水库下游床地时空演替：河流弯道试验研究

9.2　水库下游再造床过程中的时空演替现象

水库兴建，改变了下游的来水来沙条件，引起了下游河流的再造床过程。前文已经介绍了再造床的范围（空间性）和时间性，下面再以丹江口水库下游汉江的河流再造床为例，分析河流再造床过程中时间系列和空间系列的相似性，以及时空演替现象。

9.2.1　时空演替现象

9.2.1.1　冲刷延展的时空演替

水库下游河道再造床过程中，最直观的时空演替现象就是河道冲刷的延展。由于水库清水的下泄，下游河道普遍有一个冲刷过程。随着时间的推移，河道冲刷在横向（断面）和纵向（沿程）延展，都具有明显的阶段性。

据童中均、韩其为的研究成果^［11］：丹江口水库于1960年滞洪，1968年蓄水。在滞洪期，冲刷已达到碾盘山，全长223 km。蓄水后，到1972年，冲刷已经发展到距坝465 km的仙桃。水库运行13年后，大坝到光化26 km的河段已完全稳定，不再有泥沙补给。光化到太平店长40km的河段，也只在洪水时河床才会冲刷。在太平店至襄阳43 km的河段，基本上只有推移质运动。目前（1986年）冲刷最显著的河段位于襄阳至皇庄长131km的河段，并有逐渐下移的趋势。沿程冲刷的阶段性与同一河段随时间变化的阶段性是一致的（图9-1）。此时同一河段断面随时间的冲刷延展和同一时刻河流沿程的冲刷延展具有相似性，呈现出典型的时空演替特征。

图9-1　下游汉江冲刷延展的时空演替

几乎所有的水库下游河流再造床过程都有类似的冲刷沿展时空相似。如美国科罗拉多河胡佛大坝兴建以后，在靠近坝址附近，卵石层经过1年的冲刷就暴露了出来，在距坝20.3～42.3 km的河段，卵石层露头出现在建库3年以后，再往下游，建库10年之后，河道尚处于砂层冲刷阶段，卵石还没有完全露头^［12］。

9.2.1.2　河床粗化的时空演替

河道冲刷的结果是河道下切、河床组成的粗化和新的抗冲覆盖层的形成。丹江口水库建成后，由于含沙量远小于水流挟沙力，汉江河床组成普遍存在粗化现象。这种粗化既包括水流对河床的冲刷和分选，也包括上游带来的粗颗粒与床沙中细颗粒的交换。同样，河床的粗化也有较典型的时空演替现象。表91是建库前后各站床沙中径对照，由于各站的河床组成不尽相同，我们采用了更能反映河床粗化程度的相对粗化率M_i，其中

其中分别为建库前和建库后i时段的床沙中径。由表可见，在同一时间内，相对粗化率从下游到上游是依次增大的；而对于任何测站的河床粗化过程，在河床粗化完成之前，相对粗化率都是随时间推移而逐渐增大的，因此河床粗化过程也具有时空演替的特点。

表9-1　建库前后各站床沙中径对照　　　（单位：mm）

9.2.1.3　含沙量和悬沙中径的时空演替

由于水库的清水下泄，建库下游河流含沙量显著减少。另一方面，由于沿程的河床冲刷、岸滩侵蚀以及支流入汇，含沙量有沿程恢复的趋势。对于具体河段，由于上游河段的不断粗化、河床冲刷所能补充的泥沙日益减少，含沙量有随时间减少的趋势，输沙总量也相应减少。在含沙量减少的同时，由于河床的组成变细，细颗粒补给减少，输沙颗粒有逐渐变粗、悬沙中值粒径有增大的趋势。图9-2为汉江中下游建库后平均含沙量和悬沙中值粒径的时间和空间变化趋势图。由图可见，空间系列（逆流方向）和时间系列的变化趋势是相当一致的。

图9-2　1979年空间系列与皇庄站时间系列对比

在局部河段的河势调整如岸滩侵蚀甚至河型变化方面也具有一定程度上的时空演替特征。如许炯心^［13］认为建库后宜城河段河岸相对河底的抗冲性（τ_wc／τ_bc）随时间逐渐减弱，河岸侵蚀速率先减小后增大。下游汉江沿程各站均有类似的变化规律，空间上展现的趋势也大致如此（图9-3）。

图9-3　建库后河岸相对河底的抗冲性（τwc／τbc）空间系列与时间系列的演变趋势

9.2.2　时空演替现象分析

9.2.2.1　时空演替的根源和方向性

时空相似、时空演替的根源在于空间和时间对同一变源相同的响应方式，是过程的相似。对于系统内任何一部分，变源作用的时间越长，响应越剧烈；同时变源在空间上的传播是有过程的，离得越近，响应越剧烈，越远则越不明显。鉴于空间和时间相同的响应方式，在过程中它们的变化趋势是一致的，适当的系列中，甚至可以将空间和时间系列相互替代、相互预测。时空演替现象在自然界非常普遍，如一颗石子掉进水中激起的水波，空间上是水波的波形传播，而水面单个点荡漾的过程也是相同的波形曲线（图9-4）。

水库下游河流再造床过程的主要原因就是水库拦蓄作用使得下泄水流含沙量减少和流量过程的调平，为适应水流挟沙力不足以及流量过程调平这一变源，河流分别在空间和时间上自调整，两个自调整过程具有同一性，是相似、可演替的。

由此我们可以明确河流再造床过程时空演替的方向性：单个河段随时间变化的再造床从无到有、从小到大、从开始到完成的自调整过程；整个河段在传播过程进行的某个时段，在空间上，从远到近，也必然可以看到有一个从无到有、从小到大、从开始到完成的自调整过程。河流再造床过程中时空演替的方向性，就是指时间上的由远而近，来演替空间上的由远而近——对水库下游河道是逆流而上，对水库上游则是顺流而下。(www.xing528.com)

在没有干扰的理想状态下，可以预测，河流的再造床过程必然是沿程而下，每一个河段依次重复同一个完整的自调整过程，当最后一个河段的自调整过程完成之时，再造床过程也就完成。这个过程，和我们在生活中熟知的声波、水波传播是一致的。

图9-4　石子掉入水中引起水波的“空代时”现象

9.2.2.2　河流再造床过程中时空演替的复杂响应现象

当系统中输入条件发生改变时，其中某一或某些对象及属性首先发生改变，并链式地引起其他对象及属性的变化，它们的相互关系也会发生改变，这些变化常常交互作用，发生各种正负反馈过程，使系统的调整过程呈现出复杂的面貌，这就是系统复杂响应的实质。

自然界中，复杂响应现象比比皆是，时空演替过程也不例外。由于各种干扰源的存在，使得时间系列和空间系列的相似性常常变得不显著，甚至湮没在干扰和缺失中。事实上“空代时”假说在地貌学中的应用，空间和时间尺度的不确定性和野外资料的缺乏使得该理论的使用相当危险，甚至受到多方面批评。而作为一种人造的理想状态，河流自然模型试验则不存在这些缺陷：时间和空间的具体性、从原始河槽—调整—平衡这一完整的发展过程都构成“空代时”理论成功应用的基础，在均匀的河槽中河流发展的时空演替现象非常显著，甚至可以达到吻合的程度^{［10，14］}。

在水库下游河流再造床过程中，空时演替现象既非古地质地貌研究中因资料被干扰太多而被湮没，也远不如自然模型试验显著和确定。这首先与河流再造床的“变源”——水库的特点有关：一方面，水库的拦蓄使得下泄水流具有含沙量减少、流量过程调平的共性；另一方面，水库的性质及其运行方式决定了下泄水流含沙量的减少、流量过程的调平在定量上是非恒定的，而且是多变的。此外，天然河流水沙条件具有多变性和随机性，也有可能在相当大范围内湮没时空系列表现出来的趋势，如图9-2（1），皇庄站含沙量随时间变化变化的规律几乎湮没在不同水文年水沙条件的差异中。尤其对于调蓄能力较差的水库，一次大洪水甚至可能在根本上影响河流的再造床。

此外，对于水库下游河道本身，支流入汇、河段边界条件的差异以及由此而产生的不同河道调整方式三大因素也使得河流再造床过程中具有复杂响应现象。

（1）河段边界条件的影响

河段边界条件的不同，首先引起的响应的剧烈程度不同。在汉江中下游，这种剧烈差距甚至可以掩盖空间系列的变化趋势，使时空无法替代。

如水库下游河床的冲刷下切引起的水位下降。由于水库下泄的近似为清水，远小于建库前的含沙量，因而时间系列为冲刷下切的时间越长，水位下降得越多。相应的空间系列也应为越靠近水库，水位下降越多。当河床下切基本完成并逐渐往下游推进，水位下降值应为越靠近水库，水位变化越小。表9-2为1979—1984年和1959—1984年各站同流量水位下降值，表中宜城水位变化的突变显然与其和各站不同的河床组成有关。

表9-2　各站同流量水位下降值（Q＝1500m³／s）

*流量为1250m³／s。

河段边界条件的不同，更导致自身的演变规律变化，从而产生了不同的调整方式。如汉江中下游的主槽演变中，存在两种不同的调整：一是通过扩大过水面积，粗化河床、粗化挟沙级配、加大糙率减小坡降和流速，来实现挟沙能力的调整；二是为适应变化了的流量过程而发生的断面形态调整。前者要求扩大断面面积，而后者要求缩小断面面积。表9-3为黄家港—襄阳1960／1978年各段宽深比变化，表中可见宽深比变化的复杂响应。

表9-3　黄家港—襄阳1960／1978年各段宽深比变化（Q＝2000m³／s）

河床边界条件的不同也是影响河流再造床中河型过程时空相似的主要原因。水库兴建后含沙量减少、流量过程调平，河型有游荡性减弱、弯曲性增强的趋势。在襄阳以上的汉江近坝河段，由于河床组成都是沙卵石，河道自上而下逐步稳定成低水分汊河道；而对于襄阳以下，本为沙质河床或沙黏土河床，河道自上而下逐步由游荡性向弯曲性转化。河型变化的实质过程一致，而由于边界条件的不同而在外表上有所不同。

三门峡水库兴建后有短期的清水下泄时期。由于下游黄河的河床组成基本相似，虽然三门峡水库蓄浑排清时间过短，空间系列和时间系列变化都有限，但依然可以看出时间上逐步游荡性减弱和空间上影响河段下移的趋势。如果蓄浑排清时间足够长，可以预见河流是自上而下逐步调整稳定的。

（2）支流入汇的影响^［15］

汉江中下游自丹江口到河道出口武汉市共有652 km，集雨面积5.9×10⁴ km²，占汉江总流域面积1.59×10⁵ km²的37.1%。除干流外，有大大小小为数众多的支流入汇。这些具有与干流不同来水来沙特点的支流的汇入，必将改变干流的水沙条件，甚至影响河床演变。越到下游，支流入汇对河道的影响越显著。

支流入汇首先影响了河流再造床的速度。通常支流入汇口门的存在将延缓河道冲刷的下延。如唐白河在襄樊汇入汉江，其河口的泥沙堆积起了一个局部侵蚀基准面的作用，丹江口建库初期冲刷范围就局限在襄樊以上河段。随着冲刷历时的增加，水流侵蚀能力加大，该局部基面不足以控制冲刷的发展，河道冲刷得以向下游延伸。

支流入汇从根本上稀释了河流再造床的剧烈程度。对于河流再造床的促因——水库兴建而言，支流入汇是系统外物质和能量的介入。支流来流在一定范围内恢复了水流条件的不均匀现象，一定程度上消除了水库兴建后流量调平的影响；支流较大的含沙量更消减了过量的挟沙能力引来的河床变形，在汉江下游，支流来沙已取代河床冲刷成为水流挟沙的主体部分。襄阳河段的河床相对粗化率M_i远小于黄家港的数值，这与支流唐白河的汇入是分不开的。

（3）河流造床熵的影响

第5章我们引入了河流造床熵的概念，认为水库下游河道，河流造床熵是沿程增加的，这就使得天然河流的再造床过程存在空间差异性，近坝段和远坝段造床的范围和结果是不同的。造床熵值的沿程减小和变化的不均匀，就在一定程度上制约了时空演替定量上的可靠性。