河流侵蚀淤积的工程地质分析

第十四章河流侵蚀、淤积的工程地质分析,工程地质分析原理,14.1基本概念及研究意义河流的侵蚀和淤积作用是改变地表地形的最重要的地质作用之一。推动河床不断演变的营力是水流，它同时进行着侵蚀和淤积作用。河流的搬运作用可以认为是以上两种作用的过渡过程，它们同时进行着。河流侵淤规律是由水流与河床两方面的特征所决定。水流特征包括河水水位、流量、流速场、水流结构（流态）以及含砂量等；河床特征则包括河床河岸组成物质特征、河床坡度以及河床平面、断面几何形态等。水流与河床处在不断发展的相互作用中。水流特征在很大程度上受河床特征所确定，同时水流又通过侵蚀、淤积改造河床。被改造的河床形态几乎立即影响着水流的流速场和水流结构特征，被改变了的水流又继续影响着河床的演变。因而可以认为，河流的侵淤是水流与河床的动平衡不断发展变化的结果，它确定了河床演变的方式和进程。,14.1基本概念及研究意义凡是能改变水流或河床两方面特征的自然因素，如水文气象因素、近期构造变动因素，都可能影响河流侵蚀、淤积进展状况和河床的演变规律。河流的侵蚀、淤积作用可能对国民经济造成各种危害。河流的纵向侵蚀使河床刷深，将会直接威胁桥台、桥墩等河上建筑物的稳固与安全。并且如果引起河水水位下降，将造成两岸已有的灌溉、供水体系失效，显著改变两岸的水文地质条件。河流的侧向侵蚀造成河床在水平方向摆动，使某些边岸不断坍塌，改变河流航道，使码头、沿岸建筑物和农田受到威胁。河流淤积作用会使河道淤塞，堵塞港口以及引水、取水设施等。河床的普遍淤浅的发展还会形成河水水位高于两侧陆地的地上悬河，我国黄河下游段就是这样的河流。这类河流河床极不稳定，很容易发生大改道（图14-1），造成严重洪灾。例如，黄河下游从纪元前六世纪到现在为止就曾大改道达10次之多，1887年一次大改道便淹没了约1.2104km2的良田沃土，造成近100万人死亡。,14.1基本概念及研究意义人类的工程活动已愈来愈大规模地影响着河流的演变，这种演变甚至引起地质环境的剧烈变化。例如我国三门峡水库修建后，曾在一段时间使渭河河口淤高，引起渭河水位上升，两岸水文地质条件发生了剧烈的变化，扩大和加重了盐碱化的面积和程度，降低地基承载能力，造成地基沉陷等，严重威胁沿岸工农业生产和重要城镇建筑物的安全。但建立在掌握了河流演变规律基础上的人类改造工程，则可变害为利，控制或缩小河流可能造成的危害，使其向良性方向演化。我国著名的2000多年前建成的都江堰工程即为一成功实例。我国建国以来兴建的水利工程已在防洪治水方面发挥了重大作用。可见，掌握河流侵蚀、淤积和演化规律，才有可能合理开发和治理河流。本章首先讨论河水动力学特征，然后讨论河流侵蚀、淤积的基本规律和人类工程活动对河床演变的影响，最后讨论河流整治原则。,图14-1黄河下游段河床变迁示意图（据濮静娟等，1979）,14.2河流水动力学特征1421河水水流的紊流特征河水水流一般都处于紊流状态，水流的各质点强烈混淆，或形成涡流，各股流束的流速也不同，并具脉动特征。观测和实验证明，河水平均流速在接近水面处最大，向河底、岸壁递减（图14-2）。对于平滑的边界，在紧靠边壁处存在有一很薄的（一般约几个毫米）层流区，称为层流亚层，或边界层；对于十分粗糙的边界，边界层往往被旋涡流所破坏。,图14-2畅流期间河流的流速剖面（a）及等速线图（b）,按照紊流运动的性质，水流每点的瞬时流速，不论其方向和大小都在不断变化着，这种现象称之为流速的脉动。通常用来描述水流流速的，都是在一个足够长时间间隔（2-5分钟）所测得的瞬时流速的平均值（称时均流速）。研究表明，水流中某点的最大瞬时流速Vmax和最小瞬时流速Vmin与之间可有如下关系式：,由以上两式可得,式中：K是一比例常数，相当于该点瞬时流速V在足够长时间间隔中，偏离它的平均流速的均方差与的比值，即。,实验证明，K与雷诺数有关，介于0.1与0.5之间。若取K=0.1，则各速度之间可有如下定量关系：,流速的上述脉动特性显然对水流的侵蚀、搬运能力有十分明显的影响。流速较大的水流，特别是床底糙凸明显时，靠近底部的水流可因流速梯度大或糙凸处的搅动而产生轴线近于水平且与水流方向近于正交的漩涡流。漩涡流使漩涡上部水流流速增大，底部则因反向的漩涡流的阻挡而减速（图14-3）。流速的这种差异造成垂线方向的压力差，它使漩涡离开河底上升，并随水流向下游扩散逐渐消失。漩涡流的产生加强了水流在垂直方向的交替，增强了水流的冲刷能力。,图143漩涡流离河床进入主流区V1-表流流速；V2-底流流速；V3-漩涡流切向流速,1422河水水流的横向环流河水水流在前进方向上所作规模较大且较稳定的螺旋式运动，使水流产生与其基本流向相垂直的横向流动，这就是横向环流（又称水内环流）。造成横向环流的原因很多，其中河湾处水流的离心力和地球自转所引起的科氏（Coriolis）力的作用是最主要的原因。在河湾处，流动迹线曲率半径为R、断面平均流速为的水流，所承受的离心力P1为：,式中：m为水的质量。由于离心力的作用，使作用于水体的合力向凹岸偏斜（图14-4），导致水面形成倾向凸岸的横向坡降（）：,图14-4河流横向环流形成示意图,图14-5环流的表流与底流方向图解,由于P1的大小与流速的平方成正比，而流速又是表面大、深处小，故P1也应是愈深愈小图14-5（a）。倾向凸岸的横坡降又在水中产生附加压力，方向恰好与离心力相反，且在所有深度上一致图14-5（b）等于（为水的密度）。这样，在水面上部，离心力与附加力之向量和是指向凹岸的，而在下部则相反，指向凸岸图14-5（c）。上述力的综合结果使上层水流产生向凹岸的分流，而下层水流产生向凸岸的分流，形成螺旋状的横向环流。,图14-6荆江来家铺河段环流分布图之一,弯道水流环流分布状况还受到断面形态的影响，环流结构的实际情况更为复杂，不但存在由离心作用造成的主弯道环流，而且还有一些次一级的环流，如图14-6所示。,地球自转引起的科氏力也可促使河中出现横向环流，在北半球这种力使水流表流向右岸偏转，造成面向下游的顺时针方向的环流（图14-7）；在南半球表流偏向左岸，造成面向下游的反时针方向的环流。当这种环流与弯道离心环流方向一致时，则可使弯道环流增强，反之使之削弱。,图14-7北半球地球自转产生的科氏惯性力对不同方向水流的影响（a）、（b）、（c）、（d）分别表示从北向南、从南向北、从西向东、从东向西流动的河流中水流的偏移,此外，在顺直河道中，由于水位涨落时表流横向分流的惯性作用，也可以引起横向环流。通常在发洪期间，由于河流中央主流线的流速和单位断面过水量相对较大，水位上升速率高于两岸，表流由中央向两岸分流，抵两岸后顺岸壁下沉转为向中央汇聚的底流，形成循底汇流式的横向环流(图14-8上)。而洪水消落时，情况恰好相反，由于主流线水位下降速率高于两岸，水面凹落，表流由两岸向中央汇流，形成循底分流式横向环流(图14-8下)。,图14-8平直河段中水位涨落时引起的横向环流,横向环流的形成使得水流的流速在同一横断面上表现出具有一定规律的变化，在表流下沉转为底流的部位，由于重力作用，水流流速递增；而在底流上升为表流的部位，则要克服重力，水流流速递减。水流流速的上述变化规律是河流在同一断面上既有侵蚀又有淤积的一个极为重要的原因。,1423水流的剪切力及其分布状况14.2.3.1水流剪切力计算一般根据水流纵向流速的垂向分布，利用流速分布公式计算，即剪切力为：,式中：V1、V2分别为距河底Y1、Y2高度处的纵向流速；为水流的密度；K为卡门常数。如采用垂线的平均流速,则有：,式中：ks为河床床面粗糙度。,14.2.3.2剪切力的分布要分析形态较为复杂的河道中剪切力的分布状况，仍需借助于模型试验或模拟计算。虎克(R.L.Hooke，1975)对湾道河流，分别采用动床和定床两种状态下的模型试验，试验表明两种状态下剪切力分布状况十分相似，并且揭示了弯道床面水流剪切力的分布具以下特点(图14-9)：(1)最大剪切力区出现在弯道上段靠近凸岸处，由该区到弯道中段渐向凹岸延伸；(2)低剪切力区出现在弯道上段的凹岸和凸岸边滩的下游；(3)随流量增大，最大剪切力区向凹岸方向延伸趋势增强，可在凹顶附近出现第二个最大剪切力区；(4)试验还证明，剪切力的大小与弯道曲率半径(R)和河宽(B)的比值(RB)呈反比，即R愈小，环流强度愈大，剪切力愈高。模型试验还证明，弯道河岸边壁剪切力高值区出现在凹岸，最大值发生在弯顶稍偏下游处，次高值出现在接近弯道的进口处，并且它们的位置不随流量增减而变化。剪切力上述分布特征，对河流弯道的演化，具有十分重要的意义。,图14-9河湾中水流剪切力分布模型试验图示（据RLHooke，1975）等值线值为断面剪切力平均值，I/S为流量,14.3水流对河床的作用及河床稳定性1431水流对河床的作用14.3.1.1水流的搬运方式组成河床床底的土石在流水作用下逐渐松动破裂，当水流作用于土石颗粒上的力超过阻止其运动的摩擦力时，颗粒即随水而移动。水流携带土石颗粒的方式可分为推移和悬移两类。较大颗粒在水流推动下仅能在床底滚动，有时也可在水流上举力的作用下间歇地跳跃式地前移。这种方式移动的泥沙称推移质泥沙。如果泥砂被漩涡流从河底掀起并由于紊流的扰动而较长时间悬浮于水中，随整个水流而移动，可被运到很远距离，在流速减小的河段上沉积下来，这样的物质称为悬移质泥沙。,14.3.1.2起动流速使土石颗粒开始移动的水流流速称为起动流速(Vd)，它与各要素之间的某些定量关系，可通过分析床底某球形砂粒的起动来加以说明。如图14-10所示，砂粒在水流作用下一方面要承受迎面水流的推力Px，其值为：,式中：d为砂粒直径；V为水流流速；为水的密度；g为重力加速度；为推移力系数。,图14-10床底上球形砂粒的受力状况,图14-11土粒粒径与临界流速关系曲线（据张忠胤）a、b为悬浮临界流速上限、下限；c、d为推移临界流速上限、下限,其次，根据伯努里定律，砂粒顶部流速高侧压力小，底部流速低侧压力大，这样产生方向朝上的上举力Pz，并通过颗粒重心，表示为：式中：z为上举力系数。,14.3.2河床稳定性河床的稳定性与河流的平衡是两个不同的概念。所谓河流的稳定性系指河床床面泥沙与水流挟沙能力之间的相对关系。假定河床床面泥沙，是松散无粘性的，则泥沙颗粒愈细，流速愈大，床面愈易被侵蚀，亦即河床愈不稳定。流速与床面泥沙颗粒被侵蚀、搬运或沉积的关系见图4-12。,图14-12各种大小土石颗粒被侵蚀、搬运、沉积时的水流速度(据尤尔斯特龙，经森德伯格修改，1956)图示水深为1m，平坦河床,14.4河床演变的某些基本规律河床的形成和演变由水流与河床两者的相互作用过程所确定，作用双方各自的特征决定了河床的演变规律。山区或丘陵地区的河流，河谷形态主要受地质构造条件所控制，其走向往往受到构造线约束，除某些较宽山间河谷平原或盆地以及具有深覆盖层河谷以外，在切入基岩的峡谷段，河床将因基岩抗冲刷能力和结构特征的差异而变得十分复杂，造成如像岩坎、岩滩、深切槽等复杂的河床地貌。由于河床坡降大、水流湍急，以及复杂的河床地貌，又增强了漩涡流的发育，横向环流难于形成，水流结构往往十分复杂，通常以水流的纵向侵蚀和淘蚀坡脚引起两岸岸坡崩滑等方式来推动河床的演变。平原河流(包括山间河谷平原或盆地中的河流)却是在它自身堆积松散冲积层中游摆动，其演变在很大程度上由水流与河床泥沙之间动平衡或自动调整的不断发展所确定。,山区侵蚀性河谷天然冲淤演变相当缓慢，往往要经历一个相当长的地质历史时期才能有所改观，对这类河流开发整治有现实意义的演变主要是河流冲蚀所引起的岸坡崩塌、滑坡，这已在第九章中讨论过。崩、滑体堰塞河道引起的河流上下游冲淤变化，则与修建水库的情况相类似，将在下一节中讨论。平原河流自然演变速度则要快得多，有的游荡性河流在洪水期间一昼夜可摆动6-7km，平原河流的演变还揭示了河流侵蚀、淤积的一般规律，因此是我们讨论的重点。下面着重讨论与工程实践密切相关的河床的某些纵向、横向蚀淤演变规律。,14.4.1河流沿程侵蚀、淤积的季节性变化由于地质条件或水力因素方面的原因，游荡性河流与分叉型河流的河道往往是窄段和宽段相间；而弯曲型河流，则为弯段与直段相间，弯段分布着深槽、直段分布着浅滩(图14-13).,图14-13河道中宽(直)段和窄(弯)段平面断面形态示意图,由于宽(直)段和窄(弯)段断面形态的不同(见图14-13)，因而，宽(直)段和窄(弯)段在洪水季节和枯水季节的挟沙能力将发生各不相同的变化。假设平水位时两者的过水断面面积相等(图14-13中b水位)，则当水位由平水位上升时，宽(直)段过水断面面积的增大超过了窄(弯)段，并且前者的局部水面比降变缓，后者的局部水面比降变陡，所以后者的流速和挟沙能力均大于前者，这样就造成洪水上涨期窄(弯)段遭受冲刷，宽(直)段接受淤积。落水期或枯水期的情况正好相反，此时由于宽(直)段水深较窄(弯)段浅，所以这一带遭受强烈冲刷。研究还表明，横向环流的发育状况对水流的挟沙能力也有显著的影响。对于多泥沙河流，洪水上涨期由窄段进入宽段的水流形成循底汇流式的环流，表流可将携带的悬移质泥沙推向两岸造成淤积；弯段在洪水上涨时，单向环流增强，从而加强了挟沙能力，使大量泥沙外移。,以上分析表明，宽(直)段和窄(弯)段挟沙能力的相对大小，要视水位季节性变化中各段水面比降、流速、水深以及环流强度等方面因素相互消长的实际情况而定。一般情况下，宽(直)段“涨淤落冲，河床底面高程随水位起伏而变化(如图14-14所示实例)，而窄(弯)段则为“涨冲落淤”。,图14-14黄河下游山东境内弯曲河流直段中浅滩高程与水位的关系（据钱宁，1965）,14.4.2河流横向侵淤变化规律地貌学中已指出，不同平面形态的河流，其河床的平面变形都有着各自特有的演变趋势。例如顺直和低弯型河流(弯度指数1.32)表现为弯曲游移和截弯取直；游荡型河流表现为河槽的迅速摆动和游荡；而分叉型河流则表现为分叉和汇流。从工程地质角度出发，更关切的是横向冲淤所引起的河槽摆动和改道的演变规律，按摆动和改道的形成机制可划分为摆动、蠕动、小改道和大改道等四种基本方式。,14.4.2.1摆动由滩、岸的变化所引起的主槽的摆动，可细分为以下几种形式。1边滩的移动主要见于较顺直或低弯型的河道中，这种河道两岸的抗冲刷能力往往远较河床沉积物为强，因而发育在河床沉积物中的曲流受到两岸的约束，两岸出现犬牙交错的边滩(图14-15)。洪水季节淹没边滩，边滩上游不断遭受冲刷，下游部分却不断淤长，因此边滩也随之而不断沿流程向下游推移，造成主槽摆动。河道愈顺直，边滩愈容易向下游推进，因此，建在顺直河道两岸的码头，往往会因边滩推移而造成堵塞(如图14-15)。在低弯度型河道中，推移受到限制，因而此种河道弯段凹岸处往往是建港和设置取水口的优良部位，我国长江下游许多深水港(如九江港等)就是设在这些部位。,2.心滩冲刷主要见于游荡型河流中，由于洪水期间心滩滩尖遭受冲刷引起主槽摆动(图14-16)。3.沙洲下移主要见于分叉型或游荡型河流中。由于沙洲洲头不断遭受冲刷，洲尾却不断淤长，使沙洲逐渐下移，引起主流线下挫，这种变化与洪水季节展宽段形成的循底汇流式横向环流作用有关。研究证明，这种环流在两股水汇合处尤为发育，形成促使州尾淤长的水下沙洲（图14-17）。此外，河流支流汇入的流量和含沙量的变化也会影响主流的摆动。,图14-15汉江浰河口段河床演变示意图(据北京大学等地貌学),图14-16黄河下游游荡型河段心滩被冲刷引起主槽摆动实例示意图,图14-17黄河下游某段沙洲下移引起河道变形实例（据钱宁等）,14.4.2.2河弯的蠕动与演化1河流凹岸坍岸与凸岸淤长凹岸坍岸是河弯蠕动变形的主要原因。不同河流的坍岸速率差别很大，它不仅与水流的规模与特征有关，也与河岸组成物质和外形特征等因素有关，并且也与坍岸的方式和破坏机制以及坍岸物质被搬运的情况等有关。根据国内外大型、典型河流坍岸速率统计资料(表14-4)可见，大河的年平均坍岸速率一般可以达到几十米，小河的年平均坍岸速率一般为数米或不足一米。相对而言，游荡性河流造成的坍岸速率比弯曲型河流更强一些。在弯曲型河流中，凹岸坍岸物质通过环流作用部分被携至凸岸使其不断淤长。一些观测资料证明凹岸坍岸和凸岸淤长在体积上大体相等。以长江下荆江来家铺河湾弯顶断面变化为例(图14-18)，十年内向右移动了1km多，移动过程中断面形态基本保持不变。,2蠕动造成的弯曲河道外形的变化蠕动造成弯曲河道演化可有多种类型，并且也将受到河岸地质结构特征的约束。长江下荆江河湾等弯道演变过程具有典型意义。水流剪切力分布的讨论中已指出，弯道的中下段是环流强度最大，也是剪切力最大的区段，因而是河岸坍岸最活跃的部位；此外在凸岸的上端也有一个水流加速区和剪切力最大值区段，它也是坍岸的活跃段。这两个坍岸活跃段确定了河弯的演变方向。由于凹岸上游段是剪切力最小的部位，也是坍岸最微弱的部位，因而在河弯演变过程中，它是相对比较稳定的部位(图14-18中A、B点)，河道的变形则以它们作为旋转的轴心，形成了如图14-18所示的演变图。,图14-18下荆江S形弯道演变图(据尹学良、钱宁等，1964，1987),14.4.2.3小改道这是一种突变的摆动方式，但主槽仍然被限制在河床以内，可划分为以下几种类型。1主流移夺另一股叉流主要见于分叉型和游荡性河流中。研究表明，河流分叉时可分为顺直分流和弯曲分流两种情况，以长江官洲河段分叉河流为例(图14-19)，在清节洲洲头处：主流远青洲头保持顺直，分叉角较小，为顺直分流；官洲洲头处主流紧贴洲头，发生显著弯曲，分叉角较大，为弯曲分流，洲头形如鱼咀，故有“鱼咀分流之称。,由于主流或叉道在洲头附近弯曲，增强了水流的横向环流，但上述两类分流却具有不同的水流结构。顺直分流中横向环流的表流进入主叉，底流进入支叉，因而主叉较稳定，支叉容易被淤塞；弯曲分流中底流进入主叉，表流进入支叉，所以主叉容易被淤积，支叉则有可能被冲深展宽。一旦主叉淤塞，支叉就可能在某次洪水中移夺主叉，造成主流改道。这种改道在游荡性河流特别是多泥沙堆积性河流中尤为发育。黄河下游出现的几天之内河道来回摆动几公里即属于这种类型。,图14-19长江官洲河段河流分叉示意图(据中科院地理研究所，1978),2弯道截弯取直这是高弯曲河流蠕动演化的一种极端情况。如前所述，弯曲河流在围绕相对稳定的轴心演化的进程中，尚具有另一重要特征，即相邻两个河湾的凹岸的坍岸活跃带有相互逐渐接近的趋势，形成逐渐被缩窄的颈部。一旦被洪水切断，水流夺道迅速冲深展宽发展为主流，弯道即被废弃，造成截弯取直。图14-20所示为长江荆江段1972年7月19日一次中等水位情况下造成的截弯取直实例，废弃河道长达20km。,图14-20长江荆江段六合院1972年截弯取直示意图（据华中师范学院）,14.4.2.4地上悬河的形成与河流的大改道河流脱离故道，袭夺其它河道或另辟河道称为大改道。黄河下游曾有过多次大改道(参见图14-1)，这种现象主要与地上悬河的形成和发育有关。黄河上游河床每年可淤高1020cm，两岸河堤不断提高，有的河段河床高出地面(称临背差)10m以上，因此一旦自然或人为因素造成决口，则可引起河流大改道。1地上悬河的形成机制地上悬河的形成一方面需要具备可供河流泛滥淤积的广阔平原，如黄河下游的泛滥平原；另一方面则必须是多泥沙水流。黄河是世界上著名的多泥沙河流，平均含沙量达31.3kg/m3，每年总输沙量为14.80亿吨，均为世界之冠，因而黄河下游地上悬河和大改道也是世所罕见的。,对黄河下游地上悬河形成机制的研究表明，形成地上悬河的水沙条件应具备以下一些特征：(1)水流中必须携带大量的粒径为0.250.01mm的敏感土粒；(2)河流中必须有相当部分具有0.7ms的平均流速的敏感水流。黄河地上悬河段河床相沉积物的粒度分析表明，其中90以上的土粒粒径介于0.250.025mm之间。,研究表明，在我国这种河流并不局限于来自黄土高原的水流，例如山东汶水水系源出于泰山、鲁山、徂徕山一带，由于从那些地区携来了大量敏感土粒，所以也在下游具有广泛泛滥面积的地区形成了地上悬河。洪水季节，地上悬河的主槽或窄(弯)段流速超过敏感流速，发生冲刷；浅滩或宽(直)段流速减缓，为敏感流速，造成淤积。而枯水季节主槽中流速也变为敏感流速，因而主槽也被淤积；如果主槽每年淤积量超过冲刷量，则主槽也和浅滩一样逐年增高，整个河床也就不断淤高。,2地上悬河引起的河流大改道随河床的淤高，洪水泛滥时在两岸形成的天然堤(或人工河堤)也不断增高。于是洪水易于从天然堤中低洼处(称为口门)决口。若河床临背差(河堤临水面水位高出背水面地面的高差)较小，冲出决口的洪水流量也不大时，冲出决口后流速迅速降低而淤积，造成所谓的决口扇，决口自行被堵塞。但若河床临背差已足够高，即使一股流量不大的决口水流也会由于比降大、流速愈益增大而冲开堵住口门的老决口扇，导致河流废弃故道造成大改道(图14-21)。可见防止大改道的根本性措施应该是降低地上悬河的临背差，最好变悬河为地面河，减少水流中敏感土粒的含量或改变水流流速使其大于敏感流速，则是最有效的途径。,图14-21地上悬河造成的大改道示意图(据张忠胤),14.4.3节点对河床演变的控制作用河床中一些抗冲刷能力较强的束窄段边岸，通称为河段中间的节点；它们的分布状况和形状特征对河床(尤其是游荡性和分叉型河流)的演变起着十分重要的控制作用。14.4.3.1节点分布状况对河床演变的控制作用节点的存在总的说来是限制了河流的平面摆动，节点钳制得愈紧、相隔间距愈近，则河流的平面摆动受到的约束愈大。实际上顺直或微弯曲型河流可以认为是节点连续分布的一种特殊情况。弯曲型河流需要有一定回旋的空间，形成一个蜿蜒带，又称弯道摆幅(Bm)，它与河流多年平均流量(Qm)间有如下经验关系：,以长江中下游为例，取代表性流量Qm=29300m3/s(大通水文站资料)，则Bm=25.7km，即只有当河谷宽度超过25km条件下，河流才有可能演化成弯曲型河流。,河槽摆动可达到的最大宽度(B2)受到河道中节点纵向间距(L)的限制，两者有如下经验关系：(黄河下游)(14-19)（长江中、下游)(14-20)以长江中、下游城陵矾以下河段为例，节点纵向间距最大值为27.8km。如果河流要发展为弯曲型，则必须B2Bm，若采用前述Bm=25.7km，则L应等于或大于45.9km，实际的L值远远低于该值。因而这正是长江中、下游这一河段不能形成弯曲型河流，却发展为藕节状分叉型河流的主要原因。同样也可用以解释黄河下游游荡性河流的成因。,14.4.3.2节点的外形对河床演变的控制作用节点按外形可划分为凹入型、凸出型、凹凸不平型三种基本形式(图14-22)。不难看出，就控制河势效果来说，以具有一定长度的导流面的凹入型图14-2(a)最佳。凸出型次之，它起挑流作用，挑流的远近随上游河势和流量大小而不同，但主流射出的方向很接近(图14-22)。凹凸不平型的情况则要复杂得多，出水方向因节点上游河势的变化而有较大的改变(图14-22)。上述分析表明，河流中固有的节点如果发生了变形，或者因自然或人为因素在河流中出现了新的节点(如修筑的桥墩、码头和防护堤等)，必将对河床的演变发生巨大影响，并且这种影响会向下游，甚至向上游波及一个相当长的距离。这在预测河床演变，确定河床蚀、淤部位，制订整治方案时，必须十分注意。,14.4.3.2节点的外形对河床演变的控制作用图14-22黄河下游不同外形的节点对河床演变的影响实例（参照钱宁等）,14.4.4环境条件的变化对河流演变的影响环境条件的变化，涉及方面很多。这里侧重讨论工程地质分析中尤为关注的几个问题。14.4.4.l特大洪水的作用罕见的特大洪水可以由特殊的气象水文条件造成，也可以因河道中崩滑堰塞体或人工大坝溃决而引起。特大洪水对河床改造的直接后果是大幅度冲蚀展宽河槽。由表14-5可见，特大洪水造成的影响主要表现为河道流量的激增所引起的变化。如果河道有足够允许其展宽的宽度，甚至可使弯曲河型失去弯曲形态向游荡性河流转化，国内外有不少这样的实例。特大洪水又常与森林、植被的大面积破坏相联系。如我国山西岚漪河，在20年代上游森林未破坏之前，河宽仅50m，不少村庄建在滩地上。30年代森林被砍伐殆尽，洪水逐渐增大，河槽开始摆动，1942-1949年几次洪水使河宽发展到200m。50年代和60年代的几次大洪水河宽拓宽至300-600m，显然也与以后的植被再遭破坏有关。,表14-5沙质河流水力、地貌因素与河流演化对照表（LiRuk-Ming等，1982）,河道崩滑堰塞体溃决造成的异常洪水，往往可造成更为严重的破坏与灾害。四川岷江上游1933年8月25日迭溪大地震引起山崩，形成十多个堰塞湖(海子)。时至同年10月9日，小桥堰塞体被积水翻越溃决成灾，推断溃决水头60余米，冲毁沿江田舍房舍和桥梁，都江堰的内江和外江冲成卵石一片，工程遭到严重破坏。洪水灾害可以通过河流的自动调整而在一定时期内消除，但要具备三个条件：(1)在较长时期内不再发生类似规模的特大洪水；(2)有足够的细颗粒泥沙补给；(3)植被生长条件良好。其中最后一个条件是决定性的。在雨量丰沛，植被生长条件良好的地区，一般在10-15年时间内即可消除其影响。这一特征在水土保持和生态环境研究中具有重要意义。,14.4.4.2河流演化与古气候的关系对我国东部东海、黄海古水温的分析研究证明，11万年以来与水温波动相对照，曾发生过三次海侵和两次海退(图14-23)。第一次海侵大约从11万年前开始，至7万年前海面达到现代海面以上5.7m。之后发生了两次规模较大海退。4万多年前的一次海退估计降至现今海面以下80m左右；2.5万年前晚大理冰期海退规模最大，我国东部海岸后退约600km，我国沿海海面下降约为l00-140m。最后一次海侵至6000年前达到高峰，海面升至现代海面以上3-5m，此后海面波动下降直至现今的位置。海面的波动引起河流侵蚀基准面变动，造成河流冲淤变化；另一方面气温升降直接影响植被生长，并且使流域来水来沙条件发生变化，河流的演化也将随之作出相应调整。通常当气候变得干燥时，河流的中上游表现为水沙条件的变化，引起沉积淤高；中下游则表现为海平面的下降引起的溯源侵蚀。当气候向湿热方向转化，河流的调整则作出相反方向的演化。某些河流中上游保存的深覆盖层和某些河流中下游保存的低于海面的深切槽，很可能与古气候的变化有关。,图14-23中国东部十一万年来海水温度变化和海面升降曲线（据王靖泰、汪品先，1980）(a)根据海生物群估算的东、黄海古水温曲线；(b)东、黄海大陆架海面升降曲线,14.5水库淤积及坝下游河床再造筑坝建库将改变河流局部侵蚀基准面，对河流演化产生重大影响。14.5.1水库淤积14.5.1.1壅水淤积浑水进入壅水段以后，泥沙扩散到全断面，随挟沙能力沿流程降低，泥沙沉积于库底，最粗的沉积于上游，细的在下游，形成淤积三角洲(图14-24)；三角洲形成使这部位过水断面减小、流速增大。当流速随三角洲增高而增大，以致超过水库充水前的流速时，三角洲就会逐渐向下游推移，使淤积物比较均匀地分布于库底，库容逐渐为泥沙所满。我国西北和华北地区很多河流含沙量很高，建坝以后淤积速度十分迅速。表14-6为我国二十座水库的淤积情况。由表可见，一些淤积速度很快的水库，在不到15年时间，淤积量已接近库容的80，其中黄河的淤积速度尤为突出。,图14-24水库淤积及其对各部分库容的影响,水库淤积的形成演化过程中，其沿程分布状况对评价淤积造成的后果有重要意义。以图14-24为例，淤积三角洲主要造成兴利库容的损失，对防洪库容的影响还不很明显，而死库容和无效库容的损失不影响水库的效益。,表14-6我国部分水库淤积情况统计表,表14-6我国部分水库淤积情况统计表,14.5.1.2异重流淤积多见于多泥沙河流中。当入库来水含沙量高，且其中土粒多，并有足够的流速时，浑水进入壅水段后可不与清水混淆扩散而潜入清水下面，沿库底向下游继续运动，并可一直运行到坝前(图14-25)。异重流若被滞蓄在坝前，则可在回流作用下使水库变浑，细土粒缓缓落淤库底。如果及时开启排沙底孔闸门，异重流浑水即能排出库外，此时库面可以仍然清澈如镜，但下泄的水流却是浑水。可见，把持住异重流形成时机，利用异重流排沙，这样既能蓄水，又能排沙以延长水库寿命，因而异重流排沙是多泥沙河流中水库排沙减淤的一种重要方式。,图14-25水库异重流示意图,14.5.1.3淤积末端上延(俗称翘尾巴)现象前面已指出，由于三角洲的增高就会引起库尾水深变浅，流速增大，但同时也可能使壅水末端向上游迁移。如图14-26所示，淤积前河床为，相应的回水曲线为，回水末端为o。挟沙水流进入回水段后开始淤积，到时，河底淤成为、，淤积末端相应为A1、A2，回水末端分别上延至1、2点，其结果使淤积末端超过最高库水位与原河床的平交点(见图14-26)。经过较长时期运营中多次洪、枯水作用后，水库淤积末端上延程度可用上延系数表示：(1421)式中各参数含义如图14-27所示。观测资料表明，上延系数的大小与河流含沙量密切相关。清水或少泥沙河流上的水库(多见于我国南方)，其值可小于1；多泥沙河流(多见于我国北方)值最大可达1.4-1.5(见表14-7)。,图14-26水库壅水与淤泥相互作用示意图,图14-27水库末端上延示意图,表14-7我国部分水库淤积末端上延情况,水库淤积末端上延造成上游河床淤高，可引起许多不良后果，诸如淹没、浸没、地基沉陷、航道紊乱、盐碱化等。如三门峡水库，因初期运营水位较高，造成渭河河口淤高3-5m，使渭河下游两岸盐碱化扩大和加重，甚至抬高西安市地下水位，造成极为不良的后果。控制“翘尾巴”，可采用控制库水位(降低平交点)或利用上游水库泄放清水冲刷下游水库末端等措施。,14.5.2坝下游河床再造水库建成以后，显著改变了下游河道的水沙条件，从而破坏了河床原有的平衡状态，必将引起下游河床的再造，建立与新的水沙条件相适应的新的平衡河道。下游河床再造，不仅与水库下泄水流的特征有关，也与原河床特征有关，以堆积性平原河流更为敏感。14.5.2.1下泄清水对下游河床的影响主要表现为冲刷，可达到很长的距离。江汉丹江口水库自1974年建成以来，冲刷现象已发展到距大坝约500km。埃及尼罗河阿斯旺水库，自1964年蓄水以来，坝下游500km范围内发生冲刷，使同流量水位下降0.4-9.8m，造成两岸引水困难。,下游河床深向侵蚀与横向展宽的发育程度与下列因素有关：(1)两岸与河床之间抗冲刷性能的差异，如两岸抗冲刷性能高，则河床将以下切为主；反之，则以展宽为主。(2)水库运行方式，如泄流能力控制在平滩(造床)流量以下，则河道易于下切；反之，如经常漫滩，则展宽成分增大。下游河床在水库下泄清水长时期作用下，可由一种河型转化为另一种河型。它的演变或转化趋势，则与上述两方面因素的综合影响有关。一些实际资料表明，当下切起主导作用时，河床往往向稳定方向发展，原来的游荡性河床可向弯曲型河床转化。例如丹江口水库的下游河道，建库前原系堆积性河道，河床主要由砂质组成，河槽宽浅，流路散乱，具游荡型特征。建库以后水流归槽，支叉堵塞，新的弯道正在形成和发展，总趋势向弯曲型河道转化。三门峡水库下游河床主要由细粒砂土组成，仅于深处才有卵石层，故在冲刷未达到卵石层之前，下切作用强烈，游荡型河段也表现出向弯曲型河流发展，这已为模型试验所证实。,当展宽起主导作用时，原来的弯曲型河流可向游荡型转化。美国密苏里河加维斯点(Gavispoint)坝下游河流的演变就是一个十分典型的实例。密苏里河也是一条著名的多泥沙河，但河床不深处由砂和卵石组成，水库清水下泄以后，表层细粒物质被冲走，河床急剧粗化，冲刷下切受到了限制，而两岸却由抗冲刷能力低的粉砂土所组成，故有利河流展宽，下泄洪峰流量也较大。因而自1955年建库以来，坝下游80km范围的河段由一条水深足以通航轮船的河流，随着不断展宽而变为一条无法通航的游荡型河流(图14-28)。,图14-28美国密苏里河大坝下游河流演变模式图（据PHRahn，1977）,14.5.2.2下泄浑水对下游河床的影响见于多泥沙河流。对于起滞洪调节作用的水库，它削平了洪峰，使洪水季节下泄清水，而平水和枯水季节由于水库溯源侵蚀，下泄浑水。如果下游是弯曲型或游荡型河流，则会因此而增大主槽淤高的可能，使滩槽高差减小，水流散乱，促使弯曲型河流向游荡型转化或增强原来的游荡型河流的游荡程度。如东北柳河上的闹德海水库，就是以滞洪削峰，保证下游铁路安全为其主要任务，建库30年来由于下泄浑水的作用，大坝下游50km以内河面展宽，水流更为散乱，游荡程度有所增强，而50km以下，淤积减少，河道转而向弯曲型方向转化。,14.6河流开发治理的一般原则14.6.1防止水土流失是防治河流灾害的根本性措施前述分析表明，流域的植被覆盖情况，关系到河流的演化方向。无论是特大洪水造成的灾害，或是水库下游的演化进程，在植被良好或恢复较迅速的地区，由于水土流失受到控制，河流可通过自动调整向有利方