閩江水口水庫溶解氧演變機制研究

林秋紅

(福建省水利水電勘測設計研究院有限公司,福建 福州 350001)

1 概述

水口水庫位于閩江中下游,是閩江干流的最后一級徑流式電站,壩址控制流域面積52438km2,占閩江全流域面積的86%。水庫庫區呈狹長形,庫尾到壩址河段長近100km,屬典型的河道型水庫。壩址處年徑流總量548.7億m3,水庫總庫容26.0億m3,調節庫容8.4億m3,具有季調節性能。近年來,水口電站常出現季節性氧虧現象,最低溶解氧不足1mg/L,水體發黑,魚類因缺氧死亡,對生態環境造成嚴重影響［1］。本文分析了溶解氧層化結構演變、溶解氧—水質響應情況及水庫耗氧機制,以期為水庫氧虧現象機制研究提供參考。

2 數據來源和分析方法

2.1 數據來源

分別于2021年4月、6月、8—10月、12月對水口水庫壩前斷面的不同水深進行分層水質監測,監測指標包括溶解氧、水溫、氨氮、高錳酸鹽指數和葉綠素a。同時,收集十里庵、雄江斷面2005—2022年溶解氧的監測資料,資料來源于生態環境部門。監測斷面布設如圖1所示。

圖1 水口水庫監測斷面布設圖

2.2 數據分析

采用實驗室分析,方法依照《地表水環境質量監測技術規范》(HJ 91.2—2022)中相關要求進行操作。

3 結果與分析

3.1 溶解氧和水溫層化結構演變

如圖2所示,4—9月,水口庫區內的溶解氧層化結構明顯,表層水體的溶解氧濃度普遍較高,其主要來自大氣復氧和藻類等初級生產力產氧。

(a)溶解氧

氧躍層主要位于表層至水深10m處,溶解氧濃度隨著水深增加而大幅度降低。一般而言,氧躍層出現的原因主要包括：①溫躍層的溫度梯度限值垂向混合,導致上層水體對氧躍層的溶解氧補給少;②氧躍層內的浮游動物呼吸耗氧,同時浮游動物捕食浮游植物,導致浮游植物減少,使光合作用產氧量減少;③進入氧躍層的有機體顆粒物氧化分解［2］。雖然水口水庫的水溫分層現象不明顯,但水深10m處與表層水體水溫仍存在一定差異,溫躍層和氧躍層都出現在水深10m處,且在水深10m 處的葉綠素a濃度也發生明顯下降(表1),6—9月的平均濃度僅有庫表的50%,顯然溶解氧濃度與葉綠素a濃度都發生了同步降低。

表1 葉綠素a的分層濃度 單位：μg/L

氧虧層主要出現在水深30m以下,并且在8—9月的水深30m以下才逐漸出現氧虧現象,4月和6月該水層的溶解氧濃度仍高于4mg/L。這可能是源于入汛后,此上游來水對水口水庫各水層的擾動明顯,富氧水體經橫向對流擴散進入中下層,使中下層的溶解氧含量升高。8—9月水溫升高,加速水庫底層沉積物界面的氧化還原反應,使庫底氧氣進一步消耗,出現氧虧現象［3-4］。雖然8月庫表的溶解氧為7.1mg/L,但到水深10m以下的氧躍層便不足4mg/L,同時,表層的葉綠素a濃度高達49μg/L,說明此時表層溶解氧濃度較高主要是由藻類密度高引起的。當9月庫表藻類濃度較低時,庫內溶解氧濃度整體較低,從庫表至庫底均出現氧虧現象。10月,水深0～10m的水體出現逆溫分層,5m水深處水溫略高于表層水體,使得水深0～10m處的水團發生垂向對流,表層水沉降,下層水溫較高的水團上浮,而水深0～10m處恰好也是氧躍層。氧虧時期,表層溶解氧也出現了下沉現象,水深5m處的溶解氧濃度略高于表層水體,說明表層水體與氧躍層水體發生了充分混合,使表層水體溶解氧進一步降低,水庫整體出現氧虧現象。12月,庫區溶解氧基本恢復,無分層現象出現,各水層溶解氧濃度基本處于4mg/L左右,仍處于偏低的水平。

3.2 水質—溶解氧響應分析

水溫分層使垂向各層水體內的水動力條件差異顯著。一般而言,較大的溫度梯度會導致較大的密度梯度,可抑制水體的垂向混合［4-5］,特別是能有效阻止風浪水流對沉積物—水界面的擾動,一般不會發生強烈的混合作用。但水口水庫不屬于穩定分層型水庫,沉積物—水界面易受到擾動,并且水庫可形成循環水體,表層富氧水體和中下層缺氧水體會發生混合。通過分子擴散和水團交換,上層溶解氧向下層運移,同時,由于庫底水溫升高和湍流作用,沉積物和上覆水體的交界區域(沉積物—水界面)發生擾動,促進有機物的釋放和微生物的耗氧分解,以致表層溶解氧逐漸被消耗降低。

從水深50m處的水質變化情況(圖3)可以看出,6—10月,下層溶解氧逐漸降低,總磷、氨氮、總氮濃度增加,高錳酸鹽指數濃度下降,說明底層溶解氧消耗的首要途徑是有機物分解。12月,下層水溫下降,沉積物的氧化還原反應受抑制,溶解氧的消耗速率降低,底層溶解氧升高,但仍處于較低的濃度水平。此時,高錳酸鹽指數和氨氮濃度都有一定程度的下降,氨氮的下降幅度最明顯,說明高錳酸鹽指數的氧化還原基本達到平衡,溶解氧更多消耗于氨氮的氧化降解過程中。

(a)氨氮與溶解氧 (b)高錳酸鹽與溶解氧 (c)總磷與溶解氧 (d)總氮與溶解氧

溫躍層(水深10m)處,高錳酸鹽指數濃度與溶解氧濃度呈反比,而氨氮與溶解氧的相關性不強,如圖4所示,說明在溫躍層的溶解氧主要也是在有機物的降解過程中被消耗。12月,溫躍層的溶解氧升高,氨氮出現大幅度下降,此時高錳酸鹽指數的濃度雖也降低,但總體幅度不大,說明此時溶解氧在溫躍層更多是在氨氮的氧化降解過程中被消耗。

(a)氨氮與溶解氧 (b)高錳酸鹽與溶解氧 (c)總磷與溶解氧 (d)總氮與溶解氧

3.3 溶解氧產生—消耗機制分析

水庫中溶解氧的含量取決于溶解氧消耗與補充兩種過程的強弱關系。一般來說,溶解氧的補充主要來自大氣復氧、浮游植物光合作用,溶解氧的消耗包括有機質分解、生物呼吸作用、硝化作用和還原物質的氧化作用。當持續的溶解氧消耗大于外環境補充,就會導致溶解氧下降,最終出現氧虧狀態。

水庫的大氣復氧速率受水深和流速影響,水口水庫的平均水深超過50m,大氣復氧速率受到明顯限制。此外,大氣復氧也與光照、庫面輻射等因素有關,水口水庫屬狹長山谷河道型水庫,從壩址到庫尾有近100km的長度,且兩岸山高坡陡,對日照的遮擋時間長,太陽的輻射能和光照時間都短于湖泊型水庫,進一步限制了大氣復氧的速度。

光合作用產氧主要來自庫表的浮游植物。根據本次在壩址斷面的分層水質監測結果,在水庫溶解氧較低的時間段,其表層水體葉綠素a的濃度也發生明顯下降,藻密度低;溶解氧濃度較高的時段,表層葉綠素a的濃度相對較高,如圖5所示。說明初級生產力的產氧作用對水庫溶解氧含量有較大的貢獻。

圖5 表層溶解氧與葉綠素a關系

溶解氧的消耗主要與污染物分解和生物呼吸作用等有關,但主要的影響因素仍是污染物分解。如圖6所示,水口水庫庫尾十里庵斷面的溶解氧濃度在大多數情況下比壩前的雄江斷面高,說明水庫從庫尾到壩址長近100km的河段無法復氧,水庫整體處于持續耗氧的狀態。這與尤溪、古田溪兩條大型支流及迪口溪、武步溪、新嶺溪、高洲溪等直流入庫的小型支流的污染輸入有關,同時,庫灣高密度的水產養殖對水口庫區水體也有一定污染。

水庫沉積物中初級生產力的殘體也將消耗溶解氧。一般認為,水庫沉積物的氧虧機制主要是由富營養水庫表層初級生產形成的大量有機體(藻類),其衰亡沉降至庫底后,沉積物中的微生物耗氧分解有機體而導致氧虧。水口庫區的庫灣區域,從建庫后就是網箱養殖密集的區域,網箱養殖投加的餌料有60%～80%的氮、磷排入水體中［1］,營養鹽豐富,藻類密度大。雖然近幾年網箱養殖清理整頓力度加大,但歷年養殖產生的污染仍沉積在庫底,這就導致水口水庫庫底呈現缺氧的狀態。同時,庫表的鳳眼蓮在生長、衰亡過程中的凋落物和殘體也有一部分沉降到水底,異養生物的食物鏈有所發展,水體耗氧量大大增加［2,6］。

4 結論

綜上所述,水口庫區內的溶解氧4—9月層化結構明顯,氧虧層主要出現在水庫深水區,并且隨著汛期—平水期—枯水期的周期變化,出現氧虧層逐漸上移的趨勢。10月,隨著逆溫分層出現,水庫各個水深處都出現了氧虧的情況。出現氧虧現象的主要原因包括：

①季節變化,浮游植物死亡,初級生產力的產氧速率受限,水庫中溶解氧補給不足。

②受地理條件及水庫特性影響,庫區大氣復氧能力弱,且庫區周邊污染持續輸入,水庫整體處于耗氧的狀態,從庫尾到壩址近100km的河段溶解氧逐漸降低,無法復氧。

③夏季水溫高,沉積物耗氧速率快,庫底逐漸出現氧虧現象。

④當秋季氣溫下降水庫出現逆溫分層時,氧躍層、氧虧層水體發生完全混合,使表層水體溶解氧進一步降低,水庫整體出現氧虧現象。

⑤冬季水溫降低,庫底沉積物的氧化還原反應受到抑制,溶解氧逐漸恢復,但仍處于比較低的濃度水平。

⑥溶解氧的消耗作用主要體現在有機物的氧化降解過程中,但在冬季受低溫影響,有機物的氧化反應動力不足,溶解氧轉而用于更易發生的氨氮氧化反應中達到平衡。