-
河流-地下水系统水力连通状态是系统内渗流形式(饱和流、非饱和流)、渗流通量、压力状态和含水量分布的综合反映[1], 影响诸多水文地球化学与生物过程[2-3]。深刻认识河流-地下水系统水力连通状态演化特征, 厘清系统内水分迁移的基本规律, 对水资源开发与管理、河流系统生态保护与修复、河岸管理等工作具有重要意义[4-6]。
河流-地下水系统水力连通状态演化是复杂的水文过程, 其基本模式取决于河水位与地下水位的相对高程。在得水河流-地下水系统中, 地下水以饱和渗流的方式排泄至河水；在失水河流-地下水系统中, 受地下水位与河水位相对高程影响, 其渗流方式表现为饱和流、饱和-非饱和流或完全非饱和流[7-8]。依据系统内渗流特征的变化, 学者们将系统内水力连通演化状态划分为连通状态、过渡状态和脱节状态[1, 3, 7-10]。Osman和Bruen[11]利用数值模拟方法研究了河水与地下水之间稳态水量交换特征。Fox和Durnford[8]探讨了河床下非饱和流的发展及饱和流和非饱和流发生条件与流态特征。Brunner等[3]系统地总结了前人的研究成果, 依据河床渗漏通量随时间演化特征定义了河流-地下水系统连通状态划分标准，尽管该标准的建立为判别河流-地下水系统水力连通状态提供了可量化标准, 但对系统内水力连通状态演化的机理分析不足, 对系统内状态指标(孔隙压力、含水量和渗流通量)和渗流方式剖析不够深入, 未深刻揭示零通量区、非饱和渗流区对标定水力连通状态的作用。
受沉积作用和地质构造作用的影响, 天然河床下沉积物常呈现出非均质特性。Osman和Bruen[11]、Fox和Durnford[8]、Brunner等[3]学者对堵塞河流-地下水系统水力连通状态演化特征开展相关研究。从本质上讲, 堵塞层是河床沉积物非均质性的一种特殊形式。天然河道下沉积物的非均质性表现形式多样, 且可能随时间和季节而变化。为了简化研究, 通常将非均质沉积物概化为分层结构。Wang等[10]在研究沉积物非均质性(分层结构)对河流-地下水系统演化的影响中, 基于傍河抽水条件, 分析沉积物的展布形式、走向和空间位置对初始连通的河流-地下水系统演化过程的影响。傍河抽水条件的实质是迫使地下水位下降, 在其激励下河流-地下水系统内渗流方式由饱和渗流演化至非饱和渗流[1, 8, 10], 但是无法实现对系统内状态变量变化的全面描述, 使得系统内可能存在的零通量区及其演化过程难以被捕获。对于枯水期断流的失水河流, 河流与地下水之间形成非饱和带，当枯水期持续时间足够长, 系统达到静水平衡状态，以该状态作为河流-地下水系统水力连通状态演化的初始状态。当丰水期来临后, 在河水位的作用下系统内渗流方式将由非饱和渗流向饱和-非饱和渗流转变, 最终演化至饱和渗流; 系统内状态变量的演化也将由包含零通量区向包含非饱和渗流区(压力水头 < 进气值)转变, 最后演化至仅有饱和渗流区(压力水头>进气值)。因而, 非均质河流-地下水系统水力连通状态演化研究应以季节性失水河流-地下水系统为研究对象以构建完备的理论框架。
鉴于此, 本文拟以具有分层结构沉积物的季节性失水河流-地下水系统为研究对象, 开展非均质沉积物河流-地下水系统水力连通状态演化特征研究, 解析系统内水力连通状态的划分标准, 剖析分层界面处系统演化过程的变异机制, 划分系统内水力连通状态演化的变异类型, 完善水力连通状态演化的理论框架, 通过数值模拟方法, 对所构建的理论框架进行检验。
-
在重力和毛细力共同作用下, 自河流渗漏到河床下悬挂饱水带内的水将持续向悬挂饱水带及湿润锋渗流, 推动悬挂饱水带锋面和湿润锋面扩展。当河道较直且河床及其下沉积物的性质沿河道方向变化不大、且分层结构的沉积物内分层界面近似水平展布时, 润湿锋的水平扩展对河流-地下水系统水力连通状态的影响是次要的, 可以忽略。在此条件下, 可将三维河流-地下水系统水力连通状态问题的研究简化为一维问题(只涉及垂直流动), 如图 1所示。图 1中z为竖直方向, d0为河水位, θ为含水量, θs为饱和含水量, θ初始为初始含水量, h为压力水头, ha上为分层界面上方土层的进气值水头, ha下为分层界面下方土层的进气值水头。
图 1 非均质沉积物河流-地下水系统渗流过程示意
Figure 1. Seepage process of stream-groundwater system in heterogeneous sediments
对于具有均质沉积物的季节性失水河流-地下水系统, 若假定枯水期河道无水, 河流与地下水之间形成了非饱和带。当枯水期持续时间足够长, 并且在枯水期末, 系统达到静水平衡状态；在丰水期, 河道水位骤升至某一河水位值并维持不变。以枯水期末为研究的起始时间, 则系统的初始状态为静水平衡状态。在上述假定条件下, 丰水期时河流-地下水系统状态演化依次为脱节状态、过渡状态及连通状态。其中, 零通量区消失是脱节状态向过渡状态演化的临界条件; 非饱和带消失是过渡状态向连通状态演化的临界条件, 如图 2所示(图中ZRha0为区域进气值面的初始深度)。该标准是对2条随时间演化的界限曲线(湿润锋曲线和悬挂饱水带前锋曲线)的概括: 前者标定了在某一特定时刻沉积物内含水量剖面维持初始含水量区间的上限位置和剖面上非饱和渗流区间的下限位置; 后者标定了该时刻下沉积物剖面上维持非饱和渗流区间的上限位置和悬挂饱水带内饱和渗流区间的下限位置, 如图 2(a)中t1时刻的含水量剖面所示, 其中t为时间。
图 2 沉积物非均质性对河流-地下水系统演化影响示意
Figure 2. Schematic diagram of the influence of sediment heterogeneity on the evolution of stream-groundwater system
湿润锋是总水头梯度为零或非零的分界面。对于满足上述假定条件的分层结构沉积物季节性失水河流-地下水系统, 分层界面附近的湿润锋竖直向下发展的速度取决于界面两侧沉积物的渗透能力。当界面上方沉积物的渗透能力弱于界面下方时, 湿润锋在界面下方的沉积物内发展速度加快, 湿润锋曲线呈陡坎型；当界面以上沉积物的渗透能力强于界面下方时, 湿润锋在界面下方的沉积物内发展速度变缓, 呈缓坡型。这种特征使得湿润锋曲线在界面处表现出陡坎或缓坡的变异, 如图 2所示。与均质沉积物[12]相比, 在非均质沉积物内悬挂饱水带前锋曲线演化也将呈现明显的变异。Cheng等[12]将饱水带定义为含水量为饱和含水量的区间, 即压力水头大于进气值水头的区间。受分层界面两侧土层的进气值和渗透能力控制, 悬挂饱水带前锋曲线在分层界面处的变异表现为: 若界面上方的土层进气值(负值)小于下方土层, 只有当界面下方的土层内孔隙水压力达到该土层进气值时才会在其内形成向下发展的饱水带, 即在分层界面以下形成向下发展的饱水带，该特征将导致界面下侧土层内饱水带出现时间迟于界面上侧, 使悬挂饱水带前锋曲线在界面处呈现出后移的特点, 如图 2(a)饱和带前锋曲线所示; 反之, 在界面下方土层内可能会先形成向下发展的饱水带，向下发展的饱水带会使得界面下方土层内饱水带的出现时间早于界面上方, 导致悬挂饱水带前锋曲线在界面处呈现出前突的特点, 如图 2(b)中饱和带前锋曲线和图 2(c)中台阶Ⅱ下侧的饱和带前锋曲线所示; 进一步地, 当界面处孔隙压力发展到界面上方土层的进气值时, 会在界面上方的土层内形成向上发展的饱水带, 此时的饱水带同时向上下2个方向发展, 如图 2(c)中台阶Ⅱ两侧的饱和带前锋曲线所示。
-
沉积物非均质性对具有分层结构沉积物的河流-地下水系统演化特征的影响可采用湿润锋曲线和饱水带前锋曲线演化变异特征进行描述。沉积物的非均质性主要表现在构成沉积物的岩土体颗粒粒径和排列状态的差异。通过对不同岩性的岩土体统计分析发现岩土体的渗透能力和进气值与构成岩土体的颗粒粒径以及颗粒的排列状态相关, 表现为如下特征: 颗粒粗且松散的岩土体渗透能力较强且进气值(负值)较大, 颗粒细且密实的岩土体渗透能力弱且进气值(负值)小[13]。按照构成岩土体的颗粒粒径大小及松散程度(为便于分类, 此处采用松散程度表示，松散程度越高, 密实度越低)不同对非均质沉积物内土层进行排序组合, 可归纳为自上而下逐层增大、逐层减小和无序排列3种类型。对应于上述3种土层排列类型, 湿润锋曲线和饱和带前锋曲线的变异组合类型为: 陡坎型湿润锋曲线与后移型饱和带前锋曲线组合型; 缓坡型湿润锋曲线和前突型饱和带前锋曲线组合型；陡坎-缓坡交替型湿润锋曲线与后移-前突交替型饱和带前锋曲线组合型。
以下将对上述3种湿润锋曲线和饱和带前锋曲线组合类型的物理过程做进一步介绍。为简化讨论, 采用1.1节假定的河流-地下水系统。沉积物内分层界面水平展布, 同一层内为均质岩土体，沉积物由3种不同颗粒粒径和松散程度的岩土体构成(分别为细颗粒、中颗粒与粗颗粒)，沉积物的下边界为隔水边界。区域进气值面之下称为区域饱和带, 包括传统的潜水和潜水面之上至区域进气值面之间的饱和带[12]。
-
对于沉积物内的颗粒粒径和松散程度向下逐层增大的情形, 岩土体的渗透能力和进气值通常表现为自上而下逐层增大, 系统内湿润锋曲线表示为陡坎型, 饱和带前锋曲线常呈后移型, 如图 2(a)所示。对于满足上述假定的河流-地下水系统, 当河道来水后, 河水经由河床下渗, 首先在上层土层内形成悬挂饱水带及其周边的增湿区；随着时间推移, 悬挂饱水带及其周边的增湿区持续扩展, 之后增湿区率先穿过分层界面进入中间土层。由于中间土层的渗透能力大于上层土层, 在分层界面附近中间土层内湿润锋曲线发展速度加快, 形成图 2(a)中陡坎Ⅰ，当湿润锋进入中间土层后, 界面附近孔隙水压力会随时间推移而增大。由于中间土层进气值比上层土层大, 上层土层先达到饱和, 即界面处孔隙压力达到上层土进气值, 界面附近的中间土层尚未饱和，此时, 悬挂饱水带在界面处将暂时停止向下扩展，饱和带前锋曲线出现台阶, 如图 2(a)中台阶Ⅰ所示。在重力和毛细力共同作用下, 补给至上层土层的河水会持续向下渗流并经过分层界面补给至中间土层, 使得界面处及其下侧中间土层内孔隙水压力逐渐升高。当界面处的孔隙水压力达到中间土层的进气值时, 饱和带前锋曲线的台阶Ⅰ结束, 转为向下发展, 在中间土层内形成后移的饱和带前锋曲线。随着时间的继续推移, 增湿区还将向下层土层扩展，当湿润锋曲线进入下层土层后, 由于下层土层的渗透能力比中间土层大, 在分层界面处湿润锋曲线的发展速度变快, 形成图 2(a)中陡坎Ⅱ。湿润锋进入下层土层后, 使分层界面附近的中间土层和下层土层内孔隙水压力增大，由于下层土层的进气值比中间土层的大, 悬挂饱水带在中间土层与下层土层界面处暂时停止扩张, 形成如图 2(a)中所示的台阶Ⅱ。若下层土层内区域饱和带埋深较浅, 自界面向下层土层补给的水分会快速补给至区域饱和带, 使得区域饱和带的饱和带前锋向上发展；若在区域饱和带前锋到达中间土层与下层土层界面之前, 增湿区的扩展而导致的界面处孔隙水压力增加未达到下层土层的进气值, 则在下层土层内不会形成向下发展的饱水带和向下发展的饱和带前锋, 如图 2(a)中台阶Ⅱ下侧饱和带前锋曲线所示。
该情形下, 湿润锋曲线发展至区域进气值面时, 系统将由脱节状态演化为过渡状态，当台阶Ⅱ结束时系统将由过渡状态演化为连通状态。
-
对于沉积物内的颗粒粒径和松散程度逐层减小的情形, 岩土体的渗透能力和进气值通常表现为自上而下逐层减小。根据1.1节湿润锋曲线和饱和带前锋曲线的变异特征, 采用与1.2.1节相似的分析思路, 可知系统内湿润锋曲线表示为缓坡型, 饱和带前锋曲线表现为前突型, 如图 2(b)所示。
该情形下, 湿润锋曲线发展至区域进气值面时, 系统将由脱节状态演化为过渡状态。当台阶Ⅱ结束时间早于下层土层内饱和带前锋抵达区域进气值面的时间, 下层土层内饱和带前锋抵达区域进气值面时, 系统将由过渡状态演化为连通状态; 反之, 只有当台阶Ⅱ结束时, 系统才由过渡状态演化为连通状态。
-
在天然沉积物内, 沉积物内颗粒粒径及松散程度自上而下更多地呈现出无序性, 具体的排列形式具有多样性。根据1.1节湿润锋曲线和饱和带前锋曲线的变异特征, 当具有不同颗粒粒径和松散程度的土层无序排列时, 湿润锋曲线变异类型可能是陡坎型、缓坡型或交替型; 饱和带前锋曲线变异类型可能是后移型、前突型或交替型。为便于描述, 本节仅以上层土层的颗粒粒径及松散程度为中等、中间土层为最粗和下层土层为最小为例进行说明。相应土层的渗透能力和进气值自上而下为中、大、小3个等级。采用与1.2.1节相似的分析思路, 可得系统内湿润锋曲线表现为陡坎型, 饱和带前锋曲线表现为交替型, 如图 2(c)所示。
该情形下, 湿润锋曲线发展至区域进气值面时, 系统将由脱节状态演化为过渡状态。当台阶Ⅰ结束时间早于下层土层内饱和带前锋抵达区域进气值面的时间, 下层土层内饱和带前锋抵达区域进气值面时, 系统将由过渡状态演化为连通状态; 反之, 当台阶Ⅰ结束时, 系统将由过渡状态演化为连通状态。
-
为验证本文所构建的理论框架, 采用HydroGeoSphere(HGS)中一维定水头模型模拟具有分层结构沉积物的季节性失水河流-地下水系统内渗流过程。在HGS模型中, 河床下沉积物的总厚度设置为200 cm；基准面设置在河床, 系统初始条件设置为枯水季末期的静水平衡状态, 初始时刻剖面上总水头为-200 cm；在丰水期, 河水位设置为150 cm并保持不变；河床下沉积物包含3层土层, 对应的土样分别为淤泥、砂质黏土和砂土, 各土样物理参数[1]见表 1；沉积物的底板为隔水底板。
表 1 土层厚度及土样物理参数
Table 1. Physical parameters of the three kinds of soil
土样 厚度/cm 残余含水量/(cm3·cm-3) 饱和含水量/(cm3·cm-3) 饱和渗透系数/(cm·h-1) 进气值水头/cm λ 淤泥 40 0.015 0.49 0.66 -20.75 0.211 砂质黏土 60 0.041 0.41 2.58 -14.66 0.322 砂土 100 0.020 0.42 21.00 -7.25 0.592 注: λ为孔隙尺寸分布指数。 Brooks-Corey模型[14]被用于定义土水特征曲线和相对渗透系数(kr), 如式(1)和式(2)所示:
$$ {S_{\rm{e}}} = \left\{ {\begin{array}{*{20}{l}} {{{\left( {\frac{{{h_{\rm{a}}}}}{h}} \right)}^\lambda }}&{h < {h_{\rm{a}}}}\\ 1&{h \ge {h_{\rm{a}}}} \end{array}} \right. $$ (1) $$ {k_{\rm{r}}} = {S_{\rm{e}}}^{\left( {2/\lambda + {l_{\rm{p}}} + 2} \right)} $$ (2) 式中: ha为进气值水头, cm; h为压力水头, cm; lp为孔隙连通参数, 取值为2; Se为有效饱和度, cm3/cm3。3种土样构成的土层排列组合类型共有6种, 组合方案如表 2所示。
表 2 河床下沉积物内土层排列组合方案
Table 2. Arrangement and combination scheme of soil layer in sediment under streambed
方案 土样 高程/cm 方案 土样 高程/cm 方案 土样 高程/cm 1 砂土
砂质黏土
淤泥-100
-160
-2003 砂质黏土
砂土
淤泥-60
-160
-2005 淤泥
砂质黏土
砂土-40
-100
-2002 砂土
淤泥
砂质黏土-100
-140
-2004 砂质黏土
淤泥
砂土-60
-100
-2006 淤泥
砂土
砂质黏土-40
-140
-200 -
图 3示出了6种组合方案下具有分层结构沉积物的季节性失水河流-地下水系统水力连通状态演化过程。图中虚线为湿润锋曲线, 不同颜色区块对应不同的饱和度区间, 不同颜色区块的界线为饱和度等值线, 饱和度为1的等值线是饱和带前锋曲线。
图 3 6种组合方案下季节性失水河流-地下水系统演化过程模拟结果
Figure 3. Simulation results of the evolution process of the seasonally losing stream-groundwater system under the six combination schemes
图 3(a)中沉积物内各土层的饱和渗透系数和进气值自上而下依次减小。由图可见, 湿润锋曲线在上界面处(上层土层与中间土层界面, -100 cm)和下界面处(中间土层与下层土层界面, -160 cm)发展速度均有所变缓, 表现为缓坡型湿润锋曲线; 饱和带前锋曲线在上界面处(-100 cm)和下界面处(-160 cm)表现为前突的特点, 并形成了2个较短的台阶, 持续时间均约0.05 h。演化类型表现为缓坡型湿润锋曲线与前突型饱和带前锋曲线组合型。在渗流开始后的0.84 h, 湿润锋曲线发展至区域进气值面, 系统脱节状态演化为过渡状态; 在渗流开始后的0.86 h, 下层土层内饱和带前锋抵达区域进气值面, 系统由过渡状态演化为连通状态。
图 3(b)中沉积物内各土层的饱和渗透系数和进气值自上而下为上层最大, 中层最小, 下层中等。由图可见, 湿润锋曲线在上界面处(-100 cm)表现为陡坎, 在下界面处(-140 cm)表现为缓坡; 饱和带前锋曲线在上界面处(-100 cm)表现为前突, 在下界面处(-140 cm)表现为后移，台阶持续时间分别为0.05 h和0.14 h。演化类型表现为陡坎-缓坡交替型湿润锋曲线与前突-后移交替型饱和带前锋曲线组合型。在渗流开始后的1.47 h, 湿润锋曲线发展至区域进气值面, 系统脱节状态演化为过渡状态; 在渗流开始后的1.72 h, 下层土层内饱和带前锋抵达区域进气值面, 系统由过渡状态演化为连通状态。
图 3(c)中沉积物内各土层的饱和渗透系数和进气值自上而下为上层中等, 中层最大, 下层最小。由图可见, 湿润锋曲线在上界面处(-60 cm)和下界面处(-160 cm)均表现为陡坎。在下界面处(-160 cm)湿润锋曲线发展加快的原因在于: 虽然中间土层的饱和渗透系数大于下层土层的饱和渗透系数, 但是下层土层的饱和度却远高于中间土层, 二者综合作用的结果使得界面处下层土层渗透能力更强。饱和带前锋曲线在上界面处(-60 cm)表现为后移，在下界面处(-160 cm)表现为前突，台阶持续时间分别为3.30 h和0.12 h。演化类型表现为陡坎型湿润锋曲线与后移-前突交替型饱和带前锋曲线组合型。在渗流开始后的3.39 h, 湿润锋曲线发展至区域进气值面, 系统脱节状态演化为过渡状态; 在渗流开始后的3.98 h, 自中间土层和下层土层界面处向上发展的饱和带前锋曲线与上层土层和中间土层的界面处饱和带前锋台阶相交, 系统由过渡状态演化为连通状态。
图 3(d)中沉积物内各土层的饱和渗透系数和进气值自上而下为上层中等, 中层最小, 下层最大。由图可见, 湿润锋曲线在上界面处(-60 cm)表现为缓坡, 在下界面处(-100 cm)表现为陡坎；饱和带前锋曲线在上界面处(-60 cm)表现为前突, 在下界面处(-100 cm)表现为后移，台阶持续时间分别为0.01 h和7.52 h。演化类型表现为缓坡-陡坎交替型湿润锋曲线与前突-后移交替型饱和带前锋曲线组合型。在渗流开始后的5.8 h, 湿润锋曲线发展至区域进气值面, 系统脱节状态演化为过渡状态; 在渗流开始后的9.39 h, 自区域饱和带向上发展的饱和带前锋曲线与中间土层和下层土层的界面处饱和带前锋台阶相交, 系统由过渡状态演化为连通状态。
图 3(e)中沉积物内各土层的饱和渗透系数和进气值自上而下为上层最小, 中层中等, 下层最大。由图可见, 湿润锋曲线在上界面处(-40 cm)和下界面处(-100 cm)均表现为陡坎；饱和带前锋曲线在上界面处(-40 cm)和下界面处(-100 cm)均表现为后移, 台阶持续时间分别为0.42 h和7.25 h。演化类型表现为陡坎型湿润锋曲线与后移型饱和带前锋曲线组合型。在渗流开始后的8.34 h, 湿润锋曲线发展至区域进气值面, 系统脱节状态演化为过渡状态; 在渗流开始后的11.9 h, 自区域饱和带向上发展的饱和带前锋曲线与中间土层和下层土层的界面处饱和带前锋台阶相交, 系统由过渡状态演化为连通状态。
图 3(f)中沉积物内各土层的饱和渗透系数和进气值自上而下为上层最小, 中层最大, 下层中等。由图可见, 湿润锋曲线在上界面处(-40 cm)和下界面处(-140 cm)均表现为陡坎。在下界面处(-140 cm)湿润锋曲线发展加快的原因在于: 虽然中间土层的饱和渗透系数大于下层土层的饱和渗透系数, 但是下层土层的饱和度却高于中间土层, 二者综合作用的结果使得界面处下层土层渗透能力增强。饱和带前锋曲线在上界面处(-40 cm)表现为后移, 在下界面处(-140 cm)表现为前突，台阶持续时间分别为10.61 h和0.81 h。演化类型表现为陡坎型湿润锋曲线与后移-前突交替型饱和带前锋曲线组合型。在渗流开始后的8.03 h, 湿润锋曲线发展至区域进气值面, 系统脱节状态演化为过渡状态; 在渗流开始后的11.73 h, 自中间土层和下层土层界面处向上发展的饱和带前锋曲线与上层土层和中间土层的界面处饱和带前锋台阶相交, 系统由过渡状态演化为连通状态。
-
本文以具有分层结构沉积物的季节性失水河流-地下水系统为研究对象, 着重探讨了丰水季来临后, 在河水位维持不变的条件下, 系统内沉积物岩性差异对水力连通状态演化过程变异的影响机制, 总结了水力连通状态演化的变异类型。然而, 河流-地下水系统内水分迁移过程是复杂的水文过程，河流几何形态、河床沉积物岩性特征、含水层水力特征、河流水动力条件[15-18]等诸多因素都会影响到河流-地下水系统内水分迁移过程和水力连通状态的演化。同时, 系统内水分迁移过程和水力连通状态的变化又将影响系统内物质迁移与能量传输, 进而对系统内生物地球化学过程产生影响。
(1) 本文试图构建具有分层沉积物的季节性失水河流-地下水系统水力连通状态演化特征的理论框架, 在研究中采用了理想化的模型, 即河道是顺直的, 河道及河道两侧地形、地貌、河床沉积物和下伏沉积物岩性和水力特征等沿河道中线是对称的, 丰水季河水位不随时间变化。然而, 上述水文与地质因素的变化都将对系统水力连通状态演化过程的研究方法和变异特征产生影响。若河道是弯曲的, 河道及河道两侧地形、地貌沿河道中线是非对称的, 相应几何模型和物理模型宜概化为三维模型以研究来自上游和侧向补给对系统内水力连通状态演化过程及其变异的影响; 若仅河床沉积物和下伏沉积物的岩性和水力特性沿河道中线是非对称的, 相应几何模型和物理模型宜概化为二维模型以研究水分的侧向迁移对系统水力连通状态演化过程及其变异的影响; 若考虑到河水位随时间的变动, 抑或河水位与地下水水位相对高程随时间的变化, 则要考察系统内水力连通状态的演化速率和演化方向等与时间相关的特征。
(2) 河流-地下水系统内水力连通状态的变化将对系统内物质迁移和能量传输过程产生影响, 尤其是依赖于水动力条件的物质迁移和能量传输过程，典型的如系统处于脱节状态。在该状态下, 河水与地下水之间存在零通量区, 这意味着系统内河水与地下水之间不存在依赖于水力驱动的物质或能量交换。研究河水-地下水系统水力连通状态的空间格局和时间演化特征, 对于深刻理解系统内物质迁移和能量传输具有重要意义。
(3) 河流-地下水系统内生物地球化学过程是复杂的物质迁移转化和能量传输交换过程。河水-地下水交互作用带是活跃的生态群落交错区, 对河流生态区健康起着关键的生态小生境的作用[17]。河流-地下水系统内水力连通性控制着系统内水动力条件驱动下的物质迁移和能量传输过程, 对控制系统内生态群落和生态分布具有重要作用。研究系统内河流-地下水系统连通状态演化过程及变异特征, 对于揭示河水-地下水交互作用过程的生态效应具有重要的参考价值。
-
本文以具有分层结构沉积物的季节性失水河流-地下水系统为研究对象, 构建了系统内水力连通状态演化的理论框架, 并采用数值模拟方法, 对所构建的理论进行检验。主要结论如下:
(1) 沉积物的非均质性对河流-地下水系统水力连通状态演化过程影响的物理机制是土层内岩性差异造成的土层间渗透能力和毛细力作用(具体表现为进气值)的差异。前者影响系统内增湿区的发展过程(或零通量区的消失过程), 后者影响系统内饱和渗流区的发展过程和发展模式。
(2) 河流-地下水系统的连通状态划分标准建立在湿润锋曲线和饱和带前锋曲线演化过程的基础之上。通过分析湿润锋曲线和饱和带前锋曲线演化过程和演化模式能够有效提取河流-地下水系统水力连通状态演化的信息。根据湿润锋曲线和饱和带前锋曲线演化过程和演化模式的差异, 本文建议将分层沉积物的河流-地下水系统水力连通状态演化类型划分为陡坎型湿润锋曲线与后移型饱和带前锋曲线组合型、缓坡型湿润锋曲线和前突型饱和带前锋曲线组合型及交替型湿润锋曲线与交替型饱和带前锋曲线组合型。
(3) 通过模拟6种具有不同土层排列组合形式的沉积物所组成的河流-地下水系统水力连通状态演化过程发现，受分层沉积物内岩性排列组合差异的影响, 交替型湿润锋曲线与交替型饱和带前锋曲线组合型表现出更为具体且多样的形式；岩土体非饱和状态下渗透能力是导致分层界面处湿润锋曲线变异类型变化的重要因素之一；受沉积物非均质性的影响(具体而言是进气值), 饱和带前锋曲线演化模式呈现出多样性, 饱和带前锋曲线闭合点的空间位置既可能在区域饱和带进气值面处, 也可能在分层界面处。
Evolutional characteristics of the hydraulic connectivity in a stream-groundwater system with stratified sediments
-
摘要: 为揭示河流-地下水系统水力连通状态演化特征，以分层沉积物季节性失水河流-地下水系统为研究对象，解析水力连通状态判别标准，剖析系统内渗流变异机制，阐明水力连通状态变异类型与机制，完善演化理论框架。构建6个具有不同分层沉积物的河流-地下水系统渗流模型，利用数值模拟方法模拟水力连通状态演化及变异。结果表明：湿润锋曲线和饱和带前锋曲线是刻画水力连通状态演化的特征曲线；沉积物内渗透能力和毛细力作用差异是导致变异的原因。湿润锋曲线变异类型为陡坎型、缓坡型或交替型；饱和带前锋曲线变异类型为后移型、前突型或交替型。研究成果为进一步开展河流-地下水系统内水量评估、物质迁移和能量传输研究提供理论支撑。Abstract: To reveal the evolutional characteristics of a stream-groundwater system, this paper takes the seasonal losing stream-groundwater system with stratified sediments as the research object. The criterion for the hydraulic connected states and the mechanism of the seepage in the system are analyzed. The variation types and mechanism of hydraulic connected states are clarified. A theoretical framework of stream-groundwater system hydraulic connected states is developed, and six stream-groundwater system models with different stratified sediment types are constructed. The evolution and variation of hydraulic connected states of the six stream-groundwater models are simulated by numerical simulations, and the results show that the wetting front curve and saturation front curve are of great importance to describe the evolutional process of the hydraulic connected states and can be regarded as characteristic curves for analysis. The difference of permeability and capillary force caused by different types of sediments is the fundamental driving force for the variation of the evolutional process. The variation types of wetting front curve include steep, gentle slope or alternate between steep and gentle slopes, and the variation types of saturation front curve include backward, forward, or alternate between backward and forward. The results of this study provide theoretical support for further research on water quantity assessment, mass transport and energy transfer in stream-groundwater systems.
-
图 1 非均质沉积物河流-地下水系统渗流过程示意
Figure 1. Seepage process of stream-groundwater system in heterogeneous sediments
图 2 沉积物非均质性对河流-地下水系统演化影响示意
Figure 2. Schematic diagram of the influence of sediment heterogeneity on the evolution of stream-groundwater system
图 3 6种组合方案下季节性失水河流-地下水系统演化过程模拟结果
Figure 3. Simulation results of the evolution process of the seasonally losing stream-groundwater system under the six combination schemes
表 1 土层厚度及土样物理参数
Table 1. Physical parameters of the three kinds of soil
土样 厚度/cm 残余含水量/(cm3·cm-3) 饱和含水量/(cm3·cm-3) 饱和渗透系数/(cm·h-1) 进气值水头/cm λ 淤泥 40 0.015 0.49 0.66 -20.75 0.211 砂质黏土 60 0.041 0.41 2.58 -14.66 0.322 砂土 100 0.020 0.42 21.00 -7.25 0.592 注: λ为孔隙尺寸分布指数。 
下载: 导出CSV
表 2 河床下沉积物内土层排列组合方案
Table 2. Arrangement and combination scheme of soil layer in sediment under streambed
方案 土样 高程/cm 方案 土样 高程/cm 方案 土样 高程/cm 1 砂土
砂质黏土
淤泥-100
-160
-2003 砂质黏土
砂土
淤泥-60
-160
-2005 淤泥
砂质黏土
砂土-40
-100
-2002 砂土
淤泥
砂质黏土-100
-140
-2004 砂质黏土
淤泥
砂土-60
-100
-2006 淤泥
砂土
砂质黏土-40
-140
-200
下载: 导出CSV
-
[1] 靳孟贵, 鲜阳, 刘延锋. 脱节型河流与地下水相互作用研究进展[J]. 水科学进展, 2017, 28(1): 149-160. doi: 10.14042/j.cnki.32.1309.2017.01.017 JIN M G, XIAN Y, LIU Y F. Disconnected stream and groundwater interaction: a review[J]. Advances in Water Science, 2017, 28(1): 149-160. (in Chinese) doi: 10.14042/j.cnki.32.1309.2017.01.017 [2] CONSTANTZ J. Streambeds merit recognition as a scientific discipline[J]. Wiley Interdisciplinary Reviews: Water, 2016, 3(1): 13-18. doi: 10.1002/wat2.1119 [3] BRUNNER P, THERRIEN R, RENARD P, et al. Advances in understanding river-groundwater interactions[J]. Reviews of Geophysics, 2017, 55(3): 818-854. doi: 10.1002/2017RG000556 [4] XIAN Y, JIN M G, ZHAN H B, et al. Reactive transport of nutrients and bioclogging during dynamic disconnection process of stream and groundwater[J]. Water Resources Research, 2019, 55(5): 3882-3903. doi: 10.1029/2019WR024826 [5] 董哲仁, 孙东亚, 赵进勇, 等. 河流生态系统结构功能整体性概念模型[J]. 水科学进展, 2010, 21(4): 550-559. http://skxjz.nhri.cn/article/id/249 DONG Z R, SUN D Y, ZHAO J Y, et al. Holistic conceptual model for the structure and function of river ecosystems[J]. Advances in Water Science, 2010, 21(4): 550-559. (in Chinese) http://skxjz.nhri.cn/article/id/249 [6] 任杰, 程嘉强, 杨杰, 等. 潜流交换温度示踪方法研究进展[J]. 水科学进展, 2018, 29(4): 597-606. doi: 10.14042/j.cnki.32.1309.2018.04.016 REN J, CHENG J Q, YANG J, et al. Advances in temperature tracer method of hyporheic exchange[J]. Advances in Water Science, 2018, 29(4): 597-606. (in Chinese) doi: 10.14042/j.cnki.32.1309.2018.04.016 [7] BRUNNER P, COOK P G, SIMMONS C T. Hydrogeologic controls on disconnection between surface water and groundwater[J]. Water Resources Research, 2009, 45(1): W01422. doi: 10.1029/2008WR006953 [8] FOX G A, DURNFORD D S. Unsaturated hyporheic zone flow in stream/aquifer conjunctive systems[J]. Advances in Water Resources, 2003, 26(9): 989-1000. doi: 10.1016/S0309-1708(03)00087-3 [9] HU L T, XU Z X, HUANG W D. Development of a river-groundwater interaction model and its application to a catchment in Northwestern China[J]. Journal of Hydrology, 2016, 543: 483-500. doi: 10.1016/j.jhydrol.2016.10.028 [10] WANG W K, LI J T, FENG X Z, et al. Evolution of stream-aquifer hydrologic connectedness during pumping: experiment[J]. Journal of Hydrology, 2011, 402(3/4): 401-414. https://www.sciencedirect.com/science/article/pii/S0022169411002137 [11] OSMAN Y Z, BRUEN M P. Modelling stream-aquifer seepage in an alluvial aquifer: an improved loosing-stream package for MODFLOW[J]. Journal of Hydrology, 2002, 264(1/2/3/4): 69-86. https://www.sciencedirect.com/science/article/pii/S0022169402000677 [12] CHENG D W, ZHAN H B, LI J, et al. Characteristics of inverted saturated zone under unclogged streams[J]. Journal of Hydrology, 2021, 597: 126288. doi: 10.1016/j.jhydrol.2021.126288 [13] 中国地质调查局. 水文地质手册[M]. 2版. 北京: 地质出版社, 2012. China Geological Survey. Handbook of hydrogeology[M]. 2 nd. Beijing: Geological Publishing House, 2012. (in Chinese) [14] SU L J, WANG Q J, QIN X Q, et al. Analytical solution of a one-dimensional horizontal-absorption equation based on the Brooks-corey model[J]. Soil Science Society of America Journal, 2017, 81(3): 439-449. doi: 10.2136/sssaj2016.06.0189 [15] 夏继红, 窦传彬, 蔡旺炜, 等. 河岸带蜿蜒性与植被密度对潜流驻留时间的复合效应[J]. 水科学进展, 2020, 31(3): 433-440. doi: 10.14042/j.cnki.32.1309.2020.03.013 XIA J H, DOU C B, CAI W W, et al. Compounding effect of meandering degree and vegetation density on hyporheic residence time in riparian zone[J]. Advances in Water Science, 2020, 31(3): 433-440. (in Chinese) doi: 10.14042/j.cnki.32.1309.2020.03.013 [16] 林俊强, 严忠民, 夏继红. 弯曲河岸侧向潜流交换试验[J]. 水科学进展, 2013, 24(1): 118-124. http://skxjz.nhri.cn/article/id/44 LIN J Q, YAN Z M, XIA J H. Laboratory experiments on lateral hyporheic exchange in riverbanks with curved bank morphology[J]. Advances in Water Science, 2013, 24(1): 118-124. (in Chinese) http://skxjz.nhri.cn/article/id/44 [17] 陈孝兵, 赵坚, 李英玉, 等. 床面形态驱动下潜流交换试验[J]. 水科学进展, 2014, 25(6): 835-841. http://skxjz.nhri.cn/article/id/2472 CHEN X B, ZHAO J, LI Y Y, et al. Experimental study of bedform-driven hyporheic exchange[J]. Advances in Water Science, 2014, 25(6): 835-841. (in Chinese) http://skxjz.nhri.cn/article/id/2472 [18] 蔡奕, 石涛, 姚俊兰, 等. 河道潜流交换水动力过程现场监测研究进展[J]. 水科学进展, 2021, 32(4): 638-648. doi: 10.14042/j.cnki.32.1309.2021.04.015 CAI Y, SHI T, YAO J L, et al. Advance in field monitoring research of hydrodynamic process of hyporheic exchange in rivers[J]. Advances in Water Science, 2021, 32(4): 638-648. (in Chinese) doi: 10.14042/j.cnki.32.1309.2021.04.015 -
点击查看大图
图(3) / 表 (2)
计量
- 文章访问数: 432
- HTML全文浏览量: 70
- PDF下载量: 70
- 被引次数: 0
