水沙条件对大湖口河冲淤特性的影响

2022-07-10常留红覃瓶山郑景琦刘晓群孙文硕

水利水电科技进展 2022年4期

常留红，覃瓶山，郑景琦，刘晓群，孙文硕，汤薇

(1.长沙理工大学水利与环境工程学院，湖南长沙 410114；2.洞庭湖水环境治理与生态修复湖南省重点实验室，湖南长沙 410114；3.湖南省水利水电科学研究院，湖南长沙 410007)

水沙过程是江湖关系演变的重要驱动力，也是引起河道冲淤变化的根本原因[1-2]。长江上游水库群的修建与运行拦截了大量泥沙[3]，破坏了原有的水沙过程，改变了长江中下游河流原有的冲淤平衡，引起中下游河流再造床过程[4]。

三峡等水库运行初期下泄沙量大幅度减少，致使坝下游河道发生长时期、长距离的河床冲刷，引起一系列河形变异和河势调整等问题[5-6]。以宜昌站为例，2002年之前宜昌站平均输沙量为4.92亿t，而2002—2012年间宜昌站输沙量为0.482亿t，减幅达到90%。同时，三峡水库出库悬移质泥沙粒径明显偏细，加之水流冲刷强度增加，导致长江中游局部河段崩岸险情频发[7-8]，影响河势稳定，危及防洪安全。洞庭湖作为长江中游重要的通江湖泊，其上游水沙的剧烈变化势必会影响洞庭湖流域河流冲淤态势[9-10]，而荆江三口是长江与洞庭湖水沙交换的重要纽带，其河段冲淤以松滋口为主，最大冲深达到18.2 m[11]。研究表明，2003—2018年松滋河道冲刷主要是由干流输沙量显著减少引起[12]，1987—2018年松滋口门区的各沙洲面积减小0.4 km2，减幅为4.2%[13]。可见，上游水库的修建与运行引起长江中下游水沙条件变化，进而影响长江中下游河段冲淤特性变化，尤其是洞庭湖流域的荆江三口较为明显。

大湖口河又称松滋东支，是荆江三口之一松滋口的分支，作为长江入洞庭湖的重要通道，源源不断地向洞庭湖输送水沙。由于长江上游水库群的修建，松滋口的水沙条件产生剧变，大湖口河的水沙条件也随之发生变化。大湖口河水沙条件变化主要为来水、来沙量在年际和年内的变化，三峡建成时间点前后，大湖口河年际径流量无显著变化，但来沙量减少了83.6%。同时，大湖口河年内径流量分配变化不大，来水量无显著变化，但来沙量大幅减少使得大湖口河下游河段冲刷严重，容易产生崩岸与滑坡，不利于堤防稳定，对其防洪形势有所影响[14-15]。因此，研究水沙条件变化对大湖口河冲淤特性的影响，了解水沙条件变化条件下洞庭湖流域典型河流的冲淤变化，对洞庭湖区河道治理及防洪安全具有重要意义。

1 研究区域概况

大湖口河位于湖南省常德市安乡县境内，处于东经112.06°～112.13°、北纬29.47°～29.77°之间，全长42 km。作为荆江三口中松滋口的东支，大湖口河是长江水沙进入洞庭湖的重要通道。根据大湖口水文站监测数据，1991—2002年大湖口年均径流量为127.2亿m3，年均输沙量为85.6万t，三峡工程修建后的2003—2017年，年均径流量为114.8亿m3，年均输沙量为14.0万t。可见三峡工程建成前后，大湖口河径流无显著变化，但输沙量减少了83.6%，使得水流挟沙能力加强，加剧了对河床的冲刷。1995年大湖口河整体河床平均高程约为35 m，2018年整体河床平均高程约为29 m，平均下切深度达6 m。

2 大湖口河水沙数学模型建立与验证

2.1 模型建立

基于大湖口河流域实测地形数据，建立大湖口二维水沙数学模型，研究不同来水来沙情况下，典型年份大湖口河段冲淤变化。模型计算河段从余家港至小望角(图1)，全长约40 km。平面二维模型计算网格采用非结构网格，共22 554个网格，在洲滩处进行加密(图2)，计算起始地形采用大湖口河2011年实测地形。以上游流量、含沙量、悬移质泥沙级配为模型进口条件，以下游水位过程作为模型出口条件。

图1 大湖口河示意图

图2 洲滩加密网格

模型主槽糙率为0.023，即曼宁值取43.5，洲滩糙率为0.025，即曼宁系数取40。根据《洞庭湖水文气象统计分析》，大湖口河(松滋东支)悬移质泥沙中值粒径d50=0.008 mm，因此模型泥沙粒径取d50=0.008 mm。

2.2 模型验证

根据2011年实测地形建立大湖口河道(上迄余家港，下至小望角)长约40 km的二维水沙模型，利用2017年7月洪季水文资料对模型进行验证。大湖口水道中布置的水位测验点及典型断面位置见图1，测验点水位、典型断面流速和断面地形验证成果见表1及图3和图4所示。

表1 大湖口河水位测验点水位

图3 大湖口断面流速验证

图4 大湖口断面地形验证

如表1所示，6个水位测验点水位计算值与实测值吻合程度较好。2号点实测水位高于1号点实测水位，为测量误差导致。部分河段由于地形测量时两侧边滩裸露于水面，未进行测量，导致附近测站水位计算值与实测值有所偏差，但偏差在允许误差范围内，符合SL 58—1993《水文普通量测规范》要求。

局部边滩位置处的流速模拟值与实测值偏差较大，但深槽位置模拟值与实测值偏差较小(图3)。这是因为模型边滩部分设置的糙率相对于实际糙率较小，而深槽部分设置的糙率相对较大。除个别点偏差较大外，其余计算值与实测值的偏差基本都在0.1 m/s以内，模型能反映大湖口水道流速分布规律。

泥沙进口边界条件设为平衡状态，泥沙出口边界设为零梯度条件，水两侧边壁条件均为陆地边界。选取大湖口河段3个水文监测断面(图1)的河床高程进行河床变形验证，典型断面验证情况如图4所示。断面地形与实测资料在河床中心处误差较大，是因为模型数据与验证资料相隔时间较久，河道已经发生了一定程度的冲淤变形，使得河床断面地形验证不够理想。但误差尚在允许范围以内，因此该模型较好地模拟了大湖口河内的水沙过程，符合JTS/T 231-4—2018《内河航道与港口水流泥沙模拟技术规程》要求。

3 水沙条件变化对大湖口河冲淤特性的影响

模型采用洪、中、枯3种情况进行重复20 a的冲淤模拟，洪中枯年份按GB/T 22482—2008《水文情报预报规范》从大湖口1991—2017年实测逐日水沙数据进行典型年选取，以流量划分为1998年、2007年、2006年，分别对应丰水、平水、枯水年，以沙量划分为1991年、1994年、2015年，分别对应丰沙、平沙、枯沙年。取典型年对应的年均流量及输沙量，作为数值模拟的工况(表2)。

表2 大湖口河数值模拟工况

3.1 水流流态变化

通过大湖口河水沙数学模型，得到了河道的流场分布，考虑到大湖口河道狭长，截取其中一段典型的河道流场分布(图5)。由图5可知，典型河道凹岸处流速相对较大，基本都在2 m/s以上，并且随着河道径流增加凹岸处流速也在增大，这会造成凹岸的冲刷越来越严重，特别是在洪水年。水流在凹岸的冲刷会影响河道岸堤稳定性，诱发崩岸与滑坡，从而对整个河道防洪形势产生不利影响。

图5 典型河道流场

3.2 河道冲淤分布变化

不同水沙条件下的冲淤情况如图6所示。大湖口河根据1号洲滩、2号洲滩以及下游河势由曲折转向相对笔直的3号节点分为4段。初始时刻的原始地形，表现为第一、二、四段淤积，第三段冲刷(图6(a))。工况1和2，大湖口河段淤积主要分布在第一段，冲刷主要集中在第二、三、四段；工况3淤积主要分布在第一、二段，冲刷分布在第三、四段。所有工况冲淤都呈现上淤下冲的态势，第一段相较于原始地形都有淤积，但淤积程度有所不同。原始地形中最低处高程为20 m左右，枯水-枯沙淤积最低处高程为22 m左右，淤积厚度为2 m，平水-平沙及丰水-丰沙淤积最低处高程都为25 m，其淤积厚度为5 m。

图6 典型年份大湖口河道淤积分布

由于地势影响，进入大湖口河的水流流速降低，泥沙沉降，致使一、二段淤积。随着上游淤积厚度增加，上下游水头差变大，就会重新启动流速。上游泥沙沉积之后，水流挟沙能力有所增加，对第三段河床产生冲刷。第四段河流由曲折转为相对笔直，水面变宽，水流流速下降，挟带的泥沙得以淤积。但长江上游水库群的运行使得大湖口河来水量无显著变化，来沙量显著下降，水流挟沙能力加强，改变了河道原有的冲淤情况，河床整体呈现出上淤下冲的态势。

3.3 大湖口河河势变化

大湖口河河床整体呈现上淤下冲的态势，为进一步研究大湖口河断面冲淤规律，以6 km为间隔，另选取6个断面(图1中水位测验点位置)对大湖口河断面冲淤进行分析，如图7所示。

图7 大湖口河床断面冲淤变化

1号、2号断面选自河道上游，3号、4号断面选自中游，5号、6号断面选自下游。由图7可知，来水来沙量变化加剧了上游的淤积与中下游的冲刷，其中丰水-丰沙年的淤积和冲刷最多。河床整体呈现上淤下冲的态势，河床断面表现为左淤右冲。上游河道的淤积随着来水来沙量的变化表现出增加趋势，河道中下游处于冲刷的态势。河道断面呈现左岸淤右岸冲的规律，来水来沙量的变化使得冲淤进一步加强，但总体冲刷量大于淤积量。

3.4 大湖口河段冲淤特性变化对防洪的影响

大湖口河道凹岸处流速相对较大，并随径流量增加逐渐增大，使得凹岸冲刷状况越来越严重。同时，大湖口河河床整体表现为上淤下冲的态势，河段断面呈现为左淤右冲。长期上淤下冲使得上下游水头差愈加明显，对右岸长期冲刷，使得右岸逐渐被掏空。河岸容易产生崩岸与滑坡，不利于堤防稳定，对防洪形势有所影响；河势弯曲程度会加深，形成单一、弯曲的新河流。因此需要采取护坡护岸工程保护河岸，增加堤防稳定性，稳定防洪形势。