三峽水庫不同調蓄方式對枝城至楊家垴河段沖淤變化的影響

王 潔

(長江勘測規劃設計研究有限責任公司施工處，湖北 武漢 430010)

0 引 言

長江中游枝城-楊家垴河段全長約70 km，上鄰三峽工程、葛洲壩水利樞紐，處于長江由山區河流向平原河流的過渡地帶，其河床組成、河道形態具有不同于一般山區河流或沖積平原河流的特性。由于其獨特的地理位置，該河段對于長江，尤其是荊江段的防洪有著重要影響。三峽水庫蓄水后，壩下游枝城-楊家垴河段發生了自上而下的劇烈沖刷，引起了眾多學者的廣泛重視。陳立[1]、羅優[2]等研究了蘆家河水道河道演變態勢，分析了引起該水道航道條件變化的主要原因；彭嚴波等[3]鑒于河段的整體性研究了關洲水道、松滋口和蘆家河淺灘的關系；陸永軍[4]、陳義武[5]則分別通過數學模型和物理模型試驗對蘆家河水道的演變趨勢進行了研究；楊芳麗、黃偉等[6]分析了枝江江口河段河床演變特點、礙航特性和航道存在的主要問題；李彪、付中敏等[7]探討了枝江江口河段航道整治一期工程前后航道條件、水流條件變化情況；劉懷漢、茆長勝等[8]通過物理試驗，分析了枝江江口河段下游水位下降與洲灘沖刷變形對航道條件的影響。但是，已有的研究都基于現行的三峽水庫調蓄方式，然而在實際應用中，為全面提高三峽工程綜合效益，尤其在利用汛期洪水資源與中小洪水調度方面，三峽水庫進行了大量的優化調度與實踐，然而以上研究都沒有考慮中小洪水調度方式的影響，因此都具有一定的局限性。從研究方法上而言，大部分的研究都基于物理模型試驗[1, 2, 5, 8]和資料分析[3, 6, 7]，物理模型試驗受到場地、資金、周期等條件的天然限制，一般都研究特定因素的影響，如整治工程的影響，并且對河道地形有一定程度的簡化；歷史資料分析一般都只能給出定性的預測分析，因此需要通過其他手段，如數學模型，展開進一步研究。

基于此研究現狀，本文利用二維水沙數學模型，系統全面地研究了三峽水庫不同調蓄方式對枝城至楊家垴河段河床沖淤的影響，該研究結果對于充分發揮三峽水庫的綜合效益有著重要參考價值，并為治江決策提供科學技術支撐。

1 河道概況與水沙特性

枝城至楊家垴(大步街)河段全長約70 km，位于上荊江進口，上距宜昌60 km，處于三峽下游沙卵石河段中下段，其下游大步街以下為抗沖性較弱的砂質河床。該河段主要由彎曲分汊和順直分汊河型組成，河段陳二口附近右岸有松滋口分流，以昌門溪為界，分為枝城--昌門溪河段和枝江--江口河段，河勢見圖1。

圖1 枝城-楊家垴河段近期河勢圖

研究河段徑流和泥沙主要來自宜昌以上的長江干、支流。同時受荊江松滋口分流入洞庭湖。三峽工程于2003年5月25日開始預蓄水，2009年汛后按照國務院《三峽水庫優化調度方案》運行。三峽水庫蓄水后，2003-2008年壩下游宜昌、枝城、沙市站水量較蓄水前偏枯5%～10%；2009-2013年，長江上游來水略有偏少，壩下游各主要水文站年均徑流量分別為3 934、4 074、3 717 m3。而蓄水后壩下游輸沙量銳減，2009-2013年，三峽水庫上游來沙量減小明顯，加之三峽水庫攔截了長江上游來沙的80.4%(2003-2008年為70.6%)，各站年均輸沙量分別為0.29、0.34、0.44 億t，較蓄水前減小幅度為94%～90%。

2 模型建立與驗證

在分析水沙特性及河床演變特征的基礎上，本文采用二維水沙數學模型進行計算分析，模型基本控制方程與數值解法參考李義天等[9]。采用枝城至楊家垴河段河道，流量為2.8 萬m3/s的條件下，水流和泥沙沖淤過程對二維水沙數學模型進行驗證。驗證表明，計算水位(圖3)、1號斷面流速分布(圖4，其他斷面流速分布略)，以及河段沖淤變化與實測值吻合良好。以上結果說明應用二維水沙數學模型研究不同調蓄方式對枝城至楊家垴河段的沖淤影響是合適的。

圖2 枝城-楊家垴河段測流斷面布置圖

圖3 沿程水位驗證圖

圖4 1號斷面流速驗證圖 (Q=2.8 萬m3/s)

圖5 計算和實測沖淤分布圖

3 三峽水庫不同調蓄方式對河道沖淤的影響

3.1 計算工況簡介

三峽水庫自2003年6月首次蓄水水位達135 m以來，削減洪峰流量，攔截上游來沙，下泄清水或低含沙量水流沖刷下游河道，長江中下游挾沙水流長期處于非飽和狀態，中下游河道不可避免經歷長期的河床沖刷[10]，將嚴重影響中下游河道的河床演變[11]，尤其是清水沖刷江心洲洲體，引起洲體面積的減小與整體蝕退，嚴重影響河槽穩定，對于河道發育產生顯著的影響。另外，在保證防洪安全的前提下，為充分利用洪水資源，實施中小洪水調度，成為了如何優化三峽水庫調度的熱點問題，但是中小洪水調度方式對洲灘發育的影響仍然有待研究。

基于以上背景，考慮了5種計算工況(表1)。具體而言，計算工況1和2對比了有無水庫條件下河段沖淤變化，其中水沙邊界條件分別選取了經現行調度方式調蓄后的2003-2012年實測水沙系列，以及經水沙還原后的2003-2012年無水庫調度水沙系列，泥沙顆粒級配按近年來實際變化處理，具體的上游邊界處水沙條件、下游邊界處水位流量關系見圖6-圖8，同時表2總結了有無水庫條件下枝城站各流量級持續時間變化。計算工況3、4和5對比分析了不同的中小洪水調度方式對目標河段河道沖淤變化的影響，即選取了三峽水庫下泄流量分別為4.0、4.5、5.5 萬m3/s 時的3種情況，水沙邊界條件考慮了經過控制性水庫的運用并經不同調度方式調蓄后的2009-2013年水沙過程，上游邊界處流量過程及流量含沙量關系如圖9、10所示，下游邊界處的流量過程采用宜昌站考慮清江入匯修正后流量。5種計算工況的初始地形均為2014年12月實測河道地形。

表1 計算工況總結

圖6 來流過程圖

圖7 含沙量過程圖

工況Q<1.2萬m3/s1.2萬m3/s2.9萬m3/s無水庫21311438有水庫22211924

圖8 下游邊界處水位流量相關關系圖

圖9 不同中小洪水調度方式下上游邊界處進口流量(計算工況3、4、5)

3.2 現行調度方式對河段沖淤變化的影響

表3為枝城-楊家垴河段計算累積沖淤量。結果表明，無水庫條件下，河床變形以全局沖刷為主，枝城至昌門溪，10年內總的沖刷強度為 66.3 萬m3/km，昌門溪以下河段，在10年末整體沖刷強度為69.4 萬m3/km；而現行調度方式調蓄下，研究

圖10 上游邊界處進口流量與含沙量關系(計算工況3、4、5)

河段雖然也以沖刷為主，但由于上游來沙大幅減少，沖刷強度遠大于無水庫條件。枝城至昌門溪，10年內總的沖刷強度為92.8 萬m3/km，昌門溪以下河段，在10年末整體沖刷強度為88.8 萬m3/km。同時，從表中可知，沖刷量隨時間的發展呈現出前期較大，后期減小的趨勢，80%以上的沖刷量發生在前6年，在10年末沖淤變幅不大?；谟嬎憬Y果，預計10年末河道地形接近沖刷極限地形，研究河段在十年內將沖刷變幅不大，河道將基本保持穩定狀態。

圖11顯示了模型計算的有無水庫兩種工況下沿程累積沖淤厚度分布情況。定性而言，現行調度方式下，研究河段主要沖刷沿程分布與無水庫調度基本一致。無水庫調度下[圖11(a)])，對于灘槽變化，由于上游來沙相對較大，年均含沙量達0.5 kg/m3，且洪水持續時間相對較多(表2)，除了局部洲灘呈現出小幅淤積，如關洲洲體等，大部分洲灘主要以沖刷為主；對于汊道變化，除了關洲左汊沖刷幅度較大，大部分汊道都基本保持穩定狀態。按照現行調度方式[圖11(b)]，研究河段的沖淤性質并未發生根本性改變，但較無水庫條件下，洲灘整體呈現出萎縮態勢，如關洲洲體、關洲左汊邊灘、蘆家河磧壩頭部及左側、柳條洲中下部及江口老洲等，主要原因是河段來沙大幅減少，導致沖刷幅度顯著增加。此外，關洲左汊也呈現出沖刷發育的態勢，主要原因是三峽水庫調蓄方式也改變了下游的流量過程，使得與左汊沖刷密切相關的中水流量持續時間增加(表2)，但是，總體而言，其他汊道仍基本保持穩定狀態。

表3 枝城-楊家垴河段計算累積沖淤量

圖11 2003-2012 年系列計算沖淤分布圖

3.3 中小洪水調度對河道發育的影響

表5 和6 分別對比了三種調度方式下，心灘和主要邊灘形態特征的變化。定性而言，研究河段整體仍均處于沖刷狀態，河道演變趨勢定性上相似，即灘、槽總體均表現為沖刷，其中以灘地沖刷為主、河槽沖刷則相對較小；洲灘的沖刷部位主要集中于有一定可沖性的蘆家河磧壩壩頭、柳條洲中下部、江口老洲及大步街出口位置等。定量而言，不同調度方式導致灘槽格局略有不同。

表5 三峽水庫不同調度方式下心灘形態特征變化表 m

注：最大灘寬按35 m等高線統計。

表6 三峽水庫不同調度方式下主要邊灘形態特征變化表 m

注：最大灘寬按30 m等高線統計。

4 結 語

三峽水庫蓄水后，長江中游枝城-楊家垴河段發生了自上而下的劇烈沖刷，但是現有的研究都具有一定的局限性。本文利用二維水沙數學模型，系統全面地研究了三峽水庫不同調蓄方式對枝城至楊家垴河段河床沖淤的影響，主要結論如下：

(1)應用二維水沙數學模型，對枝城至楊家垴河段河道水流和河道沖淤過程進行驗證計算，計算的水位、斷面流速分布以及河段沖淤變化與實測值吻合良好。驗證結果表明，采用二維水沙數學模型研究不同調蓄方式對枝城至楊家垴河段的沖淤影響是合適的。

(2)計算結果表明，在現行調度方式調蓄下，研究河段的河床變形以全局沖刷為主，由于上游來沙大幅減少，沖刷強度遠大于無水庫條件；河道沖刷量隨時間的發展呈現出前期較大，后期減小的趨勢，預計10年末河道地形接近沖刷極限地形，河道將基本保持穩定狀態。

(3)在三峽水庫采用不同中小洪水調度方式的情況下，研究河段整體均處于沖刷狀態，河道演變的趨勢定性上一致，僅在定量略有差異。

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