迪河河口湾形态演变概要.docx
《迪河河口湾形态演变概要.docx》由会员分享，可在线阅读，更多相关《迪河河口湾形态演变概要.docx（16页珍藏版）》请在冰豆网上搜索。
迪河河口湾形态演变概要
迪河河口湾形态演变
——位于英国东爱尔兰海的潮汐不对称河口
摘要
潮汐不对称（涨潮和落潮持续时间不相等）是导致河口剩余沉积物搬运和河口形态变化的主要因素。
河口形态演变是一个短期的动态平衡过程，然而，这些特征在对于长期来说确是短暂的。
在这项研究中，我们用三维数值模型法调查了迪河河口潮汐变形和潮汐不对称的空间分布。
从流域测高法和近来的区域侵蚀和沉积方面来说，高分辨率的激光雷达测量被用来支持并解释我们的数值模型结果。
数值模型结果的谐波分析表明更浅的潮间带区域潮汐最不对称，表现出涨潮控制作用。
在主要的通航水道显示出一些落潮流处于控制地位，但是这些地方的潮水相对的没有变形.。
总体看来，涨潮流处于主导作用的情况下，将沉积物带入河口地区，这可以用来解释大家都知道的历史形态变化（在过去的两个多世纪中大面积的增长）及近期的可以从LIDAR测量中看到2003—2006年的形态变化。
测高分析表明迪河河口可能趋于平衡，并且，在将来涨潮流的控制作用和沉积速率可能因此而降低。
一个填充型的河口，潮滩面积的增长及海拔的升高会最终使得河口变成一个落潮控制型河口，如以前的研究所表现及在这项研究中理想化河口模型结果所呈现的结果一样。
然而，迪河大潮幅与液压深度比率表明潮滩必然会向广阔发展。
关键字：
形态学迪河河口湾潮汐不对称水动力学测高法
1.引言和目的
河口和潮滩是受海洋和陆地影响的复杂的动力系统。
通常有着非常高的娱乐、商业和生态价值，因此，对其管理是非常重要的，深入的了解河口形态过程和演变对于海岸管理是不可缺少的，因为可以预测沉积物沉积和运移的变化模式。
这项研究的目的是调查形态动力过程和识别导致现在迪河河口水深测量的机制，以用于预测将来的变化趋势。
最近的LIDAR调查数据已经出来，并且已经用于推断河口范围的行为趋势的测高分析。
随后，与迪河有关的河口平衡和稳定性的概念被讨论。
迪河的潮汐传播被用数值模型分析法描画出来。
迪河河口的潮汐不对称、剩余流和剩余沉积物搬运的模式也被研究。
最后，用理想河口模型概念，涨潮和落潮控制作用的敏感度在测高学方面（比如，改变河道深度和潮滩海拔）也被探索。
河口形态是由水动力条件、沉积环境、沉积物供应及基础的地质情况共同作用控制的。
特别是潮汐港湾的形态演变是沉积环境和非线性的潮汐传播不断的相互作用造成的。
这样的相互作用会引起剩余循环和沉积物通量的空间变化。
此外，形态改变的反作用影响潮汐的水动力特征和沉积物运移，特别是河口平均深度的改变和对潮间带区域海拔∕容积的改变。
反馈机制和非线性相互作用使得潮汐港湾的地貌演变成为复杂的现象，并且很难预测。
同时，以前假设沉积物特征控制河口水深。
但是近来的理论却表明基础的测深参数（深度剖面和潮汐长度）取决于潮幅和河流径流的长期变化。
无论在哪种情况下，无疑的，在长期的演变过程中，形态动力学和水动力学是紧密联系在一起的。
.最近几年，形态模型已经有了重大的进步，已经有几种方法了。
首先，自下而上的模式在流场和沉积物搬运的独立模块中用物理过程的动力学方程。
相反的，自上而下的模式用港湾范围形态行为预测变化，如几何学联系。
这样的例子包括流态关系，如O'Brien（1931）andEyesink（1991）的潮水量关系，形成分析（PrandleandRahman,1980）和潮汐不对称分析（Dronkers,1986;FriedrichsandAubrey,1988）。
这两种方法的混合被认为是半经验主义或结合了复杂的自下而上方法来模拟水动力，但用经验公式模型来模拟形态变化。
然而，水动力模拟的精确性远远大于沉积物侵蚀、搬运、沉积模拟的精确性。
因此，这项研究不是致力于沉积物侵蚀、搬运、沉积的数值模型，而是使用能推断变化的基于过程的水动力模型。
1.1.潮汐不对称
潮汐对称是指涨潮和落潮有相等的持续时间，并且能够达到大致相等的最大速度，最终没有净沉积物搬运。
当涨潮和落潮持续时间不相等时，这就是大家都知道的潮汐不对称，潮汐不对称是当潮汐传播进入浅滩，沿着沿海大陆架和进入河口湾时产生潮波变形导致的。
引起潮波变形的机制就是潮汐传播的非线性作用。
非线性的主要原因是二次摩擦、随时间变化的水深、随时间变化的横截面宽度。
当潮波接近海岸的时候变成浅水波（相速与水深的平方根成比例），波峰比波谷运动快，因为更大的水深在最高点之下。
最终，在潮汐变化幅度很大和强烈收敛港湾的极端条件下，潮波很可能变陡，直到波峰赶到波谷，从而形成一个涌潮，相同的基本原理，后面的波在海岸上破碎。
潮汐变形可以用天文分潮的谐波来描述。
基本潮汐周期的高潮汐谐频是由非线性的潮汐传播引起的。
估计潮汐不对称的程度以前已经被研究过了，用河口结构分析的方法，还有对照M2和M4分潮的潮汐分析方法。
M2分潮是占主导地位的太阴主要半日分潮，（M代表月亮，脚标2代表频率，每天两次），M4分潮是四分之一日潮，M2倍潮的非线性谐波。
关于潮汐不对称在形态上的综合影响的细节可以参考Wangetal.（2002）。
不断有论据证明，如果落潮的持续时间比涨潮长，应该有持续时间更短，更强烈（更高的速度）的涨潮流。
与落潮流相比，在涨潮时更高的涨潮流速导致对海床更强的剪切作用。
一旦河床的临界剪切应力（启动沉积物运动的最小剪切应力）被超过，任何更多的增加都会引起大量的沉积物悬浮。
因此，沉积物搬运是给定时间剪切应力和临界剪切应力被超过时水流持续时间的函数。
最终，在潮汐周期中产生净沉积物搬运，涨潮控制水流导致向河口内的净沉积物搬运。
这可能会引起河口充填。
在落潮流控制条件下，会产生反方向的向海的净沉积物搬运，是沉积物从河口向外输出。
沉积物搬运的悬浮负荷部分很大程度是受潮汐不平衡影响，而床底负荷部分不是。
因此，当小颗粒处于优势并且悬浮是主要的搬运方式时，影响是最大的。
这包括许多河口，如像迪河这样主要是细砂和粉砂（为主）的河口。
同样值得考虑的是，由于密度差异的原因，在海床附近水道最深的地区，河流径流会加强涨潮流同时消弱落潮流。
这样的重力环流的加强或减弱（河流径流分别高或低时）可能会引起潮汐不平衡的显著变化，甚至是在高度混合型的强潮河口。
潮汐不平衡通常是引起净沉积物搬运和沉积的主要因素，导致沉积物沉积于海岸区和河口湾。
河口水道的适航性和河口的地质演变都会受潮汐不平衡的影响。
因此，潮汐不平衡是潮汐港湾形态发展的控制因素。
所以，了解河口的潮汐传播类型对于研究河口的沉积物动力学是至关重要的。
1.2.形态平衡和稳定
河口平衡原理的概念，在给定的水动力条件下，会存在一种平衡地貌，河口都会向这种平衡地貌演变，然后变得稳定。
形态动力学平衡需要长时期进入水湾∕河口湾的平均沉积物通量等于零。
一个形态平衡的河口可能仍然保留一定程度的潮汐不对称。
形态稳定性就是，在扰乱之后河口回到它的原始状态的能力（HumeandHerdendorf,1993）。
如果一个系统是形态学稳定的，形态的微弱扰动会使潮流的传播发生改变。
为了使系统恢复到它的原始状态，涨潮和落潮的沉积物通量会失去平衡。
然而，由于外部条件如平均海平面和风成浪模式随时间也会发生变化，很难说一个完全稳定的河口是否能存在（Dronkers,1986）。
潮汐入口或河口可能不断地变化以适应一个新的平衡（VanDongerenanddeVriend,1994）。
因此，可能存在一种动力地貌学平衡和稳定存在。
存在一些形式的平衡被认为是保证一个河口长期存在并坚持的必要条件。
一个不平衡的河口（不稳定，没有平衡状态）很可能会被侵蚀掉，或者，更可能的是，被完全填充。
2.迪河河口湾：
背景情况和资料库
迪河河口湾是一个强潮型的漏斗形的潮汐型河口，位于英格兰和威尔士之间的东爱尔兰海（图1）。
现在的迪尔河口有30公里的有效长度，河口的最大宽度是8.5公里。
主要的运输水道从河口的最前面分叉向海延伸12公里，导致有两条深水道延伸进利物浦湾。
向西的叫做Mostyn水道，向东的叫做Hilbre水道。
图1.迪河河口湾的位置和环境，英国东爱尔兰海，显示的水深来源于2003的LIDAR测量
这是一个海岸平原河口，是在末次最大冰期的低海平面时期，在涨潮和落潮过程中被迪河切出来的谷。
自然河口向内陆延伸到切斯特的罗马城（2000年前），35—40公里长。
在河口的最前端开凿运河、地面流水、以及开垦彻底的改变了河口的水动力系统，并且是河口长度缩短到30公里。
以前主要的航道位于离河口的东海岸很近的地方。
开凿运河使得靠近西海岸（威尔士）的水道发生变化。
这导致由于接着发生的低水流条件，使得东海岸发生严重淤积且增长。
高程度的增长导致河口变成一个非常浅的系统。
随着泥岸和沙岸海拔在演变过程中不断地增长，大范围区域被盐沼垦殖。
最早的开拓者是海篷子属植物，然后被唐氏米草属控制。
1930年大米草的引进被认为明显的加速了盐沼范围的伸展。
盐沼改造陆地导致了河口有效长度的缩短，防潮堤的建造进一步恶化扩大了迪河开凿运河的部分。
历史上关于淤积和盐沼扩张的摘要可以在Marker（1967）中找到。
大潮及相关的强潮水流存在使得迪尔河口成为一个高能，高动力系统，迪河河口的平均潮水量是4×108m3。
表明平均低水位和平均高水位之间的容积增加超过80%。
平均河口径流相对比较小，大约31m3∕s。
一个潮控河口会典型的有一个至少小于潮水量数量级的河流径流（LanzoniandSeminara,2002）。
这在迪尔河是无疑的，在一个潮汐周期中，河流径流相当于大概潮水量的0.35%。
在河口附近的希尔布勒岛平均大潮超差为7—8米。
3.方法学
3.1.激光雷达测量
迪尔河口的机载LIDAR测量已经在2003和2006年间被环境局完成，还有一个2004年的不完全测量，约20—30cm的垂直精度。
2003和2006测量的水平分辨率和垂直分辨率分别是2m和1m，20-30cm。
机载测量被应用于涨潮到最大潮时的低水位区的河口最大裸露区。
在涨潮低水位时被水覆盖的更深水道被用船载的扫描测深。
如此高的分辨率数据系统已经为数字模型提供了高质量的测深数据。
LIDAR同时也提供了用于计算河口测高特性的重要数据。
这些也可以用来推断形态行为。
这些包括：
•横断面积
•河口容量（在高水位、低水位、潮水量等）
•河口有效长度
•测高轮廓（面积∕海拔关系），一些几何特征已经在下面被计算和解释
3.2.数字模型
为了模拟水动力潮汐传播，数字模型已经应用于迪尔河口。
然后水动力模型结果被用于推断可能的形态变化。
这个被用的模型是一个POLCOMS（鲁德曼海洋实验室海岸模型系统），是一个三维传统格点配置法斜压模型。
关于这个模型更多的详细内容可在霍尔特和詹姆士（2001）中找到。
最近的修改包括为干燥和潮湿河口用TVD方案计算体积通量。
TVD方案保证了总深度的准确性，而不是被怀疑的。
这对于干燥或潮湿的潮间带区域的数值稳定性的得到是非常重要的。
因此，这可以得到像迪尔河口那样在潮汐周期中会有大面即被淹没的浅水区精确的水动力模拟。
这个模型已经被应用于现实和理想的迪尔河口测深，用一种简单的方法来表现主要特征，解释重要的控制过程。
3.2.1.现实的测深
这个模型用的是2003年LIDAR测量得到的高精度测深数据。
24标准差水平被用于垂直距离，并且15种标准潮汐组成波被用来促使开阔边界的形成（水平面和正压流对向海的开放边界和辐射边界条件非常特别）。
一个滑动条件被应用在陆地边界。
这个模型的全部范围可以在图7和图8中看到。
这个模型也已被用来直接模拟河口的水动力条件和潮汐传播的特征。
这个潮汐传播模型已经被证实了，通过比较模型的输出和上、下部河口（Hilbre岛）用检潮仪测得的潮汐观察数据（图2a,b），这些被标在纽林基准面上，高程基准被用于英国陆军测量地图。
就像在1915—1921在英格兰康沃尔的纽林定义平均海平面一样。
基于潮汐海拔模拟的潮汐分析结果已经被提出，非常强调涨潮或落潮控制力的位置和与之关联的形态行为。
图2.潮汐曲线显示了检潮仪监测和模拟的潮汐高度。
位置分别是：
a）靠近河口的下河口区的Hilbre岛b）在开运河地区附近的上河口区的Corus防波堤
3.2.2.理想模型
理想模型在调查整个河口范围的形态行为是非常有用的工具。
理想模型的两个重要概念是简化的几何学和简化的作用力。
简化的几何学可以降低测深网的复杂性，通过减少小单元的数量，把河口分隔成小部分，在每个小部分有相似的深度代表泥∕沙滩、盐沼和主要潮道。
理想模型中简化的地貌因为减小了计算范围（网点的数量）而大大的降低了模型流程的计算工作量，因此，允许每小时进行更长的实时模型流程。
这也使得一般趋势结果更容易识别。
于此，水道∕泥滩的水准面改变对潮汐传播的影响很容易观察和表现。
这同样也适用于人为原因造成的深度改变，也可以用来测试河口对假设的特征形态的反应。
简化的作用力包括减少用于开放边界条件的潮汐分潮的数量。
这样，只有主要的M2和S2被应用。
这种方法将会被用来测试在改变现在的深度状况后形态动力平衡是否可以达到。
理想河口测深网应用的例子可以在图9中看到。
（相关的东西将会在下面讨论）
4.成果
4.1.现代迪河河口湾测深—LIDAR测深
图1显示了2003年的迪河应用LIDAR测量得到的深度。
可以清楚地看到两个主要的潮道（Hilbre水道和Mostyn水道）,还有东岸的小湾和盐沼系统的水道。
注意到大部分的河口海拔都在海拔−6mODN以上，只有水道最深的部分在−20mODN以下。
众所周知，在过去的两个世纪中，迪河河口已经大量的充填并增长，但是现在还是那样吗?
像迪河这样的河口是在实现平衡的过程还是简单的充填的过程是非常不明显的。
但是我们可以通过对比2003和2006的LIDAR测量来调查最近的侵蚀和堆积平衡。
这两个测量的区别表明了这三年的增长和沉积，如图3所示。
从图中可以看到东岸的泥岸沙岸和盐沼的浅水区域最近几年一直都在增长。
尽管在短间隔的测量使得增长的速度很难弄清。
在一些地方侵蚀仍然很普遍，但是其中一些区域可能由于河道迁移产生人为的影响。
图3.迪河河口湾2003——2006水深变化（来源于LIDAR测量）
用LIDAR数据组可以计算横断面积。
为此，沿河口选取几个横断面，图4，从2003年的测量结果可以看出横断面积是如何沿河口变化的。
横断面积与平均海平面有关，潮控型河口通常都是漏斗形的，并且表现为从下河口到河口横断面积成指数增长。
迪河大致也是这样的，但是在中河口区有轻微的线性递增。
图4.迪河上河口（向陆方向）横剖面面积的变化，横剖面面积被认为与平均海平面有关
河口测高通过表面积的分布来标高，并被提出为一个垂直潮汐传播的控制因素。
一些研究已经调查了经验公式在测高关系上的应用，接下来是Strahler（1952）的开创性的工作（如Boon,1975;Boon和Byrne,1981;Wangetal.,2002）。
在Townend（2008）中已经详细讨论了几种方法。
为了这项研究，只有Boon和Byrne的测高法理论与迪河河口的测高法相比。
图5显示了由2003年的LIDAR测量得来的迪河的测高曲线（非空间的海湾面积对应非空间的海湾高度）。
Boon和Byrne（1981）用河口的测高来描述河口的形态和发育（沉积物充填的程度）。
他们得到一个测高曲线拟合技术来计算无量纲的海湾面积，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间的高度，A—总的∕最大底床面积，Amin——最小底床面积，a—在高度h之下的底床面积，γ—控制测高曲线之下面积的因数。
参数γ可以用来描述河口的发育程度。
一个未发育完全的河口的γ为3.5–5.0，有少量由涨潮流控制的充填（有相当的垂直侧面）。
这样的系统可能很浅，但是很可能有大量的潮间带沉积。
此外，涨潮流控制的地方可能底部摩擦影响很重要。
因为这会对倍潮有作用，这将会在下面进一步的讨论。
一个更成熟和沉积物充填河口的γ为1.8–2.5，有缓斜坡边，一个指示落潮流控制的形状。
这是因为沉积物充填的河口一般都有大范围的潮滩，众所周知，这可以促进落潮流控制力（如SpeerandAubrey,1985;Dronkers,1986;FortunatoandOliveira,2005）。
Boon和Byrne的曲线拟合技术结果和观察的LIDAR数据绘制在一起。
迪河河口的γ值是2.2，当应用Boon和Byrne范围时是完全成熟（中等充填）的河口。
这表明迪河河口何能正在向落潮流控制转变（当河口充填已经完成时潮汐不对称可能更倾向于落潮流）。
然而，在一个非常成熟期后，当河道横断面积达到最大值时，湿地充填河口（γ=1.8）可能达到动态平衡，就如所找到的维吉尼亚Swash海湾的状况一样；如Boon和Byrne（1981）的研究模型。
曲线表现的假设的成熟河口和年轻的开放河口也同样绘制在图5上，以与迪河的测高结果进行对比。
图5.测高图像显示了迪河河口湾的港湾形态，也同时显示了一个沉积物充填更少和一个沉积物充填更多的例子的测高形态
4.2.数值模型结果
4.2.1.现实模型测深
潮流不对称是潮汐谐波相互作用的而结果（Fokkinketal.,1998）。
用一个时间序列的潮汐海拔数据，利用谐波分析方法就可以分离出单个的潮汐组成波。
组成波的规模和相可以用来洞察系统的水动力功能（AubreyandSpeer,1985）。
POLCOMS可以用来产生一系列的从2001年6月12开始的大小潮周期潮汐高度。
这个模型计算的网格范围包括利物浦湾这个重要的部分以及Mersey湾的入口，还有迪河（图7,8）。
随后，为了验证正确行，对潮汐曲线和检潮仪观察的结果在上部和下部河口都进行了对比（图2a,b）。
然后，谐波分析用T-Tide分析软件被应用于海拔时间序列（Pawlowiczetal.,2002）。
潮汐不对称通常被解释为由高频率倍潮造成的太阴主要半日分潮的变形。
M2分潮是利物浦湾的太阴主要半日潮和主要分潮。
M4是组成波是最重要的谐波倍潮，是M2分潮的第一个谐波倍潮，并且是由非线性的相互作用产生的。
由摩擦、持续性和水平对流加强M4分潮造成的非线性的能量转移，特别是摩擦在M4分潮的产生中起到了非常重要的作用（尽管在M4产生机制的特定几何条件下advection可以控制：
SpeerandAubrey,1985）。
连同其它高阶谐波，M4是潮波变形的原因，并且发现是在海岸区潮汐变形（不对称）的主要原因（FriedrichsandAubrey,1988）。
关于爱尔兰海的M4分潮的空间变化的研究在DaviesandLawrence（1994）中有介绍。
M2和M4分潮的对比可以用来指示潮汐变形和不对称的程度。
迪河河口这两种分潮的波幅显示在图6a,b上。
FriedrichsandAubrey（1988）提出以下两个方程来解释潮汐：
潮汐变形因素（用分潮幅）：
M4amp∕M4amp＞0.01指示明显的潮波变形
潮汐控制因素（用分潮相）：
2M2θ－M4θ：
0°－180°=涨潮控制；180°－360°=落潮控制
下标amp和θ分别表示振幅和相
这些迪河河口和利物浦湾的潮汐变形和不对称的参数表现在图7和图8上。
图7显示在河口的外侧潮汐相对的没有变形并且是对称的，但是在刚进入迪河河口湾就强烈变形，特别是当达到最浅的区域时。
与预计一样，潮汐强烈变形区与高M4振幅区一致。
大的变形因素反映了浅水摩擦能量损耗和从M2到M4的非线性能量转移。
图8指出相差引起的潮汐不对称，还有这些同样浅的强烈的潮汐变形区都趋向于涨潮流控制。
这可以解释河口的这些区域增长的特性，像涨潮流控制型河口区搬运沉积物一样，后者已经在相关文献中被讨论。
相比之下，两条主要的潮汐水道显得都是落潮流控制型。
然而，整个水道的潮汐变形程度比浅的泥滩和沙滩的程度都低。
（因此，水道仅仅是微弱的落潮控制。
）
图6.迪河河口湾的潮汐分潮幅a）M2潮幅b）M4潮幅
4.2.2.Idealisedestuarymodelling理想河口模型
理想模型已经被证实是数值模型的有用工具。
水深测量和外力的简化意味着更少的计算量是必须的，并且可以使物理关系和趋势更容易识别。
在这项研究中，简单的漏斗形河口水深测量被用于数值模型POLCOMS中。
在第一个测试中，选择深度作为现在迪河河口的深度的典型代表。
两个进一步的测试用更浅的深度模拟增长的效果。
这被应用于河口边缘的泥滩和沙滩（分别加上2m和4m）。
这三个深度数据都显示在图9上，分别叫做测试a、测试b、测试c。
岸边的沉积与主要水道的侵蚀相结合，通常岸边增长是河口沉积物重新分配的结果，而不是只靠净沉积物进入。
例如，潮波在水道比在潮滩传播的快（Dronkers,1986），所以可能在两个区域之间存在某种程度的沉积物转移。
.三个测试的在开放边界的外部潮汐作用力都被减少到只有M2和S2分潮（分别为主要的太阴潮和太阳潮）。
对水动力结果进行谐波分析，用相差参数调查在河口内的涨潮和落潮控制区当提高泥滩和沙滩的海拔将会引起的影响。
在这三个测试中，涨潮∕落潮控制力参数已经代表性地平均并沿河口标出在图10上。
在这三个测试中，潮汐传播似乎都越向河口越趋向于涨潮流控制。
在这三个测试中可以看到一些有意思的变化。
图10显示，提高泥滩和沙滩的海拔趋向于增加落潮控制的程度（导致相差参数的增加）。
这是因为大面积的高潮滩可以增加落潮流上的最大水流。
这种趋势在整个河口长度范围内都适用，但是这种趋势在上河口区更强，因为那儿的潮间带区域最广阔。
图7.M2潮幅∕M2潮幅是潮汐变形的指示器
图8.2M2潮相-M4潮相是潮汐控制程度的指示器
图9.水深坐标被用来表现一个简单的漏斗形“理想”河口的例子（深度单位是米）
5.讨论
把潮汐图像分离为若干个组成部分可以得到关于水动力过程的有用的见解。
图6a和b显示了M2和M4分潮的振幅。
当传播向上河口时M2分潮的振幅衰落，因为摩擦损耗和非线性的能量向高频率的转移（AubreyandSpeer,1985）。
底部摩擦与潮流相反，并且随潮流速度成平方增长，表现为消散和降低潮流运动的能量（Pugh,2004）。
与M2相比，M4更加协调，与利物浦湾的可忽略相比，M4在迪河河口湾有高振幅区域。
图10.在理想河口模型中，用潮汐不对称参数表达的上河口变化显示涨∕落潮控制力
我们已经在图7和图8中说明了M2和M4分潮是如何被用来估计潮汐变形和不对称程度的（如FriedrichsandAubrey,1988）。
这两种组成波的规模和相可以被空间的和时间的计算出来，提出一个足够长时间序列的潮汐高度。
潮汐传播的特征（如变形、不对称）可以被用来解释以前的形态变化，因此，可以用来推断未来的变化（涨潮流控制很可能引入沉积物，落潮流控制很可能输出沉积物）。
迪河口的浅水区域是泥滩、沙滩及盐沼（潮下带、潮间带及潮上带）并且这些区域是潮汐变形最严重的区域（图7）。
这些潮汐变形区域的不对称都是强烈的涨潮流控制（图8），与以前的浅水区比深水区表现出更强的涨潮流控制的研究结果一致（Wangetal.,2002）。
在图11中进一步的强调了这点，数值模型正交图上的散点绘图显示，涨潮流控制区趋向于浅于平均海平面两米。
相反，落潮流控制区域通常比这个海拔深。
浅的涨潮控制区域相当于底部摩擦力作用很强的区域（引起M2振幅的减小）和浅水变形发生的区域（M4振幅的增加）。
主要的水道是落潮流控制，但是非常的微弱（潮汐相对没有变形），但这可能是一个保持深的的运输水道开着的充分的办法。
图11.潮汐控制参数随河口水深的变化
用M2和M4相差技术，Townend（2005）发现UK的大部分河口都是涨潮控制。
Townend把这样的涨潮流控制归因于河口的潮幅（a）与液压（h）比值非常高。
当a/h大时，因为更大的深度在波峰之下，潮波波峰比波谷运动的更快些。
因此，缩短了涨潮流
升级会员 