梅艷國, 王隨繼

(1.中國科學(xué)院 地理科學(xué)與資源研究所 陸地水循環(huán)及地表過程重點實驗室, 北京 100101; 2.中國科學(xué)院大學(xué), 北京 100049)

黃河臨河辮狀河段心灘變化及其影響因素分析

梅艷國1,2, 王隨繼1，2

(1.中國科學(xué)院 地理科學(xué)與資源研究所 陸地水循環(huán)及地表過程重點實驗室, 北京 100101; 2.中國科學(xué)院大學(xué), 北京 100049)

心灘作為辮狀河道最主要的微地貌特征，其變化特征的研究對于理解辮狀河道的演變具有重要意義。以黃河臨河段213 km長的辮狀河道為研究對象，基于1988—2013年的遙感圖像繪制了相應(yīng)日期的河道平面形態(tài)圖，分析了該河段心灘數(shù)量和心灘面積變化；利用2013年內(nèi)6幅河道平面圖建立了心灘面積與巴彥高勒站水位之間的線性關(guān)系式，利用該關(guān)系式求取了其他年份1 050 m參考水位下的心灘面積并進(jìn)行心灘沖淤變化對比。結(jié)果表明：黃河臨河段心灘總個數(shù)、心灘總面積、心灘平均面積、中位數(shù)心灘面積和最大心灘面積總體上都具有減小的趨勢。在1 050 m參考水位下，黃河臨河段心灘面積在1988—2013年具有不同的沖淤變化特征，其中在2000年以前的變化幅度大，趨勢不明顯，2000年以后則分布較為集中，且有減小的趨勢，并在1990—2000年大幅減小。在龍羊峽、劉家峽等水庫運行影響下汛期黃河臨河段水量和輸沙量占全年的比例在減小，年內(nèi)分配趨于均衡化，并且輸沙量的減幅要大于水量的減幅，這對于研究區(qū)心灘的沖淤有重要影響。同時，上游流域來沙系數(shù)的變化也在一定程度上影響著該河段心灘的沖淤變化。

黃河; 辮狀河段; 心灘; 沖淤變化; 影響因素

沖積河流針對不同的來水來沙和邊界條件具有一定的自動調(diào)整作用，表現(xiàn)為特定的形態(tài)和變化，使其可以趨向于一種平衡狀態(tài)[1]。黃河內(nèi)蒙古河段作為黃河上游的主要沖積河段之一，近幾十年來由于氣候變化、沿黃工農(nóng)業(yè)用水增加和水利樞紐工程建設(shè)等人類活動的影響，尤其是1986年龍羊峽和劉家峽水庫的聯(lián)合運行，該河流段水沙過程發(fā)生了很大的變化[2-5]，河段淤積速率增加，主河槽淤積嚴(yán)重，過流能力逐漸減低，防洪防凌形式嚴(yán)峻，嚴(yán)重威脅了兩岸人民的生產(chǎn)和生活[6-9]。很多研究者針對該河段的淤積成因進(jìn)行了分析。趙文林等[6]認(rèn)為龍羊峽水庫運行后寧蒙河段開始淤積。楊根生等[10]通過對內(nèi)蒙古河段河道淤積泥沙打鉆采樣分析認(rèn)為該段河道泥沙淤積主要來源于烏蘭布和沙漠及庫布齊沙漠和丘陵溝壑梁地。劉曉燕等[11]通過分析內(nèi)蒙古河段1960—2006年斷面輸沙量資料認(rèn)為內(nèi)蒙古河段淤積受十大孔兌洪水、梯級水庫的聯(lián)合運行和汛期降水減少的共同影響。秦毅等[12]通過橫斷面面積指標(biāo)計算方法分析黃河內(nèi)蒙古河段沖淤演變時發(fā)現(xiàn)冰期的低溫輸沙效應(yīng)造成巴彥高勒站斷面淤積加重，十大孔兌來沙淤堵河道也會影響三湖河口河道的沖淤變化。侯素珍等[13]認(rèn)為內(nèi)蒙古河段上段巴彥高勒至三湖河口沖淤變化主要受來流的水沙組合和風(fēng)沙入黃量影響，下段三湖河口至頭道拐主要受孔兌來沙的影響。針對該段沖淤量的計算方法，吳保生等[14]通過對多沙河流“多來多排”輸沙基本公式進(jìn)行修正，并根據(jù)黃河內(nèi)蒙古河段的實測水沙資料建立了內(nèi)蒙古河段的年輸沙量計算公式和淤積量的計算方法，王彥君等[15]在此基礎(chǔ)上建立了內(nèi)蒙古河段汛期和非汛期輸沙量的計算公式，并通過實測資料進(jìn)行了驗證，效果很好。還有學(xué)者從河道橫斷面形態(tài)變化對水沙的響應(yīng)、水庫運行對汛期斷面形態(tài)參數(shù)影響及不同河型對洪水過程的響應(yīng)等角度對內(nèi)蒙古河段進(jìn)行了研究[16-18]。臨河段(巴彥高勒至三湖河口)作為黃河內(nèi)蒙河段淤積最為嚴(yán)重的河段，也是演變最為復(fù)雜的河段，對其微地貌變化特征進(jìn)行的研究還很少見。黃河臨河段作為辮狀河流，其心灘是最為典型的微地貌特征。為此，本文利用1988—2013年的遙感影像資料在ArcGIS中繪制河道平面形態(tài)圖，分析該河段的心灘在不同時期的數(shù)量變化、面積變化等，揭示該河段河道沖淤變化規(guī)律，對于該河段的河道治理具有一定的參考作用。

1 研究區(qū)概況

黃河內(nèi)蒙古河段位于黃河上游的下端，位于106°10′—112°50′E，37°35′—41°50′N，處于黃河流域的最北端，每年有長達(dá)5個月的凌汛[19]。干流從寧夏的石嘴山到托克托縣河口鎮(zhèn)(頭道拐)，長達(dá)673 km，其間有石嘴山、巴彥高勒、三湖河口和頭道拐4個主要水文站，多種河型共存于該河段。其中臨河段位于陰山山脈和鄂爾多斯高原之間，長約213 km，河床平均比降為0.16‰[16]，河床寬淺，河道橫向變化幅度大，屬于游蕩型(辮狀)河道[20]，是典型的沖積性河道。由于臨河段沒有較大支流的匯入，床面物質(zhì)主要為自上游攜帶以及風(fēng)沙入黃沉降而來的細(xì)顆粒泥沙[21]，其河床沖淤主要受上游來水來沙的影響[11]，位于三湖河口下游的十大孔兌每年約向黃河輸入0.2億t的泥沙[22]，在來沙大的年份會造成黃河干流擁堵，導(dǎo)致巴三段地方侵蝕基準(zhǔn)面抬高進(jìn)而影響該河段的河床沖淤變化[12]。

2 數(shù)據(jù)來源及研究方法

遙感技術(shù)因具有宏觀、動態(tài)、實時、可供系統(tǒng)地進(jìn)行大尺度調(diào)查與監(jiān)測的優(yōu)勢而在河道變化規(guī)律研究方面具有特殊的作用[23-25]。本文采用1988—2013年汛期22幅遙感影像(其中2013年6幅，個別年份沒有數(shù)據(jù))，全部申請下載于地理空間數(shù)據(jù)云(http:∥www.gscloud.cn/)，其中2001—2003年和2013年遙感數(shù)據(jù)為分辨率為15 m的ETM數(shù)據(jù)，其余數(shù)據(jù)均為分辨率為30 m的TM數(shù)據(jù)。由于黃河臨河段河道寬淺，水位對河道邊界和心灘面積影響較大，在選取遙感影像時盡量選取水位較低時期遙感數(shù)據(jù)，同時考慮到遙感影像分辨率對心灘提取誤差的影響，對于面積小于0.01 km2的心灘不予計算。文中采用的水文站的水文泥沙信息由黃河水利委員會根據(jù)國家標(biāo)準(zhǔn)測量所得，并記錄于黃河流域水文年鑒[26]。

在WGS84坐標(biāo)系下，首先在Envi軟件中對遙感影像進(jìn)行波段4，3，2的假彩色合成以突出河道邊界及心灘信息；然后選用1︰5萬地形圖作為標(biāo)準(zhǔn)對TM，ETM影像進(jìn)行配準(zhǔn)(誤差控制在0.5個像元之內(nèi))；最后利用ArcGIS軟件對不同年份遙感影像的河岸、主流線、邊灘及心灘進(jìn)行數(shù)字化，繪制各年份的河道平面形態(tài)圖(圖1)，并對河道岸線長度、岸線內(nèi)河道面積、全部心灘個數(shù)及面積等進(jìn)行統(tǒng)計。

圖12013年部分日期河道邊界及心灘提取圖

考慮到水位不同對于心灘統(tǒng)計結(jié)果的影響，對2013年6幅ETM圖像所得心灘面積與圖像拍攝日巴彥高勒站水位進(jìn)行擬合，獲得心灘面積與水位的線性關(guān)系，利用同水位條件下對其他年份心灘的統(tǒng)計結(jié)果進(jìn)行擬合，進(jìn)而得到黃河臨河段河道心灘的沖淤變化，具有更強說服力。

3 結(jié)果與分析

3.1 臨河段心灘統(tǒng)計特征變化

基于2013年6幅遙感影像繪制了黃河臨河段的河道平面形態(tài)(圖1)，為了清晰起見，將局部河段放大見圖2，可以看出不同時期心灘的大小相差較大，顯然，水位高低不同對心灘有很大影響。同樣，基于1988—2013年汛期17幅影像進(jìn)行了河道平面形態(tài)繪制，并計算出黃河臨河段相應(yīng)影像的心灘特征值(表1)。

圖22013年臨河段局部河段河道平面形態(tài)放大圖

表1為黃河臨河段1988—2013年25 a間心灘的統(tǒng)計特征，其中對其心灘面積按照0.01～0.05 km2，0.05～0.1 km2，0.1～0.5 km2，0.5～1.0 km2，1.0～3.0 km2，>3 km2共6個區(qū)間段進(jìn)行分區(qū)間統(tǒng)計其在不同區(qū)間面積的心灘個數(shù)。從心灘面積分區(qū)間統(tǒng)計特征值可以看出，位于0.1～0.5 km2區(qū)間的心灘個數(shù)最多，往兩邊逐漸減少，其中>3 km2的個數(shù)是最少的，且在2000年之后大于3 km2的心灘面積僅為1～2個，要遠(yuǎn)小于2000年之前大于3 km2的心灘個數(shù)。其中1989年8月24日臨河段處于汛期水位下，無論其心灘總面積、心灘總個數(shù)、各區(qū)間段的心灘個數(shù)，還是其最大心灘面積，都要小于其他年份心灘的統(tǒng)計特征值，足以看出水位高低對于心灘面積的影響。

臨河段心灘總個數(shù)最小超過了175個(除1989年外)，最大個數(shù)不超過325個，且20世紀(jì)90年代心灘個數(shù)要明顯大于2000年之后的心灘個數(shù)。在90年代，臨河段心灘個數(shù)最小為228，基本維持在300個左右，而在2000年之后除個別年份超過了250個，其他年份基本在200個左右。臨河段心灘總數(shù)在25 a間整體上呈減少的趨勢，變化趨勢不是很明顯，在2000年之后具有略微增加的趨勢。圖3A，3B表明，1995年之前心灘總面積和平均心灘面積都要大于2000年之后的(除1989年外)，且整體上都具有減小的趨勢，平均心灘面積的變化趨勢更為明顯。在2000年之前，平均心灘面積最小也達(dá)到了0.5 km2，最大為0.75 km2，分布比較分散；2000年之后其平均心灘面積都不超過0.5 km2，最小為0.25 km2，分布也比較分散。心灘總面積在2000年前后的差距較大，心灘總面積在2000年之前在120～230 km2波動，分布比較散，而2000年之后心灘總面積集中在60～100 km2。

圖3C表明，中位數(shù)心灘面積總體上具有減小的趨勢，但2000年之前在0.25～0.30 km2波動，變化趨勢不明顯；2000年之后的變化范圍為0.125～0.30 km2，有明顯減小趨勢。對比臨河段平均心灘面積可以發(fā)現(xiàn)，中位數(shù)心灘面積要小于平均心灘面積，兩者之間的差距基本在0.2～0.3 km2，說明大于中位數(shù)心灘面積的心灘個數(shù)及其總面積多于小于中位數(shù)心灘面積的心灘個數(shù)。圖3D為臨河段1988—2013年歷年最大心灘面積，其整體上變化趨勢不大，在2000年之前其分布更為分散，最大值超過7.5 km2，最小值僅為2.5 km2；在2000年之后，其最大心灘面積變化不大，基本維持在3 km2上下。且從表1中可以發(fā)現(xiàn)2000年之前大于3 km2的心灘個數(shù)明顯要大于2000年之后的。

表1 1988-2013年黃河臨河段心灘統(tǒng)計特征值

圖3臨河段年心灘總面積、平均面積、中位數(shù)面積和最大面積變化趨勢

從臨河段心灘統(tǒng)計特征值的變化趨勢可以發(fā)現(xiàn)，心灘總個數(shù)、心灘總面積、心灘平均面積、中位數(shù)心灘面積和最大心灘面積在2000年之前都大于2000年之后，總體上具有減小的趨勢，且除了心灘總個數(shù)和中位數(shù)心灘面積外，其他幾項的統(tǒng)計特征值在2000年之前的變化幅度范圍都是要大于2000年之后的，尤其是心灘總面積和最大心灘面積。

3.2 臨河段心灘沖淤變化

分析心灘沖淤變化最理想的方法就是對其水上和水下部分都進(jìn)行精準(zhǔn)的地形測量，但地形測量成本高且數(shù)據(jù)較難獲得，因此，采用遙感數(shù)據(jù)通過統(tǒng)計心灘面積變化來反映心灘沖淤變化就比較簡單。李志威等[27]在對三峽水庫運行前后長江中下游江心洲的演變進(jìn)行研究時指出江心洲面積變化除了受洲體沖刷和淤積影響外，對河道水體面積變化更加敏感。心灘面積變化對水位變化尤其敏感。只要想辦法消除水位變化對心灘面積變化的影響，就可以通過心灘面積變化來估算心灘的沖淤面積變化。

選取研究區(qū)2013年的6幅ETM遙感數(shù)據(jù)對其心灘面積進(jìn)行統(tǒng)計，所得結(jié)果見表2。當(dāng)巴彥高勒站水位介于1 049.73～1 051.25 m時，隨著水位的增加，臨河段心灘個數(shù)及心灘總面積在減少、而河道內(nèi)水體面積在增加，其中心灘個數(shù)的最大值和最小值之間可以相差1倍，最大心灘面積是最小心灘面積的4倍之多。而當(dāng)年的巴彥高勒站水位對于河道面積(即河道邊界內(nèi)面積)和河道主流線長度的影響微乎其微，因此，河道寬度變化不大，河道的水體平均寬度和W/Wtot(水體寬度與河道寬度比值)對巴彥高勒水位的響應(yīng)和河道水體面積相一致。臨河段心灘個數(shù)和面積都與巴彥高勒站水位呈負(fù)的線性關(guān)系，其R2達(dá)到0.87。水體平均寬度和W/Wtot與巴彥高勒站水位呈正的線性關(guān)系，R2也都達(dá)到了0.85以上。其中，心灘個數(shù)、心灘面積、河道水體平均寬度、W/Wtot與巴彥高勒水文站水位之間的關(guān)系如下：

y1=-86.558x+91143y2=-47.862x+50340

y3=0.2886x-302.24y4=0.2011x-201.46

式中：x表示水位；y1表示心灘個數(shù)；y2表示心灘面積；y3表示河道水體平均寬度；y4表示W(wǎng)/Wtot；其決定系數(shù)R2分別為0.848 2,0.876 8,0.883 8,0.869 2。

表2 黃河臨河段2013年河道特征值統(tǒng)計及巴彥高勒站水位

為了估算其他年份臨河段心灘沖淤，基于2013年數(shù)據(jù)建立的相關(guān)關(guān)系式，設(shè)定水位為1 050 m時，分析不同年份心灘面積的變化趨勢。利用2013年黃河臨河段心灘面積與巴彥高勒站水位的擬合關(guān)系式將1988—2013年8個年份的心灘面積換算到1 050 m水位時的面積(表3，圖4)，由于部分年份難以收集到水位資料,故只計算了其中8個年份的心灘面積。

由圖4可知，臨河段心灘面積在這25 a間整體上呈現(xiàn)減小趨勢，在2000年之前，其心灘面積分布比較分散，變化趨勢不明顯；在2000年之后其心灘面積的減小趨勢更為明顯,變化更為集中。

表3 根據(jù)擬合公式換算后的臨河段心灘面積

圖4黃河臨河段在給定水位1050m時的心灘面積變化趨勢

4 討 論

沖積性河流河道泥沙輸移及河道沖淤過程影響因素眾多，一方面與河道水動力條件即河道來水來沙條件有關(guān)，另一方面與河岸及河床組成物質(zhì)密切相關(guān)[14]；同時，地方侵蝕基準(zhǔn)面的抬高或降低也會對上游河道的沖淤變化造成一定的影響。近年來由于氣候變化和人類活動的影響，尤其是水庫和水壩的建設(shè)，改變了河流的來水來沙關(guān)系進(jìn)而對河道的沖淤變化產(chǎn)生了比較大的影響。

4.1 臨河段來水來沙及沖淤變化情況

20世紀(jì)50，60年代黃河上游陸續(xù)修建了一系列的水利樞紐工程，其中1968年建成的劉家峽水庫和1986年建成的龍羊峽水庫對黃河寧蒙河段的水沙變化及河道沖淤變化產(chǎn)生了較大的影響，此外，1961年建成的三盛公水利樞紐、鹽鍋峽水庫和1968年開始投入使用的青銅峽水庫對黃河內(nèi)蒙古河段也有很大影響。巴彥高勒站和三湖河口站作為研究河段的進(jìn)出口站，區(qū)間沒有支流的匯入，巴彥高勒站的水沙變化可以反映臨河段的來水來沙變化情況(表4)。

表4 巴彥高勒水文站各時段年均水沙量

如表4所示，1950—2013年巴彥高勒站年均水量和年均輸沙量分別為220.2億m3，1.06億t，汛期水量和輸沙量分別占到了全年的57.8%和79.8%。天然狀態(tài)下的1950—1961年年均水量和年均輸沙量分別為281.02億m3，2.10億t，其中汛期水量和輸沙量分別占到了全年的69.4%和90.4%。1961—1968年受鹽鍋峽水庫攔沙的影響年均輸沙量降到了1.62億t，輸沙量減少了22.8%，減少量全部來自于汛期，汛期輸沙量僅為前一時期的73.8%，這一期間來水量有所增加。1968—1986年主要受劉家峽水庫蓄水?dāng)r沙的影響年均水量和年均輸沙量僅為天然狀態(tài)下的83.5%和39.8%，減少量基本來自汛期，汛期來水量和來沙量為天然狀態(tài)下的70%和34.3%。

隨著劉家峽和龍羊峽水庫的聯(lián)合運行，1986—2013年年均水量和年均輸沙量分別減少到164.03億m3，0.59億t，為1950—1961年天然狀態(tài)下的58.4%和28.2%，其中汛期來水量和來沙量為天然狀態(tài)下的36.8%和20%，非汛期的來水量和輸沙量略有增加。天然狀態(tài)下巴彥高勒站汛期來水量占全年來水量的69.4%，后3個時期逐漸減少到69.1%,58.2%和43.8%，來沙量占全年的比例也由天然狀態(tài)下的90.4%降到了1986—2013年期間的60.7%。總之，水庫聯(lián)合運行使得汛期水量和輸沙量占全年的比例在減小，年內(nèi)分配趨于均衡化，輸沙量的減少幅度要大于水量。

來水來沙條件及其組合的變化情況會對河道泥沙輸移及沖淤變化造成影響，從圖5A可以看出，臨河段非汛期沖淤量要小于汛期的沖淤量(正值代表淤積，負(fù)值代表沖刷)，且其變化波動很小，在1972年之前非汛期以沖刷為主，之后轉(zhuǎn)為淤積，并在1986年之后有所增加，到2004年后基本以沖刷為主。汛期沖淤量變化和全年沖淤量變化基本具有相同的變化趨勢，即全年的沖淤量變化基本都發(fā)生在汛期。對于全年來說，在天然狀態(tài)下的1960年之前臨河段以淤積為主，年均淤積量達(dá)到了0.48億t/a；1960—1986年除個別年份淤積外整體以沖刷為主；1986年之后又轉(zhuǎn)為淤積，并在1996年達(dá)到最大，之后淤積量開始不斷減小，在2004年由淤積轉(zhuǎn)為沖刷，之后一直到2013年不斷沖刷，且沖刷量在不斷增加。

來沙系數(shù)(定義為S/Q，其中S為懸沙含沙量，Q為流量)是表示來水來沙條件協(xié)調(diào)性的一個重要參數(shù)，其大小和變化情況決定了泥沙輸移和河道沖淤的變化特性[14]。近六十幾年臨河段來水來沙的變化主要體現(xiàn)在汛期，且其沖淤變化也基本發(fā)生在汛期，因此對巴彥高勒站汛期來沙系數(shù)進(jìn)行計算(圖5B)。從圖中可以看出，汛期來沙系數(shù)的變化基本對應(yīng)沖淤量變化趨勢。1950—2013年巴彥高勒站汛期來沙系數(shù)的均值為0.006 7 (kg·s)/m6，1960年以前，汛期來沙系數(shù)偏大，且具有不斷增加的趨勢，水沙關(guān)系不大協(xié)調(diào)，1961—1986年汛期來沙系數(shù)變小，整體波動性不大，水沙關(guān)系比較協(xié)調(diào)；1986年之后汛期來沙系數(shù)劇烈波動，不斷增大，到1996年達(dá)到了0.024 (kg·s)/m6，是均值的3倍以上，水沙關(guān)系比較惡劣；2005年之后汛期來沙系數(shù)降到了平均值以下，之后不斷減小，水沙關(guān)系轉(zhuǎn)為協(xié)調(diào)。

4.2 漫灘水流的流量及頻次持續(xù)減小

臨河段的心灘是辮狀河道沉積作用的產(chǎn)物，基于不同的流量和水位，它們的表面平均高程是有差別的。一些面積較大、表面高程較高、相對穩(wěn)定的大型心灘要保持淤積狀態(tài)，必須在汛期有漫灘的挾沙水流，這樣，其表層會沉積一些泥沙。如果長期沒有漫灘水流，則其表層不會持續(xù)沉積，而其周邊則在水動力相對較強的水流作用下發(fā)生侵蝕，長此以往，則其面積就會明顯變小。顯然，研究區(qū)河段心灘總面積變小的趨勢，與汛期高水位流量的減少相一致，而這些汛期高水位流量的減小則是人工大壩建設(shè)及運行方式改變的結(jié)果。

圖6為巴彥高勒站1950年以來最大日平均流量的變化趨勢圖。由于受梯級水庫的運行以及沿黃工農(nóng)業(yè)用水增加的共同影響，除個別年份(如1989年、2012年)外，最大日均流量在1987年之后小于2 000 m3/s，而在2003年之后更是小于1 500 m3/s。大流量級的洪峰天數(shù)也在減少，1990年之前洪峰流量大于2 000 m3/s的天數(shù)平均超過了60 d，而1990年之后很少出現(xiàn)大于1 500 m3/s的洪峰流量。1990年之前巴彥高勒站最大日平均流量的波動幅度要遠(yuǎn)大于1990年之后的，這些也是臨河段心灘面積在2000年之前分布較分散、波動比較大的主要原因。

圖5臨河段沖淤量變化趨勢及巴彥高勒站汛期來沙系數(shù)變化趨勢

黃河臨河段屬于典型的辮狀河道，該段河岸由砂質(zhì)泥沙組成，心灘發(fā)育，而心灘對于來水來沙條件的改變也是最為敏感的。1986年以后由于龍羊峽水庫和劉家峽水庫的聯(lián)合運行一方面使進(jìn)入內(nèi)蒙古河段的年均來水量減少，一方面使洪峰流量及持續(xù)時間減少，洪水漫灘機會減少，進(jìn)入河道水流的含沙量又相對偏大，導(dǎo)致河床淤積、主河槽萎縮、水流攜沙能力下降[12,28]。同時，由于漫灘水流大量減小，一些大型心灘表層難以持續(xù)淤積。其結(jié)果使得河床與心灘表面的高差逐漸減小，平水時心灘總面積勢必減小。這是造成臨河段心灘面積近幾十年上述變化的主要原因。

圖6巴彥高勒站最大日平均流量變化趨勢

5 結(jié) 論

(1) 對臨河段心灘特征值的統(tǒng)計及其變化趨勢可以發(fā)現(xiàn)，自1986年以來，研究區(qū)心灘總個數(shù)、心灘總面積、心灘平均面積、中位數(shù)心灘面積和最大心灘面積總體上都具有減小的趨勢，這是該時期臨河辮狀河道演變的主要特征之一。

(2) 為了消除水位變化對心灘數(shù)量及面積等計算的影響，以2013年臨河段心灘面積和巴彥高勒站水位之間的擬合關(guān)系為基礎(chǔ)，將1988—2013年心灘面積換算到1 050 m這一參考水位下，可以發(fā)現(xiàn)其變化趨勢在2000年前后有所不同，之前心灘面積變化幅度大，趨勢不明顯，之后則分布較為集中，且有減小的趨勢，并在1990—2000年大幅減小。

(3) 黃河臨河段辮狀河道心灘的上述變化主要是受上游梯級水庫聯(lián)合運行、上游降水量和來沙系數(shù)減小以及灌溉引水量增加導(dǎo)致臨河段汛期洪峰流量和出現(xiàn)天數(shù)的明顯減小、來流量趨于均衡化的共同影響，河流在新的水沙條件下發(fā)生沖淤調(diào)整的結(jié)果。

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VariationofMid-channelBarsinLinheBraidedChanneloftheYellowRiverandItsInfluencingFactors

MEI Yanguo1,2, WANG Suiji1，2

(1.KeyLaboratoryofWaterCycleandRelatedLandSurfaceProcesses,InstituteofGeographicSciencesandNaturalResourcesResearch,CAS,Beijing100101,China; 2.UniversityofChineseAcademyofSciences,Beijing100049,China)

As the main micro-geomorphic features of the braided channel, study on variation of the mid-channel bars contributes to understanding the evolution of the braided channel. Taking the braided channel with a channel length of 213 km in Linhe of the Yellow River as an example, we drew the channel planform in different years from 1988 to 2013, furthermore, we analyzed the variation of the numbers and sum area of the mid-channel bars based on the remote sensing images. We fitted a relationship between area of mid-channel bars and the water level of Bayangaole gauging station according to six images and the hydrological data in 2013. Then, the areas of mid-channel bars at the reference water level of 1 050 meters in other years during the period from 1988 to 2013 were calculated by the relationship to compare the erosion-deposition of the mid-channel bars. The results show that the total numbers, mean area, total area, median area, and the largest area of the mid-channel bars in the Linhe have the decreasing trend as the whole. At the reference water level of 1 050 meters, the erosion-deposition variations of the mid-channel bars from 1988 to 2013 are different. The variation trend of the mid-channel bars was not obvious before 2000. Their distribution was more concentrated and had a decreasing trend after 2000. The significant decrease of mid-channel bar areas occurred in the period from 1990 to 2000. In the river reach, the proportions of runoff and sediment load in flood season accounting for the whole year decreased. This phenomenon was affected mainly by the joint operation of Longyangxia and Liujiaxia reservoirs. The distribution of runoff and sediment load in a year tends to be equal and the sediment load decreased to a greater extent than runoff. This has an important influence on the erosion-accretion variation of the mid-channel bars in the study reach. At the same time, the changes of the sediment delivery coefficient from upstream can affect the erosion-deposition variation of mid-channel bars in this reach to a certain extent.

Yellow River; the braided channel; mid-channel bars; erosion-deposition variation; influencing factors

2016-04-21

：2016-05-23

國家自然科學(xué)基金(41271027,41571005);國家重點基礎(chǔ)研究發(fā)展計劃項目(2011CB403305)

梅艷國(1990—),男,山東菏澤人,碩士研究生,研究方向為河流地貌學(xué)。E-mail:meiyg.13S@igsnrr.ac.cn

王隨繼(1966—),男,甘肅靜寧人,博士,副研究員,主要研究方向為河流沉積學(xué)、地貌學(xué)及流域地表過程。E-mail:wangsj@igsnrr.ac.cn

TV143

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：1005-3409(2017)03-0157-07