2.3　太湖湖流模拟研究

2.3.1　太湖流域河道概化

太湖环湖进出河道约有219条,受潮汐影响,大部分为吞吐流,然而相对于太湖2338km2的面积,4.48×109m3的蓄水量,环湖吞吐流对太湖整体湖流运动的影响比较小。太湖湖流运动主要受风的影响,太湖独特的地形地貌条件在不同的风向下形成不同的湖流环流运动,故模型中未考虑吞吐流对太湖湖流的影响,环湖河道只作为边界条件引入。将主要河道概化后沿顺时针编号,分别为乌溪港、太浦港、宫渎港、社渎港、横塘河、殷村港、漕桥河和太滆运河、雅浦港、武进港、直湖港、梁溪河、庙桥港、蠡河、江南运河分流、望虞河、浒光运河和木光河、胥江、苏东运河、瓜泾口、横草路和太浦港、太浦河、大庙港、鼓楼港、汤娄、濮娄、幻娄、大钱港、长兜港、长兴港、合溪新港。编号为1～30,其概化简图如图2.13所示。

2.3.2　太湖湖流模型率定验证

通过模型参数不确定性和敏感性分析结果以及相关参数的野外监测值和相关文献,重点率定验证风场参数及底部粗糙系数,最终得AZ=4cm2/s、Ah=0.5×105cm2/s,底部粗糙高度取0.02m,风拖曳系数取3×10-3,风遮挡系数取1,空间步长Δx=Δy=750m,时间步长Δt=100s,垂直方向采用σ坐标,平均分为3层,同2.2节。边界条件为概化后的环湖河道、流量、水位、风场等,水文资料取2001年及2005年的实测值。计算总时长为365天,此时太湖流场已达到充分稳定状态。2005年模型水位验证(太浦口、夹浦、小梅口和西山)如图2.14所示。通过实测值与模拟值的比较可知,太浦口水位平均误差、平均绝对误差以及平均相对误差为0.001m、0.09m和2.9%;在夹浦水位站点分别为-0.079m、0.11m和3.46%;在小梅口水位站点分别为-0.073m、0.11m和3.49%;在西山水位站点分别为-0.023m、0.06m和1.86%。研究结果表明,模拟水位与太湖4个监测站(太浦口、夹浦、小梅口和西山)的实测值吻合较好。通过比较实测流场与模拟流场(2001年3月和8月)表明,实测与模拟值有相同形状的环流,环流的大小和方向与实测结果比较一致,两者流速大小也比较接近(图2.15和图2.16)。

2.3.3　盛行风作用下太湖湖体流场模拟与分析

模型中仍将太湖划分为4454个网格,Δx=Δy=750m,Δt=100s,垂直分为3层,采用太湖盛行风作为风场输入条件。下面先对该地区的风场特征略作介绍,表2.6为太湖湖泊生态系统研究站1997—2001年风速风向观测资料按天统计获得的太湖地区逐月风向分布频率和全年风向分布频率,可以看出,1月主导风向为东偏北和西偏北;2月、3月为东;4月为东偏南;5月为东南及南偏西;6月、7月为东偏南;8月为东偏南、东、东偏北;9月为东偏北;10月为东偏北、东、东偏南;11月为西偏北;12月为西偏北、北偏西及东偏北,年盛行风向为东偏南、东偏北及东。因此,太湖地区在冬季(12月至次年2月),盛行风向为西北风,而夏季(6—8月)为东南风。故本书在进行风生流模拟中,选取西北风和东南风两个盛行风向进行计算,风速取太湖常见平均风速5.0m/s,在定常风持续作用48h后,模型达到完全稳定状态。针对稳定后的结果,分析了太湖上、中、下层流速的分布情况,研究其湖流形态,并将其特点进行对比分析,同时对太湖风生流的形成过程开展研究。5m/s东南风和西北风持续作用下,太湖上、中、下3层稳定的流场如图2.17～图2.22所示。

从图2.17～图2.22可以看出,各种风场作用48h后在太湖开阔水域一般可形成稳定流场。稳定后的太湖上层湖流流速较大且较均匀;中层湖流流态比较复杂,沿西南岸流速偏大,而且在洞庭西山与东山之间的狭长水道除在东南风和西北风时流速较小外,一般流速都比较大;而下层流速较均匀,靠岸边流速略小。这可能与太湖本身的地势和风应力有关。太湖湖盆地势由东向西倾斜,深水区位于湖心略偏西,西岸边界较光滑、平直,易产生较强的沿岸流。在流态方面,太湖在形成稳定流场以后,上层流向基本与风向保持一致,沿岸稍有变化;下层流向除沿岸外基本保持与风向相反;中层流态较为复杂,主要存在两大环流系统:一为占据太湖西南部的规模很大的顺时针环流;二为太湖东北部的逆时针环流,在太湖梅梁湾顶部还存在小规模的逆时针环流。另外,还可以看出以下几方面。

(1)最大流速方面。太湖在5.0m/s风场作用下形成稳定流场后,上层流速最大可达25.0～36.0cm/s;中层最大流速在13.0～25.0cm/s之间;下层最大流速为8.0～10.0cm/s,各层最大流速位置多数位于太湖西南岸以及洞庭东山与西山的水道之间。

(2)最小流速方面。上层流速最小可达6.0～8.0cm/s;中层最小流速一般在0.10cm/s以下;下层最小流速为0.5cm/s左右。

(3)平均流速方面。各层平均流速相差不大。一般上层平均流速在13.7～13.8cm/s之间;中层平均流速均在2.0～3.0cm/s之间;下层平均流速在6.4cm/s左右。上层的平均流速最大,下层次之,中层最小。

综上分析可知,在不同的风场作用下,各层稳定状态的流场之间存在着切变,流场的垂直变化较为复杂,各层的流场差异较大。其主要原因为:在风作用的起始阶段,因水体的负反馈作用水面倾斜需要一个时间过程,因而湖流主要受风应力直接影响,表现为上层湖流流场基本与风场一致,风应力直接影响由垂直方向的湍流扩散向底层传递,随着风作用时间的加长,水面发生倾斜,水体的负反馈作用形成,这种负反馈均匀作用在各层水体上,在上层它削弱了风应力的直接影响,在下层因风应力的直接影响较小,它为湖水运动的驱动力,在湖底产生反向摩擦力,使得下层流速较小。特别是在稳定阶段,水面倾斜的负反馈作用最大,因而在垂直方向按受3个不同力的直接影响程度的不同,可划分为3个不同的区域,它们自上层至下层依次由风应力影响区过渡到底摩擦力影响区,流场自上层至下层的变化为流速逐渐减小,方向偏转,到风应力与压强梯度力影响平衡区,流速达到极小值,往下过渡到压强水平梯度力占优区域,流速逐渐加大,并继续偏转,到达极大值区域压强梯度力的影响与湖底摩擦力影响达到平衡,再往下进入湖底摩擦力影响占优区,流速逐渐减小[44]。另外,对太湖而言,根据其环流方向及范围可知,太湖流场形态(环流形势)与风速大小关系不大,主要与风向有关,而风速大小主要决定湖流的大小。

根据各个阶段的流场特征,太湖风生流的形成过程大致可分为以下几个阶段。

(1)沿风向流动阶段。由于在初始状态,流速、水面波动均为零,风是唯一的驱动力,占绝对主导因素,所以湖水基本上沿风向向下游流动,该阶段大概需持续3h。

(2)风向下游回流阶段。这一阶段的主要特征是风向下游出现与风向基本相反的沿岸流动。这可能是由于风引起下游水位抬升导致压力梯度力加大,从而削弱了风应力作用的原因,这一阶段约持续1h。

(3)逆时针环流雏形阶段。在沿岸流的推动及压力梯度力、底摩擦力和其他力的共同作用下,风应力的作用被进一步削弱,从而逐渐形成围绕洞庭西山的逆时针环流的雏形,这一阶段约4h。

(4)逐步稳定阶段。随着环流的发展、推动,风向上游沿岸流亦达到稳定,流场基本不再随时间变化。