峽谷型水源水庫蓄水過程水質變化特征及其影響要素

王思汗，李元來，劉 茜，黃廷林*，李 楠，文 剛

1. 西安建筑科技大學環境與市政工程學院，秦嶺水源地水質陜西省野外科學觀測研究站，陜西 西安 710055

2. 西安建筑科技大學環境與市政工程學院，陜西省環境工程重點實驗室，陜西 西安 710055

3. 陜西省引漢濟渭工程建設有限公司，陜西 西安 710024

目前，我國水庫總庫容已超9 035×108m3[1]，水庫已經成為居民飲用水的重要水源地. 雖然新建水庫選取引水水質一般較好，然而由于水庫蓄水過程中水深不斷加大、水體流速減弱、溫度和溶解氧分層形成等因素的改變，水質有變差的可能[2-3]. 三河口水庫位于秦嶺南麓，為峽谷型深水水庫，是引漢濟渭工程的關鍵中樞. 新建水庫在蓄水過程中徑流入庫和分層結構的形成及演變過程存在典型性，因此在蓄水過程中上述兩點因素對水質的影響成為一個重要的科學問題.

已有研究表明，水庫水質主要受到熱分層結構變化[4-5]、降雨徑流入庫[6]以及沉積物污染物釋放[7]等因素的影響. 水溫分層現象會限制上下水體的垂直交換，使得溫躍層內溶解氧濃度較低，冬季下層水體出現暫時周期性缺氧. 降雨徑流入庫會影響水庫熱分層穩定性，同時降雨徑流攜帶氮磷、有機物等污染物入庫后使庫區水體迅速惡化. 在厭氧條件下，沉積物中的磷將向水體釋放，溫度升高和水體擾動有利于沉積物中磷的釋放. 郝晨林等[8]的研究表明，流域中氮污染的主要來源有土壤源、凋落物源和城鎮點源. 此外，有關于千島湖水庫的研究表明，在暴雨徑流入庫期間庫區水體污染物磷濃度將顯著升高[9-10]，暴雨徑流成為影響水庫水質的重要因素. 因此，在蓄水期間研究徑流入庫對水庫水質的影響存在必要性.

針對峽谷型水庫蓄水期水質變化的研究多集中于三峽水庫，熊超軍等[11]通過研究三峽水庫蓄水時期水庫氮、磷營養鹽濃度變化規律，發現營養鹽濃度變化主要受蓄水時間和入庫流量影響. 此外，三峽水庫在蓄水期溶解氧沿水深呈明顯分層狀[12]，庫灣中下層水體出現大面積缺氧現象[13]. 王麗婧等[14]的研究揭示了三峽水庫運行初期水動力變化特性的“分化”效應和水質變化特征的上游-干流-支流“同步”效應，為大型水庫蓄水運行初期水動力及水質演變提供理論支撐. 以上研究重點探究了水庫周期性蓄水過程中水質變化規律，然而對于新建水庫初期蓄水過程中的水質變化特征及其影響因素卻鮮見報道. 本研究圍繞新建水庫蓄水過程中水質響應特征，采用野外監測手段獲取水庫蓄水時期水質數據，重點分析庫區水體在蓄水過程中水質變化特征，并分析造成水質變化的主要因素，同時在分析過程中聚焦于徑流入庫和熱分層結構變化對庫區水質的影響，以期為新建水庫蓄水階段的運行調度提供科學依據，并為水庫完成蓄水后的運行維護提供基礎數據.

1 材料與方法

1.1 研究區域概況

三河口水庫位于漢中市與安康市交界的子午河峽谷段，地理位置為108.06°E～108.08°E、33.35°N～33.36°N，屬于北亞熱帶氣候，年均氣溫為14.1 ℃，多年平均降雨量為700～1 700 mm 之間，汛期為5-9 月. 三河口水庫總庫容為7.1×108m3，將調蓄本流域內椒溪河、蒲河和汶水河來水，后期還將接納從漢江抽調入庫的水體，是引漢濟渭工程的調蓄中樞，為大水深峽谷型水庫.

1.2 水樣采集

2021 年6 月-2022 年2 月在三河口水庫蓄水過程中分別在主庫區和三條支流入庫口設置采樣點(見圖1)，沿水深采集水體垂向樣品，采樣頻率為每月2～3 次. 采用2.5 L 直立式有機玻璃采樣器沿垂向深度5～10 m 取樣，采集的水樣裝于聚乙烯塑料瓶中盡快帶回實驗室完成水質指標的測定.

圖1 三河口水庫取樣點分布Fig.1 The sample sites in Sanhekou Reservoir

1.3 水質檢測

在采集水樣同時，使用HACH Hydrolab DS5 型多參數水質檢測儀(美國哈希公司) 以垂向間隔為1 m 對水體水溫和溶解氧(DO) 參數進行原位監測.所有化學指標參照國家標準方法進行測定[15]，其中總氮(TN)濃度采用過硫酸鉀-紫外分光光度法測定；總磷(TP)濃度采用過硫酸鉀-鉬銻抗分光光度法測定；氨氮(NH4+-N) 濃度采用納氏試劑分光光度法測定；硝態氮(NO3--N) 濃度采用紫外分光光度法測定；高錳酸鹽指數采用高錳酸鉀滴定法測定. 此外，本研究使用的出入庫流量數據由水庫管理部門提供，水位數據為采樣時觀測當天水位標尺記錄所得.

2 結果與分析

2.1 三河口水庫來流補水水質特征

三河口水庫在完成準備工作后自2021 年6 月開始穩定蓄水，由椒溪河、蒲河及汶水河補給，在非汛期水庫出庫流量穩定. 本研究根據庫區水位漲幅情況，將蓄水過程分為3 個階段：Ⅰ階段為2021 年6 月10日-8 月17 日，平均入庫流量為66 m3/s，庫區水位從565.51 m 增至585.12 m(見圖2)；Ⅱ階段為2021年8 月17 日-9 月8 日，平均入庫流量為309.4 m3/s，庫區水位從585.12 m 增至611.04 m，蓄水較快；Ⅲ階段為2021 年9 月8 日-2022 年2 月28 日，其中9月8 日-12 月14 日入庫流量與出庫流量較為接近，水位在604～611 m 之間波動，12 月14 日-翌年2 月28 日水位逐漸降低.

圖2 三河口水庫主庫區水位變化與進出庫流量Fig.2 Change of water level and water flow into and out of the reservoir in Sanhekou Reservoir

在蓄水過程中上游污染物將隨徑流入庫，三河口水庫蓄水時期各階段支流水質特征如表1 所示. 蓄水過程中各支流為庫區輸送了大量的氮磷等污染物. 根據入庫流量及各支流水體污染物濃度計算出支流水體的污染負荷，發現在第Ⅰ階段的蓄水過程中，污染物入庫負荷相對較小，總氮為5.056 t/d，其中椒溪河、蒲河和汶水河分別輸入0.103、3.237、1.714 t/d；總磷為0.117 t/d，各支流分別輸入0.002、0.072、0.042 t/d.在第Ⅱ階段的蓄水過程中，污染物入庫負荷較大，總氮為24.640 t/d，各支流分別輸入1.540、3.160、19.940 t/d；總磷為0.740 t/d，各支流分別輸入0.040、0.120、0.580 t/d.在第Ⅲ階段的蓄水過程中，污染物入庫負荷也相對較小，總氮為7.643 t/d，各支流分別輸入0.300、0.492、6.851 t/d；總磷為0.289 t/d，各支流分別輸入0.013、0.031、0.245 t/d. 另外，6 月至8 月中旬蒲河為主庫區貢獻了最多的氮磷污染物，汶水河次之；8 月后汶水河輸送水體污染物濃度遠大于其他支流.

表1 三河口水庫蓄水過程中庫區與支流水質特征Table 1 Water quality characteristics in reservoir area and tributaries in the process of water storage in Sanhekou Reservoir

2.2 蓄水過程庫區水體動態分層演變特征

2.2.1 水體熱分層時空變化特征

三河口水庫蓄水過程中庫區熱分層時空變化過程如圖3 所示. 由圖3 可見，在第Ⅰ階段的蓄水過程中，庫區水體顯著分層，并在水體表層和底層形成雙溫躍層結構. 其中表層溫躍層結構在6 月初已經形成，最大溫度梯度為1.02 ℃/m，隨著蓄水的進行，頂部溫躍層的溫度梯度逐漸減小；底層溫躍層結構在6 月10 日-7 月1 日的蓄水過程中形成，最大溫度梯度為1.48 ℃/m，7-8 月的蓄水過程中該溫躍層結構持續存在，但溫度梯度逐漸減小. 在第Ⅱ階段的蓄水過程中，表層水溫由26.52 ℃降至22.89 ℃，水體分層結構被破壞，溫躍層結構消失，水體在垂向上形成變溫層-等溫層的分層結構. 在第Ⅲ階段蓄水初期，表層(0～10 m)范圍內還存在溫度梯度較小的溫躍層結構，但在10 月后該溫躍層結構消亡. 此后三河口水庫逐漸進入自然混合期，水溫在垂向上分布均一且逐漸降低.

圖3 三河口水庫蓄水過程中熱分層結構變化Fig.3 Changes of thermal stratification during water storage in Sanhekou Reservoir

從圖3 還可以看出，三河口水庫在第Ⅰ階段的蓄水過程中水體熱分層穩定性較高，熱分層結構變化較小；進入8 月后水體熱分層穩定性開始降低，垂向上水體溫度梯度減小. 在第Ⅱ階段的蓄水過程中水體快速進入熱分層結構失穩狀態，隨后水體進入自然混合過程.

以熱分層穩定指數(RWCS)來評價水體熱穩定水平[16]，計算公式如下：

式中：Db為底部水體密度，kg/m3；Ds為表層水體密度，kg/m3；D4為4 ℃條件下純水的密度，kg/m3；D5為5 ℃條件下純水的密度，kg/m3.

由圖4 可知，6-8 月氣溫差異較小，RWCS 指數呈上升趨勢，表明庫區水體分層穩定性逐漸增加. 在此后徑流入庫階段內氣溫降低，水體熱分層結構迅速消亡，RWCS 指數快速下降. 進入11 月后在自然混合期水體表底溫差較小，RWCS 處于較低水平.

圖4 三河口水庫熱分層穩定性指數和氣溫變化Fig.4 Thermal stratification stability index and temperature variation of Sanhekou Reservoir

2.2.2 水體溶解氧濃度的時空分布特征

三河口水庫蓄水過程中溶解氧(DO)濃度的時空分布特征如圖5 所示. 由圖5 可見，在第Ⅰ階段的蓄水過程中，庫區水體表現出明顯的DO 分層現象. 該時期內隨著蓄水的進行，庫區水體逐漸出現大面積缺氧(DO 濃度＜2.00 mg/L) 甚至無氧水體. 7 月下旬水位停止增長后，10 m 水深以下水體缺氧程度逐漸加劇，直至在6 m 和50 m 水深處形成兩個無氧水層. 8 月中旬后水體DO 濃度升至4.93 mg/L 以上，水體缺氧水層消失.

圖5 三河口水庫蓄水過程中DO 時空變化Fig.5 Temporal and spatial changes of DO in the process of water storage in Sanhekou Reservoir

在第Ⅱ階段的蓄水過程中，庫區水體DO 濃度整體升高，最大值為7.65 mg/L，但在庫區底部仍然存在缺氧現象. 在第Ⅲ階段的蓄水過程中，9 月中旬至10月初5～10 m 水層內水體DO 濃度較低，在4 mg/L 以下. 此后水體DO 濃度始終處于較高水平且在垂向上分布均勻，10 月至翌年2 月水體平均DO 濃度為(7.17±0.66) mg/L.

2.3 三河口水庫庫區污染物濃度垂向分布特征

三河口水庫蓄水過程中各階段主庫區水質情況如圖6 所示. 在第Ⅰ階段的蓄水過程中，水位上升時總氮濃度與高錳酸鹽指數均呈現升高趨勢，水位穩定后二者均有所降低. 總磷濃度變化表現為總氮的相反趨勢. 在第Ⅱ階段的蓄水過程中，庫區總氮、總磷濃度和高錳酸鹽指數均有不同程度升高. 此后庫區總氮濃度呈先降低后升高的趨勢，總磷濃度與高錳酸鹽指數均逐漸降低.

圖6 三河口水庫蓄水過程中總氮、總磷濃度和高錳酸鹽指數時空分布規律Fig.6 Spatial and temporal distribution of TN, TP, CODMn in the process of water storage in Sanhekou Reservoir

在第Ⅰ階段蓄水過程中，總氮平均濃度由1.35 mg/L 升至1.55 mg/L〔見圖6(a)〕，后降至1.07 mg/L，中下層水體總氮濃度明顯高于上層水體. 在該階段內總氮濃度在0～10 m 水深范圍內均呈遞增趨勢，6 月10 日-7 月16 日水位上升時，最大值出現在20～40 m水深內，為1.78 mg/L〔見圖6(a)〕；7 月16 日-8 月17 日庫區水位較為穩定，最大值出現在底部10 m 范圍內，為1.63 mg/L. 該階段內總磷平均濃度由0.037 mg/L 降至0.012 mg/L〔見圖6(b)〕，后升至0.02 mg/L.6-7 月在5～10 m 水深范圍內總磷濃度均呈現上層水體的極大值，而底層10 m 水深范圍內總磷濃度為垂向最大值. 7 月底至8 月中旬，20～60 m 水深內水體總磷濃度升高明顯，垂向上中下層水體總磷濃度均處于相對較高的水平. 高錳酸鹽指數分布規律〔見圖6(c)〕與總氮相似，水位升高時，20～40 m 水深處高錳酸鹽指數達到最大值.

在第Ⅱ階段蓄水過程中，庫區氮磷及有機污染物濃度均呈升高趨勢. 總氮平均濃度由1.07 mg/L 升至1.56 mg/L，垂向上40～86 m(底部)水層內總氮濃度高于上層水體. 總磷平均濃度由0.021 mg/L 升至0.029 mg/L，垂向上在60 m 水深處總磷濃度出現極大值，為0.057 mg/L，50～86 m 水層內總磷濃度明顯高于其他水層. 這一階段內高錳酸鹽指數平均值由5.18 mg/L 升至6.18 mg/L，60～86 m 水深內高錳酸鹽指數增長較多，60 m 水深處出現極大值，為7.33 mg/L.

2021 年10 月-2022 年2 月總氮濃度呈逐漸上升趨勢，平均濃度由0.85 mg/L 升至1.12 mg/L，總磷與高錳酸鹽指數均逐漸降低. 這一時期內三河口水庫進入自然混合期，各指標在水體垂向上分布差異逐漸減小.

3 討論

3.1 蓄水過程對水體動態分層和DO 濃度的影響

水體分層結構演變會受到氣溫[17-19]、徑流[20]和水動力作用[5]等諸多因素的影響，在不同蓄水階段上述因素對水體分層結構的影響程度各有不同.

熱分層即為水溫的動態變化過程，表層水體溫度受氣溫影響較大，呈現明顯的季節性波動，而底層水體溫度變化范圍小，較為穩定. 夏季大氣與水體進行熱量交換，熱傳導效應顯著[21]，表層水溫隨氣溫升高而升高. 但由于太陽輻射對下層水體影響很小，導致水體垂向上形成溫度差異[22]，溫度分層結構由此形成. 在第Ⅰ蓄水階段初期，氣溫升高導致表層水溫升高，由此在表層形成溫躍層結構. 進入8 月后，持續的高溫天氣使得熱量不斷向下傳輸，中層水溫逐漸上升，表層溫躍層溫度梯度逐漸降低. 在第Ⅱ蓄水階段中水體原有分層結構被打破，但由于氣溫較高，表層0～5 m水層內仍存在變溫層結構. 9 月中旬后，氣溫降低使得表層水溫逐漸降低，水體垂向溫差縮小，表層變溫層結構隨之消亡. 氣溫變化對水體分層結構的影響僅限于表層水體，而中下層水體分層結構的演變則受徑流影響較大.

徑流和水動力作用是影響水體分層結構的重要因素. 徑流對于熱分層結構的影響主要有兩種方式：一是通過影響潛流層的水溫進而影響熱分層結構；二是徑流入庫的混合作用[23]直接破壞原有分層結構.第Ⅰ蓄水階段入庫徑流具有流量小(22～140 m3/s)和濁度低(0～10 NTU) 的特點. 6 月初入庫徑流以層間流的形式進入庫區540 m 高程處，徑流入庫后的摻混作用使得中層水體水溫差異較小，同時中層水體與底層水體存在溫度梯度；7 月初入庫徑流以庫底潛流的形式進入庫區，底層5 m 范圍內水體與中層水體溫差增加，這是下層溫躍層結構持續至8 月的主要原因.這一時期內水動力表現為“頂托”作用，表層分層結構受影響較小. 第Ⅱ蓄水階段入庫徑流以底部潛流為主，入庫洪峰流量達1 222 m3/s，庫區20～80 m 水深內的水體受到徑流混合作用，底層溫躍層結構被破壞，垂向上水溫與DO 濃度趨于一致. 此后10 月初有洪峰流量為919 m3/s 的徑流入庫，但由于中下層水體已經處于混合狀態，徑流并未對水體分層結構造成太大影響. 自然情況下，進入秋冬季后，隨著氣溫的降低，表層水溫隨之下降，溫度較低的水體下沉，溫度較高的水體被托至表層. 如此往復，水庫在冬季實現“翻庫”[24]，即水體的自然混合過程. 但9 月與10 月連續的兩場徑流入庫加速了庫區水體混合過程，三河口水庫提前進入混合期.

DO 是水體分層導致的直接結果，DO 的分布情況可以與水體熱分層結構相互印證，同時也是對水體生態環境最重要的影響指標. 此外，DO 也會對水中氮磷等指標產生影響，如在厭氧條件下會促進庫底沉積物中的污染物質釋放，因此關注DO 變化是研究水庫水質變化重要的一環[25]. DO 分布受到熱分層、徑流入庫和污染物耗氧的共同影響[26]. 由熱分層造成的水體密度差將影響水體的垂向混合，阻礙水中DO 和溶解性營養鹽的垂向遷移[27-28]. 三河口水庫在第Ⅰ蓄水階段表層始終存在熱分層結構，故在0～5 m 水深范圍內DO 濃度驟降. 此外，熱分層結構還將阻礙污染物在水中的垂向擴散，表層污染物質將被阻擋在溫躍層內，使得溫躍層中DO 消耗加劇[29]. 由此，6 月至8月中旬上層水體中缺氧層水體(DO 濃度＜2 mg/L)厚度不斷增加，至8 月17 日已達到20 m，其中甚至出現無氧水體. 在此期間內，中層水體有徑流匯入，高氧水體的輸入使得該層水體DO 濃度升高[30]. 但由于底層水體也存在溫躍層結構，阻礙了DO 的垂直交換，故在底層仍存在無氧層. 第Ⅱ蓄水階段內大流量徑流入庫破壞下層熱分層結構的同時提高了水體DO濃度，但由于徑流入庫攜帶較多污染物質，致使在徑流結束后水體耗氧速率加快[31]，DO 濃度隨時間呈遞減趨勢. 同時，此時表層熱分層結構依然存在，故DO 在0～10 m 水深范圍內仍呈迅速降低趨勢. 10 月后庫區水體熱分層結構消亡，水中DO 在垂向上分布均勻.

3.2 蓄水過程水質演變規律的影響因素

蓄水過程中的水質主要受到來水水質以及熱分層結構的影響. 對于處于蓄水階段的水庫，來水水質將直接影響庫區水質，其影響程度取決于來水流量及污染物濃度. 在第Ⅰ階段的蓄水過程中，來水的平均流量為66.8 m3/s，屬于較低水平. 該時期內各支流入庫口總氮濃度略高于主庫區，庫區總氮濃度在這一階段呈小范圍波動，而在8 月17 日水體總氮濃度出現大幅降低現象. 7 月16 日-8 月17 日期間入庫流量極低，徑流未對庫區水體產生較大影響，水體逐漸趨于穩定，因此隨徑流入庫的顆粒污染物開始沉降至庫底，吸附于顆粒物上的氮素污染物隨之沉降，庫區水體總氮濃度降低. 而第Ⅱ蓄水階段具有大流量和高負荷的特點，平均入庫流量為299 m3/s，入庫水體氮磷濃度均高于庫區水體濃度，高錳酸鹽指數與庫區水體接近. 故該階段庫區氮磷濃度升高明顯，高錳酸鹽指數略有上升. 徑流入庫不僅會整體提高庫區水體中污染物濃度，其入庫位置的不同也會影響庫區水體污染物的垂向分布. 徑流結束后水體紊動程度降低，隨徑流入庫的顆粒態污染物逐漸降低至庫底，至10 月11日庫區水體氮磷及有機物濃度均降低. 在第Ⅰ階段的蓄水過程中，入庫徑流以中下層潛流為主，由此造成20 m 水深(7 月1 日) 和40 m 水深(7 月16 日) 處氮磷濃度及高錳酸鹽指數較高. 第Ⅱ蓄水階段內徑流流量大，對庫區水體有較強的混合作用且影響范圍廣，不同深度水體污染物濃度均有所升高. 而9 月初徑流主要在60～80 m 水深處潛入，因此下層水體中污染物濃度在徑流后達到垂向最大值. 進入自然混合期后，上游來水量逐漸降低，同時入庫污染負荷小，入流水體水質對庫區水質的影響處于較低水平. 胡曉燕等[32]的研究指出，上游河流為太湖輸入了大量的氮磷污染物，導致太湖富營養化程度增加. 而三河口水庫在暴雨徑流后各支流也會為庫區帶來大量的污染物，同時在蓄水期間水庫泄水量較少，大量污染物存留在庫區，使庫區存在富營養化的風險.

熱分層結構對水中的理化過程能夠產生一定的影響[27]，分層結構造成的密度差能夠阻礙水體的垂向交換，影響營養鹽的遷移擴散. 6 月至8 月中旬的蓄水過程中上層溫躍層阻礙了表層污染物向下傳遞的過程，使得10～20 m 水深內氮磷濃度升高到較大值；底部的溫躍層結構會阻礙表層沉積物釋放污染物向上的遷移，致使底層溫躍層范圍內氮磷濃度較高. 熱分層結構對溶解氧傳質的阻礙作用使得該時期內庫底呈厭氧狀態，在厭氧條件下沉積物中污染物將以較快的速率釋放，使得底層水體污染物濃度升高[33]. 進入自然混合期后，分層結構消亡，氮磷等污染物濃度在垂向上分布較為一致.

4 結論與建議

a) 三河口水庫熱分層結構主要受氣溫變化與徑流輸入的影響. 在2021 年6-8 月的蓄水過程中，氣溫變化和底層持續的徑流入庫使得在庫區表層和底層形成雙溫躍層結構. 在汛期大流量徑流入庫后，原有底層溫躍層結構被打破，中下層水體處于混合狀態，9 月與10 月的徑流促進了水體混合，使三河口水庫提前進入混合期.

b) 三河口水庫水質主要受徑流污染物輸入與熱分層結構的影響. 蓄水過程中徑流污染負荷將直接影響庫區水體總氮、總磷濃度以及高錳酸鹽指數的變化. 當流量小、污染負荷低時，徑流入庫對庫區水質影響較小；當流量大、污染負荷高時，徑流入庫后將顯著提高庫區污染物濃度.

c) 三河口水庫作為重要的水源水庫，其在蓄水時期的水質變化值得重視. 目前其主要依靠上游補水，因此降雨徑流入庫引起的外源污染物輸入問題不容忽視，可采取排濁蓄清的方式及時排出高污染水體，同時利用分層取水措施來保證供給水體的水質. 此外還應加強對不同季節降雨徑流情況下的水質變化研究，為水庫合理調度提供科學依據.