基于Delft3D-FLOW模型的水库泥沙冲淤特性分析

白生强

(新疆水利水电科学研究院，乌鲁木齐 830049)

在河上修建水库会导致自然河水的水压因素发生变化，水位上升，水位超过库区，水流速度减慢，河流的裹挟泥的沙能力比自然河流低，打破了自然环境系统下的平衡状态，致使水库内的泥沙淤积堵塞，产生诸多问题。首先，水库的沉淀物大部分或部分导致储量损失，对水库的调节能力有很大影响。其次，水库在受到污染物沉降后，污染物存在于水库中，难以排除，水库不仅会受到污染物的侵蚀，而且破坏水库的水质。因此，建立模拟和分析库区泥沙淤积的模型，通过对库区泥沙运移的数值模拟，提供各种沉积物冲淤变化的重要信息，包括冲淤位置、聚集量等。对于水库的高效运作下的管理以及为居民提供安全可靠的生活用水都具有重要作用[1]。

1 水库概况

猛进水库的地势呈现出南边高北边低。图屯河、老龙河与乌鲁木齐河三江并行流，均位于猛进水库上游，发源于天山北岸，天山雪融水降雨径流而形成，坡度为7.0‰-7.5‰。这三大水系是调节灌区地表水的主要水源，全区地表水总量为12.64万m3。地表水的补给来源于水库。因此，水库的入水量与储存水量，对于城市的农业用水有较大的影响。猛进水库中的水源主要从青盖达水源地直接抽水而来，每年的抽蓄水量为6396亿m3。猛进水库灌溉防洪任务重大，空库不具备疏浚条件。目前疏浚是恢复水库蓄水量的有效措施。乌鲁木齐乌拉布水库实施疏浚工程，疏浚效果显着，也是一个不错的例子。

2 模型建立

2.1 模型原理及计算方法

流体力学模型要遵守基本的物理学定律，比如流体在流动中能量是守恒的、质量是守恒的。流体流动的基本特征可以由连续方程和动量方程和能量守恒方程表示。但是，利用这三个保守方程很难得到大的时空规模数值解法。因此，简化地表水模型中的原始方程式，用来解决现实中遇到的实际问题。其中反映浅水面近似的方程需要用到静压假设和Boussinesq假设[2]。“浅水”指的是水体深度较浅，水流视为一层，可以将浅水问题近似看作二维平面流动问题。Delft的流功能有数值计算方法(有限差分法)，基本思想是在时间空域区分时空阶段。网络可能是均匀的或不均匀的。可以用来代替连续域的无限时空连续函数，如果未分配的格式不同，则可以用它来代替微商，以获得误差。差异下降的基本问题是适宜性、兼容性、收敛性、可靠性，是解决数值解决方案时需要考虑的问题。结果表明Delft分布方法对应于原始方程，部分使用该方法计算仿真构造模型，该方法在求解方程有很大优势，并且在其他模型中得到广泛应用。

2.2 参数确定

猛进水库地区的地形较为复杂，必须用Delft软件进行预处理，根据自然河的粗糙度，建立不同的粗糙度，泥沙的相对平静的河床的粗糙度为0.02-0.024，杂草稀少或作物短的河床的粗糙度为0.03-0.05。库区南部杂草太多，曼宁县图为0.032，面积约为10.1km2，其余为0.022。

猛进水库沉积物主要使用淤泥、淤泥和现在0.075mm的沉积物粒度来计算。沉淀层厚度设定为5m，计算时间设定为2007/12/21-2009/1/1。月、年平均含沙量统计表，见表1。沉积物浓度由表1设置。

表1 月、年平均含沙量统计表

在该模型中采用了希尔斯曲线的测定方法[3]。因此，剪切流速的临界粒径为为0.071mm的时候，临界起始剪切流速为0.017m/s。2008年每月中旬在库区域选择较大的剪切力和摩擦流量，各个月中旬库区剪切力和摩阻流速，见表2。

表2 各个月中旬库区剪切力和摩阻流速

2.3 边界条件

猛进水库计算库区面积为17.05km2，水库分别在7个入口安装了图腾江区间1166m、和平运河1503m、旧干线区间1317m、长边界区间1145m、高架湖区间1000m、黑建交1074m和路龙区间1075m。位于库末端的2个出口；可选时间流设置已知数据；可选边界滑移条件。

2.4 网格设置

在软件中将坐标系设定为投影坐标系；计算层数设置为1层。坐标系内的XY轴的轴间距均为30m。时间间隔为1min，实际的计算时间依据模拟的时间来定，基于以上的设定参数，形成地形基本情况，地形网格图，见图1。

图1 地形网格图

3 模拟结果

3.1 夏洪模拟

1996年夏天，洪水的模拟采用水位容量曲线来设定初始水位，初始边界条件的设定基于猛进水库的基础资料。从汛期开始，库区发生冲淤变化，根据洪水时期逐渐成型。在1996年爆发大规模洪水的作用下，库区的地形条件会较大程度上影响库区的冲淤变化。库区地形坡度减少，导致水库有效储存容量比其他地区更容易发生冲刷和淤泥。库区冲淤基本形式分为库区中西北入口区。从18日开始，水深逐渐加深，水分成两股，到库区西北部，另一股到库区中部，最大流速达1m/s。当水流深度持续增大，库区整体被水流淹没的区域也持续变大，淹没区域逐渐向西部过度，最大流速覆盖面积相应的也随之减少。当水流速度变化时，库区的淤泥也会随之变化，且幅度较大。18和19日库区水流速度变化大的区域，淤泥变化也较大，库区淤泥的最大浓度达到了2.7kg/m3。而库区西南部整个区域的变化速度没有明显减慢，冲刷和浸水作用加强。西南方向的冲淤程度出现变浅的趋势。猛进水库冲刷深度的最大值出现在水库的中部(冲淤深度0.5m)，西北部(冲淤深度0.5m)和西南方水库入口附近(冲淤深度0.8m)，沉积速度越快的地区沉积淤泥浓度也就越高，两者之间呈正比[3]。20日，水深继续移动到水库西南部，钟流量达到162.37m3/s，但库区流场入口和水深未完全覆盖的区域以外的区域的流速从21日开始，较大的流速范围仅出现在水库西南部流速入口附近的区域，而沉积物浓度仅在该区域呈现较小的分布。到7月28日，速度流场返回水库西南面较小的区域，最大流速仅为0.5m/s，水库区域冲淤水平加深，水库内沉积物浓度基本为0kg/m3。库区地形冲淤变化图，库区泥沙浓度变化，见图3；库区流速变化图，见图4；泥沙淤积图，见图5。

图2 库区地形冲淤变化图

图3 库区泥沙浓度变化

图4 库区流速变化图

图5 泥沙淤积

如上所述，随着水深朝着水库入口前进，速度流场向同一个方向后退，水库区域的冲淤形式基本上没有明显变化。库区基本冲淤形式与洪水发生早期阶段非常相关，在洪水产生的初期，洪水流量需要足够大。洪水结束后，冲淤形态固定，水深增大的速度变高，猛进水库的地形的变化情况与洪水的流量相关性较低[4]。

3.2 春洪模拟

根据孟进水库的平均每月水位，1959年春季洪水期的最初水位为486.96m，洪水持续21d。模拟结果显示，头屯河入口地区的河道上的泥沙冲淤与堆积变化较为明显，呈现出点状排列形式，但是总面积较低。整体冲淤结果出现在水库南面流入口附近，在爆发洪水的时候，该地区的淤积形状大致相同。库区其他区域的冲淤形状变化较小，几乎可以忽略不计。库区地形冲淤变化，见图6。

通过水库的水位分析可以得出，水库达到了满载的状态。1996年夏洪可以看出，水位也会对库区冲淤形态的变化产生重大影响。这是一项造床运动，可影响库区冲淤变化的地区较少，只有图屯河入口附近不能按时位于流动区域，从而形成流动场。最大冲刷深度为0.45m，最大冲淤厚度为0.31m。洪水前的最大流速在去年4月3日头屯河东部发生了相对较大的湍流，流速达到1.3m/s。而此时，库区的沉积泥沙含量最高的区域也在该区，但沉积泥沙的形态与库区冲淤形态却不相同。库区流速变化和库区泥沙浓度，见图7-8。沉积物浓度在和平运河东部最大，分布大致与冲淤形态相同，但形态有显着差异。向东方继续扩散，到0.55kg/m3为止，各种形式的变化都在同一个位置。

图6 库区地形冲淤变化

图7 库区流速变化

图8 库区泥沙浓度

4 结 论

文章利用Delft3D-FLOW模块模拟分析猛进水库在与期望值相对应的其他条件下的水沙变化情况。在发生极端洪水情况下，可以了解水流状况和泥沙淤积的状况。通过模拟可知，1996年发生洪水时，爆发的的前3d是水库地区地表形态演化最快速的时期，冲淤的基础形态在这个演化过程中形成。而在过后的几天内，泥沙的冲淤现象越发强烈。库区整体地形演化分为库区中西北流入区三大部分。地形的快速演变要求初始水深浅而急剧扩大，如果水深基本上复盖了主要冲刷和沉降区域，储层区域的整体地形变化趋于稳定，区域地形随着该区域流场的变化而发生相应的变化。