基于Delft3D-FLOW模型的水庫泥沙沖淤特性分析

白生強

(新疆水利水電科學研究院，烏魯木齊 830049)

在河上修建水庫會導致自然河水的水壓因素發生變化，水位上升，水位超過庫區，水流速度減慢，河流的裹挾泥的沙能力比自然河流低，打破了自然環境系統下的平衡狀態，致使水庫內的泥沙淤積堵塞，產生諸多問題。首先，水庫的沉淀物大部分或部分導致儲量損失，對水庫的調節能力有很大影響。其次，水庫在受到污染物沉降后，污染物存在于水庫中，難以排除，水庫不僅會受到污染物的侵蝕，而且破壞水庫的水質。因此，建立模擬和分析庫區泥沙淤積的模型，通過對庫區泥沙運移的數值模擬，提供各種沉積物沖淤變化的重要信息，包括沖淤位置、聚集量等。對于水庫的高效運作下的管理以及為居民提供安全可靠的生活用水都具有重要作用[1]。

1 水庫概況

猛進水庫的地勢呈現出南邊高北邊低。圖屯河、老龍河與烏魯木齊河三江并行流，均位于猛進水庫上游，發源于天山北岸，天山雪融水降雨徑流而形成，坡度為7.0‰-7.5‰。這三大水系是調節灌區地表水的主要水源，全區地表水總量為12.64萬m3。地表水的補給來源于水庫。因此，水庫的入水量與儲存水量，對于城市的農業用水有較大的影響。猛進水庫中的水源主要從青蓋達水源地直接抽水而來，每年的抽蓄水量為6396億m3。猛進水庫灌溉防洪任務重大，空庫不具備疏浚條件。目前疏浚是恢復水庫蓄水量的有效措施。烏魯木齊烏拉布水庫實施疏浚工程，疏浚效果顯著，也是一個不錯的例子。

2 模型建立

2.1 模型原理及計算方法

流體力學模型要遵守基本的物理學定律，比如流體在流動中能量是守恒的、質量是守恒的。流體流動的基本特征可以由連續方程和動量方程和能量守恒方程表示。但是，利用這三個保守方程很難得到大的時空規模數值解法。因此，簡化地表水模型中的原始方程式，用來解決現實中遇到的實際問題。其中反映淺水面近似的方程需要用到靜壓假設和Boussinesq假設[2]?！皽\水”指的是水體深度較淺，水流視為一層，可以將淺水問題近似看作二維平面流動問題。Delft的流功能有數值計算方法(有限差分法)，基本思想是在時間空域區分時空階段。網絡可能是均勻的或不均勻的?？梢杂脕泶孢B續域的無限時空連續函數，如果未分配的格式不同，則可以用它來代替微商，以獲得誤差。差異下降的基本問題是適宜性、兼容性、收斂性、可靠性，是解決數值解決方案時需要考慮的問題。結果表明Delft分布方法對應于原始方程，部分使用該方法計算仿真構造模型，該方法在求解方程有很大優勢，并且在其他模型中得到廣泛應用。

2.2 參數確定

猛進水庫地區的地形較為復雜，必須用Delft軟件進行預處理，根據自然河的粗糙度，建立不同的粗糙度，泥沙的相對平靜的河床的粗糙度為0.02-0.024，雜草稀少或作物短的河床的粗糙度為0.03-0.05。庫區南部雜草太多，曼寧縣圖為0.032，面積約為10.1km2，其余為0.022。

猛進水庫沉積物主要使用淤泥、淤泥和現在0.075mm的沉積物粒度來計算。沉淀層厚度設定為5m，計算時間設定為2007/12/21-2009/1/1。月、年平均含沙量統計表，見表1。沉積物濃度由表1設置。

表1 月、年平均含沙量統計表

在該模型中采用了希爾斯曲線的測定方法[3]。因此，剪切流速的臨界粒徑為為0.071mm的時候，臨界起始剪切流速為0.017m/s。2008年每月中旬在庫區域選擇較大的剪切力和摩擦流量，各個月中旬庫區剪切力和摩阻流速，見表2。

表2 各個月中旬庫區剪切力和摩阻流速

2.3 邊界條件

猛進水庫計算庫區面積為17.05km2，水庫分別在7個入口安裝了圖騰江區間1166m、和平運河1503m、舊干線區間1317m、長邊界區間1145m、高架湖區間1000m、黑建交1074m和路龍區間1075m。位于庫末端的2個出口；可選時間流設置已知數據；可選邊界滑移條件。

2.4 網格設置

在軟件中將坐標系設定為投影坐標系；計算層數設置為1層。坐標系內的XY軸的軸間距均為30m。時間間隔為1min，實際的計算時間依據模擬的時間來定，基于以上的設定參數，形成地形基本情況，地形網格圖，見圖1。

圖1 地形網格圖

3 模擬結果

3.1 夏洪模擬

1996年夏天，洪水的模擬采用水位容量曲線來設定初始水位，初始邊界條件的設定基于猛進水庫的基礎資料。從汛期開始，庫區發生沖淤變化，根據洪水時期逐漸成型。在1996年爆發大規模洪水的作用下，庫區的地形條件會較大程度上影響庫區的沖淤變化。庫區地形坡度減少，導致水庫有效儲存容量比其他地區更容易發生沖刷和淤泥。庫區沖淤基本形式分為庫區中西北入口區。從18日開始，水深逐漸加深，水分成兩股，到庫區西北部，另一股到庫區中部，最大流速達1m/s。當水流深度持續增大，庫區整體被水流淹沒的區域也持續變大，淹沒區域逐漸向西部過度，最大流速覆蓋面積相應的也隨之減少。當水流速度變化時，庫區的淤泥也會隨之變化，且幅度較大。18和19日庫區水流速度變化大的區域，淤泥變化也較大，庫區淤泥的最大濃度達到了2.7kg/m3。而庫區西南部整個區域的變化速度沒有明顯減慢，沖刷和浸水作用加強。西南方向的沖淤程度出現變淺的趨勢。猛進水庫沖刷深度的最大值出現在水庫的中部(沖淤深度0.5m)，西北部(沖淤深度0.5m)和西南方水庫入口附近(沖淤深度0.8m)，沉積速度越快的地區沉積淤泥濃度也就越高，兩者之間呈正比[3]。20日，水深繼續移動到水庫西南部，鐘流量達到162.37m3/s，但庫區流場入口和水深未完全覆蓋的區域以外的區域的流速從21日開始，較大的流速范圍僅出現在水庫西南部流速入口附近的區域，而沉積物濃度僅在該區域呈現較小的分布。到7月28日，速度流場返回水庫西南面較小的區域，最大流速僅為0.5m/s，水庫區域沖淤水平加深，水庫內沉積物濃度基本為0kg/m3。庫區地形沖淤變化圖，庫區泥沙濃度變化，見圖3；庫區流速變化圖，見圖4；泥沙淤積圖，見圖5。

圖2 庫區地形沖淤變化圖

圖3 庫區泥沙濃度變化

圖4 庫區流速變化圖

圖5 泥沙淤積

如上所述，隨著水深朝著水庫入口前進，速度流場向同一個方向后退，水庫區域的沖淤形式基本上沒有明顯變化。庫區基本沖淤形式與洪水發生早期階段非常相關，在洪水產生的初期，洪水流量需要足夠大。洪水結束后，沖淤形態固定，水深增大的速度變高，猛進水庫的地形的變化情況與洪水的流量相關性較低[4]。

3.2 春洪模擬

根據孟進水庫的平均每月水位，1959年春季洪水期的最初水位為486.96m，洪水持續21d。模擬結果顯示，頭屯河入口地區的河道上的泥沙沖淤與堆積變化較為明顯，呈現出點狀排列形式，但是總面積較低。整體沖淤結果出現在水庫南面流入口附近，在爆發洪水的時候，該地區的淤積形狀大致相同。庫區其他區域的沖淤形狀變化較小，幾乎可以忽略不計。庫區地形沖淤變化，見圖6。

通過水庫的水位分析可以得出，水庫達到了滿載的狀態。1996年夏洪可以看出，水位也會對庫區沖淤形態的變化產生重大影響。這是一項造床運動，可影響庫區沖淤變化的地區較少，只有圖屯河入口附近不能按時位于流動區域，從而形成流動場。最大沖刷深度為0.45m，最大沖淤厚度為0.31m。洪水前的最大流速在去年4月3日頭屯河東部發生了相對較大的湍流，流速達到1.3m/s。而此時，庫區的沉積泥沙含量最高的區域也在該區，但沉積泥沙的形態與庫區沖淤形態卻不相同。庫區流速變化和庫區泥沙濃度，見圖7-8。沉積物濃度在和平運河東部最大，分布大致與沖淤形態相同，但形態有顯著差異。向東方繼續擴散，到0.55kg/m3為止，各種形式的變化都在同一個位置。

圖6 庫區地形沖淤變化

圖7 庫區流速變化

圖8 庫區泥沙濃度

4 結 論

文章利用Delft3D-FLOW模塊模擬分析猛進水庫在與期望值相對應的其他條件下的水沙變化情況。在發生極端洪水情況下，可以了解水流狀況和泥沙淤積的狀況。通過模擬可知，1996年發生洪水時，爆發的的前3d是水庫地區地表形態演化最快速的時期，沖淤的基礎形態在這個演化過程中形成。而在過后的幾天內，泥沙的沖淤現象越發強烈。庫區整體地形演化分為庫區中西北流入區三大部分。地形的快速演變要求初始水深淺而急劇擴大，如果水深基本上復蓋了主要沖刷和沉降區域，儲層區域的整體地形變化趨于穩定，區域地形隨著該區域流場的變化而發生相應的變化。