❶ 三峽在解決庫區泥沙淤積方面採取的應對措施是什麼
根據建國以來國內大壩建設處理泥沙問題的經驗和教訓，特別是黃河三門峽水庫的經驗教訓，三峽工程的泥沙研究，採用原型觀測、數學模型計算、物理模型試驗等綜合方法，如果採取合理的水庫調度方式，可以保證水庫的長期有效運用。
長江水利委員會長江科學院三峽工程泥沙專家組成員潘慶燊：「採取蓄清渾的水庫調度方式，就可以使三峽水庫達到長期使用的目的。」
長江水利委員會三峽水文水資源勘測局副局長高級工程師孫百先：「蓄清排渾是什麼意思呢？你們看進入汛期以後呢，長江的沙就利用汛期水量大的特點把上游的沙全部帶下去了，可以說是控制了絕大部分的泥沙。因為我們長江的沙95％以上都在汛期排掉了 ，也就是說相對只有5％枯季的時候只有5％的沙，這個時候的沙對工程的影響就微乎其微了。這種經驗可以說從三門峽也好，從葛洲壩也好以及從丹江水庫也好，都是很成功的，那麼我們相信修三峽大壩也是成功的。」
三峽水庫來水量豐沛，來水量和泥沙含量具有明顯的季節性差異，有利於在汛期降低庫內水位，使泥沙下泄，三峽水庫是典型的河道型水庫，水庫全長600餘公里，平均寬度公1.1公里；庫底為川江山區河道，坡度較大；同時，因庫內泥沙顆粒很細，易於被水流帶走，另外三峽大壩設有22個低高程的泄水孔，在145米水位時，可達到50000立方米/秒的巨大流量。三峽水庫採用「蓄清排渾」運用方式能夠有效的解決泥沙問題。"蓄清排渾"的這種水庫調度方式，國內已有改建後的三門峽、黑松林水庫等一批成功工程實踐例證。
長江水利委員會長江科學院三峽工程泥沙專家組成員潘慶燊：「另外一個就是通過怎麼一種措施，使泥沙淤積不會影響水庫的庫尾重慶主城區河段的航運和港口的運行。 」
三峽壩區和庫尾泥沙問題的研究十分復雜，故採用實體泥沙模型研究方法。三峽工程泥沙研究先後共建有13座實體泥沙模型。
長江水利委員會河流研究所所長盧金友：「像這個大廳就是當時84年 85年建好的，專門為研究三峽庫尾的泥沙問題。那麼這個大廳建了以後，從85年開始到現在，三峽庫尾做了三個模型。這個是重慶模型，在七五期間三峽工程可行性重新論證階段起到了相當大的作用。」
根據各模型試驗成果綜合分析，三峽工程運用三十年內，不論是壩區或庫尾，泥沙淤積均不會對航運或發電產生大的不良影響；即使在水庫運行幾十年後，可能對庫尾航道和港口作業產生不良影響，但可以通過優化水庫調度、航道整治、港口改造和局部清淤挖泥等綜合措施加以解決。對於壩區泥沙問題，依靠合理的工程布置和工程措施加以解決。
人們對泥沙治理的信心還來自於我國對泥沙數據的觀測分析，我國的泥沙觀測已有五十多年的歷史，資料十分豐富，三峽工程設計和科研採用的是自1950年後入庫控制站寸灘和壩址宜昌水文站的多年實測資料。採用的泥沙測驗項目、分析整理方法合理的，儀器和設備是國際領先標準的。我國的泥沙模型試驗在葛洲壩工程建設期間就取得了長足的進展，達到了世界領先水平。因此三峽工程的泥沙研究有充分科學依據。
長江水利委員會三峽水資源勘測局副局長孫百先：「有水位、有流速、有流量，採取各種各樣的測驗設備，這些東西都是國際上，包括先進國家美國、英國、澳大利亞都到咱們這里學習。咱們這個泥沙監測的方法，可以說是比較權威的，而且研究得比較透徹，比較深刻。」
孫百先還說：「上游的退耕還林和生態建設，使得我們的沙源得到了控制，相信以後的水質會越來越好的――――」
根據長江流域規劃的布局，上游地區正在加強水土保持治理和興建干支流水庫，可以預計長江上游來沙量總的趨勢將會逐漸減少。
三峽工程泥沙問題研究已進行多年，多數問題已有明確的結論，問題都是可以解決的。考慮到三峽工程的特殊重要性，我國泥沙專家和各科研部門對於三峽工程泥沙問題仍在繼續進行研究，力求使泥沙問題能夠等到圓滿的解決。
❷ 理解與實施
一、水土保持減沙效益的計算
1.減沙效益計算的基本要求
(1)以完整的流域為計算單元，以治理(或規劃)期末實有的措施保存面積和實測各項措施的保水土保土效益為依據。計算前應搜集以下兩方面的資料:
1)各個單項水土保持措施減少泥沙效益的觀測資料或調查資料，這些資料都經過分析、論證，消除了偏大或偏小的因素。
2)作為計算對象的溝道、河道下游控制性徑流站、水文站的泥沙觀測資料，此項資料必須有5年以上的觀測系列，時間越長越好。
(2)運用上述資料進行分析計算時，應遵循以下原則:
1)採取水文法與水土保持法相結合進行計算，兩種方法的計算結果應基本一致或比較接近。
2)計算中進行治理前後對比時，時段劃分為治理後。治理前時段，水土保持未開展或進度很慢，減沙效果很微;治理後時段，水土保持進展較快，減沙效果顯著。
3)在進行治理前後對比中，可通過降雨產沙關系分析，扣除治理前後由於降雨不同對流域產沙的影響，求得水土保持真正的減沙作用。
(3)在進行因減沙作用而減輕的物質損失按貨幣價值折算為經濟效益時，應符合下列要求:
1)作為計算對象的流域范圍內，其下游實際有因減沙而收到的經濟效益(如水庫減淤、河道恢復、延長航程等)時，才能納入計算。
2)在折價計算減輕損失的物質時，應按前後變動的單價分別計算。
(4)減輕流域下游泥沙淤積的效益計算應按以下三個步驟進行:
1)用水文法進行流域減沙作用的計算;
2)用水保法進行流域減沙作用的計算;
3)將兩種方法的計算結果互相驗證。
2.水文法計算水土保持的減沙作用
(1)求總減沙量。
1)當治理前實測輸沙量與流域實有產沙量基本一致時，可按公式(9－12)進行計算:
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式中:ΔSt———治理後年均總減沙量，t;
Sb———治理前實測年均輸沙量，t;
Sa———治理後實測年均輸沙量，t。
2)當治理前實測輸沙量與流域實有產沙量不一致，且差距較大時，應將實測輸沙量Sb還原為流域產沙量Sbp，然後採用公式(9－13)和(9－14)進行計算:
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式中:Sbp———治理前年均流域產沙量，t;
Sb———治理前年均實測輸沙量，t;
Sb1———治理前年均水庫攔沙量，t;
Sb2———治理前年均灌溉引沙量，t;
Sb3———治理前年均河道淤積量，t。
(2)在總減沙量中，分析出水土保持減沙量。
1)通過降雨產沙關系分析，算得年均減沙總量中由於降雨偏小影響減沙量。此項分析方法較多，本標准推薦其中兩種，方法見本節第二部分。有條件的應採用兩種以上方法計算，將其結果互相驗證。
2)在年均總減沙量ΔSt中，扣除降雨偏小影響減沙量ΔSr，算得人類活動影響減沙量ΔSh。
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3)在人類活動影響減沙量ΔSh中扣除水利工程減沙量ΔSq(水庫攔沙和灌溉引沙，一般都有實測資料)即為水土保持減沙量ΔSp。
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3.水保法計算水土保持的減沙作用
採用(9－17)公式計算:
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式中:ΔSc———治理後年均減沙量，t;
ΔS1———各項水土保持措施年均減沙量，t;
ΔS2———泥沙運行中年均增減量，t;
ΔS3———人類活動年均河道增沙量，t;
ΔS4———降雨偏小影響年均減沙量，t。
(1)ΔS1值的計算:
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式中:∑ΔP———各類就地入滲措施的減沙量，t;
∑ΔV———各類就近攔蓄措施的減沙量，t;
∑ΔG———各類減輕溝蝕因素的減沙量，t;
∑ΔP1，∑ΔP2，∑ΔP3，∑ΔP4———梯田(梯地)、造林、種草、保土耕作等各項措施的年均減沙量;
∑ΔV1，∑ΔV2，∑ΔV3，∑ΔV4，∑ΔV5———水窖、蓄水池、谷坊、淤地壩、小水庫等的年均攔泥量。其計算方法見4.2;
∑ΔG1，∑ΔG2，∑ΔG3———制止溝頭前進、溝底下切、溝岸擴張的年均減沙量;
∑ΔG4———減少塬、坡徑流下溝後相應減輕溝蝕的減沙量。
(2)值的計算。
1)調查項目包括以下兩方面:
a)自然沖淤變數。包括溝岸河岸、較大的崩塌、滑塌、溝床、河床侵蝕基點的破壞等，引起溝道、河道泥沙的堵塞或沖蝕。
b)人為沖淤變數。包括壩庫興建後攔截的泥沙，壩庫水毀後沖出的泥沙，以及大型灌區引用渾水灌溉減少的泥沙。
以上二者，如果治理前後兩個階段情況一致或相近，則不需計算;如前階段沒有而後階段有，則應計算。
2)沖淤變數計算，包括以下兩方面:
a)自然沖淤變數。對崩體、滑體等應分別計算其破壞量與逐年沖蝕量，二者不能混淆(許多情況下，一次崩塌、滑塌的土體，需若干年才能沖蝕完);對崩體、滑體堵塞溝道的，應計算堵塞後的攔泥量。
b)人為沖淤變數。對壩庫攔蓄泥沙量，應通過淤積觀測，計算其攔泥總量與逐年攔泥量;對水毀壩庫，應通過具體測量計算，計算其壩體土方損失量和庫內淤泥量。灌溉引沙量應向各級水利部門調查。
以上兩方面，應根據各年沖淤變數，求得治理後若干年內的沖淤總量，然後求得其年平均沖淤變數∑ΔS2，代入公式(9－17)進行計算。
(3)人為破壞新增土壤侵蝕量值。
1)調查項目:包括陡坡開荒、開礦、建廠、修路、修渠、建房、挖窯、採石等。
2)新增侵蝕量ΔS3值的計算，包括以下三個方面:
a)陡坡開荒。用開荒後的侵蝕模數減去開荒前的侵蝕模數，得新增侵蝕模數;再乘以開荒面積即得。新增侵蝕量每年都有，應連續計算。
b)修路、修渠、建房、挖窯等，只是在基本建設進程中有一次性破壞土地，其廢土、棄石等將逐年被沖蝕，到一定時期可能趨於穩定，不再增加侵蝕量。不應把破壞量當成沖刷量，也不應認為新增的沖蝕量長期不變。
c)開礦建廠新增土壤侵蝕有兩個方面:一是基本建設進程中一次性破壞土地，其侵蝕量的計算要求與修路、修渠等基本一致;二是生產進程中的廢土、棄石、廢渣等每年都有，應連續計算。計算中同樣應把沖蝕量與破壞量分開，求出沖蝕量占破壞量的比例。
以上三個方面，應根據各年新增的侵蝕量，求得實施期(或規劃期)若干年內的侵蝕總量，然後求得年平均新增侵蝕量ΔS3，代入公式(9－17)進行計算。
(4)降雨偏小影響減沙量ΔS4值的計算。
與水文法相同，也可以引用水文法的計算結果(ΔS4=ΔSr)。
4.兩種計算方法的檢驗
(1)用減沙總量進行檢驗。
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式中:Z1———減沙總量檢驗系數，應小於0.2;
ΔSt———水文法算得的年均減沙總量，t;
ΔSe———水保法算得的年均減沙總量，t。
要求:Z1＜0.2
(2)用水土保持減沙量進行檢驗。
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式中:Z2———水土保持減沙量檢驗系數，應小於0.2;
ΔSp———水文法算得的年均水土保持減沙量，t;
ΔS1———水保法算得的年均水土保持減沙量，t。
要求:Z2＜0.2
二、降雨影響減沙量的計算
1.基本規定
本項計算方法主要用於上一部分水文法計算中的規定:「在年總減沙量ΔSt中，扣除降雨偏小影響減沙量ΔSr，算得人類活動影響減沙量ΔSh。」該規定並以公式表述為ΔSh=ΔSt－ΔSr。
當降雨偏大影響增沙時，公式仍適用，但ΔSr為負值。此時算得的ΔSh值大於ΔSt值，是合理的。
計算ΔSr值有多種方法，分別適應於計算區不同的自然地理條件(降雨和下墊面條件)與不同的觀測資料情況。計算中應根據計算區不同的自然條件與資料情況，分別採用不同的方法。
本附錄根據不同的觀測資料情況，推薦以下兩種不同的計算ΔSt值的方法:
一般綜合治理小流域，觀測資料較少、系列較短的，可採用相似降雨對比法計算ΔSt，方法簡便易行，精度可滿足一般要求。
觀測資料較多，系列較長的大中流域和重點小流域，可採用降雨指標分析法計算ΔSt，考慮因素比較全面，計算結果能更接近實際。
有條件的大中流域和重點小流域，應採用兩種以上的方法，同時進行計算，將其結果互相驗證，並結合流域實際情況，進行綜合分析，確定最佳的計算結果。
2.相似降雨對比法計算ΔSt
將治理前各年實測降雨量Rb與實測流域產沙量Sb列表(表9－2)，並繪制Rb－Sb關系曲線，如圖9－1所示。
表9－2 治理前各年實測降雨量Rb與實測流域產沙量Sb
注:如汛期的降雨產沙關系比全年的降雨產沙關系好，則採用汛期的數值。
圖9－1 ΔRb－ΔSb關系曲線圖
將治理後各年實測降雨量Ra列表(表9－3);從圖9－2上查得與各年降雨量Ra相對應的流域產沙量Sab計算值，填入表9－3。
表9－3 治理後各年實測降雨量Ra與計算流域產沙量Sab
注:本表中的雨量和沙量是全年數值或是汛期數值，應與表9－2保持一致。
Sab的物理意義是:治理後各年的降雨量，在未治理前的地面(無措施)下，應有的流域產沙量(計算值)其與實測流域輸沙量SA之間的差值，是由於人類活動(水利措施與水土保持)的減沙作用所造成(即ΔSh)。計算公式:
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用此關系，結合附錄C中公式(C4)，求得ΔSr。
將附錄C中公式(C4)改寫為:
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3.降雨指標分析法計算ΔSr
將治理前各年的一日最大雨量與相應沙量X1與S1、30日最大雨量與相應沙量(X2與S2)、汛期雨量與相應沙量(X3與S3)、全年雨量與相應沙量(X4與S4)列表，見表9－4。
表9－4 治理前各年降雨特徵值與相應產沙量
注:表中各項降雨特徵值都是流域內各雨量站的加權平均值。
用公式(9－27)～(9－28)計算每年各項特徵降雨的產沙量佔全年產沙量的比重:
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用公式(9－31)～(9－34)計算每年各項特徵降雨占該項特徵降雨多年平均值的比重(稱「模比系數」):
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將公式(9－27)～(9－34)各項計算結果列入表9－5。
表9－5 治理前各年各項降雨特徵的n與m數值
用公式(9－35)計算各年的產沙降雨指標R:
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式中:X2－1=X2－X1;
X3－2=X3－X2;
X4－3=X4－X3。
R值的物理意義是:既考慮了降雨的各項特徵值，又考慮了降雨的年際變化。以R值作為產沙降雨比單用年降雨或汛期降雨更接近實際。
將上述各R值計算結果與相應各年的實測流域產沙量Sb列入表9－6。
表9－6 治理前各年產沙降雨R與流域產沙量Sb
將表9－6中各年的R與Sb值，點繪在雙對數紙上，製成R－S關系圖(圖9－2)，可得如下關系式:
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公式(9－36)表達了在治理前(地面無措施)情況下，降雨與產沙的定量關系。根據圖9－2，用數學方法可以求得式(9－36)中的α與u，使式(9－36)可用於具體計算。
將治理後各年的降雨量值Sa代入式(9－36)，可算得相應各年的流域產沙量Sab。
Sab的物理意義是:治理後各年的降雨，在未治理前(地面無措施)情況下應有的流域產沙量(計算值)。
用前述同樣的步驟，可算得治理後由於降雨偏小影響的減沙量ΔSt:
ΔSr=Sb－Sab
圖9－2 R－S關系圖
❸ 求助 海岸保灘促淤計算
經驗公式應該比較少見吧，還是利用實測促淤前後的灘面高程進行定量計算！
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 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Si（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Ai（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（Ha，Hb），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。
❻ 「泥沙沉積率」是專指懸疑質泥沙的沉積比率嗎泥沙淤積估算時，推移質泥沙是不是全部算作淤積
對泥沙的研究不要太深，否則不能自拔。
水力學中的概念比較混亂，很少有明確的清晰的定義。「泥沙沉積率」只見過有人用，沒見過有人解釋，所以還是按字面理解和大家一般的用法給你一個個人的認識吧，僅供參考。
「泥沙沉積率」一般是用在水庫、湖泊、入口泥沙與出口泥沙量的比較上，根據河水的含沙量計算「泥沙沉積率」。理論上講，應該包括推移質。實際上由於推移質的測量困難，可能僅僅說懸疑質，這要看上下文的意思。
❼ 泥沙密度(干容重)一般按多少計算
泥沙密度可以指泥沙顆粒密度、泥沙淤積物干密度，
泥沙顆粒密度一般取2650~2700kg/m3；
泥沙淤積物干密度與沉積時間、泥沙粒徑有關，剛剛淤積的淤泥干密度可以是1100~1200kg/m3；
而淤積時間較長，顆粒較粗且級配不均勻系數較大的泥沙，干密度可以達到1400~1500kg/m3；
人工夯實的有時候也可以達到1600~1800kg/m3
❽ 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。
❾ 怎樣計算單位面積黃河水的泥沙含量
黃河綿延5464公里，是中國第二長河，流域面積75萬平方公里，源於青藏高原巴顏喀拉山的約古宗列盆地，流經青海、四川、甘肅、寧夏回族自治區、內蒙古自治區、陝西、山西、河南、山東等九個省區，最後注入渤海。河口以上為黃河的上游，河口到舊孟津為中游，舊孟津以下為下游。黃河塑造了華北平原、寧夏平原和河套平原，黃河流域是中華民族的發祥地，但黃河下游是舉世聞名的「地上河」，河床不斷升高，河水只靠人工築堤，一遇暴雨河水猛漲，隨時有決口的危險，成為世界上最難治理的河流。對黃河治理的關鍵是治沙。黃河每立方米水的年均含沙量約35千克，最多時可達750千克左右，每年黃河輸入下游的泥沙達16億噸。黃河泥沙的來源主要是中游流經黃土高原。黃土高原黃土層深厚，土質疏鬆，由於高原本身脆弱的生態環境和人為的植被破壞，一遇暴雨，大量泥沙與雨水一起匯入黃河，使黃河成為全世界含沙量最多的河流。所以加強中游黃土高原地區的水土保持是治沙的根本。當然因為水土流失的原因有自然因素和人為因素，但是認為因素在其中起了主導作用，經過黃土高原人民在長期實踐，總結出了許多治理水土流失的經驗，其中小流域的綜合治理就是其中的有效方法之一，具體措施是「保塬、護坡、固溝」，甘肅西峰南小河溝，是個成功的典範，經過幾十年的建設，現在已經是塬面平整，溝坡林密，溝底壩庫相連，農林牧業得到全面發展。黃河泥沙含量減少，下遊河床抬升速度也在降低，減輕了下游地區防洪工作的壓力。任何事物都有它的兩面性，黃河泥沙含量大，使黃河成為長期以來的一條害河，所以各部門積極治理，但是河流泥沙是塑造下游平原和河口三角洲的主要因素，黃河亦是如此。。黃河泥沙的淤積作用和海洋潮汐作用共同影響下，使黃河三角洲陸地面積增減發生變化。黃河三角洲海岸長約200km，入海河口擺動影響的海岸段僅約40km長，無泥沙補給，受侵蝕的海岸段增長。釣口河的河口，自從改道清水溝後，海岸發生了強烈的侵蝕，岸線明顯後退，流路停水後海岸一直處於蝕退狀態，最嚴重的地方達11公里，目前仍以年均200多米的速度蝕退。對勝利油田的灘海開發形成巨大威脅。下面是一些具體數據：1986年5月——1988年12月黃河三角洲陸地面積年凈增約18千米，1986年5月——1990年1月年凈增約24千米，1986年5月——1995年3月年凈增約6千米，1986年5月——1996年10月年凈增約5千米，1988年12月——1990年1月年凈增約38千米，1988年12月——1995年3月年凈增約2。5千米，1988年12月——1996年10月年凈增越2。5千米，1990年1月——1995年3月年凈減少面積約4千米，1990年1月——1996年10月年凈減少約2。5千米，1995年3月——1996年10月年凈增加約4千米。從這些數據可以看出，1990年1月以前黃河三角洲以淤積為主，以後以侵蝕為主。1990年1月以後黃河三角洲凈增加面積減少，說明入海的泥沙量減少。主要是水利、水土保持等綜合措施使上中游地區蓄水量增加，水土流失減弱。我認為，黃河泥沙不能因為黃河三角洲的陸地面積減少而不治理，否則下遊河床增高，對堤壩的壓力增大，對下遊人民的生命財產安全造成威脅。應該從海洋侵蝕這個角度入手，積極建設沿海防護林體系工程和護灘工程，減緩海洋潮汐作用對陸地的侵蝕，使三角洲面積減少速度減少或者維持現有水平。 猜猜莪媞誰？靜姊姊嘻嘻
❿ [求助]fluent軟體計算泥沙問題
我們一般是把含沙水流看成一種流體，清水是一種，用兩相流來模擬水庫異重流現象，不曉得怎麼把泥沙淤積算進去