1954年长江特大洪水 -
1954年长江特大洪水
1954年长江流域特大洪水，气象专家们分析认为，1954年晚春初夏，副热带高压偏强，到了7月，副热带高压又偏弱，仍然位于北纬18°附近，引导海洋上的南方湿暖气流长时间北上在江淮一带，来自印度洋的西南季风像注射了兴奋剂，来势强劲；偏巧在上空，一个强大的高空高气压竟稳坐“龙座”多日，驱动着北方冷空气在1954年这段时间内也很强大，不断南下，致使冷暖空气在长江中下游上空30多天内一直盘旋徘徊，“接吻”不断，梅雨季节比常年长了1个多月，又偏偏西南上的迟迟按兵不动，1个多月没有刮台风，眼睁睁看着降雨带在江淮流域“生根”而袖手旁观。造成了比常年时间更长、强度更大的降水，洪灾便由此而发生了。
1954年长江出现百年来罕见的流域性特大洪水。这年汛期，雨季来得早，暴雨过程频繁，持续时间长，降雨强度大，笼罩面积广，长江干支流洪水遭遇，枝城以下1800km河段最高水位全面超过历史最高记录。
1954年长江特大洪水 -
这年汛期大气环流形势异常，从5月上旬至7月下旬，副脊线一直停滞在北纬20°～22°附近。7月份鄂霍次克海维持着一个阻塞高压，使江、淮流域上空成为冷暖空气长时间交绥地区，造成连续持久的降雨过程。长江中下游整个梅雨期长达60多天。5-7月3个月内共有12次降雨过程，其中6月中旬至7月中旬5次暴雨，强度范围都比较大，是本年汛期暴雨全盛阶段。 该年汛期，季风雨带提前进入长江流域。4月份鄱阳湖水系即出现大雨和暴雨，赣江上游月雨量达500mm以上。5月雨区主要在长江以南，鄱阳湖水系和钱塘江上游雨量在500mm以上，安徽黄山站月雨量达1037mm，300mm以上雨区范围约74万km2，相应面积总降水量约3000亿m3。6月份主要雨区依然在长江以南，位置比5月份稍北移，鄱阳湖、水系雨量500-700mm，湖北洪湖县月雨量1047mm，300mm以上雨区范围约71万h／，相应面积总降水量3200亿m3。7月份雨区北移，中心在长江干流以北及淮河流域，大别山区和淮河流域雨量500-900mm，金寨县吴店站月雨量达1265mm，长江南侧除沅江、澧水流域和皖南山区雨量在500mm以上外，一般在500mm以下，300mm以上雨区范围达91万hm2，相应面积总降水量达4280亿m3，为汛期各月中雨量最大的一个月。8月份副高位置西伸北抬，脊线在北纬30°附近，长江中下游在副高控制下，结束，主要雨区已在四川盆地、汉水流域，月雨量在200mm以上，峨媚山区达600mm。主汛期5—7月3个月累计雨量在1200mm以上的高值区主要分布在洞庭湖水系、鄱阳湖水系和皖南山区、大别山区。其中黄山、、九岭山区局部地区雨量达1800nnn以上，最大点雨量黄山站达2824mm。
1954年长江特大洪水 -
在全流域普降大雨的情况下，鄱阳湖水系的赣江等河在6月初和7月初发生了较大洪水，最大洪峰流量分别达12900m3／s(6月4日)和13800m3／s(7月1日)；洞庭湖水系沅江于5月下旬、6月下旬、7月中旬和7月下旬连续发生较大洪水，洪峰流量分别达到19200m3／s(5月26日)、17800m3／s(6月27日)、17800m3／s(7月16日)和23000m3／s(7月31日)；也于6月初、6月中和6月底连续发生大水，其中6月30日湘潭站最大洪峰流量达18枷咖3／s，接近实测最大洪水；澧水、资水也都出现了较大洪水；在此期间汉江和大别山南侧各支流也在7月中旬和8月上旬发生了中等偏大洪水，汉口以下至湖口以上区间支流最大入江流量达13600m3／s(7月13日)。在上述情况下，江湖水位迅速上涨，汉口站6月25日超过警戒水位(26．3m)，7月18日突破1931年最高水位28. 28m。在下游全面高水位的情况下，6月25日至9月6日上游发生4次连续洪水，宜昌站先后出现4次大于50000m3／s的洪峰流量，8月7日最大洪峰流量达66800m3／s，洪峰流量达71900m3／s。由于7月下旬至8月上旬洪水过大，为保证荆江大堤安全，曾3次运用北闸(太平口分洪闸)向荆江分洪区分洪。第1次分洪量23．53亿m3，第2次17．17亿m3，第3次81．86亿m3，3次合计分洪量122．56亿m3。 在利用荆江分洪区3次分洪和多处扒口分洪，分洪溃口水量达到1023亿m3的情况下，沙市水位达到44．67m，城陵叽水位达到33．95m，汉口水位达到29．73m(实测最大洪峰流量为76100m3／s)，湖口水位达到21．68m，都突破了历史最高记录。据推算，如果不溃口、扒口分洪和江湖自然滞蓄，合成最大流量站为／s，汉口为／s，八里江为／s。 洪水过程：长江上游干流洪水，经荆江分洪和四口分流后，8月7日洪峰到达石首，最高洪水位39．89m，8月8日监利最高水位36．57m。洪水过监利后，经向分洪并汇洞庭湖出流，洪峰于8月8日到达螺山站，最高水位33．17m，最大流量78800m3／s。当洪峰传播到汉口时，汉江于11日出现最大洪峰，新城站最大流量16400m3／s。受其影响汉口站于14日出现最大流量76100m3／s，18日水位达到最高29．73m。鄱阳湖水系洪峰来得早，一般出现在7月中旬，受鄱阳湖出流影响，下游安庆、大通等站最大洪峰出现时间比汉口提前约半个月，8月1日出现最高洪水位16．64m，相应最大流量92600m3／s。1954年长江干支流洪峰流量见表88，干流控制站流量过程线见图28。 1954年长江流域主要支流和上游干流洪水重现期一般都不高，如岷江、嘉陵江、汉江、的洪峰流量都不是很大，属于常遇洪水；、沅江、澧水洪水比较大，约为15年一遇干流宜昌洪峰流量的重现期为15～20年一遇。干流中下游洪水组成情况复杂，难以用某一站点某一水文特征来表示，以年最大30天洪量为分析指标，则1954年洪水在宜昌站约为80年一遇，城陵矶站约为180年一遇，汉口、湖口站约为200年一遇。(代表站30天洪量：宜昌站1390亿m3，汉口站1730亿m3，大通站2190亿m3。) 洪水组成：以汉口以上最大60天总人流量的组成来看，汉口60天总人流量3830亿m3宜昌2323亿m3，宜昌以上来水量占60．7％；洞庭湖四水913亿m3，占23．8％；汉江(碾盘山)336．3亿m3占8．8％；宜昌至汉口区间257．7亿m3占6．7％，由此可见,川江来水量占的比重很大。
1954年长江特大洪水 -
在新中国成立初期全面恢复整修江河堤防、修建和汛期军民全力抗洪抢险的情况下，这次特大洪水虽然保住了荆江大堤和武汉市的主要市区，但仍然造成了巨大的经济损失和社会影响。长江干堤和汉江下游堤防溃口61处，扒口13处，支堤、民堤溃口无数。湖南区900多处圩垸，溃决70％，淹没耕地25．7万hm2，受灾人口达165万，溃口分洪量达245亿m3，其余圩区也都渍涝成灾；江汉平原的洪湖地区、东荆河两岸一直到武汉市区周围湖泊一片汪洋，荆江分洪区及其备蓄区全部运用淹没，湖北全省溃口、分洪水量达602亿m3，淹没耕地87．5万hm2，受灾人口达538万；江西鄱阳湖区五河尾闾及湖区周围圩垸大部分溃决，分洪量达80亿m3，淹没耕地16．2万hm2，受灾人口171万；安徽省地区分洪，溃决，决口分洪量达87亿m3，淹没耕地34．3hm2，受灾人口达290万。堤防圩垸溃决、扒口共分洪1023亿m3，淹没耕地约166．7万hm2，受灾人口达1800余万。此外，广大农田暴雨积涝成灾，广大山地暴雨山洪为害。长江中下游湖北、湖南、江西、安徽、江苏5省有123个县市受灾，洪涝灾害农田面积317余万hm2，受灾人口1888余万，京广铁路100天不能正常运行，灾后疾病流行，仅洞庭湖区死亡达3万余人。由于洪涝淹没地区积水时间长，房屋大量倒塌，庄稼大部分绝收，灾后数年才完全恢复。由于长江流域工农业生产和水陆交通运输在全国的重要地位，1954年大水不仅造成当年重大损失，而且对以后几年经济发展都产生了很大影响。
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Erosion and Sedimentation&
清华大学水利系，北京.
中国水科院，国际泥沙研究中心，北京100044）
本文根据三门峡水库长期的运行资料对三门峡水库淤积和潼关高程的变化进行了分析研究。潼关高程和入库水沙减少有重要的关系，但是水库运行也很大程度影响潼关高程。资料显示，三门峡水库潼关以下的淤积量和连续三年平均坝前水位有正比关系，而潼关高程和上述淤积又有正比相关关系。所以，降低水库的运用水位是降低潼关高程的必要条件。切实降低水库运行水位，潼关高程降低到326米附近是可能的。即使在目前水沙减少的条件下，结合降低水位运行的溯源冲刷和中小洪水的沿程冲刷，降低潼关高程仍然是可能的。
中图分类号&&&&&&&&& 文献标示码：
三门峡水库建库后，入库水沙条件和坝前水位的变化幅度都很大，潼关高程的变化和这两方面的变化都有密切的关系。
三门峡水库运行情况完全反映在坝前水位的变化上。潼关高程和坝前水位的变化过程如图1所示。根据水沙条件和坝前水位变化，水库运行过程可分5个阶段，即：60-68年、69-74年、75-80年，81-92年和93年以后的持续枯水。五个阶段基本反映了潼关高程初期抬高、70年代初降落、发电运行后再次抬高及后来升降随水沙条件变化的过程。其中最为典型的是及两个阶段（即图1中的阶段2和阶段3）。阶段2是连续5年的枯水年，年平均入库水量只有约300亿立方米，入库沙量12.4亿吨。但是，由于连续5年运行水位降低，汛期平均水位降低到300米（甚至290米）以下，使水库发生大量冲刷。在一定的滞后后，使潼关高程降低到326米。而阶段3平均年入库水量407亿立方米，远大于阶段2，平均沙量13.9亿吨，和阶段2相当。但是由于汛期和非汛期的坝前水位大幅度抬高，即使有有利的水沙条件，水库仍然淤积，潼关高程回升到327.63米。
图1 潼关高程变化过程
Fig. 1 The
evolution of the Tongguan stage since 1960
由此可见，入库水量并不是决定潼关高程变化的唯一因素，水库运行条件也是重要的原因之一。关于入库水沙条件的影响，作者在文献[1，2]已作了分析。本文从三门峡长期运行的过程来分析潼关高程的变化。
三门峡水库的淤积过程
潼关1000m3/s流量抬高的根本原因是水库淤积。图2是三门峡水库潼关以下库区的淤积过程。1960年9月水库蓄水后，连续两年高水位运行使水库大量淤积。到62年底，潼关以下的淤积量就接近20亿立方米。后来改为滞洪运行，枯水期水位很低；但是，由于没有足够的泄洪能力，洪水期壅水严重，泥沙淤积趋势并没有得到缓解。特别是64年，潼关以下水库淤积量一度达到36.5亿立方米。之后水库淤积减少，到68年汛末，潼关以下总淤积减少到32.8亿立方米。但是，水库的库容损失极为严重，68年316米水位以下的库容不足1亿立方米[3]。69年后，一期改建工程完成、71年10月二期改建工程又投入，汛期库水位得到很大降低，水库淤积进一步减少。到73年汛末，潼关以下的淤积量一度减少到27.3亿立方米，这是三门峡水库严重淤积后淤积最少的时期。1973年12月开始采用“蓄清排浑”发电运行，汛期和非汛期库水位又都提高，水库开始进一步淤积。1975-79年，尽管平均入库水量达到407.5亿立方米，但由于较高水位运行，使潼关以下淤积回升到29亿立方米以上。
之后，潼关以下总淤积量长期维持在29~31亿立方米之间，其中汛后淤积在30亿立方米以内。
图2 &三门峡水库（潼关以下）年总体淤积过程（断面法）
Fig. 2 The total deposition in Sanmenxia Reservoir
bellow Tongguan section ()
74年后水库运行和冲淤主要特点是非汛期高水位运行、水库淤积；汛期较低水位运行使水库有所冲刷。汛期和非汛期冲淤幅度分别大约为1~2亿m3。一般年份，非汛期淤积量基本可以在汛期冲刷，冲淤平衡后,净冲淤量一般在0.3亿m3以内。但是，遇到有些年汛期水少和水位较高时，非汛期淤积汛期不能得到冲刷，导致潼关水抬升。比如77年，非汛期水位长期偏高(平均水位达318.3m，坝前水位322m以上持续108天，324m以上77天)、淤积1.141亿m3；汛期水量仅166亿m3、而沙量大(全年达22.1亿t),加上运行水位高(平均305.5m)，使汛期不但没有冲刷，反而淤积0.346亿m3。造成当年潼关高程抬高0.67m。
研究表明，若汛期坝前水位降低到305米以下，除个别年份外，潼关高程都下降[4]。水库淤积和冲刷过程具有溯源特点，在时间上体现为淤积变化滞后于坝前水位变化。图3是63-95年潼关以下汛后淤积量和连续3年汛期坝前平均水位的几何平均值的关系。表明潼关以下淤积量和坝前水位具有较强的关系。当水位超过304米后，水库淤积加快。
图横坐标:连续三年汛期平均坝前水位几何平均Zx平均=(Zx当年Zx前一年Zx前二年)1/3
拟合曲线：
W=0.08(Zx平均-297)1.6+27.2
1963年后潼关以下淤积量和坝前水位的关系
The relationship of reservoir deposition bellow Tongguan with pool level
since 1963
在目前水库调度方式下，库区淤积接近平衡，少量冲淤变化可以较大幅度影响潼关高程。潼关高程和潼关以下的淤积量具有很好的正比关系（图4），其中68年前，水库运行条件比较乱，那时的潼关高水位多是坝前高水位直接产生的，与淤积量较差,图中没有列入。根据图4可以得到的拟合关系:
Z=326+0.75(W-27)&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&
潼关高程和潼关以下淤积量的关系（断面法计算淤积量，1961-99）
Relationship of Tongguan stage with total deposition bellow Tongguan
各家数学模型计算得到的潼关高程和潼关以下冲淤量的关系B
5 The relationship of Tongguan stage used by numerical models with total
deposion bellow Tongguan
其中W是潼关以下淤积量（单位：亿立方米）。由这一公式可见，潼关以下每增加1亿立方米的淤积，潼关高程可以抬高0.75米。公式（1）依据的资料下限为潼关高程326m，当冲刷低于326m后，其结果属于外推，准确性不一定得到保证。根据汛后淤积和潼关高程的点据建立的关系（1）具有较大的分散性，但是，它反映的规律是明确的。实际上，现有研究黄河潼关问题的数学模型给出的结果也显示出相当的关系。吴保生总结了黄科院A，曲少军1995[5]和2001[6]以及陕西理工大学模型计算的潼关高程和潼关以下淤积的关系C，黄科院和陕西理工大学的模型计算每冲淤1亿立方米潼关高程降低1.05m，曲少军模型为0.66m。公式（1）的系数介于之间。
过去有研究[7][8]指出，潼关高程变化依赖于潼关-古夺或潼关-太安的淤积量，这是正确的。实际上，上述河段的淤积与潼关以下的总淤积有很好的相关关系（图6）。所以，实际上也就是说潼关高程和潼关以下淤积总量相关。
潼关-古夺、潼关-太安淤积量和潼关以下总淤积量的关系
6 Relationship of deposition in reaches around Tongguan with the total
deposition bellow Tongguan
潼关附近河段的淤积很大程度是由水库壅水，即水库淤积决定的。若不考虑从总体上减少水库淤积，而试图通过疏浚等减少潼-古河段淤积，从而降低潼关高程的方法，其作用只能是短暂的。同理，即使在有利的水沙条件下，潼关高程可以发生很大的降低，但是，由于库区内部大量淤积顶托，即使降低潼关高程也是短暂的。如77年，由于渭河高含沙洪水的作用，一场洪水5天的时间内，潼关和古夺高程分别降低了2.61m和2.53m[3]，但是，由于之后的坝前水位一般都维持在305m以上，潼关段冲刷的效果迅速被回淤抵消，到78年汛前潼关高程甚至高于77年汛前0.2m。97年是历史上最干旱的年份，汛期入库总水量只有55.5亿立方米。而8月一次洪水（洪峰流量4700m3/s）在短期内使潼关高程降低了1.8m。96年一场洪峰流量2290m3/s的洪水也降低潼关高程1.91m。即使在目前水量较少的条件下，利用个别洪水的强烈冲刷作用，也可以降低潼关高程。但是，如何保持降低的潼关高程是问题的难点所在。96、97年，由于库区下段淤积严重，降低后的潼关高程不可能维持。所以，不从根本上减少库区淤积，降低壅水、增加河道比降，即使发生有利水沙条件也无济于事。同样条件下，在潼关-古夺之间疏浚（方量远远小于上述洪水的冲刷）也是没有意义的。
几次典型的洪水对潼关的冲刷和汛后回淤情况
1 typical cases of flood erosion at Tongguan section
潼关最大流量（m3/s）
洪水期间潼关高程降低值（m）
汛、前后潼关高程差（m）
由图3和图4可见，通过敞泄，将坝前水位控制在300米高程以下，可以将潼关以下的淤积量减少到27亿m3附近，从而将潼关高程降低到326米附近。
水库调度方式对于潼关-古夺河段冲淤的影响
三门峡水库1974年的运行方式是汛期结合大流量降低坝前水位排沙，非汛期抬高水位满足发电、防凌和春灌的要求。水库淤积表现为非汛期淤积，汛期冲刷，长期累积冲刷量小于淤积量。由图7可见，几乎所有年都非汛期淤积，数量在1.5-2亿m3。据统计，每年非汛期入库泥沙总量一般为1.5-3亿t，所以入库沙量几乎全部淤在水库。次年汛期一般可将非汛期淤积冲掉。但遇不利的汛期水沙条件或坝前水位偏高时，冲刷减小，甚至继续淤积。
潼关以下，潼关-古夺河段年内冲淤情况
Fig.7 The seasonal erosion/deposition of the
reservoir bellow Tongguan and the reach around Tongguan
有观点认为，非汛期坝前水位的影响范围都在大禹渡以下，对潼-古河段淤积没有影响，对潼关高程没有影响[9],[10]。对这一观点的可靠性值得讨论。
河流动力学认为，决定河段冲淤的关键是挟沙能力大小,而决定挟沙能力的主要因素之一是河道比降。黄河挟沙能力一般可以表示为：
&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&
，根据谢才公式等，可将上述变量转换为流量和水面比降：
&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&
&&&&&&&&&&&&&&&&&&
根据冲积河流的河相关系，河宽和流量比降有关系：B=aQ0.5/J0.2，公式（3）变成：
&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&
&&&&&&&&&&&&&&&&&
公式(2)-(4)中，F为挟沙力，U为水流速度，H为水深，Q为流量，J水面比降。根据三门峡潼关河段具体情况[11]，挟沙力指数可取为m=0.81。公式(4)显示，比降对挟沙能力的影响比流量更大。水库运行过程中，潼关-古夺的比降是怎样变化的？坝前水位对潼关-古夺比降、对潼关高程有无影响可通过实际资料来说明。
图8是89-90年潼关-古夺逐日平均水面比降和坝前水位的关系。坝前水位越低，潼关-古夺间比降越大；相反比降则越小。长期资料（年）也有同样规律。图8还表明汛期短期降低坝前水位对潼-古比降没有作用。只有持续时间较长的低水位过程才对潼关-古夺比降有明显影响。寄希望于汛期零星洪水期间降低水位，增加潼关-古夺比降、形成强烈冲刷是非常困难的。
图8 潼-古河段水面比降与坝前水位的同步关系
Fig.8 The consecutive daily surface slope of
Tongguan reach and its corresponding pool level
非汛期高坝前水位通过改变潼-古比降而增加淤积、对于潼关高程有敏感的影响。例如：77年汛前，坝前水位超过322米天数达到108天，潼-古比降长期维持在1
0/000左右，潼关-古夺段非汛期淤积接近4000万m3，潼关高程抬高1.16m。
非汛期坝前水位对潼关高程的定量影响可根据汛末潼关-古夺河段的比降变化过程来分析研究。图9为部分年潼-古水面比降的变化过程。随坝前水位的涨落，比降呈顺时针绳套变化规律。汛末坝前水位较低时，水面比降相对较大。然而，随坝前水位上升到某临界水位时，比降明显开始减小，到最高坝前水位时比降减小到最小值。之后，随作坝前水位的回落，比降有小幅度增加，但远小于上年汛末的比降。再之后，即使坝前水位大幅度降低，本河段的比降再也不会有显著增加。经历高水位运行后，本河段的小比降输沙一直要维持到第二年的洪水期冲刷之后。虽然每年高水位维持的时间不长，但由于水位回落后不能恢复原有比降，使得之后的整个枯水期，潼-古河段的水力输沙特性都受小比降控制。每年非汛期短期抬高水位运行，对潼关高程确造成长期的不利影响。
由图9可见，在汛后坝前水位上升过程中，潼-古水面比降有一个明显的转折点，它是坝前水位影响进入本河段的重要标志(称这一转折点对应的坝前水位临界水位)。临界水位随坝前水位抬高前的水面比降的不同而变化。图10给出了根据1973-90年所有出现上述绳套比降关系的年份的临界水位和前期比降（J潼-古）的关系。拟合数据，可得：
Zsk=319.6-3.3
&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&&5
其中：Zsk=临界水位，J潼-古=坝前水位抬高前潼-古河段的水面比降（0/000）。前期比降越大，临界水位就越小。在目前潼-古河段约20/000比降的条件下，枯水期坝前水位基本不影响潼-古段淤积和潼关高程的临界坝前水位界于318.8-320米之间；若潼关高程降低，潼-古河段比降上升到30/000左右，则保证潼关高程不再抬高的非汛期水位就应该维持在316m以下。安全计，潼关高程降低后三门峡水库发电不影响潼关高程的水位应该在315m以下。
非汛期潼-古比降的绳套变化规律（部分年）
9 The looping property of surface slope of the Tongguan reach with the
pool level process in dry seasons
非汛期不影响潼关-古夺河段输沙能力的最高坝前水位
Fig 10 Critical pool level that did not influence
the surface slope of the Tongguan Reach
4& 水量小的条件下降低潼关高程能否降低？
在目前小水条件下，降低潼关高程的确有较大的困难。但是，大幅度降低坝前水位可以使库区的淤积减少是不可争议的。三门峡水库发生过的冲刷情况表明，水库冲刷必然使潼关以下河道比降加大。河道比降增大后，如果因为小流量难以降低潼关高程，那么在发生较大洪水的过程中，三门峡库区的水流速度和挟沙能力将明显增加。比如，若将三门峡水库完全敞泄，坝前一般水位降低到297米高程以下是完全可能的。这样，潼关到坝前河道的平均比降可以从目前的20/000提高到2.80/000。由公式（4），库区的输沙能力可以增加43%。依靠流量增加要产生同样的输沙能力，需要增加4倍。在目前的情况下这是根本不可能的。敞泄增加库区比降可以大大减少每年汛后和非汛期的回淤。
至于潼关高程，在很多小水年的洪水过程中大幅度降低至少可以说明其短期降低是可能的。从表1可见，即使是97年这样的极枯的年份，一场一般洪水也能将潼关降低到1.8m。图11是97年7月29日到8月7日一场11天洪水（最大流量=4700m3/s,洪量=11.0亿立方米）产生的冲刷。7月30日起6天内，1000m3/s流量水位降低1.8m；500m3/s流量水位降低达到2m。所以，即使小洪水条件下，潼关高程降低也是不困难的。可以相信，其下游比降加大后，这样的冲沙更容易产生。但是，在当时的比降情况下，降低的潼关高程只能是暂时的。最大的困难在于如何保持降低的潼关高程？图10已显示，在8月7日后的半月内，潼关高程又迅速回升到接近328m的位置。这是由于下游河道比降太缓、回水顶托造成峰后严重淤积的缘故。如果水库在事先发生了较大的冲刷，库区比降加大在有利条件下必然转化为潼关高程的降低。
1997年8月洪水水位流量关系及潼关降低幅度
Fig.11 The lowered
Tongguan stage within a single flood frocess in 1997
另外，从1997年洪水冲刷实例可见，在库区大量冲刷的条件下，潼关高程降低并不完全只依靠溯源冲刷。有利水沙条件沿程冲刷也可以起到重要的作用。1997年8月，伴随潼关冲刷，沿程的古夺、大禹渡和北村同流量水位也分别下降1.05、2.16和3.32m。溯源冲刷可以有效增加库区比降，增加输沙能力；结合沿程冲刷的作用，潼关高程就更容易降低。
本文根据三门峡水库几十年运行过程中，水库冲淤和潼关高程升降的实际资料分析以及相应的运行水位，证实水库淤积，潼关高程以及库区河道比降和三门峡水库的坝前水位有密切的关系。如果将坝前水位降低到300米以下，水库潼关以下淤积减少到27亿立方米、潼关高程降低到326米附近是可能的。
即使在近期小水的条件下，只要切实坚持低水位运行，结合汛期中小洪水的沿程冲刷，潼关高程降低也是可能的。
在潼关高程切实降低后，若要恢复三门峡水库一定的非汛期发电，最高坝前水位不能超过315米。
[1] 周建军、林秉南.
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at Tongguan and Operation of Sanmenxia Reservoir
ZHOU Jianjun1 and LIN Bingnan2
Tsinghua U 2. China Institute of water resources and hydropower
Abstract: The
relationship between the deposition in the Sanmenxia Reservoir and changes
in stages at Tongguan has been studied on the basis of the data pertinent
to the long-term operation of Sanmenxia Reservoir. There is an important
relationship between the stage at Tongguan and the runoff and sediment
entering the reservoir. The operation of the reservoir, however, also
plays an important role in influencing the stage at Tongguang. Data
indicate that the deposition in the reservoir below Tongguang varies with
the average level of the reservoir given by taking the mean of those over
three consecutive years and the stage at Tongguan in turn varies with the
deposition in the reservoir. Therefore, in order to lower the stage at
Tongguan, one must lower the operating pool of the reservoir. By keeping
the pool at truly low level, it is possible to lower the stage at Tongguan
to the neighborhood of 326 m. Even under the present conditions of
diminishing runoff and sediment load, it is still possible to lower the
stage at Tonhguan through retrogressive erosion as well as progressive
erosion by medium and small floods.
The Sanmenxia Reservoir, Tongguan Stage, Sediment deposition, Operation.
相关链接：
“降低三门峡水库潼关高程可能性研究”部分成果
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