淤积计算方法

❶ 水库回水计算的计算方法

非恒定流计算法 库区水流形态受入库洪水和坝址下泄量变化的影响，属于非恒定流范畴。为此，和水库调洪计算一样,可通过圣维南方程组(见明渠非恒定流)求解,严格推求不同时间库区沿程各断面的水位变化。为进行某一洪水标准下的水库回水计算，通常可采用入库洪水过程线为其上边界条件，采用由调度方式规定的坝前水位和泄量过程，或水位与泄量关系为其下边界条件，并取调洪开始时的入库流量与坝址泄量相等，即库区沿程处于恒定流状态下的流量及水位为初始条件，求出整个洪水过程中水库库区的流态，然后连接各断面的最高水位，即是所求洪水标准的水库回水线。
简化计算法 将库区水流状态近似假定为渐变恒定流。先通过推求各种极限条件的同时水面线，再取它们的包线作为所求回水线的近似解。由于恒定流不考虑流速对时间的变率，则圣维南方程组中的动力方程可简化为式(1)所示的有限差形式；如局部损失相对较小,则可进一步简化成式(2)：
(1) 式中z上、z下分别为计算河段上下断面水位；嬞、坴、噖分别为计算河段上下断面的糙率、流量、断面特征模数的平均值；ΔL为计算河段的长度;v上、v下分别为计算河段上下断面的流速；g为重力加速度。
具体计算可采用试算法,如已知嬞、坴、z下、ΔL及断面特性，可先假定一个z'上值，求出噖，然后由式(2)求得相应的坴'。如坴'=坴，则原假定的z'上即为所求的z上。否则需重新假定并重复上述计算，以求出的下一河段的z上，作为上一河段的z下。自下而上逐河段计算，即可求得整个库区的回水线。实用上，也常采用图解法或半图解法代替试算过程。中国20世纪70年代以前，常采用的这类方法有艾斯考福法和H.M.别尔纳德斯基的控制曲线法。这些方法在规划设计中应用很广。用于推求库区淹没水面线时,一般先由规定频率的调洪成果给出起始条件,并视情况拟定必要的计算条件，如最高洪水位高于正常蓄水位，通常可取下列数值作为计算条件分别推求两条水面线,然后取其外包线作为所求频率的回水线:①坝前最高水位与相应时刻的入库流量；②入库最大洪峰流量与相应时刻的坝前水位。当洪水位低于正常蓄水位时，则还要以正常蓄水位与汛末相应频率的洪峰流量作为计算条件，推求一条水面线，而后再取包线。对于为分析枯水季节航运和引水条件所需的低水位回水线，一般可采用由死水位及相应于供水设计保证率的枯水期流量进行推算求得。
水库淤积回水推算 水库淤积将使库区沿程过水断面积减小，引起回水上延。通常可采用水库淤积计算方法，先求出不同淤积水平（年限）的库区淤积量与分布位置，据以求得淤积后的河道断面，然后再按上述方法推求淤积后的水库回水线。

❷ 耕地面积的计算方法

耕地面积的计算方法是：年初耕地面积，加上当年增加的耕地面积、减去当年减少的耕地面积。 当年增加的耕地面积是指本年度内因新开荒（本年度已种上农作物的新开垦荒地）、基建占地还耕、河水淤积、平整土地和治山、治水等原因而增加的耕地面积。 当年减少的耕地面积是指本年度国家基建占地（指经县以上政府主管部门批准的因兴修水利、修筑公路、铁路、民航机场、修建工矿企业、建筑机关学校用房实际占用的耕地）、乡村集体基建占地（乡村新建或扩建乡村企业、兴修水利工程、修筑公路、以及建筑办公室和生产设施，如晒场、畜棚、猪圈等基本建设而实际占用的耕地）、农民个人建房占地、退耕造林面积、退耕改牧面积，以及因自然灾害废弃而实际减少的耕地面积。

❸ 渠道的淤积流速怎么算

渠道的淤积流速与平均流速有关，祸根据经验公式确定，例如：
[V]=e√(R)
式中：R为水力半径，以m计，e为系数，与悬浮泥沙粒径和水力粗度有关，还与渠壁 糙率有关。近似计算时，对于砂土、粘壤土或粘土渠道，如取糙率n=0.025，悬浮泥沙不大于0.25mm时，e=0.50

❹ 河流淤积量的计算方法

受流速较快的水流夹带的泥沙在流速缓慢处，受重力作用容易沉积下来，如同一杯混有泥沙的水，当快速搅动杯内的水时，泥沙被水流带动不易下沉，在停止搅动，水静止后，在重力作用下便较快沉到杯底一样，在河流入海处，水面大都较宽广，水流缓慢，失去冲刷力量带动的河流夹带的泥沙便在此缓慢处沉积；另外，如同点豆腐，豆浆在卤水作用下，快速凝结成豆腐，这是由于电解质的作用，使得豆浆中蛋白质凝结沉淀一样，河水与海水成分不一，在混合海水后，水中电解质的变化使得泥沙容易结团，增加微粒自身重量而加速沉淀，这是第二个因素；所以，入海河流在河口处会形成大量的泥沙淤积。

❺ 拦沙坝的结构设计与计算

1.拦沙坝高度与间距

一般说来，坝体越高，拦沙库容就越大，固床护坡的效果也就越明显。但工程量及投资随之急增，因此，应有一个较为合理的选择。

1）按工程使用期多年累计淤积库容确定坝高，计算公式为

地质灾害防治技术

式中：V_s为多年泥沙累计淤积量（m³/a）；n为有效使用年数（a）；i为年序；V_si为i年时的淤积量（m³/a）；V_sy为多年平均来沙量（m³/a）。

2）按预防一次或多次典型泥石流的泥沙量确定坝高，计算公式为

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式中：n为次数（次）；其他符号意义同前。

3）根据坝高与库容关系曲线拐点法确定：该方法与确定水库坝高类似，不同点是水库水面基本是水平的，而拦沙库表面则是与泥石流性质有关的斜线或折线。因此计算得到的总库容大于同等坝高的水库库容。

4）对于以稳定岸坡为主的拦沙坝，可按回淤长度或回淤纵坡及需压埋坡脚的泥沙厚度确定。即淤积泥沙所具有的抗滑力，应大于或等于滑坡体的下滑力。计算公式为

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式中：H_s为泥沙厚度（m）；W为高出滑动面延长线的淤积物单宽质量（kg/m）；f为淤积物内摩擦系数，无量纲；γ_s为淤积物的容重（kg/m³）；φ为淤积物内摩擦角（°）。

拦沙坝的高度（H）可按下式计算：

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式中：H为拦沙坝的高度（m）；H₁为沟床以下的拦沙坝高度（m）；i₀为淤积后的沟床坡降（‰）；i为淤积前沟床坡降（‰）；H_s为泥沙淤积厚度（m）；L为淤积物尾部至拦沙坝的水平距离（m）。

5）根据坝址及库区的地形地质条件，按实际所需的拦淤大小确定坝高。

6）当单个坝库不能满足防治泥石流的要求时，则可采用梯级坝系。在布置中，各单个坝体之间应相互协调配合，使梯级坝系能构成有机的整体。梯级坝系的总高度及拦淤量应为各单个坝的有效高度及拦淤量之和。

泥石流拦沙坝的坝下消能防冲及坝面抗磨损等技术问题，一直未能得到很好解决。故从维护坝体安全及工程失效后可能引发的不良后果考虑，在泥石流沟内的松散层上修建的单个拦沙坝高，最好小于30m，对于梯级坝系的单个溢流坝，应低于10m。对于强震区及潜在危险（如冰湖溃决、大型滑坡的泥石流沟）区，拦沙坝的间距可根据坝高及回淤坡度计算确定。拦沙坝建成后，沟床泥沙的回淤坡度（i₀）与泥石流活动的强度有关。可采用比拟法，对已建拦沙坝的实际淤积坡度与原沟床坡度（i）进行比较确定。即

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式中：C为比例系数，一般为0.5～0.9，或按表3－2取值。若泥石流为衰减期，坝高又较大时，则用表内的下限值；反之，选用上限值。

2.拦沙坝的结构设计

（1）拦沙坝的断面形式

对于重力拦沙坝，从抗滑、抗倾覆稳定及结构应力等比较，有利的合理断面是三角形或梯形。在实际工程中，坝的横断面的基本形式如图3－4所示，下游面近乎垂直。

表3－2 C值一览表

当坝高H<10m时，底宽B＝0.7 H，上游面边坡n₁＝0.5～0.6，下游面边坡n₂＝0.05～0.20。

当10m<H<30m时，底宽B＝（0.7～0.8）H，上游面边坡n₁＝0.60～0.70，下游面边坡n₂＝0.05～0.20。

当坝高H>30m时，底宽B＝（0.8～1.0）H，上游面边坡n₁＝0.60～0.80，下游面边坡n₂＝0.05～0.20。

为了增加坝体的稳定，坝基底板可适当增长，底板的厚度为（0.05～0.1）H，坝顶上、下游面均以直面相连接。

（2）坝体其他尺寸控制

1）非溢流坝坝顶高度（H）：等于溢流坝高（H_d）与设计过流泥深（H_c）及相应标准的安全超高（H₀）之和。即

图3－4 重力拦沙坝横断面示意图

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2）坝顶宽度（b）：应根据运行管理、交通、防灾抢险及坝体再次加高的需要综合确定。对于低坝，b的最小值应为1.2～1.5m，高坝的b值则应在3.0～4.5m之间。

3）坝身排水孔：单个排水孔的尺寸可用0.5m×0.5m。孔洞的横向间距，一般为4～5倍的孔径；纵向上的间距可为3～4倍的孔径，上下层之间可按品字形分布。起调节流量作用的大排水孔，孔径应大于1.5～2.0倍的最大漂砾直径。

4）坝顶溢流口宽度，可按相应的设计流量计算。为了减少过坝泥石流对坝下游的冲刷及对坝面的严重磨损，应尽量扩大溢流宽度，使过坝的单宽流量减小。

5）坝下齿墙具有增大抗滑、截止渗流及防止坝下冲刷等作用。齿墙深度应视地基条件而定，最大可达3～5m。齿墙为下窄上宽的梯形断面，下齿宽度多为0.10～0.15倍的坝底宽度。上齿宽度可采用下齿宽度的2.0～3.0倍。

3.重力拦沙坝的结构计算

重力拦沙坝应进行抗滑、抗倾覆稳定验算，坝体和坝基的应力计算及下游抗冲刷计算。

（1）抗滑稳定验算

抗滑稳定验算对拟定坝的横断面形式及尺寸起着决定性的作用。坝体沿坝基面滑动的验算公式为

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式中：K₀为抗滑稳定性系数；∑W为作用于单宽坝体计算断面上各垂直力的总和（如坝体重、水重、泥石流体重、淤积物重、基底浮托力及渗透压力等）；∑F为作用于计算断面上各水平力之和（含水压力、流体压力、冲击力、淤积物侧压力等）；f为砌体同坝基之间的摩擦系数（可查表或现场实验确定）；K_c为抗滑稳定安全系数，一般取1.05～1.15。

当坝体沿切开坝踵和齿墙的水平断面滑动，或坝基为基岩时，应计入坝基摩擦力与粘结力，则

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式中：C为单位面积上的粘结力（kPa）；A为剪切断面面积（m²）；其他符号意义同前。

（2）抗倾覆稳定验算

抗倾覆稳定验算的计算公式为

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式中：K₀为抗倾覆稳定性系数；∑M_y为坝体的抗倾覆力矩，是各垂直作用荷载对坝脚下游端的力矩之和；∑M₀为使坝体倾覆的力矩，是各水平作用力对坝脚下游端的力矩之和；K_y为抗倾覆安全系数，一般取1.3～1.6。

（3）坝体的强度计算

由于拦沙坝的高度一般都不很高，故多采用简便的材料力学方法计算。

1）垂直应力的计算公式为

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或

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式（3－18）和式（3－19）中：σ为垂直应力（kPa）；∑M为截面上所有荷载对截面重心的合力矩（kN·m）；X为各荷载作用点至断面重心的距离（m）；b为断面宽度（m）；e为合力作用点与断面重心的距离（m）；J为断面的惯性矩（m⁴）；∑W为各荷载的垂直分量的总和（kN/m）；A为剪断断面面积（m²）。

为了满足合力作用点应在截面的1/3内 ，满库时在上游面坝脚或空库时在下游面坝脚的最小压应力（σ_min）不变为负值，则需满足

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式中符号意义同前。

坝体内或地基的最大压应力（σ_max）不得超过相应的允许值，即

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式中：［σ］为容许应力值；其他符号意义同前。

2）边缘主应力包括上、下游面两种计算公式。

坝体上游面的一对主应力（σ_a1、σ_a2）可按下面公式计算：

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坝体下游面的一对主应力（σ_b1、σ_b2）可按下面公式计算：

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式（3－22）～式（3～25）中：σ、σ′分别为同一水平截面的上、下游边缘正应力（×10kPa）；θ₁、θ₂分别为上、下游坝面与计算水平截面的夹角（°）；γ_c为泥石流的容重（kg/m³）；y为计算断面以上的泥架高度（m）。

3）边缘剪应力包括上、下游面两种计算公式。

坝体上、下游面的边缘剪应力可按以下公式计算：

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式（3－26）和式（3－27）中：τ_a、τ_b分别为低于筑坝材料的允许应力值（×10kPa）；其他符号意义同前。

❻ 什么是水沙平衡法，怎样用它算库坝淤积量

基于等深线的计算方法、规则网格镶嵌法、断面法或地形法、基于泰森多边形的计算方法、基于库容曲线的泥沙淤积量计算方法、输沙量平衡法和水力模型法；针对传统库区容量和淤积量测量及计算方法的缺陷,依靠现代高精度的GPS定位技术,提出了GPS-RTK+测深仪法进行水库泥沙淤积量测量,并针对测深时产生的误差设计了初始测深数据预处理系统。随后利用GIS技术中数字高程模型的不规则三角网(TIN)法设计了水库库容和泥沙淤积量计算系统,计算每个三角柱的水柱体积和淤积体积,并对所有三角柱的水柱体积和淤积体积进行叠加,获得库区库容和淤积量的精密计算结果。最后,考虑到生成三角柱时,由于换能器的不水平或者水中悬浮物的影响,观测的水深值失真,在设计系统中,加入泥沙水下休止角的限制条件,达到准确测算淤积量的目的。 文中不仅考虑了水库淤积测量时的种种误差,设计了对原始测深数据模拟修正的子系统,而且考虑了建立水下数字高程模型三角网时,两点连线坡度不能超过泥沙的水下休止角,设计了泥沙淤积量计算时粗差数据的剔除系统。与传统软件相比,该系统能快速而准确的计算库区库容和淤积量。

❼ 洞庭湖泥沙淤积

12.3.1 泥沙淤积速率与洲土扩展速度

洞庭湖泥沙淤积速率是惊人的。入湖泥沙主要来自于长江“三口”（1958年之前为“四口”）、湘资沅澧“四水”及汨罗江与新墙河区间水系。据统计，多年平均入湖泥沙19292万t/a，其中长江三口为15875万t/a，占82.3%；“四水”及区间二尾闾为3417万t/a，占17.7%。经城陵矶输出的泥沙为4958万t/a，仅占入湖总量的25.7%，其余均淤积于湖盆。洞庭湖的泥沙淤积，最直观的表现是同水位条件下洲土面积随着时间的改变而变化。由于卫星遥感技术具有宏观性强、时效性好等特点，因此利用不同时相的卫星遥感数据可以准确地查明不同水位时的洲土分布面积。

（一）遥感信息源

由于进行泥沙淤积遥感调查时主要依据卫星图像上反映的洲土分布面积，而洲土分布面积与水位高程息息相关，亦即不同的水位高程对应不同的洲土分布面积。因此，选择遥感信息源时，充分考虑了水位情况。

根据水位高程选择卫星数据的时相是一项困难的工作，这首先是由于卫星在运行中受云雨等天气因素影响，获取的卫星数据只有很少一部分能满足质量要求；其次，根据水位选择时相时，仅有的一些质量较好的卫星数据又由于水位难以满足要求而不能全部应用。这样就很难在同一个水文周期年获得不同水位的全部卫星数据。实际遥感图像的时相选择中，20世纪70年代卫星数据跨了4年，90年代卫星数据跨了6年。70年代选择的是1976～1979年8个不同水位时相的MSS卫星数据，对应城陵矶水位为19.61～28.91 m。90年代选择的是1993～1998年10个不同水位时相的TM卫星数据，对应城陵矶水位为19.10～31.69 m。MSS图像一个景区包括了洞庭湖区全部。在TM图像上，洞庭湖区横跨东部的123～40景区和西部的124～40景区。东部的东洞庭湖与西部的目平湖在东西两景区内各自保持完整，但中部的南洞庭湖被分割开了。调查过程中，充分考虑了南洞庭湖东西两部分不同时相与不同水位这一客观情况，南洞庭湖东部占55.8%，西部占44.2%。在南洞庭湖与三湖面积统计时，将水位较接近的东西两部分面积相加，再加权计算其对应水位所对应的面积。

（二）洲土分布遥感调查

遥感图像显示，洞庭湖是一个被大堤或自然岸线围限的封闭区间。这个封闭区间的面积是固定不变的，无论是70年代还是90年代，三湖的面积均为一个常数（根据卫星遥感图像调查表明，东洞庭湖湖盆面积1288.9 km²，南洞庭湖907.2 km²，目平湖314.5 km²），其构成地物水体与洲土的面积随水位的不同而变化，它们的面积之和即湖盆面积。洲土是泥沙淤积的产物，除白泥洲外还包括芦苇和湖草。

卫星图像的解译主要依据影像色调和几何形态两个基本要素。洲土在卫星图像上呈现色调差异明显但几何形状差异不大的影像特征。在空间分布上，白泥洲临近湖水，往外依次是湖草、芦苇。根据这些遥感解译标志，能较好的进行洲土遥感解译。基本方法是利用不同年代多个水位时相的遥感资料，量算洲滩面积，通过计算分析，时空对比，总结出泥沙淤积与洲滩发育的基本特点和规律，并预测其发展趋势。

（三）泥沙淤积速率与洲土扩展速度

根据20世纪70年代和90年代两个时段18个时相不同水位的遥感图像进行洲土解译与面积量算，洞庭湖泥沙淤积速率与洲土扩展速度如表12-1。

12.3.2 洲土分布发育特征

从计算的结果来看，洞庭湖三大湖泊17年中泥沙平均沉积厚度达0.4 m，沉积速率为2.37 cm/a；洲滩面积共扩展230 km²，扩展速度为13.53 km²/a；淤积总量10.1亿m³，年均0.59亿m³。各区域差异明显，以目平湖泥沙淤高最为显着，南洞庭湖洲滩扩展最快最多，东洞庭湖泥沙淤积量最大。上述数据是根据各代表站相应水位高度推算的，由于洞庭湖范围广，区域差异大，水情变化复杂，水位涨落常不均匀同步，选择的代表站及代表的区域范围不同，计算的结果也会有所差异，若利用更多时段的遥感监测数据，选择确定的代表站进行计算分析，无疑更具有统计意义。

表12-1 1978～1995年洞庭湖泥沙淤积与洲土扩展遥感测量结果

影响泥沙淤积与洲滩发育的因素主要有泥沙来源、水动力条件、底岸边界条件等。在洞庭湖不同区域，泥沙淤积与洲滩发育的条件和特点均不相同。根据湖盆水域格局，可分为三大洲滩发育区，即东洞庭区、南洞庭区、西洞庭区。

（一）东洞庭湖区的洲滩发育

东洞庭湖占三湖总面积的51%，枯水期洲滩面积可达1100 km²，占本湖盆面积的85%，占三湖洲滩总面积51%～58%。

东洞庭湖洲滩发育主要受西部、南部及北部（长江）来水来沙的影响，西部有华容河三角洲─藕池河东支三角洲─鹿湖西部洲滩发育区，南部有漂尾洲发育区，北部有建新─君山─大湾洲滩发育区，东部有新墙河口和中洲两个洲滩发育区。西部洲滩发育区包括钱粮湖农场─大通湖农场以东的广大地区，由华容河、藕池河东支及南洞庭湖北部古洪道水流带来的泥沙淤积而成，其西部已围垸，东部湖盆现有洲滩发育形势有所变化。华容河因调玄口堵闭，主要泥沙来源被截断，河口三角洲发育缓慢。藕池河东支由以前的多叉入湖变为由扁担河一处入湖，泥沙集中，三角洲扩展加速。鹿湖西部因藕池河东支南侧分叉洪道及南洞庭湖北部古洪道的堵闭，失去主要泥沙来源，导致洲滩发育缓慢。所以，目前东洞庭西部泥沙淤积与洲滩扩展，主要集中表现在藕池河东支三角洲。现在该三角洲的位置在20世纪50年代初还是湖盆深水区，目前，湖盆深水中心已移至漂尾洲西北部原水下浅滩地带。

从1955年的航片及据此编绘的地形图与1995年前后不同水位的TM卫星图像对比，初略推算，40年来，藕池河东支入湖三角洲中心地带泥沙沉积厚度大于4 m，平均沉积速率大于10 cm/a。不同时段的遥感图像还表明，藕池河东支三角洲在80年代末以前是由西南向东北扩展的，80年代末以来，河口逐渐转向东偏南，至现在已基本朝南。以枯水期河口为标记，1976～1994年的18年间，河口共延伸13 km，平均延伸速度为722 m/a，洲滩面积共扩展37.75 km²，平均扩展速度为2.1 km²/a。1989年以前的河口基本上是按已有河槽顺势延伸，1989年以后，随着河口向湖盆中心的推进及丰水年代的来临，湖水对河水的顶托作用增大，河口改道迁移现象明显，改道方向偏于南侧，河口段由东向西迁移，如1996年特大洪水使河口位置由东向西迁移近2 km。河道迁移后，大部分泥沙在原有洲滩较低部位淤高加厚，因此，河道虽延长，但洲滩面积扩展放慢。1989～1998年，河道向南延伸7 km，平均每年延伸777 m，但洲滩面积只增加5.06 km²，平均增速为0.56 km²/a。

东洞庭湖南部洲滩即漂尾洲，发育于西部水流与南部水流的夹流汇合地带，地质构造上属两条断裂带所夹凸起地块。洲滩从西南向东北延伸40km，东北端直逼君山附近。影响漂尾洲的西部来水来沙，现在已被切断，南部水流继续发挥作用，泥沙沉积由南向北，由东向西递减。粗略推算，1955～1995年，漂尾洲南端草尾河河口地带，泥沙沉积厚度为2～4 m，平均沉积速率为5～10 cm/a，而西北边缘变化不明显。漂尾洲的平面扩展主要体现在东部及东北角，东北角高山望以东18 km²及东部草洲至龙潭沟一带65 km²的洲滩，在20世纪50年代还比较低矮零星，洪水期还有较强的通洪能力，至90年代已与漂尾洲连成一体，阻洪作用明显。

东洞庭湖东部洲滩发育区主要在新墙河口及中洲两处，位于主洪道东侧，属湖湾型沉至牛头洲以东增加31 km²，初略推算，其平均沉积速率为2～5 cm/a。

东洞庭湖北部洲滩发育于洞庭湖与长江水流的交汇地带。建设垸与君山农场围垸后，南部临湖地带洲滩发育缓慢。东部大湾地带仍受两股水流交汇的影响，泥沙沉积较多，初略推算，50年代以来平均沉积速率为2～5 cm/a。

综上所述，东洞庭湖洲滩主要发育于西部和南部，以西部淤积最为严重，洲滩增高扩展速度最快，南部次之，东部和北部相对较慢，总体趋势是由西部和南部向东北，即湖水出口方向推进。藕池河东支三角洲向漂尾洲逼进，湖盆水体萎缩东移，在三角洲南部湖盆将出现“鹿湖第二”的形势。东部主洪道受两侧洲滩挤压，宽度变窄，水流的冲刷作用将有所加强，两侧的洲滩仍以淤厚增高的趋势为主。

（二）南洞庭湖区的洲滩发育

南洞庭湖占三湖总面积的36%，枯水期洲滩面积超过750 km²，占该湖盆面积的83%，占三湖洲滩总面积的35%左右。南洞庭湖的洲滩发育主要受三方面的条件影响，一是自西向东的过境水流，二是从南面注入的湘江与资水，三是区域地壳由北向南的掀斜及局部隆起。洲滩主要发育于北部，并自西向东，自北向南扩展。

北部洲滩包括以洪道型沉积为主形成的蒿竹河两侧洲滩和以湖盆型沉积形成的万子湖洲滩、畎口洲滩、横岭湖洲滩、荷叶湖洲滩等。北部洲滩泥沙沉积量大，洲滩扩展快。蒿竹河洲滩自东向西扩展延伸。万子湖洲滩、畎口洲滩与横岭湖洲滩自北向南偏东扩展。荷叶湖位于南洞庭湖与东洞庭湖的通道地带，多个方向的水沙汇合北流，洲滩自西南向东北发育。

南部洲滩包括湘江三角洲和资水三角洲，自西南向东北发育，因来水含沙量较小，加之河口地带处于沉降，三角洲发展缓慢，局部地区洲滩还处于萎缩状态。

在南洞庭湖中部，由于局部地块隆起，导致阻水阻沙而发育洲滩，一般泥沙淤积不厚，洲滩出露零星分散，有冲也有淤，洲滩扩展不明显。

（三）西洞庭洲滩发育区

西洞庭洲滩区包括目平湖、七里湖及沅江洪道、松澧洪道、松虎洪道等区域。七里湖因泥沙严重淤积，除狭窄的行洪道外，大部分均为高位洲滩分布，洲滩的继续扩展发育受到抑制。目平湖占三湖总面积的13%，枯水期洲滩面积可达275 km²以上，占该湖盆面积的87%，占三湖洲滩总面积的13%左右。北有松澧三角洲向南扩展，南有沅江三角洲向东及东北方向扩展，在枯水期，湖水干枯，南北洲滩连成一片，目平湖已成为一个季节性湖泊。

从东洞庭湖、南洞庭湖与目平湖三湖来看，洲土面积枯水期可达1600～2200 km²，平水期1100～1500 km²，丰水期不到500 km²，当城陵矶水位在32 m以上时，几乎所有洲土均被淹没。区域分布为：东洞庭湖占 52%，南洞庭湖占35%，目平湖占13%。

东洞庭湖以藕池河东支三角洲泥沙淤积最突出、洲土扩展最快。1976～1994年的18年间，河口共延伸13 km，平均延伸速度为722 m/a，洲土面积共扩展37.75 km²，平均扩展速度为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为发育。目平湖北有松澧三角洲，南有沅江三角洲，枯水期湖水干枯，南北洲土连成一片，成为一个季节性湖泊。七里湖因泥沙严重淤塞，湖泊已基本消亡，除狭窄的行洪道外，大部分均为高洲分布，一般洪水不能淹没。

12.3.3 湖泊面积及水位面积关系

洞庭湖分为东洞庭湖、南洞庭湖、目平湖、七里湖等四个湖泊及联系其间的澧水洪道、草尾河等二个洪道。TM图像量算全湖2684.3 km² ，其中四个湖泊2579.3 km² （东洞庭湖1288.9 km² ，南洞庭湖 907.2 km² ，目平湖 314.5 km² ，七里湖 68.7 km² ），两个洪道105.0 km² （澧水洪道61.8 km² ，草尾河43.2 km² ）。选择不同水位时相的TM图像量算湖水面积，获得水位面积关系数据，以此建立水位面积关系方程如表12-2。

表12-2 洞庭湖水位（H）面积（A）关系方程

12.3.4 湖泊容积及水位容积关系

湖容计算分三个水位区段：枯水位湖容（V ₁）根据 TM图像结合湖底地形图计算，枯水位至漫滩水位的湖容（V₂）及漫滩水位至历史最高水位的湖容（V₃）可通过前述水位面积回归方程按相应水位区间积分求得。总湖容（V）见表12-3（遥感数据已反映了水力坡度）。

表12-3 洞庭湖湖容计算成果表

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以城陵矶33.5 m水位计算湖容：

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七里湖、澧水洪道和草尾河的容积引用长委会水文局1995年数据分别为2.09亿m³、2.75亿m³、2.73亿m³，这样，在城陵矶水位33.5 m时，4个天然湖泊的湖容为163.72亿m³，两个洪道容积为5.48亿m³，全湖合计为169.20亿m³。

对各湖泊的水位面积回归方程，按TM图像各时相对应的水位逐个进行积分，计算相应水位的湖容，得出系列水位容积关系数据，以此建立的水位容积关系方程为：

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式中：V为湖容，H为水位。

城陵矶32 m以上水位时，水位容积呈线性相关，三湖水位容积关系满足方程：

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12.3.5 泥沙淤积对蓄洪调节功能的影响

泥沙淤积对蓄洪调节功能的影响，主要是由于河湖床淤高，湖泊面积和容积减少，导致水位抬高、调蓄能力降低，水患危机加剧。

遥感调查表明，1978～1995年的17年间，三湖淤积总量为10.1 亿m³，年均0.594亿m³，湖底平均淤高0.4m，年均淤高2.37 cm。同期泥沙资料表明，全湖（四湖二洪道）总淤积量为11.36亿m³，年均淤积0.668亿m³，湖底平均淤高0.42 m，年均淤高2.49 cm，两者基本吻合。可见，20世纪70年代以来，泥沙淤积使湖容以年均0.6～0.7亿m³的速率减少，湖底年均淤高2.4 cm左右，在同等蓄洪量的情况下，90年代的水位要比70年代平均抬高0.4～0.5 m。

从1956～1995年泥沙资料来看，40年内全湖淤积总量为35.22亿m³，年均0.88亿m³，淤积减少的湖容相当于南洞庭现有漫滩湖容。40年内湖底平均淤高1.31 m，年均淤高3.28 cm，即在同等蓄洪量的情况下，现在的水位要比50年代平均抬高1.3 m左右。实测资料表明，相同水量时，现在东洞庭湖和湘、资尾闾比1949年水位抬高1.0～1.4 m，南洞庭湖和沅水尾闾抬高1.8～2.2 m，西洞庭湖的松澧水系抬高2.7～3.67 m，泥沙淤积是上述水情变化的重要影响因素。

1524～1860年，洞庭湖全盛时期面积为6270 km²，容积400亿m³。那时，水位漫滩后，每上涨1 m，可增加蓄量62亿m³；每增加10亿m³的蓄洪量，水位平均上涨0.16 m。

1949年，洞庭湖面积4350 km²，容积293 m³。这时，水位漫滩后，每上涨1 m，可增加蓄量43亿m³；每增加10亿m³的蓄洪量，水位平均上涨0.23 m。

现在，洞庭湖面积2684.3 km²，湖容170亿m³，水位漫滩后，每上涨1 m，可增加蓄量26亿m³；每增加10亿m³的蓄洪量，水位平均上涨0.37 m。可见现在洞庭湖的面积、容积及调蓄效能等都只及解放初期的60%左右，只及全盛时的43%左右。假如在现有湖泊范围要达到1949年的293亿m³的正常湖容，则全湖水位在历史最高水位以上还要抬高2.4 m。

设起始湖容为V₀（m³），面积为A₀（m³），泥沙年淤积量为S_i（m³），淤积为正，冲刷为负）并在全湖均匀分布，湖泊面积年变化量为A_i（m³，减少为正，增加为负），则n年后：

湖泊面积：

湖底高程平均变化量：

湖容：

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水位漫滩后，增加相等的蓄洪量W（m³），水位将平均抬高或降低：

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城陵矶在警戒水位32 m以下任意区间（H_a，H_b），三湖湖水体积U可用下式计算：

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这可作为洞庭湖在城陵矶警戒水位以下的调蓄能力评估模型。

城陵矶警戒水位以下的湖容，在大汛来临之前已被注满，失去蓄洪调节意义。洞庭湖的调洪价值主要体现在城陵矶32 m水位以上的湖容，在该水位以上每上涨1 m，全湖（四湖二洪道）可增加湖容：

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城陵矶警戒水位以上，湖泊面积：

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设入湖流量为Q_入（m³/s），出湖流量为Q_出（m³/s），时间为T（h），全湖水位平均变化量为ΔH（米，升正降负），则：

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警戒水位以上的湖容，基本靠人工用堤坝围成，对堤垸构成威胁，且这一湖容在运用时，长江也必然同时处于高危水位状态。据计算，当1954年洪水重现时，城陵矶地区分蓄洪量将达到529亿m³，显然单靠洞庭湖对江水调节远不堪重负。

❽ 请问水库入库流量怎样计算

将库区水流状态近似假定为渐变恒定流。先通过推求各种极限条件的同时水面线，再取它们的包线作为所求回水线的近似解。由于恒定流不考虑流速对时间的变率，则圣维南方程组中的动力方程可简化为式(1)所示的有限差形式；如局部损失相对较小,则可进一步简化成式(2)：(1)(2)式中z上、z下分别为计算河段上下断面水位；嬞、坴、噖分别为计算河段上下断面的糙率、流量、断面特征模数的平均值；ΔL为计算河段的长度;v上、v下分别为计算河段上下断面的流速；g为重力加速度。
具体计算可采用试算法,如已知嬞、坴、z下、ΔL及断面特性，可先假定一个z'上值，求出噖，然后由式(2)求得相应的坴'。如坴'＝坴，则原假定的z'上即为所求的z上。否则需重新假定并重复上述计算，以求出的下一河段的z上，作为上一河段的z下。自下而上逐河段计算，即可求得整个库区的回水线。实用上，也常采用图解法或半图解法代替试算过程。中国20世纪70年代以前，常采用的这类方法有艾斯考福法和H.M.别尔纳德斯基的控制曲线法。这些方法在规划设计中应用很广。用于推求库区淹没水面线时,一般先由规定频率的调洪成果给出起始条件,并视情况拟定必要的计算条件，如最高洪水位高于正常蓄水位，通常可取下列数值作为计算条件分别推求两条水面线,然后取其外包线作为所求频率的回水线:①坝前最高水位与相应时刻的入库流量；②入库最大洪峰流量与相应时刻的坝前水位。当洪水位低于正常蓄水位时，则还要以正常蓄水位与汛末相应频率的洪峰流量作为计算条件，推求一条水面线，而后再取包线。对于为分析枯水季节航运和引水条件所需的低水位回水线，一般可采用由死水位及相应于供水设计保证率的枯水期流量进行推算求得。
水库淤积回水推算 水库淤积将使库区沿程过水断面积减小，引起回水上延。通常可采用水库淤积计算方法，先求出不同淤积水平（年限）的库区淤积量与分布位置，据以求得淤积后的河道断面，然后再按上述方法推求淤积后的水库回水线。