三峽水庫調蓄影響下武漢河段中下段河床演變特性研究

李思璇，李圣偉，董炳江

（長江水利委員會水文局，武漢430010）

0 引 言

控制性水庫蓄水運用顯著改變水沙過程［1］，打破了水沙條件與河道形態長期形成的自適應關系，壩下游河床普遍出現了響應性沖淤調整［2，3］。在Occhito 大壩修建后，意大利Fortore River 河床趨于窄深化，平面形態由多汊道向單一河型轉化［4］；小浪底水庫蓄水攔沙運用初期，黃河下游河道持續沖刷，河勢發生調整［5，6］；丹江口水庫蓄水后，下游長河段內曾出現過小灘并為大灘、支汊萎縮、撇彎切灘等現象。水庫調蓄影響下壩下游河床演變歸屬于多時間、長空間尺度的復雜過程［7，8］。

近年來，隨著以三峽工程為核心的長江上游水庫群聯合調度運用，長江中下游河道由原有的沖淤相對平衡狀態轉變為長時期、長距離、大幅度沖刷［9］，河床斷面形態向窄深化發展，江心洲洲頭中低灘沖刷、高灘岸線崩退，壩下游河段演變特性發生顯著改變［10-14］。水沙過程是塑造河床的動力和物質條件，鑒于長江上游水庫群聯合調度的復雜性，加上目前在汛期中小洪水調蓄等具體問題的認識尚不完全一致，深入研究壩下游宏觀河道調整、微地貌變形對水庫蓄水攔沙影響下水沙過程變化的響應具有重要意義［15，16］。

武漢河段中下段屬于長江中游典型微彎分汊河段，在長江流域防洪規劃、長江中下游干流河道整治規劃等重要規劃中，均被列為重點河段，該河段洲灘分布較多、灘槽明顯，河床沖淤演變十分頻繁［17，18］。本文選取長江中游武漢河段中下段為研究對象，在系統分析其演變規律的基礎上，明確長江中游典型河道沖淤調整對水庫調蓄影響下流量過程變化的響應規律，以期為水庫科學優化調度以及長江河道管理與保護提供參考。

1 研究區域

長江中游武漢河段中下段上迄沌口，下至陽邏，全長約50.4 km，由白沙洲順直分汊段和天興洲微彎分汊段組成，白沙洲、潛洲、天興洲自上而下將河道分為左、右兩汊，本文重點分析天興洲汊道段河床演變特征。天興洲分汊段進口兩岸有龜、蛇兩山夾江對峙，河寬約1 km，是武漢河段中下段最窄處；中部河道寬闊，于江心發育形成的天興洲將河道分為兩汊，其中，右汊為主汊、左汊為支汊；長江最大的支流漢江于龍王廟附近匯入。武漢河段中下段河勢見圖1。

圖1 武漢河段中下段河勢圖Fig.1 Sketch of the Wuhan reach

武漢河段中下段承接長江干流及支流漢江來水，漢口水文站能基本反映本河段水沙輸移特性。三峽水庫蓄水前（1954-2002年），漢口站年均徑流量為7 120 億m3，年均輸沙量為3.98億t；三峽水庫蓄水后的2003-2019年，漢口站年均徑流量、輸沙量分別為6 800 億m3、0.97 億t（圖2），徑流量較三峽水庫蓄水前有所減少，主要是上游來水和漢江來水均偏枯所致，而水庫蓄水導致下泄沙量大幅減小，盡管沿程存在河床沖刷補給、湖泊支流入匯等，漢口站年均沙量減幅仍高達75.6%。

圖2 三峽水庫蓄水前后長江中游漢口站年徑流量、輸沙量變化Fig.2 Changes in annual runoff and sediment transport at Hankou Station in the middle reaches of the Yangtze River before and after the impoundment of the Three Gorges Reservoir

從年內分布變化來看，三峽水庫蓄水運用后，水庫調蓄作用影響下流量過程坦化（圖3）。漢口站1-5月徑流量均值與1954-2002年相比增加12.9%，而主汛期（6-9月）月徑流量均值偏少87 億m3。三峽水庫攔沙效應明顯，漢口站年內65.2%的泥沙集中在主汛期輸送，但由于主汛期徑流量偏少，漢口站主汛期輸沙量的占比下降，而枯期補水作用使得1-5月輸沙量占比均有所提高。

圖3 三峽水庫蓄水前后漢口站月徑流量、輸沙量變化Fig.3 Changes in monthly runoff and sediment transport at Hankou Station before and after the impoundment of the Three Gorges Reservoir

2 武漢河段中下段演變特征

2.1 沖淤量及沖淤分布

在三峽工程修建前，長江中下游河床沖淤變化較為頻繁。1981-2003年武漢河段中下段（漢口～陽邏）總體表現為淤積，平灘河槽總淤積量為5 119 萬m3，年均淤積量為233 萬m3。其中，枯水河槽累計淤積泥沙2 584 萬m3，表現出“灘槽皆淤”的態勢。

三峽水庫蓄水運用后，長江中下游河道沖淤相對平衡的狀態被打破，2003-2019年，武漢河段中下段平灘河槽累計沖刷泥沙6 978 萬m3。從沖淤量沿時分布來看，三峽水庫蓄水后的前三年（2003年10月-2006年10月）武漢河段中下段平灘河槽沖刷2 346 萬m3，年均沖刷泥沙782 萬m3，其中，枯水河槽沖刷占比高達65%；之后沖刷強度明顯減弱，2006年10月-2008年10月（三峽工程初期蓄水期），武漢河段中下段平灘河槽沖刷泥沙112 萬m3，年均沖刷56 萬m3，枯水位至平灘水位之間累計淤積泥沙34 萬m3，表現為“沖槽淤灘”的調整特征。三峽工程175 m試驗性蓄水后，武漢河段中下段沖刷強度又有所增大，2008年10月-2019年10月，平灘河槽沖刷泥沙4 520 萬m3，年均沖刷411 萬m3（圖4），枯水河槽累計沖刷泥沙6 341 萬m3，枯水位至平灘水位之間累計淤積泥沙1 821 萬m3，仍呈“沖槽淤灘”態勢。

圖4 三峽蓄水后武漢河段中下段年均泥沙沖淤量Fig.4 The average annual sediment erosion and deposition in the Wuhan reach after the impoundment of the Three Gorges Reservoir

2.2 汊道分流比變化

武漢河段中下段是長江中游典型的微彎分汊河段，分汊河段分流比在一定程度上反映了汊道水流動力對不同汊河的造床作用，進入河槽的相對水量決定了汊道發展或衰退?；诖罅繉崪y資料，統計了近年來武漢河段中下段天興洲汊道段分流比，見圖5所示。

圖5 三峽蓄水以來天興洲汊道段右汊分流比Fig.5 Diversion ratio of the right branch of the Tianxing bar after the impoundment of the Three Gorges Reservoir

武漢河段中下段天興洲右汊為主汊、左汊為支汊。從近些年來天興洲汊道分流比觀測資料來看，右汊分流比隨流量的增大而降低。同時，三峽水庫175 m試驗性蓄水運用以來，各流量級下天興洲右汊分流比有所抬升，2003-2008年低水流量（10 000 m3/s）下天興洲右汊分流比在93%左右；2009-2016年，漢口站年內流量過程進一步坦化，天興洲右汊分流比增加至98%，在2014年3月，流量為9 840 m3/s 時左汊甚至斷流。不同時段天興洲分汊段主支汊沖淤量表明（表1），2001年10月至2008年10月，天興洲右汊沖刷898 萬m3而左汊沖刷663 萬m3，2008年10月至2015年10月，支汊呈淤積態勢，而主汊沖刷強度為前一時段（2001.10-2008.10）的近三倍，五年累計沖刷量達2 590 萬m3，2015年10月至2018年10月，天興洲兩汊均有所淤積，但左汊淤積量更大?？梢钥闯?，近年來右汊枯水期分流比持續增大，與河段近年來發生總體沖刷，且右汊為主、沖刷更強烈的現狀較為一致。

表1 三峽水庫蓄水運用后天興洲汊道段泥沙沖淤統計表Tab.1 Sediment erosion and deposition of the Tianxing bar branches after the operation of the Three Gorges Reservoir

2.3 天興洲演變特點

天興洲位于龜山～蛇山兩對峙磯頭下游，受河道平面形態放寬、下游卡口高水壅水等因素影響，水流流速減緩，泥沙落淤逐步發育形成江心洲。多年來天興洲洲體大小、平面位置及洲頂高程相對穩定，其演變過程主要表現在洲體的淤長與沖退等。1959-1993年，天興洲灘體長度變化不大，灘寬及灘體面積有所增長，1998年高水持續時間較長，洲頂高程較1993年抬高約2 m，而灘體面積減小近7.6%。三峽水庫蓄水運用以來，2004-2016年天興洲洲體基本穩定，15 m 等高線面積由18.5 km2增大至20.5 km2，增幅達10.8%，洲頭向上延伸，最大延伸1.8 km（表2）。

表2 天興洲洲體（15 m等高線）特征統計表Tab.2 Characteristics of the Tianxing bar（15 m contour）

總體來看，天興洲主要演變特點表現為多年來洲頭局部沖淤交替，洲尾平面變化相對較小，洲體兩側以“左淤右沖”為主。特別是在1998年大洪水后，實施了天興洲護岸整治工程，天興洲平面形態總體較為穩定，僅局部出現沖淤交替變化，且變幅在一定范圍內。

3 武漢河段中下段沖淤對三峽水庫調度的響應

三峽水庫蓄水運用以來，長江中游武漢河段沖淤量及分布、汊道分流比、江心洲平面形態等均出現了響應性調整。為進一步明確長江中游典型河道沖淤調整對三峽水庫調度的響應規律，通過構建武漢河段中下段平面二維水沙數學模型，考慮有、無三峽水庫調蓄情況下流量過程變化，對武漢河段中下段開展模擬計算分析。平面二維水沙數學模型的基本控制方程及數值解法詳見文獻［19］。

3.1 模型驗證及率定

數學模型計算網格采用河勢貼體正交網格，網格數為400×80，沿水流方向的間距在80～140 m之間，垂直水流方向的間距在15～50 m 之間?；?014年2月武漢河段中下段實測資料率定了數學模型有關參數，并采用2015年3月實測資料進行了水位、流速、分流比驗證。動床率定、驗證計算的起止時段分別為2011年10月至2013年10月、2013年10月至2016年10月。

總體來看，建立的數學模型能較好反映武漢河段中下段水流特性，水位驗證計算成果精度較高，平均誤差不超過0.01 m，汊道分流比計算值與實測值接近，斷面流速分布與實測值符合較好（圖6）。計算沖淤分布及沖淤厚度與實測值較為吻合，模型能夠基本滿足數值模擬研究的計算要求（圖7）。

圖6 武漢河段中下段天興洲汊道斷面流速分布驗證（2015年3月）Fig.6 Verification of the velocity distribution of the branches in the Wuhan reach（March 2015）

圖7 武漢河段計算沖淤厚度與實測沖淤厚度驗證圖（2013-10至2016-10）Fig.7 Verification of Calculated and Measured Erosion and Sedimentation in Wuhan River Reach

3.2 基本計算條件

為進一步明確長江中游武漢河段沖淤調整對三峽水庫調度的響應規律，考慮2種計算工況，即無水庫調蓄情況以及按現行調度方式調蓄（最大控泄流量45 000 m3/s），對比計算武漢河段中下段沖淤量及其分布、汊道分流比變化、洲灘變形等。

三峽水庫蓄水后2003 至2019年，根據三峽總公司提供的入庫日均流量，上游來流量相對較大的年份為2012年，入庫年徑流量4 076 億m3，有2 天日均入庫流量超過55 000 m3/s，水庫進行防洪運用。本文選取2012年為典型年，分析計算有無三峽水庫調蓄情況下武漢河段演變特征。有水庫調蓄情況下，武漢河段中下段進口流量取2012年漢口站與仙桃站逐日流量差值，進口含沙量通過漢口站與仙桃站逐日輸沙率差值除以進口流量求得；對于無水庫調蓄情況，基于宜昌站經水沙還原后的2012年無水庫調度水沙系列［20］，通過一維河網模型［21］計算河段進口流量過程，逐日含沙量按蓄水后流量～輸沙量關系推求，計算的初始地形為2016年10月實測河道地形。

（1）徑流過程變化。兩種計算條件下武漢河段中下段徑流過程變化表明：無水庫調蓄、按現行調度方式調蓄下武漢河段中下段進口洪峰流量分別為69 700、56 100 m3/s，可以看出，水庫調蓄后洪峰流量削減，與無水庫調蓄相比，按現行調度方式調蓄下洪峰流量減小13 600 m3/s。對于退水過程而言，無水庫調蓄以及按現行調度方式調蓄下汛后9-10月均徑流量分別為719、630 億m3，受三峽水庫汛末蓄水的影響，與無水庫調蓄相比，按現行調度方式調蓄下退水期月徑流量減小89 億m3?？菟谒畮煅a水調度，按現行調度方式調蓄情況下1-4月徑流量均值為316 億m3，相較于無水庫調蓄同期偏大34 億m3。

總體而言，經三峽水庫調蓄后，武漢河段進口洪峰削減，徑流過程坦化，且在現行調度方式調蓄下，洪水期及退水期流量減幅、枯水期補水程度更為顯著，流量變幅進一步減?。▓D8）。

圖8 不同計算條件下2012年武漢河段進口流量過程Fig.8 Inlet flow process of Wuhan reach in 2012 under different calculation conditions

（2）特征流量頻率變化。三峽水庫調蓄具有削峰補枯的作用，導致了年內流量過程的變化，改變了各特征流量級持續時間（圖9）。對于高水流量而言，4 萬m3/s 以上流量級無水庫調蓄、按現行調度方式調蓄下分別為36、34 d，且無水庫調蓄情況下6 萬m3/s以上大洪水出現了3 d，頻率約為1%，而按現行調度方式調蓄情況下未出現6 萬m3/s以上流量。而受水庫削峰補枯影響，與無水庫調蓄相比，按現行調度方式調蓄下流量級1～2萬m3/s頻率增加最為顯著，達7%，年內流量過程更為集中。

圖9 2012年武漢河段不同計算條件下進口各流量級出現頻率Fig.9 The frequency of each flow level occurrence under different calculation conditions in the Wuhan reach in 2012

3.3 結果分析

（1）分流比變化。計算結果表明，兩種計算工況下均表現為隨流量增大，右汊分流比減小，但從整體上來看，各流量級下右汊分流比占優（表3）。同流量下對比而言，在中低水流量級下，兩種計算工況右汊分流比差別不大；在高洪水流量下，各工況計算分流比絕對差值不足0.1%，以4 萬m3/s 流量為例，無水庫調蓄、現行調度方式調蓄下天興洲右汊分流比分別為82.41%、82.43%，對比來看，無水庫調蓄情況下天興洲右汊分流比略低于按現行調度方式調蓄情況?，F行調度方式調蓄下年內流量過程調平，中低水持續時間延長有利于右汊沖刷發展，相應的，右汊分流比略高，而無水庫調蓄情況下4 萬m3/s以上流量級持續天數較長，高洪水有利于天興洲左汊沖刷發展。

表3 武漢河段不同計算條件下天興洲右汊分流比變化Tab.3 Changes of diversion ratio of the right branch under different calculation conditions in Wuhan reach

（2）沖淤量及沖淤分布變化。從武漢河段中下段汊道沖淤量統計結果來看（表4），2012年，兩種計算工況下均表現為左右均沖，且以右汊沖刷為主，而左汊沖刷量相對較小。對比來看，無水庫調蓄、現行調度方式調蓄下天興洲右汊沖刷量分別為2 162、2 186 萬m3，左汊沖刷量分別為210、198 萬m3，對比來看，現行調度方式調蓄下右汊沖刷量略大，與分流比變化較為一致。

表4 不同計算條件下武漢河段天興洲汊道段沖淤量Tab.4 Erosion and deposition in the branches of Wuhan reach under different calculation conditions

兩種計算工況下武漢河段河床沖淤分布圖表明（圖10），天興洲兩汊總體上均以沖刷為主，且右汊沖刷量明顯大于左汊，右汊中上段沖刷而下段小幅淤積，左汊小幅沖刷。兩種計算工況下武漢河段沖淤分布基本相同，差異不大。對比來看，無水庫調蓄、現行調度方式調蓄下，左汊斷面沖刷下切最大厚度分別為3.85、3.58 m，差值在0.5 m以內。

圖10 不同計算條件下武漢河段中下段河床沖淤分布Fig.10 Riverbed erosion and deposition distribution in Wuhan reach under different calculation conditions

（3）洲灘變化。武漢河段中下段平面形態為中間寬兩頭窄，天興洲將河道分為左、右兩汊。從兩種計算工況下天興洲15 m 等高線變化來看，洲頭小幅沖刷后退，洲尾平面變化較小，洲灘總體變化幅度不大，無水庫調蓄、現行調度方式調蓄下江心洲面積分別為2 020.3、2 020.4 萬m2。兩種計算工況下江心洲面積無明顯差異，相對而言，無水庫調蓄情況下天興洲面積略小。

對于長江中下游城陵磯以下河段而言，中枯水主流所在的汊道往往是分汊河段的主汊，洪水主流會偏向支汊。三峽水庫運行導致了年內流量過程的重分配，中枯水持續時間延長、洪峰流量削減。武漢河段中下段承接長江干流及漢江來水，近年來同流量下右汊分流比小幅增大。通過還原計算，擬定了無水庫調度和現行調度方案兩種計算工況，不同工況的差異主要體現在徑流過程上。對于2012年而言，三峽水庫現行的調度方式削減了壩下游河道洪峰流量，延長了中水流量持續時間，有利于中枯水主流所在的汊道即天興洲右汊的進一步沖刷發展，與無水庫相比，右汊分流比、沖淤量均略有增加，但差異不大。

4 結 論

（1）三峽水庫蓄水運用以來，武漢河段中下段以沖刷為主，且沖刷主要集中在中枯水河槽。江心天興洲將河道分為兩汊，其中右汊為主汊，近年來右汊枯水期分流比持續增大，與河段近年來發生總體沖刷，且右汊為主、沖刷更強烈的現狀較為一致。多年來天興洲洲體大小、平面位置及洲頂高程相對穩定，其演變過主要表現在洲體的淤長與沖退。

（2）在三峽水庫現行的調度方式調蓄下，壩下游河道或洪峰流量大幅削減，中水流量持續時間延長，武漢河段中下段表現為中枯水主流所傾向的汊道，即右汊分流比略高于無水庫調蓄情況，但計算差異在0.1 個百分比以內，對應汊道沖淤量也略偏大。對于江心天興洲而言，無水庫調蓄情況下高洪水流量級出現頻率較多且洪峰流量較大，灘體面積略小于現行調度方式調蓄情況，差異不大。 □