三峽工程運行后武漢河段河槽形態(tài)變化特性研究

尹志 郭含 呂宜 衛(wèi)章 廣越

摘要：

三峽工程運行以來，長江武漢河段徑流和輸沙均在汛期減少，非汛期增加，年徑流量未發(fā)生明顯的趨勢性變化，但年來沙量急劇下降。根據(jù)近些年漢口水文站的水沙資料及長江武漢河段的51個固定斷面的實測地形資料，采用以對數(shù)轉(zhuǎn)換為基礎(chǔ)的幾何平均與斷面間距加權(quán)平均相結(jié)合的方法，對武漢河段各項平均平灘河槽形態(tài)指標(biāo)進行了計算，并分析了各項指標(biāo)產(chǎn)生變化的原理。采用權(quán)重歸一化的滯后模型建立了上述各項平均平灘河槽形態(tài)指標(biāo)的計算方法，結(jié)果表明：該模型可較好模擬河段平均平灘面積及平均平灘水深，由于未能反映河道兩岸護岸工程等人為活動影響，平均平灘河寬及平均平灘河相系數(shù)模擬效果不佳。近年不同年份來水來沙條件的影響權(quán)重分析表明，前期水文條件對平灘面積變化有重要影響，平灘水深變化則受當(dāng)年水文條件影響十分顯著。

關(guān) 鍵 詞：

河道演變; 來水來沙條件; 平灘河槽形態(tài); 滯后模型; 影響權(quán)重; 長江武漢河段; 三峽工程

中圖法分類號： TV147

文獻標(biāo)志碼： A

DOI：10.16232/j.cnki.1001-4179.2021.07.001

0 引 言

修建水庫會改變河道下游天然的水文過程：使洪峰流量減小，枯水流量增加，徑流年內(nèi)年際變幅減小;導(dǎo)致下泄沙量減少，下游河道水流含沙量明顯減小，泥沙粒徑變小[1]。而水沙輸移特性的改變，會造成河道形態(tài)的調(diào)整。一般來說，修建水庫后，初始階段河床的下切沖刷幅度最大，隨著河床粗化和比降減小，之后會進入以側(cè)蝕為主階段，河道寬深比先減后增[2]。此外，河道在通過自我調(diào)整方式趨向水沙平衡的過程中，由于上游水文條件變化，水庫下游河道形態(tài)發(fā)生間斷性變緩或者加速情況，由非平衡狀態(tài)自我調(diào)整達到平衡狀態(tài)有時甚至需要上百年[3]。

在沖積型河流非平衡自我調(diào)整過程中，滯后響應(yīng)是一個非常重要的特征，當(dāng)上游水文條件等其他外在條件改變時，河道不能立即調(diào)整到相應(yīng)的平衡狀態(tài)，需要經(jīng)歷一個自我調(diào)整階段，通過沖淤變化或其他形態(tài)調(diào)整逐漸才能達到平衡，這種現(xiàn)象就叫做滯后響應(yīng)。目前，通過加權(quán)及滑動平移法和滯后響應(yīng)模型能解釋這種現(xiàn)象[4-5]。梁志勇等[6]通過加權(quán)平均法對黃河下游河道形態(tài)與前期斷面形態(tài)之間的關(guān)系進行了分析，得出河道系統(tǒng)具有“記憶效應(yīng)”。夏軍強[7]采用滑動平移法建立了黃河下游汛期平灘流量與平均來沙系數(shù)之間的經(jīng)驗關(guān)系。吳保生等受Graf[8]的物理學(xué)變率原理啟發(fā)，引入河流地貌學(xué)概念，闡明了河道自我調(diào)整變化速率與河道各指標(biāo)數(shù)值的當(dāng)前值與理論計算平衡值之間的差異成正相關(guān)的觀點，開發(fā)了滯后響應(yīng)模型，廣泛運用于黃河流域與國外部分河流。

自2003年三峽工程投入運行以來，許多學(xué)者對壩下游荊江河段的河道形態(tài)自我調(diào)整及滯后響應(yīng)問題進行了研究，廖治棋[9]通過建立滯后響應(yīng)模型計算荊江河段平灘面積的變化情況，模型相關(guān)系數(shù)R2達到0.6;章運超等[10]把沙市河段多年平均枯水位對應(yīng)的斷面面積作為計算指標(biāo)，并引入“年組合流量”這一計算思路，模型采用了分段函數(shù)迭代的方式，相關(guān)系數(shù)R2約為0.7～0.8;呂宜衛(wèi)等[11]引入挾沙能力因子，同時考慮汛期來沙量的影響，建立了計算河道沖淤量的滯后響應(yīng)模型，相關(guān)系數(shù)R2大于0.85。不過，滯后響應(yīng)模型在長江上的應(yīng)用還不是很廣泛，荊江及以下河段還鮮有研究。本文選擇長江武漢河段作為研究對象，分析自三峽水庫蓄水以來該河段各項平灘河槽形態(tài)指標(biāo)變化，嘗試通過建立滯后響應(yīng)模型來研究實測值與平衡值之間的定量關(guān)系。

1 研究河段概況及來水來沙條件

本文研究河段為長江中游武漢河段，從武漢市漢南區(qū)紗帽山延伸至新洲區(qū)陽邏鎮(zhèn)（電塔），全長約70.3 km（見圖1）。該河段內(nèi)左岸依次有通順河、漢江、朱家河及新河支流入?yún)R。河道主流從紗帽山開始過沌口后流經(jīng)白沙洲左汊，通過龜山、蛇山節(jié)點后流向開始沿武昌深槽繼續(xù)往下游流動，然后流經(jīng)天興洲右汊，在天興洲洲尾的水口附近匯合左汊來水后再緊貼左岸陽邏繼續(xù)向下游流動。河段內(nèi)洲灘及深槽甚為發(fā)育，除武昌深槽外，河段內(nèi)還有鐵板洲、白沙洲、潛洲及天興洲等江心洲，左岸則包含荒五里邊灘、漢陽邊灘與漢口邊灘等邊灘。該河段總共含5對節(jié)點，即紗帽山-赤磯山、大軍山-龍船磯、蛤蟆磯-石咀、龜山-蛇山、十里長山-青山，其中，龜山-蛇山處河寬較小，僅1.1 km。蛤蟆磯-石咀，龜山-蛇山這2對節(jié)點把武漢河段劃分為了上、中、下3段，上段為金口河段，從紗帽山延伸至沌口，總長約19.9 km，該段為鐵板洲順直分汊河段，主汊為左汊;中段從沌口延伸至龜山，該段為白沙洲順直分汊河段，總長約15.1 km，主汊為左汊;下段從龜山延伸至陽邏，該段為天興洲微彎分汊河段，總長約35.3 km，主汊為天興洲右汊。

武漢河段漢江口以下1.5 km為武漢關(guān)，漢口水文站即設(shè)于此（漢口水文站于1865年建立，1995年修建長江二橋后將水文測驗斷面移至長江二橋下游500 m處），該站水文資料年限較長，可用于本文研究武漢河段的來水來沙條件。

自2003年6月三峽水庫開始蓄水以來，水庫以下河段水文條件發(fā)生了顯著變化，導(dǎo)致下游河段形態(tài)特征的持續(xù)動態(tài)調(diào)整，漢口站的徑流和泥沙也受到影響。本文將漢口站的水沙資料按三峽水庫蓄水前（1954～2002年）、三峽水庫圍堰擋水發(fā)電期（2003～2006年，蓄水位135 m）、三峽水庫初期運行期（2007～2008年，蓄水位156 m）、三峽水庫正常運行期（2009～2019年，蓄水位175 m）4個階段分別統(tǒng)計，統(tǒng)計情況分別如表1所列及圖2所示。

總的來說，三峽水庫開始蓄水以來漢口站年徑流量變化并不大，但三峽工程運行對年輸沙量和年內(nèi)徑流分布規(guī)律有較大影響。從上述圖表中可以看出：漢口站4個階段的多年平均徑流量依次為7 147億、6 734億、6 589億m3及6 892億m3，即年徑流受到三峽水庫運行的影響不大。然而，三峽工程運行后，漢口站年均輸沙量急劇下降，從第1階段的39 670萬t驟降至第4階段的9 578萬t，降幅高達76%。此外，年內(nèi)徑流和泥沙的分布規(guī)律也有一些調(diào)整，從4個不同階段來看，汛期占比依次均有所下降。這表明，由于三峽水庫的運行，徑流量和輸沙量均在汛期減少，在非汛期增加，因此，非汛期的來水來沙條件對河道形態(tài)的變化影響不容忽視。

2 近年武漢河段平灘河槽形態(tài)變化特點

在河床演變分析中，一般認為河槽斷面幾何形態(tài)的形成與河道內(nèi)來水來沙條件之間存在密切聯(lián)系[12]。平灘河槽形態(tài)的各種指標(biāo)能充分體現(xiàn)河槽橫斷面的幾何特征，可直接反映外界來水來沙條件變化而引起的河道相關(guān)變化，通?？捎善綖┧粭l件下的河寬、平均水深、過水面積及河相系數(shù)等指標(biāo)來體現(xiàn)。武漢河段各典型斷面的河槽形態(tài)并不相同，若只是單純分析此河段內(nèi)的某一個斷面的平灘河槽形態(tài)變化，無法代表整個河段的變化特點，因此，應(yīng)通過研究整個河段平均的平灘河槽形態(tài)變化情況來反映該河段總體河槽形態(tài)變化特點。

2.1 河段平均平灘河槽形態(tài)特征計算

通過對河段內(nèi)所有實測斷面的各河槽形態(tài)指標(biāo)進行算術(shù)平均或幾何平均計算，得到河段平均值，可研究河段總體平灘河槽形態(tài)變化情況。但這種方法會使河段的平灘面積乘以相應(yīng)流速的結(jié)果與河段平灘流量不相等，無法滿足水流連續(xù)的基本要求，而且這類方法也沒有考慮各典型斷面間距不一致情況。Harman[13]等提出了采用根據(jù)對數(shù)轉(zhuǎn)換產(chǎn)生的幾何平均方法，能使河段的平灘河槽特征滿足水流連續(xù)的基本要求。夏軍強等[14]提出以對數(shù)轉(zhuǎn)換為基礎(chǔ)的將幾何平均與斷面間距加權(quán)平均相結(jié)合的方法，計算河段的整體平均平灘河槽形態(tài)指標(biāo)。假如某河段實測斷面數(shù)為N，故整個河段整體的平灘河槽形態(tài)指標(biāo)為

采用2003～2019年由長江水利委員水文局長江中游水文水資源勘測局實測的共17個測次歷年固定斷面資料。每年固定斷面總數(shù)為51，編號從CZ51到CZ57，地理位置從紗帽山延續(xù)到陽邏鎮(zhèn)（電塔），河段總長70.3 km，相鄰斷面間距最大為2.82 km，最小為0.62 km。根據(jù)控制站斷面水位，利用水面線推算各斷面計算水位。以漢口站流量45 000 m3/s對應(yīng)的河槽為平灘河槽，根據(jù)相應(yīng)水位，計算河段各項平均平灘河槽形態(tài)指標(biāo)。最上游及最下游兩個固定斷面對應(yīng)的平灘水位分別為21.48 m及20.42 m。

為了驗證計算成果的合理性，估算了武漢河段在平灘水位條件下的年沖淤量。通過計算每年51個斷面的平灘面積，利用截錐形公式估算各相鄰斷面間的體積，然后累計計算出整個武漢河段歷年槽蓄量，相鄰2 a的槽蓄量之差即為逐年年沖淤量，計算兩斷面間的截錐形公式：

式中：Ai為第i個斷面的過水面積;Li為第i個斷面與第i+1個斷面間的縱向距離。

2.2 河段平均平灘河槽形態(tài)變化特點

根據(jù)武漢河段2003～2019年51個固斷的歷年平灘河槽指標(biāo)成果，再通過式（1）計算出武漢河段歷年平均平灘河槽形態(tài)指標(biāo)結(jié)果，如圖3所示。

從圖3（a）可以看出：2003～2019年武漢河段平均平灘面積呈較明顯的增長趨勢，從2003年的23 711 m2增長至2019年的26 942 m2，增幅高達13.6%，這與武漢河段2003～2019年來逐年呈沖刷趨勢是一致的（見圖4），這也反映了三峽水庫蓄水后，上游來沙量逐漸遞減是下游河段產(chǎn)生較為明顯沖刷的主要原因。

然而，從圖3（b）可以看出：2003～2007年間，武漢河段平均平灘河寬變化幅度較大，從2003的1 676 m增至2004年的1 695 m后，2005年從1 694 m驟減到2006年的1 679 m，接下來1 a內(nèi)快速增長至1 711 m。從2007年開始，逐年平灘河寬適當(dāng)降低，但整體較為穩(wěn)定，年最大變幅僅為8 m。截至2007年，武漢河段已完成各類護岸工程（見表2），護岸工程的實施能有效保證河道寬度的穩(wěn)定。2007年之前，武漢河段平均平灘水深與平灘河相系數(shù)逐年數(shù)值有增有減，變化規(guī)律較為紊亂，但2007年之后，平灘水深呈較為明顯的逐年增長趨勢。由于該時段平灘河寬基本保持穩(wěn)定，平灘河相系數(shù)逐年遞減趨勢較為明顯。因此，受護岸工程的影響，三峽水庫蓄水后，長江武漢河段斷面河床形態(tài)的調(diào)整主要以沖深下切為主，這與周美蓉[15]等人的研究結(jié)論較為一致。

3 平灘河槽形態(tài)指標(biāo)變化過程模擬

3.1 滯后響應(yīng)模型

吳保生[4-5]基于物理學(xué)中的變率原理，創(chuàng)建了河床演變滯后響應(yīng)模型，可用于模擬河流上游來水來沙條件變化后的自我調(diào)整過程，模型多步模式如下：

式中：yn為河道某個指標(biāo)y在第n個Δt時段末的數(shù)值;yei為y在第i個時段對應(yīng)的平衡值;i和n分別表示時段的序號和時段總數(shù);ye0為y在i=0時刻的初始數(shù)值;β為河床演變調(diào)整速率。

沖積型河流的河槽形態(tài)變化特征主要由河道上游來水來沙條件來決定，而且現(xiàn)階段河槽各形態(tài)指標(biāo)都是前期的水沙條件多年累積作用形成的，平灘河槽形態(tài)指標(biāo)數(shù)值并不是完全由于當(dāng)年來水來沙條件發(fā)生改變而發(fā)生變化。吳保生等[18]建立了整個河段的平均平灘河槽形態(tài)指標(biāo)數(shù)值與前期來水來沙條件累計作用的經(jīng)驗計算關(guān)系，并提出了通過用前期水沙條件來計算預(yù)測斷面平灘河槽形態(tài)指標(biāo)的方法。

本文采用相似的計算方法，建立了武漢河段平均平灘河槽形態(tài)指標(biāo)與前期水沙條件的經(jīng)驗計算方法。由于三峽水庫蓄水后各年非汛期的來水來沙影響權(quán)重有所增加，計算時不能忽視其影響作用，故本次計算選取年平均流量Q及年平均含沙量S分別代表歷年的來水來沙條件，公式中年平均流量及年平均含沙量均采用漢口站歷年實測水文資料（武漢河段漢江等支流年來水來沙量占長江干流年來水來沙量比例較小，故本次計算不考慮漢江等支流入?yún)R的影響），建立了當(dāng)年來水來沙條件下的各項理想平衡平灘河槽形態(tài)指標(biāo)的表達式：

式中：Ge為當(dāng)年的各項理想平衡平灘河槽形態(tài)指標(biāo)值（平灘面積Ae、平灘河寬Be、平灘水深He及平灘河相系數(shù)ξe）;K為系數(shù);a，b為指數(shù)，由實測水沙條件率定;Q為年平均流量，m3/s;S為年平均含沙量，kg/m3。

用權(quán)重歸一化的滯后響應(yīng)模型公式計算武漢河段平均平灘河槽形態(tài)指標(biāo)，結(jié)合式（8），取Δt=1 a，可得：

計算時，假定各項計算指標(biāo)只受當(dāng)年水沙條件的影響（即n=0，Δt=1 a），擬合公式中的參數(shù)并將計算值與實測值進行比較，可計算出模型的兩項指標(biāo)R2及MNE，R2為模型計算值與實測量的相關(guān)系數(shù)，MNE為模型計算值與實測量的相對誤差，計算方法如下：

式中：fmi和fci分別為第i個時段特征量的實測值和計算值;fm和fc分別為特征量在整個計算時段（N個小時段）實測值和計算值的平均值。

計算時應(yīng)逐步增大前期影響年數(shù)n的取值，進行迭代計算，當(dāng)模型的相關(guān)系數(shù)R2達到最大值時的n 即認為是該河段計算指標(biāo)受前期水沙條件變化影響的年數(shù)（實際影響年數(shù)為n+1 a）。

一般認為，R2越接近1表示計算值與實測值擬合的越好。當(dāng)R2≥0.8時為高度相關(guān)，當(dāng)0.5≤R2<0.8時為顯著相關(guān)，當(dāng)0.3≤R2<0.5時為低度相關(guān)，當(dāng)R2<0.3時為無相關(guān)。

3.2 滯后響應(yīng)模型計算結(jié)果分析

根據(jù)前文實測數(shù)據(jù)資料計算出武漢河段2003～2016年歷年河段平均平灘河槽形態(tài)指標(biāo)，將結(jié)果代入模型計算公式左邊的特征變量Gn。模型的計算過程中，令時間步長Δt=1 a，從0開始逐步增加前期影響年數(shù)n，對式（9）進行迭代計算，通過模擬退火算法來擬合模型公式中的各項參數(shù)，并將模型計算值與各目標(biāo)特征量實測值進行比對，計算出前期影響年數(shù)n取不同值的模型公式相關(guān)系數(shù)R2數(shù)值。一般認為R2保持在最大值附近并穩(wěn)定時的n為各項平灘河槽形態(tài)指標(biāo)受前期來水來沙條件變化影響最佳的年數(shù)（則實際影響年數(shù)為n+1 a）。通過模型計算的各項結(jié)果如圖5～6所示，擬合各參數(shù)數(shù)值和對應(yīng)的相關(guān)系數(shù)R2如表3所列。

由圖5可知：武漢河段平均平灘面積及水深的模型計算值相關(guān)系數(shù)較大，即在考慮前期4 a（n=3）的來水來沙條件時，模型計算數(shù)值與實測值相關(guān)性較大;逐步增加n時，模型相關(guān)系數(shù)R2數(shù)值變化不大而且能基本保持穩(wěn)定，R2分別為0.96及0.94，均為高度相關(guān)。由此可以認為，武漢河段的河床形態(tài)演變存在一定滯后響應(yīng)現(xiàn)象。通過2017～2019年的實測數(shù)據(jù)驗證了式（9）的準(zhǔn)確性，進一步表明該計算表達式可用于預(yù)測隨水文條件變化而引起的河段平均平灘面積及水深調(diào)整趨勢。

此外，根據(jù)表3中參數(shù)的擬合結(jié)果可知：模型中來水量Q的指數(shù)a為正值，來沙量S的指數(shù)b率定為負值，表明河道河槽形態(tài)變化與來水量呈現(xiàn)正相關(guān)關(guān)系，而當(dāng)來流中含沙量越大，河床沖刷能力則越小，符合河床演變基本規(guī)律。

然而，從圖5及表3可知：保持n=3，武漢河段平均平灘河寬及河相系數(shù)兩個指標(biāo)不能很好地適應(yīng)滯后響應(yīng)模型（R2分別只有0.24及0.29，為無相關(guān)）。第3.2節(jié)提到，截至2007年，武漢河段已完成各類護岸工程。吳保生等[19]研究表明，自上游水利樞紐運行以來，下游河道寬度可能增加、減少或保持穩(wěn)定，但在護岸工程的作用下，河道變窄這一現(xiàn)象是河道在動態(tài)平衡狀態(tài)下的主要形態(tài)響應(yīng)形式，這一觀點與圖3（b）較為一致，護岸的強約束作用導(dǎo)致河道寬度無法增加，因此水流動力只能促使河道單向沖深下切發(fā)展，受河道護岸工程控制的影響，河岸寬度不能自由調(diào)整，河相系數(shù)這個指標(biāo)結(jié)果也受河寬的影響。因此，由于未能反映包括河道兩岸護岸工程等人為活動的影響，平均平灘河寬及平均平灘河相系數(shù)兩項指標(biāo)不適用基于自然因素的滯后響應(yīng)模型。

表4～5列出了滯后模型中武漢河段平均平灘面積及平灘水深兩個指標(biāo)受近年來不同年份來水來沙條件的影響權(quán)重對比，當(dāng)n=3時，滯后模型的計算表達式可表示為

各水文條件的影響權(quán)重可通過上述公式右邊4項各占總值G3的百分比反映，如當(dāng)前年的水文條件的影響權(quán)重可以表示為（1-e-β）Ge3/（1-e-4β）G3，其他年份的影響以此類推。

對于平灘面積，本年度和前1～3 a的平均影響權(quán)重分別為44%、28%、17%和11%（見表4）。由表4可知，前期水文條件對平灘面積變化有重要影響（總權(quán)重占56%）。平灘面積的變化特征反映了整個河道自身對來水來沙條件的自我調(diào)整作用，河床演變的滯后響應(yīng)現(xiàn)象較為明顯。

但是相對于平灘水深，本年度和前1～3 a的平均影響權(quán)重則分別為62%、24%、10%和4%（見表5）。前期水文條件對平灘水深變化影響權(quán)重不大（總權(quán)重僅為38%），當(dāng)前年水文條件的影響十分顯著。這是由于河道兩岸護岸工程的控制作用限制了水流動力的耗散方向，嚴(yán)重影響了河道內(nèi)部的形態(tài)演變[20]。在自然狀態(tài)下，整個河流系統(tǒng)在橫向和縱向上均可自由調(diào)節(jié)向平衡方向發(fā)展，但由于受到強烈的外在限制，河道的形態(tài)演變以單向的快速沖深下切為主，平灘水深快速增長，當(dāng)前年來水來沙條件造成這一指標(biāo)數(shù)值及時變化，水深這一指標(biāo)的自身調(diào)整時間有限[21]，滯后響應(yīng)程度不高。

4 結(jié) 論

本文基于近些年漢口水文站的水沙資料及長江武漢河段51個固定斷面的實測地形資料，對長江武漢河段的平均平灘河槽形態(tài)變化特征做了綜合分析，主要結(jié)論如下。

（1） 三峽水庫蓄水后，長江武漢河段平均平灘面積呈較明顯的增長趨勢，這也反映了上游來沙量驟減是下游河段產(chǎn)生較為明顯沖刷的主要原因。2007年完成各類護岸工程后，武漢河段平均平灘河寬整體較為穩(wěn)定，平灘水深呈較為明顯的逐年增長趨勢，平灘河相系數(shù)逐年遞減趨勢明顯。

（2） 根據(jù)2003～2016年的實測數(shù)據(jù)，并利用權(quán)重歸一化的滯后響應(yīng)模型計算公式，建立了各項平均平灘河槽形態(tài)指標(biāo)的計算方法，其中平均平灘面積及水深兩個指標(biāo)計算成果較好，相關(guān)系數(shù)R2分別為0.96及0.94，均為高度相關(guān)。通過2017～2019年實測數(shù)據(jù)驗證了公式的準(zhǔn)確性，表明該計算公式可用于預(yù)測隨水文條件變化而引起的河段平均平灘面積及水深的調(diào)整趨勢，與武漢河段的河床形態(tài)演變存在一定滯后響應(yīng)現(xiàn)象的結(jié)論一致。由于未能反映河道兩岸護岸工程等人為活動影響，河段平均平灘河寬及平均平灘河相系數(shù)兩項指標(biāo)無法滯后響應(yīng)模型做出合理的模擬計算。

（3） 通過分析滯后模型中長江武漢河段平均平灘面積及平灘水深兩個指標(biāo)受近年來不同年份來水來沙條件的影響權(quán)重對比，發(fā)現(xiàn)前期水文條件對平灘面積變化有重要影響，且近期水文條件的影響最大，符合河道演變基本規(guī)律。但對于平灘水深這一指標(biāo)，由于受到護岸工程的強烈限制，河道形態(tài)演變以單向的快速沖深下切為主，當(dāng)前年來水來沙條件就能造成平灘水深及時變化，水深這一指標(biāo)的自身調(diào)整時間有限，前期水文條件對平灘水深變化影響權(quán)重不大，當(dāng)前年水文條件的影響十分顯著。

參考文獻：

[1] 錢寧，周志德.河床演變學(xué).[M]北京：科學(xué)出版社，1987.

[2] 許炯心.水庫下游河道復(fù)雜響應(yīng)的試驗研究[J].泥沙研究，1986（4）：50-57.

[3] Gilvear D J.Patterns of channel adjustment to impoundment of the upper River Spey[J].River Research and Applications，2004，20（2）：151-165.

[4] 吳保生.沖積河流河床演變的滯后響應(yīng)模型-Ⅰ模型建立[J].泥沙研究，2008（6）：1-7.

[5] 吳保生.沖積河流河床演變的滯后響應(yīng)模型-Ⅱ模型應(yīng)用[J].泥沙研究，2008（6）：30-37.

[6] 梁志勇，楊麗豐，馮普林.黃河下游平灘河槽形態(tài)與水沙搭配之關(guān)系[J].水力發(fā)電學(xué)報，2005（6）：68-71.

[7] XIA J Q，LI X J，LI T，et al.Response of reach scale bankfull channel geometry to the altered flow and sediment regime in the lower Yellow River[J].Geomorphology，2014，213：255-265.

[8] GRAF W L.The rate law in fluvial geomorphology[J].American Journal of Science，1977，277（2）：178-191.

[9] 廖治棋.荊江河段平灘面積對水沙條件變化的滯后響應(yīng)研究[D].武漢：長江科學(xué)院，2014.

[10] 章運超，李凌云，范北林，等.長江沙市段斷面面積對水沙變異的滯后響應(yīng)研究[J].長江科學(xué)院院報，2016，33（7）：1-5.

[11] 呂宜衛(wèi)，談廣鳴，鄭珊，等.荊江河段河床沖淤計算滯后響應(yīng)模型改進[J].泥沙研究，2018（2）：9-14.

[12] LEOPOLD L，MADDOCK T.The hydraulic geometry of stream channels and some physiographic implication[R].Washington D C：Government Printing Office，1953.

[13] HARMAN C，STEWARDSON M，DE ROSE R.Variability and uncertainty in reach bankfull hydraulic geometry[J].Journal of Hydrology，2008，351（1/2）：302-316.

[14] 夏軍強，吳保生，王艷平.近期黃河下游河床調(diào)整過程及特點[J].水科學(xué)進展，2008，19（3）：301-308.

[15] 周美蓉，夏軍強，鄧珊珊.荊江石首河段近50年河床演變分析[J].泥沙研究，2017，42（1）：40-46.

[16] 李凌云，吳保生.平灘流量滯后響應(yīng)模型的改進[J].泥沙研究，2011（2）：21-26.

[17] 鄭珊，吳保生，侯素珍，等.三門峽水庫時空沖淤與滯后響應(yīng)[J].水利學(xué)報，2019，50（12）：1433-1445.

[18] WU B S，XIA J Q，F(xiàn)U X D，et al.Effect of altered flow regime on bankfull area of the lower Yellow River，China[J].Earth Surface Processes and Landforms，2008，33（10）：1585-1601.

[19] WU B S，WANG G Q，M A JM，et al.Case study：river training and its effects on fluvial processes in the Lower Yellow River[J].China.J.Hydraul.Eng.，2005，131（2）：85-96.

[20] XIA J Q，DENG S S，LU J Y，et al.Dynamic channel adjustments in the Jingjiang Reach of the Middle Yangtze River[J].Sci.Rep.，2016，6（22）：802.

[21] WU B S，ZHENG S，THORNE C R.A general framework for using the rate law to simulate morphological response to disturbance in the fluvial system[J].Prog.Phys.Geogr.，2012，36（5）：575-597.

（編輯：李 慧）

Variation of channel geometry change in Wuhan reach of Yangtze River

since operation of Three Gorges Project

YIN Zhi1，GUO Han1，LYU Yiwei2，ZHANG Guangyue2

（1.Hydrology and Water Resources Survey Bureau of Middle Reaches of Changjiang River，Bureau of Hydrology of Changjiang Water Resources Commission，Wuhan 430014，China; 2.State Key Laboratory of Water Resources and Hydropower Engineering Science，Wuhan University，Wuhan 430072，China）

Abstract：

Since the operation of the Three Gorges Project，the runoff and sediment transport in the Wuhan reach of the Changjiang River have decreased in flood season and increased in non-flood season，however there is no obvious trend change in the annual runoff，and the annual sediment transport has decreased sharply.Based on the hydrological data of Hankou Hydrological Station and the surveyed profiles at 51 fixed sections in the Wuhan reach of the Changjiang River，the reach-scale bankfull channel dimensions of the Wuhan River section were calculated by using a method which integrates a log-transformation geometric mean with a weighted average of the spacing between two consecutive sections.Then the changes of each geometric indicator were analyzed.The Delayed Response Model（DRM）by normalizing the weights was used to establish the calculation method on channel geometric indicators.It is shown that the improved model could well calculate the average bankfull depth and area.But the bankfull width and geomorphic coefficient cannot be calculated accurately because of the impact of bank revetment.The influence weights of each year′s hydrological condition were analyzed，the previous hydrological conditions had an important influence on bankfull area，but the bankfull depth was significantly affected by the hydrological conditions of the current year.

Key words：

river channel evolution;flow and sediment regime;bankfull channel geometry;delayed response model;influence weight;Wuhan reach of Changjiang River;Three Gorges Project