。潮汐入口或河口可能不斷地變化以適應(yīng)一個新的平衡(Van Dongeren and de Vr

11、iend, 1994)。因此，可能存在一種動力地貌學平衡和穩(wěn)定存在。存在一些形式的平衡被認為是保證一個河口長期存在并堅持的必要條件。一個不平衡的河口（不穩(wěn)定，沒有平衡狀態(tài)）很可能會被侵蝕掉，或者，更可能的是，被完全填充。2.迪河河口灣：背景情況和資料庫迪河河口灣是一個強潮型的漏斗形的潮汐型河口，位于英格蘭和威爾士之間的東愛爾蘭海(圖1)?，F(xiàn)在的迪爾河口有30公里的有效長度，河口的最大寬度是8.5公里。主要的運輸水道從河口的最前面分叉向海延伸12公里，導致有兩條深水道延伸進利物浦灣。向西的叫做Mostyn水道，向東的叫做Hilbre水道。圖1.迪河河口灣的位置和環(huán)境，英國東愛爾蘭海，顯示的水深來

12、源于2003的LIDAR測量這是一個海岸平原河口，是在末次最大冰期的低海平面時期，在漲潮和落潮過程中被迪河切出來的谷。自然河口向內(nèi)陸延伸到切斯特的羅馬城（2000年前），3540公里長。在河口的最前端開鑿運河、地面流水、以及開墾徹底的改變了河口的水動力系統(tǒng)，并且是河口長度縮短到30公里。以前主要的航道位于離河口的東海岸很近的地方。開鑿運河使得靠近西海岸（威爾士）的水道發(fā)生變化。這導致由于接著發(fā)生的低水流條件，使得東海岸發(fā)生嚴重淤積且增長。高程度的增長導致河口變成一個非常淺的系統(tǒng)。隨著泥岸和沙岸海拔在演變過程中不斷地增長，大范圍區(qū)域被鹽沼墾殖。最早的開拓者是海篷子屬植物，然后被唐氏米草屬控制。1

13、930年大米草的引進被認為明顯的加速了鹽沼范圍的伸展。鹽沼改造陸地導致了河口有效長度的縮短，防潮堤的建造進一步惡化擴大了迪河開鑿運河的部分。歷史上關(guān)于淤積和鹽沼擴張的摘要可以在Marker(1967)中找到。大潮及相關(guān)的強潮水流存在使得迪爾河口成為一個高能，高動力系統(tǒng)，迪河河口的平均潮水量是4×108 m3。表明平均低水位和平均高水位之間的容積增加超過80%。平均河口徑流相對比較小，大約31m3s。一個潮控河口會典型的有一個至少小于潮水量數(shù)量級的河流徑流(Lanzoni and Seminara, 2002)。這在迪爾河是無疑的，在一個潮汐周期中，河流徑流相當于大概潮水量的0.35%

14、。在河口附近的希爾布勒島平均大潮超差為78米。3.方法學3.1.激光雷達測量迪爾河口的機載LIDAR測量已經(jīng)在2003和2006年間被環(huán)境局完成，還有一個2004年的不完全測量，約2030cm的垂直精度。2003和2006測量的水平分辨率和垂直分辨率分別是2m 和1m，20-30cm。機載測量被應(yīng)用于漲潮到最大潮時的低水位區(qū)的河口最大裸露區(qū)。在漲潮低水位時被水覆蓋的更深水道被用船載的掃描測深。如此高的分辨率數(shù)據(jù)系統(tǒng)已經(jīng)為數(shù)字模型提供了高質(zhì)量的測深數(shù)據(jù)。LIDAR同時也提供了用于計算河口測高特性的重要數(shù)據(jù)。這些也可以用來推斷形態(tài)行為。這些包括：橫斷面積河口容量（在高水位、低水位、潮水量等）河口有

15、效長度測高輪廓（面積海拔關(guān)系），一些幾何特征已經(jīng)在下面被計算和解釋3.2.數(shù)字模型為了模擬水動力潮汐傳播，數(shù)字模型已經(jīng)應(yīng)用于迪爾河口。然后水動力模型結(jié)果被用于推斷可能的形態(tài)變化。這個被用的模型是一個POLCOMS（魯?shù)侣Ｑ髮嶒炇液０赌Ｐ拖到y(tǒng)），是一個三維傳統(tǒng)格點配置法斜壓模型。關(guān)于這個模型更多的詳細內(nèi)容可在霍爾特和詹姆士（2001）中找到。最近的修改包括為干燥和潮濕河口用TVD方案計算體積通量。TVD方案保證了總深度的準確性，而不是被懷疑的。這對于干燥或潮濕的潮間帶區(qū)域的數(shù)值穩(wěn)定性的得到是非常重要的。因此，這可以得到像迪爾河口那樣在潮汐周期中會有大面即被淹沒的淺水區(qū)精確的水動力模擬。這個模型

16、已經(jīng)被應(yīng)用于現(xiàn)實和理想的迪爾河口測深，用一種簡單的方法來表現(xiàn)主要特征，解釋重要的控制過程。3.2.1.現(xiàn)實的測深這個模型用的是2003年LIDAR測量得到的高精度測深數(shù)據(jù)。24標準差水平被用于垂直距離，并且15種標準潮汐組成波被用來促使開闊邊界的形成（水平面和正壓流對向海的開放邊界和輻射邊界條件非常特別）。一個滑動條件被應(yīng)用在陸地邊界。這個模型的全部范圍可以在圖7和圖8中看到。這個模型也已被用來直接模擬河口的水動力條件和潮汐傳播的特征。這個潮汐傳播模型已經(jīng)被證實了，通過比較模型的輸出和上、下部河口（Hilbre島）用檢潮儀測得的潮汐觀察數(shù)據(jù)（圖2a,b），這些被標在紐林基準面上，高程基準被用于

17、英國陸軍測量地圖。就像在19151921在英格蘭康沃爾的紐林定義平均海平面一樣。基于潮汐海拔模擬的潮汐分析結(jié)果已經(jīng)被提出，非常強調(diào)漲潮或落潮控制力的位置和與之關(guān)聯(lián)的形態(tài)行為。圖2.潮汐曲線顯示了檢潮儀監(jiān)測和模擬的潮汐高度。位置分別是：a）靠近河口的下河口區(qū)的Hilbre島 b）在開運河地區(qū)附近的上河口區(qū)的Corus防波堤3.2.2.理想模型理想模型在調(diào)查整個河口范圍的形態(tài)行為是非常有用的工具。理想模型的兩個重要概念是簡化的幾何學和簡化的作用力。簡化的幾何學可以降低測深網(wǎng)的復雜性，通過減少小單元的數(shù)量，把河口分隔成小部分，在每個小部分有相似的深度代表泥沙灘、鹽沼和主要潮道。理想模型中簡化的地貌因

18、為減小了計算范圍（網(wǎng)點的數(shù)量）而大大的降低了模型流程的計算工作量，因此，允許每小時進行更長的實時模型流程。這也使得一般趨勢結(jié)果更容易識別。于此，水道泥灘的水準面改變對潮汐傳播的影響很容易觀察和表現(xiàn)。這同樣也適用于人為原因造成的深度改變，也可以用來測試河口對假設(shè)的特征形態(tài)的反應(yīng)。簡化的作用力包括減少用于開放邊界條件的潮汐分潮的數(shù)量。這樣，只有主要的M2和S2被應(yīng)用。這種方法將會被用來測試在改變現(xiàn)在的深度狀況后形態(tài)動力平衡是否可以達到。理想河口測深網(wǎng)應(yīng)用的例子可以在圖9中看到。（相關(guān)的東西將會在下面討論）4.成果4.1.現(xiàn)代迪河河口灣測深LIDAR測深圖1顯示了2003年的迪河應(yīng)用LIDAR測量得

19、到的深度?？梢郧宄乜吹絻蓚€主要的潮道(Hilbre水道和Mostyn水道), 還有東岸的小灣和鹽沼系統(tǒng)的水道。注意到大部分的河口海拔都在海拔6 m ODN 以上，只有水道最深的部分在20mODN以下。眾所周知，在過去的兩個世紀中，迪河河口已經(jīng)大量的充填并增長，但是現(xiàn)在還是那樣嗎?像迪河這樣的河口是在實現(xiàn)平衡的過程還是簡單的充填的過程是非常不明顯的。但是我們可以通過對比2003和2006的LIDAR測量來調(diào)查最近的侵蝕和堆積平衡。這兩個測量的區(qū)別表明了這三年的增長和沉積，如圖3所示。從圖中可以看到東岸的泥岸沙岸和鹽沼的淺水區(qū)域最近幾年一直都在增長。盡管在短間隔的測量使得增長的速度很難弄清。在一

20、些地方侵蝕仍然很普遍，但是其中一些區(qū)域可能由于河道遷移產(chǎn)生人為的影響。圖3.迪河河口灣20032006水深變化（來源于LIDAR測量）用LIDAR數(shù)據(jù)組可以計算橫斷面積。為此，沿河口選取幾個橫斷面，圖4，從2003年的測量結(jié)果可以看出橫斷面積是如何沿河口變化的。橫斷面積與平均海平面有關(guān)，潮控型河口通常都是漏斗形的，并且表現(xiàn)為從下河口到河口橫斷面積成指數(shù)增長。迪河大致也是這樣的，但是在中河口區(qū)有輕微的線性遞增。圖4.迪河上河口（向陸方向）橫剖面面積的變化，橫剖面面積被認為與平均海平面有關(guān)河口測高通過表面積的分布來標高，并被提出為一個垂直潮汐傳播的控制因素。一些研究已經(jīng)調(diào)查了經(jīng)驗公式在測高關(guān)系上的

21、應(yīng)用，接下來是Strahler(1952)的開創(chuàng)性的工作(如 Boon, 1975; Boon 和 Byrne, 1981; Wang et al., 2002)。在Townend（2008）中已經(jīng)詳細討論了幾種方法。為了這項研究，只有Boon和Byrne的測高法理論與迪河河口的測高法相比。圖5顯示了由2003年的LIDAR測量得來的迪河的測高曲線（非空間的海灣面積對應(yīng)非空間的海灣高度）。Boon 和 Byrne (1981)用河口的測高來描述河口的形態(tài)和發(fā)育（沉積物充填的程度）。他們得到一個測高曲線擬合技術(shù)來計算無量綱的海灣面積，如下所示h最小底床海拔以上的高度，H最大和最小底床海拔之間的高

22、度，A總的最大底床面積，Amin最小底床面積，a在高度h之下的底床面積，控制測高曲線之下面積的因數(shù)。參數(shù)可以用來描述河口的發(fā)育程度。一個未發(fā)育完全的河口的為3.55.0，有少量由漲潮流控制的充填（有相當?shù)拇怪眰?cè)面）。這樣的系統(tǒng)可能很淺，但是很可能有大量的潮間帶沉積。此外，漲潮流控制的地方可能底部摩擦影響很重要。因為這會對倍潮有作用，這將會在下面進一步的討論。一個更成熟和沉積物充填河口的為1.82.5 ，有緩斜坡邊，一個指示落潮流控制的形狀。這是因為沉積物充填的河口一般都有大范圍的潮灘，眾所周知，這可以促進落潮流控制力(如Speer and Aubrey, 1985; Dronkers, 198

23、6; Fortunato and Oliveira, 2005)。Boon 和 Byrne的曲線擬合技術(shù)結(jié)果和觀察的LIDAR數(shù)據(jù)繪制在一起。迪河河口的值是2.2，當應(yīng)用Boon 和Byrne 范圍時是完全成熟（中等充填）的河口。這表明迪河河口何能正在向落潮流控制轉(zhuǎn)變（當河口充填已經(jīng)完成時潮汐不對稱可能更傾向于落潮流）。然而，在一個非常成熟期后，當河道橫斷面積達到最大值時，濕地充填河口(=1.8)可能達到動態(tài)平衡，就如所找到的維吉尼亞Swash 海灣的狀況一樣；如Boon 和Byrne (1981)的研究模型。曲線表現(xiàn)的假設(shè)的成熟河口和年輕的開放河口也同樣繪制在圖5上，以與迪河的測高結(jié)果進行對

24、比。圖5.測高圖像顯示了迪河河口灣的港灣形態(tài)，也同時顯示了一個沉積物充填更少和一個沉積物充填更多的例子的測高形態(tài)4.2.數(shù)值模型結(jié)果4.2.1.現(xiàn)實模型測深潮流不對稱是潮汐諧波相互作用的而結(jié)果(Fokkink et al., 1998)。用一個時間序列的潮汐海拔數(shù)據(jù)，利用諧波分析方法就可以分離出單個的潮汐組成波。組成波的規(guī)模和相可以用來洞察系統(tǒng)的水動力功能(Aubrey and Speer, 1985)。POLCOMS 可以用來產(chǎn)生一系列的從2001年6月12開始的大小潮周期潮汐高度。這個模型計算的網(wǎng)格范圍包括利物浦灣這個重要的部分以及Mersey灣的入口，還有迪河（圖7,8）。隨后，為了驗證

25、正確行，對潮汐曲線和檢潮儀觀察的結(jié)果在上部和下部河口都進行了對比（圖2a,b）。然后，諧波分析用T-Tide分析軟件被應(yīng)用于海拔時間序列(Pawlowicz et al., 2002)。潮汐不對稱通常被解釋為由高頻率倍潮造成的太陰主要半日分潮的變形。M2分潮是利物浦灣的太陰主要半日潮和主要分潮。M4是組成波是最重要的諧波倍潮，是M2分潮的第一個諧波倍潮，并且是由非線性的相互作用產(chǎn)生的。由摩擦、持續(xù)性和水平對流加強M4分潮造成的非線性的能量轉(zhuǎn)移，特別是摩擦在M4分潮的產(chǎn)生中起到了非常重要的作用（盡管在M4產(chǎn)生機制的特定幾何條件下advection可以控制：Speer and Aubrey, 19

26、85）。連同其它高階諧波，M4是潮波變形的原因，并且發(fā)現(xiàn)是在海岸區(qū)潮汐變形（不對稱）的主要原因(Friedrichs and Aubrey, 1988)。關(guān)于愛爾蘭海的M4分潮的空間變化的研究在Davies and Lawrence（1994）中有介紹。M2和M4分潮的對比可以用來指示潮汐變形和不對稱的程度。迪河河口這兩種分潮的波幅顯示在圖6a,b上。Friedrichs and Aubrey（1988）提出以下兩個方程來解釋潮汐：潮汐變形因素（用分潮幅）： M4ampM4amp0.01指示明顯的潮波變形潮汐控制因素（用分潮相）： 2M2M4：0°180°=漲潮控制；180

27、°360°=落潮控制下標amp和分別表示振幅和相這些迪河河口和利物浦灣的潮汐變形和不對稱的參數(shù)表現(xiàn)在圖7和圖8上。圖7顯示在河口的外側(cè)潮汐相對的沒有變形并且是對稱的，但是在剛進入迪河河口灣就強烈變形，特別是當達到最淺的區(qū)域時。與預(yù)計一樣，潮汐強烈變形區(qū)與高M4振幅區(qū)一致。大的變形因素反映了淺水摩擦能量損耗和從M2到M4的非線性能量轉(zhuǎn)移。圖8 指出相差引起的潮汐不對稱，還有這些同樣淺的強烈的潮汐變形區(qū)都趨向于漲潮流控制。這可以解釋河口的這些區(qū)域增長的特性，像漲潮流控制型河口區(qū)搬運沉積物一樣，后者已經(jīng)在相關(guān)文獻中被討論。相比之下，兩條主要的潮汐水道顯得都是落潮流控制型。然而，整

28、個水道的潮汐變形程度比淺的泥灘和沙灘的程度都低。（因此，水道僅僅是微弱的落潮控制。）圖6.迪河河口灣的潮汐分潮幅 a)M2潮幅 b)M4潮幅4.2.2. Idealised estuary modelling理想河口模型理想模型已經(jīng)被證實是數(shù)值模型的有用工具。水深測量和外力的簡化意味著更少的計算量是必須的，并且可以使物理關(guān)系和趨勢更容易識別。在這項研究中，簡單的漏斗形河口水深測量被用于數(shù)值模型POLCOMS中。在第一個測試中，選擇深度作為現(xiàn)在迪河河口的深度的典型代表。兩個進一步的測試用更淺的深度模擬增長的效果。這被應(yīng)用于河口邊緣的泥灘和沙灘（分別加上2m和4m）。這三個深度數(shù)據(jù)都顯示在圖9上，

29、分別叫做測試a、測試b、測試c。岸邊的沉積與主要水道的侵蝕相結(jié)合，通常岸邊增長是河口沉積物重新分配的結(jié)果，而不是只靠凈沉積物進入。例如，潮波在水道比在潮灘傳播的快(Dronkers, 1986)，所以可能在兩個區(qū)域之間存在某種程度的沉積物轉(zhuǎn)移。.三個測試的在開放邊界的外部潮汐作用力都被減少到只有M2和S2分潮（分別為主要的太陰潮和太陽潮）。對水動力結(jié)果進行諧波分析，用相差參數(shù)調(diào)查在河口內(nèi)的漲潮和落潮控制區(qū)當提高泥灘和沙灘的海拔將會引起的影響。在這三個測試中，漲潮落潮控制力參數(shù)已經(jīng)代表性地平均并沿河口標出在圖10上。在這三個測試中，潮汐傳播似乎都越向河口越趨向于漲潮流控制。在這三個測試中可以看到

30、一些有意思的變化。圖10顯示，提高泥灘和沙灘的海拔趨向于增加落潮控制的程度（導致相差參數(shù)的增加）。這是因為大面積的高潮灘可以增加落潮流上的最大水流。這種趨勢在整個河口長度范圍內(nèi)都適用，但是這種趨勢在上河口區(qū)更強，因為那兒的潮間帶區(qū)域最廣闊。圖7. M2潮幅M2潮幅是潮汐變形的指示器圖8. 2M2 潮相-M4潮相是潮汐控制程度的指示器圖9.水深坐標被用來表現(xiàn)一個簡單的漏斗形“理想”河口的例子（深度單位是米）5.討論把潮汐圖像分離為若干個組成部分可以得到關(guān)于水動力過程的有用的見解。圖6a和b顯示了M2和M4分潮的振幅。當傳播向上河口時M2分潮的振幅衰落，因為摩擦損耗和非線性的能量向高頻率的轉(zhuǎn)移(A

31、ubrey and Speer, 1985)。底部摩擦與潮流相反，并且隨潮流速度成平方增長，表現(xiàn)為消散和降低潮流運動的能量(Pugh, 2004)。與M2相比，M4更加協(xié)調(diào)，與利物浦灣的可忽略相比，M4在迪河河口灣有高振幅區(qū)域。圖10.在理想河口模型中，用潮汐不對稱參數(shù)表達的上河口變化顯示漲落潮控制力我們已經(jīng)在圖7和圖8中說明了M2和M4分潮是如何被用來估計潮汐變形和不對稱程度的(如 Friedrichs and Aubrey, 1988)。這兩種組成波的規(guī)模和相可以被空間的和時間的計算出來，提出一個足夠長時間序列的潮汐高度。潮汐傳播的特征（如變形、不對稱）可以被用來解釋以前的形態(tài)變化，因此，

32、可以用來推斷未來的變化（漲潮流控制很可能引入沉積物，落潮流控制很可能輸出沉積物）。迪河口的淺水區(qū)域是泥灘、沙灘及鹽沼（潮下帶、潮間帶及潮上帶）并且這些區(qū)域是潮汐變形最嚴重的區(qū)域（圖7）。這些潮汐變形區(qū)域的不對稱都是強烈的漲潮流控制（圖8），與以前的淺水區(qū)比深水區(qū)表現(xiàn)出更強的漲潮流控制的研究結(jié)果一致(Wang et al., 2002)。在圖11中進一步的強調(diào)了這點， 數(shù)值模型正交圖上的散點繪圖顯示，漲潮流控制區(qū)趨向于淺于平均海平面兩米。相反，落潮流控制區(qū)域通常比這個海拔深。淺的漲潮控制區(qū)域相當于底部摩擦力作用很強的區(qū)域（引起M2振幅的減小）和淺水變形發(fā)生的區(qū)域（M4振幅的增加）。主要的水道是落

33、潮流控制，但是非常的微弱（潮汐相對沒有變形），但這可能是一個保持深的的運輸水道開著的充分的辦法。圖11.潮汐控制參數(shù)隨河口水深的變化用M2和M4相差技術(shù)， Townend（2005）發(fā)現(xiàn)UK的大部分河口都是漲潮控制。Townend把這樣的漲潮流控制歸因于河口的潮幅（a）與液壓（h）比值非常高。當a/h 大時，因為更大的深度在波峰之下，潮波波峰比波谷運動的更快些。因此，縮短了漲潮流的持續(xù)時間（Friedrichs and Aubrey, 1988）。當河口的大部分都是漲潮流控制（如圖7和圖8所示的迪河河口一樣），這說明凈沉積物運動是向陸的，最終導致河口被充填的趨勢。關(guān)于漲潮流控制引起沉積物沉積于

34、強潮河口的詳細解釋在Castaing and Allen (1981)中。這個概念明顯與LIDAR數(shù)據(jù)一致。研究表明當河口已經(jīng)被沉積物充填后就不再是漲潮流控制，而是趨向于落潮流控制(Boon and Byrne,1981)。在河口的一些區(qū)域可能因此改變?yōu)槁涑绷骺刂?，并且表現(xiàn)為沉積物源而不是沉積物下沉。河口可能達到一個特定的形態(tài)平衡的狀態(tài)（凈沉積物通量為0）。河口的測高描述了一個完全成熟的河口，已經(jīng)經(jīng)歷了大量的充填，因此，表明它可能趨于平衡或者改變?yōu)槁涑绷骺刂?，并且在以后沉積速率可能下降。向落潮流控制的轉(zhuǎn)變已經(jīng)與潮灘的形成緊密的聯(lián)系在一起（Speer and Aubrey,1985; Dronk

35、ers,1986; Kang and Jun, 2003; Fortunato and Oliveira, 2005）。Fortunato and Oliviera (2005) 發(fā)現(xiàn)大面積的潮灘增強了落潮控制力是以這些區(qū)域在低水位時裸露為前提的（如潮間帶）。并且潮灘分布在平均水位的高度或者稍微的高于最大可能高度。Dronkers (1986) 表明風成波在潮灘（最初由潮流形成）上的影響可能最終導致沉積物的輸出。這是因為已經(jīng)形成的潮灘只有在高水位時才能被淹沒，因此，同樣只有在高水位時沉積物才能由于波浪運動而重新懸浮。這意味著更高的懸浮沉積物濃度，并且在落潮流時懸浮沉積物被搬運。同樣的，在高水位時可得到的懸浮物最多，意味著入射波在這個時候的影響最大（Le Hir et al., 2000）。潮汐不對稱也可能被潮間帶潮灘的地形影響，因為已經(jīng)發(fā)現(xiàn)凸的海岸橫切面會增強落潮控制力（e.g. Le Hir et al., 2000）。因此，在一些狀況下的充填河口潮灘（沙灘和泥灘）的面積和范圍可能變得足夠超過漲潮控制力。Speer and Aubrey (1985)表述了評估漲潮向落潮轉(zhuǎn)變發(fā)生所需要的面積的困難性。例如，a/h的低值和更弱的摩擦力可能意味著降低落潮控制力需要更小范圍的潮灘。因此，高潮頻增強了漲潮控制力（Fortunato and Olivi