溪洛渡水庫蓄水初期水溫模擬

謝奇珂，陳永燦,2，劉昭偉，李翀，呂平毓

(1.清華大學水沙科學與水利水電工程國家重點實驗室，北京　100084； 2.西南科技大學，四川綿陽　621010；3.中國長江三峽集團公司科技與環境保護部，北京　100038； 4.長江上游水文水資源勘測局，重慶　400014)

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溪洛渡水庫蓄水初期水溫模擬

謝奇珂1，陳永燦1,2，劉昭偉1，李翀3，呂平毓4

(1.清華大學水沙科學與水利水電工程國家重點實驗室，北京100084； 2.西南科技大學，四川綿陽621010；3.中國長江三峽集團公司科技與環境保護部，北京100038； 4.長江上游水文水資源勘測局，重慶400014)

溪洛渡水庫是位于云南省和四川省交界處的一座大型水庫，2013年開始蓄水，其最大水深接近285 m，正常運行后常年將有大部分時間處于水溫分層狀態。為得到溪洛渡水庫在一年中垂向水溫結構及年內的變化規律，2014年進行壩前垂向水溫結構監測，監測數據結果證實該水庫在夏季和秋季存在穩定的水溫分層結構。為更好地理解溪洛渡蓄水后庫內水溫演替規律，引入立面二維水質水動力模型CE-QUAL-W2對溪洛渡水庫水溫進行模擬。模擬結果與監測結果基本一致，并清晰地揭示了溪洛渡水庫水溫年內變化規律。

溪洛渡；水溫結構；監測；模擬；CE-QUAL-W2

巨型水庫的建設和運營對水體和周邊的環境和生態有著巨大影響，其中水體水溫改變的影響尤為突出。水溫結構在河流中對于整個水生生態系統的健康起到關鍵影響。庫內水體水溫垂向分層的結構將進一步導致溶氧、化學物質及水體生物等的分層[2]。同時，水庫水溫結構的改變對下游的水溫時空分布也產生影響[2-3]。這些變化將顯著地改變庫區及下游的水生生態，并進一步影響毗鄰的陸地生態。

水庫水溫垂向分層結構的周期性出現和消失，是水體表面熱交換、來流、出流同水庫水體、能量相互作用相互影響的結果[4]。分層的結果將導致水庫常規運行的年份中，春夏季節水溫偏低，同時秋冬季節水溫偏高。梯級電站有累積效應，將放大這些水庫水溫偏差并延遲某些特定水溫的出現時間[2]。

許多水生生物的生理過程需要特定時間的特定水溫環境，例如魚類產卵等對水溫非常敏感，且水溫過低將減弱水生生物新陳代謝，降低食欲甚至停止覓食[5-6]。因此，水溫偏差和延遲對這些水生生物產生極大的不利影響。同時，因為庫區周邊農作物的灌溉部分使用水庫水，而一些谷物等作物對于水溫非常敏感[7]，因此水溫變化也會影響水庫周邊的農業生產。

由于水庫水溫對于生態環境的巨大影響，巨型水庫水溫結構研究極具重要性。研究新水庫蓄水發電后庫區水溫時間變化相較于天然狀態的改變，提供庫區水溫空間結構清晰而準確的描述，對于水庫運營和環境管理具有不可或缺的參考價值。

1　溪洛渡水庫概況

溪洛渡水電站是金沙江下游四級梯級電站的第三級，主要功能是發電，其他功能包括防洪、攔沙和提升下游通航條件等。其上游的兩級電站尚未建成，而溪洛渡大壩于2014年基本完工，并于2013年5月開始蓄水。當水位處于正常蓄水位時，最大水深可達285.5 m，位于壩前。依據經驗，這樣的深水水庫在春夏季節將產生穩定的水溫分層結構。

溪洛渡水電站樞紐工程由混凝土雙曲拱壩、泄洪建筑物、引水發電系統以及兩岸的巨型地下廠房組成。壩頂高程610 m，壩底高程324.5 m。大壩在589 m高程處設有7個表孔，在490 m高程附近設有8個深孔。左右岸的引水發電隧洞各9條，入口底部高程518 m。左右岸泄洪洞各2條，入口底部高程545 m。在汛期，通過壩體深孔、泄洪洞和引水隧洞泄水，在非汛期，引水隧洞是主要的泄水通道。由于入口高程、離壩距離和流量的差異，溪洛渡的泄水方式對于壩前的水溫結構有重要影響。

本文關注溪洛渡水庫的水溫結構及年內變化規律，通過實地監測和數值模擬的方法，得出庫內水溫結構及變化規律的整體結論，并總結出一些重要規律，供水庫運營和管理方參考。

2　水溫結構研究方法

為得到清晰而真實的溪洛渡水庫水溫結構，本研究同時采用實地監測和數值模擬的方法，目前的研究主要采用2014年數據。

2.1實地監測

本研究中獲取的監測數據主要為2014年每月的壩前垂向水溫數據，輔以2014年4月兩次庫區多斷面監測數據。斷面水溫監測使用剖面水溫探測儀，可同時測量水溫及水深，2014年使用的剖面水溫探測儀只能測量深度200 m以內水溫。監測時乘坐小艇到斷面中央進行測量。

多段面監測測量了從碼口鎮到壩前約120 km范圍內的多個斷面，垂向水溫從基本均勻到出現分層，展現了2014年4月庫區水溫的沿程變化規律。壩前監測記錄了壩前垂向水溫從年初到年末的變化。

除壩前水溫外，監測數據還包括溪洛渡庫區上游的華彈水文站來流水溫數據，永善縣氣象數據，三峽集團公司記錄的庫區入流、出流數據。

華彈水文站位于大壩上游約235 km處。按照相關操作規范和要求，該水文站每天早上8點測量河流表面水溫。華彈水文站所處斷面水深較淺、流速大、受水庫影響小、垂向混合充分，可視為垂向水溫均勻。但由于太陽輻射、氣溫等與河流的作用，早上8點測得的水溫通常是日內最低水溫，如果被用來作為數值模型的入流水溫，總體入流輸入能量必定偏低，需要進行調整。

永善縣氣象數據每小時進行監測，數據包括氣溫、風速、風向、相對濕度等。

三峽集團公司在其官方網站上公布的庫區入流、出流數據為每日8時、12時、14時及18時測量的流量數據。其中，出流數據還包括溪洛渡水電站的運營記錄，如泄洪洞、引水發電隧道、深孔、泄流底孔等的分項流量數據，可在壩前用來更加精確詳盡地描繪庫區出流狀況。

2.2數值模擬

本研究中引入立面二維水質水動力模型CE-QUAL-W2。溪洛渡水庫是河流型水庫，地形狹長，兩岸為陡峭的天然邊壁，能較好地滿足立面二維模型將河流橫向流動特性平均化的假設。

在本研究中，不涉及水質模擬，主要針對水溫的模擬，包含水位、水溫、流速和水力停留時間。

2.2.1上游斷面及起始時間選取

建立模型時，入流斷面的位置和起始時間的選取受多方面因素影響。選擇垂向水溫均勻的斷面作為上游斷面，便于入流水溫準備設置。因為CE-QUAL-W2較難模擬天然河流水位沿程不斷變化的狀況，所以入流斷面選在與壩前水位大致相同的位置。同時，選取入流斷面的河床高程應低于水庫正常運營時段的最低水位，從而避免模擬段上游露出水面。起始時間應選擇整個庫區水溫較為均一的時段，方便設置初始水溫。

溪洛渡水庫在基本建成后，從2013年5月4日開始蓄水，蓄水約60 d后，壩前水位從440 m升至540 m。初步模擬結果顯示，在該時段內，水庫水溫總體均勻，選取該時段內某一天為模擬起始日期可簡單而準確地設置初始水溫。

溪洛渡水庫正常運行汛限水位為540 m，2013年6月底之后水位均不低于此水位，選取河床高程低于540 m的河段作為模擬的入流斷面，使得低水位時段上游河床低于水位，避免模型出錯。

綜合考慮起始日期入流斷面水位、入流斷面河床高程、入流斷面水溫垂向分布及起始日期水庫水溫分布，模擬起始時間選定為2013年6月29日，以2013年1月1日起記錄的第180 d作為起始日期，距大壩155 km斷面作為入流斷面。此時水庫水溫總體均勻，約22℃；入流斷面河床高程534 m，低于常規運行最低水位540 m；入流斷面距離庫尾約80 km，水面平緩，水位接近壩前水位；入流斷面全年基本垂向混合充分，水溫均勻分布。

2.2.2地形邊界及模型參數

選定入流斷面后，根據溪洛渡壩前143 km內實測的132個斷面高程數據設置地形條件，共包含縱向159個區段、垂向83層，層高設為3 m。

建立的模型使用2013—2014年的數據作為模型邊界條件，使用華彈水文站測量的入流水溫、三峽集團公司官方網站公布的入流數據、溪洛渡水電站的出流數據以及永善氣象站的地面氣象數據。水溫模型中使用的露點溫度根據Goff-Gratch公式的擬合式計算得出[8]。

模型選用k-ε模型計算垂向紊動系數[9]。采用均衡溫度的方法計算表面熱交換。

3　水庫實地監測結果

3.1流量及水位

在運行計劃中，6月在洪水期來臨前水位降至死水位540 m，電站按保證出力發電；7月初將庫水位抬至汛期排沙限制水位560 m；7月、8月水庫水位維持在570 m運行；9月初水庫開始蓄水，水庫水位逐步升至正常蓄水位600 m；10—12月水庫一般維持在正常蓄水位600 m運行；次年1—5月為供水期，水庫水位逐漸消落至死水位540 m。

在實際運行中，溪洛渡水庫從2013年5月4日開始蓄水，圖 1顯示了2013—2014年溪洛渡水庫入流、出流流量和壩前水位變化情況。2014年下半年，依照設計的運行水位進行控制，蓄水初期的第一年為試運行過程。

溪洛渡水庫每年前6個月入流流量在2 000 m3/s附近波動；7—9月為洪水期，洪水峰值流量接近16 000 m3/s；洪水期結束后，入流流量在11月恢復到2 000 m3/s左右。

圖1　溪洛渡水庫2013年6月至2014年12月壩前水位、入流流量和出流流量Fig.1　In-front-of-the-dam water level, inflow rate and outflow rate of Xiluodu Reservoir from June 2013 to December 2014

3.2入流水溫及氣溫

溪洛渡水庫的來流水溫由庫區上游的華彈水文站監測，每日早8點測量表面水溫。根據其他研究對日水溫變化的監測，氣溫和太陽輻射對水溫有較大影響，早上8點左右水溫通常為最低值，下午4點左右通常為最高值。根據季節和氣候的變化，日平均水溫應在此水溫的基礎上增加0.4～1.5℃。入流水溫在冬季最低，夏季最高，變化范圍為10～23℃。2014年入流水溫高于2013年同期。

溪洛渡氣溫數據來源于永善氣象站，氣象站提供每小時的氣溫。庫區冬季最低氣溫低于0℃，而水面不結冰。溪洛渡晝夜溫差夏季較大，約10℃，冬季較小，約5℃。氣溫平均值在夏季高于水溫，在冬季低于水溫。

3.3壩前垂向水溫

圖2是2013年9月、12月及2014年各月測量的壩前垂向水溫。從圖2中可以看出，在蓄水初期壩前水溫垂向較為均勻，沒有分層，從2013年9月到2014年3月是一個降溫過程，主要受來流水溫和氣溫降低的影響。這段時期由于還處于水位上升后的平緩期，且來流水溫不高于庫底水溫，垂向混合充分，沒有分層。

2014年3—8月，由壩前水溫測量結果推斷，總體處于上升趨勢，期間表水層水溫逐漸升高，但不高于入流水溫。深水層水溫緩慢上升，從12.8℃左右上升至14℃左右(8月測量深度不足，未到河流底部。根據深水層升溫的趨勢推測，應介于7月和9月之間，約14℃)。溫躍層溫度梯度逐漸增大，且溫躍層高程范圍從500～520 m逐漸降至440～470 m。

這段時間下泄水流的主要通道是引水發電隧洞，隧洞入口高程為518～528 m，高于溫躍層；下泄通道中高程最低的深孔底部高程為490.7 m，流量較小，且不低于溫躍層。壩下水溫略低于壩前表水層水溫。考慮到下泄通道高程、流量的影響，及壩下水溫，綜合分析可知下泄水主要來自表水層，摻有少量下層水。表水層水溫受來流水溫上升、氣溫升高和太陽輻射增強的影響不斷上升。2014年7月初，水位調控，下泄量由2 000 m3/s陡增至10 000 m3/s以上，表層水體更新頻率加快，垂向混合加劇，混合水深范圍變大；而表層水溫升高，不利于垂向混合，前者占據主導地位，因而溫躍層高程降低。深水層水溫上升的能量主要源自垂向混合的熱交換。

圖2　溪洛渡壩前水溫實測值及模擬值Fig.2　Observation and simulation results of Xiluodu’s in-front-of-dam vertical profile

夏季洪峰來臨時，溫躍層在兩個月內下降了80 m，這證明流量對夏季溫躍層位置的變化起主導作用。

2014年6月9日壩前水有較穩定的分層結構，而表水層水溫低于來流水溫約0.8℃，約等于5月31日來流水溫。考慮到當時流量較小，水流抵達壩前需要一定時間，以及當時氣溫較低，6月6日至8日庫區有降雨，壩前表水層水溫低于來流水溫是可以解釋的。

2014年8—12月，表水層水溫降低，從20.5℃左右降低至17.8℃左右，深水層從約14.2℃上升至約14.8℃，溫躍層從400～420 m繼續降低至380～390 m。10—12月入流水溫均低于壩前表水層水溫，壩下水溫等于壩前表水層水溫，表水層水溫同入流水溫的下降趨勢一致，但幅度更小。壩前深水層水溫在10月、11月缺乏測量資料，但根據9月及12月的數據分析，深水層水溫小幅度上升。溫躍層在繼續下降，從400～420 m降至380 m左右，在12月底接近庫底。

來流水溫降低是壩前表水層水溫降低的主要原因，氣溫及太陽輻射的降低也有一定影響。因為表水層水溫降低，表面密度增大，垂向混合加劇，推動表水層進一步向下流動，深水層水溫也隨之小幅上升。

從8月13日到9月11日，庫區水體的表水層經歷了一個小幅降溫過程，幅度約1℃。而9月11日測得的壩前水溫，低于前面2個月的來流水溫2℃左右，也低于前2個月的平均氣溫，說明來流和氣溫并非為導致壩前表層水溫陡降的原因。表水層水溫與壩下水溫一致，且此期間為夏季最大洪峰來臨期，壩前水溫結果顯示溫躍層大幅降低，故垂向混合可能是導致表水層降溫的原因。但7月17日到8月13日溫躍層降低幅度相同，來流水溫與氣溫情況相似，流量小于8月13日至9月11日，但表水層水溫并未降低，反而又升高。兩者相比，應該有其他原因導致了9月11日壩前表水層的反常降溫。

4　模擬結果分析

由于溪洛渡詳細的下泄量數據只到2014年10月31日，因此，數值模擬從2013年6月29日起，到2014年10月31日止。

4.1結果校核

壩前的模擬水位和實測水位相比基本一致，2014年后誤差稍微增加，約有0.5 m。

水溫模擬結果中，將對應有實測數據日期的模擬結果與實測數據相對比。總體來看，對表水層和深水層的水溫模擬較為準確，2014年5月之前吻合較好，之后溫躍層的位置模擬有一定偏差，6—8月模擬結果溫躍層下降速度較快，8月之后下降速度較慢。2014年9月11日模擬的表水層水溫高于實測，與入流水溫接近，在實測結果的討論中已經分析了該實測數據的偏差。

4.2模擬結果分析

分別在模擬時段內選擇2013年降溫、2014年初低溫、2014年升溫和2014年降溫4個不同時段中具有代表性的日期，繪制水溫分布圖，可較為清晰地表述庫區的水動力和水溫結構。

圖3　2013年9月12日溪洛渡水溫分布Fig.3　Water temperature distribution of Xiluodu on September 12th, 2013

圖4　2014年1月11日溪洛渡水溫分布Fig.4　Water temperature distribution of Xiluodu on Juanuary 11th, 2014

圖5　2014年7月7日溪洛渡水溫分布Fig.5　Water temperature distribution of Xiluodu on July 7th, 2014

圖6　2014年10月14日溪洛渡水溫分布Fig.6　Water temperature distribution of Xiluodu on October 14th, 2014

圖3所處時段為2013年最后一個洪峰來臨期，入流水溫、氣溫均開始降低，水位小幅度變化。在此過程中，庫區水溫為20～23℃，略高于來流水溫，上游來流基本與庫區水體均勻混合，在壩前受出水口影響，上層流動較快。

圖4所處時段為2014年年初，水位保持560 m左右，來流水溫和氣溫處于一年最低值范圍內，流量約為2 000 m3/s，庫區水體溫度略高于來流水溫，來流水密度較高，在河流下層貼近河床流動，到壩前與深水層充分混合。此段時間庫區表水層與深水層混合較少，表水層水在庫區停留時間較長。

圖5所處時段為2014年洪水期起始階段，來流流量接近13 000 m3/s，氣溫較高，來流水溫23℃左右，略高于表水層水溫，遠高于深水層水溫，來流水浮于深水層之上，僅在上層流動、混合，深水層水平流速非常小，且基本不與上層摻混。壩前表水層受氣候影響，水面溫度有小幅升高。

圖6所處時段為2014年10月，流量處于下降過程，來流水溫、氣溫均處于下降過程，庫區表水層水溫略高于來流水溫，高于氣溫，深水層水溫低于來流水溫。來流密度大于表水層，高于深水層，進入庫區后下潛，貼河床流動，直到遇到水溫更低的深層水體，不再下潛，轉為中間流，貼深層水體上表面流動。與圖5中2014年7月洪水起始階段水溫分布狀況對比可知，壩前深水層水體在此過程中上表面不斷與來流混合，深水層垂向深度不斷被壓縮。

5　結論

通過溪洛渡水庫的實地監測和數值模擬，可以看出，從2013年開始蓄水到2014年末供水期，溪洛渡水庫在兩年中經歷了不同規律的周期變化。

2013年由于剛開始蓄水，水深相對較淺，垂向混合充分，分層不明顯。2014年具有一定水深后，深水層的水體溫度保持在相對較低的范圍內，這導致隨來流水溫而變化，來流水溫有上浮或下潛的不同形態，對庫區水體能量、溶氧和其他化學物質的垂向交換具有巨大影響。

可以預測，水庫在按照運營計劃進行調度多年后，年內水動力和水溫結構周期性變化將趨于穩定，定性來看，將類似于2014年的水動力和水溫結構的變化規律。水體分層和深水層滯留時間過長將成為影響庫區水體的主要原因。

[1]Caissie D. The thermal regime of rivers: a review[J]. Freshwater Biology, 2006, 51(8):1389-1406.

[2]鄧云, 李嘉, 李克峰, 等. 梯級電站水溫累積影響研究[J]. 水科學進展, 2008, 19(2):273-279.

[3]Dallas H. Water temperature and riverine ecosystems: An overview of knowledge and approaches for assessing biotic responses, with special reference to South Africa[J]. Water SA, 2008, 34(3):393-404.

[4]Balistrieri L.S., R.N. Tempel, L.L. Stillings,etal.Modeling spatial and temporal variations in temperature and salinity during stratification and overturn in Dexter Pit Lake, Tuscarora, Nevada, USA[J]. Applied Geochemistry, 2006, 21(7): 1184-1203.

[5]龍華. 溫度對魚類生存的影響[J]. 中山大學學報:自然科學版, 2005(S1): 254-257.

[6]余文公, 夏自強, 于國榮, 等. 三峽水庫水溫變化及其對中華鱘繁殖的影響[J]. 河海大學學報:自然科學版, 2007, 35(1): 92-95.

[7]吳時強, 吳莉莉, 王惠民. 水庫的水溫分層及其改善措施[J]. 水電站設計, 2007, 23(3): 97-100.

[8]Zhang Z., S. Xi. Study on Calculation of Dew-point Temperature[J]. Arid Zone Research, 2011. 28(2): 275-281.

[9]鄧云, 李嘉, 羅麟. 河道型深水庫的溫度分層模擬[J]. 水動力學研究與進展: A 輯, 2004, 19(5): 604-609.

Simulation of Water Temperature in Initial Impounding Stage of Xiluodu Reservoir

XIE Qi-ke1, CHEN Yong-can1,2, LIU Zhao-wei1, LI Chong3, LYU Ping-yu4

(1.State Key Laboratory of Hydroscience and Engineering, Department of Hydraulic Engineering, Tsinghua University,Beijing 100084, China; 2.Southwest University of Science and Technology, Mianyang 621010, China; 3.Department of Science and Technology and Environmental Protection, China Three Gorges Corporation, Beijing 100038, China;4.Upper Changjiang River Bureau of Hydrological and Water Resources Survey, Chongqing 400014, China)

Xiluodu Reservoir is located on the border between Yunnan Province and Sichuan Province, and the initial impounding stage started in 2013, with the maximum water depth reaching up to 285 meters. During most normal operation time of a year, the reservoir presents a stable vertical temperature stratification structure. To get spatial and temporal variation of vertical temperature structure throughout a year, the vertical temperature distribution observation in front of the dam was carried out in 2014, which confirmed the existence of stable vertical temperature stratification in summer and autumn. To get better understanding of water temperature variation after impoundment, a two-dimensional longitudinal-vertical hydrodynamic and water quality model (CE-QUAL-W2) was employed to simulate water temperature structure. The simulation result matched well with the observation, and clearly revealed the variation regulation of reservoir water throughout a year.

Xiluodu Reservoir; water temperature structure; observation; simulation; CE-QUAL-W2

2015-12-23

國家自然科學基金資助項目(51279079)；國家科技支撐計劃課題(2015BAB07B09)；中國長江三峽集團公司項目(0799532)；清華大學自主科研計劃資助(2014z09112)

謝奇珂(1991—)，男，四川人，博士研究生，主要研究方向為水庫水環境，E-mail：qilukehere@163.com

劉昭偉(1973—)，男，河北人，副教授，博士，主要研究方向為生態與環境水力學，E-mail：Liuzhw@tsinghua.edu.cn

10.14068/j.ceia.2016.03.011

X820.3；TV697.2

A

2095-6444(2016)03-0039-06