三峡水库调蓄影响下武汉河段中下段河床演变特性研究

李思璇，李圣伟，董炳江

（长江水利委员会水文局，武汉430010）

0 引 言

控制性水库蓄水运用显著改变水沙过程［1］，打破了水沙条件与河道形态长期形成的自适应关系，坝下游河床普遍出现了响应性冲淤调整［2，3］。在Occhito 大坝修建后，意大利Fortore River 河床趋于窄深化，平面形态由多汊道向单一河型转化［4］；小浪底水库蓄水拦沙运用初期，黄河下游河道持续冲刷，河势发生调整［5，6］；丹江口水库蓄水后，下游长河段内曾出现过小滩并为大滩、支汊萎缩、撇弯切滩等现象。水库调蓄影响下坝下游河床演变归属于多时间、长空间尺度的复杂过程［7，8］。

近年来，随着以三峡工程为核心的长江上游水库群联合调度运用，长江中下游河道由原有的冲淤相对平衡状态转变为长时期、长距离、大幅度冲刷［9］，河床断面形态向窄深化发展，江心洲洲头中低滩冲刷、高滩岸线崩退，坝下游河段演变特性发生显著改变［10-14］。水沙过程是塑造河床的动力和物质条件，鉴于长江上游水库群联合调度的复杂性，加上目前在汛期中小洪水调蓄等具体问题的认识尚不完全一致，深入研究坝下游宏观河道调整、微地貌变形对水库蓄水拦沙影响下水沙过程变化的响应具有重要意义［15，16］。

武汉河段中下段属于长江中游典型微弯分汊河段，在长江流域防洪规划、长江中下游干流河道整治规划等重要规划中，均被列为重点河段，该河段洲滩分布较多、滩槽明显，河床冲淤演变十分频繁［17，18］。本文选取长江中游武汉河段中下段为研究对象，在系统分析其演变规律的基础上，明确长江中游典型河道冲淤调整对水库调蓄影响下流量过程变化的响应规律，以期为水库科学优化调度以及长江河道管理与保护提供参考。

1 研究区域

长江中游武汉河段中下段上迄沌口，下至阳逻，全长约50.4 km，由白沙洲顺直分汊段和天兴洲微弯分汊段组成，白沙洲、潜洲、天兴洲自上而下将河道分为左、右两汊，本文重点分析天兴洲汊道段河床演变特征。天兴洲分汊段进口两岸有龟、蛇两山夹江对峙，河宽约1 km，是武汉河段中下段最窄处；中部河道宽阔，于江心发育形成的天兴洲将河道分为两汊，其中，右汊为主汊、左汊为支汊；长江最大的支流汉江于龙王庙附近汇入。武汉河段中下段河势见图1。

图1 武汉河段中下段河势图Fig.1 Sketch of the Wuhan reach

武汉河段中下段承接长江干流及支流汉江来水，汉口水文站能基本反映本河段水沙输移特性。三峡水库蓄水前（1954-2002年），汉口站年均径流量为7 120 亿m3，年均输沙量为3.98亿t；三峡水库蓄水后的2003-2019年，汉口站年均径流量、输沙量分别为6 800 亿m3、0.97 亿t（图2），径流量较三峡水库蓄水前有所减少，主要是上游来水和汉江来水均偏枯所致，而水库蓄水导致下泄沙量大幅减小，尽管沿程存在河床冲刷补给、湖泊支流入汇等，汉口站年均沙量减幅仍高达75.6%。

图2 三峡水库蓄水前后长江中游汉口站年径流量、输沙量变化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

从年内分布变化来看，三峡水库蓄水运用后，水库调蓄作用影响下流量过程坦化（图3）。汉口站1-5月径流量均值与1954-2002年相比增加12.9%，而主汛期（6-9月）月径流量均值偏少87 亿m3。三峡水库拦沙效应明显，汉口站年内65.2%的泥沙集中在主汛期输送，但由于主汛期径流量偏少，汉口站主汛期输沙量的占比下降，而枯期补水作用使得1-5月输沙量占比均有所提高。

图3 三峡水库蓄水前后汉口站月径流量、输沙量变化Fig.3 Changes in monthly runoff and sediment transport at Hankou Station before and after the impoundment of the Three Gorges Reservoir

2 武汉河段中下段演变特征

2.1 冲淤量及冲淤分布

在三峡工程修建前，长江中下游河床冲淤变化较为频繁。1981-2003年武汉河段中下段（汉口～阳逻）总体表现为淤积，平滩河槽总淤积量为5 119 万m3，年均淤积量为233 万m3。其中，枯水河槽累计淤积泥沙2 584 万m3，表现出“滩槽皆淤”的态势。

三峡水库蓄水运用后，长江中下游河道冲淤相对平衡的状态被打破，2003-2019年，武汉河段中下段平滩河槽累计冲刷泥沙6 978 万m3。从冲淤量沿时分布来看，三峡水库蓄水后的前三年（2003年10月-2006年10月）武汉河段中下段平滩河槽冲刷2 346 万m3，年均冲刷泥沙782 万m3，其中，枯水河槽冲刷占比高达65%；之后冲刷强度明显减弱，2006年10月-2008年10月（三峡工程初期蓄水期），武汉河段中下段平滩河槽冲刷泥沙112 万m3，年均冲刷56 万m3，枯水位至平滩水位之间累计淤积泥沙34 万m3，表现为“冲槽淤滩”的调整特征。三峡工程175 m试验性蓄水后，武汉河段中下段冲刷强度又有所增大，2008年10月-2019年10月，平滩河槽冲刷泥沙4 520 万m3，年均冲刷411 万m3（图4），枯水河槽累计冲刷泥沙6 341 万m3，枯水位至平滩水位之间累计淤积泥沙1 821 万m3，仍呈“冲槽淤滩”态势。

图4 三峡蓄水后武汉河段中下段年均泥沙冲淤量Fig.4 The average annual sediment erosion and deposition in the Wuhan reach after the impoundment of the Three Gorges Reservoir

2.2 汊道分流比变化

武汉河段中下段是长江中游典型的微弯分汊河段，分汊河段分流比在一定程度上反映了汊道水流动力对不同汊河的造床作用，进入河槽的相对水量决定了汊道发展或衰退。基于大量实测资料，统计了近年来武汉河段中下段天兴洲汊道段分流比，见图5所示。

图5 三峡蓄水以来天兴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

武汉河段中下段天兴洲右汊为主汊、左汊为支汊。从近些年来天兴洲汊道分流比观测资料来看，右汊分流比随流量的增大而降低。同时，三峡水库175 m试验性蓄水运用以来，各流量级下天兴洲右汊分流比有所抬升，2003-2008年低水流量（10 000 m3/s）下天兴洲右汊分流比在93%左右；2009-2016年，汉口站年内流量过程进一步坦化，天兴洲右汊分流比增加至98%，在2014年3月，流量为9 840 m3/s 时左汊甚至断流。不同时段天兴洲分汊段主支汊冲淤量表明（表1），2001年10月至2008年10月，天兴洲右汊冲刷898 万m3而左汊冲刷663 万m3，2008年10月至2015年10月，支汊呈淤积态势，而主汊冲刷强度为前一时段（2001.10-2008.10）的近三倍，五年累计冲刷量达2 590 万m3，2015年10月至2018年10月，天兴洲两汊均有所淤积，但左汊淤积量更大。可以看出，近年来右汊枯水期分流比持续增大，与河段近年来发生总体冲刷，且右汊为主、冲刷更强烈的现状较为一致。

表1 三峡水库蓄水运用后天兴洲汊道段泥沙冲淤统计表Tab.1 Sediment erosion and deposition of the Tianxing bar branches after the operation of the Three Gorges Reservoir

2.3 天兴洲演变特点

天兴洲位于龟山～蛇山两对峙矶头下游，受河道平面形态放宽、下游卡口高水壅水等因素影响，水流流速减缓，泥沙落淤逐步发育形成江心洲。多年来天兴洲洲体大小、平面位置及洲顶高程相对稳定，其演变过程主要表现在洲体的淤长与冲退等。1959-1993年，天兴洲滩体长度变化不大，滩宽及滩体面积有所增长，1998年高水持续时间较长，洲顶高程较1993年抬高约2 m，而滩体面积减小近7.6%。三峡水库蓄水运用以来，2004-2016年天兴洲洲体基本稳定，15 m 等高线面积由18.5 km2增大至20.5 km2，增幅达10.8%，洲头向上延伸，最大延伸1.8 km（表2）。

表2 天兴洲洲体（15 m等高线）特征统计表Tab.2 Characteristics of the Tianxing bar（15 m contour）

总体来看，天兴洲主要演变特点表现为多年来洲头局部冲淤交替，洲尾平面变化相对较小，洲体两侧以“左淤右冲”为主。特别是在1998年大洪水后，实施了天兴洲护岸整治工程，天兴洲平面形态总体较为稳定，仅局部出现冲淤交替变化，且变幅在一定范围内。

3 武汉河段中下段冲淤对三峡水库调度的响应

三峡水库蓄水运用以来，长江中游武汉河段冲淤量及分布、汊道分流比、江心洲平面形态等均出现了响应性调整。为进一步明确长江中游典型河道冲淤调整对三峡水库调度的响应规律，通过构建武汉河段中下段平面二维水沙数学模型，考虑有、无三峡水库调蓄情况下流量过程变化，对武汉河段中下段开展模拟计算分析。平面二维水沙数学模型的基本控制方程及数值解法详见文献［19］。

3.1 模型验证及率定

数学模型计算网格采用河势贴体正交网格，网格数为400×80，沿水流方向的间距在80～140 m之间，垂直水流方向的间距在15～50 m 之间。基于2014年2月武汉河段中下段实测资料率定了数学模型有关参数，并采用2015年3月实测资料进行了水位、流速、分流比验证。动床率定、验证计算的起止时段分别为2011年10月至2013年10月、2013年10月至2016年10月。

总体来看，建立的数学模型能较好反映武汉河段中下段水流特性，水位验证计算成果精度较高，平均误差不超过0.01 m，汊道分流比计算值与实测值接近，断面流速分布与实测值符合较好（图6）。计算冲淤分布及冲淤厚度与实测值较为吻合，模型能够基本满足数值模拟研究的计算要求（图7）。

图6 武汉河段中下段天兴洲汊道断面流速分布验证（2015年3月）Fig.6 Verification of the velocity distribution of the branches in the Wuhan reach（March 2015）

图7 武汉河段计算冲淤厚度与实测冲淤厚度验证图（2013-10至2016-10）Fig.7 Verification of Calculated and Measured Erosion and Sedimentation in Wuhan River Reach

3.2 基本计算条件

为进一步明确长江中游武汉河段冲淤调整对三峡水库调度的响应规律，考虑2种计算工况，即无水库调蓄情况以及按现行调度方式调蓄（最大控泄流量45 000 m³/s），对比计算武汉河段中下段冲淤量及其分布、汊道分流比变化、洲滩变形等。

三峡水库蓄水后2003 至2019年，根据三峡总公司提供的入库日均流量，上游来流量相对较大的年份为2012年，入库年径流量4 076 亿m3，有2 天日均入库流量超过55 000 m3/s，水库进行防洪运用。本文选取2012年为典型年，分析计算有无三峡水库调蓄情况下武汉河段演变特征。有水库调蓄情况下，武汉河段中下段进口流量取2012年汉口站与仙桃站逐日流量差值，进口含沙量通过汉口站与仙桃站逐日输沙率差值除以进口流量求得；对于无水库调蓄情况，基于宜昌站经水沙还原后的2012年无水库调度水沙系列［20］，通过一维河网模型［21］计算河段进口流量过程，逐日含沙量按蓄水后流量～输沙量关系推求，计算的初始地形为2016年10月实测河道地形。

（1）径流过程变化。两种计算条件下武汉河段中下段径流过程变化表明：无水库调蓄、按现行调度方式调蓄下武汉河段中下段进口洪峰流量分别为69 700、56 100 m3/s，可以看出，水库调蓄后洪峰流量削减，与无水库调蓄相比，按现行调度方式调蓄下洪峰流量减小13 600 m3/s。对于退水过程而言，无水库调蓄以及按现行调度方式调蓄下汛后9-10月均径流量分别为719、630 亿m3，受三峡水库汛末蓄水的影响，与无水库调蓄相比，按现行调度方式调蓄下退水期月径流量减小89 亿m3。枯水期水库补水调度，按现行调度方式调蓄情况下1-4月径流量均值为316 亿m3，相较于无水库调蓄同期偏大34 亿m3。

总体而言，经三峡水库调蓄后，武汉河段进口洪峰削减，径流过程坦化，且在现行调度方式调蓄下，洪水期及退水期流量减幅、枯水期补水程度更为显著，流量变幅进一步减小（图8）。

图8 不同计算条件下2012年武汉河段进口流量过程Fig.8 Inlet flow process of Wuhan reach in 2012 under different calculation conditions

（2）特征流量频率变化。三峡水库调蓄具有削峰补枯的作用，导致了年内流量过程的变化，改变了各特征流量级持续时间（图9）。对于高水流量而言，4 万m3/s 以上流量级无水库调蓄、按现行调度方式调蓄下分别为36、34 d，且无水库调蓄情况下6 万m3/s以上大洪水出现了3 d，频率约为1%，而按现行调度方式调蓄情况下未出现6 万m3/s以上流量。而受水库削峰补枯影响，与无水库调蓄相比，按现行调度方式调蓄下流量级1～2万m3/s频率增加最为显著，达7%，年内流量过程更为集中。

图9 2012年武汉河段不同计算条件下进口各流量级出现频率Fig.9 The frequency of each flow level occurrence under different calculation conditions in the Wuhan reach in 2012

3.3 结果分析

（1）分流比变化。计算结果表明，两种计算工况下均表现为随流量增大，右汊分流比减小，但从整体上来看，各流量级下右汊分流比占优（表3）。同流量下对比而言，在中低水流量级下，两种计算工况右汊分流比差别不大；在高洪水流量下，各工况计算分流比绝对差值不足0.1%，以4 万m3/s 流量为例，无水库调蓄、现行调度方式调蓄下天兴洲右汊分流比分别为82.41%、82.43%，对比来看，无水库调蓄情况下天兴洲右汊分流比略低于按现行调度方式调蓄情况。现行调度方式调蓄下年内流量过程调平，中低水持续时间延长有利于右汊冲刷发展，相应的，右汊分流比略高，而无水库调蓄情况下4 万m3/s以上流量级持续天数较长，高洪水有利于天兴洲左汊冲刷发展。

表3 武汉河段不同计算条件下天兴洲右汊分流比变化Tab.3 Changes of diversion ratio of the right branch under different calculation conditions in Wuhan reach

（2）冲淤量及冲淤分布变化。从武汉河段中下段汊道冲淤量统计结果来看（表4），2012年，两种计算工况下均表现为左右均冲，且以右汊冲刷为主，而左汊冲刷量相对较小。对比来看，无水库调蓄、现行调度方式调蓄下天兴洲右汊冲刷量分别为2 162、2 186 万m3，左汊冲刷量分别为210、198 万m3，对比来看，现行调度方式调蓄下右汊冲刷量略大，与分流比变化较为一致。

表4 不同计算条件下武汉河段天兴洲汊道段冲淤量Tab.4 Erosion and deposition in the branches of Wuhan reach under different calculation conditions

两种计算工况下武汉河段河床冲淤分布图表明（图10），天兴洲两汊总体上均以冲刷为主，且右汊冲刷量明显大于左汊，右汊中上段冲刷而下段小幅淤积，左汊小幅冲刷。两种计算工况下武汉河段冲淤分布基本相同，差异不大。对比来看，无水库调蓄、现行调度方式调蓄下，左汊断面冲刷下切最大厚度分别为3.85、3.58 m，差值在0.5 m以内。

图10 不同计算条件下武汉河段中下段河床冲淤分布Fig.10 Riverbed erosion and deposition distribution in Wuhan reach under different calculation conditions

（3）洲滩变化。武汉河段中下段平面形态为中间宽两头窄，天兴洲将河道分为左、右两汊。从两种计算工况下天兴洲15 m 等高线变化来看，洲头小幅冲刷后退，洲尾平面变化较小，洲滩总体变化幅度不大，无水库调蓄、现行调度方式调蓄下江心洲面积分别为2 020.3、2 020.4 万m2。两种计算工况下江心洲面积无明显差异，相对而言，无水库调蓄情况下天兴洲面积略小。

对于长江中下游城陵矶以下河段而言，中枯水主流所在的汊道往往是分汊河段的主汊，洪水主流会偏向支汊。三峡水库运行导致了年内流量过程的重分配，中枯水持续时间延长、洪峰流量削减。武汉河段中下段承接长江干流及汉江来水，近年来同流量下右汊分流比小幅增大。通过还原计算，拟定了无水库调度和现行调度方案两种计算工况，不同工况的差异主要体现在径流过程上。对于2012年而言，三峡水库现行的调度方式削减了坝下游河道洪峰流量，延长了中水流量持续时间，有利于中枯水主流所在的汊道即天兴洲右汊的进一步冲刷发展，与无水库相比，右汊分流比、冲淤量均略有增加，但差异不大。

4 结 论

（1）三峡水库蓄水运用以来，武汉河段中下段以冲刷为主，且冲刷主要集中在中枯水河槽。江心天兴洲将河道分为两汊，其中右汊为主汊，近年来右汊枯水期分流比持续增大，与河段近年来发生总体冲刷，且右汊为主、冲刷更强烈的现状较为一致。多年来天兴洲洲体大小、平面位置及洲顶高程相对稳定，其演变过主要表现在洲体的淤长与冲退。

（2）在三峡水库现行的调度方式调蓄下，坝下游河道或洪峰流量大幅削减，中水流量持续时间延长，武汉河段中下段表现为中枯水主流所倾向的汊道，即右汊分流比略高于无水库调蓄情况，但计算差异在0.1 个百分比以内，对应汊道冲淤量也略偏大。对于江心天兴洲而言，无水库调蓄情况下高洪水流量级出现频率较多且洪峰流量较大，滩体面积略小于现行调度方式调蓄情况，差异不大。 □