淤積計算方法

❶ 水庫回水計算的計算方法

非恆定流計演算法 庫區水流形態受入庫洪水和壩址下泄量變化的影響，屬於非恆定流范疇。為此，和水庫調洪計算一樣,可通過聖維南方程組(見明渠非恆定流)求解,嚴格推求不同時間庫區沿程各斷面的水位變化。為進行某一洪水標准下的水庫回水計算，通常可採用入庫洪水過程線為其上邊界條件，採用由調度方式規定的壩前水位和泄量過程，或水位與泄量關系為其下邊界條件，並取調洪開始時的入庫流量與壩址泄量相等，即庫區沿程處於恆定流狀態下的流量及水位為初始條件，求出整個洪水過程中水庫庫區的流態，然後連接各斷面的最高水位，即是所求洪水標準的水庫回水線。
簡化計演算法 將庫區水流狀態近似假定為漸變恆定流。先通過推求各種極限條件的同時水面線，再取它們的包線作為所求回水線的近似解。由於恆定流不考慮流速對時間的變率，則聖維南方程組中的動力方程可簡化為式(1)所示的有限差形式；如局部損失相對較小,則可進一步簡化成式(2)：
(1) 式中z上、z下分別為計算河段上下斷面水位；嬞、坴、噖分別為計算河段上下斷面的糙率、流量、斷面特徵模數的平均值；ΔL為計算河段的長度;v上、v下分別為計算河段上下斷面的流速；g為重力加速度。
具體計算可採用試演算法,如已知嬞、坴、z下、ΔL及斷面特性，可先假定一個z'上值，求出噖，然後由式(2)求得相應的坴'。如坴'=坴，則原假定的z'上即為所求的z上。否則需重新假定並重復上述計算，以求出的下一河段的z上，作為上一河段的z下。自下而上逐河段計算，即可求得整個庫區的回水線。實用上，也常採用圖解法或半圖解法代替試算過程。中國20世紀70年代以前，常採用的這類方法有艾斯考福法和H.M.別爾納德斯基的控制曲線法。這些方法在規劃設計中應用很廣。用於推求庫區淹沒水面線時,一般先由規定頻率的調洪成果給出起始條件,並視情況擬定必要的計算條件，如最高洪水位高於正常蓄水位，通常可取下列數值作為計算條件分別推求兩條水面線,然後取其外包線作為所求頻率的回水線:①壩前最高水位與相應時刻的入庫流量；②入庫最大洪峰流量與相應時刻的壩前水位。當洪水位低於正常蓄水位時，則還要以正常蓄水位與汛末相應頻率的洪峰流量作為計算條件，推求一條水面線，而後再取包線。對於為分析枯水季節航運和引水條件所需的低水位回水線，一般可採用由死水位及相應於供水設計保證率的枯水期流量進行推算求得。
水庫淤積回水推算 水庫淤積將使庫區沿程過水斷面積減小，引起回水上延。通常可採用水庫淤積計算方法，先求出不同淤積水平（年限）的庫區淤積量與分布位置，據以求得淤積後的河道斷面，然後再按上述方法推求淤積後的水庫回水線。

❷ 耕地面積的計算方法

耕地面積的計算方法是：年初耕地面積，加上當年增加的耕地面積、減去當年減少的耕地面積。 當年增加的耕地面積是指本年度內因新開荒（本年度已種上農作物的新開墾荒地）、基建佔地還耕、河水淤積、平整土地和治山、治水等原因而增加的耕地面積。 當年減少的耕地面積是指本年度國家基建佔地（指經縣以上政府主管部門批準的因興修水利、修築公路、鐵路、民航機場、修建工礦企業、建築機關學校用房實際佔用的耕地）、鄉村集體基建佔地（鄉村新建或擴建鄉村企業、興修水利工程、修築公路、以及建築辦公室和生產設施，如曬場、畜棚、豬圈等基本建設而實際佔用的耕地）、農民個人建房佔地、退耕造林面積、退耕改牧面積，以及因自然災害廢棄而實際減少的耕地面積。

❸ 渠道的淤積流速怎麼算

渠道的淤積流速與平均流速有關，禍根據經驗公式確定，例如：
[V]=e√(R)
式中：R為水力半徑，以m計，e為系數，與懸浮泥沙粒徑和水力粗度有關，還與渠壁 糙率有關。近似計算時，對於砂土、粘壤土或粘土渠道，如取糙率n=0.025，懸浮泥沙不大於0.25mm時，e=0.50

❹ 河流淤積量的計算方法

受流速較快的水流夾帶的泥沙在流速緩慢處，受重力作用容易沉積下來，如同一杯混有泥沙的水，當快速攪動杯內的水時，泥沙被水流帶動不易下沉，在停止攪動，水靜止後，在重力作用下便較快沉到杯底一樣，在河流入海處，水面大都較寬廣，水流緩慢，失去沖刷力量帶動的河流夾帶的泥沙便在此緩慢處沉積；另外，如同點豆腐，豆漿在鹵水作用下，快速凝結成豆腐，這是由於電解質的作用，使得豆漿中蛋白質凝結沉澱一樣，河水與海水成分不一，在混合海水後，水中電解質的變化使得泥沙容易結團，增加微粒自身重量而加速沉澱，這是第二個因素；所以，入海河流在河口處會形成大量的泥沙淤積。

❺ 攔沙壩的結構設計與計算

1.攔沙壩高度與間距

一般說來，壩體越高，攔沙庫容就越大，固床護坡的效果也就越明顯。但工程量及投資隨之急增，因此，應有一個較為合理的選擇。

1）按工程使用期多年累計淤積庫容確定壩高，計算公式為

地質災害防治技術

式中：V_s為多年泥沙累計淤積量（m³/a）；n為有效使用年數（a）；i為年序；V_si為i年時的淤積量（m³/a）；V_sy為多年平均來沙量（m³/a）。

2）按預防一次或多次典型泥石流的泥沙量確定壩高，計算公式為

地質災害防治技術

式中：n為次數（次）；其他符號意義同前。

3）根據壩高與庫容關系曲線拐點法確定：該方法與確定水庫壩高類似，不同點是水庫水面基本是水平的，而攔沙庫表面則是與泥石流性質有關的斜線或折線。因此計算得到的總庫容大於同等壩高的水庫庫容。

4）對於以穩定岸坡為主的攔沙壩，可按回淤長度或回淤縱坡及需壓埋坡腳的泥沙厚度確定。即淤積泥沙所具有的抗滑力，應大於或等於滑坡體的下滑力。計算公式為

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式中：H_s為泥沙厚度（m）；W為高出滑動面延長線的淤積物單寬質量（kg/m）；f為淤積物內摩擦系數，無量綱；γ_s為淤積物的容重（kg/m³）；φ為淤積物內摩擦角（°）。

攔沙壩的高度（H）可按下式計算：

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式中：H為攔沙壩的高度（m）；H₁為溝床以下的攔沙壩高度（m）；i₀為淤積後的溝床坡降（‰）；i為淤積前溝床坡降（‰）；H_s為泥沙淤積厚度（m）；L為淤積物尾部至攔沙壩的水平距離（m）。

5）根據壩址及庫區的地形地質條件，按實際所需的攔淤大小確定壩高。

6）當單個壩庫不能滿足防治泥石流的要求時，則可採用梯級壩系。在布置中，各單個壩體之間應相互協調配合，使梯級壩系能構成有機的整體。梯級壩系的總高度及攔淤量應為各單個壩的有效高度及攔淤量之和。

泥石流攔沙壩的壩下消能防沖及壩面抗磨損等技術問題，一直未能得到很好解決。故從維護壩體安全及工程失效後可能引發的不良後果考慮，在泥石流溝內的鬆散層上修建的單個攔沙壩高，最好小於30m，對於梯級壩系的單個溢流壩，應低於10m。對於強震區及潛在危險（如冰湖潰決、大型滑坡的泥石流溝）區，攔沙壩的間距可根據壩高及回淤坡度計算確定。攔沙壩建成後，溝床泥沙的回淤坡度（i₀）與泥石流活動的強度有關。可採用比擬法，對已建攔沙壩的實際淤積坡度與原溝床坡度（i）進行比較確定。即

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式中：C為比例系數，一般為0.5～0.9，或按表3－2取值。若泥石流為衰減期，壩高又較大時，則用表內的下限值；反之，選用上限值。

2.攔沙壩的結構設計

（1）攔沙壩的斷面形式

對於重力攔沙壩，從抗滑、抗傾覆穩定及結構應力等比較，有利的合理斷面是三角形或梯形。在實際工程中，壩的橫斷面的基本形式如圖3－4所示，下游面近乎垂直。

表3－2 C值一覽表

當壩高H<10m時，底寬B＝0.7 H，上游面邊坡n₁＝0.5～0.6，下游面邊坡n₂＝0.05～0.20。

當10m<H<30m時，底寬B＝（0.7～0.8）H，上游面邊坡n₁＝0.60～0.70，下游面邊坡n₂＝0.05～0.20。

當壩高H>30m時，底寬B＝（0.8～1.0）H，上游面邊坡n₁＝0.60～0.80，下游面邊坡n₂＝0.05～0.20。

為了增加壩體的穩定，壩基底板可適當增長，底板的厚度為（0.05～0.1）H，壩頂上、下游面均以直面相連接。

（2）壩體其他尺寸控制

1）非溢流壩壩頂高度（H）：等於溢流壩高（H_d）與設計過流泥深（H_c）及相應標準的安全超高（H₀）之和。即

圖3－4 重力攔沙壩橫斷面示意圖

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2）壩頂寬度（b）：應根據運行管理、交通、防災搶險及壩體再次加高的需要綜合確定。對於低壩，b的最小值應為1.2～1.5m，高壩的b值則應在3.0～4.5m之間。

3）壩身排水孔：單個排水孔的尺寸可用0.5m×0.5m。孔洞的橫向間距，一般為4～5倍的孔徑；縱向上的間距可為3～4倍的孔徑，上下層之間可按品字形分布。起調節流量作用的大排水孔，孔徑應大於1.5～2.0倍的最大漂礫直徑。

4）壩頂溢流口寬度，可按相應的設計流量計算。為了減少過壩泥石流對壩下游的沖刷及對壩面的嚴重磨損，應盡量擴大溢流寬度，使過壩的單寬流量減小。

5）壩下齒牆具有增大抗滑、截止滲流及防止壩下沖刷等作用。齒牆深度應視地基條件而定，最大可達3～5m。齒牆為下窄上寬的梯形斷面，下齒寬度多為0.10～0.15倍的壩底寬度。上齒寬度可採用下齒寬度的2.0～3.0倍。

3.重力攔沙壩的結構計算

重力攔沙壩應進行抗滑、抗傾覆穩定驗算，壩體和壩基的應力計算及下游抗沖刷計算。

（1）抗滑穩定驗算

抗滑穩定驗算對擬定壩的橫斷面形式及尺寸起著決定性的作用。壩體沿壩基面滑動的驗算公式為

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式中：K₀為抗滑穩定性系數；∑W為作用於單寬壩體計算斷面上各垂直力的總和（如壩體重、水重、泥石流體重、淤積物重、基底浮托力及滲透壓力等）；∑F為作用於計算斷面上各水平力之和（含水壓力、流體壓力、沖擊力、淤積物側壓力等）；f為砌體同壩基之間的摩擦系數（可查表或現場實驗確定）；K_c為抗滑穩定安全系數，一般取1.05～1.15。

當壩體沿切開壩踵和齒牆的水平斷面滑動，或壩基為基岩時，應計入壩基摩擦力與粘結力，則

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式中：C為單位面積上的粘結力（kPa）；A為剪切斷面面積（m²）；其他符號意義同前。

（2）抗傾覆穩定驗算

抗傾覆穩定驗算的計算公式為

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式中：K₀為抗傾覆穩定性系數；∑M_y為壩體的抗傾覆力矩，是各垂直作用荷載對壩腳下游端的力矩之和；∑M₀為使壩體傾覆的力矩，是各水平作用力對壩腳下游端的力矩之和；K_y為抗傾覆安全系數，一般取1.3～1.6。

（3）壩體的強度計算

由於攔沙壩的高度一般都不很高，故多採用簡便的材料力學方法計算。

1）垂直應力的計算公式為

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或

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式（3－18）和式（3－19）中：σ為垂直應力（kPa）；∑M為截面上所有荷載對截面重心的合力矩（kN·m）；X為各荷載作用點至斷面重心的距離（m）；b為斷面寬度（m）；e為合力作用點與斷面重心的距離（m）；J為斷面的慣性矩（m⁴）；∑W為各荷載的垂直分量的總和（kN/m）；A為剪斷斷面面積（m²）。

為了滿足合力作用點應在截面的1/3內 ，滿庫時在上游面壩腳或空庫時在下游面壩腳的最小壓應力（σ_min）不變為負值，則需滿足

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式中符號意義同前。

壩體內或地基的最大壓應力（σ_max）不得超過相應的允許值，即

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式中：［σ］為容許應力值；其他符號意義同前。

2）邊緣主應力包括上、下游面兩種計算公式。

壩體上游面的一對主應力（σ_a1、σ_a2）可按下面公式計算：

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壩體下游面的一對主應力（σ_b1、σ_b2）可按下面公式計算：

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式（3－22）～式（3～25）中：σ、σ′分別為同一水平截面的上、下游邊緣正應力（×10kPa）；θ₁、θ₂分別為上、下游壩面與計算水平截面的夾角（°）；γ_c為泥石流的容重（kg/m³）；y為計算斷面以上的泥架高度（m）。

3）邊緣剪應力包括上、下游面兩種計算公式。

壩體上、下游面的邊緣剪應力可按以下公式計算：

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式（3－26）和式（3－27）中：τ_a、τ_b分別為低於築壩材料的允許應力值（×10kPa）；其他符號意義同前。

❻ 什麼是水沙平衡法，怎樣用它算庫壩淤積量

基於等深線的計算方法、規則網格鑲嵌法、斷面法或地形法、基於泰森多邊形的計算方法、基於庫容曲線的泥沙淤積量計算方法、輸沙量平衡法和水力模型法；針對傳統庫區容量和淤積量測量及計算方法的缺陷,依靠現代高精度的GPS定位技術,提出了GPS-RTK+測深儀法進行水庫泥沙淤積量測量,並針對測深時產生的誤差設計了初始測深數據預處理系統。隨後利用GIS技術中數字高程模型的不規則三角網(TIN)法設計了水庫庫容和泥沙淤積量計算系統,計算每個三角柱的水柱體積和淤積體積,並對所有三角柱的水柱體積和淤積體積進行疊加,獲得庫區庫容和淤積量的精密計算結果。最後,考慮到生成三角柱時,由於換能器的不水平或者水中懸浮物的影響,觀測的水深值失真,在設計系統中,加入泥沙水下休止角的限制條件,達到准確測算淤積量的目的。 文中不僅考慮了水庫淤積測量時的種種誤差,設計了對原始測深數據模擬修正的子系統,而且考慮了建立水下數字高程模型三角網時,兩點連線坡度不能超過泥沙的水下休止角,設計了泥沙淤積量計算時粗差數據的剔除系統。與傳統軟體相比,該系統能快速而准確的計算庫區庫容和淤積量。

❼ 洞庭湖泥沙淤積

12.3.1 泥沙淤積速率與洲土擴展速度

洞庭湖泥沙淤積速率是驚人的。入湖泥沙主要來自於長江「三口」（1958年之前為「四口」）、湘資沅澧「四水」及汨羅江與新牆河區間水系。據統計，多年平均入湖泥沙19292萬t/a，其中長江三口為15875萬t/a，佔82.3%；「四水」及區間二尾閭為3417萬t/a，佔17.7%。經城陵磯輸出的泥沙為4958萬t/a，僅占入湖總量的25.7%，其餘均淤積於湖盆。洞庭湖的泥沙淤積，最直觀的表現是同水位條件下洲土面積隨著時間的改變而變化。由於衛星遙感技術具有宏觀性強、時效性好等特點，因此利用不同時相的衛星遙感數據可以准確地查明不同水位時的洲土分布面積。

（一）遙感信息源

由於進行泥沙淤積遙感調查時主要依據衛星圖像上反映的洲土分布面積，而洲土分布面積與水位高程息息相關，亦即不同的水位高程對應不同的洲土分布面積。因此，選擇遙感信息源時，充分考慮了水位情況。

根據水位高程選擇衛星數據的時相是一項困難的工作，這首先是由於衛星在運行中受雲雨等天氣因素影響，獲取的衛星數據只有很少一部分能滿足質量要求；其次，根據水位選擇時相時，僅有的一些質量較好的衛星數據又由於水位難以滿足要求而不能全部應用。這樣就很難在同一個水文周期年獲得不同水位的全部衛星數據。實際遙感圖像的時相選擇中，20世紀70年代衛星數據跨了4年，90年代衛星數據跨了6年。70年代選擇的是1976～1979年8個不同水位時相的MSS衛星數據，對應城陵磯水位為19.61～28.91 m。90年代選擇的是1993～1998年10個不同水位時相的TM衛星數據，對應城陵磯水位為19.10～31.69 m。MSS圖像一個景區包括了洞庭湖區全部。在TM圖像上，洞庭湖區橫跨東部的123～40景區和西部的124～40景區。東部的東洞庭湖與西部的目平湖在東西兩景區內各自保持完整，但中部的南洞庭湖被分割開了。調查過程中，充分考慮了南洞庭湖東西兩部分不同時相與不同水位這一客觀情況，南洞庭湖東部佔55.8%，西部佔44.2%。在南洞庭湖與三湖面積統計時，將水位較接近的東西兩部分面積相加，再加權計算其對應水位所對應的面積。

（二）洲土分布遙感調查

遙感圖像顯示，洞庭湖是一個被大堤或自然岸線圍限的封閉區間。這個封閉區間的面積是固定不變的，無論是70年代還是90年代，三湖的面積均為一個常數（根據衛星遙感圖像調查表明，東洞庭湖湖盆面積1288.9 km²，南洞庭湖907.2 km²，目平湖314.5 km²），其構成地物水體與洲土的面積隨水位的不同而變化，它們的面積之和即湖盆面積。洲土是泥沙淤積的產物，除白泥洲外還包括蘆葦和湖草。

衛星圖像的解譯主要依據影像色調和幾何形態兩個基本要素。洲土在衛星圖像上呈現色調差異明顯但幾何形狀差異不大的影像特徵。在空間分布上，白泥洲臨近湖水，往外依次是湖草、蘆葦。根據這些遙感解譯標志，能較好的進行洲土遙感解譯。基本方法是利用不同年代多個水位時相的遙感資料，量算洲灘面積，通過計算分析，時空對比，總結出泥沙淤積與洲灘發育的基本特點和規律，並預測其發展趨勢。

（三）泥沙淤積速率與洲土擴展速度

根據20世紀70年代和90年代兩個時段18個時相不同水位的遙感圖像進行洲土解譯與面積量算，洞庭湖泥沙淤積速率與洲土擴展速度如表12-1。

12.3.2 洲土分布發育特徵

從計算的結果來看，洞庭湖三大湖泊17年中泥沙平均沉積厚度達0.4 m，沉積速率為2.37 cm/a；洲灘面積共擴展230 km²，擴展速度為13.53 km²/a；淤積總量10.1億m³，年均0.59億m³。各區域差異明顯，以目平湖泥沙淤高最為顯著，南洞庭湖洲灘擴展最快最多，東洞庭湖泥沙淤積量最大。上述數據是根據各代表站相應水位高度推算的，由於洞庭湖范圍廣，區域差異大，水情變化復雜，水位漲落常不均勻同步，選擇的代表站及代表的區域范圍不同，計算的結果也會有所差異，若利用更多時段的遙感監測數據，選擇確定的代表站進行計算分析，無疑更具有統計意義。

表12-1 1978～1995年洞庭湖泥沙淤積與洲土擴展遙感測量結果

影響泥沙淤積與洲灘發育的因素主要有泥沙來源、水動力條件、底岸邊界條件等。在洞庭湖不同區域，泥沙淤積與洲灘發育的條件和特點均不相同。根據湖盆水域格局，可分為三大洲灘發育區，即東洞庭區、南洞庭區、西洞庭區。

（一）東洞庭湖區的洲灘發育

東洞庭湖佔三湖總面積的51%，枯水期洲灘面積可達1100 km²，占本湖盆面積的85%，佔三湖洲灘總面積51%～58%。

東洞庭湖洲灘發育主要受西部、南部及北部（長江）來水來沙的影響，西部有華容河三角洲─藕池河東支三角洲─鹿湖西部洲灘發育區，南部有漂尾洲發育區，北部有建新─君山─大灣洲灘發育區，東部有新牆河口和中洲兩個洲灘發育區。西部洲灘發育區包括錢糧湖農場─大通湖農場以東的廣大地區，由華容河、藕池河東支及南洞庭湖北部古洪道水流帶來的泥沙淤積而成，其西部已圍垸，東部湖盆現有洲灘發育形勢有所變化。華容河因調玄口堵閉，主要泥沙來源被截斷，河口三角洲發育緩慢。藕池河東支由以前的多叉入湖變為由扁擔河一處入湖，泥沙集中，三角洲擴展加速。鹿湖西部因藕池河東支南側分叉洪道及南洞庭湖北部古洪道的堵閉，失去主要泥沙來源，導致洲灘發育緩慢。所以，目前東洞庭西部泥沙淤積與洲灘擴展，主要集中表現在藕池河東支三角洲。現在該三角洲的位置在20世紀50年代初還是湖盆深水區，目前，湖盆深水中心已移至漂尾洲西北部原水下淺灘地帶。

從1955年的航片及據此編繪的地形圖與1995年前後不同水位的TM衛星圖像對比，初略推算，40年來，藕池河東支入湖三角洲中心地帶泥沙沉積厚度大於4 m，平均沉積速率大於10 cm/a。不同時段的遙感圖像還表明，藕池河東支三角洲在80年代末以前是由西南向東北擴展的，80年代末以來，河口逐漸轉向東偏南，至現在已基本朝南。以枯水期河口為標記，1976～1994年的18年間，河口共延伸13 km，平均延伸速度為722 m/a，洲灘面積共擴展37.75 km²，平均擴展速度為2.1 km²/a。1989年以前的河口基本上是按已有河槽順勢延伸，1989年以後，隨著河口向湖盆中心的推進及豐水年代的來臨，湖水對河水的頂托作用增大，河口改道遷移現象明顯，改道方向偏於南側，河口段由東向西遷移，如1996年特大洪水使河口位置由東向西遷移近2 km。河道遷移後，大部分泥沙在原有洲灘較低部位淤高加厚，因此，河道雖延長，但洲灘面積擴展放慢。1989～1998年，河道向南延伸7 km，平均每年延伸777 m，但洲灘面積只增加5.06 km²，平均增速為0.56 km²/a。

東洞庭湖南部洲灘即漂尾洲，發育於西部水流與南部水流的夾流匯合地帶，地質構造上屬兩條斷裂帶所夾凸起地塊。洲灘從西南向東北延伸40km，東北端直逼君山附近。影響漂尾洲的西部來水來沙，現在已被切斷，南部水流繼續發揮作用，泥沙沉積由南向北，由東向西遞減。粗略推算，1955～1995年，漂尾洲南端草尾河河口地帶，泥沙沉積厚度為2～4 m，平均沉積速率為5～10 cm/a，而西北邊緣變化不明顯。漂尾洲的平面擴展主要體現在東部及東北角，東北角高山望以東18 km²及東部草洲至龍潭溝一帶65 km²的洲灘，在20世紀50年代還比較低矮零星，洪水期還有較強的通洪能力，至90年代已與漂尾洲連成一體，阻洪作用明顯。

東洞庭湖東部洲灘發育區主要在新牆河口及中洲兩處，位於主洪道東側，屬湖灣型沉至牛頭洲以東增加31 km²，初略推算，其平均沉積速率為2～5 cm/a。

東洞庭湖北部洲灘發育於洞庭湖與長江水流的交匯地帶。建設垸與君山農場圍垸後，南部臨湖地帶洲灘發育緩慢。東部大灣地帶仍受兩股水流交匯的影響，泥沙沉積較多，初略推算，50年代以來平均沉積速率為2～5 cm/a。

綜上所述，東洞庭湖洲灘主要發育於西部和南部，以西部淤積最為嚴重，洲灘增高擴展速度最快，南部次之，東部和北部相對較慢，總體趨勢是由西部和南部向東北，即湖水出口方向推進。藕池河東支三角洲向漂尾洲逼進，湖盆水體萎縮東移，在三角洲南部湖盆將出現「鹿湖第二」的形勢。東部主洪道受兩側洲灘擠壓，寬度變窄，水流的沖刷作用將有所加強，兩側的洲灘仍以淤厚增高的趨勢為主。

（二）南洞庭湖區的洲灘發育

南洞庭湖佔三湖總面積的36%，枯水期洲灘面積超過750 km²，占該湖盆面積的83%，佔三湖洲灘總面積的35%左右。南洞庭湖的洲灘發育主要受三方面的條件影響，一是自西向東的過境水流，二是從南面注入的湘江與資水，三是區域地殼由北向南的掀斜及局部隆起。洲灘主要發育於北部，並自西向東，自北向南擴展。

北部洲灘包括以洪道型沉積為主形成的蒿竹河兩側洲灘和以湖盆型沉積形成的萬子湖洲灘、畎口洲灘、橫嶺湖洲灘、荷葉湖洲灘等。北部洲灘泥沙沉積量大，洲灘擴展快。蒿竹河洲灘自東向西擴展延伸。萬子湖洲灘、畎口洲灘與橫嶺湖洲灘自北向南偏東擴展。荷葉湖位於南洞庭湖與東洞庭湖的通道地帶，多個方向的水沙匯合北流，洲灘自西南向東北發育。

南部洲灘包括湘江三角洲和資水三角洲，自西南向東北發育，因來水含沙量較小，加之河口地帶處於沉降，三角洲發展緩慢，局部地區洲灘還處於萎縮狀態。

在南洞庭湖中部，由於局部地塊隆起，導致阻水阻沙而發育洲灘，一般泥沙淤積不厚，洲灘出露零星分散，有沖也有淤，洲灘擴展不明顯。

（三）西洞庭洲灘發育區

西洞庭洲灘區包括目平湖、七里湖及沅江洪道、松澧洪道、松虎洪道等區域。七里湖因泥沙嚴重淤積，除狹窄的行洪道外，大部分均為高位洲灘分布，洲灘的繼續擴展發育受到抑制。目平湖佔三湖總面積的13%，枯水期洲灘面積可達275 km²以上，占該湖盆面積的87%，佔三湖洲灘總面積的13%左右。北有松澧三角洲向南擴展，南有沅江三角洲向東及東北方向擴展，在枯水期，湖水乾枯，南北洲灘連成一片，目平湖已成為一個季節性湖泊。

從東洞庭湖、南洞庭湖與目平湖三湖來看，洲土面積枯水期可達1600～2200 km²，平水期1100～1500 km²，豐水期不到500 km²，當城陵磯水位在32 m以上時，幾乎所有洲土均被淹沒。區域分布為：東洞庭湖占 52%，南洞庭湖佔35%，目平湖佔13%。

東洞庭湖以藕池河東支三角洲泥沙淤積最突出、洲土擴展最快。1976～1994年的18年間，河口共延伸13 km，平均延伸速度為722 m/a，洲土面積共擴展37.75 km²，平均擴展速度為2.1 km²/a；1989～1998年，河道向南延伸7 km，平均每年延伸777 m。南洞庭湖的洲土以北部最為發育。目平湖北有松澧三角洲，南有沅江三角洲，枯水期湖水乾枯，南北洲土連成一片，成為一個季節性湖泊。七里湖因泥沙嚴重淤塞，湖泊已基本消亡，除狹窄的行洪道外，大部分均為高洲分布，一般洪水不能淹沒。

12.3.3 湖泊面積及水位面積關系

洞庭湖分為東洞庭湖、南洞庭湖、目平湖、七里湖等四個湖泊及聯系其間的澧水洪道、草尾河等二個洪道。TM圖像量算全湖2684.3 km² ，其中四個湖泊2579.3 km² （東洞庭湖1288.9 km² ，南洞庭湖 907.2 km² ，目平湖 314.5 km² ，七里湖 68.7 km² ），兩個洪道105.0 km² （澧水洪道61.8 km² ，草尾河43.2 km² ）。選擇不同水位時相的TM圖像量算湖水面積，獲得水位面積關系數據，以此建立水位面積關系方程如表12-2。

表12-2 洞庭湖水位（H）面積（A）關系方程

12.3.4 湖泊容積及水位容積關系

湖容計算分三個水位區段：枯水位湖容（V ₁）根據 TM圖像結合湖底地形圖計算，枯水位至漫灘水位的湖容（V₂）及漫灘水位至歷史最高水位的湖容（V₃）可通過前述水位面積回歸方程按相應水位區間積分求得。總湖容（V）見表12-3（遙感數據已反映了水力坡度）。

表12-3 洞庭湖湖容計算成果表

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以城陵磯33.5 m水位計算湖容：

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七里湖、澧水洪道和草尾河的容積引用長委會水文局1995年數據分別為2.09億m³、2.75億m³、2.73億m³，這樣，在城陵磯水位33.5 m時，4個天然湖泊的湖容為163.72億m³，兩個洪道容積為5.48億m³，全湖合計為169.20億m³。

對各湖泊的水位面積回歸方程，按TM圖像各時相對應的水位逐個進行積分，計算相應水位的湖容，得出系列水位容積關系數據，以此建立的水位容積關系方程為：

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式中：V為湖容，H為水位。

城陵磯32 m以上水位時，水位容積呈線性相關，三湖水位容積關系滿足方程：

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12.3.5 泥沙淤積對蓄洪調節功能的影響

泥沙淤積對蓄洪調節功能的影響，主要是由於河湖床淤高，湖泊面積和容積減少，導致水位抬高、調蓄能力降低，水患危機加劇。

遙感調查表明，1978～1995年的17年間，三湖淤積總量為10.1 億m³，年均0.594億m³，湖底平均淤高0.4m，年均淤高2.37 cm。同期泥沙資料表明，全湖（四湖二洪道）總淤積量為11.36億m³，年均淤積0.668億m³，湖底平均淤高0.42 m，年均淤高2.49 cm，兩者基本吻合。可見，20世紀70年代以來，泥沙淤積使湖容以年均0.6～0.7億m³的速率減少，湖底年均淤高2.4 cm左右，在同等蓄洪量的情況下，90年代的水位要比70年代平均抬高0.4～0.5 m。

從1956～1995年泥沙資料來看，40年內全湖淤積總量為35.22億m³，年均0.88億m³，淤積減少的湖容相當於南洞庭現有漫灘湖容。40年內湖底平均淤高1.31 m，年均淤高3.28 cm，即在同等蓄洪量的情況下，現在的水位要比50年代平均抬高1.3 m左右。實測資料表明，相同水量時，現在東洞庭湖和湘、資尾閭比1949年水位抬高1.0～1.4 m，南洞庭湖和沅水尾閭抬高1.8～2.2 m，西洞庭湖的松澧水系抬高2.7～3.67 m，泥沙淤積是上述水情變化的重要影響因素。

1524～1860年，洞庭湖全盛時期面積為6270 km²，容積400億m³。那時，水位漫灘後，每上漲1 m，可增加蓄量62億m³；每增加10億m³的蓄洪量，水位平均上漲0.16 m。

1949年，洞庭湖面積4350 km²，容積293 m³。這時，水位漫灘後，每上漲1 m，可增加蓄量43億m³；每增加10億m³的蓄洪量，水位平均上漲0.23 m。

現在，洞庭湖面積2684.3 km²，湖容170億m³，水位漫灘後，每上漲1 m，可增加蓄量26億m³；每增加10億m³的蓄洪量，水位平均上漲0.37 m。可見現在洞庭湖的面積、容積及調蓄效能等都只及解放初期的60%左右，只及全盛時的43%左右。假如在現有湖泊范圍要達到1949年的293億m³的正常湖容，則全湖水位在歷史最高水位以上還要抬高2.4 m。

設起始湖容為V₀（m³），面積為A₀（m³），泥沙年淤積量為S_i（m³），淤積為正，沖刷為負）並在全湖均勻分布，湖泊面積年變化量為A_i（m³，減少為正，增加為負），則n年後：

湖泊面積：

湖底高程平均變化量：

湖容：

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水位漫灘後，增加相等的蓄洪量W（m³），水位將平均抬高或降低：

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城陵磯在警戒水位32 m以下任意區間（H_a，H_b），三湖湖水體積U可用下式計算：

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這可作為洞庭湖在城陵磯警戒水位以下的調蓄能力評估模型。

城陵磯警戒水位以下的湖容，在大汛來臨之前已被注滿，失去蓄洪調節意義。洞庭湖的調洪價值主要體現在城陵磯32 m水位以上的湖容，在該水位以上每上漲1 m，全湖（四湖二洪道）可增加湖容：

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城陵磯警戒水位以上，湖泊面積：

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設入湖流量為Q_入（m³/s），出湖流量為Q_出（m³/s），時間為T（h），全湖水位平均變化量為ΔH（米，升正降負），則：

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警戒水位以上的湖容，基本靠人工用堤壩圍成，對堤垸構成威脅，且這一湖容在運用時，長江也必然同時處於高危水位狀態。據計算，當1954年洪水重現時，城陵磯地區分蓄洪量將達到529億m³，顯然單靠洞庭湖對江水調節遠不堪重負。

❽ 請問水庫入庫流量怎樣計算

將庫區水流狀態近似假定為漸變恆定流。先通過推求各種極限條件的同時水面線，再取它們的包線作為所求回水線的近似解。由於恆定流不考慮流速對時間的變率，則聖維南方程組中的動力方程可簡化為式(1)所示的有限差形式；如局部損失相對較小,則可進一步簡化成式(2)：(1)(2)式中z上、z下分別為計算河段上下斷面水位；嬞、坴、噖分別為計算河段上下斷面的糙率、流量、斷面特徵模數的平均值；ΔL為計算河段的長度;v上、v下分別為計算河段上下斷面的流速；g為重力加速度。
具體計算可採用試演算法,如已知嬞、坴、z下、ΔL及斷面特性，可先假定一個z'上值，求出噖，然後由式(2)求得相應的坴'。如坴'＝坴，則原假定的z'上即為所求的z上。否則需重新假定並重復上述計算，以求出的下一河段的z上，作為上一河段的z下。自下而上逐河段計算，即可求得整個庫區的回水線。實用上，也常採用圖解法或半圖解法代替試算過程。中國20世紀70年代以前，常採用的這類方法有艾斯考福法和H.M.別爾納德斯基的控制曲線法。這些方法在規劃設計中應用很廣。用於推求庫區淹沒水面線時,一般先由規定頻率的調洪成果給出起始條件,並視情況擬定必要的計算條件，如最高洪水位高於正常蓄水位，通常可取下列數值作為計算條件分別推求兩條水面線,然後取其外包線作為所求頻率的回水線:①壩前最高水位與相應時刻的入庫流量；②入庫最大洪峰流量與相應時刻的壩前水位。當洪水位低於正常蓄水位時，則還要以正常蓄水位與汛末相應頻率的洪峰流量作為計算條件，推求一條水面線，而後再取包線。對於為分析枯水季節航運和引水條件所需的低水位回水線，一般可採用由死水位及相應於供水設計保證率的枯水期流量進行推算求得。
水庫淤積回水推算 水庫淤積將使庫區沿程過水斷面積減小，引起回水上延。通常可採用水庫淤積計算方法，先求出不同淤積水平（年限）的庫區淤積量與分布位置，據以求得淤積後的河道斷面，然後再按上述方法推求淤積後的水庫回水線。