❶ 三峡在解决库区泥沙淤积方面采取的应对措施是什么
根据建国以来国内大坝建设处理泥沙问题的经验和教训，特别是黄河三门峡水库的经验教训，三峡工程的泥沙研究，采用原型观测、数学模型计算、物理模型试验等综合方法，如果采取合理的水库调度方式，可以保证水库的长期有效运用。
长江水利委员会长江科学院三峡工程泥沙专家组成员潘庆燊：“采取蓄清浑的水库调度方式，就可以使三峡水库达到长期使用的目的。”
长江水利委员会三峡水文水资源勘测局副局长高级工程师孙百先：“蓄清排浑是什么意思呢？你们看进入汛期以后呢，长江的沙就利用汛期水量大的特点把上游的沙全部带下去了，可以说是控制了绝大部分的泥沙。因为我们长江的沙95％以上都在汛期排掉了 ，也就是说相对只有5％枯季的时候只有5％的沙，这个时候的沙对工程的影响就微乎其微了。这种经验可以说从三门峡也好，从葛洲坝也好以及从丹江水库也好，都是很成功的，那么我们相信修三峡大坝也是成功的。”
三峡水库来水量丰沛，来水量和泥沙含量具有明显的季节性差异，有利于在汛期降低库内水位，使泥沙下泄，三峡水库是典型的河道型水库，水库全长600余公里，平均宽度公1.1公里；库底为川江山区河道，坡度较大；同时，因库内泥沙颗粒很细，易于被水流带走，另外三峡大坝设有22个低高程的泄水孔，在145米水位时，可达到50000立方米/秒的巨大流量。三峡水库采用“蓄清排浑”运用方式能够有效的解决泥沙问题。"蓄清排浑"的这种水库调度方式，国内已有改建后的三门峡、黑松林水库等一批成功工程实践例证。
长江水利委员会长江科学院三峡工程泥沙专家组成员潘庆燊：“另外一个就是通过怎么一种措施，使泥沙淤积不会影响水库的库尾重庆主城区河段的航运和港口的运行。 ”
三峡坝区和库尾泥沙问题的研究十分复杂，故采用实体泥沙模型研究方法。三峡工程泥沙研究先后共建有13座实体泥沙模型。
长江水利委员会河流研究所所长卢金友：“像这个大厅就是当时84年 85年建好的，专门为研究三峡库尾的泥沙问题。那么这个大厅建了以后，从85年开始到现在，三峡库尾做了三个模型。这个是重庆模型，在七五期间三峡工程可行性重新论证阶段起到了相当大的作用。”
根据各模型试验成果综合分析，三峡工程运用三十年内，不论是坝区或库尾，泥沙淤积均不会对航运或发电产生大的不良影响；即使在水库运行几十年后，可能对库尾航道和港口作业产生不良影响，但可以通过优化水库调度、航道整治、港口改造和局部清淤挖泥等综合措施加以解决。对于坝区泥沙问题，依靠合理的工程布置和工程措施加以解决。
人们对泥沙治理的信心还来自于我国对泥沙数据的观测分析，我国的泥沙观测已有五十多年的历史，资料十分丰富，三峡工程设计和科研采用的是自1950年后入库控制站寸滩和坝址宜昌水文站的多年实测资料。采用的泥沙测验项目、分析整理方法合理的，仪器和设备是国际领先标准的。我国的泥沙模型试验在葛洲坝工程建设期间就取得了长足的进展，达到了世界领先水平。因此三峡工程的泥沙研究有充分科学依据。
长江水利委员会三峡水资源勘测局副局长孙百先：“有水位、有流速、有流量，采取各种各样的测验设备，这些东西都是国际上，包括先进国家美国、英国、澳大利亚都到咱们这里学习。咱们这个泥沙监测的方法，可以说是比较权威的，而且研究得比较透彻，比较深刻。”
孙百先还说：“上游的退耕还林和生态建设，使得我们的沙源得到了控制，相信以后的水质会越来越好的――――”
根据长江流域规划的布局，上游地区正在加强水土保持治理和兴建干支流水库，可以预计长江上游来沙量总的趋势将会逐渐减少。
三峡工程泥沙问题研究已进行多年，多数问题已有明确的结论，问题都是可以解决的。考虑到三峡工程的特殊重要性，我国泥沙专家和各科研部门对于三峡工程泥沙问题仍在继续进行研究，力求使泥沙问题能够等到圆满的解决。
❷ 理解与实施
一、水土保持减沙效益的计算
1.减沙效益计算的基本要求
(1)以完整的流域为计算单元，以治理(或规划)期末实有的措施保存面积和实测各项措施的保水土保土效益为依据。计算前应搜集以下两方面的资料:
1)各个单项水土保持措施减少泥沙效益的观测资料或调查资料，这些资料都经过分析、论证，消除了偏大或偏小的因素。
2)作为计算对象的沟道、河道下游控制性径流站、水文站的泥沙观测资料，此项资料必须有5年以上的观测系列，时间越长越好。
(2)运用上述资料进行分析计算时，应遵循以下原则:
1)采取水文法与水土保持法相结合进行计算，两种方法的计算结果应基本一致或比较接近。
2)计算中进行治理前后对比时，时段划分为治理后。治理前时段，水土保持未开展或进度很慢，减沙效果很微;治理后时段，水土保持进展较快，减沙效果显着。
3)在进行治理前后对比中，可通过降雨产沙关系分析，扣除治理前后由于降雨不同对流域产沙的影响，求得水土保持真正的减沙作用。
(3)在进行因减沙作用而减轻的物质损失按货币价值折算为经济效益时，应符合下列要求:
1)作为计算对象的流域范围内，其下游实际有因减沙而收到的经济效益(如水库减淤、河道恢复、延长航程等)时，才能纳入计算。
2)在折价计算减轻损失的物质时，应按前后变动的单价分别计算。
(4)减轻流域下游泥沙淤积的效益计算应按以下三个步骤进行:
1)用水文法进行流域减沙作用的计算;
2)用水保法进行流域减沙作用的计算;
3)将两种方法的计算结果互相验证。
2.水文法计算水土保持的减沙作用
(1)求总减沙量。
1)当治理前实测输沙量与流域实有产沙量基本一致时，可按公式(9－12)进行计算:
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式中:ΔSt———治理后年均总减沙量，t;
Sb———治理前实测年均输沙量，t;
Sa———治理后实测年均输沙量，t。
2)当治理前实测输沙量与流域实有产沙量不一致，且差距较大时，应将实测输沙量Sb还原为流域产沙量Sbp，然后采用公式(9－13)和(9－14)进行计算:
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式中:Sbp———治理前年均流域产沙量，t;
Sb———治理前年均实测输沙量，t;
Sb1———治理前年均水库拦沙量，t;
Sb2———治理前年均灌溉引沙量，t;
Sb3———治理前年均河道淤积量，t。
(2)在总减沙量中，分析出水土保持减沙量。
1)通过降雨产沙关系分析，算得年均减沙总量中由于降雨偏小影响减沙量。此项分析方法较多，本标准推荐其中两种，方法见本节第二部分。有条件的应采用两种以上方法计算，将其结果互相验证。
2)在年均总减沙量ΔSt中，扣除降雨偏小影响减沙量ΔSr，算得人类活动影响减沙量ΔSh。
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3)在人类活动影响减沙量ΔSh中扣除水利工程减沙量ΔSq(水库拦沙和灌溉引沙，一般都有实测资料)即为水土保持减沙量ΔSp。
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3.水保法计算水土保持的减沙作用
采用(9－17)公式计算:
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式中:ΔSc———治理后年均减沙量，t;
ΔS1———各项水土保持措施年均减沙量，t;
ΔS2———泥沙运行中年均增减量，t;
ΔS3———人类活动年均河道增沙量，t;
ΔS4———降雨偏小影响年均减沙量，t。
(1)ΔS1值的计算:
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式中:∑ΔP———各类就地入渗措施的减沙量，t;
∑ΔV———各类就近拦蓄措施的减沙量，t;
∑ΔG———各类减轻沟蚀因素的减沙量，t;
∑ΔP1，∑ΔP2，∑ΔP3，∑ΔP4———梯田(梯地)、造林、种草、保土耕作等各项措施的年均减沙量;
∑ΔV1，∑ΔV2，∑ΔV3，∑ΔV4，∑ΔV5———水窖、蓄水池、谷坊、淤地坝、小水库等的年均拦泥量。其计算方法见4.2;
∑ΔG1，∑ΔG2，∑ΔG3———制止沟头前进、沟底下切、沟岸扩张的年均减沙量;
∑ΔG4———减少塬、坡径流下沟后相应减轻沟蚀的减沙量。
(2)值的计算。
1)调查项目包括以下两方面:
a)自然冲淤变量。包括沟岸河岸、较大的崩塌、滑塌、沟床、河床侵蚀基点的破坏等，引起沟道、河道泥沙的堵塞或冲蚀。
b)人为冲淤变量。包括坝库兴建后拦截的泥沙，坝库水毁后冲出的泥沙，以及大型灌区引用浑水灌溉减少的泥沙。
以上二者，如果治理前后两个阶段情况一致或相近，则不需计算;如前阶段没有而后阶段有，则应计算。
2)冲淤变量计算，包括以下两方面:
a)自然冲淤变量。对崩体、滑体等应分别计算其破坏量与逐年冲蚀量，二者不能混淆(许多情况下，一次崩塌、滑塌的土体，需若干年才能冲蚀完);对崩体、滑体堵塞沟道的，应计算堵塞后的拦泥量。
b)人为冲淤变量。对坝库拦蓄泥沙量，应通过淤积观测，计算其拦泥总量与逐年拦泥量;对水毁坝库，应通过具体测量计算，计算其坝体土方损失量和库内淤泥量。灌溉引沙量应向各级水利部门调查。
以上两方面，应根据各年冲淤变量，求得治理后若干年内的冲淤总量，然后求得其年平均冲淤变量∑ΔS2，代入公式(9－17)进行计算。
(3)人为破坏新增土壤侵蚀量值。
1)调查项目:包括陡坡开荒、开矿、建厂、修路、修渠、建房、挖窑、采石等。
2)新增侵蚀量ΔS3值的计算，包括以下三个方面:
a)陡坡开荒。用开荒后的侵蚀模数减去开荒前的侵蚀模数，得新增侵蚀模数;再乘以开荒面积即得。新增侵蚀量每年都有，应连续计算。
b)修路、修渠、建房、挖窑等，只是在基本建设进程中有一次性破坏土地，其废土、弃石等将逐年被冲蚀，到一定时期可能趋于稳定，不再增加侵蚀量。不应把破坏量当成冲刷量，也不应认为新增的冲蚀量长期不变。
c)开矿建厂新增土壤侵蚀有两个方面:一是基本建设进程中一次性破坏土地，其侵蚀量的计算要求与修路、修渠等基本一致;二是生产进程中的废土、弃石、废渣等每年都有，应连续计算。计算中同样应把冲蚀量与破坏量分开，求出冲蚀量占破坏量的比例。
以上三个方面，应根据各年新增的侵蚀量，求得实施期(或规划期)若干年内的侵蚀总量，然后求得年平均新增侵蚀量ΔS3，代入公式(9－17)进行计算。
(4)降雨偏小影响减沙量ΔS4值的计算。
与水文法相同，也可以引用水文法的计算结果(ΔS4=ΔSr)。
4.两种计算方法的检验
(1)用减沙总量进行检验。
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式中:Z1———减沙总量检验系数，应小于0.2;
ΔSt———水文法算得的年均减沙总量，t;
ΔSe———水保法算得的年均减沙总量，t。
要求:Z1＜0.2
(2)用水土保持减沙量进行检验。
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式中:Z2———水土保持减沙量检验系数，应小于0.2;
ΔSp———水文法算得的年均水土保持减沙量，t;
ΔS1———水保法算得的年均水土保持减沙量，t。
要求:Z2＜0.2
二、降雨影响减沙量的计算
1.基本规定
本项计算方法主要用于上一部分水文法计算中的规定:“在年总减沙量ΔSt中，扣除降雨偏小影响减沙量ΔSr，算得人类活动影响减沙量ΔSh。”该规定并以公式表述为ΔSh=ΔSt－ΔSr。
当降雨偏大影响增沙时，公式仍适用，但ΔSr为负值。此时算得的ΔSh值大于ΔSt值，是合理的。
计算ΔSr值有多种方法，分别适应于计算区不同的自然地理条件(降雨和下垫面条件)与不同的观测资料情况。计算中应根据计算区不同的自然条件与资料情况，分别采用不同的方法。
本附录根据不同的观测资料情况，推荐以下两种不同的计算ΔSt值的方法:
一般综合治理小流域，观测资料较少、系列较短的，可采用相似降雨对比法计算ΔSt，方法简便易行，精度可满足一般要求。
观测资料较多，系列较长的大中流域和重点小流域，可采用降雨指标分析法计算ΔSt，考虑因素比较全面，计算结果能更接近实际。
有条件的大中流域和重点小流域，应采用两种以上的方法，同时进行计算，将其结果互相验证，并结合流域实际情况，进行综合分析，确定最佳的计算结果。
2.相似降雨对比法计算ΔSt
将治理前各年实测降雨量Rb与实测流域产沙量Sb列表(表9－2)，并绘制Rb－Sb关系曲线，如图9－1所示。
表9－2 治理前各年实测降雨量Rb与实测流域产沙量Sb
注:如汛期的降雨产沙关系比全年的降雨产沙关系好，则采用汛期的数值。
图9－1 ΔRb－ΔSb关系曲线图
将治理后各年实测降雨量Ra列表(表9－3);从图9－2上查得与各年降雨量Ra相对应的流域产沙量Sab计算值，填入表9－3。
表9－3 治理后各年实测降雨量Ra与计算流域产沙量Sab
注:本表中的雨量和沙量是全年数值或是汛期数值，应与表9－2保持一致。
Sab的物理意义是:治理后各年的降雨量，在未治理前的地面(无措施)下，应有的流域产沙量(计算值)其与实测流域输沙量SA之间的差值，是由于人类活动(水利措施与水土保持)的减沙作用所造成(即ΔSh)。计算公式:
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用此关系，结合附录C中公式(C4)，求得ΔSr。
将附录C中公式(C4)改写为:
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3.降雨指标分析法计算ΔSr
将治理前各年的一日最大雨量与相应沙量X1与S1、30日最大雨量与相应沙量(X2与S2)、汛期雨量与相应沙量(X3与S3)、全年雨量与相应沙量(X4与S4)列表，见表9－4。
表9－4 治理前各年降雨特征值与相应产沙量
注:表中各项降雨特征值都是流域内各雨量站的加权平均值。
用公式(9－27)～(9－28)计算每年各项特征降雨的产沙量占全年产沙量的比重:
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用公式(9－31)～(9－34)计算每年各项特征降雨占该项特征降雨多年平均值的比重(称“模比系数”):
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将公式(9－27)～(9－34)各项计算结果列入表9－5。
表9－5 治理前各年各项降雨特征的n与m数值
用公式(9－35)计算各年的产沙降雨指标R:
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式中:X2－1=X2－X1;
X3－2=X3－X2;
X4－3=X4－X3。
R值的物理意义是:既考虑了降雨的各项特征值，又考虑了降雨的年际变化。以R值作为产沙降雨比单用年降雨或汛期降雨更接近实际。
将上述各R值计算结果与相应各年的实测流域产沙量Sb列入表9－6。
表9－6 治理前各年产沙降雨R与流域产沙量Sb
将表9－6中各年的R与Sb值，点绘在双对数纸上，制成R－S关系图(图9－2)，可得如下关系式:
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公式(9－36)表达了在治理前(地面无措施)情况下，降雨与产沙的定量关系。根据图9－2，用数学方法可以求得式(9－36)中的α与u，使式(9－36)可用于具体计算。
将治理后各年的降雨量值Sa代入式(9－36)，可算得相应各年的流域产沙量Sab。
Sab的物理意义是:治理后各年的降雨，在未治理前(地面无措施)情况下应有的流域产沙量(计算值)。
用前述同样的步骤，可算得治理后由于降雨偏小影响的减沙量ΔSt:
ΔSr=Sb－Sab
图9－2 R－S关系图
❸ 求助 海岸保滩促淤计算
经验公式应该比较少见吧，还是利用实测促淤前后的滩面高程进行定量计算！
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 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Si（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Ai（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（Ha，Hb），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。
❻ “泥沙沉积率”是专指悬疑质泥沙的沉积比率吗泥沙淤积估算时，推移质泥沙是不是全部算作淤积
对泥沙的研究不要太深，否则不能自拔。
水力学中的概念比较混乱，很少有明确的清晰的定义。“泥沙沉积率”只见过有人用，没见过有人解释，所以还是按字面理解和大家一般的用法给你一个个人的认识吧，仅供参考。
“泥沙沉积率”一般是用在水库、湖泊、入口泥沙与出口泥沙量的比较上，根据河水的含沙量计算“泥沙沉积率”。理论上讲，应该包括推移质。实际上由于推移质的测量困难，可能仅仅说悬疑质，这要看上下文的意思。
❼ 泥沙密度(干容重)一般按多少计算
泥沙密度可以指泥沙颗粒密度、泥沙淤积物干密度，
泥沙颗粒密度一般取2650~2700kg/m3；
泥沙淤积物干密度与沉积时间、泥沙粒径有关，刚刚淤积的淤泥干密度可以是1100~1200kg/m3；
而淤积时间较长，颗粒较粗且级配不均匀系数较大的泥沙，干密度可以达到1400~1500kg/m3；
人工夯实的有时候也可以达到1600~1800kg/m3
❽ 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。
❾ 怎样计算单位面积黄河水的泥沙含量
黄河绵延5464公里，是中国第二长河，流域面积75万平方公里，源于青藏高原巴颜喀拉山的约古宗列盆地，流经青海、四川、甘肃、宁夏回族自治区、内蒙古自治区、陕西、山西、河南、山东等九个省区，最后注入渤海。河口以上为黄河的上游，河口到旧孟津为中游，旧孟津以下为下游。黄河塑造了华北平原、宁夏平原和河套平原，黄河流域是中华民族的发祥地，但黄河下游是举世闻名的“地上河”，河床不断升高，河水只靠人工筑堤，一遇暴雨河水猛涨，随时有决口的危险，成为世界上最难治理的河流。对黄河治理的关键是治沙。黄河每立方米水的年均含沙量约35千克，最多时可达750千克左右，每年黄河输入下游的泥沙达16亿吨。黄河泥沙的来源主要是中游流经黄土高原。黄土高原黄土层深厚，土质疏松，由于高原本身脆弱的生态环境和人为的植被破坏，一遇暴雨，大量泥沙与雨水一起汇入黄河，使黄河成为全世界含沙量最多的河流。所以加强中游黄土高原地区的水土保持是治沙的根本。当然因为水土流失的原因有自然因素和人为因素，但是认为因素在其中起了主导作用，经过黄土高原人民在长期实践，总结出了许多治理水土流失的经验，其中小流域的综合治理就是其中的有效方法之一，具体措施是“保塬、护坡、固沟”，甘肃西峰南小河沟，是个成功的典范，经过几十年的建设，现在已经是塬面平整，沟坡林密，沟底坝库相连，农林牧业得到全面发展。黄河泥沙含量减少，下游河床抬升速度也在降低，减轻了下游地区防洪工作的压力。任何事物都有它的两面性，黄河泥沙含量大，使黄河成为长期以来的一条害河，所以各部门积极治理，但是河流泥沙是塑造下游平原和河口三角洲的主要因素，黄河亦是如此。。黄河泥沙的淤积作用和海洋潮汐作用共同影响下，使黄河三角洲陆地面积增减发生变化。黄河三角洲海岸长约200km，入海河口摆动影响的海岸段仅约40km长，无泥沙补给，受侵蚀的海岸段增长。钓口河的河口，自从改道清水沟后，海岸发生了强烈的侵蚀，岸线明显后退，流路停水后海岸一直处于蚀退状态，最严重的地方达11公里，目前仍以年均200多米的速度蚀退。对胜利油田的滩海开发形成巨大威胁。下面是一些具体数据：1986年5月——1988年12月黄河三角洲陆地面积年净增约18千米，1986年5月——1990年1月年净增约24千米，1986年5月——1995年3月年净增约6千米，1986年5月——1996年10月年净增约5千米，1988年12月——1990年1月年净增约38千米，1988年12月——1995年3月年净增约2。5千米，1988年12月——1996年10月年净增越2。5千米，1990年1月——1995年3月年净减少面积约4千米，1990年1月——1996年10月年净减少约2。5千米，1995年3月——1996年10月年净增加约4千米。从这些数据可以看出，1990年1月以前黄河三角洲以淤积为主，以后以侵蚀为主。1990年1月以后黄河三角洲净增加面积减少，说明入海的泥沙量减少。主要是水利、水土保持等综合措施使上中游地区蓄水量增加，水土流失减弱。我认为，黄河泥沙不能因为黄河三角洲的陆地面积减少而不治理，否则下游河床增高，对堤坝的压力增大，对下游人民的生命财产安全造成威胁。应该从海洋侵蚀这个角度入手，积极建设沿海防护林体系工程和护滩工程，减缓海洋潮汐作用对陆地的侵蚀，使三角洲面积减少速度减少或者维持现有水平。 猜猜莪媞谁？静姊姊嘻嘻
❿ [求助]fluent软件计算泥沙问题
我们一般是把含沙水流看成一种流体，清水是一种，用两相流来模拟水库异重流现象，不晓得怎么把泥沙淤积算进去